夏季长江流域梅雨锋上中尺度对流系统的发生、发展与移经该地的或本地新生的低层涡旋、气旋波扰动密切相关。斯公望(1990)对梅雨锋上次天气尺度扰动做了介绍，卢敬华(1986)对西南低涡大量研究结果做了详细论述。近年来许多学者对梅雨锋中尺度低涡(扰动)引发特大暴雨过程做了深入的研究，孙建华等(2004a，2004b)对2002年梅雨锋低涡切变上发生、发展的中尺度对流系统做了研究，赵思雄等(2007)研究2007年淮河流域致洪暴雨后指出，在特大暴雨期间有中尺度低压(扰动)的发生、发展，贝耐芳等(2003)、王智等(2003)、廖移山等(2006，2010，2011)研究了梅雨锋中尺度低涡触发的特大暴雨中尺度系统特征。董佩明等(2004)强调，中尺度对流系统是梅雨锋暴雨的直接制造者，而中尺度低压是梅雨锋暴雨的主要中尺度天气系统之一，它与中尺度对流系统的发生、发展有密切的关系。梅雨锋低涡、气旋扰动结构发展机理比较复杂，对此，赵思雄等(1982)、周晓平等(1984)、施曙等(1994)和孙淑清等(1996)进行了模拟、诊断研究。这些研究加深了对梅雨锋中尺度低涡、气旋结构、机理和与中尺度对流系统关系的认识。

湖北省地处长江中游，是梅雨锋暴雨、低涡扰动频繁发生的地区之一。胡伯威等(1996)研究指出，长江中游地区梅雨锋上有两类中尺度涡旋——气旋扰动，降水场具有清楚的气旋波结构特征。高坤等(2001)对1999年6月下旬长江中下游梅雨锋低涡扰动研究后指出，川东低涡容易在湘鄂赣交界地区加强，陈丽芳等(2007)分析该过程发现，5个低涡系统中有3个是在武陵山的东侧或幕阜山地西南侧局地发展的涡旋。翟国庆等(2003)通过中尺度模式模拟分析该过程指出，梅雨锋上暴雨过程是由排列于边界层中尺度辐合线上近乎同时产生的小扰动所致；涡旋扰动的初始动力条件和触发系统与边界层内的中尺度辐合和低压倒槽有关。陶祖钰等(1998)利用卫星资料分析了1995年夏季中尺度对流系统的活动发现，秦岭及大巴山以东的长江中下游平原地区是对流系统容易发展到中尺度规模的区域之一。孙淑清等(1996)指出，在不少个例中，影响长江中下游地区的低压(扰动)并非是东移来的西南低涡，而是在长江中下游地区有利地形处由于动力和热力原因局地新生的涡旋扰动。张家国等(2011)利用雷达资料分析梅雨锋暴雨中尺度对流系统形态、结构发现，在雷达反射率因子场上长江中游梅雨锋暴雨多具有涡旋回波、逗点涡旋回波结构特征，而且，它们与低涡、中尺度气旋波活动有关。上述研究加深了人们对长江中游地区梅雨锋暴雨中尺度扰动及中尺度对流系统发生发展机理、地形作用的认识。湖北省统计分析发现，湘鄂赣交界地区湖北省境内的江汉平原东南部和鄂东南西南部是一个暴雨的高发区(崔讲学等，2011)，这个高发区很可能与梅雨锋上中尺度扰动在该地区十分活跃有密切关系。目前，对边界层中尺度扰动系统在上述地区容易形成或加强的原因，特殊地形是否对中尺度扰动发展起到关键性的作用还不清楚，有必要对更多典型个例进行研究以加深认识。

