夏季兩次不同強度暴雨過程的低空急流特征及其作用對比分析*

李青春 程叢蘭 全繼萍 陳 敏 竇有俊 仲躋芹

北京城市氣象研究院，北京 100089

提 要： 為了揭示北京地區(qū)夏季暴雨形成過程中的低空急流成因、結構特征及其作用，利用風廓線雷達測風數(shù)據(jù)、NCEP/GFS再分析資料(0.5°×0.5°)、國家級地面氣象觀測站和區(qū)域自動氣象站小時降水量觀測數(shù)據(jù)，對兩次不同天氣系統(tǒng)類型和強度等級的暴雨過程開展對比分析，得到結論如下：2018年7月16日(簡稱“7·16”)北京特大暴雨是在副熱帶高壓邊緣低空西南急流的影響下形成的,低渦低槽東移發(fā)展、低空急流不斷加強，加之地形輻合線的影響，為大暴雨的發(fā)生提供了極為有利的低空水汽輸送、輻合和抬升條件。2019年7月22日(簡稱“7·22”)北京暴雨是在高空槽前低空急流的影響下形成的，低空急流是由高空急流東移、下傳所產(chǎn)生，低空水汽輸送和輻合作用相對較小。在兩次暴雨過程中的強降水發(fā)生前3 h，均出現(xiàn)低空急流強度增大、低空急流最低高度下降、低空急流指數(shù)激增、1500 m以下出現(xiàn)明顯的垂直風切變并且逐漸增大等特征。在“7·16”暴雨過程中，邊界層急流遇到山脈地形觸發(fā)了對流新生，低空急流、地形輻合線共同作用使對流系統(tǒng)不斷發(fā)展和組織化，是沿山地區(qū)極端強降水形成的關鍵原因。低空急流特征量(低空最大風速、急流最低高度和低空急流指數(shù))和1500 m以下的垂直風切變大小對強降水的發(fā)生具有重要的指示意義。

引 言

自20世紀70、80年代以后，我國學者針對低空急流對華南前汛期暴雨、江淮氣旋暖區(qū)暴雨形成的作用開展了大量研究，結果表明：低空急流軸左前側(cè)存在較強輻合區(qū)、理查森數(shù)Ri負值區(qū)對應的低層最不穩(wěn)定區(qū)，是產(chǎn)生暴雨的有利動力條件(孫淑清和翟國慶，1980；高守亭和孫淑清，1984；翟國慶等，1999)。陶祖鈺(1980)分析得出，低空急流總是與暖舌相結合，使低層的假相當位溫θse增大，導致500 hPa 以下對流層中下層條件不穩(wěn)定和對流有效位能CAPE增大，對流抑制能量CIN減小，有利于對流的發(fā)展。同時，急流軸上的風速不連續(xù)性以及水汽輸送作用是引起水汽聚集的主要原因。副熱帶高壓(以下簡稱副高)型和強西南急流型的暴雨落區(qū)分別位于強低空急流出口區(qū)左前側(cè)和副高內(nèi)的水汽充沛且大氣層結不穩(wěn)定區(qū)內(nèi)(汪玲瑤等，2018)。

以往針對低空急流、邊界層急流的研究多數(shù)是利用常規(guī)氣象探空資料、極少的高山氣象站測風數(shù)據(jù)、NCEP全球再分析資料，或者外場試驗期間獲取的加密探空數(shù)據(jù)開展的。Mitchell et al(1995)利用風廓線雷達觀測資料研究美國夏季大草原上的低空急流時發(fā)現(xiàn)，一天兩次的常規(guī)氣象探空不能完整地監(jiān)測低空急流，常漏掉最強急流的出現(xiàn)時刻；Zhong et al (1996)利用美國風廓線雷達組網(wǎng)資料開展個例研究，揭示了夏季美國大平原的低空急流的演變過程。對布設在美國中部的風廓線雷達網(wǎng)做出的評估結果顯示(The National Weather Service and the Office of Oceanic and Atmospheric Research，1994)，風廓線雷達的時空分辨率測風數(shù)據(jù)超過任何一種高空風探測系統(tǒng)，可顯示出短波天氣系統(tǒng)的連續(xù)變化過程；Joshi et al(2006)利用風廓線雷達資料研究了印度普納季風期的低空急流的高發(fā)時間，白天與夜間的低空急流高度的差異等。

近年來，隨著中國氣象部門風廓線雷達站網(wǎng)的建設，其高時間分辨率的測風數(shù)據(jù)成為研究低空急流特征的重要手段。Du et al(2012)利用風廓線雷達數(shù)據(jù)開展上海梅雨期前后的低空急流氣候特征分析發(fā)現(xiàn)，存在兩類低空急流，分別是邊界層急流和與天氣系統(tǒng)相關的低空急流。Du and Chen(2019)研究認為，華南沿海暖區(qū)暴雨的發(fā)生發(fā)展與邊界層急流、天氣尺度急流的相互作用和日變化特征有密切關系。周芯玉等(2015；2019)研究了廣東前汛期的短時強降水(降水強度，簡稱雨強，≥20 mm·h-1)臨近時次的低空急流特征，得出：在廣東前汛期，有60%以上的短時強降水在發(fā)生前3 h出現(xiàn)低空急流，低空急流與低層垂直風切變的變化對于短時強降水類暴雨的發(fā)生具有重要的影響。一些學者研究了低空急流對強降水等天氣的指示意義，劉淑媛等(2003)、張京英等(2003)和曹春燕等(2006)研究指出，風廓線雷達能夠很好地揭示低空急流脈動的強度及向下擴展的程度與中小尺度強降水之間的關系，暴雨的產(chǎn)生主要是由低空急流的下傳和加強引起。金巍等(2007)研究也表明強降水的強弱和低空急流的強度和向下伸展高度直接相關；2012年北京“7·21”極端暴雨發(fā)生后，在京津冀地區(qū)的暖區(qū)極端暴雨形成過程中低空急流的重要作用受到廣泛關注(孫軍等，2012；孫繼松等，2012；姜曉曼等，2014；諶蕓等，2018；雷蕾等，2020)。一些針對強暴雨過程中邊界層急流的作用研究發(fā)現(xiàn)(朱乾根等，2001；魏紹遠和林錫懷，1995)，邊界層急流是低層水汽的最大輸送者和暴雨區(qū)對流不穩(wěn)定能量釋放的觸發(fā)者。吳海英等(2010)、馬旭林等(2004)的研究指出，邊界層急流對暴雨天氣過程中的中小尺度系統(tǒng)活動有重要的指示意義。

