摘要：2022年6月26—29日長江中下游梅雨鋒雨帶南壓減弱，29日江西降水卻顯著加強，北部出現(xiàn)了一條窄而強的暴雨帶，南昌城區(qū)2h 降水超100mm，最大小時降水量113.2 mm，引發(fā)嚴重內澇。利用常規(guī)觀測、ERA5再分析、風云氣象衛(wèi)星和多普勒天氣雷達等資料分析南昌城區(qū)此次短歷時暴雨成因及中尺度特征和維持機制，結果表明：暴雨發(fā)生前江西850 hPa西南氣流顯著減弱，而水汽、能量卻增加，28日08∶00—29日08∶00南昌露點溫度、整層可降水量、總溫度分別由23.5℃、57.5 mm、76℃上升至26℃、69 mm、81℃，有利于對流性強降水發(fā)生發(fā)展；高層持續(xù)強輻散、600—800 hPa干冷空氣侵入、925—975 hPa邊界層急流增強導致水汽在邊界層強烈輻合等是暴雨主要成因；暴雨發(fā)生初期，贛東北對流回波具有明顯后向傳播特征，與贛西北東移回波在南昌合并快速發(fā)展，降水迅速增強，合并后強回波帶南側、西南側不斷有對流單體新生向東北方向移動匯入，造成強回波在南昌停滯少動；對流單體在冷池出流與環(huán)境大氣的輻合線上新生，贛東北、贛西北輻合線分別位于對流帶的西側、東側，兩條輻合線移動方向相反在南昌地區(qū)相遇致對流回波快速發(fā)展；回波發(fā)展使得冷池增強，冷池出流輻合抬升加強又促使回波發(fā)展，形成正反饋，是南昌強回波維持機制。

關鍵詞：短時強降水；傳播；合并；輻合線；暴雨

中圖分類號：P458.1+21.1"" 文獻標志碼：A""" DOI：10.12406/byzh.2022-145

Causes and meso-scale characteristics of the short-durationrainstrom in Nanchang on 29 June 2022

CHEN Yunhui， SHAN Jiusheng， LI Jie， CHEN Juan

（Jiangxi Meteorological Observatory，Nanchang 330096）

Abstract：With the Meiyu front rain belt weakened toward the south during June 26 to 29， 2022， the rainfall in Jiangxi was significantly strengthened on June 29. A narrow and strong regional rainstorm belt appeared in the north of Jiangxi， especially in the main urban area of Nanchang， where the rainfall for 2 h exceeded 100 mm （the maximum hourly rainfall was 113.2 mm）， which caused severe waterlogging. Based upon the conventional observation data， ERA5 reanalysis data， Fengyun meteorological satellite data， and Doppler weather radar data， this study attempts to analyze the causes， mesoscale characteristics， and maintenance mechanism of this short-duration rainstorm in the Nan- chang city. The results show that before the rainstorm occurred， the low-level （850 hPa） southwest jet in Jiangxi weakened apparently， while the water vapor and energy increased. From 08∶00 BT on the 28th to 08∶00 BT on the 29th， the dew point， the total precipitable water， and the temperature of Nanchang increased from 23.5℃ ， 57.5 mm， and 76℃ to 26℃ ， 69 mm， and 81℃， respectively， which led to the occur- rence and development of convective heavy precipitation. The sustained strong divergence at the upper-level， the intrusion of dry and cold air at 600-800 hPa ， and the strong convergence of water vapor in the boundary layer triggered by the enhancement of 925-975 hPa bound- ary layer jet were the main causes of the rainstorm. At the beginning of rainstorm， the convective echo located in northeast Jiangxi had obvi- ous backward propagation characteristics. It combined with the eastward echo of northwest Jiangxi in Nanchang and then developed rapidly. After the combination， new convective cells were generated continuously on the south and southwest sides of the strong echo zone， moving and converging to the northeast， resulting in the stagnation of strong echo in Nanchang. Convective cells were regenerated on the conver- gence line between the cold pool outflow and the ambient atmosphere. The convergence lines over the northeast and northwest of Jiangxi lo- cated on the west and east of the convection zone， respectively. The two convergence lines moved to the opposite directions and met in Nan- chang， leading to the rapid development of echo. The development of echo enhanced the cold pool， and the outflow of cold pool strengthenedthe rise of the warm and humid air that promoted the development of echo and formed a positive feedback， which was the maintenance mecha- nism of strong echo in Nanchang .

