吳瓊 陳圣劼 白楊 夏露 汪嬋娟

(1 揚州市氣象局，江蘇 揚州 225000； 2 江蘇省氣象臺，南京 210008)

引 言

江淮氣旋是對我國影響較大，較常見的天氣系統(tǒng)，易引發(fā)災害性天氣。國內(nèi)外學者均對其進行了大量的研究[1-6]。馬雷鳴等[7]通過研究垂直切變與入海江淮氣旋初期發(fā)展的關系，揭示了大氣斜壓性對氣旋發(fā)展的重要作用。李柏等[8]利用MM5模式模擬江淮氣旋發(fā)現(xiàn)，700 hPa以下的低層溫壓場的斜壓結構是氣旋發(fā)展的重要因素。吳海英等[9]通過對等壓面位渦的垂直結構演變分析發(fā)現(xiàn)，高層位渦的下傳，促進了對流層低層及地面的氣旋發(fā)展，凝結潛熱釋放與氣旋的發(fā)展機制之間存在著正反饋作用。趙兵科等[10]利用拉格朗日方法和位渦收支診斷對一次強氣旋的發(fā)展演變過程進行了診斷分析，且ZHAO， et al[11]進一步運用位渦反演的方法驗證了凝結潛熱加熱對該次氣旋發(fā)展所起的重要作用。Ahmadr-Givi, et al[12]揭示了在一些個例中，非絕熱加熱作用對氣旋的發(fā)生起主要貢獻，能促進高低層位渦異常鎖相并共同增幅發(fā)展。

圍繞江淮氣旋暴雨，學者們也做了一系列研究。張曉紅等[13]在診斷分析一次春季江淮氣旋暴雨時發(fā)現(xiàn)，暴雨區(qū)主要位于高空槽前以及地面氣旋的左前方。陳筱秋等[14]基于NCEP資料對一次東移且引發(fā)暴雨的江淮氣旋進行了結構特征分析發(fā)現(xiàn)，500 hPa高空槽前中低層低渦、切變線、氣旋等天氣系統(tǒng)引起了強上升運動，暴雨區(qū)南北兩支次級環(huán)流圈的存在有利于上升運動的維持，地形的抬升作用也使降水得以加強。魏建蘇等[15]在用WRF模式對江蘇一次強降水過程模擬分析后發(fā)現(xiàn)，WRF模式對中小尺度天氣過程有較強的模擬和預報能力。

前人的研究多集中于江淮氣旋氣候特征分析和江淮氣旋發(fā)展機理研究，或是針對江淮氣旋造成的暴雨個例中較大尺度的動力學及熱力學特征，針對江淮氣旋暴雨過程里中小尺度系統(tǒng)動力特征的研究相對較少。因此本文根據(jù)歷史江淮氣旋個例中降水強度和小時雨強的情況選擇了2011年6月9—10日發(fā)生在湘鄂贛交界處山區(qū)的一次江淮氣旋大暴雨天氣過程，進行了天氣尺度的診斷分析，而對于過程中的中小尺度系統(tǒng)因為常規(guī)資料的時空分辨率不足，引入WRF v3.9數(shù)值模式對其中的強降水時段進行模擬，利用模式輸出的高時空分辨率資料進一步診斷分析中小尺度系統(tǒng)在本次大暴雨過程中造成強降水時段的原因，以期為日后江淮氣旋暴雨預報工作提供一定的參考。

1 資料和方法

(1)利用中國自動站與CMORPH[16]降水產(chǎn)品融合的逐小時降水量網(wǎng)格數(shù)據(jù)(空間分辨率為0.1°×0.1°，時間間隔為1 h)作為本文中降水量實況；

(2)利用ERA Interim Daily的0.5°×0.5°資料，對本次大暴雨天氣過程進行天氣尺度分析；

(3)運用WRF v3.9對選取個例進行模擬，模式采用的初始場資料為NCEP FNL全球分析資料(水平分辨率為1°×1°，時間間隔6 h)，時間段為2011年6月9日00時(世界時，下同)—2013年6月10日12時，模式運行時間為36 h。

