引言

2014年8月16—28日第二届青年奥林匹克运动会(以下简称青奥会)在南京成功举办，国际奥委会主席巴赫评价称“完美无缺”，这其中也包含对青奥气象保障服务的认可。8月正值盛夏，南京常处于副热带高压(以下简称副高)控制下，多晴热高温天气，2014年8月却一反往常，副高较强，但主体位置偏东，冷暖气流较长时间交汇于长江中下游地区，在此背景下，南京地区出现持续阴雨，青奥会短短13 d内，南京降水日数达到9 d，并间或伴有对流天气的发生，尽管气象部门提供了准确的精细化预报和及时的气象保障服务使青奥会赛事活动顺利开展，但频繁的降水天气还是对青奥会部分赛事和活动造成了一定的影响，特别是开幕式期间出现的伴随弱对流的降水天气，为当时气象服务带来极大困扰，有必要对此进行总结和分析。8月16日青奥会开幕式当天，受东移短波槽和低层偏东气流影响，南京地区下午开始出现降水，开幕式主会场奥体中心站活动期间累积降水为2.2 mm，但降水期间不断有小尺度的对流单体形成，与奥体中心仅一江之隔的浦口开幕式前2~3 h降水量达22 mm。且令人疑惑的是，这些尺度较小的对流单体大多逆东移的降水回波迅速向西移动。

对于此类在对流层中低层偏东气流中形成的降水或对流，偏东气流在其中扮演了重要角色(何群英等，2009；东高红等，2013；何斌等，2015；孙建华等，2015)。早在20世纪70—80年代，针对形成于对流层中低层副高南侧的自东向西移动的东风波及其产生的强降水天气方面开展了诸多研究工作(包澄澜，1974；梁必骐，1985；叶复声等，1988)。对流层低层偏东风扰动造成的突发性暴雨天气常发生在7—9月, 这类暴雨具有明显的局地性特征(滕卫平等，1995)。副高南侧深厚的热带东风带中生成的中尺度对流系统在高低空东风扰动相互作用下维持、发展并引发暴雨(卢家麟等，1991)，深厚的东风波会诱发低涡，在有利的地形条件下也将导致特大暴雨天气(夏秋萍等，2011)。东风波与西风带系统共同作用为舟曲暴雨的发展提供了有利的动力条件(赵玉春等，2010)。张文龙等(2013)对比分析了北京地区两次局地暴雨天气过程低层偏东风结构演变，揭示了浅薄和深厚偏东风的形成机制及其对局地暴雨形成和维持的作用差异。郑峰等(2008)利用螺旋度诊断分析了东风波诱生低涡并引发暴雨天气过程。吴贤笃等(2013)讨论了位涡波作用密度等动力因子对东风波暴雨的预报指示性。

上述研究丰富了我们对低层偏东气流促进强降水或中尺度对流系统的认识，提高了中低层偏东气流的预报关注度，但由于观测资料所限，相关工作仍需要进一步深入。且研究大多集中在与强盛的偏东急流中伴随的东风扰动相联系的强降水天气上，而对未形成急流的偏东风背景下的降水或对流产生原因涉及较少。青奥会开幕式期间低层偏东气流中产生的浅层弱对流天气并未造成灾害，却不失为特定情况下的高影响天气，本文将着重分析对流层低层偏东气流中的弱对流的形成及移动或传播机制。

文中分析涉及资料包括:苏皖两省地面自动站资料、南京站多普勒雷达资料、TBB资料以及1°×1°的NCEP再分析资料。

1 天气过程概述 1.1 天气实况

2014年8月16日，江苏淮河以南地区出现了一次降水天气，从16—17日08时24 h累积雨量(图 1a)来看，降水分布不均匀，淮河以南普降中雨，局部大雨，最大降水出现在南京浦口，降水量为37 mm。图 1b和1c分别为16日浦口站和南京奥体中心站逐时雨量演变，奥体中心站自19时开始降水，但强度较弱，基本在2 mm·h^-1以下，降水连绵至17日07时，开幕式期间20—22时累积雨量为2.2 mm；反观位于奥体中心站西侧与其一江之隔的浦口站降水出现时间略早，15时前后降水开始，降水期间大部分时段雨强较弱，值得注意的是16—17时，浦口雨强却明显发展，出现了雨强达22 mm·h^-1的短时强降水，之后又迅速回落。由于此段短时强降水发生在开幕式前期，且距开幕式主会场所在地奥体中心仅10 km，引起预报员高度警惕，但造成浦口短时强降水的小尺度对流单体并未随主体降水回波东移而是向西移动逐渐远离奥体中心站，它的移动是什么原因导致的？本文将以此为线索展开分析和讨论。

