1 引言
对流风暴的移动方向由所在环境风场的平流运动和风暴自身的传播运动的合成运动决定， 而风暴传播根据新生单体生成方向与平流方向的对应关系分为前向传播和后向传播（俞小鼎， 2012b）， 前向传播指在风暴主体前侧与风暴平流的同向位置处有新生单体生成， 在多普勒雷达上反映为系统回波沿平流方向连续向前发展， 后向传播指在风暴主体后侧与风暴平流的反向位置处有新生单体生成， 雷达上反映为系统回波相对其他回波出现近似停顿或反方向发展趋势， 回波经过的区域会出现短时强降水、 雷暴大风等强对流天气。
后向传播最早由Bluestein et al（1985）在对春季Oklahoma境内11年强飑线机理研究中提出的后部建立型（back-building）引申出来的概念， Bluestein et al（1985）认为具有强垂直风切变、 高CAPE和理查森数较小的环境场容易导致雷暴产生后向传播。Schumacher et al（2005）研究表明， 出现后向传播的中尺度对流系统大多产生在近地面边界的高湿不稳定一侧， 而近地面边界有可能是前期存在的锋面， 但更多是风暴主体下沉气流形成冷池的出流边界（阵风锋）。Corfidi（2003）发现低层及地面辐合能够影响中尺度对流系统的传播方向。国内学者对后向传播雷暴的统计归纳和机制研究上也做出了一定的工作。侯淑梅等（2015）通过普查山东济南65例后向传播雷暴样本， 根据新回波的源地变化特征给出了三类概念模型： 新回波源地随主回波移动型、 源地沿同一方向延伸型、 多个雷暴群共存型。万明波等（2015）选取了山东7次极端性强降水过程， 根据雷达反射率、 径向速度产品特征及天气实况， 将其分为4个类型： 后向传播型、 前向传播型、 准静止型和再生型， 其中后向传播型过程的新生对流单体是由主体回波降水产生的下沉气流与一侧的底层环境气流产生辐合上升运动激发形成的。孙敏等（2015）通过对双多普勒雷达反演的三维风场分析认为， 在引导气流为东北方向的环境中， 对流风暴主要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， 并且新生雷暴单体向西南传播的速率大于引导气流的速率。部分学者认为对流风暴出现后向传播特征时易导致短时间内极端强降水发生。张家国等（2015）提出向后传播与平移抵消的结果， 使中尺度对流系统处于准静止或缓慢移动状态， 导致多个不同生命阶段的单体移到同一区域， 继而产生持续性强降水。孙军等（2012）认为北京“7·21”特大暴雨过程中产生极端性降水的原因是由于低涡北跳及MCSs出现后向传播特性， 造成暖区MCSs东移速度减慢并形成了“列车效应”， 使降雨持续时间拉长。王华等（2019）提出前期强降水产生的冷池出流和偏南暖湿气流形成的温度梯度最大区域指示了强回波的后向传播方向。郦敏杰等（2014）也通过多普勒雷达及风廓线雷达的对比分析， 指出受到触发于边界层辐合带中的线状风暴后向传播是造成杭州“6·24”局地大暴雨的主要原因。以上研究表明雷暴出现后向传播与阵风锋、 高湿不稳定环境场以及低层或地面辐合等有重要关联。
陕西地处青藏高原东侧， 强对流天气多发生在每年4 -10月。通过对2012 -2016年期间发生在陕西境内的强对流天气过程普查后发现， 对流风暴出现前向传播特征的过程约占90%， 出现后向传播特征约占10%， 产生的极端天气包括冰雹、 雷暴大风和短时强降水等。虽然后向传播雷暴出现频次较少， 但由于其传播方向的不确定性导致对此类灾害天气过程难以实现提前预报预警， 并且陕西乃至西北、 西南地区学者近几年关注重点多在前向传播雷暴范畴， 而对于后向传播雷暴及其发生的环流背景、 发展传播机制和预报预警技术的研究还处于摸索阶段。本文利用加密气象站实况资料、 多普勒雷达产品等数据， 对近5年后向传播雷暴个例进行统计分析， 研究其时空分布和回波特征， 分析新生回波生成发展机制， 为今后研究西北地区后向传播雷暴提供帮助。
2 资料选取与方法介绍
选取的观测资料有陕西1843个地面加密气象站实况资料， 陕西及周边地区重要天气报， MICAPS高空及地面观测资料； 选取的雷达资料为陕西7部CINRAD-CB型多普勒天气雷达产品； 个例选取时间段为2012 -2016年4 -10月。
