中尺度对流系统(MCS)的后向传播是指在相对于中尺度对流系统平流方向的上游地区不断有新的对流单体生成，即新的对流单体在系统平流的相反方向生成(Corfidi，2003)，Bluestein等(1985)根据雷达反射率因子特征研究飑线的发展过程时首先提出了后向传播的概念。后向传播、系统平流和系统移动方向的关系如图 1所示，系统平流方向和对流新生方向的合成矢量为系统总体的移动方向(Corfidi et al，1996)，图 1a和d为最常见的后向传播，新生单体在系统南侧(引导流的右后侧)不断生成，系统向东南或偏东方向移动，图 1b、c、e、f较为特殊，当系统平流方向指向东北时，其西侧和西南侧通常为冷区，不利于对流的新生，但在一些特殊情况下，如前期在系统北部还存在一个对流单体时，系统的北侧反而为冷区，新的对流单体易在系统的西侧和西南侧新生，在这种情况下，当后向传播速度的向西分量大于系统平流速度的向东分量时(如图 1e和f)，后向传播抵消了中尺度对流系统向东移动的平流分量，系统会产生向西的移动分量(如西北、西或西南)，称为系统的后向移动(Xie et al，1989)，文中研究的后向传播个例即属于图 1f型。根据之前学者的研究发现影响中尺度对流系统传播的机制有4种：(1)沿顺风切方向传播(Rotunno et al，1988)，(2)低层辐合造成的传播(Corfidi，2003)，(3)沿不稳定梯度的传播(Richardson，1999)，(4)边界层相互作用(Weaver，1979)。其中，后向传播通常由低层辐合所造成。

图 1 后向传播、系统平流和系统移动方向关系示意图Fig. 1 Relationship among the back-propogating，steering flow and system moving direction

图选项

对于后向传播中尺度对流系统的形成研究表明(Schumacher et al，2005)，其中一些前期存在边界(有时为锋面，但通常为前期对流留下的出流边界)，而另一些附近没有明显的边界，是由风暴自身产生的出流边界和冷池来维持，近地面冷池是由于风暴中降水蒸发冷却导致冷空气不断下沉扩展而形成的冷空气堆，下沉冷空气到达近地面向外流出与环境空气辐合形成风暴出流边界(即阵风锋)。

中国有一些对后向传播个例的研究：林宗桂等(2009)研究表明，后向传播是中尺度对流系统维持长生命期的主要有利因素，其中成熟后期的对流单体中下沉气流形成外流边界能产生二次触发；郑媛媛等(2009)对一次特大暴雨过程的分析指出，新的对流单体不断在西侧产生和发展，出现后向传播，导致强回波在特定区域保持相对静止状态，造成特大暴雨；陈明轩等(2013)通过对北京“7.21”特大暴雨中尺度对流系统的观测和模拟，为中尺度对流系统后向传播特征的机制分析提供了一定的依据。

由于后向传播抵消或近似抵消了中尺度对流系统的平流矢量，导致中尺度对流系统移动缓慢或呈准静止(如图 1f)，往往会造成局地的短时强降水，Schumacher等(2005，2006)在对极端强降水中尺度对流系统的组织和环境特征研究后指出，有两类组织结构出现频率高，其中一类就是后向新生/准静止的中尺度对流系统。对于后向传播中尺度对流系统导致的强降水落区和强度预报难度较大，因此，对其特征的研究有利于加深对该类天气过程的认识，提高对短时强降水的预报能力。

后向传播中尺度对流系统的观测研究多采用卫星云图、雷达反射率因子和地面自动站资料，对其结构特征和地面环境特征进行分析。观测和研究表明，灾害性对流天气与强的上升气流和下沉气流的发展密切相关，且与上升、下沉气流以及环境风切变的相互作用有关(俞小鼎等，2006)，了解风场精细的三维结构特征将有助于提高对强对流天气的监测和预警能力，目前，中外的研究中双多普勒风场反演技术已经成为研究中尺度对流过程三维风场结构的重要手段(Park et al，2009；庄薇等，2010；王俊等，2011；Potvin et al，2012a，2012b；潘玉洁等，2012；Murphy et al，2013；陶岚等，2014)。文中利用常规观测、雷达和地面加密自动气象站资料，并结合上海青浦和南汇两部雷达观测的径向速度资料反演得到的三维风场结构，对上海地区2013年9月13日发生的一次后向传播局地强降水和雷雨大风过程的成因及造成后向传播特征的机制进行分析和探讨。 2 过程描述

