北京“7.21”特大暴雨过程中尺度系统的模拟及演变特征分析

周玉淑1 刘璐1, 2 朱科锋3 李建通4



北京“7.21”特大暴雨过程中尺度系统的模拟及演变特征分析

周玉淑刘璐朱科锋李建通

1中国科学院大气物理研究所，北京100029;2中国科学院大学，北京100049;3南京大学大气科学学院，南京210093;4厦门市气象局，厦门361012

在2012年7月21日北京特大暴雨过程天气尺度环流背景分析的基础上，主要用WRF模式对该次暴雨过程进行了高分辨率的模拟。利用模拟资料分析了影响此次北京特大暴雨的辐合线及辐合线上生成的中尺度低涡的热动力结构及其演变。从热力场来看，来自于西北和东北方向的强冷空气与西南和东南暖湿气流的长时间对峙形成的辐合以及中低层冷空气从西北和东北方向向西南的入侵迫使整层暖湿空气抬升，以及低空急流的暖湿平流与低空弱冷空气之间形成的“西冷东暖”的结构，对对流不稳定的触发有一定作用，有助于该次特大暴雨的发生。对流层低层的西（东）南风与西北风之间形成了一条持续时间长的辐合切变线，切变线上不断有中尺度低涡生成并沿切变线发展移动，模拟资料分析表明，低涡不断沿切变线生成并移动经过北京从而对该次暴雨造成影响，这与“列车效应”现象类似。切变线上生成的中尺度低涡位置也同时处于急流左前侧和山前，低涡加强和发展时对应有暴雨的明显增强，是直接造成北京特大暴雨的中尺度系统，其生成与低层辐合、低空急流及地形均有关系。低层辐合引发的垂直运动在地形迎风坡附近得到加强，低层辐合及地形抬升共同导致了强垂直运动的发展和维持，是暴雨持续的重要原因。大气中层有下沉气流与低层上升气流相互作用，在大气中低层形成一系列中尺度环流，房山附近一直有中尺度环流的垂直上升支维持，也是暴雨中心出现在房山的原因之一。

暴雨 数值模拟 结构分析 中尺度低涡

1 引言

北京东临渤海，西部和北部分别为太行山和燕山山脉，天气状况复杂且多样。其中，暴雨等强对流天气是北京夏季的主要灾害性天气之一，对地形影响、暴雨天气系统发展机理及结构分析等都是北京暴雨研究的重点。已有工作从气候统计、理论、数值模拟及各种观测资料分析等方面对北京暴雨发生的机理、暴雨系统结构等方面做过很多个例研究。其中，对北京地区暖季对流天气的气候统计表明：北京地区暖季发生对流的概率很高，暴雨发生的气候概率为10.84%，多发季节为7月中旬到8月上旬，多发区域为东北部山区、中部和东南部平原，而西北部和西南部山区很少发生暴雨（丁青兰等，2007）。北京的暴雨影响因素很多，包括低涡、切变线、中纬度槽、副热带高压、冷锋、高低空急流、台风、北京独特的地形特征、城市热岛效应及城市边界层过程等（陶诗言，1980；华北暴雨编写组，1992；张朝林等，2005，孙继松等，2006），北京暴雨可由中纬度斜压系统引起，其发生机制可以用准地转运动理论来解释（葛国庆等，2002）。北京暴雨的发生多与中尺度辐合线的发展及中尺度对流系统有关，对流层中低层的中尺度辐合线和低压以及中b尺度对流系统是北京局地暴雨的重要影响系统（矫梅燕和毕宝贵，2005；毛冬艳等，2008；赵玮和王建捷，2008）。此外，北京特殊的地形和城市热岛效应对暴雨天气有显著影响，城市热岛形成的水平温度梯度在靠近城区的山前迎风坡产生中尺度风的垂直切变，是中尺度对流降水发生、发展的重要条件（孙继松，2005; 孙继松和杨波, 2008）。这些研究在揭示北京地区暴雨的气候特征、暴雨系统发展机理和结构及地形和城市热岛环流影响等各种可能的北京暴雨影响因子及暴雨系统的雷达观测特征方面有很大进展，但是由于北京地区地形复杂，暴雨天气形势及暴雨系统多变，每次暴雨过程中的天气背景、中尺度系统发展过程等都有所不同，对暴雨中尺度系统的结构认识及发生发展机理等方面都还需要进行更深入的探讨。