廖曉農(nóng)等(2011)將北京暴雨日的環(huán)流型分為兩大類：一類是熱帶、副熱帶系統(tǒng)和來自35°N以南的低渦及暖切變等系統(tǒng)。其中，副高邊緣偏南暖濕氣流中的對流云團帶來的暴雨占比最高(占16%)。另一類是與北方冷空氣活動有關的低渦低槽等系統(tǒng)。其中，蒙古低渦低槽的影響占比最高(占32%)，副高邊緣和西來槽的影響占比分別位列第二和第三位(占16%和14%)。另外，對近5年(2016—2020年)北京地區(qū)夏季暴雨日的主要影響系統(tǒng)的統(tǒng)計分類結果也證明了西來槽型、副高邊緣型是北京夏季暴雨的最主要影響系統(tǒng)類型。在暴雨日中(共計42 d)這種兩種類型的暴雨占比依次為26.2%、21.4%，其次為蒙古低渦低槽型占19.0%，其他類型占比較小。同時，在預報中發(fā)現(xiàn)，低空急流主要發(fā)生在西來槽前暖濕氣流、副高邊緣天氣類型中，低空急流的成因和結構特征的不同，會導致降水量級和降水強度、落區(qū)范圍存在明顯的差異。因此，需要通過個例分析，揭示不同天氣形勢下的低空急流結構特征差異所引起的水汽輸送、水汽輻合、抬升條件的差異，及其對降水量級和降水強度所造成的影響。本研究利用北京地區(qū)風廓線雷達30 min間隔的多層測風數(shù)據(jù)、NCEP/GFS再分析資料(0.5°×0.5°)、地面加密自動氣象站小時降水量觀測數(shù)據(jù)，并引入了低空急流特征量(低空最大風速、低空急流最低高度、低空急流指數(shù))和低空垂直風切變，分別對副高邊緣型和西來槽型暴雨過程(2018年7月15日20時至18日02時副高邊緣型大暴雨過程，簡稱“7·16”過程；2019年7月22日15時至23日08時高空槽型暴雨過程，簡稱“7·22”過程；如無特殊說明，文中時間指北京時)的低空急流成因、低空急流特征量和垂直風切變演變特征及其對暴雨形成、降水強度的影響機制進行對比分析，進一步提高對北京地區(qū)極端暴雨形成機理的認識，歸納出引發(fā)兩種天氣類型暴雨的低空急流特征的預報要點，提高暴雨預報準確率。

1 數(shù)據(jù)來源與處理方法

1.1 北京周邊地形、區(qū)劃與站點位置

北京地區(qū)位于華北平原北部，西部、西北部和東北部為山區(qū)，中部、東部和南部為平原(如圖1)，山區(qū)海拔高度為1000～1500 m。其中，北部屬于燕山山脈，懷柔區(qū)、密云區(qū)和平谷區(qū)位于燕山南麓。房山區(qū)位于北京西南部的百花山東南坡和山前平原地區(qū)。

為了彌補常規(guī)氣象探空數(shù)據(jù)(每天兩次)、NCEP/GFS再分析數(shù)據(jù)(0.5°×0.5°，每天四次：02、08、14和20時)時間密度的不足，利用位于東北部降水量中心較近的懷柔風廓線雷達站測風分鐘數(shù)據(jù)(圖1)，開展本站低空急流精細時間尺度的變化特征分析。

利用地面加密自動氣象站小時降水量觀測數(shù)據(jù)分析兩次暴雨過程的降水量分布和時間演變，站點分布見圖1。

圖1 北京地形高度(填色)、行政區(qū)劃(黑色虛線)和站點位置示意圖(圓錐表示風廓線雷達站，紅色圓圈表示自動氣象站點；CP：昌平，YQ：延慶，HR：懷柔，MY：密云,PG:平谷,SY:順義,TZ：通州，GXT：觀象臺，DX：大興，F(xiàn)S:房山,MTG:門頭溝)

1.2 風廓線雷達數(shù)據(jù)處理方法

對風廓線雷達0～5000 m各層6 min間隔的水平風觀測數(shù)據(jù)進行質(zhì)量控制和缺測插值。步驟為：(1)去除奇異值(≥40 m·s-1)；(2)當某時次的水平風向風速出現(xiàn)缺測(或為奇異值)時，缺測值(或奇異值)由最近兩個時次(-6 min、+6 min)的同層數(shù)據(jù)進行線性插值得出。若最近兩個時次(-6 min、+6 min)有一個時次缺測(或為奇異值)，缺測值(或奇異值)則由另一個時次的同層數(shù)據(jù)進行代替。若最近兩個時次同時缺測(或為奇異值)，則認為該時次數(shù)據(jù)缺測。

插值后獲得2018年7月15—18日、2019年7月22—23日各層水平風向風速的整點和半點數(shù)據(jù)(30 min間隔)的時間序列。

1.3 低空急流標準和低空急流特征量計算方法

在本研究中，將3000 m(700 hPa)及以下出現(xiàn)偏南風且風速≥12.0 m·s-1，風向為91.0°～269.0°視為出現(xiàn)了低空急流(LLJ)。將1000 m(900 hPa)以下出現(xiàn)偏南風且風速≥12.0 m·s-1，風向為91.0°～269.0°視為出現(xiàn)了邊界層急流(BLJ)。

為了定量地反映低空急流強度和高度的變化，引入低空急流指數(shù)Ij，進一步分析暴雨形成與Ij的關系，計算公式為(劉淑媛等，2003；楊毅和邱崇踐，2006)：

(1)

