藍(lán)柳茹 , 劉國忠 , 李亞琴 , 蘇小玲

（1.廣西柳州市氣象局，柳州 545001；2.廣西壯族自治區(qū)氣象臺，南寧 530022）

引言

廣西地處云貴高原東南邊緣，受亞熱帶季風(fēng)氣候影響，水汽和熱量充沛，經(jīng)常出現(xiàn)暴雨天氣，是華南中尺度暴雨活動最頻繁的地區(qū)之一，其特殊復(fù)雜的地形、地貌又使得暴雨常常誘發(fā)嚴(yán)重的山體滑坡、泥石流等次生災(zāi)害，造成重大人員傷亡和財產(chǎn)損失[1]。近年來，在全球氣候變暖背景下，廣西暴雨災(zāi)害有加重的趨勢，防災(zāi)減災(zāi)形勢愈發(fā)嚴(yán)峻。因此，暴雨機理以及預(yù)報技術(shù)的研究對于廣西天氣預(yù)報和氣象服務(wù)有重大意義。

暴雨的發(fā)生發(fā)展需要有利的動力、熱力不穩(wěn)定等條件。熱力不穩(wěn)定又稱為靜力不穩(wěn)定、層結(jié)不穩(wěn)定、位勢不穩(wěn)定或者對流不穩(wěn)定；動力不穩(wěn)定又稱為切變不穩(wěn)定，包括慣性不穩(wěn)定、對稱不穩(wěn)定以及條件性對稱不穩(wěn)定等[2]。熱力不穩(wěn)定的形成與大氣溫度、濕度的垂直廓線分布有關(guān)，動力不穩(wěn)定則與大氣密度不連續(xù)性、水平風(fēng)切變和垂直風(fēng)切變有關(guān)。早在20 世紀(jì)70 年代末，Benetts 等[3]就發(fā)現(xiàn)鋒面附近的中尺度帶狀降水往往與條件對稱不穩(wěn)定相互聯(lián)系。此后，Xu[4]又研究提出了兩種雨帶形成機制：一是“逆尺度發(fā)展型”，首先小尺度的濕重力不穩(wěn)定發(fā)展起來，隨后對稱不穩(wěn)定能量在環(huán)境呈重力穩(wěn)定時釋放產(chǎn)生中尺度云帶，這種類型的對流最有可能在鋒區(qū)外產(chǎn)生；二是“降尺度發(fā)展型”，鋒區(qū)內(nèi)上升運動在濕對稱不穩(wěn)定環(huán)境中形成云，進而出現(xiàn)凝結(jié)潛熱，凝結(jié)潛熱使中層對流層不穩(wěn)定，促使重力對流產(chǎn)生，最后濕重力不穩(wěn)定能量的釋放導(dǎo)致云帶形成。實際大氣中對流不穩(wěn)定與對稱不穩(wěn)定經(jīng)常同時出現(xiàn)，這一現(xiàn)象被稱為非線性對流對稱不穩(wěn)定[5]。吳國雄等[6-8]將濕位渦作為判據(jù)，對條件對稱不穩(wěn)定問題進行了診斷，并證明飽和濕空氣的濕位渦在絕熱無摩擦的情況下守恒，此后又進一步提出了傾斜渦度發(fā)展理論，即當(dāng)濕位渦守恒時，濕等熵面的傾斜以及水平風(fēng)的垂直切變和濕斜壓性的增大，可引起垂直渦度的顯著發(fā)展。

