浙江一次江淮氣旋后部強對流暴雨過程診斷研究

毛程燕，荊思佳，潘欣，馬依依，李浩文

(1. 衢州市氣象局，浙江衢州324000；2. 廣州市氣象臺，廣東廣州511430)

1 引 言

每年6 月中旬—7 月中旬是長江流域的梅雨期，過程集中、暴雨頻發，尤其是2020 年，梅期長、雨量大、強降雨區域重疊，其中浙江中北部梅雨期降水量為1951 年以來第一位。對于梅汛期暴雨，國內很多專家都對其進行了深入探索研究[1?3]。持續的強降水除了需要完整暢通的水汽通道[4?5]，還需要良好的動力場和熱力場結構的配置[6?7]。自1980 年以來，關于位渦的理論和應用獲得了蓬勃發展，尤其是在暴雨和臺風研究中取得了很大進展和突破[8?10]。Hoskins 等[11]提出應用等熵位渦來診斷冷空氣在強降水落區和增幅方面的貢獻，毛程燕等[12]在分析一次梅雨鋒暴雨時也提出等熵位渦的演變和形態對冷空氣活動有較好的視蹤作用。而濕位渦是一個綜合反映水汽作用和大氣動力、熱力屬性的物理量，濕對稱不穩定廣泛應用于不同季節的各類降水中[13?14]，濕位渦與濕對稱不穩定性有良好的對應關系[15?17]。其中肖云清等[18]在分析賀蘭山東麓暴雨時指出，對流層中低層濕斜壓項負極值中心的強度和變化對暴雨預報有指示意義；周玉淑[19]在研究廣義濕位渦與江淮流域暴雨關系時提出，濕位渦的正負及強弱變化對暴雨落區預報有一定的指導作用，葛戰旗等[20]研究沙澧河流域的暴雨時發現，高層冷空氣的楔狀入侵促進暖濕氣流抬升使對流不穩定加強，伴隨著濕位渦正壓項MPV1 的顯著變化。近年來，隨著觀測資料的增加和觀測儀器的更新，應用衛星遙感資料研究暴雨云團演變特征也越來越多。張端禹等[21]和張芹等[22]應用FY-2G 云頂亮溫產品分析了暴雨的對流云活動，發現對流云合并加強和深對流云中心區的降雨量有明顯加大趨勢；王雪芹等[23]分析暴雨時指出云團的合并是造成暴雨范圍和強度增大的主要原因之一；劉新偉等[24]利用FY-2E 輻射亮溫研究高原切變線對降水影響時發現TBB 低值時段正好與短時強降水發生的時段相對應。而“風云”二號H(FY-2H)衛星是2018 年6 月5日發射成功的靜止軌道氣象衛星，每15 min 一次地球全圓盤觀測、每6 min 一次區域觀測，大大提高了對暴雨落區、強度的預報精度，TBB 的演變特征可反映對流云團的發展階段、演變趨勢，對于未來降水變化進行有效研判。

針對2020年6月29—30日發生在浙江省的一次大暴雨過程，由于模式預報顯著偏弱，事先對其量級預估存在明顯不足，29 日夜里不斷有對流系統發展，衢州市氣象局和多個區縣臺站在30 日凌晨到上午先后發布了暴雨紅色預警信號，而在分析研判本次過程時發現，此次形勢與2019年6月6日同樣發生在浙江省的一次大暴雨過程非常相似，當時江山市氣象局也全網發布了暴雨紅色預警信號，雖有如此相似的形勢，降水落區和范圍卻相差很大，值得深入思考。而對于這類低壓后部的強對流暴雨，目前模式預報都存在明顯不足，量級、落區都比較難以把握，因此本文利用了我國FY-2H 衛星TBB 資料和美國NCEP 再分析資料，從動力、熱力條件和對稱不穩定等方面進行了綜合分析，探討其形成發展機理，對于未來這類暴雨預報提供一些借鑒，提高其預報和服務效果。