式中：Wmax為3000 m高度以下低空急流中心的最大風速，Hmin為風速達到12.0 m·s-1及以上的最低高度。低空風速越大、急流所在高度越低，低空急流指數(shù)Ij越大(單位：10-3s-1)。

在分析低空急流引發(fā)的低空垂直風切變時，利用以下計算公式(周芯玉等，2019)：

(2)

(3)

式中：M為上下層的垂直風切變，ΔZ為上下層的高度差值，V1、V2為上下層的風速，D為上下層的風向差值。由于受地物雜波影響，風廓線雷達低層數(shù)據(jù)質(zhì)量較差。因此，計算150～870、150～1470、150～3030 m風的垂直切變以代表地面與925、850以及700 hPa之間的垂直風切變(單位：10-3s-1)。

1.4 水汽輸送和水汽通量散度的計算

低空急流的重要作用之一是對水汽和熱量的輸送作用。為了分析低空急流的水汽輸送和輻合作用，利用GFS再分析數(shù)據(jù)的各層溫度、水平風分量，以及相對濕度，計算水平水汽通量和水汽通量散度(董曉敏和田盛培，1986)。

2 天氣實況與天氣形勢

2.1 降水量和降水強度對比

“7·16”北京特大暴雨從2018年7月15日20時開始，18日02時以后降水逐漸結束，總歷時超過52 h，整個過程達到大暴雨量級。在北京地區(qū)436個氣象站中(63個站缺測)，有207個站(約占55.5%)過程累計降水量超過100.0 mm，16個站超過200.0 mm, 3個站超過300.0 mm(其中，密云區(qū)西白蓮峪最大達351.3 mm)。分析整個過程累計降水量分布(圖2a)，降雨落區(qū)呈東北—西南走向，與北部、西部和西南部地形走向一致，暴雨中心位于北京北部、東北部山區(qū)(密云、懷柔)和西南部山區(qū)(房山)沿山地區(qū)。由北京地區(qū)自動氣象站的最大雨強(單位：mm·h-1)和短時強降水(雨強≥20 mm·h-1)出現(xiàn)站數(shù)百分比的時序圖(圖2c)可知，此次大暴雨過程主要由三輪強降水構成。其中，第一輪強降水(7月15日20時至16日14時，圖2c中紅色方框所示)為整個“7·16”過程的最強降雨時段?！?·16”第一輪強降水時長約為18 h，累計降水量達到大暴雨量級，有125個站(占總站數(shù)的33.5%)累計降水量超過50.0 mm，28個站超過100.0 mm，最大降水量中心出現(xiàn)在密云西白蓮峪(301.9 mm)、捧河巖村(271.3 mm)，均達到特大暴雨量級。最大降水量的貢獻率為85.5%(該時段最大降水量/過程總累計降水量)。因此，本研究將第一輪強降水作為重點研究時段。

圖2b為第一輪強降水時段累計降水量分布，暴雨中心位于北京東北部山區(qū)(密云、懷柔)和西南部山區(qū)(房山)沿山地區(qū)。在該時段先后出現(xiàn)兩個強降水峰值時段，分別為16日01—05時和07—11時。期間的16日02—03時在密云區(qū)西白蓮峪、捧河巖村出現(xiàn)最大雨強，分別達到117.0 mm·h-1和101.6 mm·h-1，超過2012年北京“7·21”特大暴雨過程的最大雨強(平谷掛甲峪為100.3 mm·h-1)。另外，16日02—03時出現(xiàn)短時強降水的站點數(shù)最多、影響范圍最大，占32.4%。

圖2 2018年7月(a)15日20時至18日08時，(b)15日20時至16日14時，北京地區(qū)累計降水量(紫色實線，單位：mm)、地形高度(填色)、風廓線雷達站點(空心三角)分布，以及(c)15日17時至18日08時最大雨強和短時強降水出現(xiàn)站數(shù)百分比時序

第二輪強降水從7月16日18時開始，最大雨強(46.2 mm·h-1,18—19時出現(xiàn)在昌平區(qū)沙河水庫)，20時以后雨勢減小；17日07—11時出現(xiàn)第三輪較強降水，最大雨強進一步減小為44.0 mm·h-1(08—09時出現(xiàn)在密云區(qū)河南寨)，17日12時以后雨勢逐漸減小，18日02時以后降水逐漸結束。

“7·22”暴雨過程從2019年7月22日15時開始，23日08時結束，總時長近18 h，過程累計降水量達到暴雨量級。在445個自動站中，有71個站(占總站數(shù)的16.0%)累計降水量超過50.0 mm、4個站超過100.0 mm，最大降水量出現(xiàn)在密云石城(109.7 mm)，過程出現(xiàn)暴雨的站數(shù)相對較少。降水量分布與“7·16”過程類似，降雨落區(qū)分布呈東北—西南走向(圖3a)，降水中心位于北京北部、東北部山區(qū)(密云、懷柔)和西南部山區(qū)(房山)的沿山地區(qū)。從北京地區(qū)自動氣象站的最大雨強和短時強降水出現(xiàn)站數(shù)的百分比時序圖可知(圖3b)，22日20時至23日04時出現(xiàn)短時強降水，最大雨強出現(xiàn)在22日22—23時，為40.3 mm·h-1(出現(xiàn)在密云區(qū)三峪培訓基地)，遠小于“7·16”過程中在16日02—03時(117.0 mm·h-1)出現(xiàn)的雨強。23日00—01時短時強降水出現(xiàn)站數(shù)最多，僅占比為13.0%。

圖3 2019年7月(a)22日14時至23日08時北京地區(qū)累計降水量(紫色實線，單位：mm)、地形高度(色標)、風廓線雷達站點(空心三角)分布，(b)22日08時至23日08時最大雨強和短時強降水出現(xiàn)站數(shù)百分比時序

