江淮流域梅雨鋒暴雨南北雨帶干冷空氣侵入作用的對比研究

苗春生，李婷，2，王堅紅，吳旻，劉維鑫

(1．南京信息工程大學，江蘇 南京210044;2．寧夏氣象臺，寧夏 銀川756000;3．94995部隊氣象臺，江蘇 南通226552;4．95072部隊氣象中心，廣西南寧530021)

0 引言

梅雨期是江淮流域一年中重要的降水時段，因此梅雨雨情對江淮地區年度水汽分布特征和水資源供應起著重要作用。梅雨期內的暴雨雨強大、風力小，易造成澇災和城市水患，但是也起著緩解旱情的作用。因此，梅雨期暴雨的分布、時長、雨強和雨量等降水特征是梅雨天氣精細化分析的基礎，也是暴雨局地精細化預報的重要內容。

對于梅雨期暴雨強降水的區域分型，胡婭敏等(2010)利用REOF(rotated empirical orthogonal function)分析結果，討論了江淮型、江南型、淮河型和兩湖型4種類型的特征。在影響梅雨期暴雨的關鍵系統方面，大量研究指出，頻繁發生的中尺度對流活動是造成梅雨鋒大暴雨的主要原因(周厚福等，2009;苗春生等，2014a)。趙玉春(2011)研究了梅雨鋒對中尺度對流系統的組織作用，發現梅雨鋒兩側自身水汽差異造成的質量不平衡可在梅雨鋒附近激發出小振幅重力波，在梅雨鋒暖濕氣流一側對流層低層產生上升運動，進而與非絕熱加熱過程耦合激發出對流形成一條平行于梅雨鋒的對流降雨帶;對流雨帶北側干下沉氣流支的低層回流對于新對流系統的觸發，以及對流雨帶的南移起著重要作用。環流背景研究指出，基本氣流的平流效應使梅雨鋒移動，并對梅雨鋒中尺度對流系統的發生發展十分重要。鄭永光等(2008)對國內外有關天氣尺度梅雨鋒研究結果(Ninomiya，1984;Kato，1985，1987)進行了綜述，強調梅雨鋒的位溫梯度比溫度梯度更顯著，但是雨帶和等相當位溫線密集帶并不重疊。有關梅雨鋒中干空氣的作用得到了大量研究。劉會榮和李崇銀(2011)對濟南地區的短時大暴雨進行分析，指出對流層頂附近向下的干空氣侵入和對流層低層由北向南的干侵入對上升運動和鋒區的移動有重要作用。諸多研究指出，江淮流域梅雨期間，來自于中高緯和中高層的干冷空氣侵入有利于干層的形成和維持，從而增強暴雨過程的對流不穩定性，對暴雨的加強和發展有重要作用(姚秀萍等，2007;謝義明等，2008;張志剛等，2009;桂林海等，2010;郭蕊等，2013)。

大量研究深入討論了動力、熱力及濕度因子對梅雨暴雨發生發展、強度演變、雨帶移動的作用，而對于梅雨暴雨的精細化分析與預報，強降水在江淮范圍內的分布特征，以及相同影響因子對不同地域暴雨的不同影響形式，也是研究和預報的重要內容之一。本文通過對江淮梅雨暴雨空間分布的統計分析，確認梅雨期有沿淮河和沿長江的兩個分離雨帶，通過對兩分離雨帶暴雨的診斷分析與對比，探討環流動力學因子、環境熱力學因子、濕度因子、緯度效應等，尤其是干冷空氣的入侵作用，對梅雨暴雨空間分布和強降水過程影響的異同，為初步改善淮河流域、長江流域梅雨期暴雨預報提出有實用參考價值的理論和方法。有關地形因子的影響，本文暫不討論。

1 資料選取

選取江淮流域112～122°E、28～35°N 作為本文研究區域。利用2007—2011年梅雨期MICAPS逐日降水資料，對梅雨期淮河、長江兩流域暴雨的基本特征和地域分布特點進行統計分析，在此基礎上對兩流域分離的梅雨雨帶作環流動力場的統計分析，獲得江淮分離雨帶的主導流型。依據多尺度環流特征，選擇在分離雨帶中主導流型下盛行降水影響系統的典型梅雨暴雨個例(2011年6月23日00時到6月24日00時淮河流域暴雨和2008年6月9日18時到6月10日18時長江下游及以南區域暴雨)進行重點分析比較。采用3 h一次的TRMM(tropical rainfall measuring mission)降水資料、NCEP/NCAR一日4次1°×1°全球格點資料，進行典型梅雨暴雨過程的地域分布以及影響因子作用的診斷。

