引言

1980年，陶诗言等(1980)在编写的《中国之暴雨》专著中比较全面系统地总结了建国以来中国暴雨研究的成果。丁一汇等(1993)组织了关于1991年江淮流域一次持续梅雨锋暴雨的环流特征及其形成机理的研究，并将有关文献汇编成专集。2004年在“国家重点基础研究发展规划”项目(973项目“)我国重大灾害形成机理和预测理论研究”课题结题后，集中参加此项目各方面骨干专家编写的研究专著系列丛书都重点对梅雨锋系统及其暴雨发生发展机理的研究成果作了比较全面的论述(陶诗言等，2004；赵思雄等，2004；伍荣生等，2004)。在这一高潮过去之后十多年有关这方面的研究工作似乎处于一个相对沉寂的时期，如今再做这样的全面综述恐怕基本上难脱其窠臼。本文突出长江中游区段梅雨锋暴雨特色，主要分四个方面概述梅雨锋暴雨的研究成果，第一部分概述梅雨锋的概念及其研究历程，第二部分是重点论述相当正压切变型梅雨锋暴雨机理研究成果，第三部分介绍中国气象局武汉暴雨所近年来关于梅雨暴雨开展的相关研究和科学观测试验，第四部分为讨论和展望。

1 梅雨锋概念及研究历程

梅雨锋是我国东亚夏季风系统的成员之一(陶诗言，1957)。每年的5—6月上旬，华南准静止锋形成于我国东南沿海一带，影响广东、广西、福建、香港和台湾等地降水，常常称之为“华南前汛期”，台湾地区则称为“梅雨”(Chen and Chang, 1980)；6月中旬随着副热带高压北跳，锋面移至长江流域到日本南部一带(陶诗言等，1987)，它影响的降水被称之为“梅雨”，日本称“Baiu”；7月中旬—8月上旬，副热带高压继续北抬，锋面降水也移至40°N附近，在我国华北、东北以及朝鲜半岛引起降水，朝鲜称这种降水为“Changma”(即长时期降水)，但此阶段华北、东北降水尚未见有文献称之为梅雨。梅雨锋是具有特殊性质的锋区，随季节演变阶段性地改变位置(加藤内藏进，1987)，因此广义的梅雨锋就泛指在东亚季风区春夏时期，极地变性气团和热带气团之间，具有高温高湿舌北侧的强θe梯度带、对流层低层有水平风速切变的交界面，是一条绵延数千公里长的横贯东亚和西太平洋的雨带(Tao and Chen, 1987)。

早在上世界30—50年代，我国气象学家指出梅雨是季风雨(竺可桢，1934)，是变性的极地大陆气团和变性的赤道气团交汇而形成(涂长望，1937)，强调了梅雨锋和季风的关系，但梅雨不是季风内部的降水，而是季风前沿的雨带。东亚梅雨是季风现象之一，是东亚夏季风前沿与北方南下空气遭遇形成的一条持续强降雨带，梅雨锋两侧的风切变显著(竺可桢，1934；陶诗言，1958；叶笃正, 1958, 1980)。梅雨锋是初夏大气环流中季风槽的一种表现形式，在风场上表现为切变，与之相配合的海平面气压场表现为低压倒槽，其西段和季风低压相连，因此梅雨锋也被称为季风槽。从大气环流的角度看，季风槽是赤道辐合带的极度向北延伸，故有时也被称为赤道锋。王作述(1963)认为是极锋型向赤道锋型转化的过程，而实际上它形成的动力学环流背景除了理想经典定义的大型海陆热力环流还叠加以庞大青藏高原地形对所在地及其下游流型的动力和热力强迫(叶笃正等, 1958, 1977)、结合西风带行星尺度和天气尺度槽脊活动背景(陈汉耀，1957)。因此梅雨锋的结构、性质及活动特点随着季节和天气尺度的时间、周期、位相以及地理位置区段而有差异。

20世纪50年代中期，谢义炳等(1956)指出，我国梅雨锋两侧没有明显的温度差，但是有很大的湿度差。针对此提出了一种新的分析方法，凸显出湿度场的重要性。在此基础上，70年代又在谢义炳带领下发展了“湿斜压动力学”, 曾对我国暴雨天气分析预报工作有过广泛影响。梅雨锋暴雨带往往延伸出海乃至达到日本列岛附近，日本人也对之沿用“梅雨锋”的概念，并也注意到当地的“梅雨锋”具有温度梯度弱的特点，但指出这个特点表现的程度不如大型梅雨锋带的西段(即中国大陆梅雨锋)那样突出(Ninomiya，1984；Akiyama, 1984a, 1984b)。

陶诗言等(1957)和陈秋士等(1964)曾用平均资料揭示了青藏高原以东夏季风环流的典型结构。包括高、低层的水平环流和季风性的经圈环流。指出它与同纬度海洋地区的信风环流以及从印度到我国西藏地区的季风环流都有显著的差别。这种特殊环流形式的出现显然包含着特定的海—陆分布以及青藏高原大地形的动力—热力影响。其中梅雨锋、江淮切变线也清楚地出现在平均环流图上。它处于低层西南风北侧，并与季风经圈环流北侧的上升支相联系。

关于梅雨锋结构，在对流层下半部为正压结构，而对流层上半部表现为斜压结构(丁一汇，1993)。考虑梅雨锋的地域差异，西段(中国大陆)温差小，正压性强，低层具有强的水平风切变，多为对流云；东段(西北太平洋)受东亚大槽前湿冷空气影响，湿度梯度大，温差也相对较大，斜压性强，多气旋性锋面特点，多为层状云(Kato, 1985, 1987；Ding, 1992；Maddox, 1980；Chen and Chang, 1980)。梅雨锋东西段的上升运动的动力强迫因子也有差异：西段主要是潜热释放和低层摩擦应力，东段主要有涡动平流、温度平流、低层摩擦应力和积云对流潜热(Kuo and Anthens, 1982)。王建捷和陶诗言(2002)进一步研究表明出现强降水时的梅雨锋是介于温带锋面结构和ITCZ结构之间的副热带锋系结构(Chen, 1983)。“973”项目对1998、2001、2002年梅雨锋的诊断分析表明，梅雨锋结构呈现多样性。典型梅雨锋锋面位于对流层中下层，相当位温坡度较陡，温差小，接近赤道锋。在季风初期，锋面惯穿对流层，坡度小，接近极锋(1998年5月23日)；在季风盛期，类似典型梅雨锋结构(1998年7月22日)；此外还有一类斜向型梅雨锋结构，锋面较低，没有温差，也与赤道锋类似(如2002年7月23日)(陶诗言等，2004；赵思雄等，2004；伍荣生等，2004)。梅雨锋结构的维持，是湿物理过程产生的梅雨锋的锋生作用与锋前中尺度对流系统的发展形成的一种正反馈过程。同时，北侧补充冷空气，而且通过正涡度平流直接向梅雨锋前中尺度对流系统的中低层正涡度柱输送正涡度。即天气尺度低涡系统—梅雨锋—梅雨锋上的中尺度对流系统的相互作用对梅雨锋的发展和维持起了至关重要的作用。此外还提出了长江中下游梅雨锋暴雨的多尺度物理模型、天气学模型，发展了锋面与锋生动力学，并建立地转适应锋生理论(伍荣生等，2004)。

