馬驕 魏科 陳文

1 中國科學院大氣物理研究所季風系統(tǒng)研究中心(CMSR), 北京 100029

2 中國科學院大學, 北京 100049

1 引言

潛熱加熱是大氣非絕熱加熱的重要組成部分，對于維持和調節(jié)大氣的宏觀和微觀過程有著重要的作用。冬季全球潛熱熱源主要位于熱帶西太平洋、非洲中部和南美亞馬孫雨林地區(qū)，夏季全球潛熱熱源主要位于亞洲季風區(qū)、赤道太平洋和非洲中部，是驅動全球大尺度環(huán)流的主要熱源（Rao, 1969; Li and Yanai, 1996; Bhide et al., 1997; Ishizaki and Ueda,2006）。潛熱加熱還可以通過波—流相互作用產生遙 相 關（Rao, 1969; Subrahmanyam and Kumar,2016），對北太平洋風暴軸和中高緯天氣形成有重要 影 響（Nakamura et al., 2002; Chang and Guo,2007; Steinfeld and Pfahl, 2019）。東亞季風區(qū)強降水產生的凝結潛熱在長時間尺度上有利于加強其高層西側的南亞高壓（SAH）和中層東側的西太平洋副熱帶高壓（WPSH）（Liu, 1998; 劉屹岷等, 1999a,1999b），是形成穩(wěn)定季風的重要因子（Jin et al.,2013; Steinfeld and Pfahl, 2019）。

潛熱加熱決定天氣系統(tǒng)能否維持和加強（Nasuno and Yamasaki, 2001; Sugimoto and Ueno,2010; Li et al., 2016）。例如，根據第二類條件不穩(wěn)定理論，臺風的能量來自對流凝結潛熱的釋放，臺風中凝結潛熱釋放不僅可以影響其自身的強度和結構，對自身的移動路徑也有重要的作用（李崇銀和 鈕 學 新, 1988; Yue et al., 2009; Li et al., 2013a,2013b）。潛熱加熱對中小尺度渦旋發(fā)展和增強的影響，也有類似于臺風中的正反饋機制（Luo et al.,2006）。

我國處于著名的亞洲季風雨帶上，夏季風期間極易發(fā)生強降水事件（Li and Zhou, 2015; Chen and Zhai, 2016; Chen et al., 2019）。降水的潛熱釋放不僅維持和加強了季風雨帶上小尺度系統(tǒng)（Rao,1969），同時對夏季風中的大尺度系統(tǒng)也有調制作用（溫敏和施曉暉, 2006; 姚秀萍等, 2019）。當梅雨期發(fā)生大范圍長時間的降水過程時，其降水的空間尺度和量級可與臺風期相比。因此梅雨雨帶上大范圍持續(xù)強降水所釋放的凝結潛熱對于環(huán)流的反饋和調制作用需要更加深入的討論。

2020年長江流域中下游出現了超長的“暴力梅”和嚴重洪澇災害。梅雨區(qū)平均降水量為753.9 mm（王永光等, 2020）。其中7月5～9日的長江中下游地區(qū)降水過程持續(xù)性時間長、強度大，暴雨站次和區(qū)域平均雨量均為2020年度最強的梅雨暴雨過程（陳濤等, 2020）。6日，荊州3小時累積降水達178.5mm，24小時累積降水達502 mm；武漢6小時累積降水量309.4 mm，24小時累積降水量436 mm；黃岡24小時累積降水量993.9 mm，三站的累積降水量都突破了建站以來的歷史記錄（Cui et al., 2021）。本次大尺度持續(xù)性降水過程的災害性極強，需要對其維持機制進行深入的討論。

因此，本文以2020年夏季長江流域最強的一次大范圍持續(xù)性強降水過程為例，通過數值模擬分析凝結潛熱釋放對于降水過程和環(huán)流系統(tǒng)演變的作用。第二部分介紹數據、數值模式以及試驗設計，第三部分簡述本次降水事件，第四部分驗證試驗模擬效果，第五部分介紹試驗的對比結果，并提出一個梅雨期大范圍持續(xù)性強降水事件的自維持機制。第六部分為總結和討論。

