梅雨锋上两类中尺度对流系统形成的边界层特征

许长义，林永辉，管兆勇

(1.南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044;2.中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081;3.天津市滨海新区气象局，天津300457)

梅雨锋上两类中尺度对流系统形成的边界层特征

许长义1，2，3，林永辉2，管兆勇1

(1.南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044;2.中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081;3.天津市滨海新区气象局，天津300457)

采用具有较高时空分辨率的地面观测资料以及WRF(Weather reasearch and forecasting)模式输出资料，分析了2009年6月29—30日梅雨锋暴雨过程中两类不同的中尺度对流系统(mesoscale convective system，MCS)边界层特征及边界层对两类MCS的触发维持机理，重点分析了海平面气压场特征、边界层冷池、干线及其在MCS中的影响。结果表明:两类中尺度对流系统的海平面气压特征存在着明显的差异，对流爆发阶段地面风场存在辐合线，再次激发阶段气压场呈“跷跷板”型的中尺度扰动，即由前置中低压和后置中高压组成，最强的对流带位于中低压和中高压之间的过渡区内;边界层辐合线是第一类中尺度对流系统(MCS1)维持的重要因素;MCS1爆发后边界层冷池生成，冷池前的冷出流与低层环境风产生的强辐合触发了第二类中尺度对流系统(MCS2);存在于中低压和中高压之间的中尺度干线是MCS2的重要特点之一。

中尺度对流系统;边界层辐合线;边界层冷池;干线

0 引言

梅雨锋暴雨是多尺度天气系统相互作用的产物，直接造成暴雨的中尺度对流系统(mesoscale convective system，MCS)的发生发展及触发维持机制异常复杂。在中尺度对流系统的发生发展过程中，边界层与自由大气发生着剧烈的能量和物质交换。边界层在梅雨锋暴雨的发生发展过程中起着非常重要的作用。Doswell(1987)指出，在大尺度环境场中，与深对流系统联系最密切的三个重要因素(低层足够强的湿层;充分大的直减率;足够的抬升力)都与边界层有直接的关系，特别是中尺度抬升必需的低层不连续界面，如切变、辐合线、对流外流边界面、边界层非均匀加热、风与地形的相互作用等主要发生在边界层。现在已基本公认，由降水蒸发作用产生的地面冷出流与环境切变的相互作用经由前沿新单体的再生促成了对流系统的组织化和维持。特别是Rotunno et al.(1988)和Weisman et al.(1988)指出，与低层(大致在3 km以下)切变相联系的环流与冷丘引起的环流相互作用非常重要，当两个环流处于相平衡的状况时，最有利于对流的发展。Romero(2001)基于地面观测和数值模拟资料研究对流系统的生命史及相互作用，认为对流产生的边界层冷池和外流对对流的维持传播非常重要，强的中尺度上升气流是由不同对流系统的外流辐合产生的。Moteki et al.(2004)利用雷达资料和数值模拟对1999年梅雨锋结构和发展过程进行了细致研究，认为支撑梅雨锋的层状云降水引发的“冷池”促使梅雨锋向南移动并与水汽锋合并。Corfidi(2003)指出，MCS的移动不仅取决于低空急流，而且与冷池的强度和移动有关。翟国庆和俞樟孝(1992)根据华东地区多次典型强对流天气的地面风场分析和合成结果，指出强对流带的发生发展与其前暖区的中尺度辐合线有密切关系，往往在其前方有中尺度的辐合中心，也是对流发生最为强烈和移动变化的突出区域。盛杰和林永辉(2010)指出梅雨锋暴雨MCS的发展前期是依靠边界层内强迫对流启动发展起来的，而凝结潜热的释放则是后期发展的主要原因。张立祥和李泽椿(2009)认为边界层辐合线是对流触发的重要因素之一。张群等(2001)进行了边界层辐合线发展成飑线的数值模拟研究，结果表明飑线实例的大尺度环境场提供了累积的有效浮力能，小尺度积云对流则通过对流翻腾提供高层水汽凝结潜热加热和低层降温冷却，而中尺度辐合线通过提供带状辐合上升运动起着胚胎和组织积云对流的作用。以上研究表明，大多数的风暴起源于边界层辐合线附近，尤其是在两条边界层辐合线的相交处，边界层风场在强对流天气系统发生演变过程中具有重要作用。