本文以2011年6月9—10日鄂湘两省交界处通城附近发生的特大暴雨过程为例，利用新一代天气雷达、气象卫星、地面自动气象站、风廓线雷达、PWV/GPS、分辨率为0.5°×0.5°的GFS/NCAR再分析场和常规观测资料，采用诊断、观测分析相结合的方法，通过重点分析长江中游特殊地形作用下梅雨锋低层大气中尺度扰动系统的发生、发展过程以及与之联系的中尺度对流系统结构特征，揭示湘鄂交界通城附近特大暴雨过程成因。2 强天气实况时、空分布特征

2011年6月9日下午—10日08时(北京时，下同)湖北省由西北向东南先后出现了雷雨大风和特大暴雨天气(图 1)。在鄂东南特大暴雨发生之前的9日14—21时，鄂西北(襄阳等地)，江汉平原(荆门等地)和鄂东南北部(武汉等地)等先后出现了17 m/s以上的大风天气，武汉西部的应城市风力超过10级。从落区看，雷雨大风主要分布于汉江河谷地区。雷达观测发现，雷雨大风是由鄂西北向鄂东南移动的飑线中尺度系统引起的。整个鄂东南的暴雨发生在强对流天气结束之后的9日22时—10日08时，暴雨落区呈东西带状分布，位于鄂东南幕阜山的北侧，而特大暴雨则在幕阜山西侧—鄂东南的通城、赤壁、崇阳和湘东北的临湘、岳阳一带，正好发生在湖北省历史上的特大暴雨高发区附近(崔讲学等，2011)。通城是暴雨中心，强降水集中于2011年6月10日02—06时，雨量是256 mm，最大雨强近90 mm/h(图 2)。 特大暴雨在鄂东南和湘东北地区造成了历史罕见的气象灾害，特别是特大暴雨中心附近的通城、临湘，强降水引发强山洪泥石流，造成巨大人员伤亡和经济损失。

图 1 2011年6月9日08时—10日08时大风演变和降水量(单位：mm)分布(三角形为通城站) Fig. 1 Distribution of thunderstorm gales and rainfalls(unit: mm)from 08:00 BT 9 to 08:00 BT 10 June 2011(triangle represents Tongcheng station)

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图 2 2011年6月10日01—07时通城逐时雨量 Fig. 2 Hourly rainfall of Tongcheng for the period 01:00-07:00 BT 10 June 2011

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这次长江中游暴雨强对流天气过程是在有利的环流背景和环境条件下发生的。500 hPa中高纬度地区大气环流为两槽一脊形势，乌拉尔山和中国东北地区为发展完好的深厚低压槽系统，两低压槽之间宽广的弱脊位于中国新疆北部，整个中高纬度地区温、压场结构有利于系统的稳定维持。东亚低压槽缓慢减弱期间，低纬度西太平洋副热带高压北抬，9日20时脊线到达21°N，有利于湖北省东南部暴雨天气的发生(图 3a)。在副热带高压西伸北抬过程中，高压西侧西南暖湿气流向北发展并与东北低压槽后南下干西北气流交汇于黄淮地区，850 hPa天气图上江淮地区切变线、 锋区十分清楚，切变线西侧低压倒槽从鄂西南发展到鄂东北地区，弱冷空气已经深入到倒槽内(图 3b)；地面天气图上，在江淮流域北部地区有梅雨静止锋活动(图 3c、d)。8—9日由于梅雨锋徘徊于长江流域偏北地区，长江流域以南大部分地区受西太平洋副热带高压西侧西南暖湿气流控制，低层西南低空急流伸展到湖北省中部。西南暖湿气流的加强一方面使得地面暖低压倒槽在四川盆地南部至淮河流域以东地区发展并从地面伸展到850 hPa附近(图 3b、c)，另一方面使得整个暖低压内大气层结不稳定增强，暴雨区北侧武汉湿对流有效位能由7日08时9.6 J/kg上升到9日08时3003.7 J/kg(图略)，环境场非常有利强对流天气发生。

