2012年7月12—13日中国鄂东北连续2 d出现特大暴雨：第1场特大暴雨强降水出现在12日02—09时(北京时，下同)，强降水主要位于大别山以西的红安、麻城、孝昌和黄陂等地，最大雨量300 mm(图 1)；第2场特大暴雨出现在13日02—10时，强降水中心略偏南，主要位于孝感、黄陂，两天过程最大降水出现在黄陂，总降水量超600 mm。暴雨在鄂东北地区形成了较大范围的洪水，导致重大经济损失。雷达、卫星观测分析发现，造成鄂东北地区极端强降水的中尺度对流系统属后向建立型中尺度对流系统类，这类中尺度对流系统常引发局地极端强降水(Schumacher et al，2005)。近10年来，长江中游地区梅雨带有逐步北移趋势，湖北省北部暴雨增多，尤其是鄂东北地区的特大暴雨十分凸出。对近10年中尺度对流系统的统计发现，鄂东北这类中尺度对流系统出现的几率比其他地方要高得多(图略)。为什么在鄂东北地区易出现后向建立型中尺度对流系统，地形起到何种作用呢？

图 1 2012年7月11日20时—12日20时暴雨分布和降水中心移动路径 (黑色线为雨量等值线，单位： mm；灰色线为大于400 m地形等高线，下同) Fig. 1 Spatial distribution and dynamic path of the severe rain center during 20: 00 BT 11 July to 20: 00 BT 12 July 2012 (The black line is for the rainfall isoline，unit: mm; grey line is for the terrain contour greater than the 400 m，the same below)

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对中尺度对流系统的类型和特征的研究，国际上已有较多的成果。Bluestein等(1985)总结了4类飑线形成、发展阶段的特征。Houze(1990)提出了尾随层云中尺度对流系统(Trailing Stratiform，TS)。Schiesser等(1995)分析了瑞士多年灾害性中尺度降水系统特征，将成熟阶段中尺度对流系统分为3类：尾随层云中尺度对流系统、前导层云中尺度对流系统和无层云中尺度对流系统。Parker等(2000)在上述基础上统计了美国中部地区线状云中尺度对流系统，依照中尺度对流系统的回波组织模态分为类似的尾随层云中尺度对流系统、前导层云中尺度对流系统和平行层云中尺度对流系统等3类。Schumacher等(2005)在Parker等(2000)的研究基础上，又提出了两个新的类型：列车线型或邻近层云中尺度对流系统和后向建立或准静止中尺度对流系统，并指出这2类中尺度对流系统极易产生极端强降水。

王晓芳等(2012a，2012b)利用长江中下游雷达拼图与卫星图像将梅雨锋暴雨中尺度对流系统分为7类，林宗桂等(2009)分析了一个产生特大暴雨的长生命后向传播类中尺度对流系统，卓鸿等(2011)研究了2007年济南“7.18”大暴雨的持续拉长状对流系统。从中看出，后向建立中尺度对流系统在特大暴雨中尤为凸出。除上述线状暴雨中尺度对流系统外，还存在十分重要的非线状暴雨中尺度对流系统(易笑园等，2011；张家国等，2011，2013；张小玲等，2014)。总的来说，目前，人们对中尺度对流系统结构组织模态研究较多，但对其成因研究尚少，而这与多种复杂机制的影响有关，是值得探讨的关键性科学问题。

2012年7月12日鄂东北特大暴雨发生于梅雨锋南侧暖湿区域，属暖区暴雨。一个后向建立中尺度对流系统 6 h内在鄂东北局部产生了300 mm的强降水，而数值模式24 h预报仅报出了微量的降水。本研究以7月12日中国鄂东北暖区特大暴雨过程为例，利用天气雷达、卫星、风廓线雷达和自动气象站等观测资料，结合常规观测资料，分析中尺度对流系统发生的环境条件、结构和传播特征等，旨在揭示后向建立中尺度对流系统在鄂东北频发，产生极端性强降水的原因。 2 大别山西侧中尺度对流系统演变过程与结构特征 2.1 卫星云图上中尺度对流系统结构特征