1.2 环流形势

8月16日08时，500 hPa上(图 2a)，亚洲中高纬呈两槽一脊型，贝加尔湖附近为一高压脊，其两侧为低涡(槽)，分别位于巴尔喀什湖和我国东北地区。中纬度30°~40°N环流较为平直，河套附近有一短波槽逐渐东移，江苏处于短波槽前的西南偏西气流中，副高较强，主体偏东，120°E脊线约位于20°N附近，我国南海至孟加拉湾一带为高压区，不利于暖湿气流向江淮地区输送。对流层低层850 hPa上(图 2b)，江苏南部处于一反气旋环流底部的偏东气流之中，偏东风与其南侧的西南风在30°N附近形成一东西向切变线，南京位于切变线北侧的偏东风场中，随着短波槽的东移，暖湿气流略增强。20时(图略)，700 hPa上，安徽中部形成一低涡，但其周围风场较弱，低涡前部的暖切变线东伸至江苏江淮之间，850 hPa切变线维持少动，其北侧的偏东气流则较之前有所发展，随后该切变线逐渐北抬。随着降水系统的移近，江苏南部的降水自16日下午开始并逐渐发展。

2 云顶亮温(TBB)演变特征

云顶高度表征云垂直伸展厚度，是云体内上升运动强弱的反映。深厚对流系统因存在强烈的上升运动而使云体发展旺盛，云顶伸展较高，云顶亮温(TBB)值低，因此云顶亮温(TBB)常被用来表征对流活动的强度。Maddox(1980)认为TBB＞-32℃意味着非对流云或很弱的对流，TBB达到-32℃表示积云降水的开始, TBB≤-52℃可表征深对流活动。此节将通过16日降水云系发展过程中云顶亮温的演变特征, 了解降水期间对流活跃与否。16日08时(图 3a)，江苏上空为低云所覆盖(图略)，云顶较低，此时与弱降水区相对应，苏皖沿淮地区有一条值小于-15℃的较窄TBB低值带，云顶伸展较高处，TBB也仅为-25℃，对流活动非常弱，基本表现为层状云特征。随着500 hPa短波槽东移，14时(图 3b)，江苏南部云系逐渐增多，位于沿淮附近的云带变宽，TBB值＜-25℃的云区范围增大，云顶出现波动，江淮南部苏皖交界处出现了TBB＜-45℃的低值中心，但中心值未达到-52℃，意味着降水云系中开始有弱对流发展。之后(图 3c和3d)，江苏上游云区范围进一步扩大，分散的降水云系间逐渐合并，降水云结构开始密实，这期间云顶亮温分布较均匀，TBB值虽略有增减，但基本在-40~-15℃范围内变化，江苏南部降水区范围增大，但降水期间并未伴有明显的深对流活动。降水发展演变过程中，TBB所表现出的特征与较为稳定的层积云特征更接近，较低的云顶使由云顶辐射冷却所引起的云层不稳定弱，因此，降水期间对流活动较弱，未出现雷电天气。

