“7·21”北京大暴雨過程的地形作用分析和數(shù)值試驗(yàn)研究

岳甫璐，王春明，崔 強(qiáng)，毛天韻，鹿 翔

（解放軍理工大學(xué)氣象海洋學(xué)院，江蘇 南京211101）

暴雨是我國(guó)主要的災(zāi)害性天氣之一，常常給國(guó)家和人民生命財(cái)產(chǎn)造成嚴(yán)重的危害，因此它是天氣預(yù)報(bào)和研究一直著重關(guān)注的課題[1-3]。北京特殊的地理位置、地形分布和城市化布局使得其城市降水常表現(xiàn)出突發(fā)性、局地性、短歷時(shí)和高雨強(qiáng)的特征，這明顯增加了精確預(yù)報(bào)北京暴雨落區(qū)與強(qiáng)度的難度。尤其西邊狹長(zhǎng)高大的太行山和北邊的燕山所形成的環(huán)形山脈，對(duì)北京夏季暴雨的發(fā)生發(fā)展產(chǎn)生了很大影響[4-5]。國(guó)內(nèi)外關(guān)于山區(qū)地形與暴雨關(guān)系的研究已有不少，而且已經(jīng)取得了一定進(jìn)展。Spreen[6]曾經(jīng)將地形高度、坡度作為預(yù)報(bào)因子，分析了它們與落基山脈年降水量之間的相關(guān)關(guān)系。Neiman等[7]發(fā)現(xiàn)了Califonia中部沿海地區(qū)的地形降水與低空急流和地形脊的密切關(guān)系。Jiang等[8-9]研究了地形對(duì)于降水過程中的水汽動(dòng)力學(xué)過程和微物理時(shí)間尺度的變化。丁一匯等[10]研究了1975年8月河南特大暴雨，指出特殊的低地形使氣流產(chǎn)生輻合，氣流在迎風(fēng)坡強(qiáng)迫抬升增強(qiáng)了此次暴雨。陶詩(shī)言[1]認(rèn)為地形的迎風(fēng)坡具有的動(dòng)力和屏障作用使得氣流繞山流動(dòng)和被迫爬升，并且地形可以觸發(fā)中小尺度強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)，釋放不穩(wěn)定能量。孫繼松[11]研究了北京地區(qū)不同氣流的垂直分布對(duì)于地形雨落區(qū)和強(qiáng)度的影響。郭金蘭等[12]分析了2002年6月24日北京地區(qū)邊界層低空急流與特殊地形相互作用引起了北京西南部的局地暴雨。廖菲等[13]利用ARPS模式研究了地形高度改變對(duì)2005年7月22日華北暴雨發(fā)生過程中的動(dòng)力場(chǎng)和微物理降水機(jī)制的影響，得出了地形高度對(duì)風(fēng)場(chǎng)輻合、垂直上升運(yùn)動(dòng)、對(duì)流云的發(fā)展高度以及降水中的冷云降水過程影響最為明顯。馬玉芬等[14]運(yùn)用WRFV3.1模式，通過改變天山地形高度，來研究天山山脈對(duì)2009年5月24—26日新疆的一次強(qiáng)天氣過程中的影響，發(fā)現(xiàn)天山對(duì)降雨強(qiáng)度、落區(qū)、雨帶分布、西南暖濕氣流以及垂直上升運(yùn)動(dòng)等都有很大的影響。這些研究都表明了地形通過影響過山系統(tǒng)（低空急流、低渦、鋒面等），可以產(chǎn)生或加強(qiáng)中小尺度強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)，釋放不穩(wěn)定能量，造成強(qiáng)降雨的發(fā)生。

2012年7月21—22日北京地區(qū)發(fā)生了大暴雨，對(duì)于此次暴雨，相關(guān)氣象部門提前做出了預(yù)報(bào)預(yù)警，但對(duì)于暴雨的強(qiáng)度及落區(qū)的把握還有些偏差，當(dāng)然這也是目前城市降雨預(yù)報(bào)的難點(diǎn)所在。本文將對(duì)此次暴雨過程中的地形作用進(jìn)行診斷分析與數(shù)值模擬，探索地形對(duì)觸發(fā)暴雨的中尺度系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展、暴雨落區(qū)和強(qiáng)度的影響，為提高暴雨預(yù)報(bào)準(zhǔn)確率提供些參考。

1 天氣實(shí)況

1.1 雨情

每年夏季6—8月份，我國(guó)降雨帶通常會(huì)北移至華北地區(qū)。在此期間，雨帶上常常會(huì)出現(xiàn)暴雨。據(jù)統(tǒng)計(jì)，華北地區(qū)每年80%～90%的暴雨都出現(xiàn)在7月下旬到8月上旬，即所謂的“七下八上”[1]。2012年7月21—22日，華北地區(qū)遭遇了強(qiáng)降水，雨帶整體呈東北—西南走向（圖1a）。暴雨落區(qū)集中在北京西南部，總體達(dá)到了特大暴雨級(jí)別。北京90%以上的行政區(qū)域降雨量都在100 mm以上，全市平均降雨達(dá)190.3 mm。城區(qū)平均降雨量225 mm，為自1951年以來，北京市最大的一次降雨過程；局部雨強(qiáng)之大也為歷史罕見，全市最大降雨點(diǎn)房山區(qū)河北鎮(zhèn)為460 mm，達(dá)到了特大暴雨量級(jí)，接近500 a一遇。11個(gè)氣象站觀測(cè)到的雨量突破了建站以來的歷史極值，部分地區(qū)一天降雨量達(dá)到甚至超過了年平均降雨量。雨強(qiáng)最強(qiáng)開始于21日14時(shí)BT（北京時(shí)，下同），于22日06時(shí)開始減弱，強(qiáng)降雨一直持續(xù)了16 h（圖1b）。這場(chǎng)暴雨雨量大，雨勢(shì)強(qiáng)，致使北京出現(xiàn)嚴(yán)重城市內(nèi)澇，市內(nèi)路面及地鐵多處出現(xiàn)嚴(yán)重積水，部分中小河流和水庫(kù)出現(xiàn)汛情。這次大暴雨給國(guó)家安全和人民生命財(cái)產(chǎn)造成嚴(yán)重的損害。

