北京“7.21”暴雨的不穩(wěn)定性及其觸發(fā)機制分析

劉璐 冉令坤 周玉淑 高守亭

1中國科學(xué)院大氣物理研究所，北京100029

2中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

1 引言

我國是一個暴雨多發(fā)的國家。早在 1980年陶詩言先生（1979）就對暴雨做過系統(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稱不穩(wěn)定；通過不斷深入研究，Hoskins（1974）指出了對稱不穩(wěn)定可能是鋒前雨帶的觸發(fā)機制之一；Bennetts and Hoskins（1979）發(fā)現(xiàn)中尺度對稱不穩(wěn)定性擾動可能在組織啟動雨帶方面有著重要的貢獻(xiàn)，并討論了濕位渦在對稱不穩(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，簡稱EPV）作為對稱不穩(wěn)定的理論判據(jù)；Seltzer et al.（1985）通過進(jìn)一步研究對稱不穩(wěn)定與降水的關(guān)系，證明了對稱不穩(wěn)定是降水雨帶形成的重要機制之一。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)定對降水的影響，并總結(jié)出了兩類條件不穩(wěn)定的模型。實際大氣中常常會出現(xiàn)對流不穩(wěn)定與對稱不穩(wěn)定會同時出現(xiàn)的現(xiàn)象，Seman（1994）在此基礎(chǔ)上研究了這種對流對稱不穩(wěn)定共存的現(xiàn)象，并稱為非線性對流對稱不穩(wěn)定。隨著研究的深入，后續(xù)又有很多學(xué)者研究了對稱不穩(wěn)定對降水形成發(fā)展中的作用（Moore and Lambert，1993；McCann，1995）。

國內(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）對對稱不穩(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。吳國雄等（1995）；吳國雄和蔡雅萍（1997）；吳國雄和劉還珠（1999）通過濕位渦為判據(jù)對條件對稱不穩(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機制對對稱不穩(wěn)定的影響并揭示了對稱不穩(wěn)定擾動的性質(zhì)，指出對稱不穩(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，考慮到強渦度切變存在時切變線已經(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）研究了非線性對流對稱不穩(wěn)定，并指出對流和對稱不穩(wěn)定之間的正反饋機制。在前人的理論分析基礎(chǔ)上，后來的許多學(xué)者對不穩(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)累計雨量最大值為460 mm，而在平谷地區(qū)出現(xiàn)最大1小時降水量約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)生如此強的對流系統(tǒng)并造成這樣大的降水是實屬罕見的，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°，時間間隔為6 h）分析環(huán)境場特征，然后采用具有高時空分辨率的 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 背景場分析

首先，利用NCEP 0.5°×0.5°再分析資料對此次大暴雨過程中的大尺度背景場進(jìn)行分析。從 500 hPa高空圖中可以看到，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動為這次強對流天氣提供了非常有利的背景條件。此次環(huán)流形勢為典型的“兩脊一槽”的形勢。暴雨臨近時的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)滯留了較長時間，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，在暴雨臨近時刻21日0000 UTC低槽強烈發(fā)展形成一個閉合的低渦，并逐漸向東移動。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，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)生強垂直上升運動。到1200 UTC（圖 1b），低渦移至北京上空，且低空急流明顯增強，風(fēng)速最高可達(dá) 20 m/s，北京位于急流軸左側(cè)，此時北京上空存在強的風(fēng)的垂直切變。正渦度中心一直隨著低槽向東北方向移動，到1200 UTC，強渦度中心恰好位于北京上空。

圖1 21日1200 UTC（a）500 hPa位勢高度（紅色實線，單位：gpm)、風(fēng)場（單位：m/s）和850 hPa相對濕度（陰影）；（b）700 hPa位勢高度（紅色實線，單位：gpm）和850 hPa低空急流（陰影）、700 hPa風(fēng)場（單位：m/s）；（c）200 hPa 風(fēng)場（單位：m/s）和高空急流（陰影）；（d）925 hPa相對濕度（陰影）和風(fēng)場（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高空圖（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)，為次級環(huán)流的上升支，為強的風(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，在華北地區(qū)產(chǎn)生較強的上升運動。為此次中尺度強對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展提供了有利的動力條件。

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)長時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)流場有利的配合下，無論是動力還是熱力方面，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 模式驗證