Key words： short-time heavy rainfall; propagation; combination; convergence line; rainstrom

引言

暴雨是江西主要氣象災害之一，往往造成洪水、內澇、山體滑坡等自然災害，給人民生命財產安全和社會經濟發(fā)展帶來嚴重威脅。江西暴雨發(fā)生最集中時段在每年6月中旬至7月上旬，屬于長江中下游地區(qū)梅雨期暴雨范疇。梅雨期暴雨是預報業(yè)務中的重點和難點，也是氣象研究重點方向之一（趙思雄等，2019）。梅雨期暴雨產生在中國南海季風涌、西太平洋副熱帶高壓（以下簡稱副高）、中高緯度冷空氣和青藏高原東部中尺度對流系統(tǒng)的配置條件下（張順利等，2002；趙曉琳等，2019），位于副高西側或北側邊緣，發(fā)生在梅雨鋒附近。梅雨鋒暴雨過程是梅雨期典型的暴雨類型。大量觀測分析表明，梅雨鋒上的暴雨有三類：β中尺度對流性暴雨、初生氣旋暴雨、梅雨鋒西端深厚高空低槽前部的持續(xù)性暴雨，其中β中尺度對流性暴雨最為主要，其范圍一般小于300 km，具有局地性、突發(fā)性及瞬時強度大等特點（張小玲等，2004）。中尺度對流系統(tǒng)往往是暴雨產生的直接影響系統(tǒng)（趙宇等，2017；梁紅麗等，2018；趙嫻婷等，2020），梅雨鋒上一些尺度為200—500 km的中尺度對流系統(tǒng)常引發(fā)暴雨，對流系統(tǒng)中存在更小尺度的對流體或對流線常與暴雨中心相聯(lián)系，因此分析中小尺度對流系統(tǒng)是提高梅雨鋒暴雨過程短臨預報預警服務效果的關鍵。

低空急流與中尺度對流系統(tǒng)的觸發(fā)和演變關系密切，是梅雨鋒暴雨過程的重要影響系統(tǒng)（趙嫻婷等，2016；楊舒楠等，2017；張家國等，2018；黃治勇等2021），低空西南暖濕氣流加強和西南急流脈動，有利于暴雨增強和發(fā)展，低空急流加強常對應降水增強出現(xiàn)暴雨。2022年6月26—29日長江中下游梅雨鋒雨帶自北向南移動，暴雨強度和范圍逐日減小。28日江西北部出現(xiàn)分散性中到大雨，29日低空西南急流顯著減弱，與以往梅雨鋒暴雨不同的是，降水大幅增強，江西北部出現(xiàn)了一條窄而強的暴雨帶，在短時間內南昌普降大暴雨，主城區(qū)出現(xiàn)了嚴重內澇。數(shù)值模式和主觀預報29日降水量弱于28日，對暴雨范圍、強度預計嚴重不足。在低空西南急流大幅度減弱時降水卻持續(xù)增強，本文對此次短歷時暴雨的成因和中尺度特征及維持機制進行分析研究，以期加深對梅雨鋒暴雨的認識。

1資料說明

使用的資料包括：（1）歐洲中期天氣預報中心（Eu-ropean" Centre for" Medium-Range" Weather" Forecasts， ECWMF） ERA5再分析資料，空間分辨率為0.25°×0.25°、時間分辨率為1 h 。（2）2022年6月28日08∶00（北京時，下同）、20∶00南昌站探空資料。（3）由全球定位系統(tǒng)（Global Positioning System，GPS）信號和地面氣壓、氣溫計算的垂直積分水汽總量（Precipitable Water Vapor，PWV）。（4）江西省逐小時自動站氣象資料，包括小時降水量、氣溫、露點、風向、風速和海平面氣壓。（5）江西省景德鎮(zhèn)風廓線雷達探測數(shù)據(jù)。（6）南昌多普勒雷達數(shù)據(jù)。（7） FY-2H衛(wèi)星相當黑體亮溫TBB資料。