2 兩流域梅雨暴雨雨帶分離特征

依據2007—2011年梅雨期江淮流域降水資料繪制日降水量分布，并對降水區沿雨帶長軸方向繪制大值軸線，結果如圖1所示。

圖1顯示了梅雨強降水的統計分布特征?？梢?，江淮流域有3個降水帶積聚區，自北向南大致為緯向分布，這與梅雨鋒的緯向分布特征相對應。進一步根據梅雨鋒降水區的緯向分布特征，沿降水區較長的方向繪制降水區大值軸線，并統計雨帶大值軸線落區，發現在72次24 h累積降水中，約有33%的降水大值區軸線分布在淮河流域，55%的降水大值區軸線分布在長江中下游及其以南地區，而分布在南北兩個區域之間偏西區域的降水大值區軸線僅為12%。淮河流域的多雨區主要集中在江淮東部32°N以北，淮河沿河及淮河以北區域，相對于南面的雨帶，該雨帶區東西向尺度較短，其寬度約為南部雨帶的一半。長江流域的多雨區主要集中在長江中下游及其以南區域，長、寬范圍明顯較大。而兩流域之間的降雨次多區位于118°E以西，范圍窄小，降水頻數少。在降水過程的持續時間方面，淮河流域的降水過程時間較短，間歇性較明顯，長江流域的降水持續性相對顯著。圖1的暴雨大值區軸線圖形勢和特征，與《中國近500年旱澇分布圖集》(中央氣象局氣象科學研究院，1981)給出的江淮流域旱澇空間形勢具有的多澇—次澇—多澇區的分布相似。依據統計分析，盡管江淮兩流域的梅雨習慣上被統稱為江淮梅雨，但梅雨雨帶的確具有沿淮河與沿長江兩流域分離的特征。

圖1 2007—2011年梅雨期間江淮流域雨帶中心軸線的空間分布Fig．1 Spatial distribution of the axes of rainbelt center over Yangtze and Huaihe valleys during the Meiyu period from 2007 to 2011

3 兩流域梅雨雨帶的動力環流

3.1 兩流域梅雨暴雨環流統計特征

對2007—2011年梅雨期淮河流域、長江流域梅雨鋒暴雨個例進行統計分析，發現除2007年淮河流域梅雨鋒暴雨過程數多于長江流域梅雨鋒暴雨數之外，其他年份均是淮河流域少于長江流域。對淮河流域梅雨鋒暴雨和長江流域梅雨鋒暴雨的高層環流形勢進行分析與統計，發現其主要存在3種形勢(表1)，淮河流域梅雨鋒暴雨高緯地區為兩槽一脊型(兩槽分別位于烏拉爾山及鄂霍次克海附近，脊位于貝加爾湖附近)的占53.8%，兩脊一槽型(槽脊位置同兩槽一脊型相反)的占38.5%，一槽一脊型(槽位于烏拉爾山以東，脊位于鄂霍次克海以西)的占7.7%;而長江流域梅雨鋒暴雨高緯地區為兩槽一脊型的占70.8%，兩脊一槽型的占12.5%，一槽一脊型的為16.7%。對比發現兩流域梅雨鋒暴雨的高緯環流形勢中兩槽一脊型占到一半以上。在兩槽一脊形勢下，貝加爾湖以北為阻塞高壓或高壓脊，烏拉爾山和鄂霍次克海附近的東北地區為低槽或冷渦，冷空氣從貝加爾湖沿脊前槽后偏北氣流南下，至江淮流域與暖濕空氣交匯。

表1 2007—2011年梅雨期間淮河、長江流域500 hPa環流類型出現的百分率Table 1 Appearance percentage of 500 hPa geopotential height types over Yangtze and Huaihe valleys during the Meiyu period from 2007 to 2011 %

上述分析表明，在兩流域梅雨期間暴雨的3種主要環流形勢中，兩槽一脊型的環流形勢出現率最高。本文進一步對該類環流形勢下梅雨暴雨對應的低層環流系統進行統計，結果如表2所示。