20世纪80年代，气象学家对典型梅雨锋大尺度特征以及与之相关的雨季开展了细致深入的研究。环流特征包括：蒙古—西伯利亚一直延伸到我国华北地区的暖的高压脊、从白令海延伸到中国的梅雨槽、副高的西伸、对流层低层环流中的梅雨槽中的东北气流、南海的西南气流、沿副高外围的南西南气流、低空急流、来自西南季风系统中的西南风(Nagata and Ogura, 1991；Ninomiya and Akiyama, 1992；Chen et al., 1998)。一些梅雨典型的特殊年份，如1979、1988、1991、1996、1998、1999、2003等年份，研究表明，不同年份的梅雨在大尺度特征上存在差异，而其影响的降水也有不同。1991年表现为乌拉尔山、东西伯利亚存在两个稳定的阻高(陶祖钰和胡爱学，1994)，在对流层低层风场比热力场重要(Chen et al., 1998)。1998年多雨期梅雨锋表现为一个对称的双峰结构，北面的冷锋和南面的梅雨锋相距500—1 000 km。具有两个位势不稳定层(低层1 000—600 hPa，中层400—300 hPa)(Yang et al., 1999)；1999年表现为中纬度强而稳定的大陆高压，极锋偏南，不断有来自西伯利亚的冷空气穿过贝加尔湖和蒙古到达中国的北部和日本海，使我国东部沿海和日本上空长期存在低压(Ding et al., 1999)。

2 相当正压切变型梅雨锋暴雨机理的分析研究 2.1 相当正压切变型梅雨锋概念及其影响因子

梅雨锋与中高纬度锋面是不同的两类天气系统，而所谓梅雨锋在不同时间、不同区段上其结构和性质也各有所差异。武汉暴雨研究所地处长江中游，在实际研究工作中难免比较集中地关注梅雨盛期发生在长江中游的暴雨天气过程。这个时期、这个区段梅雨锋的结构、性质和相应的动力学特征可以说最纯粹地呈现出区别于中高纬度锋面的一种独特的天气系统。我们把这类梅雨锋称为“暖切变型梅雨锋”，它的低层风场形式与锋面气旋前部的暖锋切变相似但其温度场没有较深厚的倾斜温度锋带，而是在横槽式切变上空有一条竖直的深厚的弱暖舌。在动力学分析中我们称其为“相当正压切变型梅雨锋”。

每当青藏高原季风环流和低层(500—600 hPa)暖横槽活跃起来，长江中下游的低层(850 hPa)暖横槽(梅雨锋切变线)也紧跟着发展起来，表现为低层暖横槽从上游到下游的延伸，但是由于青藏高原地面平均海拔高度接近平原地区的对流层中层高度，实际上，暖横槽的东伸还伴随着从高向低的下传，必须结合具体的观测事实和动力学分析这种方式的发展过程做出严谨合理的解释。事实上，发生在副热带环流背景下的这种发展过程是次天气尺度的，一般说来，副热带次天气尺度扰动的风场、气压场都比较弱，只是在次天气尺度位势梯度与天气尺度位势梯度叠合一致的部分出现“急流”现象。风场、温度场、等压面位势场之间的配置还是基本上呈现地转风、热成风的关系，但有一定程度的偏差，主要表现在风场有较明显的辐散、辐合。虽然散度的特征数值比涡度小，但相差不到一个量级。较强的辐合、辐散现象往往都与强降水(连带着强的非绝热)同时发生。胡伯威(1982)从理论上论证了，假如比较明显的地转偏差并不是由于流场的Rossby数较大造成(曾庆存，1963)，而是由于较强的潜热作用的结果，那么这一类非地转风将主要是辐散(合)风，而风的非辐散分量仍是准地转的，因而涡度近似于地转风涡度。针对这种情况可导出与准地转体系中形式类似的滤除快变化(高频波)的位势倾向方程、涡度倾向方程和ω方程，只是其中风速包含了辐散(合)风分量，扰源中可以包含比较强的潜热项和摩擦项。根据国外关于对流层平均温度在铅直方向变化的统计结果为整个对流层各高度上σp²都大致接近一个常数7.5 × 10³ S^-2。依照这个近似可将方程组左端线性化，得出三维大气任意点的扰源(平流变化和非绝热变化)由高频波频散调整导致其它地点响应变化的格林函数形式的解析解。并由于此格林函数在水平方向的显值范围与扰动的铅直尺度相当，可用标准函数(谐波函数、贝塞尔函数等)拟合实际水平分布，得到一维的铅直方向各层之间扰源与响应变化的一组简单直观的函数关系，成为副热带次天气尺度系统天气动力学分析的一个很方便的诊断工具。

滤除快变化（高频波）的位势倾向方程为

$ \begin{array}{*{20}{c}} {F\left( {\frac{{\partial {\phi _1}}}{{\partial {t_1}}}} \right) = - \frac{\lambda }{\varepsilon }\left\{ {\left[ {{\mu ^2}{f_1}{a_\Omega } - f_1^2\frac{\partial }{{\partial Z}}Z{a_T}} \right] + \varepsilon {\mu ^2}\frac{{\partial {a_D}}}{{\partial {t_1}}} - {\varepsilon ^2}\frac{{{\partial ^2}}}{{\partial t_1^2}}\left( {\frac{\partial }{{\partial Z}}Z{a_T}} \right)} \right\} - }\\ {\frac{{\dot \lambda }}{\varepsilon }\left( {{\mu ^2}{f_1}{{\hat a}_\Omega } + \varepsilon {\mu ^2}\frac{{\partial {{\hat a}_D}}}{{\partial {t_1}}}} \right) + \frac{{\hat {\hat \lambda }}}{\varepsilon }\left[ {f_1^2\frac{\partial }{{\partial Z}}Z{{\hat {\hat a}}_T} + {\varepsilon ^2}\frac{{{\partial ^2}}}{{\partial t_1^2}}\left( {\frac{\partial }{{\partial Z}}Z{{\hat {\hat a}}_T}} \right)} \right]} \end{array} $

(1)

其中

$ F\left( x \right) = \left\{ {\left[ {{\varepsilon ^2}\frac{{{\partial ^2}}}{{\partial t_1^2}} + f_1^2} \right]\frac{\partial }{{\partial \zeta }}{\zeta ^2}\frac{\partial }{{\partial \zeta }} + {\mu ^2}\Delta } \right\}x $

式中特征参数λ = U/f₀L，ε = 1/f₀T，μ² =(L₀/L)²。$\hat{\hat{a}}_{T}$是无因次潜热增温率，$\hat{a}_{\Omega}$和$\hat{a}_{D}$分别为摩擦导致的涡度和散度无因次风速变率。参数$\dot \lambda $和$\hat{\hat{\lambda}}$是这样定义的：$\dot \lambda $/λ表示风速的摩擦变率特征值与平流变率特征值之比，$\hat{\hat{\lambda}} / \lambda$表示潜热变温率特征值与平流变温率特征值之比。

