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中国东部梅雨锋暴雨中尺度对流系统的形成与组织模式

YALI LUO

中国气象科学院恶劣天气国家重点实验室，北京，中国

YU GONG

中国气象局国家气象中心，北京，中国

DA-LIN ZHANG

中国气象科学院恶劣天气国家重点实验室，北京以及马里兰大学大气和海洋科学系，马里兰

摘要:利用高分辨率地面观测和雷达反射率，以及利用嵌套网格间距为1.11km的24小时对流模拟，研究了2007年7月8日中国东部梅雨锋附近产生极值降雨的准线性中尺度对流系统(MCS)的形成和组织。观测和模拟结果均表明，准线性MCS通过连续对流萌生和组织形成寿命约4-10h的东西向雨带，并随后向东南传播。结果表明，MCS西端的早期对流起始是由于之前下午到晚上的对流活动所留下的潮湿的西南季风气流上升的冷出流，这可能与梅雨的清晨和傍晚高峰之间存在联系。在MCS的发展过程中发现了两种尺度的对流组织:一种是沿单个雨带的对流单元东西向的“列车效应”，另一种是沿准线性MCS的雨带东南向的“列车带效应”。这两种组织模式在对流要素“效应”的语境下是相似的，但在空间尺度和运动方向上是不同的。结果表明，重复对流后建和后续沿同一路径的列车效应是导致本例极端降水产生的原因，其中波段效应与波段寿命和准线性MCS的形成有关。

1 引言

长江-淮河流域梅雨季节(简称为YHRB；这两条河流的分布情况如图1所示)，通常发生在6月中旬至7月中旬，是我国三个强降雨期之一(如Ding 1992)。在过去的30年里，人们进行了大量的气象和建模研究，研究与梅雨降水有关的大规模环流、天气尺度天气系统、中尺度对流系统(MCSs)和云降水形态(Chen and Yu 1988；Chen et al。 1998；Qian et al。 2004；Ding and Chan 2005)。以往的研究大多将强降雨的产生归因于梅雨锋湿季风空气的持续抬升，其特征是温度梯度较弱，但等效势温度梯度较高(Ding and Chan 2005)。由于YHRB具有准平稳性，当一系列对流单元沿着梅雨锋沿同一区域移动时，它经常经历强降雨，这就是所谓的列车效应过程(Doswell et al。 1996)。直到最近，计算能力的快速增长才允许对网格间距为1-4km的MCSs进行允许实际数据对流的研究(Lean et al。 2008；Kain et al。 2008；Schwartz等人，2009年)。与本研究相关的是Zhang和Zhang(2012，下称ZZ12)对2003年7月梅雨季节发生的、嵌套网格大小为444m的强降雨MCS的云解析模拟。ZZ12展示了湿季风空气在对流产生的冷出流上的等熵抬升触发深对流、低水平射流(LLJ)在维持条件不稳定以及列车效应在产生强降雨方面的重要作用。

最近，在YHRB上空发现梅雨降呈现两个日变化高峰:一个在持续时间超过6小时的清晨，另一个在持续时间超过1-3小时的傍晚(Yu et al。 2007；周等，2008；Yuan et al。 2010；袁等2012；罗等，2013)。摘要尽管对黄河流域梅雨降雨规律进行了大量的研究，但控制早雨峰形成的机制还不清楚。尽管人们已经注意到低层西南气流的重要性(Chen et al。 2010)，但我们对中低层和小尺度重要过程的认识还很缺乏。特别是，由于缺乏高分辨率的观测，文献中基本上没有关于MCSs形成和组织的细节。ZZ12所示的对流起始、表面中尺度场和列车效应现象都是基于几乎没有观测支持的云解析模拟。

