引言

暴雨是影响我国的主要重大灾害性天气现象之一，很多学者对其作过深入研究。陶诗言^[1]指出暴雨是一种中尺度现象，但它的发生与大尺度风场、湿度场和气层的稳定度有关。丁一汇^[2]指出暴雨是在有利的大尺度环流条件下产生的，这是大尺度系统对暴雨的制约作用，暴雨出现后反过来又影响大尺度气象要素的分布。夏大庆、郑良杰^[3]指出中尺度对流系统是在某种特定的大尺度环境中产生的，这种大尺度环境可能在中尺度对流系统产生以前就已存在。但大尺度斜压性不一定是中尺度系统发生的必要条件，常常是中纬度地区中尺度对流的一种重要的触发机制。中尺度对流系统对大尺度环境有明显的正反馈作用。何齐强等^[4]指出分析大尺度背景场中的中尺度过程及各尺度间的相互作用，有助于揭示强对流的活动规律。强对流天气的发生发展受到大尺度环境条件的制约，然而强对流天气终究是中小尺度天气现象，其影响范围和维持时间具有鲜明的局地性和短时间特征，仅依据大尺度环境场分析，难以得出准确的落区落时预报。因此，中尺度分析至关重要。充分利用尽可能获得的资料，着力分析大尺度背景场中的中尺度过程，地形的热力动力影响及各尺度系统间的相互作用，有助于揭示强对流天气系统的活动规律和改进短时预报方法。徐祥德^[5、6]研究了有关天气系统突变的非线性因子的影响效应，指出环境大尺度基本流场的平流输送及不同尺度系统的能量转换可能对天气尺度系统突变起了重要作用，并研究了汇合流场不同尺度系统在动力、热力因素的非线性相互制约与影响，说明若考虑尺度分离的形式，有助于我们对类似暴雨这类天气系统相联系的扰动发展问题的认识。

1998年6~8月长江流域发生了一次全流域大洪水，在已有的对于这一年的洪水过程的研究中，指出了厄尔尼诺事件、青藏高原冬季积雪、季风、赤道辐合带等气候原因对它的影响^[7-8]。为进一步了解暴雨过程的物理机制，特别是了解暴雨过程中各种尺度的作用以及各种尺度之间的相互作用，本文特选取6月下旬的一次持续暴雨过程，通过尺度分离的方法进行分析研究。

1 暴雨过程概况

1998年6月中旬以后，长江中下游及华南部分地区出现稳定的连续性暴雨、大暴雨、局部特大暴雨天气。6月中下旬的降水量与常年同期相比较，一般偏多达9成至2倍，不少地区出现了近几十年来同期降水量的最大值。6月22~27日湖南中部、湖北东南部和中部沿江地区、江西中北部、安徽南部和沿江地区以及福建西北部的部分地区出现了暴雨和大暴雨，大暴雨主要出现在23~26日，先后落在湖南北部、安徽南部和江西北部。5天过程总降水量一般有50~150 mm，其中湖南北部、江西北部、安徽南部部分地区的降水量有200~300 mm，局部地区超过300 mm^[7]。图 1a，b分别给出6月24~25日和6月25~26日00:00 U TC的24 h降水实况。

2 滤波方案

本文采用被广泛使用的Shapiro提出的基于二维平滑公式的低通滤波方法^[9]。以“ ∧ ”表示一种平滑运算，任一气象变量A可以写成:

(1)

上式右边表示平滑后的场，A-为原始场与平滑场的差，如果应用的平滑公式使平滑成为一个低通滤波器，则表示场的低频部分，亦即大尺度运动。而A-为场的高频部分，即小尺度运动。所以运算A-相当于一个高通滤波器。

对于二维场，相应的平滑公式为:

(2)

响应函数:

(3)

其中:

R与平滑系数S和波长L有关，|R| >1表示平滑后波的振幅增大，|R| < 1表示振幅减小。选择适当的S值和平滑次数，可以得到所需要的滤波特性^[10]。陈受钧、谢安^[11]曾用此方法研究了次天气尺度与天气尺度系统间的动能交换。魏凤英、朱福康^[12]将此方法与奇异谱尺度分离技术进行了对比。研究结果表明Shapiro滤波方法能从天气系统中分辨出中小尺度天气系统，从而达到尺度分离的目的，但不足之处是多次滤波后，其平滑的程度比较严重，容易滤掉大气中有意义的变化的信息，且次天气尺度部分是从原变量场中减去天气尺度部分得到的，其中也包括了气象噪音。

