江淮流域梅雨鋒暴雨南北雨帶干冷空氣侵入作用的對(duì)比研究

苗春生，李婷，2，王堅(jiān)紅，吳旻，劉維鑫

(1．南京信息工程大學(xué)，江蘇 南京210044;2．寧夏氣象臺(tái)，寧夏 銀川756000;3．94995部隊(duì)氣象臺(tái)，江蘇 南通226552;4．95072部隊(duì)氣象中心，廣西南寧530021)

0 引言

梅雨期是江淮流域一年中重要的降水時(shí)段，因此梅雨雨情對(duì)江淮地區(qū)年度水汽分布特征和水資源供應(yīng)起著重要作用。梅雨期內(nèi)的暴雨雨強(qiáng)大、風(fēng)力小，易造成澇災(zāi)和城市水患，但是也起著緩解旱情的作用。因此，梅雨期暴雨的分布、時(shí)長(zhǎng)、雨強(qiáng)和雨量等降水特征是梅雨天氣精細(xì)化分析的基礎(chǔ)，也是暴雨局地精細(xì)化預(yù)報(bào)的重要內(nèi)容。

對(duì)于梅雨期暴雨強(qiáng)降水的區(qū)域分型，胡婭敏等(2010)利用REOF(rotated empirical orthogonal function)分析結(jié)果，討論了江淮型、江南型、淮河型和兩湖型4種類型的特征。在影響梅雨期暴雨的關(guān)鍵系統(tǒng)方面，大量研究指出，頻繁發(fā)生的中尺度對(duì)流活動(dòng)是造成梅雨鋒大暴雨的主要原因(周厚福等，2009;苗春生等，2014a)。趙玉春(2011)研究了梅雨鋒對(duì)中尺度對(duì)流系統(tǒng)的組織作用，發(fā)現(xiàn)梅雨鋒兩側(cè)自身水汽差異造成的質(zhì)量不平衡可在梅雨鋒附近激發(fā)出小振幅重力波，在梅雨鋒暖濕氣流一側(cè)對(duì)流層低層產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)，進(jìn)而與非絕熱加熱過(guò)程耦合激發(fā)出對(duì)流形成一條平行于梅雨鋒的對(duì)流降雨帶;對(duì)流雨帶北側(cè)干下沉氣流支的低層回流對(duì)于新對(duì)流系統(tǒng)的觸發(fā)，以及對(duì)流雨帶的南移起著重要作用。環(huán)流背景研究指出，基本氣流的平流效應(yīng)使梅雨鋒移動(dòng)，并對(duì)梅雨鋒中尺度對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展十分重要。鄭永光等(2008)對(duì)國(guó)內(nèi)外有關(guān)天氣尺度梅雨鋒研究結(jié)果(Ninomiya，1984;Kato，1985，1987)進(jìn)行了綜述，強(qiáng)調(diào)梅雨鋒的位溫梯度比溫度梯度更顯著，但是雨帶和等相當(dāng)位溫線密集帶并不重疊。有關(guān)梅雨鋒中干空氣的作用得到了大量研究。劉會(huì)榮和李崇銀(2011)對(duì)濟(jì)南地區(qū)的短時(shí)大暴雨進(jìn)行分析，指出對(duì)流層頂附近向下的干空氣侵入和對(duì)流層低層由北向南的干侵入對(duì)上升運(yùn)動(dòng)和鋒區(qū)的移動(dòng)有重要作用。諸多研究指出，江淮流域梅雨期間，來(lái)自于中高緯和中高層的干冷空氣侵入有利于干層的形成和維持，從而增強(qiáng)暴雨過(guò)程的對(duì)流不穩(wěn)定性，對(duì)暴雨的加強(qiáng)和發(fā)展有重要作用(姚秀萍等，2007;謝義明等，2008;張志剛等，2009;桂林海等，2010;郭蕊等，2013)。

大量研究深入討論了動(dòng)力、熱力及濕度因子對(duì)梅雨暴雨發(fā)生發(fā)展、強(qiáng)度演變、雨帶移動(dòng)的作用，而對(duì)于梅雨暴雨的精細(xì)化分析與預(yù)報(bào)，強(qiáng)降水在江淮范圍內(nèi)的分布特征，以及相同影響因子對(duì)不同地域暴雨的不同影響形式，也是研究和預(yù)報(bào)的重要內(nèi)容之一。本文通過(guò)對(duì)江淮梅雨暴雨空間分布的統(tǒng)計(jì)分析，確認(rèn)梅雨期有沿淮河和沿長(zhǎng)江的兩個(gè)分離雨帶，通過(guò)對(duì)兩分離雨帶暴雨的診斷分析與對(duì)比，探討環(huán)流動(dòng)力學(xué)因子、環(huán)境熱力學(xué)因子、濕度因子、緯度效應(yīng)等，尤其是干冷空氣的入侵作用，對(duì)梅雨暴雨空間分布和強(qiáng)降水過(guò)程影響的異同，為初步改善淮河流域、長(zhǎng)江流域梅雨期暴雨預(yù)報(bào)提出有實(shí)用參考價(jià)值的理論和方法。有關(guān)地形因子的影響，本文暫不討論。

