華南前汛期一次鋒前暖區暴雨成因及中尺度對流系統分析

張蘭，陳炳洪，張東，魏蕾，楊慧燕，余銳

(1.廣州市氣象臺，廣東 廣州 511430；2.廣東省氣象臺，廣東 廣州 510641；3.三水區氣象局，廣東 佛山 528100)

1 引 言

在東亞夏季風主雨帶自南向北明顯移動中，華南前汛期的暴雨期是在中國東部最先形成的降水期[1]。降水量占華南區域全年總量的40%～50%，甚至超過[2]，導致洪澇災害，造成巨大的經濟和人民生命損失，所以一直以來通過大型觀測試驗[3-6]、資料統計分析[7-9]和數值模擬[10-12]等手段對華南前汛期暴雨的大尺度環流、中尺度系統演變特征及其發生發展機理等方面的研究均受科學家與業務人員關注[13-15]。尤其是對暖區暴雨，其特點是在華南區域往往沒有明顯天氣系統或者鋒面位于降水以北至少200 km 以外的地區[16]，且各尺度數值預報模式難以預報[17-18]。通常情況下，暖區暴雨的觸發與維持得利于環境熱動力條件，包括對流有效位能大、對流抑制能量小、地面抬升指數低及中層垂直切變弱等[19-20]。統計表明，75%～80%的華南暴雨與低空急流有關，基本伴有低空西南急流發展或邊界層急流加強[21-22]。此外，華南區域有利地形使得風速輻合抬升增強，引起局地中尺度對流觸發發展[23-24]。淺薄冷空氣在邊界層內入侵，干冷氣團傾入高濕區觸發不穩定能量釋放產生暴雨[25]。不僅如此，海陸風日變化造成的中尺度輻合線、陣風鋒、海風鋒等系統均是華南暖區暴雨觸發、發展、消亡的重要機制[26-27]。

暖區暴雨是多尺度天氣系統共同作用的結果，中尺度對流系統（MCS）是直接影響系統，與其降水效率和影響的持續時間直接相關[28]。當MCS快速移動時只會給局地帶來小量級降水，反之緩慢移動或MCS 中的對流單體在固定區域重復通過時極易誘發間歇性的短時強降水，從而帶來暴雨，引發洪澇災害。華南暖區暴雨中的MCS 具有前向傳播與后向傳播特征，當雷達回波的平流方向與傳播方向夾角小于90 °，則稱為前向傳播；當平流方向與傳播方向夾角大于90 °，則稱為后向傳播[29]。由于后向傳播相比于前向傳播，MCS 的移動速度更慢，更容易形成“列車效應”（Echo Training Effects），導致強降水。Wang 等[30]對廣東陽江一次大暴雨過程分析指出對流后向建立后不斷向東北方向傳播，是造成MCS 長時間維持的主要原因。2017 年廣州“5·7”特大暴雨中高效低質心對流云團先后于花都、增城產生后向傳播，且移動緩慢，造成新塘鎮3 h 雨量達382.6 mm，破歷史極值[24,31]?？挛娜A等[32]分析2010 年6 月超歷史記錄的強降水過程，李明華等[33]研究2018 年粵東極端強降水等均表明當MCS 產生后向傳播，線狀排列形成列車效應時，局地能產生較高甚至極端降水量。Luo等[34]對梅雨暴雨過程研究中，提出了新MCS 組織結構，為多雨帶結構。此結構除了上述分析的在對流后向建立機制下，對流單體波列形成中β尺度雨帶外，還存在多條中β尺度雨帶沿著準靜止MCS 向東南方向排列的“列車帶”效應，即“雨帶波列”。這種雙列車效應結構在華南暖區暴雨的MCS中分析研究較少。

