2025, Vol. 51 
2. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044；
3. 南京信息工程大学大气科学学院, 南京 21004；
4. 南京信息工程大学太平洋台风研究中心和气象灾害教育部重点实验室, 南京 210044；
5. 福建省漳州市气象局, 漳州 363000；
6. 广东省珠海市公共气象服务中心, 珠海 519000
2. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters (CIC-FEMD), Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044;
3. School of Atmospheric Sciences, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 21004;
4. Pacific Typhoon Research Center and Key Laboratory of Meteorological Disaster of the Ministry of Education, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044;
5. Zhangzhou Meteorological Office of Fujian Province, Zhangzhou 363000;
6. Zhuhai Public Meteorological Service Center of Guangdong Province, Zhuhai 519000
热带气旋(tropical cyclone，TC)作为典型的对流系统之一，其环流内存在多种类型的对流单体(Barnes et al，1991；Hence and Houze, 2008；Li and Fang, 2018；陈涛等，2021；王科等，2021)。例如，TC外核区(常定义为3倍最大风速半径以外的区域；Wang，2009)通常是外雨带活跃的区域，由于此区域的水平形变相对较小(Wang，2008；2009；Li and Wang, 2012)，因此外雨带中的对流尺度系统以孤立对流单体为主(Hence and Houze, 2008；Moon and Nolan, 2015；周海光，2010)。
观测资料和高分辨率数值模拟研究结果显示TC外雨带的孤立对流单体具有复杂的运动场结构，通常包含对流尺度上升运动(简称上升运动)和下沉运动(Barnes et al，1983；Hence and Houze, 2008；Cheng and Li, 2020)。上升运动中心对应着雷达反射率大值区(Barnes et al，1983；Hence and Houze, 2008；周海光，2010)，因此其垂直速度大小可指示外雨带对流单体的强度。此类上升运动可以通过倾斜和低层辐合拉伸作用引起垂直涡度增强(Hence and Houze, 2008；罗辉等，2020)，进而有利于外雨带次级水平风速大值的产生。对流尺度上升运动产生的凝结潜热可引起TC的热力-动力场的调整(向纯怡等，2024)，进而引起TC的结构和强度的变化(Wang，2009；王珍等，2023)。
Li and Fang(2018)统计了垂直风切变影响下TC外雨带对流尺度上升运动的生命史特征，发现80%以上的上升运动的生命史小于1 h，10%左右的上升运动的生命史为1~2 h，1%的上升运动的生命史长达2 h以上。相对而言，中纬度孤立对流单体的生命史较短，典型值为0.5~1 h(周毅，1987)，通常发生在弱垂直风切变环境下(Chisholm and Renick, 1972)，对流单体内上升运动的倾斜较小，降水粒子垂直降落产生向下的拖曳力，以及冰雹的融化和降水蒸发的冷却作用减弱了对流单体内的上升运动，这些过程同时促进了位于上升运动下方的下沉运动的发生发展，该下沉运动切断了对流单体内的入流，导致对流单体迅速消散(Doswell Ⅲ，1984；周毅，1987)。在较强的垂直风切变环境下，下沉运动形成于入流外侧，上升运动和下沉运动同时存在并维持一段时间，才有可能出现生命史较长的对流单体(寿绍文等，2003)。区别于中纬度孤立对流单体的局地环境，TC外雨带孤立对流单体的上升运动不仅受到垂直风切变的影响(Li and Fang, 2018；翁之梅等，2024)，还会受到TC主环流气旋式风场、涡丝化效应(Wang，2008；2009；Li and Wang, 2012)和邻近对流单体的影响，10%以上的上升运动能够维持1 h以上，这类长生命史上升运动的发展和维持机制与中纬度地区孤立对流单体的发展机制可能不同。在这种复杂TC外雨带环境中，长生命史的对流尺度上升运动具有怎样的演变特征？上升运动能够长时间维持的环境背景和物理机制是什么？哪些物理过程主导了上升运动的强度变化？
