华南暴雨是多尺度天气系统相互作用的产物, 在有利的大尺度环流背景下, 由若干个中小尺度降水系统的不断产生、合成、加强和持续影响所造成, 其具有明显的中尺度结构特征, 这方面的研究已经有很多^[1-10]。近年来, 一些学者对华南这种既受西风带系统又受热带季风系统影响的暴雨进行对比研究, 例如赵玉春等^[11]从中尺度雨团活动、系统动力结构、大气不稳定机制和大气加热结构等方面对比分析了华南冷性锋面和暖区暴雨个例的差异; 梁巧倩等^[12]从天气形势、强降水落区以及对流活动特征等方面对广东前汛期锋面和后汛期季风强降水系统进行对比分析, 林晓霞等^[13]、曾智琳等^[14]从水汽输送情况和动力特征以及强降水特征等方面对比分析了一次华南强降水过程中不同区域的锋面降水和暖区降水的差异, 但这类对比研究目前还不多, 对其加热结构特征涉及较少。

华南受西风带系统影响产生的暴雨主要是冷性锋面暴雨, 北方冷空气起着非常重要的作用。陈敏等^[15]对华南一次冷锋降水的冷锋结构及与中尺度的相互作用的研究指出, 锋面可为对流运动的发展提供触发机制, 同时伴随着对流系统发展可演变发展出独特的垂直环流结构, 使对流发展得以维持。除了冷锋暴雨外, 锋面暖区中发生暴雨也是华南常见的一种降水过程, 张亚妮等^[16]、苗春生等^[17]分别从华南暖区暴雨的动力特征和热力发展机制方面开展暖区暴雨形成机制的研究, 发现暖区暴雨具有更强的中尺度性质, 这与华南地区受季风涌的影响更有直接关系。季风爆发后, 除了热带气旋活动带来的暴雨之外, 华南还常受热带季风系统影响而产生暴雨, 与南海季风槽的活动直接相关, 杨辉等^[18]曾针对一次引发华南大暴雨的南海季风槽异常特征及其原因进行了研究, 发现南海季风槽有其独立的空间结构, 西南季风加强引起季风北侧气旋性辐合增强是南海季风槽加强和暴雨产生的主要原因。华南暴雨往往是在这些中低纬不同尺度系统相互作用下由频繁活动的中尺度对流系统所造成, 而且又受到华南地区复杂地形、海陆界面差异等因素的影响, 暴雨预报还存在相当的难度。因此, 针对华南地区暴雨既受西风带系统又受热带季风系统影响的特点, 对锋面和季风两类不同降水对流系统开展更加有针对性的对比研究, 这无疑对深入理解这些不同类型降水对流系统的形成发展过程有帮助, 对模式降水预报技术改进来说也是一项很重要的工作。

对流潜热加热是由中小尺度积云活动造成的, 其计算方法主要有积云参数化和云模式方法。例如Haverson等^[19]结合数值模式的对流参数化、微物理过程与综合诊断分析方法, 发现从常规观测算出的潜热廓线与模式模拟预报的潜热廓线在量级大小、垂直分布等方面大都类似, 认为模式预报可作为理解对流尺度潜热空间分布特征的重要辅助工具。Jones等^[20]、Stephan等^[21]在Haverson等^[19]的研究基础上, 结合地面降水率、数值模式的云物理来订正。目前常用的潜热反演有两种:一种是根据观测降水诊断统计出典型的潜热廓线或理想的潜热廓线, 这种方法简单易行, 但需要区分对流降水区和层云降水区。另一种是模式潜热廓线订正方案, 即利用模式物理过程计算潜热廓线, 然后通过观测降水与模式降水的比率调整潜热廓线。通常在云内凝结的水汽大部分以雨滴形式降落到地面, 所以该处的空间净潜热释放量一定与降水量成正比。根据这一关系, 我们可以根据观测的降水来订正模式积分算出的潜热廓线, 使之更好反映真实大气潜热廓线, 本文采取第二种方法进行潜热加热反演。本文研究包括如下内容:季风降水和锋面降水的大尺度环境特征对比; 季风降水和锋面降水的中尺度特征对比; 季风降水和锋面降水的加热结构对比, 其中季风降水包括西南季风影响的降水和西南风影响的暖区降水。

所用的观测资料为逐小时自动站降水和风场资料、逐小时的多层雷达反射率资料(水平分辨率为0.01 °×0.01 °)以及风云2G反演的TBB资料(水平分辨率为0.1 °×0.1 °)。所用的分析资料为ERA Interim的一天四个时次资料, 水平分辨率为0.125 °×0.125 °, 垂直分层27层。

