华南沿海季风槽是从属于南海季风槽的一种低值系统，通常指每年盛夏季节，由于西南季风加强向北推进，南海北部至华南沿海低空出现西南季风与东南季风辐合，或者是由于北部湾附近地面低压槽发展、强偏南气流登陆华南沿海，从而造成南海季风云团涌入华南上空、带来强烈降水的一种低层环流形势(黄忠等，2010)。受此类季风槽及季风对流云团影响，华南汛期常发生持续性暴雨，引发洪水和地质灾害(史学丽等，2000)。尤其在华南沿海一带，受特殊地形等环境因素影响，季风云团在季风槽中常可组织发展成中尺度对流系统(MCSs)(Houze，1993)并反复发生，导致暴雨发生更频繁，强度也更强，局部区域日雨量常可突破250 mm而达到特大暴雨标准。

中国关于季风槽的研究更多的是针对南海季风槽，从气候学角度对槽的结构、气候特征及其异常活动对中国降水环流形势的影响等方面都进行了广泛研究(施能等，1996；李崇银等，1999，2006；丁一汇等，2004；潘静等，2006；王黎娟等，2006)。对于给华南带来持续暴雨的季风槽，黄忠等(2010)曾针对其大尺度环流特征进行过统计分析，并对季风槽活动与周边大尺度环流系统如副热带高压、西风带低压槽、热带辐合带(ITCZ)的关系，以及西南季风及降水云团向北推进的形式都进行了讨论，这无疑对于如何更好地把握此类天气系统暴雨的预报很有帮助。然而，作为一种重要的降水天气系统，季风槽中强降水对流系统，如中尺度对流系统的活动规律、结构特征及其形成发展过程等尚缺乏系统性研究，对季风槽维持发展与中尺度对流系统活动相互作用问题更是很少涉及。

中尺度对流系统作为一种组织化发展的对流系统已在国际上受到广泛关注(Cotton et al，1989; Houze，1993，2004)，作为大气对流和大尺度环流的一种重要联系介质，它与其他不同尺度系统之间相互作用问题的研究也备受重视(Hodges et al，1997；Houze et al，2000；Carbone et al，2002；Waliser et al，2008)，尤其是认识到层云降水和对流降水加热模态存在差异(Nicholls et al，1991；Mapes，1993)，对中尺度对流系统降水结构变化对大尺度环流的反馈作用进行了广泛研究(Zipser et al，2006；Houze et al，2007；Romatschke et al，2010，2011a，2011b)。Choudhury等(2011)针对南亚季风槽研究发现，当中尺度对流系统以层云降水为主时其加热可更有效地促进季风槽气旋性环流的向上发展，而当中尺度对流系统以深对流降水加热为主时，中层的响应则仅限于某些局部区域。这意味着对流参数化方案的优化对于季风降水模式预报的改进有十分重要的意义。根据Krishnamurti等(2010)对当前模式模拟加热廓线的考察，在印度季风区模拟加热廓线与实际观测相比仍存在差异，当前模式模拟的加热廓线不仅在加热强度，而且在其三维空间分布上与热带测雨卫星(TRMM)观测资料反演得出的加热廓线相比仍存在较大误差，分析认为潜热加热垂直分布以及加热峰值位置出现的误差形成了错误的辐合辐散中心，从而可导致模式模拟的大尺度环流做出错误的响应。因此如何加强理解季风区中尺度对流系统活动特征、降水结构变化及其对大尺度环流的反馈作用，促进当前模式对流降水参数化方案改进，仍然是一项十分必要的工作。就华南季风槽持续暴雨形成机理的理解和预报来说，这也是一项十分重要的基础工作。

本研究针对一次发生在华南沿海的季风槽持续暴雨过程，应用NCEP FNL再分析资料及位涡分离反演等方法，研究暴雨发生期间季风槽的维持发展过程及其与中尺度对流系统活动的联系，以期深入理解中尺度对流系统与季风槽大尺度环流相互作用对持续暴雨形成的影响，并为进一步研究提供基础。选取的暴雨个例发生在2011年7月15—18日，由季风槽中中尺度对流系统的反复发生造成。

研究应用的数据主要源自美国NCEP FNL每6 h 的再分析资料，资料分辨率1.0°×1.0°。此外，源自华南地面雨量观测站的降水资料被用于降水过程分析，而暴雨中尺度对流系统的识别和分析则采用日本MTSAT卫星红外云图亮温(TBB)资料。

基于相关参量的计算和垂直剖面图分析等考察华南沿海季风槽垂直结构特征，并应用涡度方程诊断方法，分析了不同影响因素对于季风槽强度变化的贡献。采用Davis等(1991)，Davis(1992a，1992b)发展的位涡分离反演(PPVI)技术，分析了季风槽对中尺度对流系统凝结加热的动力学响应，对季风槽强度变化与中尺度对流系统的相互作用进行了讨论。

