2011, 22 (1): 23-34
2. 南京信息工程大学大气科学学院，南京 210044;
3. 国家气象中心，北京 100081
2. School of Atmospheric Sciences, NUIST, Nanjing 210044;
3. National Meteorological Center, Beijing 100081
由于突发性暴雨具有强度大、局地性强、预报难度大等特点，因此，对城市安全和人民生活构成较大威胁。暴雨与α-中尺度对流系统 (简称MαCS，水平尺度为200~2000 km) 必不可分，而其内部对流旺盛的β-中尺度对流系统 (简称MβCS，水平尺度为20~200 km) 和γ-中尺度对流系统 (简称MγCS，水平尺度为2~20 km) 常常是暴雨的直接制造者[1-3]。依据卫星资料，1980年，Maddox[4]定义了中尺度复合体 (简称MCC) 的标准，并以TBB≤-52℃的范围圈定了MCC大小。近年来，国内外研究人员更多地使用较宽松的、广义的相关概念，如陶祖钰等[5]将红外云图上具有圆形或椭圆形冷云顶的对流系统定义为MαCS；郑永光等[6]将MαCS定义为TBB≤-52℃的区域面积达到5×104 km2，不定义其形状、生命史等其他因素；Anderson等[7]只将中尺度对流系统分为圆形和细长形对流系统。因此，具有椭圆或圆形云盖的MαCS代表着一类中尺度对流系统，而MCC可以被看作是圆型MαCS的特例。通过卫星与雷达图像叠加的分析方法，McAnelly等[8]研究了1977年8月美国12个MCC的演变过程，其内部的MβCS无论在位置、气流分布上都非常复杂，如在没有活跃的冷锋和垂直风切变时，美国西部MCC内部的MβCS多为分散混乱的、随机的。1990年，Blanchard[9]根据MβCS的雷达特征将MαCS分为3类，即线状、锢囚状和混乱状的中尺度对流系统。由此可见，MαCS内部结构复杂，分布其间的MβCS与MγCS不同于孤立的对流系统，受大对流系统制约，它们既有各自的特殊性，也有共同特征。
在利用TBB资料研究MαCS的环境条件、云顶特征等方面已有很多工作[10-12]，然而，对MαCS内部MβCS及MγCS的发生、发展条件、空间结构和气流分布等方面的认识还不够深入。由于MαCS的强度取决于MβCS和MγCS，因此β尺度、γ尺度的对流系统在灾害天气中的作用越来越受到重视。由于常规观测资料很难满足水平范围在200 km内的中尺度对流系统的分析要求，目前的研究主要依赖于中尺度数值模式的模拟结果和雷达、自动站等高密度监测资料。王建捷等[13]、吴庆丽等[14]、陈敏等[15]利用MM5模式分别研究了梅雨锋和华南MαCS中的MβCS气流结构；McAnelly等[16]利用双多普勒雷达径向速度研究了1992年和1993年发生在美国两个暴雨过程中MαCS内MβCS的动力垂直环流演变，给出了多个β尺度、γ尺度对流系统相继发展的概念模型，并用自身强迫-反馈机制解释了β-中尺度环流会促使α-中尺度对流系统的发展。从卫星云图和雷达回波上看到：2009年6月16日暴雨MαCS的西端不断有MβCS生成，新旧降水回波依次排列经过天津。以往研究表明：圆形MαCS内部的MβCS多以单一飑线[17-18]或锢囚状[15-16]出现，而对于本个例，有多个MβCS生成和发展，其触发维持机制与以往研究的异同，以及各尺度对流系统的结构特征将是本文研究重点。
1 资料根据文献[19]，VDRAS系统 (Variational Doppler Radar Analysis System) 是北京城市气象研究所和NCAR联合开发的，在NCAR原有科研平台的基础上，开展了大量的本地化工作。它利用一个包含暖雨参数化方案的三维云尺度湿版本数值模式，初猜场由BJ-RUC (北京地区高分辨快速循环同化预报系统) 提供，采用四维变分技术，对北京、天津S波段多普勒天气雷达资料进行12 min间隔的快速更新循环同化分析，且融合了自动站资料、雷达VAD分析结果及WRF数值预报结果，反演了与对流风暴生消、发展密切相关的对流层低层热动力三维结构。其产品垂直方向上分为15层，第1层为0.1875 km，第2层为0.5625 km，顶层 (第15层) 为5.4375 km，第3层至第14层，相邻层间隔为0.375 km；水平分辨率为3 km。