3 雷达回波特征分析 3.1 镶嵌于降水带中的对流单体的发展与传播

从8月16日雷达回波的演变特征可以清楚地了解这次降水期间伴有的弱对流形成和发展过程。16日04—05时，处于短波槽前的江淮北部地区逐渐形成一条近东西向的弱降水回波带，之后缓慢发展，带状结构逐渐清晰，回波带中心强度约40 dBz(图 4a)，回波带上不断有弱对流单体形成并沿回波带向东移动和传播，回波带稳定维持在江淮北部，给这一地区带来小雨天气。午后开始，随着500 hPa上短波槽移近，南京上空西南风有所增强，14时加密探空资料显示，南京站500 hPa的西南风速由08时的18 m·s^-1增至20 m·s^-1(图 5f)，安徽南部有较弱的、零散的降水回波开始影响南京南部，维持在江淮北部的回波带逐渐发展，回波带西南侧不断有新的回波生成，并逐渐与自安徽南部向东北方向移动的回波相合并，使整条回波带变宽，结构逐渐密实。值得关注的是，14:26(图略)，回波带南侧有一尺度较小的对流单体生成，发展迅速，15:03(图 4b)，该对流单体中心强度增强至58 dBz，快速西移，16:00移至浦口境内，造成短时强降水天气。此外，安徽全椒西侧也开始有孤立的对流单体生成发展并西移。此时位于江淮之间的降水回波带中也伴有对流单体活动，但与之有明显区别的是，镶嵌在其中的对流单体却是沿带向东北方向移动的，从雷达识别出的风暴单体及风暴追踪产品(图 4b)可以看出降水期间所伴随的两类对流单体存在逆向移动或传播特征。之后，随着降水回波发展，范围逐渐扩大，可以发现，整片降水回波区中伴随的若干对流单体分别向东或向西不同方向移动，西移单体回波强度更强。同样天气背景下发生的对流单体为何逆向移动？以下将着重分析逆向移动的两类对流单体的特征。

3.2 逆向传播的两类对流单体回波特征

借助雷达识别出的风暴属性特征来了解这两类对流单体结构特征的差异。13:54左右，在仪征附近，雷达识别出东移风暴A5，从风暴单体顶高、底高及质心演变趋势可以看出(图 4c)，该对流单体起源于对流层中层5 km，并逐渐向上下伸展，初始回波强度43 dBz(图 4e)，风暴A5在东移过程中逐渐发展，最强回波强度达53 dBz，风暴单体A5延续至16:00后减弱消散，在约2 h的生命史中，该风暴单体的最大回波强度在43~53 dBz之间变化，风暴顶均伸展至5 km以上，发展强盛时，顶高达7.8 km，风暴单体A5的底高随时间呈现出逐渐增高的趋势，这可能与对流单体A5逐渐远离雷达而导致波束高度增加所导致。A5形成发展过程中，风暴的质心高度维持在4~5 km高度，最大反射率因子核心高度在风暴单体发展阶段略高于质心高度，减弱阶段则低于单体质心高度，在3.4~6 km之间变化。反观导致浦口短时强降水的西移风暴单体的发展演变过程：14:26(图略)，南京燕子矶北侧的沿江地区开始有尺度较小的对流单体生成，西移过程中迅速发展，14:45，该单体被雷达识别为风暴单体并编号为I8，图 4d显示了风暴单体I8生成发展期间其回波特征变化，I8最初形成于2 km附近，之后逐渐向下延展，在其长达3个多小时的生命史中，其单体顶高基本在4 km以下，仅2个体扫超过4 km，单体质心高度维持在1~2 km，从对流单体的垂直伸展厚度来看，在其生命史的大多时段为2~3 km，意味着I8为仅活跃于对流层低层的浅层对流。图 4f显示，I8反射率因子核心明显强于风暴单体A5，最强达60 dBz，且整个生命史期间反射率因子核心强度均超过50 dBz，尽管如此，其反射率因子核心所在的高度却远远低于东移风暴单体A5，高度在0.5~2.8 km之间变化。反射率因子的大小主要取决于云中凝结物的含量和尺寸(俞小鼎等, 2006)，即使是仅活跃于对流层低层的浅层对流，若低层水汽充沛并抬升凝结，同样能够产生与I8结构相似的强反射率因子的低质心对流单体。

上述分析可见，东移对流单体A5发展演变过程中，其主体基本位于对流层中层，西移对流单体I8则始终活跃于对流层低层。如结合降水期间风场垂直结构不难理解两类对流单体逆向移动的原因：在两类对流单体生命史中，对流层中高层以西南风为主，而低层则维持偏东风，因此对流单体质心高度、垂直伸展厚度及所在的高度区间所盛行的背景风场决定了该单体的移动。