試驗具體設置如下：采用雙向雙重嵌套網(wǎng)格，母網(wǎng)格的區(qū)域范圍為(10°～50°N，90°～130°E)，中心位置在(30°N，110°E)，子網(wǎng)格的區(qū)域范圍為(20°～40°N，100°～125°E)。母網(wǎng)格網(wǎng)格距為12 km×12 km，子網(wǎng)格的網(wǎng)格距為4 km×4 km。母網(wǎng)格的積分步長是90′，子網(wǎng)格積分步長為30′。母網(wǎng)格數(shù)據(jù)輸出時間為1 h，子網(wǎng)格數(shù)據(jù)輸出時間為10 min。母網(wǎng)格和子網(wǎng)格的垂直分層均為50層，模式層頂達到50 hPa。微物理過程采用WSM3類簡單冰方案、邊界層參數(shù)方案為YSU方案、陸面過程采用了Noah方案、積云參數(shù)采取Kain-Fritsch方案、短波輻射采用的是Dudhia方案、長波輻射方案為RRTM方案。

2 過程概況

2011年6月9—10日，500 hPa西風槽東移，低層西南渦移出，東移略北抬(圖1a)，移動過程中發(fā)展出明顯冷暖鋒結構，產(chǎn)生氣旋波降水，在江淮氣旋移動路徑沿線的湖北南部、湖南東北部、江西北部、安徽東南部，浙江北部、江蘇南部地區(qū)先后出現(xiàn)暴雨到大暴雨天氣(圖1b)。10日，此次江淮氣旋暴雨過程雨帶呈東西向分布，降水量中心出現(xiàn)在安徽東南部和鄂湘贛交界(29°N，114°E)附近，日降水量中心分別達到100～150 mm及200 mm以上。根據(jù)逐小時降水演變情況來看， 9日22時至10日04時為降水最強時段，湘鄂贛三省交界處部分站點小時雨強超過40 mm·h-1(圖略)，隨后減弱，10日午后降水在東移至安徽南部再次增強，中心小時雨強超過20 mm·h-1。此次暴雨過程伴有雷電、短時強降水等對流性天氣，湖南、湖北等省多處發(fā)生暴雨洪澇災害，另有多地出現(xiàn)山體滑坡、泥石流等次生地質災害，死亡41人，失蹤33人，緊急轉移安置11.1萬人，對生命安全和社會經(jīng)濟造成了極大的損失。

圖1 (a)9日08時—10日20時逐6 h地面氣旋移動路徑；(b)10日24 h累積降水量(單位：mm)Fig.1 (a)The moving path of cyclone from 0800 UTC on 9 to 2000 UTC on 10; (b)accumulative rainfall of 24 hours on 10(unit: mm)

3 天氣學分析

3.1 環(huán)流背景分析

9日20時—10日20時，500 hPa副熱帶高壓位于海上(圖2a、c)，其脊線位置位于23°N附近，副熱帶高壓西北側為西南暖濕氣流；中緯河套槽東移，槽后冷空氣東移南壓，冷暖空氣相持在長江流域附近。中高空槽前暖平流有利于低層減壓，高空槽前正渦度平流的輸送也有利于低層低值系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展。

9日20時在對流層中低層850 hPa(圖2b)的重慶以東，湖南北部存在低值中心，其移動路徑與地面氣旋路徑一致，為東北偏東，低壓中心位置自地面向對流層中低層向冷區(qū)傾斜，冷暖空氣的強烈對峙造成大氣斜壓性增強，有利于中低層氣旋性波動的發(fā)生發(fā)展(圖2d)。10日夜間，氣旋東移北抬入海后(圖略)，由江淮氣旋造成的本次降水過程也趨于結束。