近年來，國內(nèi)多位學(xué)者通過分析暴雨過程中濕位渦的演變特征，以探究熱力、動力、水汽條件與降水之間的關(guān)系，進而揭示暴雨發(fā)生發(fā)展的物理機制[9-13]。目前，廣西暴雨的研究大多針對典型個例，以分析暴雨發(fā)生的環(huán)流配置以及一般的水汽、動力物理量為主[14-18]，濕位渦理論也主要用于臺風(fēng)暴雨的診斷分析[19-21]，而從濕位渦角度對非臺風(fēng)暴雨中動力、熱力不穩(wěn)定的演變特征進行精細(xì)化的分析仍較為少見。2020 年7 月19—20 日廣西發(fā)生的一次大暴雨過程，造成的直接經(jīng)濟損失共計122.33 萬元，農(nóng)作物受災(zāi)537.1 hm2，多處路段邊坡塌方、路面被淹。數(shù)值模式和主觀預(yù)報均在此次暴雨落區(qū)上出現(xiàn)一定偏差，漏報了桂北和桂中的強降雨過程。為此，本文采用常規(guī)地面、高空觀測資料和ERA5 逐時再分析資料（空間分辨率為0.25°×0.25°），對此次暴雨過程的主要影響系統(tǒng)和不穩(wěn)定性演變特征進行診斷分析，揭示不穩(wěn)定條件的變化及其對強降雨的影響，為進一步加深對廣西暴雨的科學(xué)認(rèn)識和提高暴雨預(yù)報準(zhǔn)確率提供參考依據(jù)。

1 天氣實況

2020 年7 月19—20 日廣西出現(xiàn)一次暴雨、局部大暴雨天氣。如圖1a 所示，強降雨第1 時段為18 日20 時—19 日08 時（北京時，下同），暴雨區(qū)位于桂北且分散，降雨中心（100.4 mm）位于三江縣的沙宜站，最大雨強（54.8 mm）也出現(xiàn)在該站（19 日05 時）。如圖1c 所示，強降雨第2 時段為19 日20 時—20 日08 時，強降雨位于桂中，暴雨范圍廣，呈東北—西南走向，61 個站雨量大于100 mm，雨量最大值（217.6 mm）出現(xiàn)在馬山縣古零站，最大雨強（119.9 mm）在大化縣古喬站（19 日22 時）。

圖1 2020 年7 月（a）18 日20 時—19 日08 時、（b）19 日08—20 時、（c）19 日20 時—20 日08 時廣西累計降雨量空間分布（單位：mm）

降雨首先在18 日傍晚從黔東南發(fā)展并向桂北移動，19 日00—05 時桂東北持續(xù)出現(xiàn)了大于50 mm 的雨強。19 日白天，貴州南部的降雨逐漸向東南方向移動，進而影響桂北，但雨勢偏弱；自20 時起，降雨移動到桂中并再次發(fā)展，19 日20 時—20 日05 時桂中持續(xù)出現(xiàn)大于50 mm 的雨強。從降雨中心逐時雨量（圖2）來看，桂東北的三江沙宜站降雨在18 日03 時開始出現(xiàn)陣雨，隨后在05 時突發(fā)性達(dá)到峰值（50.3 mm），此后迅速減弱；桂中的馬山古靈站降雨從20 日00 時開始逐漸增強，峰值（95 mm）出現(xiàn)在20 日03 時，短時強降雨持續(xù)4 h。

圖2 2020 年7 月18 日20 時—20 日08 時三江沙宜、馬山古靈站逐時雨量（單位：mm）

上述分析表明，兩個強降雨時段的降雨時空分布特征有明顯差異。強降雨第1 時段，桂北強降雨區(qū)不連續(xù)，暴雨點較分散，短時強降水持續(xù)時間短，但雨強大，具有突發(fā)性和局地性；強降雨第2 時段，桂中降雨范圍廣，呈東北-西南向的連續(xù)帶狀分布，暴雨落區(qū)集中，強降水持續(xù)時間較長且雨強更大。那么，此次暴雨的環(huán)流背景和影響系統(tǒng)是什么？兩個強降雨時段的不穩(wěn)定性有何差異？下文將逐一進行分析。

2 環(huán)流形勢與影響系統(tǒng)