2.2 天氣形勢和動力條件對比

分析高空環(huán)流形勢得出，2018年“7·16”特大暴雨過程是在西太平洋強盛的副高西伸北進，北京處于副高邊緣不斷加強的西南氣流控制,在500 hPa上游河套地區(qū)有一明顯的高空槽東移(圖4a)，以及850 hPa北京附近有一條暖切變線的形勢下發(fā)生的。地面圖上(圖4b)，7月15日20時前后在上游河套地區(qū)北部有低壓發(fā)展，我國華北地區(qū)處于東南高、西北低的氣壓場控制，風向由偏南轉(zhuǎn)為東南風。導致在北京西北部山麓地區(qū)和太行山東部山麓地區(qū)沿地形形成一條輻合線，有利于山麓地區(qū)降水天氣的形成；16日08時以后，由于850 hPa、700 hPa在上游河套東部地區(qū)有低渦發(fā)展(圖略)，導致副高邊緣西南急流不斷加強，地面東高、西低氣壓場長時間穩(wěn)定維持，造成16日傍晚到前半夜、17日早晨到上午強降水的出現(xiàn)并長時間持續(xù)。

與“7.16暴雨”不同的是，在2019年“7·22”暴雨過程中副高位置偏南，副高588 dagpm線位于華北南部。暴雨是在500 hPa上游河套地區(qū)附近的高空槽東移、槽前伴有西南急流，以及850 hPa北京南部出現(xiàn)暖切變線的形勢下發(fā)生的(圖4c)。分析7月22日20時地面圖(圖4d)，河北中南部地區(qū)(包括北京)處于低壓輻合區(qū)北部，在北京東部—南部有一條偏東風與偏北風輻合線，對北京東部和南部地區(qū)降水天氣的形成較為有利。

圖4 (a，b)2018年7月15日20時，(c，d)2019年7月22日20時(a，c)500 hPa風場(黑色風羽)、位勢高度場(黑色實線，單位：dagpm；棕色粗實線：高空槽)、850 hPa風場(紅色風羽，紅色實線：暖切變線)，(b，d)地面海平面氣壓場(實線，單位：hPa)、風場(風羽，棕色粗實線：輻合線)

對兩次暴雨過程中北京上空的垂直運動和輻合條件進行對比分析(圖5),在“7·16”過程第一輪強降水發(fā)生之前，15日18時以后，隨著地形輻合線和低空西南急流的先后出現(xiàn)，在900 hPa以下出現(xiàn)明顯輻合(散度D<-12×10-5s-1)(圖5a)，900 hPa以上為較明顯的輻散。與其相對應，在低層(800 hPa以下)為明顯的上升氣流(上升速度ω<-0.6 Pa·s-1)，為第一輪極端強降水提供極為有利的低空輻合和抬升條件；受中低空河套低渦的東移發(fā)展影響，從16日17時開始出現(xiàn)整層上升氣流，以700～300 hPa高度上升速度最大(上升速度ω<-1.2 Pa·s-1)，900 hPa以下為明顯輻合(散度D<-8×10-5s-1)，一直維持到17日10時，為7月16日傍晚和17日早晨的第二輪、第三輪強降水的形成提供了有利的輻合條件。但近地層上升速度相對較小，抬升條件略差；17日17—24時，900 hPa以下再次出現(xiàn)輻合(散度D<-6×10-5s-1)，但近地層上升速度較小且抬升條件較差。對應時間雖然出現(xiàn)了降水，但是降水強度遠小于前三輪降水。

由圖5b可以看出，在“7·22”過程中，隨著高空槽、槽前西南急流的東移發(fā)展，7月22日17時至23日05時北京上空出現(xiàn)強烈的上升氣流，850～700 hPa上升速度最大(上升速度ω<-1.8 Pa·s-1)。從22日15時開始近地層900 hPa以下出現(xiàn)較為明顯的輻散，22日20時以后逐漸轉(zhuǎn)為輻合。天氣形勢為強降水天氣的形成提供了有利的抬升條件，近地層輻合條件由差逐漸轉(zhuǎn)好。

圖5 (a)2018年7月15日08時至18日08時和(b)2019年7月22日08時至23日20時兩次暴雨過程中北京觀象臺上空垂直速度和散度的時間-高度分布(黑色等值線：垂直速度，單位：Pa·s-1；填色：散度，單位：10-5 s-1)

3 低空急流結構特征及作用

3.1 低空急流結構特征與水汽輸送作用的比較

利用北京觀象臺探空數(shù)據(jù)分析兩次暴雨發(fā)生之前北京的溫度、濕度，以及對流不穩(wěn)定條件。在2018年“7·16”副高邊緣型大暴雨發(fā)生之前(7月15日14時、20時)，對流層中低層比濕明顯增大、濕層明顯增厚，700 hPa增濕最為明顯，比濕由3.3 g·kg-1增至10.3 g·kg-1。明顯大于孫繼松等(2012)對北京4次暴雨過程的700 hPa最大比濕為9.0 g·kg-1的統(tǒng)計結果；相比之下，2019年“7·22”降水發(fā)生前至短時強降水開始時刻(7月22日14時、20時)850 hPa 以下增濕明顯。850 hPa比濕由7.4 g·kg-1增至15.2 g·kg-1，700 hPa比濕由3.0 g·kg-1增至8.4 g·kg-1，濕層厚度不及“7·16”暴雨之前。低層顯著增濕與低空急流的水汽輸送作用有關，兩種天氣類型的低空急流結構特征及其水汽輸送作用、輻合作用存在差異。

3.1.1 “7·16”過程

分析“7·16”過程的850 hPa風場和全風速分布圖發(fā)現(xiàn)：在北京第一輪強降水出現(xiàn)前，從7月15日20時開始河北南部地區(qū)出現(xiàn)較大風速區(qū)(風速≥8 m·s-1)(圖6a)。15日20時至16日02時京津冀中東部地區(qū)出現(xiàn)西南低空急流，北京位于低空急流核的下游左前方(圖6b)。因低空急流核的下游對應輻合區(qū)和不穩(wěn)定區(qū)，有利于對流系統(tǒng)在該區(qū)域的發(fā)生和加強(Bonner，1968；孫淑清和翟國慶，1980；翟國慶等，1999；汪玲瑤等，2018)，由此引發(fā)第一個強降水峰值出現(xiàn)。在北京所在40 °N做的水平風緯向剖面圖上(圖6e)，相比于15日20時，16日02時低層風速加大，在900～800 hPa上空出現(xiàn)了低空急流。16日08時京津冀中東部地區(qū)的西南低空急流進一步增強，北京處于低空急流軸左側(cè)(圖6c)，低空急流最低高度Hmin下降(圖6f)，對應時間出現(xiàn)第二個強降水峰值。由此可見，在2018年7月16日凌晨和上午的兩個強降水峰值發(fā)生之前和發(fā)生時段，北京位于低空急流核區(qū)的下游左前方或者急流軸左側(cè)，并且出現(xiàn)了低空偏南急流強度增大、低空急流高度下降等特征。

