許長義，林永輝，管兆勇

(1.南京信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，江蘇南京210044;2.中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100081;3.天津市濱海新區(qū)氣象局，天津300457)

梅雨鋒上兩類中尺度對流系統(tǒng)形成的邊界層特征

許長義1，2，3，林永輝2，管兆勇1

(1.南京信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，江蘇南京210044;2.中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100081;3.天津市濱海新區(qū)氣象局，天津300457)

采用具有較高時空分辨率的地面觀測資料以及WRF(Weather reasearch and forecasting)模式輸出資料，分析了2009年6月29—30日梅雨鋒暴雨過程中兩類不同的中尺度對流系統(tǒng)(mesoscale convective system，MCS)邊界層特征及邊界層對兩類MCS的觸發(fā)維持機(jī)理，重點(diǎn)分析了海平面氣壓場特征、邊界層冷池、干線及其在MCS中的影響。結(jié)果表明:兩類中尺度對流系統(tǒng)的海平面氣壓特征存在著明顯的差異，對流爆發(fā)階段地面風(fēng)場存在輻合線，再次激發(fā)階段氣壓場呈“蹺蹺板”型的中尺度擾動，即由前置中低壓和后置中高壓組成，最強(qiáng)的對流帶位于中低壓和中高壓之間的過渡區(qū)內(nèi);邊界層輻合線是第一類中尺度對流系統(tǒng)(MCS1)維持的重要因素;MCS1爆發(fā)后邊界層冷池生成，冷池前的冷出流與低層環(huán)境風(fēng)產(chǎn)生的強(qiáng)輻合觸發(fā)了第二類中尺度對流系統(tǒng)(MCS2);存在于中低壓和中高壓之間的中尺度干線是MCS2的重要特點(diǎn)之一。

中尺度對流系統(tǒng);邊界層輻合線;邊界層冷池;干線

0 引言

梅雨鋒暴雨是多尺度天氣系統(tǒng)相互作用的產(chǎn)物，直接造成暴雨的中尺度對流系統(tǒng)(mesoscale convective system，MCS)的發(fā)生發(fā)展及觸發(fā)維持機(jī)制異常復(fù)雜。在中尺度對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展過程中，邊界層與自由大氣發(fā)生著劇烈的能量和物質(zhì)交換。邊界層在梅雨鋒暴雨的發(fā)生發(fā)展過程中起著非常重要的作用。Doswell(1987)指出，在大尺度環(huán)境場中，與深對流系統(tǒng)聯(lián)系最密切的三個重要因素(低層足夠強(qiáng)的濕層;充分大的直減率;足夠的抬升力)都與邊界層有直接的關(guān)系，特別是中尺度抬升必需的低層不連續(xù)界面，如切變、輻合線、對流外流邊界面、邊界層非均勻加熱、風(fēng)與地形的相互作用等主要發(fā)生在邊界層?，F(xiàn)在已基本公認(rèn)，由降水蒸發(fā)作用產(chǎn)生的地面冷出流與環(huán)境切變的相互作用經(jīng)由前沿新單體的再生促成了對流系統(tǒng)的組織化和維持。特別是Rotunno et al.(1988)和Weisman et al.(1988)指出，與低層(大致在3 km以下)切變相聯(lián)系的環(huán)流與冷丘引起的環(huán)流相互作用非常重要，當(dāng)兩個環(huán)流處于相平衡的狀況時，最有利于對流的發(fā)展。Romero(2001)基于地面觀測和數(shù)值模擬資料研究對流系統(tǒng)的生命史及相互作用，認(rèn)為對流產(chǎn)生的邊界層冷池和外流對對流的維持傳播非常重要，強(qiáng)的中尺度上升氣流是由不同對流系統(tǒng)的外流輻合產(chǎn)生的。Moteki et al.(2004)利用雷達(dá)資料和數(shù)值模擬對1999年梅雨鋒結(jié)構(gòu)和發(fā)展過程進(jìn)行了細(xì)致研究，認(rèn)為支撐梅雨鋒的層狀云降水引發(fā)的“冷池”促使梅雨鋒向南移動并與水汽鋒合并。Corfidi(2003)指出，MCS的移動不僅取決于低空急流，而且與冷池的強(qiáng)度和移動有關(guān)。翟國慶和俞樟孝(1992)根據(jù)華東地區(qū)多次典型強(qiáng)對流天氣的地面風(fēng)場分析和合成結(jié)果，指出強(qiáng)對流帶的發(fā)生發(fā)展與其前暖區(qū)的中尺度輻合線有密切關(guān)系，往往在其前方有中尺度的輻合中心，也是對流發(fā)生最為強(qiáng)烈和移動變化的突出區(qū)域。盛杰和林永輝(2010)指出梅雨鋒暴雨MCS的發(fā)展前期是依靠邊界層內(nèi)強(qiáng)迫對流啟動發(fā)展起來的，而凝結(jié)潛熱的釋放則是后期發(fā)展的主要原因。張立祥和李澤椿(2009)認(rèn)為邊界層輻合線是對流觸發(fā)的重要因素之一。張群等(2001)進(jìn)行了邊界層輻合線發(fā)展成颮線的數(shù)值模擬研究，結(jié)果表明颮線實(shí)例的大尺度環(huán)境場提供了累積的有效浮力能，小尺度積云對流則通過對流翻騰提供高層水汽凝結(jié)潛熱加熱和低層降溫冷卻，而中尺度輻合線通過提供帶狀輻合上升運(yùn)動起著胚胎和組織積云對流的作用。以上研究表明，大多數(shù)的風(fēng)暴起源于邊界層輻合線附近，尤其是在兩條邊界層輻合線的相交處，邊界層風(fēng)場在強(qiáng)對流天氣系統(tǒng)發(fā)生演變過程中具有重要作用。