2 資料與方法

2.1 資料來源

本文采用美國氣象環境預報中心(National Centers for Environmental Prediction)NCEP FNL逐6 h全球再分析資料(1 °×1 °)、歐洲中心ECMWF模式細網格預報資料(0.125 °×0.125 °)、我國FY-2H靜止衛星云頂亮溫(Temperature of Black Body，TBB)資料(時間分辨率為30 min、空間分辨率為0.1 °×0.1 °)(http://satellite.nsmc.org.cn/portalsite/Data)和浙江省常規觀測和區域站自動觀測氣象資料。研究區域范圍為105～135 °E，18～40 °N。

2.2 濕位渦計算方法

吳國雄等[25]證明，滿足準靜力平衡時，P坐標系中濕位渦MPV 可分解為垂直分量MPV1 和水平分量MPV2，其表達式見式(1)～式(3)。

式中θse為假相當位溫，f為科氏參數，MPV1為濕位渦的垂直分量(濕正壓項)，MPV2為水平分量(濕斜壓項)。MPV1受垂直方向的絕對渦度和對流穩定度影響，即表示慣性穩定度和對流穩定性的作用，當大氣為對流不穩定時，MPV1<0，有利于暴雨的發生發展，當大氣為對流穩定時，MPV1>0，則不利于暴雨發生發展；MPV2受垂直風切變和水平方向的假相當位溫梯度影響，其正值區移動方向可作為低空急流和暖濕氣流活動的示蹤[10]，低層MPV2<0 時，表示水平濕斜壓性增強，垂直渦度增大。MPV2負值區越強，表明大氣斜壓性增強，越有利于降水增大。濕位渦單位為PVU，1 PVU=10-6m2·K/(s·kg)。

3 前期預報偏差分析

3.1 模式預報情況

29 日20 時(除標明外均為北京時，下同)歐洲中心ECMWF 模式預報500 hPa 江淮流域氣溫為0 ℃附近(圖1a)，江南中北部氣溫呈南低北高，與實況氣溫(北低南高)相反，因而預報的冷空氣南下影響較弱，而且預報浙江北部700 hPa 和850 hPa均以西風動量為主，中南部則為西南分量，與實況西北風和西南風的輻合強度相比也是偏弱的，ECMWF 預報28 日20 時降水大值中心偏離到江西北部，對于浙江來說強降水落區在北部一帶，與實況相比落區有明顯偏差(圖1b)，29 日20 時起報的24 小時降水進行了顯著調整，與實況相比無論落區是量級都還是比較接近的。而GFS模式的預報效果則更差，在28 日20 時起報的850 hPa 為一致的西南風(圖1c)，且在浙江中部有風速輻散，浙江省面上并沒有報出明顯降水(圖1d)，29 日20 時起報的降水雖有調大趨勢，但也基本預報在20 mm以下，因而事先對本次過程量級的預估存在明顯不足，對公眾預報和服務效果也不佳。

圖1 2020年6月29日20時500 hPa高度場(等值線，單位：dagpm)、850 hPa風場(箭頭，單位：m/s)和溫度場(陰影，單位：℃)的ECMWF模式預報(a)和GFS模式預報(c)及29日20:00—30日20:00對應的ECMWF(a)和GFS(d)模式降水預報

3.2 相似形勢落區差別大

在分析“6.30”過程時發現，此次過程與2019年6 月6 日(簡稱“6.6”過程)影響浙江省的一次大暴雨的形勢非常相似(圖2a)，兩次過程都是高空冷槽后部、江淮氣旋入海后冷切南壓過程中出現的強對流暴雨，渤海低壓位置相近(圖2b)，850 hPa西南急流都達到了24 m/s 以上，700 hPa 以下風切變(20 m/s)和K 指數都相仿(圖略)，但不同之處是今年“6.30”的588 dagpm 位置比“6.6”的稍偏北一些，副熱帶高壓勢力更強，主要在華南北部到福建一帶，588 dagpm 與 584 dagpm 更靠近，能量也更充足一些，且副熱帶高壓脊線位置比較高，使得冷空氣在下擺過程中在浙江中部滯留，而渤海區域低壓強度更強、冷空氣勢力也較強。

圖2 2019年6月6日20時850 hPa風場和高度場(a)和700 hPa急流(虛線，≥12 m/s)和海平面氣壓場(單位：hPa)(b)