表2表明，依據對梅雨暴雨過程高空環流型的統計，在高層兩槽一脊形勢下，低層系統在兩流域表現為:淺薄低渦更多地出現在長江流域(76.4%)，輻合線更頻繁地出現在淮河流域(85.7%);長江流域水汽通量散度整體比淮河流域大。表2給出了兩地暴雨多次過程平均的低層渦度、散度、垂直速度的計算結果。可見，暴雨期間低層平均渦度為正值，散度為負(輻合)，垂直速度為負值(上升運動);長江流域梅雨暴雨的物理量更強，造成長江流域梅雨鋒暴雨范圍更大、強度更強、持續時間更長。由地面假相當位溫密集帶顯示的梅雨鋒，在淮河流域的位溫梯度比長江流域的弱。顯然，在江淮流域活動的中尺度系統，對江淮梅雨雨帶分離起著重要作用。

為更具體地認識在高低層主導環流和盛行系統配置下，兩分離雨帶及其梅雨暴雨的異同，根據前述統計結果，在高層均為兩槽一脊的主導環流形勢以及低層為兩雨帶盛行系統(長江流域低渦和淮河流域輻合線)的配置下，選取兩雨帶中典型梅雨鋒暴雨個例進行診斷分析。

3.2 兩流域梅雨暴雨盛行系統

在高層兩槽一脊的主導環流形勢下，兩分離雨帶低層盛行系統的兩次梅雨暴雨降水分布(2011年6月23日00時至24日00時淮河流域輻合線暴雨過程和2008年6月9日18時至10日18時長江流域低渦暴雨過程)與低層系統(淮河流域輻合線和長江流域低渦)的配置如圖2所示。

這兩次暴雨兩槽一脊的高空環流形勢，均為溫度場落后于高度場(圖略)。同時，降水落區都位于假相當位溫密集帶以南，即梅雨鋒鋒面南側;并位于高空急流的入口區右側，低空急流左側。高空槽前的正渦度因子及高空急流輻散作用，有利于低層淺薄中尺度系統的維持，增強了系統中的上升運動，低空急流及其左側的氣旋式切變的動力作用也對維持低空輻合與低值系統的強度有利。淺薄的中尺度系統強度通常弱于深厚的中尺度系統，這是形成梅雨期暴雨具有雨強大、風力小特點的可能成因。

表2 500 hPa兩槽一脊環流型對應的梅雨暴雨低層環流系統及物理量場統計特征Table 2 Characteristics of low level circulations and meteorological parameter fields during the Meiyu rainstorm period，with circulation pattern of two troughs-one ridge at 500 hPa

兩次梅雨鋒暴雨發生時降水區上空的比濕都較大(圖略)，但是從圖2b可以注意到，長江流域由于低渦環流，暴雨區的水汽輸送不僅來自華南及南海北部，而且來自東海海域，兩水汽源地導致長江流域的水汽供應充沛、持久。同時，在此形勢下，低渦北側的回流造成淮河流域為輻散線，從而雨帶維持在長江流域?；春恿饔虮┯甑乃斔椭饕獮檩椇暇€南側南支通道的來自華南及南海的水汽，水汽輸送路途較遠，導致淮河暴雨過程持續時間較短。因此，兩地盛行的淺薄中尺度環流對水汽輸送的不同，造成了兩流域雨帶特征存在差異。在動力場上，低渦自西向東移動，其持續時間長于輻合線，且表2也顯示長江流域暴雨水汽通量散度和垂直運動強度均強于淮河流域梅雨暴雨過程，因此，造成長江流域暴雨強度和范圍以及持續時間均大于淮河流域暴雨過程。

圖2 淮河流域(a)和長江流域(b)典型梅雨鋒24 h累積降水分布(陰影;單位:mm)及850 hPa合成流場(等值線表示大別山地形高度;單位:m)Fig．2 The 24-hr accumulated precipitation(shadings;units:mm)and composite 850 hPa flow field of the typical Meiyu front over(a)Huaihe and(b)Changjiang valleys(contours indicate the height of mountain Dabieshan;units:m)

4 兩流域梅雨暴雨過程干冷空氣作用對比

有關梅雨暴雨干冷空氣影響的諸多研究指出，具有低相對濕度和高位勢渦度的干冷空氣對暴雨的發生發展起著重要作用(何金海等，2006;壽紹文等，2009;苗春生等，2010a，2010b;侯淑梅等，2014)。