本文中，L _x=L_y=L，S=0.5，Δ_x=90 km，用式 (2) 连续平滑40次后，对一个单波的响应函数R如图 2所示。根椐Orlanski的尺度划分标准，天气系统分为大、中、小尺度三类，其中大尺度系统可再分为α、β两类，中尺度和小尺度系统则可再分为α、β、γ三类，相邻两类的空间尺度相差1个量级。中-α尺度即水平尺度为200~2000 km的系统相当于通常所说的“次天气尺度系统”，而大-β尺度即水平尺度为2000~10000 km的系统相当于通常所说的“天气尺度系统”^[13]。由图 2可见，在场中，波长为25Δx以下的波衰减了80 %以上，波长为50Δ_x以上的波保留了70 %以上，即在场中主要是波长L在50Δx左右的波，而 (A-) 场中主要是波长为25Δ_x以下的波，基本上分离了天气尺度和次天气尺度的运动。

3 模式与资料

本文使用的数值模式为MM5V2，其中数值差分计算方案采用有限差分算法，物理量分布采用Arakawa B-Grid网格结构，时间差分采用二阶蛙跃格式，采用非静力模式，边界条件为时变倾向的边界条件，积云对流参数化采用Anthes-Kuo方案，行星边界层参数化采用高分辨率Blackder模式，显式水汽方案采用混合冰相方案，辐射方案采用简单的冷却方案，地温方案采用多层土壤温度模式。

资料使用T106全球资料，另外加入了常规探空和地面观测资料、Tipex试验探空资料、30′×30′全球地形资料、下垫面气候植被状况资料、全球气候海温资料。模式气压层为19层 (T106各层、地面层、海平面层、海表层)，半Sigma层取为23层，模式区域中心为 (28°N、102°E)，区域网格为62 ×44，格距90 km，积分时间6月23日12:00 U TC至6月26日12:00 U TC，时间间隔12 h，时间步长120 s。

4 暴雨过程各物理量尺度分离结果的分析 4.1 高度场、温度场

图 3为6月23~26日12:00 U TC 500 hPa平均位势高度场。由图可见，6月23日~6月26日欧亚中高纬度地区环流型表现为双阻型，其中乌拉尔山地区和雅库茨克—鄂霍茨克海为阻塞高压，贝加尔湖以西地区为宽阔的低压区，且低槽呈西北—东南走向，副热带西太平洋高压在120°E以东，脊线稳定在25°N附近。这一时段与6月16~30日的500 hPa平均位势高度场的环流形式 (图略) 基本相同，但相比之下前者贝加尔湖以西的低压更深厚，副高强度更强且位置偏东。这种稳定且加强了的中低纬度环流配置使得副热带西太平洋高压北侧的西南暖湿气流与南下的冷空气频繁交汇于长江中下游及华南部分地区，从而形成了该时段这些地区持续而稳定的大暴雨和局部特大暴雨天气。

分析逐日位势高度场和温度场可见，从23日12:00 U TC开始，长江中下游地区对流层中下层维持有弱的闭合低压中心，闭合低温中心落后于低压中心。24日12:00 UTC低空闭合低压中心已向东北—西南向发展，500 hPa槽也向南伸展，25日00:00 UTC此低压中心发展为大范围的东北—西南向低压带，其范围与降水区相一致。

4.2 动力结构 4.2.1 暴雨落区与系统尺度特征

23日12:00 UTC在长江中下游地区对流层中、低层已有弱的闭合气旋性环流生成，且不断发展、加强，并向东北—西南两个方向伸展，到25日00:00 UTC发展为东北—西南向的气旋性环流区，25日12:00 UTC分裂为两部分，但整体分布形势仍为东北—西南向，与雨区一致。26日00:00 UTC，长江中下游地区对流层中、低层的低压中心已消失，流场上的气旋性环流中心也已消失。

