引言

华南沿海地区是中国最大的降雨中心之一(Xu et al., 2009; Luo et al., 2013)，由于该地区纬度相对较低，汛期天气系统既受到中纬度天气系统影响又常具热带正压系统特征，大气准地转强迫偏弱，经典天气学意义上的暴雨产生机制并非普遍适用，因此中尺度系统的作用对于该地区暴雨灾害天气的产生有重要影响。但华南沿海地区大气水汽热力条件充足，海陆地形分布复杂，导致该地区暴雨产生的中尺度过程较为多变，如中尺度边界(Maddox et al., 1979；Xu et al., 2012；Wang et al., 2014)、中尺度涡旋(Schumacher and Johnson, 2009；Lai et al., 2011；Schumacher et al., 2013)、与山地相关的上升运动(Tu et al., 2014；Wang et al., 2014)以及陆海差异(Chen et al., 2016)等。随着各种观测时空分辨率的日益提高，加之数值模式分辨率的提升及其物理过程的参数化方案的不断完善，数值模式逐步具备模拟暴雨中尺度特征的能力，近年来，利用高分辨率数值模拟数据以及各种观测资料，一些学者开始展开暴雨中尺度特征的研究，部分研究甚至达到了γ尺度级别。黄士松(1986)在研究华南暴雨的中尺度特征时指出华南地区高约1 km的山脉可以阻挡垂直高度10 km以上积雨云的移动。周天军和钱永甫等(1996)对地形效应影响数值预报结果进行了试验研究，探讨了利用模式开展地形试验的可行性，指出在数值模式中引入合理的模式地形可有效地改善预报质量。程麟生和郭英华(1999)通过地形试验表明，如果中尺度模式不能相当逼真地处理大、中尺度地形，那么，即使其他物理过程、边界条件及参数化方案都处理得较好，也不能成功地模拟出中尺度系统。段丽等(2006)利用MM5模式研究了海南中部五指山地形对一次热带风暴的影响，指出在山脉的辐合地带可诱生出中尺度对流涡旋，该中尺度对流诱生涡旋会对风暴产生反馈式“吸引”作用，从而影响风暴路径。崔春光等(2002)、姜勇强和王元(2010)研究了湖北东部局地地形对涡旋暴雨的影响，揭示出暴雨的直接影响系统形成于鞍型场中心点附近。陈业国等(2008)、郭弘等(2014)、叶朗朗等(2016)、胡东明等(2019)则从中尺度角度分析了华南飑线天气过程观测特征。华南沿海地区受海岸地形，陆海差异和季风流的影响，该地区降水的日变化非常明显。通过长期地面(Yu et al., 2007)、卫星(Chang et al., 2009)和雷达(Chen et al., 2014, 2015)观测，对华南沿海地区的降水日变化特征研究发现降雨日变化具有深刻的季节性，约在7月和8月，由于太阳能加热效应，对流主要发生在午后；而在5月和6月，清晨会出现第二次对流降水高峰值出现(Chen et al., 2014)。在有无低空急流出现的情况下，对流出现位置趋于不同，在无明显锋面系统影响，低空急流出现时，对流出现频率最大值位于海岸线附近，并具有日变化特征，其日变化则与海陆风及季风气流有密切关系，而无明显低空急流出现时，对流出现频率最大值主要位于珠三角东北部山地迎风坡附近(Chen et al., 2014, 2015)。上述研究均表明复杂的环流条件结合当地多变的下垫面特征性质，使得华南地区对流系统的产生机理愈加多样，而在没有显著天气尺度动力强迫背景下的暖区暴雨的产生，则更加受复杂多样的中小尺度系统和地形的影响。而由于此类过程的影响系统尺度偏小且变率高，因而对此类背景下的对流系统触发维持机制的研究较为困难而需进一步挖掘。2014年5月10日08时，在华南沿海阳江以东云雾山附近至珠江入海口地区触发生成一准静止且准东西向中尺度线状对流系统，其持续维持近16 h，过程最大累积降水达372 mm，造成了严重城市内涝灾害，因此本研究将通过对该对流系统的多尺度环流特征与局地下垫面相互作用进行分析，以揭示此类天气过程的触发机制。