运用高时空分辨率卫星、雷达资料揭示中尺度系统发生、发展及物理图像，对于探讨特大暴雨机制十分重要(黄明策等，2010)。从FY-2E红外卫星云图(图 2)上可见，2012年7月12日鄂东北特大暴雨过程是由一个尺度为300 km的α中尺度对流云团造成的。分析云图上中尺度对流系统整个演变过程，发现主要有如下几个特征：①强降水云团是一个α中尺度对流云团，经历了由γ尺度—β尺度—α中尺度对流云团的发展过程，生命史达15 h，属暖区点源对流发展型；②α中尺度对流云团由层云与对流云两部分组成，从发生、发展到减弱，两者空间位置分布有一个顺时针转变的过程，即由上风方层云-下风方对流云转变为上风方对流云-下风方层云，如后述分析指出，这是中尺度对流系统传播发生变化的特征；③冷云区域接近大别山继续东移时开始演变成较大范围层云，即对流云被限制在大别山以西的地方；④成熟阶段的强降水云团为非对称云团，云图上风方为云顶温度较低的对流云，范围小，有时伸出一“指状”对流云，下风方为云顶温度较高的层云，范围大，主要位于大别山以东的地区(图 2c、f)。这是产生极端强降水的后向传播中尺度对流系统(后向建立中尺度对流系统)的典型特征之一。地面观测云状与红外亮温的叠加图验证了云团中云状分布的特点(图 3)。与强降水云团不同，强雷暴云团上风方也是强对流发展区域，且温度梯度大，但下风方是被强的高空风吹出的伸展数百千米高空卷云系而不是层云区。需指出的是，云图上中尺度对流系统向前传播和向后传播常见的弧状云线特征因云团周围低云覆盖而不清楚，仅在12日11时其远离中尺度对流系统并激发新的对流时才显现出来(图 2f)。

图 2 2012年7月12日02—11时FY-2E红外云图上中尺度对流系统演变 (长划线表示云团长轴，图(f)点划曲线表示弧状云线; a．02时，b．04时，c．06时，d．08时，e．10时，f．11时) Fig. 2 Evolution of MCS from the FY-2E infrared cloud image during 02:00 to 11:00 BT 12 July 2012 (dashed line is for the long axis of cloud，curved dot dash line is arcus line. a. 02: 00，b. 04: 00，c. 06:00，d. 08: 00，e. 10: 00，f. 11: 00 BT)

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图 3 7月12日08时FY-2E红外云图与地面云状观测的叠加 Fig. 3 Overlay chart of the FY-2E infrared cloud image with the surface cloud observation record at 08:00 BT 12 July

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分析近几年的鄂东北极端强降水过程，发现基本上有与本次过程同样的结构特征的中尺度对流系统，最凸出的特征是云团上风方的“指状”云特征，第4节的分析进一步说明这种极端强降水性质的中尺度对流系统结构特征的形成和演化与鄂东北地区大别山脉对中尺度对流系统冷池的阻挡有密切的关系，“指状”云团特征是云团向上风方传播的结果。

2.2 雷达回波图上中尺度对流系统演变阶段与结构特征

相比气象卫星云图，天气雷达所观测的中尺度对流系统结构、发展过程与传播特征更加清晰。7月12日强降水中尺度对流系统的演变过程明显存在向前传播、准静止和向后传播3个阶段，鄂东北特大暴雨主要发生在中尺度对流系统准静止阶段。期间，中尺度对流系统结构由尾随层云型逐渐演变为前导层云型。 2.2.1 中尺度对流系统向前传播阶段

