一次后向傳播強對流暴雨過程的綜合分析

酈敏杰 徐 娟

(杭州市氣象臺，浙江 杭州 310057)

天氣氣候研究

一次后向傳播強對流暴雨過程的綜合分析

酈敏杰 徐 娟

(杭州市氣象臺，浙江 杭州 310057)

利用多普勒雷達、風廓線雷達以及NCEP 0.5°×0.5°再分析資料，對2013年6月24日發生在浙江北部、造成杭州嚴重城市內澇的一次局地大暴雨過程進行了分析，結果表明,大尺度天氣背景非常有利于強對流天氣過程發生；特殊的傳播路徑是造成局地大暴雨的主要原因；對流降水系統質心低，40～55 dBz強度的回波是造成強降水的主要因子，邊界層輻合帶觸發的線狀風暴具有明顯的突發性，強回波集中在近地面層，并長時間的停滯是單點大暴雨發生的重要原因。

后向傳播；強對流暴雨；邊界層輻合線

0 引 言

暴雨的研究和預報始終是氣象工作者關注的課題之一，由于每次暴雨過程的天氣尺度環流背景、中尺度強迫源的不同，且大尺度資料難以捕捉中-β尺度系統，因此造成中小尺度災害性暴雨事件仍是當前天氣預報中的難點，尤其是局地性突發性明顯的強對流暴雨過程。近年來，隨著多種探測手段的應用和數值模式的發展，對暴雨中尺度系統的觸發機制、結構特征及演變過程的研究更為深入，如鄭媛媛等利用多種探測資料研究了大暴雨過程的中尺度特征，發現特大暴雨和回波的后向傳播現象存在密切關聯[1]。孫繼松等人研究了大暴雨過程中降水回波的“列車效應”傳播特征，認為初始對流起源于地形強迫并造成的暖區內中尺度輻合以及低空急流增強過程中的風速脈動[2]。王令等利用風廓線雷達等多種資料分析了突發性局地強降水的物理機制，發現對流的發生發展和1 km以下的中尺度輻合中心有密切關聯[3]。程麟生等通過數值模擬發現，特大暴雨與700 hPa上中-β尺度低渦生成和強烈發展直接關聯[4]。東高紅等研究了中尺度渦旋系統在強對流暴雨過程中的作用[5]。鑒于暴雨系統及其結構的多樣性，且對造成暴雨的中尺度對流系統的發生、發展及移動變化規律等許多方面尚缺乏客觀認識，因此對暴雨個例中尺度對流系統的結構還需繼續分析研究。

地處沿海的浙江省是暴雨及強對流天氣多發的省份，形成浙江暴雨的天氣類型繁多，包括了西風帶和東風帶的輻合系統，而東風波系統水汽來源于東海，往往造成更為嚴重的強降水過程。發生在2013年6月24日的局地大暴雨過程是一次典型的強對流暴雨過程，暴雨落區較分散，但具有降水強度大、持續時間長、強降水落區后向傳播的特征。回波的移動路徑較為特殊，起始于線狀的輻合帶上，回波單體的平流和傳播路徑基本反向，單體在后向傳播過程中存在穩定少動的情況。因此，本文利用NCEP 0.5°×0.5° 6 h間隔的再分析數據以及多普勒雷達、風廓線雷達等探測資料揭示強降水發生發展的背景場和中尺度特征，旨在為此類強對流暴雨的預報提供有益參考。

1 降水特點概述

6月24日13時(北京時，下同)，浙江省30°N偏南的地區開始出現短時強降水,主要降水集中時段在14—23時，強降水分布呈帶狀東北西南走向，從嘉興至臨安有多個大暴雨中心(圖1a)。短時強降水始發于嘉興地區，16—21時強降水自嘉興市區向西南方的桐鄉、余杭、杭州市區、臨安方向近直線傳播，最大出現在余杭的星橋達到162.4 mm，17—18時，杭州城北的德勝小學站雨強更是達到107.3 mm，造成嚴重的城市內澇。

降水主要分為兩個階段(圖1b)，第一個階段發生在24日16—20時，其主要特點是短時雨強大、強度變化波動顯著。以星橋站為例，該站16—17時雨強最大，達到82.7 mm·h-1，17—18時雨強仍達63.4 mm·h-1，具有明顯的中尺度對流系統活動的特征；第二個階段發生在當日20時后，降水逐漸平緩，雨強顯著減小，表現為鋒面穩定性降水特征。5個站點地理分布基本呈東北—西南的近直線分布，可以看出，5個站點先后達到50 mm·h-1以上的雨強，強降水存在自東北向西南方向傳播的明顯特征。本文重點討論降水第一階段的中尺度對流系統結構特征及其產生和傳播的機制。