1 资料和方法

使用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的ERA-Interim再分析资料(http://data-portal.ecmwf.int/)分析此次华南暴雨过程的天气背景及中尺度环流特征，数据水平分辨率约为0.125°×0.125°，垂直层数为38层，每6 h一次(00、06、12、18 UTC)。采用中国地面加密自动站降水观测与CMORPH融合的逐小时降水产品(http://idata.cma/portal/web-home.index)及华南天气雷达拼图产品，分析过程实况中尺度观测特征。

进一步采用WRF-ARW模式对过程实施分辨率为1 km的显式对流模拟试验，分析此次暴雨过程的MCS触发维持机制，并通过降低云雾山地形的敏感试验进一步验证模拟结果。模拟采用三层嵌套网格设计，三层网格分辨率分别为9 km、3 km和1 km，最内层网格区域覆盖华南区域，垂直层数为35层，背景场及侧边界条件均采用ERA-interim再分析资料，边界层方案采用Meller-Ymamada-Janjic方案，云微物理过程方案为WSM6，模拟时段为2014年5月9日20∶00-11日08∶00。地形模拟实验采用与以上相同的方案设计，仅将111.49°-111.82°E，21.7°-23.28°N范围内高于200 m的地形降为200 m，以验证云雾山地形的作用。

2 过程实况

从2014年5月10日08∶00-11日08∶00(北京时，下同) 24 h累积降水观测(图 1)可见，在广东阳江至珠江口附近沿海，分布着准东西向带状雨带，其大暴雨(R≥100 mm)范围东西长度约200 km，中心最大雨量达372 mm，远超特大暴雨级别。

10日08∶00左右(图 2a)，在广东西部沿海的阳江附近，陆续有零星对流单体产生并向东移动发展合并，于12∶00左右(图 2b)分散的对流单体逐渐组织合并成为了长度约200 km的准东西向对流带。该对流带回波特征呈西强东弱，在其西端，广东阳江附近持续有新生对流单体新生发展增强，并东移合并入对流带主体，而在对流带主体东半部则回波强度较弱，范围较大，呈现出层云特征，系统整体表现典型的echo-training的演变特征(Houze et al., 1990；Doswell et al., 1996；Schumacher et al., 2004；Luo et al., 2014)，如此形态持续维持类似特征近16 h，位置稳定，近乎准静止(图 2b-f)。截至11日01∶00左右(图 2f)，该中尺度对流带的结构逐渐被破坏并东移，过程结束。

200 hPa等压面上(图 3a)，南亚高压中心位于孟加拉湾附近上空，脊线位于15°N左右，对流系统产生区域位于南亚高压脊线北侧，其上空风场呈疏散状，并伴有弱的辐散。500 hPa等压面(图 3b)，对流区域上游受弱的高空槽系统影响，低层850 hPa贵州湖南地区有一低涡气旋环流，华南沿海地区受低涡气旋东南侧的西南低空急流控制(图 3b, d)。最优抬升指数在-4 ℃以下(田付友等，2015)，整层大气可降水量则超过了50 mm (图 3c)，因此大尺度天气背景为此次暴雨过程提供了较有利的热力和水汽条件。而从大气动力抬升条件角度分析(图 3d)，对流产生区域的低层并没有明显切变辐合，而中层大气的也未出现明显的正涡度平流(图略)。