除了邊界層冷池和邊界層輻合線之外，趙鳴(2008)指出邊界層過程影響了溫濕度場和風(fēng)場，并進(jìn)而通過影響濕位渦、水汽通量散度、渦度、低空急流等來影響降水。孫建華等(2006)研究了低層水汽輻合在華南暴雨過程中催生MCS發(fā)展的機(jī)制，強(qiáng)調(diào)了對流層低層的熱力和動力過程在暴雨發(fā)展過程中的作用。趙思雄等(2004)指出邊界層內(nèi)的一些擾動可能對MCS的發(fā)生發(fā)展起到重要作用。另外，在我國夏季暴雨過程中常常見到低層的濕度有較大的不連續(xù)帶(孫淑清和孟嬋，1992)。在中尺度場上常表現(xiàn)為露點(diǎn)鋒，即等露點(diǎn)線或溫度露點(diǎn)差線密集帶。我國露點(diǎn)鋒的特征與美洲南部平原上的干線(dryline)相比較，雖然兩者都為濕度不連續(xù)，但前者是以與季風(fēng)系相連的暖濕空氣為主導(dǎo)，與干冷氣流對比而成;而后者則是來自墨西哥灣的暖濕空氣西進(jìn)與來自沙漠地區(qū)的干熱空氣相遇，再加上山脈的下坡作用而構(gòu)成的濕度對比。統(tǒng)計(jì)研究(王登炎等，2007)表明，暴雨云團(tuán)的尺度與切變線上露點(diǎn)鋒(干線)的強(qiáng)度有聯(lián)系，即露點(diǎn)鋒越強(qiáng)，特大暴雨尺度有越小的趨勢。

在已有研究中，針對中尺度暴雨的發(fā)生發(fā)展多強(qiáng)調(diào)其中一種物理機(jī)制，但暴雨作為一種復(fù)雜的中尺度天氣過程，在降水的初生和旺盛階段，起主要作用的物理機(jī)制可能有所不同。導(dǎo)致暴雨的中尺度對流系統(tǒng)泛指水平尺度為10～2 000 km的具有旺盛對流運(yùn)動的天氣系統(tǒng)，是產(chǎn)生暴雨和強(qiáng)對流天氣的實(shí)體，是組織化積云對流形成的一類強(qiáng)烈對流系統(tǒng)，在組織化過程中能夠持續(xù)制造新的對流單體。MCS包括颮線、中尺度對流復(fù)合體(mesoscale convective complex，MCC)和對流風(fēng)暴群，其中線狀的颮線和橢圓形的中尺度對流復(fù)合體是MCS的兩種特殊形態(tài)，更多MCS介于兩者之間。廖捷和談?wù)苊?2005)利用數(shù)值模擬結(jié)果分析不同尺度天氣系統(tǒng)相互作用對2003年江淮暴雨的影響。之前的研究多將對流系統(tǒng)分為初生階段、發(fā)展階段、成熟階段和消亡階段，而Fang and Zhang(2010)則將風(fēng)暴Dolly(2008)分為3個發(fā)展階段:對流爆發(fā)階段、層狀云階段、濕對流再次激發(fā)并快速加強(qiáng)階段，這種劃分方法為本文的研究提供了一種新的思路。利用逐時地面加密觀測資料，包括海平面氣壓、溫度、露點(diǎn)溫度、風(fēng)向、風(fēng)速等氣象要素，逐時降水觀測資料以及高分辨率的模式模擬資料，對2009年6月28—30日的梅雨鋒暴雨過程進(jìn)行分析，并對這次暴雨過程中兩類中尺度對流系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)特征及形成機(jī)理進(jìn)行了研究，考慮Fang and Zhang(2010)對風(fēng)暴不同階段的劃分依據(jù)，將這次中尺度對流系統(tǒng)的發(fā)展分為對流爆發(fā)階段(MCS1)和對流再次激發(fā)階段(MCS2)。MCS1位于梅雨鋒前，其發(fā)展強(qiáng)盛且深厚，內(nèi)部為貫穿整個對流層的強(qiáng)上升運(yùn)動;MCS2則位于梅雨鋒上，發(fā)展相對淺薄，表現(xiàn)為對流層中低層的傾斜上升運(yùn)動。本文的研究重點(diǎn)主要是對流層低層以及邊界層的作用。

1 地面中尺度特征

1.1 氣壓場及風(fēng)場

圖1中的海平面物理量及逐時降水量是由MICAPS加密站點(diǎn)資料得到的結(jié)果，由海平面溫壓場特征可以看出，兩類中尺度對流系統(tǒng)在海平面分布特征方面存在巨大差異。第一階段的29日20時(世界時，下同)在對流雨區(qū)附近存在一東西向的中尺度輻合線(圖1a)，低壓覆蓋了整個對流雨區(qū)，無明顯的冷暖中心，濕度對比也不十分明顯。29日22時至30日00時的過渡時期，由圖1b看出，低壓分裂為南北兩部分，其分裂的原因可能與其內(nèi)部的輻散風(fēng)場有關(guān)。但分裂的兩個低壓所對應(yīng)的風(fēng)場有很大差別，北側(cè)低壓對應(yīng)中尺度輻合線，南側(cè)低壓則對應(yīng)中尺度渦旋。30日03時進(jìn)入對流第二階段，由于降水拖曳蒸發(fā)冷卻等原因，對流雨區(qū)以北出現(xiàn)了冷中心，海平面氣壓場出現(xiàn)一高壓中心，這里既是積云對流下沉氣流區(qū)，也是冷中高壓的源區(qū)。關(guān)于此冷高壓的形成機(jī)制在后面還將進(jìn)一步討論。高壓附近盛行輻散風(fēng)場，冷高壓的南北兩側(cè)均為暖低壓，由此在對流雨區(qū)附近形成了前置低壓和后置高壓的中尺度擾動場結(jié)構(gòu)。30日07時該擾動特征更加明顯，其最強(qiáng)的對流雨帶位于暖低壓和冷高壓之間的過渡區(qū)內(nèi)(圖1d)，此時中低壓強(qiáng)度達(dá)到最強(qiáng)，海平面氣壓降至1 001 hPa。MCS2經(jīng)過前后，溫度變化十分明顯，降溫最明顯的區(qū)域位于對流雨團(tuán)的后部，表明其后部是高密度冷下沉氣流。暖中心與對流潛熱釋放引起的加熱和地面輻射增溫有關(guān)，冷中心與降水粒子的蒸發(fā)、升華和溶解而引起的冷卻效應(yīng)有關(guān)。