本文采取的模式潜热廓线订正方案, 该方案实施时必须考虑如下几种情况:(1)观测有降水、模式模拟出降水, (2)观测有降水、模式无降水, (3)观测无降水、模式模拟出降水等。若二者均无降水时不对潜热进行反演。对第一种情况, 直接利用观测降水与模式降水的比率订正, 考虑观测降水远大于模式降水时设定一个比率上限阈值, 如最多为3倍; 若模式降水很小, 例如小于观测降水的一半以下情况, 采用寻找具有明显降水的邻近格点潜热廓线来代替, 并根据该点降水与观测降水的比率来订正^[22]; 若观测降水远小于模式降水, 比率下限阈值定为1/3, 则对模式潜热廓线的量值减为原值的1/3。对第二种情况, 采用寻找具有明显降水的邻近格点潜热廓线来代替。第三种情况, 不对潜热进行反演。具体方法参考张诚忠等^[23]的雷达反演潜热在华南区域数值模式汛期短时临近降水预报的应用试验。

近几年来, GRAPES模式在动力框架、物理过程等方面都有很大改进^[24-28]。本文所用GRAPES模式区域范围为96~124 °E, 16~32 °N, 水平网格距为0.03 °×0.03 °, 垂直层数为65层, 模式层顶高度为31 km, 采用区域特色的三维参考大气动力框架, 模式物理过程包括改进的SAS对流参数化方案、WSM6的微物理过程、SMS的陆面方案以及NMRF的边界层方案和RRTMG的长短波辐射方案。GRAPES模式近几年来在动力框架采用的初始场和侧边界场分别是EC的分析场和6小时的预报场, 水平网格距为0.125°×0.125°。

2017年5月15-16日在广东中部至东部以及沿海地区出现大到暴雨及大暴雨的过程, 这次降水过程分为两个阶段两条雨带, 不同雨带影响系统也不相同。第一阶段为5月15日00-06时(世界时, 下同, 图 1a), 该雨带主要位于广东省沿海地区, 第二阶段为5月15日12-18时(图 1b), 该阶段的雨带为西南-东北走向的狭长雨带, 位于粤中至粤东一带。从15日00时的850 hPa风场(图 1c)来看, 受南海方向的东南风和中南半岛方向的西南风汇聚的影响, 广东处在一致的西南风区, 受西南风的影响, 15日00-06时广东沿海地区出现了暴雨及以上级别的季风降水。而从15日12时的850 hPa风场(图 1d)来看, 粤北地区有冷空气南下, 而其南部为偏南风, 因此, 在粤北地区南北冷暖空气交汇, 形成一条西南-东北走向的锋面, 该锋面造成了15日12-18时粤中至粤东一带的强降水。

图 1

图 1 2017年5月15日00—06时（a）和12—18时（b）6小时的累积降水及15日00时（c）和12时（d）850 hPa的风场和500 hPa高度场 a、b中填色部分为降水量，单位：mm/h；c、d中填色部分为风速，单位：m/s。

5月15日00-06时广东沿海地区出现大到暴雨的降水, 暴雨中心主要位于阳江-江门-珠海沿岸一带。从边界层的风场(975 hPa)(图 2a)可以看出, 广东沿海地区位于偏南风的辐合区, 最大风速辐合区位于珠江口及以西沿岸地区, 此外, 沿海地区边界层内都处于负散度和正涡度区(图 2b), 其正涡度中心和负散度中心与最大风速辐合区基本重合, 在112~114 °E, 22 °N附近。进一步从涡度、散度沿22 °N的垂直剖面(图 2c)可见, 112~114 °E之间, 900 hPa以下出现最强辐合中心, 900~600hPa及150~100 hPa出现次强辐合中心, 而对流层中上层(600~150 hPa)则是辐散区, 最强辐散中心约在200~150 hPa; 而涡度则以900 hPa为分界线, 以下为较大的正涡度, 而以上基本是弱的正涡度或是负涡度。从水汽通量散度、假相当位温及垂直速度的垂直剖面(图 2d)可以看出, 水汽通量辐合区也基本集中在900 hPa以下, 且该地区存在较高的假相当位温, 200 hPa以下都是上升运动, 最大上升运动中心出现在600 hPa左右。从上述讨论可以看出, 该时段季风降水主要是由边界层内较强辐合、高空较强辐散的动力配置及边界层内高温高湿的热力条件配合形成。