10日08∶00，即MCS触发阶段，由系统附近的阳江站探空观测(图略)，500 hPa以下普遍具有较高的相对湿度，温度露点差基本小于5 ℃，地面至900 hPa低空则小于2 ℃，且有较强的偏南气流出现，最大风速超过了12 m·s^-1，达到了超低空急流(Super low level jet, SLLJ)(陈良栋，1993；金巍等，2007)级别，气柱最大对流有效位能(Maximum convective available potential energy, MCAPE)(张春喜等，2005)也出现于与SLLJ对应的层次，表现出在低空大气中较强对暖湿空气的输送作用。

总结以上实况分析表明，大尺度天气背景及中尺度环流为该MCS的触发维持提供了有利的水汽和热力条件，而大尺度动力抬升作用较弱，对流系统的触发维持机制研究需要结合中小尺度过程的机理过程做进一步研究。

3 MCS触发和维持机制

为进一步研究中小尺度过程对该MCS的触发和维持的作用过程机理，采用了WRF中尺度数值模式进行1 km分辨率级别的显式对流模拟试验，进而在验证模拟结果合理性的前提下，分析研究了该MCS的触发和维持机制。

3.1 模拟检验

对比模拟和实况过程的累积降水(图 1)，尽管模拟较观测位置略偏北，但数值模拟成功再现了观测中准东西向线状分布形态，并且也模拟出了雨带内两个降水大值中心，其强度均超过了200 mm，与实况观测较为一致。从小时降水演变来看(图略)，模拟较实况降水开始略早约3 h，在10日05∶00云雾山附近降水开始产生，随后雨带逐渐向东延伸加强，在阳江以东至珠江入海口以西形成准静止东西向雨带，其水平尺度和降水强度均与实况接近，分别约为200 km和50 mm·h^-1以上，位置则较实况略偏北。进一步检验模拟雷达回波演变特征(图 2和图 4b、d、f)，在对流触发阶段，在阳江附近有分散的对流单体产生，并逐渐向东移动发展合并，逐渐形成准东西向中尺度对流带，与观测雷达回波演变特征较为一致。通过以上对比可见，模拟对系统降水位置、强度、形态及演变特征均与实况观测较为相近，说明模拟一定程度上成功再现了这次对流系统的发生演变的物理过程，可以利用该结果做进一步分析研究。

3.2 MCS触发和维持阶段中尺度大气动力热力结构特征

在对流触发阶段(图 4a-d)，在云雾山附近有分散的对流单体初生，在1 km以下高度有明显的偏南SLLJ出现，从海上吹向大陆，海岸线附近最大风速超过了16 m·s^-1，偏南SLLJ出现的区域中，MCAPE则超过了3 kJ·kg^-1，并且在云雾山地形南麓，存在着较明显的辐合，表现出地形对偏南SLLJ的强迫抬升作用(图 4a，c)。总结以上分析结果表明在云雾山以南区域的低层大气，在SLLJ的输送作用下较为暖湿，而中层则相对干冷，形成了较为显著的对流不稳定层结，进而暖湿气流受云雾山地形强迫作用而上升，达到自由对流高度，气块所具有的CAPE被触发释放，形成分散的对流单体(图 4b, d)。而在接近云雾山体最高处，约1 km高度(图略)，分散对流出现的区域附近的水平辐合较弱，也表明了该地区低层暖湿气流的做具有的CAPE被触发释放是源于云雾山地形的阻挡作用导致的气块强迫抬升。

在MCS成熟阶段(图 4e-f)，对流系统向东延伸形成准东西向的对流带，对流带西端即云雾山地形。1 km高度以下，云雾山地形及对流系统的南侧，偏南SLLJ继续维持，MCAPE普遍超过3 kJ·kg^-1，云雾山地形和对流系统附近有明显的MCAPE梯度带和辐合带(图 4e)。SLLJ将暖湿气流持续向北输送，一方面加强了云雾山南侧大气上干冷下暖湿的对流不稳定层结，另外，在云雾山地形的强迫抬升和大气对流不稳定层结条件下，使得不断有对流单体在云雾山地形附近产生，并在向西移动过程中接收SLLJ输送的暖湿气流而持续发展合并。

