田付友，楊舒楠，鄭永光，夏坤

(1.國家氣象中心，北京100081；2.中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京100029)

引 言

短時強降水和暴雨關系密切，但又區(qū)別明顯(孫繼松，2017)。我國業(yè)務上將整點時刻的小時降水量不低于20 mm或3 h 降水量超過50 mm的降水事件定義為短時強降水(俞小鼎，2013)，而暴雨指24 h內累計降水量不低于50 mm的降水事件，特大暴雨則為24 h累計降水量不低于250 mm 的極端降雨事件(全國氣象防災減災標準化技術委員會，2012)。時間跨度的不同是短時強降水和暴雨在定義上的顯著區(qū)別。短時強降水是暴雨事件中的常見現(xiàn)象，但是相比于長持續(xù)時間的穩(wěn)定性降水造成的暴雨，短時強降水導致的暴雨具有短時雨強大、持續(xù)時間短、空間尺度范圍小等特征(丁一匯，2005)，致災性更強，威脅更大，預報和防御也更 加 困 難(Lyman et al.，2005；Liao et al.，2010)。高強度的短時強降水和暴洪也具有很好的一致性，常對應高的暴洪風險(Brooks and Stensrud，2000；

Doswell，2001)。

短時強降水均由對流直接產生。Tokay等(1999)研究表明，熱帶地區(qū)超過10 mm·h-1的降水量幾乎均與對流有直接的關系。Zheng 等(2019)研究顯示，不低于10 mm·h-1的降水量可用于表征我國的對流性降水。因此，我國業(yè)務中的短時強降水(不低于20 mm·h-1)均具有對流的屬性。短時強降水是在有利的大尺度環(huán)境條件下，由中小尺度對流系統(tǒng)直接產生(Maddox et al.，1979；Doswell et al.，1996)，且存在大陸型和熱帶型兩種產生短時強降水的主要對流型(俞小鼎，2013；孫繼松，2017)。但即使是同一個對流系統(tǒng)中，不同位置的降水強度也會差別顯著(Barnes and Houze，2014)，如颮線前導區(qū)中的降水量可達100 mm·h-1，而后部層云區(qū)的降水量僅1～10 mm·h-1(Houze and Betts，1981)。Weisman和Klemp(1982)的模擬研究顯示，存在兩種取決于大尺度環(huán)境條件的高降雨率的機制，一種高強度降水出現(xiàn)在低對流有效位能(CAPE)和弱到中等垂直風切變環(huán)境下，此時降水效率隨風切變的增大而減小，與對流風暴中夾卷增強導致蒸發(fā)增強有關；另一種機制尚不明確，但雨強隨CAPE和垂直風切變的增大而增大。

由于短時強降水的對流屬性和對其形成機理認識的局限性，使得各種時效的預報預測仍面臨較大的挑 戰(zhàn)(Roberts and Rutledge，2003；Sun et al.，2014；James et al.，2018)。短時強降水落區(qū)和強度的準確判斷直接影響定量降水預報的效果。盡管短時強降水預報并非無跡可尋(Doswell et al.，1996；Davis，2001)，但即使完全掌握了大尺度環(huán)境條件，仍然難以準確判斷短時強降水的強度和范圍，從而影響對定量降水量級和落區(qū)的判斷(Liao et al.，2010；俞小鼎，2012；田付友等，2018)。環(huán)境動力、水汽和熱力條件是影響對流的主要環(huán)境三要素(Doswell et al.，1996；何躍等，2019)。短時強降水是我國強對流天氣中最為常見的現(xiàn)象，在不同的短時強降水過程中，不同要素的多種配置是如何對降水強度產生影響的，目前對這方面的認識尚有不足。本文針對北京地區(qū)2012年7月21日(簡稱“7.21”過程)和2016年7月20日(簡稱“7.20”過程)兩次影響差別大、小時降水強度差異顯著的極端暴雨事件，在對兩次過程的短時強降水實況進行詳細分析的基礎上，對比分析兩次過程的環(huán)流形勢、環(huán)境的動力、水汽、熱力特征和地形影響，并對比研究了兩次過程中影響短時強降水的環(huán)境因素的極端性，以期為理解、認識和預報短時強降水提供更多的參考。