图 2

图 2 5月15日00时975 hPa的风场（a）、1 000 hPa的涡、散度（b，阴影部分表示散度）以及涡、散度沿22 °N的垂直剖面（c，阴影部分为散度，）和垂直速度、水汽通量散度、假相当位温沿22 °N的垂直剖面（d，阴影部分为水汽通量散度，黑实线为垂直速度，灰色虚线为假相当位温）

从大尺度场讨论了这阶段季风降水发生的原因, 我们进一步探讨一下季风影响下中尺度雨团发生、发展到成熟阶段的雨团活动特征及相对应的云团特征(图 3)。15日01时多个中β尺度雨团在广东沿岸地区发生, 其中阳江沿岸地区的中尺度雨团最强, 以下着重追踪该雨团特征, 记为A。02时雨团A局地加强发展, 最大雨强达50 mm以上, 但尺度较小, 03-04时雨团A沿着海岸线向东移动, 在江门沿岸地区进一步发展加强, 雨团尺度增大, 雨强增强, 到15日06时雨团A在珠海沿岸达到成熟阶段, 雨团的尺度进一步扩大, 最大雨强中心也超过50 mm以上, 到07时以后, 雨团逐渐减弱, 09时完全消失。从开始时刻的TBB上也可以看出, 沿岸有多个中尺度云团的活动, 阳江沿岸地区的中尺度云团最强, 与中尺度雨团A对应, 该云团随着时间推移向东移动, 并不断发展, 逐渐到成熟阶段, 尺度的变化和强度加强的过程能很好地体现, 其中TBB最强中心也达到了-70℃以上。

图 3

图 3 观测的5月15日02时（a、d）、04时（b、e）和06时（c、f）的逐小时降水（a、b、c，单位：mm）和TBB（d、e、f，单位：℃）

进一步从地面风场和雷达反射率的垂直分布刻画中尺度雨团A发展或成熟阶段的地面特征和垂直结构。从04时观测的地面风场(图 4a)来看, 陆地风基本沿着海岸线(从西到东)的反方向吹, 在中尺度雨团达到最强的区域, 海岸线也由西北-东南折向东北-西南向, 因此该区域的风由东南风转向东北风, 从而出现辐合区(图 4a黑色圆圈表示), 但风速较小, 基本在2 m/s以下。从对应时刻的雷达反射率垂直剖面(图 4b)可见, 虽然中尺度雨团A所在区域的1.5 km以下由于雷达观测的角度或地物遮挡而缺失, 但从反射率大小的垂直分布推断出, 1.5 km以下的雷达反射率主要是在35 dBZ以下, 因此, 对流最强出现在3 km左右, 最强中心达45 dBZ以上, 不小于15 dBZ的对流最高发展到8~9 km。

图 4

图 4 15日04时观测的地面风场（a）和沿113.2ºE雷达反射率的垂直剖面（b）

5月15日12-18时这个时段的降水雨带狭长, 降水强度大, 造成的灾害严重。从15日12时的850 hPa涡度和散度场(图 5a)来看, 正涡度的大值中心和辐合的大值中心都位于锋区的位置, 这有利于锋面的发展, 也有利于降水的发生。进一步从该时刻锋生函数的辐合项和变形项(图 5b)来看, 这两项的量级相当, 在锋区发生一带都为正值, 且走向与锋面一致, 这说明该地区有利于锋面的发生发展, 这与图 5a结论是一致的。从涡度、散度的垂直剖面(图 5c)来看, 锋区位置涡度、散度分布具有很强的斜压性结构, 从下往上向纬度较高的地方倾斜, 低层(约800 hPa左右以下)出现强辐合区, 800~300 hPa配合较强辐散, 200 hPa左右又出现辐合区, 200 hPa以上则出现强度与中低层相当的辐散区; 正涡度柱从边界层一直延伸到500 hPa, 500~300 hPa出现负涡度区, 300 hPa以上则又出现正涡度柱。这种低层辐合上升中高层辐散下沉的动力配置是有利于暴雨的发生发展。从垂直环流结构(图 5d)进一步证实, 在中低层, 锋区两侧的南北冷暖空气交汇到锋区位置辐合并产生强烈的上升运动, 将低层的能量和水汽输送到中高层。从θ_se(图 5d灰虚线)的分布来看, θ_se梯度最大的位置也是在锋区, 而且在中低层(600 hPa左右以下)大气处于不稳定状态, 这样的热力条件有利于暴雨发生发展的。暴雨发生发展除动力和热力条件外, 还有一个不可缺少的就是水汽条件, 从水汽通量散度(图 5d阴影部分)的分布可见, 400 hPa以下基本是水汽通量辐合区, 最大水汽通量辐合位于850 hPa左右, 这说明水汽条件也是非常充足的, 而且发展得比较深厚。因此, 这样一个动力、热力和水汽配合较好的大尺度环境场中, 有利于暴雨的发生发展。此外, 垂直环流及水汽通量散度和假相当位温的垂直剖面也可以看出, 这种影响暴雨发生发展的环境场都具有斜压性。

