1 引言

受东亚夏季风影响，每年6中旬到7月上旬中国的雨带主要停滞在长江中下游地区，称为江淮梅雨。梅雨期暴雨是江淮流域重要灾害性天气之一，气象学者对梅雨锋及其强降水进行了大量研究(丁一汇，1993；陶诗言等，2001)，主要关注大尺度环流形势(Ding, et al，2005；张小玲等，2004)、天气尺度影响系统(张顺利等，2002)、中尺度对流系统(赵玉春等，2008；王建捷等，2002)、中尺度对流涡(廖捷等，2005；Sun, et al，2010；沈杭锋等，2013)以及梅雨锋降水的云物理特征(Luo, et al, 2010)等。梅雨锋暴雨是多尺度系统相互作用的产物，张顺利等(2002)认为中国南海季风涌、西太平洋副热带高压、中高纬度冷空气和青藏高原东部中尺度对流系统的最佳配置是长江中下游致洪暴雨产生的有利条件。大尺度环流为梅雨锋暴雨提供了必要的环境，低空急流输送水汽和不稳定能量，镶嵌在云带中的中尺度对流系统(MCS)是暴雨的直接制造者(Chen，et al，2000)，强暴雨与梅雨锋上α、β中尺度对流系统的强烈发展有关。因此，非常有必要对梅雨锋上中尺度对流系统的发生、演变特征做深入的研究。

随着观测资料的不断丰富，对引发暴雨的中尺度对流系统的研究越来越被关注(袁美英等，2010；卓鸿等，2011)。Wang等(2014)基于多源观测资料，研究了强暴雨过程中尺度对流系统的演变，认为地形、近地面风和来自海洋的边界层暖平流以及降水产生的冷出流对中尺度对流系统的触发和维持起重要作用。由于高时、空分辨率观测资料的缺乏，中尺度数值模式在研究中尺度对流系统的结构和机理方面有着广泛的应用(Chen，et al，1998；Schumacher，et al，2008；王晓芳等，2014)。赵玉春(2011)利用理想试验研究了基本气流和风垂直切变对梅雨锋上中尺度对流系统发生、发展的影响，揭示了梅雨锋对中尺度对流系统的组织作用。Zhang等(2012)利用分辨率几百米的数值模拟资料，研究了梅雨锋暴雨对流的触发和组织化，认为梅雨锋区暖湿空气在对流产生的冷池上等熵抬升触发了深对流。Luo等(2014)利用数值模拟，研究了梅雨锋附近夜间对流的触发机制，提出梅雨锋强降水中存在两种尺度的对流组织形式：后部建立型对流单体沿着单个雨带的列车效应以及对流雨带沿着线状中尺度对流系统移动，即“列车带”效应。

上述研究对梅雨锋暴雨中尺度对流系统的发生、发展有了一定的认识，但目前对梅雨锋暴雨中尺度对流系统的触发、组织化和维持机制的相关研究较少，认识也很有限，导致梅雨锋暴雨精细化预报水平不高，因此这些问题值得进一步研究。

2015年6月26—29日，江淮流域出现了一次持续时间较长的梅雨锋暴雨过程，雨区呈东西带状横跨河南南部、安徽和江苏大部分地区，26日08时(北京时，下同)—29日14时苏南沿江有3个站累积降水超过400 mm，分别为江阴(452 mm)、常熟(420 mm)和丹阳(408 mm)，南京累积降水为300 mm。强降水造成苏南沿江地区河、湖及水库水位上涨，28日太湖平均水位超警戒水位0.06 m，江苏段长江水位临近警戒线，常州段大运河水位超过1991年的历史最高水位，部分市区淹水严重，给长江中下游地区造成较大的财产损失和严重影响。本研究利用常规观测、FY-2G卫星TBB资料、地面加密自动站资料、江淮流域多普勒雷达拼图以及NCEP/NCAR的1°×1°再分析资料分析造成这次大暴雨过程的中尺度对流系统发生、发展，探讨中尺度对流系统的触发和组织形式，为梅雨锋暴雨预报提供参考。

