劉璐 冉令坤 周玉淑 高守亭

1中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所，北京100029

2中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京100049

1 引言

我國(guó)是一個(gè)暴雨多發(fā)的國(guó)家。早在 1980年陶詩言先生（1979）就對(duì)暴雨做過系統(tǒng)性的研究，指出暴雨受各種尺度天氣系統(tǒng)的相互作用，而中尺度天氣系統(tǒng)是造成暴雨的直接原因。大氣中暴雨系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展與穩(wěn)定性有著密切的關(guān)系，許多學(xué)者對(duì)大氣的不穩(wěn)定性與暴雨之間的聯(lián)系進(jìn)行了大量的研究。20世紀(jì) 40年代，Charney（1947）和 Eady（1949）就提出了斜壓不穩(wěn)定理論；隨后，Stone（1966，1970，1971）提出并推導(dǎo)了非地轉(zhuǎn)條件下以及非靜力平衡條件下的對(duì)稱不穩(wěn)定；通過不斷深入研究，Hoskins（1974）指出了對(duì)稱不穩(wěn)定可能是鋒前雨帶的觸發(fā)機(jī)制之一；Bennetts and Hoskins（1979）發(fā)現(xiàn)中尺度對(duì)稱不穩(wěn)定性擾動(dòng)可能在組織啟動(dòng)雨帶方面有著重要的貢獻(xiàn)，并討論了濕位渦在對(duì)稱不穩(wěn)定中的作用；Emanuel（1983）在濕位渦的基礎(chǔ)上提出了相當(dāng)位渦（equivalent potential vorticity，簡(jiǎn)稱EPV）作為對(duì)稱不穩(wěn)定的理論判據(jù)；Seltzer et al.（1985）通過進(jìn)一步研究對(duì)稱不穩(wěn)定與降水的關(guān)系，證明了對(duì)稱不穩(wěn)定是降水雨帶形成的重要機(jī)制之一。Xu（1986）在前人的理論基礎(chǔ)上分析了不同情況下的條件不穩(wěn)定對(duì)降水的影響，并總結(jié)出了兩類條件不穩(wěn)定的模型。實(shí)際大氣中常常會(huì)出現(xiàn)對(duì)流不穩(wěn)定與對(duì)稱不穩(wěn)定會(huì)同時(shí)出現(xiàn)的現(xiàn)象，Seman（1994）在此基礎(chǔ)上研究了這種對(duì)流對(duì)稱不穩(wěn)定共存的現(xiàn)象，并稱為非線性對(duì)流對(duì)稱不穩(wěn)定。隨著研究的深入，后續(xù)又有很多學(xué)者研究了對(duì)稱不穩(wěn)定對(duì)降水形成發(fā)展中的作用（Moore and Lambert，1993；McCann，1995）。

國(guó)內(nèi)關(guān)于不穩(wěn)定與降水關(guān)系的研究也有很多，最早由張可蘇（1988a，1988b）對(duì)對(duì)稱不穩(wěn)定和橫波不穩(wěn)定進(jìn)行了深入的分析，探討了斜壓性在非地轉(zhuǎn)慣性流中的作用。吳國(guó)雄等（1995）；吳國(guó)雄和蔡雅萍（1997）；吳國(guó)雄和劉還珠（1999）通過濕位渦為判據(jù)對(duì)條件對(duì)稱不穩(wěn)定問題進(jìn)行了診斷，并提出了傾斜渦度發(fā)展理論。張立鳳和張銘（1992）研究了Wave-CISK機(jī)制對(duì)對(duì)稱不穩(wěn)定的影響并揭示了對(duì)稱不穩(wěn)定擾動(dòng)的性質(zhì)，指出對(duì)稱不穩(wěn)定是一種重力慣性波的不穩(wěn)定，并進(jìn)一步研究了斜交型不穩(wěn)定的問題。后來高守亭和周玉淑（2001）和 Gao（2000）在 Seman的基礎(chǔ)上利用 Kelvin-Helmholtz研究切變不穩(wěn)定的觀點(diǎn)，考慮到強(qiáng)渦度切變存在時(shí)切變線已經(jīng)構(gòu)成了渦層，從而使切變線的不穩(wěn)定問題變成了渦層的不穩(wěn)定問題，得到了切變線上的渦層不穩(wěn)定理論，周玉淑等（2003）進(jìn)一步將渦層不穩(wěn)定理論用于長(zhǎng)江流域一次暴雨過程的不穩(wěn)定分析?？苷完憹h城（2005）研究了非線性對(duì)流對(duì)稱不穩(wěn)定，并指出對(duì)流和對(duì)稱不穩(wěn)定之間的正反饋機(jī)制。在前人的理論分析基礎(chǔ)上，后來的許多學(xué)者對(duì)不穩(wěn)定性及其發(fā)生發(fā)展也進(jìn)行了大量的研究，并取得了很多研究成果。

本文以2012年7月21～22日河北北部及北京地區(qū)發(fā)生的特大暴雨過程為例，在前人的基礎(chǔ)上對(duì)該過程的不穩(wěn)定性的演變過程進(jìn)行探討分析?！?.21”暴雨過程為北京地區(qū)近60年來的最強(qiáng)的一次暴雨，該暴雨雨帶呈現(xiàn)西南—東北走向，其中特大暴雨區(qū)位于北京西南部山前和東北部山前部分。這次暴雨北京平均降水量達(dá)170 mm，其中全市在房山地區(qū)出現(xiàn)累計(jì)雨量最大值為460 mm，而在平谷地區(qū)出現(xiàn)最大1小時(shí)降水量約100 mm，城區(qū)內(nèi)最大降水量出現(xiàn)在石景山區(qū)，可達(dá)328 mm。北京7～8月雖為多雨期，可是發(fā)生如此強(qiáng)的對(duì)流系統(tǒng)并造成這樣大的降水是實(shí)屬罕見的，因而這次暴雨值得我們深入分析，為今后的暴雨預(yù)報(bào)提供一定的依據(jù)。