1 短時強降水實況對比

2012年“7.21”和2016年“7.20”過程中北京及其周邊均出現(xiàn)了極端特大暴雨。2012年“7.21”過程是北京出現(xiàn)的1951年以來最強的一次特大暴雨過程，北京城區(qū)24 h平均降水量達215 mm，房山一水文站錄得460 mm的極端降水。極端降水最終導致北京市79 人因災死亡，數(shù)十萬人緊急轉移，數(shù)百萬人受災。2016年7月19—20日的“7.20”極端暴雨過程中，北京全市出現(xiàn)了平均212.6 mm 的累積降水量，市區(qū)平均降水量達274.0 mm，門頭溝東山村最大達453.7 mm，降水有效地補充了北京的地下水資源。兩次過程的累計降水量均達到了極端暴雨的級別，但所造成的結果和影響卻差別極大：前一次過程造成了巨大的破壞和損失，后一次過程的利遠大于弊。

2012年“7.21”過程中，北京地區(qū)的降水從21日02 時(北京時，下同)開始至22日凌晨，持續(xù)20 h 左右。圖1 為兩次過程不同強度短時強降水的站次數(shù)隨時間的變化，在計算不同強度短時強降水站次數(shù)時，低閾值短時強降水的站次數(shù)中也包含了高閾值短時強降水的站次數(shù)，如485站次的不低于20.0 mm·h-1的短時強降水中包含了強度不低于50.0 mm·h-1的短時強降水(表1)，其它類似。圖1a 顯示，2012年“7.21”過程中，短時強降水在降水出現(xiàn)約10 h 后的21日12時開始出現(xiàn)，站次數(shù)隨后不斷增加，于15時達到40站次的峰值，之后有小幅度的回落，然后于20時達到75站次的最大數(shù)量，此后不斷減少，并逐漸減至0。超過50.0 mm·h-1的短時強降水的站次數(shù)隨時間的變化較為單一，21日20時之前以個位數(shù)存在，19—22時集中出現(xiàn)，20時最多，達36站次，約占該時次短時強降水的50%，即出現(xiàn)短時強降水的站點中，超過一半的短時強降水的降水強度在50.0 mm·h-1以上，并有多個站次的降水強度超過了80.0 mm·h-1，過程中的最大降水強度達到了100.3 mm·h-1(表1)。圖1b 顯示，盡管2016年“7.20”過程中的短時強降水也明顯存在兩個主要時段，且短時強降水的持續(xù)時間也為14 h左右，但短時強降水的特征與2012年“7.21”過程顯著不同。2016年“7.20”過程中，短時強降水集中出現(xiàn)的第一個時段為19日08 時前后，約10 站次，第二個階段出現(xiàn)在次日的12 時前后，約135 站次。然而，整個過程中北京轄區(qū)內只出現(xiàn)了兩站次50.0 mm·h-1以上的短時強降水，分別出現(xiàn)在19日09時和20日13時，最大降水強度為56.8 mm·h-1。此外，表1還顯示，2016年“7.20”過程中短時強降水的總站次數(shù)遠多于2012年“7.21”過程，且在出現(xiàn)時間上也更為集中。對比可知，主要是短時強降水強度的不同造成了兩次極端特大暴雨過程影響的巨大不同。

圖1 北京2012年“7.21”(a)和2016年“7.20”(b)特大暴雨過程中≥20 mm·h-1和≥50 mm·h-1站次時間變化Fig.1 The variation of station numbers of hourly precipitation not less than 20.0 mm·h-1 and not less than 50.0 mm·h-1 during the torrential rainstorms of(a)“7.21”in 2012 and(b)“7.20”in 2016 over Beijing.

表1 北京2016年“7.20”與2012年“7.21”特大暴雨過程中實況特征對比Table 1 Comparison of characteristics for torrential rainstorms of“7.21”in 2012 and“7.20”in 2016 over Beijing.

圖2 2012年“7.21”(a)和2016年“7.20”(b)特大暴雨過程中北京及周邊地區(qū)短時強降水分布(實心點表示降水強度超過50.0 mm·h-1,空心圓表示降水強度超過20.0 mm·h-1但未達到50 mm·h-1,陰影為地形)Fig.2 The distribution of short-duration heavy rainfall over Beijing and its surrounding regions during torrential rainstorms of(a)“7.21”in 2012 and(b)“7.20”in 2016 over Beijing(The solid points represent the stations with precipitation intensity not less than 50.0 mm·h-1 while the circles represent the stations with precipitation intensity between 20.0 and 50.0 mm·h-1.The terrain is shaded).

