梅雨期暴雨是中国长江中下游地区夏季重要的灾害性天气系统。梅雨期暴雨的形成是多种系统、多尺度过程共同作用的结果。太平洋副热带高压(副高)、季风涌、中高纬度冷空气和青藏高原中尺度对流系统最佳组配为长江中下游致洪暴雨的形成提供了环流条件(张顺利等，2002)，其中，梅雨锋暴雨是梅雨期典型的暴雨类型。卫星和雷达观测显示，梅雨锋暴雨系统中包含了结构复杂的多种尺度的对流系统。通常α中尺度云团内可以镶嵌有多个β中尺度对流系统，β中尺度对流系统的加强、合并又可促进α中尺度云团的进一步发展，而β中尺度对流系统本身又由尺度更小的对流单体所组成(Ninomiya et al，1988，1992)。所以，梅雨锋暴雨的形成除了必要的大尺度背景场之外，其内部对流系统的作用及其两者相互作用决定了梅雨锋暴雨的结构、特征及其降水特征。梅雨锋的复杂多尺度结构和多种天气系统形态，以及锋面特征不明显的梅雨期局地强降水决定了梅雨期暴雨类型和形成机制的多样化。所以，对梅雨期暴雨分类，既有利于对梅雨期暴雨形成机制的理解，也可以为梅雨期暴雨的预报改进提供一定的理论基础。

尽管如此，从不同的出发点或者角度，仍可以给出不同的暴雨分类，且在这些分类中暴雨类型可能出现重合或者部分重合。由于梅雨期暴雨的复杂性，对这些暴雨系统给出一种完整的、非常明确的分类非常困难，所以，分类的关键是看能否进一步加深认识暴雨系统或者是对于暴雨预报有帮助作用。张小玲等(2004)根据观测分析，概括出长江流域梅雨锋上主要存在3类暴雨：梅雨锋上β中尺度对流性强暴雨、梅雨锋东部的初生气旋暴雨及梅雨锋西端深厚高空低压槽前部的持续性强暴雨。李鲲等(2005)对这3类暴雨进行诊断分析和比较研究发现，3类暴雨在结构和形成机制上都存在显著差异，其中，梅雨锋上β中尺度对流性强暴雨主要受局地地形和不稳定能量影响，梅雨锋东部初生气旋的发展主要取决于西北冷空气和西南暖湿气流等大尺度环境，梅雨锋西端深厚高空低压槽降水可能与青藏高原大地形形成的高低空天气系统特殊配置相关。然而，梅雨锋β中尺度对流性强暴雨常常包含于梅雨锋东部初生气旋降水类型中，有时β中尺度对流性强降水会发展成为初生气旋型强降水，所以，梅雨锋β中尺度对流性强降水与初生气旋降水类型不完全独立。此外，在河套地区常有深厚低槽出现，其向东南移动容易引导西南涡东移而产生暴雨；有时冷槽移动到切变线附近，没有涡旋系统配合也会产生暴雨。梅雨锋东部初生气旋的形成机制比较复杂，既有大别山—幕阜山环抱的袋形盆地的地形效应，也有高低空有利的环境因素，并且，有时初生气旋发生在大别山背风侧的安徽、江苏境内。针对这种长江流域的气旋性扰动(或低压)，胡伯威等(1996)归纳为西南涡移出型和串行于梅雨切变线上的小型正涡度扰动两类；同时指出西南涡的移出可导致降水的出现，但青藏高原大地形的绕流和自身干对流上升形成的高空冷槽起到了关键作用。董佩明等(2004a，2004b)进一步通过资料合成分析和数值模拟，依照长江中下游地区中尺度低压(低层气旋)的基本特征，将其归纳为两种类型：一类由长江中上游快速移动到下游地区，并可能在长江下游显著发展；另一类则为长江中游新生，水平移动较慢。这与胡伯威等(1996)的分类有一定的相似性，第一类与西南倒槽相联系的低压比较深厚，而第二类低压相对浅薄，主要扰动在中低层。虽然第二类低压与张小玲等(2004)总结的梅雨锋东部初生气旋发生区域相同，但前者持续时间短、水平移动距离小、后期发展不显著，后者发展旺盛、持续时间长、水平移动跨度超过2000 km。这说明在长江中下游新生气旋存在多种机制、多种类型，它们的发展过程存在明显差异。

综上所述，到目前为止大部分研究主要从影响暴雨形成的天气系统的差异性来对梅雨期暴雨进行分类(张丙辰等，1990；杜惠良等，2006)，其优点是对于梅雨期暴雨形成的天气学意义非常明确，但其分类在一定程度上有重合的部分。事实上，梅雨期暴雨的形成是多尺度系统间相互作用的结果，梅雨期暴雨系统的可预报性与其形成机制密切相关(Liu et al，2009)。所以，从梅雨期暴雨的触发、形成机制上来认识其分类，一方面可以进一步理解暴雨的形成机制，发现其共同特征；另外一方面由于对于一般天气系统来说，形成机制的不同，可以导致不同的大气可预报性特征，所以，从形成机制角度的分类，有利于加深认识暴雨系统的预报。为此，本文针对梅雨期暴雨，根据1998—2007年发生的梅雨期暴雨个例，从暴雨触发、形成机制的差异性出发，将梅雨期暴雨进行归类，重点分为三大类，五种类型，希望为进一步研究梅雨期暴雨系统的可预报性打下基础(刘建勇等，2011)。本文关注的梅雨期暴雨主要包括相当位温梯度大的梅雨锋区上的连续性降水、梅雨锋面北跳或间歇性短暂消失、锋面特征不明显的湿度高值区产生的局地强降水。 2 资料与分类特征

