华南前汛期一次锋前暖区暴雨成因及中尺度对流系统分析

张兰，陈炳洪，张东，魏蕾，杨慧燕，余锐

(1.广州市气象台，广东 广州 511430；2.广东省气象台，广东 广州 510641；3.三水区气象局，广东 佛山 528100)

1 引 言

在东亚夏季风主雨带自南向北明显移动中，华南前汛期的暴雨期是在中国东部最先形成的降水期[1]。降水量占华南区域全年总量的40%～50%，甚至超过[2]，导致洪涝灾害，造成巨大的经济和人民生命损失，所以一直以来通过大型观测试验[3-6]、资料统计分析[7-9]和数值模拟[10-12]等手段对华南前汛期暴雨的大尺度环流、中尺度系统演变特征及其发生发展机理等方面的研究均受科学家与业务人员关注[13-15]。尤其是对暖区暴雨，其特点是在华南区域往往没有明显天气系统或者锋面位于降水以北至少200 km 以外的地区[16]，且各尺度数值预报模式难以预报[17-18]。通常情况下，暖区暴雨的触发与维持得利于环境热动力条件，包括对流有效位能大、对流抑制能量小、地面抬升指数低及中层垂直切变弱等[19-20]。统计表明，75%～80%的华南暴雨与低空急流有关，基本伴有低空西南急流发展或边界层急流加强[21-22]。此外，华南区域有利地形使得风速辐合抬升增强，引起局地中尺度对流触发发展[23-24]。浅薄冷空气在边界层内入侵，干冷气团倾入高湿区触发不稳定能量释放产生暴雨[25]。不仅如此，海陆风日变化造成的中尺度辐合线、阵风锋、海风锋等系统均是华南暖区暴雨触发、发展、消亡的重要机制[26-27]。

暖区暴雨是多尺度天气系统共同作用的结果，中尺度对流系统（MCS）是直接影响系统，与其降水效率和影响的持续时间直接相关[28]。当MCS快速移动时只会给局地带来小量级降水，反之缓慢移动或MCS 中的对流单体在固定区域重复通过时极易诱发间歇性的短时强降水，从而带来暴雨，引发洪涝灾害。华南暖区暴雨中的MCS 具有前向传播与后向传播特征，当雷达回波的平流方向与传播方向夹角小于90 °，则称为前向传播；当平流方向与传播方向夹角大于90 °，则称为后向传播[29]。由于后向传播相比于前向传播，MCS 的移动速度更慢，更容易形成“列车效应”（Echo Training Effects），导致强降水。Wang 等[30]对广东阳江一次大暴雨过程分析指出对流后向建立后不断向东北方向传播，是造成MCS 长时间维持的主要原因。2017 年广州“5·7”特大暴雨中高效低质心对流云团先后于花都、增城产生后向传播，且移动缓慢，造成新塘镇3 h 雨量达382.6 mm，破历史极值[24,31]。柯文华等[32]分析2010 年6 月超历史记录的强降水过程，李明华等[33]研究2018 年粤东极端强降水等均表明当MCS 产生后向传播，线状排列形成列车效应时，局地能产生较高甚至极端降水量。Luo等[34]对梅雨暴雨过程研究中，提出了新MCS 组织结构，为多雨带结构。此结构除了上述分析的在对流后向建立机制下，对流单体波列形成中β尺度雨带外，还存在多条中β尺度雨带沿着准静止MCS 向东南方向排列的“列车带”效应，即“雨带波列”。这种双列车效应结构在华南暖区暴雨的MCS中分析研究较少。