3.2 高低空急流分析

分析200 hPa風場(圖3a、b)可以看出，9日20時—10日02時，200 hPa急流分流區(qū)位于暴雨區(qū)上空，高空分流有利于高層輻散抽吸作用的增強。為了進一步觀察垂直方向上的運動，沿暴雨中心114°E做緯向垂直剖面(圖3c、d)，可以看到，在高空急流北側有下沉氣流在46°～48°N附近。在急流南側，下沉氣流與上升氣流交匯于300～400 hPa之間，上升氣流最強支處于28°～32°N之間，與暴雨帶對應較好，高空急流北側下沉支和南側上升氣流構成了閉合環(huán)流，閉合次級環(huán)流的上升支有利于對強降水區(qū)上升氣流的增強。

圖3 200 hPa風場和沿114°E剖面的緯向垂直剖面(陰影，單位：m·s-1)：(a、c)9日20時；(b、d)10日02時Fig.3 The flow field at 200 hPa and the profile of flow field along 114°E (shadow, unit: m·s-1) at: (a, c)2000 UTC on 9; (b, d)0200 UTC on 10

低空急流是中緯暴雨天氣發(fā)生的重要影響系統(tǒng)，觀察850 hPa急流分布，9日20時(圖4a)，急流并不顯著，從10日02時開始，急流開始增強(圖4b)，范圍有所擴大，出現(xiàn)大片12 m·s-1以上的急流帶，急流范圍主要在30°N以南，覆蓋湘、贛、浙大部分范圍，急流中心風速隨后進一步增強，10日08時和14時分別達到18 m·s-1和21 m·s-1以上(圖4c、d)。急流核隨時間東移北抬，10日08時，位于30°N鄂湘皖浙交界一帶，增強的西南急流位于強降水帶的南側，為本次大暴雨過程在低層輸送暖濕氣流，也為大氣不穩(wěn)定層結提供能量。

圖4 850 hPa流場和全風速(陰影，單位：m·s-1)(a)9日20時；(b)10日02時；(c)10日08時；(d)10日14時Fig.4 The flow field and total wind speed (shadow, unit: m·s-1) at 850 hPa at:(a)2000 UTC on 9; (b)0200 UTC on 10; (c)0800 UTC on 10; (d)1400 UTC on 10

3.3 水汽條件分析

對于一個地區(qū)的強降水預報，除水汽的分布情況還必須考慮各個方向輸送來的水汽能否在此集中[17]，分析本次過程水汽通量情況可以發(fā)現(xiàn)(圖5a、d)，本次大暴雨過程的水汽通量輸送來自孟加拉灣的西南暖濕氣流，陰影負值區(qū)對應水汽通量輻合，在降水中心附近存在水汽通量輻合中心，其中10日02時前后，也就是本次過程小時降水量最強時段前后，水汽通量輻合中心數(shù)值可達-8×10-8s-1以上(圖5b)。10日08時之后西南水汽通量輸送減小，水汽通量輻合也有所減弱，水汽供應的減弱也造成了降水隨之減小(圖5c、d)。

圖5 850 hPa水汽通量(箭矢，單位：g·cm-2·hPa-1)和水汽通量散度(陰影，單位：10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1)：(a)9日20時；(b)10日02時；(c)10日08時；(d)10日20時Fig.5 The 850 hPa water vapor flux (arrow， unit: g·cm-2·hPa-1)and water vapor flux divergence (shadow， unit: 10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1) at： (a) 2000 UTC on 9; (b)0200 UTC on 10; (c)0800 UTC on 10; (d)2000 UTC on 10

3.4 濕位渦分析

濕位渦(Moist Potential Vorticity，MPV)作為綜合反映大氣動力和熱力性質的物理量，被廣泛使用在暴雨天氣的診斷分析中[18]。MPV在等壓面上展開可得，

(1)

其中：ζp是相對渦度；f是科氏參數(shù)，是假相當位溫；g是重力加速度，位渦的單位是PVU(1 PVU=10-6m2·K·kg-1·s-1)；MPV1是空氣塊絕對渦度的垂直分量與濕相當位溫垂直梯度的乘積，是濕位渦的正壓項；MPV2是風的垂直切變和濕相當位溫水平梯度的乘積，表示濕位渦的斜壓項[19]。