2降水實況

2022年6月28日白天，江西北部出現(xiàn)分散性中到大雨，20∶00降水停止。29日02∶00開始江西北部出現(xiàn)零散回波，降水逐漸在贛東北發(fā)展，05∶00開始降水增強，至20∶00在江西北部出現(xiàn)一條 NE-SW 暴雨帶（圖1a），南昌、宜春、景德鎮(zhèn)和上饒市北部等地59個氣象觀測站降水量超100 mm，以鄱陽縣珠湖聯(lián)圩站201.8 mm 為最大，159站降水量達50～100 mm；過程對流性強，出現(xiàn)了245站次超30 mm·h-1、53站次超50 mm·h-1的短時強降水。與江西大多數(shù)暴雨自西往東的移動特征不同，本次過程暴雨區(qū)自東北向西南移動（圖1b），且范圍逐漸擴大。

南昌市是此次過程的降水中心，主城區(qū)普降暴雨到大暴雨，東湖區(qū)、西湖區(qū)面降水量分別達154、151 mm。從五個代表站降水量的時間演變看（圖1c），強降水主要發(fā)生在9∶00—14∶00，大部分站點強降水持續(xù)2～3 h 。其中9站2 h降水量就超過100 mm、23站3 h超100 mm （以青山湖區(qū)雷式學校站153.6 mm為最大），南大前湖10∶20—11∶201 h 降水量達113.2 mm （圖1d）。連續(xù)幾個小時的集中強降水遠超城市管網排水能力，造成南昌市城區(qū)出現(xiàn)嚴重內澇，多處道路中斷，地鐵4號線部分區(qū)間關閉；全市受災人口19937人，造成較大的經濟損失和社會影響。

3環(huán)流背景和影響系統(tǒng)

2022年6月27—29日，長江中下游處于華北冷渦旋轉引導冷空氣南下和副高北側西南暖濕氣流交匯區(qū)域。29日08∶00（圖2），500 hPa華北冷渦和低槽逐漸東移，槽底位于湖南北部，588 dagpm等高線位于華東沿海，江西北部處于兩個大尺度天氣系統(tǒng)交匯區(qū)域；200 hPa南壓高壓脊線位于26°N，冷渦對應的槽前高空西南氣流強盛，江西北部處在西南風和西北風分流區(qū)、以及高空急流入口區(qū)右側，兩個區(qū)域重疊形成高層強輻散；850 hPa江南處于西南氣流中，風速6～8 m·s-1，在江西北部有輻合抬升形成的上升運動區(qū)；地面江西北部處低壓倒槽的南側。不同高度的影響系統(tǒng)疊加，使得江西北部已經具備形成一定強度降水的環(huán)流背景條件。

對比28、29日的天氣形勢，中高層環(huán)流近似，但低層西南風明顯減小，850 hPa南昌站28日08∶00、20∶00西南風速為19.5·1ms-、10.5·1ms-，29日08∶00為8 m·s-1（探空數(shù)據(jù)有誤，8 m·s-1為南昌雷達VWP產品1500 m數(shù)據(jù)）；ERA5再分析資料表明，江南地區(qū)西南風由14～20 m·s-1減弱至6～10 m·s-1（圖略），和探空觀測一致。此次過程發(fā)生在西南氣流北側輻合減小、垂直上升運動減弱的情況下，江西北部降水增強出現(xiàn)致災性暴雨，其形成條件及成因與不同尺度系統(tǒng)相互作用及中尺度系統(tǒng)的長時間維持密切相關。

