2025, Vol. 51 
近年来，我国极端天气气候事件频发，极端强降水作为主要气象灾害之一，给我国经济社会发展、人民生命财产安全带来了严重威胁。研究表明，极端强降水的产生是多尺度系统相互影响的结果，既受大尺度环流系统配置的影响(梁必骐，1991；Ding and Liu, 2001；Chen et al，2005；雷蕾等，2017；齐道日娜等，2023；布和朝鲁等，2022；王东海等，2022)，又受中尺度系统热力和动力作用的制约(Zhong et al，2015；章翠红等，2018；韦惠红等，2022；张元春等，2023)。
上述研究中的天气形势均十分有利于强降水的发生，而有些降水过程则发生于弱天气背景下，一般具有明显的局地性(陈双等，2011；杨晓亮等，2022)。徐珺等(2018)和田付友等(2018)分析了广州一次局地极端强降水，发现弱天气尺度强迫下复杂地形和中尺度对流系统(MCS)的缓慢移动是长时间强降水的主要原因。李明娟等(2023)研究了陕西一次被多个模式漏报的突发性大暴雨过程, 指出在弱天气系统强迫下，地面弱冷空气和冷出流造成的地面辐合线和地形共同作用触发对流单体，弱引导气流使得MCS后向传播，形成列车效应，造成大暴雨天气。低层超低空急流脉动也与弱天气背景下局地暖区暴雨的形成有密切关系(胡雅君等，2020；张东方等，2023；沈晓玲等，2024)。
锋生与暴雨的关系也密不可分。金小霞等(2023)研究了2020年江淮梅雨期典型对流性降水和稳定性降水过程，发现强降水与中低层锋生有很好的对应关系，对流性降水锋生范围偏大、发展层次高、锋生中心偏强，稳定性降水的锋生特征则反之。徐珺等(2023)研究了一次大范围春季暴雨过程，认为暴雨由与锋面有关的MCS造成，MCS的形成和维持发生于后门冷锋附近且伴随锋生过程。郭英莲等(2014)分析2011年湖北3次暴雨过程指出，中层锋生主要由垂直锋生造成，有利于对流不稳定的发生，低层由水平锋生造成，有利于水汽输送和辐合抬升。
极端强降水的形成都与中小尺度对流系统有关(Wang et al，2014；徐姝等，2019；范元月等，2020；张兰等，2023)。而中小尺度对流系统的演变受天气尺度系统和地面中尺度系统共同影响。李琴和邓承之(2021)指出，重庆一次极端短时强降水过程中，地形导致中尺度对流发生发展，近地面中尺度风场辐合线的组织作用使得MCS合并增强，其在地形阻挡和高空弱引导气流作用下长时间维持形成局地极端强降水。稳定维持的地面冷池出流边界与环境风形成地面辐合线，能不断激发新生对流，使对流云团呈准静止，从而产生极端强降水(蒲义良等，2023；杨晓亮等，2023)。中小尺度对流系统的组织化过程则与地面辐合线、锋面等中尺度扰动等因素相关(万夫敬等，2021)，强下沉气流的形成能使中低层风速增加，垂直风切变增强，有利于对流单体组织化发展形成线状对流(蔡雪薇等，2018)。
综上所述，弱天气尺度强迫背景下，研究多尺度天气系统是如何影响MCS组织化从而造成极端强降水有重要意义。2018年4月22日，湖北宜昌东部山区平原过渡带出现了一次特大暴雨过程，宜昌有6个站日降雨量排名历史前三位，其中长阳站、宜都站、枝江站、远安站排名历史第一，具有极端性。本文利用常规观测资料及天气雷达产品、地面区域自动站资料和ERA5再分析资料等，综合分析此次极端强降水的MCS组织化特征及多尺度天气系统对其发生发展的影响，以期揭示多尺度天气系统作用下极端强降水发生的原因，为提升极端强降水预报预警能力提供有益参考。
1 极端强降水特征与强降水MCS的组织化特征 1.1 极端强降水实况2018年4月22日，宜昌特大暴雨过程总雨量大、极端性强，24 h雨量超过250 mm的有7个地面自动气象观测站(含区域站)，主要位于宜都北部和枝江西部，超过100 mm的有64个站，其中宜都高坝洲站24 h累计雨量为最大(342 mm，图 1a)，多站突破其有气象记录以来日降雨量极值。降雨强度大，共有86个站小时降雨量超过30 mm，32个站超过50 mm，1个站超过80 mm。