通過以上分析可以看出，對流第一階段地面以輻合為主，沒有明顯的熱力差異;而第二階段上各個物理量梯度變化十分明顯，有以下三個主要特點(diǎn):1)暖低壓位于對流雨團(tuán)的東南象限;2)冷高壓位于對流雨團(tuán)的西北象限;3)另一暖低壓位于對流雨團(tuán)北方。氣壓場和強(qiáng)對流的這種中尺度分布型式類似于Johnson and Hamilton(1988)所歸納出的北美中緯度颮線系統(tǒng)的概念模型。圖1c、d中強(qiáng)對流帶前的中低壓類似于中緯度颮前低壓(presquall-low)或前置低壓，并且本例中在中高壓之后還有中尺度的尾流弱低壓(wake low)。

1.2 地面干線特征

干濕空氣強(qiáng)烈對比的不連續(xù)帶在我國慣稱露點(diǎn)鋒。由于我國地處季風(fēng)區(qū)，極強(qiáng)的暖濕空氣比較活躍，在北上時會形成局地的干濕不連續(xù)。絕大多數(shù)干線是一種中β尺度天氣系統(tǒng)，根據(jù)日常天氣分析與預(yù)報，這里取(T－Td)值進(jìn)行分析說明，該值反映空氣干濕程度，數(shù)值越小，空氣相對濕度越大。由圖2可見，在對流第二階段，等溫線和等(T－Td)線迅速變密集，在前置暖低壓和后置冷高壓之間存在一個極強(qiáng)的溫度露點(diǎn)差密集帶，而在對流第一階段，地面輻合線附近的溫濕要素差異較小。30日07時，前置暖低壓的(T－Td)值達(dá)到12℃，而冷高壓內(nèi)的(T－Td)值達(dá)到1℃，兩者的濕度對比相當(dāng)明顯。干中心與暖中心以及濕中心與冷中心完全重合。干線的北側(cè)為冷濕空氣，而南側(cè)則為干暖空氣。與圖1中的風(fēng)場進(jìn)行比較可以看出，干線附近對應(yīng)著西南氣流與東北氣流的匯合區(qū)，即對應(yīng)著邊界層輻合線。很多研究(翟國慶和俞樟孝，1992)表明，當(dāng)對流系統(tǒng)與風(fēng)場中的其他中尺度不連續(xù)線(如干線、鋒面、地形輻合線等)相遇時，即伴有一次強(qiáng)的輻合和促使對流猛烈發(fā)展。由此可以肯定，干線是對流第二階段的主要影響系統(tǒng)之一。

圖1 觀測的海平面氣壓場(實(shí)線;單位:hPa)、溫度場(紅虛線;單位:℃)、風(fēng)場(箭矢;單位:m/s)以及逐時降水量(陰影;單位:mm)a.29日20時;b.29日23時;c.30日03時;d.30日07時Fig.1 Observation of sea level pressure(solid line;units:hPa)，temperature(red dashed line;units:℃)，horizontal wind vectors(arrow;units:m/s)and hourly precipitation(shaded areas;units:mm)at(a)2000 UTC 29 June，(b)2300 UTC 29 June，(c)0300 UTC 30 June and(d)0700 UTC 30 June

2 模擬方案及結(jié)果

利用中尺度非靜力數(shù)值模式WRF3.0(weather reasearch and forecasting 3.0)進(jìn)行數(shù)值模擬，采用雙層單向嵌套網(wǎng)格(D01和D02)，其水平分辨率分別為30 km和10 km，格點(diǎn)數(shù)分別是200×180、139×226，粗網(wǎng)格區(qū)域(D01)中心在(115°E，38°N)，粗細(xì)網(wǎng)格均采用Lin物理方案，積云參數(shù)化方案選取新的Kain-Fritsch(Eta)方案，長波輻射采用RRTM(rapid radiative transfer model)方案，短波輻射采用Dudhia方案，時間步長為120 s。模式模擬區(qū)域D01和D02的初始條件及D01的側(cè)邊界條件來自NCEP全球1°×1°的時間間隔6 h的FNL全球分析資料(Final Operational Global Analysis)，模擬時間從2009年6月29日12時—7月1日00時，共計(jì)36 h，文中的模擬結(jié)果均采用世界時。

圖3為2009年6月29日12時—30日00時實(shí)況和模擬的12 h降水分布，實(shí)況累計(jì)降水量采用的是MICAPS的降水資料。從降水場的分布來看，兩者的雨帶基本都呈西南—東北向帶狀分布，雨帶位置也基本對應(yīng)，模擬的12 h累計(jì)降水量最大值達(dá)到85 mm，模式降水反映出了實(shí)況降水的分布和特征，所以總體而言，模式對本次暴雨的模擬是比較成功的。