2 資料方法與試驗設計

2.1 數據

日降水量數據使用中國地面降水日值0.5°×0.5°格點數據集（DGPC；趙煜飛等, 2014; 趙煜飛和朱江, 2015），該數據集整編了中國地面高密度臺站（2472個國家級氣象觀測站）的降水資料，引入數字高程資料以盡可能消除中國區(qū)域復雜地形對降水空間插值精度的影響，DGPC數據對江淮地區(qū)梅雨降水的日變化特征有很好的描述（肖志祥和譚江紅, 2018; 車彥軍等, 2020）。

本文使用歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）的第五代全球大氣再分析數據（ERA5）分析本次降水的環(huán)流形勢和水汽條件并驅動WRF（Weather Research and Forecast）模式進行數值模擬。該數據集提供水平分辨率0.25°×0.25°、時間分辨率逐小時、垂直38層、從1979年至今的多個氣象變量場，可以替換由該中心提供的ERA-interim再分析數據集。ERA5數據已經被眾多的學者應用于國內外各個地區(qū)的降水事件的分析和數值模擬（Gevorgyan,2018; Varga and Breuer, 2020; Yun et al., 2020）。

2.2 模式和潛熱釋放試驗設計

WRF模式由美國國家海洋和大氣管理局、美國空軍、美國海軍研究實驗室、俄克拉荷馬大學和聯(lián)邦航空管理局共同研發(fā)，被廣泛地用于科學研究和數值天氣預報中。該模式對我國降水的模擬有較好的適用性（Li et al., 2020; Ragi et al., 2020; Zhou et al., 2020）。本文使用WRF模式的最新4.2版本，WRF4.2對多個參數化方案做了改善和更新（Valmassoi et al., 2020）。

本次降水過程中日降水量大于25 mm的連續(xù)面積超過13.9×104km2，相鄰兩天的降水型重合率超過20%（汪匯潔等, 2014），降水過程持續(xù)5天。所有試驗采用雙向三層嵌套，模擬區(qū)域如圖1所示。模擬時間范圍設為2020年7月4日00:00（協(xié)調世界時，下同）至2020年7月10日00:00。為說明凝結潛熱釋放對于天氣系統(tǒng)的作用，設計潛熱敏感性試驗：LH試驗和noLH試驗。LH試驗設計如表1，其中D01和D02區(qū)域中使用Kain-Fritsch積 云 參 數 化 方 案（Kain and Fritsch, 1990;Kain, 2004）。D03由于分辨率較高（格距小于10 km）不使用積云參數化方案（Molinari and Dudek, 1992;Li et al., 2016）。noLH試驗關閉微物理參數化方案中的凝結潛熱釋放，同時關閉積云參數化方案，即關閉了凝結潛熱釋放對于環(huán)流的影響，其他參數化方案和試驗設置與LH試驗完全相同。

表1 LH試驗方案設置Table 1 Details of the LH experiment setup

圖1 數值模擬嵌套（D01、D02和D03）區(qū)域和地形高度（填色，單位：m）示意圖。D01格距為45 km，格點數為100×85；D02格距為15 km，格點數為208×169；D03格距為5 km，格點數為442×388。黑色虛線區(qū)域為本研究關注區(qū)域Fig. 1 Topography of the nested mode grid domains (D01, D02, and D03) and terrain height (shaded, units: m). The D01 grid has a 45-km resolution with a grid number of 100×85; the grid resolution of the D02 grid is 15 km, and the grid number is 208×169; the D03 grid resolution is 5 km, and the grid number is 442×388. The black dotted box denotes the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches

3 2020年7月持續(xù)性暴雨過程

3.1 降水過程

2020年梅雨季的特點是入梅時間偏早，出梅時間偏晚，梅雨期長，降水量大（Liu et al., 2020;蔡薌寧等, 2020; 陳濤等, 2020; 劉蕓蕓和丁一匯,2020; 楊夢兮等, 2020）。梅雨季江淮流域累積降水量普遍達到500 mm以上，梅雨持續(xù)時間長達62天。安徽中南部、浙江西部、江西北部、湖北東部等地降水量達到800～1200 mm，局部地區(qū)甚至超過1400 mm（蔡薌寧等, 2020）。長期維持的雨帶可以分為兩個階段：第一階段為6月12～25日，長江流域北側降水量異常偏多；第二階段為6月30日至7月13日，長江流域南側降水量異常偏多。在7月末，梅雨減弱并維持在長江流域以北的位置（Liu et al., 2020）。第二階段最強的兩次過程出現在7月4～9日和7月15～19日，分別對應長江中下游和淮河流域的最強降水過程（陳濤等, 2020）。本文模擬試驗討論的是7月5～9日的降水過程，雨帶維持在長江中下游，降水結束后雨帶由長江流域北跳到沿淮河到淮河以北。

分析7月5～9日的過程總降水量，DGPC數據在湖北東南部有一過程總降水量大值中心，與湖北的極端降水位置對應；另一個中心位于貴州東北和湘鄂渝交界處（圖2a）。根據日降水量可以將此降水過程分為兩個階段：5～7日降水維持在長江流域（圖3a1–c1），降水中心位于安徽與江西交界處以及湖北和湖南交界處；8～9日降水從長江流域略向南移動，中心位置移動到江西境內（圖3d1–e1）。

圖2 2020年7月5～9日中國東部區(qū)域的過程總降水量（ 單位：mm）分布：（a）DGPC數據;（b）LH試驗;（c）noLH試驗。虛線區(qū)域為本研究關注區(qū)域Fig. 2 Distributions of accumulated precipitation (units: mm) from July 5 to July 9, 2020: (a) DGPC data; (b) LH simulation; (c) noLH simulation.The dotted boxes denote the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches

圖3 2020年7月5～9日的日降水量（單位：mm）：（a1–e1）DGPC觀測數據；（a2–e2）LH試驗；（a3–e3）noLH試驗。虛線區(qū)域為本研究關注區(qū)域Fig. 3 Daily precipitation (units: mm) from July 5 to July 9, 2020, for (a1–e1) DGPC data, (a2–e3) LH simulation, and (a3–e3) noLH simulations.The dotted boxes denote the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches

3.2 環(huán)流系統(tǒng)演變

在2020年梅雨季，6月份環(huán)流特征以中高緯雙阻型為主，而7月則多短波活動。7月中高緯冷空氣活動頻繁，冷渦中心位于我國北方（楊夢兮等, 2020）。WPSH發(fā)生了兩次顯著的準雙周振蕩，分別發(fā)生在7月9～13日和7月17～29日。7月3～4日、7月6～7日WPSH有兩次小振蕩過程（劉蕓蕓和丁一匯, 2020）。7月在長江中下游地區(qū)出現明顯的水汽通量輻合，存在孟加拉灣—中南半島和南海的兩條水汽通道，在華北高壓和副高之間形成穩(wěn)定的東西向江淮低空切變線（陳濤等,2020）。

在7月5～9日的強降水過程中：高層SAH東伸，高空急流經向度加深，中層WPSH西伸；東北到華北存在槽區(qū)，西南地區(qū)為淺槽（圖4a1–c1）；長江流域為氣流輻合區(qū)，有利于該地區(qū)的上升運動（圖4a2–b2）。南海的水汽被西南氣流輸送到長江流域及其以南區(qū)域（圖4a3–e3），使得長江流域及其以南地區(qū)成為比濕大值區(qū)（圖4a2–e2），為降水系統(tǒng)提供了充足的水汽。8～9日SAH西退，高空急流斷裂，WPSH東退（圖4d1–e1），低層低渦從長江流域中游向下游移動（圖4d2–e2）、水汽來源逐步轉移到孟加拉灣—中南半島水汽通道，長江流域水汽輻合減弱（圖4d3–e3）。