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图 1 2018年4月22日08:00至23日08:00宜昌地区(a)24 h累计雨量(等值线，单位：mm)叠加地形(填色)，(b)代表站小时雨强，(c)小时雨强超过30 mm·h-1的雨团移动路径叠加地形(填色) Fig. 1 (a) The 24 h accumulated precipitation (contour, unit: mm) overlaid with terrain (colored), (b) hourly rainfall intensity at the typical stations and (c) the moving path of rain masses with hourly rainfall intensity beyond 30 mm·h-1 overlaid with terrain (colored) in Yichang Area from 08:00 BT 22 to 08:00 BT 23 April 2018 |
通常情况下，局地极端强降水是由高度组织化的MCS造成的(符娇兰等，2023；王孝慈等，2022)。根据MCS的组织化和结构特征，此次强降水MCS演变可分为强降水回波触发阶段(10:00—11:30)(北京时，下同)、MCS发展合并阶段(11:30—15:30)和涡旋MCS阶段(15:30—22:30)。
1.2.1 强降水回波的触发此次极端强降水回波是暖湿偏东风和“C”字地形共同作用触发的。11:00(图 2a)，西南地区暖低压(详见下文2.1节)顶部偏东暖湿气流受宜昌“C”字地形(图 1c)强迫抬升，形成“C”字型回波带，其北段位于夷陵、远安山前(图 2a上部椭圆)，局地回波强度达到45 dBz以上，远安山谷迎风坡最大小时雨量为40.1 mm；南段位于长阳东部山区平原过渡带处(图 2a下部椭圆)，组织结构松散，最大反射率因子达55 dBz。至11:30(图 2b)，南段回波带上单体发展增强，形成3个紧密团状结构，分别位于秭归东部(回波A)、长阳东部山区平原过渡带(回波B、C)，回波带上≥50 dBz强回波范围增大，小时雨强增至50.8 mm·h-1。
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图 2 2018年4月22日(a)强降水回波触发和(b~f)MCS发展合并阶段雷达组合反射率因子 注：红圈表示各回波和MCS，字母标记其编号；图a中红色弧线示意回波的“C”字型形态；图f中黑色折线为图 3剖线。 Fig. 2 Radar composite reflectivity factor for (a) initiation stage of severe rainfall echo, and (b-f) development and combination stage of severe rainfall MCS on 22 April 2018 |
由于强降水回波承载层风较小，“C”字型回波南段几乎停滞。受秭归“布袋”地形(图 1c)影响，回波A能量释放后减弱；回波B、C合并，40 dBz以上回波范围增大，合并后的强回波B沿山谷、长江河谷向东南方向缓慢传播，与多组南方北上回波(D、E、F)合并。
强降水MCS合并路径有三条。第一条路径位于山区迎风坡：11:30长阳东部、五峰东部山前偏东、东南风受到地形强迫抬升，触发回波单体D1、D2、D3(图 2b)，在承载层东南风引导下向北移动，强度增强，逐渐并入回波主体B，出现较大范围小时雨量超过40 mm的降水，最大达66.1 mm，此刻强降水回波水平尺度超过100 km，形成强降水MCS；第二条路径位于山区平原过渡带：边界层暖倒槽顶部暖湿东南气流或偏东气流中激发的回波单体E1、E2(图 2c)，在承载层东南风的引导下向西北方向移动，与向东南方向传播的MCS-B(指由回波B发展而来，余同)合并，回波强度达55 dBz，14:00小时最大雨量达70.9 mm；第三条路径位于平原地区西部：新生对流单体F1、F2(图 2d)位于暖倒槽顶部，受东南风引导向西北方向移动至枝江—荆州一带(图 2e)，在锋生组织(详见下文2.2节)作用下，形成东西向MCS-F(图 2f)，并在低层加强的偏东气流(图 8e)的引导下向西平移，与南北向MCS-B长时间持续合并，回波强度明显增强，降水效率增高，小时雨强达到最大(90 mm·h-1)。