2012 年7 月21 日，京、津、冀等地出现强降雨，大暴雨中心出现在京、津和河北的北部，部分地区的降雨量突破历史记录。7月21日00时（协调世界时，下同）～22日00时观测的日降水累积量，北京市平均降雨量为170 mm，城区平均降雨量达215 mm，是北京地区自1951年有气象观测记录以来最强的一次降水天气过程。强降水共造成北京约160.2万人受灾，78人死亡，经济损失达116.4亿元。现有分析表明此次暴雨过程是在有利的大尺度环流背景下有中尺度系统发生发展的结果，降水强度超出预料，预报难度极大。暴雨中心出现在北京西南部山区，与以往北京暴雨多发生于东北部山区、中部和东南部平原有所不同，值得进一步深入研究。目前，对此次暴雨过程的分析已有部分成果发表，谌芸等（2012）利用多种常规和非常规观测资料对该次大暴雨过程的降水特点、引发特大暴雨的中尺度对流系统的环境场条件及其发生发展过程进行了分析，从降水效率、水汽、上升运动、持续时间等方面探讨这次极端性降水的成因；孙继松的研究（孙继松等，2012，2013）认为暴雨过程与列车效应与惯性重力波的传播有关；俞小鼎（2012）的研究结果表明：高空低槽伴随地面冷锋东移，在华北遇到副热带高压和山西地形阻挡移动缓慢以及台风登陆前在台风低压和副热带高压之间形成的强气压梯度导致低空急流建立并加强，为北京特大暴雨的发生提供了极为关键的条件。导致北京极端暴雨的中尺度对流系统（MCS）起源于河套地区低层涡旋的发展，该MCS位于盛行天气尺度上升气流的地面冷锋之前的暖区和地面的低压槽内及500 hPa低槽前的正涡度平流区。孙建华等（2013）对该次特大暴雨过程的多尺度特征也进行了研究，指出暴雨是高空急流、低空急流与中低纬系统共同配合的结果，低涡、切变线、低槽冷锋和低空急流是此次过程的主要影响天气系统。虽然对该次暴雨过程的天气背景及影响系统有了认识，但其中的机理还尚不十分明了。其中，直接影响此次暴雨过程的中尺度系统结构是什么样的？其发生发展如何导致北京该次特大暴雨？数值模式能否模拟预报这种特大的暖区降水？为回答以上问题，本文利用双向嵌套的WRF模式对此次降水进行了高分辨率的模拟分析，并与实况进行对比，在模拟与实况较为一致的基础上，利用模拟资料分析了引起此次特大暴雨的中尺度系统发展演变及其结构特征。

2 资料和方法

本文分析和模拟诊断所用的资料包括：NCEP/ NCAR的全球0.5°×0.5°时间间隔为6 h的分析资料，中国气象局提供的全国6 h及24 h实况降雨量及WRF模式高分辨模拟输出资料。利用WRF模式对该次暴雨过程进行时空高分辨模拟，在实况与模拟对比基础上，分析造成北京地区暴雨的中尺度系统发展过程及结构演变。

3 降水实况及大尺度环流背景简介

3.1 降水实况

从7月21日00时～22日00时的24 h累积降水分布可见（图1），华北大部分区域均有降 水，雨带呈西南—东北向，京津冀等地均有强降雨，而大暴雨中心出现在京津和河北的北部。北京地区的特大暴雨主要位于西南部山前地区。21日20时前，北京位于锋面东侧，降水以暖区降水为主，雨量的大值中心比较分散，但降水持续时间长，累计雨量大。暖区降水前期降水单体分布零散，但后期逐渐组织化形成一条明显有强中心的辐合带。21日20时以后，锋面逐渐移入北京，分散的降水中心形成一条西南东北向的强降水雨带，北京地区以锋面降水为主，降水逐渐平缓，雨强减弱。本文主要研究21日20时前的降水时段，分析对流比较强烈时的中尺度暴雨系统的发展过程及其结构特征。