2 降水概况和环流形势 2.1 降水概况

此次暴雨过程从6月26日05时开始，历经80 h，强降水主要集中在26—27日，后期降水减弱。逐日降水(图 1)显示，26日08时—27日08时，东西向雨带上有两个降水中心，分别在常州(178 mm)和淮滨(158 mm)，东部沿江地区大于100 mm的降水范围较大，西部只有2个站降水超过100 mm(图 1a)。27日08时—28日08时，西部降水中心移至金寨(164 mm)，东部降水中心在句容(131 mm)，安徽枞阳出现213.7 mm的降水，常州仍有111 mm的降水(图 1b)。26日20时—27日20时常州累计降水为243.6 mm，打破建站以来日雨量极值记录。

这次降水过程可分为3个阶段：(1)初始阶段(26日05—20时)，降雨主要在苏皖两省南部及浙北地区，大部分地区小时降水量不足10 mm，常州、丹阳17时出现小时降水量分别为12.6和18.7 mm的强降雨(图 2a)。(2)集中阶段(26日20时—27日20时)，降水强度明显增强，常州、江阴和金坛小时降水量都有4—5个峰值(图 2a—c)，表明持续强降水期间不断有新对流发展，导致降水强度间歇性增幅。金坛22时小时降水量达59 mm，这也是该降水过程东部沿江最强的降水率，其他站的最大小时降水量不足30 mm，江阴和金坛24 h降水量分别为241.5和274.6 mm(图 2b、c)；西部降水比东部开始的晚，如霍邱站27日02时才开始降水(图 2d)，小时降水量有3—4个峰值。总体来看，该24 h内各站降水主要有两个峰值，分别在27日凌晨及午后，凌晨降水峰值强于午后，与江淮梅雨锋降水的统计特征非常一致(Luo，et al，2013)。(3)减弱阶段(27日20时—28日20时)，27日20时至28日早晨，大部分地区降水减弱或停歇，28日白天又开始新一轮降水，但降水强度较集中阶段明显减弱，小时降水量最大为10 mm左右(图 2a—d)。

强降水期间，气温、气压和风等气象要素的变化较为复杂。26日白天降水较弱，地面气温午后明显升高，夜间由于降水气温迅速下降，27日午后略有回升，气温的下降是降水的蒸发冷却造成的，降水蒸发冷却形成的中尺度冷池对对流的触发、中尺度对流系统的组织化和维持有重要作用，将在后面讨论。气压在这几天呈波动式上升，只是在26日夜间到凌晨有约2 hPa的明显下降。降水开始时各站为弱的西北风，然后转为东南风或偏东风，降水集中阶段各站以偏东风或弱的东北风为主，各站降水峰值出现时多与东北风相伴。

2.2 环流形势

这次暴雨天气是在典型的梅雨锋暴雨形势下产生的。26日08时(图 3a)，200 hPa上，南亚高压位于云贵高原，其北面有一支西风急流，60 m/s的风速核位于(42.5°N, 100°E)附近；500 hPa上，欧亚中高纬度为双阻型，阻塞高压分别位于乌拉尔山和鄂霍次克海附近，贝加尔湖附近为低压槽，河套到蒙古国有高压脊向东北方向发展；一横槽从朝鲜半岛伸向华北北部，小股冷空气沿河套高压脊前及横槽后部南下，西太平洋副热带高压(副高)控制华南地区，副高边缘的西南暖湿气流与南侵的冷空气在长江中下游地区交汇。27日02时(图 3b)，200 hPa上的西风急流核东移至黄海，长江中下游地区处于高空急流入口区右侧，高空辐散加强，500 hPa上副高西伸北抬，脊线达24°N附近，横槽维持，该环流型有利于降水加强。

850 hPa上，26日08时自孟加拉湾到长江中下游就建立了西南低空急流(图 3c)，江淮切变线尚未形成。26日20时，西南风速增大，风向更加偏南，河南到安徽北部形成暖切变线，与正涡度带相配合，江淮流域最大可降水量超过70 kg/m²(图略)。27日02时，暖切变线在32°N附近，其东部有正涡度中心(图 3d)。6 h后，正涡度中心增强，925 hPa上切变线北部形成偏东风急流(图略)。27日14时，切变线附近形成气旋性环流，正涡度中心仍维持(图略)。可见，这次暴雨过程是不断南下的小股冷空气与副高西北侧的暖湿空气在长江中下游地区对峙造成的，西南低空急流和边界层偏东风急流为强降水提供了充足的水汽和不稳定能量，江淮切变线的长时间维持和活跃为对流提供辐合上升条件。