从短临预报角度分析，判定直接造成降水的MCS的生成、移动和类型等，准确及时发布短临预警信息是发挥气象防灾减灾第一道防线的关键举措。2020 年3 月27 日在锋面前端200 km 外发生一次持续超过15 h的暖区暴雨过程，而EC等主流数值预报模式预报降水开始时间较实况偏晚约10 h，致使预警决策等服务信息不够完美。此外降水过程出现三个MCS，但对流触发区域不同，且呈现不同的组织发展动态，包括前向或后向传播，期间发生多次对流单体与对流雨带的分裂与重组，形成双列车效应结构。所以深入分析此次典型锋前暖区暴雨MCSs错综复杂的变化特征，对进一步积累华南前汛期中尺度对流暴雨的认知和预报经验有重要意义。因此本文利用地面自动站降水数据、雷达资料、ECMWF-ERA5 地面和高空再分析场资料及中尺度CMA-GD 模式对此次暖区暴雨过程大尺度环流与中尺度对流系统组织特征和触发条件等方面进行分析，为暖区暴雨预报预警提供参考。

2 降水概况和大尺度环流特征

2.1 降水概况

降水从2020 年3 月26 日20 时（北京时间，下同）开始至28日02时结束，主要降水集中在27日。26 日20 时至27 日20 时累积降水（图1a，见下页）表明，影响广西与广东交界处的雨带呈东西带状，大于50 mm 的降水横跨广东肇庆、清远、广州、佛山及广西贺州、梧州等多个城市，共有584 站雨量超过50 mm，最大降水量为237.6 mm，出现在肇庆市封开县长安镇（三角形处）。

图1 2020年3月26日20:00—27日20:00累积降水(单位：mm) (a); 3月27日00:00—23:00短时强降水同站点发生次数(b)；怀集县岗坪站气象站(a图十字号处)(c)、佛山南海气象站(a图五星号处)(d)逐时降水量(单位：mm)

此次锋前暖区降水过程在华南区域维持15 h之久，但各时段降水强度和落区及各地降水的起始时间有明显差异。怀集岗坪气象观测站从27日03 时即出现超过30 mm/h 的短时强降水，停止4 h后降水再发生，直至27 日20 时。期间4 个时次出现短时强降水，这表明强降水期间新生对流不断发展致使降水强度间歇性增幅，图1b 为短时强降水在某站点发生次数，结果表明在肇庆市怀集县与贺州、梧州交界处（关键区域1），同一站点出现短时强降水次数达到4～5 次，肇庆市封开县至梧州一带（关键区域2），短时强降水次数达4～5 次的站点较关键区域1偏少，但均证明两个关键区域新生对流产生明显的“列车效应”，造成持续性的强降水。强降水自西北向东南移动，南海国家气象观测站从27 日17 时起开始记录到降水，比怀集县岗坪站出现降水时间稍晚。

2.2 大尺度环流特征

27日08—14 时（图2a、2b，见P700），冷高压中心从蒙古略南一带压至我国内蒙古上空，但锋面稳定维持在江西-湖南省中北部，距离对流系统超400 km，同时地面低槽逐渐发展，所以此次暴雨属于典型的华南暖区暴雨过程[16]。27 日14 时（图2c），在200 hPa高度场，南亚高压位于青藏高原南侧，北侧有一支西风急流，急流上有多个风速中心，华南区域位于高压急流辐散区域，为大暴雨提供高层抽吸作用；500 hPa 高度场上，西风槽槽线位于东北至华北平原西部，切断中心在贝加尔湖东部的低压带，贝加尔湖西部（80～95 °E）和东亚沿岸在中纬度为高压脊控制，即“两脊一槽”型，为华南前汛期雨季发生的有利环流形势之一。中低纬南支槽位于我国西南部，副高脊线稳定在20 °N以南，致使南支波动活跃并引导冷空气南下影响华南区域。27 日20 时（图2d），200 hPa 上的西风急流中心无明显移动，但范围略有扩大。500 hPa上南支槽缓慢向东移动，无明显减弱。850 hPa 水汽输送来源有两支，一支来自西太平洋东南水汽输送，另一支来自孟加拉湾西南急流携带的暖湿气流，两股气流在华南区域上空均达到风速12 m/s以上，尤其在27日14时（图2e），广西北部西南涡形成，为水汽稳定维持提供有利条件，27 日20 时（图2f）广西中北部及广东北部区域切变线形成并逐渐南压，为降水发生提供动力条件。两个时次850 hPa 假相当位温在粤西及广西上空一直存在中心值，达到350 K 以上，为大暴雨过程提供持续的热力不稳定条件。所以此次暴雨过程为华南前汛期典型的暖区暴雨，高低空配置且较长时间地稳定维持提供有利环流形势。

