郦敏杰 徐 娟

(杭州市气象台，浙江 杭州 310057)

天气气候研究

一次后向传播强对流暴雨过程的综合分析

郦敏杰 徐 娟

(杭州市气象台，浙江 杭州 310057)

利用多普勒雷达、风廓线雷达以及NCEP 0.5°×0.5°再分析资料，对2013年6月24日发生在浙江北部、造成杭州严重城市内涝的一次局地大暴雨过程进行了分析，结果表明,大尺度天气背景非常有利于强对流天气过程发生；特殊的传播路径是造成局地大暴雨的主要原因；对流降水系统质心低，40～55 dBz强度的回波是造成强降水的主要因子，边界层辐合带触发的线状风暴具有明显的突发性，强回波集中在近地面层，并长时间的停滞是单点大暴雨发生的重要原因。

后向传播；强对流暴雨；边界层辐合线

0 引 言

暴雨的研究和预报始终是气象工作者关注的课题之一，由于每次暴雨过程的天气尺度环流背景、中尺度强迫源的不同，且大尺度资料难以捕捉中-β尺度系统，因此造成中小尺度灾害性暴雨事件仍是当前天气预报中的难点，尤其是局地性突发性明显的强对流暴雨过程。近年来，随着多种探测手段的应用和数值模式的发展，对暴雨中尺度系统的触发机制、结构特征及演变过程的研究更为深入，如郑媛媛等利用多种探测资料研究了大暴雨过程的中尺度特征，发现特大暴雨和回波的后向传播现象存在密切关联[1]。孙继松等人研究了大暴雨过程中降水回波的“列车效应”传播特征，认为初始对流起源于地形强迫并造成的暖区内中尺度辐合以及低空急流增强过程中的风速脉动[2]。王令等利用风廓线雷达等多种资料分析了突发性局地强降水的物理机制，发现对流的发生发展和1 km以下的中尺度辐合中心有密切关联[3]。程麟生等通过数值模拟发现，特大暴雨与700 hPa上中-β尺度低涡生成和强烈发展直接关联[4]。东高红等研究了中尺度涡旋系统在强对流暴雨过程中的作用[5]。鉴于暴雨系统及其结构的多样性，且对造成暴雨的中尺度对流系统的发生、发展及移动变化规律等许多方面尚缺乏客观认识，因此对暴雨个例中尺度对流系统的结构还需继续分析研究。

地处沿海的浙江省是暴雨及强对流天气多发的省份，形成浙江暴雨的天气类型繁多，包括了西风带和东风带的辐合系统，而东风波系统水汽来源于东海，往往造成更为严重的强降水过程。发生在2013年6月24日的局地大暴雨过程是一次典型的强对流暴雨过程，暴雨落区较分散，但具有降水强度大、持续时间长、强降水落区后向传播的特征。回波的移动路径较为特殊，起始于线状的辐合带上，回波单体的平流和传播路径基本反向，单体在后向传播过程中存在稳定少动的情况。因此，本文利用NCEP 0.5°×0.5° 6 h间隔的再分析数据以及多普勒雷达、风廓线雷达等探测资料揭示强降水发生发展的背景场和中尺度特征，旨在为此类强对流暴雨的预报提供有益参考。

1 降水特点概述

6月24日13时(北京时，下同)，浙江省30°N偏南的地区开始出现短时强降水,主要降水集中时段在14—23时，强降水分布呈带状东北西南走向，从嘉兴至临安有多个大暴雨中心(图1a)。短时强降水始发于嘉兴地区，16—21时强降水自嘉兴市区向西南方的桐乡、余杭、杭州市区、临安方向近直线传播，最大出现在余杭的星桥达到162.4 mm，17—18时，杭州城北的德胜小学站雨强更是达到107.3 mm，造成严重的城市内涝。

降水主要分为两个阶段(图1b)，第一个阶段发生在24日16—20时，其主要特点是短时雨强大、强度变化波动显著。以星桥站为例，该站16—17时雨强最大，达到82.7 mm·h-1，17—18时雨强仍达63.4 mm·h-1，具有明显的中尺度对流系统活动的特征；第二个阶段发生在当日20时后，降水逐渐平缓，雨强显著减小，表现为锋面稳定性降水特征。5个站点地理分布基本呈东北—西南的近直线分布，可以看出，5个站点先后达到50 mm·h-1以上的雨强，强降水存在自东北向西南方向传播的明显特征。本文重点讨论降水第一阶段的中尺度对流系统结构特征及其产生和传播的机制。

