1 引 言
冰雹是我国春夏季节频发的强对流天气之一， 因其致灾性强、 预报难度大， 且导致冰雹的对流系统结构复杂多变， 较之普通风暴发展更为强烈， 所以目前冰雹形成机理研究和监测预报技术研发仍是气象热点和难点。尽管致雹的对流系统或风暴在形成和发展过程中形态多样， 但其内部环流结构大多呈现出高度组织化的特征（俞小鼎等， 2012； 陈秋萍等， 2015； 刁秀广等， 2011； 冯晋勤等， 2012； 张桂莲等， 2018； 张玉洁等， 2019； 朱平和俞小鼎， 2019）。一个值得关注的问题是初始对流如何被组织起来、 进而发展成组织性强、 尺度更大、 生命史更长的对流系统的？有研究表明（Moore， 1985； LeMone et al， 1998； Liu and Moncrieff， 2004）， 对流的组织过程通常与风暴所依赖的环流背景及其相联系的物理机制有关， 这些机制包括水平风切变不稳定、 垂直风切变、 冷池、 中尺度重力波等， 低层风切变与地面冷池之间的相互作用有利于线状结构的对流系统形成（Fovell and Ogura， 1989； Robe and Emanuel， 2001； Weisman and Rotunno， 2004）， 不同的垂直风切变环境可能导致风暴内旋转特征有明显差异（Adlerman and Droegemeier， 2005）。中尺度重力波是激发、 组织对流并导致降水或强对流天气的重要机制之一。李麦村（1978）曾探讨了暴雨中尺度过程中重力波与积云对流间的正反馈作用， 提出重力波是条件不稳定大气中暴雨产生的触发机制。之后的诸多个例分析也证实强降水过程中MCS的发展、 传播与惯性重力波相联系（胡伯威， 2005； 许小峰和孙照渤， 2003； 徐燚等， 2013； 易军等， 2009）。重力波对强对流天气的发展同样有明显的促进作用， 孙继松和王华（2009）分析了雹暴天气个例中由不同强迫源引发的具有不同振幅、 波长和周期的中尺度重力波间的相互作用对风暴单体的演变及雹暴群组织的影响。
上述研究探讨了影响对流发展演变过程的物理机制， 但这一过程非常复杂， 期间可能涉及多种物理机制的相互作用， 且对流发展的不同阶段可能与不同的物理机制相联系， 这其中仍存在较多不甚清楚的问题， 值得深入研究。本文将针对2015年4月28日发生在江淮地区的一次雹暴过程开展数值模拟分析， 进一步认识和理解这期间影响对流组织和发展的物理过程， 以期有助于这类天气预报能力的提高。
2 环流背景和天气概况
此次雹暴天气发生在冷涡后部的冷空气补充南下过程中。图1（a）（该图及文中所涉及的地图基于中国气象局业务平台MICAPS中的地理信息制作， 底图无修改）是2015年4月28日08:00（北京时， 下同）500 hPa高度场。从图1（a）中可以看出， 位于鄂霍茨克海西侧的低槽底部形成一深厚的切断低涡， 在对流层中高层， 该低涡对应于温度场中的冷槽， 而850 hPa及以下的低涡则与东伸的暖舌相配合， 由此形成上冷下暖的不稳定层结。午后， 冷涡南落， 位于500 hPa冷涡后部的苏皖地区上空建立起一支中尺度偏北风急流（图略）， 携冷空气南下促进了层结不稳定的发展， 同时增强了该地区中低层的垂直风切变， 为强对流天气的发生构建了有利的环境。地面上（图略）， 鲁苏皖豫四省交界附近有一中尺度低压， 低压内伴有明显的风场辐合， 初始对流于13:00前后在该低压附近被触发。
在有利的环流背景下， 28日午后到上半夜苏皖地区出现了一次较大范围的强对流过程， 以冰雹、 雷暴大风为主， 局部出现短时强降水。其中， 江苏、 安徽两省有11个国家基本气象站出现冰雹［图1（b）］， 观测到的最大冰雹直径50 mm， 出现在六合站。此外， 据报道， 江苏境内另有10多个市（县）出现冰雹。徐州沛县15:35最早出现冰雹， 之后沿苏皖北部交界各站自北向南依次降雹， 形成一条西北东南向的雹击带， 带上各降雹点呈离散分布， 傍晚前后到夜间， 降雹区移至苏南地区。
3 模式方案设计和模拟结果检验
3.1 模拟方案