從短臨預報角度分析，判定直接造成降水的MCS的生成、移動和類型等，準確及時發布短臨預警信息是發揮氣象防災減災第一道防線的關鍵舉措。2020 年3 月27 日在鋒面前端200 km 外發生一次持續超過15 h的暖區暴雨過程，而EC等主流數值預報模式預報降水開始時間較實況偏晚約10 h，致使預警決策等服務信息不夠完美。此外降水過程出現三個MCS，但對流觸發區域不同，且呈現不同的組織發展動態，包括前向或后向傳播，期間發生多次對流單體與對流雨帶的分裂與重組，形成雙列車效應結構。所以深入分析此次典型鋒前暖區暴雨MCSs錯綜復雜的變化特征，對進一步積累華南前汛期中尺度對流暴雨的認知和預報經驗有重要意義。因此本文利用地面自動站降水數據、雷達資料、ECMWF-ERA5 地面和高空再分析場資料及中尺度CMA-GD 模式對此次暖區暴雨過程大尺度環流與中尺度對流系統組織特征和觸發條件等方面進行分析，為暖區暴雨預報預警提供參考。

2 降水概況和大尺度環流特征

2.1 降水概況

降水從2020 年3 月26 日20 時（北京時間，下同）開始至28日02時結束，主要降水集中在27日。26 日20 時至27 日20 時累積降水（圖1a，見下頁）表明，影響廣西與廣東交界處的雨帶呈東西帶狀，大于50 mm 的降水橫跨廣東肇慶、清遠、廣州、佛山及廣西賀州、梧州等多個城市，共有584 站雨量超過50 mm，最大降水量為237.6 mm，出現在肇慶市封開縣長安鎮（三角形處）。

圖1 2020年3月26日20:00—27日20:00累積降水(單位：mm) (a); 3月27日00:00—23:00短時強降水同站點發生次數(b)；懷集縣崗坪站氣象站(a圖十字號處)(c)、佛山南海氣象站(a圖五星號處)(d)逐時降水量(單位：mm)

此次鋒前暖區降水過程在華南區域維持15 h之久，但各時段降水強度和落區及各地降水的起始時間有明顯差異。懷集崗坪氣象觀測站從27日03 時即出現超過30 mm/h 的短時強降水，停止4 h后降水再發生，直至27 日20 時。期間4 個時次出現短時強降水，這表明強降水期間新生對流不斷發展致使降水強度間歇性增幅，圖1b 為短時強降水在某站點發生次數，結果表明在肇慶市懷集縣與賀州、梧州交界處（關鍵區域1），同一站點出現短時強降水次數達到4～5 次，肇慶市封開縣至梧州一帶（關鍵區域2），短時強降水次數達4～5 次的站點較關鍵區域1偏少，但均證明兩個關鍵區域新生對流產生明顯的“列車效應”，造成持續性的強降水。強降水自西北向東南移動，南海國家氣象觀測站從27 日17 時起開始記錄到降水，比懷集縣崗坪站出現降水時間稍晚。

2.2 大尺度環流特征

27日08—14 時（圖2a、2b，見P700），冷高壓中心從蒙古略南一帶壓至我國內蒙古上空，但鋒面穩定維持在江西-湖南省中北部，距離對流系統超400 km，同時地面低槽逐漸發展，所以此次暴雨屬于典型的華南暖區暴雨過程[16]。27 日14 時（圖2c），在200 hPa高度場，南亞高壓位于青藏高原南側，北側有一支西風急流，急流上有多個風速中心，華南區域位于高壓急流輻散區域，為大暴雨提供高層抽吸作用；500 hPa 高度場上，西風槽槽線位于東北至華北平原西部，切斷中心在貝加爾湖東部的低壓帶，貝加爾湖西部（80～95 °E）和東亞沿岸在中緯度為高壓脊控制，即“兩脊一槽”型，為華南前汛期雨季發生的有利環流形勢之一。中低緯南支槽位于我國西南部，副高脊線穩定在20 °N以南，致使南支波動活躍并引導冷空氣南下影響華南區域。27 日20 時（圖2d），200 hPa 上的西風急流中心無明顯移動，但范圍略有擴大。500 hPa上南支槽緩慢向東移動，無明顯減弱。850 hPa 水汽輸送來源有兩支，一支來自西太平洋東南水汽輸送，另一支來自孟加拉灣西南急流攜帶的暖濕氣流，兩股氣流在華南區域上空均達到風速12 m/s以上，尤其在27日14時（圖2e），廣西北部西南渦形成，為水汽穩定維持提供有利條件，27 日20 時（圖2f）廣西中北部及廣東北部區域切變線形成并逐漸南壓，為降水發生提供動力條件。兩個時次850 hPa 假相當位溫在粵西及廣西上空一直存在中心值，達到350 K 以上，為大暴雨過程提供持續的熱力不穩定條件。所以此次暴雨過程為華南前汛期典型的暖區暴雨，高低空配置且較長時間地穩定維持提供有利環流形勢。