为回答上述问题，基于TC理想数值模拟结果，分析TC外雨带一例生命史长达2 h以上的深厚对流尺度上升运动的演变特征，研究该上升运动得以长时间维持的环境背景，并通过动力诊断上升运动长时间演变的物理机制，以期加深对TC外雨带长生命史对流发生、发展机理的认识。
1 资料和方法 1.1 模式简介文中所用资料来自于水平分辨率为2 km、时间分辨率为6 min的热带气旋模式(Tropical Cyclone Model version 4，TCM4)的理想数值模拟资料。TCM4采用完全可压的非静力方程，能够合理地模拟TC的结构、强度及对流活动等(Wang，2007；Li and Wang, 2012；Li and Fang, 2018)。模拟试验采用四层双向嵌套网格，各层嵌套网格的格距分别为54、18、6和2 km，相应的格点数分别为241个× 201个、127个×127个、163个×163个和313个×313个。由于对流主要发生在距离TC中心300 km的半径范围内，研究区域取自于3倍最大风速半径至300 km半径的外雨带区域。模式垂直层次共有32层，最低和最高层的高度分别为0.03 km和27 km。模拟试验使用f平面(18°N)，海面温度设为29℃。初始涡旋最大风速半径为90 km，近地面最大切向风速为18 m·s-1，风速随高度以正弦曲线减小，至100 hPa减小为0 m·s-1。相应的涡旋质量场和热力场通过非线性平衡方程(Wang，2001)获取。采用Dunion(2011)观测的湿热力学廓线作为初始热力环境场。模式的主要参数设置见表 1，关于TCM4的详细说明可参见Wang(2007)。
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表 1 TCM4模拟参数 Table 1 TCM4 configuration |
模式积分60 h后(设为研究试验的初始时刻，即0 h)，模拟的TC中心最低海平面气压为966 hPa(图 1a)，此时在模式中加入5 m·s-1东风切变。东风切变的廓线分布如图 1b所示，风速变化集中在1.5~13.5 km高度范围内，加入的垂直切变风场满足热成风平衡。Rios-Berrios and Torn(2017)将4.5~11.0 m·s-1的垂直风切变定义为中等强度的垂直风切变，因此试验中加入5 m·s-1东风切变代表了模拟的TC受中等偏弱的垂直风切变影响。加入东风切变后模拟的TC持续增强，48 h时最低海平面气压下降到920 hPa，地面最大风速达到60 m· s-1(图 1a)。从图 1c的TC雷达反射率因子的水平分布可见，外雨带分布大量对流单体，其中上升运动中心位置与雷达反射率因子大值区高度吻合。
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图 1 TCM4(a)在加入垂直风切变0~48 h内模拟的TC最低海平面气压和地面最大风速随时间的变化，(b)0 h时纬向风廓线，(c)3 h时模拟的3 km高度雷达反射率因子(填色)和风场(风羽) 注：图c圆半径分别为100、200、300 km；棕色实心圆圈以外为外雨带区域；黑色箭头为东风切变；黑色圆点为算法识别到的上升运动中心位置；紫色星形为研究对象上升运动M生成位置；灰色粗实线为上升运动个例移动轨迹；紫色虚线矩形为80 km×80 km研究区域。 Fig. 1 (a) Time series of minimum sea level pressure and maximum surface wind simulated by TCM4 after vertical wind shear being imposed within 48 h, (b) the vertical profile of zonal wind in experiment at 0 h and (c) simulated radar reflectivity (colored) and wind field (barb) at 3 km height at 3 h |