沿准东西向对MCS-F做垂直剖面(图 3，沿图 2f中黑色折线)，MCS-F中不断有单体在东边新生(方框M)并向西移动发展成熟(方框N)，成熟单体≥45 dBz，强回波高度在5 km以下，以暖云为主，降水效率高。成熟回波单体向西移动与准南北向MCS-B持续合并，形成列车效应和合并效应，产生极端强降水。
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图 3 2018年4月22日14:54雷达反射率因子沿图 2f中黑色折线的垂直剖面 注：方框M为新生的MCS，方框N为发展成熟的MCS，黑色箭头为MCS的移动方向。 Fig. 3 Cross-section of radar reflectivity factor along the black broken line in Fig. 2f at 14:54 BT 22 April 2018 |
16:00(图 4a)，新生对流单体发展增强形成近东西向MCS-G，与MCS-B、MCS-F共同构成逗点状涡带MCS，旋转特征明显，其降水中心位于头部MCS-B处，最大小时雨量达到70.6 mm。在中尺度冷空气影响下，涡带MCS尾部逐渐被切断，至18:06 (图 4b)完全切断后，涡带MCS由逗点状转为团状，回波中心强度减弱至45~50 dBz，但强中心位置稳定维持，过程降雨量最大站点高坝洲18:00—20:00累计3 h降雨量高达151.8 mm，最大小时雨强为53.8 mm·h-1(图 1b)。20:00后(图 4c)，涡旋MCS位置维持不变，但其强度减弱至45 dBz以下，小时雨强降到20~30 mm·h-1，直至22:30(图 4d)，涡旋中心开始缓慢南压。
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图 4 2018年4月22日强降水MCS涡旋阶段雷达组合反射率因子 注：红圈表示逗点状涡带MCS，字母表示MCS标记编号，箭头表示涡旋回波。 Fig. 4 Radar composite reflectivity factor for the vortex stage of severe rainfall MCS on 22 April 2018 |
极端强降水是强降水MCS演变的结果(张文龙等，2019；曹艳察等，2020)，此次极端强降水中尺度特征反映了强降水MCS演变特征。
从代表站的小时雨强分布来看(图 1b)，位于强降水中心的高坝洲和枝城站降水呈双峰型分布。第一峰为15:00—16:00，此时小时雨强最大(90 mm· h-1)，是由南北向MCS-B与东西向MCS-F持续合并造成的；第二峰为18:00—22:00，最大小时雨强为53.8 mm·h-1，维持时间长达6 h，是强降水涡旋MCS长时间维持造成。而位于长阳半山腰的龙池山站呈单峰型，最大小时雨强为51.6 mm·h-1，是MCS-B多次合并造成的。