圖4 2020年7月5～9日環(huán)流場和水汽場配置。（a1–e1）500 hPa等壓面上的位勢高度場（填色，單位：dagpm）、西太平洋副熱帶高壓（500 hPa，588 dagpm藍色實線）、高空西風急流（矢量，200 hPa，|V|≥32 m s?1）和南亞高壓（200 hPa，1252 dagpm紅色實線）分布；（a2–e2）850 hPa的比濕場（填色，單位：kg kg?1）和流場分布；（a3–e3）850 hPa水汽通量散度（填色，單位：10?7 s?1 kg kg?1）和水汽通量（矢量≥0.05 QUV；1 QUV=1 m s?1 kg kg?1）分布。長方形區(qū)域為本研究關注區(qū)域，下同Fig. 4 Configuration of the atmospheric circulation and water vapor transport from July 5 to July 9, 2020. (a1–e1) Geopotential height at 500 hPa(shaded, units: dagpm), WPSH (blue lines, 500 hPa, 588 dagpm), the high-level jet at 200 hPa (vector, |V|≥32 m s?1) and SAH (red lines, 200 hPa,1252 dagpm); (a2–e2) specific humidity (contours, units: kg kg?1) and streamlines at 850 hPa; (a3–e3) divergence of water vapor flux (contours, units:10?7 s?1 kg kg?1) and water vapor flux (vectors≥0.05 QUV; 1 QUV＝1 m s?1 kg kg?1) at 850 hPa. The boxes denote the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches, the same below

4 模式模擬能力的驗證

LH試驗的日降水量演變和降水空間分布特征與觀測基本一致（對比圖3a1–e1與圖3a2–e2）。在降水事件的兩個階段，5～7日雨帶維持在長江流域中下游（圖3a1–c1，圖3a2–c2），8～9日降水帶從長江流域中下游向南移動（圖3d1–e1，圖3d2–e2）。LH試驗的環(huán)流特征與ERA5再分析資料的環(huán)流特征也基本一致，并與雨帶的移動特征對應，降水的兩個階段特征比較明顯。在LH試驗結果中，5～7日SAH東伸，高空急流經向度加深，且長江流域上空有較強的輻散（圖5a1–c1）；WPSH西伸，110°E，30°N附近有低渦存在（圖6b1），低層水汽主要來自于我國南海，并在長江流域上空輻合（圖7a1–c1）。8～9日SAH西退，高空西風急流斷裂（圖5d1–e1）；WPSH東退，同時低渦東移（圖6d1–e1）；水汽主要來自孟加拉灣，水汽輻合區(qū)也減弱南移（圖7d1–e1）。

圖6 2020年7月5～9日500 hPa位勢高度場（填色，單位：dagpm）和850 hPa流場（流線）分布：（a1–e1）LH試驗；（a2–e2）noLH試驗Fig. 6 Geopotential height (shaded, units: dagpm) at 500 hPa and the streamlines at 850 hPa from July 5 to 9, 2020, for LH (a1–e1) and noLH (a2–e2)simulations

圖7 2020年7月5～9日850 hPa水汽通量散度（填色，單位： 10?7 s?1 kg kg?1）和水汽通量（矢量≥0.1 QUV）分布：（a1–e1）LH試驗；（a2–e2）noLH試驗Fig. 7 Distributions of water vapor flux (vectors≥0.1 QUV) and its divergence (shaded, units: 10?7 s?1 kg kg?1) at 850 hPa from July 5 to July 9,2020, for (a1–e1) LH and (a2–e2) no LH simulations