从7月12日强降水中尺度对流系统组合反射率因子场演变(图 4)可以看出，01—05时为中尺度对流系统向前传播阶段，同时也是中尺度对流系统通过单体合并、雷暴冷出流扩展的增强阶段(图 4a—f)。01时，大悟西部开始有一个孤立的对流单体发展，强度为55 dBz(以下称对流回波A)；在对流回波A的东南方即在孝感至麻城一线有分散的对流单体B1、B2、B3生成并排列成东北—西南向的回波带。02时，对流回波A向东移动，范围明显扩大，局部1 h雨量90 mm。此后，对流回波A开始快速向东移动，单体在其东侧、南侧发展(小圆圈处，下同)，即向东南传播。垂直剖面反映对流单体具有“多单体”结构特征(图 5a)，自东向西分别为新生单体群、成熟单体群、消亡单体群(为简单，以后仍称单体)，后部为尾随层云降水。此时，B1、B2、B3通过单体中间的新生单体连成一条较密实的近东西走向的对流回波带B。03时开始对流回波A与对流回波带B有一个合并加强的过程。回波A向东南移动，回波带B向北移动，回波A首先与回波带B西段结合，然后东移逐渐与B融合在一起。至04时基本上A、B已合并成东北—西南向长度约70 km的强对流回波带，其东侧仅有少量的B回波残留。合并后的回波仍称对流回波A，单体继续在其东侧和南侧新生。但05时后，中尺度对流系统向东传播结束转向西南方传播。图 6为中尺度对流系统强回波质心移动路径，基本反映了中尺度对流系统传播过程(平移少变)，可清楚看出，中尺度对流系统在06时以前向东南传播，当接近东部大别山时传播变慢，06时转向西南传播。从图 9可见，02—06时，与中尺度对流系统发展、向东传播的过程相对应的是雷暴冷出流边界向东移动并不断扩展，06时为一个明显转折点，两者分析结果基本一致。

图 4 7月12日强降水中尺度对流系统组合反射率因子场演变与特征 (a．01时，b．02时，c．03时，d．03时30分，e．04时，f．05时，g．06时，h．07时，i．09时，j．10时；红色线表示中尺度对流系统长轴，椭圆圈代表新生单体) Fig. 4 Evolution and features of severe rain MCS in the combination reflectivity factor field on 12 July (a. 01: 00，b. 02: 00，c. 03: 00，d. 03: 30，e. 04: 00，f. 05:00，g. 06: 00，h. 07: 00，i. 09: 00，j. 10: 00 BT; red line: long axis of MCS; ellipse: newly-generated cell)

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图 5 7月12日中尺度对流系统反射率因子垂直结构特征 (a．02时，b．06时，c．10时;图中方框a表示新生单体，方框b表示成熟单体，方框c表示消亡单体，方框d表示0℃层亮带，字母T表示上冲云顶) Fig. 5 Vertical structure features of MCS in terms of the reflectivity factor on 12 July (a. 02:00 BT，b. 06:00 BT，c. 10:00 BT; rectangle a: newly-generated cell，rectangle b: developed cell，rectangle c: decaying cell，rectangle d: bright b and at the 0 ℃ layer; T: the up rushing cloud top)

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图 6 7月12日01—12时中尺度对流系统强回波质心移动路径 Fig. 6 Track of the MCS strong echo mass center during 01: 00 BT to 12:00 BT on 12 July

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图 7 武汉风廓线雷达观测的超低空急流“1”和冷出流“2”演变 Fig. 7 Evolution of the ultra low-level jet "1" and the MCS cold outflow "2" observed by the wind-profiling radar in Wuhan

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图 8 7月11日20时850 hPa天气形势 Fig. 8 Weather situation chart on 850 hPa at 20: 00 BT 11 July

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图 9 湖北省东部地面风场(风矢)、温度场(红虚线等值线，℃)演变 (a．11日20时，b．12日02时，c．12日04时，d．12日06时，e．12日08时，f．12日10时；双实线：辐合线，点划线：冷出流边界) Fig. 9 Evolution of the wind field(barbed arrow) and temperature field(red dashed contour line，℃)at the surface layer in the east of Hubei Province (a. 20: 00 BT 11 July，b. 02: 00 BT 12 July，c. 04: 00 BT 12 July，d. 06:00 BT 12 July，e. 08:00 BT 12 July，f. 10: 00 BT 12 July; double solid line: convergence line; dot dash line: boundary of cold outflow)