1 資料選取

選取江淮流域112～122°E、28～35°N 作為本文研究區(qū)域。利用2007—2011年梅雨期MICAPS逐日降水資料，對(duì)梅雨期淮河、長(zhǎng)江兩流域暴雨的基本特征和地域分布特點(diǎn)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，在此基礎(chǔ)上對(duì)兩流域分離的梅雨雨帶作環(huán)流動(dòng)力場(chǎng)的統(tǒng)計(jì)分析，獲得江淮分離雨帶的主導(dǎo)流型。依據(jù)多尺度環(huán)流特征，選擇在分離雨帶中主導(dǎo)流型下盛行降水影響系統(tǒng)的典型梅雨暴雨個(gè)例(2011年6月23日00時(shí)到6月24日00時(shí)淮河流域暴雨和2008年6月9日18時(shí)到6月10日18時(shí)長(zhǎng)江下游及以南區(qū)域暴雨)進(jìn)行重點(diǎn)分析比較。采用3 h一次的TRMM(tropical rainfall measuring mission)降水資料、NCEP/NCAR一日4次1°×1°全球格點(diǎn)資料，進(jìn)行典型梅雨暴雨過(guò)程的地域分布以及影響因子作用的診斷。

2 兩流域梅雨暴雨雨帶分離特征

依據(jù)2007—2011年梅雨期江淮流域降水資料繪制日降水量分布，并對(duì)降水區(qū)沿雨帶長(zhǎng)軸方向繪制大值軸線，結(jié)果如圖1所示。

圖1顯示了梅雨強(qiáng)降水的統(tǒng)計(jì)分布特征?？梢?jiàn)，江淮流域有3個(gè)降水帶積聚區(qū)，自北向南大致為緯向分布，這與梅雨鋒的緯向分布特征相對(duì)應(yīng)。進(jìn)一步根據(jù)梅雨鋒降水區(qū)的緯向分布特征，沿降水區(qū)較長(zhǎng)的方向繪制降水區(qū)大值軸線，并統(tǒng)計(jì)雨帶大值軸線落區(qū)，發(fā)現(xiàn)在72次24 h累積降水中，約有33%的降水大值區(qū)軸線分布在淮河流域，55%的降水大值區(qū)軸線分布在長(zhǎng)江中下游及其以南地區(qū)，而分布在南北兩個(gè)區(qū)域之間偏西區(qū)域的降水大值區(qū)軸線僅為12%。淮河流域的多雨區(qū)主要集中在江淮東部32°N以北，淮河沿河及淮河以北區(qū)域，相對(duì)于南面的雨帶，該雨帶區(qū)東西向尺度較短，其寬度約為南部雨帶的一半。長(zhǎng)江流域的多雨區(qū)主要集中在長(zhǎng)江中下游及其以南區(qū)域，長(zhǎng)、寬范圍明顯較大。而兩流域之間的降雨次多區(qū)位于118°E以西，范圍窄小，降水頻數(shù)少。在降水過(guò)程的持續(xù)時(shí)間方面，淮河流域的降水過(guò)程時(shí)間較短，間歇性較明顯，長(zhǎng)江流域的降水持續(xù)性相對(duì)顯著。圖1的暴雨大值區(qū)軸線圖形勢(shì)和特征，與《中國(guó)近500年旱澇分布圖集》(中央氣象局氣象科學(xué)研究院，1981)給出的江淮流域旱澇空間形勢(shì)具有的多澇—次澇—多澇區(qū)的分布相似。依據(jù)統(tǒng)計(jì)分析，盡管江淮兩流域的梅雨習(xí)慣上被統(tǒng)稱為江淮梅雨，但梅雨雨帶的確具有沿淮河與沿長(zhǎng)江兩流域分離的特征。

圖1 2007—2011年梅雨期間江淮流域雨帶中心軸線的空間分布Fig．1 Spatial distribution of the axes of rainbelt center over Yangtze and Huaihe valleys during the Meiyu period from 2007 to 2011

3 兩流域梅雨雨帶的動(dòng)力環(huán)流

3.1 兩流域梅雨暴雨環(huán)流統(tǒng)計(jì)特征

對(duì)2007—2011年梅雨期淮河流域、長(zhǎng)江流域梅雨鋒暴雨個(gè)例進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，發(fā)現(xiàn)除2007年淮河流域梅雨鋒暴雨過(guò)程數(shù)多于長(zhǎng)江流域梅雨鋒暴雨數(shù)之外，其他年份均是淮河流域少于長(zhǎng)江流域。對(duì)淮河流域梅雨鋒暴雨和長(zhǎng)江流域梅雨鋒暴雨的高層環(huán)流形勢(shì)進(jìn)行分析與統(tǒng)計(jì)，發(fā)現(xiàn)其主要存在3種形勢(shì)(表1)，淮河流域梅雨鋒暴雨高緯地區(qū)為兩槽一脊型(兩槽分別位于烏拉爾山及鄂霍次克海附近，脊位于貝加爾湖附近)的占53.8%，兩脊一槽型(槽脊位置同兩槽一脊型相反)的占38.5%，一槽一脊型(槽位于烏拉爾山以東，脊位于鄂霍次克海以西)的占7.7%;而長(zhǎng)江流域梅雨鋒暴雨高緯地區(qū)為兩槽一脊型的占70.8%，兩脊一槽型的占12.5%，一槽一脊型的為16.7%。對(duì)比發(fā)現(xiàn)兩流域梅雨鋒暴雨的高緯環(huán)流形勢(shì)中兩槽一脊型占到一半以上。在兩槽一脊形勢(shì)下，貝加爾湖以北為阻塞高壓或高壓脊，烏拉爾山和鄂霍次克海附近的東北地區(qū)為低槽或冷渦，冷空氣從貝加爾湖沿脊前槽后偏北氣流南下，至江淮流域與暖濕空氣交匯。