3.1 模式介紹

模擬采用WRF模式，模擬中心點在（39.6°N，116°E），兩層雙向嵌套，區(qū)域1水平分辨率4 km，水平方向格點數(shù)為 751×622；區(qū)域 2水平分辨率1.33 km，水平方向格點數(shù)為 841×826，垂直層數(shù)取51層，積分步長為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，長波輻射為 RRTM 方案，短波輻射為Goddard shortwave方案。積分時間從7月21日0000 UTC（協(xié)調(diào)世界時，下同）到22日1200 UTC，共積分36 h，每20分鐘輸出一次資料。

3.2 模擬降水與實況對比

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小時的累計降水量分布，與實況（圖2a，c，e）對比可以看出，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及強度變化。模擬的主要雨帶與實況基本一致，呈西南—東北走向，雖然強降水中心稍微偏西，但基本反映出強降水從西南向東北方向擴張，強度不斷增強的趨勢，與實況雨帶和雨量變化趨勢一致。由于模擬具有較高的分辨率，模擬圖中出現(xiàn)多個小的強降水中心，而實況圖中由于觀測站點分辨率不夠高，實況中的強降水中心比較集中，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度要小于實況降水強度，但在0600～1200 UTC強降水時段的6小時累計降水量也都超過了100 mm以上。從模擬的逐小時降水量來看（圖略），模擬降水雨帶和強度變化比實況約滯后2～3個小時左右，強降水中心略有偏差，但降水的整體變化趨勢和持續(xù)時間與實況變化趨勢基本一致。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空分辨率結(jié)果對這次大暴雨的中尺度結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究。

4 對流不穩(wěn)定分析

首先分析這次暴雨過程中的對流不穩(wěn)定性。經(jīng)分析發(fā)現(xiàn)該暴雨發(fā)生前（約 12個小時）以及暴雨初期（約前4個小時）北京上空存在很強的對流不穩(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，說明此時北京上空對流層低層為較強的對流不穩(wěn)定狀態(tài)，且對流不穩(wěn)定的高度隨時間降低。此時一旦有對流觸發(fā)機制產(chǎn)生即可產(chǎn)生強對流。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，鋒前對流不穩(wěn)定區(qū)出現(xiàn)垂直上升運動，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，且恰好位于北京上空，此時北京出現(xiàn)強降水。此時由圖可見北京西側(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，伴隨著較強的垂直上升運動，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小時累計降水量分布（單位：mm）：（a）0000～0600 UTC觀測；（b）0000～0600 UTC模擬；（c）0600～1200 UTC觀測；（d）0600～1200 UTC模擬；（e）1200～1800 UTC觀測；（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之間處于較強的對流不穩(wěn)定區(qū)，隨后，對流觸發(fā)，降水產(chǎn)生，能量釋放，不穩(wěn)定層結(jié)的高度隨時間降低，強度減弱。0600 UTC之后，大氣基本上變?yōu)槿鯇α鞑环€(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 條件對稱不穩(wěn)定與濕位渦分析

條件對稱不穩(wěn)定（CSI）是指當(dāng)空氣塊做垂直上升運動或水平運動時是對流穩(wěn)定和慣性穩(wěn)定的，但氣塊做傾斜上升運動時卻發(fā)生不穩(wěn)定的現(xiàn)象，是鋒面附近暴雨和強對流發(fā)展的重要物理機制。條件對稱不穩(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、強對流等災(zāi)害性天氣。關(guān)于條件對稱不穩(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動高空槽前低空為強的西南氣流，從而帶來充足的水汽。從理論上來說，在等動量面比等熵面平緩的區(qū)域，大氣存在對稱不穩(wěn)定，但為了預(yù)報方便，后來 Hoskin（1974）提出可用濕位渦判斷條件對稱不穩(wěn)定，當(dāng)濕位渦為負(fù)（Mpv＜0）表征大氣存在條件對稱不穩(wěn)定。濕位渦不僅表征了大氣動力、熱力屬性，而且考慮了大氣中水汽的作用。吳國雄等（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)暴雨動力天氣和動力氣候研究的一個重要內(nèi)容。因而下文將利用濕位渦這一判據(jù)對大氣的不穩(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（吳國雄等，1995）為：