滤除快变化（高频波）的涡度倾向方程为

$ \begin{array}{l} F\left( {\frac{{\partial \Delta {\phi _1}}}{{\partial {t_1}}}} \right) = - \frac{\lambda }{\varepsilon }\left\{ {\left[ {{\mu ^2}\Delta {a_\Omega } - {f_1}\Delta \frac{\partial }{{\partial Z}}Z{a_T}} \right] - \varepsilon {f_1}\frac{\partial }{{\partial Z}}{Z^2}\frac{\partial }{{\partial Z}}\left( {\frac{{\partial {a_D}}}{{\partial {t_1}}}} \right) + } \right.\\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\left. {{\varepsilon ^2}\frac{\partial }{{\partial Z}}{Z^2}\frac{\partial }{{\partial Z}}\left( {\frac{{{\partial ^2}{a_\Omega }}}{{\partial t_1^2}}} \right)} \right\} - \frac{{\dot \lambda }}{\varepsilon }\left\{ {{\mu ^2}\Delta {{\hat a}_\Omega } - \varepsilon {f_1}\frac{\partial }{{\partial Z}}{Z^2}\frac{\partial }{{\partial Z}}} \right.\\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\left. {\left( {\frac{{\partial {{\hat a}_D}}}{{\partial {t_1}}}} \right) + {\varepsilon ^2}\frac{\partial }{{\partial Z}}{Z^2}\frac{\partial }{{\partial Z}}\left( {\frac{{{\partial ^2}{{\hat a}_\Omega }}}{{\partial t_1^2}}} \right)} \right\} + \frac{{\hat {\hat \lambda }}}{\varepsilon }{f_1}\Delta \frac{\partial }{{\partial Z}}Z{{\hat {\hat a}}_T} \end{array} $

(2)

式中$\Delta \equiv \partial^{2} / \partial x_{1}^{2}+\partial^{2} / \partial y_{1}^{2}$，其它符号的物理含义同式(1)。

垂直运动ω方程为

$ \left( {\sigma \Delta t{f^2}\frac{{{\partial ^2}}}{{\partial {p^2}}}} \right)\omega = - f\frac{{\partial {S_\zeta }}}{{\partial p}} - \frac{R}{p}\Delta {S_T} $

(3)

式中p为气压，R为空气气体常数，σ为静力稳定度，S_ζ为涡度源变（即广义涡度平流与涡度的摩擦变率之和），S_T为温度源变（即温度平流与非绝热变温率之和）。

罗四维(1963)曾用西风气流经过青藏高原北侧时的侧向摩擦作用解释高原东北侧至华北低层反气旋的形成，所讨论的是冬季情况，但夏季高原北侧低层盛行的是偏东风，因此上述解释很难适用于夏季。而且从动力学考虑，靠摩擦力矩产生低层反气旋的过程中不会伴随下沉运动，毋宁说是下沉辐散导致低层反气旋发展。500 hPa等压面处于高原大气低层，夏季高原本部气旋性流场的形成与大地形热力环流的低层辐合有关，紧邻高原的新疆地区500 hPa补偿的辐散场也能导致反气旋发展。实际上这个反气旋流场形式不是南北对称的，平均气流是西风，因此其东侧经常存在负涡度平流。按照上述扰源铅直方向影响函数式，在负涡度平流所在层下面的次级环流表现为下沉运动和低层反气旋发展。因此在这种环流形势下我国东部冷空气南下过程中干暖变性的原因除了大陆下垫面加热还有下沉运动。这使得它与季风暖湿气流交汇带上基底温湿场(即暴雨发生前的温湿场)只有明显的湿度梯度而没有明显的温度梯度。

副热带高压脊与北方小高压之间的对峙并不足以解释两高之间为什么经常维持着气旋性的风场突变(切变)。在其它许多场合，两个反气旋系统靠近时若无特别的动力学原因它们完全可能合并(例如在我国东部沿海常出现两者连结成的南北向“高压坝”)。胡伯威等(1979, 1980, 1986, 1995)通过一系列的个例分析研究了南北两高之间暖性梅雨锋切变线发生发展的天气动力学过程。

一般引人注意的是高原北侧短波槽的作用。早年由于探空资料不多，也没有卫星云图，从天气图上看，当北方短波槽移到河套附近时，高原东麓开始气旋性环流发展东伸，形成江淮切变线，与北方低槽尾部相接从而给人以“低槽在东移过程中打横”的印象。常见于天气学教材和天气分析报告中的一种说法，认为江淮切变线是西风带短波槽的变形，即从高原北侧来的短波槽因为某种原因，愈接近槽线南端移速愈慢，因此在移向我国东部时，逐渐呈顺时针旋转，成为横切变(王作述，1963)。这沿袭了中高纬度高空短波槽—锋面气旋天气分析的概念，符合预报员经常从天气图上得到的直观印象。可能只适合梅雨季初期北方冷空气较强在长江中游形成包含有冷锋、准静止锋性质的梅雨锋那类情况。而通过仔细分析了一批暖切变型梅雨锋在时间上基本与北方高空小槽东移同步东伸发展的例子，从散度场结构和卫星云图上表现的云系性质可以看到，沿长江中下游东伸的横切变纯粹是一种在对流层下部初生的现象，与北方东移小槽是分开的两个系统，有时长江流域切变线东伸的前沿已经明显超前于北方小槽尾端。若干例子的分析均发现，东移的北方小槽对梅雨切变线东伸发展的实际影响是槽底所到处加大了那里的南北向等压面位势梯度和相应的西风分量，使来自青藏高原的对流层中层(相当于高原低层)能诱使下游低层暖性切变发展的平流扰源得以加强。

总体而言其主要机制正是高原地形作用在其低层(600—500 hPa)产生两类次天气尺度的扰源，能够在其东麓低层(850 hPa附近)条件不稳定大气中引起最初的辐合上升，触发起成片的对流降水。潜热释放又反馈地加强辐合上升和低层气旋性的发展，在比较典型的情况下就形成“被激活的”西南低涡(不同于夏季高原东麓几乎准定常存在而无活跃天气的低层暖弱涡)。

启动这类过程的一类扰源是高原东麓对流层中层的正涡度平流。当南亚有一股潮湿气流涌上青藏高原时，往往在高低层暖横槽中生成次天气尺度的对流云团和涡旋，即高原低涡或移动性的小型切变线。它们出现后多半向东移动，当移到高原东麓附近时，由于这里的环境流场不同于高原中部，因此低涡或小型切变往往变成向北开口的小槽，槽前有明显的正涡度平流。对于东麓平原盆地而言，这种正涡度平流是在对流层中层，而这里的低层气旋性发展恰恰开始于这个时候。给人的直观印象是高原上500 hPa的低涡移到高原东麓就顺着地势降落到平原盆地低层了。实际上这是一个适应调整结合潜热反馈的发展过程。图 1给出了1976年6月6日一次四川盆地低涡发生临近时刻当地上空的散度廓线图。当时正受到500 hPa很强的正涡度平流影响，可以看到，恰恰是在这个层次出现强的辐散。但是其上下都是辐合，由散度廓线大致可判断500 hPa以下是上升气流；500 hPa以上这时还是下沉气流(这与理论推断是一致的)。但对流层下半部的上升气流能触发对流云发展(在卫星云图上往往在低涡发生临近时刻出现几个“爆米花”状的零散云团)，然后由于潜热的反馈作用使辐合层和上升运动层向上发展并加强，大片强降水发生后辐合层往往达到400 hPa。高原东侧高空正涡度平流扰动也可以有其它表现形式。有的例子中表现为高原东部对流云团北侧对流层上部(300 hPa)的一个次天气尺度西风急流核的向东传播，急流核右后方下面的差动涡度平流强迫上升运动使300—500 hPa之间原有的强静力稳定层“盖子”减弱，继而触发低层条件对流不稳定能量释放和气旋性发展。