4.1 干冷空氣對兩流域梅雨鋒影響

梅雨期間梅雨鋒附近溫度鋒區的強度弱于濕度鋒區，因此假相當位溫可以更清晰地反映出梅雨鋒干冷氣團和暖濕氣團交界面的特征?；春恿饔蚝烷L江流域兩次梅雨鋒過程的假相當位溫的垂直分布如圖3所示。

圖3a、b分別給出了淮河流域和長江流域梅雨鋒的垂直剖面，它們均顯示假相當位溫的密集帶(梅雨鋒)南側為強降水位置(黑色粗短線);長江流域假相當位溫密集帶比淮河流域假相當位溫密集帶更強、更密集，且淮河流域位溫密集帶最強處位于約950 hPa低層，而長江流域位溫密集帶最強處位于約700 hPa中層。

圖3還顯示，淮河流域干冷空氣中心(位溫324 K)位于中高層600 hPa附近，梅雨鋒前暖濕空氣中心位于低層，淮河流域干冷氣團與暖濕氣團因緯向輻合線系統的作用在淮河流域相匯，形成干冷氣團和暖濕氣團南北向并列，降水發生在梅雨鋒偏暖濕一側的34°N。長江流域干冷氣團范圍大、強度更強(位溫316 K)，中心位置偏低，位于700 hPa附近，由于低渦的旋轉效應，在低渦控制區域，暖濕氣團由底部逆時針插入梅雨鋒后冷干氣團的下方，干冷氣團逆時針卷入中尺度氣旋，形成上冷干、下暖濕的對流不穩定分布(圖3b梅雨鋒后)，強降水主要在梅雨鋒偏暖濕一側的30°N。因此，在假相當位溫的垂直剖面圖上，假相當位溫等值線密集帶(梅雨鋒)南緣對雨帶位置有良好的指示性。對比這兩次梅雨鋒暴雨過程的假相當位溫，其共同點是:鋒區發展強烈，假相當位溫等值線密集帶貫穿整個對流層。但是，干冷空氣的中心強度在長江流域暴雨中更強，因此，就假相當位溫而言，長江流域暴雨過程的干冷空氣入侵更為強烈?？傊?，梅雨鋒(假相當位溫等值線密集帶)在兩流域的不同形態，對兩流域梅雨暴雨特征和雨帶分離有重要影響。

4.2 干冷空氣對兩流域氣團活動的影響

為更清晰地表現梅雨暴雨在兩流域干濕氣團特征方面的差異，定義相對濕度小于60%的區域為干區(圖4中灰色陰影所示)，并比較梅雨暴雨過程中兩流域相對濕度的經向垂直變化。由于暴雨中尺度系統不同，輻合線造成淮河流域為干濕氣流匯合，低渦造成長江流域為干濕氣流的混合。

圖3 梅雨暴雨假相當位溫的垂直分布(單位:K;黑色塊表示降水區) a．23日18時淮河流域假相當位溫沿120.19°E的緯度—高度剖面;b．10日00時長江流域假相當位溫沿118.09°E的緯度—高度剖面Fig．3 Latitude-height cross sections of potential pseudo-equivalent temperature during the Meiyu rainstorm period(units:K;the black block indicates rainfall location) a．the cross section of potential pseudo-equivalent temperature along 120.19°E over Huaihe valley at 1800 UTC 23 June 2011;b．the cross section of potential pseudo-equivalent temperature along 118.09°E over Changjiang valley at 0000 UTC 10 June 2008

圖4 梅雨暴雨過程的干空氣入侵特征——淮河流域和長江流域相對濕度分別沿120.19°E和118.09°E的緯度—高度剖面(單位:%;陰影表示相對濕度小于60%) a．淮河流域23日12時;b．淮河流域23日18時;c．長江流域9日18時;d．長江流域10日00時Fig．4 Dry intrusions during Meiyu rainstorm:Latitude-height cross sections of relative humidity(units:%)along 120.19°E over Huaihe valley at(a)1200 UTC and(b)1800 UTC 23 June 2011，and along 118.09°E over Changjiang valley at(c)1800 UTC 9 and(d)0000 UTC 10 June 2008