本文采用非静力中尺度数值模式WRFV3.8.1对此次冰雹过程进行数值模拟。以ECWMF 2015年4月28日02:00间隔6 h的ERA-interim 0.75°×0.75°再分析资料作为模式初始条件和边界条件， 模拟时效36 h， 逐时输出。数值模拟采用两重嵌套网格（图略）， 空间分辨率分别为9 km、 3 km， 垂直分为不均匀的70层。模式采用MYJ边界层方案、 Unified Noah Land-surface model陆面过程方案、 RRTM长波辐射方案、 Goddard短波辐射方案， 微物理方案采用NSSL 2-moment。另外， 9 km网格采用Kain-Fritsch积云参数化方案。
3.2 模拟结果检验
从多普勒雷达探测的反射率因子演变特征可以清楚地了解此次过程中对流系统的发生发展。2015年4月28日13:00前后， 位于地面中尺度低压附近的山东南部开始有孤立的对流单体生成（图略）， 发展迅速， 并快速向东南方向移动。期间， 其下游—苏皖北部交界处不断有新的对流单体激发出来， 新旧对流单体逐渐形成非常清晰的波列状回波带。从图2（a）中可以看到， 在这条对流回波带上排列着5~6个间隔50 km左右、 直径约20 km、 强烈发展的风暴单体， 观测实况表明， 这些风暴单体均导致了冰雹天气。另外， 对流回波带东侧还有一条与之近乎平行的较窄的回波带， 但其强度明显弱于前者。随着这条强对流回波带继续发展南移， 其后侧及移动方向的左侧逐渐形成较宽广的层状云区， 线状对流云系演变为较宽广的积层混合云结构， 之前的波列状对流回波带位于这片回波区移动方向的右侧边缘， 带上的对流风暴依旧发展强盛。18:06［图2（b）］， 位于回波带最前端的对流风暴发展强盛， 中心强度超过60 dBz， 该风暴在六合站产生了5 cm的冰雹， 而位于风暴列后部的风暴则减弱并入层状云回波区。从对流系统对应发展阶段的反射率因子的模拟结果［图2（c）~（d）］可以看到， 模拟的对流回波的形态、 位置与1 h后的回波实况［图2（a）， （b）］较为接近， 不足的是， 图2（c）中未模拟出主对流回波带东侧的较窄回波带， 图2（d）中虽模拟出导致六合站出现强冰雹的超级单体风暴， 但该单体后部的风暴减弱较实况快， 且图2（d）中层状云区的范围较实况略小。进一步将模拟的对流系统形成发展过程与实况相比较发现（图略）， 模式能够较好地描述此次对流的发生发展， 包括初始对流发生时间、 位置及之后对流的发展和组织过程， 但模拟的对流发展演变速度较实况更快。就中尺度对流系统发展过程的模拟效果而言， 总体较理想， 故以下将结合数值模拟结果分析此次过程中的对流风暴组织发展特征。
图2 观测（a， b）与模拟的（c， d）2015年4月28日组合反射率因子（单位: dBz）圆圈表示导致六合站出现强冰雹的超级单体风暴; 蓝色斜线表示后文中图5和图6的剖面位置 Fig.2 Observed (a， b) and simulated (c， d) composite reflectivity factor (unit: dBz） at 16:00 (a)， 18:06 (b)， 15:00 (c) and 17:00(d) on 28 April 2015.The circle represent the supercell storm causing heavy hails at Luhe station; The blue slash shows the section positions of Fig.5 and Fig.6 in the following text |
4 雹暴过程中的重力波特征
上述雷达回波实况分析表明， 此次过程的初始对流在山东南部形成后迅速发展， 在风暴单体移动过程中， 其前部不断有新的对流单体形成， 新、 旧对流风暴在苏皖北部交界一带逐渐组织成一条西北—东南向的波列状结构的对流回波带， 并继续向南传播［图2（a）］， 这种波列结构自15:00前后至19:00持续4~5 h。那么， 这期间对流风暴的不连续传播、 对流系统组织过程中所呈现出的波状结构是否与重力波相联系？
4.1 冰雹期间的气压波动