2013年9月13日午后到夜间，上海自东北向西南依次出现了短时强降水和雷雨大风，其中部分地区的降水量级达到了大暴雨标准。最强降雨时段为16—17时(北京时，下同)，上海市461个自动雨量测站中，最大小时雨量超过100 mm的有10个，其中小时雨量最大的为浦东新区南干线124 mm，13日12时—14日00时的12 h累计降水量分布如 图 2，降水中心位于市区及浦东—市区交界处，雨区呈东北—西南向分布，其中共有15个自动站雨量超过100 mm，最大雨量为147.3 mm(蓬莱公园站)，崇明、浦东、中心城区和松江还先后出现了8—10级雷雨大风，其中最大阵风34.0 m/s(12级)出现在位于上海市区东北部的复兴岛。大暴雨导致浦东及市区80多条段道路短时积水20—50 cm，晚高峰交通瘫痪，2条地铁线路因受潮发生故障。

图 2 上海地区(除崇明)13日12时—14日00时1 2 h累计降水量及站点分布(单位:mm)Fig. 2 Accumulated 12 h precipitation(mm)in Shanghai (excluding Chongming)from 12:00 BT 13 September to 00:00 BT 14 September 2013

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2013年9月13日08时卫星云图显示锋面云系呈东北—西南走向，覆盖华东地区北部(图略)，天气形势分析(图 3)显示，上海200 hPa上空为高空辐散区域，500 hPa上副热带高压较强，588 dagpm等值线位于江苏和安徽南部，上海位于副热带高压西北侧边缘，500 hPa低槽分别位于渤海至安徽北部一线和湖北至云南一线，且温度槽落后于高度槽，随着槽线的东移加深，槽前的西南气流与副热带高压边缘南到西南气流相互叠加造成一支强劲的西南急流，因此，在大尺度环境上具备了不稳定和上升运动条件，700 hPa上安徽南部和江苏中部有一支西南急流，对应700 hPa上为高湿区(T-T_d≤4℃)，华东中南部都处在850 hPa高湿区内。地面天气图上，与高空形式相对应，江淮流域存在一条静止锋。

图 3 2013年9月13日08时天气形势分析 (棕色箭头为700 hPa急流，蓝色箭头为5 00 hPa急流，紫色箭头为200 hPa分流区)Fig. 3 Synoptic situation map at 08:00 BT 13 September 2013(The brown arrow denotes the 700 hPa jet stream，and the blue arrow denotes the 500 hPa jet stream，the purple arrow denotes the 200 hPa diffluence area)

图选项

上海位于850 hPa高湿区内，低层水汽含量充沛，在降水集中的时段，上海地基GPS测得大气可降水汽量超过50 mm(图略)，处于高值区，特别是15时30分，上海市区的可降水量超过60 mm，为局地大暴雨提供了充足的水汽条件。 3.2.2 稳定度条件

从13日08时宝山站的探空曲线(图 4a)可以看到，抬升凝结高度(964 hPa)、对流凝结高度(903 hPa)和自由对流高度(830 hPa)均较低，9月10日起，上海连续4 d最高气温都在33℃左右，积累了大量不稳定能量，对流有效位能(1368 J/kg)和K指数(36℃)较高，沙氏指数为-2.5℃，抬升指数为-3.8℃，这些都表明上海当日的大气处于不稳定状态。0—6 km的水平风垂直切变高达14.54 m/s，850 hPa高度以下风向随高度呈顺时针旋转，表明低层有暖平流，850 hPa高度以上风向随高度呈逆时针旋转，有弱冷平流。温度与露点曲线自下而上呈喇叭口形，显示出上海当天上干下湿的特征，这种分布形式有利于雷雨大风的出现。