除了边界层冷池和边界层辐合线之外，赵鸣(2008)指出边界层过程影响了温湿度场和风场，并进而通过影响湿位涡、水汽通量散度、涡度、低空急流等来影响降水。孙建华等(2006)研究了低层水汽辐合在华南暴雨过程中催生MCS发展的机制，强调了对流层低层的热力和动力过程在暴雨发展过程中的作用。赵思雄等(2004)指出边界层内的一些扰动可能对MCS的发生发展起到重要作用。另外，在我国夏季暴雨过程中常常见到低层的湿度有较大的不连续带(孙淑清和孟婵，1992)。在中尺度场上常表现为露点锋，即等露点线或温度露点差线密集带。我国露点锋的特征与美洲南部平原上的干线(dryline)相比较，虽然两者都为湿度不连续，但前者是以与季风系相连的暖湿空气为主导，与干冷气流对比而成;而后者则是来自墨西哥湾的暖湿空气西进与来自沙漠地区的干热空气相遇，再加上山脉的下坡作用而构成的湿度对比。统计研究(王登炎等，2007)表明，暴雨云团的尺度与切变线上露点锋(干线)的强度有联系，即露点锋越强，特大暴雨尺度有越小的趋势。

在已有研究中，针对中尺度暴雨的发生发展多强调其中一种物理机制，但暴雨作为一种复杂的中尺度天气过程，在降水的初生和旺盛阶段，起主要作用的物理机制可能有所不同。导致暴雨的中尺度对流系统泛指水平尺度为10～2 000 km的具有旺盛对流运动的天气系统，是产生暴雨和强对流天气的实体，是组织化积云对流形成的一类强烈对流系统，在组织化过程中能够持续制造新的对流单体。MCS包括飑线、中尺度对流复合体(mesoscale convective complex，MCC)和对流风暴群，其中线状的飑线和椭圆形的中尺度对流复合体是MCS的两种特殊形态，更多MCS介于两者之间。廖捷和谈哲敏(2005)利用数值模拟结果分析不同尺度天气系统相互作用对2003年江淮暴雨的影响。之前的研究多将对流系统分为初生阶段、发展阶段、成熟阶段和消亡阶段，而Fang and Zhang(2010)则将风暴Dolly(2008)分为3个发展阶段:对流爆发阶段、层状云阶段、湿对流再次激发并快速加强阶段，这种划分方法为本文的研究提供了一种新的思路。利用逐时地面加密观测资料，包括海平面气压、温度、露点温度、风向、风速等气象要素，逐时降水观测资料以及高分辨率的模式模拟资料，对2009年6月28—30日的梅雨锋暴雨过程进行分析，并对这次暴雨过程中两类中尺度对流系统的结构特征及形成机理进行了研究，考虑Fang and Zhang(2010)对风暴不同阶段的划分依据，将这次中尺度对流系统的发展分为对流爆发阶段(MCS1)和对流再次激发阶段(MCS2)。MCS1位于梅雨锋前，其发展强盛且深厚，内部为贯穿整个对流层的强上升运动;MCS2则位于梅雨锋上，发展相对浅薄，表现为对流层中低层的倾斜上升运动。本文的研究重点主要是对流层低层以及边界层的作用。