3 中尺度对流系统的活动和组织方式 3.1 中尺度对流系统的活动

FY-2G卫星云顶黑体亮温TBB(图 4)显示，26日08时，浙江北部和皖南山区有对流云团A、B和C发展，对流云团A和B是06时分别在安徽天目山北部和大别山南部触发的(图 9a)，对流云团C是07时在九华山北部新生的(图 9b)。10时，对流云团B和C合并。12时，这些对流云团在苏皖南部组织成线状MCS1。14时，对流云团D在湖北与江西交界触发，中心TBB低于-70℃，为深厚对流；MCS1云团范围增大，强降水主要分布在北部TBB最大梯度处；陕西中部和河南北部有多个TBB为-32℃的弱对流云团形成。16—18时，处于陕西和河南的对流云团范围扩大，云顶抬高，自西向东排成带状，结构松散，逐渐形成线状MCS2；对流云团D发展成β中尺度云团尾随MCS1。可见，初始阶段的降水主要由新生对流云团A、B、C、D及其组织成的线状MCS1造成的，MCS1形成后降水强度明显增大。

20时，MCS2继续发展并南压，与18时在苏皖交界触发的对流云团E相连，之后，MCS2明显发展。22时，MCS2中出现大范围TBB低于-60℃区域，湖北东部有对流云团F新生，它是21时触发的。27日00时，对流云团F已发展成200 km×150 km椭圆形云团，1 h后，与MCS2合并。之后，MCS2南北范围收窄，结构更紧密，直到28日00时都保持东西带状，但其内部结构却不断变化。27日02—13时，MCS2中TBB低于-70℃的范围逐渐变小，但TBB低于-52℃的区域占主导。14—16时，MCS2明显减弱。18时，安徽南部有新对流发展，这些新发展的对流使MCS2仍然维持近东西向对流带，28日00时以后逐渐发展为西北—东南向对流带。可见，集中阶段的降水由新触发的对流云团E、F及结构紧密的线状MCS2造成的，MCS2经历了发生、发展、成熟、减弱和再加强过程，对流云团E和F的并入使MCS2发展，后期在消散的云团中又有新对流单体触发，使MCS2再加强。线状MCS2的发展和长时间维持是造成持续强降水的关键，强降水初期分布在MCS2的南部，后期位于MCS2北侧最大温度梯度处。减弱阶段的降水与线状MCS2的减弱及新对流的触发和发展相联系。

3.2 线状中尺度对流系统的组织方式

研究表明，用高分辨率的雷达拼图资料(0.01°×0.01°)可以获得许多引发强降水的中尺度对流系统的精细结构特征和演变细节(Luo，et al, 2013, 2014；Wang，et al，2014)，下面利用江淮流域13部多普勒雷达拼图来分析降水集中阶段与MCS2相关的对流触发和组织方式。

3.2.1 MCS2的初期发展

TBB分析表明，MCS2形成于26日16—18时，20时与南部新生对流云团E合并发展，这里从18时开始分析MCS2的演变，沿用Luo等(2014)对雨带的定义：雷达反射率因子大于35 dBz的带状对流降水区称为雨带，并根据它们首次出现的时间进行标注。用850 hPa上相当位温为345 K线表示梅雨锋位置(Zhang，et al，2012)。分析雷达组合反射率因子(图 5)表明，26日18时，对流主要发生在梅雨锋前，控制区(图中方框，为东部强降水区)东部的MCS1已减弱为大片层状云降水区；120°E以西的苏皖地区有数个β和γ中尺度的对流云团，沿31.8°N形成东西向雨带1，最大反射率为50 dBz，其西北部有多条东西向对流线(图 5a)，与TBB上γ中尺度的对流云团E相对应(图 4)。19时，安徽中部形成西北—东南向雨带2，雨带1主体移入控制区，最大反射率为55 dBz(与100 mm/h的降水率相当)，雨带1的上游有很多新生对流单体，东部为层状云降水区(图 5b)。1 h后，雨带1明显伸长，西部形成狭窄对流带，西南部有许多小对流块发展(图 5c)。20—22时，雨带1西南侧不断触发的对流合并发展(图 5d—e)，使雨带范围扩大(图 5f)，大于50 dBz的强回波主要集中在雨带1的南端，该回波核21—22时经过金坛，造成59 mm的小时强降水。之后，雨带1的南端不断有对流单体触发组织成短对流带，逐渐分裂为两个东北—西南向的短雨带(图 5g—j中椭圆形虚线框)。