个例选取采用人工普查方式， 首先按照俞小鼎等（2012）提出的方法进行筛选， 即： 平均风方向（平流方向）与回波传播方向交角小于90°则为前向传播， 平均风方向（平流方向）与传播方向交角大于90°则为后向传播， 共筛选出86例， 但存在主回波或新生回波强度偏弱的情况， 并且对比重要天气报后发现许多个例实际上未产生灾害性天气， 而本文研究方向之一是研究后向传播雷暴过程给当地会带来哪种类型灾害天气， 从而如何提前做好防灾减灾服务， 因此筛除了未出现灾害性天气的个例过程。最后结合雷达回波产品与重要天气报、 实况降水量等资料， 制定出研究筛选标准： （1）雷暴主体回波和新生回波强度都大于35 dBz， 并且中心强度最大超过50 dBz， 持续时间超过15 min； （2）新生回波初始位置与主体回波距离不超过30 km； （3）新生回波经过区域出现灾害性天气（短时强降水、 雷暴大风或冰雹）。按照以上条件进行二次筛选， 共得出48个后向传播雷暴天气个例， 并对选取个例的时空分布特征进行统计分析。文中使用的地图基于中国气象局向国家测绘地理信息局购买的审图号为GS（2019）3082号的标准地图制作， 底图无修改。
3 后向传播雷暴的时空分布特征
3.1 时间分布特征
根据筛选出来的2012 -2016年48个陕西后向传播雷暴过程， 首先对其进行年际统计［图1（a）］可以看出， 2016年后向传播雷暴过程出现次数最高， 达到14次， 其次是2013年和2016年， 出现频次为13次， 而2012年和2014年出现频次最少， 仅为3次， 两年总次数在5年中的占比仅为12.5%， 说明近5年后向传播雷暴过程主要发生在2013， 2014和2016年， 并在近两年有上升的趋势。月际变化统计结果［图1（b）］显示， 4 -9月后向传播雷暴过程出现频次近似呈正态分布， 4 -6月迅猛增长， 6 -8月为过程集中时段， 累计43次， 占比约为89.5%， 而出现频次在7月达到峰值后开始锐减， 到9月趋于零。单日内过程的出现频次［图1（c）］表明， 陕西境内后向传播雷暴过程具有明显的日变化特征， 主要发生时段在午后到傍晚， 14:00（北京时， 下同） -18:00出现频次达39次， 占比约为81.25%。值得注意的是后向传播雷暴过程的月、 日分布特征与2012 -2016年陕西强对流天气（短时强降水、 冰雹和雷暴大风天气）的月分布［图1（d）］和日变化（图略）统计特征十分接近， 这表明后向传播雷暴出现频次与强对流天气发生频次近似呈正相关。根据陕西大量强对流天气过程分析， 6月下旬到8月底高纬度冷涡或冷槽东移活动频繁， 中低纬度副热带高压脊线持续北跳， 依次影响陕南、 关中、 陕北地区， 并且随着副高边沿的暖湿气流北上， 影响区域的不稳定能量与水汽条件显著增大， 地面也容易出现辐合线或干线， 当冷涡东移时其底部向南扩散的冷空气侵入到高温高湿环境中极易触发强对流天气发生发展， 相对的雷暴出现后向传播的频次也随之增加。总体来说， 陕西后向传播雷暴的时间分布特征在近两年呈上升趋势， 主要发生在6 -8月， 7月出现的可能性最大， 主要出现时段在14:00 -18:00之间。
图1 2012 -2016年4 -9月陕西后向传播雷暴过程年分布、 月分布、 日分布与2012 -2016年陕西强对流天气月分布Fig.1 The yearly, monthly and daily distribution of Shaanxi back-propagating thunderstorm processes from April to September during 2012 -2016, and the monthly distribution of Shaanxi convection weather during 2012 -2016 |
3.2 空间分布特征与灾害天气种类
空间分布统计（图2）显示， 48个过程的空间分布呈现北高南低的特征， 在陕北黄土高原地区雷暴出现后向传播的频次远高于关中盆地和陕南山区， 陕北、 关中北部出现频次高达37次， 占比77.08%， 其次是陕南山区9次， 关中盆地出现最少仅为2次， 并且在黄土高原上的空间分布也有很大差异， 主要集中在两个地方， 分别位于黄土高原的南北两端， 北端集中在陕北北部（11次）， 南端集中在陕北南部到关中北部（26次）。