1 地面中尺度特征

1.1 气压场及风场

图1中的海平面物理量及逐时降水量是由MICAPS加密站点资料得到的结果，由海平面温压场特征可以看出，两类中尺度对流系统在海平面分布特征方面存在巨大差异。第一阶段的29日20时(世界时，下同)在对流雨区附近存在一东西向的中尺度辐合线(图1a)，低压覆盖了整个对流雨区，无明显的冷暖中心，湿度对比也不十分明显。29日22时至30日00时的过渡时期，由图1b看出，低压分裂为南北两部分，其分裂的原因可能与其内部的辐散风场有关。但分裂的两个低压所对应的风场有很大差别，北侧低压对应中尺度辐合线，南侧低压则对应中尺度涡旋。30日03时进入对流第二阶段，由于降水拖曳蒸发冷却等原因，对流雨区以北出现了冷中心，海平面气压场出现一高压中心，这里既是积云对流下沉气流区，也是冷中高压的源区。关于此冷高压的形成机制在后面还将进一步讨论。高压附近盛行辐散风场，冷高压的南北两侧均为暖低压，由此在对流雨区附近形成了前置低压和后置高压的中尺度扰动场结构。30日07时该扰动特征更加明显，其最强的对流雨带位于暖低压和冷高压之间的过渡区内(图1d)，此时中低压强度达到最强，海平面气压降至1 001 hPa。MCS2经过前后，温度变化十分明显，降温最明显的区域位于对流雨团的后部，表明其后部是高密度冷下沉气流。暖中心与对流潜热释放引起的加热和地面辐射增温有关，冷中心与降水粒子的蒸发、升华和溶解而引起的冷却效应有关。

通过以上分析可以看出，对流第一阶段地面以辐合为主，没有明显的热力差异;而第二阶段上各个物理量梯度变化十分明显，有以下三个主要特点:1)暖低压位于对流雨团的东南象限;2)冷高压位于对流雨团的西北象限;3)另一暖低压位于对流雨团北方。气压场和强对流的这种中尺度分布型式类似于Johnson and Hamilton(1988)所归纳出的北美中纬度飑线系统的概念模型。图1c、d中强对流带前的中低压类似于中纬度飑前低压(presquall-low)或前置低压，并且本例中在中高压之后还有中尺度的尾流弱低压(wake low)。

1.2 地面干线特征

干湿空气强烈对比的不连续带在我国惯称露点锋。由于我国地处季风区，极强的暖湿空气比较活跃，在北上时会形成局地的干湿不连续。绝大多数干线是一种中β尺度天气系统，根据日常天气分析与预报，这里取(T－Td)值进行分析说明，该值反映空气干湿程度，数值越小，空气相对湿度越大。由图2可见，在对流第二阶段，等温线和等(T－Td)线迅速变密集，在前置暖低压和后置冷高压之间存在一个极强的温度露点差密集带，而在对流第一阶段，地面辐合线附近的温湿要素差异较小。30日07时，前置暖低压的(T－Td)值达到12℃，而冷高压内的(T－Td)值达到1℃，两者的湿度对比相当明显。干中心与暖中心以及湿中心与冷中心完全重合。干线的北侧为冷湿空气，而南侧则为干暖空气。与图1中的风场进行比较可以看出，干线附近对应着西南气流与东北气流的汇合区，即对应着边界层辐合线。很多研究(翟国庆和俞樟孝，1992)表明，当对流系统与风场中的其他中尺度不连续线(如干线、锋面、地形辐合线等)相遇时，即伴有一次强的辐合和促使对流猛烈发展。由此可以肯定，干线是对流第二阶段的主要影响系统之一。

图1 观测的海平面气压场(实线;单位:hPa)、温度场(红虚线;单位:℃)、风场(箭矢;单位:m/s)以及逐时降水量(阴影;单位:mm)a.29日20时;b.29日23时;c.30日03时;d.30日07时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 模拟方案及结果