高空形勢是天氣過程的大背景條件，有利的高空環(huán)流形勢配合中低層和地面影響系統(tǒng)常會導(dǎo)致劇烈的天氣變化。

7 月18 日20 時（圖3a），500 hPa 歐亞中高緯為兩脊一槽，槽區(qū)位于貝加爾湖以西并向南延伸到華北，桂西北有高原短波槽東移；西太副高呈帶狀控制廣西中東部，阿拉伯海副高盤踞在中南半島，致使廣西中層較干；華北槽后的冷空氣擴散南下，與西太副高西北側(cè)的西南氣流在貴州北部至淮河下游形成切變線，并伴有低渦發(fā)展；廣西地區(qū)700～925 hPa 為西南急流（16 m/s），西南暖低壓在貴州與重慶交界，桂西北有東北-西南向的地面輻合線。19 日02 時（圖略），華北槽加深東移，低渦隨之發(fā)展，西南急流加強北推，桂林探空站850 hPa 風(fēng)速加強到20 m/s，切變線東段北抬而西段緩慢南壓，同時高原槽快速東移，西太副高東撤并南落。19 日08 時（圖3b），高原槽移至湘西，地面冷鋒南移至貴州南部?？梢姡趶娊涤甑? 時段，桂北受高原短波槽影響，西南急流從孟加拉灣輸送充足水汽，低層暖濕條件加強，配合850 hPa 急流左側(cè)的氣旋式切變與超低空急流頭部的動力輻合作用，地面輻合線觸發(fā)了強降雨并隨高空槽快速東移，降雨發(fā)生在距離地面冷鋒200 km 以外，屬于暖區(qū)暴雨。

圖3 2020 年7 月（a）18 日20 時、（b）19 日08 時、（c）19 日20 時天氣系統(tǒng)配置和（d）地面冷鋒演變

19 日白天，高原槽移出廣西，西南急流的消失使得冷鋒快速南下，此外冷鋒下山及下墊面的熱力作用導(dǎo)致冷空氣增暖變性，因此雨勢不強。在19 日20 時（圖3c），南亞高壓東北側(cè)的高空分流區(qū)正位于桂中，高原槽在桂西北重建，穩(wěn)定少動的副高呈方塊狀控制桂東，利于延長槽前的降雨時間；850 hPa 切變線南壓至黔桂交界，925 hPa 切變線與地面冷鋒南壓至桂中北，其南側(cè)有南風(fēng)與東南風(fēng)氣流的輻合并從南海帶來水汽；低層輻合抬升與高空輻散抽吸在此耦合，對大尺度的垂直上升運動十分有利。如圖3d 所示，逐漸增強的低層南風(fēng)也使冷鋒在19 日20—23 時南壓緩慢， 20 日00—05 時925 hPa 偏南急流（16 m/s）從桂西南逐漸向桂中延伸，冷鋒呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)并伴有地形性中尺度渦旋，邊界層淺薄冷空氣觸發(fā)對流，在鋒面附近形成了準(zhǔn)東北—西南向帶狀對流并穩(wěn)定少動，造成強降雨在桂中長時間維持。20 日08 時（圖略），925 hPa切變線北抬到黔桂交界，邊界層鋒區(qū)減弱，降雨結(jié)束?？梢?，強降雨第2 時段為邊界層鋒區(qū)（淺薄冷空氣）引起的鋒面降雨，鋒區(qū)坡度較小，但寬度大，主雨帶位于925 hPa 切變線與地面鋒線間。

3 大氣環(huán)境場

分別選取各時段的降雨中心（三江沙宜和馬山古靈）所在緯度作風(fēng)場和相對渦度的垂直剖面（圖4）。在第1 時段，降雨開始前，沙宜站的中高層氣流平直，低層西南急流較弱， 800 hPa 有淺薄的正渦度（圖4a）；強降雨開始時（圖4b），108°E 附近有強大的高原槽，沙宜站處于槽前正渦度平流區(qū)，同時在該站及其東側(cè)800 hPa 以下西南急流增強到20 m/s，在急流軸西側(cè)有風(fēng)場的氣旋式切變，對應(yīng)沙宜站上方渦度在700～850 hPa 達(dá)到最強，中心為6×10-5s-1，降雨也在19日04—05 時達(dá)峰值；此后，400 hPa 上有前傾的弱槽東移影響該站，對應(yīng)高層渦度隨高度向上表現(xiàn)為向東傾斜，但由于低層急流減弱，該站正渦度區(qū)厚度縮減，強度也減小到2×10-5s-1（圖4c），雨強逐漸減弱；19 日09 時（圖4d），沙宜站在400 hPa 以上為槽后西北氣流，850 hPa 附近渦度的強度和厚度進一步減小，降雨趨于結(jié)束?？梢?，850 hPa 西南急流發(fā)展導(dǎo)致渦度的增強與強降雨第1 時段有密切聯(lián)系。