沿112°～114°E的平均范圍內(nèi)做經(jīng)向的垂直剖面(圖6a—c)發(fā)現(xiàn)，MPV1和MPV的分布特征接近，MPV2比MPV1小一個量級，大氣的斜壓性作用遠小于對流不穩(wěn)定性的作用。強降水發(fā)生在MPV1或MPV2的正負值過渡的等值線密集帶附近，在此處冷暖空氣交匯，同時還是對流不穩(wěn)定和斜壓不穩(wěn)定相結合的區(qū)域，有利于水汽的輻合和垂直渦度的劇烈發(fā)展。

圖6 10日02時沿112°～114°E的平均經(jīng)向垂直剖面：(a)MPV(單位：PVU);(b)MPV1(單位：PVU);(c)MPV2(單位：10-1PVU);(d)MPV在850 hPa的水平分布(單位：PVU)Fig.6 Average vertical section along 112°-114°E at 0200 UTC on 10: (a)MPV(unit: PVU); (b)MPV1(unit：PVU); (c)MPV2(unit:10-1 PVU); (d)the distribution of MPV at 850 hPa

4 數(shù)值模擬

4.1 數(shù)值模擬結果驗證

為了檢驗數(shù)值模式實驗的模擬效果，分別從主要影響系統(tǒng)氣旋與急流的模擬情況，以及降水的模擬等方面將模擬結果與實況進行比較。

實況中江淮氣旋的路徑是先東移后東移北上，整體是向東北方向移動(圖7a)，從模擬結果來看(圖7b)，試驗對于氣旋的移動路徑進行了較好的模擬。在9日夜間強降水時段，試驗對江淮氣旋中心位置、移速和路徑均有較好模擬。

從急流模擬情況來看，急流范圍大致相同，對比10日02時急流強度和風場分布情況，實況風速在14 m·s-1左右，模式為12～16 m·s-1。在(29°～32°N，109°～115°E)區(qū)域內(nèi)，風場呈氣旋式環(huán)流，為東北西南向的低壓中心(圖7c)，而模擬的同區(qū)域內(nèi)風場呈氣旋式環(huán)流切變，并包含3個獨立氣旋式環(huán)流(圖7d)，整體風場的模擬較成功，急流強度比實況略強。

圖7 09日08時—10日20時逐6 h氣旋中心位置：(a)實況、(b)模式；850 hPa風桿(單位：m·s-1)和全風速(陰影，單位：m·s-1):(c)實況、(d)模式；10日00—06時的6 h降水(單位：mm):(e)CMORPH、(f)模式Fig.7 The location of cyclone center by 6 h from 0800 UTC on 9 to 2000 UTC on 10: (a)observation, (b)simulation; the wind(unit: m·s-1)and total wind speed (shadow, unit: m·s-1) at 850 hPa: (c)observation,(d)simulation; the precipitation from 0000 UTC to 0600 UTC on 10(unit: mm): (e)observation,(f)simulation

10日00—06時的6 h降水實況來看，降水中心主要有3個(圖7e)，自西向東分別位于：(1)湖南中部(28°N，111°E)附近，中心雨量150～200 mm；(2)湘鄂贛交界處(29°N，114°E)附近，中心雨量達到200～250 mm；(3)最東側雨量中心位于皖贛浙交界處，中心雨量在40～80 mm。在模擬對應的時段內(nèi)，模式比較好的模擬出了3個降水中心，雨帶位置和雨量中心位置模擬結果與實況相比略偏南(圖7f)，對于湘鄂贛交界處(29°N，114°E)的雨量中心而言，6 h的控制試驗模擬降水效果與實況量級相當，超過80 mm的降水范圍略擴大，這與前面分析的急流模擬也略偏強的結論吻合。