利用中尺度非静力数值模式WRF3.0(weather reasearch and forecasting 3.0)进行数值模拟，采用双层单向嵌套网格(D01和D02)，其水平分辨率分别为30 km和10 km，格点数分别是200×180、139×226，粗网格区域(D01)中心在(115°E，38°N)，粗细网格均采用Lin物理方案，积云参数化方案选取新的Kain-Fritsch(Eta)方案，长波辐射采用RRTM(rapid radiative transfer model)方案，短波辐射采用Dudhia方案，时间步长为120 s。模式模拟区域D01和D02的初始条件及D01的侧边界条件来自NCEP全球1°×1°的时间间隔6 h的FNL全球分析资料(Final Operational Global Analysis)，模拟时间从2009年6月29日12时—7月1日00时，共计36 h，文中的模拟结果均采用世界时。

图3为2009年6月29日12时—30日00时实况和模拟的12 h降水分布，实况累计降水量采用的是MICAPS的降水资料。从降水场的分布来看，两者的雨带基本都呈西南—东北向带状分布，雨带位置也基本对应，模拟的12 h累计降水量最大值达到85 mm，模式降水反映出了实况降水的分布和特征，所以总体而言，模式对本次暴雨的模拟是比较成功的。

图2 观测的海平面温度场(实线;单位:℃)以及温度露点差(虚线;单位:℃)a.29日20时;b.29日23时;c.30日03时;d.30日07时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 两类MCS的边界层特征及演变

由前述分析可知，2009年6月29—30日的梅雨锋暴雨过程是由两类不同性质的中尺度对流系统造成的。图4给出了两个阶段中对流系统边界层950 hPa上的温压场和雷达反射率。29日20时，在安徽省和江苏省的南部存在明显的低压中心，雷达反射率的高值区位于低压中心内部，此时低压中心附近温度为22℃。随着对流系统进入第二阶段，与MCS2相联系的中尺度扰动包括一个中尺度高压和两个中尺度低压，强对流带位于中高压与系统前低压之间的过渡带上，中高压和中低压分别对应冷中心和暖中心，冷中心温度低于18℃。该过程第二阶段海平面气压场的分布特点与东北冷涡中尺度对流系统成熟阶段的地面气压场的表现极为相似，即存在一强的中高压并有弱的前导低压和尾随低压相配合(张立祥和李泽椿，2009)。

29日19时边界层950 hPa上(118.5°E，31.5°N)附近形成一个低涡中心，涡旋中正涡度中心值达15×10－5s－1，低涡的东部为一辐合线。由流场的时间演变(图5)可以看出，该低涡不断东移南压，对应着涡度的最大值随低涡东移，且呈逗点状，而其东部的辐合线在21时发展成为另一低涡，之后东移入海。说明在对流系统发展的第一阶段，在边界层低涡发展的过程中，不断有中尺度扰动在低涡的前面发展，形成一系列β中尺度系统。辐合线与模拟的强回波带相对应。值得注意的是，边界层辐合线的北侧存在一辐散轴，该辐散轴在20时发展成为反气旋小高压(图5b)，该反气旋随着低涡不断东移，为边界层涡旋提供了有利的环境和条件。丁治英等(2010)认为低层β中尺度小高压的存在有利于梅雨锋切变线的维持，但不能为暴雨提供较强的辐合场，从而不利于强降水的产生。边界层上的中尺度辐合涡旋为对流系统提供了能量和水汽输送，它伴随着对流系统的爆发而出现，同时对MCS1的维持和发展有重要的反馈作用。类似的位于风暴前沿边界层的辐合区或辐合线在许多观测研究中都有发现，一般认为是由于风暴下沉气流在低层流向风暴前方而形成的阵风锋表现(张立祥和李泽椿，2009)。许多研究表明，边界层内的中尺度辐合线对强对流天气的形成、演变具有重要作用，边界层辐合线和强对流的关系是许多对流天气概念模型预报的基础。这种边界层辐合线可以是天气尺度的冷锋或露点锋，如果在沿海地区也可以是中尺度的海陆风辐合带，包括出流边界和由土壤温度等的空间分布不均匀造成的辐合带。Ogura and Chen(1977)对发生在Oklahoma的一条飑线的形成和发展阶段进行了研究，发现一条与干线相联系且较为明显的辐合线先于回波90 min出现，这条辐合线在飑线的形成、维持过程中也非常重要。而本文研究的个例中，在对流第一阶段，边界层辐合线出现时并无边界层干线出现，但在对流第二阶段，干线附近对应着暖低压和冷高压。边界层对应的深对流系统的演变与暴雨过程之间的关系也可以从静止卫星观测到的TBB(black body temperature)变化得到证实。由模拟第一阶段的流场(图5a，b)可以看出，对流系统中心始终有一条东北—西南向的辐合线，其北侧为偏东和偏北气流，南侧为偏南气流，两者之间存在相当显著的辐合，足以维持MCS1的发展，因此对流爆发阶段是由边界层辐合线维持的。