圖2 海平面氣壓場：27日08時(a)、14時(b)(單位：hPa)；500 hPa位勢高度場(等值線，單位：dagpm)、200 hPa風速(填色，單位：m/s)：27日14時(c)、20時(d)；850 hPa風場(單位：m/s)與假相當位溫(填色，單位：K)：27日14時(e)、20時(f)

3 中尺度對流系統的發生發展

華南前汛期4—6月期間在弱天氣或強強迫背景下，經常出現一類從華南西北向東南移動，伴隨短時強降水、雷雨大風或冰雹等強對流天氣的中尺度對流系統。此次暖區暴雨相繼在111.3～112.8 °E，23.5～24.1 °N（關鍵觸發區域1，以下簡稱1 區）和110.9～112.5 °E，22.9～23.5 °N（關鍵觸發區域2，以下簡稱2 區）由三個中尺度對流系統MCSA、MCS-B 和MCS-C 造成，期間多次出現對流單體分裂與重組，產生前向與后向傳播，形成顯著“列車效應”與“列車帶效應”，致使暖區暴雨持續超過15 h。那么多個MCS 的活動與組織方式具體是如何的？這里利用華南區域20部多普勒雷達資料分別對三次MCS進行詳細分析。

由于此次雨帶分裂與重組錯綜復雜，這里粗略根據雷達回波首次出現的時間進行劃分，并將發展與移動較為一致的MCS分別定義為MCS-A、MCS-B 與MCS-C，具體演變分析如下：27 日05 時36 分，在1 區廣西大桂山前賀州西部觸發多個東北-西南向線狀排列的中γ對流單體，最大回波強度在35 dBZ，快速向東移動，同時肇慶封開縣與廣西交界處出現單體雷暴，回波強度達60 dBZ，但呈現靜止狀態，局地發展。06 時54 分，線狀對流排列的中γ尺度對流單體發展合并，形成β尺度長對流雨帶并與封開縣處單體雷暴再合并。07 時12分，再合并后的中β尺度雨帶分裂，形成4 條南北向分布的中γ尺度對流單體組成的對流雨帶，逐漸向東移（圖3a）。08 時24 分，各條雨帶中的對流單體發展加強，其中雨帶1 加強且轉呈東北向，雨帶4 西部有新對流單體5 觸發使其伸長，產生后向傳播（圖3b）。到了08 時48 分，雨帶1～3 再次重組成為顯著東北-西南向中β尺度MCS-A，緩慢向東南向移動（圖3c），且MCS-A 前端開始產生中γ尺度對流單體，強度加強至55 dBZ 左右，產生前向傳播。此外將呈分裂狀態的雨帶4和5看作為MCSB。09 時12—36 分，MCS-A 繼續發展加強至對流最為旺盛期，懷集附近的雷達反射率大于50 dBZ(圖3d～3e)，強回波造成懷集1 h 降水量達49 mm，但MCS-A 前向傳播觸發的中γ尺度對流單體加強后快速減弱，持續時間較短。另外，在MCS-A 西側后端與MCS-B 前后端分別再次觸發新對流單體8、6、7，MCS-A呈現后向傳播，MCS-B同時呈現前向與后向傳播。10 時，MCS-A 東南向移動中后端穩定性降水范圍開始擴展，前端強回波中心造成廣寧附近1 h 降水量23 mm。MCS-B 后端繼續觸發對流雨帶9，如此南北向線狀排列的對流單體組成的短對流雨帶4、5、6、7 與9 再次重組，使MCS-B整體呈東西向（圖3f），與MCS-A 合并。10時36 分—11 時（圖3g～3i），MCS-A 東南向移動加強，中β尺度強對流中心回波強度持續維持50 dBZ 以上，沒有明顯減弱，后端穩定性降水范圍持續擴大，發展至長約150 km、寬約80 km，但前端仍不斷有中γ尺度對流單體產生。此時MCS-A 與MCS-B 再次分裂，但兩個MCS內部多個短對流帶又繼續重組或發展。以MCS-B 為例，雨帶6 發展成中心回波強度達50 dBZ 的雨帶B1，雨帶4 和5重組形成回波強度在40 dBZ 的雨帶B2，雨帶7 和9 重組形成多單體不規則排列的雨帶B3。MCS-B中心強度超過45 dBZ 的對流元個數較10 時增多增強，尤其是11 時（圖3i）雨帶B1 南端回波強度從30 dBZ 加強至45 dBZ，造成封開縣附近1 h 降水量達35 mm。MCS-B西部再次觸發多個對流單體呈南北向排列的雨帶B4，與B3 平行，發展過程與雨帶5、7 類似。如此反復造成賀州同站點出現5次短時強降水，最大小時雨強超過60 mm，并造成其下游肇慶市封開縣長安鎮過程最大累積降水量237.6 mm。新對流單體從MCS-A 與MCS-B 前端東側與尾端西側分別觸發，產生前向傳播與后向傳播。前向傳播產生的對流單體發展強度弱且快速消亡，但后向傳播產生的對流元發展顯著并會與老對流向東移動，重復影響懷集與封開附近，產生明顯的對流單體“列車效應”。此外，后向傳播產生的多個對流單體呈南北向線狀排列后形成對流雨帶，多個對流雨帶緩慢向東移動，形成此次暖區暴雨過程中第一個“列車帶效應”。