圖4 2020 年7 月18 日20 時（a）、19 日04 時（b）、06 時（c）、09 時（d） 沿25.86°N 的風(fēng)場（風(fēng)向桿，單位：m/s）和相對渦度（填色，單位：10-5 s-1）)的經(jīng)度-高度剖面（實心三角形表示三江沙宜站）

在第2 時段，降雨開始前（圖5a），300～500 hPa 有強大的正渦度位于106°～107°E，隨后快速東擴；結(jié)合風(fēng)場可看到，20 日00 時（圖5b）300 hPa 附近深厚的高空槽逼近古靈站，同時引導(dǎo)地面偏北氣流東移至該站，槽前正渦度平流比沙宜站更強，925 hPa 附近的渦度也增強到12×10-5s-1，強降雨開始發(fā)生；20 日02 時（圖5c），高空槽穩(wěn)定少動，古靈站以西的中高層仍為深厚的正渦度區(qū)，強度增加到16×10-5s-1，邊界層的偏南氣流也增強西擴，該站及其鄰近的西側(cè)區(qū)域925 hPa渦度增大到14×10-5s-1，強降雨持續(xù)并在02—03 時達(dá)到峰值，此時地面為偏北氣流，說明此時段的降雨位于鋒后；此后，高空槽強度減弱， 925 hPa 正渦度中心西移，地面轉(zhuǎn)偏南氣流，古靈站降雨減弱（圖5d）?？梢姡呖詹鄣姆€(wěn)定少動及加強和925 hPa附近的渦度增大對強降雨第2 時段十分重要。

進一步對比各時段出現(xiàn)最大雨強時的垂直速度和假相當(dāng)位溫（θse）的垂直分布。在第1 時段，最大雨強于19 日04—05 時出現(xiàn)在三江沙宜站。如圖6a 所示，短時強降雨發(fā)生時，28°N 以北有θse密集帶，鋒生明顯，強鋒面觸發(fā)和低層切變輻合造成強烈的系統(tǒng)性上升運動，此時沙宜站在400 hPa 以下為西南氣流，低層急流強盛， 350 hPa 以下為準(zhǔn)垂直分布的上升區(qū)。在第2 時段，20 日00 時前的最大雨強于19 日21—22 時出現(xiàn)在大化古喬站（23.64°N，107.78°E）。如圖6b所示，強降雨發(fā)生時，邊界層有弱冷空氣剛好侵入，進而抬升暖濕空氣，地面鋒線上方出現(xiàn)深厚的垂直上升區(qū)，最大中心在350 hPa 附近，達(dá)-1.2 Pa·s-1。20 日00 時后的最大雨強于20 日02—03 時出現(xiàn)在馬山古靈站。從等θse線分布（圖6c）可見，桂中（23°～24°N）近地層干冷空氣呈楔形侵入，其前緣位于古靈站以南，表明該站位于鋒后，925 hPa 的偏南氣流加強到12 m/s，鋒前邊界層自地面向高空呈現(xiàn)出向北傾斜的舌狀θse高值區(qū)，上升區(qū)也向冷區(qū)傾斜，弱下沉區(qū)在該站的北側(cè)冷區(qū)，強的垂直上升區(qū)位于400 hPa以上，中心達(dá)-0.8 Pa·s-1，該時段的降雨量達(dá)95 mm，并在鋒線北側(cè)形成西南—東北向的強降雨帶（圖略）。

綜上可知：強降雨第1 時段為西南急流中的暖區(qū)降雨，上升運動呈垂直分布；強降雨第2 時段為淺薄冷空氣造成的鋒面降雨，動力條件更好；強降雨第2時段前期地面鋒線附近為深厚的垂直上升運動區(qū)，強降雨位于鋒線附近；而后期地面鋒線變?yōu)闇?zhǔn)靜止，低層的上升運動向冷區(qū)傾斜，強降雨位于鋒后?？梢姡瑥娊涤甑? 時段后期低層的垂直上升機制與前期有所不同，下文將重點分析此過程的熱動力不穩(wěn)定機制，探究不同時段影響暴雨發(fā)生發(fā)展以及造成垂直運動差異的可能原因。