2011年7月15—18日华南及沿海地区发生了持续性的暴雨过程。图 1给出15日00时—18日00时(世界时，下同)3 d累积的降水量分布，广东许多地方累积雨量都在100—250 mm。其中位于粤西的雷州半岛南部、珠江三角洲东部及粤东地区是降水的主要落区，3个主要降水落区的最大累计雨量均超过250 mm。最大日雨量发生在16日00时—17日00时，位于雷州半岛南端，达到266.9 mm。反映出持续性暴雨过程具有雨量分布不均匀、局地雨量大的特点。

图 1 2011年7月15日00时—18日00时累积雨量分布 Fig. 1 Distribution of the surface accumulated rainfall over the period of 00:00 UTC 15—00:00 UTC 18 July 2011

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从2011年7月15日00时和16日00时地面天气形势(图 2)可以看出，季风槽加强北上控制华南沿海与位于菲律宾东面西北太平洋上强台风“马鞍”北上的影响有关。15日00时(图 2a)“马鞍”位于菲律宾以东2000 km左右的洋面上，随着“马鞍”向西北行进，西太平洋副热带高压减弱东退，西南季风加强，致使前期活跃于南海北部的季风槽向北推进控制华南沿海(图 2b)。15日起至整个降水过程减弱，季风槽一直稳定在华南沿海，是导致华南及沿海地区发生持续暴雨最重要的天气尺度系统。

图 2 2011年7月15日00时(a)和16日00时(b)NCEP FNL资料分析的地面天气形势 (等压线间隔为2.5 hPa，粗虚线为地面季风槽线) Fig. 2 NCEP FNL surface analysis chart for 00: 00 UTC 15(a) and 00: 00 UTC 16(b)July 2011 (Contour intervals are 2.5 hPa for pressure，surface monsoon trough is indicated with thick dashline)

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华南沿海季风槽活动也与印度季风槽发展有关。从15日00时起，印度半岛中部的低压槽明显发展(图略)，并且向东扩展至中南半岛一带，华南沿海季风槽表现为从中南半岛北部向华南一带伸展。此外，季风槽的维持发展可能也受到了强降水中尺度对流系统频繁活动的影响，图 3给出了16日间隔6 h 850 hPa等压面环流形势的演变，16日00时(图 3a)随着季风槽强度增强，华南沿海等压面高度下降，出现了1440 gpm的闭合等高线。此时这一闭合等高线分为东西两环并对应有明显的气旋性风场环流，与季风槽东西两端暴雨主要落区和中尺度对流系统活动集中区对应良好。后述分析将进一步指出，由于暴雨中尺度对流系统释放凝结潜热加热大气可导致质量场与风场出现不平衡，季风槽气旋性环流的增强实际上是大尺度环流对这种不平衡做出的一种响应。随后的几个时次，季风槽强度仍持续增强，16日06时和12时(图 3b、c)，1440 gpm东西两环闭合等高线合并，并且范围扩大，16日18时(图 3d)华南东部出现了1420 gpm闭合等高线。

图 3 2011年7月16日NCEP FNL资料分析的850 hPa位势高度场(实线：间隔20 gpm)和水平风场(风羽，阴影区为风速≥12 m/s的区域)(a．00时，b．06时，c．12时，d．18时) Fig. 3 850 hPa NCEP FNL analysis of geopotential height(solid，at intervals of 20 gpm)，and horizontal wind(wind barb，wind speed ≥ 12 m/s is shaded)at 00: 00 UTC(a)，06: 00 UTC(b)，12: 00 UTC(c) and 18: 00 UTC(d)16 July 2011

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季风槽强度的增强除表现为高度场在更大水平范围内下降之外，垂直方向也有体现。图 4为16日12时500和200 hPa环流形势，随着季风槽的发展，与低层环流相对应500 hPa上华南沿海东西部均有气旋性涡旋环流发展(图 4a)，其位势高度比前几个时次(图略)均有下降，如东面气旋性环流中，位势高度已降至5820 gpm，与15日00时相比，位势高度下降了近20 gpm。这些特征表明，此时的季风槽已不仅是边界层及低层大气活动的一种表现，也不仅是一种局地的现象，中尺度对流系统对大尺度环流形成反馈作用已引起季风槽强度增强并向对流层中层发展，将可导致季风槽影响时间持续、范围增大，这可能是季风槽持续暴雨形成的一种重要过程。

图 4 2011年7月16日12时NCEP FNL资料分析的500 hPa(a)、200 hPa(b)位势高度场 (实线，单位： gpm)和水平风场(风羽，阴影区为风速≥12 m/s的区域) Fig. 4 500 hPa(a) and 200 hPa(b)NCEP FNL analysis of geopotential height(solid，unit: gpm)，and horizontal wind (wind barb，wind speed ≥ 20 m/s is shaded)at 12:00 UTC 16 July 2011

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200 hPa等压面图(图 4b)上，整个暴雨过程发生期间，中心位于印度北部的南亚高压发展持续，其高压脊向东伸展一直影响到了华南东部。向东伸展的高压脊反气旋性环流发展明显，并且位于华南沿海季风槽上空，为暴雨形成提供了良好的高空辐散条件。