令

其中，θse為假相當(dāng)位溫，ζ為相對渦度，ζa為氣塊的絕對渦度，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)定性和對流穩(wěn)定性的作用，其值取決于空氣塊絕對渦度的垂直分量和θse的垂直梯度的乘積。由于大氣中絕對渦度在北半球一般為正值，因而當(dāng)大氣為對流不穩(wěn)定時，?θse? p＞0，則Mpv1＜0。Mpv2為濕位渦的斜壓分量，代表濕斜壓項，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稱不穩(wěn)定。但 Bennets and Sharp（1982），Moore and Lambert（1993）指出當(dāng)大氣中對稱不穩(wěn)定與對流不穩(wěn)定共同存在時，由于對流不穩(wěn)定的增長率大于對稱不穩(wěn)定，因而大氣會由對流不穩(wěn)定所主導(dǎo)。因此在0000 UTC～0600 UTC的時間內(nèi)，大氣是以對流不穩(wěn)定為主。而從0600 UTC開始，北京上空低層大氣的pv1M 變?yōu)檎?，說明層結(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。這主要是由于此時低空急流增強，造成的風(fēng)切變和大氣斜壓性增強。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，由于低空急流的增強，使得風(fēng)的垂直切變增加，?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，由于緯向低空為偏東風(fēng)，而高層為偏西風(fēng)，使得風(fēng)的垂直切變增加，?u?p＜0，因而-(? θse?y)(? u ?p )＜0。所以 Mpv2＜0，同時說明此時北京上空存在較強的條件對稱不穩(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恿棵娴男甭蕰r，大氣為對稱不穩(wěn)定的，通過計算可以看到約在0600 UTC～1200 UTC，大氣低層等熵面的斜率與等動量面的斜率差為正值區(qū)，說明這段時間內(nèi)大氣是對稱不穩(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)致了強對流的產(chǎn)生；反過來，由于對流降水所產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱釋放造成對流穩(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）等熵面與等動量面斜率的差值隨時間變化（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間變化。由分析可知，暴雨初始時刻的Mpv的變化趨勢與pv1M 一致，說明暴雨初始階段的Mpv主要由Mpv1所控制，大氣低層處于對流不穩(wěn)定層結(jié)中。而后0500 UTC，對流行不穩(wěn)定逐漸減弱，并逐漸轉(zhuǎn)為對流穩(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，可以明顯地看出 Mpv2的絕對值逐漸增強，可以看到 Mpv2在降水期間主要存在三個極值區(qū)，分別為0400 UTC，1000 UTC以及2000 UTC以后。通過與圖7的對比可以看到Mpv2的絕對值的變化與低空風(fēng)切變的變化基本上是一致的，可見低空風(fēng)的垂直切變在Mpv2的變化中起了主要作用。而Mpv的變化與Mpv2近似，存在三個極小值。但第一個時刻和第三個時刻，大氣為對流不穩(wěn)定的層結(jié)，抑制對稱不穩(wěn)定的增長，因而只有第二個時刻1000 UTC左右的大氣是由強對稱不穩(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pv2M 的絕對值也處于極值點。因此可以認(rèn)為pv2M 斜壓項與強暴雨的發(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）與觀測降水（柱狀圖，單位：mm）隨時間的變化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)主要受對流不穩(wěn)定所控制，一旦觸發(fā)機制成熟即可發(fā)生強對流，產(chǎn)生大暴雨，不穩(wěn)定能量釋放，對流不穩(wěn)定性逐漸減弱，而此時條件對稱不穩(wěn)定性逐漸增強，成為對流系統(tǒng)維持和發(fā)展的主導(dǎo)因素。Xu（1986）將這種雨帶形成的機制稱為“向上尺度”模式，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。