除降水強度和持續(xù)時間外，兩次過程中短時強降水空間分布上的差異也較為明顯。2012年7月22日08時的24 h和2016年7月20日20時的12 h短時強降水分布(圖2)顯示，“7.21”過程中的短時強降水主要集中在海拔300 m 以下的地區(qū)，短時強降水以北京中南部最為密集，但50.0 mm·h-1以上短時強降水有兩個集中區(qū)域，一個位于北京西部山前，一個位于北京東北部山前。相比于2012年“7.21”過程，2016年“7.20”過程中的短時強降水主要集中在北京中南部，即北京的西部山前，并有相當比例的短時強降水出現(xiàn)在海拔300 m 以上的區(qū)域，而北京東北部山前幾乎無短時強降水。

2 環(huán)流形勢對比分析

單就兩次極端暴雨過程而言，兩者均發(fā)生在有利的大尺度環(huán)境條件下(孫建華等，2013；孫明生等，2013；趙思雄等，2018)，但在具體的環(huán)流形勢上又存在差別。

2012年“7.21”過程中，主要的影響系統(tǒng)為中心位于貝加爾湖的東移南下深厚高空冷渦、控制我國東南部和華南的副熱帶高壓(以下簡稱副高)以及位于菲律賓西北部的西北向移動的熱帶低壓(圖3a)。冷渦南部500 hPa槽線分為兩段，向西南伸展至我國四川南部，北京位于北段切變線的底端前側。西北向移動的熱帶低壓將熱帶海洋地區(qū)充足的水汽源源不斷地向北輸送，再經由強盛的副高西側偏南氣流進一步輸送至我國北方地區(qū)，為極端暴雨提供了充足的水汽。強盛的副高深入內陸，提供了對流發(fā)展所需濕熱環(huán)境的有利條件。2016年“7.20”過程中的主要影響系統(tǒng)為位于貝湖地區(qū)的冷渦、位于我國北方地區(qū)向東北方向移動的低渦和影響我國東南沿海的副高，此外，在我國東北地區(qū)存在向北伸展的高壓脊。副高西部的西南氣流有利于水汽向北輸送(圖3b)，但從風場可以看出，華北地區(qū)受低渦系統(tǒng)的控制更為明顯。

圖3 2012年7月21日08時(a)和2016年7月19日20時(b)500 hPa天氣形勢(紅虛線為等溫線,藍實線為等高線)Fig.3 The synoptic patterns of 500 hPa at(a)08∶00 BT 21 July 2012 and(a)20∶00 BT 19 July 2016(The dashed red lines and solid blue lines represent isotherm and geo-potential height,respectively).

3 對流條件和雷達特征對比分析

兩次過程中短時強降水峰值時段的對流條件顯示(圖4)，2012年“7.21”過程中，21日20 時的850 hPa偏南風達24 m·s-1(圖4a)，而最大偏北風則為8 m·s-1，850 hPa 散度最小值達-12.5×10-5s-1，北京大部分地區(qū)的850 hPa散度均小于-10.0×10-5s-1，與我國中東部短時強降水的850 hPa散度相比偏強(Tian et al.，2015；田付友等，2017)。北京大部分地區(qū)的整層可降水量(PWAT)超過了60 mm(圖4b)，而常用于表征大氣穩(wěn)定程度的抬升指數(shù)(LI)為1.0～-2.0oC。相比而言，2016年“7.20”過程中，北京中南部20日14 時850 hPa 偏東南風達28 m·s-1(圖4c)，北京西北部的850 hPa 偏東風也達26 m·s-1，從而在北京及其周邊地區(qū)形成了強烈的850 hPa 抬升動力環(huán)境，850 hPa 散度最小值低于-20.0×10-5s-1，與此同時，北京大部分地區(qū)的PWAT超過50 mm，東南部超過60 mm，而LI在1.0oC附近(圖4d)。對比兩次過程中的環(huán)境條件可知，2012年“7.21”過程中短時強降水峰值時段的低層輻合抬升動力條件弱于2016年“7.20”過程，但前者的水汽和熱力不穩(wěn)定條件均優(yōu)于后者。