1.2 高、低空天氣形勢(shì)

分析高空500 hPa環(huán)流形勢(shì)，21日08時(shí)整個(gè)亞歐大陸上，高緯環(huán)流形勢(shì)為“兩槽一脊”型。貝加爾湖處有一低壓中心，其槽區(qū)一直延伸至我國(guó)河套地區(qū)，槽后冷空氣不斷南下；在日本北海道地區(qū)有一低壓中心，其槽區(qū)往南延伸至日本南部。兩低壓在環(huán)渤海地區(qū)形成一阻塞高壓，系統(tǒng)穩(wěn)定少動(dòng)，從而使得貝湖低壓不斷發(fā)展加強(qiáng)，移速減慢。此時(shí)“西太副高”位置偏南，脊線偏東，其外圍“588”線處于120°E以東。到21日20時(shí)（圖2），貝湖低壓槽發(fā)展，整個(gè)華北地區(qū)均處于高空槽前。低緯地區(qū)，我國(guó)南海北部、菲律賓以西出現(xiàn)一熱帶低壓，其發(fā)展過程中向北移動(dòng)，將西太副高不斷往北擠壓，使其變?yōu)槌饰鞅薄獤|南向的帶狀分布，外圍“588”線向西伸至120°E、我國(guó)江蘇境內(nèi)，而且此時(shí)川東地區(qū)西南渦生成。中層700 hPa風(fēng)矢圖上，華北北部，北京西南存在西北風(fēng)與西南風(fēng)的切變；低層850 hPa環(huán)流形勢(shì)圖上，河北中北部地區(qū)有一低壓環(huán)流，北京處于此低壓環(huán)流中心，同時(shí)印度低壓、西南渦、南海熱帶低壓以及西太副高等系統(tǒng)與高空配合很好。綜合高低層的系統(tǒng)配置，明顯看出，河北北部、北京地區(qū)既有冷槽向南擴(kuò)散冷空氣，又有南海熱帶低壓配合“西太副高”形成東南風(fēng)輸送東海的暖濕空氣，同時(shí)還有印度低壓配合西南渦形成西南氣流輸送孟加拉灣來的暖濕空氣，強(qiáng)盛的冷、暖空氣在北京地區(qū)上空交綏，很容易形成持續(xù)強(qiáng)降雨。

圖2 2012年7月21日20時(shí)500 hPa高度場(chǎng)（實(shí)線，單位：gpm）、700 hPa 風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)矢，單位：m/s）及850 hPa風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)矢量，單位：m/s）

2 地形作用對(duì)物理量場(chǎng)的影響分析

暴雨的發(fā)生發(fā)展是熱力、動(dòng)力及水汽等條件綜合作用的結(jié)果。當(dāng)暴雨發(fā)生時(shí)，強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)造成水汽凝結(jié)潛熱的釋放，將會(huì)激發(fā)動(dòng)力不穩(wěn)定的發(fā)展，而動(dòng)力不穩(wěn)定的發(fā)展反過來又會(huì)為暴雨發(fā)展提供能量，成為一種正反饋機(jī)制。山地特殊地形會(huì)對(duì)暖濕氣流產(chǎn)生輻合和動(dòng)力抬升作用，一方面觸發(fā)暴雨，另一方面又會(huì)使降雨強(qiáng)度得到增強(qiáng)[15]，所以分析地形作用對(duì)深入了解暴雨過程十分重要。

2.1 動(dòng)力條件

2.1.1 高、低空風(fēng)場(chǎng)與垂直運(yùn)動(dòng)

馮瑤[16]對(duì)東疆“7·17”暴雨分析后發(fā)現(xiàn)，在高空槽和中空切變線的系統(tǒng)配合下，低空急流加強(qiáng)了氣流的上升和水汽的輸送為暴雨提供了充足的水汽和不穩(wěn)定能量。王榮梅等[17]對(duì)同一過程進(jìn)行分析后指出，暴雨來臨前，中低空的強(qiáng)垂直上升運(yùn)動(dòng)有利于不穩(wěn)定能量的儲(chǔ)存，并最終激發(fā)了這些能量的釋放，引發(fā)暴雨。本文此次暴雨發(fā)生前，北京地區(qū)處于高空冷槽與低空切變線這兩大系統(tǒng)控制之中。低空急流與北京特殊的地形相配合，在太行山前引起氣流的輻合，加上摩擦作用，形成低渦。此低渦在太行山東坡上持續(xù)維持，加上對(duì)流層低層的東風(fēng)急流，造成太行山迎風(fēng)坡持續(xù)加強(qiáng)的上升運(yùn)動(dòng)，這樣在對(duì)流層低層形成輻合，而在高層造成氣流向外輻散，由此在垂直方向上形成了對(duì)流層深厚的垂直環(huán)流圈（圖3a）。位于這個(gè)環(huán)流圈西側(cè)弱的下沉氣流阻礙了北京西側(cè)高空短波槽的東移，使槽后西北氣流不斷補(bǔ)充，造成氣流的輻合及質(zhì)量堆積。暴雨發(fā)生前，低空偏南風(fēng)急流的加強(qiáng)，使得暖濕氣流在燕山迎風(fēng)坡堆積，質(zhì)量輻合，并在低層低渦的作用下，使氣流在燕山南坡爬升，在半山腰處下沉，形成垂直環(huán)流圈（圖3b）。兩個(gè)垂直環(huán)流圈與低層低渦相互作用，使得低層暖濕氣流不斷輻合、高層氣流不斷向外輻散的補(bǔ)償上升運(yùn)動(dòng)，有利于水汽凝結(jié)，產(chǎn)生降雨。因此，垂直環(huán)流圈的出現(xiàn)與低層低渦的發(fā)展是決定局地暴雨強(qiáng)度和落區(qū)的重要因素。同時(shí)在圖3a上還可看出，降水發(fā)生前，太行山東坡垂直于山脈的東風(fēng)U是隨高度減小的，氣流的這種垂直分布能夠加強(qiáng)迎風(fēng)坡的上升運(yùn)動(dòng)，有利于坡前降雨的增幅，這在天氣尺度分析中被證實(shí)[18]。