图1 2012年7月21日00时～22日00时的24h累积降水分布（单位：mm）

3.2 天气形势背景简介

大范围的强降雨过程都是在有利的大尺度环流背景下产生的，北京此次暴雨过程也不例外。暴雨前期（20日00时至20日18时），500 hPa天气图上（图2a，以20日12时为例），500 hPa的西风槽槽线位于贝加尔湖附近，切断低压中心也出现在贝加尔湖附近，而巴尔喀什湖（60°～90°E）和东亚沿岸为高压脊控制，形成了“两脊一槽”的形势。副热带高压的588 dagpm线由33°N北抬至36°N，形成了高压坝，出现了华北暴雨典型的“东高西低”天气形势。与此同时，位于河套西部的低槽东移发展。暴雨临近时的21日00时（见图2b），贝加尔湖附近的低涡主槽与河套西部东移发展的低槽合并，槽前存在大范围（35°N～50°N，105°E～120°E）西南气流，温度露点差小于1.8°C，水汽含量充足。北京、天津及河北北部都受强盛的西南暖湿气流及暖式切变线影响。至22日10时，槽东移至114°E，槽前气流由西南气流逐渐转为偏西气流，22日00时，槽线移过北京。

700 hPa图上，在暴雨前期的20日00时至20日18时（图2c），河套附近的低槽向东北方向移动，槽前逐渐建立起偏南风暖湿空气输送通道。暴雨临近时（21日00时，图2d），河套西部低槽东移并发展为低涡，中心位于（39°N，110°E）附近，西南急流中心已达16 m s，温度露点差只有1.6°C，空气基本可视为饱和，北京处于暖式切变线附近。在200 hPa等压面层上，则存在高空急流东移加强现象，21日00时，急流核从内蒙古西部向东延伸到东北地区上空，急流中心移至北京偏北及内蒙中东部，北京处于高空急流的出口区（图略），且高空辐散随时间加强。暴雨开始阶段（21日06时，图2e），河套附近的低涡继续发展并东移。最强降水时段（21日06～12时，见图2f），700 hPa上低涡逐渐移至河北保定到北京附近，北京地区西南风达到20 m s，为低空急流中心。22日00时，中层西风槽和高低空急流都明显东移，低涡减弱逐渐移出北京地区（图略），整个华北北部处于西北气流的控制下，北京地区降水基本结束。

图2 位势高度（实线，单位：gpm）及风场（矢量箭头，单位：m s−1）分布：（a）2012年7月20日12时500 hPa；（b）2012年7月21日00时500 hPa；（c）2012年7月20日18时700 hPa；（d）2012年7月21日00时700 hPa；（e）2012年7月21日06时700 hPa；（f）2012年7月21日12时700 hPa

4 中尺度数值模拟方案及降水对比

4.1 模式区域及微物理方案介绍

模拟采用WRF模式，模拟中心点在（39.6°N，116°E），两层嵌套，大区格距4 km，小区格距1.33 km，水平方向格点数分别为751×622和841×826，垂直层数取51层，积分步长为25 s，微物理过程为Milbrandt-Yau 2-moment方案。模式背景场和边界条件使用美国环境预报中心（NCEP）和美国国家大气研究中心（NCAR）的0.5°分辨率的分析资料得到，初始时刻加入中国气象局常规地面和探空资料以及北京市气象局新一代多普勒天气雷达观测资料对NCEP/NCAR得到的背景场进行了订正。积分时间为7月21日00时到22日12时，共36 h，每20分钟输出一次资料。