4 不穩(wěn)定性條件及形成原因

濕位渦（MPV）是一個既表征大氣動力、熱力屬性，也包含水汽作用的綜合物理量，可用于診斷慣性不穩(wěn)定、對流不穩(wěn)定以及條件對稱不穩(wěn)定。本節(jié)對該過程的濕位渦進行詳細(xì)分析，揭示不穩(wěn)定條件的變化及其對降雨的影響。

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)系中的濕位渦方程[22]可表示為：

正壓分量（MPV1）和斜壓分量（MPV2）可表示為：

式中：MPV單位為PVU，1PVU=10-6K·m2·s-1·kg-1，θse為假相當(dāng)位溫，ζ為相對渦度，ζa為氣塊的絕對渦度，負(fù)值MPV表示大氣中有不穩(wěn)定發(fā)生發(fā)展；MPV1 為濕位渦的正壓分量，表示慣性穩(wěn)定性和對流穩(wěn)定性的作用，取決于絕對渦度垂直分量和θse垂直梯度的乘積，在北半球大氣中絕對渦度一般為正值，故當(dāng)大氣為對流不穩(wěn)定，即?θse/?p＞0 時，則MPV1＜0；MPV2 為濕位渦的斜壓分量，表示濕斜壓性和水平風(fēng)垂直切變的作用，當(dāng)MPV2＜0 時，大氣為對稱不穩(wěn)定狀態(tài)，反之穩(wěn)定?？梢?，當(dāng)MPV1＞0、MPV2＜0 且|MPV2|＞|MPV1|時，大氣在大尺度上處于層結(jié)對流穩(wěn)定狀態(tài)，但在中尺度上發(fā)展出斜升氣流，存在對稱不穩(wěn)定能量，有利于氣旋性渦度發(fā)展和暴雨發(fā)生。

圖7 為強降雨第1 時段沙宜站MPV 及其分量的演變特征。如圖7a 所示，整個過程主要的對流不穩(wěn)定層結(jié)始終在600～850 hPa。降雨發(fā)生前，低空西南急流強盛（圖4），700 hPa 以下有明顯的暖平流輸送到26°N（圖8a），850～925 hPa 的強度達(dá)到20×10-5K·s-1，沙宜站的濕層也增厚到700 hPa（圖8b），表明低層增溫增濕顯著，同時400～600 hPa 有干冷平流卷入，進一步加劇了對流不穩(wěn)定度，對應(yīng)850 hPa 附近的負(fù)值MPV1也明顯增大到-0.7 PVU，說明降水前對流不穩(wěn)定能量積聚。19 日04—05 時強降雨發(fā)生，對流不穩(wěn)定能量的釋放使850 hPa 附近的負(fù)值MPV1 略減弱到-0.7 PVU，05 時后降雨逐漸減弱，850 hPa 附近的負(fù)值MPV1 又有所增強，這表明強降雨時對流不穩(wěn)定能量緩慢釋放并維持，降雨減弱時又重聚，這是西南低空急流暖濕輸送導(dǎo)致高溫、高濕、高能的對流不穩(wěn)定層結(jié)反復(fù)重建的結(jié)果。降雨過程中600～925 hPa 的MPV2 基本為正值（圖7b），而MPV 的分布（圖7c）與MPV1 相似，表明MPV 負(fù)值主要由熱力不穩(wěn)定（MPV1 負(fù)值）造成，即降水主要發(fā)生在低層的對流不穩(wěn)定區(qū)。此外，在400～600 hPa MPV1＜0、MPV2＞0 且|MPV2|＞|MPV1|，即MPV 負(fù)值主要由動力不穩(wěn)定（MPV2 負(fù)值）造成，表明中層存在對稱不穩(wěn)定，這主要是600 hPa 附近存在西南氣流而上層為西北氣流造成的水平風(fēng)垂直切變較大所導(dǎo)致的（圖4b），但負(fù)值MPV 較弱，同時中高層較干（圖8b）。Moore and Lambert[23]研究指出對稱不穩(wěn)定發(fā)生在大氣近乎飽和的狀態(tài)，因此中層這種弱的對稱不穩(wěn)定對強降雨作用較小。