另一类扰源是暖平流。夏季青藏高原上空相当厚的一层空气经常比其四周暖，在外界空气流入很弱的阶段增暖特别明显。之后如果由于某种原因(例如北侧有槽经过)高原东部上空出现较强的西风时，则形成高原东麓上空明显的暖平流。往往在这时也有暴雨云团低层气旋性扰动发展，这与中层正涡度平流的作用相似。

以上着重针对青藏高原低层暖横槽活跃期的次天气尺度扰动移到高原东麓时对那里低层气旋性发展的作用，至于通常看到的已产生的东麓气旋性流场继续向东延伸形成横贯长江中下游暖切变型梅雨锋的天气动力学过程，我们通过一系列个例分析做过具体探讨。具体过程各有差异，涉及一些不同因素，但在每一个实例分析中注意到贯穿其中的最重要因素是伴随强对流降水的第二类条件不稳定(CISK)，而且这种CISK是与低层“湿度锋”相耦合呈带状发展的。梅雨季节是由一次次的梅雨锋过程组成的，每两次过程之间有短至l天，长至10~15天的中断，因此每一条梅雨锋都有其产生过程。如果间断的时间很短，也可以叫做“复苏”。即使在间断期，干、湿两种气团交汇处的低层湿度锋也经常存在。单纯的“湿度锋”并不就是梅雨锋；有风场变形汇合不等于有辐合；正涡度带(切变线)也很弱；这时只有弱的层状低云带，甚至无云，当然更没有暴雨。但在明显的低层湿度锋上遇到有利的启动条件就会发生演化而被“激活”，成为暖切变型梅雨锋。热收支诊断表明(胡伯威和彭广，1995)，对流层中部12 h显热源(主要是积云对流加热)强正值带正好与同时段的850 hPa正涡度增值带重合。最后随着强降水的发展，850 hPa以下降温，形成冷带及其南侧的“假锋”。

CISK是宏观尺度环流系统与其中对流雨云团的区域平均加热效应之间的正反馈不稳定增长。已知，无论是经典的与边界层摩擦抽吸相联系的Ek⁃ man-CISK或与重力—惯性波相联系的非地转wave-CISK，本身都缺乏内在的尺度选择性(即增长率随波长的变化没有明显的峰值点)，因此由CISK产生的系统水平尺度形状等往往取决于初始扰动本身或其它相配合的条件。陈秋士(1987)曾经提出一种与湿静力稳定度相耦合的重力惯性波不稳定，以解释我国某些次天气尺度降水系统发展的现象。他考虑的是宏观尺度饱和上升凝结，因此不是CISK，但其耦合思路可以借鉴。按照熟知的几种积云对流云团平均加热的物理模型(积云对流参数化方案)，气柱加热率与低层湿度都有最密切的关系，它不仅与水汽向上输送有关而且与对流不稳定度有关。前面提到的副热带短波扰动移到长江中游时，首先引起一片即便很弱的上升运动或者连带产生一片低层正涡度，这种起始扰动场的尺度比起狭窄的低层“湿度锋区”宽度相对要大得多。相对均匀的初始扰动(边界层顶的正涡度和上升运动)与尺度小、梯度大的低层湿度场(和对流稳定度场)相叠，一般会设想最大的CISK增长率可能出现在低层湿度最大的地方，但确切地说，是出现在低层湿度水平方向二次导数负值最大的地带(即湿度锋区的南界)。

胡伯威(1997a)设置了一个比较合理的两层模式数学模型，分别讨论了Ekman-CISK和wave-CISK两种不稳定机制。一致的结果是，只要扰动覆盖低层湿度锋区，最大增长率总是被“吸引”在“湿度锋”南界附近。至于作为启动系统的短波扰动强度中心偏南或偏北，即使变动幅度很大，对不稳定增长率最大轴的位置只有微小的影响。其结果就是在低层“湿度锋区”南界附近产生一条对流云、雨带和相当正压切变线。

2.2 相当正压切变型梅雨锋基本结构和性质

在80年代许多个例分析已建立大致概念的基础上，胡伯威(1993, 1996)以1991年7月一次横贯长江中游和江淮流域十多天稳定持续、位置基本不变的特大暴雨过程，作了一次以合成分析(10天20个观测时次)为主，辅以最有代表性的单日精细分析，并结合卫星云图等手段给出一个标准的相当正压切变型梅雨锋的三维物理图象，并根据相当正压切变型梅雨锋的三维温压风场特征导出一个相应的滤除高频波的动力学模式，比较完善地解释了观测分析结果(胡伯威，1996)。

在边界层以上是一种伴有暖轴心的、近乎竖直的相当正压切变线。暖轴心是积云群体非绝热加热扣除平均上升运动后降温的结果。虽然前者是很强的加热，但两者相抵后的余差往往不大，所以由此造成的暖轴心一般并不强。然而因其深厚，相应风场按热成风近似的铅直累积变化致使高层的反气旋性涡度和辐散带以及低层的气旋性涡度和辐合带都很强，尤其是低层由于大尺度环境风场弱，往往突显出明显的次天气尺度切变线。

在强调暖切变型梅雨锋与斜压锋面的重大区别时，要注意当暖切变型梅雨锋上已经产生带状的强降水之后，大约在850 hPa以下会出现一条冷带，其北侧温度梯度缓而南侧温度梯度强，似是一条浅窄的“锋面”。这个现象人们早已熟知，被认为是降水的结果，有人称其为“雨成锋”。胡伯威与彭广(1996)根据热收支诊断和地面中尺度分析证实，造成边界层冷带和“锋”的原因的确为发生在底层的蒸发冷却和来自中层的积云尺度冷下沉气流，与低层切变线密切关联的是它南侧的西南低空急流。事实表明，西太平洋副高脊西北侧的低空西南气流在梅雨锋切变已出现和未出现两种情况下其风速(特别是最大风速)有2~3倍之差。所以实际上真正的“急流”是与切变线伴同出现的。低空急流带左右两部分下面的铅直切变(风随高度的矢量变化)具有不同的性质。图 2给出了梅雨锋及南侧低层风铅直切变图。离切变轴较远的右半带(以南昌为代表)下面表现为Ekman摩擦铅直切变(风矢端随高度的连线表现为“Ekman螺线”)；离切变轴近的急流左半带(以武汉为代表)处于底层“雨成锋”上，表现为热成风切变，因此Ekman摩擦辐合略偏于切变轴南面。

图 3给出850 hPa等压面上10天合成风场图。合成风场除了展现强的气旋性横切变带还有明显的横向变型风场，相应的辐合带除了相对均匀的$\partial v / \partial y$分量还有沿切变呈波列分布的$\partial u / \partial x$分量。后来在“973”项目中赵思雄等(1998)分析1998年7月“二度梅”期间梅雨锋结构也展示出类似的特征。这些风场特征的动力学意义将分别在后文讨论。