本研究的重点是一个极端降雨事件，发生在晚上到早上的时间[2007年7月8日北京标准时间(BST)00:00–14:00，BST=UTC 8h]。在中国，2007年的梅雨季节是自1954年以来淮河流域最严重的洪水季节，这是由于几个强降雨区以及从6月19日到7月26日这段不寻常的长颗粒期的发展(赵等，2007)。正在研究的极端降雨事件是该季节最严重的一次。图2a所示为14h累积雨量分布，显示长逾700公里、宽逾100-200公里的狭长雨量带，最高雨量为298mm；它几乎是西东(西北-东南)朝向淮河的西(东)。在本研究中，我们更关注这条雨带的西部部分，如图2a中一个360km左右的矩形框所突出显示的360km*100km左右，其中大部分雨量超过200mm的雨量计站都位于该区域。因此，细长的矩形框在以后被称为控制区域或框。由于持续的强降雨，7月9日王家坝水库水位达到29.4米，图2“W”表示。它超出水库警戒水位1.8米，促使中国水利部在水库中设置了一个水闸。

本研究的主要目的有两方面:(i)研究梅雨锋夜间对流起始的机制；(ii)记录2007年7月8日下午减弱的相关MCS的中gamma;至中beta;尺度。目标将通过多尺度观测分析和嵌套1.11公里网格间距的MCS 24小时数值模拟来实现。本文所使用的观测数据包括拼接雷达反射率数据和8公里分辨率的降雨数据，Luo等(2013)对这些数据进行了高质量的控制，对自动气象站的气温、风向、风速、气压等进行了表面观测。

值得一提的是，Luo等人(2010)研究过这一极端降水事件，但主要关注其相关的微物理过程及其与动力学过程的耦合，从而导致对流和层状降水的产生。他们的结果是通过8个允许对流的模拟得到的，这些模拟采用了不同的云微物理方案，网格大小为3.33公里。没有追求上述目标。

从MCS生命周期的嵌合体反射率数据中获得的反射系数，概述了暴雨产生的大规模条件。第3节简要介绍天气研究和预报模型(WRF)，并说明24小时模拟与所有可用的高分辨率观测的验证。第4节审查2007年7月8日MCS的启动。第五节给出了与极端降水MCS相关的三维结构，特别是导致极端降水的列车效应过程和对流雨带沿同一路径的传播。最后一节总结和结论，包括MCS及其相关的极端降雨产生的概念模型。

2 观察分析

为了理解图2a所示的准线性暴雨带的形成，我们首先在图3中给出了MCS生命周期中地面以上3km处雷达反射率的时间序列。利用最新获得的高分辨率(0.01°times;0.01°)嵌合体雷达反射率数据，我们可以看到许多精细的结构特征和极值降雨MCS的详细演化(Luo et al。2013)。该监控系统于午夜时分启动(即北京时7月8日00:00)，然后以一种准线性的方式组织，在其生命周期内，由许多定义明确的、反射率大于35dBZ(这里简称为雨带)的、近西向东的带状对流降水区组成。具体来说，我们从6分钟分辨率的反射率数据中追踪了图3中我们感兴趣的主要雨带，并根据它们首次出现的时间对它们进行了顺序标记。由于雨带的分裂和不同雨带的融合，很难定量地定义雨带的开始和结束。

图3a为起始时间的两个带状降水区，一个靠近王家坝(W)，回波强，覆盖范围小(标记为1)，另一个位于W与H之间，回波弱，覆盖范围大(简称WH)。后者向东传播至控制区东部边缘，在3h时减弱(图3d)，对控制区总降水量贡献不大。然而，WH在前一个下午到晚上的时间内生成，并留下一个中尺度b级冷穹(图3a-c和3f)，在MCS的早期发展阶段(第4节)，它似乎在触发夜间对流方面扮演了重要角色。

当雨带1向东北移动到控制区时，它的长度增加(图3b)。到北京时03:30时，它靠近细长控制区的中轴，层状降雨向东移动(图3g)。在北京时00:00-05:30(图3a-k)期间，我们看到雨带1以北的雨带2、雨带1以南的雨带3和4、雨带5和雨带6的形成和组织。由于旧的雨带向东传播，雨带2层状由于其下游位置对能源供应的来源，而对流细胞的重新构建允许雨带5从控制区的西南角扩展到淮河的长度超过200公里的规模。雨带3在北京时5:12左右进入控制区后不久消散，当时雨带7在控制区东南角启动，可能是由于雨带4的外流物上升。