在宜昌特殊中尺度地形背景下，降水强度超过30 mm·h-1的雨团演变(图 1c)与强降水MCS演变及形态密切相关。宜昌位于鄂西山区与江汉平原的过渡带地区，主要由山区、丘陵和平原三个部分组成，西高东低，海拔相差悬殊，西部山区为半包围式，呈“C”字型分布，海拔高度大多在1000 m左右，部分超过2000 m(图 1a)。11:00—12:00，在宜昌“C”字地形迎风坡触发分散性回波，雨团分布较分散；13:00—14:00，MCS-B与南来回波形成第一、二条路径合并，强雨团沿地形扩大，强度增强，合并路径形态致使雨团呈弓状；15:00，南北向MCS-B与东西向MCS-F持续合并，强回波形态呈“L”状，强雨团面积继续扩展至最大，合并造成此时雨强达最大，雨团呈“L”状分布；16:00—17:00，强降水MCS演变成涡旋状，呈逗点状，雨团也由“L”状转为逗点状，最强降水位于逗点头部；18:00—20:00，涡旋MCS缓慢减弱呈团状，雨团分布变为团状，面积逐渐缩小，但其位置基本保持不动，高坝洲位于团状雨团中心；21:00之后，随着团状MCS减弱，中心降水区强度降到20~30 mm·h-1，位置仍少动。
2 天气尺度系统与强降水MCS的组织化 2.1 天气尺度系统特征本次极端强降水过程是在高空弱强迫、低层弱强迫转为强强迫并伴有强烈锋生的背景下发生的。
2018年4月22日08:00—20:00，500 hPa中纬度地区多浅槽弱脊活动，宜昌—武汉一线风速始终维持在4~6 m·s-1(图略)，天气尺度系统强迫较弱。低层(图 5a)北方气旋东移发展，带动低层干冷东北风南压至宜昌地区；西南涡发展东移，涡前暖湿西南急流或东南风增强北抬至宜昌地区。700 hPa至地面均为风速小于6 m·s-1的偏东气流(图 6)，低层为弱强迫；至20:00(图 5b)，850 hPa湖南中北部西南急流北抬增强，急流轴上风速为14 m·s-1，宜昌站东北风达14 m·s-1，转为强强迫。
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图 5 2018年4月22日(a)08:00，(b)20:00的850 hPa环流形势 注：黑色等值线为位势高度(单位：dagpm)，红色等值线为等温线(单位：℃)，红色双实线为切变线，红色箭头为暖湿气流，蓝色箭头为干冷气流，黑色箭头为暖干气流，D为低值中心。 Fig. 5 Distribution of circulation field at 850 hPa at (a) 08:00 BT and (b) 20:00 BT 22 April 2018 |
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图 6 2018年4月22日08:00宜昌探空图 Fig. 6 T-lnp chart at Yichang Sounding Station at 08:00 BT 22 April 2018 |
08:00，地面(图 7a)西南暖低压倒槽伸至鄂西南，华北气旋冷锋抵鄂豫交界处。受低层华北低涡东移发展影响，天气尺度冷空气南下，地面冷锋沿江汉平原缓慢南下，17:00到达此次降水中心附近区域，随后北方冷空气继续南压，至20:00(图 7b)，地面冷锋南压至洞庭湖区域。
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图 7 2018年4月22日(a)08:00，(b)20:00地面环流形势 注：黑色等值线为等压线(单位：hPa)，红色箭头为暖湿气流，蓝色箭头为干冷气流，蓝色锯齿线为冷锋，红点为高坝洲站，D为低压中心。 Fig. 7 Distribution of surface circulation field at (a) 08:00 BT and (b) 20:00 BT 22 April 2018 |
由08:00宜昌探空站观测资料(图 6)可知，650 hPa以下为湿层，近乎饱和，850 hPa露点温度为16℃，有利于强降水的形成。对流有效位能(CAPE) 为1800 J·kg-1，对流抑制能量(CIN)接近0 J·kg-1，抬升凝结高度和自由对流高度极低，接近地面，大气环境层结状态极不稳定，对流极易被触发且强烈发展。暖云厚度达到4.3 km，0℃层以下CAPE占比较高，有利于暖云内形成强上升运动，提高降水效率(俞小鼎，2013；黄小彦等，2020)。中层干空气的卷入，有利于形成较强冷池(高彦青，2020)，有利于MCS传播。0~6 km垂直风切变为12 m·s-1，有利于MCS维持，而MCS承载层平均风近乎为0 m·s-1，使得MCS平移速度缓慢，其移动主要取决于传播。