圖3 3月27日07:12(a)、08:24(b)、08:48(c)、09:12(d)、09:36(e)、10:00(f)、10:36(g)、10:48(h)、11:00(i)雷達組合反射率分布單位：dBZ；橢圓、方框及字母數字表示雨帶。

11 時36 分—12 時24 分（圖4a、4b），MCS-A 與MCS-B 再次重組演化成線狀對流/層云伴隨（TL/AS，Training Line/Adjoining stratiform）的形態[35]，但二者后端仍可觸發新生對流單體。此外，12 時24 分可清晰顯示距離MCS-B 南側80 km 外的2區，廣西梧州至封開縣南部觸發一條由中γ尺度對流單體南北向準線狀排列的新對流帶C1,組織結構與MCS-B 相似，定義為MCS-C。14 時24 分—17 時，雨帶C1 東移后，產生后向傳播，C2、C3、C4 新生對流雨帶不斷在關鍵區域2 處觸發發展，C1 近乎平行。MCS-C 中各雨帶相繼經過下游德慶縣附近，形成第一個“列車帶效應”，造成連續4 h 超過20 mm 短時強降水、最大累積雨量116.6 mm 及8 級短時大風。12 時24 分，MCS-A 后向傳播運動減弱，但前向傳播運動使得在廣州從化北部出現單體雷暴并逐漸發展成為東北-西南向線狀對流帶，13 時24 分線狀對流帶與MCS-A 剝離，遠離MCS-A，向東北方向移動。

圖4 3月27日11:36(a)、12:24(b)、13:36(c)、14:24(d)、15:24(e)、15:36(f)、16:00(g)、16:24(h)、17:00(i)雷達組合反射率分布單位：dBZ；橢圓、方框及字母數字表示雨帶。

13 時36 分，MCS-A 與MCS-B 再次開始分裂，東北-西南向MCS-A 加速向東南向移動，MCS-B從東西向逐漸轉東北-西南向，沿著MCS-A緩慢向東南移動，二者形成此次暖區暴雨中的第三個“列車帶效應”。16—17 時，在MCS-A 向東南移動過程中，與MCS-C 中C1、C2 合并，MCS-B 與MCS-C中C3、C4 合并，合并后向東南沿海移動。期間，MCS-B 與MCS-C 仍存在后向傳播，繼續產生新對流雨帶，并如老對流帶運動相似，相繼合并后影響華南區域。