图2 海平面气压场：27日08时(a)、14时(b)(单位：hPa)；500 hPa位势高度场(等值线，单位：dagpm)、200 hPa风速(填色，单位：m/s)：27日14时(c)、20时(d)；850 hPa风场(单位：m/s)与假相当位温(填色，单位：K)：27日14时(e)、20时(f)

3 中尺度对流系统的发生发展

华南前汛期4—6月期间在弱天气或强强迫背景下，经常出现一类从华南西北向东南移动，伴随短时强降水、雷雨大风或冰雹等强对流天气的中尺度对流系统。此次暖区暴雨相继在111.3～112.8 °E，23.5～24.1 °N（关键触发区域1，以下简称1 区）和110.9～112.5 °E，22.9～23.5 °N（关键触发区域2，以下简称2 区）由三个中尺度对流系统MCSA、MCS-B 和MCS-C 造成，期间多次出现对流单体分裂与重组，产生前向与后向传播，形成显著“列车效应”与“列车带效应”，致使暖区暴雨持续超过15 h。那么多个MCS 的活动与组织方式具体是如何的？这里利用华南区域20部多普勒雷达资料分别对三次MCS进行详细分析。

由于此次雨带分裂与重组错综复杂，这里粗略根据雷达回波首次出现的时间进行划分，并将发展与移动较为一致的MCS分别定义为MCS-A、MCS-B 与MCS-C，具体演变分析如下：27 日05 时36 分，在1 区广西大桂山前贺州西部触发多个东北-西南向线状排列的中γ对流单体，最大回波强度在35 dBZ，快速向东移动，同时肇庆封开县与广西交界处出现单体雷暴，回波强度达60 dBZ，但呈现静止状态，局地发展。06 时54 分，线状对流排列的中γ尺度对流单体发展合并，形成β尺度长对流雨带并与封开县处单体雷暴再合并。07 时12分，再合并后的中β尺度雨带分裂，形成4 条南北向分布的中γ尺度对流单体组成的对流雨带，逐渐向东移（图3a）。08 时24 分，各条雨带中的对流单体发展加强，其中雨带1 加强且转呈东北向，雨带4 西部有新对流单体5 触发使其伸长，产生后向传播（图3b）。到了08 时48 分，雨带1～3 再次重组成为显著东北-西南向中β尺度MCS-A，缓慢向东南向移动（图3c），且MCS-A 前端开始产生中γ尺度对流单体，强度加强至55 dBZ 左右，产生前向传播。此外将呈分裂状态的雨带4和5看作为MCSB。09 时12—36 分，MCS-A 继续发展加强至对流最为旺盛期，怀集附近的雷达反射率大于50 dBZ(图3d～3e)，强回波造成怀集1 h 降水量达49 mm，但MCS-A 前向传播触发的中γ尺度对流单体加强后快速减弱，持续时间较短。另外，在MCS-A 西侧后端与MCS-B 前后端分别再次触发新对流单体8、6、7，MCS-A呈现后向传播，MCS-B同时呈现前向与后向传播。10 时，MCS-A 东南向移动中后端稳定性降水范围开始扩展，前端强回波中心造成广宁附近1 h 降水量23 mm。MCS-B 后端继续触发对流雨带9，如此南北向线状排列的对流单体组成的短对流雨带4、5、6、7 与9 再次重组，使MCS-B整体呈东西向（图3f），与MCS-A 合并。10时36 分—11 时（图3g～3i），MCS-A 东南向移动加强，中β尺度强对流中心回波强度持续维持50 dBZ 以上，没有明显减弱，后端稳定性降水范围持续扩大，发展至长约150 km、宽约80 km，但前端仍不断有中γ尺度对流单体产生。此时MCS-A 与MCS-B 再次分裂，但两个MCS内部多个短对流带又继续重组或发展。以MCS-B 为例，雨带6 发展成中心回波强度达50 dBZ 的雨带B1，雨带4 和5重组形成回波强度在40 dBZ 的雨带B2，雨带7 和9 重组形成多单体不规则排列的雨带B3。MCS-B中心强度超过45 dBZ 的对流元个数较10 时增多增强，尤其是11 时（图3i）雨带B1 南端回波强度从30 dBZ 加强至45 dBZ，造成封开县附近1 h 降水量达35 mm。MCS-B西部再次触发多个对流单体呈南北向排列的雨带B4，与B3 平行，发展过程与雨带5、7 类似。如此反复造成贺州同站点出现5次短时强降水，最大小时雨强超过60 mm，并造成其下游肇庆市封开县长安镇过程最大累积降水量237.6 mm。新对流单体从MCS-A 与MCS-B 前端东侧与尾端西侧分别触发，产生前向传播与后向传播。前向传播产生的对流单体发展强度弱且快速消亡，但后向传播产生的对流元发展显著并会与老对流向东移动，重复影响怀集与封开附近，产生明显的对流单体“列车效应”。此外，后向传播产生的多个对流单体呈南北向线状排列后形成对流雨带，多个对流雨带缓慢向东移动，形成此次暖区暴雨过程中第一个“列车带效应”。