利用自动站观测资料分析这条波列状对流回波带自北向南依次经过的徐州站、 盱眙站、 六合站的气压变化特征（图3）， 三站地理位置在图1（b）中标注。由图3可见， 三站气压出现明显波动的时间段集中在15:00 -20:00。徐州站气压最先出现波动， 15:00该站气压开始下降， 15:50降至最低998.3 hPa， 20 min后迅速升至1001.5 hPa， 之后徐州站气压呈缓慢上升趋势， 结合冰雹实况可知， 15:35徐州站附近的沛县出现冰雹。位于徐州下游的盱眙站气压波动开始于16:35前后， 该站呈现多波动特征， 其中， 有两次较为显著的波动分别出现在16:55和18:30前后， 波动期间气压均先降后升， 第一次气压波动幅度约2 hPa， 第二次气压波动幅度达5 hPa， 19:00气压峰值升至1005.9 hPa， 在第二次气压波动期间， 盱眙附近的明光站18:38出现冰雹。三站中六合站气压出现明显波动的时间最晚， 17:00气压开始下降， 17:50降至最低1000.7 hPa， 18:15迅速升至1005.1 hPa， 此次波动后， 该站气压在18:25 -20:00又出现两次较明显波动， 19:50气压升至峰值1010 hPa， 从六合及周边站冰雹实况来看， 18:06六合站、 19:22来安站、 19:39和县站先后出现冰雹。
综上， 这条波列状对流回波带依次经过上述三站时， 气压相继出现波动， 其中盱眙站、 六合站分别有2~3次明显气压波动， 每次波动间隔时间约1 h， 即该波动的周期约1 h。值得注意的是， 上述各站或附近降雹时间恰与该站气压出现明显波动的时间相对应， 表现出一定的间歇性。期间， 各站气压开始出现波动的时间早于该站或附近站点发生冰雹的时间， 冰雹发生前气压先呈下降趋势， 发生后， 气压则迅速上升， 相邻的气压波峰与波谷的最大振幅差约为5 hPa。
4.2 物理量场的波动特征
从模拟的对流发展可知， 初始对流形成后发展迅速， 比实况约提前1 h， 14:00前后该对流风暴移至江苏西北角沛县附近（图略）， 与海平面气压距平场中的一对紧邻的正负气压距平中心相对应， 其中的负距平中心达-4 hPa， 值得注意的是， 在其下游已经开始出现一列离散分布的较弱的、 尺度较小的气压扰动中心， 对应于风暴下游未来将陆续激发出新的对流单体。这意味着这个强烈发展的对流风暴已产生较明显的波动。此时， 该对流风暴处于一地面风场扰动区中［图4（b）左列］， 伴有明显的辐合辐散。对流风暴后部的冷池清晰可见［图4（c）左列］， 冷池水平尺度小， 冷池中心温度为22 ℃， 比周边温度低6~7 ℃。
图4 模拟的2015年4月28日14:00（左）、 15:00（中）和16:00（右）海平面气压距平（a, 彩色区和等值线， 单位: hPa）, 地面风场（矢量， 单位: m s-1）及散度场（彩色区， 单位: s-1）（b）以及2 m温度（c, 彩色区， 单位: ℃）红色箭头表示14:00风暴所处位置 Fig.4 Simulated sea level pressure anomaly （a, color area and counter, unit: hPa）, wind field (vector, unit: m·s-1) and divergence field (color area, unit: s-1) on the surface (b), 2 m temperature (c, color area, unit: ℃) at 14:00 (left)、 15:00 (middle)、 16:00 （right） on 28 April 2015.The storm location at 14:00 is marked by red arrow in Fig.4(a) |