圖3 2012年7月21日20時(shí)沿39.56°N的東西風(fēng)和垂直運(yùn)動(dòng)（a）、沿116.17°E的南北風(fēng)和垂直運(yùn)動(dòng)剖面圖（b）

2.1.2 渦度、散度

李敏等[19]研究了梅雨風(fēng)暴雨過程后得出動(dòng)力條件下低層輻合、高層輻散的配置有利于暴雨的維持和發(fā)展。為更好地解釋上文所提到的垂直環(huán)流圈的形成，下文將分析暴雨前后渦度場(chǎng)、散度場(chǎng)的變化。圖4a給出了暴雨發(fā)生前后對(duì)流層中低層低渦中心的發(fā)展情況。21日08時(shí)，低渦自太行山西坡的對(duì)流層中層開始發(fā)展，中心處于600 hPa左右，中心值為16×10-5/s；14時(shí)，低渦中心東移并下沉，中心值也增大為20×10-5/s；20時(shí)，低渦越過太行山，移至其東坡上空，中心下降至750 hPa，強(qiáng)度變化不大；22日02時(shí)，低渦移至北京東側(cè)（117°E左右），中心下降至800 hPa，強(qiáng)度不變；22日08時(shí)，低渦中心下降東移，強(qiáng)度逐漸減弱。由此得出，此次低渦系統(tǒng)由太行山西側(cè)對(duì)流層中層產(chǎn)生并東移，在東移過程中逐漸往低層發(fā)展加強(qiáng)，當(dāng)越過太行山至東坡時(shí)達(dá)到最強(qiáng)，但移速減慢，在東坡持續(xù)維持。圖4b給出了暴雨發(fā)生前后對(duì)流層中低層散度負(fù)值中心的發(fā)展情況。21日08時(shí)，散度負(fù)值中心自太行山西坡的對(duì)流層中高層開始發(fā)展，中心處于450 hPa左右，中心值為-9×10-5/s；14時(shí)，中心東移并下沉，中心降至700 hPa,中心強(qiáng)度略有減??；20時(shí)，到達(dá)太行山東坡上空，中心下降至900 hPa，強(qiáng)度變強(qiáng)，中心值超過 -12×10-5/s；22日 02時(shí)，移到北京東側(cè)（118°E 左右），范圍接近地面，中心強(qiáng)度減弱；22日08時(shí)，東移減弱。散度負(fù)值中心也是由太行山西側(cè)對(duì)流層中層開始發(fā)展，并在東移過程中逐漸下降到對(duì)流層低層，當(dāng)其越過太行山時(shí)與東坡的東風(fēng)相互作用，進(jìn)一步得到發(fā)展，并在迎風(fēng)坡持續(xù)維持；當(dāng)東風(fēng)減弱時(shí)，它也東移并逐漸減弱消散。強(qiáng)降雨開始于21日14時(shí)，之后強(qiáng)度逐漸增大，至22日02時(shí)后開始減小，雨強(qiáng)的變化與低層正渦度中心和散度輻合中心對(duì)應(yīng)很好。

2.2 水汽條件

圖4 2012年7月21日08時(shí)至22日08時(shí)沿39.56°N渦度（a）、散度（b）經(jīng)度—高度垂直剖面圖

充足的水汽及持續(xù)的水汽供應(yīng)，是暴雨形成的必要條件。梁萍等[20]統(tǒng)計(jì)分析了1980—1997年華北地區(qū)的48次暴雨個(gè)例后指出：來源于西太平洋及華北西北側(cè)中高緯西風(fēng)帶的水汽輸送與華北暴雨的產(chǎn)生有密切的聯(lián)系。因此分析水汽的來源及是否在雨區(qū)大量聚集對(duì)暴雨至關(guān)重要。圖5a可看出，北京東側(cè)平原地區(qū)水汽通量散度為負(fù)，它將東海上的水汽不斷往太行山前匯聚，而太行山前水汽通量散度為正，造成東坡上水汽通量的增大，并在山腰處出現(xiàn)大值區(qū)。由圖5b可看出，從北京南部平原到燕山一致為水汽通量散度正值區(qū)，它將南方的水汽不斷往山前輸送，造成燕山南坡水汽通量的增大，出現(xiàn)大值區(qū)。天氣形勢(shì)顯示，菲律賓以北熱帶氣旋不斷發(fā)展，其北上時(shí)，將“西太副高”擠壓成一條略成西北東南向的帶狀，從而使得“西太副高”外圍引導(dǎo)的東南氣流可將海上大量的水汽輸送至北京地區(qū)。西南低渦向東移出后北上，其引導(dǎo)的東南暖濕氣流繞過太行山南側(cè)后與“西太副高”引導(dǎo)的東南氣流合并，從而組成強(qiáng)大的東南氣流往北向北京地區(qū)輸送。對(duì)流層低層這兩支水汽輸送路徑的共同作用，使得北京地區(qū)上空形成了較厚的濕度層，這也將成為大暴雨發(fā)生的一個(gè)非常有利的水汽條件。