图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)雷达组合反射率分布单位：dBZ；椭圆、方框及字母数字表示雨带。

11 时36 分—12 时24 分（图4a、4b），MCS-A 与MCS-B 再次重组演化成线状对流/层云伴随（TL/AS，Training Line/Adjoining stratiform）的形态[35]，但二者后端仍可触发新生对流单体。此外，12 时24 分可清晰显示距离MCS-B 南侧80 km 外的2区，广西梧州至封开县南部触发一条由中γ尺度对流单体南北向准线状排列的新对流带C1,组织结构与MCS-B 相似，定义为MCS-C。14 时24 分—17 时，雨带C1 东移后，产生后向传播，C2、C3、C4 新生对流雨带不断在关键区域2 处触发发展，C1 近乎平行。MCS-C 中各雨带相继经过下游德庆县附近，形成第一个“列车带效应”，造成连续4 h 超过20 mm 短时强降水、最大累积雨量116.6 mm 及8 级短时大风。12 时24 分，MCS-A 后向传播运动减弱，但前向传播运动使得在广州从化北部出现单体雷暴并逐渐发展成为东北-西南向线状对流带，13 时24 分线状对流带与MCS-A 剥离，远离MCS-A，向东北方向移动。

图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)雷达组合反射率分布单位：dBZ；椭圆、方框及字母数字表示雨带。

13 时36 分，MCS-A 与MCS-B 再次开始分裂，东北-西南向MCS-A 加速向东南向移动，MCS-B从东西向逐渐转东北-西南向，沿着MCS-A缓慢向东南移动，二者形成此次暖区暴雨中的第三个“列车带效应”。16—17 时，在MCS-A 向东南移动过程中，与MCS-C 中C1、C2 合并，MCS-B 与MCS-C中C3、C4 合并，合并后向东南沿海移动。期间，MCS-B 与MCS-C 仍存在后向传播，继续产生新对流雨带，并如老对流带运动相似，相继合并后影响华南区域。

可见，此次锋前暖区暴雨过程由MCS-A、MCS-B 与MCS-C 共同发展造成的。三次MCS 均存在后向传播运动，造成对流单体形成“列车效应”。MCS-A 与MCS-B 存在前向传播，但前向传播运动造成的对流体强度多数较于后向传播偏弱，且快速减弱或剥离主体MCS。此外，在多个近乎平行的南北向对流单体构成东西向雨带MCS-B，与MCS-C 分别产生的“列车带效应”及MCS-B 转为东南-西北向后与MCS-A 平行向东南沿海移动的“列车带效应”，均使得强降水发展与维持。