Terwey and Rozoff(2014)提出了一种针对TC对流尺度上升运动的识别和追踪(statistical and programmable objective updraft tracker，SPOUT)算法。SPOUT算法能够捕捉到TC对流尺度上升运动的关键运动学特征，且不依赖于上升运动的微物理特性，不仅方便统计上升运动的结构和演变特征，还可以追踪上升运动附近的环境变化，有助于理解周围环境的局部效应。因此，采用SPOUT算法对TC外雨带对流尺度上升运动进行识别，算法中相应的阈值设置如表 2所示。Li and Fang(2018)的结果显示上述阈值设置能够合理识别模拟的上升运动。
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表 2 SPOUT算法的参数阈值设置 Table 2 User-specified parameters for SPOUT algorithm |
图 2a显示，TC外雨带86.2%的上升运动生命史不超过1 h，12.8%的上升运动生命史为1~2 h，仅有1%的上升运动生命史达到2 h以上。因此，将上升运动按照生命史长短分为生命史1 h以内、1~2 h和2 h以上三种类型，分析对应的垂直质量输送(vertical mass transport，VMT；定义为上升运动中心格点及相邻8个格点的垂直质量输送的垂直平均值；计算公式为VMT=ρw，其中：ρ为单位体积的空气、水汽、液态水和固态水的质量之和，w为垂直速度)特征。图 2b显示大部分较短生命史(≤2 h)的上升运动的VMT < 6 kg·m-2·s-1，而生命史>2 h的上升运动则呈现较大的VMT，中位数峰值可达7 kg·m-2·s-1。例如，生命史长达2.5 h的上升运动M(形成于TC外雨带顺垂直风切变方向的右侧，图 1c)，其VMT在4.0 h和4.9 h分别出现两个峰值(21.1 kg·m-2·s-1和17.8 kg· m-2·s-1，图 2c)，与中纬度长生命史中尺度对流系统的面积和最大小时降水量呈双峰或多峰时间变化的特征一致(Prein et al，2020)。此外，上升运动M垂直倾斜(定义为上升运动最低层中心和最高层中心连线的斜率，即
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图 2 (a, b)不同生命史的上升运动(a)个数，(b)VMT在其标准化生命史内第25%、50%和75%分位数分布，(c, d)上升运动M的(c)VMT和倾斜，(d)顶高、底高和最大上升速度高度随时间的变化 注：图b中每种颜色从下至上三条线分别代表第25%、50%和75%分位数。 Fig. 2 (a) Updraft lifespan histogram, (b) percentiles for average VMT for three types of updrafts over a normalized updraft lifespan, (c, d) time series of (c) VMT and tilt, and (d) the top height, bottom height and height of the maximum upward velocity of Updraft M |
图 2d显示，上升运动M生成后1 h内顶高从3.6 km不断上升，3.9 h时顶高突破14 km，达到最大值，随后基本稳定在12~14 km，表现出穿透性对流特征。随着顶高的上升，最大上升速度高度也不断抬升，4.0 h时达到11.6 km；4.0~4.4 h最大上升速度高度有所下降，4.4~4.9 h在6~9 km小幅波动，5.0~5.5 h又逐渐上升。相较而言，在上升运动M的整个生命史内，底高的变化较小，3.0~5.0 h底高基本稳定在0.96 km，底高的抬升分别发生在4.0 h和上升运动M生命史的最后半小时内，特别是5.1 h时底高迅速抬升至8 km，底高的抬升说明上升运动M底部的垂直速度减小，不利于上升运动的维持(将在第3.2节和4.2节讨论)。
3 不同发展阶段上升运动周围环境动力和热力特征为探讨上升运动M发生发展过程中周围动力和热力环境的特征，根据垂直质量输送随时间的变化(图 2c)，将其生命史分为初生阶段(3.0~3.6 h)、首次增强阶段(3.6~4.0 h)、减弱阶段(4.0~4.5 h)、二次增强阶段(4.5~5.0 h)和消亡阶段(5.0~5.5 h)。