横跨暖切变型梅雨锋的铅直环流与上述温度场和风场的结构相对应。在自由大气层和边界层各具特点。前者，在竖直的相当正压切变线内为基本竖直的强平均上升气流，最大值在切变轴南侧约450 hPa高度上。强上升气流北、南两侧形成大约各5个纬距的正、反环流圈。约在850 hPa以下则呈现一个与底层“温度锋区”配合的浅薄锋面式倾斜环流。在自由大气层，南北两个环流也是不对称的。南边的反环流叠加在大尺度季风环流北部，显得格外强大。只是由暴雨带南边约500 km处的一股中层下沉气流可辨别出存在着尺度比季风环流小的梅雨锋次级环流。铅直环流水平支(散度风)的一个重要特点是它的特征强度大约只比地转风小“半个量级”，这是一个关系到其动力性质的有意思的现象。

2.3 自由大气层相当正压切变线的动力学性质

胡伯威(1996)根据上述观测事实给出了基本空间特征尺度参数进行了具体的尺度分析。由于包含强非绝热，就不能像一般的尺度分析那样简单地用平流来决定欧拉和拉格朗日时间尺度。在分析全运动时间尺度与高频振荡时间尺度的可区分性方面涉及较为繁复的方法和技巧，胡伯威(1997b)给出了更具普遍性的方法。锋面切变线与相当正压切变线的基本差异在于：锋面切变线(由于集中的斜压结构和相应的倾斜结构)跨切变线方向的水平尺度和铅直尺度同时表现局域收缩。而相当正压切变线(由于基本竖直)跨切变线水平尺度收缩了，但其铅直深度并不亚于大尺度系统。正由于这个缘故，对于相当正压切变线来说，热力强迫因子(温度平流、非绝热加热或冷却等)对系统变化的实际贡献远小于同样强度的(即按热成风关系等价的)动力强迫因子(动量或涡度平流、摩擦、动量或涡度的对流输送等)的贡献。理论上这是因为重力惯性波速以及斜压地转适应调整的主导方向不仅与扰动的水平尺度有关，还与铅直尺度有关。但以往考虑天气尺度系统和锋面系统，两者的水平尺度和铅直尺度的比例恰好一致，所以反映不出这个区别，现在面对中尺度深厚系统，考虑这一点便有关键意义。

经上述分析得出适用于相当正压切变型梅雨锋带上的发展方程：

$ \frac{{{\partial ^2}}}{{\partial {y^2}}}\left( {\frac{{\partial \Phi }}{{\partial t}}} \right) = {f_0}\left( {\vec V \cdot \nabla \frac{{\partial {u_g}}}{{\partial y}} + \frac{{\partial \dot \zeta }}{{\partial y}}\frac{{\partial {u_g}}}{{\partial Z}}} \right) + \frac{{{f_0}{\eta _0}R}}{{{C^2}{c_p}}}\left( {\frac{{\partial Q}}{{\partial Z}} - Q} \right) $

(4)

或

$ \frac{{\rm{d}}}{{{\rm{d}}t}}\left( { - \frac{{\partial {u_g}}}{{\partial y}}} \right) = - \frac{{\partial \dot \zeta }}{{\partial y}}\frac{{\partial {u_g}}}{{\partial Z}} - \frac{{{\eta _0}R}}{{{C^2}{c_p}}}\left( {\frac{{\partial Q}}{{\partial Z}} - Q} \right) $

(5)

次级环流方程：

$ \begin{array}{l} \frac{{{C^2}}}{{{f_0}}}\frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial {y^2}}} + 2\frac{{\partial {u_g}}}{{\partial Z}}\frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial y\partial Z}} + {\eta _0}p\frac{\partial }{{\partial Z}}\left( {\frac{1}{p}\frac{{\partial \psi }}{{\partial Z}}} \right) + \frac{{\partial {u_g}}}{{\partial Z}}\frac{{\partial \psi }}{{\partial y}}\\ \;\;\;\;\;\;\;\; = - p\left[ {2{J_{y\zeta }}\left( {{u_g},{v_g}} \right) + \frac{R}{{{f_0}{c_p}}}\frac{{\partial Q}}{{\partial y}}} \right] \end{array} $

(6)

其中，$\frac{{\partial \psi }}{{\partial Z}} \equiv - p\frac{{\partial \psi }}{{\partial p}} \equiv p{v_a}$，$\frac{{\partial \psi }}{{\partial y}} \equiv \omega \equiv - p\zeta $

其中Z = -ln p/p₀。参考地面气压p₀设为常数，因此等Z面与等压面一致。在等温大气中Z与物理高度z成正比。在E = 10^1/2情况下(E为非绝热加热与温度平流的量级比)，右端还可保留含$\frac{{\partial {u_g}}}{{\partial y}}\frac{{\partial {v_g}}}{{\partial Z}}$的地转风项，它只比非绝热项小半个量级。于是有

$ \frac{{{C^2}}}{{{f_0}}}\frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial {y^2}}} = p\left( {2\frac{{\partial {u_g}}}{{\partial y}}\frac{{\partial {v_g}}}{{\partial Z}} - \frac{R}{{{f_0}{c_p}}}\frac{{\partial Q}}{{\partial y}}} \right) $

(7)

在E=10情况下，右端只保留非绝热项，即

$ \frac{{{C^2}}}{{{f_0}}}\frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial {y^2}}} = - \frac{{pR}}{{{f_0}{c_p}}}\frac{{\partial Q}}{{\partial y}} $

(8)

实际上在离开特殊边界(如地面、对流层顶)远的地方，由(8)式可以近似得到

$ \dot \zeta = \frac{R}{{{C^2}{c_p}}}Q $

(9)

热量收支计算表明，在伴有大暴雨的相当正压切变线系统中，“显热源”(非绝热项)与位温铅直平流项的廓线图和铅直剖面图都基本吻合。大约只有10%的余差属于水平平流和局地变化项(图 4)。

这完全与(9)式给出的近似关系一致。更重要的结果是，这种系统中即使有比温度平流强一个量级的随强对流降水出现的加热项，仍旧能够保持准平衡的慢演变；同时强非绝热带来较强的次级环流(非高频)散度风。所以这个准二维动力学模式在较强非绝热条件下描述的运动场性质与Hoskins(1975)定义的地转动量近似(或称“半地转”)有所差别。这个模式的发展方程中主要强迫大项是动量(涡度)平流项和非绝热项，其次还保留一个铅直“扭转项”。温度平流项则可以忽略。有人研究江淮(长江下游)地区冷性梅雨锋上气旋波的发展时曾强调过温度平流的重要性。由于两类梅雨锋情况不同，因此并不矛盾。而且后者主要还是针对倾斜较明显的低层气旋波。次级环流方程中则是以非绝热项占绝对优势。只是在非绝热较弱(只比温度平流大半个量级)的情况下，传统Sawyer-Eliassen方程中的地转风变形项可作为次要项保留。不难设想，正是由于方程的上述特点，二维次级环流的图像不是倾斜的，而是如前节中所说的竖直环流。