风暴继续发展并向南传播， 1 h后， 在海平面气压距平场中［图4 （a）中列］， 沿苏皖北部交界处形成了一列非常清晰的向东南方向伸展的正负扰动中心链式交替的气压波列， 波长约为50 km， 从对流系统的结构演变来看， 之前的对流风暴下游已陆续激发出若干不连续且发展迅速的对流单体， 逐渐组织成一条波列状对流回波带［图2（c）］， 对流回波带上的每一个发展强烈的风暴单体恰与气压波列中的一对正负气压扰动中心相对应。结合波动所导致的物理量场表征及其时空尺度特征分析， 该波动应为中-β尺度重力波。在这列气压波动中， 相邻正负气压扰动中心的气压差值4~6 hPa， 其中， 气压波动中的正扰动中心对应于地面温度场中的若干相间排列的冷中心［图4 （c）中列］， 这些冷中心向上伸展至800 hPa附近（图略）。在对流层中高层300~500 hPa上， 对流风暴列是与温度场中的一列暖中心相对应（图略）。地面风场中， 风暴列中的每个风暴对应于风场中的辐散中心， 由风暴中心向外辐散的气流与其前侧的暖湿入流相遇在风暴外围形成弧状阵风锋辐合区。16:00， 这列对流风暴继续向南传播， 并在苏皖交界处多站造成冰雹。值得注意的是， 此时位于风暴列后部的风暴有所减弱并逐渐扩展形成层状云区， 从气压距平场［图4 （a）右列］中可以看到， 风暴列前段的正负相间的气压波列依然清晰， 而之前与风暴列后部的风暴相对应的正负相间的气压扰动结构已被范围较大的气压正距平区所代替， 且该风暴所对应的辐散中心也明显减弱［图4 （b）右列］， 其外围的阵风锋已远离风暴。在地面温度场中［图4 （c）右列］， 之前对流带上每个风暴所伴随的离散分布的冷池向外扩展， 逐渐合并成一范围较广的冷区， 其西边界呈弧状， 非常清晰， 与风暴内下沉气流的出流边界重合。
在此次对流系统的发展、 传播、 组织过程中， 雷达上可探测到一条波状结构的对流风暴列的形成与传播， 当这列对流风暴自北向南传播时， 所经站点的气压依次出现明显波动， 期间附近站点相继发生冰雹。进一步利用中尺度数值模拟资料分析发现， 初始对流的强烈发展引发中尺度重力波， 使其附近的气象要素场呈现出明显的波状振荡特征， 激发下游的对流风暴， 并组织成波列状对流系统。可见， 导致冰雹的波列状对流系统的发展与组织过程是与中尺度重力波相联系的。
5 风暴组织过程的一种可能机制—中尺度重力波
5.1 重力波的形成和发展
2015年4月28日13:00前后， 对流单体在山东南部生成后迅速发展， 1 h后移入江苏西北部。此时， 从沿（116.9°E， 35°E）至（118.1°E， 32.9°N）所做的该对流单体及附近的反射率因子和温度场的垂直剖面图［图5（a）］显示， 初始对流发展强盛， 风暴顶伸展至200 hPa附近， 由于风暴内中层凝结潜热释放使风暴内部温度相对较高， 形成温度脊， 并导致对流风暴附近的温度场也呈现出较明显的起伏， 结合上节分析可知， 此时该风暴可能已激发出中尺度重力波， 在重力波的动力调整和层结不稳定的相互作用下， 该风暴的下游对流层中上层300~700 hPa开始出现弱的云水回波， 但尚未形成对流风暴。强烈发展的对流风暴继续向东南移动， 其下游不断激发出新的对流单体， 1 h后， 从图5（b）中可以看出， 之前温度场中的波动振幅增大， 波动特征更为清晰， 温度波峰出现在风暴的中上部（300~700 hPa）， 很清楚地， 温度波动较明显处均伴有一个强烈发展的对流风暴。此时， 对流系统已由孤立的对流风暴逐渐组织成一条由若干风暴相间排列的对流风暴列， 风暴列中的单体间距50~60 km， 发展强盛， 每个风暴中心反射率因子超过55 dBz， 风暴顶伸展至200 hPa附近。研究表明， 对流是中尺度重力波的一个重要激发源（Koch et al， 1998； Rauber et al， 2001）。从上述分析可以看出， 在此次过程中， 强烈发展的风暴可能是中尺度重力波的触发机制， 之后， 重力波抬升大气并在不稳定大气中组织了这种波状结构的对流风暴列。