图 4 2013年9月13日宝山站探空曲线(a. 08时，b. 14时)Fig. 4 SkewT-lgp diagram at(a)08:00 BT and (b)14:00 BT 13 September 2013

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1 4时，大气对流条件有了进一步增强(图 4b)，对流有效位能增大至3608 J/kg，热力层结非常不稳定，700 hPa西南风增强至12 m/s，其湿度随之显著增大，0—6 km的风切变增强至19.27 m/s。根据14时探空资料，0℃层高度位于590.6 hPa(约4500 m)高度处。 3.2.3 对流单体初生阶段触发机制

根据上述分析，上海低层的水汽含量丰富且大气层结不稳定，只要有足够强度的抬升启动机制，就能触发不稳定能量释放，造成对流性天气，产生暴雨。槽前的系统性上升运动及200 hPa高空的辐散为强对流天气提供了大尺度环境背景，但强对流造成的暴雨通常是集中在几个小时内，降水时的垂直运动速度很大，是由中小尺度天气系统所造成的。

1 3日11时在上海北部崇明地区存在东北风和偏南风的切变线(图 5a)，因此，雷暴首先在崇明西部生成，并逐渐东移入海；到13时受前期雷暴的影响，上海北部转为一致的偏北风，与环境西南风形成辐合(图 5b)，受其触发作用影响，新的对流单体在原雷暴的西南侧生成。

图 5 2013年9月13日长三角自动站实况分析(a. 11时，b. 13时; 粗实线为风场辐合线)Fig. 5 Observation by the automatic meteorological stations over the Yangtze Delta at(a)11:00 BT and (b)13:00 BT 13 September 2013(The thick solid line denotes the wind convergence line)

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从45 dBz以上反射率因子的空间等值面分布可以看出强回波所处的高度及垂直伸展高度，以此来反映对流发展的强弱，从雷达回波随时间的演变来看，11时27分前后对流首先在崇明西部生成(图 6a)，此时45 dBz空间等值面的底层高度较高，空间范围较小，后逐渐向东偏北方向移动发展且逐渐向上下伸展(图 6b、 c、 d)，到13时31分在原回波的西南侧又新生一个对流单体并逐渐发展(图 6e)，而北部的对流单体发展到最强盛后逐渐减弱消散(图 6f、g)，到14时59分(图 6h)西南侧新生成的对流垂直伸展高，45 dBz空间等值面的底部高度较低，对流发展旺盛，在新生对流单体东南侧存在一条明显的东北—西南向的弱窄带回波(冷池出流边界造成的阵风锋)，此时为新生雷暴的发展初期，到15时58分回波已向西南方向传播(图 6j)，其垂直伸展程度变小，但空间范围扩大，准东西向呈弧状的弱窄带回波更加明显，并逐渐远离对流单体，此时为雷暴发展强盛期，到16时58分西南侧的对流有一定发展，而东北侧的对流则逐渐消散，即回波继续向西南方向传播(图 6l)，逐渐减弱并脱离对流单体，此时为雷暴减弱期。

图 6 不同时刻0.5°仰角的反射率因子及45 dBz以上反射率因子的空间等值面分布(红色圈内为阵风锋)Fig. 6 Radar reflectivity factor at 0.5° elevation and the spatial distribution of the 45 dBz( and the above) isosurfaces at the different times(The gust front in the red circle)

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图 7为0.5°仰角雷达观测到的30 dBz反射率因子等值线和阵风锋分布随时间的演变，15—16时高反射率因子区域的范围同时向东北和西南方向扩展，且整体向东南方向缓慢移动，16—17时，由于新生对流单体向西南方向的传播速率大于系统向东北方向的平流速率，导致高反射率因子区域向西南方向(与系统平流相反的方向)快速移动。图中还显示了阵风锋随时间逐渐向西南方向推进，从16时起阵 风锋中段的移动速度慢于其两侧的移动速度，呈明显的“ω”形，表明阵风锋的中段对应为强上升区，产生了类似气旋中心的特征。