4 数值模式方案设计

为进一步研究大暴雨过程MCS 的发生发展，利用中尺度CMA-GD 模式对其进行数值模拟，使用分辨率为0.03 °。该模式属于非静力模式。试验选取的微物理过程是WSM6 方案，边界层物理方案是MRF 方案，长波辐射过程是RRTMG-LW方案，短波辐射过程是RRTMG-SW 方案并关闭积云对流参数化方案。

模式初边界资料采用ECMWF 全球分辨率模式提供的ECM 分析场，分辨率为0.125 °×0.125 °。模式起始经纬度为96 °E，16 °N，水平格点数目913×513，垂直层数为32 层，时间步长为60 s。积分时间为2020年3月26日20时—27日20时。

对比实况（图1a）与模式预报（图5）的24 h 累积降水，模式雨带的形态与实况较为一致，尤其是强降水中心。模式最大累积雨量为202.7 mm，较实况最大值略偏弱。图6 与图7 为模式预报09—20 时的雷达反射率。27 日09 时，贺州至怀集一带（与实况1 区）开始触发离散的对流单体并向东移动，逐渐组织发展（图6b、6c）成非线状多单体组织型。12 时（图6d），MCS-A 移至两广交界处，内部组织变得松散，但对流单体最大回波强度发展至55 dBZ。另外，广西贺州一带触发多条南北向平行排列的对流单体构成东西分布的MCS-B，并逐渐与前端MCS-A 合并发展（图6d、6e）。此后，MCS-A 与MCS-B 没有明显分裂或再重组。而在MCS-B 尾端西侧不断触发新生对流单体，产生后向传播，东移发展，与老对流合并形成一条中α尺度长的东北-西南向准线状MCSs（图7a～7d）。另外，15—16 时（图7a、7b）开始，MCS-A 前端开始触发新生对流（图7b紫色圆区），产生前向传播，发展东移中，与MCSs没有明显剥离。12 时起（图6d），梧州至怀集南部一带（与实况2 区对应）触发离散的新生对流单体，沿中层引导气流，发展向东北移动（图6e、6f），形成一条狭窄的中β尺度线状MCSC，13—15 时（图6e、6f、7a）与上游MCSs 先平行排列，16 时（图7b）起并入MCSs 后逐渐向东南沿海压进，对流最大中心强度增强至65 dBZ 且线状组织结构更趋明显（图7c～7f）。MCS-C 后部不断有对流单体触发（图7a、7b）、东移、合并，产生后向传播，与实况2处MCS-C演变相符，但强度偏弱。综合分析来看，模式虽然不能完全预报出相同强对流过程，如实况MCS-A 后向传播与MCS-B 前向传播机制及MCSs 多单体之间分裂与重组的频次等未能完美演变，且降水开始时间偏晚，但较成功预报出与实况相符的MCS-A 的前向传播、MCS-B及MCS-C 的尾端西侧不断有新对流触发以及向东移动合并发展加强的后向传播机制。同时，可以预报出多条东北-西南向雨带平行向东南向移动的“列车带效应”。以下利用高时空分辨率的模式输出，着重对与强降水有关的MCS 的触发与维持机制进行分析。

图5 CMA-GD模式3月26日20:00—27日20:00累积降水(单位：mm)

图6 09:00(a)、10:00(b)、11:00(c)、12:00(d)、13:00(e)、14:00(f)CMA-GD模式雷达反射率填色：单位dBZ，椭圆与方框表示雨带。

图7 15:00(a)、16:00(b)、17:00(c)、18:00(d)、19:00(e)、20:00(f)CMA-GD模式雷达反射率填色：单位dBZ，椭圆与方框表示雨带。