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雷达回波图上中尺度对流系统应由对流云和层云降水两部分组成。一个值得注意的事实是，01—05时中尺度对流系统层云相对于对流云的位置发生了明显变化，长轴由东南—西北顺时针转为西南—东北向(红色线)，中尺度对流系统结构由尾随层云对流系统变成前导层云对流系统，分析表明中尺度对流系统这一结构特征的变化是中尺度对流系统传播方式发生改变的结果。 2.2.2 中尺度对流系统向后传播-准静态阶段

7月12日06—09时为中尺度对流系统向后传播-准静态阶段(图 4g—i)。06时开始，新对流单体主要在紧邻对流回波A的西南侧发展，表明中尺度对流系统开始以连续后向传播方式为主；从其反射率因子垂直剖面(图 5b)看，与前一阶段不同，对流回波A中自西向东单体排列是新生单体、成熟单体和消亡单体，层云在最东段。这种情况一直持续到09时。新单体仅在西南侧发展，老单体在东北侧减弱演变为层云降水，范围扩大到大别山山脉以东地区。整体看，此期间中尺度对流系统的长轴仍有一定程度的转向，最后基本维持在东东北—西西南向。结合环境流场分析，因风暴承载层为西南风，对流云降水出现在上风方，层云降水出现在下风方，说明06—09时中尺度对流系统以向后传播为主。由于向后传播的形成，整个中尺度对流系统移动开始变得缓慢，甚至处于准静止状态(图 6)。在传播发生转变期间，强降水中心移动路径也由向东南移动逐步转为向西或西南缓慢移动，持续性强降水就发生在这段时间，红安、黄陂一带出现连续3 h的强降水(图 1)。

Corfidi(2003)认为，中尺度对流系统的传播受对流有效位能、对流抑制能量、外流边界等多种因素影响。综合分析发现，7月12日鄂东北中尺度对流系统传播方向的改变是由雷暴冷出流的移动方向发生变化引起的。从图 9d—f清楚地看到，06—09时，在中尺度对流系统后向传播期间，地面上雷暴冷出流不再快速东移而是转向西流出，范围不断扩大，与环境西南气流的辐合在上风方加强，触发新的对流发展。夜间边界层中发展的超低空急流对中尺度对流系统发展和传播也起到重要作用。风廓线雷达位于中尺度对流系统西南方的武汉(图 6)，12日夜间雷达观测到600 m高度有16 m/s西南风发展，具有明显的超低空急流特征(图 7中1区)。在中尺度对流系统向后传播阶段，向西南移动的雷暴冷出流(图 7中2区)与西南超低空急流相遇，既有利于上升运动的加强，又可减缓中尺度对流系统向西南方的传播。 2.2.3 中尺度对流系统向后传播阶段

12日10—14时为中尺度对流系统向后传播阶段。雷达回波图上，09时30分新单体在对流回波A西南侧较远的地方发展，10时许，新单体更加远离对流回波A(图 4i、j)，对流回波A强度减弱，说明此阶段中尺度对流系统具有明显的不连续向后传播特征。从反射率因子垂直剖面(图 5c)看，从西向东按生命阶段排列的仍然是新生、成熟、消亡对流单体，但与前一阶段相比新生单体a明显远离成熟单体b，成熟单体b也因出流边界的远离而快速减弱。新生单体明显远离成熟单体，意味着中尺度对流系统传播速度加快，因中尺度对流系统传播速度远大于平移速度，中尺度对流系统整体向西南快速移动(图 6)。至12日14时，中尺度对流系统已移过鄂东北地区，该地区强降水结束；12日18时，中尺度对流系统传播到鄂东南地区，与江汉平原移来的中尺度对流系统汇合再次得到发展(图略)。中尺度对流系统向西南方向快速传播，所经之处产生了短时强降水，累积雨量不大。

中尺度对流系统向西南传播加快，其原因除与自身冷出流速度向西南加快有关外，还与白天开始减弱的超低空急流有关。风廓线雷达观测的夜间超低空西南急流12日上午开始随冷出流南下开始撤退(图 7中2区)，分析NCEP资料证实白天超低空急流处于减弱阶段(图略)。因此，冷出流边界移动较快，中尺度对流系统向西南方向快速传播。 3 暖区地面中尺度系统与中尺度对流系统的发生、发展