图1 6月24日14—23时累积雨量分布(a); 5个观测站点的降水时序图 (b)(单位：mm)

2 环境背景分析

利用NCEP 0.5°×0.5°资料计算了各层流场、垂直速度场、水汽通量散度等物理量场，从触发机制、水汽条件、动力热力机制等方面揭示这次过程发生发展的环境场特征。

2.1 触发机制和垂直运动

分析6月24日的流场演变，08时在925 hPa以下的边界层，30°N形成偏北气流和西南气流的辐合线，实况辐合线附近出现了分散性的弱降水；14时杭州湾一带偏东气流加强，30°N的辐合线加强为气旋性环流，中心位于绍兴地区，在辐合中心形成偏东气流、西南暖湿气流和偏北风的汇集，在嘉兴地区，形成明显的偏东气流和偏北风的辐合，并且950 hPa的气旋性环流中心位于嘉兴地区(图2a)。

沿120.5°E嘉兴经对流始发区作剖面(图2b)，08时30°N的辐合层主要位于900 hPa以下，辐合区产生垂直上升运动至700 hPa，在其北侧存在较明显的下沉气流；14时垂直上升气流加强为斜升气流，地面辐合中心略南移，辐合区随高度向北倾斜，和嘉兴地区在950 hPa的气旋性涡旋相对应，30°N的流场剖面显示(图略)，14时在上升运动区的近地面层有偏东气流汇集进入上升运动，在辐合区形成3股气流的汇集，加强了上升运动，20时基本转为偏东气流控制。14时辐合线加强为涡旋，但仍出现在925 hPa以下的边界层中，有两个辐合中心，一个位于绍兴地区，一个位于嘉兴地区，和对流的始发区基本对应。因此，边界层的辐合中心或辐合线是形成对流的抬升触发机制。

环境垂直速度和散度场的剖面图，沿120.5°E的经向剖面(图3)和30°N的纬向剖面图(图略)，08时(图2c)在辐合中心已经出现上升运动，最大值达到-0.3×10-2hPa·s-1，在北侧和东侧伴随明显的下沉运动；散度场的辐合中心层次较低，集中在900 hPa以下；14时(图2d)30°N南北有两个辐合中心，位于嘉兴的辐合层次低，但强度更强，从南至北出现大范围的斜升气流，垂直上升速度明显增强，且扩展到100 hPa，最大值达到-0.8×10-2hPa·s-1，高度出现在约600 hPa，其上升和下沉运动之间的梯度增强。可见，上升气流在北侧和东侧明显下沉，形成纬向和经向次级垂直环流。有文献[6]指出，次级环流上升支触发的对流，一旦发展起来，通过凝结潜热释放的非绝热加热作用和垂直动量输送等可使急流加强及引起非地转偏差，其结果是为对流提供一种自身传播的机制。垂直辐合区从08—14时向上扩展到700 hPa，宽度扩展到118°E～121°E和29°N～31°N,低层有多个辐合中心和实况对流的始发区基本一致,说明辐合触发上升运动, 辐合层次越深厚,上升运动越强烈。实况强对流始发于14时左右,08时地面仅对应分散性的弱降水，说明强对流天气的发生需要较深厚的辐合层，有利于触发强烈的上升运动，形成一定的斜升气流，利于强对流的持续。

图2 6月24日14时(a)950hpa流场图和14时(b)沿120.5°E经对流始发区的流场剖面图(黑色三角形表示嘉兴位置，黑色五角星表示绍兴位置)；08时(c)、14时(d)沿120.5°E的散度(阴影，单位: 10-5s-1)与垂直速度(等值线，单位：10-2 hPa·s-1)的经向剖面(箭头表示流场)

图3 6月24日14时1000 hPa的水汽通量散度(单位: g·hPa-1·cm-2·s-1，黑色三角形表示嘉兴位置)