6 不穩(wěn)定觸發(fā)與維持機制

6.1 對流不穩(wěn)定觸發(fā)機制

北京暴雨發(fā)生前，從水平風(fēng)場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)的對流單體組織加強?？梢钥吹皆谇凶兙€上形成多個閉合的小低渦，隨著切變線一起向東北方向移動（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)對流性降水的重要原因，是此次暴雨發(fā)生的直接啟動機制。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)場轉(zhuǎn)為東南風(fēng)，并隨時間增強，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)場輻合，質(zhì)量堆積，產(chǎn)生上升運動。隨之山前迎風(fēng)坡產(chǎn)生較強的垂直速度，觸發(fā)對流，產(chǎn)生降水。因而，地形的抬升作用也是觸發(fā)對流不穩(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流不穩(wěn)定觸發(fā)的重要原因。干入侵是指從對流層頂附近下沉至低層的干空氣，其具有高位勢渦度和低濕球位溫的特點（Browning and Gold，1995；Browning，1997）。眾多研究表明，干入侵對溫帶氣旋的生成和發(fā)展，次天氣系統(tǒng)的位勢不穩(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，侵入到對流層底層具有較高的相當(dāng)位溫的濕空氣上方，增強了大氣的對流不穩(wěn)定性，因而更易產(chǎn)生降水。而后由于高空強勁的偏西風(fēng)，東側(cè)的干冷空氣逐漸移出北京地區(qū)。從圖 9b相對濕度隨時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)對流不穩(wěn)定。而后的時刻大氣變?yōu)轱柡蜖顟B(tài)，為對稱不穩(wěn)定的發(fā)生提供了有力的條件。將相對濕度隨時間的變化與圖 4（對流不穩(wěn)定的分布）對比可以發(fā)現(xiàn)，0000 UTC～0500 UTC大氣700 hPa以下存在的對流不穩(wěn)定區(qū)與干區(qū)對應(yīng)較好。說明對流不穩(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動是這次暴雨過程中對流性降水的直接觸發(fā)機制之一，為暴雨發(fā)生提供了有利的輻合上升條件。同時北京西北的喇叭口狀地形對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)初期階段對流不穩(wěn)定的重要原因。

圖8 （a）0600 UTC 750 hPa 流場與低空急流（陰影，單位：m/s）；（b）房山上空風(fēng)廓線隨時間的變化（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）房山上空相對濕度隨時間的變化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 條件對稱不穩(wěn)定觸發(fā)機制

暴雨初期，大氣處于對流不穩(wěn)定層結(jié)中，由于觸發(fā)對流能量釋放，對流不穩(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)也受到動熱力的共同作用。

從動力機制來看，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小渦旋發(fā)展為一個完整而深厚的低渦（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。同時喇叭口狀地形的強迫抬升作用也促進(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：（a）750 hPa 流場與低空急流（陰影，單位：m/s）；（b）地形分布（陰影，單位：m）與750 hPa風(fēng)場（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（單位：m/s）分布；（d）過房山的垂直風(fēng)場與垂直速度（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（見圖 8b），從而增強了地形的強迫抬升的作用，使得垂直速度加強，降水驟增。而此時低層?xùn)|南風(fēng)增強的原因可能是由于切變線上的渦旋增強，與北京低空的東南風(fēng)疊加，使得環(huán)境風(fēng)速增強。從其剖面圖（圖 10d）可以看到迎風(fēng)坡約115.5°E上空有強垂直上升速度產(chǎn)生，貫穿整個對流層，這是導(dǎo)致0900 UTC～1200 UTC的強降水的重要原因。

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峙，冷暖空氣勢均力敵，這一對峙局面一直維持，隨著切變線的方向緩慢向東移動，到0900 UTC到達(dá)北京上空，并在北京上空長時間滯留，導(dǎo)致持續(xù)性的降水。從溫度擾動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，這一斜升運動能夠釋放不穩(wěn)定能量，觸發(fā)不穩(wěn)定，從而產(chǎn)生降水。而且，通過剖面圖的逐時觀測可以看到，冷暖對持的現(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。這是對稱不穩(wěn)定觸發(fā)的主要原因。

綜上所述，在與對稱不穩(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)，這也是對稱不穩(wěn)定的重要觸發(fā)機制。另外，冷暖空氣長期對峙，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流不穩(wěn)定層結(jié)中，有著高對流有效能量的聚集。產(chǎn)生對流不穩(wěn)定的一個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)，從而增強了對流不穩(wěn)定層結(jié)。隨著暴雨的發(fā)生不穩(wěn)定能量釋放，對流不穩(wěn)定減弱，隨之條件對稱不穩(wěn)定增強，在后續(xù)暴雨的維持和增強過程中起到了主導(dǎo)作用。