考慮到研究暴雨這類中尺度系統(tǒng)，而且對(duì)流觸發(fā)系統(tǒng)的尺度一般都比較小，常規(guī)資料分辨率太低，無法很好的將其特點(diǎn)表示出來，所以本文首先通過NCEP/NCAR的FNL（Final Analysis Data）全球再分析資料（0.5°×0.5°，時(shí)間間隔為6 h）分析環(huán)境場(chǎng)特征，然后采用具有高時(shí)空分辨率的 WRF模式模擬輸出資料來分析這次特大暴雨的不穩(wěn)定性。

2 背景場(chǎng)分析

首先，利用NCEP 0.5°×0.5°再分析資料對(duì)此次大暴雨過程中的大尺度背景場(chǎng)進(jìn)行分析。從 500 hPa高空?qǐng)D中可以看到，華北地區(qū)位于貝加爾湖低槽前部與副熱帶高壓的西北側(cè)，槽前的大范圍的垂直上升運(yùn)動(dòng)為這次強(qiáng)對(duì)流天氣提供了非常有利的背景條件。此次環(huán)流形勢(shì)為典型的“兩脊一槽”的形勢(shì)。暴雨臨近時(shí)的21日0000 UTC（圖略），貝加爾湖附近的低渦主槽與河套西部東移發(fā)展的低槽合并，逐漸移入華北地區(qū)，槽前存在大范圍西南氣流，北京地區(qū)受強(qiáng)盛的西南暖濕氣流影響。到21日1200 UTC（圖1a）副高5880線北抬并穩(wěn)定維持，阻擋了貝加爾低槽的西移，使得高空槽系統(tǒng)在華北地區(qū)滯留了較長(zhǎng)時(shí)間，是造成這次持續(xù)性大暴雨的重要原因。

700 hPa天氣圖上，在暴雨發(fā)生前，河套西部的低槽隨著引導(dǎo)氣流向東北方向移動(dòng)，在暴雨臨近時(shí)刻21日0000 UTC低槽強(qiáng)烈發(fā)展形成一個(gè)閉合的低渦，并逐漸向東移動(dòng)。至21日0600 UTC，低渦逐漸移近北京上空。槽前的西南氣流逐漸增強(qiáng)，最大可達(dá)16 m/s，北京位于急流軸出口區(qū)的左側(cè)，存在氣旋性切變，產(chǎn)生強(qiáng)垂直上升運(yùn)動(dòng)。到1200 UTC（圖 1b），低渦移至北京上空，且低空急流明顯增強(qiáng)，風(fēng)速最高可達(dá) 20 m/s，北京位于急流軸左側(cè)，此時(shí)北京上空存在強(qiáng)的風(fēng)的垂直切變。正渦度中心一直隨著低槽向東北方向移動(dòng)，到1200 UTC，強(qiáng)渦度中心恰好位于北京上空。

圖1 21日1200 UTC（a）500 hPa位勢(shì)高度（紅色實(shí)線，單位：gpm)、風(fēng)場(chǎng)（單位：m/s）和850 hPa相對(duì)濕度（陰影）；（b）700 hPa位勢(shì)高度（紅色實(shí)線，單位：gpm）和850 hPa低空急流（陰影）、700 hPa風(fēng)場(chǎng)（單位：m/s）；（c）200 hPa 風(fēng)場(chǎng)（單位：m/s）和高空急流（陰影）；（d）925 hPa相對(duì)濕度（陰影）和風(fēng)場(chǎng)（單位：m/s）Fig. 1 The distribution of (a)geopotential height at 500 hPa (red line, gpm), wind vector (m/s), at 500 hPa and relative humility (shaded)at 850 hPa; (b)geopotential height at 700 hPa (red line, gpm), low-level jet at 850 hPa (shaded), and wind vector at 700 hPa; (c)wind vector (m/s)and high-level jet (shaded)at 200 hPa; (d)relative humility (shaded)and wind vector (m/s)at 925 hPa at 1200 UTC 21 July

由200 hPa高空?qǐng)D（圖1c）也可以看到，21日0600～1800 UTC，北京地區(qū)位于高空急流入口區(qū)的右側(cè)，為次級(jí)環(huán)流的上升支，為強(qiáng)的風(fēng)向和風(fēng)速的輻散區(qū)。與低空急流相互配合，造成了高空輻散低空輻合的環(huán)流形勢(shì)，在華北地區(qū)產(chǎn)生較強(qiáng)的上升運(yùn)動(dòng)。為此次中尺度強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展提供了有利的動(dòng)力條件。

圖1a陰影區(qū)為850 hPa的水汽分布，可以看到，此次暴雨過程的水汽通道主要為低空急流強(qiáng)勁的西南風(fēng)從孟加拉灣所帶來的充足的水汽。從 21日0000 UTC一直維持到1800 UTC，為這次暴雨提供了充足的水汽。而在低空925～900 hPa（圖1d）之間存在另一條水汽通道，主要由南海氣旋“韋森特”和副高之間的東南氣流從南海海面帶來的水汽，使得北京地區(qū)長(zhǎng)時(shí)間處于近乎飽和的狀態(tài)。這兩條水汽通道均為這次暴雨提供了充足的水汽條件。

綜上所述，可以看到，在高低空環(huán)流場(chǎng)有利的配合下，無論是動(dòng)力還是熱力方面，均為這次大暴雨的發(fā)生發(fā)展提供了非常有利的條件。