探空曲線清晰地顯示了兩次過程中有利于降水的環(huán)境條件(圖5)。2012年“7.21”過程中大范圍短時強降水天氣出現(xiàn)之前的08時探空顯示(圖5a)，北京地區(qū)地面溫度為27.4 ℃，露點溫度為23.8 ℃，表明水汽含量高，抬升凝結高度(LCL)低于925 hPa，顯示氣團不需要抬升至太高即可成云致雨，與此同時，具備較強的CAPE，表明對流較易得到觸發(fā)，是利于對流的環(huán)境條件。14 時短時強降水的站次數(shù)已出現(xiàn)了第一次峰值(圖1a)，此時的探空顯示(圖5b)，北京地區(qū)的地面溫度和露點溫度已分別升至28.0 ℃和26.0 ℃，08 時600—700 hPa間的干區(qū)消失，LCL已降至950 hPa附近，CAPE從08 時的954 J·kg-1增至2089 J·kg-1，400 hPa 以下層結的風速均有一定程度的增強，顯示了更有利于對流的環(huán)境條件。2016年“7.20”過程中20日08時的溫度和露點溫度分別為21.6 ℃和20.8 ℃(圖5c)，與2012年“7.21”過程相比均顯著偏低，LCL接近1000 hPa，且整層相對濕度較高。21日14 時探空表明(圖5d)，LCL已降至1000 hPa，盡管700 hPa以上層次氣流與08 時相比均有所減弱，但850 hPa 和700 hPa 氣流均從22 m·s-1增強至28 m·s-1左右，且偏南分量顯著增強，顯示偏南水汽輸送增強和可能的低層動力輻合抬升增強。這一層結利于降水形成，盡管CAPE為0 J·kg-1顯示潛在不穩(wěn)定并不利于強對流發(fā)展。

圖4 2012年7月21日20時(a,b)和2016年7月20日14時(c,d)850 hPa散度(陰影,單位:10-5·s-1)、風場和500 hPa高度場(等值線,單位:dagpm)疊加圖(a,c)及PWAT(陰影,單位:mm)和LI(等值線,單位:℃)分布(b,d)Fig.4 Distribution of(a,c)divergence(shadow,unit:10-5·s-1),wind field on 850 hPa and geopotential height(contour,unit:dagpm)on 500 hPa,and(b,d)PWAT(shadow,unit:mm)and LI(contour,unit:℃)at(a,b)20:00 BT 21 July 2012 and(c,d)14:00 BT 20 July 2016.

圖5 2012年7月21日(a,b)和2016年7月20日(c,d)08時(a,c)和14時(b,d)北京站探空圖Fig.5 Sounding at Beijing station at(a,c)08∶00 BT and(b,d)14∶00 BT on(a,b)21 July 2012 and(c,d)20 July 2016.

環(huán)流形勢和探空揭示了利于降水形成的條件，雷達回波提供了兩次過程中對流強度更為直接的證據(jù)。圖6所示為兩次過程中短時強降水峰值時段北京雷達的0.5°仰角反射率因子和回波頂高。2012年7月21日19 時24 分，雷達回波反射率顯示(圖6a)，較大范圍的回波超過了40 dBz，最強回波超過50 dBz，超過40 dBz回波向上伸展至9 km(30 kft)以上，最高回波頂高超過了12 km(40 kft)，且集中在北京東北部和西南部(圖6b)，與圖2a所示高強度短時強降水的分布有較好的對應關系。2016年“7.20”過程中雷達回波以強度30～40 dBz 為主(圖6c)，鑲嵌有強度超過40 dBz 的回波，且回波向上伸展的高度較低，一般不超過6 km(30 kft)(圖6d)。雷達回波對比顯示，2012年“7.21”過程中的對流性更強，而2016年“7.20”過程更多以層積混合型降水為主?；夭ㄉ系奶卣鞑町惻c圖5所示兩次過程中CAPE的不同有較好的對應關系。

圖6 2012年7月21日19:24(a,b)和2016年7月20日12:36(c,d)北京雷達0.5°仰角反射率因子(單位:dBz;a,c)和回波頂高(單位:kft;b,d)Fig.6 The(a,c)0.5°tilt angle radar reflectivity(unit:dBz)and(b,d)echo tops(unit:kft)at(a,b)19:24 BT 21 July 2012 and(c,d)12:36 BT 20 July 2016.