4 风场结构及对应的温湿特征演变

图 5a~5d是8月16—17日降水形成发展期间南京地区的多普勒雷达产品VWP风廓线资料。可以看到，16日08:22(图 5a)，南京上空风场被一干层分隔为两部分：对流层低层2 km以下为偏东气流，风速约为6~8 m·s^-1，5 km以上盛行西南风，两者之间2~5.2 km为明显干层，雷达VWP风场无法反演得到对应风场，被标识为“ND”，结合南京站T-lnp资料(图 5e)可知，这一干层形成于较弱的西北风场中。之后(图 5b)，高层的西南风增强并逐渐向下伸展，对流层低层的偏东风则向上延展使偏东风层次增厚，700 hPa附近风向由之前的西北风逐渐转变为东北风，东西风过渡层位于3.7 km附近，该层内风随高度迅速顺转由偏东风转至西南风。在上下层风场依次演变过程中，位于对流层中低层2~5.8 km的干层渐变薄，南京站14时加密探空显示的温湿结构表明(图 5f)，南京附近对流层中层3~5 km为干层，干层上下均为近乎饱和的湿层，且较08时，南京站的不稳定能量有一定蓄积，CAPE值为1205 J·kg^-1，但此时，南京站K指数仅为12℃，远未达到这一季节出现雷暴平均统计指标33℃，与中层存在干层有关。对流层低层的偏东风进一步发展加强，16时前后(图 5c)在2.5~3.5 km形成一东北风层，该东北风层与位于对流层中层的干层相对应，并叠置在低层近乎饱和的湿层之上，有利于对流不稳定层结的构建。随着短波槽继续东移，西南风发展，700 hPa上，安徽南部形成一低涡，该层上南京逐渐转受低涡前部暖湿的东南风影响(图 5d)，降水逐渐发展。

综上，整个降水期间，南京上空对流层中高层处于短波槽前的西南风场中，而低层则维持偏东风，两者之间的过渡区对应一明显干层，由此形成上下湿、中间干的湿度垂直分布，随着偏东风增强且层次逐渐增厚，同时中高层的西南风略向下扩展，存在于对流层中层的干层逐渐浅薄，降水开始发展。降水发展过程中，位于对流层中层的干层逐渐变薄，但始终存在，并叠置于低层较暖湿的偏东气流之上，有利于对流不稳定层结在对流层中低层的构建和发展。

5 对流层中低层对流不稳定层结的形成

存在于对流层中层的干层对此次降水过程中弱对流的发展至关重要，那么这一干层是如何形成的？从沿119°E制作的比湿垂直剖面图中(图 6a)可以看出，16日08时，降水区边界层内水汽较丰富，850 hPa及以下的比湿超过10 g·kg^-1，南京附近近地面比湿达到14 g·kg^-1，比湿随高度逐渐减小，而在同一高度上比湿则呈现自南向北递减特征。值得注意的是，700 hPa上，南京附近有一源自对流层中层自北向南伸展而至的比湿小于4 g·kg^-1的干舌。14时(图略)，比湿分布结构并无明显变化，对流层中层的干舌依然维持，与14时加密探空图中的700 hPa的干区相对应(图 5f)。从纬向风与经向风垂直剖面图(图 6c和6d)可以发现，14时，南京地区低层(800 hPa以下)为较浅薄东南风，风速为3~6 m·s^-1，其上方为偏西风，700 hPa附近为东西风过渡区，风场较弱；经向风垂直剖面则显示此时南京上空几乎为整层偏南风，但800~700 hPa有一支较弱的北风区，这支偏北风的位置与走向恰与比湿场中的干舌相对应，这意味着这支偏北气流引导干空气南下，在南京上空形成了一干层。θ_se垂直剖面(图 6b)显示南京地区低层偏东气流区恰与θ_se相对高值区相对应，近地面θ_se最大值超过344 K，之上则逐渐减小，θ_se＞336 K的相对高能区仅伸展至800 hPa, 而在800~700 hPa出现了一值为328 K的θ_se低值中心，该低值中心处于经向风场中偏北气流形成的θ_se低值区中，而弱的偏北风区上覆盖相对暖湿的西南气流，故与之相对应，θ_se又开始随高度增大，转为相对稳定的层结。这支偏北风携干空气侵入促进了对流不稳定层结的发展，但从图 6d也可以看出，南京上空700 hPa附近弱偏北气流较浅薄，其上又转为相对暖湿的西南气流，故仅在对流层中低层构建了对流不稳定层结(图 6b)，而从此时南京附近的散度垂直分布(图略)来看，低层辐合区仅位于800 hPa以下，其上则依次为辐散、辐合、辐散相间的分布，且无论辐合还是辐散强度均较弱，并不利于深对流发展，因此影响了起源于对流层低层偏东气流中的对流发展的强度和深度。