对后向传播雷暴过程造成的灾害天气种类进行统计， 主要为冰雹、 雷暴大风和短时强降水。表1研究出现单一灾害天气有39次过程， 主要为短时强降水， 出现两种灾害天气有7次过程， 以短时强降水为主、 伴有超过17 m·s-1短时大风， 出现三种灾害天气有2次过程， 以冰雹为主、 伴有短时强降水及短时大风， 而且三种情况的天气形势与水汽输送条件之间也存在相同点和不同之处： ①天气形势方面， 三种情况相同点在于700 hPa或850 hPa为西南气流或存在低空切变线， 并且地面上有明显中尺度辐合线配合， 有利于强对流天气上升发展， 不同点在于仅出现强降水时灾害区域上空500 hPa处在低压槽前西南气流中， 而出现短时大风或冰雹时灾害区域上空500 hPa处在高空冷涡后部西北冷平流中， 地面有明显干线且T 850-T 500普遍超过30 ℃， 高空低涡冷平流与低空切变线暖平流配合的天气形势为冰雹、 短时大风天气提供良好的层结不稳定条件； ②水汽输送方面， 仅出现强降水情况中低层有来自南海或黄海的偏南偏东水汽输送［8~10 g·（hPa·s·cm）-1］， 为强降水提供持续充沛的水汽条件， 而出现短时大风或冰雹时低层无明显水汽输送， 仅在影响区域本地存在一定水汽条件（850 hPa比湿13~14 g·kg-1）， 并且受低空切变线影响水汽辐合明显［-8×10-7~-7×10-7 g·（cm2·hPa·s）-1］， 有利于低层水汽输送到高层， 但由于没有持续的水汽输送， 因此该两类过程对流强度较大而持续时间较短， 雨强达到10~15 mm·（10min）-1， 出现冰雹或17 m·s-1以上短时大风； ③出现冰雹过程中， 高空湿球温度0 ℃和-20 ℃高度分别位于4.3 km和7.2 km左右， 比陕西常见冰雹天气过程的0 ℃层高度（4 km）和-20 ℃层高度（7 km）偏高， 但0 ℃和 -20 ℃层厚度较小， 有利于雹胚在过冷水含量丰富的环境中， 相互碰撞的机会增大生成大冰雹（许新田等， 2010）， 而且由于0 ℃层较高导致部分冰雹在下落过程中融化形成强降水， 在强降水下降拖曳作用下产生了短时大风（朱平等， 2019）。
表1 后向传播雷暴过程造成的灾害种类及其天气形势与物理场要素Table 1 The categories of disasters and weather situation of back-propagation thunderstorm processes of back-propagating thunderstorm processes |
| 灾害种类 | 过程数量 | 天气形势 | 水汽输送特征 | 过程前850 hPa比湿/(g·kg-1) | T 850-T 500/℃ | 湿球0 ℃与-20 ℃高度差/km |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 仅出现短时强降水 | 39 | 500 hPa槽前 低空切变线 地面辐合或倒槽 | 700 hPa或850 hPa有水汽输送通道 850 hPa水汽辐合 | 5~6 | 25~27 | 3.2~3.5 |
| 强降水为主, 伴有短时大风 | 7 | 500 hPa冷涡后部 低空切变线 地面辐合 | 700 hPa和850 hPa无明显水汽输送850 hPa比湿条件较好, 有水汽辐合 | 13~14 | 29~31 | 3.1~3.2 |
| 冰雹为主, 伴有短时强降水及短时大风 | 2 | 500 hPa冷涡后部 低空切变线 地面辐合、 干线 | 700 hPa无明显水汽输送 850 hPa比湿条件较好, 有水汽辐合 | 13~14 | 30~31 | 2.7~2.9 |
3.3 回波分布特征
对48个过程雷达回波的演变特征进行分析， 时间特征分析结果显示主回波生命史［图3（a）］主要在2~3 h（23例）， 最长可达7 h以上， 而新生回波的生命史［图3（b）， 本文指同一过程中所有新回波存在时间总数］最少在30 min， 最长可达3 h以上， 但主要活跃时长在60~120 min（26例）。新回波从新生到发展至最强的时段统计结果［图3（c）］显示， 从新回波初生到中心达到最大强度只需要10~30 min， 为2~5个体扫， 而能够引起预报人员注意到发布预警可能只有1~2个体扫， 并且前面提到新回波单体往往具有深厚对流系统特征， 因此针对后向传播雷暴以及伴生灾害天气的预警很难做到及时准确。