3 模式驗(yàn)證

3.1 模式介紹

模擬采用WRF模式，模擬中心點(diǎn)在（39.6°N，116°E），兩層雙向嵌套，區(qū)域1水平分辨率4 km，水平方向格點(diǎn)數(shù)為 751×622；區(qū)域 2水平分辨率1.33 km，水平方向格點(diǎn)數(shù)為 841×826，垂直層數(shù)取51層，積分步長(zhǎng)為25 s。改模擬中微物理過程采用Milbrandt-Yau 2-moment方案，邊界層方案采用Mellor-Yamada-Janjic TKE，長(zhǎng)波輻射為 RRTM 方案，短波輻射為Goddard shortwave方案。積分時(shí)間從7月21日0000 UTC（協(xié)調(diào)世界時(shí)，下同）到22日1200 UTC，共積分36 h，每20分鐘輸出一次資料。

3.2 模擬降水與實(shí)況對(duì)比

圖2b，d，f給出了數(shù)值模擬的北京大暴雨21日0600 UTC、1200 UTC、1800 UTC每6小時(shí)的累計(jì)降水量分布，與實(shí)況（圖2a，c，e）對(duì)比可以看出，模擬結(jié)果能夠較好的反映出此次特大暴雨過程的雨帶移動(dòng)及強(qiáng)度變化。模擬的主要雨帶與實(shí)況基本一致，呈西南—東北走向，雖然強(qiáng)降水中心稍微偏西，但基本反映出強(qiáng)降水從西南向東北方向擴(kuò)張，強(qiáng)度不斷增強(qiáng)的趨勢(shì)，與實(shí)況雨帶和雨量變化趨勢(shì)一致。由于模擬具有較高的分辨率，模擬圖中出現(xiàn)多個(gè)小的強(qiáng)降水中心，而實(shí)況圖中由于觀測(cè)站點(diǎn)分辨率不夠高，實(shí)況中的強(qiáng)降水中心比較集中，位于河北與北京交界地帶，看不到小的降水中心。從模擬的降水量來看，雖然模擬最大降水強(qiáng)度要小于實(shí)況降水強(qiáng)度，但在0600～1200 UTC強(qiáng)降水時(shí)段的6小時(shí)累計(jì)降水量也都超過了100 mm以上。從模擬的逐小時(shí)降水量來看（圖略），模擬降水雨帶和強(qiáng)度變化比實(shí)況約滯后2～3個(gè)小時(shí)左右，強(qiáng)降水中心略有偏差，但降水的整體變化趨勢(shì)和持續(xù)時(shí)間與實(shí)況變化趨勢(shì)基本一致。因此，該模擬能夠較好的表征這次暴雨過程的結(jié)構(gòu)特征變化，可以利用模式輸出的高時(shí)空分辨率結(jié)果對(duì)這次大暴雨的中尺度結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究。

4 對(duì)流不穩(wěn)定分析

首先分析這次暴雨過程中的對(duì)流不穩(wěn)定性。經(jīng)分析發(fā)現(xiàn)該暴雨發(fā)生前（約 12個(gè)小時(shí)）以及暴雨初期（約前4個(gè)小時(shí)）北京上空存在很強(qiáng)的對(duì)流不穩(wěn)定區(qū)。沿近似垂直于鋒面和地形做剖面圖（圖3d），北京位于山前標(biāo)記處。

如圖 3所示。暴雨發(fā)生前（圖 3a）北京上空700 hPa以下為相當(dāng)位溫密集帶，相當(dāng)位溫隨高度降低，?θe?p＜0，說明此時(shí)北京上空對(duì)流層低層為較強(qiáng)的對(duì)流不穩(wěn)定狀態(tài)，且對(duì)流不穩(wěn)定的高度隨時(shí)間降低。此時(shí)一旦有對(duì)流觸發(fā)機(jī)制產(chǎn)生即可產(chǎn)生強(qiáng)對(duì)流。北京的西部陜西河北地區(qū)上空，存在一條相當(dāng)位溫密集帶，隨高度向西傾斜，經(jīng)過分析溫度擾動(dòng)剖面圖可以清楚的看到此密集帶處為冷暖氣團(tuán)交匯地帶，溫度梯度明顯，可見此處為一條冷鋒自西向東移來，而鋒前為暖濕氣團(tuán)的不穩(wěn)定能量聚集區(qū)。從0200 UTC開始，鋒前對(duì)流不穩(wěn)定區(qū)出現(xiàn)垂直上升運(yùn)動(dòng)，北京及附近地區(qū)開始產(chǎn)生降水，到0800 UTC（圖 3b）鋒前的垂直速度增強(qiáng)，且恰好位于北京上空，此時(shí)北京出現(xiàn)強(qiáng)降水。此時(shí)由圖可見北京西側(cè)的鋒面逐漸移近北京地區(qū)。到 1400 UTC（圖3c）鋒面逼近北京上空，伴隨著較強(qiáng)的垂直上升運(yùn)動(dòng)，在北京地區(qū)及周邊產(chǎn)生了持續(xù)性的降水。從圖中可見在暴雨發(fā)生區(qū)均出現(xiàn)相當(dāng)位溫等值線下凹，這是由空氣中飽和的水汽凝結(jié)，釋放大量的潛熱，使得相當(dāng)位溫突然增大，從而出現(xiàn)下凹的現(xiàn)象，并出現(xiàn)相當(dāng)位溫等值線陡峭且密集區(qū)。