持续暴雨的形成由多个中尺度对流系统的活动直接造成，图 5给出了15—18日这些中尺度对流系统发展强盛时的云图特征。15日开始，伴随着季风槽的向北移动，槽中云团发展活跃，强盛时可组织发展成具有椭圆型结构的中尺度对流系统。13时(图 5a)发展旺盛的云团云顶亮温低于-72℃，具有椭圆形结构的中尺度对流系统镶嵌于宽广的准东西走向的云系中，水平范围达到了α中尺度。尤其在槽线东、西两端气旋性环流强的区域，云团往往发展得更为旺盛。20时(图 5b)，槽东、西两端的云系逐渐发展变得密实，尽管水平尺度较小，但也显示出了组织化发展的特征。16日14时的云图(图 5c)也反映出这一特点，此时槽东段的中尺度对流系统发展达最大强度，最低云顶亮温同样也低于-72℃。同时可看到，一个新的中尺度对流系统在季风槽西段北部湾北部附近开始发展，2 h后发展达到中尺度对流复合体标准(Maddox，1980，1983)，并持续发展超过10 h，直至17日02时后才减弱消亡。图 5d为16日18时该中尺度对流复合体发展最强时的云图，此时云顶最低亮温达-82℃，是造成广东西部沿海及雷州半岛南端强降水(图 1)的主要系统。17日12时(图 5e)和18日18时(图 5f)的云图都反映出受季风槽的持续影响，槽中对流云团得以反复发生并主要在槽的东、西两端组织发展成中尺度对流系统的特征。

图 5 2011年7月15—18日中尺度对流系统发展强盛时MTSAT卫星的红外云图 (a．15日13时，b．15日20时，c．16日14时，d．16日18时(矩形E和W及LLJ为图 6对TBB、相对涡度及风速求平均的区域)，e．17日12时，f．18日18时) Fig. 5 MTSAT IR cloud imageries for MCSs during the period of 15-18 July 2011 (a．13: 00 UTC 15，b．20: 00 UTC 15，c．14: 00 UTC 16，d．18: 00 UTC 16(the rectangular boxes E，W and LLJ were the areas used to compute the averaged TBB，relative vorticity and wind speed for the following Fig. 6)，e．12: 00 UTC 17，f．18: 00 UTC 18)

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为反映季风槽强度变化和中尺度对流系统活动的关系，图 6给出了季风槽维持发展期间东、西段槽区上空区域平均TBB和相对涡度的时间演变(平均范围见图 5d中的矩形区E和W)，同时给出了槽区南侧平均风速的时间演变(平均范围见图 5d中矩形区LLJ)。不论在西段槽区(图 6a、b、c)还是东段槽区(图 6d、e、f)，7月15—18日TBB的时间演变均反映出了多个中尺度对流系统的活动，而且随着这些中尺度对流系统的反复发生，槽区气旋性涡度表现出从对流层低层向中层发展的特征。如在西段槽区，低层正的相对涡度15日后逐渐增大，16日后正涡度区逐渐向上发展，最高时达到300 hPa左右高度。尤其在16日18时，槽区的正涡度发展最为深厚(图 6b)，与此时中尺度对流系统发展达最强盛(图 6a，参见图 5d)对应良好，这都反映出了季风槽强度变化与中尺度对流系统活动的密切关系。

图 6 季风槽西段(a、b、c)和东段(d、e、f)平均TBB、相对涡度(×10-5s-1)及水平风速(m/s)的时间演变(TBB、相对涡度及水平风速求取平均的范围见图 5d中的矩形区E、W及LLJ) Fig. 6 Time variations of the averaged TBB，relative vorticity(×10-5s-1) and wind speed(m/s)over the eastern(a，b，c) and western(d，e，f)sections of Monsoon Trough(the averaged areas for TBB，relative vorticity and wind spead were denoted by the rectangular regions E，W and LLJ in Fig. 5d)

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值得注意的现象是，在槽区南侧850 hPa高度附近始终维持有低空急流(风速≥12 m/s)的活动(图 6c、f)，季风槽强度的增强可能对低空急流的维持发展起到了作用，而低空急流则促进了对流的反复发生。过去不少工作也都强调低空急流对于中尺度对流系统发展影响的重要性，认为低空急流尤其是夜间的活动，可对边界层不稳定起到维持作用，其为对流持续发展提供的有利条件将更有机会将对流组织发展成为具有较大水平尺度的中尺度对流系统(Laing et al，1997)。看来季风槽环境中低空急流为对流发展提供的对流“可维持性”条件(Houze et al，2004)对于中尺度对流系统的发展更为重要，热力对流“可维持性”条件可能比动力因子对季风槽中尺度对流系统的形成发展影响更大。