本文使用资料包括：(1)中国基本、基准地面气象观测站每日4次地面观测数据，中国每日2次常规探空资料；(2)GOES和GMS-5静止气象卫星的云顶亮温TBB资料；(3)NCEP分辨率1°×1° FNL分析资料。梅雨期划定综合考虑了上海、江苏、浙江、安徽的入梅和出梅标准以及江西降水集中期划分标准，结合卫星云图并以季风环流调整为依据。

依据1998—2007年发生的梅雨期暴雨个例，将夏季长江中下游梅雨期暴雨分为3类：外强迫型、自组织型和非组织化局地型。其中，外强迫型包括冷槽推进型、西南涡移出型和北槽南涡型，它们是由大尺度环流的动力强迫抬升和冷空气南下形成的不稳定层结的共同作用产生的持续性暴雨；自组织型在切变线和低空急流的弱环境中，通过合并增长、中尺度涡旋和上下游发展等机制形成暴雨；非组织化局地型主要包括局地午后强对流和副高边缘对流不稳定两种形式，局地对流不稳定是暴雨产生的主要原因。梅雨期暴雨的高空形势特征如表 1所示。本文主要通过对这3类梅雨期暴雨的具体个例分析，探讨3类暴雨的形成机制。

在外强迫型中，冷槽推进型的移动空间跨度大、影响区域广，暴雨发生的区域随着冷槽系统性东移南下。因此，冷槽推进型持续的时间最长。高空冷槽、低层切变线、低空急流和西南涡多系统间最佳的组配才能形成西南涡移出型暴雨，所以它占外强迫型暴雨日数的比例最小。北槽南涡型暴雨产生于低层有冷暖空气在江淮流域对峙、中高层频繁有短波槽脊引导冷空气南下的天气形势。由于冷暖空气的长时间对峙，锋面系统处于准静止状态，北槽南涡型暴雨常常持续性出现。自组织型暴雨发生于深厚的暖湿切变环境中，水汽条件最好，通常降水强度比较大，然而暴雨持续时间短，以至于暴雨发生日数远小于外强迫型。非组织化局地型暴雨的系统尺度小，文中使用的观测资料空间分辨率低，难以捕捉确切的暴雨日数，但这并不影响对暴雨形成机制的分析。 3 外强迫型梅雨期暴雨

外强迫型是梅雨期暴雨发生次数最多的类型，它以大尺度环流强迫抬升、北方冷空气系统的侵入和水汽辐合带持久维持为主要特征。通常，暴雨发生区域覆盖面广、持续时间长，系统自西向东移动特征明显，有较好的可预报性。根据外强迫类型的不同，外强迫型暴雨可以进一步分为冷槽推进型、西南涡移出型和北槽南涡型3种。其中，冷槽推进型和北槽南涡型与杜惠良等(2006)的两类天气形势相似，但本文着重从多个高度层次、不同尺度天气系统相互作用的角度分析其发生、发展机理。

在梅雨季节，河套地区至青藏高原东部的西南一线高空(500 hPa)常有移动性的深厚低压槽，槽后通常有明显的高压脊或阻塞高压；低空(850 hPa)存在切变辐合线，有时有低涡或者低空急流。当低槽前缘移到长江中下游地区可形成暴雨，这种类型暴雨的产生主要受到大尺度环流的抬升作用和冷槽带来的强盛冷平流形成的斜压不稳定控制，暴雨活动区域随着冷槽东移而推进，称为冷槽推进型。有时深厚的移动低槽会引导西南涡移出，在涡旋系统移出或再生过程中，移动低槽的动力和热力强迫起主导作用；西南涡及其移出或再生的涡旋是低层环流的主要系统，控制着暴雨落区，这类暴雨称为西南涡移出型。当中纬度呈现平直西风气流，有短波槽频繁东南移动，引导北方弱冷空气南下，如果槽前有低空急流，随后将会有低层涡旋形成并出现大范围暴雨，此类暴雨称为北槽南涡型暴雨。这3类暴雨受到西风带环流系统的影响，主要与高空槽活动有关，其暴雨形成来自于大尺度强迫，相应称为外强迫型。但这3个子类中，其暴雨系统结构及其触发、维持机制仍有显著差异，下面以3个典型个例的分析为基础，探讨这类暴雨的形成特征。 3.1 冷槽推进型

在梅雨期，500 hPa中层阻塞高压形势可以分为单阻、双阻和三阻三类(朱乾根等，1992)。在双阻型和三阻型的天气形势中，短波槽在中高纬度活动频繁，而单阻型形势中更多地表现为高空深厚大槽的移动特征。当冷槽移动到梅雨锋锋面附近时，在梅雨锋面南侧的低层西南暖湿气流配合下，槽前常常会有暴雨产生。冷槽东南移动减弱有时会在江淮流域与西南气流对峙演变为冷性切变线，造成持续性暴雨或特大暴雨。