2.3 熱力條件

圖5 2012年7月21日14時(shí)沿39.56°N的水汽通量及水汽通量散度的經(jīng)度—高度剖面圖（a）、沿116.17°E的水汽通量及水汽通量散度的緯度—高度剖面圖（b）

假相當(dāng)位溫θse是綜合表征大氣溫、濕度的物理量。θse的分布反映了大氣中能量的分布。李國(guó)翠等[21]通過對(duì)西太平洋副熱帶高于進(jìn)退過程中引發(fā)的暴雨進(jìn)行分析后得出，這類強(qiáng)降水出現(xiàn)在假相當(dāng)位溫的快速下降階段或谷值區(qū)，其峰值越高、升降幅度越大、高值持續(xù)時(shí)間越長(zhǎng)，則相應(yīng)的降水越強(qiáng)。比濕qs可以反映雨區(qū)上空大氣中水汽含量的大小。孫興池等[22]對(duì)有無鋒面的兩類經(jīng)向切變線暴雨落區(qū)分析后發(fā)現(xiàn)，850 hPa上假相當(dāng)位溫、高qs舌和弱水汽輻合的區(qū)域，由于潛在對(duì)流不穩(wěn)定也可以形成一個(gè)暴雨區(qū)。圖6為暴雨發(fā)生前θse和qs的垂直剖面圖。圖6a可看出，qs在太行山與平原交界處存在一個(gè)22 g/kg的向上伸展的大值區(qū)，表明低層偏東風(fēng)攜帶的水汽在太行山東坡堆積，由于山地地形的特殊分布而迫使氣流抬升向上輸送水汽，使得山前空氣柱的濕度和能量不斷增加，表現(xiàn)為θse隨太行山東坡地形高度的增高而逐漸減小。大氣這樣的垂直分布使中低層不穩(wěn)定狀態(tài)增加以及垂直運(yùn)動(dòng)的發(fā)展。同樣圖6b上，qs在燕山南坡前存在向上伸展的高值區(qū)，表明偏南風(fēng)不斷往山前輸送水汽，而且假相當(dāng)位溫隨地形高度的增加而逐漸減小，顯示了大氣的不穩(wěn)定度增加及垂直運(yùn)動(dòng)的發(fā)展。垂直運(yùn)動(dòng)將水汽不斷帶往高層，有利于水汽的凝結(jié)，釋放潛熱，進(jìn)一步促使強(qiáng)降雨的發(fā)生。

2.4 位渦分析

圖6 2012 年 7 月 21 日 14 時(shí)沿 39.56°N 的 θse、qs經(jīng)度—高度剖面圖（a）、沿 116.17°E 的 θse、qs緯度—高度剖面圖（b）

Hoskins[23]研究指出對(duì)流層上部或平流層的位渦擾動(dòng)可下傳而影響到平流層下部或地面的氣旋發(fā)展。趙玉春等[24]對(duì)梅雨鋒暴雨進(jìn)行位渦反演診斷后得出，與潛熱釋放有關(guān)的對(duì)流層中低層的正位渦擾動(dòng)是梅雨鋒發(fā)生發(fā)展的主要影響因子之一。高萬泉等[25]發(fā)現(xiàn)濕位渦分布對(duì)強(qiáng)對(duì)流暴雨的發(fā)生、落區(qū)有較強(qiáng)的指示性作用，華北暴雨常發(fā)生在850 hPa上濕位渦正負(fù)值過渡帶附近。分析此次過程中的位渦垂直分布，可看出，對(duì)流層中低層的位渦是從對(duì)流層高層傳下來的。21日08時(shí)，中低層位渦開始發(fā)展，強(qiáng)度很弱，14 時(shí)（圖7a），太行山西側(cè)（112°E、113°E及115°E）的對(duì)流層高層都有正位渦生成，并且東移過程中加強(qiáng)，當(dāng)移到太行山東側(cè)（116°E）時(shí)，強(qiáng)度增強(qiáng)，位置下降，20時(shí)（圖7b），太行山東側(cè)（116°E）中低層的位渦中心強(qiáng)度加強(qiáng)至28個(gè)PVU，并且長(zhǎng)時(shí)間維持在太行山東坡，在此時(shí)間段內(nèi)，太行山東坡出現(xiàn)了局地暴雨。之后，低層位渦強(qiáng)度逐漸減弱，中高層位渦中心東移，降水隨之減弱。由此得出，此次過程中低層位渦的演變與降水過程的發(fā)展有很好的一致性。

3 地形敏感性試驗(yàn)

暴雨與地形有著密切的關(guān)系[26]。侯瑞欽等[27]利用MM5模式研究了太行山地形對(duì)華北中南部暴雨的影響后得出，降水主要分布在太行山東部迎風(fēng)坡上，且降水中心與華北中北部喇叭口地形相對(duì)應(yīng)，地形雨的特征十分明顯。北京所處的特殊地理位置及其所在下墊面特征易使途經(jīng)其上空的中小尺度系統(tǒng)加強(qiáng)或減弱，或者直接觸發(fā)局地的中小尺度系統(tǒng)，這些中小尺度系統(tǒng)往往又會(huì)與其所處的大尺度天氣系統(tǒng)相互作用，進(jìn)而加強(qiáng)局地降雨的動(dòng)力、熱力條件，最終會(huì)影響降水強(qiáng)度與持續(xù)時(shí)間。前面分析得出，低渦在太行山東坡生成后，維持加強(qiáng)，造成北京持續(xù)的大暴雨。因此，北京所處的獨(dú)特的山地環(huán)境對(duì)此次北京的大暴雨天氣過程應(yīng)該有影響。因此為更好的了解太行山、燕山山脈存在對(duì)此次降水過程所起的作用，本文通過對(duì)此次北京大暴雨進(jìn)行地形敏感性數(shù)值試驗(yàn)，從數(shù)值模擬的角度分析華北中尺度地形對(duì)強(qiáng)降水的影響，以期能夠得到一些有益的結(jié)果，進(jìn)一步加深對(duì)此次強(qiáng)降水機(jī)制的認(rèn)識(shí)。