2012年7月12日鄂东北特大暴雨过程属梅雨锋前暖区型。暴雨期间中低纬度西太平洋副热带高压系统主体位于海上，脊线稳定位于21°N，其西侧西南季风北上至长江流域鄂豫皖地区；东北亚地区是一个比较强大的低压系统，中心位于(42°N，125°E)。副热带高压西侧的西南季风与东北亚低压后部西北气流交汇形成的准静态、近东西向的梅雨锋带，位于32°N的湖北省东北部地区。在空间结构上，中层700 hPa梅雨锋切变线位于暴雨上空，但低层850 hPa梅雨锋切变线位于暴雨区的北侧，即中低层系统为明显的前倾结构，特大暴雨发生于梅雨锋系前暖区天气尺度西南气流之中(图 8)。这种结构多出现在梅雨锋减弱阶段。系统中层前倾，意味着暴雨上空中层有干空气存在，有利于对流不稳定的增强；同时，暴雨发生前，低层大气升温变湿，对大气对流不稳定性增强也起到重要作用(对流有效位能达3000 J/kg)。此外，中层干空气也有助于中尺度对流系统内较强下沉气流的形成与中尺度对流系统的发展和传播。在上述有利的天气背景下，鄂东北暴雨中尺度对流系统的发生、发展与锋前天气尺度南风流场控制下形成的地面中尺度辐合系统有密切关系。

天气尺度的南风流场背景下鄂东北地面中尺度辐合系统的形成与鄂东特殊地形有密切关系(张家国等，2001)。从图 9可知，鄂东北东部地区是大别山山脉，平均海拔高度1500 m，其西北侧是桐柏山，平均海拔高度约600 m，两山形成东南—西北走向的山脉；鄂东南南部是幕阜山山脉，东西走向，平均海拔高度1000 m；两山脉之间是江汉平原，由南向北地势逐渐抬升。7月11日20时前地面锋前暖区受天气尺度西南风控制，江汉平原—鄂东北地区为一致西南风，地面还没有中尺度辐合系统生成(图 9a)，至11日20时地面锋前暖区南风分量明显增强，12日02时在天气尺度的偏南风流场控制下，由于鄂东南南部东西向幕阜山的阻挡作用，气流沿幕阜山东、西两侧北上，在幕阜山北侧，武汉至孝昌一带形成一条南西南风与南东南风的辐合线，两支气流继续北上遇桐柏山和大别山阻挡后在大洪山东侧 形成弱气旋性环流(图 9b)，以上分析的对流回波A、B初始位置就位于其附近。

上述分析表明，在天气尺度系统强迫较弱情况下，暖区初始雷暴的形成与在天气尺度的南风流场下因鄂东特殊地形作用形成的中尺度辐合系统等因素有关。由图 9c—f看出，在中尺度对流系统发展起来之后，在地面风场、温度场上，中尺度对流系统扰动引起的动力、热力中尺度特征——雷暴出流边界、显著降温区演变过程十分明显。02—06时雷达回波分析是雷暴向东南传播的阶段，冷出流边界向东南移动，并不断扩展(图 9c—d)；06时后雷暴向西南方传播阶段，对应冷出流边界转向西南移动(图 9e—f)，范围继续扩大、强度增强，持续性强降水的发生与雷暴传播向上风方的转变有直接关联。很清楚，在中尺度对流系统发展起来之后，暖区中尺度对流系统发展、传播与自身冷出流边界活动规律有密切关系。问题的关键是，为什么06时后冷出流边界的移动会发生显著变化，第4节将进一步分析这种转变与大别山西侧特大暴雨形成的密切关系。 4 冷池、地形与中尺度对流系统结构演变、传播的关系