圖2 2012年7月21日北京及其周邊地區(qū)6小時(shí)累計(jì)降水量分布（單位：mm）：（a）0000～0600 UTC觀測(cè)；（b）0000～0600 UTC模擬；（c）0600～1200 UTC觀測(cè)；（d）0600～1200 UTC模擬；（e）1200～1800 UTC觀測(cè)；（f）1200～1800 UTC模擬Fig. 2 The 6-h accumulated precipitation (mm)on 21 July 2012: (a)Simulation from 0000 to 0600 UTC; (b)observation from 0000 to 0600 UTC; (c)simulation from 0600 to 1200 UTC; (d)observation from 0600 to 1200 UTC; (e)simulation from 1200 to 1800 UTC; (f)observation from 1200 to 1800 UTC

通過房山（39.68°N，116.13°E）上空相當(dāng)位溫隨時(shí)間的變化圖（圖 4）也可以看到，暴雨初始階段0000～0600 UTC，北京上空850～700 hPa之間處于較強(qiáng)的對(duì)流不穩(wěn)定區(qū)，隨后，對(duì)流觸發(fā)，降水產(chǎn)生，能量釋放，不穩(wěn)定層結(jié)的高度隨時(shí)間降低，強(qiáng)度減弱。0600 UTC之后，大氣基本上變?yōu)槿鯇?duì)流不穩(wěn)定層或中性層結(jié)。經(jīng)過分析發(fā)現(xiàn)，大氣不穩(wěn)定層結(jié)轉(zhuǎn)為條件性對(duì)稱不穩(wěn)定。

圖3 相當(dāng)位溫（eθ）和垂直速度（陰影，單位：m/s）沿圖d中的紅線的垂直剖面圖：（a）21日0000 UTC；（b）21日0800 UTC；（c）21日1400 UTC。（d）北京附近地形圖（陰影，單位：m），紅線為垂直于鋒面和地形所做剖面的位置。（a-c）橫坐標(biāo)為格點(diǎn)數(shù)（紅三角代表北京所在的位置）Fig. 3 Vertical cross sections of equivalent potential temperature (eθ, K)and vertical velocity (shaded, m/s)along the red line in Fig. d at (a)0000 UTC,(b)0800 UTC, (c)1400 UTC on 21 July 2012; (d)the topography distribution (m). (a-c)The horizontal axis is grid point number, and the red triangle represents the Beijing location

5 條件對(duì)稱不穩(wěn)定與濕位渦分析

條件對(duì)稱不穩(wěn)定（CSI）是指當(dāng)空氣塊做垂直上升運(yùn)動(dòng)或水平運(yùn)動(dòng)時(shí)是對(duì)流穩(wěn)定和慣性穩(wěn)定的，但氣塊做傾斜上升運(yùn)動(dòng)時(shí)卻發(fā)生不穩(wěn)定的現(xiàn)象，是鋒面附近暴雨和強(qiáng)對(duì)流發(fā)展的重要物理機(jī)制。條件對(duì)稱不穩(wěn)定是大氣穩(wěn)定狀態(tài)和條件不穩(wěn)定狀態(tài)之間的中樞紐帶，大氣由穩(wěn)定向不穩(wěn)定發(fā)展或者由不穩(wěn)定向穩(wěn)定演變均通過條件不穩(wěn)定來實(shí)現(xiàn)（程艷紅和陸漢城，2006），因而 CSI的判定能更好地揭示暴雨、強(qiáng)對(duì)流等災(zāi)害性天氣。關(guān)于條件對(duì)稱不穩(wěn)定在暴雨中的應(yīng)用，前人已經(jīng)做了大量的研究。Moore and Lambert（1993）總結(jié)了關(guān)于CSI的天氣特征：（1）CSI發(fā)生在垂直風(fēng)切變大的地方；（2）CSI發(fā)生在中低層為靜力穩(wěn)定的大氣中，而且大氣要近乎飽和狀態(tài)，水汽含量超過80%；（3）CSI常發(fā)生在暖風(fēng)附近或者是有大范圍上升運(yùn)動(dòng)高空槽前低空為強(qiáng)的西南氣流，從而帶來充足的水汽。從理論上來說，在等動(dòng)量面比等熵面平緩的區(qū)域，大氣存在對(duì)稱不穩(wěn)定，但為了預(yù)報(bào)方便，后來 Hoskin（1974）提出可用濕位渦判斷條件對(duì)稱不穩(wěn)定，當(dāng)濕位渦為負(fù)（Mpv＜0）表征大氣存在條件對(duì)稱不穩(wěn)定。濕位渦不僅表征了大氣動(dòng)力、熱力屬性，而且考慮了大氣中水汽的作用。吳國(guó)雄等（1995）研究表明，低空濕位渦分析和傾斜渦度發(fā)展應(yīng)當(dāng)是持續(xù)暴雨動(dòng)力天氣和動(dòng)力氣候研究的一個(gè)重要內(nèi)容。因而下文將利用濕位渦這一判據(jù)對(duì)大氣的不穩(wěn)定性進(jìn)行診斷分析。

圖4 房山上空的相當(dāng)位溫θe隨時(shí)間的變化Fig. 4 The evolution of equivalent potential temperature θeover Fangshan station

假定垂直速度的水平變化比水平速度的垂直切變小得多，p坐標(biāo)系中濕位渦可表示（吳國(guó)雄等，1995）為：

令

其中，θse為假相當(dāng)位溫，ζ為相對(duì)渦度，ζa為氣塊的絕對(duì)渦度，濕位渦的單位為 PVU，且 1PVU=10-6Km2s-1kg-1。 Mpv1為濕位渦的正壓分量，表示慣性穩(wěn)定性和對(duì)流穩(wěn)定性的作用，其值取決于空氣塊絕對(duì)渦度的垂直分量和θse的垂直梯度的乘積。由于大氣中絕對(duì)渦度在北半球一般為正值，因而當(dāng)大氣為對(duì)流不穩(wěn)定時(shí)，?θse? p＞0，則Mpv1＜0。Mpv2為濕位渦的斜壓分量，代表濕斜壓項(xiàng)，它包含了濕斜壓性和水平風(fēng)垂直切變的作用。