從“6.6”過程降水情況來看(圖3a)，強降水主要集中在浙江西部，尤其是衢州中南部、麗水西部出現了大暴雨，其他地區降水均在50 mm 以下，強降水范圍并不大。而“6.30”過程(6 月29 日20:00—30 日20:00)浙江省中南部均出現了暴雨到大暴雨天氣，全省平均雨量為38.0 mm(圖3b)。由于副熱帶高壓穩定少動形成了阻塞形勢，系統移動緩慢，降水效率較高，上游不斷有新生對流發展東移，出現了明顯的“列車效應”。30 日01 時左右，強降水回波自西向東隨700 hPa 引導氣流逐漸影響浙江，衢州、金華、麗水、紹興、寧波等大部分地區都出現了暴雨以上天氣，尤其是浙江西部，大部分地區出現了大暴雨天氣，衢州市面雨量為139.5 mm，有 2 個鄉鎮 24 h 雨量超過 250 mm(特大暴雨)，236 個鄉鎮超過 100 mm(大暴雨)。30 日 14 時以后隨著江淮氣旋東移入海，對流層中低層逐漸轉西北氣流，浙江全省降雨漸止。對比兩次過程，“6.6”大暴雨過程系統南壓速度更快，其強降水落區更小、降水比較集中、落區更小、對流性也更強，而“6.30”過程強降水持續時間則更長、暴雨范圍也更廣。

圖3 浙江省2019年6月6日08:00—7日08:00(a)和2020年6月29日20:00—30日20:00)(b)降水空間分布

在分析了模式預報和對比了歷史個例后，對“6.30”過程降水基本傾向于偏弱預報，而實際本次過程浙江中部和西部都出現了暴雨、大暴雨天氣，因此有必要重新審視一下本次過程，對于未來預報提供一定的調整思路。

4 結果分析

4.1 大尺度環流背景和影響系統

29 日 20 時，200 hPa 南亞高壓位于江南、華南上空，高壓脊位于27 °N 附近，高空西風急流位于華北到黃淮地區上空(圖4a)，浙江省為典型的梅雨環流形勢。此時浙江省處于南亞高壓控制下，高空強烈的輻散氣流有利于低層濕空氣源源不斷輻合抬升；500 hPa 中高緯為兩槽一脊環流形勢(圖4b)，貝加爾湖以北為穩定的阻塞高壓，華北冷渦位置偏南(40 °N以南)，位于渤海灣一帶，中緯度環流經向度大，底部冷空氣南下，形成冷暖空氣對峙，貝加爾湖以東至東亞沿岸為寬廣的低槽，浙江中部有小擾動，500 hPa 有冷空氣向下滲透，比預報偏強，副熱帶高壓從日本以南延長至華南地區呈東西帶狀分布，588 dagpm線北界位于福建中部至華南上空，120 °E 處脊線位于 22 °N 附近。30日08 時南亞高壓略有南壓，浙江中北部處于高空槽槽底，而588 dagpm 線也東退南壓，高空槽東移緩慢，強降水維持時間較長；高空冷空氣從西北地區沿著冷槽南下抵達江南地區，與副熱帶高壓西部的西南暖濕氣流交匯(圖略)。

與此同時，850 hPa 江淮氣旋東移入海后加強，氣旋后部偏北急流攜帶冷空氣不斷影響，西北急流與西南暖濕氣流形成的冷式切變位于浙江中部，大暴雨發生在850 hPa 冷切變南壓過程中，浙江上空為南海輸送來的西南水汽、江淮氣旋帶來的海上水汽、華北冷空氣三支氣流相互交匯(圖4c)。29 日夜間，850 hPa 急流強度減弱，但急流帶形態變窄，雨帶位置與急流軸中心相對應，呈東北-西南向，隨著急流軸南壓而南移，其中02—05時，急流變窄導致風的垂直切變增大，雨帶增強；江淮氣旋繼續東移，其后部偏北風影響的主要是浙江東部沿海城市，而浙江中部偏西急流則維持18 m/s (圖4d)，02時之前東段雨帶位于切變北側，與顯著北風對應，西段雨帶位于切變南側。05 時以后急流減弱，鄱陽湖上有小擾動東移，雨帶轉成東西向，形成“列車效應”；30 日08—11 時，雖然急流減弱以偏西氣流為主，但其上有小擾動發展東移并不斷有弱冷空氣滲透，700 hPa 浙江西部有西北風和西南風輻合，降水維持，05—11時梅雨帶位于切變線南側。14時以后850 hPa轉為西北風，降水顯著減弱。因此，本次梅汛期暴雨過程主要是暖濕氣流疊置高空冷空氣滲透產生的強降水。