由850 hPa锋生函数(图 8a，8c，8e)可知，12:00—13:00，暖湿偏东气流使宜昌“C”字地形附近锋生函数值明显增大形成高值区，呈近南北向，最大达7.96×10-9 K·m-1·s-1；14:00—16:00，南方暖湿偏东气流发展北抬，锋生带向东扩展，由南北向转为近东西向，位于宜昌东部与荆州北部一线，偏东气流明显增强，最大锋生函数值达6.49×10-9 K· m-1·s-1。
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图 8 2018年4月22日(a，c，e)850 hPa锋生函数(黑色等值线，单位：10-9 K·m-1·s-1)、假相当位温(红色等值线，单位：K)、水平风场(风羽)及地形(填色)，(b，d，f)锋生函数(填色，单位：10-9 K·m-1·s-1)、假相当位温(红色等值线，单位：K)、垂直速度(黑色等值线，单位：Pa·s-1)、纬向-垂直速度风矢量(箭矢)及地形(灰色阴影)沿30.5°N的垂直剖面(a)13:00，(b，c)14:00，(d，e)16:00，(f)22:00 注：▲为未来1 h最大雨强发生的经度。 Fig. 8 (a, c, e) The 850 hPa frontogenesis function (black contour, unit: 10-9 K·m-1·s-1), θse (red contour, unit: K), horizontal wind (barb) overlaid with terrain (colored) and (b, d, f) cross-section of frontogenesis function (colored, unit: 10-9 K·m-1·s-1), θse (red contour, unit: K), vertical velocity (black contour, unit: Pa·s-1), zonal-vertical wind (arrow) overlaid with terrain (gray shaded) along 30.5 °N at (a) 13:00 BT, (b, c) 14:00 BT, (d, e) 16:00 BT and (f) 22:00 BT 22 April 2018 |
分析锋生函数的剖面(图 8b, 8d, 8f)可知，宜昌“C”字地形附近有三处锋生。锋生一位于110.50° ~110.75°E，与此次降水关联不大。锋生二约位于111.25°~111.75°E，高度在850~700 hPa，呈准水平分布，11:00此锋生开始发展，强度为2.95×10-9 K·m-1·s-1(图略)，至16:00发展最强，达15.77×10-9 K·m-1·s-1，随后开始减弱，至22:00为4.85×10-9 K·m-1·s-1，此锋生主要由暖湿偏东风在天气尺度抬升作用下造成。锋生三的经度与锋生二基本一致，但高度位于900~850 hPa，呈准水平分布，此锋生始于16:00，强度约8.92×10-9 K·m-1·s-1，22:00发展最强，达20.13×10-9 K·m-1·s-1，随后开始减弱，此锋生是由于低层干冷空气南侵增厚，强迫抬升暖湿偏东气流造成的。
2.2 天气尺度系统在极端强降水MCS组织化中的作用11:00—13:00，在天气尺度系统的弱强迫作用下，宜昌地区低层盛行偏东气流和东南气流，环境温度和湿度条件较好，大气不稳定性较强。抬升凝结高度和自由对流高度极低，CAPE值高，十分有利于对流触发。偏东、东南暖湿气流在宜昌山前强迫抬升，触发与地形相契合的“C”字型强降水回波。0~6 km垂直风切变达中等强度，有利于“C”字地形附近强降水回波维持和发展；回波主体位于500 hPa以下(图略)，承载层平均风速较小，使其平移速度小。中层干层促使冷出流产生，有利于强降水回波传播。因此，在“C”字地形背景下，特殊的弱天气尺度系统不仅提供了强降水回波触发和维持机制，且致使其移动以传播为主，平移不明显。