5 对流发生条件分析

首先是水汽条件，图8 为沿23.5 °N 水汽通量和风的垂直剖面。27 日12 时（图8a），950～850 hPa 之间以西到西南风为主，风速低于10 m/s，水汽通量较弱，对流触发区域的110～112 °E 之间水汽通量小于10 g/(cm2·s)。17 时（图8b），风速明显增大，南岭山脉南侧附近风速达18 m/s，水汽输送明显增大至18 g/(cm2·s)。此外，110 °E 以西近地层由偏南风转西南风且风速加大，110～112 °E 附近产生明显的风场辐合，偏北风场渗透至贺州至肇庆一带，促使对流触发。分析1 区中925 hPa、850 hPa 的纬向风、经向风及950～850 hPa 平均累积水汽通量随时间演变看出（图略），水汽通量从09时开始逐渐增大，18时达到最值18 g/s3，水汽源源输送，使得对流发展持续。

图8 27日12:00(a)、18:00(b)沿23.5 °N垂直剖面：水汽通量(填色，单位：g/(cm2·s)、风(风向杆)及风速(等值线，单位：m/s)

从层结稳定条件分析来看，27 日14 时起，经1区假相当位温θse的垂直剖面看出，θse高值区在925 hPa 附近一直维持，尤其是16 时，θse345 K 等值线伸入至850 hPa，暖湿条件充足（图11b）。500 hPa 以下θse随高度减小，为条件性不稳定层结。此外，计算降水1 区平均对流有效位能（Convective Available Potential Energy,CAPE）和对流抑制能量（Convective INitiation energy,CIN）（图9a）时间序列看到，1 区内CAPE 值从27 日08时开始呈线性增大趋势，27 日12 时与27 日16 时出现两次峰值，达到1 200 J/kg,说明低空急流加强，该区域的条件性不稳定明显增强，不稳定能量累积。04 时之前CIN 维持高值，接近峰值120 J/kg，此后逐渐下降，12 时前后CIN 值几乎为0，对流触发的抑制条件减弱。对比对流发展区域（110.5 °E，23.5 °N）处05 时（图9b）与14 时（图9c）探空曲线看出，状态曲线与层结曲线之间的CAPE在14 时明显增大，且自由对流高度从700 hPa 下降至950 hPa附近，说明对流在较小的扰动下即可触发。可见，伴随低空急流的加强，水汽和能量得到改善，同时为对流触发和发展提供有利的条件性不稳定和对流有效位能。

图9 1区内平均对流有效位能和对流抑制能量26日20:00—27日20:00时间序列(单位：J/kg) (a)；27日05:00(b)和14:00(c)(110.5°E，23.5°N)处探空曲线T-lop图

抬升机制是对流在有利的水汽和不稳定层结条件下得以触发的必备条件。通过27 日12 时和17 时雷达反射率、50 m、500 m 与1 500 m 风场分布的数值结果分析表明，1区处，50 m 风场在12时已存在明显的偏南风、东南风与弱偏北风的辐合（图10a），伴随自由对流高度降低与CIN 抑制能量减小，使得1区对流在地面触发，且12时500 m（图10b）与1 500 m（图10c）风场显示1 区域对流附近也分别存在南风风速与西南风风速的弱辐合，为对流抬升发展提供有利动力条件。2 区处，50 m与500 m 高度处风场为一致的偏南风，无明显风速辐合，而1 500 m 高度处对流2 区西南侧风速明显大于2 区内的风速，风速辐合使得2 区对流单体触发发展。17 时，1 区抬升条件加强，存在多条中尺度辐合线。50 m（图10d）高度处地面偏南风、东南风与明显偏北风在1区南侧辐合，偏南风继续北推与偏东风、偏北风在1 区北侧辐合，500 m（图10e）处偏南风与弱偏北风辐合，多条辐合线的有利抬升条件促使1区附近不断触发新对流单体，产生“列车效应”。而2 区此刻3 个高度处风场辐合信息均不显著，也是2区对流单体触发强度与频次弱于1 区的主要原因之一。14 时经过1、2 区关于垂直速度ω剖面，1 区最大垂直上升速度可达5 m/s，发展至500 hPa，远大于2区，抬升条件有利于对流发展维持，且前者在110.5～112 °E 850～600 hPa 之间存在明显的上升-下沉-上升交替波动特征，有利于“列车效应”下对流的传播[36]（图略）。