雨带1发展的同时，控制区外西侧不断有对流触发，22时，31.7°N和31.2°N附近分别有东西向对流线a和b东移发展(图 5f)。23时30分，对流线a和b趋于合并(图 5h)，30分钟后，两者合并发展为雨带3(图 5i)。雨带4是23时在大别山北部触发的对流线发展东移形成的，27日00时30分已发展为长150 km、宽15 km的雨带(图 5j)。27日02时，雨带3和4都发展为东西向结构紧密的强雨带，大部分为反射率因子大于50 dBz的强回波，雨带中对流单体的移动方向与对流线走向一致，强回波依次经过南京、常州、金坛和江阴等地，这些站27日01—03时出现的小时降水量峰值(图 2)就是由雨带3和4东移造成的。雨带1、3和4的发展过程类似，新对流总是从雨带的西侧(上游)发展跟随老对流向东移动，重复地影响同一地区，这种对流的发展过程类似于后部建立型(backbuilding)(Bluestein，et al，1985)和对流单体的列车效应(Doswell Ⅲ，et al，1996)，东西向雨带不断的后部建立和随后对流单体的列车效应是MCS2初期发展的主要方式。

3.2.2 MCS2的成熟阶段

随着强降水的产生，雨带的组织方式发生变化。27日02时30分，控制区内雨带3和4中反射率核心开始向南北方向伸展，雨带南缘有很多对流单体触发，组织成短对流带(图 5m中黑色箭头)。27日03时，控制区内可分辨出4条近乎平行的东北—西南向短雨带5、6、7和8(图 5n)，雨带间距50—60 km，南端新组织的对流带长20—30 km。1 h后，雨带5继续发展，雨带6、7和8南端的对流带都有所减弱(图 5p)。这些雨带依次自西向东经过控制区，使强降水维持(图 2)，这种过程类似于Luo等(2014)发现的“列车带”(Bandtraining)现象，Wang等(2014)在华南地区的强降水中也发现了类似现象。

27日03时，控制区外西侧有一系列东北—西南向对流线c触发(图 5n)，04时36分已发展成东北—西南向雨带9、10、11和12(图 5q)，这些雨带的发展也是后部建立型，对流单体在对流线的西南部触发、发展而形成(图 5n—r)。06时，控制区外梅雨锋锋面雨带(梅雨锋通过降水回波，梅雨锋的位置可通过08时的位置(图 5u)来估计)可分辨出东北—西南向雨带13、14和15，这些雨带的南端也有新单体组织成的短对流带(图 5s)。07时，控制区及其西侧可分辨出多个东北—西南向雨带，这些雨带不断东移经过控制区(图 5t—v)。12时开始，梅雨锋北移，主要对流降水区又位于梅雨锋前，MCS2南端对流触发减弱，反射率核心又呈东西向，强回波不断东移经过控制区，形成午后的降雨峰值(图 5v—w；图 2)。

为了更好地阐明MCS2成熟阶段雨带的组织方式，采用6 min间隔的雷达组合反射率来追踪雨带5的发展，分析雨带5在42 min内的演变(图 6)发现，对流单体不断在雨带的南端触发，向东北移动，北部为逐渐消散的层状云回波，发展成熟时雨带南端的对流带长60 km左右(图 6g—h)，其发展与Bluestein等(1985)描述的后部建立型类似，这种后部建立型在其他短雨带向南伸长过程中也可看到。短雨带的形态特征类似于Parker等(2000)提出的平行层状云降水中尺度对流系统，在某种程度上类似于Schumacher等(2005)提出的后部建立/准静止中尺度对流系统，但这种雨带的尺度小、生命史短，与Parker等(2000)定义的维持时间3 h以上、长度大于100 km的中尺度对流系统有很大不同。