2004年7月5—6日，受北方冷槽南压和西南暖湿气流共同影响，湖南、江西、江苏、浙江和福建等地多处发生暴雨。图 1给出此次暴雨过程中GOES-9红外亮温的演变过程。5日12时(世界时，下同)，广西附近出现旺盛的对流活动，而冷槽前缘仅有块状云团A和A东南侧-35—-40℃带状云系的弱对流活动。随着冷空气南压，21时块状云团A和带状云系合并，西南地区的对流活动开始减弱，但西南部的云系和冷槽前缘云系开始连通。6日06时，西南暖湿气流和北方南下的冷空气交汇，形成不稳定层结，从而触发江西附近的强对流活动。随着对流系统的东移，对流活动的强度和尺度都得到了增长。至12时对流系统A已经发展成β中尺度对流系统，形成浙闽地区的暴雨。在整个过程中，冷锋云系明显，云系随着冷槽东移，逐渐与西南暖湿气流的活跃对流云系合并加强，形成区域性暴雨。

图 1 2004年7月5日12时(a)、15时(b)、18时(c)、21时(d)、24时(e)和6日03时(f)、06时(g)、09时(h)、12时(i)的GOES卫星红外亮温Fig. 1 GOES infrared temperatures of black body(TBB)at 3 hour intervals from 12:00 UTC 5 July to 12:00 UTC 6 July 2004(a-i)

图选项

在中层(500 hPa)，一条自河套平原至西南地区深厚的冷槽向华东和华南移动，槽前存在高位涡带，位涡随着冷槽一起向东移动(图 2)。5日20时，高空槽分为南北两段，北段位于东北冷涡内部，南段北起(39°N，117°E)南至(26°N，102°E)，南段移速略快于北段；槽后是稳定的高压脊，属于单阻型的中层环流，推动冷槽向东移动。温度槽稍稍落后高度槽，槽后有西北冷平流，使斜压槽得到发展并维持槽前的不稳定层结；温度脊落后于高压脊，西南暖平流促使槽后的高压脊稳定存在。副高的脊线位置偏南，处于20°N附近，而东部的海上主体却位于30°N附近，西端位置偏南主要是受到冷槽南压所致。6日20时副高略有加强，脊线向北移动4个纬度，西脊点向西延伸4个经度；槽前的西南气流有所加强，将南海的暖湿气流输送到江淮流域；槽前位涡带的强度维持在1—1.5 PVU，正位涡覆盖区域由前期的槽前西南气流活跃的湖南附近扩展为整个冷槽前缘；此时锋面云系和西南暖湿对流云系合并发展，槽前的上升运动和涡度得到显著增强，扩展了正位涡的分布范围。

图 2 2004年7月5日15时(a)和6日12时(b)的500 hPa 天气形势(实线: 高度场，间隔40 gpm;虚线:温度场，间隔4℃;阴影:位势涡度，间隔0.25 PVU;粗虚线:槽线;风向标:水平风速矢，全风速5 m/s)Fig. 2 NCEP analyses of the geopotential height(solid contours，40 dagpm intervals)，temperature(dash line，4℃ intervals)，potential vorticity(shaded for the area with its value ≥ 1 PVU，0.25 PVU intervals)，wind vectors(full barb=5 m/s) and trough line(thick dash line)at the level of 500 hPa at(a)12:00 UTC 5 July and (b)12:00 UTC 6 July 2004

图选项

低层(700 hPa)槽线位于中层(500 hPa)槽线东侧，属于稳定发展的后倾槽(图 3)。6日12时，南段槽线后侧为东北气流，槽前是西南气流，在华南演变为冷性切变。切变线北侧的东北气流风速很小，但可以带来小股冷空气与西南气流辐合抬升。切变线南侧存在低空急流，5日12时急流位于广东附近，最大风速只有12 m/s；6日12时急流位于福建和浙江南部，最大风速达到20 m/s。副高加强西伸北抬和槽线东南移动形成较大的气压梯度是造成低空急流的主要原因之一，同时这一区域的对流活动对低空急流也有加强作用。低空强盛的西南急流将南海暖湿的气流带到冷槽前缘，槽前的动力抬升触发对流活动不断发展，同时低层暖湿而高层干冷的对流不稳定和西南急流切变不稳定也影响着对流活动。

图 3 2004年7月5日12时(a)和6日12时(b)的700 hPa 天气形势(实线：高度场，间隔40 gpm；虚线：温度场，间隔4℃；风向标：水平风速，全风速5 m/s；阴影：低空急流区，间隔4 m/s)Fig. 3 NCEP analyses of the geopotential height(solid contours，40 dagpm intervals)，temperature(dash line，4℃ intervals)，wind vectors(full barb=5 m/s) and horizon wind speed(shaded for the area with its value ≥ 12 m/s，4 m/s intervals)at 700 hPa at(a)12：00 UTC 5 July and (b)12：00 UTC 6 July 2004

图选项

图 4给出经过图 2b中点线AB的垂直剖面，剖面经过暴雨中心区域(30°N，120°E)并与锋面垂直。从图中可以看到，梅雨锋区前缘是高相当位温的暖湿空气，锋区后部存在较低相当位温的干冷空气，锋区后部的干冷空气下沉抬升锋前的暖湿气流。6日12时至7日00时，受冷槽南压和干冷空气抬升作用，梅雨锋面向东南移动100 km左右，锋前暖湿上升气流明显加大；在此期间，对流变得更为活跃，中低层位涡显著增强。冷槽推进过程中，干冷空气的强迫抬升是触发梅雨暴雨的重要机制。300 hPa存在高空急流区，急流轴随着冷槽一起向南移动到梅雨锋面附近，急流的辐散抽吸作用加快了高层位涡沿梅雨锋面向下传递，有利于高低空相互作用，促进对流系统的发展。