3.1 垂直风切变图 3为上升运动M的环境垂直风切变(定义为距离上升运动中心20~40 km的环形区域的平均垂直风切变)随时间的变化。由图 3可见，在上升运动M生成后2 h内，0~6 km和0~10 km垂直风切变增强，其中，0~6 km垂直风切变从13.7 m·s-1缓慢增加至16.2 m·s-1；0~10 km垂直风切变从14 m·s-1增加至18.1 m·s-1，期间强度发生明显振荡；而0~1 km和0~3 km垂直风切变变化较小，分别稳定在7.5 m·s-1和11 m·s-1。在消亡阶段，垂直风切变明显减弱(图 3)。强垂直风切变使得上升运动M发生明显倾斜，随着0~10 km垂直风切变强度的变化，上升运动M的倾斜也发生明显变化，但存在一定滞后性。例如，初生阶段0~10 km垂直风切变明显增强，随后首次增强阶段上升运动M的倾斜明显增大；首次增强阶段0~10 km垂直风切变减小，随后减弱阶段上升运动M倾斜减小。强垂直风切变为上升运动M的长时间维持提供了有利的动力环境，与中纬度短生命史的孤立对流单体通常发生在弱垂直风切变环境(Chisholm and Renick, 1972)不同。研究表明，长生命史的超级单体在其发展过程中可引起周围局地垂直风切变显著增强(Parker，2014；Nowotarski and Markowski, 2016)，而本文中上升运动M持续时间长，期间垂直质量输送发生明显变化，表现为双峰时间演变特征，但在整个生命史，除了0~10 km垂直风切变稍微增强以外，6 km以下的垂直风切变未发生明显变化，说明上升运动M的强度变化并不是周围环境垂直风切变的变化所致。
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图 3 距离上升运动M中心位置20~40 km环形区域范围内0~1、0~3、0~6和0~10 km垂直风切变随时间的变化 Fig. 3 Time series of vertical wind shears at the 0-1, 0-3, 0-6, 0-10 km in the 20-40 km annular range around Updraft M center |
上升运动M能够长时间维持且强度发生明显变化，与周围低层相当位温(θe)的显著变化有关(图 4)。3.0 h时上升运动M在高值θe的区域生成(图 4a)，随后低层入流的θe高值区和出流的θe低值区并存(图 4b)，导致初生阶段上升运动M发展缓慢，对应的VMT变化较小(图 2c)。
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图 4 3.0~5.4 h上升运动M附近区域0.96 km高度的非对称风场(风矢)、θe(填色)，3 km高度垂直速度(等值线，单位：m·s-1)和上升运动中心位置(圆点)的水平分布随时间的演变 注：mi(i=1，2，3，…，15)为其他上升运动，红色圆点为上升运动M的中心位置，紫色圆点为其他上升运动的中心位置; 实线为上升运动，虚线为下沉运动; VMT单位：kg·m-2·s-1，下同; 图a~h黑色粗实线为图 5中垂直剖面所在位置。 Fig. 4 Asymmetric winds (wind vector), θe (colored) at 0.96 km height, overlaid by vertical velocity (contour, unit: m·s-1) at 3 km height and updraft centers (dot) around Updraft M from 3.0 h to 5.4 h |
在上升运动M生成的同时，邻近上升运动m3(为表述方便，其他上升运动分别命名为m1、m2、m3，以此类推)也在西北侧θe高值区生成(图 4a)，随后持续发展，增强了低层入流和风场辐合(图 4b~4d，图 5c，5d)，将西北部高值θe向上升运动M平流(图 4a~4c，图 5a~5c)，因此3.6~3.8 h西北侧低层θe明显增强，达354~356 K(图 4b，4c)。同时，3 km高度的θe明显降低(图 5c，5d)，表明上升运动M局地环境的静力稳定性降低。此外，上升运动M的倾斜显著增大(图 2c)，意味着降水偏离上升运动M的中心，有利于其附近的高值θe维持。因此，上升运动M迅速增强，发展深厚，在4.0 h时其顶高已突破14 km(图 2d)，最大上升速度达到23.5 m·s-1。
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图 5 3.0~4.6 h沿图 4a~4h黑色粗实线(m3中心穿过M中心)的θe(填色)、垂直速度(等值线，单位：m·s-1)和非对称风矢量与垂直速度的合成风场(风矢)的垂直剖面 注：实线为上升运动，虚线为下沉运动。 Fig. 5 Vertical profile of θe (colored), vertical velocity (contour, unit: m·s-1), overlaid by the asymmetric wind and vertical velocity (wind vector) along the black solid lines in Fig. 4a~4h which passing through m3 and M centers from 3.0 h to 4.6 h |