对风场进行尺度分离后，天气尺度流场6月23~25日12:00 UTC的分布形式比较相似，在整个中国东南部地区对流层中、低层维持为大范围的闭合气旋性环流区，其分布形式和发展过程与未分离的流场相似，只是气旋性环流区的范围比暴雨落区的范围大得多 (图 4a)。次天气尺度流场24日00:00 UTC在对流层低层有弱的东北—西南向切变线形成，对流层中层有弱的闭合气旋性涡旋形成，24日12:00 UTC在对流层低层切变线上发展形成为较深厚的闭合气旋性涡旋，且此气旋性涡旋的位置和范围与暴雨落区的对应关系显著。之后此东北—西南向闭合气旋性涡旋不断发展、加强，25日12:00 UTC达最强 (图 4b)，26日00:00 UTC开始减弱，但仍有弱的气旋性环流区存在。由此可见，暴雨发生的时间和地点与次天气尺度流场降水系统的生成和发展相一致。

4.2.2 次天气尺度辐合特征

图 5a是850 hPa 105°~115°E平均v的纬度-时间演变图。由图可看出，在暴雨较强的时段23~26日，30°N以南基本上都是偏南风，而30°N以北则有偏北风出现，因而长江中下游流域大体上是南、北风交汇、辐合的地带。在长江中下游南侧，最大南风中心出现在27°N，最大南风风速在12 m/s以上，而在无雨或少雨的时段 (22日00:00 UTC~23日00:00 U TC，26日00:00 UTC以后)，此区域南北侧均为偏南风所控制，不具备“南侧偏南风，北侧偏北风”这种经向强辐合的特点。

对风场进行尺度分离，同一地区850 hPa天气尺度经向风 (图 5b) 在整个研究时段基本维持为偏南风，仅25日00:00 U TC在35°N附近有一很弱的北风出现，而次天气尺度经向风 (图 5c) 在30°N以南地区维持为偏南风，在30°N以北的地区维持为偏北风，南北风在30°N附近交汇，为降水在此地发生提供了有利条件。

由以上分析可知，1998年6月下旬强降水的发生与长江中下游南侧偏南风有关，一是提供水汽，二是通过与北侧偏北冷风的辐合形成上升运动。天气尺度系统为降水的发生提供大尺度背景场，而次天气尺度系统决定了暴雨发生的时间和地点。

4.2.3 高低空急流尺度特征

分析尺度分离后的纬向风场得出，天气尺度纬向风23日12:00 UTC至24日12:00UTC在35°~40°N之间200 hPa附近有西风急流中心维持，25日00:00 UTC此急流轴南压至33°~35°N之间 (图 6a)，之后在此地区维持少动。次天气尺度纬向风在35°N附近300~200 hPa之间也有西风急流中心维持，但23日12:00 UTC至24日12:00 UTC其强度较天气尺度纬向风明显偏弱，中心值只有8 m/s左右，25日00:00 U TC急流强度剧增，中心值达20 m/s (图 6b)，此时降水强度也最大，25日12:00 UTC急流强度略减，到26日00:00 UTC已恢复为10 m/s左右。由此可见，天气尺度风场为降水的发生提供大尺度背景场，次天气尺度纬向风急流最大值出现的时间与暴雨峰值出现的时间相一致。

分析逐日105°~115°E平均u的纬度-高度剖面图可见，无论是多雨期还是少雨期，对于高空急流，其峰值均在200 hPa高度附近，在研究时段内，急流轴的水平位置在35°N附近有一次较小范围的南北向摆动。高空急流向南倾斜影响到低空，在20°~30°N之间有一个低槽向低空伸展，形成低空的西南风急流。暴雨区则落在高空急流以南、低空急流以北，且在高空急流加强阶段，降水也随之增加。25日00:00~12:00 UTC，高空急流发展到最强盛时期，其中心值大于45 m/s，6 h降水也达最大。之后随着高空急流强度的减弱，降水也随之开始减少。