图 5

图 5 850 hPa涡散度（a，阴影部分是散度，单位：10-5 s-1，锋生函数的辐合项和变形项（b，阴影部分是变形项，单位：10-9 K/（m·s）），涡度散度沿114 °E的垂直剖面（c，阴影部分为散度），沿114 °E的垂直环流、θse及水汽通量散度（d，阴影部分为水汽通量散度，灰虚线为θse）

大尺度环境场具备了暴雨发生发展的条件, 下面我们从暴雨的中尺度活动情况进一步探讨这次降水的中尺度活动特征。由于分析场只有00时和12时的资料, 因此前面将降水分为00-06时和12-18时两个时段, 与降水的主要时段基本吻合, 但实际上15日12-18时这个时段的降水, 10-11时已经开始, 因此挑选出较典型的11时、14时和17时的逐小时自动站降水观测和雷达反射率进行分析讨论中尺度雨团发展加强的过程。

从15日11、14、17时的降水观测来看, 开始时降水雨团尺度较小, 初步形成类似西南-东北走向的雨带, 雨带不连续(图 6a), 接着西北方向的多个中尺度雨团逐步向东南方向移动并与主雨带合并发展, 14时形成一条西南-东北走向的连续雨带, 且整个雨带向东南方向移动(图 6b), 该雨带上多个中尺度雨团活跃。到了17时, 雨带西北方向的雨团都与主雨带合并, 且雨带上113.7 °E附近的中尺度雨团强度达到最强, 雨带也进一步向东南方向移动(图 6c, 红圈表示最强雨团)。19时以后(图略), 雨带进一步南移, 雨带开始断裂, 形成多个强度减弱的中尺度雨团, 到21时降水移到海岸线并逐渐消失。图 6d、6e、6f给出了相应时刻1.5 km高度上的雷达反射率, 该时段降水发生发展过程中, 中尺度雨团是非常活跃的, 中小尺度的特征非常明显, 强度都在40 dBZ左右, 113.7 °E附近的中尺度雨团的反射率达到了50 dBZ以上。

图 6

图 6 15日11时（a、d）、14时（b、e）和17时（c、f）的逐小时降水（a、b、c）和雷达反射率（d、e、f）

下面给出雨团发展到最强时的地面风场和雷达反射率的垂直分布(图 7), 从观测的地面风场(图 7a)可见, 当中尺度雨团发展到最强时, 地面存在明显的辐合区, 但风速较小, 基本在2 m/s以下, 而雷达反射率的垂直剖面(图 7b)显示, 从地面到3 km对流都比较旺盛, 最强反射率中心出现在1 km以下, 最大值在45 dBZ以上, 而且对流云伸展比较高, 不小于15 dBZ的反射率一直伸展到了10 km。同时也对比了其他时次(从雨团发展到成熟阶段)的雷达反射率垂直剖面(图略), 雷达回波表现的特征基本与该时次(成熟阶段)一致, 从地面到2~3 km的对流发展旺盛, 最强中心出现在近地面, 对流云伸展较高, 这跟季风降水的回波特点有明显差异。通过以上分别对季风降水和锋面降水的大尺度影响环境和中尺度活动特征的讨论分析, 发现两者之间的影响环境和中尺度特征有明显的差异。