图3 2009年6月29日12时—30日00时12 h累计降水量(单位:mm)a.观测结果;b.模拟结果Fig.3 (a)Observed and(b)simulated 12 h accumulated rainfall(units:mm)from 1200 UTC 29 to 0000 UTC 30 June 2009

图4 模拟两类MCS的950 hPa位势高度(实线;单位:dagpm)、温度(虚线;单位:℃)和雷达回波反射率(阴影;单位:dBZ)a.29日20时;b.30日03时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

随着对流系统的发展进入第二阶段，边界层流场与第一阶段存在很大差别，仅存在一气旋性涡旋，辐合和辐散轴均不存在。而边界层涡旋对应的涡度极大值仅为9×10－5s－1，远小于对流第一阶段的涡度值。通过对比950 hPa和700 hPa上的风场特征可知，边界层的风场辐合先于对流层低层且比低层更为显著，进一步证明了此过程中边界层的重要作用。

图5 模拟的950 hPa流场和涡度(阴影;单位:10－5s－1;图5a、b中粗虚线代表边界层辐合线)a.29日19时;b.29日20时;c.30日01时;d.30日03时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的触发维持机制及地面冷高压形成机制

4.1 边界层干线

风暴中下沉气流中冷空气的迅速加强堆积在中尺度分析中十分明显(Fujita，1963)。Rhea(1966)研究指出，地面干线附近是雷暴和飑线的高发区，干线附近有明显的风场辐合，易形成中小尺度垂直环流。这种由于干线激发的次级环流在触发和维持对流活动中起到了重要作用。Koch and McCarthy(1982)指出，沿干线附近的强辐合是由与弱低压梯度有关的边界层环流强迫出的。McCarthy and Koch(1982)在讨论美国低空干线的结构时指出，有一类干线在前期，干热的空气位于暖湿空气之上，这时在低层形成一个极薄的逆温层。并进一步指出，美国Oklahoma等地的干线在其形成过程中，西侧的干热气流来自西南部的沙漠地区，而在落基山的下坡风作用下，下沉增温更加突出。由模拟边界层950 hPa上的温度露点差(图6)分布发现，在对流的第二阶段，有一条干舌从江苏省境内向安徽省逐渐侵入，其最大值达到14℃。

由图7可见，从水平分布看，暖干舌是从偏西方向伸展过来的，在118°E附近形成非常明显的湿度以及温度的不连续线，其东西两侧干暖与冷湿气流对比十分显著。从时间演变看，其变干过程比较突然，这说明随着第二阶段对流降水的继续，干线所积聚的能量释放很快，使边界层的温湿场结构也突然发生变化。

图7 模拟的950 hPa温度(实线;单位:℃)和温度露点差(虚线;单位:℃)的时间—经度剖面Fig.7 Time-longitude cross-section of simulated 950 hPa temperature(solid line;units:℃)and(T－Td)(dashed line;units:℃)

4.2 MCS2的触发机制——边界层冷池

图6 模拟的950 hPa等温线(实线;单位:℃)和温度露点差(虚线;单位:℃)a.30日03时;b.30日07时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