圖1 6月24日14—23時累積雨量分布(a); 5個觀測站點的降水時序圖 (b)(單位：mm)

2 環境背景分析

利用NCEP 0.5°×0.5°資料計算了各層流場、垂直速度場、水汽通量散度等物理量場，從觸發機制、水汽條件、動力熱力機制等方面揭示這次過程發生發展的環境場特征。

2.1 觸發機制和垂直運動

分析6月24日的流場演變，08時在925 hPa以下的邊界層，30°N形成偏北氣流和西南氣流的輻合線，實況輻合線附近出現了分散性的弱降水；14時杭州灣一帶偏東氣流加強，30°N的輻合線加強為氣旋性環流，中心位于紹興地區，在輻合中心形成偏東氣流、西南暖濕氣流和偏北風的匯集，在嘉興地區，形成明顯的偏東氣流和偏北風的輻合，并且950 hPa的氣旋性環流中心位于嘉興地區(圖2a)。

沿120.5°E嘉興經對流始發區作剖面(圖2b)，08時30°N的輻合層主要位于900 hPa以下，輻合區產生垂直上升運動至700 hPa，在其北側存在較明顯的下沉氣流；14時垂直上升氣流加強為斜升氣流，地面輻合中心略南移，輻合區隨高度向北傾斜，和嘉興地區在950 hPa的氣旋性渦旋相對應，30°N的流場剖面顯示(圖略)，14時在上升運動區的近地面層有偏東氣流匯集進入上升運動，在輻合區形成3股氣流的匯集，加強了上升運動，20時基本轉為偏東氣流控制。14時輻合線加強為渦旋，但仍出現在925 hPa以下的邊界層中，有兩個輻合中心，一個位于紹興地區，一個位于嘉興地區，和對流的始發區基本對應。因此，邊界層的輻合中心或輻合線是形成對流的抬升觸發機制。

環境垂直速度和散度場的剖面圖，沿120.5°E的經向剖面(圖3)和30°N的緯向剖面圖(圖略)，08時(圖2c)在輻合中心已經出現上升運動，最大值達到-0.3×10-2hPa·s-1，在北側和東側伴隨明顯的下沉運動；散度場的輻合中心層次較低，集中在900 hPa以下；14時(圖2d)30°N南北有兩個輻合中心，位于嘉興的輻合層次低，但強度更強，從南至北出現大范圍的斜升氣流，垂直上升速度明顯增強，且擴展到100 hPa，最大值達到-0.8×10-2hPa·s-1，高度出現在約600 hPa，其上升和下沉運動之間的梯度增強。可見，上升氣流在北側和東側明顯下沉，形成緯向和經向次級垂直環流。有文獻[6]指出，次級環流上升支觸發的對流，一旦發展起來，通過凝結潛熱釋放的非絕熱加熱作用和垂直動量輸送等可使急流加強及引起非地轉偏差，其結果是為對流提供一種自身傳播的機制。垂直輻合區從08—14時向上擴展到700 hPa，寬度擴展到118°E～121°E和29°N～31°N,低層有多個輻合中心和實況對流的始發區基本一致,說明輻合觸發上升運動, 輻合層次越深厚,上升運動越強烈。實況強對流始發于14時左右,08時地面僅對應分散性的弱降水，說明強對流天氣的發生需要較深厚的輻合層，有利于觸發強烈的上升運動，形成一定的斜升氣流，利于強對流的持續。

圖2 6月24日14時(a)950hpa流場圖和14時(b)沿120.5°E經對流始發區的流場剖面圖(黑色三角形表示嘉興位置，黑色五角星表示紹興位置)；08時(c)、14時(d)沿120.5°E的散度(陰影，單位: 10-5s-1)與垂直速度(等值線，單位：10-2 hPa·s-1)的經向剖面(箭頭表示流場)

圖3 6月24日14時1000 hPa的水汽通量散度(單位: g·hPa-1·cm-2·s-1，黑色三角形表示嘉興位置)