过程主回波来源主要分为从东移入（22例）、 东南移入（16例）、 东北移入（7例）和原地新生（3例）， 移入地区在陕北、 关中和陕南均有出现， 没有明显的地域特征。主回波和新生回波强度统计结果显示两者最大组合反射率因子均超过60 dBz， 但在新回波生成后有91.67%的主回波迅速减弱消失， 仅有2例主回波加强。
4 后向传播雷暴模型与形成机理
4.1 雷暴模型
通过新回波移动方向变化情况对48例后向传播雷暴过程进行分类并建立概念模型， 主要分成3类（图4）：
（1） 沿平流方向前移型， 该类型有12例。新回波生成后随主回波向平流方向移动， 即每一个新生回波在主回波后部生成后， 便随环境风平流向前移动。
（2） 持续向后传播型， 该类型有26例。在雷达回波图上表现为在主回波后部不断沿着平流反方向有新回波依次发展起来， 生成后位置少动并且不随平流前移。
（3） 稳定少动型， 该类型有10例。在雷达回波图上表现为主回波缓慢移动或不动， 在其后部生成的新回波也稳定少动， 主、 新回波之间位置紧密， 一般为孤立雷暴单体。
通过对三类概念模型中所有个例的回波特征进行对比筛选， 选取能够代表每类模型发生发展特征的三个典型个例， 以下通过分析雷达回波和物理量参数等方法初步研究每类概念模型的演变特征和形成机制。
4.2 2016年7月28日延安北部——沿平流方向前移型
2016年7月28日午后延安北部出现最大雨强为35 mm·h-1、 持续时间2 h的局地短时强降水。反射率因子分布显示13:24延安北部有一个中心强度63 dBz左右的块状雷暴单体缓慢东移， 14:04该块状雷暴单体中心分裂成东西两个强中心， 东侧强中心为主回波。14:10在主回波后部北侧生成第一个新生回波A（中心强度>65 dBz， 25×25 km）， 随后主回波减弱， 回波A生成后随主回波东移。14:50 -15:12在回波A西北侧又生成第二个新生回波B［图5（a）］， 中心强度>65 dBz， 范围面积40 km×40 km， 此时主回波已消失， 回波A也开始减弱， 回波B沿环境风平流方向东移。16:04回波A已消失， 回波B也开始减弱， 在回波B西侧生成了第三个新生回波C［图5（b）］， 中心强度53 dBz， 范围面积15 km×15 km， 随后回波C也随回波B东移减弱到17:01彻底消失。过程中共有三个新生回波， 维持时间分为1 h、 1 h 20 min、 50 min， 回波A、 B、 C新生方向依次由偏北转为西北、 再由西北转为偏西， 并且新生后都随平流方向向东移动。综上所述该类型回波可归纳为三个特点： （1）新回波后向传播方向并未呈一条直线； （2）每个新回波生成后随即沿环境风方向前移； （3）每个新回波不能长时间维持。
4.2.1 触发与传播机制
过程中回波演变特征显示雷暴所在环境平流为东南偏东方向， 而每个雷暴传播方向受到地面辐合线、 低层温湿梯度密集区、 不稳定能量大值区影响各有不同， 但总体是向有利于对流发生的地区传播（Wilson， 1997； 赵庆云等， 2018； 周娟等， 2015）。28日15:00陕北处于高空冷涡后部， 延安北部850 hPa低空切变线辐合有利于对流上升运动的维持， 地面中尺度分析（图6）显示榆林南部-延安北部存在明显辐合线， 辐合线两侧分别为西北干暖气流和偏南湿冷气流， 露点温度分布显示从陕北北部存在有明显的等露点温度梯度即干线（露点锋）， 两侧干湿特征差异明显， 干区和湿区中心分别为4 ℃和24 ℃， 露点温度梯度由东南指向西北方向， 与地面辐合线走向一致。偏南湿冷气流（2~4 m·s-1）吹向西北干冷地区， 在辐合线附近与西北干暖气流（1~2 m·s-1）辐合抬升形成对流， 促使雷暴沿辐合线向北-西北传播， 与回波A、 B、 C传播特征相符， 地面辐合线与露点锋相互配合是雷暴新生的主要触发与传播机制。