到了初中中后期，幾乎所有的學(xué)生都出現(xiàn)了叫做副性征的新的男女差別，這就是進(jìn)入了青春發(fā)育期。由于性腺的不斷發(fā)育，性激素的分泌增多，性功能開始顯現(xiàn)，男女差別越來越明顯。生理上的變化引起了心理上的變化。初中學(xué)生對(duì)自己身體的變化會(huì)出現(xiàn)吃驚、不安、羞澀、厭惡、自豪等情感上的波動(dòng)，并會(huì)產(chǎn)生“我不是小孩子了”的想法，感到自己長(zhǎng)大了。

3.1 試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)

本文采用非靜力中尺度模式WRF（V3.2），利用美國(guó) NCEP/NCAR 發(fā)布的 6 h 間隔的 NCEP（1°×1°）再分析資料作為初始場(chǎng)和側(cè)邊界條件，選取2012年7月20日20時(shí)BT（北京時(shí)，以下同）作為模式啟動(dòng)時(shí)間，積分時(shí)間為36 h，模式積分時(shí)間步長(zhǎng)為180 s，模式采用三重區(qū)域雙向嵌套，網(wǎng)格分辨率分別為30 km、10 km、3.33 km，模式頂氣壓為 50 hPa，垂直分層28層，模式結(jié)果1 h輸出一次。表1給出了控制試驗(yàn)（CTL）的具體試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)。

圖7 2012年7月21日14時(shí)（a）、20時(shí)（b）沿39.56°N位渦經(jīng)度—高度垂直剖面圖

表1 控制（CTL）試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)

在控制實(shí)驗(yàn)基礎(chǔ)上，設(shè)計(jì)了3組敏感性試驗(yàn)，分別是單獨(dú)考慮太行山地區(qū)地形（THS試驗(yàn)），單獨(dú)考慮燕山地形（YS試驗(yàn)）以及不考慮北京周邊地形（同時(shí)去除太行山、燕山地形）（THSYS試驗(yàn)），分別標(biāo)記為THS、YS、THSYS試驗(yàn)，探討太行山、燕山地形在此次強(qiáng)降水過程所起的作用。圖8是模式模擬的地形高度及區(qū)域分布示意圖，敏感性試驗(yàn)實(shí)施具體方案見表2。

3.2 控制試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)對(duì)比

3.2.1 降水分布對(duì)比

圖8 北京周邊地形高度（單位：m）及研究區(qū)域（實(shí)線方框）

表2 地形敏感性方案設(shè)計(jì)及地形格點(diǎn)區(qū)域

圖9是控制試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)的24 h降水分布及地形高度疊加圖。綜合圖9a～9d可得出，地形高度改變后，降水整體分布變化不大，但對(duì)100 mm以上的大暴雨（24 h降水量100～199 mm為大暴雨）的分布及落點(diǎn)影響顯著。圖9a上，控制試驗(yàn)較好地再現(xiàn)了此次降雨分布，東北—西南向的雨帶走向與實(shí)況一致，而且在房山區(qū)（116.0°E、39.7°N）的暴雨大值中心也模擬的很好，此大值降雨區(qū)形狀與太行山的走向很相似，空間上呈平行狀態(tài)。暴雨中心雨量大小模擬比實(shí)況偏小20 mm，而且位置上略偏北。實(shí)況在順義區(qū)南部有一個(gè)中心雨量在210 mm以上的暴雨中心，控制實(shí)驗(yàn)沒有模擬出此中心，雨量偏小。另外，模式在懷柔區(qū)中部（116.6°E、40.6°N）附近出現(xiàn)了一個(gè)較大的降雨中心。初步分析原因可能與北京西部和北部的太行山、燕山地形有關(guān)。

去除太行山（THS試驗(yàn)）以后（圖9b），雨帶走向變化不大，降雨量略有減小，且大暴雨落區(qū)及范圍變化明顯。其中，原本位于房山區(qū)的大暴雨區(qū)位置偏北約0.4個(gè)緯度，中心雨量減少了30 mm，而且在主降雨帶的西側(cè)產(chǎn)生了一個(gè)虛假雨帶。盡管此虛假雨帶范圍不大、比較狹長(zhǎng)，但雨量卻偏大很多。分析原因可能是去除太行山后，西北冷空氣可以減少阻擋，順暢的南下，與北上的暖空氣可以較早的在偏北的位置相遇，引發(fā)強(qiáng)降水，因此之后到達(dá)北京上空的冷空氣減少了很多。與此同時(shí)，CTL試驗(yàn)中，北京東北側(cè)位于懷柔區(qū)中部的暴雨區(qū)范圍在本實(shí)驗(yàn)中減小，雨量也減小。但在懷柔區(qū)的東北側(cè)（116.9°E、40.9°N）產(chǎn)生了一個(gè)中心雨量超過210 mm的暴雨區(qū)，比控制試驗(yàn)大很多。