可見，此次鋒前暖區暴雨過程由MCS-A、MCS-B 與MCS-C 共同發展造成的。三次MCS 均存在后向傳播運動，造成對流單體形成“列車效應”。MCS-A 與MCS-B 存在前向傳播，但前向傳播運動造成的對流體強度多數較于后向傳播偏弱，且快速減弱或剝離主體MCS。此外，在多個近乎平行的南北向對流單體構成東西向雨帶MCS-B，與MCS-C 分別產生的“列車帶效應”及MCS-B 轉為東南-西北向后與MCS-A 平行向東南沿海移動的“列車帶效應”，均使得強降水發展與維持。

4 數值模式方案設計

為進一步研究大暴雨過程MCS 的發生發展，利用中尺度CMA-GD 模式對其進行數值模擬，使用分辨率為0.03 °。該模式屬于非靜力模式。試驗選取的微物理過程是WSM6 方案，邊界層物理方案是MRF 方案，長波輻射過程是RRTMG-LW方案，短波輻射過程是RRTMG-SW 方案并關閉積云對流參數化方案。

模式初邊界資料采用ECMWF 全球分辨率模式提供的ECM 分析場，分辨率為0.125 °×0.125 °。模式起始經緯度為96 °E，16 °N，水平格點數目913×513，垂直層數為32 層，時間步長為60 s。積分時間為2020年3月26日20時—27日20時。

對比實況（圖1a）與模式預報（圖5）的24 h 累積降水，模式雨帶的形態與實況較為一致，尤其是強降水中心。模式最大累積雨量為202.7 mm，較實況最大值略偏弱。圖6 與圖7 為模式預報09—20 時的雷達反射率。27 日09 時，賀州至懷集一帶（與實況1 區）開始觸發離散的對流單體并向東移動，逐漸組織發展（圖6b、6c）成非線狀多單體組織型。12 時（圖6d），MCS-A 移至兩廣交界處，內部組織變得松散，但對流單體最大回波強度發展至55 dBZ。另外，廣西賀州一帶觸發多條南北向平行排列的對流單體構成東西分布的MCS-B，并逐漸與前端MCS-A 合并發展（圖6d、6e）。此后，MCS-A 與MCS-B 沒有明顯分裂或再重組。而在MCS-B 尾端西側不斷觸發新生對流單體，產生后向傳播，東移發展，與老對流合并形成一條中α尺度長的東北-西南向準線狀MCSs（圖7a～7d）。另外，15—16 時（圖7a、7b）開始，MCS-A 前端開始觸發新生對流（圖7b紫色圓區），產生前向傳播，發展東移中，與MCSs沒有明顯剝離。12 時起（圖6d），梧州至懷集南部一帶（與實況2 區對應）觸發離散的新生對流單體，沿中層引導氣流，發展向東北移動（圖6e、6f），形成一條狹窄的中β尺度線狀MCSC，13—15 時（圖6e、6f、7a）與上游MCSs 先平行排列，16 時（圖7b）起并入MCSs 后逐漸向東南沿海壓進，對流最大中心強度增強至65 dBZ 且線狀組織結構更趨明顯（圖7c～7f）。MCS-C 后部不斷有對流單體觸發（圖7a、7b）、東移、合并，產生后向傳播，與實況2處MCS-C演變相符，但強度偏弱。綜合分析來看，模式雖然不能完全預報出相同強對流過程，如實況MCS-A 后向傳播與MCS-B 前向傳播機制及MCSs 多單體之間分裂與重組的頻次等未能完美演變，且降水開始時間偏晚，但較成功預報出與實況相符的MCS-A 的前向傳播、MCS-B及MCS-C 的尾端西側不斷有新對流觸發以及向東移動合并發展加強的后向傳播機制。同時，可以預報出多條東北-西南向雨帶平行向東南向移動的“列車帶效應”。以下利用高時空分辨率的模式輸出，著重對與強降水有關的MCS 的觸發與維持機制進行分析。

圖5 CMA-GD模式3月26日20:00—27日20:00累積降水(單位：mm)

圖6 09:00(a)、10:00(b)、11:00(c)、12:00(d)、13:00(e)、14:00(f)CMA-GD模式雷達反射率填色：單位dBZ，橢圓與方框表示雨帶。

圖7 15:00(a)、16:00(b)、17:00(c)、18:00(d)、19:00(e)、20:00(f)CMA-GD模式雷達反射率填色：單位dBZ，橢圓與方框表示雨帶。