圖6 2018年7月(a,d)15日20時，(b，e)16日02時，(c，f)16日08時(a～c)850 hPa風場分布和(d～f)沿40°N水平風的緯向剖面(填色為全風速，細實線為≥12 m·s-1全風速等值線；橫坐標軸上黑色粗短線表示北京市域東西范圍)

由“7·16”過程北京上空的水汽通量和水汽通量散度時間-高度(圖7e)可以看出，在第一輪強降水發(fā)生前7～8 h，從7月15日17時開始，北京低空800 hPa以下出現(xiàn)水汽輻合并逐漸增強。近地層水汽輻合增強的時間與2.2 節(jié)中提到的東南風出現(xiàn)時間吻合。說明近地層水汽輻合的加強與東南風出現(xiàn)、地形輻合線的影響有關。在第一輪強降水發(fā)生前3 h (15日22時前后)低空急流開始出現(xiàn)。與之相對應，在900～800 hPa的水汽通量(填色所示)突然增大，16日凌晨至上午水汽通量達到18.0 g·s-1·cm-1·hPa-1以上。北京低空950 hPa以下水汽輻合進一步增強(散度D<-10×10-5s-1)；從低空水汽通量和水汽通量散度分布可以看出，在16日凌晨、早晨至上午的兩個強降水峰值時段，在850 hPa(圖7c,7d)，京津冀中東部地區(qū)(包括北京)位于低空急流軸左側(cè)和水汽通量大值區(qū)左側(cè)(最大水汽通量>18.0 g·s-1·cm-1·hPa-1)。在950 hPa，北京大部分地區(qū)及以東地區(qū)為水汽輻合區(qū)控制(圖7a,7b)，這些地區(qū)的最大水汽通量散度達-12×10-6g·s-1·cm-2·hPa-1，有利于對應區(qū)域的強降水形成。由以上分析得出，15日22時開始出現(xiàn)的低空急流，在900～800 hPa形成明顯的水汽輸送，并使地形輻合線影響的低空950 hPa以下水汽輻合進一步加強。兩者共同作用是引發(fā)16日凌晨至上午北京出現(xiàn)第一輪強降水的關鍵原因。

圖7 2018年7月(a，c)16日02時，(b，d)16日08時(a，b)950 hPa，(c，d)850 hPa水汽通量和水汽通量散度及風速(風羽)分布以及(e)15日08時至18日08時北京觀象臺的水汽通量、水汽通量散度時間-高度分布(填色為水汽通量，單位： g·s-1·cm-1·hPa-1；黑色實線為水汽通量散度，單位：10-6 g·s-1·cm-2·hPa-1；紅色粗虛線表示全風速≥12 m·s-1的范圍)

由圖7e還可以看出，7月16日18—20時出現(xiàn)的第二輪強降水、17日早晨至上午(07—11時)出現(xiàn)的第三輪強降水均與北京近地層明顯的水汽輻合有密切關系。主要原因是由于16日14—20時和17日02—08低空急流明顯加強(圖略)，北京先后位于低空急流軸左側(cè)、急流核的下游左前方，使近地層水汽輻合隨著低空急流的變化而明顯增強所造成；7月17日14時以后，盡管低空(850～700 hPa)仍存在明顯的水汽輸送(圖7e)，但是近地層水汽輻合明顯較弱，入夜后出現(xiàn)降水的強度遠小于前三輪降水強度。

總之，低空急流的水汽輸送以及與地形輻合線、低空急流有關的近地層水汽輻合共同作用對強降水的發(fā)生起關鍵作用。近地層水汽輻合作用對雨強、累計降水量量級大小的影響更為重要。低空急流增強和維持，使低空水汽輸送作用和近地層輻合作用加強和持續(xù)，使強降水反復出現(xiàn)，從而造成影響區(qū)域出現(xiàn)極端降水。

3.1.2 “7·22”過程

由“7·22”過程沿40°N的水平風緯向剖面可知，在暴雨過程發(fā)生之前，從7月22日08時開始高空急流下傳，在北京西部上游地區(qū)中低空出現(xiàn)急流(圖略)。在北京降水出現(xiàn)之前1 h (22日14時)，850 hPa河北西南部出現(xiàn)偏南大風速區(qū)(圖8a)。在對應時間的北京所在緯度40°N的水平風緯向剖面圖上(圖8d)，低空急流出現(xiàn)在北京西部800～600 hPa上空。22日20時大風速區(qū)東移北上、增強(圖8b)，在北京南部出現(xiàn)低空偏南急流，北京位于低空急流核下游。分析對應的40°N水平風緯向剖面(圖8e)，急流中心位于850～550 hPa上空，急流強度加強，北京開始出現(xiàn)短時強降水。22日20時至23日02時低空急流繼續(xù)東移加強、范圍擴大，北京位于低空急流軸左側(cè)(圖8c)。急流中心和急流最低高度Hmin明顯下降至900 hPa(圖8f)，22日22—23時北京出現(xiàn)最大雨強降水。以上分析說明，影響此次暴雨過程的低空急流是由東移的高空槽前西南氣流加強所產(chǎn)生。隨著強降水的臨近，急流強度加強、急流高度明顯下降，在時間上與強降水、最大雨強的出現(xiàn)時間有對應關系。