4.2 中尺度對流系統(tǒng)發(fā)展過程

9日后半夜到10日凌晨產(chǎn)生多個側向排列的對流單體，呈帶狀分布，長寬比大于5∶1，形成颮線[20]。由于颮線維持時間較長，且移動路徑穩(wěn)定，降水回波不斷經(jīng)過(28°N，114°E)附近，造成了該區(qū)域的強降水發(fā)生。颮線結構在遇到江南丘陵幕阜山、九嶺山附近地形(圖8a)迎風坡時增強(圖8b)，在經(jīng)過山脈后回波逐漸破碎，在10日白天反射率迅速減弱。

圖8 (a)地形(單位：m；框區(qū)為湘鄂贛交界附近九嶺山、幕阜山地形)；(b)10日00時30分組合反射率(單位：dBZ)Fig.8 (a) The topographic map(unit: m; the frame area is located at Jiuling mountain and Mufu mountain near border area ofHunan, Hubei and Jiangxi); (b) the combined reflectivity at 0030 UTC on 10(unit: dBZ)

將影響降水中心的回波單體進行編號(圖9)，分別為中-β尺度單體1(綠色圓圈)、中-β尺度單體2(藍色圓圈)，如圖9a所示，單體1逐漸離開丘陵下墊面，進入洞庭湖附近地勢較為開闊平坦地區(qū)，其組織化程度逐漸轉好，單體范圍擴大，9日23時30分(圖9b)，單體1進入幕阜山、九嶺山地形的迎風坡，地形抬升作用加強，其強度加強，單體2逐漸縮小與單體1的距離，逐漸與單體1合并連成一條帶狀颮線(圖9c—f)。本次颮線過程有較長生命史，其從發(fā)生、發(fā)展到逐漸減弱破碎生命史約9 h，在其穩(wěn)定東移過程中，對(28°～29°N，114°E)范圍內(nèi)造成較長時間的連續(xù)強降水，導致了此地大暴雨天氣的發(fā)生。

圖9 組合反射率(單位:dBZ): (a)9日21時30分;(b)9日23時30分;(c)10日01時30分;(d)10日02時;(e)10日02時30分;(f)10日03時Fig.9 The combined reflectivity (unit: dBZ) at:(a) 2130 UTC on 9; (b) 2330 UTC on 9; (c) 0130 UTC on 10; (d) 0200 UTC on 10; (e) 0230 UTC on 10; (f) 0300 UTC on 10

4.3 颮線的發(fā)展演變機理

利用模式輸出空間分辨率為4 km×4 km的較為精細數(shù)據(jù)來對此次颮線過程從不穩(wěn)定能量、垂直風切變、垂直結構和冷池等方面著手，研究其發(fā)生發(fā)展的機制。

4.3.1 不穩(wěn)定能量

對比CAPE值的模擬結果和實況可以看出，模式較好地模擬出9日午后具有較大CAPE值，和降水發(fā)生后CAPE值的迅速減小的情況?？梢钥闯?，9日20時(圖10a)在(26.6°～28.8°N，113.6°～115.4°E)范圍內(nèi)，也是對流發(fā)展的前沿擁有較大的CPAE值，中心值達到3 000 J·kg-1以上，對流能量積聚，但對流降水發(fā)生后，CAPE值快速下降，到10日02時(圖10b)，中心只有1 500 J·kg-1左右。CIN值在整個過程中比較穩(wěn)定，基本在10～100 J·kg-1，CAPE值遠大于CIN值，有利于對流的發(fā)生(圖10c)，而降水發(fā)生后CIN則略有回升(圖10d)。

例7 (2013湖北卷·文17)在平面直角坐標系中，若點P(x,y)的坐標x,y均為整數(shù)，則稱點P為格點.若一個多邊形的頂點全是格點，則稱該多邊形為格點多邊形.格點多邊形的面積記為S，其內(nèi)部的格點數(shù)記為N，邊界上的格點數(shù)記為L.例如圖3中△ABC是格點三角形，對應的S=1,N=0,L=4.