圖2 觀測的海平面溫度場(實(shí)線;單位:℃)以及溫度露點(diǎn)差(虛線;單位:℃)a.29日20時;b.29日23時;c.30日03時;d.30日07時Fig.2 Observation of sea level temperature(solid line;units:℃)and(T－Td)(dashed line;units:℃)at(a)2000 UTC 29 June，(b)2300 UTC 29 June，(c)0300 UTC 30 June and(d)0700 UTC 30 June

3 兩類MCS的邊界層特征及演變

由前述分析可知，2009年6月29—30日的梅雨鋒暴雨過程是由兩類不同性質(zhì)的中尺度對流系統(tǒng)造成的。圖4給出了兩個階段中對流系統(tǒng)邊界層950 hPa上的溫壓場和雷達(dá)反射率。29日20時，在安徽省和江蘇省的南部存在明顯的低壓中心，雷達(dá)反射率的高值區(qū)位于低壓中心內(nèi)部，此時低壓中心附近溫度為22℃。隨著對流系統(tǒng)進(jìn)入第二階段，與MCS2相聯(lián)系的中尺度擾動包括一個中尺度高壓和兩個中尺度低壓，強(qiáng)對流帶位于中高壓與系統(tǒng)前低壓之間的過渡帶上，中高壓和中低壓分別對應(yīng)冷中心和暖中心，冷中心溫度低于18℃。該過程第二階段海平面氣壓場的分布特點(diǎn)與東北冷渦中尺度對流系統(tǒng)成熟階段的地面氣壓場的表現(xiàn)極為相似，即存在一強(qiáng)的中高壓并有弱的前導(dǎo)低壓和尾隨低壓相配合(張立祥和李澤椿，2009)。

29日19時邊界層950 hPa上(118.5°E，31.5°N)附近形成一個低渦中心，渦旋中正渦度中心值達(dá)15×10－5s－1，低渦的東部為一輻合線。由流場的時間演變(圖5)可以看出，該低渦不斷東移南壓，對應(yīng)著渦度的最大值隨低渦東移，且呈逗點(diǎn)狀，而其東部的輻合線在21時發(fā)展成為另一低渦，之后東移入海。說明在對流系統(tǒng)發(fā)展的第一階段，在邊界層低渦發(fā)展的過程中，不斷有中尺度擾動在低渦的前面發(fā)展，形成一系列β中尺度系統(tǒng)。輻合線與模擬的強(qiáng)回波帶相對應(yīng)。值得注意的是，邊界層輻合線的北側(cè)存在一輻散軸，該輻散軸在20時發(fā)展成為反氣旋小高壓(圖5b)，該反氣旋隨著低渦不斷東移，為邊界層渦旋提供了有利的環(huán)境和條件。丁治英等(2010)認(rèn)為低層β中尺度小高壓的存在有利于梅雨鋒切變線的維持，但不能為暴雨提供較強(qiáng)的輻合場，從而不利于強(qiáng)降水的產(chǎn)生。邊界層上的中尺度輻合渦旋為對流系統(tǒng)提供了能量和水汽輸送，它伴隨著對流系統(tǒng)的爆發(fā)而出現(xiàn)，同時對MCS1的維持和發(fā)展有重要的反饋?zhàn)饔?。類似的位于風(fēng)暴前沿邊界層的輻合區(qū)或輻合線在許多觀測研究中都有發(fā)現(xiàn)，一般認(rèn)為是由于風(fēng)暴下沉氣流在低層流向風(fēng)暴前方而形成的陣風(fēng)鋒表現(xiàn)(張立祥和李澤椿，2009)。許多研究表明，邊界層內(nèi)的中尺度輻合線對強(qiáng)對流天氣的形成、演變具有重要作用，邊界層輻合線和強(qiáng)對流的關(guān)系是許多對流天氣概念模型預(yù)報的基礎(chǔ)。這種邊界層輻合線可以是天氣尺度的冷鋒或露點(diǎn)鋒，如果在沿海地區(qū)也可以是中尺度的海陸風(fēng)輻合帶，包括出流邊界和由土壤溫度等的空間分布不均勻造成的輻合帶。Ogura and Chen(1977)對發(fā)生在Oklahoma的一條颮線的形成和發(fā)展階段進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)一條與干線相聯(lián)系且較為明顯的輻合線先于回波90 min出現(xiàn)，這條輻合線在颮線的形成、維持過程中也非常重要。而本文研究的個例中，在對流第一階段，邊界層輻合線出現(xiàn)時并無邊界層干線出現(xiàn)，但在對流第二階段，干線附近對應(yīng)著暖低壓和冷高壓。邊界層對應(yīng)的深對流系統(tǒng)的演變與暴雨過程之間的關(guān)系也可以從靜止衛(wèi)星觀測到的TBB(black body temperature)變化得到證實(shí)。由模擬第一階段的流場(圖5a，b)可以看出，對流系統(tǒng)中心始終有一條東北—西南向的輻合線，其北側(cè)為偏東和偏北氣流，南側(cè)為偏南氣流，兩者之間存在相當(dāng)顯著的輻合，足以維持MCS1的發(fā)展，因此對流爆發(fā)階段是由邊界層輻合線維持的。

圖3 2009年6月29日12時—30日00時12 h累計(jì)降水量(單位:mm)a.觀測結(jié)果;b.模擬結(jié)果Fig.3 (a)Observed and(b)simulated 12 h accumulated rainfall(units:mm)from 1200 UTC 29 to 0000 UTC 30 June 2009