圖4 2020年6月29日20時200 hPa高度場(等值線，單位：dagpm)及急流(虛線，≥30 m/s)(a)、500 hPa高度場(單位：dagpm)(b)、850 hPa風場和高度場(c)和29日20時700 hPa急流(虛線，≥12 m/s)和海平面氣壓場(單位：hPa)(d)

4.2 水汽輸送分析

作水汽通量的經向剖面，發現在29 日20 時(大暴雨前)浙江中部上空500 hPa高度以下有顯著的水汽通量分布(圖5a)，中心強度為24 g/(cm·hPa·s)(800 hPa 附近)，35 °N 以南為完整的水汽通道，水汽大值區逐漸向高緯、高空伸展；30 °N 附近800 hPa 以下有強水汽通量散度的負中心存在，中心強度為-4×10-7g/(cm2·hPa·s) (900 hPa 附近)，800 hPa 以上為強水汽通量散度正中心，中心強度為 6×10-7g/(cm2·hPa·s) (650 hPa 附近)，高層水汽輻散強于低層水汽輻合，有利于近地層水汽源源不斷吸納進來，夜間850 hPa衢州市上空水汽通量散度持續輻合。30 日02 時(圖略)，水汽通量大值中心位于29 °N 附近，中心值仍為 24 g/(cm·hPa·s)，范圍有所減小；水汽通量散度中心位于29～30 °N 附近，隨高度先向北再向南傾斜，有三個強度中心，分別位于950 hPa、800 hPa、750 hPa高度。30日08時(圖5b)，水汽通量位置向低緯偏移、強度有所減弱，800 hPa高度上水汽通量中心值為16 g/(cm·hPa·s)，水汽通量散度中心隨之南移，有多個水汽輻合中心，最大強度增至-5×10-7g/(cm·hPa·s)、影響范圍明顯擴大，浙江中南部上空由低層到500 hPa 均為強負值區。以上分析表明，浙江中南部地區出現暴雨區，不僅需要大量的水汽輸送，還需要強烈的水汽輻合。

圖5 2020年6月29日20時(a)和30日08時(b)水汽通量(等值線，單位：g/(cm·hPa·s))和水汽通量散度(陰影，單位：10-7 g/(cm2·hPa·s))沿119 °E的經向垂直剖面

4.3 動力診斷分析

垂直速度是反映大氣垂直輸送的物理量，垂直螺旋度是描述大氣環境風場旋轉程度和運動強弱的特征量，因此都是反映大氣運動動力機制的重要指標[20]。由垂直速度的剖面可見(圖6a)，29日08:00—30 日20:00 時段內，對流層中低層呈現“+-+-”分布，29 日 20 時之前，650 hPa 以下為一致的正值區，對流層中低層以下沉運動為主，但此時由低層向中層逐漸出現負散度，650 hPa 以下為正垂直螺旋度區(圖6b)，中心強度為25×10-7hPa/s2，逐漸轉為有利于強降水的條件；20時以后450 hPa以下垂直速度為一致的負值區，最大上升運動中心位于600 hPa附近(-5 Pa/s)，750 hPa以下負散度區逐漸向高空延展，與此同時，垂直螺旋度轉為弱的負值區，與垂直速度配合并不是特別好。30 日02 時，700 hPa 以下垂直速度又轉為正值區，900 hPa以下有弱輻散出現，此時垂直螺旋度為零值附近，垂直輸送明顯減弱。30 日08 時，垂直速度有兩個負值中心，分別為700 hPa 附近(-6 Pa/s)和450 hPa 附近(-4 Pa/s)，即對流層整層為強烈的上升運動，而600 hPa 以下為較強的負散度區(輻合區)，600 hPa 以上為輻散區，而此時的垂直螺旋度為強的正值，強度中心為20×10-7hPa/s2(位于700 hPa)，浙江中南部上空為風向風速輻合運動中心，低值系統增強，垂直螺旋度、垂直速度與低空輻合高空輻散的配置良好，為浙江中南部地區暴雨提供了有利的動力條件。14 時以后700 hPa 以下仍為強的負散度區，700 hPa 處散度中心為-5×10-5s-1，而此時大氣層中轉為多個垂直速度正值中心，尤其是800 hPa以下有下沉運動中心，對應的垂直螺旋度為零值，表明低層大氣雖有輻合條件，但垂直輸送顯著減弱，這與14 時以后雨勢明顯減弱有較好的對應關系。