4.2 模拟降水与实况对比

图3 a、c、e给出了北京大暴雨21日06时、12时、18时每6小时的累计降水量分布，与实况（图3b、d、f）对比可以看出，模拟结果能够较好地反映出此次特大暴雨过程的雨带移动及强度变化。模拟的主要雨带与实况一致，呈西南—东北走向，虽然强降水中心稍微偏西，但基本反映出强降水从西南向东北方向扩张，强度不断增强的趋势，与实况雨带和雨量变化趋势一致。由于模拟具有较高的分辨率，模拟图中出现多个小的强降水中心，而实况图中由于观测站点分辨率不够高，实况中的强降水中心比较集中，位于河北与北京交界地带，分析不到小的降水中心。从模拟的降水量来看，虽然模拟最大降水强度要小于实况降水强度，但在06～12时强降水时段的6 h累计降水量也都超过了100 mm以上。从模拟的每小时降水量来看（图略），模拟降水带和强度变化比实况滞后约3～4 h，强降水中心略有偏差，但降水的整体变化趋势和持续时间与实况变化趋势基本一致，因此，我们仍然可以利用模式输出的高时空分辨率结果对这次大暴雨的中尺度结构进行研究。

图3 北京及其周边地区6 h累计降水量分布（单位：mm）：（a）00～06时观测；（b）00～06时模拟；（c）06～12时观测；（d）06～12时模拟；（e）12～18时观测；（f）12～18时模拟

5 模拟中尺度系统结构演变及其发生发展过程

北京该次特大暴雨的强度之强和持续时间之长实属罕见，而导致特大暴雨发生的直接系统是中尺度系统，本节就利用WRF模拟资料对该次暴雨过程的中尺度系统进行热动力结构和发生发展过程分析。

5.1 热力结构

暴雨的发生离不开冷暖空气的辐合对峙及相对运动，而温度扰动可以表示冷暖空气的活动（本文温度扰动的计算是先求出模拟范围内各个经度上的温度的纬向平均，然后用同一纬度上的温度值减去其平均值得到），因此，先分析与冷暖空气活动对应的温度扰动在暴雨过程中的分布及其变化。从图4a（见文后彩图）中可以看出，北京暴雨发生前期（以21日05时为例），由于冷暖气流的输送及对峙，代表冷暖空气活动的温度负扰动和正扰动在陕西、山西交界附近形成了明显的切变线，在切变线上有中尺度低涡生成并沿切变线向东北方向移动。在切变线东南为正温度扰动，切变线西北方向为负温度扰动。负温度扰动区揭示的冷空气来源主要有两个，一个从02时开始，对流层底层不断有从东北方向入侵的冷空气，但较浅薄，这是由东北冷涡西侧的较强的偏北气流及由低空急流的垂直切变所产生的次级环流所造成，另一个是500 hPa及更高层槽后的西北气流带来的强冷空气，这股气流随着东移大槽不断加强东移并向低层扩展，逐渐与低空的冷空气汇合。中低层则有强的呈西南—东北走向的低空暖湿气流（伴随有低空急流），造成了华北大部低层大气的正温度扰动，尤其是图4b（见文后彩图）中，随着西南暖湿气流的向北推进，切变线及沿切变线发展移动的低涡也移到北京以西，温度扰动最大正值中心出现在河北中部及北京西南部，北京地区的温度扰动完全为正，处于锋前暖区中。

图4 温度扰动（阴影区，单位：K）和风场（流线，单位：m s−1）水平分布：（a）21日05时800 hPa等压面；（b）21日15时750hPa等压面

图5 沿图4a和4b中切变线的相当位温（单位：K）剖面：（a）21日05时；（b）21日15时。横坐标为格点数

从沿图4a、b中冷暖空气交汇形成的切变线（图4中红色线）所做的等相当位温垂直廓线分布可见，暴雨初期（图5a），切变线沿线700 hPa以下都为不稳定层结，都有相当位温随高度增加，随着切变线往东北方向移动，到了21日15时（图5b），空气中水汽凝结潜热已部分得到释放（会加强垂直运动），相当位温数值减小，但切变线上的不稳定层结高度反而向上延伸到600 hPa，不稳定层结加厚，表明暖湿空气被持续向上抬升，仍然有水汽凝结潜热继续释放。