圖4 模擬兩類MCS的950 hPa位勢高度(實(shí)線;單位:dagpm)、溫度(虛線;單位:℃)和雷達(dá)回波反射率(陰影;單位:dBZ)a.29日20時;b.30日03時Fig.4 Simulated 950 hPa geopotential height(solid line;units:dagpm)，temperature(dashed line;units:℃)and radar reflectivity(shaded areas;units:dBZ)at(a)2000 UTC 29 June and(b)0300 UTC 30 June

隨著對流系統(tǒng)的發(fā)展進(jìn)入第二階段，邊界層流場與第一階段存在很大差別，僅存在一氣旋性渦旋，輻合和輻散軸均不存在。而邊界層渦旋對應(yīng)的渦度極大值僅為9×10－5s－1，遠(yuǎn)小于對流第一階段的渦度值。通過對比950 hPa和700 hPa上的風(fēng)場特征可知，邊界層的風(fēng)場輻合先于對流層低層且比低層更為顯著，進(jìn)一步證明了此過程中邊界層的重要作用。

圖5 模擬的950 hPa流場和渦度(陰影;單位:10－5s－1;圖5a、b中粗虛線代表邊界層輻合線)a.29日19時;b.29日20時;c.30日01時;d.30日03時Fig.5 Streamline field and vorticity(shaded areas;units:10－5s－1)at 950 hPa obtained from the model simulation results at(a)1900 UTC 29 June，(b)2000 UTC 29 June，(c)0100 UTC 30 June and(d)0300 UTC 30 June(the bold dashed line denotes boundary layer convergence line in Fig.5 a，b)

4 MCS2的觸發(fā)維持機(jī)制及地面冷高壓形成機(jī)制

4.1 邊界層干線

風(fēng)暴中下沉氣流中冷空氣的迅速加強(qiáng)堆積在中尺度分析中十分明顯(Fujita，1963)。Rhea(1966)研究指出，地面干線附近是雷暴和颮線的高發(fā)區(qū)，干線附近有明顯的風(fēng)場輻合，易形成中小尺度垂直環(huán)流。這種由于干線激發(fā)的次級環(huán)流在觸發(fā)和維持對流活動中起到了重要作用。Koch and McCarthy(1982)指出，沿干線附近的強(qiáng)輻合是由與弱低壓梯度有關(guān)的邊界層環(huán)流強(qiáng)迫出的。McCarthy and Koch(1982)在討論美國低空干線的結(jié)構(gòu)時指出，有一類干線在前期，干熱的空氣位于暖濕空氣之上，這時在低層形成一個極薄的逆溫層。并進(jìn)一步指出，美國Oklahoma等地的干線在其形成過程中，西側(cè)的干熱氣流來自西南部的沙漠地區(qū)，而在落基山的下坡風(fēng)作用下，下沉增溫更加突出。由模擬邊界層950 hPa上的溫度露點(diǎn)差(圖6)分布發(fā)現(xiàn)，在對流的第二階段，有一條干舌從江蘇省境內(nèi)向安徽省逐漸侵入，其最大值達(dá)到14℃。

由圖7可見，從水平分布看，暖干舌是從偏西方向伸展過來的，在118°E附近形成非常明顯的濕度以及溫度的不連續(xù)線，其東西兩側(cè)干暖與冷濕氣流對比十分顯著。從時間演變看，其變干過程比較突然，這說明隨著第二階段對流降水的繼續(xù)，干線所積聚的能量釋放很快，使邊界層的溫濕場結(jié)構(gòu)也突然發(fā)生變化。

圖7 模擬的950 hPa溫度(實(shí)線;單位:℃)和溫度露點(diǎn)差(虛線;單位:℃)的時間—經(jīng)度剖面Fig.7 Time-longitude cross-section of simulated 950 hPa temperature(solid line;units:℃)and(T－Td)(dashed line;units:℃)

4.2 MCS2的觸發(fā)機(jī)制——邊界層冷池

圖6 模擬的950 hPa等溫線(實(shí)線;單位:℃)和溫度露點(diǎn)差(虛線;單位:℃)a.30日03時;b.30日07時Fig.6 Simulated 950 hPa temperature(solid line;units:℃)and(T－Td)(dashed line;units:℃)at(a)0300 UTC 30 June and(b)0700 UTC 30 June

為研究邊界層在對流系統(tǒng)整個發(fā)生發(fā)展以及消亡過程中的溫度變化，研究對流中心區(qū)域平均的位溫時間演變(圖8)。從圖8可見，從29日20時開始，邊界層位溫開始逐漸降低，至30日05時位溫低于295 K，達(dá)到最小值。由此可知，對流第一階段邊界層的顯著降溫為第二階段邊界層冷池的形成提供了有利的條件，但由于邊界層冷池的形成需要足夠冷空氣的堆積，因此在對流第一階段其邊界層還未達(dá)到冷池的標(biāo)準(zhǔn)。30日06時開始，邊界層位溫開始升高，意味著冷池的減弱和對流系統(tǒng)的消亡。

圖8 模擬D02區(qū)域(118.0～119.5°E，31.0～32.0°N)950 hPa上24 h平均位溫的時間演變Fig.8 Time variation of the mean 24 h potential temperature at 950 hPa in zone D02(31.0—32.0°N，118.0—119.5°E)