11:00—13:00，湖南中北部低层受较强西南气流影响(图 8a)，850 hPa风速达8~10 m·s-1，为中等强度强迫，500 hPa为弱强迫，使MCS承载层平均风为较小的西南风，而在宜昌南部偏东分量加大，风向转为东南风或偏东风，风速进一步减小；中低层高能高湿，湿层厚(芷江08:00探空湿层高度超过400 hPa，图略)，冷出流较弱，MCS传播较弱，以平移为主。因此，在高能高湿的大气和复杂山区地形共同作用下，湖南北部激发的絮状MCS以平移为主，传播速度较小，在承载层平均风的引导下，缓慢向宜昌南部移动，进入宜昌后，受东南气流引导而转向西北方向移动发展，与向南传播的MCS-B合并。
14:00后，高空强迫弱，但低层强迫逐渐加强(图 8c，8e)。MCS承载层的平均风转为偏东风，引导MCS-F向西移动与MCS-B形成持续合并。低层偏东急流与南方东南气流共同组成的气旋式辐合场(图 8e)，以及地面天气尺度冷空气对该辐合场的强迫抬升(图 7b)，为涡旋MCS发展维持提供了有利的天气尺度环流背景场。
此次极端降水过程始终伴随着中低层强烈锋生。“C”字型强降水回波触发阶段，锋生函数值较弱，近南北向的锋生区位于“C”字地形附近(图略)；MCS合并阶段，锋生区由南向北转为近东西向(图 8a，8c)，与之对应的东西向MCS-F发展增强；锋生三的发展加强与涡旋MCS的生成、发展、维持相对应。后两个阶段的最大小时雨强与锋生函数的最大值位置有较好的对应关系(图 8b, 8d, 8f)。
整个锋生过程尺度小(≤100 km)，强度强(最强达20.13×10-9 K·m-1·s-1)，较天气尺度锋生值大近十倍。中低层强烈锋生对MCS的组织化起到重要作用：低层锋生使得斜压性增强，锋面暖区一侧温湿增大，热力不稳定增强，有利于MCS发展增强(贺哲等，2022)；准东西向锋生区产生东西向锋区，有利于MCS沿东西向组织化，形成东西向MCS-F，在承载层偏东风的配合下，MCS的列车效应明显。锋生二导致水平位温梯度增大，热成风平衡破坏，进而垂直风切增大(朱乾根等，2007)，即低层偏东气流增强，高层西风增强，有利于强MCS的长时间维持和较小的平移速度，从而使降水增强；由地面冷空气强迫抬升暖湿偏东急流形成的锋生三为涡旋MCS持续(长达7 h)提供充沛的能量与水汽，是其MCS长时间维持的重要原因。
3 地面中尺度天气系统演变与强降水MCS的组织化地面中尺度系统是MCS组织化的重要影响因素(廖移山等，2010；杨晓亮等，2021)，是MCS的触发与传播的重要参与者。宜昌特殊的地形也是此次极端强降水形成的重要因素。
3.1 强降水回波触发阶段在强降水回波触发阶段，地面存在两支暖湿中尺度气流、两支干冷中尺度气流和一个中尺度锋面。11:00，地面暖低压中心位于重庆至贵州一带，暖低压向北强烈发展，地面能量聚集，低压环流增强，风速增大，宜昌山区平原过渡带位于暖低压顶部暖湿的偏东(气流a)和东南(气流b)气流中(图 9a)。鄂北东西向MCS(图略)产生的冷出流沿江汉河谷南下，形成干冷的东北风(气流d)。“C”字型回波带北段减弱(图 2a)，形成地面冷池，中心温度降至18℃，冷出流沿山谷南下形成气流c。地面荆门—孝感一带存在一条明显的东西向中尺度锋面，其西段是由冷气流d与暖低压外围的暖湿东南气流b辐合形成，南北温差超6℃。由于“C”字地形内环境抬升凝结高度和自由对流高度很低(图 6)，大气极不稳定，暖湿气流a在长阳、秭归迎风坡上，受到地形强迫抬升，触发对流新生，形成对流单体(图 2b中的回波A、B、C)。因此，强降水回波触发是暖湿偏东风和地形共同作用的结果。