在对流系统触发阶段，沿图 4a-d中斜线位置绘制准南北向的长度约100 km的垂直剖面(图 5)，可见在云雾山脉地形上空，1 km高度以下的大气有明显的辐合，对应区域出现了明显的上升运动。而在辐合区域的南侧，约1 km高度以下，偏南SLLJ将高θ_e空气向北输送，形成延伸至云雾山地形南麓的低空暖湿舌，且对应区域中上层大气的θ_e较低，呈对流不稳定层结，而云雾山南侧低层大气的θ_e和CAPE均在海拔500 m左右高度上出现极大值，分别超过了350 K和3 kJ·kg^-1，并且在近乎同一高度的CIN值也达到了极小值。整体上，云雾山南侧的大气动力热力分布特征呈现为较显著的对流不稳定层结，并在500 m高度附近存在较强的暖湿气流输送“通道”。

从MCS触发阶段的区域平均(111°-114°E，22°-23°N)风随高度的变化来看(图 6)，在约10 km以下，风向随高度顺转，表明该地区对流层大部受暖平流控制。在1 km以下，大气存在着偏南SLLJ，约500 m高度的风速已超过15 m·s^-1。在约5 km左右，即对流层的中层对流系统引导气流的高度(陈良栋，1993；Corfidi and Stephen, 2010；柯文华等，2012；Luo et al., 2014；孙素琴等，2015)，大气整体成偏西风，风速也超过了10 m·s^-1，因此在云雾山附近触发的对流单体在该引导气流的作用下向偏东方向移动。并且，在对流持续阶段，该风场分布特征基本保持着稳定，偏南SLLJ持续较强，中层的偏西引导气流稳定维持(图 6b)。直至MCS减弱阶段，该风场分布的特征才出现变化，1 km以下的SLLJ明显减弱，中层引导气流的偏北分量明显加大(图略)。那么，从以上分析可见，该线状MCS的触发和维持可能通过以下机制产生，即夜间加强的SLLJ (Luo et al., 2013；Chen et al., 2015)构成了向北输送的暖湿气流“通道”，并增强了云雾山南侧上干冷与下暖湿的大气对流不稳定层结，使得暖湿空气在云雾山地形的阻挡作用下被强迫抬升达到自由对流高度，气块的CAPE被触发释放，从而在云雾山附近生成分散的对流单体。而在持续的SLLJ的暖湿空气供给、持续存在的大气对流不稳定层结以及中层偏西气流共同作用下，云雾山附近不断触发产生对流单体，并向东移动发展合并，以此往复，形成了东端位于云雾山附近的准东西向线状MCS。并由于以上的中尺度动力热力结构的稳定维持以及云雾山地形的共同作用，该MCS得以持续维持。

3.3 云雾山地形作用的验证

将111.49°-111.82°E，21.7°-23.28°N内(云雾山地区，MT. YW)的地形高度降低到200 m，其他设置均与对照试验一致并实施模拟试验。

对比对照试验和地形敏感试验逐小时累积降水演变可见，对照试验中对流触发阶段云雾山附近的降水在地形敏感试验中并没有出现(图略)，而在MCS发展持续阶段，对照试验中的云雾山以东所出现的准东西向MCS在地形敏感试验中也完全没有出现，说明在消除云雾山脉地形作用后，该MCS消失，取而代之的是在降低云雾山地形后，其北侧降水系统加强形成西北东南向雨带南下横扫整个广东地区(图略)。

等高面上(图 7)，SLLJ和MCAPE大值区域依然存在，但是低层地形强迫抬升辐合区域消失，云雾山原址上空未出现新生对流单体(图 7a-d)；对比对照试验的对流持续阶段(图 4e-f)，在去除云雾山地形后的地形敏感试验中(图 7e-f)，低层SLLJ持续向北输送延伸至内陆，而由于低层空气的CAPE始终未被触发释放，气柱的MCAPE大值舌也向北延伸至内陆，并未出现对照试验中的MCAPE等值线密集带和低层准东西向辐合带，雷达回波呈东北西南向分布，自西北向东南移动。表明原准东西向对流系统未出现，而是北侧移动性锋面系统南下影响原云雾山区域。