4短歷時暴雨的形成條件

4.1水汽異常特征

Tian等（2015）研究表明，在我國中東部PWV為60mm 是短時強降水發(fā)生的充分條件，超過70 mm是大氣中極端的水汽條件。分析南昌站水汽、能量特征發(fā)現(xiàn)（圖3），地面露點溫度從28日08∶00的23.5℃上升至19∶00的26.5℃，上升了3℃，28日20∶00—29日08∶00維持在25～26℃，地面增濕明顯。PWV由28日08∶0057.5 mm 逐漸升高，20∶00達70.5 mm，到南昌降水發(fā)生前仍超過69 mm。暴雨前的露點溫度和PWV顯示南昌上空水汽變得充沛，有助于形成低的抬升凝結高度和增加暖云層厚度，提高降水效率。地面總溫度也有相似的特征，28日白天總溫度升高，幅度超過7℃，到暴雨發(fā)生前穩(wěn)定在81～82℃，具有高能量條件。地面露點、 PWV和總溫度增加，表明水汽、不穩(wěn)定能量在持續(xù)加強，是29日南昌及附近地區(qū)降水效率提高和對流性增強的有利條件。

4.2邊界層急流演變對短歷時暴雨的影響作用

取暴雨區(qū)上游區(qū)域（114.5°—117.5°E、27°—28.5°N）的風場平均，分析暴雨帶南側邊界層氣流變化特征（圖4a），分析可知，28日白天邊界層西南氣流快速減弱，到20∶00最小，和850 hPa西南氣流變化相同；不同之處是20∶00后975 hPa、950 hPa、925 hPa西南氣流逐漸加強，到06∶00達到最強，平均增幅達2～4 m ·s-1。景德鎮(zhèn)風廓線觀測結果與之相符，特別是在景德鎮(zhèn)強降水發(fā)生前的29日02∶00—05∶00，300—9000 m 高度西南急流躍增，從6～8 m·s-1增強至14～16 m ·s-1。28日08∶00—29日08∶00副高脊線西進，29日02∶00—08∶00副高脊線位于23°—24°N，脊線西進下沉氣流增強導致邊界層輻散加強，950 hPa風由偏南風轉為南側東南風北側西南風，反氣旋曲率增加，高度場適應風場，江南南部到華南位勢升高，江西位勢梯度加大，地轉風增強。對比950 hPa實際風和地轉風變化趨勢，28日17∶00以后地轉風增強，實際風20∶00開始增大（滯后3 h），兩者增強幅度有較好的對應關系；28日17∶00—20∶00、29日00∶00—04∶00地轉風大幅增加，對應28日20∶00—23∶00、29日03∶00—06∶00實際風增幅也較大；28日20∶00—29日00∶00地轉風減弱，但仍強于實際風，28日23∶00—29日03∶00實際風增速減小，01∶00—02∶00小幅下降。實際風和地轉風演變表明，邊界層西南急流發(fā)展可能主要由地轉風增強引起。

水汽通量散度的診斷表明（圖4b），28日白天水汽輻合主要在850 hPa以上，暴雨發(fā)生期間（29日04∶00—14∶00）水汽輻合集中在900 hPa以下，水汽輻合中心位于950 hPa，強輻合位于江西北部，中心位于南昌上空，表明邊界層至近地面的水汽輻合是暴雨出現(xiàn)主要貢獻者，水汽在邊界層強烈輻合是產生南昌短歷時暴雨的重要因素之一。29日14∶00以后，水汽輻合區(qū)抬升至850—600 hPa，南昌降水開始明顯減弱。

4.3對流層中低層干冷空氣侵入的增幅作用

分析發(fā)現(xiàn)，對流層中低層有干冷空氣侵入，也是導致南昌及附近地區(qū)出現(xiàn)短歷時暴雨的有利條件。經暴雨中心沿（113.75°E、32.75°N），（117.5°E、25.75°N）分別做假相當位溫（θse）、垂直速度、平行于剖面風場分量的高度-經度剖面，如圖5所示，華北冷渦旋轉不斷引導中低層干冷空氣（低θse 區(qū)域）南下侵入江西北部，在江西北部有θse 密集能量鋒區(qū)，鋒區(qū)南下過程中加強并向低層擴展，疊加在江西北部邊界層356 K高θse 能量舌上，形成強的對流不穩(wěn)定和上升運動區(qū)，南昌附近850—750 hPa上升運動達到1.6 Pa·s-1，與邊界層風場輻合對應一致。500—300 hPa還有弱上升運動中心，與高空強輻散相對應，這種垂直方向上（850—300 hPa）深厚的對流運動為南昌大暴雨產生提供了強動力條件。與2016年6月19日江西西北氣流下典型大暴雨過程（鄭婧等，2016）對比發(fā)現(xiàn)，兩者均具有“高懸的低θse ”向南疊加在低層高θse 上空的特征，但“6.19”過程高空干冷位置更高，低層暖濕發(fā)展強烈，低層西南急流強且持續(xù)，低層暖濕和高層干冷對峙時間長，上升運動中心貫穿對流層低層到高層，而此次過程低層西南氣流弱，輻合主要在邊界層，因此需加強關注邊界層特征，以便減少此類非典型短歷時暴雨天氣的弱報或漏報可能性。