图 3 高空(a、b)和地面(c、d)天气图(a．9日20时500 hPa，黑色实线为等高线，红色虚线为等温线；b．9日20时850 hPa，黑色实线为等高线，红色虚线为等θse线；c． 9日14时，黑色实线为等压线，红色虚线为等温线；d. 10日02时，黑色实线为等压线，红色虚线为等温线) Fig. 3 Upper(a，b) and surface(c，d)weather charts(a. 500 hPa at 20:00 BT 9 June 2011，black solid line represents isohypse，and red dashed line represents isotherm;b. 850 hPa at 20:00 BT 10，June 2011，black solid line represents isohypse，and red dashed line represents θse-isoline;c.Surface 14:00 BT 9 June 2011，black solid line represents isobar，and red dashed line represents isotherm; and d.Surface 02:00 BT 10 June 2011，black solid line represents isobar，and red dashed line represents isotherm)

图选项

分析暴雨影响系统发现，鄂湘特大暴雨过程的发生与高空短波槽东移发展时地面中尺度气旋系统发生、发展有密切联系。9日前尽管梅雨锋徘徊于长江流域偏北地区，但是，梅雨锋上并没有明显天气系统扰动发展，卫星红外云图上仅有一些中低云系，没有活跃的中尺度对流云团(图略)。9日后，中纬度青藏高原上短波槽东移(图 3a)，地面弱冷空气沿西路南下。当冷空气侵入地面暖低压倒槽、梅雨锋上有中尺度气旋波扰动后，中尺度对流系统开始活跃。气旋波D₁首先在梅雨锋西端发展(图 3c)，随着冷空气的南下，另一个气旋波D₂在江汉平原南部湘鄂交界处再次形成(图 3d)，此时影响系统更加靠近南部副热带高压环流西侧西南急流水汽、热量输送区域，有利于湘鄂一带暴雨天气的形成。4 中尺度气旋波发生、发展过程4.1 鄂西北中尺度气旋波

GFS/NCAR再分析资料空间分辨率为0.5°×0.5°、时间分辨率为6 h。从9日08时850 hPa风场看到，鄂西北有一个水平尺度250 km左右的气旋性涡旋C₁(图 4a)，它位于地面暖低压倒槽的顶部。该涡旋在向东移动过程中不断加强，20时涡旋环流C₁的水平尺度扩大到400—500 km(图 4b)，垂直方向上由925 hPa伸展到800 hPa。沿涡旋中心作西北—东南向垂直速度剖面，发现08时上升运动主要在700 hPa以下，到20时整层为上升运动，强度明显加强(图略)。这些特征变化都表明20时涡旋扰动已经发展到强盛阶段。到10日02时，涡旋C₁移到鄂东时开始减弱： 925 hPa环流基本消失，850 hPa仅有弱的气旋性环流(图 4c、f)，涡旋附近垂直运动也明显减弱。

图 4 中尺度气旋波演变过程(a、b、c.850 hPa风场，d、e、f.925 hPa风场;a、d.9日08时，b、e.9日20时，c、f.10日02时;箭头线为超低空急流，红色虚线为等温线) Fig. 4 Temporal evolution of the mesoscale cyclone wave(a，b，c.wind fields in 850 hPa，d，e，f. wind fields in 925 hPa; a，d.08:00 BT 9 June 2011，b，e. 20:00 BT 9 June 2011 and c，f. 02:00 BT 10 June 2011. Arrow represents ultra-low-lever jet，and red dashed line represents isotherm)