为了实时快速运行，VDRAS系统的模式顶高设置为5.4375 km，仅将3 km以下的雷达资料同化，3 km以上作为模式顶的海绵边界层处理，所以系统反演的热力、动力场仅限于3 km以下。
红外卫星资料的分辨率为0.1°×0.1°，在计算面积时考虑了地球曲率造成的经纬距变化。
雷达三维组网拼图资料包括北京、天津、秦皇岛3部雷达的直角坐标下基本反射率R、组合反射率CR等，空间分辨率为0.01°×0.01°，时间间隔为6 min)。
选取资料时间主要为2009年6月16日11：00—20：00(北京时, 下同)。
2 实况和环境背景 2.1 实况简介2009年6月16日13：00—18：00，天津乌云笼罩，白天如黑夜，路灯开启。天津城区及6个区县急风骤雨，导致交通一度出现了堵塞，25个进港航班备降外场，45个进出港航班取消，大量航班延误。据天津滨海机场观测，当时云底高度仅为300 m，天津市区总降水量为76.2 mm，华苑小区自动站降水量达到83.3 mm，最大降水强度达到4.8 mm/6 min。另外，还出现了强雷电和冰雹。
为了更具代表性，选取天津市区20个自动站6 min内降水量的平均值来代表市区降水强度，并与雷达时间匹配。由图 1可见，共7个雨团先后经过天津市区，1~3号降雨云团强，强回波中心达到50 dBZ以上，中心在3 km高度附近。1~2号雨团对应的降水强度最大，约为4.8 mm/6 min；3号雨团降水强度明显降低，不足2 mm/6 min；4~5号云团降水强度只有1~2号雨团的一半，6~7号雨团回波中心强度仅为35 dBZ，显然为弱对流云，对应的降水强度仅为0.5 mm/6 min。从7个雨团的强度变化和对应的降水强度来看，这次暴雨降水时间集中，暴雨由多个雨团造成，且雨团强度越来越弱，降水强度也是逐渐减小。
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| 图 1. 2009年6月16日13：00—20：00天津市区雷达反射率因子 (阴影) 的垂直分布和降水量 (实线) 演变 Fig 1. Time-height cross section of radar reflectivity (shaded area) and the precipitaion (solid line) in Tianjin from 13:00 to 20:00 on 16 June 2009 | |
2.2 环境背景分析
暴雨发生前，2009年6月16日08:00，850 hPa天气图上 (图 2a)，110°E河套地区有一条冷槽，渤海西岸位于西南气流中，在西南方有水汽通量大值中心为8×106 g·cm-2·hPa-1；在1000 hPa高度场 (图 2b)，有一从渤海向西深入陆地的弱高压控制渤海西岸地区，盛行东风，除黄海有水汽通量中心为9×106 g·cm-2·hPa-1外，天津还有水汽通量中心为4×106 g·cm-2·hPa-1。说明分别有来自对流层低层及近地面层两条水汽通道向中尺度对流系统 (MCS) 发生地输送水汽，为暴雨的形成提供了充足的水汽条件。在500 hPa高度 (图 2c)，冷槽西侧对应低能舌，东侧有高能舌，冷空气势力较强。另外，由08：00探空得到有关不稳定参数：沙氏指数 (SI) 为-1.45，K指数为31，抬升指数为-2.89，SWEAT指数为326。这些指数均达到或接近天津地区出现强对流天气的阈值[20]。总之，本个例中尺度对流系统产生于移动性冷槽前的暖湿气流中，槽后冷空气势力较强，这与吕艳彬等[21]总结的华北MCC环境条件是一致的。