表1 2007—2011年梅雨期間淮河、長(zhǎng)江流域500 hPa環(huán)流類型出現(xiàn)的百分率Table 1 Appearance percentage of 500 hPa geopotential height types over Yangtze and Huaihe valleys during the Meiyu period from 2007 to 2011 %

上述分析表明，在兩流域梅雨期間暴雨的3種主要環(huán)流形勢(shì)中，兩槽一脊型的環(huán)流形勢(shì)出現(xiàn)率最高。本文進(jìn)一步對(duì)該類環(huán)流形勢(shì)下梅雨暴雨對(duì)應(yīng)的低層環(huán)流系統(tǒng)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，結(jié)果如表2所示。

表2表明，依據(jù)對(duì)梅雨暴雨過(guò)程高空環(huán)流型的統(tǒng)計(jì)，在高層兩槽一脊形勢(shì)下，低層系統(tǒng)在兩流域表現(xiàn)為:淺薄低渦更多地出現(xiàn)在長(zhǎng)江流域(76.4%)，輻合線更頻繁地出現(xiàn)在淮河流域(85.7%);長(zhǎng)江流域水汽通量散度整體比淮河流域大。表2給出了兩地暴雨多次過(guò)程平均的低層渦度、散度、垂直速度的計(jì)算結(jié)果?？梢?jiàn)，暴雨期間低層平均渦度為正值，散度為負(fù)(輻合)，垂直速度為負(fù)值(上升運(yùn)動(dòng));長(zhǎng)江流域梅雨暴雨的物理量更強(qiáng)，造成長(zhǎng)江流域梅雨鋒暴雨范圍更大、強(qiáng)度更強(qiáng)、持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)。由地面假相當(dāng)位溫密集帶顯示的梅雨鋒，在淮河流域的位溫梯度比長(zhǎng)江流域的弱。顯然，在江淮流域活動(dòng)的中尺度系統(tǒng)，對(duì)江淮梅雨雨帶分離起著重要作用。

為更具體地認(rèn)識(shí)在高低層主導(dǎo)環(huán)流和盛行系統(tǒng)配置下，兩分離雨帶及其梅雨暴雨的異同，根據(jù)前述統(tǒng)計(jì)結(jié)果，在高層均為兩槽一脊的主導(dǎo)環(huán)流形勢(shì)以及低層為兩雨帶盛行系統(tǒng)(長(zhǎng)江流域低渦和淮河流域輻合線)的配置下，選取兩雨帶中典型梅雨鋒暴雨個(gè)例進(jìn)行診斷分析。

3.2 兩流域梅雨暴雨盛行系統(tǒng)

在高層兩槽一脊的主導(dǎo)環(huán)流形勢(shì)下，兩分離雨帶低層盛行系統(tǒng)的兩次梅雨暴雨降水分布(2011年6月23日00時(shí)至24日00時(shí)淮河流域輻合線暴雨過(guò)程和2008年6月9日18時(shí)至10日18時(shí)長(zhǎng)江流域低渦暴雨過(guò)程)與低層系統(tǒng)(淮河流域輻合線和長(zhǎng)江流域低渦)的配置如圖2所示。

這兩次暴雨兩槽一脊的高空環(huán)流形勢(shì)，均為溫度場(chǎng)落后于高度場(chǎng)(圖略)。同時(shí)，降水落區(qū)都位于假相當(dāng)位溫密集帶以南，即梅雨鋒鋒面南側(cè);并位于高空急流的入口區(qū)右側(cè)，低空急流左側(cè)。高空槽前的正渦度因子及高空急流輻散作用，有利于低層淺薄中尺度系統(tǒng)的維持，增強(qiáng)了系統(tǒng)中的上升運(yùn)動(dòng)，低空急流及其左側(cè)的氣旋式切變的動(dòng)力作用也對(duì)維持低空輻合與低值系統(tǒng)的強(qiáng)度有利。淺薄的中尺度系統(tǒng)強(qiáng)度通常弱于深厚的中尺度系統(tǒng)，這是形成梅雨期暴雨具有雨強(qiáng)大、風(fēng)力小特點(diǎn)的可能成因。

表2 500 hPa兩槽一脊環(huán)流型對(duì)應(yīng)的梅雨暴雨低層環(huán)流系統(tǒng)及物理量場(chǎng)統(tǒng)計(jì)特征Table 2 Characteristics of low level circulations and meteorological parameter fields during the Meiyu rainstorm period，with circulation pattern of two troughs-one ridge at 500 hPa