3.2.3 MCS2消散阶段

27日14时30分后，线状MCS2开始减弱，控制区内雨带与其西部雨带之间出现大片层状云，回波逐渐变得松散，带状结构遭到破坏(图 5x)，相应降水减弱。

3.3 雷达回波的垂直剖面

下面通过雷达反射率的垂直剖面来进一步分析雨带的结构。从过雨带4的雷达反射率的垂直剖面(图 7)看到，27日01时30分，雨带4是由多个相互分离、直立的对流单体组成，每个对流单体云顶高度的后部为反射率小于35 dBz的层状云区，表明这些对流单体处于雷暴生命史的不同发展阶段，列车对流核在雨带的西侧触发，老对流单体在雨带东侧，大于35 dBz的对流云回波发展到8 km，成熟阶段云顶达12 km以上(图 7a)。追踪其演变发现，对流单体不断向东移动，单体的列车效应明显(图 7a—b)。02时30分，反射率核心开始向南北向发展，剖线经过东北—西南向短雨带5和6(图 5m)，垂直剖面显示，回波核心比02时高度降低、强度减弱(图 7c)。过短雨带5的垂直剖面(图 7d)显示，雨带西南方的列车对流核在6 km以下，与东西向带状雨带相比，对流高度降低、强度减弱，相应的降水减弱。

上述分析表明，东西向雨带的不断后部建立和随后对流单体的列车效应是MCS2初期发展的主要方式。MCS2成熟阶段，初期对流在雨带最南端不断触发，形成多个近乎平行的东北—西南向短雨带，后期梅雨锋上东北—西南向雨带从西部不断东移使MCS2维持；对流元有两种尺度的组织方式：(1)对流单体沿着单个雨带向东北方向的列车效应，(2)东北—西南向雨带沿着中尺度对流系统向东平移的“列车带”效应，持续的后部建立型和沿着同一路径不断的“列车带”效应是MCS2维持发展的重要方式。梅雨锋前的“列车带”效应与Luo等(2014)的研究类似，但27日白天梅雨锋锋面雨带中的“列车带”现象是该暴雨过程特有的，对强降水的维持起重要作用。

4 对流触发机制分析

上述研究表明，降水的发生、发展是中尺度对流系统活动的结果，而中尺度对流系统的发生、发展与新单体的触发密切相关。因此，了解对流的触发可以更好地把握中尺度对流系统的生消演变。由3.1节分析可知，对流云团A—F在不同的时间和地点触发(图 4)，对流的触发机制是什么？长江中下游地区中小尺度地形复杂，西北—东南向的大别山与准东西向的桐柏山相连，幕阜山和九岭山呈东北—西南向，皖南山区的地形为东北—西南向，其整体为带状分布，这3个较大的中尺度地形呈“品”字形分布，或许地形在对流的触发中起重要作用，或许是其他机制导致对流的触发，下面进行分析。