图 4 2004年7月6日12时(a)和7日00时(b)跨梅雨锋锋面的垂直剖面(阴影：位涡≥1 PVU，间隔0.5 PVU；实线：相当位温，间隔4 K；粗虚线：锋面；箭头：风速矢)Fig. 4 Vertical cross sections of the Meiyu front: potential vorticity(shaded for the area with its value ≥ 1 PVU，0.5 PVU intervals)，equivalent potential temperature(solid line，4 K intervals)，Meiyu frontal zone(thick dash line) and wind vector at(a)12：00 UTC 06 and (b)00：00 UTC 07 July 2004

图选项

冷槽推进型暴雨是北方深厚冷槽带来的冷空气和强盛的西南暖湿气流共同作用的结果，既有天气尺度的锋面过境，也有次天气尺度的中低层切变线。暴雨的产生受到了大尺度的强迫抬升，同时又需要次天气尺度低空西南急流的配合。影响长江中下游低压槽的冷空气有两支，一支由贝加尔湖西侧的大低压槽槽底经青藏高原东侧、河西走廊南下，又称为西北路冷空气；另一支是贝加尔湖西侧的冷空气分裂经河西走廊南下，又称北路冷空气(陶诗言，1980)。西北路冷空气活动强盛，槽后伴有较强的冷平流、锋面斜压性强，低压槽发展比较深厚。根据罗斯贝波频散关系，波长相对较长的深厚斜压槽比短波槽移动更为缓慢。受β效应影响，斜压槽北段移速快于南段，若遇较强暖湿空气，斜压槽将会演变为东北—西南方向对峙的冷性切变线。北路冷空气通常以短波槽或低涡形式南下，有时也能形成相对深厚的斜压大槽，但影响区域通常仅在长江以北和淮河流域，如2005年7月5—6日的河南暴雨。由于北路冷空气的斜压槽波长相对较短，移速通常比较快。 3.2 西南涡移出型

西南涡是指在青藏高原东侧复杂地形影响下产生的α中尺度气旋性环流，通常出现于低层，水平尺度约500 km，垂直尺度在初生阶段相对浅薄，加深后有时可达500 hPa或更高层(陶诗言，1980)。该低涡发展初期，高空槽、低层风场扰动等动力学因素以及地形影响起主要作用，成熟时期凝结潜热等热力作用更为明显(Chang et al，2000)。西南涡形成后，或长期维持于四川盆地内，或在高空槽引导下东移，其南侧均可维持稳定的辐合区并导致强降水。本文将高空槽引导下的西南涡东移而造成江淮流域的梅雨期暴雨称作西南涡移出型。

1999年6月22—23日，湖南、湖北、安徽和江苏等地多处发生大到暴雨，最大日降水量达到118 mm。由图 5可知，22日00时，旺盛对流活动位于贵州西部和四川盆地(30°N，109°E)，而长江下游地区上空仅有浅薄云系(图 5a)。至03时，原对流系统逐渐减弱，而沿30°N有若干尺度较小的对流系统处于初生阶段，其中以(30°N，114°E)处的新生对流系统最为明显(图 5b)。在随后的6 h中，新生对流系统在向东移动的过程中发展迅速。伴随冷空气的南下，四川盆地附近的对流活动不断向下游传播。至12时，在长江中游地区形成了一条由3个对流中心构成的西南—东北走向的对流带，(30°N，115°E)处发展出一个新的对流系统(图 5e)。该新生对流系统发展十分迅速，于15时进入江淮地区西南部，与长江中游地区的对流带相连，沿梅雨锋的对流系统趋于组织化(图 5f)。至18时，长江流域的对流活动进入旺盛的发展阶段，中尺度对流云团镶嵌在西南—东北走向、长度2000 km左右的云带中，呈典型的梅雨锋对流云系结构。

图 5 同图 1，但为1999年6月22日00时至23日00时(间隔3小时)Fig. 5 As in Fig. 1 but for the times from 00：00 UTC 22 June to 00：00 UTC 23 June 1999 at 3 hour intervals

图选项

22日00时，在中层(500 hPa)存在一条自内蒙古东北部(41°N，114°E)至四川西南部(29°N，100°E)的高空槽，槽的北端连有蒙古低压，槽后有明显的冷平流，高度槽附近温度梯度并不大，温度槽不明显(图 6a)。除了蒙古低压中心附近的位涡大于1 PVU，槽前的位涡都很小，而带状位涡高值区与梅雨锋锋面云带相对应(图 5a、6a)。至23日00时，高空槽向东移动5—8个经度，槽的南端移至长江中游湖北、湖南附近。东移过程中，高度场曲率变大，槽线加深；持续的西北冷平流作用使得高度槽后出现温度槽，同时温度水平梯度增大，斜压性增强。槽前渤海湾到江苏北部有块状位涡高值区，这与低层的西南涡移出并和高空槽相互作用引发的对流活动有关(图 6b、7b)。在这次暴雨过程中，副热带高压有明显的北抬加强，高压西北侧的强盛西南气流携带充足的暖湿空气至槽前和梅雨锋面附近，维持新生对流不断产生。