为研究边界层在对流系统整个发生发展以及消亡过程中的温度变化，研究对流中心区域平均的位温时间演变(图8)。从图8可见，从29日20时开始，边界层位温开始逐渐降低，至30日05时位温低于295 K，达到最小值。由此可知，对流第一阶段边界层的显著降温为第二阶段边界层冷池的形成提供了有利的条件，但由于边界层冷池的形成需要足够冷空气的堆积，因此在对流第一阶段其边界层还未达到冷池的标准。30日06时开始，边界层位温开始升高，意味着冷池的减弱和对流系统的消亡。

图8 模拟D02区域(118.0～119.5°E，31.0～32.0°N)950 hPa上24 h平均位温的时间演变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)

图9给出了位温的垂直分布，可以看出，在对流系统发展的第一阶段即对流爆发时的29日21时，边界层冷池还未形成，而在过渡阶段的23时，相当位温低于300 K的冷池区域虽可见，但无论是水平或是垂直范围都非常小;在对流系统发展的第二阶段，边界层冷池的水平尺度逐渐增大，30日01时达到了300 km左右，超过了对流系统的尺度。对流层低层逆温非常明显，表明边界层冷空气比较强。还可看出，冷池顶基本对应着对流单体上升和下沉气流的分界线，冷池顶以上对流单体内主要为强上升气流，以下则为下沉气流，大量的降水物质加强了下沉气流，而在对流系统发展的第一阶段，并不存在下沉气流。该下沉气流与降至地面处的降水共同作用，导致低层温度迅速降低，冷池内部的下沉气流在边界层向四周铺开，即为边界层外流，存在于冷池的外围，主要是由降水拖曳作用形成的，而对流雨区刚好位于冷池北侧边界层外流的位置。随着冷池的扩张，边界层外流风速也随着增大，此时对流层低层并不存在沿边界层冷池的斜升暖气流。02:20大量的降水物质加强了下沉气流，与降至地面处的降水共同作用，导致低层温度进一步降低，而冷池的冷出流与低层环境风产生强辐合，辐合线反过来又加强了造成降水冷池外流的对流系统的发展和维持。由此可见，边界层外流对MCS2的发展维持扮演着重要角色。另外，在冷池的南侧，有一支干暖斜升气流沿着冷池上滑，导致冷暖流之间的密度锋区抬升并加速了入流，触发并加强上升气流。冷池的强度受很多因素影响，如降水的升华、冷却和蒸发，降水拖曳，垂直气压梯度扰动等(Corfidi，2003)。Weisman et al.(1988)研究雷暴系统时指出，在其经历“冷池外扩阶段”时，随着雷暴系统的发展和地表冷池强度的增加，系统上升气流将沿冷池上边界向后倾斜上升，冷池越强，上升气流越倾斜，影响上游不饱和湿空气抬升至饱和状态，而不利于对流的进一步发展。由图9可以看出，随着下沉气流的增强，降水的蒸发冷却也增强，边界层冷池的强度和范围不断加强和扩大。

为进一步研究蒸发冷却与冷池的关系，图10给出了边界层900 hPa上的对流区域平均潜热释放随时间演变。潜热加热率的计算依据Emanuel et al.(1987)的公式