图5 模拟的2015年4月28日14:00 和15:00温度场(等值线, 单位: ℃)和反射率因子(彩色区, 单位: dBz)（a~b）, 13:00假相当位温(等值线, 单位: K)和Richardson数 (彩色区)（c）以及15:00流场（流线）和温度距平场(彩色区, 单位: ℃) (d)垂直剖面图5（b）~（d）为沿图2(c)中斜线作的剖面 Fig.5 Simulated vertical cross-section of the temperature field (contour, unit: ℃) and reflectivity factor (color area, unit: dBz) at 14:00 and 15:00 (a~b), the potential pseudo-equivalent temperature (contour, unit: K) and Richardson number (color area) at 13:00 (c), the flow field （streamline） and temperature anomaly field (color area, unit: ℃) at 15:00 (d) on 28 April 2015.Fig.5(b)~(d) are the sections along the oblique line in Fig.2(c) |
重力波是一种非线性耗散波， 通常， 由于重力波能量迅速向上传播， 导致重力波衰减， 那么， 此次过程中重力波形成后在什么样的环境中传播？如何获得能量在一定时间内得以维持并继续传播？巢纪平（1980）、 陆汉城和杨国祥（2000）研究了非均匀层结大气中惯性重力波的不稳定发展问题， 讨论了中尺度重力波发展的热力条件， 从Boussinesq近似方程组出发运用WKB方法， 得到湿大气重力波能量方程：
式中： 为重力惯性波能量（单位： J）； 为局地瞬时波频率（单位： s-1）， 为群速度（单位： m·s-1）； ， ， 分别为 ， ， 方向局地瞬时波数（单位： m-1）； ， 分别为水平和垂直方向的波相速（单位： m·s-1）； 为浮力频率（单位： s-2）。由式（1） 可知， 的时空变化是惯性重力波发展的能源。当大气条件性不稳定加强时， 重力波从基本气流中获得能量， 重力波发展， 有利于垂直运动和对流增强。因此， 重力波在条件性不稳定增长的环境中将得到发展。
从波状对流风暴列形成前所处气层的假相当位温 和Richardson数的垂直分布［图5（c）］可以看出， 13:00对流层中层（400~700 hPa）为 低值区， 且存在 <315 K的低值中心， 而低值区下方则为较为暖湿的空气， 其中 >330 K的区域位于900 hPa以下的近地面附近。显见， 重力波是在条件性不稳定大气中发展和传播的。既有的针对此次强对流过程的研究（吴海英等， 2017）表明， 期间的对流系统形成发展于深厚的强垂直风切变环境中。在具有垂直风切变较大的气层中， Richardson数较小（Ri<1/4）时， 将导致切变不稳定， 使基本气流的动能转化为波动动能， 这种环境同样适合重力波发展（寿绍文等， 2009）。从图5（c）中的Richardson数的垂直剖面可以看出， 该气层的对流层中低层（600~800 hPa）存在明显的临界层， 即Ri<1/4的区域， 有利于重力波与环境气流之间产生相互作用， 促进重力波进一步发展。此次过程中， 激发出的中尺度重力波在条件性不稳定和较强的垂直风切变的气层环境中继续传播， 有利于重力波的维持和发展。
从这条波列状对流系统所对应的流场和温度距平的垂直分布［图5（d）］可以看出， 流场中最为显著的特征是几个风暴内部都伴有一支强的对流尺度的上升气流。在温度距平场中， 这些风暴单体的共同特征是， 风暴中上部（300~500 hPa）出现明显的温度正距平区， 风暴低层和风暴顶则对应于温度负距平区。有研究表明（吴海英等， 2017）， 此次过程中， 对流系统实际上是在中高层伴有明显冷平流的环境中发展的， 那么此时在风暴内中上部出现的温度正扰动应与风暴内对流凝结潜热释放所导致的非绝热加热有关。凝结潜热的释放有利于风暴内垂直环流的增强， 也是重力波得以维持的能量来源之一， Raymond（1976）用wave-CISK机制来解释通过对流风暴与重力波间的正反馈作用发展成的对流单体群的过程。