2.4 稳定持续机制的进一步讨论

令人感兴趣的是这种系统如何能在强烈降水的情况下维持稳定。如上所述，相当正压切变线中，强非绝热不破坏系统的慢变化，这是原因之一。此外，边界层的斜压性“雨成锋”与自由大气层相当正压切变线之间还构成一种相辅相成的耦合：边界层“假锋”局地斜压性颇强，若不考虑粘性作用，它处于弱条件对称不稳定状态。但加入粘性因素，则处于弱条件对称稳定(近中性)状态(Xu，1992)。没有自发的条件对称不稳定，但依赖叠置于温度锋带的前述变形风场带的平流锋生强迫，会产生一个倾斜的稳定铅直环流(Emanuel，1985)。加之前节所述Ekman辐合正好偏于切变南侧。两者结合大约在800 hPa以下构成一支向北倾斜上升的暖湿气流。它正好输入暴雨带上空自由大气层。那里层结是位势不稳定的。同时在自由大气下半部也有相当强的水汽通量水平辐合。按照Arakawa and Schubert(1974)的对流云团(ensemble)平衡理论，上述两种强迫因素可维持着深厚的对流雨云群带。另一方面，强对流降水在低层干湿空气界面上的非绝热作用又使边界层假锋及倾斜环流等得以继续维持。这样便成为一个稳定耦合，加上基本稳定的大尺度环流背景导致像“91.7”这样几乎准定常的特大降水过程。

2.5 梅雨锋上的强对流降水云团波串的发生传播以及与低层“湿度锋”耦合的CISK惯性重力波

在长江流域梅雨锋上，那些强度大而且能持续若干小时以上的降水过程直接发生在直径约300 km左右的强对流系统，我们一直特别关心梅雨锋上这一类伴有低层正涡度的强对流云团。尽管它在地面和高空天气图基本要素场上表现得并不明显但却有重大天气影响，我们曾把它称为长江流域梅雨锋上第二类小型的气旋性扰动(胡伯威和潘鄂芬, 1996)。实际上在平均准二维的暖切变型梅雨锋上经常有波长约500 km的纬向扰动，是一些气压场和风场都很弱的小涡，卫星云图上却显示出一个结构发达的中尺度对流云团(MCS)。有的来自切变线西端即高原东侧，也有的在长江中游就地产生，往往有几个MCSs在梅雨锋带上排列成两两相间约500 km的云团波串。几个暴雨中心伴随这些小涡—云团波串向东移动，它们并非简单地一致东移，而是在东移的同时上下游云团之间表现出此生彼消、波列调整的现象，特别是在其中一个强云团盛极而衰时会在它的上游或下游迅速初生发展起一个新的强对流云团(这往往造成预报员无法事先追踪的就地突发暴雨)。我们分析“91.7”持续稳定特大暴雨过程时，在每日云团变化和低层合成散度场上还表现出驻波现象(胡伯威和彭广, 1996)。暖切变型梅雨锋上的小涡不会导致雨带大幅度波动，强降水往往一次紧接一次，持续而过程累积雨量特大。此外，在平均散度场(主要是$\partial u / \partial x$分量)和涡度场上还可以看到几个准定常的扰动。其中最明显的有两个，一个在湘鄂分水岭南侧，一个在大别山附近, 有意思的是它们(不仅是上述两个)都恰好对应预报员熟知的几个气候暴雨中心，可以看到地形对这种驻波的影响。

我们早先在个例分析中曾多次做了定性的物理推断，认为上述云团波列现象可能与相当正压切变型梅雨锋上联系着低层湿度锋的CISK惯性重力波发展和上下游能量频散传播有关(胡伯威等, 1992, 1995)。20世纪70年代，美国一些气象学家(Eom, 1975；Uccelini, 1975)从中尺度分析中找到可靠证据，认为中尺度重力内波的传播与中尺度对流系统的产生、减弱或重新加强都可能有密切关系。国内一些气象学者(孙淑清和翟国庆, 1980；孙淑清, 1983；Sun Shuqing, 1985)认为在梅雨锋附近，特别是在梅雨锋南面的低空急流上发生继而向梅雨锋传播的惯性重力波可能是触发这类MCS的一种重要机制，但是尚缺乏比较可靠的观测依据。后来，有人借助精细的数值模拟为这个观点提供了支持(Peng et al., 2002；许小峰和孙照勃, 2003)。此外关于上述云团的上下游效应并由此形成波列的现象，胡伯威等(1992, 1995)在历次个例分析现象的启示下早先已经提出了一个可能比较合理的解释应该是惯性重力波的能量频散。巢纪平和吴钦岳(1964)曾经从理论上说明在一定条件下惯性重力波的群速度可以大于其相速度。即惯性重力波也可能像Rossby长波一样有“上、下游效应”。

前述梅雨锋上暴雨云团的似“上、下游效应”现象发生在具有明显对流性质的东亚夏季风降水带上，所涉及的惯性重力波有可能是与第二类条件不稳定(简称CISK)相关联的，贯穿整个对流层的深层扰动。我们已指出在此情况下CISK不仅与湿度场和对流不稳定能量有关，而且与他们的水平方向分布不均匀情况有关，所以与梅雨锋相关联的“低层湿度锋”是一个必须考虑的重要因素。

胡伯威(2005)从动力学理论上对此作了比较严格地论证。采用了一种适合于对深厚的中尺度大气扰动作解析研究的虚拟高度坐标系和一种简单的积云对流参数化表述，并针对长江流域梅雨锋附近温、湿、风场的基本特征导出一个线性动力学方程组(略)，研究了具有水平切变的地转基本气流和“低层湿度锋”背景，以及有宏观积云对流加热场参与的深厚惯性重力波(简称“CISK惯性重力波”)的性质及其天气学意义。

强降水出现的初阶段，低空急流和切变线都比较弱。研究的第一部分暂时忽略水平切变基本气流的部分作用，即排除了水平切变不稳定因素中与科里奥利力无关的部分。最后给出下列方程：

$ \begin{array}{l} \left[ {{{\left( {\frac{\partial }{{\partial t}} + \bar u\frac{\partial }{{\partial x}}} \right)}^2} + {F^2}} \right]\left( {\frac{{\partial w}}{{\partial z}} - \frac{{{\partial ^2}w}}{{{\partial ^2}z}}} \right) - \left( {C_0^2 - \mu } \right){\nabla ^2}w + \\ \;\;\;\;\;\;\;2\frac{{\partial \mu }}{{\partial y}}\frac{{\partial w}}{{\partial y}} + \frac{{{\partial ^2}\mu }}{{\partial {y^2}}}w = 0 \end{array} $

(10)

μ包含参数化的积云对流加热，它的水平分布反映了对流层下部湿度积分量(简称“低层湿度”)的分布。令

$ w = W\sin \left( {\frac{{\rm{ \mathsf{ π} }}}{H}z} \right){e^{\frac{z}{2}}}{e^{i\left( {mx + ny + \alpha t} \right)}} $

(11)

这里，我们已经设定了w的垂直廓线函数的具体形式，即

$ w = {w_g}\left( {x,y} \right)\sin \left( {\frac{{\rm{ \mathsf{ π} }}}{H}z} \right){e^{\frac{z}{2}}} $

(12)