去除燕山以后（圖9c），與CTL試驗(yàn)相比，整個(gè)東北—西南向的降雨帶沒有了，暴雨落區(qū)比較分散，雨量整體也減小了30 mm。房山區(qū)的大暴雨中心消失，降雨量?jī)H為60 mm，比控制試驗(yàn)小很多。懷柔區(qū)中部的暴雨中心消失，但在其北側(cè)產(chǎn)生了兩個(gè)暴雨中心，其中西北側(cè)的中心雨量在210 mm以上，東北側(cè)的中心雨量在180 mm以上，這兩個(gè)都比控制試驗(yàn)大很多。原因可能是北方的冷空氣由于缺少燕山的阻攔作用，勢(shì)力減弱，此時(shí)南方相對(duì)強(qiáng)大的暖濕空氣可北上到北京的東北側(cè)，與那里的冷空氣相遇，產(chǎn)生降水，但由于冷空氣已經(jīng)減少，因此降雨量減少。

圖9 2012年7月21日08時(shí)—22日08時(shí)控制試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)?zāi)M降水分布對(duì)比

燕山、太行山同時(shí)去除以后（圖9d），同CTL試驗(yàn)相比，東北—西南向的降雨帶存在，但是大暴雨區(qū)范圍減小，整個(gè)雨帶上雨量減小了約30 mm。房山區(qū)的大暴雨中心消失，其西側(cè)（115.5°E）雖然有一個(gè)暴雨中心，但是雨量和范圍都比控制試驗(yàn)偏小。懷柔區(qū)中部的暴雨中心消失，但在其南側(cè)（40.3°N）產(chǎn)生了一個(gè)范圍較大的暴雨中心，其中心雨量在210 mm以上。另外，此實(shí)驗(yàn)還在主降雨帶的西北側(cè)產(chǎn)生了一個(gè)中心雨量較大（210 mm以上）的雨帶，這比控制實(shí)驗(yàn)大很多。分析原因是缺少太行山和燕山在北京西北方向的阻擋，暖濕空氣可以北上到北京西北側(cè)與那里的冷空氣相遇，產(chǎn)生降水，但由于冷空氣偏少，因此降雨量偏少。

綜合以上分析，可見：地形場(chǎng)改變以后，整體雨帶的走向變化不大，但降雨量普遍都減小；大暴雨中心位置發(fā)生偏移，而且降水量在100 mm以上的暴雨的分布及落點(diǎn)也有變化。去除地形以后，三組敏感性試驗(yàn)中的大暴雨中心強(qiáng)度都明顯減小，降水區(qū)都發(fā)生了偏移（向北或向南）。即對(duì)于此次強(qiáng)降水過程，地形對(duì)整體降水的分布在24 h內(nèi)的短期影響不大，而對(duì)主要的降水中心的強(qiáng)度及落點(diǎn)則影響顯著。去除太行山以后，降水帶的大暴雨中心位置偏北、范圍減小。去除燕山地形以后，降雨量在100 mm以上的降雨帶偏北，大暴雨中心散亂，范圍減小，雨量減小。同時(shí)去除兩處地形后，降雨量在100 mm以上的降雨帶變化不大，但暴雨中心范圍減小，雨量減弱。由此可見，兩座山脈對(duì)于此次暴雨過程的影響有所不同，即太行山地形對(duì)于冷空氣的影響較大，因此其決定降雨量的大??；而燕山山脈對(duì)于雨帶走向及暴雨落區(qū)的影響更大一些。由于這兩座山環(huán)繞在北京西側(cè)與北側(cè)，其所形成的特殊“環(huán)北京”地形，對(duì)于此次特大暴雨落在北京房山如何起作用，將會(huì)在以后的研究中指出。

表3 2012年7月21日08時(shí)—22日08時(shí)敏感性試驗(yàn)?zāi)M的暴雨中心A、B的24 h累計(jì)降水量及其與CTL實(shí)驗(yàn)降水的比較

3.2.2 低層風(fēng)場(chǎng)及雨強(qiáng)演變對(duì)比

圖10是21日14時(shí)CTL試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)低層900 hPa風(fēng)場(chǎng)及1 h降水量的演變情況。21日14時(shí)，控制試驗(yàn)中（圖10a），北京地區(qū)基本上處于東南風(fēng)控制，此時(shí)雨帶呈東北—西南向恰好位于太行山脈東面山麓處，雨帶盡管已經(jīng)到了北京，但雨量較小，僅為15 mm，強(qiáng)降水區(qū)出現(xiàn)處在山西境內(nèi)。配合114°E附近的低層低渦，強(qiáng)降雨區(qū)處在其后方，北京此時(shí)處在此低渦的左前方。去除太行山以后（圖10b），由于沒有了太行山地形的阻擋作用，冷空氣偏西，雨帶也明顯偏西，而且在雨帶上有幾個(gè)低層低渦的配合，尤其在（113.0°E、39.0°N）處的低渦對(duì)應(yīng)著60 mm以上的強(qiáng)降雨區(qū)，北京此時(shí)偏離雨帶，降雨量很小。北京地區(qū)此時(shí)東南風(fēng)強(qiáng)盛。去除燕山地形以后（圖10c），相對(duì)CTL試驗(yàn)，整體雨帶變化不大，但雨量減小。雖然（114.3°E、39.2°N）處存在一個(gè)低渦，但對(duì)應(yīng)局地降雨量并不大，而且此雨帶前緣雖然已到北京，但是僅在北京北部有少量降雨。北京地區(qū)此時(shí)東南風(fēng)強(qiáng)盛。THSYS試驗(yàn)里（圖10d），此時(shí)由于沒有了地形的阻擋，圖上低層風(fēng)場(chǎng)更為清晰。雨帶整體走向控制實(shí)驗(yàn)較為相似，但與雨帶相配合的2個(gè)低渦較為明顯，分別處在（112.6°E、38.1°N）和（114.0°E、39.5°N）附近，兩處對(duì)應(yīng)降雨都較大。北京西部地區(qū)處在降雨帶上，雨量超過20 mm。對(duì)比4個(gè)實(shí)驗(yàn)可以看出，21日14時(shí)北京地區(qū)基本為東南風(fēng)控制，處于降雨帶的前部，都有不同程度的降雨，但東南風(fēng)大小、雨量大小和降雨范圍大小有差異。原因是去除太行山后，冷空氣缺少阻擋，東南風(fēng)強(qiáng)盛，因此雨帶出現(xiàn)在較西處；去除燕山后，冷空氣變化不大，而東南風(fēng)北進(jìn)時(shí)缺少阻擋，因此減少了向西的偏轉(zhuǎn)，進(jìn)而減少了低層的輻合，因此雨量較?。煌瑫r(shí)去除后發(fā)現(xiàn)，盡管低層輻合減小，但是冷空氣增多，東南風(fēng)依然強(qiáng)大，因此雨帶在山西境內(nèi)的雨量較大。