图 7 0.5°仰角30 dBz雷达反射率因子等值线 和阵风锋分布随时间的演变Fig. 7 Time evolutions of the 30 dBz radar reflectivity factor contour and the gust front at the 0.5°elevation

图选项

图 2中显示了上海南汇(NH)和青浦(QP)两部雷达的空间分布，两部雷达呈准东西向分布，距离约为90 km，其中青浦雷达略偏北，适合于利用两部雷达的径向风资料联合反演三维风场。本研究采用美国国家大气研究中心(NCAR)提供的SPRINT(Sorted Position Radar INTerpolation)软件将雷达体扫数据从极坐标系插值到笛卡尔坐标系下(数据插值采用双线性插值法)，并对径向速度进行局地退模糊处理，然后选择两部雷达观测时间一致(差别小于3 min)的体扫数据进行三维风场的反演，反演采用NCAR的CEDRIC(Custom Editing and Display of Reduced Information in Cartesian Space)软件，反演原理参考Ray等(1978)。由于雷达观测为径向速度，在两部雷达连线附近观测到的径向风为接近平行的两个矢量，无法正确地反演出切向速度，因此在该区域内反演出的速度场不可信，应予以剔除。

风场反演的水平范围为以上海青浦雷达为中心的250 km×250 km矩形，水平分辨率为1 km，垂直方向为1—15 km，分辨率为0.5 km。 4.2.2 三维风场反演结果

图 8为双多普勒雷达反演得到的低层(1.5 km)和中层(5 km)水平风场分布。

图 8 双多普勒雷达反演的1.5 km(a、 c、 e、 g)和5.0 km(b、 d、 f、h)高度的风场(箭头，m/s) 和雷达反射率因子(色阶)(a、b.12时26分，c、d. 14时59分，e、f. 15时58分，g、h. 16时58分)Fig. 8 Reflectivity factor(shade) and wind(vector，m/s)retrieved from the dual-Doppler radar，a，c，e，g are at 1.5 km，and b，d，f，h are at 5.0 km.(a，b)12:26 BT，(c，d)14:59 BT，(e，f)15:58 BT，and (g，h)16:58 BT

图选项

1 2时26分(图 8a和b)崇明西部的对流单体低层存在偏南风和偏西风的弱辐合，而中层基本与环境的西南风场一致，且强反射率因子中心在中低层呈垂直分布，因此该风暴的生消非常迅速。

14时59分(图 8c和d)新生的对流单体具有强回波中心，且强反射率因子中心随高度向引导流下游(东北方向)倾斜，低层(1.5 km)强反射率因子中心对应着强的风场辐合中心，在辐合中心的东侧存在一个明显的气旋性环流，此气旋性环流垂直伸展高度从1.5 km至4.5 km(图略)，此时，中层(5 km)强回波的西侧存在一个明显的反气旋性环流，该时次气旋性和反气旋性涡旋的直径在6—8 km，从青浦雷达的径向风场观测上也可以看到此涡旋对(图 9b、d)，从而验证了风场反演的可靠性。这一对涡旋的出现与低层强辐合所造成的上升运动及环境场 低层风切变有关，Weisman(1993)在其模拟研究中指出，低层环境风切产生水平涡管，在垂直运动的作用下使得水平涡管发生倾斜，常常导致中低层产生明显的气旋和较弱的反气旋，形成双涡结构，从低层风场辐合来看，与12时26分相似，也存在偏南风和偏西风的辐合，同时还存在东北风和西南风的辐合，两条辐合线的交点处辐合最强，最有利于对流系统的新生。

图 9 14时59分青浦雷达0.5°(a、b)和1.5°(c、d)仰角的反射率因子(a、c. dBz) 和径向速度(b、d. m/s，白色圈为涡旋所在位置)Fig. 9 Reflectivity factor(a，c. dBz) and radial velocity(b，d. m/s)at the 0.5°(a，b) and 1.5°(c，d) elevation of the Qingpu radar at 14:59 BT(The white circles are the vortex locations)