图 6 1999年6月22日00时(a)和23日00时(b)的500 hPa天气形势(说明同图 2)Fig. 6 As in Fig. 2 but for(a)00：00 UTC 22 June and (b)00：00 UTC 23 June 1999

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在低层(850 hPa)，22日00时，四川盆地上空维持有尺度约500 km的气旋性环流，环流中心位于(29°N，105°E)，即西南涡(图 7a)。西南涡位于暖湿气流的前方，其南侧的低层辐合及充足的水汽供给为对流发展提供了有利条件，对于对流活动具有重要的触发和组织作用(Kuo et al，1986；Ding，1992)。自西南涡至内蒙古、河套地区存在一条西南倒槽，此时倒槽的两侧仅有微弱的风速切变。24 h后，西南倒槽东北端移动至江淮流域，沿长江流域形成了强烈水平风切变的西南—东北走向的低压倒槽结构，在倒槽的东北端存在水平尺度约300 km的低压中心。切变线南侧风速大幅增强，西南急流贯穿整个华南地区，急流风速最大值由22日00时的15 m/s增至24 m/s；切变线北侧为强盛的东北风，其风速高值区位于低压中心西北侧(图 7b)。低压中心气旋性环流风速的增加，一方面增大低层切变辐合，促进梅雨锋锋生，进而加强对流活动强度，另一方面这种低层中尺度对流涡旋能够将更小尺度的对流活动有机组织成一体，延长降水系统的生命周期。

图 7 1999年6月22日00时(a)和23日00时(b)的850 hPa天气形势(说明同图 3)Fig. 7 NCEP analyses of the geopotential height(solid contours，40 dagpm intervals)，temperature(dash line，4℃ intervals)，wind vectors(full barb=5 m/s) and horizon wind speed(shaded for the area with its value ≥ 12 m/s，4 m/s intervals)at 850 hPa at(a)00：00 UTC 22 June and (b)00：00 UTC 23 June 1999

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从冷空气活跃程度来看，西南涡移出型暴雨的垂直环流结构和冷槽推进型有着显著差异，虽然中高层都有冷平流，但前者的低层西北冷空气活动非常微弱。经过23日00时的成熟期涡旋中心(32°N，118°E)，分别沿图 7b点线AB和CD，做平行和垂直于梅雨锋锋面的垂直剖面(图 8)。涡旋中心自近地层至对流层顶400 hPa位涡强度都超过2 PVU，强盛的对流活动是高位涡产生的主要原因(图 8a)。在对流活动的串联作用下，西风带的高空急流与梅雨锋南侧的低空西南急流形成跨锋面环流。随着副高系统整体加强北抬和对流的发展，低空西南急流迅速增强，急流带来的暖湿空气不断补充对流系统。高空槽的南压过程中，带动高空急流带向南移动。高空急流的出流作用加强对流活动的垂直运动和对流强度，这样高低空急流和对流系统形成三位一体相互促进(图 8b)。

图 8 1999年6月23日00时经过移出西南涡中心的垂直剖面(a.跨锋面剖面，b.平行锋面剖面；阴影：位涡≥1 PVU，间隔0.5 PVU；实线：相当位温，间隔4 K；粗虚线：锋面；箭头：风速矢)Fig. 8 Vertical cross sections at 00：00 UTC 23 June 1999: potential vorticity(shaded for the area with its value ≥ 1 PVU，0.5 PVU intervals)，equivalent potential temperature(solid line，4 K intervals)，meiyu front zone(thick dash line) and wind vector(a)across the meiyu front and (b)along the meiyu front

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在西南涡移出过程中，由西南涡的切变涡度移出所激发的对流系统沿着梅雨锋高涡度带向下游传播(Zhang et al，2009)。在高空斜压槽的高空急流、低空西南暖湿急流等外部强迫因素共同作用下，导致中尺度涡旋在中下游的快速发展和移动。西南涡移出的方向和速度很大程度上取决于高空槽和西南急流的强度和位置。 3.3 北槽南涡型

在典型梅雨季节，高纬度50°—70°N对流层中层(500 hPa)存在两个阻塞高压，并且，在35°—45°N 的中纬度地区，西风带环流比较平直，频繁的短波槽脊南下引导冷空气入侵，这种槽脊尺度小、移速快(陶诗言，1980，朱乾根等，1992)。在低层(700—850 hPa)，江淮流域存在明显的切变线，切变线南侧西南气流活动旺盛。当中、低层天气系统在江淮流域相遇，将会产生暴雨。随着对流发展，切变涡度增大，将会在对流层低层有中尺度涡旋环流出现，有时还会出现低压中心，形成北侧短波槽、南侧低涡的天气形势。

2003年7月4—6日是一次典型的北槽南涡型暴雨个例。4日00时降水主要位于两湖流域，随着对流系统翻过大别山分裂成两个对流系统，其中一个迅速移动至长江下游，造成安徽、江苏两省的第1次暴雨过程；至4日18时，另一个对流系统随着北方短波槽的南下迅速再次加强，造成江淮流域第2次暴雨过程，并且在后一次对流活动的后期，对流层低层有中尺度低涡出现(廖捷等，2005)。