圖10 2012年7月21日14時(shí)CTL試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)900 hPa風(fēng)場(chǎng)及逐時(shí)降水分布

圖11是21日22時(shí)CTL試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)低層900 hPa風(fēng)場(chǎng)及1 h降水量演變情況。21日22時(shí)，CTL試驗(yàn)中，北京不再是一致的東南風(fēng)，而是出現(xiàn)了西南風(fēng)與偏東風(fēng)的輻合，即在（116.0°E、39.8°N）附近，而且對(duì)應(yīng)局地降雨量達(dá)60 mm以上。另外在（116.6°E、40.5°N）處也存在一強(qiáng)降雨中心。整個(gè)雨帶覆蓋北京全市，全市降雨量都在5 mm以上。THS試驗(yàn)中（圖11b），北京逐漸由東南風(fēng)轉(zhuǎn)為南風(fēng)。北京西邊，河北和山西交界處，存在一個(gè)較大范圍內(nèi)的強(qiáng)輻合中心，對(duì)應(yīng)雨帶出現(xiàn)在此低渦的前部，雨帶較分散。北京地區(qū)（116.0°E、40.0°N）處出現(xiàn)了強(qiáng)降雨中心，雨量達(dá)60 mm以上，但范圍較小。YS試驗(yàn)中（圖11c），此時(shí)北京地區(qū)雖然處在偏南風(fēng)與偏北風(fēng)切變的輻合中心，但是由于南風(fēng)分量較大，因此雨帶出現(xiàn)在了低渦的東南方，強(qiáng)降雨出現(xiàn)在其北部，遠(yuǎn)離北京，北京地區(qū)降雨很小，幾乎沒有。THSYS試驗(yàn)中（圖11d），北京處在其南側(cè)低渦的前部，風(fēng)向逐漸由東南風(fēng)轉(zhuǎn)為西南風(fēng)。雨帶呈東北—西南向覆蓋了整個(gè)北京，與CTL實(shí)驗(yàn)較為相似，但是強(qiáng)降雨中心比控制實(shí)驗(yàn)位置偏西，范圍偏小。同CTL實(shí)驗(yàn)相比，雨帶整體雨量減小。

4 結(jié)論與討論

本文對(duì)2012年7月21日北京大暴雨過程進(jìn)行了地形作用診斷分析，研究地形對(duì)暴雨過程前后的熱力、動(dòng)力及水汽條件的影響，并進(jìn)行了地形敏感性數(shù)值試驗(yàn)，探討北京周圍地形高度改變后對(duì)于此次暴雨過程的影響。初步得到的結(jié)論如下:

圖11 2012年7月21日22時(shí)CTL試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)900 hPa風(fēng)場(chǎng)及逐時(shí)降水分布

（1）高、低空形勢(shì)場(chǎng)分析得出：暴雨發(fā)生前，貝湖低壓穩(wěn)定少動(dòng)，“西太副高”西伸北進(jìn)，印度低壓發(fā)展，西南渦加強(qiáng)。這幾個(gè)系統(tǒng)相互配合，使得從孟加拉灣來的西南暖濕空氣和從東海來的東南暖濕空氣與南下的干冷空氣剛好交綏于北京上空，造成持續(xù)強(qiáng)降雨。

（2）暴雨發(fā)生前，中、低層強(qiáng)烈的正渦度中心和負(fù)散度中心配合很好，它們?cè)跂|移過程中，促使低層氣流輻合抬升，從而組織起了一個(gè)很好的垂直環(huán)流圈。此環(huán)流圈在山前上升、山腰處下沉，加強(qiáng)了迎風(fēng)坡氣流的上升運(yùn)動(dòng)，這將對(duì)暴雨的落區(qū)和強(qiáng)度產(chǎn)生影響。

（3）暴雨發(fā)生前，西伸北進(jìn)的“西太副高”引導(dǎo)東南氣流，西南低渦東移北上后引導(dǎo)西南氣流，而且此西南氣流繞過太行山南坡后與“西太副高”引導(dǎo)的東南氣流合并，從而組成強(qiáng)大的偏南氣流。對(duì)流層低層這兩支水汽輸送路徑的共同作用，使得北京地區(qū)上空形成了較深厚的濕度層，從而在對(duì)流層低層積累了大量的不穩(wěn)定能量，這將成為大暴雨發(fā)生的非常有利的水汽和能量條件。

（4）此次天氣過程中位渦的垂直分布表明，對(duì)流層中低層的位渦是從高層傳下來的，而且正位渦中心在東移過程中加強(qiáng)，對(duì)應(yīng)在山前迎風(fēng)坡出現(xiàn)了局地大暴雨，而當(dāng)其減弱東移時(shí)，降雨隨之減小。由此說明了位渦中心與暴雨落區(qū)具有良好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。