5 對流發生條件分析

首先是水汽條件，圖8 為沿23.5 °N 水汽通量和風的垂直剖面。27 日12 時（圖8a），950～850 hPa 之間以西到西南風為主，風速低于10 m/s，水汽通量較弱，對流觸發區域的110～112 °E 之間水汽通量小于10 g/(cm2·s)。17 時（圖8b），風速明顯增大，南嶺山脈南側附近風速達18 m/s，水汽輸送明顯增大至18 g/(cm2·s)。此外，110 °E 以西近地層由偏南風轉西南風且風速加大，110～112 °E 附近產生明顯的風場輻合，偏北風場滲透至賀州至肇慶一帶，促使對流觸發。分析1 區中925 hPa、850 hPa 的緯向風、經向風及950～850 hPa 平均累積水汽通量隨時間演變看出（圖略），水汽通量從09時開始逐漸增大，18時達到最值18 g/s3，水汽源源輸送，使得對流發展持續。

圖8 27日12:00(a)、18:00(b)沿23.5 °N垂直剖面：水汽通量(填色，單位：g/(cm2·s)、風(風向桿)及風速(等值線，單位：m/s)

從層結穩定條件分析來看，27 日14 時起，經1區假相當位溫θse的垂直剖面看出，θse高值區在925 hPa 附近一直維持，尤其是16 時，θse345 K 等值線伸入至850 hPa，暖濕條件充足（圖11b）。500 hPa 以下θse隨高度減小，為條件性不穩定層結。此外，計算降水1 區平均對流有效位能（Convective Available Potential Energy,CAPE）和對流抑制能量（Convective INitiation energy,CIN）（圖9a）時間序列看到，1 區內CAPE 值從27 日08時開始呈線性增大趨勢，27 日12 時與27 日16 時出現兩次峰值，達到1 200 J/kg,說明低空急流加強，該區域的條件性不穩定明顯增強，不穩定能量累積。04 時之前CIN 維持高值，接近峰值120 J/kg，此后逐漸下降，12 時前后CIN 值幾乎為0，對流觸發的抑制條件減弱。對比對流發展區域（110.5 °E，23.5 °N）處05 時（圖9b）與14 時（圖9c）探空曲線看出，狀態曲線與層結曲線之間的CAPE在14 時明顯增大，且自由對流高度從700 hPa 下降至950 hPa附近，說明對流在較小的擾動下即可觸發?？梢?，伴隨低空急流的加強，水汽和能量得到改善，同時為對流觸發和發展提供有利的條件性不穩定和對流有效位能。

圖9 1區內平均對流有效位能和對流抑制能量26日20:00—27日20:00時間序列(單位：J/kg) (a)；27日05:00(b)和14:00(c)(110.5°E，23.5°N)處探空曲線T-lop圖

抬升機制是對流在有利的水汽和不穩定層結條件下得以觸發的必備條件。通過27 日12 時和17 時雷達反射率、50 m、500 m 與1 500 m 風場分布的數值結果分析表明，1區處，50 m 風場在12時已存在明顯的偏南風、東南風與弱偏北風的輻合（圖10a），伴隨自由對流高度降低與CIN 抑制能量減小，使得1區對流在地面觸發，且12時500 m（圖10b）與1 500 m（圖10c）風場顯示1 區域對流附近也分別存在南風風速與西南風風速的弱輻合，為對流抬升發展提供有利動力條件。2 區處，50 m與500 m 高度處風場為一致的偏南風，無明顯風速輻合，而1 500 m 高度處對流2 區西南側風速明顯大于2 區內的風速，風速輻合使得2 區對流單體觸發發展。17 時，1 區抬升條件加強，存在多條中尺度輻合線。50 m（圖10d）高度處地面偏南風、東南風與明顯偏北風在1區南側輻合，偏南風繼續北推與偏東風、偏北風在1 區北側輻合，500 m（圖10e）處偏南風與弱偏北風輻合，多條輻合線的有利抬升條件促使1區附近不斷觸發新對流單體，產生“列車效應”。而2 區此刻3 個高度處風場輻合信息均不顯著，也是2區對流單體觸發強度與頻次弱于1 區的主要原因之一。14 時經過1、2 區關于垂直速度ω剖面，1 區最大垂直上升速度可達5 m/s，發展至500 hPa，遠大于2區，抬升條件有利于對流發展維持，且前者在110.5～112 °E 850～600 hPa 之間存在明顯的上升-下沉-上升交替波動特征，有利于“列車效應”下對流的傳播[36]（圖略）。