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| 图 2. 2009年6月16日08：00天气形势 (a) 850 hPa高度场 (实线, 单位:dagpm)、风场和水汽通量 (虚线, 单位:106 g·cm-2·hPa-1), (b) 1000 hPa高度场 (实线, 单位:dagpm)、风场和水汽通量 (虚线, 单位:106 g·cm-2·hPa-1), (c) 500 hPa高度场 (实线, 单位:dagpm)、700 hPa风场和850 hPa假相当位温 (虚线, 单位:℃) Fig 2. Weather charts at 08:00 16 June 2009 with 850 hPa (a), 1000 hPa (b) height (solid line, unit: dagpm), wind field and water flux (dashed line, unit: 106 g·cm-2·hPa-1), and 500 hPa height (solid line, unit: dagpm), 700 hPa wind field, 850 hPa potential pseudo-equivalent temperature (dashed line, unit: ℃)(c) | |
3 中尺度对流系统的空间结构和演变 3.1 统计特征
首先，通过分析MαCS的特征，揭示黑昼现象的成因。利用FY-2卫星图像和TBB数据信息普查了渤海西岸2004—2009年所有造成强对流天气的圆形MαCS，共31个，选取10个空间尺度较大的进行比较，得到表 1。由表 1可见，云盖 (TBB≤-52℃的面积) 在10×104 km2以上的仅有5个，本个例圆形冷云盖的面积为10.45×104 km2，说明这次造成黑昼和暴雨的中尺度对流系统具有庞大的云盖，而且这一地区强的圆形MαCS具有夜发性，仅有两次出现在白天。因此，黑昼现象很少见。
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表 1 2004—2009年渤海西岸圆型MαCS (云顶TBB≤-52℃的面积在5×104 km2以上) 参数 Table 1 Features of circular MαCS (the area of cloud top with TBB≤-52℃ is more than 5×104 km2) during 2004—2009 on western coast of Bohai Bay |
其次，为了认识中尺度对流系统的强度演变，设AC为TBB≤-52℃范围内回波强度不小于35 dBZ的积云面积；AS为TBB≤-52℃范围内回波强度小于35 dBZ的层云面积；ASSC为TBB≤-52℃范围内回波强度不小于55 dBZ的积云面积；ASC为TBB≤-52℃回波强度为35~55 dBZ的积云面积。分别用AC/AS和ASSC/ASC描述了MαCS，MβCS的强度。在TBB≤-52℃的范围内，根据强回波 (不低于35 dBZ，积云) 与非强回波 (15~35 dBZ，层云) 面积之比的百分率来描述圆形MαCS内积云与层云之比，以AC/AS表示，它是一个表征MαCS整体强度的量；根据超强回波 (不低于55 dBZ，强积云) 与强回波 (35~55 dBZ，强积云) 面积之比的百分率来描述MβCS内强积云与积云之比，以ASSC/ASC表示，是表征MβCS整体强度的量。由此得到图 3，可以看到：AC/AS曲线波动少，前平缓后上升，总体维持上升趋势。14：00之前，AC/AS均小于15.3%，之后MαCS内部强回波迅速发展，16：00之后 (此时从图 4可知圆形MαCS开始变形)，AC/AS平稳上升，从22%升至37.7%。对照ASSC/ASC值看，曲线波动远比AC/AS大，说明在MαCS平稳加强的同时，其内部各MβCS强度剧烈变化。
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| 图 3. 2009年6月16日11:00—17:30 MαCS内AC/AS和ASSC/ASC值的演变 Fig 3. Evolution of AC/AS and ASSC/ASC in MαCS from 11:00 to 17:30 on 16 June 2009 | |
第三，渤海西岸圆形MαCS (TBB≤-52℃的面积) 大小不超过15×104 km2，文献[10-12]所涉及的MCC大小均在这一范围内；生命史也比南方MCC短得多，一般在8 h以内；而南方MCC[19]的面积常常超过20×104 km2，生命史达十几甚至二十几小时。但是在我国北方、沿渤海地区，圆形中尺度对流系统的云顶最低TBB却能与南方一样，达到-80℃左右。