图 7

图 7 17时观测的地面风场（阴影部分是风速，a）和沿113.74 °E雷达反射率的垂直剖面（b）

通过以上分别对季风降水和锋面降水的大尺度影响环境和中尺度活动特征的讨论分析, 发现两者之间的影响环境和中尺度特征有明显的差异。大尺度环境影响方面, 季风降水主要受低层偏南风影响, 边界层内(约900 hPa)出现强辐合中心、正涡度大值中心、高温高湿中心, 而对流层中高层(600~150 hPa)配合较强辐散, 边界层以上基本为弱的正涡度和负涡度, 垂直上升运动一直到200 hPa, 最强中心位于600 hPa左右; 锋面降水对流层低层存在明显的锋区, 斜压性结构明显, 对流层低层(850 hPa左右)出现强辐合中心, 而800~ 300 hPa配合较强辐散, 正涡度柱延伸到500 hPa, 水汽通量辐合上升到400 hPa, 垂直上升运动剧烈, 一直到100 hPa, 且最强中心位于700 hPa。除两者的辐合辐散中心、正涡度的中心以及水汽通量辐合中心和垂直运动大值中心所在的层次明显不同外, 其强度也差别较明显, 虽然季风降水的强辐合中心的强度(-4×10^-4s^-1)明显小于锋面降水(-10 × 10^-4s^-1), 辐散中心强度也是季风降水(1.5×10^-4s^-1)小于锋面降水(4×10^-4s^-1); 锋面降水的垂直上升运动最强达-1.2 Pa/s, 远远大于季风降水(-0.2Pa/s)。此外, 季风降水和锋面降水大尺度影响环境还有一个明显差别是后者的斜压性结构显著, 且有明显的锋面系统存在。中尺度活动特征方面, 季风降水和锋面降水都是由多个中尺度雨团组成, 一般尺度为中β或中γ, 但季风降水的雨团一般是沿着海岸线向东移动并发展, 局地性较强, 而锋面降水一般是存在一条西南-东北走向的雨带, 雨带上存在多个中尺度雨团, 不断合并发展, 雨带影响的范围较大。此外, 从中尺度雨团发展或成熟期的地面风场和雷达反射率垂直剖面对比来看, 锋面降水地面有明显的辐合区, 而季风降水的地面风则是沿着海岸线(西-东)的反方向吹, 随着海岸线的变化是否出现辐合; 锋面降水的低层对流性更强, 不小于15 dBZ的对流上升到10 km, 而季风降水中层的对流性更强, 上升到8 km左右。

第三小节讨论了这两个阶段(季风和锋面)降水的大尺度影响环境及中尺度特征, 而大气中与凝结、蒸发、辐射等相关的非绝热加热过程及其水平和垂直分布特征是降水对流系统形成的一个关键影响因素, 是驱动大气运动的主要能源之一, 水的相变是对流加热的主要热源, 尤其在热带地区^[29-30]。在天气系统的上升区内, 水汽因抬升发生凝结, 其上空释放净热量, 从而改变温度廓线及局地环流。因此, 潜热加热会进一步影响中小尺度天气系统的动力、热力结构, 本小节主要讨论两类降水的对流潜热加热特征。鉴于本文采用的对流潜热的算法, 为了更准确地讨论两类对流加热特征的异同点, 本文选取两个季风降水个例(2017年5月15日00-06时的降水、2017年6月17日的降水)和两个锋面降水个例(2017年5月15日12-18时降水、2018年5月7日降水)进行潜热反演。

图 8给出季风降水时段2017年5月15日04时模式预报的降水和3 km处潜热加热以及雷达降水率和订正的潜热加热。对比模式降水与雷达降水率(图 8a和图 8c)可以看出, 模式预报的降水落区与观测相差较大, 模式的降水落区基本在粤西北, 基本没有预报出沿海的季风降水。相应地, 模式预报的潜热加热(图 8b)与模式预报的降水大致一致, 也是偏差较大, 通过模式潜热廓线订正方案得到的潜热(图 8d), 基本能刻画出沿海的降水分布, 但由于模式潜热偏差较大, 订正的潜热也出现一些虚假的分布。图 9给出2017年6月17日的季风降水的模式预报与观测对比, 对这次季风降水预报的效果较好, 但强降水落区稍偏北、偏西, 潜热加热订正后, 潜热加热大值中心分布与雷达降水率基本一致, 较好地校正了预报的潜热加热中心偏北、偏西。

图 8

图 8 2017年5月15日04时的模式降水（a，单位：mm）、模式模拟的潜热（b，单位：10-4 K/s）、观测的降水率（c，单位：mm）和雷达反演的潜热（d，单位：10-4 K/s）

图 9

图 9 同图 8，但为2017年6月17日06时

图 10给出锋面降水个例2017年5月15日17时的模式预报降水、潜热加热和观测降水及订正的潜热加热, 模式对这次锋面降水预报(图 10a)效果较好, 基本能预报出西南-东北走向的雨带, 与观测吻合较好(图 10c), 但雨带稍偏南; 对应地, 模式对潜热加热的预报也较好, 分布形式与雨带一致, 订正后的潜热加热也与雷达降水率更加吻合。模式对2018年5月7日的锋面降水模拟效果也较好, 广东中部的雨带位置和强降水中心与观测基本吻合, 但粤北及江西至福建的雨带偏北, 潜热加热的预报与降水预报基本一致, 订正后的潜热加热基本能更准确地反映出降水雨带和强降水中心(图略)。