图选项

到15时58分(图 8e和f)低层(1.5 km)强回波呈东北—西南的带状分布，在其西北侧存在一条西北风和东(东南)风的辐合线，且与强回波的带状分布平行，中层(5 km)的高反射率因子区域较低层偏向西南方向，表明在西南方向不断有新的对流系统生成，且中层的风场辐合线位于低层东北侧，具有前倾结构，16—17时是降水最为集中的时段，同时，低层回波西南侧仍存在东北风和西南风的辐合，两条辐合线的交点为辐合最强处。

1 6时58分(图 8g和h)强回波区域移入两部雷达的基线区域，该区域反演得到的风场不可信，因此在该区域内无风场反演结果输出，而在强回波区的东北侧(即15时58分时强回波区所在的区域)回波减弱，且低层(1.5 km)出现一个反气旋环流，中层(5 km)已转为与环境一致的西南风场，此结构的产生与降水产生的下沉气流有关。

根据前文分析，在14时59分反演得到的水平风场显示了低层强辐合和中低层的涡旋结构，在该时次沿对流传播方向(东北—西南向)及垂直于对流传播方向(西北—东南向)作垂直剖面，以此研究垂直速度的空间分布。

图 10a中直线AB显示了东北—西南向剖面 在水平面的位置，图 10b为对应垂直剖面上的风场分布，其中，A为西南侧端点，B为东北侧端点，从风场的分布可以看到，分别存在一个垂直上升和下沉的区域，其中下沉运动是由于降水粒子蒸发和拖曳所导致，上升运动由下沉辐散气流和环境西南风在强回波的西南侧低层辐合形成的阵风锋触发形成，正是由于风场的这种结构，使得雷暴西南侧不断触发新的对流单体，造成了对流单体向西南方向的后向传播，而新生单体的上升运动又导致低层降压，增加雷暴地面高压与其之间的气压梯度，导致辐散气流在下沉区域的西南侧增强，形成正反馈；沿垂直于对流传播方向作了3个剖面，其在水平面的位置从东北向西南分别为A1B1、A2B2和A3B3(图 10c、e和g)，从垂直速度在A1B1剖面上的分布(图 10d)可以看到，垂直方向主要为下沉气流，由于回波向西南方向传播，且A1B1位于回波的东北端，此处为对流消散阶段，因此以下沉气流为主，位于中间的A2B2剖面上既存在上升运动也存在下沉运动(图 10f)，这与对流的成熟阶段相对应，上升气流位于A2点附近，即位于剖面的西北侧，而下沉气流位于B2点附近，即位于剖面的东南侧，该下沉区也是强降水所对应的区域，降水粒子的蒸发和拖曳作用导致了明显的下沉运动，位于回波东南端的A3B3剖面上垂直气流显示为一致的上升运动，为对流新生的区域。

图 10 14时59分不同方向和位置垂直剖面的反射率因子(色阶)与双多普勒雷达反演风场 (矢线，单位: m/s)，(a、b.沿AB，c、d. 沿A1B1，e、f. 沿A2B2，g、h. 沿A3B3)Fig. 10 Reflectivity factor(shade)(a，c，e，g) and the winds(vector，m/s)(b，d，f，h)retrieved from the dual-Doppler radar in the cross sections along the line(a)AB，(c)A1B1， (e)A2B2，and (g)A3B3 respectively，at 14:59 BT

图选项

同时，反射率因子的垂直分布显示(图 10)，对流单体主体均位于0℃层(约4500 m高度)以下，因此云中以水滴为主，有利于降水效率的提高。 5 雷暴发展和传播机制分析 5.1 地面气象要素分析