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| 图 4. 2009年6月16日FY-2C卫星资料TBB≤-52℃范围 (实线，单位：℃) 和同时刻组合反射率因子 (阴影) 叠加图 (a)12:00, (b)13:00, (c)14:00, (d)15:00, (e)16:00, (f)17:00, (g) 沿图 4b中AB直线所作的剖面 Fig 4. Composed radar reflectivity (shaded area) and FY-2C satellite TBB≤-52℃(solid line, unit:℃) on 16 June 2009 (a)12:00, (b)13:00, (c)14:00, (d)15:00, (e)16:00, (f)17:00, (g) cross section of radar reflectivity along line AB in Fig. 4b | |
3.2 空间结构和演变
FY-2C卫星资料中TBB≤-52℃范围变化表征了MαCS的演变过程；雷达组合反射率因子CR是所有高度上的雷达回波最强的值，CR图像反映MαCS内部MβCS，MγCS；卫星与雷达资料图像叠加清楚地反映了各尺度对流系统在空间位置上的配置关系；而雷达反射率因子垂直剖面图展示了MαCS内部的组织结构和水粒子密度情况。图 4a~4f为12：00—17:00冷云盖 (TBB≤-52℃等值线) 与回波强度 (≥10 dBZ) 的叠加图。图 4g为13：00天津刚开始出现黑昼现象时，沿39.6°N的雷达回波垂直剖面。
08：00，对流系统在张家口生成，但范围很小，云顶温度为-57℃，形状不规则。随后对流系统迅速向东移动，变化不大。11：00，云顶温度降至-62℃，说明MCS的内部对流加强，有深对流出现。此时，有两个独立的MCS存在。
12:00—15:00，MαCS具有圆形或椭圆形冷云盖，MαCS内对流云缓慢变化。
12:00(图 4a)，两个MCS合并，形状呈椭圆形，TBB≤-52℃面积范围增大，为4.44×104 km2。从尺度上讲，此时为α-中尺度对流系统，云顶温度低于-62℃，说明此时MαCS发展较旺盛。在MαCS内，40 dBZ以上的强回波集中在冷云盖西端，而东侧均为10 dBZ的弱回波。
13:00(图 4b)，MαCS范围继续增大，圆形云盖覆盖天津地区；其内部1号β-中尺度对流系统 (简称MβCS1，依此类推) 具有飑线系统特征。配合图 4g垂直剖面可知，MαCS发展旺盛，回波顶高度达到12 km，20 dBZ回波厚度为9~12 km。MβCS1中40 dBZ强回波高度，达到9 km，3 km处有55 dBZ强回波核。可见，含有大量水粒子的云层遮蔽了阳光是造成黑昼现象原因之一。
14:00(图 4c)，MαCS增大到9.4×104 km2，而且其偏心率大于0.7。值得注意的是：在MβCS1东移的同时，其后部，即在MαCS的西端，有MβCS2生成。
15:00(图 4d), 圆形MαCS达到最大值10.45×104 km2，其西端向后突起，有与西边东移的另一个对流系统合并的趋势。与此同时，在MβCS1，MβCS2后部、MαCS西端突起处，又有新的MβCS生成，即MβCS3。由于对流系统的西端是对流层中低层西南暖湿气流的流入处——高能区，因此常常是新的对流云发源地[1]。但是β-中尺度系统发生、发展和维持的机制与气流结构、热力和动力结构的关系等细节问题，需基于高时空分辨率的资料进行细致地分析。
16:00以后，由于两个对流系统合并，MαCS内对流云仍强烈。16:00—17:00(图 4e~4f) 两个MCS合并，圆形瓦解呈带状，MαCS内TBB≤-62℃的范围内有大量的强回波生成，并连成强回波带，其内部有多个对流单元，强回波带在东移的同时略向南压。此时对流系统北部的一些强回波没有落入TBB≤-52℃范围内，说明此时这些回波高度较低，温度偏高，虽然有降水，但对流并不强。
