酈敏杰 徐 娟

(杭州市氣象臺(tái)，浙江 杭州 310057)

天氣氣候研究

一次后向傳播強(qiáng)對(duì)流暴雨過程的綜合分析

酈敏杰 徐 娟

(杭州市氣象臺(tái)，浙江 杭州 310057)

利用多普勒雷達(dá)、風(fēng)廓線雷達(dá)以及NCEP 0.5°×0.5°再分析資料，對(duì)2013年6月24日發(fā)生在浙江北部、造成杭州嚴(yán)重城市內(nèi)澇的一次局地大暴雨過程進(jìn)行了分析，結(jié)果表明,大尺度天氣背景非常有利于強(qiáng)對(duì)流天氣過程發(fā)生；特殊的傳播路徑是造成局地大暴雨的主要原因；對(duì)流降水系統(tǒng)質(zhì)心低，40～55 dBz強(qiáng)度的回波是造成強(qiáng)降水的主要因子，邊界層輻合帶觸發(fā)的線狀風(fēng)暴具有明顯的突發(fā)性，強(qiáng)回波集中在近地面層，并長時(shí)間的停滯是單點(diǎn)大暴雨發(fā)生的重要原因。

后向傳播；強(qiáng)對(duì)流暴雨；邊界層輻合線

0 引 言

暴雨的研究和預(yù)報(bào)始終是氣象工作者關(guān)注的課題之一，由于每次暴雨過程的天氣尺度環(huán)流背景、中尺度強(qiáng)迫源的不同，且大尺度資料難以捕捉中-β尺度系統(tǒng)，因此造成中小尺度災(zāi)害性暴雨事件仍是當(dāng)前天氣預(yù)報(bào)中的難點(diǎn)，尤其是局地性突發(fā)性明顯的強(qiáng)對(duì)流暴雨過程。近年來，隨著多種探測手段的應(yīng)用和數(shù)值模式的發(fā)展，對(duì)暴雨中尺度系統(tǒng)的觸發(fā)機(jī)制、結(jié)構(gòu)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(fā)現(xiàn)特大暴雨和回波的后向傳播現(xiàn)象存在密切關(guān)聯(lián)[1]。孫繼松等人研究了大暴雨過程中降水回波的“列車效應(yīng)”傳播特征，認(rèn)為初始對(duì)流起源于地形強(qiáng)迫并造成的暖區(qū)內(nèi)中尺度輻合以及低空急流增強(qiáng)過程中的風(fēng)速脈動(dòng)[2]。王令等利用風(fēng)廓線雷達(dá)等多種資料分析了突發(fā)性局地強(qiáng)降水的物理機(jī)制，發(fā)現(xiàn)對(duì)流的發(fā)生發(fā)展和1 km以下的中尺度輻合中心有密切關(guān)聯(lián)[3]。程麟生等通過數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，特大暴雨與700 hPa上中-β尺度低渦生成和強(qiáng)烈發(fā)展直接關(guān)聯(lián)[4]。東高紅等研究了中尺度渦旋系統(tǒng)在強(qiáng)對(duì)流暴雨過程中的作用[5]。鑒于暴雨系統(tǒng)及其結(jié)構(gòu)的多樣性，且對(duì)造成暴雨的中尺度對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展及移動(dòng)變化規(guī)律等許多方面尚缺乏客觀認(rèn)識(shí)，因此對(duì)暴雨個(gè)例中尺度對(duì)流系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)還需繼續(xù)分析研究。

地處沿海的浙江省是暴雨及強(qiáng)對(duì)流天氣多發(fā)的省份，形成浙江暴雨的天氣類型繁多，包括了西風(fēng)帶和東風(fēng)帶的輻合系統(tǒng)，而東風(fēng)波系統(tǒng)水汽來源于東海，往往造成更為嚴(yán)重的強(qiáng)降水過程。發(fā)生在2013年6月24日的局地大暴雨過程是一次典型的強(qiáng)對(duì)流暴雨過程，暴雨落區(qū)較分散，但具有降水強(qiáng)度大、持續(xù)時(shí)間長、強(qiáng)降水落區(qū)后向傳播的特征?；夭ǖ囊苿?dòng)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(wěn)定少動(dòng)的情況。因此，本文利用NCEP 0.5°×0.5° 6 h間隔的再分析數(shù)據(jù)以及多普勒雷達(dá)、風(fēng)廓線雷達(dá)等探測資料揭示強(qiáng)降水發(fā)生發(fā)展的背景場和中尺度特征，旨在為此類強(qiáng)對(duì)流暴雨的預(yù)報(bào)提供有益參考。