圖5為過房山的pvM 及pv1M 、pv2M 隨時(shí)間變化的圖。從0200 UTC北京地區(qū)開始產(chǎn)生降水，可見在降水前以及剛發(fā)生降水的時(shí)刻，0000 UTC～0600 UTC，北京上空3 km （約700 hPa）以下pv1M ＜0，說明在此期間大氣為對(duì)流不穩(wěn)定為主，而其高空 3 km以上為穩(wěn)定區(qū)，與前文分析一致。此時(shí)pvM 在北京上空的剖面分布與pv1M 近似，700 hPa以上為正值區(qū)，700 hPa以下為負(fù)值區(qū)，說明低空可能存在條件對(duì)稱不穩(wěn)定。但 Bennets and Sharp（1982），Moore and Lambert（1993）指出當(dāng)大氣中對(duì)稱不穩(wěn)定與對(duì)流不穩(wěn)定共同存在時(shí)，由于對(duì)流不穩(wěn)定的增長(zhǎng)率大于對(duì)稱不穩(wěn)定，因而大氣會(huì)由對(duì)流不穩(wěn)定所主導(dǎo)。因此在0000 UTC～0600 UTC的時(shí)間內(nèi)，大氣是以對(duì)流不穩(wěn)定為主。而從0600 UTC開始，北京上空低層大氣的pv1M 變?yōu)檎f明層結(jié)穩(wěn)定性減弱，低層大氣變?yōu)榉€(wěn)定性或中性層結(jié)，而pv2M 的負(fù)值區(qū)明顯增強(qiáng)。這主要是由于此時(shí)低空急流增強(qiáng)，造成的風(fēng)切變和大氣斜壓性增強(qiáng)。由公式可知，由于鋒面呈東北西南向，坐標(biāo)x軸由冷氣團(tuán)指向暖氣團(tuán)，因而?θse?x＞0；同時(shí)，由于低空急流的增強(qiáng)，使得風(fēng)的垂直切變?cè)黾樱?v?p＜0，因而(? θse?x )(? v ? p )＜0。坐標(biāo) y軸由暖氣團(tuán)指向冷氣團(tuán)，因而?θse?y＜0；同時(shí)，由于緯向低空為偏東風(fēng)，而高層為偏西風(fēng)，使得風(fēng)的垂直切變?cè)黾樱?u?p＜0，因而-(? θse?y)(? u ?p )＜0。所以 Mpv2＜0，同時(shí)說明此時(shí)北京上空存在較強(qiáng)的條件對(duì)稱不穩(wěn)定。通過圖 5d我們也可以看到相似的結(jié)論。當(dāng)?shù)褥孛娴男甭蚀笥诘葎?dòng)量面的斜率時(shí)，大氣為對(duì)稱不穩(wěn)定的，通過計(jì)算可以看到約在0600 UTC～1200 UTC，大氣低層等熵面的斜率與等動(dòng)量面的斜率差為正值區(qū)，說明這段時(shí)間內(nèi)大氣是對(duì)稱不穩(wěn)定的。

由此可見，此次暴雨過程中的條件不穩(wěn)定主要由于強(qiáng)低空急流所帶來的暖濕氣流和由于降水凝結(jié)潛熱釋放所造成的濕斜壓性以及對(duì)流層中低層的水平風(fēng)的垂直切變所引起。根據(jù)傾斜渦度理論（吳國(guó)雄等，1995），由于等熵面的傾斜或大氣水平風(fēng)的垂直切變的增加，均能夠?qū)е麓怪睖u度的顯著性發(fā)展，因而導(dǎo)致了強(qiáng)對(duì)流的產(chǎn)生；反過來，由于對(duì)流降水所產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱釋放造成對(duì)流穩(wěn)定度的減少又進(jìn)一步促進(jìn)了氣旋性渦度的發(fā)展，由此形成正反饋，使得對(duì)流得以維持和發(fā)展。

圖5 過房山地區(qū)（a）Mpv1、（b）Mpv2、（c）Mpv以及（d）等熵面與等動(dòng)量面斜率的差值隨時(shí)間變化（a-c，單位：10-1 PVU）Fig. 5 The evolution of (a)Mpv1, (b)Mpv2, (c)Mpv and (d)difference of slopes between isentropic surface and momentum isotimic surface over Fangshan station (a-c, units: 10-1 PVU)

圖6為房山附近區(qū)域平均的濕位渦的時(shí)間變化。由分析可知，暴雨初始時(shí)刻的Mpv的變化趨勢(shì)與pv1M 一致，說明暴雨初始階段的Mpv主要由Mpv1所控制，大氣低層處于對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)中。而后0500 UTC，對(duì)流行不穩(wěn)定逐漸減弱，并逐漸轉(zhuǎn)為對(duì)流穩(wěn)定的大氣層結(jié)，而隨著風(fēng)的垂直切變與斜壓性逐漸增強(qiáng)，可以明顯地看出 Mpv2的絕對(duì)值逐漸增強(qiáng)，可以看到 Mpv2在降水期間主要存在三個(gè)極值區(qū)，分別為0400 UTC，1000 UTC以及2000 UTC以后。通過與圖7的對(duì)比可以看到Mpv2的絕對(duì)值的變化與低空風(fēng)切變的變化基本上是一致的，可見低空風(fēng)的垂直切變?cè)贛pv2的變化中起了主要作用。而Mpv的變化與Mpv2近似，存在三個(gè)極小值。但第一個(gè)時(shí)刻和第三個(gè)時(shí)刻，大氣為對(duì)流不穩(wěn)定的層結(jié)，抑制對(duì)稱不穩(wěn)定的增長(zhǎng)，因而只有第二個(gè)時(shí)刻1000 UTC左右的大氣是由強(qiáng)對(duì)稱不穩(wěn)定所控制的?？梢钥闯鰌vM 的異常變化主要來自于pv2M 的貢獻(xiàn)，即由大氣的濕斜壓性和水平風(fēng)的垂直切變所造成，為后續(xù)的降水提供了有利的不穩(wěn)定條件。北京地區(qū)1000 UTC 左右降水驟增，而此時(shí)pv2M 的絕對(duì)值也處于極值點(diǎn)。因此可以認(rèn)為pv2M 斜壓項(xiàng)與強(qiáng)暴雨的發(fā)生有著密切的關(guān)系。