圖8 同圖6，但為2019年“7·22”過程

進一步分析2019年7月22日傍晚至23日凌晨的低空水汽通量和水汽通量散度分布(圖9c)，可以看出：22日20時位于850 hPa高空槽前的偏南急流控制了京津冀大部分地區(qū)，水汽通量大值區(qū)位于北京上游地區(qū)(河北西北部)和河北南部地區(qū)，并且沿急流軸有多個水汽輻合區(qū)。盡管950 hPa水汽通量較小，但是北京北部、南部仍處于水汽輻合區(qū)(圖9a)，特別是渤海灣附近受東南風的影響，河北中東部地區(qū)為水汽通量大值區(qū)和水汽輻合區(qū)。由北京上空的水汽通量和水汽通量散度時間-高度圖可以看出(圖9e)，在7月22日暴雨發(fā)生前(22日08—12時)，水汽通量大值區(qū)所在高度隨著急流高度呈下降趨勢。在22日傍晚前后，北京上空650～450 hPa的水汽通量突然增大(>18.0 g·s-1·cm-1·hPa-1)。另外，與渤海灣地區(qū)低空東南風相對應，在850 hPa附近出現(xiàn)了水汽通量大值區(qū)(>6.0 g·s-1·cm-1·hPa-1)。這支東南風的作用是在低空打通了一條由海上伸向內(nèi)陸的水汽輸送通道(侯淑梅等，2018)。與此同時，近地層出現(xiàn)水汽輻合明顯(<-4×10-6g·s-1·cm-2·hPa-1)，20時開始出現(xiàn)短時強降水。從22日20時至23日02時，低空急流移至北京下游地區(qū)(圖9c,9d)，北京位于低空急流軸左側(cè)以及水汽通量大值區(qū)，并且850 hPa北京中部地區(qū)存在較明顯的水汽輻合區(qū)。期間，22—23時出現(xiàn)了最大雨強降水；23日04時以后，中低層700 hPa以上的水汽通量快速減小(圖9e)，降水結束。由于在此次暴雨過程中，急流對北京上空的主要水汽輸送集中在對流層中層650～450 hPa，對低層的水汽輸送作用、近地層水汽輻合作用較弱，共同作用的時段較短，因此形成的降水量和降水強度遠小于“7·16”過程的第一輪強降水時段。

圖9 同圖7，但為2019年“7·22”過程

3.2 本站低空急流變化特征與動力作用的比較

3.2.1 低空急流特征量變化與作用

利用風廓線雷達測風數(shù)據(jù)可以得到常規(guī)氣象觀測無法反映的本地局地風場精細變化。分析2018年“7·16”過程第一輪強降水期間各層水平風的時間變化可以看出(圖10a,10b)：在第一輪強降水的第一個強降水峰值發(fā)生前3 h(7月15日22時前后)，2500～3500 m高度出現(xiàn)低空急流(低空最大風速Wmax為12.6 m·s-1)。23時急流最低高度Hmin下降至1470 m(Wmax加大到15.1 m·s-1)。16日00時Hmin迅速下降到390 m(Wmax為16.5 m·s-1)，隨后出現(xiàn)強降水峰值。在強降水峰值期間，邊界層風速繼續(xù)增大，16日04:30的Wmax達到21.9 m·s-1，一直持續(xù)到16日05時前后；在第二個強降水峰值發(fā)生前2 h(7月16日06時)，Wmax再次增大(由05時的14.4 m·s-1增至19.4 m·s-1)。Hmin再次下降，由06時的2310 m降至07時的870 m(Wmax達28.0 m·s-1)。08時的Hmin下降至750 m(Wmax為15.0 m·s-1)。風廓線雷達數(shù)據(jù)反映出第一個、第二個強降水峰值的出現(xiàn)與西南急流強度加強、所在高度不斷下降，以及邊界層急流的出現(xiàn)有關。

圖10 2018 年7月15—16日懷柔站風廓線雷達觀測的(a)各層水平風(填色為風速，黑色實線為≥12 m·s-1的等風速線)時間-高度分布，(b)Wmax和Hmin，以及(c)低空急流指數(shù)Ij的時序(橫坐標軸上黑色短粗線表示降水量峰值時段)

低空急流的作用除了在900～800 hPa帶來的明顯水汽輸送外，另一個重要作用是遇到山體后產(chǎn)生強烈的動力抬升作用。徐珺等(2014)對我國華北暖區(qū)暴雨的研究指出，超低空急流和低層垂直風切變在觸發(fā)對流和對流維持中有重要作用。2018年7月15日23時Hmin由2550 m降至1470 m，在北京的西部和北部山區(qū)出現(xiàn)一些弱對流云團。7月16日00時的Hmin迅速下降至390 m(Wmax為16.5 m·s-1)，即出現(xiàn)邊界層急流。由于邊界層急流所在高度明顯低于北京西南部山區(qū)和東北山區(qū)的地形高度(山地海拔高度為1000～1500 m)，由此引發(fā)山體對邊界層急流的強烈抬升作用，這種抬升作用加劇了天氣系統(tǒng)造成的垂直上升運動，進而觸發(fā)了西南部山區(qū)、北部山區(qū)對流單體的形成(圖11a)，并在地形輻合線西側(cè)的山前地區(qū)形成并強烈發(fā)展成中尺度對流雨帶(圖11b)，造成了第一個強降水峰值的出現(xiàn)；同樣，7月16日07時當邊界層急流再次出現(xiàn)(Hmin為870 m，Wmax達28.0 m·s-1)，首先在西南部山區(qū)(房山區(qū))觸發(fā)了對流單體形成(圖11c)。隨后對流單體沿著山前輻合線附近發(fā)展成中尺度對流雨帶(圖11d)，造成第二個降水量峰值的出現(xiàn)。由此可見，邊界層急流對對流系統(tǒng)具有重要的觸發(fā)和組織作用。

圖11 2018年7月16日(a)00時，(b)02時，(c)06時，(d)08時的地面風場(風矢)和雷達反射率因子(填色)分布(棕色雙虛線表示輻合線；黑色粗實線表示300 m地形高度線)