5 凝結潛熱釋放對環(huán)流的影響

5.1 凝結潛熱與降水強度

鋒面降水過程中存在水汽正反饋過程：潛熱釋放會產生正位渦異常，增強局地的上升運動，繼而導致或者增強積云對流，積云對流則進一步產生潛熱釋放（Cho and Chen, 1995; Luo et al., 2018）。本研究選擇此次過程最大降水點（30°N，115°E）的經向垂直剖面來說明雨帶上的凝結潛熱特征和垂直環(huán)流特征。LH試驗中凝結潛熱釋放強且深厚（圖8），大值區(qū)分布于850～300 hPa，加熱中心位于500～400 hPa附近（圖8b）。垂直速度中心位于凝結潛熱加熱大值中心的上空400～200 hPa處，與強凝結潛熱釋放和強上升運動對應（圖9a）有較強的過程總降水量（圖2b）。雨帶的其他經度上也有相同的特征（如112.5°E，圖略）。而noLH試驗中雨帶上的垂直速度較?。▓D9b），過程降水量也很?。▓D2c），表明雨帶上強的凝結潛熱釋放可以增強雨帶的強度。

圖8 （a）LH試驗中2020年7月5～9日期間過程累積降水量（等值線，單位：mm）與500 hPa凝結潛熱加熱（填色，單位：K）分布；（b）沿著115°E累積凝結潛熱加熱量垂直—經向剖面，（b）中黑色實心點為過程最大降水量的緯度（30°N）Fig. 8 (a) Accumulated precipitation (shaded, units: mm) and condensation latent heat (shading, units: K) from July 5 to 9, 2020, for the LH simulation. (b) The meridional section of the accumulated condensation latent heat (shading, units: K) along 115°E from July 5 to 9, 2020, the dot in(b) is the latitude (30°N) of the maximum process precipitation

5.2 凝結潛熱釋放與雨帶位置

從試驗結果來看，LH試驗和noLH試驗不僅雨帶強度不同，雨帶的位置也有不同。在LH試驗中，降水帶5～7日位于長江流域（圖3a2–c2），8～9日降水帶從長江流域向南移動（圖3d2–e2）。而noLH試驗中的降水雨帶不僅弱，而且持續(xù)向北移動（圖3a3–e3），雨帶北移的速度較大，5日雨帶在長江流域，7～9日向北推動到黃河中下游區(qū)域，雨帶中心達到35°N附近（圖3d3）。因此，在實際降雨過程中，由于凝結潛熱釋放對環(huán)流的反饋作用，造成了降水系統(tǒng)的穩(wěn)定和維持，從而遲滯了夏季風演變過程中的雨帶北推的過程。

5.3 凝結潛熱釋放與大尺度環(huán)流

LH試驗中SAH東伸，WPSH西伸（圖5a1–c1和圖6a1–c1）；而noLH試驗中SAH穩(wěn)定，WPSH增強西伸（圖5a2–c2；圖6a2–c2）。LH試驗與noLH試驗差值場中顯示長江流域高層存在正位勢高度場異常，呈反氣旋式環(huán)流異常（圖10a1–e1）；中低層存在負位勢高度場異常，呈氣旋式異常，華南西部地區(qū)中低層存在正位勢高度場異常（圖10a2–e2）。垂直環(huán)流差值場顯示降水區(qū)上空有強上升異常（200～400 hPa），15°N左右有下沉異常（200～850 hPa；圖9c）。

圖9 2020年7月5～9日過程平均（a）LH試驗和（b）noLH試驗沿著115°E的經向—垂直環(huán)流（v、w×5000，單位：m s?1）以及（c）兩者的差值Fig. 9 Process average meridional cross section of the meridional–vertical circulation (v，w×5000, units: m s?1) along 115°E for (a) LH and (b) no LH simulations and (c) their differences from July 5 to 9, 2020

圖10 2020年7月5～9日（a1–e1）LH試驗與noLH試驗在200 hPa和（a2–e2）500 hPa的位勢高度場差值（填色，單位：dagpm）和風場差值（矢量箭頭，單位：m s?1）Fig. 10 Daily geopotential height shaded, units: dagpm) and wind differences (vectors, units: m s?1) at 200 hPa (a1–e1) and 500 hPa (a2–e2) between LH and noLH simulations from July 5 to 9, 2020