冷池是雷暴系统内因降水粒子在下降过程中由于融化、蒸发等过程导致气块降温，下降气块在近地层堆积而形成的冷空气堆；而冷池周围外泻气流与环境风场之间形成的不连续线则是冷出流边界。因此，冷池、冷出流边界二者紧密联系，在地面风场、温度场上，通过分析中尺度对流系统扰动产生的动力、热力中尺度特征可以了解三维冷池的动态。2012年7月12日鄂东北中尺度对流系统发生于中低层梅雨锋前暖区、中层(700 hPa)干层附近，这种环境既有利于不稳定的建立，又有利于中尺度对流系统内一定强度的冷下沉气流的发展。雷暴冷下沉气流在近地面形成冷池，冷池的运动又引起雷暴的新生和发展；当冷池的运动因复杂地形而改变时，中尺度对流系统组织结构将发生变化。

目前，对中尺度对流系统传播机理的了解尚少。黄明策等(2010)分析的华南西部特大暴雨中尺度对流系统具有后消前生的特点。袁美英等(2010)分析了中国东北地区β中尺度对流系统传播的原因，指出两条辐合线的移向决定了中尺度对流系统的传播方向。张家国等(2013)分析指出，2011年6月9日鄂东南暴雨中尺度对流系统的发展与向西南移动的出流边界有关，但没有强调特殊地形对雷暴冷池移动的影响。

7月12日鄂东北中尺度对流系统结构、传播与该地特殊地形下冷池的活动规律有密切关系。一般而言，冷池的移动方向与风暴承载层平均风即中尺度对流系统平移方向有关(Corfidi，2003)，由11日20时武汉探空风资料估计，风暴承载层平均风大致为西西南风，中尺度对流系统平移的方向应为东东北，冷池移动基本与平移方向一致。图 10a为描述冷池的特征温度线随时间的变化，图 10b为12日中尺度对流系统生命期地面冷出流边界逐时演变过程，二者结合起来可以更清楚了解中尺度对流系统冷池的动态。尽管图 10显示，02—06时中尺度对流系统的冷出流边界向东南方向移动，范围不断扩大，但很明显，这与平移方向有很大偏差。分析发现，对厚度较薄冷池而言，偏差主要是冷池向东偏北移动时受北侧、东侧山地阻挡造成的。02—06时中尺度对流系统位于桐柏山和大别山南侧，向东东北方向移动的冷池受到它们的阻挡，向东、向南是其主要移动方向。尽管受地形影响冷池移动发生了变化，但仍然是趋于下风方，因此，新单体在中尺度对流系统的前侧生成，中尺度对流系统向东南方向传播，单体的排列自东向西依次是新生、成熟和消亡单体。期间中尺度对流系统移动速度不同，02—04时出流边界移动较慢，05—06时移动加快，这可能与中尺度对流系统冷出流强度的变化有关。

图 10 7月12日03—16时地面24℃或26℃特征温度线(a)和02—18时地面冷出流边界(b)演变(时间顺序是由北向南) Fig. 10 Evolution in the 24℃ or 26℃ characteristic line during 03:00 to 16:00 BT(a) and the boundary of cold outflow during 02:00 to 18:00 BT 12 July(b)(the time orders from north to south)

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由图 10可知，07时后，中尺度对流系统冷出流边界的移动开始向西南偏转(温度特征表现得更加明显)，冷池移动发生了实质性变化，意味着雷暴由向前传播转为向后传播。雷达观测到，由于冷池向西南移动，中尺度对流系统向偏西南方向传播，单体在中尺度对流系统上风方生成，自西南向东北单体的排列依次是新生、成熟和消亡单体。综合分析传播改变的原因，发现 07时中尺度对流系统移到大别山主体的西南麓后，冷池迎面受到海拔1500 m大别山山脉的阻挡，此后冷池将不再向东移动或向东缓慢移动，可以推断，随着雷暴内下沉冷空气在山前的堆积，冷池会变得越来越厚，并最终在气压梯度力作用下冷空气开始向西南流出，冷池向西和向南扩展。冷空气在大别山西南侧积聚，大气层结变得十分稳定，不利于雷暴发展，雷暴消亡并演变成大片层云降水，正如雷达观测的那样。期间，地面辐散强度增强，范围变大(图略)。向西、向南扇形铺展的冷出流与环境暖湿的西南气流相遇，在上风方形成强辐合，最大辐合出现在夜间超低空西南急流方向上。