兩次梅雨鋒暴雨發(fā)生時(shí)降水區(qū)上空的比濕都較大(圖略)，但是從圖2b可以注意到，長(zhǎng)江流域由于低渦環(huán)流，暴雨區(qū)的水汽輸送不僅來(lái)自華南及南海北部，而且來(lái)自東海海域，兩水汽源地導(dǎo)致長(zhǎng)江流域的水汽供應(yīng)充沛、持久。同時(shí)，在此形勢(shì)下，低渦北側(cè)的回流造成淮河流域?yàn)檩椛⒕€，從而雨帶維持在長(zhǎng)江流域?；春恿饔虮┯甑乃斔椭饕獮檩椇暇€南側(cè)南支通道的來(lái)自華南及南海的水汽，水汽輸送路途較遠(yuǎn)，導(dǎo)致淮河暴雨過(guò)程持續(xù)時(shí)間較短。因此，兩地盛行的淺薄中尺度環(huán)流對(duì)水汽輸送的不同，造成了兩流域雨帶特征存在差異。在動(dòng)力場(chǎng)上，低渦自西向東移動(dòng)，其持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)于輻合線，且表2也顯示長(zhǎng)江流域暴雨水汽通量散度和垂直運(yùn)動(dòng)強(qiáng)度均強(qiáng)于淮河流域梅雨暴雨過(guò)程，因此，造成長(zhǎng)江流域暴雨強(qiáng)度和范圍以及持續(xù)時(shí)間均大于淮河流域暴雨過(guò)程。

圖2 淮河流域(a)和長(zhǎng)江流域(b)典型梅雨鋒24 h累積降水分布(陰影;單位:mm)及850 hPa合成流場(chǎng)(等值線表示大別山地形高度;單位:m)Fig．2 The 24-hr accumulated precipitation(shadings;units:mm)and composite 850 hPa flow field of the typical Meiyu front over(a)Huaihe and(b)Changjiang valleys(contours indicate the height of mountain Dabieshan;units:m)

4 兩流域梅雨暴雨過(guò)程干冷空氣作用對(duì)比

有關(guān)梅雨暴雨干冷空氣影響的諸多研究指出，具有低相對(duì)濕度和高位勢(shì)渦度的干冷空氣對(duì)暴雨的發(fā)生發(fā)展起著重要作用(何金海等，2006;壽紹文等，2009;苗春生等，2010a，2010b;侯淑梅等，2014)。

4.1 干冷空氣對(duì)兩流域梅雨鋒影響

梅雨期間梅雨鋒附近溫度鋒區(qū)的強(qiáng)度弱于濕度鋒區(qū)，因此假相當(dāng)位溫可以更清晰地反映出梅雨鋒干冷氣團(tuán)和暖濕氣團(tuán)交界面的特征?；春恿饔蚝烷L(zhǎng)江流域兩次梅雨鋒過(guò)程的假相當(dāng)位溫的垂直分布如圖3所示。

圖3a、b分別給出了淮河流域和長(zhǎng)江流域梅雨鋒的垂直剖面，它們均顯示假相當(dāng)位溫的密集帶(梅雨鋒)南側(cè)為強(qiáng)降水位置(黑色粗短線);長(zhǎng)江流域假相當(dāng)位溫密集帶比淮河流域假相當(dāng)位溫密集帶更強(qiáng)、更密集，且淮河流域位溫密集帶最強(qiáng)處位于約950 hPa低層，而長(zhǎng)江流域位溫密集帶最強(qiáng)處位于約700 hPa中層。

圖3還顯示，淮河流域干冷空氣中心(位溫324 K)位于中高層600 hPa附近，梅雨鋒前暖濕空氣中心位于低層，淮河流域干冷氣團(tuán)與暖濕氣團(tuán)因緯向輻合線系統(tǒng)的作用在淮河流域相匯，形成干冷氣團(tuán)和暖濕氣團(tuán)南北向并列，降水發(fā)生在梅雨鋒偏暖濕一側(cè)的34°N。長(zhǎng)江流域干冷氣團(tuán)范圍大、強(qiáng)度更強(qiáng)(位溫316 K)，中心位置偏低，位于700 hPa附近，由于低渦的旋轉(zhuǎn)效應(yīng)，在低渦控制區(qū)域，暖濕氣團(tuán)由底部逆時(shí)針插入梅雨鋒后冷干氣團(tuán)的下方，干冷氣團(tuán)逆時(shí)針卷入中尺度氣旋，形成上冷干、下暖濕的對(duì)流不穩(wěn)定分布(圖3b梅雨鋒后)，強(qiáng)降水主要在梅雨鋒偏暖濕一側(cè)的30°N。因此，在假相當(dāng)位溫的垂直剖面圖上，假相當(dāng)位溫等值線密集帶(梅雨鋒)南緣對(duì)雨帶位置有良好的指示性。對(duì)比這兩次梅雨鋒暴雨過(guò)程的假相當(dāng)位溫，其共同點(diǎn)是:鋒區(qū)發(fā)展強(qiáng)烈，假相當(dāng)位溫等值線密集帶貫穿整個(gè)對(duì)流層。但是，干冷空氣的中心強(qiáng)度在長(zhǎng)江流域暴雨中更強(qiáng)，因此，就假相當(dāng)位溫而言，長(zhǎng)江流域暴雨過(guò)程的干冷空氣入侵更為強(qiáng)烈。總之，梅雨鋒(假相當(dāng)位溫等值線密集帶)在兩流域的不同形態(tài)，對(duì)兩流域梅雨暴雨特征和雨帶分離有重要影響。