图6 2016年7月28日15:00中尺度分析与地面露点温度实线箭头为偏南湿冷气流; 虚线箭头为西北干暖气流; 点线为地面辐合线; 黑色等值线为地面露点温度(单位: ℃); 阴影区为新回波后向传播区 Fig.6 Mesoscale analysis and ground dew point temperature distribution at 15:00 on 28 July 2016.Solid arrows denotes the southeast wet-cold advection; Dotted arrows denotes the northwest dry-warm advection; Dotted line denotes the surface convergence line; Black contours denotes the ground dew point temperature distribution(unit: ℃); Shadow region denotes new echo back-propagating zone |
4.2.2 发展移动特征
沿雷达站点方向对图5（a）中雷暴B做垂直剖面分析， 从反射率因子垂直分布［图7（a）］可以看出， 雷暴单体在15:35时处于成熟阶段， 此时顶高接近12 km， 质心强度超过65 dBz但质心高度位置偏低， 具有成熟雷暴的组织化结构特点， 但对应时刻的径向速度剖面［图7（b）］可知， 径向辐合最低高度已升高到4~6 km， 雷暴低层1~3 km径向速度已经基本转为一致偏南风， 阻断了低层水汽在风暴内部辐合上升通道， 不利于风暴单体的垂直增长， 风暴强度逐渐开始减弱， 并且风暴低层0~3 km垂直风切变相比初生期的8~10 m·s-1已减弱为2~3 m·s-1， 垂直风切变的减弱表明风暴水平旋转程度降低， 而强的旋转上升气流有利于风暴核的悬垂与维持（俞小鼎等， 2006； 张桂莲等， 2018； 张玉洁等， 2019）， 因此风暴低层结构趋于不稳定， 造成风暴不能在本地维持发展， 因此过程中新生雷暴发展到最强后便随环境风平流向东移动并快速减弱。
4.3 2016年7月2日关中东部——持续向后传播型
2016年7月2日13:00关中南部上空有带状回波向东移动， 15:06经过西安南部时该带状回波北侧形成一个块状回波， 从15:00 -18:00回波后部西北方向不断有新回波生成， 造成途径地区出现20 mm·h-1以上的短时强降水。块状回波在15:35成长为一个成熟单体风暴， 中心强度超过65 dBz并向东移动， 反射率因子分布（图8）上显示在其西北侧底层出现窄带回波（阵风锋）并持续向西北移动， 随着阵风锋移动持续产生新生雷暴单体， 这些新生雷暴出现位置落后于阵风锋位置， 但回波中心发展迅速， 中心强度最大达到63 dBz， 范围在20 km×20 km以内， 在原地持续40 min后减弱消失。该类型雷达回波特点是主回波具有成熟风暴特征， 其内部冷空气不断下沉， 导致冷空气在近地面形成堆积， 从而产生阵风锋或大风区， 当阵风锋或大风区移向与平流方向相反时， 其激发的新生回波就具有了后向传播特征。
4.3.1 雷暴触发机制
7月2日08:00 500 hPa关中地区处在短波槽后偏西气流中， 并且700 hPa和850 hPa上关中、 陕南受反气旋环流控制， 大尺度环境场不利于大范围强对流天气发生发展， 从雷达回波演变可以看出新回波的生成与近地面阵风锋的移动有密切关联， 并且阵风锋风速强弱取决于雷暴单体中心强度大小（刘勇等， 2007）。15:35左右1.5°雷达仰角的反射率因子分布［图9（a）］显示， 在西安东南部交界处存在阵风锋， 长度为20~30 km， 说明在15:30 -15:40阵风锋在主回波西北部开始形成。沿雷达站方向做径向速度剖面［图9（b）］可以明显看到， 雷暴中心（>55 dBz）前部从6 km开始形成强下沉气流， 气流到达地面堆积形成冷池， 由于雷暴后部仍有入流气流， 导致冷池及前部大风区（径向速度10~20 m·s-1）向西北方向移动形成阵风锋。16:00 θ se垂直分布（图10）显示， 阵风锋所在位置（黑色箭头）前方34.5°N地区低层存在θ se高能核（中心356 K）， 高能核附近水汽充沛， 比湿达12~14 g·kg-1， 因此当阵风锋向北不断发展时， 强迫高能暖湿气团抬升并触发产生新雷暴单体。