圖9給出了位溫的垂直分布，可以看出，在對流系統(tǒng)發(fā)展的第一階段即對流爆發(fā)時的29日21時，邊界層冷池還未形成，而在過渡階段的23時，相當(dāng)位溫低于300 K的冷池區(qū)域雖可見，但無論是水平或是垂直范圍都非常小;在對流系統(tǒng)發(fā)展的第二階段，邊界層冷池的水平尺度逐漸增大，30日01時達(dá)到了300 km左右，超過了對流系統(tǒng)的尺度。對流層低層逆溫非常明顯，表明邊界層冷空氣比較強(qiáng)。還可看出，冷池頂基本對應(yīng)著對流單體上升和下沉氣流的分界線，冷池頂以上對流單體內(nèi)主要為強(qiáng)上升氣流，以下則為下沉氣流，大量的降水物質(zhì)加強(qiáng)了下沉氣流，而在對流系統(tǒng)發(fā)展的第一階段，并不存在下沉氣流。該下沉氣流與降至地面處的降水共同作用，導(dǎo)致低層溫度迅速降低，冷池內(nèi)部的下沉氣流在邊界層向四周鋪開，即為邊界層外流，存在于冷池的外圍，主要是由降水拖曳作用形成的，而對流雨區(qū)剛好位于冷池北側(cè)邊界層外流的位置。隨著冷池的擴(kuò)張，邊界層外流風(fēng)速也隨著增大，此時對流層低層并不存在沿邊界層冷池的斜升暖氣流。02:20大量的降水物質(zhì)加強(qiáng)了下沉氣流，與降至地面處的降水共同作用，導(dǎo)致低層溫度進(jìn)一步降低，而冷池的冷出流與低層環(huán)境風(fēng)產(chǎn)生強(qiáng)輻合，輻合線反過來又加強(qiáng)了造成降水冷池外流的對流系統(tǒng)的發(fā)展和維持。由此可見，邊界層外流對MCS2的發(fā)展維持扮演著重要角色。另外，在冷池的南側(cè)，有一支干暖斜升氣流沿著冷池上滑，導(dǎo)致冷暖流之間的密度鋒區(qū)抬升并加速了入流，觸發(fā)并加強(qiáng)上升氣流。冷池的強(qiáng)度受很多因素影響，如降水的升華、冷卻和蒸發(fā)，降水拖曳，垂直氣壓梯度擾動等(Corfidi，2003)。Weisman et al.(1988)研究雷暴系統(tǒng)時指出，在其經(jīng)歷“冷池外擴(kuò)階段”時，隨著雷暴系統(tǒng)的發(fā)展和地表冷池強(qiáng)度的增加，系統(tǒng)上升氣流將沿冷池上邊界向后傾斜上升，冷池越強(qiáng)，上升氣流越傾斜，影響上游不飽和濕空氣抬升至飽和狀態(tài)，而不利于對流的進(jìn)一步發(fā)展。由圖9可以看出，隨著下沉氣流的增強(qiáng)，降水的蒸發(fā)冷卻也增強(qiáng)，邊界層冷池的強(qiáng)度和范圍不斷加強(qiáng)和擴(kuò)大。

為進(jìn)一步研究蒸發(fā)冷卻與冷池的關(guān)系，圖10給出了邊界層900 hPa上的對流區(qū)域平均潛熱釋放隨時間演變。潛熱加熱率的計(jì)算依據(jù)Emanuel et al.(1987)的公式

其中:γm和γd分別為濕空氣和干空氣的絕熱遞減率;θ為位溫;θe為相當(dāng)位溫;ω是等壓坐標(biāo)系垂直速度。由圖10可以看出邊界層在兩類對流系統(tǒng)發(fā)展過程中潛熱釋放和蒸發(fā)冷卻的差異。在對流發(fā)展的第一階段，潛熱加熱率不斷增加，對流爆發(fā)的29日20時達(dá)到最大值，之后不斷減小，但依然為正值。由此可知，邊界層對MCS1主要起了潛熱加熱的作用;而在對流發(fā)展的第二階段，加熱率則為負(fù)值，說明此階段邊界層為蒸發(fā)冷卻作用占主導(dǎo)。這說明在梅雨鋒中尺度對流系統(tǒng)發(fā)展過程中，其邊界層冷池的形成、加強(qiáng)與對流降水的蒸發(fā)冷卻密切相關(guān)。在MCS2發(fā)展過程中，對流增強(qiáng)，降水增強(qiáng)，地面降水的蒸發(fā)導(dǎo)致邊界層冷池不斷加強(qiáng)。因此邊界層冷池的形成對MCS2的發(fā)展維持起到了重要的作用，它改變了對流單體邊界層的層結(jié)結(jié)構(gòu)，冷池內(nèi)部為潛在穩(wěn)定層結(jié)，其層結(jié)及氣流結(jié)構(gòu)的改變進(jìn)而改變了邊界層入流。對流與冷池擴(kuò)張的相互作用使得對流活動得到加強(qiáng)，而加強(qiáng)了的對流又會產(chǎn)生更多的降水，對冷池產(chǎn)生正反饋?zhàn)饔茫涑氐膹?qiáng)度直接決定了系統(tǒng)所處的生命周期狀態(tài)。Watson and Holle(1982)研究認(rèn)為，沿外流邊界的輻合加強(qiáng)區(qū)是對流形成區(qū)域。注意到，邊界層冷池內(nèi)部伴有明顯的濕度梯度，即地面干線存在于冷池內(nèi)部。30日07時，邊界層冷池的范圍強(qiáng)度開始逐漸減弱(圖略)，MCS2也進(jìn)入消亡階段。由以上分析可知，邊界層冷池對MCS2起著非常重要的作用，其伴隨著對流降水的產(chǎn)生而產(chǎn)生，它主要是由降水蒸發(fā)冷卻形成，可以影響中尺度溫度場和濕度場，其產(chǎn)生的強(qiáng)烈的溫度和濕度梯度對應(yīng)很強(qiáng)的中尺度濕斜壓作用。由于冷池內(nèi)部為潛在穩(wěn)定層結(jié)，其對邊界層層結(jié)及入流、出流產(chǎn)生影響進(jìn)而影響對流系統(tǒng)的演變和發(fā)展。