圖10 模式CAPE (單位：J·kg-1)：(a)9日20時、(b)10日02時；CIN值 (單位：J·kg-1) :(c)9日20時、(d)10日02時； CAPE值實況 (單位：J·kg-1):(e)9日20時、(f)10日02時Fig.10 The model CAPE (unit: J·kg-1) at: (a) 2000 UTC on 9, (b) 0200 UTC on 10; the CIN (unit: J·kg-1) at:(c) 2000 UTC on 9, (d) 0200 UTC on 10; the actual CAPE (unit: J·kg-1) at: (e) 2000 UTC on 9, (f) 0200 UTC on 10

在圖10方框所示范圍內(nèi)求CAPE和CIN的平均值(方框位置選取在回波發(fā)展的上游)，做垂直方向的剖面。結果如圖11所示，分別顯示了9日16時(空心圓線條)，10日07時(實心圓線條)，10日07時(叉號線條)的CAPE和CIN的空間分布，可以看到高值區(qū)基本都在700 hPa以下區(qū)域，對流是從較低層積聚能量發(fā)展起來的，對流有效位能集中在低層。

在9日上午(圖11a)，CAPE高值在900 J·kg-1左右，到了9日16時逐漸增加到2 000 J·kg-1左右，但是隨著對流降水的發(fā)生又快速減弱， 10日07時已經(jīng)降至250 J·kg-1左右，CAPE值有一個先累積增大，再釋放減小的過程，很好地解釋了對流能量的累積和釋放過程。CIN(圖11b)在整個過程中均小于CAPE值，并且在CAPE增加過程中CIN值逐步減小。9日08時為60 J·kg-1，之后有所下降，9日16時降至10 J·kg-1左右，在對流發(fā)生以后，又有所增加，達到23 J·kg-1左右。

圖11 (a)CAPE 值(單位：J·kg-1)；(b)CIN值 (單位：J·kg-1) Fig.11 (a) CAPE (unit: J·kg-1); (b) CIN (unit: J·kg-1)

CAPE和CIN值的變化較好的體現(xiàn)了對流發(fā)生前能量的積累過程和對流發(fā)生后能量的釋放減弱。較強的CAPE和較弱的CIN是本次颮線可以維持較長生命史的一個重要原因。

4.3.2 垂直風切變

Rotunno, et al[21]提出了描述颮線發(fā)展傳播的“RKW理論”，指出低層風垂直切變與地面冷池的動力平衡是颮線維持發(fā)展的重要因子。垂直于颮線的低層切變越強[22]，颮線的強度也越大，生命史也越長。

對比模式輸出0～3 km風切變(圖12a—c)和實況(圖12d)可知：9日20時0～3 km垂直風切變的模式輸出數(shù)據(jù)和實況數(shù)據(jù)均顯示為西北氣流，量級相近，具有較高可信度。

圖12 0～3 km垂直風切變(矢量為風矢；陰影為全風速(單位：m·s-1))：(a)9日20時30分；(b)9日21時30分；(c)9日22時30分；(d)9日20時實況(框區(qū)為垂直風切變與颮線垂直區(qū)域)Fig.12 0-3 km vertical wind shear(vector is wind; shadow is total wind speed (unit: m·s-1)) at： (a) 2030 UTC on 9；(b) 2130 UTC on 9；(c) 2230 UTC on 9；(d) the actual at 2000 UTC on 9 (the frame is the region vertical wind shear and the squall line perpendicular to each other)

通過觀察0～3 km垂直風切變分布可以看出，從中尺度對流單體1和單體2開始逐步靠近、合并，發(fā)展為帶狀颮線時(9日夜間)開始一直到颮線結構逐漸松散(10日白天)，均存在較強的垂直風切變，在颮線發(fā)生前，9日20時以后，在颮線發(fā)展的前部區(qū)域可達10～20 m·s-1以上。

從垂直風切變的方向來看，颮線是東北—西南走向的，在颮線加強發(fā)展前，9日20時后，在颮線前部存在和颮線走向相垂直的垂直風切變，呈西北—東南向。垂直于颮線的低層切變越強，颮線的強度也越大，生命史也越長[22]。由于強的垂直風切變產(chǎn)生較強的水平渦度，從而有利于颮線的發(fā)展和維持。