图 7为16日18时沿110°E经度所作的垂直剖面，用于反映季风槽发展强盛时的垂直结构。图 7a的风场、位温和比湿分布特征表明，季风槽具有近于垂直略向南倾斜的槽线，南北两侧温度、湿度差异小，斜压特征不明显，这与过去针对南海地区热带辐合带的分析结果一致(梁必骐等，1990)。这一特征也反映出季风槽中尺度对流系统与一般锋面中尺度对流系统发展的环境不同，主要是发生在弱的斜压性环境中。图 7b反映出槽区低层对应为气流的辐合，高层为辐散。涡度场上槽区在垂直方向上表现为一对流性的涡柱，最大正涡度位于850 hPa附近，超过14×10^-5s^-1，并且正涡度区从近地面向上伸展至对流层高层300 hPa(图 7c)附近。与此相对应，垂直运动表现为整层上升(图 7d)，最大上升运动出现在500 hPa。结果槽区上空表现为位涡(q)正异常，最大值也出现在500 hPa附近，中心值达到1.0 PVU(图 7e)。图 7f为该时次相对于10 d(7月11—20日)平均扰动位涡(q′)的分布，同样可看到500 hPa附近的扰动位涡值最大。

图 7 2011年7月16日18时沿110°E经向剖面 (a．风(风羽)、位温(虚线，K)和比湿(实线，g/kg)，b．散度(×10-5s-1)，c．相对涡度(×10-5s-1)，d．垂直运动(×10-2 m/s)，e．位涡(PVU，1 PVU= 10-6 K·m2/(kg·s))，f．扰动位涡(PVU) Fig. 7 North-south vertical cross section along 110°E at 18: 00 UTC 16 July 2011 (a．wind(wind barb)，potential temperature(dashed line，K)，specific humidity(solid line，g/kg); b．divergence(×10-5s-1); c．relative vorticity(×10-5s-1); d．vertical motion(×10-2m/s); e．potential vorticity(PVU，1 PVU= 10-6 K·m2/(kg·s)); f．perturbation potential vorticity(PVU))

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对流层中层位涡正异常明显与中尺度对流系统潜热加热有关。图 8为在对应槽区计算得到的视热源(Q₁)(Yanai et al，1973)垂直廓线(图 8a)，同时也给出了位涡(q)的垂直分布(图 8b)。图中几个时次廓线的变化包含了相应中尺度对流系统(图 5d)从开始发展到减弱的几个阶段，在16日12时中尺度对流系统开始发展阶段，视热源(Q₁)在对流层中均已表现为正值，但此时的加热峰值仍较小，不足3℃/(6 h)，而且位于600 hPa以下。随着中尺度对流系统的发展，加热峰值逐渐增大并且位置从对流层低层向上发展，至16日18时当中尺度对流系统发展成熟时，视热源(Q₁)峰值位置上升至500 hPa，大小增至6℃/(6 h)以上。在中尺度对流系统进入维持发展和减弱消亡阶段的17日00时和06时，视热源(Q₁)峰值位置仍有所上升，如17日06时视热源(Q₁)峰值位置上升最高达到400 hPa以上，但此时对流层低层也开始出现冷却区，这是中尺度对流系统低层大量降水粒子融化和蒸发冷却带来的结果。加热廓线的这些变化表现出了典型中尺度对流系统的加热特征(Johnson et al，2002；Houze et al，2004)。

图 8 2011年7月16日12时—17日06时间隔6 h季风槽西段区域平均(a)视热源Q1(℃/(6 h))和(b)位涡q(PVU)的垂直廓线(区域平均的范围见图 5d中的W区) Fig. 8 Vertical profile of(a)apparent heat source Q1(℃/(6 h)) and (b)potential vorticity q (PVU)，averaged over the rectangular region W in Fig. 5d，every 6 h from 12: 00 UTC 16 to 06: 00 UTC 17 July 2011

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根据Hoskins等(1985)给出的关系式：dq/dt≈-("gη" (dθ/dt))/p(这里g为重力加速度，η为绝对涡度，而dθ/dt为加热率)，q的产生与加热率的垂直梯度成正比。图 8b 中与Q₁廓线变化相对应，对流层中层始终存在q的峰值，这显然与Q₁峰值区高度上具有强的加热率垂直梯度有关系。

为进一步理解季风槽气旋性涡度的变化，应用涡度方程进行诊断分析。

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与季风槽东西段正涡度中心区(图 9中阴影区)相对应，东西两侧分别对应为ζ局地变化的正负中心(图 9a)，水平平流项也表现出了这种特点(图 9b)，这是中尺度对流系统发展过程中向东移动带来的结果。垂直平流项与涡度中心区对应关系良好，但表现为负值(图 9c)，反映出中尺度对流系统强的垂直上升运动可将正涡度向更高层次输送。相对于方程其他几项来说，散度项的拉伸作用对于季风槽正涡度中心区的形成贡献最大，其正值中心区与季风槽东西两端的正涡度中心有很好的对应关系，表明中尺度对流系统形成的辐合对季风槽气旋性涡度增大的影响最为重要。倾斜项的特征表现不十分明显，数值也相对较小，这一项在季风槽东段正涡度区东侧(西侧)表现为负值(正值)，而在季风槽西段正涡度区的北侧(南侧)表现为正值(负值)。最后的余项F在季风槽东西两端均主要表现为负值，体现出摩擦效应和湍流混合作用导致局地涡度减小。