圖10 CMA-GD模式27日12:00(a，b，c)與17:00(d，e，f)的50 m(a，d)、500 m(b，e)、1500 m(c，f)雷達反射率(填色；單位dBZ)、水平風場(單位：m/s)

6 中尺度對流系統結構特征分析

從前面實況與模式分析可知此次降水雨帶由多條依次向東移動的中β尺度強對流帶組成，并因“后部建立”和“前向傳播”使得中尺度對流系統維持與發展?，F通過模式資料分析中尺度對流系統后向與前向觸發原因和基本結構特征。

雷達反射率大部分位于零度層高度（4.2 km，由14時梧州探空計算得到）以下，屬于低質心高效率降水對流風暴。處于不同發展階段的對流單體，在112.5 °E 東側回波強度逐漸減弱，而在其西側暖濕西南氣流中不斷觸發并緩慢向東移動。

θse等值線顯示高溫高濕的西南暖濕氣流的輸送使得高θse不斷向東北伸展，15—16 時（圖11ab），θse高舌伸入至850 hPa 并東擴至112 °E 附近，且隨著中層干冷空氣入侵，17 時（圖11c）低θse中心在700 hPa 附近，θse隨高度減小，條件性不穩定層結穩定維持，為強對流觸發發展帶來充分的熱力條件。從27 日14 時（圖略）與15 時（圖11a）風場緯向剖面看到，112.4 °E 附近925～850 hPa 上空為下沉氣流，850 hPa 以上為偏西風場，342 Kθse等值線位于975 hPa以下，高空高溫高濕條件一般。15 時近地面950 hPa 以下的偏東風較14 時增強，并于111.5 °E附近與偏西風輻合后產生上升氣流。同時，15 時111.5 °E 附近850～700 hPa 西南氣流加強，風速輻合形成上升運動，如此中低層和近地面上升氣流的共同作用加強了從地面到高空的上升運動。上升氣流在西風氣流中向東移動，在112.0 °E 附近形成下沉氣流，低層導致向西的出流，從而在111.5 ～112.0 °E之間形成中β尺度閉合的緯向次級環流E1。西南暖濕氣流逐漸加強并在環流E1上升支一側被抬升，傾斜上升運動使得凝結潛熱釋放，致使MCS-B 對流系統在111.5 °E 附近后部建立與發展。同樣在112.0～112.5 °E 之間形成另一個中β尺度閉合的緯向次級環流E2，但112.0 °E附近西南暖濕氣流并不明顯，所以其附近形成的MCS-A 對流單體強度弱于111.5 °E 附近的。16—17 時（圖11b、11c），110.5 °E 附近新觸發對流單體，由于強降水拖曳作用，850 hPa 以下轉為下沉氣流（圖11b三角指示處），在近地層向四周散開形成冷出流，17 時110.8 °E 附近冷池厚度接近800 m（圖11c 三角指示處），與后部925 hPa 以上暖濕入流疊加，促使新對流單體的產生，即后向建立機制。同時，后向傳播使暖區對流東移速度減慢，形成“列車效應”，造成降水長時間維持。如此來看，中β尺度閉合的緯向次級環流與冷出流均影響到中尺度對流系統的后部建立、維持與發展。

圖11 15:00(紫色實線：次級環流) (a)，16:00(b)，17:00(c) CMA-GD模式經23.5 °N雷達反射率(填色，單位：dBZ)、假相當位溫(等值線，單位：K)與風速(ω×10；單位：m/s)