4.3 MCS2的維持機(jī)制——垂直風(fēng)切變

在給定的大氣熱力條件下，環(huán)境風(fēng)場的垂直切變特征對強(qiáng)對流的結(jié)構(gòu)、形態(tài)、生命史及活動有著重要的影響。本文計(jì)算了對流層低層700～900 hPa之間的垂直風(fēng)切變，并制作格點(diǎn)(119.2°E，31.5°N)和(118.8°E，31.7°N)的垂直風(fēng)切變隨時間的演變(圖11)。由圖可見，30日00時，風(fēng)切變值逐漸增大，01時前后達(dá)到最大值，數(shù)值達(dá)到14×10－3s－1以上，之后的02時逐時降水量達(dá)到極大值，隨后風(fēng)切變值逐漸減小。由之前的分析可知，MCS2在30日02時各物理要素(散度、垂直速度、雷達(dá)回波反射率、混合比、凝結(jié)潛熱)均達(dá)到極大值。在MCS2的發(fā)展過程中，切變的最大值比對流激發(fā)提前1～2 h。由此推測，正是邊界層冷池前的冷出流與低層的環(huán)境風(fēng)切變觸發(fā)了對流的再次激發(fā)。對流層中高層的切變對該過程的影響并不明顯(圖略)，地面以上至3 km以下的大氣層中的風(fēng)速垂直切變對該過程影響很大。這種中低層較大的垂直風(fēng)切變使得對流系統(tǒng)中的上升氣流變傾斜(這也是MCS2的垂直上升運(yùn)動在中低層表現(xiàn)為傾斜的原因之一)，使降水質(zhì)點(diǎn)能順利脫離上升氣流，減小降水質(zhì)點(diǎn)對上升氣流的拖曳作用，從而維持對流系統(tǒng)中的浮力。此外，中低層強(qiáng)垂直風(fēng)切變也可以增強(qiáng)中層干冷空氣的吸入，與對流系統(tǒng)中的下沉氣流混合，下沉氣流中的飽和空氣蒸發(fā)冷卻，形成冷的出流。

圖10 模擬D02區(qū)域(118.0～119.5°E，31.0～32.0°N)900 hPa上24 h平均潛熱釋放(單位:10－2K·h－1)的時間演變Fig.10 Time variation of the mean 24 h latent heat release(units:10－2K·h－1)at 900 hPa in zone D02(31.0—32.0°N，118.0—119.5°E)

4.4 地面冷高壓的形成機(jī)制

圖11 區(qū)域(118.8～119.2°E，31.5～31.7°N)平均逐時降水量(實(shí)線;單位:mm)及單站(119.2°E，31.5°N)(a)和(118.8°E，31.7°N)(b)700～900 hPa徑向風(fēng)速的垂直切變(點(diǎn)線;單位:10－3s－1)的時間演變Fig.11 Time variation of the mean hourly precipitation(solid line;units:mm)averaged over(31.5—31.7°N，118.8—119.2°E)and vertical wind shear from 700 hPa to 900 hPa at(a)(31.5°N，119.2°E)and(b)(31.7°N，118.8°E)(dotted line;units:10－3s－1)

由圖9可見，沿對流中心的垂直剖面上有一個非常明顯的由上升和下沉氣流構(gòu)成的次級環(huán)流，大約位于700 hPa以下，31°N附近為上升運(yùn)動，31.5～32.0°N附近盛行下沉運(yùn)動，下沉氣流給地面帶來了降溫和冷出流，它對應(yīng)著前述的地面中尺度冷高壓(圖1c、d)，且下沉運(yùn)動達(dá)到邊界層底部，它們的產(chǎn)生與由層狀云下落的降水粒子(雨滴/冰晶)的蒸發(fā)、升華和融解而引起的冷卻效應(yīng)有關(guān)(Fujita，1959)。具有較高動量的高層氣流下沉至地面后向外輻散，地面到邊界層的低壓擾動及其北部的高壓擾動分別對應(yīng)上升和下沉氣流。冷高壓中的下沉氣流使出流邊界前暖濕空氣的輻合抬升作用增大，促使對流運(yùn)動加深發(fā)展。另外，邊界層冷池的范圍和強(qiáng)度也逐漸增強(qiáng)，冷池中的空氣在下沉氣流的驅(qū)動下沖下地面，向南的冷出流快速嵌入暖入流的下部，導(dǎo)致兩者之間的密度鋒區(qū)抬升并加速了入流，加強(qiáng)上升氣流，使得海平面冷高壓大大加強(qiáng)。初始對流發(fā)展為暴雨云團(tuán)后，其強(qiáng)下沉氣流沿近地面涌出，加強(qiáng)了其傳播方向新云團(tuán)的發(fā)展，這種新老云團(tuán)新陳代謝過程是后續(xù)暴雨的觸發(fā)機(jī)制(袁美英等，2010)。對流層中上層為θe大值區(qū)，水平方向上對應(yīng)東北氣流，對流系統(tǒng)北側(cè)高層的干暖空氣堆逐步向低層侵入，這股氣流的干侵入是對流系統(tǒng)北側(cè)暖低壓維持的主要動力，也是第二階段地面上對流雨團(tuán)北側(cè)暖低壓濕度減小的主要原因。在一些強(qiáng)烈發(fā)展的風(fēng)暴中，由于其內(nèi)部作傾斜上升氣流的水汽發(fā)生凝結(jié)后，形成水滴落入風(fēng)暴后部下沉氣流中，并在那里發(fā)生蒸發(fā)冷卻，結(jié)果可在風(fēng)暴后部的地表形成一個邊界層中尺度高壓，而由于高壓中相當(dāng)部分較冷空氣的向前流出，抬升了其前部較為暖濕的空氣，使上升氣流得以再生，為系統(tǒng)持續(xù)發(fā)展提供了機(jī)制。由圖9可以看出對流第二階段與邊界層相關(guān)的系統(tǒng)有:對流層低層的下沉氣流導(dǎo)致的冷高壓系統(tǒng);濕度不均勻分布導(dǎo)致的低層干線;降水蒸發(fā)冷卻引起的邊界層冷池以及邊界層外流;與冷池有關(guān)的邊界層干暖斜升氣流。