5中尺度系統(tǒng)特征及維持機制

5.1中尺度對流云團演變特征

利用FY-2H相當黑體亮溫（TBB）資料分析（圖6）可知，中尺度對流云團的合并發(fā)展是造成南昌短歷時暴雨的直接影響系統(tǒng)。產生南昌暴雨中尺度對流云團演變特征如下：（1）08∶00江西境內已有M1、M2中尺度對流云團，M1位于宜春北部，快速向東北方向移動，冷云頂中心位于云團東北部；M2位于上饒北部和景德鎮(zhèn)，其西南側邊界光滑梯度大，冷云頂向西南方向發(fā)展面積增大，中心溫度下降；M1、M2靠近，09∶00在南昌地區(qū)相連，10∶00合并形成M3，M3冷云范圍快速增大，-52℃范圍覆蓋南昌北部，云頂中心溫度低于-70℃（09∶00—10∶00下降超10℃），對應南昌降水快速增強。（2）11∶00 M3近橢圓并繼續(xù)發(fā)展，≤-60℃冷云面積達2×104 km2，冷云中心TBB達-80℃；M3西南部TBB梯度大，結構緊密，對流旺盛，強降水位于冷云頂中心和TBB密集帶之間，11∶00—13∶00南昌市主城區(qū)位于此區(qū)域，受其持續(xù)影響多站的小時降水超過50 mm。（3）13∶00宜春西部 M4迅速發(fā)展，向東北方向移動，于14∶00和M3在宜春東部合并，再度發(fā)展增強，致使強降水向西南發(fā)展，集中在宜春東部，南昌地區(qū)降水逐漸減弱。

5.2暴雨回波演變特征

6月29日凌晨有分散小塊狀對流回波在江西北部，并逐漸發(fā)展向西傳播；06∶00湖南境內有回波移入贛西北，兩塊回波相向而行并發(fā)展合并為一條對流回波帶。產生南昌短歷時暴雨的回波演變特征如下：（1）08∶01江西境內已有A、B兩條對流回波帶（圖7a），在相同氣流引導下，二條回波帶整體向東北方向移動。其中，位于宜春北部A塊回波，其東北方向不斷有新單體生成替換原有回波帶，向東北方向傳播；位于上饒北部和景德鎮(zhèn)地區(qū)B塊回波，西南側不斷有新生單體匯入，向西南方向傳播；兩者逐漸靠近，于09∶29在南昌地區(qū)合并，之后快速發(fā)展，組成帶狀對流C，強回波帶變密實≥45 dBz強回波帶長約140 km，且強度增強（5～10 dBz），最強回波超60 dBz （圖7b）。（2） C塊回波在其南側不斷激發(fā)新生單體，10∶22發(fā)展出兩條強度≥60 dBz的強回波短帶，持續(xù)影響南昌市主城區(qū)（圖7c）；兩條強回波短帶南側不斷有對流單體匯入，強回波范圍加大，10∶40融合在一起，≥60 dBz尺度增大，至11∶21前強回波在南昌市主城區(qū)停滯少動，≥60 dBz強回波在主城區(qū)影響時間超過1 h，致使南大前湖滑動1 h 降水量達113.2 mm；11∶32 C塊回波緩慢南壓和合并，并逐漸移出南昌主城區(qū)，其東段強度開始減弱，45 dBz以上回波不再連續(xù)分布（圖7d）。（3）12∶19 C塊回波仍具后向傳播特征，在其西南方向不斷有對流單體匯入、合并和增強，逐漸演變?yōu)镃的主要對流部分，但組織化發(fā)展程度有所減弱；C塊回波東段減弱為層狀云回波，中段強回波較分散。（4）13∶47宜春西部有對流回波D （圖7e）新生發(fā)展，向東北方向移動，于13∶47和西進的C塊回波在宜春東部合并為E，強度再度增強，致使強降水回波整體向西南發(fā)展（圖7f）；東部回波明顯減弱。