图 10

图 10 如图 8，但为2017年5月15日17时

进一步分析讨论季风降水和锋面降水个例的中尺度雨团发展或成熟阶段的潜热加热垂直结构分布。图 11分别给出了两个季风降水和锋面降水个例订正后的潜热加热垂直分布, 两个锋面降水个例的潜热加热(图 11a、11b)在垂直方向有两个中心, 一个加热中心位于3 km以下, 两个个例加热中心的高度略有差别, 2017年5月15日17时的加热中心在1~2 km, 2018年5月7日09时的加热中心在2~3 km; 另一个加热中心位于5 km以上, 两个个例的加热中心也略有差别, 2017年的个例加热中心位于6~7 km, 而2018年的个例加热中心位于7~8 km。虽然两个锋面降水个例的加热中心位置略有差异, 但加热结构还是非常相似。两个季风降水个例的潜热加热结构(图 11c、11d)表现较为一致, 垂直方向为一个加热中心, 加热中心高度在5 km左右。对比锋面降水和季风降水的潜热加热结构来看, 两者存在较大差异, 锋面降水存在两个加热中心, 分别位于对流层低层和中高层, 且加热强度较强, 而季风降水只有一个加热中心, 位于对流层中层, 加热强度略弱于锋面降水。

图 11

图 11 订正的潜热加热（单位：10-4 K/s） a. 2017年5月15日17时；b. 2018年5月7日09时；c. 2017年6月17日06时；d. 2017年5月15日04时。

本文选取典型的季风降水和锋面降水个例, 从大尺度环境、中尺度特征、潜热加热结构等方面对比探讨了这两类降水的差异, 得到以下几点结论。

(1) 大尺度环境特征方面, 季风降水主要受低层偏南风影响, 边界层内(约900 hPa)出现强辐合中心、正涡度大值中心、高温高湿中心, 而对流层中高层(600~150 hPa)配合较强辐散, 边界层以上基本为弱的正涡度和负涡度, 垂直上升运动一直到200 hPa, 最强中心位于600 hPa左右; 锋面降水对流层低层存在明显的锋区, 斜压性结构明显, 对流层低层(850 hPa左右)出现强辐合中心, 正涡度柱延伸到500 hPa, 水汽通量辐合上升到400 hPa, 而800~300 hPa配合较强辐散, 垂直上升运动剧烈, 一直到100 hPa, 且最强中心位于700 hPa。除两者的辐合辐散中心、正涡度的中心以及水汽通量辐合中心和垂直运动大值中心所在的层次明显不同外, 其强度也差别较明显, 就垂直运动而言, 锋面降水的垂直上升运动最强达-1.2 Pa/s, 远远大于季风降水(-0.2 Pa/s)。此外, 季风降水和锋面降水大尺度影响环境还有一个明显差别是后者的斜压性结构显著。

(2) 中尺度活动特征方面, 季风降水和锋面降水都是有多个中尺度雨团组成, 一般尺度为中β或中г, 但季风降水的雨团一般是沿着海岸线向东移动并发展, 局地性较强, 而锋面降水一般是存在一条西南-东北走向的雨带, 雨带上存在多个中尺度雨团, 不断合并发展, 雨带影响的范围较大。此外, 从中尺度雨团发展或成熟期的地面风场和雷达反射率垂直剖面对比来看, 锋面降水地面有明显的辐合区, 而季风降水的地面风则是沿着海岸线(西-东)的反方向吹, 随着海岸线的变化是否出现辐合; 锋面降水的低层对流性更强, 不小于15 dBZ的对流上升到10 km, 而季风降水中层的对流性更强, 上升到8 km左右。

(3) 模式对季风降水的个例潜热加热和降水的落区模拟效果不稳定, 而对锋面降水的模拟效果较好。从两类降水的潜热加热垂直结构来看, 两者有明显差异, 锋面降水出现两个加热中心, 分别位于1~2 km和6~7 km, 而季风降水加热最大加热率出现在5~6 km。

本文对两类降水潜热加热结构的分析还是比较初步的, 模式潜热廓线订正方案对选取模式降水和观测降水的比率以及邻近区域的查找范围还是比较敏感的, 需要进一步选取更多个例进行试验和讨论。