以上分析可见，降水发生发展过程中，对流层低层维持的偏东风具有暖湿气流属性，但偏东风未达到急流强度，对水汽和能量的持续输送能力有限，故未导致区域性强降水天气，而对流层中层偏北气流带来的干空气叠置于低层偏东暖湿气流之上，在对流层中低层构建并促进了不稳定层结的发展，有利于对流层低层水汽较为丰富的偏东气流中局地对流的发展与活跃。

6 对流层低层对流的触发机制分析

从降水回波的演变可知，降水期间对流层低层偏东气流中活跃着若干风暴结构与I8相似的低质心西移对流单体, 那么这些对流是如何被激发出来的？以在浦口产生短时强降水的对流单体I8为例分析这些对流的触发机制。这类对流单体起源高度较低，与之相关的触发系统往往存在于边界层内，分析对流生成前后地面风场的演变。对流发生前，地面上，江苏基本处于东到东南风场中，14时(图 7a)，江淮之间降水逐渐明显，受降水影响，与雨带相对应出现一条相对的低温带，雨区内的地面风场开始出现扰动，由雨区向外扩散，偏东风分为两支：一支转为东南风，另一支转为东北风向南流动。这支来自雨区的东北风较湿冷，与来自30°N以南的偏东或东南暖湿气流在南京北部相汇合，在浦口附近形成一较清楚的风场辐合区，有利于局地对流的形成。此外，值得关注的是这一低温区与其南侧相对暖的区域之间形成较明显的温度梯度带，0.5个纬距内温度梯度约为4℃(图 7a)，类似于Sanders(1999)提出的非锋性斜压带，而南京恰位于该斜压带附近, 这里往往有利于锋生并激发局地次级环流(马文彦等，2010)。从上述降水回波的分析可知，对流单体I8很快形成于辐合区附近，且发展迅速。从16时的降水分布可以看出(图 7d), 降水分布极不均匀，对流单体I8在浦口附近产生一强的小尺度雨团，其周围降水强度则较弱，对流降水使降水中心附近近地面空气冷却，形成一范围较小的温度低值中心(图 7b)，由强降水拖曳形成的下沉气流在地面附近发散，与偏东气流形成新的辐合区(图 7b), 可能触发新的对流, 使对流层低层偏东气流中不断有小尺度的对流单体形成和发展，此时地面散度场上可以看出(图 7c)，I8附近出现一紧邻的小尺度辐合辐散中心，这可能与导致强雨团对流单体I8内部的上升和下沉气流相对应，有利于其进一步维持。可见，对流层低层偏东气流中低质心对流单体的形成和发展与地面偏东风场扰动导致的局地风场辐合及地面非锋性斜压带对局地次级环流的激发有关。

7 结论与讨论

对南京青奥会开幕式期间短波槽东移和低层偏东气流背景下出现的伴随弱对流的降水天气进行分析，结论与讨论如下：

(1) 降水期间，南京上空对流层中高层处于短波槽前的西南风场中，而低层则维持偏东风，两者之间的过渡区对应一明显干层，由此形成上下湿中间干的湿度垂直分布，随着偏东风增强且逐渐增厚，同时中高层的西南风略向下扩展，存在于对流层中层的干层逐渐浅薄，降水开始发展。

(2) 降水发生发展过程中，对流层低层维持的偏东风具有暖湿气流属性，而对流层中层由偏北气流带来的干空气叠置于低层暖湿气流之上，在对流层中低层构建了对流不稳定层结，有利于对流层低层水汽较为丰富的偏东气流中局地对流的发展与活跃。

(3) 降水期间，镶嵌在降水回波中的逆向移动的两类对流单体结构差异明显，东移对流单体起源于对流层中层，在其发展过程中其风暴质心高度与最大反射率核心高度维持在对流层中层，而西移风暴单体主体始终处于对流层低层，其质心高度较低，是仅活跃于对流层低层的浅层对流。两类对流单体质心高度、垂直伸展厚度及所在高度层内所盛行的背景风场导致两类对流单体逆向移动。

(4) 活跃于对流层低层偏东气流中的浅层对流单体的形成和发展与地面偏东风场扰动导致的局地风场辐合及地面斜压带对局地次级环流的激发有关。