4.1 地形抬升触发对流

对流的触发与大气的环境场和抬升机制密切相关。安庆站距离26日06—07时皖南对流触发地很近，可以代表皖南的大气状况，从25日20时安庆站的T-lgp图(图 8a)看到，整层大气比较潮湿，1000—925 hPa有逆温，对流有效位能(CAPE)为1495 J/kg，对流抑制能量(CIN)为74 J/kg，具有较高的可降水量(73.8 mm)，但抬升凝结高度(950 hPa)和自由对流高度(822.6 hPa)较高，必须依靠一定的抬升力才能触发对流。25日20时和26日02时925 hPa上，苏皖两省南部处于短波槽前，槽前的上升运动有助于对流的触发。但真正的触发机制是皖南山区中小尺度地形的抬升，对流单体A在黄山和天目山之间的峡谷地带触发，皖南山区由东北—西南向的九华山山系、黄山山系和皖浙边界的天目山山系组成，在三条平行的山系间分布许多山间盆地和谷地，海拔多在200 m左右。26日06时地面自动站温度和水平风分布(图 9a)显示，30.5°N以北为偏北风，气温在20—24℃，相对较低，30.5°N以南为偏南风，比较高，气温在25—28℃，西南风不断向皖南山区输送暖湿平流，皖南和浙北30.4°N附近有近东西向地面辐合线，当西南暖湿气流碰到黄山和天目山时被强迫抬升使不稳定能量释放，触发对流单体A；对流单体B则是西南气流碰撞到大别山被强迫抬升产生的。26日07时，气流在地面辐合线及西南气流碰到九华山等抬升作用下触发对流单体C(图 9b)。之后，在地面辐合及地形抬升共同作用下不断有对流触发，并组织成线状MCS1(图 4)。围绕黄山和天目山地区产生了一个十分清晰的地面辐合线(图 9a—d)，有利于对流的发展和线状MCS1的形成。

4.2 边界层辐合触发对流

26日13时，对流单体D在湖北和江西交界触发，NCEP的FNL资料计算表明，26日14时湖北和江西交界附近的对流有效位能在1000—1500 J/kg，对流抑制能量较小(图略)，表明大气积聚了一定的不稳定能量，925 hPa上31°N附近有东西向切变线，有利于辐合上升。对流单体D处于幕阜山的背风侧，显然不是地形的强迫抬升触发了对流，地面自动站风场显示对流单体D附近有气旋性环流(图 9c)，气旋性风场辐合产生的强上升运动触发了不稳定能量释放。

武汉站可以代表对流单体F的大气环境，分析26日20时武汉的T-lgp图(图 8c)发现，武汉站低层比较潮湿，尤其是700—850 hPa近于饱和，500 hPa以上比较干，上干冷下暖湿的层结有利于不稳定能量的积累，有相当大的对流有效位能(3969 J/kg)，对流抑制能量(22 J/kg)很小，可降水量(75.1 mm)相当大，抬升凝结高度(954.7 hPa)和自由对流高度(904.6 hPa)非常低，具有很高的对流潜势，只需要较弱的抬升就能触发对流。对流单体F处于地面辐合线附近(图 9f)，地面辐合抬升触发了深对流。

可见，梅雨锋南部暖区中不稳定空气受到中小尺度地形迎风坡抬升触发对流，山间的峡谷地带有利于气旋性风场和地面辐合线发展，边界层的辐合抬升是对流触发的另一种机制。

5 冷池对中尺度对流系统发生发展的影响

由3.2节分析可知，MCS2发展过程中在控制区西侧有对流线a、b和c触发(图 5)，形成了对流触发的“源区”，这些对流为什么会触发？对流触发后，是什么机制使它们组织在一起？东北—西南向短雨带后部建立的可能原因是什么？MCS2是如何维持的？下面做初步分析。

从地面气温、气压、水平风和雷达组合反射率因子分布(图 10)看到，26日19时，南京附近出现低于23℃的冷区(图略)，20时，该冷区范围扩大，安徽东南部也出现一个低于23℃的冷区，这两个冷区发生在梅雨锋前对流区中，与中尺度高压配合，是降水蒸发冷却产生的中尺度冷池(图 10a)。随对流产生，冷池范围扩大(图 10b)。26日23时，两个冷区合并，对流线a和b恰好处于合并的冷池前缘，有利于暖湿空气的辐合抬升，导致对流线a和b发展(图 10c)。27日00时，对流线a和b在冷池附近合并发展为雨带3(图 10d、5i)。2 h后，梅雨锋西段明显南压，冷的出流和偏北风也南压，对流线c发生的位置也恰好处于冷池区，冷池前缘不断有对流单体触发，这些对流单体在冷池中组织成东北—西南向雨带9—12(图 10f、5o—r)，雨带西南侧不断的对流触发与冷池密切相关。27日05时，南京附近气温下降为22℃，安徽中北部的冷区随梅雨锋东移南压(图略)。06时，冷区范围进一步扩大，南京附近形成低于22℃的冷区(图 10g)，气温的降低是降水的蒸发冷却和梅雨锋南压共同作用的结果。冷池有利于对流的组织化，使对流线c组织成雨带9—12。对流线a、b和c发生的位置正处于850 hPa暖切变东南部的正涡度中心附近(图 3d)，正涡度中心与持续降雨形成了正反馈。可见，对流产生的冷池对夜间对流的触发和中尺度对流系统的组织起重要作用，使梅雨锋上的雨带更有组织性。