图选项

从温、压场结构变化看，涡旋C₁东移发展的过程中，在边界层斜压结构比较明显。结合湖北省地形(图 1)分析，从西北路南下的冷空气，在越过秦岭以后，西部再次受大巴山脉阻挡，东部受大别山余脉桐柏山的阻挡，冷空气由秦岭东部进入并沿汉江河谷地区南下(分析多普勒雷达垂直风廓线证实，冷空气沿河谷的运动速度要快得多)，925 hPa以下有一明显的冷舌从涡旋流场后部楔入到涡旋前部偏南暖湿气流中，850 hPa以上是暖中心，边界层涡旋在鄂西北东部附近开始出现明显的斜压特征(图 4a、d)。至20时涡旋C₁的强盛阶段，斜压特征更加清楚，特别是在925 hPa，表明具有冷暖锋结构的中尺度气旋波形成(图 4b、e)。这里称C₁为鄂西北中尺度气旋波。这种地形引起的局地大气斜压性发展可能是初期低层涡旋发展为中尺度气旋波的重要原因。至10日02时，气旋C₁北部移入到鄂东暖区对流性降水区域，气旋前部925 hPa有冷中心出现，低层大气斜压结构被破坏，气旋C₁迅速减弱(图 4e、f)。

从5.2节雷达观测分析发现，在中尺度气旋波C₁发展过程中，雷暴单体主要集中在冷暖锋及涡旋前侧附近发展，冷锋附近雷暴单体组织为飑线系统并向东南移动，暖锋附近有东西向的对流回波向北移动，整体为逗点涡旋形态(图 6b、c)。由于气旋波快速向东移动，飑线系统9日15—21时给汉江河谷地带带来了雷雨大风天气，最强天气出现在气旋中心附近，22时以后，气旋波继续东移减慢，暴雨开始发生。4.2 武陵山东侧中尺度气旋波

10日02时(图 4c、f)，随着鄂西北中尺度气旋波东移减弱和冷空气的继续南下，又一个中尺度气旋波C₂在武陵山东侧的湘鄂交界处(C₁的西南侧)开始强烈发展，而且比C₁强度明显要强，这里称C₂为武陵山东侧中尺度气旋波。C₂涡旋环流结构十分清晰，水平尺度为400—500 km，特别是边界层925 hPa涡旋后部有一支较强的偏北风急流、前部有一支偏南风急流发展(图中箭头)。涡旋在边界层扰动最强，垂直方向上气旋性涡旋闭合环流从近地面伸展到700 hPa，再向上开始减弱。边界层925 hPa 涡旋C₂后部偏北干冷气流、涡旋前部偏南暖湿气流很明显，温度场上为“S”波动斜压结构，说明涡旋是具有冷暖锋结构特征的中尺度气旋波系统(图 4f)。

追踪涡旋C₂起源发现，该涡旋始于川南，9日08时C₂涡旋环流十分清楚，14—20时在移过武陵山时风场上涡旋环流逐渐减弱(图 4a、b、d、e)，10日02时涡旋C₂东移到武陵山脉东侧后显著加强(图 4c、f)。该涡旋与董佩明等(2004)、陈丽芳等(2007)分析的1999年梅雨过程局地新生涡旋位置基本一致。结合湖北省地形(图 1)分析，10日02时鄂西北气旋波C₁东移减弱后，由汉江河谷地区南下的干冷空气到达湘北，由于湘西山地阻挡向东气旋性流出，并侵入涡旋C₂后部；涡旋C₂东侧为湘西山地和东部罗霄山、幕阜山之间北上的偏南暖湿气流。两支不同性质的较强低空气流在边界层交汇，中尺度气旋波C₂在气旋性辐合、大气斜压性增强的过程中得到强烈发展。此外，至夜间两支气流在925 hPa 开始明显增强，风速达到急流强度(蓝色和红色箭头线所示)，孙继松(2005)指出，夜间超低空急流的形成可能与地形热力作用、局地强降水有关。理论上气旋波发展机理比较复杂，为什么中尺度气旋波扰动在该区域发展将另文讨论。至此需强调，湖北省幕阜山北侧的暴雨高发区(崔讲学等，2011)可能与地形等影响下武陵山中尺度气旋波活跃有密切关系，不能简单用地形抬升、地形阻挡等来解释。