圖4a、b顯示，受到南側暖濕氣流的輻合阻擋，淮河流域的干空氣從高層垂直向下伸展;6 h過程中，干區底部(70%的相對濕度等值線)從650 hPa降到750 hPa附近，干空氣中心強度也進一步增強。對應雨帶的濕氣團(＞90%)中心(100%)位置偏高，干濕空氣團南北向并列，不利于強降水的持續。圖4c、d反映了長江流域梅雨鋒暴雨過程的干濕變化。可以看出，暴雨干區范圍大、位置低，由于低渦旋轉效應，干空氣的下伸呈傾斜狀，6 h過程中，干區底部(70%的相對濕度等值線)從750 hPa降到950 hPa附近，并形成一個相對濕度為40%的干氣團次強中心。顯然低渦有利于干氣團向低層擴散，也有利于濕氣團向梅雨鋒后干氣團下部卷入。而濕氣團的中心(100%)位置也低，綜合效果有利于不穩定對流的加強和雨帶維持。這與長江流域雨帶水汽條件在低層更充沛，以及低渦系統和低層輻合線系統的動力結構差異有直接關系。

4.3 綜合因子對兩流域梅雨暴雨的影響

前述分別討論了動力環流系統、梅雨鋒系統、干冷氣團勢力等因子在兩流域分離雨帶的梅雨暴雨主導系統中的影響。為考慮這些因子的綜合效果以及對渦度增長的影響，進一步利用濕位渦進行討論。濕位渦(moisture potential vorticity，MPV)和傾斜渦度發展(slantwise vorticity development，SVD)理論對有利于暴雨低值系統發展的動力、熱力和濕度環境條件進行了綜合，其結果可直觀顯示出濕等熵面的傾斜將引起垂直渦度的增長(王子謙等，2010;苗春生等，2014b)。

p坐標系下的濕位渦表達式(吳國雄和蔡雅萍，1997)為

其中:

為濕正壓項(MPV1)，ζMPV1表示慣性穩定性和對流穩定性的作用;

為濕斜壓項(MPV2)，ζMPV2包含濕斜壓性和水平風垂直切變的貢獻。

在無摩擦濕絕熱大氣中，系統渦度的發展由大氣層結穩定度、斜壓性和風的垂直切變等因素影響。在濕位渦守恒條件下，由于濕等熵面的傾斜，大氣水平風垂直切變或濕斜壓性增加，能夠導致垂直渦度顯著發展，稱之為傾斜渦度發展(吳國雄和蔡雅萍，1997)。其發展條件為根據圖3梅雨鋒位溫θe的垂直剖面可知，在梅雨鋒暴雨區域的中低層、中尺度低渦和輻合線伸展的空間內，由于氣團具有下層暖濕的特征，θe隨高度減小，又由于p坐標軸是向下增大，因此(4)式中大于0，為達到判據(4)式大于0，即渦旋發展需在ζMPV2＞0的區域。

圖5給出了淮河流域與長江流域MPV2的垂直剖面?？梢?，強降水雨帶位于梅雨鋒暖濕氣團一側，對應著上方ζMPV2＞0區域。結合圖3中相應位置的位溫隨高度分布，可知暴雨區上方的Cd分別為0.08(淮河暴雨)和0.13(長江暴雨)。因此，動力、濕熱各因子的綜合效果有利于暴雨低值系統的增強和維持以及暴雨在暖區的分布活動。

圖5還顯示，在梅雨鋒冷區一側，兩流域分別有顯著的ζMPV2＜0的傾斜負中心，它們反映了梅雨鋒冷區的次級環流特征和動量下傳的路徑走向。因為負中心指示(3)式小于0，即要求

在梅雨鋒區，等位溫線θe基本是緯向分布的，因此，即位溫經向梯度大于其緯向梯度。為滿足(5)式，需要，由于降水區高空為西風槽前，為大風速，當低層為低渦時，對應梅雨鋒干冷區一側的風自東向西，與高層反向且風速小，并且緯向風隨高度的切變大于經向風在垂直方向的切變，所以風速垂直切變滿足條件;當低層為輻合線時，梅雨鋒干冷區一側風速小于高層，風向主要自西向東，緯向為主，所以也有成立，并且根據坐標性質和要素分布有成立，于是有滿足(5)式條件的ζMPV2＜0，即圖5中梅雨鋒干冷區的負中心，指示高層干冷動量向暴雨區的下傳，向低層梅雨中尺度系統輸送動量，維持中尺度系統的活動。ζMPV2＜0負中心還顯示，動量下傳是自北向南隨高度下降南傾的，對于淮河流域暴雨，動量下傳路徑更陡峭，對長江流域暴雨，動量下傳的路徑傾斜度大，因為同樣從400 hPa到底層，ζMPV2＜0中心在長江流域跨5個緯距，在淮河流域跨3個緯距。負中心動量下傳位置對暴雨區的指示性明顯。