从敏感试验前后降水系统触发阶段剖面结构图(图 8)上可见，在降低云雾山地形后，低层的强的辐合区域消失，上升气流也相应消失，SLLJ依然存在，一路向北越过云雾山地区，350 K的θ_e和CAPE大值层覆盖了整个剖面低层，说明偏南气流中气块的CAPE未被触发释放，而是一路向北被输送至内陆地区，因而在广东沿海附近的MCS未能出现。

因此，此次过程的局地的环流、大气层结和云雾山脉的相互作用是该MCS触发维持机制的关键因素，中尺度概念模型如图 9所示：在大尺度天气系统提供了有利的湿热力条件的背景下，SLLJ的出现构成了向北输送的暖湿气流“通道”，并增强了云雾山南侧上干冷与下暖湿的大气对流不稳定层结，使得暖湿空气在云雾山地形的阻挡作用下被强迫抬升达到自由对流高度，气块的CAPE被触发释放，从而在云雾山附近生成分散的对流单体。而在持续的SLLJ的暖湿空气供给、持续存在的大气对流不稳定层结以及中层偏西气流共同作用下，云雾山附近不断触发产生对流单体，并向东移动发展合并，以此往复，形成了东端位于云雾山附近的准东西向线状MCS。并由于以上的中尺度动力热力结构的稳定维持以及云雾山地形的共同作用，该MCS得以持续维持。

4 结论与讨论

对2014年5月10日广东云雾山附近由分散对流单体东移、合并发展、持续近16 h，并造成广东阳江以东至珠江入海口以西一线的强降水过程的准静止东西向MCS的触发维持机制进行了研究，得到以下主要结论：

(1) 实况大尺度天气背景分析及中尺度环流分析发现，华南区域上空在副高外围的低空急流的输送作用使得该区域具有较好的水汽热力条件，而低层切变符合和中层正涡度平流的空缺使得该区域的大尺度动力抬升条件则偏弱。

(2) 采用WRF模式进行1 km级别模拟及中小尺度过程分析发现，在云雾山南侧有SLLJ持续维持，对应区域的大气呈较强的对流不稳定层结，云雾山南麓有明显的空气水平辐合，对流层中层引导气流则为持续偏西风。降低云雾山地形至200 m后，大气仍具有较好的热力条件和较强的SLLJ，但原云雾山南麓附近的空气辐合消失，空气垂直方向的强迫抬升消失，准东西向MCS未出现。

(3) 稳定维持的大尺度环流背景所提供的有利的局地环流、大气层结结构同云雾山脉的相互作用导致了此次线状对流系统触发和稳定维持。大尺度天气系统为MCS的出现提供了有利的湿热力条件，在此背景下，中尺度SLLJ的出现构成了向北输送的暖湿气流“通道”，并增强了云雾山南侧上干冷与下暖湿的大气对流不稳定层结，使得暖湿空气在云雾山地形的阻挡作用下被强迫抬升达到自由对流高度，气块的CAPE被触发释放，从而在云雾山附近生成分散的对流单体。而在持续的SLLJ的暖湿空气供给、持续存在的大气对流不稳定层结以及中层偏西气流共同作用下，云雾山附近不断触发产生对流单体，并向东移动发展合并，以此往复，形成了东端位于云雾山附近的准东西向线状MCS。

SLLJ的存在对该中尺度对流系统的触发和持续维持起到了关键作用。若将SLLJ作为预报着眼点，针对其形成、持续维持、夜间加强机制等方面展开研究，或可因SLLJ所关联的大尺度天气过程所具备的较高的可预报性有效提升对此类中尺度对流系统的监测和预报能力。