為更清楚了解前向傳播觸發新生對流的機制，從15時溫度場與地面流場看出（圖12a），賀州至懷集及韶關北部區域產生MCSs后，形成多個冷池并且強度較14時（圖略）明顯增加。地面冷池中心氣流向四周散開形成冷出流，暖濕氣流由于受到南嶺阻擋在山前堆積或轉向偏西，與冷出流在南嶺附近輻合（紅色方框處），提供有利的動力抬升條件，MCSs 前端的羅殼山、滑石山附近觸發新對流，形成前向傳播（圖12c）。經過24.3 °N 清遠一帶的雷達反射率、假相當位溫與風場（圖12b）可以看出,112～114 °E處的800～700 hPa及550～500 hPa中高層存在明顯波動（紫色方框），促使新生對流垂直發展。此外，中層750～650 hPa 高度處相對干核區L卷入暖濕區N，條件性不穩定層結有所提高。在有利的近地層輻合與中層波動的動力抬升機制下，更多不穩定能量得以釋放，前端新對流產生。

圖12 CMA-GD模式27日15:00氣溫(填色，單位：℃，L為冷池)、地面風場(流場) (a)；經24.3°N雷達反射率(填色，單位：dBZ)、假相當位溫(等值線，單位：K)與風速(ω×10；單位：m/s) (b)；地形與雷達反射率(c)

綜上所述，MCSs的前向傳播與后向建立的機制存在差異。暖濕氣流受中β尺度次級環流上升支的抬升作用，引發新對流發生發展，形成對流的后向傳播。由于強降水拖曳作用，850 hPa 以下轉為下沉氣流，形成冷出流，致使近地面出現800 m厚度的冷池并與后部925 hPa以上暖濕入流疊加，促使新對流單體的產生與維持，建立后向傳播機制。而前向傳播機制主要由于影響系統產生MCSs后地面形成冷池出流，與受南嶺阻擋的暖濕氣流輻合，提供動力抬升機制，造成前端對流觸發。中高層動力波動條件與中層相對干冷空氣卷入暖濕區分別造成前向傳播新生對流的垂直發展與更多不穩定能量的釋放，使得前向傳播機制得以維持。

7 結 論

本文利用常規和非常規資料及再分析資料，結合高分辨率數值預報模式分析2020年3月27日華南前汛期出現的一次典型鋒前暖區暴雨過程的環境條件、中尺度對流系統組織特征與觸發發展條件，主要結論如下。

（1）暖區暴雨持續超過15 h，500 hPa高空槽、200 hPa 西風急流與鋒前低槽等系統的有利配置且穩定少動是其暴雨長時間維持的重要原因。低空急流的持續增大為對流發生發展提供了有利的水汽和能量。

（2）此次暖區暴雨出現了三個中尺度對流系統MCS-A、MCS-B和MCS-C。隨著自由對流高度降低與CIN 抑制能量減小及CAPE 增大，1 區MCS-A、MCS-B 對流在地面得以觸發，而2 區1 500 m高度處風速輻合提供了動力條件。

（3）MCS-A 與MCS-B 呈現前向與后向傳播，MCS-C 以后向傳播為主。MCSs 除了形成“列車效應”外，MCS-B與MCS-C內部分別形成“列車帶效應”，即存在多條多對流單體組成的南北向平行排列的短雨帶先后沿著老對流雨帶向東移動。降水期間，MCS-A 與MCS-B 多次分裂與重組，重組后轉為線狀對流/層云伴隨的形態后再次分裂，呈東北-西南向平行排列向東南沿海移動，構成“列車帶效應”。

（4）MCSs 的前向傳播與后向建立的機制存在差異。暖濕氣流受中β尺度次級環流上升支的抬升作用，引發新對流發生發展，形成對流的后向傳播。同時由于強降水拖曳作用，下沉氣流形成一定厚度冷池后并與暖濕入流疊加，也影響到對流的后向傳播。而前向傳播機制主要是MCSs 生成后在地面形成冷出流，與近地層偏南暖濕氣流輻合使得對流在前端觸發，中高層波動與相對干冷空氣卷入暖濕區使得前向傳播機制得以維持。

此次暖區暴雨過程存在復雜的MCS的分裂或重組，且模式預報降水開始時間較實況偏晚，為準確提供決策服務與及時發布預警信息造成困難。上述研究分析結果一方面對暖區暴雨中尺度對流系統組織特征與觸發發展機制提供理論支撐，另一方面對主觀訂正數值模式預報提供參考依據。