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图 9 2018年4月22日(a)11:00，(b)13:00，(c)15:00，(d)16:00宜昌地区地面2 min平均风场(风羽)、温度场(红色等值线，单位：℃)、露点温度(蓝色数值，单位：℃)叠加地形(填色) 注：黑色箭头为冷出流或冷空气；红色箭头为暖湿气流；字母a~e为气流编号；G为高压中心，D为低压中心；N为暖中心，L为冷中心；黑色双实线为地面辐合线；紫色等值线为气旋式辐合区。 Fig. 9 Surface average wind at 2 min (barb), temperature (red contour, unit: ℃) and dew point temperature (blue values, unit: ℃) overlaid with terrain (colored) in Yichang Area at (a) 11:00 BT, (b) 13:00 BT, (c) 15:00 BT and (d) 16:00 BT 22 April 2018 |
13:00，暖低压顶部东南气流b中温度进一步升高，蕴含充足能量的暖湿气流在山前受地形抬升，触发回波单体D1、D2、D3新生(图 2b)并向西北移动，与MCS-B合并。合并后MCS-B在长阳东部形成强降雨，并形成明显冷中心(图 9b)，地面温度降至19℃以下，其冷出流e沿山谷、河谷等低洼处向东、东南方向流动，与暖湿东风a相遇形成辐合线，辐合线向山前低洼处缓慢移动，致使MCS向东南发展传播。
13:00—15:00，经两次合并的MCS-B(图 2c)在山前及沿江一带产生强降水，其对应的冷池范围增大，冷出流e(图 9c)沿长江河谷南下，同时远安雷暴冷出流c南下，两支冷出流与环境偏东暖湿气流a形成南北向辐合带，在南北向辐合线的组织和MCS合并的共同影响下，宜都MCS逐渐转为南北向并维持于宜都河谷地区(图 2e)。
15:00，冷气流d前锋已抵达荆门南部，与暖湿的偏东气流a、b在枝江—荆州北部一带相遇，形成移动缓慢的地面中尺度锋面(辐合线)(图 9c)。在东西向的中尺度锋面的组织作用下，对流单体F1、F2(图 2e)向西北方向移动，在中尺度锋面南侧“停滞”，形成准静止的东西向MCS-F。MCS-F与南北向MCS-B持续合并，形成最强降水阶段，MCS演变成“L”状。
3.3 涡旋MCS阶段持续降水致使宜都北部附近温度进一步降低，20℃低温区范围增大，冷池堆积增强，冷出流e持续沿长江河谷流向下游地区；北边弱冷空气(气流d)前锋继续南下，抵达枝江南部。两支冷气流与偏东暖湿气流a、东南暖湿气流b，共同交汇于枝江南部(图 9d)，形成地面中尺度涡旋，降水回波也逐渐发展为涡旋MCS(图 4a)。同时，涡旋MCS南侧地面温度仍超过24℃，近地层东南气流b(图 9c)在五峰东部、宜都南部山前沿地形抬升触发对流G(图 4a)，与涡旋MCS共同构成逗点状涡带MCS。山前雷暴冷出流e从中尺度涡旋后部锲入，造成涡带回波逗点尾部切断，使回波发展为涡旋状。涡旋MCS在低层锋生(图 8d，8e)、低层暖湿偏东气流和降水潜热释放(参见第4节)共同作用下，稳定维持在宜都北部。
综上所述，在特殊的“C”字地形背景下，地面暖湿气流触发“C”字型回波，地面冷出流引导MCS向南传播形成多次持续性合并；地面移动缓慢的中尺度锋面与边界层锋生共同作用，强迫形成东西向MCS-F，为与南北向MCS-B的持续合并形成最强降水阶段提供必要条件；地面中尺度涡旋的形成也是涡旋MCS组织化的重要影响因素。
4 中尺度系统正反馈作用极端强降水产生了强烈的潜热释放，凝结潜热的释放对中尺度气旋性涡旋的生成与维持起到重要作用(雷蕾等，2017；齐道日娜等，2023；孔期等，2022)。采用孔期等(2022)的方法计算凝结潜热加热Q：
| $ Q=-L\left(\frac{\partial q}{\partial t}+\boldsymbol{V} \cdot \nabla q+\omega \frac{\partial q}{\partial p}\right) $ |
式中：L为凝结潜热，值为2.5×106 J·kg-1，q为比湿，V为水平风矢量，ω为垂直速度。