追溯此次过程中对流系统的发生发展可以看出， 地面中尺度低压附近激发出的初始对流强烈发展后导致风暴内及附近的要素场（温度、 气压等）出现较显著的振荡， 引发了中尺度重力波。重力波的发展与传播激发并影响了风暴的发展和对流系统的组织过程， 形成这种波状结构的对流风暴带。期间， 重力波在条件性不稳定和较强的垂直风切变环境中传播， 获得波动能量而得以维持和发展。中尺度重力波促进了对流风暴的组织化发展； 反之， 风暴对流潜热释放有利于重力波的维持和发展， 对流风暴与重力波可能通过wave-CISK机制实现热动力场的相互耦合和促进。
5.2 中尺度重力波与对流的组织结构
图6（a）~（c）显示了这条波列状对流系统所对应的风暴内的垂直环流、 散度、 涡度的垂直结构。从这列风暴对应的垂直环流［图6（a）］可以看出， 每个风暴内的上升-下沉气流相间排列， 其中， 上升气流非常强盛， 几乎贯穿整个对流层， 下沉气流位于风暴单体后侧， 起源于对流层中层入流， 这支气流下沉至地面后， 向风暴前后两侧流出， 并与前侧暖湿入流相遇， 由此在每个风暴单体中低层前后两侧各形成一支次级环流， 将这列风暴单体有序地组织成波状对流带， 其中向前侧流出的气流与风暴前侧的入流之间形成明显的辐合， 而风暴后侧的下沉气流则在一定程度上抑制了风暴单体间的合并。共存于风暴内的上升气流和下沉气流构建了有效的对流机制， 有利于这列风暴的维持和发展。从图6（b）中可以看出， 沿这列风暴的传播方向， 散度场中， 与对流风暴内的上升和下沉气流相对应， 呈现出辐合（散）交替的特征， 辐合特征更显著， 特别是在风暴中层。涡度的垂直剖面同样显示［图6（c）］， 这列风暴水平方向上存在正负相间的波动结构， 其中风暴内最强的气旋性涡度位于风暴中层（500~700 hPa）。地面上［图4（b）中列］， 每个强烈发展的风暴单体后侧附近对应的辐散中心非常清晰， 从辐散中心向四周流出的气流与风暴移向前侧或右侧的相对暖湿的气流之间形成强而狭窄向外扩展的弧状辐合带—阵风锋， 辐合辐散中心的数值超过5 10-3·s-1， 各风暴单体近地面附近都伴有明显的冷池结构［图4（c）中列］。
图6 模拟的2015年4月28日15:00流场（流线）和反射率因子(彩色区, 单位: dBz) (a), 散度 (彩色区, 单位: ×10-3 s-1)和反射率因子(等值线, 单位: dBz) (b), 涡度 (彩色区, 单位: ×10-3 s-1)和反射率因子(等值线, 单位: dBz) (c), 17:00流场（流线）和温度距平(彩色区, 单位: ℃) (d)及散度 (彩色区, 单位: ×10-3 s-1)和反射率因子(等值线, 单位: dBz) (e)图6(a)~(c)为沿图2(c)中斜线作的剖面, 图6(d)~(e)为沿图2(d)中斜线作的剖面 Fig.6 Simulated vertical cross-section of the flow field （stream line） and reflectivity factor (color area, unit: dBz) (a), the divergence (color area, unit: ×10-3 ·s-1) and reflectivity factor (contour, unit: dBz) (b), the vorticity (color area, ×10-3 ·s-1) and reflectivity factor (contour, unit: dBz) (c) at 15: 00、 the flow field （streamline） and temperature anomaly field (color area, unit: ℃) (d), the divergence (color area, unit: ×10-3 ·s-1) and reflectivity factor (contour, unit: dBz) (e) at 17:00 28 April 2015.Fig.6(a)~(c) are the sections along the oblique line in Fig.2(c); Fig.6(d)~(e) are the sections along the oblique line in Fig.2(d) |