4.3.3 颮線的垂直結構和冷池

沿著圖9d—f中垂直于颮線方向的黑色虛線所在位置做垂直剖面，對颮線的垂直結構和冷池進行分析，從垂直結構中可以看出兩支氣流(圖13a)，一支是颮前指向颮后的斜升氣流，另一支為颮后指向颮前的氣流(即后部入流急流)。近地面冷池是颮線風暴的一個重要特征，冷池是由于風暴中降水蒸發(fā)冷卻導致的冷空氣不斷下沉擴散而形成的近地面冷空氣堆。10日02時(圖13a)，強烈的上升運動發(fā)生在冷池前部，冷池向外輻散的冷空氣與環(huán)境暖濕入流輻合形成了支持颮線發(fā)展的動力[23]。至03時(圖13e)，隨著大量降水的發(fā)生，冷空氣持續(xù)下沉，颮線后部的低層冷卻更加明顯，冷池范圍也隨之擴大，上升運動區(qū)逐漸移至冷池上空。

圖13 相對風暴速度(流線，單位：m·s-1)和反射率(陰影，單位：dBZ)：(a)10日02時、(c)10日02時30分、(e)10日03時；相對風暴速度(流線，單位：m·s-1)和擾動位溫(陰影，單位：K)：(b)10日02時、(d)10日02時30分、(f)10日03時Fig.13 Relative storm speed (stream, unit: m·s-1) and reflectivity (shadow, unit: dBZ) at: (a) 0200 UTC on 10, (c) 0230 UTC on 10, (e) 0300 UTC on 10; relative storm speed (stream, unit:m·s-1) and perturbed potential temperature (shadow, unit: K) at:(b) 0200 UTC on 10, (d) 0230 UTC on 10, (f) 0300 UTC on 10

但是整體而言，冷池均比較淺薄(圖13b、d、f)，僅在925 hPa以下顯示。主要考慮是因為環(huán)境較為濕潤，不利于強烈的蒸發(fā)，因此蒸發(fā)冷卻的作用并沒有那么顯著，就相對比較淺薄。

Rotunno, et al[21]和Weisman， et al[24]通過理想數(shù)值模式試驗，并在分析已有的觀測研究后，首次提出了描述颮線發(fā)展傳播的“RKW理論”，理論指出低層風垂直切變與地面冷池的動力平衡是颮線維持發(fā)展的重要因子。結合多時次的冷池分布來看，本次颮線過程冷池均較淺薄，并不能和垂直風切變的強度相當。根據(jù)RKW理論，當冷池弱于低層垂直風切變時，冷池產(chǎn)生的負渦度小于低層垂直風切變產(chǎn)生的正渦度，冷池前沿的上升氣流向前略傾斜，并不利于沿著出流邊界形成新的對流單體。而本次颮線過程維持較長時間主要考慮是因為對流有效位能大值分布在低層，冷池雖然淺薄，無法提供深厚的垂直抬升，但是低層冷池的抬升作用還是較容易觸發(fā)對流不穩(wěn)定的發(fā)生；另一方面，颮線發(fā)生在復雜下墊面附近，地形的作用也會促進不穩(wěn)定上升運動。

5 結論

(1)本次過程是江淮氣旋背景下的一次大暴雨天氣。鋒面抬升和高空急流右側上升支提供有利的動力條件，低空西南急流提供水汽輸送。

(2)過程具有較大CAPE，大氣的對流不穩(wěn)定性的作用遠大于斜壓性作用，強降水發(fā)生在MPV1或MPV2的正負值過渡的等值線密集帶附近。

(3)利用WRF v3.9模式較好地模擬了本次過程的影響系統(tǒng)和降水強度、范圍，并成功模擬強降水時段的一次長生命史的颮線過程。

(4)較強的CAPE和較小的CIN提供了有利的環(huán)境條件；強的0～3 km垂直風切變、低層的冷池外流抬升作用以及地形作用有利于颮線的形成和維持。