图 9 2011年7月16日18时涡度方程各项在850 hPa等压面上的分布 (a．局地变化(ζ/t)，b.水平平流(-V·(ζ+f))，c．垂直平流(-ωζ/p)，d．散度项(-(ζ+f)·V)，e．倾斜项(u/p·ω/y-v/p·ω/x)，f．摩擦项(或余项)F，等值线间隔：1×10-5/(s·6 h)，阴影区为850 hPa相对涡度≥3×10-5s-1的区域) Fig. 9 Distribution of vorticity budget terms over 850 hPa at 18: 00 UTC 16 July 2011 (a．local tendency(ζ/t)； b．horizontal advection(-V·(ζ+f))； c．vertical advection(-ωζ/p)；d．convergence(-(ζ+f)·V)； e．tilting term(u/p·ω/y-v/p·ω/x)；f．friction F(or residual); contour intervals in all panels are 1×10-5/(s·6 h)；shaded areas are for relative vorticity ≥ 3×10-5s-1 over 850 hPa)

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Chen等(2008)曾针对华南梅雨锋锋生过程的中尺度对流系统进行过类似的诊断分析，与之相比，两者主要的差异在于涡度的垂直平流项。在梅雨锋环境中，由于 ζ 的最大值位于850 hPa以下，涡度垂直平流项在850 hPa上表现为正值。而在季风槽环境中，由于此时最大的相对涡度区位于更高层次，从而导致涡度垂直平流项在850 hPa上表现为负值。

以上分析表明，持续暴雨发生期间季风槽气旋性涡度增强和向上发展与中尺度对流系统潜热加热作用有密切关系，中尺度对流系统活动引起加热峰值提升而导致的位涡异常看来对季风槽的维持发展起到了作用。应用Davis等(1991，1992a，1992b)提出的位涡分离反演(PPVI)方法，进一步考察中尺度对流系统发展与季风槽的相互作用，并就其对持续暴雨形成的影响进行分析。位涡分离反演具体方法见Davis(1992b)和Chen等(2008)文章。以下分析主要针对16日18时的反演结果进行，反演区域选定为(10°—36°N，103°—133°E)。

位涡分离反演方法是基于Charney(1955)非线性平衡方程发展得到的，因此有必要首先对非线性平衡假定的适用性进行考察。图 10a给出了16日18时也就是季风槽中尺度对流系统发展最强时(图 5d)基于位涡反演得到的850 hPa非线性平衡高度场和风场，与图 3d相同时次的分析场相比，两者的分布形态极为相似，总体上在季风槽区东面反演的高度场比分析场略微偏低，西面偏高，槽中的高度偏低不超过10 gpm。槽区南侧反演的西南风尽管比实际风速约偏低3 m/s，但也达到了低空急流的标准，可以认为非线性平衡假定是适用的。

为考察扰动位涡的作用，选取适合的平均场尤为关键。这里选择7月11—20日10 d做平均(图 10b)，总体上平均场反映出了持续暴雨发生期间华南沿海受季风槽影响、南侧有低空急流活动的环流特征。图 10c、d给出的是16日18时由相对于这一平均场的扰动位涡(图中阴影区)反演得到的850和500 hPa的高度场扰动和风场扰动，与扰动位涡的强中心相对应，不论是在850 hPa还是在500 hPa都反演出了明显的气旋性环流，并引起季风槽高度下降。这一结果反映计算的平均场也是合适的。

图 10(a)2011年7月16日18时850 hPa位涡q反演的平衡高度场和风场，(b)2011年7月11—20日10 d平均的高度场和风场，(c)850 hPa扰动位涡q′反演的扰动高度场和风场，(d)500 hPa扰动位涡q′反演的扰动高度场和风场 ((a)(b)中阴影区为风速≥8 m/s的区域，高度等值线间隔为10 gpm；(c)(d)中阴影区为q′≥0.2 PVU的区域) Fig. 10(a)Balanced geopotential height and horizontal wind at 850 hPa，obtained by the potential vorticity q inversion for 18: 00 UTC 16 July 2011;(b)the averaged geopotential height and horizontal wind at 850 hPa over a 10 day period of 11-20 July 2011;(c)the balanced perturbation geopotential height and horizontal wind at 850 hPa，obtained by perturbation potential vorticity q′ inversion;(d)the balanced perturbation geopotential height and horizontal wind at 500 hPa，obtained by perturbation potential vorticity q′ inversion (Shaded areas in(a)，(b)are for wind speed ≥ 8 m/s，geopotential heights in(a)，(b)are analyzed at intervals of 10 gpm; in(c)，(d)the shaded areas are for q′ ≥ 0.2 PVU，and perturbation geopotential height in(c)，(d)is analyzed at intervals of 2 gpm)