4.3 热力结构尺度特征

对温度场尺度分离结果表明，天气尺度温度场的层结形式与未分离的原场的层结形式相同，同为平直的随高度均匀递减的稳定层结，只是原场较天气尺度场略有微小的波动；次天气尺度温度场在研究时段内从地面到高空与天气尺度平均场均匀递减形势的差别表现为，暴雨发生前和发生时，暴雨区 (格点40~50之间) 上空600~200 hPa之间维持一个暖心结构，与其对应的高空有冷中心存在，温度随高度递减率随降水强度的增加而增大，随降水强度的减弱而减小 (图 7)。这种下暖上冷的温度层结构成了有利于降水发生与持续的热力不稳定层结。当遇到外力抬升作用时，不稳定能量将被释放，转化成上升气块的动能。与此同时暴雨区上空的气柱变暖后，一方面造成高空等压面抬高，暴雨区上空出现强的高空辐散场。另一方面也可造成暴雨区与周围大气之间温度的水平梯度加强。根据热成风关系，在增暖区 (即暴雨区) 北侧高空风随高度增大，使得暴雨区北侧出现高空急流，对流层上部辐散场加强，暴雨区的铅直环流加强，即增加暴雨“热机”的效率。

通过天气尺度与次天气尺度系统之间的相互作用，促进了热力不稳定的发展，促使暴雨增幅。当暴雨减弱时，这一地区的低空已有冷中心生成并不断增厚，中层的暖心也已削弱，不稳定能量已大量释放，降水趋于结束。

4.4 湿度场尺度特征

由图 8a可见，在降雨区 (40~50格点间) 等比湿线向高层凸起，其中25日12:00UTC鄱阳湖地区 (格点46附近) 降水达最大值时，其上空等比湿线的凸起最强，水汽的垂直输送最大值移至该地区，也就是说水汽向高层的输送最强。

由比湿场尺度分离结果表明，天气尺度场等比湿线呈随高度均匀递减的平直的稳定的层结形式。而次天气尺度比湿场却表现出明显的局地特征 (图 8b)，比湿场在垂直方向上的分布是不均匀的，从地面到对流层中层有一个高值中心，其位置与降水区相符合，再往上比湿逐渐减小。这种比湿分布是由于垂直运动引起的水汽垂直输送导致的比湿的局地变化，使降水区高层水汽增加而引起的。同时湿空气在上升运动中膨胀冷却，达到饱和后就有水汽凝结并释放潜热，使空气增温，从而产生更强的垂直运动，形成降水的反馈机制，即通过天气尺度和次天气尺度系统之间的相互作用，促进了湿对流不稳定的发展，使降水增大。

4.5 水汽输送尺度特征

分析逐日水汽通量和比湿分布表明，水汽的强输送常与强降水相吻合，且降水增大时相应时刻的24 h比湿变化在降水区为正值 (图略)。由图 9a可见，在6月下旬的这次降水的水汽输送中，来自孟加拉湾的西南气流较强，且西太平洋副高西缘的东南气流显著。

这种形势的水汽输入有利于强暴雨雨带及其水汽输送通道的形成，构成中国东部地区的东北—西南向气旋性环流的特征，且在长江中下游南侧维持稳定的西南水汽流，这股暖湿的西南气流和源自贝加尔湖的冷空气在长江中下游地区交汇，形成这一地区大范围暴雨的大尺度形势场。即在这场暴雨形成的能量、水分循环中，中国区域南边界水汽输送是关键因子，也构成了有利于长江中下游暴雨形成的动力结构。

从尺度分离后水汽场可见，大尺度水汽通量场提供了来自孟加拉湾的西南气流和西太平洋副高西缘的东南气流，为降水提供水汽远距离输送通道 (图 9b)，而次天气尺度水汽场在长江中下游地区有一个东北—西南向的带状比湿正值区和水汽通量矢量高值区与降水区相吻合，且其最大中心即为降水的最大中心，即次天气尺度水汽场的分布决定了降水的落区和范围 (图 9c)，两者共同作用形成长江中下游地区的这次暴雨过程。

5 数值试验 5.1 试验设计

由以上分析可知，1998年6月下旬的这次降水是在有利的天气尺度与次天气尺度系统的条件下，通过天气尺度与次天气尺度系统的相互作用的过程而形成的。为进一步研究天气尺度与次天气尺度系统在这次暴雨过程中的作用，在分析这场暴雨过程的物理机制的同时，突出暴雨过程中各种尺度系统间的相互作用的重要性。本文作数值试验如下。