图 5是4个时次湖北省全球定位系统(GPS)反演的气柱可降水量分布。可降水量与水汽的垂直输送成正比(孙建华等，2004)，受到天气系统的支配和制约(李青春等，2007)。9日08—20时可降水量在湖北省中部地区有明显增大的过程，并形成一舌状高值区(图 5a、b、c)，该区域位于正在发展东移的气旋波C₁的前部。至10日01时(图 5d)，当气旋波C₁东移到鄂东地区减弱时，该地可降水量有所减小，舌状高值区退到鄂东南特大暴雨区附近；同时，沿汉江河谷地区(襄阳—荆门)可降水量较小，一个舌状的低值区侵入到高值区的西侧。可降水量高、低值区的形成可能与正在发展的气旋波C₂前部暖湿上升西南气流、后部沿江河谷南下下沉干冷气流有关。

图 5 湖北省38个GPS反演的可降水量分布(a. 6月9日08时，b. 6月9日17时，c. 6月9日20时，d. 6月10日01时) Fig. 5 Precipitable water vapor distribution retrieved by the 38 GPS in Hubei Province(a. 08:00 BT 9 June，b. 17:00 BT 9 June，c. 20:00 BT 9 June，and d. 01:00 BT 10 June)

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随武陵山东侧中尺度气旋波的发展，湘东北和鄂东南一带降水开始加强。从5.3节雷达观测分析发现，中尺度气旋波C₂发展强盛时雷达观测到涡旋状或逗点状形态回波结构，强降水区域主要位于气旋波中心、东部以及冷暖锋附近(图 6h)。

图 6 6月9日11时—10日05时(3 h间隔)雷达组合反射率与地面风场、辐合线叠加(a—g)以及6月10日02时雷达组合反射率因子和地面天气分析叠加(h)(蓝色虚线为地面冷锋辐合线，紫色虚线为冷出流边界，蓝色箭头代表冷空气侵入，黑色实线是等压线，单位：hPa；红色虚线是等温线，单位：℃) Fig. 6 Charts for the radar combination of reflectivity factor superpositioned by the surface wind fields with the convergence line every 3 h from 11:00 BT 9 to 05:00 BT 10 June(a-g)，and the radar combination of reflectivity factor by the surface synoptic analysis at 02:00 BT 10 June(h)(Blue dotted line depicts surface cold front convergence line. Purple dotted line depicts cold outflow boundary. Blue arrow depicts the invasive direction of cold air. Black solid line depicts isobar，unit: hPa. And dotted line depicts isotherm，unit: ℃)

图选项

图 6是6月9—10日强对流天气过程雷达回波和地面中尺度风场的叠加。仔细分析中尺度对流系统演变过程发现，9日上午暖区中尺度对流系统的发展、后向传播对鄂东南暴雨产生具有重要作用，分析再分析资料很难揭示出来。9日上午，处在暖低压倒槽东北部的武汉附近开始有雷暴发展，并在西南气流引导下向东北方向移动，至11时雷暴系统已移到大别山附近，雷达上为强度超过55 dBz的西北—东南向的对流回波带B—B′(图 6a)。结合天气图分析发现：(1)在地面低压倒槽的东北部850、925 hPa 有西南低空急流存在，急流前端伸展到大别山南麓，对流回波带刚好位于急流轴的前侧(图略)；(2)从长沙至武汉低层有舌状θse高值区与低空急流相伴，中层低值区叠于其上，对流不稳定十分显著，武汉探空对流有效位能高达3003.7 J/kg(图略)。在大气极不稳定条件下，西南急流向东北方向发展并靠近大别山的过程中，急流前的风速辐合、大别山迎风坡抬升对暖区雷暴系统的形成、发展起到重要作用。12时后雷暴系统发展到旺盛阶段，并刚好位于大别山山顶(图略)。不久雷暴系统开始减弱，在减弱过程中，回波移动有明显转变：以大别山分水岭为界向西南和东北两个方向移动。显然，这与雷暴系统减弱时冷下沉气流以山脉分水岭为界向东北(安徽)、西南(湖北)两个坡向扩展有关。这里重点分析雷暴向西南方向传播的过程。14时，向西南方向的冷出流与天气尺度的西南风之间形成的中尺度辐合线清晰可见，沿辐合线有雷暴单体b—b′新生发展，主要分布在辐合线两端的孝感、黄冈两个地区，辐合线中间无对流回波，这与上午雷暴在该地活动时不稳定能量释放有关(图 6b)。此后，辐合线一直向西南方向移动，当辐合线移过武汉后，对流回波沿辐合线又不断新生，至17时形成离散性弧形回波带b—b′(图 6c)。整个过程期间，弧形回波带上的雷暴单体一直在向西南方向即低空急流上游传播，并因传播速度大于风暴承载层平均风速，弧状回波带表现为向西南方向移动(Corfidi et al，1996)。由下面的分析可知，该中尺度辐合线对鄂东南特大暴雨的形成起到重要作用。为区别于下面的冷锋辐合线，称该中尺度辐合线为暖区冷出流边界。5.2 与鄂西北中尺度气旋波扰动相伴随的中尺度对流回波系统