2.2 水汽条件分析

水汽通量散度场的分布和散度场的分布基本一致，水汽辐合主要集中在925 hPa以下的边界层，08时在30°N流场的辐合中心存在一定的水汽辐合，14时水汽辐合中心转移到嘉兴地区(图3)，随着上升运动的加强，水汽辐合向上扩展到700 hPa；14时近地面层在嘉兴地区出现偏东气流和偏北风的辐合，而950 hPa以下的水汽辐合中心位于嘉兴地区。由此说明，出现在近地面层的偏东风，虽然浅薄，但偏东气流一方面提供了充沛的水汽环境，另一方面水汽凝结释放潜热进而加强上升运动，而实况的大暴雨落区正是位于地面的水汽辐合中心，即嘉兴至杭州北部，因此，偏东气流和偏北风的辐合为随后产生的强降水对流天气提供了热力动力机制。

2.3 不稳定特征分析

分析过程发生前后的对流指数(表1)，常用的对流指数Bcape(最佳对流有效位能，指最底层到200 hPa假相当位温最高气块抬升而算出的Cape)、Cape、Si、K、Li在08时已经表现出明显的强对流潜势。杭州08时探空显示，湿层深厚，整层接近饱和；850 hPa以下风随高度顺转有暖平流，以上则有冷平流，说明层结不稳定，从风切变的情况来看，整层风切变较小，不利于雷暴大风等强对流天气的发生。Cin表示抑制能量，08时存在一定的抑制能量，有利于能量在低层的聚集，对流发生在下午，可见08时的抑制能量是气块获得对流潜势必须超越的能量临界值，气块抬升至自由对流高度约2 km以上，才能触发形成强对流天气，08时地面辐合形成的抬升较弱，主要集中在近地面层，而午后气温从28 ℃加热到33 ℃，气块加强了正浮力，打破抑制能量，导致上升运动的加强而触发强对流天气。

表1 主要对流指数发生前后的对比

3 中尺度结构特征和后向传播现象

上述分析表明，大尺度天气背景非常有利于强对流天气过程发生。然而，仅仅依靠大尺度动力抬升造成的系统性降水一般较平稳，从其第一段降水特点看，其对流降水特征非常明显。因此，有必要进一步分析其大尺度背景下中尺度结构特征。

3.1 雷达回波和风廓线特征的对比分析

通过对比分析雷达回波和风廓线VWP产品，发现嘉兴地区始发的强降水回波之所以造成多个大暴雨中心，主要原因在于其对流回波的垂直结构以及特殊的传播路径。从逐6 min雷达回波演变和几个时次的波列垂直剖面上可见典型的热带型降水回波特征，即对流降水系统质心较低，40 dBz以上回波基本位于6 km以下，50 dBz的强回波基本位于4km以下，回波顶基本在12 km以下(图4a)。16时开始，雷达回波显示对流单体明显向西南方向传播，MCS承载层的平均风为西南风(图4b)，其单体传播方向与承载层平均风方向相反，因而是后向传播。

图4 杭州雷达16:08回波强度(0.5°仰角)、强度剖面(2.6°，35.1 km～47.4°，72.6 km)叠加(a)、风廓线VWP产品(b)

MCS后向传播的重要意义在于它会延长强降水在一个地点的持续时间，进而导致暴雨洪涝。Shi和Scofield研究结果表明：MCS后向传播系统其MCS形成于上层风较弱环境中，没有正涡度平流或正涡度平流很弱的地区，且沿着水汽辐合轴后向传播，低层有暖平流[7-9]。分析本次过程，24日08时杭州探空图中显示，中低层的风切变和整层环境风场都较弱，低层有暖平流；14时水汽通量的辐合轴正位于嘉兴地区(图3)，呈现东北西南走向，MCS正是沿水汽通量的辐合轴自东北向西南移动，正好符合Shi和Scofield关于后向传播系统的理论。