从自动站地面温度和风场的空间分布随时间演变看(图 11a、b和c)，15时上海北部崇明地区受前期对流单体的影响，形成冷池(地面温度24—25℃)，而上海其他地区仍在30℃以上的高温控制下，特别是从浦东北部到金山区南部存在呈东北—西南向的高温中心(33—35℃)，从风场分布可以看到，在浦东新区存在一个低涡环流，对应存在地面辐合线，北部冷池出流与环境西南风的辐合导致阵风锋，与图 6h中弱窄带回波对应；到16时，由于对流向西南方向传播，冷池也向西南方向推进，地面温度下降到22—23℃，高温中心逐渐转为准东西向分布，较15时的高温有所减弱，风场显示随着阵风锋进一步向西南推进(与图 6j中弱窄带回波对应)，与地面辐合线碰撞，交点附近形成强烈的辐合，这也是导致降水集中发生在16—17时的原因；17时随着对流进一步向西南方向传播，冷池范围进一步扩大，地面温度降至21—22℃，对应于冷池中心为地面风场的辐散中心，上海地区的温度都下降到了30℃以下，而此时阵风锋南移至上海南部(与图 6l中弱窄带回波对应)。

从自动站地面露点温度的空间分布随时间演变看(图 11d、 e和f)，露点温度梯度呈东北—西南向分布，地面阵风锋将雷暴产生的冷湿空气向西南方向推进，而西南侧则为相对暖干的空气，从而形成了强烈的露点温度梯度。

图 11 自动站温度(a、 b、 c)和露点温度(d、e、 f)水平分布 (单位: ℃；a、 d. 15时，b、 e. 16时，c、 f. 17时)Fig. 11 Temperature(a，b，c) and dew point(d，e，f)from the automatic weather stations(℃)at(a，d)15:00 BT，(b，e)16:00 BT，and (c，f)17:00 BT

图选项

综上所述，由于阵风锋与地面辐合线的共同作用，导致了对流单体不断在系统西南侧新生，其中，位于雷暴西南侧的阵风锋还导致了地面风场辐合的加强以及阵风锋两侧温、湿梯度的增大，这些都有利于对流的发展和维持。 5.2 锋生作用诊断分析

在锋的各种特征中，最主要是锋两侧温、湿度属性的差异，在研究锋生、锋消时，可从锋区附近假相当位温(θ_se)水平梯度的变化考虑，θ_se是一个把温度、气压和湿度包含在一起的综合物理量，θ_se水平梯度随时间增大为锋生过程，反之为锋消过程(刘健文等，2007)。利用上海地面加密自动站资料计算了15时(最强降水发生前1小时)的θ_se(图 12b)，结合同一时刻的回波分布(图 12a)可以看到，在强回波对应的位置为θ_se的高值区，表明此时积累了大量的能量，易造成强降水，同时强回波的南侧为θ_se密集区，即存在锋生过程。为了定量衡量锋生强度，采用锋生公式(刘健文等，2007)

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图 12c和d分别为15时地面水平辐散、辐合锋生和水平变形场作用锋生，图中显示与θ_se水平梯度密集区相对应，强锋生区呈西北—东南向带状分布在回波的西南侧，其中，地面水平辐散、辐合锋生(最大中心值为9.0×10^-10 K/(m·s))的贡献大于水平变形场作用锋生(最大中心值为4.2×10^-10 K/(m·s))，表明主要是由于等θ_se线在有速度辐合的水平风场作用下渐趋变密而导致的锋生作用。由于9月13日的低层环境场风向为西南风，降水的蒸发和拖曳作用产生下沉气流，形成地面高压冷池导致了强辐散气流，造成地面出现8—10级雷雨大风，在地面冷池的西南侧为最强的辐合区，低层的辐合锋生造成了该对流系统的传播。

图 12 15时(a)0.5°仰角反射率因子(单位: dBz)，(b)地面θse分布(单位: K)， (c)地面水平辐散辐合锋生(单位:10-10 K/(m·s)，起始等值线为0.5，间隔为1.0)， (d)地面水平变形场作用锋生(单位:10-10 K/(m·s)，起始等值线为0.5，间隔为1.0)Fig. 12(a)Radar reflectivity factor at the 0.5°elevation(dBz)，(b)surface θse distribution(K)，(c)surface divergence and convergence frontogenesis(10-10 K/(m·s)， the initial contour is 0.5，interval is 1.0)，and (d)surface deformation field effect frontogenesis (10-10 K/(m·s)，the initial contour is 0.5，interval is 1.0)，at 15:00 BT