本文使用全型垂直渦度方程來討論凝結潛熱對于環(huán)流場的影響，其表達式如下（劉屹岷等,1999b）：

其中，ξ表示相對渦度的垂直分量，V為水平風速，β為地轉參數隨緯度的變化，ν表示緯向風，f表示地轉參數，ω表示垂直速度（單位：Pa s?1），p為氣壓，θz=?θ/?z。Q表示非絕熱加熱率，本文兩個數值試驗的差別主要體現為非絕熱加熱中凝結潛熱釋放（the diabatic heating due to latent heat,QLH）的作用。等式左端與傳統(tǒng)的渦度方程相似，等式右端第一項是對流運動的作用，第二項為熱源強迫的作用。由于水平非均勻加熱的影響要比垂直非均勻加熱的影響小一個量級以上（劉屹岷等, 1999b），因此著重考慮凝結潛熱釋放在垂直方向上的分布，即(f+ξz)/θz??(QLH)/?z項的影響。

深對流系統(tǒng)凝結潛熱（QLH）加熱中心的特征尺度在7 km左右，LH試驗的凝結潛熱加熱區(qū)深厚，加熱中心位于400～500 hPa左右（圖8）。在加熱中心以上，(?ξz/?t)LH∝(f+ξz)/θz??(QLH)/?z＜ 0，將產生負渦度異常，導致反氣旋環(huán)流異常（圖10a1–e1）。從而有助于LH試驗中SAH加強東伸，使1258 dagpm東界超過130°E（圖5c1）。而noLH試驗中SAH穩(wěn)定偏弱，1258 dagpm東界沒有超過106°E（圖5a2–e2）。因此，由于凝結潛熱的作用，高層在高空急流和SAH的配合下，長江流域高空形成有利于降水的高空輻散（圖5a1–e1），而在缺乏凝結潛熱時，在長江流域缺乏有利于降水的輻散形勢（圖5a2–d2）。

南亞高壓通過下沉運動在中層副高區(qū)產生輻散，同時下沉運動伴隨的絕熱加熱效應將加強WPSH（任榮彩等, 2007）。LH試驗中在20°N以南中高層的下沉運動與此南亞高壓有關。LH試驗中SAH東伸（圖5a1–c1），WPSH西伸（圖6a1–c1）；而noLH試驗中SAH沒有東伸（圖5a2–c2），WPSH也出現了增強西伸的特征（圖6a2–c2），這一特征說明本次天氣過程中WPSH本身存在增強西伸，LH試驗中SAH東伸的作用使得我國華南西部地區(qū)位勢高度場出現正異常（圖10b2–c2），對WPSH西伸起到加強作用。

在凝結潛熱加熱中心下方，(?ξ/?t)LH∝(f+ξ)/θz??(QLH)/?z> 0，會產生正渦度異常，從而在凝結潛熱中心下方加強氣旋環(huán)流的發(fā)展。LH試驗中，長江流域及其以北的區(qū)域處于凝結潛熱釋放的下層，低層位置有正渦度異常，產生氣旋式環(huán)流異常和位勢高度場負異常（圖10a2–e2）。該氣旋式環(huán)流異常位于WPSH北側，不利于WPSH發(fā)展和北上。這也解釋了為什么WPSH在LH試驗中西伸但沒有北推（圖6a1–e1）。LH試驗中WPSH脊線較為穩(wěn)定，位于長江流域以南（圖6a1–e1）；而noLH試驗中WPSH北界5日位于長江流域南側（圖6a2），7日位于黃淮地區(qū)（圖6c2）。西伸WPSH初期將加強西側南風，也為雨帶提供充足的水汽（圖7a1–c1），后期過度西伸的WPSH切斷南海的水汽通道，水汽輻合中心南移（圖7d1–e1），雨帶也南移。