在鄂西北中尺度气旋波发展东移的过程中，雷达观测到一个具有逗点状回波形态的中尺度对流系统。与上述暖区中尺度对流系统发展的同时，弱冷锋逐渐靠近暖低压倒槽西北部。9日11时，雷达网观测到在鄂西北有带状降水回波A—A′，回波强度只有30—35 dBz，向偏东方向移动，回波带位于地面冷锋辐合线附近(图 6a)。到14时，带状降水回波发展成逗点回波形态(图 6b)，其形成与鄂西北中尺度气旋波发展、组织有关。逗点回波结构由头部涡旋回波和南部A—A′、东部带状回波E—E′组成，南部带状回波与气旋波冷锋大体一致，向偏东方向移动，东部带状回波与暖锋大体一致，向偏北方向缓慢转动，强度弱于冷锋回波带。另外，14时在涡旋回波后部有明显因干冷空气侵入形成的弱回波通道特征(箭头所示)，与4.1节分析的基本一致；在弱回波通道前端，有一个回波强度达到60 dBz的对流单体a，该单体所经之地均有强雷雨大风天气发生。

14—17时逗点回波在向东南方向移动的过程中完成一次更新过程。14时，由于冷空气沿汉江河谷向西南方向移动较快，地面冷锋辐合线沿河谷地区向东南突出，移到原逗点回波系统的前方。随着午后对流不稳定的发展，不断深入暖倒槽的冷锋辐合线，触发了一个新的强对流单体回波D(图 6b)。随后对流回波带A—A′减弱，沿辐合线不断有新单体发展并与D一起组织成新的对流回波带，而暖切变附近对流回波也发展得更加清楚，到17时(图 6c)，逗点回波完成一次更新过程(形态更像“S”形，可为逗点回波演变的特例)。新的逗点状回波强度增强，范围明显扩大。期间正是鄂西北气旋波发展阶段，强烈的中尺度对流降水可能促进了气旋波扰动的加强。新逗点回波继续向东移动，到20时(图 6d)，暖锋回波部分E—E′主要是层状云降水回波，对流单体消亡，原因是E—E′移动到前方暖区冷出流边界的后方，大气层结已不利对流的发展；而冷锋辐合线部分对流回波带继续向东南方移动并且强度加强。

23时后(图 6e、f)，逗点回波形态基本不清楚了，东北—西南向的冷锋对流回波带A—A′转为东西向，回波强度东端减弱西段增强，强回波位置已经移到鄂东南西部，特大暴雨区的北部开始出现短时强降水。分析原因，主要是20时后冷锋辐合线在不断向东南移动过程中与暖区向偏西南方向移动的冷出流边界交汇，对流在交汇处强烈发展。从分析地面辐合线与强降水中心叠加图的变化更清楚看到，强降水中心刚好位于上述辐合线交汇点附近，并随交汇点向偏南方向移动而移动，强降水持续时间较短(图 7)。分析发现，红外云图云团冷云中心也处在交汇点附近(图略)。