4.2 干冷空氣對(duì)兩流域氣團(tuán)活動(dòng)的影響

為更清晰地表現(xiàn)梅雨暴雨在兩流域干濕氣團(tuán)特征方面的差異，定義相對(duì)濕度小于60%的區(qū)域?yàn)楦蓞^(qū)(圖4中灰色陰影所示)，并比較梅雨暴雨過(guò)程中兩流域相對(duì)濕度的經(jīng)向垂直變化。由于暴雨中尺度系統(tǒng)不同，輻合線造成淮河流域?yàn)楦蓾駳饬鲄R合，低渦造成長(zhǎng)江流域?yàn)楦蓾駳饬鞯幕旌稀?/p>

圖3 梅雨暴雨假相當(dāng)位溫的垂直分布(單位:K;黑色塊表示降水區(qū)) a．23日18時(shí)淮河流域假相當(dāng)位溫沿120.19°E的緯度—高度剖面;b．10日00時(shí)長(zhǎng)江流域假相當(dāng)位溫沿118.09°E的緯度—高度剖面Fig．3 Latitude-height cross sections of potential pseudo-equivalent temperature during the Meiyu rainstorm period(units:K;the black block indicates rainfall location) a．the cross section of potential pseudo-equivalent temperature along 120.19°E over Huaihe valley at 1800 UTC 23 June 2011;b．the cross section of potential pseudo-equivalent temperature along 118.09°E over Changjiang valley at 0000 UTC 10 June 2008

圖4 梅雨暴雨過(guò)程的干空氣入侵特征——淮河流域和長(zhǎng)江流域相對(duì)濕度分別沿120.19°E和118.09°E的緯度—高度剖面(單位:%;陰影表示相對(duì)濕度小于60%) a．淮河流域23日12時(shí);b．淮河流域23日18時(shí);c．長(zhǎng)江流域9日18時(shí);d．長(zhǎng)江流域10日00時(shí)Fig．4 Dry intrusions during Meiyu rainstorm:Latitude-height cross sections of relative humidity(units:%)along 120.19°E over Huaihe valley at(a)1200 UTC and(b)1800 UTC 23 June 2011，and along 118.09°E over Changjiang valley at(c)1800 UTC 9 and(d)0000 UTC 10 June 2008

圖4a、b顯示，受到南側(cè)暖濕氣流的輻合阻擋，淮河流域的干空氣從高層垂直向下伸展;6 h過(guò)程中，干區(qū)底部(70%的相對(duì)濕度等值線)從650 hPa降到750 hPa附近，干空氣中心強(qiáng)度也進(jìn)一步增強(qiáng)。對(duì)應(yīng)雨帶的濕氣團(tuán)(＞90%)中心(100%)位置偏高，干濕空氣團(tuán)南北向并列，不利于強(qiáng)降水的持續(xù)。圖4c、d反映了長(zhǎng)江流域梅雨鋒暴雨過(guò)程的干濕變化。可以看出，暴雨干區(qū)范圍大、位置低，由于低渦旋轉(zhuǎn)效應(yīng)，干空氣的下伸呈傾斜狀，6 h過(guò)程中，干區(qū)底部(70%的相對(duì)濕度等值線)從750 hPa降到950 hPa附近，并形成一個(gè)相對(duì)濕度為40%的干氣團(tuán)次強(qiáng)中心。顯然低渦有利于干氣團(tuán)向低層擴(kuò)散，也有利于濕氣團(tuán)向梅雨鋒后干氣團(tuán)下部卷入。而濕氣團(tuán)的中心(100%)位置也低，綜合效果有利于不穩(wěn)定對(duì)流的加強(qiáng)和雨帶維持。這與長(zhǎng)江流域雨帶水汽條件在低層更充沛，以及低渦系統(tǒng)和低層輻合線系統(tǒng)的動(dòng)力結(jié)構(gòu)差異有直接關(guān)系。

4.3 綜合因子對(duì)兩流域梅雨暴雨的影響

前述分別討論了動(dòng)力環(huán)流系統(tǒng)、梅雨鋒系統(tǒng)、干冷氣團(tuán)勢(shì)力等因子在兩流域分離雨帶的梅雨暴雨主導(dǎo)系統(tǒng)中的影響。為考慮這些因子的綜合效果以及對(duì)渦度增長(zhǎng)的影響，進(jìn)一步利用濕位渦進(jìn)行討論。濕位渦(moisture potential vorticity，MPV)和傾斜渦度發(fā)展(slantwise vorticity development，SVD)理論對(duì)有利于暴雨低值系統(tǒng)發(fā)展的動(dòng)力、熱力和濕度環(huán)境條件進(jìn)行了綜合，其結(jié)果可直觀顯示出濕等熵面的傾斜將引起垂直渦度的增長(zhǎng)(王子謙等，2010;苗春生等，2014b)。

p坐標(biāo)系下的濕位渦表達(dá)式(吳國(guó)雄和蔡雅萍，1997)為

其中:

為濕正壓項(xiàng)(MPV1)，ζMPV1表示慣性穩(wěn)定性和對(duì)流穩(wěn)定性的作用;

為濕斜壓項(xiàng)(MPV2)，ζMPV2包含濕斜壓性和水平風(fēng)垂直切變的貢獻(xiàn)。

在無(wú)摩擦濕絕熱大氣中，系統(tǒng)渦度的發(fā)展由大氣層結(jié)穩(wěn)定度、斜壓性和風(fēng)的垂直切變等因素影響。在濕位渦守恒條件下，由于濕等熵面的傾斜，大氣水平風(fēng)垂直切變或濕斜壓性增加，能夠?qū)е麓怪睖u度顯著發(fā)展，稱之為傾斜渦度發(fā)展(吳國(guó)雄和蔡雅萍，1997)。其發(fā)展條件為根據(jù)圖3梅雨鋒位溫θe的垂直剖面可知，在梅雨鋒暴雨區(qū)域的中低層、中尺度低渦和輻合線伸展的空間內(nèi)，由于氣團(tuán)具有下層暖濕的特征，θe隨高度減小，又由于p坐標(biāo)軸是向下增大，因此(4)式中大于0，為達(dá)到判據(jù)(4)式大于0，即渦旋發(fā)展需在ζMPV2＞0的區(qū)域。

圖5給出了淮河流域與長(zhǎng)江流域MPV2的垂直剖面?？梢?jiàn)，強(qiáng)降水雨帶位于梅雨鋒暖濕氣團(tuán)一側(cè)，對(duì)應(yīng)著上方ζMPV2＞0區(qū)域。結(jié)合圖3中相應(yīng)位置的位溫隨高度分布，可知暴雨區(qū)上方的Cd分別為0.08(淮河暴雨)和0.13(長(zhǎng)江暴雨)。因此，動(dòng)力、濕熱各因子的綜合效果有利于暴雨低值系統(tǒng)的增強(qiáng)和維持以及暴雨在暖區(qū)的分布活動(dòng)。

圖5還顯示，在梅雨鋒冷區(qū)一側(cè)，兩流域分別有顯著的ζMPV2＜0的傾斜負(fù)中心，它們反映了梅雨鋒冷區(qū)的次級(jí)環(huán)流特征和動(dòng)量下傳的路徑走向。因?yàn)樨?fù)中心指示(3)式小于0，即要求

在梅雨鋒區(qū)，等位溫線θe基本是緯向分布的，因此，即位溫經(jīng)向梯度大于其緯向梯度。為滿足(5)式，需要，由于降水區(qū)高空為西風(fēng)槽前，為大風(fēng)速，當(dāng)?shù)蛯訛榈蜏u時(shí)，對(duì)應(yīng)梅雨鋒干冷區(qū)一側(cè)的風(fēng)自東向西，與高層反向且風(fēng)速小，并且緯向風(fēng)隨高度的切變大于經(jīng)向風(fēng)在垂直方向的切變，所以風(fēng)速垂直切變滿足條件;當(dāng)?shù)蛯訛檩椇暇€時(shí)，梅雨鋒干冷區(qū)一側(cè)風(fēng)速小于高層，風(fēng)向主要自西向東，緯向?yàn)橹?，所以也有成立，并且根?jù)坐標(biāo)性質(zhì)和要素分布有成立，于是有滿足(5)式條件的ζMPV2＜0，即圖5中梅雨鋒干冷區(qū)的負(fù)中心，指示高層干冷動(dòng)量向暴雨區(qū)的下傳，向低層梅雨中尺度系統(tǒng)輸送動(dòng)量，維持中尺度系統(tǒng)的活動(dòng)。ζMPV2＜0負(fù)中心還顯示，動(dòng)量下傳是自北向南隨高度下降南傾的，對(duì)于淮河流域暴雨，動(dòng)量下傳路徑更陡峭，對(duì)長(zhǎng)江流域暴雨，動(dòng)量下傳的路徑傾斜度大，因?yàn)橥瑯訌?00 hPa到底層，ζMPV2＜0中心在長(zhǎng)江流域跨5個(gè)緯距，在淮河流域跨3個(gè)緯距。負(fù)中心動(dòng)量下傳位置對(duì)暴雨區(qū)的指示性明顯。

因此，綜合因子對(duì)兩流域雨帶的影響受高低空影響系統(tǒng)配置的控制，總效果維持了雨帶在兩流域各自特征及雨帶分離。

圖5 淮河流域23日18時(shí)(a;沿120.19°E)和長(zhǎng)江流域10日00時(shí)(b;沿118.09°E)濕位渦MPV2的垂直剖面(單位:PVU;黑色標(biāo)志為降水區(qū))Fig．5 Latitude-hight cross section of baroclinic part of moisture potential vorticity(units:PVU;the black block indicates rainfall location)(a)along 120.19°E over Huaihe valley at 1800 UTC 23 June 2011，and(b)along 1118.09°E over Changjiang valley at 0000 UTC 10 June 2008