冷池遇到大别山阻挡后形成的向西南方向的冷出流通过武汉雷达多普勒天气雷达的反演风场也可得到证实。图 11为利用四维变分同化技术反演得到边界层海拔高度1000 m的风场分布(实际距地面平均在800 m以下)，其背景场为反射率因子，由图可见，03时中尺度对流系统向前传播时在强对流区有明显的西北气流，而09时由于大别山阻挡在其西侧有较大范围的偏东气流(方框内)。

图 11 武汉多普勒天气雷达反演的1000 m海拔高度的风场 (a．7月12日03时，b．09时；距离圈50 km，背景场为雷达反射率因子，实线为地形高度等值线，方框为向后外流区域) Fig. 11 Wind at the 1000 m altitude retrieved by the radar data (a. 03: 00 BT，b. 09: 00 BT 12 July; background: radar reflectivity factor;solid line: terrain elevation contour; box: backward outflow region)

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冷池在由向东传播转为向西传播的初期，冷池西进的速度较慢，后向传播速度较慢，在环境风平移抵消作用下，整个中尺度对流系统移动缓慢，甚至处于准静止阶段，期间中尺度对流系统引发红安、黄陂一带持续3 h的50 mm/h以上的强降水。当冷池继续发展并快速南下时，整个中尺度对流系统也快速移动，仅产生短暂强降水。

5 结论与讨论

2012年7月12日鄂东北特大暴雨过程属梅雨锋南侧暖区型暴雨。中低层锋区前倾，中层干，不仅有利于对流不稳定的建立，也有利于中尺度对流系统内强度适当的冷下沉气流的发展。暴雨发生前，暖区对流层大气积聚了大量的不稳定能量，湖北省东部与特殊地形有关的地面中尺度系统触发了对流不稳定能量的释放，导致中尺度对流系统的形成，中尺度对流系统又在自身外流边界激发和扩展下不断增强。此外，夜间暴雨区南面超低空西南急流发展也对中尺度对流系统维持、增强起到重要作用。

7月12日鄂东北特大暴雨中尺度对流系统模态属后向传播类。统计表明，这类中尺度对流系统在鄂东北具有常发性，其重要原因就是其形成机制与鄂东北地形对冷池的阻挡作用有密切关系。当中尺度对流系统远离山脉时，由于没有地形阻挡，在风暴承载层平均风为西西南风引导下，冷池、出流边界向东扩展，中尺度对流系统以向前传播为主，中尺度对流系统内自东向西依次是新生、成熟和消亡单体；当冷池继续东移遇到大别山阻挡后，冷池开始移动减缓，冷空气在山前堆积，不久冷空气向西南流出，向前传播逐渐转为向后传播，中尺度对流系统内自西向东依次是新生、成熟和消亡单体。向后传播与平移抵消结果，中尺度对流系统处于相对静止或缓慢移动状态，导致多个不同生命阶段的单体移到同一区域，产生持续性强降水。中尺度对流系统结构由尾随层云对流系统变成前导层云对流系统，是中尺度对流系统传播方式发生改变的结果。

地形抬升成云致雨有利于山脉附近降水的增大，而由于地形阻挡，雷暴冷池向上风方运动导致的最大降水不一定落在山脉附近，大多情况下可能落在离山脉更远的地方，这与之前人们对地形抬升的认识有所不同，还有待进一步分析研究。

由于特殊地形对雷暴冷池的阻挡作用，鄂东北地区特大暴雨中尺度对流系统结构、演变过程具有许多共性特征，对强降水预报预警有很好的指示作用，但天气尺度的影响系统可能有多种类型，中尺度对流系统可以发生于梅雨锋前暖区，也可能发生于冷锋、静止锋或低涡等系统附近。另外，本研究仅从观测角度详细分析了大别山西侧极端降水中尺度对流系统结构、传播特征，尚缺乏对地形影响下中尺度对流系统发生、发展过程三维中尺度动力和热力结构特征的研究，该部分工作有望将来通过中尺度模式模拟的方式进一步开展。