在暴雨发生前，850 hPa维持一支较强的低空急流，急流中心位于湖南境内。随着急流的加强和对流系统的再次发展，32°N附近形成中尺度低涡。在此期间，处于华中35°N附近的短波槽快速东移(图略)。关于这次暴雨的大尺度天气形势，廖捷等(2005)给出了比较详细的描述，值得一提的是此次对流活动的垂直环流结构既有冷槽推进型的锋面环流特征，也有西南涡移出型的高低空急流耦合的特点。图 9分别给出7月4日12时和5日00时经过低层涡旋中心(32°N，117°E)的跨锋面和平行于锋面的垂直环流结构。在西北—东南向跨锋面的垂直剖面中可以看到，中高层强盛的西北气流将冷空气带到梅雨锋面附近，增大梅雨锋区层结不稳定性，这与西南涡移出型相似；锋面后侧冷空气下沉和锋面前缘暖空气上升的锋面环流形势与冷槽推进型相似，但强度比冷槽推进型弱。与冷槽推进型相比，北槽南涡型的北方冷空气偏弱、斜压性不强，也没有明显的高层位涡下传(图 9a，c)。在西南—东北向的垂直剖面中，西南低空急流和西北高空急流以及对流上升气流组成三位一体的环流结构与西南涡移出型相似。

图 9 经过低涡中心的垂直剖面(a.2003年7月4日12时跨锋面剖面，b.对应的平行锋面剖面，c.7月5日00时跨锋面剖面，d.对应的平行锋面剖面；阴影：位涡≥1 PVU，间隔0.5 PVU；实线：相当位温，间隔4 K；粗虚线：锋面；箭头：风速矢)Fig. 9 Vertical cross sections:(a)across the meiyu front and (b)along the meiyu front at 12:00 UTC 4 July;(c)across the meiyu front and (d)along the meiyu front at 00:00 UTC 5 July. Potential vorticity(shaded for the area with its value ≥ 1 PVU，0.5 PVU intervals)，equivalent potential temperature(solid line，4℃ intervals)，meiyu front zone(thick dash line) and wind vector(arrow)

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北槽南涡型暴雨是短波槽、切变线、高低空急流和低层涡旋组成的多系统相互作用的结果，多尺度特征更为明显，综合了冷槽推进型和西南涡移出型两者的特征，但涡旋的产生常发生在对流活动中后期。 4 自组织型梅雨期暴雨

一般在梅雨期晚期，长江流域的梅雨锋西段两侧温度梯度很小，而相当位温梯度比较大，梅雨锋面特征明显。在此期间，北方冷空气偶有活动，西风带主要在40°N以北，华北和东北地区维持有小高压，副高西北侧低空急流活跃，在江淮流域稳定维持有横向切变线。在低层切变线附近不断有新生对流产生，对流系统空间尺度通常只有100—300 km，属于β中尺度系统。这种串行于切变线中的单个β中尺度对流系统生命期只有3—5 h，但此消彼长的多个对流系统之间通过冷池抬升、重力波频散、西南急流扰动等机制密切联系成一体。它们的时空特征大多呈现向下游传播，有些则呈现在对流系统后侧再生，造成同一地区再次发生新的对流系统，还有的呈现几个对流系统合并加强成中尺度涡旋系统。在弱环境强迫下，锋面冷气团只存在于850 hPa以下，它是由降水蒸发冷却产生的冷空气堆积造成的。对流层中高层水平温度梯度较小，高空槽脊活动位置偏北，西风带的外强迫作用很弱，梅雨锋面的对流系统传播主要是由梅雨锋内部的中小尺度系统所控制。结合近10年梅雨季节的卫星云图来看，中尺度对流系统的移动主要以向下游传播为主，一个对流系统消亡，相应会有一个新生对流在其前缘生成，这种此消彼长式的降水称为拟连性降水。与此相类似，Carbone等(2002)提出美国大陆暖季存在连续时间内相互关联的一系列降水事件，这些降水事件相互之间通过中尺度对流复合体、对流层低层冷池和其他一些类波机制有效组织成一体。这种降水事件的拟连特性和水汽辐合带、低层切变线的存在有着密切关系(Tuttle et al，2004)。 Wang等(2004)利用卫星云图研究了华南前汛期暴雨，发现这种拟连机制在中国大陆同样存在，但盛夏的东传特性所占比例没有美国大陆高，局地热强迫有时更能有效控制对流发展。这种依靠水汽辐合带和切变线维持，通过中尺度对流复合体、对流层低层冷池和其他一些类波机制有效组织成一体的拟连性降水有很强的自组织性，本文将其定义为自组织型梅雨期暴雨。