减弱阶段上升运动M的倾斜明显减小(图 2c)，上升运动M中心区域的降水粒子垂直降落产生向下的拖曳力促进下沉运动的形成和发展(图 4d，4e；图 5d，5e)，降水蒸发冷却作用也使得低层θe持续降低(图 4d，4e；图 5d，5e)，在低层形成冷池(图 4d~4f，图 5e；Schlemmer and Hohenegger, 2014；程晶晶等，2023)，静力不稳定性减小。此外，在4.3 h时上升运动m3强迫的下沉运动进一步导致西北部低层θe减小(图 4f)。因此，减弱阶段上升运动M明显减弱(图 2c)，底高有所抬升(图 2d)。
西南部冷池前缘的辐散气流和低层入流辐合，激发新的对流单体生成(图 4g的m9和m12；Eastin et al，2012；程晶晶等，2023)，新生上升运动m9和m12的发展，使得西南侧的θe升高，低层入流增大(图 4g)，将西部的高值θe向上升运动M平流(图 4f~4h，图 5g)，增强静力不稳定性。因此，上升运动M发生了二次增强。随后这些邻近对流单体(如m3、m9、m12等)发展成熟和消亡(图 4g~4i)，引起下沉运动增强(图 4h)，低值θe随着下沉运动进入低层，造成上升运动M中心附近低层θe降低(图 4i)。因此相较于首次增强阶段而言，二次增强阶段上升运动M的垂直质量输送较弱(图 2c)。
随着越来越多的邻近对流单体减弱消亡，增强的下沉运动导致西南部低层θe下降14 K以上，形成长度达30 km(图 4h，4i)，厚度达9 km(图 5g) 的带状冷池，该冷池迅速入侵上升运动M底部(图 4k)，静力不稳定性减小；同时上升运动M的底高抬升至6 km以上(图 2d)，不利于低层水汽的向上输送，上升运动M逐渐消亡。
以上分析表明，上升运动M的长时间发展和维持与邻近新生对流单体的持续发展引起周围低层θe升高密切相关，而短生命史的上升运动(如m6), 也是在高值θe的环境中生成(图 4d)，但生成后不久便受到西南部低值θe和邻近上升运动M强迫的下沉运动的影响(图 4e，4f)，上升运动m6迅速减弱，生命史仅为24 min；同样，上升运动m12在西南部带状冷池的前边缘形成(图 4g)，随后受到冷池的影响(图 4h)而迅速消亡，仅持续了18 min。
4 垂直动量收支诊断分析上文揭示了上升运动M在不同发展阶段其热力环境发生了显著变化，而动力环境变化较小。为揭示上述动力、热力环境中上升运动M得以长时间维持的物理机制，根据垂直动量方程对垂直加速度(dw/dt)进行收支诊断分析(Zhang et al，2000)。垂直动量收支诊断方程为：
| $ \frac{\mathrm{d} w}{\mathrm{~d} t}=\underbrace{-\frac{\partial p_{\mathrm{b}}^{\prime}}{\partial z} / \rho}_{\text {BPGA }} \underbrace{-\frac{\partial p_{\mathrm{d}}^{\prime}}{\partial z} / \rho}_{\text {DPGA }} \underbrace{+g\left(\frac{\theta_{\mathrm{v}}^{\prime}}{\overline{\theta_{\mathrm{v}}}}\right)}_{\text {TB }} \underbrace{+g(\kappa-1)\left(\frac{p^{\prime}}{\overline{p}}\right)}_{\text {DB }} \underbrace{-g\left(q_{\mathrm{c}}+q_{\mathrm{r}}+q_{\mathrm{i}}+q_{\mathrm{s}}+q_{\mathrm{g}}\right)}_{\text {WL }} \underbrace{+2 \varOmega u_{\mathrm{m}} \cos \phi}_{\text {科氏力 }} \underbrace{+D_{\mathrm{w}}}_{\text {湍流耗散 }} $ | (1) |