低空急流指數(shù)可以直觀地反映出低空急流強度和高度的變化。曹春燕等(2006)、金巍等(2007)、周芯玉等(2015)研究指出，強降水的出現(xiàn)與低空急流指數(shù)的增大有密切關系。計算分析2018 年“7·16”過程的低空急流指數(shù)Ij(圖10c)，在第一個強降水峰值發(fā)生前3 h、2 h(7月15日22時、23時)的Ij分別為4.9×10-3s-1、10.3×10-3s-1，發(fā)生前1 h(16日00時)激增至42.3×10-3s-1。同樣，在第二個強降水峰值發(fā)生前2 h(16日06時)Ij為8.4×10-3s-1，發(fā)生前1 h(07時)激增至32.2×10-3s-1。由此可見，在兩個降水峰值發(fā)生之前，Ij具有明顯增大特征。

同樣，由2019 年“7·22”過程的風廓線雷達觀測的各層水平風時間-高度分析可知(圖12a,12b)，7月22日小雨出現(xiàn)前4 h(22日11時)，在北京上空2500～3000 m出現(xiàn)低空西南急流，14時Wmax增至16.9 m·s-1，Hmin下降至1110 m，15時Hmin突然降至630 m以下，Wmax達20.0 m·s-1，15時出現(xiàn)小雨。7月22日17—19時的Hmin基本維持在2000 m高度上下，Wmax分別為17.6 m·s-1(17時)、16.0 m·s-1(18時)，19時增至22.9 m·s-1，20時短時強降水開始出現(xiàn)。21時開始Hmin再次下降，22時下降至1470 m，23時下降至1230 m，Wmax由12.3 m·s-1增至17.4 m·s-1。22—23時出現(xiàn)最大雨強降水。由此可見，低空急流強度增大、低空急流最低高度下降，與強降水、最大雨強降水出現(xiàn)時間有對應關系。另外， 22日下午Hmin下降至1000 m以下，但低空水汽輸送弱、近地層為輻散(圖9e)，僅出現(xiàn)了小雨天氣。在22日21時以后低空急流高度下降高度在1000 m以上，引起的地形抬升作用并不顯著(圖略)。

分析“7·22”過程的Ij時間變化(圖12c)，在7月22日下午小雨出現(xiàn)前1 h(14—15時)Ij激增，由3.8×10-3s-1增至51.3×10-3s-1。在22日20時開始的強降水之前，Ij增大并不明顯。但在強降水期間，Ij增大，20時、21時分別為7.2×10-3s-1、7.7×10-3s-1，22時增至12.3×10-3s-1，22—23時出現(xiàn)最大雨強降水。可見，Ij對最大雨強出現(xiàn)時間具有指示性。

圖12 同圖10，但為2019年“7·22”過程

3.2.2 低空垂直風切變演變特征與作用的比較

在低空急流覆蓋范圍內(nèi)，除了等壓面上存在著急流核區(qū)并伴有強烈的水平風切變外，垂直方向的風速廓線也存在著極大風速值和顯著的垂直風切變。垂直風切變即指水平風(包括大小和方向)隨高度的變化，其大小往往和形成風暴的強弱有密切關系(俞小鼎等，2006)。邊界層內(nèi)較大的風速垂直切變使低層大氣處于極不穩(wěn)定狀態(tài)，有利于本地對流活動發(fā)展和組織化(《華北暴雨》編寫組，1992)。

圖13a為“7·16”過程第一輪強降水期間各層垂直風切變的時間-高度，可以看出：在第一個強降水峰值出現(xiàn)前6～7 h(從7月15日18時開始)，低空1200 m以下開始出現(xiàn)垂直風切變。隨著強降水的臨近，低空風垂直切變明顯增大、大值區(qū)明顯增厚。16日06時低空1500 m以下再次出現(xiàn)垂直風切變增大、大值區(qū)增厚現(xiàn)象，08時開始出現(xiàn)第二個強降水峰值；同樣，在“7·22”過程中(圖13b)，從7月22日上午小雨出現(xiàn)前6 h(從08時開始)900 m以下出現(xiàn)垂直風切變，小雨出現(xiàn)前1 h(14—15時)再次出現(xiàn)明顯的垂直風切變。強降水出現(xiàn)以后(22日20時開始)，1500 m以下再次出現(xiàn)垂直風切變，其大小和大值區(qū)所達高度遠不及“7·16”過程，22日22時至23日00時出現(xiàn)的最大雨強也相對較小。

圖13 (a)2018 年7月15日14時至16日14時,(b)2019年7月22日08時至23日08時兩次暴雨過程的低層垂直風切變(填色)時間-高度變化(細實線表示垂直風切變≥120×10-3 s-1的等值線；橫坐標軸上黑色短粗線段表示降水量峰值時段)

經(jīng)與本站低空急流特征量的時間變化比較發(fā)現(xiàn)，垂直風切變增大與急流強度增大、急流高度下降在時間上具有對應關系。這說明低空急流高度、強度的變化，導致低層風場垂直切變增大。分析渦度方程的渦度傾側(cè)項(朱乾根等，1991)：

(4)

低空急流的出現(xiàn)導致低空垂直風切變，即出現(xiàn)?v/?p<0，或者?u/?p<0。根據(jù)式(4)，垂直風切變在?ω/?x>0急流左側(cè)區(qū)域，或者?ω/?y<0急流前部區(qū)域造成低層垂直渦度增大?ζ/?t>0。由此得出：低空急流強度增大導致低空垂直風切變增大，使急流左側(cè)區(qū)域、急流前部區(qū)域的低層垂直渦度?ζ/?t>0進一步增大，從而加劇上述區(qū)域的輻合作用。另外，垂直風切變增大能夠使上升氣流傾斜，使得在上升氣流中形成的降水質(zhì)點脫離上升氣流，而不會因拖曳作用減弱上升氣流的浮力(俞小鼎等，2006)。