盡管如此，兩次特大暴雨過程中的一些環(huán)境條件在多次暴雨過程中也均具備，但多數(shù)過程中的高強度短時強降水的頻次均顯著低于2012年“7.21”過程。下面將結合地形影響、特征物理量的分布對兩次過程中的動力、水汽和熱力環(huán)境條件進行更為詳細地分析。

4 地形對強對流位置的影響

兩次特大暴雨過程中的短時強降水分布和地形均有密切的關系(圖2)。2012年7月21日08時地面風場顯示(圖7a)，地面切變線沿著北京西部山地自北向南伸展至河北，切變線西側以偏北氣流為主，東側為偏東氣流，但氣流在切變線附近向南和向北分流。此時超過35 dBz 的強回波區(qū)位于切變線西側，35 dBz 和50 dBz回波區(qū)均尚未影響到北京。21日14時，北京地區(qū)地面切變線位置與08時相比略有東移(圖7b)，但切變線東側的氣流已轉為一致性朝向切變線的偏東氣流，與此相對應，35 dBz 強回波區(qū)已全部位于北京地區(qū)，并沿著切變線分布。對比地形可知，35 dBz回波區(qū)的西邊界與北京西部地形有很好的一致性，顯然地，地形限制了強回波向西部較高海拔地區(qū)的發(fā)展。與圖5a、b探空曲線所揭示的環(huán)境特征相對應，兩個時次的雷達回波中均出現(xiàn)了超過50 dBz的強回波區(qū)，且14時超過50 dBz的回波范圍更大，并集中出現(xiàn)在北京中部平原區(qū)和西南部山前，對比圖2a 可知，強回波造成了較強的短時強降水。

2016年7月20 日08時，北京大部地面風為東北風(圖7c)，地面切變線位于偏南位置，地形對風向有明顯影響，35 dBz 回波已經覆蓋了北京中南部的大部分地區(qū)，但主要集中在平原地區(qū)，僅西南部和東部部分海拔相對較高的地區(qū)被35 dBz 回波覆蓋。14 時地面風仍以東北向為主(圖7d)，但與08 時相比風速明顯增大，且偏東分量增強，對應時刻的35 dBz 雷達回波已覆蓋了北京中東部大部分地區(qū)，但與受影響的山地區(qū)域范圍相比，35 dBz 雷達回波向東伸展的趨勢更為明顯，顯示了地形對強回波區(qū)的顯著影響。兩個時次回波中均未出現(xiàn)超過50 dBz 的回波，這與圖5c、d 所示探空曲線中對流能量較弱不利于對流發(fā)展相一致。

圖7 2012年7月21日(a,b)和2016年7月20日(c,d)08時(a,c)和14時(b,d)地面風場、雷達反射率因子(紫紅色等值線,單位:dBz)和地形疊加圖(紅色雙實線為地面切變線位置,紅色箭頭為流線,黃色實線為省界)Fig.7 The distribution of surface wind field,mosaic radar reflectivity(purple contour,unit:dBz)and terrain at(a,c)08∶00 BT and(b,d)14∶00 BT on(a,b)21 July 2012 and(c,d)20 July 2016(The solid red double line indicates the location of surface shear line,the red arrow indicates the stream line,while the solid yellow line shows the provincial boundary).

2012年“7.21”和2016年“7.20”過程中地形對短時強降水的影響是顯著的，盡管這種影響尚難以量化。另外，地形的影響往往是被動的，需要有利環(huán)境條件的配合。

5 環(huán)境條件的極端性

兩次特大暴雨過程中，短時強降水峰值時段的大尺度抬升條件和水汽條件均較好，而熱力方面存在差異，這種差異造成了二者在短時強降水強度上的差異。下面分析兩次過程與短時強降水氣候特征相比其環(huán)境條件的差異。