其中:γm和γd分别为湿空气和干空气的绝热递减率;θ为位温;θe为相当位温;ω是等压坐标系垂直速度。由图10可以看出边界层在两类对流系统发展过程中潜热释放和蒸发冷却的差异。在对流发展的第一阶段，潜热加热率不断增加，对流爆发的29日20时达到最大值，之后不断减小，但依然为正值。由此可知，边界层对MCS1主要起了潜热加热的作用;而在对流发展的第二阶段，加热率则为负值，说明此阶段边界层为蒸发冷却作用占主导。这说明在梅雨锋中尺度对流系统发展过程中，其边界层冷池的形成、加强与对流降水的蒸发冷却密切相关。在MCS2发展过程中，对流增强，降水增强，地面降水的蒸发导致边界层冷池不断加强。因此边界层冷池的形成对MCS2的发展维持起到了重要的作用，它改变了对流单体边界层的层结结构，冷池内部为潜在稳定层结，其层结及气流结构的改变进而改变了边界层入流。对流与冷池扩张的相互作用使得对流活动得到加强，而加强了的对流又会产生更多的降水，对冷池产生正反馈作用，冷池的强度直接决定了系统所处的生命周期状态。Watson and Holle(1982)研究认为，沿外流边界的辐合加强区是对流形成区域。注意到，边界层冷池内部伴有明显的湿度梯度，即地面干线存在于冷池内部。30日07时，边界层冷池的范围强度开始逐渐减弱(图略)，MCS2也进入消亡阶段。由以上分析可知，边界层冷池对MCS2起着非常重要的作用，其伴随着对流降水的产生而产生，它主要是由降水蒸发冷却形成，可以影响中尺度温度场和湿度场，其产生的强烈的温度和湿度梯度对应很强的中尺度湿斜压作用。由于冷池内部为潜在稳定层结，其对边界层层结及入流、出流产生影响进而影响对流系统的演变和发展。

4.3 MCS2的维持机制——垂直风切变

在给定的大气热力条件下，环境风场的垂直切变特征对强对流的结构、形态、生命史及活动有着重要的影响。本文计算了对流层低层700～900 hPa之间的垂直风切变，并制作格点(119.2°E，31.5°N)和(118.8°E，31.7°N)的垂直风切变随时间的演变(图11)。由图可见，30日00时，风切变值逐渐增大，01时前后达到最大值，数值达到14×10－3s－1以上，之后的02时逐时降水量达到极大值，随后风切变值逐渐减小。由之前的分析可知，MCS2在30日02时各物理要素(散度、垂直速度、雷达回波反射率、混合比、凝结潜热)均达到极大值。在MCS2的发展过程中，切变的最大值比对流激发提前1～2 h。由此推测，正是边界层冷池前的冷出流与低层的环境风切变触发了对流的再次激发。对流层中高层的切变对该过程的影响并不明显(图略)，地面以上至3 km以下的大气层中的风速垂直切变对该过程影响很大。这种中低层较大的垂直风切变使得对流系统中的上升气流变倾斜(这也是MCS2的垂直上升运动在中低层表现为倾斜的原因之一)，使降水质点能顺利脱离上升气流，减小降水质点对上升气流的拖曳作用，从而维持对流系统中的浮力。此外，中低层强垂直风切变也可以增强中层干冷空气的吸入，与对流系统中的下沉气流混合，下沉气流中的饱和空气蒸发冷却，形成冷的出流。

图10 模拟D02区域(118.0～119.5°E，31.0～32.0°N)900 hPa上24 h平均潜热释放(单位:10－2K·h－1)的时间演变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 地面冷高压的形成机制

图11 区域(118.8～119.2°E，31.5～31.7°N)平均逐时降水量(实线;单位:mm)及单站(119.2°E，31.5°N)(a)和(118.8°E，31.7°N)(b)700～900 hPa径向风速的垂直切变(点线;单位:10－3s－1)的时间演变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)