1 降水特點(diǎn)概述

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

降水主要分為兩個(gè)階段(圖1b)，第一個(gè)階段發(fā)生在24日16—20時(shí)，其主要特點(diǎn)是短時(shí)雨強(qiáng)大、強(qiáng)度變化波動(dòng)顯著。以星橋站為例，該站16—17時(shí)雨強(qiáng)最大，達(dá)到82.7 mm·h-1，17—18時(shí)雨強(qiáng)仍達(dá)63.4 mm·h-1，具有明顯的中尺度對(duì)流系統(tǒng)活動(dòng)的特征；第二個(gè)階段發(fā)生在當(dāng)日20時(shí)后，降水逐漸平緩，雨強(qiáng)顯著減小，表現(xiàn)為鋒面穩(wěn)定性降水特征。5個(gè)站點(diǎn)地理分布基本呈東北—西南的近直線分布，可以看出，5個(gè)站點(diǎn)先后達(dá)到50 mm·h-1以上的雨強(qiáng)，強(qiáng)降水存在自東北向西南方向傳播的明顯特征。本文重點(diǎn)討論降水第一階段的中尺度對(duì)流系統(tǒng)結(jié)構(gòu)特征及其產(chǎn)生和傳播的機(jī)制。

圖1 6月24日14—23時(shí)累積雨量分布(a); 5個(gè)觀測站點(diǎn)的降水時(shí)序圖 (b)(單位：mm)

2 環(huán)境背景分析

利用NCEP 0.5°×0.5°資料計(jì)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(fā)機(jī)制、水汽條件、動(dòng)力熱力機(jī)制等方面揭示這次過程發(fā)生發(fā)展的環(huán)境場特征。

2.1 觸發(fā)機(jī)制和垂直運(yùn)動(dòng)

分析6月24日的流場演變，08時(shí)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(shí)況輻合線附近出現(xiàn)了分散性的弱降水；14時(shí)杭州灣一帶偏東氣流加強(qiáng)，30°N的輻合線加強(qiáng)為氣旋性環(huán)流，中心位于紹興地區(qū)，在輻合中心形成偏東氣流、西南暖濕氣流和偏北風(fēng)的匯集，在嘉興地區(qū)，形成明顯的偏東氣流和偏北風(fēng)的輻合，并且950 hPa的氣旋性環(huán)流中心位于嘉興地區(qū)(圖2a)。

沿120.5°E嘉興經(jīng)對(duì)流始發(fā)區(qū)作剖面(圖2b)，08時(shí)30°N的輻合層主要位于900 hPa以下，輻合區(qū)產(chǎn)生垂直上升運(yùn)動(dòng)至700 hPa，在其北側(cè)存在較明顯的下沉氣流；14時(shí)垂直上升氣流加強(qiáng)為斜升氣流，地面輻合中心略南移，輻合區(qū)隨高度向北傾斜，和嘉興地區(qū)在950 hPa的氣旋性渦旋相對(duì)應(yīng)，30°N的流場剖面顯示(圖略)，14時(shí)在上升運(yùn)動(dòng)區(qū)的近地面層有偏東氣流匯集進(jìn)入上升運(yùn)動(dòng)，在輻合區(qū)形成3股氣流的匯集，加強(qiáng)了上升運(yùn)動(dòng)，20時(shí)基本轉(zhuǎn)為偏東氣流控制。14時(shí)輻合線加強(qiáng)為渦旋，但仍出現(xiàn)在925 hPa以下的邊界層中，有兩個(gè)輻合中心，一個(gè)位于紹興地區(qū)，一個(gè)位于嘉興地區(qū)，和對(duì)流的始發(fā)區(qū)基本對(duì)應(yīng)。因此，邊界層的輻合中心或輻合線是形成對(duì)流的抬升觸發(fā)機(jī)制。