试验共分3个方案:试验A为控制试验，包括了前面已列出的所有物理参数化过程。

试验B将控制试验整个模式区域初始时刻，即6月23日12:00 U TC的各层风场平滑后，只用天气尺度风场作初始时刻风场代入模式。试验C物理参数化方案同试验B，但将平滑后的风场只用次天气尺度风场作初始时刻风场代入模式。所有试验的起始时间为1998年6月23日12:00 UTC，结束时间为1998年6月26日12:00 U TC。

5.2 试验结果与分析

对比图 1a与图 10a可见，控制试验A在25日00:00 UTC基本模拟出了位于长江中下游地区东北—西南向的带状降水区域。实况在洞庭湖附近24 h最大降水为166 mm，模拟结果为160 mm。由此可见控制试验较好地模拟出了降水的时、空分布特征，特别是对降水落区的模拟较准确。

图 10b和图 10c分别为敏感性试验B和敏感性试验C的24 h降水模拟结果。由图可见只有天气尺度风场的试验B和只有次天气尺度风场的试验C的降水模拟结果与控制试验A相比，在大暴雨落区上较为一致，但在范围和强度上较控制试验A明显减少。

25日00:00 UTC试验A的最大降水达160 mm/d左右，而试验B为110 mm/d，试验C为120 mm/d，试验A降水大于50 mm的落区范围也比试验B、试验C大。可见对于1998年6月下旬的这次暴雨过程，没有中尺度系统的配合，仅有天气尺度系统信息，或只有次天气尺度系统信息，没有大尺度系统的配合，暴雨的强度及范围都将有所消减。在暴雨过程中，天气尺度系统为降水提供大尺度背景，而次天气尺度系统决定暴雨发生的时间和地点，即大暴雨过程是在天气尺度和次天气尺度系统的共同作用下才得以产生和维持的。

6 小结

通过对1998年6月下旬长江流域的暴雨过程的诊断分析和数值模拟，本文可得到如下结论:

(1) 1998年6月下旬欧亚中低纬度地区稳定的环流型配置使得副热带西太平洋高压北侧和孟加拉湾的西南暖湿气流与南下的冷空气交汇于长江中下游及华南部分地区，这种有利的水汽和动力条件造成了该地区持续而稳定的大暴雨和局部特大暴雨天气。对天气系统进行尺度分离后，天气尺度流场与水汽场为降水提供远距离水汽输送通道。次天气尺度流场中降水区南侧的偏南风通过与北侧偏北冷风的辐合形成上升运动，为水汽的抬升与凝结提供稳定的动力条件，从而形成了6月下旬的这场持续的特大暴雨过程，即次天气尺度水汽场的分布决定了降水的落区和范围。

(2) 降水是在有利的高、低空急流的配置下发生的。暴雨区落在高空急流轴以南、低空急流轴以北。天气尺度急流为降水的发生提供大尺度背景场，而次天气尺度急流与特大暴雨发生的时间和落区对应关系好。

(3) 尺度分离的温度场分析表明，次天气尺度温度场在暴雨发生前和发生时呈下暖上冷的热力不稳定层结，暴雨发生时，不稳定能量释放，有利于对流层上部辐散场的加强，使得暴雨的铅直环流加强，通过天气尺度和次天气尺度系统之间的相互作用，促进了热力不稳定的发展，促使暴雨增幅。

(4) 特大暴雨发生地区的上空有一个次天气尺度湿度的高值中心，这是由水汽的垂直输送导致的比湿的局地变化，这种湿空气在上升运动中释放潜热，产生更强的高层辐散及上升运动，形成暴雨的反馈机制。

(5) 通过对两个敏感性试验与控制试验的对比分析可知，没有中尺度系统的配合，仅有天气尺度系统信息，或只有次天气尺度系统信息，没有大尺度系统的配合，暴雨的强度及范围将有所消减。在暴雨过程中，天气尺度系统为降水提供大尺度背景，而次天气尺度系统决定暴雨发生的时间和地点，大暴雨过程是在天气尺度和次天气尺度系统的共同作用下才得以产生和维持的。