（5）地形敏感性試驗(yàn)表明：地形場(chǎng)改變（高度降低）以后，整體雨帶的走向變化不大，但降雨量普遍都減?。淮蟊┯曛行奈恢冒l(fā)生偏移，而且降水量在100 mm以上的暴雨分布及落點(diǎn)也有變化。即對(duì)于降水的總體走勢(shì)來說，影響它的主要系統(tǒng)仍然是大尺度環(huán)流系統(tǒng)，但對(duì)于局地的大暴雨落區(qū)及降水強(qiáng)度，地形則有著十分重要的作用。此次暴雨過程中，兩座山脈的影響略有不同，即太行山地形對(duì)于冷空氣的影響較大，因此其決定降雨量的大小；而燕山山脈對(duì)于雨帶走向及暴雨落區(qū)的影響更大一些。

[1]陶詩(shī)言.中國(guó)之暴雨[M].北京：科學(xué)出版社，1980.

[2]Zhang Jin,Tan Zhemin.A simulation study ofthe mesoscale convective systems associated with a Meiyu frontal heavy rain event[J].Acta Meteorological Sinica，2009，23（4）：438-454.

[3]Zhao Yu,Cui Xiaopeng,Wang Jianguo.A study on a heavy rainfall event triggered by an inverted typhoon trough in Shandong province[J].Acta Meteorological Sinica，2009，23（4）：468-484.

[4]畢寶貴，李澤椿，李曉莉，等.北京地區(qū)降水的特殊性及其預(yù)報(bào)方法[J].南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào)，2004，2（71）：79-89.

[5]廖菲，洪延超，鄭國(guó)光.地形對(duì)降水影響研究概述[J].氣象科技，2007，17（6）：309-315.

[6]Spreen W C.A determination of the effect of topography upon precipitation [J].Trams Amer.Geophys.Union，1947，28（2）：285-290.

[7]Neiman P.J.,F.M.Ralph,A.B.White,et al.The statistical relationship between upslope flow and rainfall in Califomia’s coastal mountains:Observations during CALJET[J].Mon.Wea.Rev.，2002，130（6）：1468-1492.

[8]Jiang Q.Moist dynamics and orographic precipitation[J].Tellus，2003，55A：301-326.

[9]Jiang Q，Smith R B.Cloud timescale and orographic precipitation[J].J.Atmos.Sci.，2003，60（13）：1543-1559.

[10]丁一匯，蔡則怡，李吉順.1975年8月上旬河南特大暴雨的研究[J].大氣科學(xué)，1978，2（4）：276-290.

[11]孫繼松.氣流垂直分布對(duì)地形雨落區(qū)的影響[J].高原氣象，2005，24（1）：62-69.

[12]郭金蘭，劉鳳輝，杜輝，等.一次地形作用產(chǎn)生的強(qiáng)降雨過程分析[J].氣象，2004，30（7）：15-17.

[13]廖菲，胡亞敏，洪延超.地形動(dòng)力作用對(duì)華北暴雨和云系影響的數(shù)值研究[J].高原氣象，2009，28（1）：115-126.

[14]馬玉芬，趙玲，趙勇.天山地形對(duì)新疆強(qiáng)降水天氣影響的數(shù)值模擬研究[J].沙漠與綠洲氣象，2012，6（5）：40-45.

[15]孫繼松，楊波.地形雨與城市環(huán)流共同影響下的β中尺度暴雨[J].大氣科學(xué)，2008，32（6）：1352-1364.

[16]馮瑤.東疆“7·17”暴雨分析及預(yù)報(bào)服務(wù)偏差總結(jié)[J].沙漠與綠洲氣象，2010，4（3）：41-44.

[17]王榮梅，道然，屠月青.哈密地區(qū)“7·17”暴雨天氣過程分析[J].沙漠與綠洲氣象，2010，4（1）：36-40.

[18]鄭祚芳，張秀麗.北京地區(qū)一次局地強(qiáng)降雨過程的數(shù)值分析[J].熱帶氣象學(xué)報(bào)，2009，25（4）：442-448.

[19]李敏，苗春生，王堅(jiān)紅.一次江淮暴雨過程的數(shù)值模擬和診斷分析[J].南京信息工程大學(xué)學(xué)報(bào)，2011，3（6）：524-532.

[20]梁萍，何金海，陳隆勛，等.華北夏季強(qiáng)降水的水汽來源[J].高原氣象，2007，26（3）：42-45.

[21]李國(guó)翠，李國(guó)平，陳小雷，等.一次西太平洋副熱帶高壓進(jìn)退過程中暴雨的GPS可降水量特征[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，2011，34（4）：393-399.

[22]孫興池，吳煒，周雪松，等.經(jīng)向切邊線暴雨落區(qū)分析[J].氣象，2013，39（7）：832-841.

[23]Hoskins B J，Pedder M A.The Diagnosis of middle latitude synoptic development[J].Quarterly Journal of the Royal Meteorology Society，1980，106（4）：707-719.

[24]趙玉春，李澤椿，肖子牛.準(zhǔn)靜止梅雨鋒連續(xù)暴雨個(gè)例的位渦反演診斷[J].氣象學(xué)報(bào)，2007，65（3）：353-371.

[25]高萬泉，周偉燦，李玉斌.華北一次強(qiáng)對(duì)流暴雨的濕位渦診斷分析[J].氣象與環(huán)境學(xué)報(bào)，2011，27（1）：1-6.

[26]丁一匯，蔡則怡，李吉順.1975年8月上旬河南特大暴雨的研究[J].大氣科學(xué)，1978，2（4）：276-290.

[27]侯瑞欽，景華，王從梅.太行山地形對(duì)一次華北暴雨過程影響的數(shù)值研究[J].氣象科學(xué)，2009，29（5）：687-693.