式中：κ=0.286，g为重力加速度，θv和p分别为虚位温和气压的平均参考态，θ′v为虚位温扰动；p′为扰动气压，由浮力扰动气压p′b和动力扰动气压p′d两部分组成(Houze，1993)，即: p′=p′b+p′d；p′b代表水凝物相变过程的非绝热加热造成空气受热引起高低层之间的气压差，p′d代表垂直运动在垂直方向上的不均匀分布导致空气质量的辐合辐散引起高低层之间的气压差；qc、qr、qi、qs和qg分别为云水、雨水、冰晶、雪和霰粒子的混合比，Ω、um、ϕ和Dw分别为地球旋转角速度、纬向风、纬度和耗散项。
式(1)左侧为垂直加速度项，右侧分别为浮力气压扰动垂直梯度力(BPGA)、动力气压扰动垂直梯度力(DPGA)、热力浮力(TB)、动力浮力(DB)、降水拖曳作用(WL)、科氏力和湍流耗散项等七项。由于科氏力和湍流耗散项远小于其他项，本研究不讨论科氏力和湍流耗散项的贡献。以下分别诊断增强阶段和减弱阶段垂直动量方程右侧各项对垂直加速度项的贡献。
4.1 增强阶段图 6为首次增强阶段经过上升运动M中心的气压扰动垂直梯度力(包括BPGA和DPGA)、浮力(包括TB和DB)和降水拖曳作用(WL)的垂直剖面。由图 6a可见，正BPGA主要分布在上升运动M的中低层0~4 km、中高层6~12 km高度和径向向外区域，负BPGA分布在中层4~9 km和径向内侧(靠TC眼区一侧)区域。图 6b显示，正DPGA集中分布于上升运动M的中下层(0~9 km)，负DPGA集中分布在9 km以上高度。由于DPGA绝对值相对较小(图 6b)，气压扰动垂直梯度力PGA(为BPGA与DPGA之和)的分布特征(图 6c)与BPGA的分布特征(图 6a)相似，此阶段气压扰动垂直梯度力以BPGA为主。
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图 6 首次增强阶段垂直动量方程各动力项(填色)和垂直速度(等值线，单位：m·s-1)经上升运动M中心的径向剖面 注：PGA为BPGA与DPGA之和，B为TB与DB之和；实线为上升运动, 虚线为下沉运动。 Fig. 6 The radial cross-section of each items in vertical momentum equation (colored) and vertical velocity (contour, unit: m·s-1) along the center of Updraft M at the first strenghtening stage |
随着上升运动M的增强，云水、雨水、冰晶和霰等水凝物粒子持续增长(图 7a~7c，7e)释放潜热，进一步促进TB增大，导致上升运动区存在三个TB大值区，分别位于2~4、5~6和9~12 km高度(图 6d)，与低层水汽凝结形成雨水(图 7b), 中层水汽冻结形成雪或霰粒子(图 7d，7e)和高层云水(图 7a)、冰晶(图 7c)及雪(图 7d)粒子增长释放潜热有关。图 6e显示，正DB主要分布在上升运动M的径向外侧区域和径向内侧区域2~6 km高度，负DB主要分布在中上层6 km以上高度和上升运动底部，但由于DB较小，总浮力B(TB与DB之和，图 6f)以正TB为主。此外，此阶段上升运动M的倾斜增大(图 2c)，意味着降水偏离上升运动中心，有利于低层高值θe(图 4c)和正TB(图 6d)的维持。
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图 7 生命史期间上升运动M附近区域各水凝物粒子的混合比(填色)和垂直速度(等值线，单位：m·s-1)的时间-高度演变 注：实线为上升运动，虚线为下沉运动。 Fig. 7 Time-height variation of various mixing radios and vertical velocity (contour, unit: m·s-1) around Updraft M during the lifespan |
首次增强阶段由于水凝物粒子持续增长(图 7)，上升运动M中心的WL较大(图 6g)，但BPGA和TB的正贡献仍大于WL的负贡献，上升运动由正TB和正BPGA主导。Peters(2016)的研究指出动力气压强迫项主要影响上升运动的发展演变，但本研究的DPGA和DB较小。这可能与两项研究中浮力项的虚位温扰动和参考态的计算方法不同有关。Peters(2016)采用δθ′v代替θ′v计算浮力项，将δθ′v定义为上升运动中心位置的虚位温扰动θ′v与其周围环境平均虚位温扰动θ′v之差，即δθ′v=θ′v-θ′v；而本研究采用θ′v计算浮力项，定义为上升运动区域内任意格点的虚位温θv与上升运动周围环境的平均虚位温θ′v之差，即θ′v=θv-θ′v。