2.2 水汽條件分析

水汽通量散度場的分布和散度場的分布基本一致，水汽輻合主要集中在925 hPa以下的邊界層，08時在30°N流場的輻合中心存在一定的水汽輻合，14時水汽輻合中心轉移到嘉興地區(圖3)，隨著上升運動的加強，水汽輻合向上擴展到700 hPa；14時近地面層在嘉興地區出現偏東氣流和偏北風的輻合，而950 hPa以下的水汽輻合中心位于嘉興地區。由此說明，出現在近地面層的偏東風，雖然淺薄，但偏東氣流一方面提供了充沛的水汽環境，另一方面水汽凝結釋放潛熱進而加強上升運動，而實況的大暴雨落區正是位于地面的水汽輻合中心，即嘉興至杭州北部，因此，偏東氣流和偏北風的輻合為隨后產生的強降水對流天氣提供了熱力動力機制。

2.3 不穩定特征分析

分析過程發生前后的對流指數(表1)，常用的對流指數Bcape(最佳對流有效位能，指最底層到200 hPa假相當位溫最高氣塊抬升而算出的Cape)、Cape、Si、K、Li在08時已經表現出明顯的強對流潛勢。杭州08時探空顯示，濕層深厚，整層接近飽和；850 hPa以下風隨高度順轉有暖平流，以上則有冷平流，說明層結不穩定，從風切變的情況來看，整層風切變較小，不利于雷暴大風等強對流天氣的發生。Cin表示抑制能量，08時存在一定的抑制能量，有利于能量在低層的聚集，對流發生在下午，可見08時的抑制能量是氣塊獲得對流潛勢必須超越的能量臨界值，氣塊抬升至自由對流高度約2 km以上，才能觸發形成強對流天氣，08時地面輻合形成的抬升較弱，主要集中在近地面層，而午后氣溫從28 ℃加熱到33 ℃，氣塊加強了正浮力，打破抑制能量，導致上升運動的加強而觸發強對流天氣。

表1 主要對流指數發生前后的對比

3 中尺度結構特征和后向傳播現象

上述分析表明，大尺度天氣背景非常有利于強對流天氣過程發生。然而，僅僅依靠大尺度動力抬升造成的系統性降水一般較平穩，從其第一段降水特點看，其對流降水特征非常明顯。因此，有必要進一步分析其大尺度背景下中尺度結構特征。

3.1 雷達回波和風廓線特征的對比分析

通過對比分析雷達回波和風廓線VWP產品，發現嘉興地區始發的強降水回波之所以造成多個大暴雨中心，主要原因在于其對流回波的垂直結構以及特殊的傳播路徑。從逐6 min雷達回波演變和幾個時次的波列垂直剖面上可見典型的熱帶型降水回波特征，即對流降水系統質心較低，40 dBz以上回波基本位于6 km以下，50 dBz的強回波基本位于4km以下，回波頂基本在12 km以下(圖4a)。16時開始，雷達回波顯示對流單體明顯向西南方向傳播，MCS承載層的平均風為西南風(圖4b)，其單體傳播方向與承載層平均風方向相反，因而是后向傳播。

圖4 杭州雷達16:08回波強度(0.5°仰角)、強度剖面(2.6°，35.1 km～47.4°，72.6 km)疊加(a)、風廓線VWP產品(b)

MCS后向傳播的重要意義在于它會延長強降水在一個地點的持續時間，進而導致暴雨洪澇。Shi和Scofield研究結果表明：MCS后向傳播系統其MCS形成于上層風較弱環境中，沒有正渦度平流或正渦度平流很弱的地區，且沿著水汽輻合軸后向傳播，低層有暖平流[7-9]。分析本次過程，24日08時杭州探空圖中顯示，中低層的風切變和整層環境風場都較弱，低層有暖平流；14時水汽通量的輻合軸正位于嘉興地區(圖3)，呈現東北西南走向，MCS正是沿水汽通量的輻合軸自東北向西南移動，正好符合Shi和Scofield關于后向傳播系統的理論。