圖6 2020年6月29日08時—30日20時垂直速度(等值線，單位：Pa/s)與散度(陰影為輻合區，單位：10-5 s-1)(a)和垂直螺旋度(單位：10-7 hPa/s2)(b)的時間-高度剖面(剖面為119 °E，29 °N)

4.4 濕位渦診斷分析

4.4.1 濕位渦正壓項(MPV1)的垂直分布

為了揭示干冷空氣從高空向低空傳輸對強降水的影響，主要探究了濕位渦正壓項的垂直分布對浙中南暴雨的作用。沿著暴雨中心119 °E 作濕位渦正壓項剖面，29 日20 時暴雨發生前(圖7a)，30 °N 及以南 600 hPa 以下為一致的弱負值區，說明在對流層中低層為一致的弱對流不穩定區，600 hPa以上為正值區，其上受干冷氣流控制則為對流穩定區，這種配置有利于低層低值系統進一步發展。25～30 °N 之間 950 hPa 以下有兩個負值中心，分別為-1.0 PVU(30 °N)、-2.0 PVU(25 °N)，暴雨中心發生在 27～29 °N，偏離 MPV1 中心(29 °N)的負值區內。30～35 °N 有高值的 MPV1 從對流層中層向低層傾斜伸展，分別在500 hPa、700 hPa、900 hPa 附近形成 3 個強度中心，分別為-1.2 PVU、-0.6 PVU、-1.8 PVU；29 日 02 時暴雨期間(圖 7b)，30 °N 附近 500 hPa 以下轉為強負值區，700 hPa 中心強度為-1.4 PVU，30 °N 及以南對流層低層有強對流不穩定，表明強降水區上空為強的對流不穩定區。對流層高層(400 hPa)的高值MPV1 進一步向下延展至900 hPa 附近，從對流層高層至低層形成一個貫通穩定的傾斜傳輸帶，高值MPV1 向低層逐漸輸送，表明有氣旋后部冷空氣向低空傳輸堆積，侵入的冷空氣在低層形成冷墊，強迫暖濕氣流抬升，對流不穩定增強和潛熱能量釋放，從而觸發暴雨的發生發展。30日08時(圖略)，600 hPa 以下為負值區，30 °N 上空 MPV1 中心下壓至 750 hPa 附近(-1.4 PVU)，30 °N 以南850 hPa 為 0 PVU 區，暴雨發生在 MPV1 的正負過渡的零值區附近，并未出現在正渦度附近。由此可見，高值MPV1 從對流層中層向下傳輸侵入降水區，使降水區穩定度明顯下降，冷墊上的暖濕氣流抬升，觸發了不穩定能量釋放和潛熱加熱，從而對強降水起顯著的增幅作用，MPV1 的分布對暴雨落區有良好的示蹤作用。

圖7 2020年6月29日20時(a)、30日02時(b)濕位渦正壓項MPV1(單位：PVU)沿119 °E的經向垂直剖面圖

4.4.2 等壓面上濕斜壓項(MPV2)的水平分布

29 日 20 時(圖 8a)，30～34 °N 之間 600 hPa 以下為密集的等值線覆蓋，表明系統斜壓性增強，有兩個負值中心分別位于650 hPa 和900 hPa，強度分別為-0.6 PVU 和-1.0 PVU，說明 30 °N 以北低層垂直風切變較強，南側風切變較小；且負值區隨高度向北傾斜延伸，浙江中部地區(29 °N)為零值附近，反映了低空由于風向輻合產生了弱的暖濕氣流。30 日 02 時(圖 8b)，MPV2 負值中心南移、范圍縮小，浙江中部750 hPa 以下兩個強度中心均為-0.8 PVU，且兩個中心的高度均降低，本次大暴雨過程并未出現在強的斜壓中心，而是在其南側零值附近的弱正值區。30 日 08 時(圖略)，MPV2又向高空伸展至600 hPa，29 °N 附近等值線變密集梯度加大，暴雨出現在低層MPV2 的零等值線附近，說明大氣低層為弱大氣濕斜壓性和不強的風垂直切變，浙中西地區西南暖濕氣流也不強盛。