在北京时05:30，我们看到6个定义明确的雨带，它们的方向是西-东或西南-东北方向，这取决于它们在淮河东侧或西侧的分布(图3k)。约10分钟后，约30dBZ的新列车出现在控制区体西南角，在北京时约6:30形成8号雨带。到北京时05:54，雨带5分裂为两个部分(西面的被标记为雨带9)，这可能是由于后造区东南向移动的雨带和东向移动的对流单元的传播速度不同。这些雨带沿同一区域向东南方向移动，对流单元形成后沿单个雨带向东移动；它们在这里分别被称为列车带效应和列车效应，而不是简单的列车效应，如Doswell等(1996)。这些雨带的寿命从4小时到4小时不等。，雨带2及3)至约10小时(例如，雨带1)。

大部分极端降水发生在北京时7月8日7时- 12时5小时，此时雷达反射率的背向构造模式保持准平稳，高度线性组织，即西-东向西，东北-西南向东(3o-u和2 a)。在本例(图2a和图3)中，背景技术和列车带效应过程可以解决极端降雨的产生，其在某种程度上类似于Schumacher和Johnson(2005年)的由极值-雨产生的MCS的后建概念模型，除了有组织的雨带结构和演化之外。在图2a所示的降雨带上的东西方向部分，列车效应过程似乎占主导地位。在北京时12:00后不久，准线性MCS开始分裂成由大量西南-东北方向的短雨带组成的散在对流团，尽管在控制区域的西南方向仍有背向构造(图3w和图3x)。因此，控制区上的准线性MCS在7月8日下午早些时候迅速消散。

在北京时07:06之后，准线性MCS与梅雨锋(图3所示的=345-K等值线)之间的降水区分布较长，但较弱(图3o-x)。这一降水区域可以清楚地追溯到6号雨带在移动到准线性MCS后方时的耗散（图3h-j)。与雨带2一样，由于能量供应减少，其东部在后期演化为层状雨(图3h)。因此，在Houze et al。(1989)提出的中纬度成熟飑线的概念模型中，该弱(层状)降水区域的起源不同于尾随层状区域，而在模型模拟的中纬度成熟飑线中，该弱(层状)降水区域的起源不同于尾随层状区域(Zhang et al。 1989)。然而，从准线性MCS中去除浮力空气和水成物有助于维持层状降水(Luo et al。 2010)，这在某种程度上与Houze et al。(1989)的描述相似。弱降水区域在弱降水阶段向西扩展的原因似乎是背景构造和列车效应过程(图3v-x)。然而，这个雨带对总降雨量的贡献很小(参看图3o-x和2a)。

图4显示了极端降水事件中大规模条件的主要特征。在极端降雨期间，对流层的下半部分华南上空以反气旋环流为主，副热带高压以西太平洋为中心，偏南湿润季风气流10-15ms-1，紧靠青藏高原东部，但东南上空气流弱而干燥。如果将梅雨锋定义为大致对应于=345-K面(图4b)，则ZZ12之后的暴雨事件恰好发生在梅雨锋南侧，此时存在明显的梯度和明显的水平风切变。与之相关的是，是西北-东南方向控制区位于高气流西风带的狭窄区域(图4b)和可降水量大于60mm(图4c)。控制区域北部的低空气和冷中低温压力系统似乎在维持准平稳梅雨锋的过程中发挥了作用。对流层下半部分上游几乎没有热平流(图4c)，除了500hPa处上游有弱暖平流(如图4a)，这与ZZ12研究的另一场YHRB特大暴雨(2003年7月4日)不同，其中700hPa槽后有冷平流起作用。而梅雨锋附近的锋面上升非常微弱(lt;0。01ms-1；未显示)在MCS的生命周期中。

综上所述，在亚热带高压的影响下，热带高气流在其东北方向和向东方向的过程中都无法上升，直到在梅雨锋之前到达控制区。高降水量的存在为强降雨的产生提供了良好的湿润环境。然而，即使考虑到梅雨锋的作用，上述分析也不能预先揭示对流起始的确切位置、降雨的分布、演变和强度。此外，与西方控制区相比，什么条件更有利于启动线性MCS ?为什么对流组织有两个尺度(列车和波段效应)?它们是如何引起暴雨的?对于所有这些问题，我们必须使用允许对流的模拟来研究导致当前极端降雨事件发展的中尺度过程。