將凝結潛熱與環(huán)流系統(tǒng)的相互作用總結為以下過程：強降水發(fā)生后凝結潛熱使得中高層凝結潛熱強而深厚，在凝結潛熱加熱中心上空(?ξz/?t)LH∝(f+ξz)/θz??(QLH)/?z＜0。在高層形成反氣旋式環(huán)流異常，SAH加強東伸，降水區(qū)上空的輻散加強，有利于雨帶中的上升運動。東伸的SAH通過負渦度平流的動力強迫，在中層副高區(qū)域西側導致下沉運動，并通過下沉運動的絕熱加熱效應加強WPSH西伸。凝結潛熱加熱中心的下方(?ξz/?t)LH∝(f+ξz)/θz??(QLH)/?z>0，形成氣旋式環(huán)流異常阻礙WPSH北推，從而使得WPSH相對穩(wěn)定地維持在長江流域以南。LH試驗中加強西伸的WPSH初期有利于來自南海的水汽輻合到長江流域中下游，后期由于WPSH的過度西伸，南海的水汽通道被切斷。水汽輻合區(qū)向南移動，最終大范圍持續(xù)性強降水結束。

6 總結與討論

2020年7月5～9日長江流域降水覆蓋范圍大、強度強、持續(xù)時間長。降水初期，由于凝結潛熱釋放，使得高層SAH增強東伸，從而在高空產生有利于降水的輻散異常。東伸的SAH通過下沉運動增強WPSH，有助于WPSH西伸。在凝結潛熱加熱中心的下方，WPSH北側有氣旋式異常，該異常阻擋了WPSH北推，因此，WPSH較為穩(wěn)定地維持在長江流域以南并增強西伸。穩(wěn)定的WPSH使得雨帶的位置也相對穩(wěn)定，增強的WPSH西側南風為長江流域的降水提供有利的水汽條件。凝結潛熱的釋放通過調節(jié)環(huán)流本身，以及環(huán)流之間的相互作用為雨帶提供穩(wěn)定而有利于降水的背景場（圖11）。因此，在有利的背景場下，雨帶可以通過大尺度凝結潛熱釋放與大尺度環(huán)流相互作用，形成一種自維持機制（圖11）。

圖11 大尺度梅雨雨帶的自我維持機理圖。紅色區(qū)域為反氣旋異常，藍色區(qū)域為氣旋異常；SAH為南亞高壓，WPSH為西太平洋副熱帶高壓Fig. 11 Self-maintaining mechanism of a heavy rainfall system in the Mei-yu rain belt. The red and blue circles represent the anticyclonic anomaly at higher levels and the cyclonic anomaly at lower levels, respectively. SAH stands for South Asia high, and WPSH is the Western Pacific Subtropical high

以往的研究中多將SAH，WPSH，高低空急流和西南氣流等因素作為影響雨帶的外部條件研究其對于雨帶的作用。本文認為對于此次大范圍持續(xù)性強降水事件而言，其內部強大而深厚的凝結潛熱釋放足以影響到環(huán)流系統(tǒng)，從而在短期內通過調節(jié)環(huán)流系統(tǒng)形成一個有利于降水的環(huán)流場，并通過潛熱釋放—環(huán)流的正反饋機制增加自身強度。

大范圍持續(xù)性強降水事件形成后，該自維持機制有可能是使得該類事件能強而穩(wěn)定地維持在一個相對固定位置的重要原因。在本次試驗中雨帶上強而深厚的凝結潛熱的釋放在短時間尺度上阻擋了季風雨帶的北跳。而當缺乏凝結潛熱釋放時，雨帶會迅速北跳。因此梅雨雨帶上大范圍持續(xù)性強降水所釋放的潛熱可能是梅雨雨帶穩(wěn)定維持的一個重要因素。在研究持續(xù)時間長、洪澇嚴重的“暴力梅”過程時，也應當關注大范圍持續(xù)性強降水事件對于大尺度環(huán)流系統(tǒng)的反饋作用，尤其在臨近雨帶北跳前，大范圍強降水通過潛熱釋放的自維持會推遲東亞雨帶的北進過程，使得洪澇更為嚴重。