5.1 單點環(huán)境條件的極端性

將2012年“7.21”和2016年“7.20”過程中短時強降水峰值時段的環(huán)境物理量極值與氣候態(tài)進行對比(圖8)，其中BLI(一種特殊的LI)和CAPE根據(jù)圖5 得到，850 hPa 散度和PWAT取自圖4。分析可知，約75%的短時強降水出現(xiàn)在負850 hPa散度環(huán)境下，但僅少部分短時強降水中出現(xiàn)在小于-12.0×10-5s-1的850 hPa散度環(huán)境中?？梢姡瑑纱芜^程中的850 hPa 散度最小值極端偏強(圖8a)，超過了95%的短時強降水，表明兩次過程中的低層大尺度輻合抬升異常強烈，尤其是2016年“7.20”過程中的850 hPa 散度極小值達-20.0×10-5s-1。2012年“7.21”和2016年“7.20”過程中的短時強降水峰值時段，北京及其周邊地區(qū)的850 hPa 散度分別為-10.0×10-5s-1和-15.0×10-5s-1左右，850 hPa散度均值與短時強降水氣候值相比，也屬于極端偏強。與此同時，峰值時段PWAT量值均高于75%的短時強降水(圖8b)，兩次特大暴雨過程中大尺度環(huán)境水汽均非常充沛。

用于氣候統(tǒng)計的短時強降水樣本覆蓋我國中東部(Tian et al.2015)，包含了華南和江南等短時強降水頻發(fā)地區(qū)，因此可知，兩次特大暴雨過程中短時強降水峰值時段的環(huán)境水汽條件也是異常偏強。表征熱力和能量的LI和CAPE(圖8c、d)顯示，兩次特大暴雨過程中的環(huán)境熱力條件處于兩端，2012年“7.21”過程中處于偏強的一端，而2016年“7.20”過程中處于極端偏弱的一端，表明環(huán)境熱力和能量方面的差異造成了兩次過程在短時強降水強度上的差別?！?.21”過程中出現(xiàn)了大量高強度的短時強降水，表明即使是在弱的潛在不穩(wěn)定環(huán)境中，當動力抬升條件足夠強、水汽條件足夠好時，同樣也可以產生短時強降水。

圖8 2012年“7.21”和2016年“7.20”過程中的850 hPa 散度(a),PWAT(b),BLI(c)和CAPE(d)極端值(兩次過程分別用o和*表示)與短時強降水氣候特征箱線圖的對比(下端和上端的“×”分別表示歷史極值,橫短線分別表示第95和第5百分位值,箱子自下而上的三條橫線以此表示第25、第50和第75百分位值)Fig.8 Comparison of extreme values of(a)850 hPa divergence,(b)PWAT,(c)BLI,and(d)CAPE during torrential rainstorms of 21 July 2012(indicated with o)and 20 July 2016(indicated with*)to the climatology of short-duration heavy rainfall(The lower and upper crosses represent the minimum and maximum values,respectively.The lower and upper short bars represent the 95th and the 5th percentiles,respectively.The three horizontal lines of the box from the bottom up represent the first quarter,the median,and the third quarter,respectively).

5.2 區(qū)域環(huán)境條件的極端性

對北京及其周邊而言，環(huán)境條件的極端性是否與單點的情況一致，需要作進一步的分析。

基于MCEP/MCAR 2.5°×2.5°再分析資料，對2012年“7.21”和2016年“7.20”過程中不同時刻的850 hPa風場、PWAT和LI的標準化異常(SD)進行分析，以揭示環(huán)境條件的極端性。SD的計算公式為

其中，F(xiàn)為某一變量在某一時刻的值；M為變量1986—2015年的歷史同期均值；σ為1986—2015年的氣候標準差。SD揭示了某一變量偏離氣候態(tài)的程度，常用σ的倍數(shù)表示，SD的絕對值越大，表示偏離氣候態(tài)的程度越強，絕對值超過3σ的SD表明存在顯著的異常(Junker et al.，2008)。

對兩次過程中多個時次的物理量進行了計算，但僅給出了極端情況較顯著時刻的結果。2012年“7.21”過程中，北京及其周邊的850 hPa 風場超過了4σ (圖9a)，呈極端偏強狀態(tài)，表明即使從30 a 的氣候角度考慮，2012年“7.21”過程中低層動力條件也是異常偏強的。與此同時，PWAT在更大范圍上呈現(xiàn)異常偏強的狀態(tài)，北京及其周邊均超過了3σ(圖9b)，但通過LI表征的熱力不穩(wěn)定條件的SD為-0.5σ～-1σ (圖9c)，與850 hPa 風場和PWAT的極端性相比并不顯著。相比較而言，2016年“7.20”過程中北京及其周邊地區(qū)的850 hPa 風場同樣極端偏強，SD超過了4σ(圖9d)。與此同時，這一地區(qū)PWAT的SD超過了3σ(圖9e)，為顯著偏強，但LI并無顯著異常(圖9f)，表明熱力條件與歷史同期相當，這與2012年“7.21”過程顯著不同。對比兩次過程中的短時強降水實況可知，熱力不穩(wěn)定條件的差異是兩次過程中短時強降水強度不同的主要影響因素。