除了是一个适合方程(10)的模拟(即本征函数)外，它还比较符合梅雨锋暴雨系统中的观测实际。

结果表明，与积云对流加热场有最密切关系的低层湿度条件及其水平分布不均匀性质都对扰动的波速和稳定度有重要影响。最可能出现不稳定发展的地方是在“低层湿度锋”南界附近，因此这里是MCSs的活跃地带。所以，在研究波扰的频散和出现上、下游效应的可能性时主要考虑在湿度锋区南界附近并基本沿锋带走向传播的波扰。这不仅是为了简洁明了，更是因为惟独它有重要的天气学意义。

此外，关于不稳定条件的讨论表明MCSs是在与低层湿度锋区耦合的惯性重力波CISK机制下发展起来的，因此，可以期望由此产生扰动的尺度大致与“湿度锋”的y方向尺度相当。据此对方程组解析解的频率方程中各特征参数的分析说明，在这类梅雨锋带上允许出现上、下游效应的限制条件并不难满足。最有利的地方也在低层湿度锋南界附近，并沿着锋带走向传播。最有利于快速出现上、下游效应的地方是与低层湿度锋耦合的第二类条件稳定度(表现为几个热力、动力特征参数的组合)在中性附近，在稳定的一侧允许的范围较宽，在不稳定一侧允许的范围很窄，即限于很接近中性的弱不稳定。因此，可能出现上、下游效应的条件也可放宽到很接近中性的狭窄不稳定范围内。这个结果也许可以解释一个曾经多次重复出现并引起浓厚兴趣的观测事实：梅雨锋上恰恰是当一个旺盛的MCS发展到顶点而开始趋向衰减时在它的上、下游很快发展起新的MCS。可以认为，此时原先的MCS(能量频散源)附近条件稳定度(或称“湿稳定度”)已近中性，这往往是MCS经过充分发展的结果。虽然此时其上、下游积蓄着不稳定条件，但实际情况比这个简单模式描述的复杂。当上、下游“波峰”所在处扰动运动强度尚未突破积云对流发展的“门槛”时，积云对流加热尚未进入角色，在“干”的阶段，那里的条件仍可视为近中性稳定的。所以整个梅雨带区的条件都使上、下游效应能够实现，一旦上、下游“波峰”附近的上升运动(低层水汽辐合)突破“门槛”时，就可出现不稳定增长，新的MCS就爆发出来。

为避免过于复杂，除了在与柯氏力有关的“惯性”因子中考虑了基本气流的相对涡度(它直接联系着切变风场)以外，方程组中忽略了所有其它含风场切变的项。在同样虚拟高度坐标系中方程组求解过程中忽略低层湿度水平不均匀的影响的简化条件下，得到由水平风切变强度不均匀导致“CISK”惯性重力波不稳定增长的判据(王晓芳等，2007)

$ {\left( {{B_2}N_c^2K} \right)^2} - 4{\left( {\frac{{{F^2} + N_c^2{K^2}}}{3}} \right)^3} \ge 0 $

(13)

$ \begin{array}{*{20}{c}} {其中,{B_2} = \frac{{{\partial ^2}U}}{{\partial {y^2}}},N_c^2 = \left( {C_0^2 - \mu } \right)/\left( {\frac{{{{\rm{\pi }}^2}}}{{{H^2}}} + \frac{1}{4}} \right),}\\ {{F^2} = f\left( {f - \frac{{\partial U}}{{\partial y}}} \right),{K^2} = {m^2} + {n^2}} \end{array} $

结果表明，在一般“干”的层结大气中，现实可能出现再强的风切变也难以使惯性重力波变得不稳定。只有在积云对流潜热参与下，原为“弱稳定”条件下，风水平切变强度不均匀对低空急流北侧的不稳定扰动发生可能有重要影响。在低空急流北侧，风水平切变及其不均匀强度不均匀以及湿度因子相互影响着扰动的不稳定发展，互相之间有一定的牵制作用。在相同的特征风速条件或湿度条件下，不稳定发展最强的地方是低空急流附近；空气中湿度增大，扰动不稳定的区域增大，不稳定增长也大；随着风速的增强，风水平切变强度不均匀对扰动不稳定的作用愈显著。

在梅雨锋上产生强降水后，积云对流加热的释放导致低层气压降低，这样从低空急流南侧到其北侧的气压梯度进一步加大，西风变强，风水平切变强度不均匀也增强，此时大气低层湿度以及相应的对流不稳定能量虽然减小，但是允许扰动不稳定的湿度取值范围却变宽了，在低空急流北侧仍有可能促进扰动不稳定的发展，有利于梅雨锋附近MCSs不断地发生发展，连续暴雨的发生从这里可能得到部分解释。

3 梅雨锋暴雨中小尺度研究进展

近年来，关于梅雨锋的研究集中在中小尺度机理方面。对梅雨锋暴雨而言，中尺度对流系统(MCS)激发和维持的动力机制是极为重要的。从大气散度场和涡度场演变入手，通过研究激发散度和涡度变化的物理机制，考虑斜压热力作用，推导出新型散度方程，正压非平衡强迫因子对暴雨的激发作用明显，在弱稳定层结大气中湿斜压非地转与风垂直切变耦合能激发辐合的最大增长，使暴雨持续。非绝热加热的非均匀分布与基本气流垂直切变相互作用易在降水中心的下风区激发正的次级环流，使强降水天气持续。针对梅雨湿度锋的基本特征，考虑水汽变化，得到非均匀饱和大气中的相当湿位涡方程，在梅雨湿度锋附近，水汽平流诱发相当位涡异常，在特定条件下，能激发垂直涡度的快速变化。在有正水汽平流的区域，将促进正涡度增长，有利于中尺度气旋涡加强，起到对流组织化的作用，反之，则不利, 与实际观测到梅雨锋上涡旋发展的事实是一致的(陈忠明和杨康权，2009；陈忠明，2010)。

针对造成长江流域梅雨期暴雨的中尺度对流系统(MCS)，利用业务雷达资料，统计了379个MCSs个例，根据MCSs回波组织形态分为两大类：线状MCSs(195个)和非线状MCSs(184个)，按线状MCSs的组织形态、移动特征、新单体再生和传播特征将其分为8个确定的类型，并发现了2类与美国结构不同的组织类型(王晓芳和崔春光，2012；Wang et al., 2014)；采用多途径的加密观测资料和数值模拟结果剖析了不同线状MCSs的结构和形成机制，表明基本气流、风垂直切变、冷池、重力波、低空急流是决定MCSs组织模态的关键影响因子，概括了几类重要MCS的三维结构示意模型，提炼了线状MCSs发生发展的环境条件(王晓芳等, 2010, 2011, 2012；赵玉春和王叶红，2011)，非线状MCS的环境条件及其形成和强降水机理做了初步探讨, 指出特别丰沛的水汽供应可能是关键(崔春光等，2013)，强的低空急流和弱的中层环流形成的风垂直切变主要平行于对流线方向是长生命期准静止MCSs维持的主要机制(王晓芳等，2014)。