環(huán)境垂直速度和散度場的剖面圖，沿120.5°E的經(jīng)向剖面(圖3)和30°N的緯向剖面圖(圖略)，08時(shí)(圖2c)在輻合中心已經(jīng)出現(xiàn)上升運(yùn)動(dòng)，最大值達(dá)到-0.3×10-2hPa·s-1，在北側(cè)和東側(cè)伴隨明顯的下沉運(yùn)動(dòng)；散度場的輻合中心層次較低，集中在900 hPa以下；14時(shí)(圖2d)30°N南北有兩個(gè)輻合中心，位于嘉興的輻合層次低，但強(qiáng)度更強(qiáng)，從南至北出現(xiàn)大范圍的斜升氣流，垂直上升速度明顯增強(qiáng)，且擴(kuò)展到100 hPa，最大值達(dá)到-0.8×10-2hPa·s-1，高度出現(xiàn)在約600 hPa，其上升和下沉運(yùn)動(dòng)之間的梯度增強(qiáng)。可見，上升氣流在北側(cè)和東側(cè)明顯下沉，形成緯向和經(jīng)向次級(jí)垂直環(huán)流。有文獻(xiàn)[6]指出，次級(jí)環(huán)流上升支觸發(fā)的對(duì)流，一旦發(fā)展起來，通過凝結(jié)潛熱釋放的非絕熱加熱作用和垂直動(dòng)量輸送等可使急流加強(qiáng)及引起非地轉(zhuǎn)偏差，其結(jié)果是為對(duì)流提供一種自身傳播的機(jī)制。垂直輻合區(qū)從08—14時(shí)向上擴(kuò)展到700 hPa，寬度擴(kuò)展到118°E～121°E和29°N～31°N,低層有多個(gè)輻合中心和實(shí)況對(duì)流的始發(fā)區(qū)基本一致,說明輻合觸發(fā)上升運(yùn)動(dòng), 輻合層次越深厚,上升運(yùn)動(dòng)越強(qiáng)烈。實(shí)況強(qiáng)對(duì)流始發(fā)于14時(shí)左右,08時(shí)地面僅對(duì)應(yīng)分散性的弱降水，說明強(qiáng)對(duì)流天氣的發(fā)生需要較深厚的輻合層，有利于觸發(fā)強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)，形成一定的斜升氣流，利于強(qiáng)對(duì)流的持續(xù)。

圖2 6月24日14時(shí)(a)950hpa流場圖和14時(shí)(b)沿120.5°E經(jīng)對(duì)流始發(fā)區(qū)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(shí)(c)、14時(shí)(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(jīng)向剖面(箭頭表示流場)

圖3 6月24日14時(shí)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(shí)在30°N流場的輻合中心存在一定的水汽輻合，14時(shí)水汽輻合中心轉(zhuǎn)移到嘉興地區(qū)(圖3)，隨著上升運(yùn)動(dòng)的加強(qiáng)，水汽輻合向上擴(kuò)展到700 hPa；14時(shí)近地面層在嘉興地區(qū)出現(xiàn)偏東氣流和偏北風(fēng)的輻合，而950 hPa以下的水汽輻合中心位于嘉興地區(qū)。由此說明，出現(xiàn)在近地面層的偏東風(fēng)，雖然淺薄，但偏東氣流一方面提供了充沛的水汽環(huán)境，另一方面水汽凝結(jié)釋放潛熱進(jìn)而加強(qiáng)上升運(yùn)動(dòng)，而實(shí)況的大暴雨落區(qū)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(fēng)的輻合為隨后產(chǎn)生的強(qiáng)降水對(duì)流天氣提供了熱力動(dòng)力機(jī)制。