图10 CMA-GD模式27日12:00(a，b，c)与17:00(d，e，f)的50 m(a，d)、500 m(b，e)、1500 m(c，f)雷达反射率(填色；单位dBZ)、水平风场(单位：m/s)

6 中尺度对流系统结构特征分析

从前面实况与模式分析可知此次降水雨带由多条依次向东移动的中β尺度强对流带组成，并因“后部建立”和“前向传播”使得中尺度对流系统维持与发展。现通过模式资料分析中尺度对流系统后向与前向触发原因和基本结构特征。

雷达反射率大部分位于零度层高度（4.2 km，由14时梧州探空计算得到）以下，属于低质心高效率降水对流风暴。处于不同发展阶段的对流单体，在112.5 °E 东侧回波强度逐渐减弱，而在其西侧暖湿西南气流中不断触发并缓慢向东移动。

θse等值线显示高温高湿的西南暖湿气流的输送使得高θse不断向东北伸展，15—16 时（图11ab），θse高舌伸入至850 hPa 并东扩至112 °E 附近，且随着中层干冷空气入侵，17 时（图11c）低θse中心在700 hPa 附近，θse随高度减小，条件性不稳定层结稳定维持，为强对流触发发展带来充分的热力条件。从27 日14 时（图略）与15 时（图11a）风场纬向剖面看到，112.4 °E 附近925～850 hPa 上空为下沉气流，850 hPa 以上为偏西风场，342 Kθse等值线位于975 hPa以下，高空高温高湿条件一般。15 时近地面950 hPa 以下的偏东风较14 时增强，并于111.5 °E附近与偏西风辐合后产生上升气流。同时，15 时111.5 °E 附近850～700 hPa 西南气流加强，风速辐合形成上升运动，如此中低层和近地面上升气流的共同作用加强了从地面到高空的上升运动。上升气流在西风气流中向东移动，在112.0 °E 附近形成下沉气流，低层导致向西的出流，从而在111.5 ～112.0 °E之间形成中β尺度闭合的纬向次级环流E1。西南暖湿气流逐渐加强并在环流E1上升支一侧被抬升，倾斜上升运动使得凝结潜热释放，致使MCS-B 对流系统在111.5 °E 附近后部建立与发展。同样在112.0～112.5 °E 之间形成另一个中β尺度闭合的纬向次级环流E2，但112.0 °E附近西南暖湿气流并不明显，所以其附近形成的MCS-A 对流单体强度弱于111.5 °E 附近的。16—17 时（图11b、11c），110.5 °E 附近新触发对流单体，由于强降水拖曳作用，850 hPa 以下转为下沉气流（图11b三角指示处），在近地层向四周散开形成冷出流，17 时110.8 °E 附近冷池厚度接近800 m（图11c 三角指示处），与后部925 hPa 以上暖湿入流叠加，促使新对流单体的产生，即后向建立机制。同时，后向传播使暖区对流东移速度减慢，形成“列车效应”，造成降水长时间维持。如此来看，中β尺度闭合的纬向次级环流与冷出流均影响到中尺度对流系统的后部建立、维持与发展。

图11 15:00(紫色实线：次级环流) (a)，16:00(b)，17:00(c) CMA-GD模式经23.5 °N雷达反射率(填色，单位：dBZ)、假相当位温(等值线，单位：K)与风速(ω×10；单位：m/s)