因此，綜合因子對兩流域雨帶的影響受高低空影響系統配置的控制，總效果維持了雨帶在兩流域各自特征及雨帶分離。

圖5 淮河流域23日18時(a;沿120.19°E)和長江流域10日00時(b;沿118.09°E)濕位渦MPV2的垂直剖面(單位:PVU;黑色標志為降水區)Fig．5 Latitude-hight cross section of baroclinic part of moisture potential vorticity(units:PVU;the black block indicates rainfall location)(a)along 120.19°E over Huaihe valley at 1800 UTC 23 June 2011，and(b)along 1118.09°E over Changjiang valley at 0000 UTC 10 June 2008

5 兩流域緯度及冷空氣密度效應分析

圖5中動量下傳的ζMPV2＜0中心顯示了動量下傳向南傾斜，即下傳過程中向南移動。不同時刻的MPV2演變圖(圖略)顯示，在梅雨暴雨過程中，ζMPV2＜0傾斜區域中強的負中心在高層(300～400 hPa)隨時間增強，并隨時間向下、向南移動，即干冷動量向下、向南傳遞。

下面討論干冷中心移動中的地轉效應。由于該類中心在梅雨暴雨過程中具有向下、向南的運動分量，并保持有高層槽前地轉流的性質。因此，在地轉風的分量表達式中，

首先考慮干冷動量中心向南移動的v分量。長江與淮河兩流域所處緯度相差約4個緯距，地轉參數f在淮河流域大于在長江流域，因此在同一高空形勢下，如果槽前在兩流域近似，則干冷動量中心向南移動的v分量在淮河流域將小于在長江流域，如即向南移動的分量在淮河流域比在長江流域小約1/10。這與上述分析中淮河梅雨暴雨的干冷動量中心南移距離(3°緯距)明顯小于長江梅雨暴雨干冷動量中心的南移距離(5°緯距)一致。

其次考慮冷空氣密度。圖6顯示，干冷動量中心強度在淮河流域(－1.2)強于在長江流域(－0.8)，冷空氣具有更大的密度，因此與f類似，大值ρ將使干冷動量中心的南移分量v在淮河流域小于在長江流域。這造成淮河流域與長江流域梅雨暴雨雨帶的結構差異。

6 結論

通過統計與診斷(暫不討論地形作用)，對江淮梅雨暴雨的雨帶分離，兩分離雨帶的不同特征，以及冷干空氣對兩分離雨帶的不同影響有了更深認識。結論如下:

1)2007—2011年江淮流域梅雨期暴雨大值區軸線圖顯示，習慣上統稱的江淮梅雨，在長江流域和淮河流域呈現雨帶分離，表現為多雨—次多—多雨的分布態勢，兩個多雨區，一個在淮河流域，一個在長江流域及其以南區域。這與中國旱澇分布圖集給出的江淮流域旱澇空間分布形勢相似。

2)2007—2011年梅雨暴雨期高低空環流形勢和系統的統計結果表明:兩流域雨帶梅雨鋒暴雨高層主導環流型為兩槽一脊型，在淮河流域占53.8%，在長江流域占70.8%。在此主導環流型下，低層盛行系統為:低渦更多地出現在長江流域(76.4%)，輻合線更頻繁地出現在淮河流域(85.7%)。低空淺薄系統性質對形成梅雨暴雨具有雨強大、風速小的特征具有重要影響。同時低渦造成長江流域雨帶的水汽輸送有南方和東方兩個主要源地，而淮河流域低層輻合線系統形成的水汽輸送主要為南方源地。

3)江淮梅雨鋒在兩流域均表現為假相當位溫等值線密集帶，降水發生在密集帶暖區一側。在垂直結構上，梅雨鋒及其北側的干冷空氣團在淮河流域更為陡峭和狹窄，在長江流域則傾斜度較大并更寬厚。干冷空氣在垂直方向的位置為淮河流域較高、長江流域較低。梅雨暴雨過程的正渦度、輻合散度、垂直上升速度分布和量值也顯示，在長江流域強于在淮河流域，造成梅雨暴雨范圍在長江流域更大。這與長江雨帶水汽條件在低層更充沛，以及低渦系統和低層輻合線系統的動力結構差異有直接關系。