图 7 2011年6月9日11时—10日05时每3 h地面辐合线和逐时强降水中心演变(蓝色虚线为冷锋辐合线，紫色虚线为冷出流边界，黑色闭合实线为雨量≥50 mm区域) Fig. 7 Temporal evolution of the surface convergence line every 3 h and the rainstorm centre hourly from 11:00 BT 9 to 05:00 BT 10 June 2011(Blue dotted line depicts surface cold front convergence line. Purple dotted line depicts cold outflow boundary. And black closed solid line depicts the rainstorm centre represented by the area in which precipitation is greater than 50 mm)

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10日02—06时，鄂湘交界处的通城、临湘等地持续性强降水，与武陵山东侧中尺度气旋波强烈发展时一个逗点状回波(或涡旋状)形态的中尺度对流回波系统的形成有关。从雷达回波演变分析发现，9日23时后，向偏西南方向缓慢移动的对流回波带A—A′与湘北向东快速移动的对流回波带F—F′—F″逐渐靠拢、会合；到10日02时，两部分对流系统已组织成气旋性涡旋结构，并且，回波带A—A′的北侧有35—40 dBz的降水回波G—G′再度发展；到05时，在涡旋回波南侧还出现了一个弱(或无)回波区，这是气旋强烈发展时低层冷空气侵入时形成的(图 6g)。整个过程卫星红外云图上对应有两个中尺度对流云团相向移动但没有合并(图略)。弱(或无)回波区的不断向前伸展、扩大一般预示着气旋未来可能消亡，因为它切断了气旋东侧暖湿空气的输送(张家国，2010)。事实上通城强降水10日06时后开始减弱(图 2)。

图 6h是02时雷达组合反射率因子和地面天气分析图的叠加，可以清楚看到，地面上在武陵山东侧有中尺度气旋波发展，而与中尺度气旋波相伴随的是一个明显的逗点(或涡旋)状回波系统，中尺度对流回波带A—A′、G—G′位于气旋波暖切变线附近，中尺度对流回波带F—F′—F″位于气旋波冷切变线附近，两部分构成逗点涡旋状回波系统。前面分析指出，02时武陵山东侧有中尺度气旋波C₂强烈发展，所以逗点(或涡旋)状回波系统的形成与C₂强烈发展有密切关系。

分析地面中尺度对流系统演变发现(图 7)，9日23时以后，地面冷锋辐合线向东南方向移动，而暖区冷出流边界缓慢向西移动，两者交汇点在鄂东南通城、湘东北临湘等地停滞了较长时间，导致02—05时交汇点附近大于50 mm/h的强降水区域少动。分析发现，交汇点位于中尺度气旋波的中心附近，与上述分析结果一致。

咸宁风廓线雷达位于特大暴雨区的东北方约50 km处，暖区冷出流边界、武陵山东侧中尺度气旋波C₂强烈发展时边界层风场的变化在雷达上得到反映。由图 8看出，9日22时前边界层200 m以上均为偏南风，22时后开始转为偏北风，偏北风厚度开始不断增大后来不断减小，这是前述暖区冷出流边界过境期间的真实反映(注意到，22时后减弱的鄂西北气旋波后部的冷空气已经与暖区冷出流边界后部冷空气融为一体)。但是，至10日02时，边界层偏北风再次转为偏南风。从武汉雷达垂直风廓线观测资料也可以看到南风再度加强向北发展的过程。这种转变与武陵山东侧中尺度气旋波发展有关，因为，该地处在气旋波的东北部，由于气旋波扰动发展，其东侧西南气流加强，暖切变北抬。这刚好可解释雷达观测到02时后有降水回波G—G′的再度发展现象(图 6f)。需要注意的是，上述风场变化是地面200 m以上，200 m以下仍有浅薄的冷出流维持，在气旋波强烈发展阶段，浅薄的冷出流由东向西侵入有利于辐合上升运动的加强。