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扰动位涡的分离采用了与Chen等(2008)类似的方法，将扰动位涡(q′)分离为代表高层系统(ul)、低层边界(lb)、中低层湿大气或潜热释放(ms)和干大气(mu)等4个组成部分。其中与潜热释放(ms)作用对应，扰动位涡由满足q′≥0和相对湿度≥70%的大气所引起的q′表示。ul是指400 hPa以上的大气，lb则由925 hPa以下大气组成，mu为925—400 hPa层次中除掉ms后剩余的干大气。应用位涡可进行分离反演的优点，可以有效地针对不同扰动位涡分离成分的作用进行分析。

图 11为16日18时扰动位涡各分离成分反演的500 hPa高度场扰动和风场扰动。与lb对应扰动位涡反演得到的结果反映的是地面与边界层大气之间潜热感热交换以及地面摩擦的影响，可以看到lb对500 hPa季风槽造成的影响很小，引起的反气旋环流风速均不到 1 m/s，位势高度升高最大也仅为1.3 gpm左右(图 11a)。这与lb的影响主要表现在低层有关系，在较低的850 hPa层次上，lb引起槽区位势高度的升高可达到8 gpm左右(图略)，lb引起位势高度升高可能与此时夜间地面以冷却作用为主、地面摩擦起填塞作用有关。图 11b是中低层干大气mu相对应扰动位涡引起的扰动场，不论是高度场还是风场季风槽区的扰动均不明显，这种特征也反映在850 hPa上(图略)，反映出干大气对季风槽强度变化的影响小。与此不同，季风槽强度变化与ms大气关系密切，图 11c为ms对应扰动位涡引起的扰动场。在季风槽东西段中尺度对流系统活跃的区域，扰动场表现为气旋性环流、位势高度下降，反演的最大风速达3.3 m/s，位于季风槽南侧，最大高度下降为-7 gpm，这是湿大气潜热释放引起季风槽强度增强的有力证据。在850 hPa上ms反演的扰动场也具有与500 hPa相似的分布特征，其在季风槽区引起的高度下降比500 hPa的大，最大可达到-10 gpm，反演的最大风速达到4.0 m/s(图略)。这都表明与中尺度对流系统潜热加热相关的扰动位涡是引起季风槽强度加深的主要影响因子。

图 11 2011年7月16日18时扰动位涡q′各分离成分lb(a)、mu(b)、ms(c)、ul(d)反演的500 hPa非线性平衡高度场(等值线)和风场(风矢)(阴影区为风速扰动≥1 m/s的区域) Fig. 11 500 hPa nonlinear balanced geopotential height(gpm) and horizontal wind at 18: 00 UTC 16 July 2011，inverted from q′ related to the lb(a)，mu(b)，ms(c) and ul(d)(Wind speed ≥ 1 m/s is shaded)

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高层系统ul对应扰动位涡引起的扰动场不论是在500 hPa还是在850 hPa都不十分明显。图 11d表明在高层系统中实际上是南亚高压脊反气旋的作用(图 4b)，除在500 hPa季风槽东段引起气旋环流发展、高度下降之外(可能是高层辐散与低层辐合位置对应较好，高层辐散起抽吸作用引起)，其余地方主要是引起高度上升。在低层更是如此，850 hPa上ul主要是引起季风槽区高度升高，但其数值均比较小，一般不超过2 gpm(图略)。

图 12为经过季风槽西段110°E所作的经向剖面，可进一步证实以上的分析结果。如在季风槽中尺度对流系统活跃的20°—23°N，湿大气ms引起季风槽高度下降最大，这种影响可从近地面一直伸展到500 hPa以上。而lb的影响主要集中在对流层低层，作用与ms相反，主要是引起季风槽高度升高、季风槽强度减弱，但前者作用更大。相对来说，干大气mu和高层系统ul对季风槽强度变化作用都较小，ul的作用更主要是表现在对流层高层，在那里引起等压面高度升高。

图 12 2011年7月16日18时经110°E扰动位涡q′各分离成分lb(a)、mu(b)、ms(c)、ul(d)反演的非线性平衡高度场(等值线，单位：gpm)和风场(m/s)经向垂直剖面 Fig. 12 North-south vertical cross section along 110°E at 18: 00 UTC 16 July 2011 of the nonlinear balanced geopotential height(gpm) and horizontal wind(m/s)，inverted from perturbation potential vorticity q′ related to the lb(a)，mu(b)，ms(c)，and ul(d)

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从图 11c、12c均可见，湿大气ms引起的扰动风场风速较大，均位于季风槽的南侧，这对于低空急流的维持发展无疑是重要的。实际大气如何对中尺度对流系统潜热加热导致的质量场与风场的不平衡作出响应，引起气旋性扰动风场发展，从而对低空急流的维持和中尺度对流系统组织发展产生影响是一个值得分析的问题。

图 13a给出的为16日18时由850 hPa再分析风场(V)减去基于位涡(q)反演风场(Vb)得到的非平衡风场大小(图中细等值线)，可以看到在季风槽南侧低空急流上(阴影区)的非平衡风场最强，而且表现为超地转，也即分析风速大于平衡风速，槽东段南侧非平衡风速达到+3 m/s，西段超过+6 m/s。低空急流在动力上的不平衡和超地转性势必引起调整过程发生。由于位涡反演结果反映的仅是基于非线性平衡假定条件下的大气演变过程，以下从非平衡过程引起非地转风发展角度探讨低空急流的变化及其对中尺度对流系统活动的影响。