4)濕位渦對環流動力和濕熱動力綜合因子的表達顯示，強降水雨帶位于梅雨鋒暖濕氣團一側，對應著上方ζMPV2＞0的正渦度增強區域，有利于暴雨低值系統的增強和維持，以及暴雨在暖區的分布。同時梅雨鋒北側，干冷空氣從對流層中高層向下侵入，干冷動量中心的下傳與ζMPV2＜0中心區對應，其前緣對暴雨緯向位置有指示性。干冷動量下傳具有向南的分量，在淮河流域向南分量小，顯得下傳路徑較陡峭，在長江流域向南分量大，路徑傾斜度更大。緯度效應和冷空氣密度也影響著動量下傳中向南分量的移速，在淮河流域較小，在長江流域較大。

桂海林，周兵，金榮花．2010.2007年淮河流域暴雨期間大氣環流特征分析［J］．氣象，36(8):8-18．

郭蕊，苗春生，張楠．2013．一次淮河流域梅雨鋒暴雨的大別山地形敏感性試驗［J］．大氣科學學報，36(5):626-634．

何金海，吳志偉，江志紅，等．2006．東北冷渦的“氣候效應”及其對梅雨的影響［J］．科學通報，51(23):2803-2809．

侯淑梅，孫興池，范蘇丹，等．2014．切變線冷區和暖區暴雨落區分析［J］．大氣科學學報，37(3):333-343．

胡婭敏，丁一匯，廖菲．2010．近52年江淮梅雨的降水分型［J］．氣象學報，68(2):235-247．

劉會榮，李崇銀．2011．干侵入對濟南“7.18”暴雨的作用［J］．大氣科學，34(2):374-386．

苗春生，趙瑜，王堅紅．2010a．080125南方低溫雨雪冰凍天氣持續降水的數值模擬［J］．大氣科學學報，33(1):25-33．

苗春生，謝潔，王堅紅，等．2010b．一次山東半島強冷流暴雪過程的數值模擬和診斷分析［J］．大氣科學學報，33(3):257-265．

苗春生，吳旻，王堅紅，等．2014a．一次淺薄低渦暴雨過程數值模擬及發展機制分析［J］．氣象，40(1):28-37．

苗春生，劉維鑫，王堅紅，等．2014b．梅雨期經大別山兩側暴雨中尺度低渦對比分析［J］．高原氣象，33(2):394-406．

壽紹文，勵申申，壽亦萱，等．2009．中尺度大氣動力學［M］．北京:高等教育出版社:277-279．

王子謙，朱偉軍，段安民．2010．孟灣風暴影響高原暴雪的個例分析:基于傾斜渦度發展的研究［J］．高原氣象，29(3):703-711．

吳國雄，蔡雅萍．1997．風垂直切變和下滑傾斜渦度發展［J］．大氣科學，21(3):273-282．

謝義明，解令運，沙維茹，等．2008．江蘇中部一次強對流天氣的物理機制分析［J］．氣象科學，28(4):212-216．

姚秀萍，吳國雄，趙兵科，等．2007．與梅雨鋒上低渦降水相伴的干侵入研究［J］．中國科學D輯:地球科學，37(3):417-428．

張志剛，金榮花，牛若蕓，等．2009．干冷空氣活動對2008年梅雨降水的作用［J］．氣象，35(4):25-33．

趙玉春．2011．梅雨鋒對引發暴雨的中尺度對流系統發生發展影響的研究［J］．大氣科學，35(1):81-94．

鄭永光，陳炯，葛國慶，等．2008．梅雨鋒的天氣尺度研究綜述及其天氣學定義［J］．北京大學學報:自然科學版，44(1):157-164．

中央氣象局氣象科學研究院．1981．中國近500年旱澇分布圖集［M］．北京:地圖出版社．

周后福，鄭媛媛，李耀東，等．2009．強對流天氣的診斷模擬及其預報應用［M］．北京:氣象出版社．

Kato K．1985．On the abrupt change in the structure of the Baiu front over the China continent in late May of 1979［J］．J Meteor Soc Japan，63:20-36．

Kato K．1987．Airmass transformation over the semiarid regionaround north China and abrupt change in the structure of the Baiu front in early summer［J］．J Meteor Soc Japan，65:737-750．

Ninomiya K．1984．Characteristics of Baiu front as a predominant subtropical front in the summer Northern Hemisphere［J］．J Meteor Soc Japan，62:880-893．