2.3 不穩(wěn)定特征分析

分析過程發(fā)生前后的對(duì)流指數(shù)(表1)，常用的對(duì)流指數(shù)Bcape(最佳對(duì)流有效位能，指最底層到200 hPa假相當(dāng)位溫最高氣塊抬升而算出的Cape)、Cape、Si、K、Li在08時(shí)已經(jīng)表現(xiàn)出明顯的強(qiáng)對(duì)流潛勢。杭州08時(shí)探空顯示，濕層深厚，整層接近飽和；850 hPa以下風(fēng)隨高度順轉(zhuǎn)有暖平流，以上則有冷平流，說明層結(jié)不穩(wěn)定，從風(fēng)切變的情況來看，整層風(fēng)切變較小，不利于雷暴大風(fēng)等強(qiáng)對(duì)流天氣的發(fā)生。Cin表示抑制能量，08時(shí)存在一定的抑制能量，有利于能量在低層的聚集，對(duì)流發(fā)生在下午，可見08時(shí)的抑制能量是氣塊獲得對(duì)流潛勢必須超越的能量臨界值，氣塊抬升至自由對(duì)流高度約2 km以上，才能觸發(fā)形成強(qiáng)對(duì)流天氣，08時(shí)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(qiáng)了正浮力，打破抑制能量，導(dǎo)致上升運(yùn)動(dòng)的加強(qiáng)而觸發(fā)強(qiáng)對(duì)流天氣。

表1 主要對(duì)流指數(shù)發(fā)生前后的對(duì)比

3 中尺度結(jié)構(gòu)特征和后向傳播現(xiàn)象

上述分析表明，大尺度天氣背景非常有利于強(qiáng)對(duì)流天氣過程發(fā)生。然而，僅僅依靠大尺度動(dòng)力抬升造成的系統(tǒng)性降水一般較平穩(wěn)，從其第一段降水特點(diǎn)看，其對(duì)流降水特征非常明顯。因此，有必要進(jìn)一步分析其大尺度背景下中尺度結(jié)構(gòu)特征。

3.1 雷達(dá)回波和風(fēng)廓線特征的對(duì)比分析

通過對(duì)比分析雷達(dá)回波和風(fēng)廓線VWP產(chǎn)品，發(fā)現(xiàn)嘉興地區(qū)始發(fā)的強(qiáng)降水回波之所以造成多個(gè)大暴雨中心，主要原因在于其對(duì)流回波的垂直結(jié)構(gòu)以及特殊的傳播路徑。從逐6 min雷達(dá)回波演變和幾個(gè)時(shí)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(duì)流降水系統(tǒng)質(zhì)心較低，40 dBz以上回波基本位于6 km以下，50 dBz的強(qiáng)回波基本位于4km以下，回波頂基本在12 km以下(圖4a)。16時(shí)開始，雷達(dá)回波顯示對(duì)流單體明顯向西南方向傳播，MCS承載層的平均風(fēng)為西南風(fēng)(圖4b)，其單體傳播方向與承載層平均風(fēng)方向相反，因而是后向傳播。

圖4 杭州雷達(dá)16:08回波強(qiáng)度(0.5°仰角)、強(qiáng)度剖面(2.6°，35.1 km～47.4°，72.6 km)疊加(a)、風(fēng)廓線VWP產(chǎn)品(b)

MCS后向傳播的重要意義在于它會(huì)延長強(qiáng)降水在一個(gè)地點(diǎn)的持續(xù)時(shí)間，進(jìn)而導(dǎo)致暴雨洪澇。Shi和Scofield研究結(jié)果表明：MCS后向傳播系統(tǒng)其MCS形成于上層風(fēng)較弱環(huán)境中，沒有正渦度平流或正渦度平流很弱的地區(qū)，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(shí)杭州探空?qǐng)D中顯示，中低層的風(fēng)切變和整層環(huán)境風(fēng)場都較弱，低層有暖平流；14時(shí)水汽通量的輻合軸正位于嘉興地區(qū)(圖3)，呈現(xiàn)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(dòng)，正好符合Shi和Scofield關(guān)于后向傳播系統(tǒng)的理論。