2002年6月19—21日，四川、湖南、安徽、浙江等地相继发生暴雨，暴雨系统自西向东传播特征明显。图 10给出的是自青藏高原东麓的四川盆地至东部沿海的5个对流系统随时间东移传播的过程。其传播路径有3种类型：第1种是连续东传，第2种是类波阶段性东传，第3种是稳定在一个经度附近甚至稍稍西传。类波阶段性传播的速度最快，传播的相速度达到22 m/s；连续东传的速度次之，接近12 m/s；稳定少传的传播速度最慢。这3种传播路径与对流系统演变的细节结构有关，图 11给出这次暴雨过程中多个对流系统生消过程的特征。19日12时，梅雨锋系统存在两个主要对流系统MCS1(26°N，105°E)和MCS4(28°N，116.5°E)，其时空变化构成了东、西两条传播路径。午后青藏高原的热力强迫和西南涡动力强迫共同作用造成MCS1发展增强，系统持续东移发展，维持了近9 h。至21时左右，MCS1东侧相继有两个新生对流系统MCS2和MCS3得到发展。MCS3最先发展于112°E，是MCS1系列东传的波列之一，其波列传播的内部机制可能由底层冷池重力波传播决定(Moncrieff et al，1999)。而MCS2是在MCS1消亡阶段在其东部分裂发展的对流系统，同时MCS2移动缓慢又与快速东移的MCS1合并加强，构成了梅雨锋西段对流东传的整个过程。MCS3的类波阶段性东传速度远远快于MCS2的东传速度。梅雨锋东段的MCS4持续东传后期，在MCS4系统的西北侧又有了新的对流系统发展，这种后向新生的对流云团常常造成局地大暴雨，使得局地多次出现强对流过程。李玉兰等(1993)将这种对流云团归纳为两类梅雨锋暴雨云团的第一类，这也是对流系统经常维持在一个地区的主要原因。

图 10 GOES卫星红外亮温(TBB)经向平均(25°—32°N)时间变化和对流传播路径(粗实线)Fig. 10 Time evolution of the meridionally averaged TBB(shaded)from GOES and the propagation path of convective rainfall(solid line)between the latitudes 25°-32°N

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图 11 GOES卫星红外亮温(2002年6月19日12时至20日21时，间隔3 h)Fig. 11 GOES infrared temperatures of black body(TBB)at 3 hour intervals from 12:00 UTC 19 June to 21:00 UTC 20 June 2002

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在整个对流云团传播过程中，高空没有斜压大槽或短波槽在长江流域活动，长江上游仅有弱冷空气沿青藏高原东侧缓慢南下，长江中下游处于暖高压控制，大尺度环境对对流活动的发展和传播没有明显的系统强迫作用(图 12a)。中低层主要受到切变线和西南急流的影响(图 12b)，在梅雨锋区附近形成高相当位温的水汽辐合带；同时，中低层拥有切变不稳定和层结不稳定，使得对流系统在冷池、重力波或者局地热强迫等触发条件下能够很快再次发展。此外，低纬度地区的热带扰动也可以通过低空西南急流的强弱变化影响对流系统的传播。对流系统的强弱和移动速度都能够影响局地降水强度，对流系统移动缓慢或者对流后部不断有新生对流发展是造成局地特大暴雨的主要原因，而对流后部能否新生对流系统取决于切变辐合强度、对流不稳定能量以及局地强迫条件。

图 12 2002年6月20日00时天气形势(a.500 hPa高度场(实线，间隔40 gpm)、温度场(虚线，间隔4℃)、位势涡度(阴影，间隔0.25 PVU)和水平风速(风向标全风速5 m/s)，b.850 hPa高度场(实线，间隔40 gpm)、温度场(虚线，间隔4℃)、低空急流(阴影，间隔4 m/s)和水平风速(风向标全风速5 m/s))Fig. 12 NCEP analyses of the geopotential height(solid contours，40 dagpm intervals)，temperature(dash line，4℃ intervals)，wind vectors(full barb=5 m/s).(a)potential vorticity(shaded for the area with its value ≥ 1 PVU，0.25 PVU intervals)at 500 hPa and (b)horizon wind speed(shaded for the area with its value ≥ 12 m/s，4 m/s intervals)at 850 hPa

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自组织型降水发展强盛阶段同样也会产生中尺度对流涡旋，这种涡旋主要是切变线中切变涡度在潜热释放过程中得到加强造成的；不过这种涡旋往往只发生在中低层，维持的时间远小于短波槽南移形成的北槽南涡型涡旋系统。中尺度对流涡旋能有效地组织对流系统发展，移动缓慢的中尺度对流涡旋会带来更大的暴雨灾害。 5 非组织化局地型梅雨期暴雨

在梅雨季节，尽管锋面系统北跳或间歇性消失，江淮流域仍常常有暴雨出现，这种暴雨不具有梅雨锋暴雨的典型特征，往往发生在山区或副高边缘局地不稳定地区；在梅雨锋面存在时，锋面边缘也常会出现局地γ中尺度对流系统，这些对流系统并不是系统整体东传造成的，而是基于午后热力强迫和充足水汽条件形成的午后对流，产生暴雨的也是局部地区，其预报难度很大。这类暴雨并不属于梅雨期暴雨的典型类型，本节仅给出梅雨期副热带高压边缘的强降水个例。