圖8 2020年6月29日20時(a)、30日02時(b)濕位渦斜壓項MPV2(單位：PVU)沿119 °E的經向垂直剖面圖

4.4.3 濕位渦演變與強對流降水機制

假相當位溫表征大氣熱力、濕度的綜合參量，其垂直分布反映了大氣中能量的分布狀況。為揭示暴雨的形成演變機制，研究冷空氣與濕位渦對暴雨的作用，制作了假相當位溫與濕位渦的剖面圖進行綜合分析。30 日02 時(圖9a)，暴雨區北側600 hPa 附近有一個θse低值中心(325 K)，表明此時有冷空氣從對流層中層侵入。在冷暖空氣交匯處等θse線非常密集，且與地面近乎垂直，說明30 °N 附近有很強的鋒區，浙江北部地區鋒生作用明顯，鋒區緩慢南壓，鋒區內斜壓性強，冷暖空氣對峙，有利于產生對流不穩定，從而增強降水，暴雨區上空等θse線呈漏斗狀下凹，有利于對流層中高層冷空氣沿等熵面下滑，較小的θse干空氣侵入到較大的θse暖濕空氣上空，導致對流不穩定顯著增強，大暴雨位于高能舌一側。30 日08 時，等值線密集區位置穩定少變，暖濕氣流在冷墊上不斷抬升觸發對流，而14 時等值線隨高度顯著南傾(圖9b)，浙中南一帶中低層受一致的冷空氣控制，降水趨于結束。由于濕位渦具有守恒性，異常高的MPV1區往往出現異常低的MPV2，所以冷空氣越強，斜壓性也越強，正壓濕位渦也就越小。MPV的高值中心位于θse密集帶上，大于-1 PVU，當θse線高度降低并南壓時，MPV 大值區也隨之降低和南壓(800 hPa 以下)。等θse線坡度越陡，高空干冷空氣向低層侵入越顯著，鋒區則越強，大氣斜壓性也越強，MPV 負值也越大，越有利于大范圍暴雨的產生。由此可見，高空干冷氣流呈傾斜的漏斗狀向低層侵入，帶動高空的高位渦向低層移動，與暖濕氣流交匯、對流不穩定加大，有利于強降水的維持，衢州市大暴雨位于渦度零線附近，而杭州灣附近降水發展與正渦度相對應，但東移南壓速度較快，累計雨量不大。

圖9 2020年6月30日02時(a)和14時(b)假相當位溫(等值線，單位：K)和濕位渦MPV(陰影，單位：PVU)沿119 °E的經向垂直剖面圖

4.5 中尺度對流云團活動特征

本次強降水過程主要影響時段是6 月29 日夜里到30 日上午，前半夜主要是浙江北部有分散的對流性降水，后半夜開始主要影響浙江中南部，零點前后衢州市開化縣開始有對流發展起來，降水效率很高。選取該時段內FY-2H 的云頂亮溫演變特征加以分析，發現30 日00—05 時為急流的觸發階段，急流在云團的后側激發出來，對流云為后向傳播。06—11 時為急流擾動發展階段，對流云團發展合并，上游江西鄱陽湖的東南側有兩個小擾動相配合，不斷有對流云發展并沿著700 hPa引導氣流東移，形成明顯的“列車效應”[27]。29 日20:00浙江北部和西部地區有多個對流云團發展(圖10a)，最低云頂亮溫約為-60 ℃，之后對流云團逐漸東移南壓并逐漸增強，云團尺度也逐漸擴展；23:00 左右麗水市和衢州市交界處發展成積雨云團(圖10b)，最大云頂亮溫為-70 ℃，說明此時此處云頂伸展高度較高，對流發展旺盛，該區域降水顯著增強。30 日02:00—04:00 積雨云有所減弱(圖10c)，TBB 減小；04:00 又再次顯著加強(圖10d)，形成一條相對完整的東北-西南走向的帶狀積雨云帶，橫跨整個浙江省，寬度150 km以上，06:00以前云帶位置都穩定少動，不斷有新的對流單體新生，降水效率高，浙江中部出現大范圍強降水。06:00以后，浙江東部對流云團移出，但浙江西部上游江西省仍有強對流云團發展并東移影響，“列車效應”現象維持，其中08:00 左右衢州、麗水、金華三市交界處云頂亮溫為-70 ℃(圖10e)，持續的對流云發展影響，使得這一帶出現暴雨到大暴雨天氣。10:00 以后積雨云團南壓(圖10f)，主要影響麗水市，13:00 對流云團減弱消散，云頂亮溫升高，降水強度減弱，以殘留的層狀云弱降水為主。