圖7 2020 年7 月18 日20 時—19 日08 時三江沙宜站MPV1（a）、MPV2（b）和MPV（c）的時間-高度剖面（單位：PVU）

圖8 （a）2020 年7 月19 日04 時沿109.72°E 的水平溫度平流（填色，單位：10-5 K·s-1）、經(jīng)向環(huán)流（流線）的緯度-高度剖面（實心三角形表示三江沙宜站），（b）2020 年7 月18 日20 時—19 日08 時三江沙宜站相對濕度（等值線，單位：%）和水汽通量散度（填色，單位：10-7 g·cm-2· hPa-1·s-1）的時間-高度剖面

從強降雨第2 時段古靈站MPV 及其分量的演變（圖9）來看， 強大的MPV1 負(fù)值區(qū)在20 日00 時以前位于600～850 hPa 和925 hPa 以下（圖9a）且隨時間逐漸增強，最大值達(dá)0.8 PVU。可見，馬山古靈站降水開始前，對流層中層以下為較強的對流不穩(wěn)定，是對流不穩(wěn)定能量累積的過程，一旦有近地層淺薄冷空氣嵌入暖濕空氣，則會觸發(fā)對流不穩(wěn)定能量釋放，在鋒區(qū)形成深厚的垂直運動發(fā)展，這是前期古喬大化站強降雨（19 日21—22 時）和馬山古靈站降雨剛開始時（20日00—01 時）都表現(xiàn)出的垂直對流特征（圖10a、b）。結(jié)合圖9c 來看，前期MPV 分布與MPV1 相似，表明對流不穩(wěn)定是前期降水的主要影響因子；20 日00 時后，隨著降水的發(fā)生發(fā)展，850 hPa 層結(jié)演變?yōu)橹行?，其上的MPV1 負(fù)值區(qū)強度也逐漸減弱收縮， 925 hPa附近的正值MPV1 增大，反映出對流不穩(wěn)定能量逐漸釋放，氣層趨于對流穩(wěn)定。

圖9 2020 年7 月19 日20 時—20 日08 時馬山古靈站MPV1（a）、MPV2（b）和MPV（c）的時間-高度剖面（單位：PVU）

值得關(guān)注的是，如圖10c、d 所示，自20 日01 時起，低層偏南氣流的增強導(dǎo)致向北輸送的暖濕氣流加大，并疊加在淺薄冷空氣之上，同時“冷空氣楔”穩(wěn)定少動促使暖濕氣流長時間爬升，垂直風(fēng)切變加大，發(fā)展出斜升氣流，使得斜壓不穩(wěn)定性增強，絕對值大于0.2 PVU 的MPV2 負(fù)值區(qū)擴展到700 hPa（圖9b），甚至在925 hPa 附近出現(xiàn)了MPV2＜0、MPV1＞0 且|MPV2|＞|MPV1|的區(qū)域，因此后期邊界層MPV＜0（圖9c）是由動力不穩(wěn)定（MPV2）造成的，即在靜止鋒后的邊界層存在條件對稱不穩(wěn)定，而斜壓不穩(wěn)定的增強又會加強垂直風(fēng)切變，從而有利于中尺度對稱不穩(wěn)定能量的存儲，鋒面次級環(huán)流觸發(fā)不穩(wěn)定能量釋放，對后期強降雨起增幅和維持作用。此外，根據(jù)傾斜渦度發(fā)展理論，在濕位渦守恒的制約下，等熵面的傾斜以及水平風(fēng)垂直切變的加強，可導(dǎo)致垂直渦度的顯著發(fā)展，這也是馬山古靈站強降雨期間邊界層渦度加強（圖6）的主要原因。