图 13 2011年7月16日18时850 hPa(a)非平衡风场(分析风场V与平衡风场Vb的差值，细等值线，间隔1 m/s；阴影区为分析风场V(风矢)风速≥10 m/s的区域；粗实线为分析高度场，间隔10 gpm)和(b)非地转风场Va(风矢)(阴影区为与Va对应的负涡度区(10-5s-1)；等值线为分析相对涡度 ζ≥ 6×10-5 s-1的区域，间隔2×10-5 s-1) Fig. 13(a)850 hPa non-balance wind(difference between real winds V and balance winds Vb，thin solid and dashed contours with intervals of 1 m/s； shaded areas are for the analysis wind Va(vectors)with speed ≥ 10 m/s; thick solid contour lines with intervals of 10 gpm are for the analysis geopotential hight) and (b)850 hPa ageostrophic wind Va(vector，m/s)at 18: 00 UTC 16 July 2011(shaded areas are for thenegative vorticity associated with Va(×10-5s-1); thin contour lines with intervals of 2 ×10-5 s-1 are for the analysis relative vorticity with ζ ≥ 6×10-5 s-1)

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图 13b为非地转风(V_a)的分布，由实际分析风场(V)减去地转风(V_g)得到，可见在季风槽南侧低空急流上，强风速中心区有V_a的西风分量，其余地方V_a大多指向北，尤其是在季风槽东西段正涡度大值区(图中等值线)的西南侧，均有较大向北V_a的发展。可以想象向北的V_a在科里奥利力作用下会形成西风分量并叠加在低空急流上，这将增大季风槽南侧低空急流出现超地转的可能，这应该是低空急流得以维持发展和增强的原因之一。

采用与Chen等(2008)类似的分析方法，可将非地转风(V_a)分解成平衡(V_ba，旋转分量)和非平衡(V_ua，辐散分量)两项

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图 14 2011年7月16日18时850 hPa非地转风(a)平衡部分(旋转分量Vba，风矢，阴影区为与Vba对应的负涡度区(10-5 s-1)，等值线为与分析风场V对应涡度≥ 6×10-5 s-1的区域，间隔2×10-5 s-1)及(b)非平衡部分 (辐散分量Vua，风矢，阴影区为Vua的辐合区(10-5s-1)，虚等值线为与分析风场V对应的辐合区，(间隔0.5 ×10-5 s-1)，图中矩形区为图 15求取平均的区域) Fig. 14(a)850 hPa balanced ageostrophic wind(rotational parts Vba，vector; shaded areas are negative vorticity associated with Vba; thin contour lines with intervals of 2 ×10-5 s-1 are for the analysis vorticity with ζ ≥ 6×10-5 s-1) and (b)850 hPa unbalanced ageostrophic wind(divergent parts Vua，vector)at 18:00 UTC 16 July 2011(shaded areas are for the convergence associated with Vua(10-5 s-1); dashed contour lines with intervals of 0.5×10-5 s-1 are for the analysis convergence(10-5 s-1); the solid line rectangular box was the areas used to compute averaged wind speed for the following Fig. 15)

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正如前面提到，这将有利于低空急流的维持发展，并通过低空急流为对流提供“可维持性”条件，有助于对流组织发展成中尺度对流系统。从图 14b给出的V_ua辐合区(图中阴影区)与分析风场辐合区(虚等值线)的良好对应关系可以推测，季风槽辐合中心的形成主要是V_ua的贡献，V_ua对于辐合流场的这种影响作为一种触发机制将有助于激发新对流的反复发生，促进中尺度对流系统形成。如把图 5d此时中尺度对流系统的发展情况与图 14b对比进行分析，可以发现季风槽中除了与中尺度对流系统相对应的辐合中心之外，其南侧低空急流强风中心前端也有明显的辐合气流，这应该是中尺度对流系统潜热加热引起低空急流增强导致风速出现脉动带来的结果，这对于新对流的触发无疑有很大帮助。

最后图 15给出了季风槽南侧区域(图 14b矩形区(18°—20°N，109°—111°E))平均分析风场V和平衡风场V_b的时间演变，用于说明这种现象的存在并非偶然。在持续暴雨发生期间的15—17日，可以看到槽南侧始终维持有风速≥12 m/s 低空急流的活动。分析风场V在暴雨发生期间明显比平衡风场V_b大，最大时的差异达到6 m/s。这都反映出低空急流上超地转现象的形成并非偶然，与中尺度对流系统潜热加热引起质量场与风场不平衡从而导致扰动风场发展并叠加在低空急流上有很大关系。因此，可以认为在季风槽中，尽管斜压性弱，但由于对流系统发展可通过潜热加热机制对大尺度环流形成反馈，引起季风槽及低空急流的持续发展，并为对流提供“可维持性”发展条件，这可能是季风槽对流组织发展成中尺度对流系统的一种重要机制。