由图9可见，沿对流中心的垂直剖面上有一个非常明显的由上升和下沉气流构成的次级环流，大约位于700 hPa以下，31°N附近为上升运动，31.5～32.0°N附近盛行下沉运动，下沉气流给地面带来了降温和冷出流，它对应着前述的地面中尺度冷高压(图1c、d)，且下沉运动达到边界层底部，它们的产生与由层状云下落的降水粒子(雨滴/冰晶)的蒸发、升华和融解而引起的冷却效应有关(Fujita，1959)。具有较高动量的高层气流下沉至地面后向外辐散，地面到边界层的低压扰动及其北部的高压扰动分别对应上升和下沉气流。冷高压中的下沉气流使出流边界前暖湿空气的辐合抬升作用增大，促使对流运动加深发展。另外，边界层冷池的范围和强度也逐渐增强，冷池中的空气在下沉气流的驱动下冲下地面，向南的冷出流快速嵌入暖入流的下部，导致两者之间的密度锋区抬升并加速了入流，加强上升气流，使得海平面冷高压大大加强。初始对流发展为暴雨云团后，其强下沉气流沿近地面涌出，加强了其传播方向新云团的发展，这种新老云团新陈代谢过程是后续暴雨的触发机制(袁美英等，2010)。对流层中上层为θe大值区，水平方向上对应东北气流，对流系统北侧高层的干暖空气堆逐步向低层侵入，这股气流的干侵入是对流系统北侧暖低压维持的主要动力，也是第二阶段地面上对流雨团北侧暖低压湿度减小的主要原因。在一些强烈发展的风暴中，由于其内部作倾斜上升气流的水汽发生凝结后，形成水滴落入风暴后部下沉气流中，并在那里发生蒸发冷却，结果可在风暴后部的地表形成一个边界层中尺度高压，而由于高压中相当部分较冷空气的向前流出，抬升了其前部较为暖湿的空气，使上升气流得以再生，为系统持续发展提供了机制。由图9可以看出对流第二阶段与边界层相关的系统有:对流层低层的下沉气流导致的冷高压系统;湿度不均匀分布导致的低层干线;降水蒸发冷却引起的边界层冷池以及边界层外流;与冷池有关的边界层干暖斜升气流。

综合以上分析可以看出，在两类中尺度对流系统的发生发展过程中，边界层所起的作用存在很大的区别。边界层对MCS1主要是动力作用，而对MCS2则主要是热力动力作用。地面和边界层中的干线是MCS2的重要特点之一。

5 结论和讨论

2009年6月29—30日，一系列中尺度对流系统沿着东西向的梅雨锋先后移至江淮地区，在有利的环境条件以及合适的触发机制下产生了此次江淮流域的暴雨过程。本文利用具有较高时空分辨率的加密站点数据以及WRF模式结果，讨论了边界层对一次梅雨锋暴雨过程中两类MCS的不同作用。从模拟结果来看，模式较好地再现了本次中尺度对流系统演变过程中的边界层中尺度现象，得到了与实况较为相近的中尺度特征。结果表明:

1)对流第一阶段海平面风场存在辐合线;第二阶段气压场呈现出由前置低压和后置高压组成的中尺度扰动场特征，最强的对流带位于系统前低压和中高压之间的过渡区内，这一中尺度现象被模拟基本再现。

2)边界层在两类中尺度对流系统的发生发展过程中都起了非常重要的作用。在对流爆发阶段，主要是边界层辐合线所起的维持作用;对流再次激发阶段，则为边界层冷池前的冷出流与低层环境风产生的强辐合所起的触发作用。

3)地面上存在于中低压和中高压过渡区内的中尺度干线是对流再次激发阶段的重要特点之一。干线北侧为冷湿气流，南侧为干暖气流，在过渡区内形成了强烈的干湿对比。

致谢:中国气象科学研究院信息中心提供了MICAPS地面观测资料，审稿专家和编辑提出了宝贵意见，谨致谢忱!

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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

国家自然科学基金资助项目(40745026;40875035);公益性行业(气象)科研专项(GYHY(QX)2007-06-20);中国气象科学研究院基本科研业务费专项(2007Y002);灾害天气国家重点实验室自主研究专项(2008LASWZ103);国家科技支撑计划课题资助项目(2007BCA29B02)

许长义(1985—)，女，天津人，硕士，助理工程师，研究方向为中尺度气象学，xusupergirl@163.com;林永辉(通信作者)，研究员，研究方向为中尺度动力学和中尺度数值模拟，linyh@cams.cma.gov.cn;管兆勇(联合通信作者)，教授，研究方向为气候动力学，guanzy@nuist.edu.cn.

许长义，林永辉，管兆勇.2012.梅雨锋上两类中尺度对流系统形成的边界层特征［J］.大气科学学报，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.

(责任编辑:刘菲)