从16:00凝结潜热加热分布来看，800 hPa凝结潜热加热(图 10a)的增强与地面降水分布几乎完全一致，随着降水增强凝结潜热增强，中心最高达4854.2×10-2 J·kg-1·s-1，中心值区域与涡旋MCS的中心重合；从垂直分布可知，凝结潜热垂直分布基本上为“V”型，从大气低层向上，凝结潜热加热增大，至800 hPa附近达最大(1311.9×10-2 J·kg-1·s-1)，再向上迅速减小，最大加热层在800 hPa附近(图 10b)。中低层凝结潜热释放随高度递增时，有正的位涡异常产生，最大加热层之下会产生正的位涡倾向，有利于对流层中下层气旋性环流的发展增强(孔期等，2022)。因此宜昌附近强降水产生的凝结潜热释放有利于中尺度低涡发展加强，低涡的增强又进一步促进降水的显著增强，造成了宜昌极端强降水。
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图 10 2018年4月22日16:00(a)800 hPa凝结潜热加热(单位：10-2 J·kg-1·s-1)，(b)强降水区域(30°~31°N、110.75°~112.25°E)平均凝结潜热加热垂直分布 Fig. 10 (a) The 800 hPa latent heating (unit: 10-2 J·kg-1·s-1) and (b) vertical profile of mean latent heating in severe rainfall area (30°-31°N, 110.75°-112.25°E) at 16:00 BT 22 April 2018 |
此次极端暴雨过程中强烈的潜热释放对大气的正反馈作用为MCS的组织化起到重要作用：大量凝结潜热释放加热中低层大气，温度升高，不稳定性增强，上升运动维持发展，有利于MCS的维持和发展；潜热释放增强了对流层中低层气旋性环流发展加强，在近地层气旋性环流共同作用下，有利于涡旋MCS的发展、加强和维持。
5 结论与讨论本文利用常规观测资料和ERA5再分析资料，对2018年4月22日宜昌东部极端强降水过程强降水MCS的中尺度特征及其组织化成因进行分析，发现极端强降水MCS组织化是在特殊的中尺度地形背景下多尺度天气系统共同作用的结果。主要结论如下：
(1) 此次极端暴雨过程是在高层弱强迫，低层强烈锋生的背景下发生的，高温、高湿、极不稳定的大气环境有利于强降水的发生。
(2) 强降水回波是边界层暖湿偏东气流在“C”字地形下强迫抬升触发，受天气系统弱强迫影响，沿低洼地形向东南方向传播，与北上的暖区MCS沿三条路径合并，形成强降水，其中第三条合并路径产生的降水强度最大。
(3) 暖倒槽顶部暖湿气流在宜都—公安平原地区触发的絮状回波在天气尺度系统中等强度强迫下向北偏西方向平移；在中低层(800~700 hPa)东西向锋生带和地面东西向辐合线的共同作用下发展加强同时被组织成东西向回波带，MCS东端新生单体，新单体向西移动发展加强。在中低层偏东急流的引导下，东西向的MCS向西移动与宜昌东部山区平原过渡带的准南北向MCS形成持续合并，形成最强降水阶段。
(4) 宜昌东部山区平原过渡带MCS的冷出流与环境中尺度气流共同组成近地层中尺度气旋性环流，MCS的正反馈作用(强降水的潜热释放)加热中低层空气，有利于涡旋MCS的组织发展加强；边界层冷空气抬升暖湿偏东急流产生的强烈东西向锋生(900~800 hPa)和暖湿偏东急流的水汽能量输送，有利于涡旋MCS长时间维持。
在特殊地形背景下，从多尺度天气系统相互作用角度探讨了极端强降水MCS的组织化机制，对极端强降水的预报预警有一定的启发作用。但利用观测分析方法对MCS的组织化的定性分析存在一定的缺陷，需要使用更高分辨率的观测资料和中尺度数值模式模拟等方式进行深入解析，以期对极端强降水MCS的演变及其机理有更加深入的认知。
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