4 MCS多尺度热力和动力结构及其成因研究表明：VDRAS系统能够较好地反演与对流系统相伴的冷池结构、辐合辐散、阵风锋等中尺度系统[19, 22]，有助于了解中尺度对流系统内部的热力、动力结构。
4.1 热力和动力结构2009年6月16日14:00—15:00，是MβCS1，MβCS2，MβCS3相继出现共存阶段，选取图 4c黑色方框区域得到图 5a~5h(14:29) 反映上升运动区域，0.1875 km，0.9375 km，2.0625 km，3.1875 km高度上的风场与扰动温度场叠加图及相应高度上的风场与上升运动区叠加图。
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| 图 5. NOAA反演的总云量与地面观测总云量间的 CCA相关系数随时间变化 Fig 5. At different height, perturb temperature (shaded area), horizontal wind field (vector) and vertical velocity (shaded area) by VDRAS at 14:29 16 June 2009 | |
在近地层 (图 5a), MαCS内负扰动温度场 (冷池) 中心为-5℃，风场为一致的偏东气流，与同时刻自动站风场基本一致, 该高度上没有上升运动 (图 5b), 在1 km高度上 (图 5c)，MαCS内负扰动温度场——冷池, 中心为-4℃，冷池范围比低层有所缩小，风场风向发生气旋性旋转，西北气流进入MαCS后方，偏东气流从MαCS左前方进入，偏南气流从MαCS右前方进入，这与图 2a中850 hPa风场一致。由图 5c可以看到有一条辐合线存在，此处强烈的上升运动区即是MβCS1(图 5d) 处；而另一个上升运动区MβCS2处于西北气流中，在这个高度处，MβCS2在冷池内，但没有辐合线存在。在2 km高度上 (图 5e)，负扰动温度场 (冷池) 中心为-3℃，冷池范围比低层迅速缩小，风场风向分为两股：北边的西北气流和南部的西南气流，有两股气流形成交汇线。由图 5f可知：在这一高度处，上升区对应的MβCS1，MβCS2，MβCS3处均在冷池中。MβCS1处于西南气流中、MβCS2处于西南风与西北风交汇线。在3 km高度上 (图 5g)，冷池几乎消失，风场风向为西-西南气流，由图 5h可知：MβCS1，MβCS2，MβCS3处于一致的西南气流中，无论是辐合线，还是交汇线均消失了。
以上分析表明：冷池在立体空间上实际表现为一个范围不大的冷堆 (它是对流发展的产物)，冷堆垂直方向向上减弱、水平方向缩小；在具备动力辐合抬升机制时，对流系统可以在冷池中发展维持。MαCS内3 km以上水平气流单一，为一致的西南气流，将南方暖湿气流源源不断地输送到MβCS1，MβCS2，MβCS3上空，提供了对流系统发展维持的能量。3 km以下水平气流结构复杂。
4.2 β-中尺度对流系统发展维持的原因图 6记录了13：00—14：00(间隔为0.5 h)，对流层低层为1.3~2.4 km (以2.06 km高度为代表) 和1 km以下 (以0.56 km高度为代表) 的水平风场和温度场的演变，这为解释上述问题提供了依据。
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| 图 6. 2009年6月16日不同高度不同时刻水平风场 (矢量) 和温度场 (阴影) Fig 6. Wind field (vector) and perturb temperature field (shaded area) at different height and different time | |
由图 4a和4b可以看到，MβCS1在16日12：00—13：00已经形成；而起初的MβCS2是MβCS1后部的一块弱回波，14：00，MβCS1继续维持，MβCS2不断加强、回波强度由原来的30~40 dBZ增强到50 dBZ，MβCS3的胚胎开始露头，但不强。因此，选用13：05，13：29和14：04关键时刻的VDRAS系统资料进行分析 (图 6)，来说明MβCS1维持、MβCS2加强、MβCS3发生和发展的原因。