图 8 2011年6月9日21时—10日02时咸宁风廓线雷达风廓线 Fig. 8 Temporal evolution of the wind profileas shown by the Xianning wind profiler radar from 20:00 BT 9 to 02:00 BT 10 June 2011

图选项

综合上述分析可知，特大暴雨过程与3个中尺度对流回波系统有密切关系：一是与鄂西北中尺度气旋波发展有关的逗点状回波系统；二是与武陵山东侧鄂湘交界处中尺度气旋波发展有关的涡旋状或逗点状回波系统；三是锋前暖低压倒槽东北部的带状对流回波系统。武陵山东部中尺度气旋波扰动发展、暖区冷出流从其东侧由边界层侵入是特大暴雨发生的主要动力过程。 6 结论与讨论

利用新一代天气雷达、气象卫星、自动气象站、风廓线雷达、PWV/GPS、GFS/NCAR再分析场和常规天气资料，对2011年6月9—10日发生于武陵山东部鄂湘两省交界处特大暴雨过程成因进行了详细的中尺度分析，主要结论与讨论如下：

(1)武陵山东部鄂湘两省交界处通城附近特大暴雨过程除与两个中尺度气旋波扰动发展时生成的中尺度对流系统有关外，还与向西南低空急流上游传播的暖区中尺度对流系统有关，其中，武陵山东侧中尺度气旋波扰动发展、暖区冷出流从其东侧由边界层侵入是特大暴雨发生最主要的动力过程。另外，地形阻挡下中尺度系统移动缓慢也起到一定作用。

(2)梅雨锋上中尺度对流系统的发生、发展与中尺度气旋波扰动有密切关系。中尺度气旋波扰动发展过程中非地转运动的发展对组织化中尺度对流系统形成起到重要作用；雷达观测到雷暴单体主要集中在气旋波的冷、暖锋和气旋中心附近，在强烈气旋波组织下，降水回波表现为具有冷暖锋结构特征的逗点状、涡旋状、“人”字形或“S”形等形态结构特征。

(3)长江中游特别是武陵山以东、幕阜山以西的湘鄂赣交界地区是长江中游梅雨锋上中尺度扰动新生或加强的关键区，中尺度气旋波活动频繁。该地区暴雨的频发性除与地形阻挡、抬升作用有关外，还与中尺度气旋波频繁活动有密切联系。冷空气越过秦岭、大巴山由汉江河谷南下，在武陵山阻挡下向东流出与北上暖湿急流交汇，边界层局地辐合和大气斜压性增强导致中尺度气旋波扰动发展。夜间超低空气流的加强对上述过程起到促进作用。有关机理还需开展研究。

(4)本文讨论的气旋波扰动机制可能对初期气旋波发展起到重要作用。事实上，许多研究已经证实，降水形成过程中的潜热释放对气旋波扰动发展作用显著，这可能是强降水出现后气旋加强的主要机制之一。就本次过程而言，初期在地形作用下沿河谷、谷地的冷暖气流交汇和夜间超低空急流的加强使得边界层大气斜压性发展与辐合的增强，由此导致气旋波扰动发展和中尺度对流系统形成；对流性强降水释放的凝结潜热反馈促进边界层气旋的加强，而气旋的加强进一步加大了低层的辐合上升运动，使得中尺度对流系统进一步加强，即存在一个正反馈的机制。分析表明，这类气旋扰动初期水平尺度较小，当发展到强盛阶段水平尺度在400—500 km。雷达观测分析发现，气旋强烈发展后在逗点涡旋回波南侧出现的弱(或无)回波区是低层冷空气侵入气旋时形成的，并且，逗点涡旋回波消亡伴随弱回波区的不断向前伸展、扩大。由此推断，冷空气的不断侵入并切断偏南暖湿气流对气旋波热量、水汽的输送可能是边界层中尺度气旋波系统最终衰亡的原因之一。