5 兩流域緯度及冷空氣密度效應(yīng)分析

圖5中動(dòng)量下傳的ζMPV2＜0中心顯示了動(dòng)量下傳向南傾斜，即下傳過(guò)程中向南移動(dòng)。不同時(shí)刻的MPV2演變圖(圖略)顯示，在梅雨暴雨過(guò)程中，ζMPV2＜0傾斜區(qū)域中強(qiáng)的負(fù)中心在高層(300～400 hPa)隨時(shí)間增強(qiáng)，并隨時(shí)間向下、向南移動(dòng)，即干冷動(dòng)量向下、向南傳遞。

下面討論干冷中心移動(dòng)中的地轉(zhuǎn)效應(yīng)。由于該類中心在梅雨暴雨過(guò)程中具有向下、向南的運(yùn)動(dòng)分量，并保持有高層槽前地轉(zhuǎn)流的性質(zhì)。因此，在地轉(zhuǎn)風(fēng)的分量表達(dá)式中，

首先考慮干冷動(dòng)量中心向南移動(dòng)的v分量。長(zhǎng)江與淮河兩流域所處緯度相差約4個(gè)緯距，地轉(zhuǎn)參數(shù)f在淮河流域大于在長(zhǎng)江流域，因此在同一高空形勢(shì)下，如果槽前在兩流域近似，則干冷動(dòng)量中心向南移動(dòng)的v分量在淮河流域?qū)⑿∮谠陂L(zhǎng)江流域，如即向南移動(dòng)的分量在淮河流域比在長(zhǎng)江流域小約1/10。這與上述分析中淮河梅雨暴雨的干冷動(dòng)量中心南移距離(3°緯距)明顯小于長(zhǎng)江梅雨暴雨干冷動(dòng)量中心的南移距離(5°緯距)一致。

其次考慮冷空氣密度。圖6顯示，干冷動(dòng)量中心強(qiáng)度在淮河流域(－1.2)強(qiáng)于在長(zhǎng)江流域(－0.8)，冷空氣具有更大的密度，因此與f類似，大值ρ將使干冷動(dòng)量中心的南移分量v在淮河流域小于在長(zhǎng)江流域。這造成淮河流域與長(zhǎng)江流域梅雨暴雨雨帶的結(jié)構(gòu)差異。

6 結(jié)論

通過(guò)統(tǒng)計(jì)與診斷(暫不討論地形作用)，對(duì)江淮梅雨暴雨的雨帶分離，兩分離雨帶的不同特征，以及冷干空氣對(duì)兩分離雨帶的不同影響有了更深認(rèn)識(shí)。結(jié)論如下:

1)2007—2011年江淮流域梅雨期暴雨大值區(qū)軸線圖顯示，習(xí)慣上統(tǒng)稱的江淮梅雨，在長(zhǎng)江流域和淮河流域呈現(xiàn)雨帶分離，表現(xiàn)為多雨—次多—多雨的分布態(tài)勢(shì)，兩個(gè)多雨區(qū)，一個(gè)在淮河流域，一個(gè)在長(zhǎng)江流域及其以南區(qū)域。這與中國(guó)旱澇分布圖集給出的江淮流域旱澇空間分布形勢(shì)相似。

2)2007—2011年梅雨暴雨期高低空環(huán)流形勢(shì)和系統(tǒng)的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明:兩流域雨帶梅雨鋒暴雨高層主導(dǎo)環(huán)流型為兩槽一脊型，在淮河流域占53.8%，在長(zhǎng)江流域占70.8%。在此主導(dǎo)環(huán)流型下，低層盛行系統(tǒng)為:低渦更多地出現(xiàn)在長(zhǎng)江流域(76.4%)，輻合線更頻繁地出現(xiàn)在淮河流域(85.7%)。低空淺薄系統(tǒng)性質(zhì)對(duì)形成梅雨暴雨具有雨強(qiáng)大、風(fēng)速小的特征具有重要影響。同時(shí)低渦造成長(zhǎng)江流域雨帶的水汽輸送有南方和東方兩個(gè)主要源地，而淮河流域低層輻合線系統(tǒng)形成的水汽輸送主要為南方源地。

3)江淮梅雨鋒在兩流域均表現(xiàn)為假相當(dāng)位溫等值線密集帶，降水發(fā)生在密集帶暖區(qū)一側(cè)。在垂直結(jié)構(gòu)上，梅雨鋒及其北側(cè)的干冷空氣團(tuán)在淮河流域更為陡峭和狹窄，在長(zhǎng)江流域則傾斜度較大并更寬厚。干冷空氣在垂直方向的位置為淮河流域較高、長(zhǎng)江流域較低。梅雨暴雨過(guò)程的正渦度、輻合散度、垂直上升速度分布和量值也顯示，在長(zhǎng)江流域強(qiáng)于在淮河流域，造成梅雨暴雨范圍在長(zhǎng)江流域更大。這與長(zhǎng)江雨帶水汽條件在低層更充沛，以及低渦系統(tǒng)和低層輻合線系統(tǒng)的動(dòng)力結(jié)構(gòu)差異有直接關(guān)系。