5.3暴雨回波增強與維持機制

A、B兩塊雷達回波傳播方向相反，致使兩者在南昌上空合并，下面探討它們在相同引導氣流條件下傳播方向截然相反以及回波合并后發(fā)展增強的原因及其在南昌主城區(qū)穩(wěn)定的機制。

（1）對流風暴新生單體方向指示風暴傳播方向，對流單體傾向于在對流風暴外流邊界造成的邊界層輻合線上新生（俞小鼎等，2006）。29日09∶000.5°徑向速度圖顯示，回波A東北側有出流形成的輻合線（圖8a中黃色實線），地面對應風暴冷池西北風出流和環(huán)境偏南風形成的切變線（圖9a），對流單體在輻合線上新生，致使A向東北方向傳播；回波 B西南側有出流形成的輻合線（圖8a藍色實線，圖8b黑色實線），地面對應風暴冷池東北風出流和環(huán)境偏南風形成的切變線，對流單體在輻合線不斷被觸發(fā)生成，使 B向西南方向傳播。 A輻合線位于其東側，B輻合線位于其西側，導致兩者傳播方向相反，因此在南昌附近合并增強。

（2）09∶29 A、B 兩塊回波合并成 C，兩條輻合線合并為一條（圖8c黑色線），合并后，冷池出流加強，輻合線北側負速度增加（圖8c白色方框，負速度增加4 m·s-1），輻合線動力抬升加強，輻合線上回波快速發(fā)展，強度增強，中心超過60 dBz （圖8d白色方框）。C塊回波帶南側有輻合線新生（圖8c藍色線），這可能是因為兩塊回波合并后北側轉為一致的偏北氣流，截斷了偏南氣流北上，與其南側偏南氣流形成一條新的輻合線，對流單體不斷在此輻合線新生發(fā)展并匯入 C塊回波，導致其向南傳播，同時60 dBz回波范圍明顯增大。

（3）09∶53 C塊回波冷池出流增強，10 m·s-1負速度范圍增大，南側輻合明顯加強（圖8e黑線）；對應地面冷池合并（圖9b），1h負變溫加大（變溫中心從09∶00-1℃增加到10∶00-3℃），溫度梯度加大（鋒生），冷池增強致使出流的偏北風加大，南昌東北部風速由2～4 m·s-1增至6 m ·s-1。輻合和鋒生的加強，使得有對流單體新生與塊 C回波合并（圖8e、f），輻合線上形成一條長約100 km強降水回波帶（≥60 dBz）；回波帶緩慢向西南傳播，移動方向與回波帶長軸方向（SW-NE）基本一致，使得強回波在南昌城區(qū)較長時間維持，導致形成致災性強降水。

冷池出流強度主要由融化、蒸發(fā)過程、降水拖拽以及中層入流決定（劉香娥等，2012；陳明軒等，2017；徐珺等，2018）。選取C塊回波強盛時刻10∶22和剛合并時刻09∶23進行對比分析（圖10），發(fā)現(xiàn)回波演變和冷池之間作用關系密切，一是冷池增厚、出流速度增大，09∶23回波呈分散多中心，中心強度為55 dBz，45 dBz回波伸展高度5 km，單體垂直，此時冷池出流貼地，風速為-5～-1 m·s-1；10∶22強回波密實成片，有兩條≥60dBz短帶，50 dBz回波垂直伸展高度7 km，單體傾斜，此時冷池厚度達2～3 km，出流負風速中心＜-10 m·s-1。二是形成正反饋機制，C塊回波強盛階段，更高的回波伸展高度增大降落融化帶來降溫；60 dBz強回波表明降水粒子尺度與數(shù)密度大，降水拖拽更強，兩者共同導致冷池出流加大；冷池強度增強，更有利于增強與環(huán)境暖濕入流輻合，造成上升運動加強，使C塊回波發(fā)展增強；形成冷池增厚→出流加大→輻合增強→回波發(fā)展→冷池增厚的正反饋，這也是此次過程中南昌附近強降水的可能維持機制。