对于MβCS1，13:05已形成。13:05—14:05，在边界层内约0.5 km高度上 (图 6)，冷池-1℃边缘，西北气流与西南气流形成辐合线与MβCS1相对应，此时的西北气流来源于冷池外流。在对流层低层 (约2 km高度上)，冷池内还有一条西北气流与西南气流形成的辐合线与MβCS1对应，只是辐合线由低到高向西北后倾，西北气流的前锋锲入西南气流中。可见，MβCS1长时间、高强度的维持不仅与冷池外流有关，而且与进入MαCS的西北气流有密切的关系。
对于MβCS2，13：05—14：05是其加强发展的时期，在回波加强到50 dBZ之前，即13:05和13:29, 对流层低层 (约2 km高度上)，0℃冷池内存在西北气流与西南气流形成的交汇线，冷池内的气流并不是沿冷池边缘呈扇形向外流出。而相比之下，在边界层内0.5 km高度上，气流沿冷池边缘呈扇形向外流，但是没有辐合线或交汇线存在，这表明，对MβCS2的发展加强来说，对流层低层侵入的西北气流更为重要。
对于MβCS3，在其发生、发展之前，即13:05—14:05，在对流层低层 (约2 km高度上)，西北气流与西南气流形成的交汇线始终存在，而冷池外流没有形成交汇线或辐合线。这说明，对MβCS3发生、发展而言，低层交汇线起着积极的作用。
总之，边界层内冷池边缘出流与西南气流形成的辐合线对MβCS1的维持起作用；而对于其后面接连发生、发展的MβCS2, MβCS3, 对流层低层流入MαCS内的西北气流与西南气流形成的交汇线的动力促进作用是主导。通过将14：00的850 hPa，700 hPa风场进行中尺度滤波可知 (图略)：在MαCS内低层存在着气旋性中尺度流场，它是西北冷空气和西南暖湿气流输送动力。
4.3 热力和动力垂直结构及其成因通过对NCEP资料和VDRAS资料的分析，了解MαCS和MβCS的垂直热动力结构。
图 7a是利用2009年6月16日14：00 NCEP资料，沿117°E (穿过MαCS) 得到MαCS内垂直速度剖面，可以看出，MαCS内总体垂直上升速度强烈，上升运动区从地面一直延伸至对流层顶，强中心出现在500 hPa，为0.7 Pa·s-1；上升运动区两侧有下沉气流配合，下沉速度中心也在500 hPa附近，为0.2~0.3 Pa·s-1。MαCS内部气流与外部环境气流构成的环流促进了其内部上升气流的发展和维持；对流层低层700 hPa以下 (约3 km)，总体上升速度为0.5 Pa·s-1。
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| 图 7. 2009年6月16日不同尺度环流垂直剖面图 (a)14：00沿117°E做垂直速度剖面 (单位：Pa·s-1，“━”为MαCS位置), (b)14：29沿图 4b中AB做剖面得到3 km内垂直速度图 (单位：m·s-1)，(c)14：29 3 km内垂直环流与扰动温度叠加图 (阴影为扰动温度) Fig 7. Vertical velocity in cross section along 117°E at 14:00 (unit: Pa·s-1, "━" is position of MαCS)(a), vertical velocity cycle in cross section (unit:m·s-1) along line AB in Fig. 4b at 14:29 (b) and its vertical circulation with perturb temperature (shaded area, unit:℃) at 14:29 (c) on 16 June 2009 | |
沿图 5h上AB线得到14:29垂直运动的剖面图 7b，从中看到对应MβCS1，MβCS2，MβCS3，在对流层低层 (3 km以下) 的垂直运动情况：初生的MβCS3上升速度最小，为0.8 m·s-1，成熟的MβCS2最大，为1.8 m·s-1；最先形成的MβCS1上升速度为1.5 m·s-1(这并不是MβCS1，MβCS2，MβCS3的最大上升速度)。文献[10]提供了梅雨锋上MβCS内上升速度为1.5 m·s-1, 而文献[15-16]提出华南MβCS内上升速度为4.3 m·s-1。另外，3个MβCS分别具有上升运动和下沉运动。