4)濕位渦對(duì)環(huán)流動(dòng)力和濕熱動(dòng)力綜合因子的表達(dá)顯示，強(qiáng)降水雨帶位于梅雨鋒暖濕氣團(tuán)一側(cè)，對(duì)應(yīng)著上方ζMPV2＞0的正渦度增強(qiáng)區(qū)域，有利于暴雨低值系統(tǒng)的增強(qiáng)和維持，以及暴雨在暖區(qū)的分布。同時(shí)梅雨鋒北側(cè)，干冷空氣從對(duì)流層中高層向下侵入，干冷動(dòng)量中心的下傳與ζMPV2＜0中心區(qū)對(duì)應(yīng)，其前緣對(duì)暴雨緯向位置有指示性。干冷動(dòng)量下傳具有向南的分量，在淮河流域向南分量小，顯得下傳路徑較陡峭，在長(zhǎng)江流域向南分量大，路徑傾斜度更大。緯度效應(yīng)和冷空氣密度也影響著動(dòng)量下傳中向南分量的移速，在淮河流域較小，在長(zhǎng)江流域較大。

桂海林，周兵，金榮花．2010.2007年淮河流域暴雨期間大氣環(huán)流特征分析［J］．氣象，36(8):8-18．

郭蕊，苗春生，張楠．2013．一次淮河流域梅雨鋒暴雨的大別山地形敏感性試驗(yàn)［J］．大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，36(5):626-634．

何金海，吳志偉，江志紅，等．2006．東北冷渦的“氣候效應(yīng)”及其對(duì)梅雨的影響［J］．科學(xué)通報(bào)，51(23):2803-2809．

侯淑梅，孫興池，范蘇丹，等．2014．切變線冷區(qū)和暖區(qū)暴雨落區(qū)分析［J］．大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，37(3):333-343．

胡婭敏，丁一匯，廖菲．2010．近52年江淮梅雨的降水分型［J］．氣象學(xué)報(bào)，68(2):235-247．

劉會(huì)榮，李崇銀．2011．干侵入對(duì)濟(jì)南“7.18”暴雨的作用［J］．大氣科學(xué)，34(2):374-386．

苗春生，趙瑜，王堅(jiān)紅．2010a．080125南方低溫雨雪冰凍天氣持續(xù)降水的數(shù)值模擬［J］．大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，33(1):25-33．

苗春生，謝潔，王堅(jiān)紅，等．2010b．一次山東半島強(qiáng)冷流暴雪過(guò)程的數(shù)值模擬和診斷分析［J］．大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，33(3):257-265．

苗春生，吳旻，王堅(jiān)紅，等．2014a．一次淺薄低渦暴雨過(guò)程數(shù)值模擬及發(fā)展機(jī)制分析［J］．氣象，40(1):28-37．

苗春生，劉維鑫，王堅(jiān)紅，等．2014b．梅雨期經(jīng)大別山兩側(cè)暴雨中尺度低渦對(duì)比分析［J］．高原氣象，33(2):394-406．

壽紹文，勵(lì)申申，壽亦萱，等．2009．中尺度大氣動(dòng)力學(xué)［M］．北京:高等教育出版社:277-279．

王子謙，朱偉軍，段安民．2010．孟灣風(fēng)暴影響高原暴雪的個(gè)例分析:基于傾斜渦度發(fā)展的研究［J］．高原氣象，29(3):703-711．

吳國(guó)雄，蔡雅萍．1997．風(fēng)垂直切變和下滑傾斜渦度發(fā)展［J］．大氣科學(xué)，21(3):273-282．

謝義明，解令運(yùn)，沙維茹，等．2008．江蘇中部一次強(qiáng)對(duì)流天氣的物理機(jī)制分析［J］．氣象科學(xué)，28(4):212-216．

姚秀萍，吳國(guó)雄，趙兵科，等．2007．與梅雨鋒上低渦降水相伴的干侵入研究［J］．中國(guó)科學(xué)D輯:地球科學(xué)，37(3):417-428．

張志剛，金榮花，牛若蕓，等．2009．干冷空氣活動(dòng)對(duì)2008年梅雨降水的作用［J］．氣象，35(4):25-33．

趙玉春．2011．梅雨鋒對(duì)引發(fā)暴雨的中尺度對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展影響的研究［J］．大氣科學(xué)，35(1):81-94．

鄭永光，陳炯，葛國(guó)慶，等．2008．梅雨鋒的天氣尺度研究綜述及其天氣學(xué)定義［J］．北京大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，44(1):157-164．

中央氣象局氣象科學(xué)研究院．1981．中國(guó)近500年旱澇分布圖集［M］．北京:地圖出版社．

周后福，鄭媛媛，李耀東，等．2009．強(qiáng)對(duì)流天氣的診斷模擬及其預(yù)報(bào)應(yīng)用［M］．北京:氣象出版社．

Kato K．1985．On the abrupt change in the structure of the Baiu front over the China continent in late May of 1979［J］．J Meteor Soc Japan，63:20-36．

Kato K．1987．Airmass transformation over the semiarid regionaround north China and abrupt change in the structure of the Baiu front in early summer［J］．J Meteor Soc Japan，65:737-750．

Ninomiya K．1984．Characteristics of Baiu front as a predominant subtropical front in the summer Northern Hemisphere［J］．J Meteor Soc Japan，62:880-893．