（2）在暴雨過程中的對稱不穩(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)的垂直切變造成。其中說明 Mpv2是對稱不穩(wěn)定產(chǎn)生的主要原因。而經(jīng)過對比發(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流性不穩(wěn)定與對稱性不穩(wěn)定的觸發(fā)機制。暴雨初期的對流性降水過程中，低空切變線是對流觸發(fā)的重要機制之一，同時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迫抬升作用，與上空切變線的相互配合，是其觸發(fā)對流不穩(wěn)定的主要原因。另外，從北京東側(cè)的對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)對流。對于對稱不穩(wěn)定性降水的觸發(fā)機制主要是由于北京上空冷暖空氣的長期對峙，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)對稱不穩(wěn)定，造成持續(xù)性降水。同時切變線上生成的低渦也是對稱不穩(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)生強烈的上升運動，助發(fā)不穩(wěn)定，這是導(dǎo)致0900～1300 UTC暴雨增幅的重要原因。

（References）

Bennets D A, Hoskins B J. 1979. Conditional symmetric instability—A possible explanation for frontal rainbands [J]. Quart. J. Atmos. Sci., 105(446): 945–962.

Bennets D A, Sharp J C. 1982. The relevance of conditional symmetric instability to the prediction of mesoscale frontal rainbands [J]. Quart. J.Roy. Meteor. Soc., 108 (457): 595–602.

Browning K A. 1997. The dry instrusion perspective of extra-tropical cycline development [J]. Meteorological Applications, 4 (4): 317–324.

Browning K A, Gold B W. 1995. Mesoscale aspects of a dry intrusion within a vigorous cyclone [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 121 (523):463–493.

Browning K A, Roberts N M. 1996. Variation of frontal and precipitation structure along a cold front [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 122 (536):1845–1872.

Charney J G. 1947. The dynamics of long waves in a baroclinic westerly current [J]. J. Meteor., 4 (5): 135–162.

程艷紅, 陸漢城. 2006. 對流對稱不穩(wěn)定的發(fā)展演變和環(huán)流特征 [J]. 熱帶氣象學(xué)報, 22 (3): 253–258. Cheng Yanhong, Lu Hancheng. 2006.The evolution and circulation feature of convective-symmetric instability [J]. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 22 (3):253–258.

Eady E T. 1949. Long waves and cyclone waves [J]. Tellus, 1 (3): 33–52.

Emanuel K A. 1983. On assessing local conditional symmetric instability from atmospheric soundings [J]. Mon. Wea. Rev., 111 (10): 2016–2033

Hoskins B J. 1974. The role of potential vorticity in symmetric stability and instability [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 100 (425): 480–482.

高守亭, 周玉淑. 2001. 水平切變線上渦層不穩(wěn)定理論 [J]. 氣象學(xué)報,59 (4): 393–404. Gao Shouting, Zhou Yushu. 2001. The instability of the vortex sheet along the horizontal shear line [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 59 (4): 393–404.

Gao S T. 2000. The instability of the vortex sheet along the shear line [J].Adv. Atmos. Sci., 17 (4): 525–537.

寇正, 陸漢城. 2005. 中尺度對流系統(tǒng)演變中的非線性對流—對稱不穩(wěn)定 [J]. 大氣科學(xué), 29 (4): 636–644. Kou Zheng, Lu Hancheng. 2005.The nonlinear convective–symmetric instability during the development of mesoscale convective system [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 29 (4): 636–644.

Moore J T, Lambert T E. 1993. The use of equivalent potential vorticity to diagnose regions of conditional symmetric instability [J]. Wea.Forecasting, 8 (3): 301–308.

McCann D W. 1995. Three-dimensional computations of equivalent potential vorticity [J]. Wea. Forecasting, 10 (4): 798–802.

Stone P H. 1966. On non-geostrophic baroclinic stability [J]. J. Atmos. Sci.,23(4): 390–400.

Stone P H. 1970. On non-geostrophic baroclinic stability: Part II [J]. J.Atmos. Sci., 27 (5): 721–726.

Stone P H. 1971. Baroclinic stability under non-hydrostatic conditions [J]. J.Fluid Mech., 45 (4): 695–671

Seltzer M A, Passarelli R E, Emanuel K A. 1985. The possible role of symmetric instability in the formation of precipitation bands [J]. J. Atmos.Sci., 42 (20): 2207–2219.