图9 2016年7月2日15:35反射率因子及径向速度垂直剖面分布白线为剖面位置, 白色箭头为风暴内部气流方向 Fig.9 Xi’an radar 1.5° base reflectivity distribution and vertical cross-section of radial velocity at 15:35 on 2 July 2016.White line denotes the vertical cross-section position; White arrow denotes the movement of air flow inside storm |
4.3.2 传播与发展机制
从图8中可以看出， 阵风锋经过区域范围虽然宽广， 但只在主回波A的西北侧一带有回波生成。16:00地面风场与露点温度分布［图11（a）］可以看出， 在后向传播区域受阵风锋影响之前， 地面上已经存在西北-东南的中尺度辐合线， 两侧风速在1~2 m·s-1但风向辐合明显， 并且辐合线附近露点温度呈“Ω”型（中心值21 ℃）， 露点温度梯度（ΔTd>6 ℃）呈西南-东北向分布， 动力与热力条件十分有利于对流的发展。当阵风锋由南向北移动时， 与中尺度辐合线碰撞， 在相交位置锋后冷空气将辐合线附近暖湿空气辐合抬升， 造成蓝田南部到咸阳城区附近产生多个雷暴单体， 而阵风锋移动方向即为多个新雷暴的发展方向。在移动过程中阵风锋后部冷空气破坏了“Ω”型露点温度梯度区［图11（b）］， 导致后向传播区域的露点温度梯度减小至2 ℃左右， 并且在阵风锋过境后转为一致偏南气流， 不利于对流维持发展， 因此新生雷暴存在的时间较短。综上所述阵风锋在经过地面辐合线及干线区域时， 锋后冷空气强迫锋前暖湿气团抬升导致了雷暴单体不断在锋后新生， 同时锋后冷空气也破坏了地面高能高湿环境， 不利于新生雷暴长时间维持。
图11 2016年7月2日地面风场风羽与地面露点温度分布(等值线, 单位: ℃)黑色锋线为阵风锋位置, 点线为地面辐合线, 阴影区为回波后向传播区 Fig.11 Ground wind field (barb) and dew point temperature distribution(contours, unit: ℃) at 16:00 and 17:00 on 2 July 2016.Black frontline denotes the gust-front position, dotted line denotes the surface convergence line, shadow region denotes new echo back-propagating zone |
4.4 2013年6月25日关中北部——稳定少动型
2013年6月25日15:00关中北部出现直径3 mm冰雹和最大雨强21 mm·h-1短时强降水， 过程持续时间2.5 h左右。13:30在铜川上空形成一孤立雷暴单体， 在14:46该单体发展到最强， 形成中心强度大于65 dBz、 范围30 km×30 km的成熟风暴系统。从15:52组合反射率图上（图12）可以看出主回波A的云砧由西向东延展近50 km， 表明所处环境风平流十分强盛。15:10 -15:52在主回波A西侧新生出一新雷暴单体， 中心强度67 dBz， 该单体生成后位置稳定少动， 主回波A并未迅速减弱， 而是维持到16:23后才逐渐消失， 当主回波A消失后， 新回波开始沿平流方向前移并减弱消失。
4.4.1 雷暴触发传播机制
大尺度环境形势［图13（a）］显示， 6月25日08:00 500 hPa陕西大部处在低槽后部西北气流中， 850 hPa切变线落后于700 hPa切变线， 陕西中南部地区高空槽随高度呈前倾结构， 大尺度环境场具备有利的上升条件和不稳定条件（王楠等， 2018）， 850 hPa前倾槽影响区域垂直上升运动明显（ω<-3×10-3 hPa·s-1）， 关中东部T 850-T 500>30 ℃， 并且15:00卫星云图上关中大部为晴空区， 铜川附近地面温度升高至34 ℃， 动力和热力条件十分有利于强对流天气发生发展。15:00地面风场上［图13（b）］在关中北部形成了一条偏北风与偏南风的辐合线， 并且露点温度分布表明沿辐合线附近有显著露点锋存在（ΔTd>5 ℃）。在15:00 -16:00辐合线位置维持不变， 因此随着偏南风加强， 露点锋向西北方向移动， 导致在原有雷暴西北侧生成新雷暴并发展为单体风暴。