圖6 850 hPa 房山區(qū)域平均的濕位渦21日0000 UTC～22日0200 UTC的時(shí)間演變（紅線：Mpv；藍(lán)線：Mpv1；綠線：Mpv2單位：10-1 PVU）Fig. 6 The evolution of domain average moist potential vorticity (10-1 PVU)at 850 hPa over Fangshan station (red line: Mpv; blue line: Mpv1;green line: Mpv2)

圖7 房山上空低空風(fēng)切變（折線，單位：m/s）與觀測(cè)降水（柱狀圖，單位：mm）隨時(shí)間的變化Fig. 7 The evolution of low-level vertical wind shear (line，m/s)and observational precipitation (bar, mm)

綜上所述，此次暴雨初始階段大氣層結(jié)主要受對(duì)流不穩(wěn)定所控制，一旦觸發(fā)機(jī)制成熟即可發(fā)生強(qiáng)對(duì)流，產(chǎn)生大暴雨，不穩(wěn)定能量釋放，對(duì)流不穩(wěn)定性逐漸減弱，而此時(shí)條件對(duì)稱不穩(wěn)定性逐漸增強(qiáng)，成為對(duì)流系統(tǒng)維持和發(fā)展的主導(dǎo)因素。Xu（1986）將這種雨帶形成的機(jī)制稱為“向上尺度”模式，即首先出現(xiàn)的是由小尺度濕對(duì)流不穩(wěn)定發(fā)展形成的對(duì)流單體，隨后對(duì)流觸發(fā)，濕對(duì)流不穩(wěn)定能量釋放，在對(duì)稱不穩(wěn)定的作用下形成中尺度有組織化的雨帶。

6 不穩(wěn)定觸發(fā)與維持機(jī)制

6.1 對(duì)流不穩(wěn)定觸發(fā)機(jī)制

北京暴雨發(fā)生前，從水平風(fēng)場(chǎng)可以看到從陜西和河北地區(qū)，有一條東北西南方向的切變線順著引導(dǎo)氣流逐漸向北京地區(qū)移來，使得槽前激發(fā)的對(duì)流單體組織加強(qiáng)。可以看到在切變線上形成多個(gè)閉合的小低渦，隨著切變線一起向東北方向移動(dòng)（如圖8a）。該切變線上小渦旋所引起的輻合抬升作用是觸發(fā)北京地區(qū)對(duì)流性降水的重要原因，是此次暴雨發(fā)生的直接啟動(dòng)機(jī)制。另一方面，北京地形復(fù)雜，北臨燕山西臨太行山，在北京的西北側(cè)為一近似喇叭口狀的地形，成為這次暴雨增幅的催化劑。吳慶梅等（2009）研究指出垂直速度的大小取決于水平風(fēng)速和山體的坡度。由過房山的風(fēng)廓線圖（圖8b）可以看到，從0200 UTC 開始，北京低層風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)為東南風(fēng)，并隨時(shí)間增強(qiáng)，由于氣流受到東北—西南走向的地形的抬升作用，使得山前有明顯的風(fēng)場(chǎng)輻合，質(zhì)量堆積，產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)。隨之山前迎風(fēng)坡產(chǎn)生較強(qiáng)的垂直速度，觸發(fā)對(duì)流，產(chǎn)生降水。因而，地形的抬升作用也是觸發(fā)對(duì)流不穩(wěn)定的重要原因。

除了地形與切變線的作用外，干冷空氣侵入也是對(duì)流不穩(wěn)定觸發(fā)的重要原因。干入侵是指從對(duì)流層頂附近下沉至低層的干空氣，其具有高位勢(shì)渦度和低濕球位溫的特點(diǎn)（Browning and Gold，1995；Browning，1997）。眾多研究表明，干入侵對(duì)溫帶氣旋的生成和發(fā)展，次天氣系統(tǒng)的位勢(shì)不穩(wěn)定的發(fā)展（Browning，1997），以及中氣旋的發(fā)展起著有利的促進(jìn)作用，它影響著鋒面降水結(jié)構(gòu)分布及演變特征（Browning and Roberts，1996）。圖9為過房山相對(duì)濕度和位渦的緯向剖面圖，定義相當(dāng)濕度小于60%為干區(qū)。從圖9a中可以看到暴雨發(fā)生前期（0000 UTC～0300 UTC）從偏東方向來了一股干冷空氣，呈傾斜狀向北京延伸，逐漸延伸到北京上空（116°E附近）。125°E上空有一高位渦呈漏斗狀向下延伸至500 hPa附近，且有一位渦高值從高空下落脫離，位于北京北側(cè)上空700 hPa處。干空氣塊具有較低的相當(dāng)位溫，沿著較密集的等熵面下滑，侵入到對(duì)流層底層具有較高的相當(dāng)位溫的濕空氣上方，增強(qiáng)了大氣的對(duì)流不穩(wěn)定性，因而更易產(chǎn)生降水。而后由于高空強(qiáng)勁的偏西風(fēng)，東側(cè)的干冷空氣逐漸移出北京地區(qū)。從圖 9b相對(duì)濕度隨時(shí)間的變化圖中也可以看到0000 UTC～0500 UTC，北京上空700 hPa～500 hPa之間存在一相對(duì)濕度較小的干區(qū)，這一上干下濕的不穩(wěn)定層結(jié)極易觸發(fā)對(duì)流不穩(wěn)定。而后的時(shí)刻大氣變?yōu)轱柡蜖顟B(tài)，為對(duì)稱不穩(wěn)定的發(fā)生提供了有力的條件。將相對(duì)濕度隨時(shí)間的變化與圖 4（對(duì)流不穩(wěn)定的分布）對(duì)比可以發(fā)現(xiàn)，0000 UTC～0500 UTC大氣700 hPa以下存在的對(duì)流不穩(wěn)定區(qū)與干區(qū)對(duì)應(yīng)較好。說明對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)的產(chǎn)生主要是由于其700 hPa～500 hPa高度處的干冷空氣所導(dǎo)致。