值得注意的是，当雨带为东西向时，地面风与等压线基本平行，对流在雨带的上游触发发展(图 10c—d)；当对流带向东北—西南方向伸长时，地面风与等压线的交角很大，几乎垂直(图 10e—f)，如26日04时对流线c附近多单体的发展，这些多单体在系统发展初期就开始沿着与等压线垂直、与地面风一致的方向伸长。大范围冷出流与局地等压线接近90°，非地转运动导致上升运动发展，而线状MCS2的南端正处于西南气流前部辐合区，从而触发对流。与等压线近乎垂直的冷出流似乎对东北—西南向雨带南缘对流的触发有重要作用，中尺度对流系统的组织特征和发生、发展受到近地面环境场的制约。

暴雨发展阶段，江淮流域探空代表站安庆一直有一定的不稳定能量(图 8b)，而南京26日20时(图 8d)和27日08时(图略)都有深厚的湿层，低层风随高度顺转，有明显的暖平流，但对流有效位能几乎为零，对流潜势较弱，显然中尺度对流系统不是通过对流不稳定能量的释放来维持的。对流启动后，暖切变线附近的低层辐合以及梅雨锋锋生强迫出的次级环流可维持上升运动，降水的非绝热加热有利于梅雨锋锋生和低层辐合加强。另外，南京和安庆的对流层低层3 km以下(925—700 hPa)维持着强切变，尤其是近地面层(925—850 hPa)的切变更强，如南京26日20时，近地面层的风垂直切变为4.11×10^-3 s^-1(图 8d)，27日08时增大为11.9×10^-3 s^-1，降水过程中冷池和风垂直切变相互作用是26日夜间线状中尺度对流系统维持发展的主要机制(Rotunno, et al, 1998)。27日白天，梅雨锋南压，夜间地面冷池南部的温度梯度明显加强(图略)，锋生增强，梅雨锋锋生的次级环流有利于中尺度对流系统的维持发展，显然白天和夜间降水的维持机制有所不同，更细致的研究有待于利用数值模拟资料来深入。

6 结论和讨论

文中对2015年6月26—28日江淮流域持续梅雨锋大暴雨天气的对流触发和中尺度对流系统的组织方式进行了分析，得到如下结论：

(1) 暴雨天气是不断南下的小股冷空气与副高西北侧暖湿空气在长江中下游地区交汇造成的；西南低空急流和边界层偏东风急流为暴雨提供了充足的水汽和不稳定能量，江淮切变线的长时间维持和活跃为对流提供低层辐合上升条件。

(2) 梅雨锋附近发展起来的2个线状中尺度对流系统是暴雨的直接制造者。东西向雨带的不断后部建立和随后对流单体的列车效应是MCS2初期发展的主要方式。MCS2成熟阶段，前期新单体不断地沿着东西向雨带最南端触发，导致几个近乎平行的东北—西南向短雨带形成；后期梅雨锋锋面雨带从西部不断东移经过强降水区；对流元有两种尺度的组织方式：对流单体沿着单个雨带向东北的列车效应以及东北—西南向雨带沿着中尺度对流系统向东平移的“列车带”效应。

(3) 梅雨锋前不稳定空气的地形抬升和边界层辐合上升是初始对流的主要触发机制；26日夜间对流产生的冷池对对流的触发、中尺度对流系统的组织化和维持起重要作用，中尺度对流系统的组织特征和发生、发展受到近地面环境场的制约。

(4) 由于缺乏高时空分辨率的观测资料，对对流的触发、中尺度对流系统的组织化和维持机制的分析有一定的局限性，更细致的研究有待于利用数值模拟来深入，将另文讨论。