图 7c为14：29，3 km内MβCS1，MβCS2，MβCS3垂直环流与扰动温度叠加图。在边界层内 (1 km以内)，对应3处上升运动的前方有3个浅薄的垂直环流，文献[15]数值模拟的华南MβCS内也有类似的环流结构。这是否与降水形成的拖曳气流有关，还有待于进一步研究。从扰动温度看：主要由降水造成的温度扰动负值区 (冷池) 处于对流层低层 (1.2~2.7 km之间)，冷池厚度由MβCS3至MβCS1加厚，这说明：冷池结构不对称，东厚西薄。如果冷池呈西厚东薄或圆柱形，低层的西南气流将被冷池阻挡，只有更高层的西南气流才能跨过冷池北上。然而，当南下的冷空气低于暖湿气流，冷暖两股气流不能相遇，从而无法形成新对流系统。
在2.1 km高度以上，对应MβCS1，MβCS2，MβCS3的位置，有正的扰动温度值，这是由凝结潜热释放造成的。这种上变暖、下变冷的热力结构抑制不稳定发展，有利于层结趋于稳定。
5 结论与讨论1) 通过初步归纳、对比2004—2009年渤海西岸31个造成强对流天气的圆形MCS的大小、生命史等特征可知：渤海西岸圆形MαCS中只有16%可发展为MCC；其TBB≤-52℃的范围不超过15×104 km2，而且生命史一般在8 h以内，并具有夜发性；而我国南方常见到20×104 km2以上，生命史在十几小时的MCC[14-15, 18]。但是在我国北方、沿渤海地区，圆形中尺度对流系统的云顶最低TBB却能与南方一样，达到-80℃左右。
2) 本个例中尺度对流系统范围庞大、又出现在白天、且降水回波深厚，所以造成黑昼现象。而β-中尺度对流系统不断在α-中尺度对流系统的西端新生，东移发展维持，新旧MβCS依次经过天津地区，导致突发性暴雨。
3) 中尺度风场分布表明:有冷空气从MαCS的西北侧约1.3~2.4 km高度处进入，冷空气与其南部进入的西南气流形成了辐合线或交汇线，对MβCS3的发生、MβCS2的发展加强、MβCS1的维持都起到积极作用。1 km以下，由于降水造成的冷池外流明显，它与冷池边缘环境风形成辐合线，辐合线反过来又加强了造成降水冷池外流的对流系统的维持。3 km以上为一致的西南气流，它将南方暖湿气流源源不断地输送到MβCS上空，提供了对流系统发展维持的能量。MαCS内部与外部存在垂直环流，总体上升速度中心在500 hPa (约5 km) 附近，为0.7 Pa·s-1，垂直环流有利于MαCS维持。MβCS1，MβCS2，MβCS3具有独自的垂直气流，在对流层低层 (约3 km) 以下上升速度达到1.8 m·s-1，而且在1 km以下存在与MβCS对应的弱边界层环流。边界层环流的形成原因及其对α-中尺度环流系统的作用还有待于研究。
4) 随着降水发展，对流层低层2 km以下出现负扰动温度 (即冷池)，冷池呈东边厚，西边薄的结构特征，这种结构使西侧的西南气流能在较低高度北上，且在1.3~2.4 km的对流层低层与南下的冷空气相遇，有利于对流系统的维持和发展。对应MβCS1，MβCS2，MβCS3的位置，在高层有正的扰动温度值，这是凝结潜热释放的结果。上变暖、下变冷的热力分布有利于层结不稳定趋于稳定。
由于计算条件及对高层热力、动力反演技术不成熟，VDRAS系统仅能提供低层的热力、动力资料，但中尺度对流系统的发生、发展、维持与对流层低层的热动力因素是密不可分的。通过对VDRAS系统资料进行业务运用验证，有利于提高对中小尺度天气系统的认识，有利于提升气象部门对灾害性天气的预警决策能力。
致谢 感谢北京城市气象研究所和中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室提供了相关资料。| [1] | 方宗义, 项续康, 方翔, 等. 2003年7月3日梅雨锋切变线上的β-中尺度暴雨云团分析. 应用气象学报, 2005, 16, (5): 569–575. |
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