綜上所述，由于切變線所引起的輻合上升運(yùn)動(dòng)是這次暴雨過程中對(duì)流性降水的直接觸發(fā)機(jī)制之一，為暴雨發(fā)生提供了有利的輻合上升條件。同時(shí)北京西北的喇叭口狀地形對(duì)東南氣流的抬升作用，成為這次暴雨增幅的催化劑。另外，中層的干冷空氣入侵是觸發(fā)初期階段對(duì)流不穩(wěn)定的重要原因。

圖8 （a）0600 UTC 750 hPa 流場(chǎng)與低空急流（陰影，單位：m/s）；（b）房山上空風(fēng)廓線隨時(shí)間的變化（單位，m/s）Fig. 8 (a)The low-level jet (shaded, units: m/s)and the streamline at 750 hPa at 0600 UTC; (b)the evolution of wind profile over Fangshan station (m/s)

圖9 （a）0000 UTC過房山相對(duì)濕度（陰影）和位渦（等值線代表1，2，4，單位：PVU）的緯向—垂直剖面；（b）房山上空相對(duì)濕度隨時(shí)間的變化Fig. 9 (a)Vertical cross section of relative humidity (shaded)and potential vorticity (isoline, units: PVU)at 0000 UTC over Fangshan station;(b)the evolution of relative humidity over Fangshan station

6.2 條件對(duì)稱不穩(wěn)定觸發(fā)機(jī)制

暴雨初期，大氣處于對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)中，由于觸發(fā)對(duì)流能量釋放，對(duì)流不穩(wěn)定性減弱，而后降水過程主要以條件不穩(wěn)定所控制。而條件不穩(wěn)定的觸發(fā)也受到動(dòng)熱力的共同作用。

從動(dòng)力機(jī)制來看，在750 hPa上切變線的小低渦不斷消亡又新生，到1000 UTC位于切變線尾部的一個(gè)小渦旋發(fā)展為一個(gè)完整而深厚的低渦（見圖10a）。這主要是由于其位于低空急流軸的左側(cè)，低空急流左側(cè)的氣旋性切變促進(jìn)了低渦的發(fā)展加強(qiáng)。同時(shí)喇叭口狀地形的強(qiáng)迫抬升作用也促進(jìn)了低渦的發(fā)展（圖10b）。因而這一低渦是后續(xù)造成北京地區(qū)大暴雨的主要中尺度系統(tǒng)，這也是對(duì)稱不穩(wěn)定觸發(fā)的重要原因。這也證明了 Xue and Willianm（2006）提到的輻合線上已有的β中尺度系統(tǒng)與地形相互作用，激發(fā)出了新的不穩(wěn)定，屬于典型的輻合線上低渦發(fā)展。

圖10 1000 UTC要素場(chǎng)：（a）750 hPa 流場(chǎng)與低空急流（陰影，單位：m/s）；（b）地形分布（陰影，單位：m）與750 hPa風(fēng)場(chǎng)（m/s）分布，其中紅圈代表喇叭口地形的位置；（c）地形分布（陰影，單位：m）與850 hPa風(fēng)場(chǎng)（單位：m/s）分布；（d）過房山的垂直風(fēng)場(chǎng)與垂直速度（陰影，單位：cm/s）的緯向—垂直剖面Fig.10 (a)The distribution of low-level jet (shaded)and streamline at 750 hPa at 1000 UTC; (b)the distribution of wind field at 750 hPa and the terrain(shaded, m)at 1000 UTC; (c)the distribution of wind field at 850 hPa and the terrain at 1000 UTC；(d)the vertical cross section of wind field and vertical velocity (shaded)along 40°N at 1000 UTC

圖10c可以看到 1000 UTC 850 hPa風(fēng)場(chǎng)在山前喇叭口地形處匯合，有明顯的質(zhì)量堆積。這是由于從0900 UTC開始，房山地區(qū)的低空風(fēng)向轉(zhuǎn)為偏東風(fēng)，且風(fēng)速明顯增強(qiáng)（見圖 8b），從而增強(qiáng)了地形的強(qiáng)迫抬升的作用，使得垂直速度加強(qiáng)，降水驟增。而此時(shí)低層?xùn)|南風(fēng)增強(qiáng)的原因可能是由于切變線上的渦旋增強(qiáng)，與北京低空的東南風(fēng)疊加，使得環(huán)境風(fēng)速增強(qiáng)。從其剖面圖（圖 10d）可以看到迎風(fēng)坡約115.5°E上空有強(qiáng)垂直上升速度產(chǎn)生，貫穿整個(gè)對(duì)流層，這是導(dǎo)致0900 UTC～1200 UTC的強(qiáng)降水的重要原因。