2005年6月29—30日属于梅雨锋短暂间隔期，但福建、浙江仍有多地出现暴雨。这种暴雨发生在副高西北侧，对流系统生消发展迅速，生命期短，午后多发，局地降水特征明显。500 hPa天气形势中西风带在40°N以北，副高脊线位于28°N，浙闽处于副热带高压5880 gpm等值线边缘(图 13a)。副高边缘有明显的对流有效位能高值区，尤其在午后，对流有效位能进一步得到加强，这次降水过程的最大对流有效位能超过2800 J/kg(图 13a)。副高覆盖的浙闽区域在夜里到上午是晴好天气，地面温度迅速升高，同时，副热带高压西部存在的强盛低层西 南急流携带充足的暖湿空气有效加强对流不稳定，这是高对流有效位能的主要原因。高对流有效位能沿副热带高压5880 gpm线呈西南—东北分布，与急流区位置相当，进一步说明西南季风的水汽输送对对流有效位能有加强作用，它们的高值分布态势也与附近地区的黄山和武夷山西侧一致。图 13b是温度和露点温度的T-lgp图，1000 hPa温度为32℃，而900 hPa与1000 hPa的温度差超过4℃，说明对流活动前期地面温度快速升高，底层大气和上层大气还没有通过长波辐射和湍流运动进行热量的充分交换，不稳定能量得到快速积聚；分析露点温度可以发现，整个对流层的温度露点差仅有3—4℃，对流发展所需的水汽充足，这也是不稳定能量积聚的另一种形式。低空维持西南气流，中层为偏西气流，而到高层存在微弱的偏北气流，这种风速的垂直切变一方面通过冷暖平流增大了整层的热力不稳定，另一方面低层西南风流入、高层偏西风流出也是加强对流不稳定动力抬升的主要外部作用。

图 13 2005年6月29日00时(a)500 hPa位势高度(实线，间隔40 gpm)、对流有效位能CAPE(阴影≥800 J/kg，间隔400 J/kg)和(b)杭州站(30°N，120°E)温度对数压力图(实线：温度，虚线：状态曲线)Fig. 13(a)the NCEP analysis geopotential height(solid contours，40 dagpm intervals)，convective available potential energy(shaded for the area with its value ≥ 800 J/kg，400 J/kg intervals) and wind vectors(full barb=5 m/s)at 500 hPa at 00：00 UTC 29 June 2005，and (b)Skew-T diagram for Hangzhou(30°N，120°E): temperature profile(line) and surface parcel temperature(dash line)

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这种副高边缘的非组织化局地降水系统区域性强，通常发生在副热带高压边缘的浙闽山区，伴有雷雨大风和冰雹的强对流时有出现，精确预报的难度很大。而其他类型的非组织化局地降水也都具有类似的成因，要有前期的不稳定能量堆积，以及特殊地形等外部因素的触发作用，通常午后发展，夜里消亡。 6 结 论

本文从暴雨形成机制的角度对梅雨期暴雨进行分类，将梅雨期暴雨分为外强迫型、自组织型和非自组织局地型3类；同时针对这3类暴雨分别给出具体个例加以说明，比较详细地给出了这3类暴雨的不同形成机制。事实上，梅雨期暴雨是多尺度多系统共同作用的结果，不同天气系统相互作用形势和暴雨天气系统的组合成员有很大差异，这种差异决定了降水的生命周期和强度。根据外强迫型暴雨的系统成员差异，可再分为冷槽推进型、西南涡移出型和北槽南涡型3种类型。自组织型暴雨的传播方式也可以分为合并增长型、上下游发展型和新生中尺度涡旋组织型。

在冷槽推进型中，西风带斜压槽的动力抬升和高纬度地区位涡下传是冷槽推进型暴雨的决定因素，锋面环流特征明显，其降水主要维持在锋面附近，随着锋面系统整体移动，降水过程性明显。在西南涡移出型中，冷槽带来的偏北气流和副热带高压西北侧的西南风在江淮流域形成低层暖性切变线。西南涡的东移加强低层切变涡度，在切变涡度增强的区域又有新生对流系统产生并组织增强进而生成新的涡旋系统，产生大范围的暴雨。在此期间高空槽的动力抬升作用较小，主要起到维持切变涡度和增大对流不稳定的冷平流作用，同时高空槽南移带动高空西风急流带南移，高低空急流的耦合作用也是新生涡旋迅速发展的重要因素之一。在北槽南涡型中，它结合了冷槽推进型和西南涡移出型两种暴雨的部分特征，既有冷空气对锋面气团的弱抬升作用，也有跨锋面的高低空急流耦合作用。但在此类型中冷空气强度不大，只是短波槽快速南移；高纬度位涡没有向低纬度低层下传。由于凝结潜热释放引起对流上升运动加强，进而造成低层辐合产生的中尺度涡旋。这种涡旋通常出现在对流发展中后期，能够有效延长对流系统的生命周期。

自组织型暴雨是在水汽辐合带和切变线维持的弱天气尺度强迫下，不同对流系统此消彼长，相互之间通过重力波、冷池抬升等机制构成的拟连性降水事件。这种拟连性降水事件的传播方式有3种：其中类波阶段性东传速度最快，与重力波速度相当；上游传播然后单体合并的传播速度最慢，往往造成局部地区连续性多次暴雨；中尺度对流涡旋能够有组织地控制降水系统连续向东传播，降水的生命周期和空间尺度也更大。

非组织化局地降水主要受对流不稳定条件约束，副热带高压边缘和山区午后多发，易造成短时强降水的对流性天气。

根据暴雨的发生发展的不同机制，将梅雨期暴雨分成3大类型，即外强迫型、自组织型和非自组织局地型，显然由于形成机制不同，相应其可预报性可以出现明显的差异性，在实际的梅雨期暴雨业务预报中也体现出了这种差异性。