圖10 2020年6月29日20:00(a)、23:00(b)、30日01:00(c)、04:00(d)、08:00(e)、10:00(f)FY-2H云頂亮溫演變(單位：℃)

5 結 論

本次過程是一次江淮氣旋后部冷空氣影響形成的大暴雨過程，對500 hPa的冷空氣勢力預報偏弱，700 hPa 和 850 hPa 西風動量為主，ECMWF 和GFS 模式預報的降水也顯著偏弱，因而事先對其量級預估不足，對公眾預報和服務效果不佳。本文分析得出如下結論。

(1) 本次暴雨過程由多個天氣系統相互作用。500 hPa 中高緯為兩槽一脊環流形勢，東亞地區為寬廣的低槽，江淮氣旋后部不斷有冷空氣南下影響江南地區，200 hPa 南亞高壓西北側偏東風與西北氣流之間輻散區，高空強輻散和低空冷式切變輻合疊置，浙江省位于南亞高壓脊線北側，副熱帶高壓帶狀分布、梅雨鋒穩定，系統少動，降水效率高，雨帶與西南急流相對應，其上有小擾動，急流變窄雨帶增強，大暴雨發生在850 hPa冷切變南壓過程中。

(2) 本次過程水汽、動力和熱力條件相互配合。暴雨出現前，對流層中低層增濕顯著，水汽通量向高緯、高空延展，高層水汽輻散強于低層水汽輻合，有利于近地層水汽不斷吸納進來，而低層顯著的負散度先于垂直運動出現也對暴雨有預示作用；垂直螺旋度率先轉為有利于降水的條件，比垂直速度提前出現，發生暴雨時垂直螺旋度和垂直速度中心幾乎重合，垂直螺旋度減小時雨勢也減弱。因此水汽通量和垂直螺旋度對暴雨落區和強度有示蹤作用。

(3) 濕位渦理論和θse綜合分析，能較好地解釋本次大暴雨的形成、發展機制，是一次對流不穩定和斜壓不穩定引起、動力和熱力共同作用產生的大暴雨過程。大暴雨發生在MPV1 和MPV2 為正負過渡的零值區附近，對流不穩定和斜壓不穩定相結合區域，高空干冷氣流帶動高空的高位渦向低層輸送，低層鋒區增強、大氣斜壓性加大，增強了對流不穩定，從而引起顯著的降水增幅；而冷暖空氣交匯處等θse梯度很大，MPV 的高值中心即位于θse最密集處。

(4) 本次暴雨也同時受多個中小尺度對流系統影響，不斷有新的對流單體發展東移。江西一帶的兩個小擾動和急流脈動的配合下，850 hPa 冷式切變附近的降水云團不斷激發出來，多個塊狀對流云團合并為完整的帶狀積雨云團，降水云團出現“增強-減弱-再增強-減弱消散”階段，觸發階段對流云后向傳播，擾動發展階段對流云團合并過程，形成顯著的“列車效應”。

(5) 本次暴雨過程和“6.6”暴雨過程都是高空冷槽后部、江淮氣旋入海后冷切南壓過程中出現的強對流暴雨，但“6.30”低壓強度更強、冷空氣勢力也更強、系統南壓速度更緩慢，因此強降水持續時間更長、暴雨范圍更廣。