图选项

结合三维反演风场及雷暴发展传播机制的分析，得到此次后向传播强对流天气的概念模型，如图 13所示，中低层的环境风场为西南风，风速随高度逐渐增大，形成垂直于环境风场指向西北方向的水平涡度，在成熟阶段对流垂直上升运动的作用下，水平涡度逐渐转换为垂直涡度，形成气旋和反气旋的涡度对(图 13b)，东北侧为以下沉气流为主处于消散阶段的对流单体，由于强降水蒸发和拖曳在地面附近造成地面高压冷池，产生辐散性的阵风，导致雷雨大风的形成，同时，西南侧由于阵风锋与地面切变线碰撞激发出以上升气流为主，处于新生阶段的对流单体，而位于中间回波最强处的老对流单体则处于成熟阶段，单体不断在回波西南侧新生，产生了与环境引导气流相反的传播。

图 13 后向传播雷暴概念模型 (a. 三维结构示意图，b. 水平风场三维结构示意图)Fig. 13 Conceptual model for the back-propogating thunderstorm: (a)Three-dimensional structural model and (b)three-dimensional structure of horizontal wind fields

图选项

针对2013年9月13日发生在上海的一次夏季局地强降水和雷雨大风过程，通过对观测资料的分析表明，回波首先在上海北部生成发展并迅速东移减弱，在其西南侧有新的对流单体生成，逐渐加强并向西南方向传播，传播方向与引导气流方向相反，且单体的新生传播速率大于系统平流速率，因此整体具有明显的后向移动特征。使用常规观测、雷达反射率因子、径向风观测资料及加密自动站资料进行了分析，结果表明：

(1)大尺度环流背景场为此次对流过程提供了高空辐散条件，在大尺度环境上具备了不稳定和上升运动条件；连续的高温积累了大量不稳定的能量，具备充足的水汽和不稳定条件，为强对流及局地大暴雨提供了环境条件；地面切变线为此次强对流提供了对流单体初生阶段中小尺度触发条件。

(2)最先在上海北部生成的雷暴生消迅速，其产生的降水导致了上海北部地区的降温及风向变化，造成上海南北向的温度梯度增大，北部的偏北风和环境场的西南风辐合，这些热动力条件均有利于新的对流在前期单体的西南侧新生。

(3)雷达反射率因子和双多普勒雷达反演的三维风场分析表明，由于强降水蒸发和拖曳导致的地面高压冷池造成强辐散气流与环境风场的辐合形成阵风锋出流边界，阵风锋和该处原有的地面辐合线相交处的强辐合造成了强烈的上升运动，触发单体在其西南侧新生；而新生单体的上升运动又导致低层降压，增加了雷暴地面高压与其之间的气压梯度，导致辐散气流在下沉区域的西南侧增强，形成正反馈；风暴依靠其自身产生的出流边界和冷池向西南方向传播并发展；新生雷暴单体向西南发展(传播)的速率大于向东北方向引导气流的速率，因而使整个对流系统呈现为向西南方向移动的趋势和特征。

(4)地面加密自动站温度、风场和湿度分析均表明阵风锋导致了地面风场辐合的加强及阵风锋两侧温、湿度梯度的增大，有利于对流的发展和维持；锋生函数的计算结果显示，强的锋生区呈西北—东南向带状分布在回波的西南侧，地面水平辐散、辐合锋生的贡献大于水平变形场作用锋生，低层的辐合锋生造成了对流系统的传播。

本研究仅基于观测事实对此次强对流后向传播的三维风场结构及触发、发展和传播机制进行了分析，对其更深入的探讨及风暴成熟时期形成的涡旋对在此次强对流过程中所起的作用有待在以后的数值模拟研究中进一步研究。