從風(fēng)廓線反演風(fēng)場的演變和回波的對(duì)比分析發(fā)現(xiàn)，回波的階段性演變和風(fēng)場的變化有較密切的關(guān)聯(lián)，尤其是回波的傳播階段，低層風(fēng)向的改變有一定的指示意義。本次過程基本經(jīng)歷了4個(gè)階段，第一階段12時(shí)以后，低層風(fēng)向的順轉(zhuǎn)，冷空氣的滲透階段，單點(diǎn)對(duì)流開始觸發(fā)；第二階段14:20起，風(fēng)場表現(xiàn)為低層冷平流的加強(qiáng)，2 km高度西南風(fēng)的突然增強(qiáng)，低層出現(xiàn)東南到東風(fēng)氣流影響，在1 km高度存在明顯的風(fēng)向切變，嘉興、桐鄉(xiāng)一帶短帶狀回波開始發(fā)展，回波停滯少動(dòng)，范圍不斷擴(kuò)大；第三階段16時(shí)起，低層風(fēng)向由東南風(fēng)逆轉(zhuǎn)為東北風(fēng)層次加厚，與1 km以上的西南風(fēng)接近180°的風(fēng)向切變，桐鄉(xiāng)一帶始發(fā)的對(duì)流單體開始向西南方向傳播，表現(xiàn)為窄帶回波的迅速發(fā)展，其強(qiáng)中心位于余杭，45 dBz以上的強(qiáng)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(fēng)向的順轉(zhuǎn)，隨著西北氣流的加厚，嘉興地區(qū)回波的明顯減弱，強(qiáng)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(jìn)而觸發(fā)對(duì)流，偏東氣流的加厚是對(duì)流加強(qiáng)及后向傳播開始的主要原因，低層風(fēng)場由東南風(fēng)逆轉(zhuǎn)為東北風(fēng)和1 km以上的西南風(fēng)接近180°的風(fēng)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(dòng)的重要原因。

有理論得知[10]，回波的“移動(dòng)矢量”等于由其中的每個(gè)對(duì)流單體近似沿風(fēng)暴承載層平均風(fēng)的移動(dòng)“平流矢量”和由于不斷有新的單體在系統(tǒng)的某一側(cè)不斷新生形成的“傳播矢量”之和，傳播矢量根據(jù)經(jīng)驗(yàn)大約與低空急流的方向相反，大小相等。當(dāng)環(huán)境為強(qiáng)氣流控制時(shí)，風(fēng)暴運(yùn)動(dòng)主要取決于平流，而當(dāng)對(duì)流層環(huán)境風(fēng)場較弱時(shí)，傳播對(duì)于風(fēng)暴運(yùn)動(dòng)起著主導(dǎo)作用。由08時(shí)杭州探空和風(fēng)廓線雷達(dá)資料可知環(huán)境氣流較弱，中低層均在10 m·s-1以下，因此，傳播對(duì)于風(fēng)暴運(yùn)動(dòng)起著主導(dǎo)作用，而傳播方向和低空氣流方向密切相關(guān)；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?；夭ǖ囊苿?dòng)矢量是西南風(fēng)和東北偏東風(fēng)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(dòng)緩慢或停滯少動(dòng)。

3.2 雷達(dá)回波的風(fēng)暴相對(duì)徑向速度分析

分析不同仰角的風(fēng)暴相對(duì)徑向速度，15時(shí)嘉興地區(qū)出現(xiàn)線狀風(fēng)暴，速度圖表現(xiàn)為逆風(fēng)區(qū)的存在，表明存在較大的風(fēng)切變，1 km以下基本為朝向雷達(dá)的偏東氣流，以上基本為離開雷達(dá)的西南風(fēng)，因此，從速度場進(jìn)一步證實(shí)了線狀對(duì)流發(fā)生在邊界層輻合帶中，且1 km上下的風(fēng)向接近180°。因此，結(jié)合風(fēng)廓線VWP雷達(dá)產(chǎn)品(圖4b)在近地層表現(xiàn)出的東北風(fēng)和中層的西南氣流反向的情況，以及風(fēng)廓線雷達(dá)資料在近地面層風(fēng)向的轉(zhuǎn)變，可以認(rèn)為近地層偏東至東北風(fēng)的出現(xiàn)和回波的后向傳播現(xiàn)象存在密切的關(guān)聯(lián)。