從風廓線反演風場的演變和回波的對比分析發現，回波的階段性演變和風場的變化有較密切的關聯，尤其是回波的傳播階段，低層風向的改變有一定的指示意義。本次過程基本經歷了4個階段，第一階段12時以后，低層風向的順轉，冷空氣的滲透階段，單點對流開始觸發；第二階段14:20起，風場表現為低層冷平流的加強，2 km高度西南風的突然增強，低層出現東南到東風氣流影響，在1 km高度存在明顯的風向切變，嘉興、桐鄉一帶短帶狀回波開始發展，回波停滯少動，范圍不斷擴大；第三階段16時起，低層風向由東南風逆轉為東北風層次加厚，與1 km以上的西南風接近180°的風向切變，桐鄉一帶始發的對流單體開始向西南方向傳播，表現為窄帶回波的迅速發展，其強中心位于余杭，45 dBz以上的強回波在余杭一帶停滯接近2 h；第四階段17:30以后，3 km以下風向的順轉，隨著西北氣流的加厚，嘉興地區回波的明顯減弱，強回波帶的逐漸減弱和緩慢南壓，后向傳播趨于減弱。由此說明，冷空氣的滲透在邊界層形成切變進而觸發對流，偏東氣流的加厚是對流加強及后向傳播開始的主要原因，低層風場由東南風逆轉為東北風和1 km以上的西南風接近180°的風向切變，在單體的后向傳播中起重要作用，也是造成回波停滯少動的重要原因。

有理論得知[10]，回波的“移動矢量”等于由其中的每個對流單體近似沿風暴承載層平均風的移動“平流矢量”和由于不斷有新的單體在系統的某一側不斷新生形成的“傳播矢量”之和，傳播矢量根據經驗大約與低空急流的方向相反，大小相等。當環境為強氣流控制時，風暴運動主要取決于平流，而當對流層環境風場較弱時，傳播對于風暴運動起著主導作用。由08時杭州探空和風廓線雷達資料可知環境氣流較弱，中低層均在10 m·s-1以下，因此，傳播對于風暴運動起著主導作用，而傳播方向和低空氣流方向密切相關；本次過程水汽主要來源于950 hPa以下的近地層，近地面層的偏東氣流基本決定了單體的傳播方向。回波的移動矢量是西南風和東北偏東風的合成方向，為偏東或東南方，且分量很小，因此，造成回波移動緩慢或停滯少動。

3.2 雷達回波的風暴相對徑向速度分析

分析不同仰角的風暴相對徑向速度，15時嘉興地區出現線狀風暴，速度圖表現為逆風區的存在，表明存在較大的風切變，1 km以下基本為朝向雷達的偏東氣流，以上基本為離開雷達的西南風，因此，從速度場進一步證實了線狀對流發生在邊界層輻合帶中，且1 km上下的風向接近180°。因此，結合風廓線VWP雷達產品(圖4b)在近地層表現出的東北風和中層的西南氣流反向的情況，以及風廓線雷達資料在近地面層風向的轉變，可以認為近地層偏東至東北風的出現和回波的后向傳播現象存在密切的關聯。

3.3 分鐘雨量和回波強度的關系

分析雨強最大的兩個站(星橋和德勝小學)的5 min雨量與6 min回波強度的對比時間序列(圖5)，可以看出，兩個站點的降水效率非常高，5 min降水最大達到16～18 mm，10 mm以上持續25 min，0.5 km以下高度出現了50 dBz以上的強回波停滯近1 h。這次過程風場切變主要出現在0.5～1 km以下的邊界層，因此回波的起始高度也位于低層，并逐漸擴展到高層；強回波集中在近地面層，并長時間的停滯，是單點大暴雨發生的重要原因。

圖5 不同高度回波強度和5 min雨量的演變圖星橋站(a)和德勝小學站(b)

4 結 語

通過NCEP資料、雷達、風廓線儀等多種探測資料的綜合應用，從大尺度背景環境到中尺度結構特征兩方面共同揭示這次過程極端大暴雨出現的主要原因，得出以下幾點結論。

1)大尺度天氣背景非常有利于強對流天氣過程發生。近地面東風氣流的匯入在嘉興地區形成強的水汽輻合中心，偏東氣流和偏北風在邊界層形成輻合線提供了強對流觸發的動力熱力機制。

2)局地大暴雨的雷達回波垂直結構表現為降水強回波質心較低。本次過程中回波垂直結構表明，對流屬于低質心降水系統，效率很高，40～55 dBz強度的回波是造成強降水的主要因子，邊界層輻合帶觸發的線狀風暴具有明顯的突發性，強回波集中在0.5 km以下的近地面層。

3)特殊的傳播路徑是造成局地大暴雨的主要原因。雷達徑向速度和風廓線產品共同證實了邊界層輻合線的存在，觸發于邊界層輻合帶中的線狀風暴沿著水汽輻合軸后向傳播，后向傳播的主要原因在于超低空偏東或東北氣流主導回波的傳播，而對流風暴承載層的平均風為西南風，因此，平流和傳播的合成結果導致回波向南移動的分量很小，使得強回波在特定區域保持相對靜止長時間停滯,造成局地大暴雨。

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2014-01-14