随着这列对流风暴继续向南传播， 波列最前端的风暴强烈发展， 而其后侧的对流风暴则逐渐减弱， 17:00， 最前端的风暴移至六合站附近， 发展至最强盛阶段， 此时风暴内的环流结构和温度分布图［图6（d）］显示， 风暴内有一支强的对流尺度的上升气流， 风暴后部中层则对应一支下沉气流， 这支相对干冷的气流与环境中层偏北风入流有关， 加之风暴内降水粒子的蒸发冷却作用， 在风暴后部的低层形成明显冷堆， 这支气流下沉至近地面附近迅速向四周辐散， 形成一辐散中心［图6（e）］， 其中向前辐散的气流与风暴前部环境暖湿入流相遇辐合上升， 并入风暴内的上升支。该风暴中低层前后两侧各有一完整的次级环流， 其中后侧的环流与风暴低层冷堆相联系， 前侧对流则与环境风低层切变有关， 当这两个环流处于平衡状况时， 将有利于风暴发展。该对流风暴中部出现明显的正温度距平， 这与风暴内的凝结潜热释放有关， 与之相对应， 风暴内中低层的辐合进一步增强， 从散度场［图6（e）］可以看出， 此时风暴内及前侧附近辐合区非常深厚， 自地面伸展至500 hPa附近， 中心值为-4×10-3 s-1的辐合中心位于风暴低层， 风暴顶则出现较强的辐散中心， 中心值超过7×10-3 s-1， 导致风暴顶附近气流明显分流， 形成强烈的抽吸作用， 促进了风暴内上升气流的发展， 有利于其较长时间维持， 实况表明， 该对流风暴较长时间维持并在传播过程中造成苏南多站出现冰雹。
那么， 为何在这列风暴之后的传播过程中， 波列前端的风暴单体明显加强， 而后部的风暴却逐渐减弱， 呈现出不平衡的发展特征？从此时对流风暴所处的环境可知， 随着冷涡后部冷空气南下， 对流风暴附近的大气层结不稳定强烈发展， 重力波的传播环境有所改变。孙继松等（2013）讨论重力波的传播环境时指出， 重力波的传播需要一定的不稳定环境， 但当不稳定发展到一定程度时， 可能会加快重力波的频散。此时， 对流带上每个风暴所对应的冷池已逐渐合并为一范围较广的冷区， 这列风暴向南传播时， 仅处于对流带最前端的风暴前侧具有更暖湿的入流， 为该风暴维持或发展提供水汽和能量， 而位于其后部的风暴则均处于冷区中， 而且当最前端的风暴强烈发展后， 其后部形成的强冷池［图6（e）］， 也在一定程度上削弱或切断了后部相邻风暴低层的暖湿入流， 不利于其后部的风暴维持或进一步发展。
6 结论
在对流系统的发展过程中， 与风暴的组织方式相联系的物理机制值得关注。通过对江淮地区一次雹暴过程的模拟分析， 探讨了影响对流系统结构演变及组织过程的可能机制， 得到以下结论：
（1） 导致冰雹的对流系统的发展组织过程是与中尺度重力波相联系的。雷达上可探测到一列由若干间隔分布的风暴单体形成的波状结构的对流系统。在其传播过程中， 所经站点气压依次出现波动， 造成各站或附近相继发生冰雹。进一步利用中尺度数值模拟资料分析发现， 与这条对流带的形成与传播相对应， 气象要素呈现出不连续的波状扰动， 结合物理量场的波动表征及其时空尺度特征分析， 该波动为中尺度重力波。
（2） 地面中尺度低压附近的初始对流强烈发展后导致局地气象要素场（气压、 温度等）发生显著振荡， 并与环境要素之间相互作用形成重力波。重力波在条件性不稳定和较强的垂直风切变环境中传播， 不断激发新的风暴单体， 将陆续生成的风暴组织成波列状结构， 并通过Wave-CISK机制与对流风暴相互促进与发展， 在苏皖中北部交界处形成一列强烈发展的对流风暴群。
（3） 在重力波的组织下， 这列风暴的动力结构呈现出高度组织化特征， 上升-下沉气流相间排列， 每个风暴内伴有强盛的上升气流， 位于风暴后侧的下沉气流至地面后在风暴低层前后两侧各形成一支次级环流， 将这列风暴单体有序地组织成波列状的对流系统。
（4） 对流风暴列在传播后期逐渐表现出不平衡的发展特征， 一方面是因为重力波的传播环境不再适宜； 另一方面波列中的每个风暴所对应的冷池已逐渐合并为较宽广的冷区， 当其向南传播时， 仅处于波列最前端的风暴前侧具有更暖湿的入流， 为该风暴进一步发展提供了水汽和能量， 而后部的风暴则处于冷区中， 且位于波列最前端的强烈发展的风暴所形成的低层强冷池对其后部风暴有一定的抑制作用， 导致风暴列后部的风暴明显减弱， 对流系统的波列状结构发生改变。