綜合以上分析可以看出，在兩類中尺度對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展過程中，邊界層所起的作用存在很大的區(qū)別。邊界層對MCS1主要是動力作用，而對MCS2則主要是熱力動力作用。地面和邊界層中的干線是MCS2的重要特點(diǎn)之一。

5 結(jié)論和討論

2009年6月29—30日，一系列中尺度對流系統(tǒng)沿著東西向的梅雨鋒先后移至江淮地區(qū)，在有利的環(huán)境條件以及合適的觸發(fā)機(jī)制下產(chǎn)生了此次江淮流域的暴雨過程。本文利用具有較高時空分辨率的加密站點(diǎn)數(shù)據(jù)以及WRF模式結(jié)果，討論了邊界層對一次梅雨鋒暴雨過程中兩類MCS的不同作用。從模擬結(jié)果來看，模式較好地再現(xiàn)了本次中尺度對流系統(tǒng)演變過程中的邊界層中尺度現(xiàn)象，得到了與實(shí)況較為相近的中尺度特征。結(jié)果表明:

1)對流第一階段海平面風(fēng)場存在輻合線;第二階段氣壓場呈現(xiàn)出由前置低壓和后置高壓組成的中尺度擾動場特征，最強(qiáng)的對流帶位于系統(tǒng)前低壓和中高壓之間的過渡區(qū)內(nèi)，這一中尺度現(xiàn)象被模擬基本再現(xiàn)。

2)邊界層在兩類中尺度對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展過程中都起了非常重要的作用。在對流爆發(fā)階段，主要是邊界層輻合線所起的維持作用;對流再次激發(fā)階段，則為邊界層冷池前的冷出流與低層環(huán)境風(fēng)產(chǎn)生的強(qiáng)輻合所起的觸發(fā)作用。

3)地面上存在于中低壓和中高壓過渡區(qū)內(nèi)的中尺度干線是對流再次激發(fā)階段的重要特點(diǎn)之一。干線北側(cè)為冷濕氣流，南側(cè)為干暖氣流，在過渡區(qū)內(nèi)形成了強(qiáng)烈的干濕對比。

致謝:中國氣象科學(xué)研究院信息中心提供了MICAPS地面觀測資料，審稿專家和編輯提出了寶貴意見，謹(jǐn)致謝忱!

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The boundary layer characteristics of two types of mesoscale convective systems along a Meiyu front

XU Chang-yi1，2，3，LIN Yong-hui2，GUAN Zhao-yong1

(1.School of Atmospheric Sciences，NUIST，Nanjing 210044，China;2.State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorological Sciences，Beijing 100081，China;3.Binhai Meteorological Office，Tianjin 300457，China)

By using the surface observational data at high spatial and temporal resolutions together with simulations of the Weather Research and Forecasting model，the characteristics of atmospheric boundary layer and mechanisms of two different types of MCSs(mesoscale convective systems)which led to the Meiyu front rainstorm that occurred over the Yangtze River basin during 29-30 June 2009 are analyzed，focusing on sea level pressure field，boundary layer cold pool，dryline and its effect in MCS.The results show that there are obvious differences for the sea level pressure fields corresponding to the two distinct MCSs(referred as MCS1 and MCS2).MCS1 corresponds to boundary layer convergence line while MCS2 is composed of a mesolow and a mesohigh which are located in front of and behind the severe convective zone，respectively.The severe convective zone occurred in the transition zone between the mesolow and mesohigh.The boundary layer convergence line is an important factor in maintainingMCS1.The convergence between the boundary outflow before the boundary layer cold pool caused by the developing process of MCS1 and lower-layer wind triggered MCS2.The mesoscale dryline in the transition zone was an important characteristic of MCS2.

mesoscale convective system;boundary layer convergence line;cold pool in the boundary layer;dryline

P458.2

A

1674-7097(2012)01-0051-13

2011-05-16;改回日期:2011-07-01

國家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(40745026;40875035);公益性行業(yè)(氣象)科研專項(xiàng)(GYHY(QX)2007-06-20);中國氣象科學(xué)研究院基本科研業(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)(2007Y002);災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室自主研究專項(xiàng)(2008LASWZ103);國家科技支撐計(jì)劃課題資助項(xiàng)目(2007BCA29B02)

許長義(1985—)，女，天津人，碩士，助理工程師，研究方向?yàn)橹谐叨葰庀髮W(xué)，xusupergirl@163.com;林永輝(通信作者)，研究員，研究方向?yàn)橹谐叨葎恿W(xué)和中尺度數(shù)值模擬，linyh@cams.cma.gov.cn;管兆勇(聯(lián)合通信作者)，教授，研究方向?yàn)闅夂騽恿W(xué)，guanzy@nuist.edu.cn.

許長義，林永輝，管兆勇.2012.梅雨鋒上兩類中尺度對流系統(tǒng)形成的邊界層特征［J］.大氣科學(xué)學(xué)報，35(1):51-63.

Xu Chang-yi，Lin Yong-hui，Guan Zhao-yong.2012.The boundary layer characteristics of two types of mesoscale convective systems along a Meiyu front［J］.Trans Atmos Sci，35(1):51-63.

(責(zé)任編輯:劉菲)