對兩次過程強降水出現(xiàn)前3 h的低空三層垂直風切變(地面與925 hPa 、地面與850 hPa、地面與700 hPa)進行分析比較發(fā)現(xiàn)(表1)：三層垂直風切變隨高度依次減小。地面與 925 hPa的垂直風切變最大，地面與850 hPa其次，地面與700 hPa最?。辉凇?·16”過程第一輪強降水的兩個強降水峰值發(fā)生前，低空風垂直切變明顯增大，尤其是以邊界層(地面與925 hPa)增大最為明顯。在第一個強降水峰值出現(xiàn)前3 h和發(fā)生時刻(15日22時至16日01時)地面與925 hPa的垂直風切變依次為6.5×10-3、19.8×10-3、24.4×10-3和20.3×10-3s-1)，地面與850 hPa的依次為8.8×10-3、11.9×10-3、13.4×10-3和8.5×10-3s-1，在強降水發(fā)生前1 h達最大。在第二個強降水峰值出現(xiàn)前3 h和發(fā)生時刻(7月16日05—08時)，地面與925 hPa、地面與850 hPa的垂直風切變隨時間增大，分別為7.5×10-3、2.8×10-3、6.0×10-3和18.6×10-3，以及4.2×10-3、4.5×10-3、5.5×10-3和6.6×10-3s-1)，在強降水發(fā)生時刻達到最大；在“7·22”過程的強降水發(fā)生前3 h和發(fā)生時刻(7月22日17—20時)，地面與850 hP的垂直風切變隨時間增大并不明顯，依次為6.6×10-3、7.1×10-3、7.2×10-3和7.9×10-3s-1，在強降水發(fā)生時刻達最大。

表1 強降水發(fā)生前3 h低層垂直風切變統(tǒng)計表(單位：10-3 s-1)

由此得出：兩次暴雨過程發(fā)生前低空均出現(xiàn)垂直風切變?！?·16”過程第一輪強降水期間，低空1500 m以下垂直風切變的大小、大值區(qū)所達高度遠大于“7·22”過程的強降水時段。隨著強降水的臨近，低空1500 m以下(地面與925 hPa、地面與850 hPa)的垂直風切變增大，在發(fā)生時刻達到最大，1500 m以下垂直風切變的大小與降水強度有密切關系，對強降水預報有明顯的指示意義。

4 結 論

本研究利用北京地區(qū)風廓線雷達30 min間隔的多層測風數(shù)據(jù)、美國NCEP/GFS再分析資料(0.5°×0.5°)、地面加密自動氣象站小時降水量觀測數(shù)據(jù)，并引入了低空急流特征量(低空急流最大風速Wmax、急流最低高度Hmin、低空急流指數(shù)Ij)和垂直風切變，對兩次不同天氣類型和不同強度的典型暴雨過程中的低空急流成因、結構特征，以及邊界層急流及其作用差異開展對比分析，得出以下主要結論：

(1)“7·16”北京特大暴雨是在北京處于副高邊緣的西南急流控制、受高空低渦低槽東移和850 hPa暖切變線影響，以及地面東高西低的形勢下發(fā)生的。副高邊緣的低空西南急流加強、低渦低槽東移，以及近地層輻合線的共同作用，為第一輪極端強降水的發(fā)生提供了極為有利的水汽輸送、輻合和抬升條件；副高、地面東高西低氣壓場的穩(wěn)定維持，以及低空西南急流不斷加強和維持，是造成強降水重復出現(xiàn)、降水天氣持續(xù)的主要原因；“7·22”北京暴雨是在高空槽前偏南急流東移，850 hPa河套東部暖切變線，以及北京地面處于倒槽北部輻合區(qū)的形勢下發(fā)生的。高空槽前偏南急流附近的較強的、深厚上升運動，為強降水天氣的形成提供了有利的抬升條件和中層水汽輸送條件，但是低空水汽輸送條件和近地層的輻合條件較差。

(2)影響“7·16”過程的副高邊緣西南低空急流在900～800 hPa具有明顯的水汽輸送作用。同時，由于地形輻合線的持續(xù)作用以及始終位于低空急流核區(qū)的下游左前方或者低空急流軸左側(cè)，使北京低層(950 hPa以下)的水汽輻合不斷加強。低空急流的明顯的水汽輸送作用及其與近地層不斷加強的水汽輻合作用相互配合，是引發(fā)7月16日凌晨至上午出現(xiàn)極端強降水的重要原因；相比之下，影響“7·22”過程的西來槽前偏南急流的水汽輸送主要在對流層中層650～450 hPa，低空(850 hPa以下)的水汽輸送作用較小。另外，西來槽前偏南急流隨高空槽在自西向東移動過程中，前期北京處于急流軸右側(cè)、后期處于急流前方或急流軸左側(cè)，到后期低空水汽輻合作用才逐漸轉(zhuǎn)好。低空水汽輸送和水汽輻合作用相互配合的時間較短。

(3)對利用風廓線雷達測風數(shù)據(jù)計算低空急流特征量的分析得出：兩次暴雨過程中在強降水發(fā)生前3 h，均出現(xiàn)Wmax增大、Hmin下降，Ij增大，以及低空1500 m以下均出現(xiàn)明顯的垂直風切變，且隨著短時強降水臨近而數(shù)值增大等特征。

(4)在“7·16”過程第一輪強降水的兩個降水量峰值發(fā)生之前，急流最低高度下降至幾百米，即出現(xiàn)邊界層急流。邊界層急流遇地形產(chǎn)生的強烈抬升作用，觸發(fā)對流單體的形成。對流單體沿地形排列，在地形輻合線附近或者沿山一側(cè)強烈發(fā)展成中尺度對流雨帶，造成沿山地區(qū)極端強降水的發(fā)生。在“7·22”過程強降水發(fā)生前，低空急流最低高度在 1000 m以上，地形抬升作用不明顯。

綜上所述，在北京暴雨形成過程中，副高邊緣低空急流比西來槽前低空急流的水汽輸送作用、低空輻合和抬升作用更為顯著。邊界層急流對中尺度系統(tǒng)的觸發(fā)和組織作用是極端強降水形成的重要原因。低空急流特征量(Wmax、Hmin、Ij)，以及1500 m以下的垂直風切變的大小對強降水的發(fā)生具有重要的指示意義。

致謝：本研究得到北京城市氣象研究院肖現(xiàn)研究員提供的雷達數(shù)據(jù)支持，在此表示衷心感謝！