5.4雷達偏振參量對強降水的判識作用

差分反射率因子（ZDR）取決于降水粒子大小和形狀，差分相移率（KDP）其正值大小和扁平大水滴數(shù)量正相關性較好，是強降水的典型指標（張紅梅等，2021）。該過程中，南昌多普勒雷達偏振量表現(xiàn)出較顯著的降水異常性特征。

大直徑（≥3 mm）雨滴數(shù)濃度高。選取最強時刻10∶28進行分析，C塊回波南側兩條強回波短帶（圖11a），短帶南側有反射率因子梯度大值區(qū)，1.5°仰角有多條 ZDR 弧，ZDR 值達3～5.8 dB （圖11b），KDP 值達3～4.8°·km-1（圖11c），表明雨滴直徑大（≥3 mm）、數(shù)濃度高，利于出現(xiàn)強降水。

KDP柱與強降水中心吻合。10∶28經強回波中心做剖面（圖11d、e、f），反射率因子顯示存在三個對流單體，對應時段均造成50 mm·h-1以上強降水。分析發(fā)現(xiàn)，三個對流單體均有 ZDR 柱和 KDP 柱，ZDR gt;1 dB 區(qū)域伸展高度5～7 km，KDPgt;0°·km-1區(qū)域伸展高度6～9 km，均超過0℃。西側兩個單體 ZDR 柱貼近地面，表明大雨滴已下落。東側單體明顯懸垂，60 dBz回波范圍大且密實，ZDR柱和 KDP柱結構清晰強度強， ZDR中心＞5 dB，分布在1～5 km高度，KDP柱中心大于7°·km-1，位于1～3 km，與60 dBz強回波位置吻合。上述分析表明KDP柱與地面雨強中心非常吻合，這和 Snyder等（2017）研究結論一致。

6結論與討論

（1）此次過程發(fā)生在華北冷渦和副高外圍冷暖交匯的大尺度背景下，低層西南急流減弱，而南昌水汽、能量條件卻在增強，28日08∶00—29日08∶00南昌露點溫度、整層可降水量、總溫度由23.5℃、57.5 mm、76℃上升至26℃、69 mm、81℃，更有利于對流性降水。

（2）對流層高層有持續(xù)強輻散，干冷空氣從中低層南下，夜間邊界層急流增強，水汽在邊界層強烈輻合是暴雨產生的主要成因。

（3）回波具有明顯的后向傳播特征，強回波帶南側、西南側不斷有對流單體新生向東北方向移動，造成強回波在南昌停滯少動，產生南昌短歷時暴雨。

（4）回波演變和冷池之間作用關系密切，冷池增厚、出流速度增大，更有利于增強與環(huán)境暖濕入流輻合，造成上升運動加強，使回波發(fā)展增強；形成冷池增厚→出流加大→輻合增強→回波發(fā)展→冷池增厚的正反饋機制。

本文對此次過程暴雨成因和中尺度特征進行了初步探討，發(fā)現(xiàn)其與江西典型的梅雨鋒暴雨發(fā)生機制有較大的不同，此次過程物理機制復雜，數(shù)值模式和預報員均弱報了此次過程，對此類過程的可預報性有待開展進一步分析。此外暴雨區(qū)下墊面性質復雜，有近4000 km2鄱陽湖水體、東西部均有主峰海拔高度超過1500 m的山脈（東部的黃山和懷玉山、西部的九嶺山和幕埠山）等，它們對產生暴雨的中尺度系統(tǒng)觸發(fā)、傳播、發(fā)展演變作用需要開展進一步研究。值得一提的是，南昌西側的梅嶺（海拔高842 m）南側降水較弱，形成了大暴雨V字型缺口，梅嶺的地形作用也有待進一步研究。

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（責任編輯唐永蘭）