進一步對比發(fā)現(xiàn)，2016年“7.20”過程中850 hPa風場、水汽和熱力的最大異常出現(xiàn)在相近的時刻，而短時強降水也集中出現(xiàn)在10—20時(圖1b)，表明是環(huán)境動力、水汽和熱力的共同作用導致了短時強降水的集中出現(xiàn)。而2012年“7.21”過程中熱力表征量最先呈現(xiàn)異常偏強，然后是850 hPa 風場和PWAT異常偏強(圖略)，這與以往研究中2012年“7.21”的多個降水時段劃分的結論一致(諶蕓等，2012；方翀等，2012)，表明2012年“7.21”過程更為復雜。

圖9 2012年7月21日(a—c)和2016年7月20日(d—f)20時(a,b),08時(c,f)和14時(d,e)的850 hPa風場(a,d)、PWAT(b,e)及LI(c,f)的SD(陰影)分布(等值線為相關量值）Fig.9 Distribution of standard anomalies(SD,shadow)of(a,d)850 hPa wind field,(b,e)PWAT and(c,f)LI at(a,b)20∶00 BT,(c,f)08∶00 BT,and(d,e)14:00 BT on(a-c)21 July 2012 and(d-f)20 July 2016.

6 結論和討論

短時強降水是暴雨的重要組成部分，尤其是高強度的短時強降水，由于其對流屬性，預報預測難度大，是影響定量降水預報準確性的重要方面。本文針對影響北京的2012年“7.21”和2016年“7.20”特大暴雨過程中的短時強降水，通過實況和環(huán)境條件極端性的對比分析，得到的主要結論如下：

(1)兩次特大暴雨過程中小時降水強度的屬性差異較大，2012年“7.21”過程中短時強降水過程持續(xù)時間短，小時雨強大，極端性強；2016年“7.20”過程中的短時強降水過程持續(xù)時間相對較長，雨勢較緩。

(2)兩次特大暴雨過程均是在有利的大尺度環(huán)境背景下產生的，地形的影響顯著；兩次過程中的低層動力抬升和水汽條件均非常強烈，但熱力條件差異顯著，2012年“7.21”過程的熱力條件優(yōu)于2016年“7.20”過程。

(3)單點的短時強降水環(huán)境條件顯示，兩次過程中的動力和水汽均處于極端偏強狀態(tài)，但熱力條件處于兩端，其中2012年“7.21”過程中為偏強，而2016年“7.20”過程中屬于偏弱。SD顯示，兩次過程中的動力和水汽條件均超過了3σ，為顯著偏強，熱力條件2012年“7.21”過程中屬于偏強，但2016年“7.20”過程中并未顯示異常。

異常強烈的大尺度低層抬升觸發(fā)動力條件和充沛的水汽是產生短時強降水的有利條件；潛在熱力不穩(wěn)定的差異是導致了兩次極端暴雨過程中短時強降水強度巨大差異的重要方面，熱力和能量條件方面的差異，使得2012年“7.21”過程中出現(xiàn)了大范圍的50.0 mm·h-1甚至80.0 mm·h-1以上的短時強降水，而2016年“7.20”過程中以降水量低于50.0 mm·h-1的短時強降水為主。

在以往的認識中，大尺度動力抬升觸發(fā)機制、水汽和熱力不穩(wěn)定是出現(xiàn)大范圍短時強降水的重要因素，但本文研究表明，普通的短時強降水可以出現(xiàn)在只具備強烈動力抬升和充足水汽的環(huán)境中，潛在熱力不穩(wěn)定條件并非普通短時強降水的必要條件。由于文中所討論的不穩(wěn)定主要通過LI和CAPE表征，而環(huán)境大氣的不穩(wěn)定可以是通過LI和CAPE表征的熱浮力造成的，也可以是條件性的對稱不穩(wěn)定(章麗娜等，2018)引起的，而條件性對稱不穩(wěn)定在兩次極端降水過程中所起作用的大小及對短時強降水的影響尚待進一步分析。此外，北京地區(qū)的加密自動雨量站數(shù)量呈逐年增加的趨勢，但不影響本文的結論，因此不做探討。