从风廓线反演风场的演变和回波的对比分析发现，回波的阶段性演变和风场的变化有较密切的关联，尤其是回波的传播阶段，低层风向的改变有一定的指示意义。本次过程基本经历了4个阶段，第一阶段12时以后，低层风向的顺转，冷空气的渗透阶段，单点对流开始触发；第二阶段14:20起，风场表现为低层冷平流的加强，2 km高度西南风的突然增强，低层出现东南到东风气流影响，在1 km高度存在明显的风向切变，嘉兴、桐乡一带短带状回波开始发展，回波停滞少动，范围不断扩大；第三阶段16时起，低层风向由东南风逆转为东北风层次加厚，与1 km以上的西南风接近180°的风向切变，桐乡一带始发的对流单体开始向西南方向传播，表现为窄带回波的迅速发展，其强中心位于余杭，45 dBz以上的强回波在余杭一带停滞接近2 h；第四阶段17:30以后，3 km以下风向的顺转，随着西北气流的加厚，嘉兴地区回波的明显减弱，强回波带的逐渐减弱和缓慢南压，后向传播趋于减弱。由此说明，冷空气的渗透在边界层形成切变进而触发对流，偏东气流的加厚是对流加强及后向传播开始的主要原因，低层风场由东南风逆转为东北风和1 km以上的西南风接近180°的风向切变，在单体的后向传播中起重要作用，也是造成回波停滞少动的重要原因。

有理论得知[10]，回波的“移动矢量”等于由其中的每个对流单体近似沿风暴承载层平均风的移动“平流矢量”和由于不断有新的单体在系统的某一侧不断新生形成的“传播矢量”之和，传播矢量根据经验大约与低空急流的方向相反，大小相等。当环境为强气流控制时，风暴运动主要取决于平流，而当对流层环境风场较弱时，传播对于风暴运动起着主导作用。由08时杭州探空和风廓线雷达资料可知环境气流较弱，中低层均在10 m·s-1以下，因此，传播对于风暴运动起着主导作用，而传播方向和低空气流方向密切相关；本次过程水汽主要来源于950 hPa以下的近地层，近地面层的偏东气流基本决定了单体的传播方向。回波的移动矢量是西南风和东北偏东风的合成方向，为偏东或东南方，且分量很小，因此，造成回波移动缓慢或停滞少动。

3.2 雷达回波的风暴相对径向速度分析

分析不同仰角的风暴相对径向速度，15时嘉兴地区出现线状风暴，速度图表现为逆风区的存在，表明存在较大的风切变，1 km以下基本为朝向雷达的偏东气流，以上基本为离开雷达的西南风，因此，从速度场进一步证实了线状对流发生在边界层辐合带中，且1 km上下的风向接近180°。因此，结合风廓线VWP雷达产品(图4b)在近地层表现出的东北风和中层的西南气流反向的情况，以及风廓线雷达资料在近地面层风向的转变，可以认为近地层偏东至东北风的出现和回波的后向传播现象存在密切的关联。

3.3 分钟雨量和回波强度的关系

分析雨强最大的两个站(星桥和德胜小学)的5 min雨量与6 min回波强度的对比时间序列(图5)，可以看出，两个站点的降水效率非常高，5 min降水最大达到16～18 mm，10 mm以上持续25 min，0.5 km以下高度出现了50 dBz以上的强回波停滞近1 h。这次过程风场切变主要出现在0.5～1 km以下的边界层，因此回波的起始高度也位于低层，并逐渐扩展到高层；强回波集中在近地面层，并长时间的停滞，是单点大暴雨发生的重要原因。

图5 不同高度回波强度和5 min雨量的演变图星桥站(a)和德胜小学站(b)

4 结 语

通过NCEP资料、雷达、风廓线仪等多种探测资料的综合应用，从大尺度背景环境到中尺度结构特征两方面共同揭示这次过程极端大暴雨出现的主要原因，得出以下几点结论。

1)大尺度天气背景非常有利于强对流天气过程发生。近地面东风气流的汇入在嘉兴地区形成强的水汽辐合中心，偏东气流和偏北风在边界层形成辐合线提供了强对流触发的动力热力机制。

2)局地大暴雨的雷达回波垂直结构表现为降水强回波质心较低。本次过程中回波垂直结构表明，对流属于低质心降水系统，效率很高，40～55 dBz强度的回波是造成强降水的主要因子，边界层辐合带触发的线状风暴具有明显的突发性，强回波集中在0.5 km以下的近地面层。

3)特殊的传播路径是造成局地大暴雨的主要原因。雷达径向速度和风廓线产品共同证实了边界层辐合线的存在，触发于边界层辐合带中的线状风暴沿着水汽辐合轴后向传播，后向传播的主要原因在于超低空偏东或东北气流主导回波的传播，而对流风暴承载层的平均风为西南风，因此，平流和传播的合成结果导致回波向南移动的分量很小，使得强回波在特定区域保持相对静止长时间停滞,造成局地大暴雨。

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2014-01-14