为更清楚了解前向传播触发新生对流的机制，从15时温度场与地面流场看出（图12a），贺州至怀集及韶关北部区域产生MCSs后，形成多个冷池并且强度较14时（图略）明显增加。地面冷池中心气流向四周散开形成冷出流，暖湿气流由于受到南岭阻挡在山前堆积或转向偏西，与冷出流在南岭附近辐合（红色方框处），提供有利的动力抬升条件，MCSs 前端的罗壳山、滑石山附近触发新对流，形成前向传播（图12c）。经过24.3 °N 清远一带的雷达反射率、假相当位温与风场（图12b）可以看出,112～114 °E处的800～700 hPa及550～500 hPa中高层存在明显波动（紫色方框），促使新生对流垂直发展。此外，中层750～650 hPa 高度处相对干核区L卷入暖湿区N，条件性不稳定层结有所提高。在有利的近地层辐合与中层波动的动力抬升机制下，更多不稳定能量得以释放，前端新对流产生。

图12 CMA-GD模式27日15:00气温(填色，单位：℃，L为冷池)、地面风场(流场) (a)；经24.3°N雷达反射率(填色，单位：dBZ)、假相当位温(等值线，单位：K)与风速(ω×10；单位：m/s) (b)；地形与雷达反射率(c)

综上所述，MCSs的前向传播与后向建立的机制存在差异。暖湿气流受中β尺度次级环流上升支的抬升作用，引发新对流发生发展，形成对流的后向传播。由于强降水拖曳作用，850 hPa 以下转为下沉气流，形成冷出流，致使近地面出现800 m厚度的冷池并与后部925 hPa以上暖湿入流叠加，促使新对流单体的产生与维持，建立后向传播机制。而前向传播机制主要由于影响系统产生MCSs后地面形成冷池出流，与受南岭阻挡的暖湿气流辐合，提供动力抬升机制，造成前端对流触发。中高层动力波动条件与中层相对干冷空气卷入暖湿区分别造成前向传播新生对流的垂直发展与更多不稳定能量的释放，使得前向传播机制得以维持。

7 结 论

本文利用常规和非常规资料及再分析资料，结合高分辨率数值预报模式分析2020年3月27日华南前汛期出现的一次典型锋前暖区暴雨过程的环境条件、中尺度对流系统组织特征与触发发展条件，主要结论如下。

（1）暖区暴雨持续超过15 h，500 hPa高空槽、200 hPa 西风急流与锋前低槽等系统的有利配置且稳定少动是其暴雨长时间维持的重要原因。低空急流的持续增大为对流发生发展提供了有利的水汽和能量。

（2）此次暖区暴雨出现了三个中尺度对流系统MCS-A、MCS-B和MCS-C。随着自由对流高度降低与CIN 抑制能量减小及CAPE 增大，1 区MCS-A、MCS-B 对流在地面得以触发，而2 区1 500 m高度处风速辐合提供了动力条件。

（3）MCS-A 与MCS-B 呈现前向与后向传播，MCS-C 以后向传播为主。MCSs 除了形成“列车效应”外，MCS-B与MCS-C内部分别形成“列车带效应”，即存在多条多对流单体组成的南北向平行排列的短雨带先后沿着老对流雨带向东移动。降水期间，MCS-A 与MCS-B 多次分裂与重组，重组后转为线状对流/层云伴随的形态后再次分裂，呈东北-西南向平行排列向东南沿海移动，构成“列车带效应”。

（4）MCSs 的前向传播与后向建立的机制存在差异。暖湿气流受中β尺度次级环流上升支的抬升作用，引发新对流发生发展，形成对流的后向传播。同时由于强降水拖曳作用，下沉气流形成一定厚度冷池后并与暖湿入流叠加，也影响到对流的后向传播。而前向传播机制主要是MCSs 生成后在地面形成冷出流，与近地层偏南暖湿气流辐合使得对流在前端触发，中高层波动与相对干冷空气卷入暖湿区使得前向传播机制得以维持。

此次暖区暴雨过程存在复杂的MCS的分裂或重组，且模式预报降水开始时间较实况偏晚，为准确提供决策服务与及时发布预警信息造成困难。上述研究分析结果一方面对暖区暴雨中尺度对流系统组织特征与触发发展机制提供理论支撑，另一方面对主观订正数值模式预报提供参考依据。