个例及敏感试验分析研究表明地形对MCS有着重要的影响(崔春光等, 2000b, 2002)。赵玉春和王叶红(2011，2012)根据长江中下游中小尺度地形特征和梅雨锋上MCS发展的典型探空曲线，设计理想数值试验来研究中尺度地形对流降水模态，发现地形重力波破碎触发对流是地形对流降水的主要机制之一，地形重力波的形成、特征和传播受到环境条件制约，也受到地形自身参数的影响。当对流形成后，对流系统自身的下曳气流和降水蒸发冷却形成的向外流出的低层辐散气流可激发出新的对流，同时对流还可激发出重力波与地形重力波相互作用，使地形降水模态复杂化。不同地形高度、尺度、形状和环境气流下，地形降水存在着多种模态，其中迎风坡、背风坡、山顶附近以及地形上下游存在准静止的降水模态，地形上游、下游分别存在向上游、下游传播的降水模态，地形两翼还存在向下游传播的降水模态，对流降水、稳定层结降水以及对流与稳定层结混合的降水均可出现在这些降水模态中，这取决于对流是否触发。地形降水对地形无量钢参数非常敏感，单一地形无量纲参数并不能决定降水的分布。地形下游和两翼降水模态和分布的差异主要与不同地形参数和环境气流下地形激发的重力波特性不同有关。

Sun等研究指出(2010, 2012)，在我国30°N附近地区，自西向东三级地形台阶产生山地—平原环流，分别在青藏高原东部和四川盆地之间、巫山山脉东部和江淮流域平原间以及我国沿海地区和其邻近海洋之间产生了白天的三个正热力环流圈和夜晚的三个反热力环流圈。白天正热力环流圈的下沉支分别阻碍了四川盆地和江淮流域上升运动的发展，因此降水量在白天为低值，但是夜晚反热力环流圈的上升支促进了四川盆地和江淮流域梅雨锋上的强上升运动，使降水量达到峰值。夜间高原东部与四川盆地地区的MPS环流圈上升支的扰动使得西南低涡有所增强，并且向其东北方向伸展，110°E以东的梅雨锋的气旋式切变增强，又由于巫山山脉东部和江淮流域平原的山地—平原环流在110°E东侧上升支的作用，触发了梅雨锋上的涡旋，同时低空急流对水汽输送和上升运动的维持又有利于梅雨锋涡旋及MCS的发展和维持。夜间对流的加强也有利于梅雨锋上中尺度对流涡旋MCV的形成，并给出了梅雨锋上MPS环流、MCS和MCV发展的概念模型。

长江流域梅雨期暴雨与高原对流云团东移有密切关系，统计表明梅雨期有70%以上的强降水与高原对流有关，高原对流云团东移路径、东移过程对流云的演变、特别是云中冰相粒子的变化均影响着下游地区的降水(Li et al., 2019；王婧羽等, 2019)。高原上东移的对流系统往往和西风带的短波槽或高原涡的活动密切相关。夏季强烈的太阳辐射使得高原地表迅速升温，造成了地表对大气强烈的感热加热，激发高原对流发展，高原低层大气的辐合也随之加强，在伸展项的作用下，形成高原涡。高原涡形成后进一步强化了高原对流的活动，高原涡与高原对流系统一并东移，移出高原时伸展项迅速衰减，高原涡消亡也是500 hPa附近层次辐合减弱的结果，而该辐合的减弱主要是由于涡旋移出高原后失去了高原对大气的强烈感热加热的结果。高原对流系统移出过程中，四川盆地出现的对流是新生的系统，并不是直接从高原地区移出来的。根据分片位涡反演的结果，发现高原对流所制造的正位涡扰动会伴随对流东移，这个扰动所对应的降压(负位势高度扰动)和气旋式风场扰动对于四川盆地附近西南低涡的形成有促进作用，但敏感性试验和动力诊断的结果均表明，高原对流本身并不是西南低涡形成的必要条件，但它可以调节雨带的位置，使主雨带位于长江流域，通过这种方式影响下游降水。

近10多年来武汉暴雨研究所针对梅雨锋暴雨建立了长江中游观测基地(崔春光等，2012；Cui et al., 2015)，梅雨期间开展了云雷达、偏振雷达、风廓线雷达、微雨雷达、微波辐射计、GPS探空加密观测、雨滴谱等设备的暴雨监测试验，并形成了部分典型梅雨年份的中尺度融合再分析资料集(崔春光等，2011)。其中2018年空基观测飞机试验飞行9架次，配合地面和卫星探测设备连续不间断观测，捕捉到梅雨期多次强降水过程，成功获取了许多宝贵的观测数据，同时获得了地基和空基设备如何协调同步观测的宝贵经验。2018—2019年还开展了青藏高原东侧的四个站点的多个设备的观测试验，与长江中游地区观测试验同步开展，获取多个高原云团东移影响长江流域暴雨个例的非常规资料，为研究梅雨期暴雨的形成机理提供了中小尺度分析资料。

4 讨论与展望

武汉暴雨研究所相继在各个时期开展梅雨期暴雨监测试验，得到的多种观测资料并对梅雨锋暴雨过程的多尺度演变现象做了许多个例分析、合成分析、数值模拟、针对性的动力学模式开拓及其诊断应用(崔春光等, 2000a, 2011, 2013；房春花等，2003)。这些结果也为人工的天气分析预报和数值预报模式及其初值分析的改进提供一些思路，也尝试建立专门适合这类暴雨方便使用的简化诊断手段。

云微物理参数化方案、边界层方案对模式预报降水区域和降水强度有着重要影响，其适用性的检验及参数化方案的改进。基于多种业务和非常规观测获得的梅雨锋云团云参数、分析得到相应的大气环境参数，结合中尺度模式不同参数化方案给出的云参数及大气环境参数结果，进行对比分析和参数调试，获得长江流域梅雨锋暴雨过程最佳参数化方案。通过批量个例模拟试验，分析云参数和大气环境参数变化在引发梅雨锋暴雨过程的作用，检验梅雨锋暴雨过程的天气学模型及关键动力学因子的适用性，进而提高中尺度数值模式对强降水的预报准确率，为业务提供科学参考依据。随着当前暴雨预报业务和科学研究需要的不断提高，常规的观测手段和资料难以满足梅雨锋降水云的精细结构、微物理过程及其形成致灾暴雨机理的深入研究，因此，开展梅雨锋云带的飞机观测、地基的非常规观测，获取云中微观粒子在梅雨锋云系中的分布及其演变特征，进而改进中尺度模式的微物理过程或其它边界层过程，具有现实和科学的意义。

此外，数值模式时空分辨率的大幅度提高已经没有障碍，观测资料也加入了许多新的手段，而真正利用这些观测手段给出精确合理的初值场还是颇具挑战性的问题。对于水—热过程目前逐渐接近采用显式方案，但其中仍难免包含一定程度的参数化。人为设计再好的参数化也不能不分场合地使用，可能还需要“随机应变”、选择应用。在数值预报系统中引入人工智能的新成果带来一个很令人向往的开端，其中不仅包含了严谨的数学运算和逻辑推理，还可以借助机器的深度学习充分使用至今积累的历史资料和实时资料大数据寻找统计关联、比照，在数值模式计算过程中进行“聪明的”干预。机器的深度学习是人的智慧设计经过编程人员输入(传授)给机器的，但是机器深度学习的结果也可能翻译成概念性的语言反过来传授给人，使我们更深入地明了其中的因果机理。