3.3 分鐘雨量和回波強(qiáng)度的關(guān)系

分析雨強(qiáng)最大的兩個(gè)站(星橋和德勝小學(xué))的5 min雨量與6 min回波強(qiáng)度的對(duì)比時(shí)間序列(圖5)，可以看出，兩個(gè)站點(diǎn)的降水效率非常高，5 min降水最大達(dá)到16～18 mm，10 mm以上持續(xù)25 min，0.5 km以下高度出現(xiàn)了50 dBz以上的強(qiáng)回波停滯近1 h。這次過程風(fēng)場切變主要出現(xiàn)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(kuò)展到高層；強(qiáng)回波集中在近地面層，并長時(shí)間的停滯，是單點(diǎn)大暴雨發(fā)生的重要原因。

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

4 結(jié) 語

通過NCEP資料、雷達(dá)、風(fēng)廓線儀等多種探測資料的綜合應(yīng)用，從大尺度背景環(huán)境到中尺度結(jié)構(gòu)特征兩方面共同揭示這次過程極端大暴雨出現(xiàn)的主要原因，得出以下幾點(diǎn)結(jié)論。

1)大尺度天氣背景非常有利于強(qiáng)對(duì)流天氣過程發(fā)生。近地面東風(fēng)氣流的匯入在嘉興地區(qū)形成強(qiáng)的水汽輻合中心，偏東氣流和偏北風(fēng)在邊界層形成輻合線提供了強(qiáng)對(duì)流觸發(fā)的動(dòng)力熱力機(jī)制。

2)局地大暴雨的雷達(dá)回波垂直結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為降水強(qiáng)回波質(zhì)心較低。本次過程中回波垂直結(jié)構(gòu)表明，對(duì)流屬于低質(zhì)心降水系統(tǒng)，效率很高，40～55 dBz強(qiáng)度的回波是造成強(qiáng)降水的主要因子，邊界層輻合帶觸發(fā)的線狀風(fēng)暴具有明顯的突發(fā)性，強(qiáng)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(dá)徑向速度和風(fēng)廓線產(chǎn)品共同證實(shí)了邊界層輻合線的存在，觸發(fā)于邊界層輻合帶中的線狀風(fēng)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(dǎo)回波的傳播，而對(duì)流風(fēng)暴承載層的平均風(fēng)為西南風(fēng)，因此，平流和傳播的合成結(jié)果導(dǎo)致回波向南移動(dòng)的分量很小，使得強(qiáng)回波在特定區(qū)域保持相對(duì)靜止長時(shí)間停滯,造成局地大暴雨。

[1] 鄭媛媛,張小玲,朱紅芳,等.2007年7月8日特大暴雨過程的中尺度特征[J].氣象，2009,30(2):2-8.

[2] 孫繼松,何娜,王國榮,等.“7.21”北京大暴雨系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)演變特征及成因初探[J].暴雨災(zāi)害,2012,31(3):218-225.

[3] 王令,王國榮,孫秀忠,等.應(yīng)用多種探測資料對(duì)比分析兩次突發(fā)性局地強(qiáng)降水[J].氣象，2012,38(3):281-290.

[4] 程麟生,馮伍虎.“98.7”突發(fā)大暴雨及中尺度低渦結(jié)構(gòu)的分析和數(shù)值模擬[J].大氣科學(xué),2001,25(4):465-478.

[5] 東高紅,韓素芹,劉一瑋,等.一次大暴雨過程中尺度渦旋系統(tǒng)特征分析[J].暴雨災(zāi)害,2013,32(2):97-104.

[6] 丁一匯.高等天氣學(xué)[M].北京：氣象出版社，1991:138-140.

[7] Shi J and R A Scofield.Satellite observed mesoscale convective system (MCS) propagation characteristics and a 3-12 hour heavy precipitation forecast index [M].NOAA techmemo,NESDIS 20.

[8] S F Corfidi,J H Merritt, and J M Fritsch. Predicting the Movement of Mesoscale Convective Complexes [J].Weather and Forecasting,1996,11:41-46.

[9] Charles A, DoswellⅢ, Harold E et al. Flash Flood Forecasting: An Ingredients-Based Methodology [J]. Weather and Forecasting,1996,11:560-581.

[10] 俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等.多普勒天氣雷達(dá)原理與業(yè)務(wù)應(yīng)用[M]. 北京：氣象出版社，2006:94-95.

2014-01-14