图13 2013年6月25日08:00天气形势分析及15:00地面风场和露点温度分布图(a)中黑色实线为500 hPa等位势高度, 灰色虚线为850 hPa垂直上升速度分布, 点线为地面辐合线;图(b)中灰色等值线为地面露点温度（单位: ℃）, 阴影区为回波后向传播区 Fig.13 Weather situation map at 08:00 and ground wind field and dew point temperature distribution at 15:00 on 25 June 2013.In Fig.13(a), black line denotes the 500 hPa potential height filed, gray dotted line denotes the 850 hPa vertical ascend movement filed, dotted line denotes the surface convergence line; In Fig.13(b), gray contours denotes the ground dew point temperature distribution (unit: ℃), shadow region denotes new echo back-propagating zone |
4.4.2 雷暴发展维持机制
此次过程中无论是原有雷暴或新生雷暴都能够长时间维持并且位置少动， 许多学者研究表明中尺度对流系统的单体移动方向和传播方向近乎相反会造成雷暴单体移动非常缓慢（徐珺等， 2018； 俞小鼎等， 2012a）。对比700 hPa、 850 hPa与地面三层的风速发现， 各层风场风力接近、 方向近似相反（分别为7 m·s-1北风、 4 m·s-1西南风和3 m·s-1偏南风）， 而且地面偏南风与700 hPa偏北风形成的0~3 km垂直风切变较强（8~10 m·s-1）， 15:52新生雷暴快速增长期的径向速度分布显示， 0.5°仰角［图14（a）白框内］上新生雷暴低层风向以偏南风为主（径向速度5~10 m·s-1）， 速度大值区在1.5°仰角［图14（b）白框内］转为偏北风（径向速度-12~-10 m·s-1）， 与西侧偏南风形成中尺度涡旋， 旋转速度为12~15 m·s-1。较强的垂直风切变有利于形成较强的水平涡度， 增强了风暴结构组织化程度， 有利于风暴长时间维持， 雷暴自身向西北的传播作用与所在环境场偏北气流平流作用近似抵消， 造成雷暴单体在回波图上近似稳定少动。
5 雷达产品统计分析
分析48个后向传播雷暴过程的新生回波雷达产品特征（表2）发现， 所有个例中新生回波的中心强度普遍超过60 dBz， 其中超过65 dBz占95.8%； 低层0.5°雷达仰角的最大径向速度在7~12 m·s-1； 新生回波发展最强时垂直积分液态水含量（VIL）最大达到68 kg·m-2， 86.4%的过程中VIL最大超过50 kg·m-2； 回波顶高普遍在13~16 km。大部分后向传播的新回波在初生时0.5°仰角上普遍没有径向速度辐合， 个别过程在低层甚至存在有径向速度辐散（例如2013年7月31日强对流天气过程等）， 而径向速度辐合区大部分处在1.5°以上、 2.4°仰角左右的风暴中层， 这与一般前向传播雷暴过程中低层都有径向速度辐合不同， 这些特征可以为研究后向传播雷暴提供一定的参考。
表2 新生回波雷达产品特征Table 2 The characteristics of new echo radar products |