從900 hPa 的MPV 及其分量的水平分布演變可進一步清晰地了解到強降雨第2 時段不穩(wěn)定性的變化特征。19 日22 時，廣西中北部MPV1 大多為正值（圖11a），負(fù)值MPV2 強度較MPV1 偏弱，中心位于桂中，僅為-0.8 PVU（圖11b），因此MPV 仍以正值為主（圖11c）。20 日02 時，桂中MPV2 負(fù)值區(qū)擴展并呈東北-西南向的帶狀分布（圖11e），強度顯著增大，最大值為-2.0 PVU，雖然此時MPV1 仍為正值（圖11d），但MPV 受MPV2 影響轉(zhuǎn)為負(fù)值（圖11f），表明對稱不穩(wěn)定在后期產(chǎn)生并發(fā)展，且MPV＜0 的主要貢獻(xiàn)來源于斜壓項。此外，結(jié)合圖1c 可知，對稱不穩(wěn)定區(qū)域與強降雨第2 時段“東北-西南向”雨帶分布對應(yīng)較好，說明帶狀雨帶在對稱不穩(wěn)定區(qū)中生成并發(fā)展。因此，廣西夏季的鋒面暴雨也存在類似“向上尺度”的雨帶形成機制，可用于解釋強降雨第2 時段鋒后帶狀雨帶形成以及后期強降水持續(xù)的原因，即首先出現(xiàn)的是由小尺度濕對流不穩(wěn)定發(fā)展形成的對流單體，隨后對流觸發(fā)，濕對流不穩(wěn)定能量釋放，在對稱不穩(wěn)定的作用下形成中尺度有組織化的雨帶。

圖11 2020 年7 月19 日22 時（a～c）和20 日02 時（d～f）900 hPa MPV1（a、d）、MPV2（b、e）、MPV（c、f）水平分布（單位：PVU）

5 結(jié)論

本文選取常規(guī)地面、高空觀測資料和ERA5 再分析資料，對2020 年7 月19—20 日廣西一次大暴雨暴雨過程的主要影響系統(tǒng)和不穩(wěn)定性演變特征進行診斷分析，重點研究了不穩(wěn)定條件的變化及其對強降雨的影響，得到以下主要結(jié)論：

（1）強降雨第1 時段，桂北強降雨區(qū)不連續(xù)，暴雨點分散，短時強降水持續(xù)時間短，但雨強大，具有突發(fā)性和局地性；強降雨第2 時段，桂中降雨范圍廣，呈東北-西南向的連續(xù)帶狀分布，暴雨落區(qū)集中，強降水持續(xù)時間較長且雨強更大。

（2）強降雨第1 時段的桂北暴雨為暖區(qū)暴雨，高原槽快速東移，低層西南急流使暖濕條件加強，西南急流對強降水的發(fā)展和維持具有明顯作用，高空槽的位置與低層850 hPa 強渦度區(qū)疊加，使得暴雨發(fā)生在高空槽前。

（3）強降雨第2 時段的桂中暴雨為淺薄冷空氣引起的鋒面降雨，強降雨位于925 hPa 切變線與地面鋒線之間。前期，高空槽快速東移引導(dǎo)到邊界層冷空氣侵入暖區(qū)，抬升暖濕空氣，加上南亞高壓強烈的輻散抽吸，在地面鋒線上形成深厚的垂直上升運動區(qū)，強降雨位于鋒線附近；后期，深厚的高空槽穩(wěn)定少動，邊界層南風(fēng)加強，地面鋒線準(zhǔn)靜止，925 hPa 渦度顯著增強，低層出現(xiàn)傾斜對流，強降雨位于鋒后。

（4）強降雨第1 時段，桂北有干冷空氣從中層卷入，低層有強盛的西南急流的暖濕輸送，促使高溫、高濕、高能的對流不穩(wěn)定層結(jié)在強降水發(fā)生時緩慢釋放并維持，并在降雨減弱后重建。強降雨第2 時段，前期桂中在降雨前低層聚集著高對流有效能量，邊界層冷空氣侵入暖濕氣流后觸發(fā)高對流有效能量釋放，是冷鋒附近強降雨發(fā)生的直接啟動機制；隨著降雨的發(fā)生，不穩(wěn)定能量耗散，低層對流不穩(wěn)性在后期減弱，邊界層急流與降水引起的風(fēng)垂直切變與斜壓性增強，冷暖空氣長期對峙，條件對稱不穩(wěn)定性顯著增大，邊界層暖濕氣流沿“冷空氣楔”頂部長時間爬升，發(fā)展出斜升氣流，是鋒后帶狀雨帶形成和強降雨維持的主要原因。