姚秀萍和于玉斌（2005）的研究指出，正是由于干空氣和暖濕空氣在江淮流域的對(duì)峙導(dǎo)致了當(dāng)?shù)氐某掷m(xù)性暴雨。而在此次暴雨過程中有著類似的現(xiàn)象。由圖11a可以看到，在750 hPa有一從偏北方向來的冷空氣與偏南風(fēng)所帶來的暖濕氣流相對(duì)峙，冷暖空氣勢(shì)均力敵，這一對(duì)峙局面一直維持，隨著切變線的方向緩慢向東移動(dòng)，到0900 UTC到達(dá)北京上空，并在北京上空長(zhǎng)時(shí)間滯留，導(dǎo)致持續(xù)性的降水。從溫度擾動(dòng)的剖面圖也可以看到（圖11b）這一現(xiàn)象。從槽后吹來的冷空氣逐漸滲入暖濕氣流的下方，使得暖濕氣流沿著冷空氣不斷向上爬升，這一斜升運(yùn)動(dòng)能夠釋放不穩(wěn)定能量，觸發(fā)不穩(wěn)定，從而產(chǎn)生降水。而且，通過剖面圖的逐時(shí)觀測(cè)可以看到，冷暖對(duì)持的現(xiàn)象穩(wěn)定維持在 40°N附近，使得這次暴雨在北京上空得以維持。這是對(duì)稱不穩(wěn)定觸發(fā)的主要原因。

綜上所述，在與對(duì)稱不穩(wěn)定性降水有關(guān)的過程中，受低空急流以及地形的共同作用，在切變線上生成了一個(gè)完整的中尺度低渦系統(tǒng)，成為北京地區(qū)大暴雨的主要中尺度系統(tǒng)，這也是對(duì)稱不穩(wěn)定的重要觸發(fā)機(jī)制。另外，冷暖空氣長(zhǎng)期對(duì)峙，暖濕空氣沿著低層的干冷空氣爬升，不穩(wěn)定能量釋放，這是也對(duì)稱不穩(wěn)定觸發(fā)的主要原因。

7 總結(jié)和討論

通過WRF數(shù)值模式，文本較好的模擬出了鋒前暖區(qū)降水與鋒面降水過程。為后續(xù)對(duì)此次暴雨過程進(jìn)行詳細(xì)的分析提供了較好的依據(jù)。通過診斷分析了2012年7月21日北京特大暴雨的不穩(wěn)定性及其觸發(fā)機(jī)制，主要結(jié)論如下：

（1）在暴雨發(fā)生前及暴雨初期，北京上空大氣低層處于明顯的對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)中，有著高對(duì)流有效能量的聚集。產(chǎn)生對(duì)流不穩(wěn)定的一個(gè)重要原因是北京上空干冷空氣入侵，造成大氣上干下濕的不穩(wěn)定層結(jié)，從而增強(qiáng)了對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)。隨著暴雨的發(fā)生不穩(wěn)定能量釋放，對(duì)流不穩(wěn)定減弱，隨之條件對(duì)稱不穩(wěn)定增強(qiáng)，在后續(xù)暴雨的維持和增強(qiáng)過程中起到了主導(dǎo)作用。

（2）在暴雨過程中的對(duì)稱不穩(wěn)定主要由于低空急流和降水所造成的大氣的濕斜壓性和水平風(fēng)的垂直切變?cè)斐?。其中說明 Mpv2是對(duì)稱不穩(wěn)定產(chǎn)生的主要原因。而經(jīng)過對(duì)比發(fā)現(xiàn)，水平風(fēng)的垂直切變與 Mpv2的變化一致，因而風(fēng)速的垂直切變是導(dǎo)致 Mpv2是異常變化的主要原因。

（3）本文分別探討了這次暴雨過程中的對(duì)流性不穩(wěn)定與對(duì)稱性不穩(wěn)定的觸發(fā)機(jī)制。暴雨初期的對(duì)流性降水過程中，低空切變線是對(duì)流觸發(fā)的重要機(jī)制之一，同時(shí)北京近地面盛行東南風(fēng)，由于在其西北側(cè)的喇叭口狀的地形的強(qiáng)迫抬升作用，與上空切變線的相互配合，是其觸發(fā)對(duì)流不穩(wěn)定的主要原因。另外，從北京東側(cè)的對(duì)流層高層有向下的干空氣侵入，可到達(dá)北京上空700 hPa附近，上干下濕的不穩(wěn)定層結(jié)更易觸發(fā)對(duì)流。對(duì)于對(duì)稱不穩(wěn)定性降水的觸發(fā)機(jī)制主要是由于北京上空冷暖空氣的長(zhǎng)期對(duì)峙，從偏北方向來的冷空氣滲入到暖濕空氣下方，使得暖濕空氣團(tuán)被抬升，從而觸發(fā)對(duì)稱不穩(wěn)定，造成持續(xù)性降水。同時(shí)切變線上生成的低渦也是對(duì)稱不穩(wěn)定觸發(fā)的重要原因。

（4）暴雨過程中北京近地面盛行東南風(fēng)，而0900 UTC開始，風(fēng)向突變?yōu)槠珫|風(fēng)，風(fēng)速驟增。由于在北京西北側(cè)的喇叭口狀的地形的強(qiáng)迫抬升作用，與上空 750 hPa移來的切變線相互配合，在切變線上形成中尺度氣旋，產(chǎn)生強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)，助發(fā)不穩(wěn)定，這是導(dǎo)致0900～1300 UTC暴雨增幅的重要原因。

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