上升运动M在经历了明显减弱后又发生了二次增强(图 2c)。在二次增强期间，上升运动M的中下层0~5 km和中层6~8 km高度及径向向外区域为正BPGA，上升运动M的中层5~6 km高度和上层8~11 km高度及径向内侧区域为负BPGA(图 8a)。图 8b显示，除了上升运动M底部(0~3 km)和中上层9~12 km高度为负DPGA以外，上升运动M大部分区域为正DPGA，但绝对值较小，因此二次增强阶段气压扰动垂直梯度力也是以BPGA为主(图 8c)。图 8d显示，二次增强阶段TB存在两个大值中心，分别位于上升运动M中下层1~4 km和中上层6~11 km高度，而中上层6~11 km高度的TB大值与雪粒子的二次增长有关(图 7d)。除了4~9 km高度小部分区域为负DB以外，上升运动区以正DB为主。因此，二次增强阶段上升运动区大部分区域为正浮力(图 6f)，但相对首次增强阶段，TB和总浮力较小。由于云水、冰晶和霰粒子含量明显减少(图 7)，WL也相对较小，主要集中在1~4 km和5~8 km高度(图 8g)，与此处较多的雨水和雪粒子(图 7b，7d)有关。综上所述，二次增强阶段上升运动M也是受到正TB和正BPGA主导，但由于TB较小，此阶段上升运动M的垂直速度较小。
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图 8 二次增强阶段垂直动量方程各动力项(填色)和垂直速度(等值线，单位：m·s-1)经上升运动M中心的径向剖面 注：PGA为BPGA与DPGA之和，B为TB与DB之和；实线为上升运动, 虚线为下沉运动。 Fig. 8 The radial cross-section of each items in vertical momentum equation (colored) and vertical velocity (contour, unit: m·s-1) along the center of Updraft M at the second strenthening stage |
减弱阶段BPGA变化不大，低层0~2 km高度和径向内侧区域为负BPGA，径向向外区域为正BPGA(图 9a)。上升运动M中层5~10 km DPGA减小，由正值转为负值(图 9b)。因此，上升运动径向内侧区域受到负气压扰动垂直梯度力控制(图 9c)。同时，此阶段TB明显减小，尤其是首次增强阶段中高层5~6 km和9~12 km高度的两个TB大值由正值(图 6d)转为负值(图 9d)，可能与中高层雪、霰的融化和升华(图 7d，7e)引起的非绝热冷却有关；但2~4 km高度的TB大值仍存在(图 9d)。减弱阶段DB增大，上升运动区主要分布为正DB，但量级较小(图 9e)。由于在减弱阶段水凝物粒子明显增多(图 7)，尤其是霰粒子(图 7e)，WL明显增强，存在三个大值区(图 9g)，分别位于上升运动顶部(12~15 km)、中部(6~9 km)和底部(1~4 km)，与冰晶、云水、霰和雨水(图 7a~7c，7e)明显增多有关。由于较小的正TB不足以弥补较大WL的负加速度，上升运动的发展受到抑制。此外，上升运动M的倾斜减小(图 2c)，降水粒子垂直降落产生的拖曳作用削弱了上升运动M底部的上升速度，使得5 km以下高度的垂直速度减小，甚至在上升运动M底部出现下沉运动(图 9)，进一步削弱上升运动，使得上升运动M的底高抬升至4 km(图 2d)，具有中纬度地区弱垂直风切变环境下直立的孤立对流单体的“自消亡”机制。在负TB和负WL共同作用下，上升运动M明显减弱，但由于2~4 km的TB大值仍存在，上升运动M得以维持，未直接减弱消亡。
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图 9 减弱阶段垂直动量方程各动力项(填色)和垂直速度(等值线，单位：m·s-1)经上升运动M中心的径向剖面 注：PGA为BPGA与DPGA之和，B为TB与DB之和；实线为上升运动，虚线为下沉运动。 Fig. 9 The radial cross-section of each items in vertical momentum equation (colored) and vertical velocity (contour, unit: m·s-1) along the center of Updraft M at the weakening stage |
基于TCM4的理想数值模拟资料，开展了垂直风切变影响下热带气旋外雨带对流尺度上升运动的演变机制的个例研究，该上升运动个例形成于顺垂直风切变右侧的热带气旋外雨带，不同于中纬度对流单体通常经历新生、成熟和消亡的生命史特征，该个例经历了初生、首次增强、减弱、二次增强和消亡五个阶段，其垂直质量输送具有双峰时间演变特征，生命史长达2.5 h。通过进一步分析不同阶段上升运动周围环境的动力和热力特征，并对上升运动垂直动量收支进行诊断分析，得到热带气旋外雨带长生命史对流尺度上升运动发展演变的主要物理机制概念示意图，如图 10所示。主要结论如下:
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图 10 热带气旋外雨带对流尺度上升运动发展演变的主要物理机制概念示意图 注：紫色箭头为文中所关注的上升运动。 Fig. 10 Schematic illustration of the main physical processes governing the (a) strengthening and (b) weakening of a convective-scale updraft in outer rainband of sheared TC |
(1) 区别于中纬度短生命史对流单体的弱垂直风切变环境，强垂直风切变和高值相当位温为热带气旋外雨带上升运动的长时间维持和发展提供了有利环境，邻近对流单体的发生发展通过调节周围相当位温的局地变化造成上升运动强度的不同响应，可能存在两种情形：一是邻近新生对流单体(图 10a棕色箭头)的发展引起低层相当位温升高，增强低层入流(图 10a空心箭头)辐合，高值相当位温(图 10a黄色阴影区)增加，静力不稳定性增大，促进上升运动(图 10a紫色箭头)发展；二是邻近成熟对流单体的下沉运动(图 10b蓝色箭头)将低值相当位温输送至低层形成近地面冷池(图 10b蓝色阴影区)，静力不稳定性减小，抑制上升运动(图 10b紫色箭头)发展。
(2) 上升运动的两次增强阶段均是正热力浮力(图 10a粉色阴影区)和正浮力扰动气压垂直梯度力(图 10a黄色+-符号)主导，但两次增强机制存在区别：首次增强阶段邻近新生对流单体的持续发展，引起低层相当位温升高，上升运动倾斜增大，水凝物粒子持续增长释放潜热引起热力浮力显著增大，因而垂直速度较大；二次增强阶段前期不断有新的对流单体形成和发展，造成低层局地相当位温升高，随后这些邻近对流单体发展成熟及消亡，引起下沉运动增强和局地相当位温降低，造成热力浮力减小，因此垂直速度较小。
(3) 与中纬度普通对流单体的减弱机制类似，减弱阶段上升运动(图 10b紫色箭头)倾斜减小，下沉运动(图 10b黑色箭头)在上升运动下方形成并发展，该下沉运动和其他邻近成熟对流单体的下沉运动(图 10b蓝色箭头)共同导致低层相当位温降低形成近地面冷池(图 10b蓝色阴影区)，热力浮力明显减小(图 10b粉色阴影区)，上升运动中高层部分区域热力浮力出现负值，负热力浮力和降水拖曳作用(图 10b绿色阴影区)共同导致上升运动减弱。上述结果表明，热力浮力、浮力扰动气压垂直梯度力和降水拖曳作用的不平衡过程是上升运动长时间演变的主要机制，但上升运动的倾斜大小也不能忽视。
本研究利用热带气旋理想数值模拟结果分析了5 m·s-1东风切变条件下热带气旋外雨带长生命史对流尺度上升运动个例的演变特征和长时间维持的物理机制。该上升运动发展深厚，顶高可达对流层顶，上升运动减弱时倾斜较小，下沉运动位于上升运动下方，因此上升运动减弱时从底部开始消散，具有中纬度地区普通对流单体的典型特征。该上升运动长时间维持与周围强的垂直风切变和低层高值相当位温有关，邻近对流单体的发生发展引起低层相当位温的变化直接影响了上升运动的强度变化。Peters(2016)和Morrison and Peters(2018)的研究指出中纬度对流单体最大垂直速度主要来自于总浮力和浮力气压强迫，并提到不可忽略动力气压强迫的影响。本文的垂直动量收支诊断分别讨论了热力浮力和动力浮力的作用，同时考虑了降水拖曳作用，诊断结果表明动力浮力对上升运动的发展影响较小，热力浮力是热带气旋外雨带上升运动长时间发展和维持的主要贡献项，浮力扰动气压垂直梯度力和降水拖曳作用以及上升运动的倾斜大小对上升运动的发展也有重要影响。本研究讨论了邻近新生和成熟对流单体的发展通过调节低层相当位温的变化可以导致上升运动强度的不同响应，并通过动力诊断特别揭示了热带气旋外雨带对流尺度上升运动长时间演变的物理机制，但仍存在一定的局限性和不足之处：①垂直动量的诊断分析未区分邻近对流单体和层云产生的降水拖曳作用的影响，后续研究将通过敏感性试验进行探讨；②由于选用的是理想数值模式资料，模拟结果与实际的热带气旋外雨带环境存在一定偏差，且受到模式时空分辨率的限制，可能不足以揭示热带气旋外雨带上升运动的精细化发展演变这一复杂的物理过程，还需要开展更多的精细化观测和数值模拟研究。
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