| 过程 | 最大强度 /dBz | 低层 Vmax /(m·s-1) | VILmax /(kg·m-2) | Etmax /km | 新生时中层是否有径向速度辐合 | 新生时低层是否有径向速度辐合 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 2012-07-28 | 65 | 7 | 63 | 14 | 有 | 无 |
| 2012-07-30 | 65 | 12 | 68 | 16 | 有 | 无 |
| 2012-08-07 | 65 | 7 | 53 | 14 | 有 | 有 |
| 2012-09-08 | 65 | 7 | 43 | 11 | 无 | 有 |
| 2013-05-22 | 65 | 7 | 63 | 14 | 有 | 无 |
| 2013-06-03 | 65 | 12 | 53 | 13 | 无 | 无 |
| 2013-06-08 | 65 | 7 | 33 | 10 | 无 | 有 |
| 2013-06-23 | 65 | 12 | 53 | 13 | 有 | 无 |
| 2013-06-24 | 65 | 12 | 43 | 11 | 无 | 无 |
| 2013-06-25 | 65 | 7 | 63 | 14 | 有 | 无 |
| 2013-07-29 | 60 | 7 | 38 | 14 | 有 | 无 |
| 2013-07-31 | 65 | 7 | 68 | 16 | 有 | 无 |
| 2013-07-31 | 65 | 7 | 63 | 16 | 有 | 无 |
| 2013-08-03 | 65 | 12 | 68 | 13 | 有 | 无 |
| …… | …… | …… | …… | …… | …… | …… |
| 2016-07-15 | 65 | 7 | 63 | 13 | 有 | 无 |
| 2016-07-26 | 63 | 7 | 38 | 14 | 有 | 有 |
| 2016-07-27 | 65 | 7 | 63 | 14 | 有 | 无 |
| 2016-07-28 | 65 | 12 | 68 | 14 | 有 | 无 |
6 结论
（1） 2012 -2016年陕西后向传播雷暴过程周期为2年左右， 在近两年呈上升趋势， 其中6 -8月为主要发生月份， 7月出现可能性最大， 主要时段在14:00 -18:00。黄土高原地区出现的频次远高于关中盆地和陕南山区， 并集中在榆林中北部和延安南部到关中北部， 灾害天气以短时强降水为主， 个别过程伴随有冰雹等多种灾害天气。
（2） 过程主回波生命史通常在2~3 h， 最长可达7 h以上， 新生回波生命史通常在1~2 h， 最长可达3 h以上， 中心发展最大强度维持时间10~30 min， 发展迅速导致对此类雷暴以及伴生灾害天气很难及时预警。
（3） 按照新回波移动方向变化情况总结3类概念模型： 沿平流方向前移型、 持续向后发展型和稳定少动型。按照阵风锋参与程度分为阵风锋作用型和非阵风锋作用型。
（4） 通过选取三类典型后向传播雷暴过程个例， 初步分析得出： ①沿平流方向前移型雷暴： 高空冷涡后部西北气流与低空切变线形成不稳定层结天气形势， 地面辐合线与露点锋相互配合是新生雷暴的触发与传播机制， 偏南湿冷气流沿辐合线和露点温度梯度向西北发展导致新生雷暴传播方向与偏东平流方向相反， 强的环境风平流与弱的垂直风切变是导致雷暴随环境风平流前移的主要原因； ②持续向后发展型： 大部分由阵风锋参与， 雷暴前部强下沉气流形成地面冷池， 冷池前端的阵风锋侵入到低层高能高湿处， 与地面辐合线配合强迫暖湿气团抬升进而产生多个新雷暴单体， 新生雷暴一般沿地面辐合线方向延伸发展； ③稳定少动型： 高空槽随高度呈前倾结构， 地面辐合线和显著露点锋区触发生成单体风暴， 强垂直风切变加强了风暴维持时间。雷暴运动以自身传播为主， 具有向露点锋区西北侧不稳定层结发展的后向传播特征， 风暴传播运动与偏东环境平流运动近似抵消造成雷暴稳定少动。
（5） 雷达产品统计分析显示， 新回波中心强度普遍超过65 dBz， 低层最大径向速度为7~12 m·s-1， 最大垂直积分液态水含量（VIL）在50~68 kg·m-2， 回波顶高可达13~16 km。大部分新回波初生时0.5°仰角没有径向速度辐合， 径向速度辐合区大部分处于风暴中层， 这些特征可以为研究后向传播雷暴提供一定的参考。