Seman C J. 1994. A numerical study of nonhydrostatic conditional symmetric instability in a convectively unstable atmosphere [J]. J. Atmos.Sci., 51 (11): 1352–1371.

陶詩言, 丁一匯, 周曉平. 1979. 暴雨和強對流天氣的研究 [J]. 大氣科學(xué), 3 (3): 227–238. Tao Shiyan, Ding Yihui, Zhou Xiaoping. 1979. The present status of the research on rainstorm and severe convective weathers in China [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (Scientia Atmospherica Sinica)(in Chinese), 3 (3): 227–238.

吳國雄, 蔡雅萍, 唐曉菁. 1995. 濕位渦和傾斜渦度發(fā)展 [J]. 氣象學(xué)報,53 (4): 387–405. Wu Guoxiong, Cai Yaping, Tang Xiaojing. 1995.Moist potential vorticity and slantwise vorticity development [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 53 (4): 387–405.

吳國雄, 蔡雅萍. 1997. 風(fēng)垂直切變和下滑傾斜渦度發(fā)展 [J]. 大氣科學(xué),21 (3): 273–282. Wu Guoxiong, Cai Yaping. 1997. Vertical wind shear and down-sliding slantwise vorticity development [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (Scientia Atmospherica Sinica)(in Chinese), 21 (3):273–282.

吳國雄, 劉還珠. 1999. 全型垂直渦度傾向方程和傾斜渦度發(fā)展 [J]. 氣象學(xué)報, 57 (1): 1–15. Wu Guoxiong, Liu Huanzhu. 1999. Complete form of vertical vorticity tendency equation and slantwise vorticity development [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 57 (1): 1–15.

吳慶梅, 郭虎, 楊波, 等. 2009. 東南風(fēng)氣流對夏季北京局地暴雨的影響[J]. 廣東氣象, 31 (6): 19–22. Wu Qingmei, Guo Hu, Yang Bo, et al.2009. The effect of southeast wind on Beijing local torrential rainfall in summer [J]. Guangdong Meteorology (in Chinese), 31 (6): 19–22.

Xu Q. 1986. Conditional symmetric instability and mesoscale rainbands [J].Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 112 (472): 315–334.

Xue M, Willianm J M. 2006. A high-resolution modeling study of the 24 May 2002 Dryline case during IHOP. Part I: Numerical simulation and general evolution of the dryline and convection [J]. Mon. Wea. Rev., 134(1): 149–171.

姚秀萍, 于玉斌. 2005. 2003年梅雨期干冷空氣的活動及其對梅雨降水的作用 [J]. 大氣科學(xué), 29 (6): 973–985. Yao Xiuping, Yu Yubin. 2005.Activity of dry cold air and its impacts on Meiyu rain during 2003 Meiyu period [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 29 (6):973–985.

張可蘇. 1988a. 斜壓氣流的中尺度不穩(wěn)定性 I. 對稱不穩(wěn)定 [J]. 氣象學(xué)報, 46 (3): 258–266. Zhang Kesu. 1988a. On mesoscale instability of a baroclinic flow [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 46 (3):258–266.

張可蘇. 1988b. 斜壓氣流的中尺度不穩(wěn)定性II. 橫波型不穩(wěn)定 [J]. 氣象學(xué)報, 46 (4): 385–392. Zhang Kesu. 1988b. On mesoscale instability of a baroclinic flow 2. transversal instability [J]. Acta Meteorologica Sinica(in Chinese), 46 (4): 385–392.

周玉淑, 鄧國, 黃儀虹. 2003. 長江流域一次暴雨過程中的不穩(wěn)定條件分析 [J]. 氣象學(xué)報, 61 (3): 323–333. Zhou Yushu, Deng Guo, Huang Yihong. 2003. Analysis on instability condition during a torrential rain over Yangzi River basin [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 61(3): 323–333.

張立鳳, 張銘. 1992. Wave-CISK與對稱不穩(wěn)定 [J]. 大氣科學(xué), 16 (6):669–676. Zhang Lifeng, Zhang Ming. 1992. Wave-CISK and symmetric instability [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (Scientia Atmospherica Sinica)(in Chinese), 16 (6): 669–676.