图 15 区域(18°—20°N，109°—111°E)平均分析风场V及平衡风场Vb的时间演变 Fig. 15 Time series of the area(18 ° —20 °N，109 ° —111 ° E)-averaged analysis wind V and balance wind Vb

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2011年7月15—18日，受季风槽和中尺度对流系统的持续影响，华南沿海发生了持续性暴雨。应用NCEP FNL再分析资料及位涡分离反演分析等方法，考察研究了季风槽大尺度环流与中尺度对流系统的相互作用，针对暴雨发生期间季风槽气旋性涡度向上发展的机理及其对季风槽维持发展和中尺度对流系统活动的影响进行了分析。主要结论总结如下：

(1)持续暴雨的形成与季风槽中中尺度对流系统的反复发生直接相关。中尺度对流系统在东西走向的季风槽东西两端气旋性涡度最大区活动最为活跃，南侧盛行的低空急流为对流的反复发生和组织发展成中尺度对流系统提供了对流的“可维持性”条件。

(2)中尺度对流系统形成于季风槽弱斜压性环境中，潜热加热对季风槽的维持发展有重要作用。涡度方程诊断结果表明，季风槽气旋性涡度向上发展与中尺度对流系统低层由辐合引起气旋性涡度生成，并通过垂直运动向上输送有关系。伴随着中尺度对流系统的发展和加热峰值高度的逐步提高，季风槽对流层中层位涡扰动增强。

(3)位涡分离反演结果证实，与中尺度对流系统潜热加热相关的扰动位涡是引起季风槽气旋性环流增强、高度下降最主要的影响因子，其他分离成分的影响均较小。暴雨发生期间季风槽气旋性涡度的增大及向上发展主要是大尺度环流对中尺度对流系统潜热加热动力响应的一种结果。

(4)季风槽大尺度环流与中尺度对流系统形成相互作用，不仅对季风槽的维持发展产生作用，也为中尺度对流系统的反复发生提供了条件，其对持续暴雨形成影响的重要性不可忽视。分析发现季风槽发展可引起中尺度对流系统西南一侧出现向北的非地转风，在地转偏向力作用下，可导致西风增强和低空急流的维持发展。

前面分析提出观点认为，季风槽持续暴雨的发生与中尺度对流系统潜热加热引起气旋性环流向上发展，导致季风槽及低空急流维持、中尺度对流系统反复发生有很大关系。在这一过程中，加热效率是一个关键因素，关系到风场能否向质量场进行调整、引起气旋性扰动风场发展的问题，文中对此并没有进行过多讨论，这涉及到大气的适应问题。

叶笃正等(1961)提出的大气运动适应尺度理论认为，实际运动空间尺度与特征运动空间尺度对比的不同，可导致不同适应过程发生。就现在所讨论的问题，对流尺度L与局地罗斯贝变形半径L_R的相对大小是影响中尺度对流系统加热效率的重要因子，Holton(1992)曾指出，当L≥L_R时，对流的加热效率高，一旦质量场与风场出现不平衡，将引起风场向质量场进行调整。否则在惯性重力内波作用下，由于频散作用，加热效率将大为减小。按照L_R=Nh/η，这里h为对流系统厚度，η为绝对涡度，N为浮力振动频率，N²=gdlnθ/dz，Chen等(2008)针对华南梅雨锋中尺度对流系统的研究曾估算出L_R≈500 km。蒙伟光等(2007)针对华南暖区暴雨中尺度对流系统模拟结果的诊断发现，随着中尺度对流系统的发展，由于大气逐渐趋于饱和湿中性状态、对流不稳定度逐渐减小，从而可造成环境场的浮力振动频率N逐渐下降，导致L_R减小，其中N可下降至0.95 ×10^-2 s^-1，L_R减小至300 km左右。本次暴雨过程中，根据7月16日18时中尺度对流系统发展环境位温的垂直分布(图略)、相对涡度ζ大小以及对流系统发展高度(图 7c、d)，如取N≈1.0×10^-2 s^-1，h≈7 km(≈400 hPa)，η≈20.0×10^-5s^-1，可得到L_R≈350 km。此时中尺度对流系统发展的水平尺度已接近于350 km(图 5d)，并且在后期发展中还逐渐增大，因此将具有足够的加热效率引起风场向质量场调整，导致气旋性环流发展(图 10c、d)。另外，从L_R的表达式可知，相同条件下气旋性涡度较大的区域L_R小，将具有更高的加热效率，而本次暴雨过程的中尺度对流系统多在季风槽东西两端气旋性涡度大值区发展成熟，这里的加热高效率将更能激发风场向质量场进行调整。

另外，还需要指出，文中得到的研究结果只是反映了中尺度对流系统与季风槽大尺度环流的反馈作用对持续暴雨形成的影响不可忽视，如何更加深入理解季风区中尺度对流系统活动特征、降水结构变化及其对大尺度环流形成的反馈，促进当前模式对流降水参数化方案改进，提高华南地区降水的模拟预报效果，仍有待于今后深入开展研究。