与图5中相当位温分布表示的不稳定层结及凝结潜热释放类似，从温度扰动的剖面（图6，见文后彩图）也可看到，当冷暖空气相遇后，冷空气深入暖湿气流的下方，抬升了整层暖湿空气，使得华北地区850 hPa高度以上均为正温度扰动，华北大部区域处于对流不稳定层结下，一直有不稳定能量的积聚。一旦不稳定能量释放就可触发强对流。图6中还可见冷空气来源，一股由中高层入侵，冷空气主体从300～500 hPa高度向东嵌入暖湿空气下方（图6中黑色箭头所示），另一股冷空气来自于低层，主体在700 hPa及850 hPa（图6中紫色实心箭头所示），主要是东北冷涡西侧的偏北气流及切变线附近次级环流的下沉支，也证实了图4中水平等压面所揭示的低层冷空气的来源。另外，116°E以西的低层近地面还有较弱的偏东偏冷的气流（图6中紫色空心箭头所示），对北京上空暖湿空气的抬升可能也有一定作用，其来源有待进一步分析。由于来自于高低空的两股冷空气与深厚的低空西南暖湿气流及东南气流较长时间的对峙和维持，由此形成了低层的暖湿切变线。比较逐小时温度扰动与降水落区可发现（图略），正温度扰动大值区都正好与降水落区相对应，强降水时段主要是暖区降水，与冷暖空气形成的中尺度辐合线和切变线及切变线上生成的中尺度低涡系统有关。温度扰动分布表明，暖区降水可能与西部高低空的强冷空气及东部低空的弱冷空气渗透有关，低空急流的暖湿平流与冷空气形成的“西冷东暖”的结构，可能触发暖区对流。

图6 7月21日14时沿40°N的温度扰动（阴影，单位：K）和垂直环流（u，w）的剖面。u的单位：m s−1; w的单位：cm s−1

5.2 动力过程及动力结构

华北暴雨与低空急流有密切关系，相关率可达80%（陶诗言，1980；华北暴雨编写组，1992）。图7给出了模拟的7月21日14时到19时，800 hPa的低空急流（图中阴影区）和流场分布变化。从不同时刻低空急流分布可见，低空急流不断加强，且急流中心向东北方向移动。其中16时到17时，模拟的急流发展到最强，中心值甚至可达40 m s，而后迅速减弱，并随西南气流移过北京。低空急流如此之强，为暴雨的产生提供了非常有利的条件，对于水汽输送和集中以及中尺度低涡形成有重要作用。

图7 7月21日不同时刻800hPa流场和低空急流（阴影区：风速大于14m s−1）分布：（a）14时；（b）15时；（c）19时

从08时开始（图略），低空辐合线就已到达河北西部，并不断向北京方向加强和东移。从图7a可以看到，21日14时，辐合线已到达河北北部，沿辐合线有大范围的气旋性气流旋转，辐合线附近，低空急流左前侧上可见小的流场扰动和低涡雏形[图7a中（39°N，115°E）附近]。15时，低空急流中心向北推进，急流左前侧的辐合旋转进一步加强，在之前低空急流左前侧的小扰动区域有一个明显的中尺度低涡生成（图7b），该低涡缓慢由河北西部向东北方向的北京移动，到17时，低涡移到北京西南部房山附近，此时刻的模拟降水出现了明显的加强，降水的大值中心恰好位于涡旋附近（图略）。从15时到20时，该低涡从北京西南向东北方向缓慢移动，在北京上空维持时间较长（图7c），约5个小时左右，而后相对快速移出同时强度减弱。在17时，原来低涡生成的地点（39°N，115°E）附近又出现流场的扰动，到19时，已形成的低涡继续东北移动到北京中北部，而之前该低涡生成的地点，又有一个新的低涡形成并沿辐合切变线向东北方向移动影响北京（图7c）。这与孙继松等（2013）从北京雷达反射率因子观测分析中提到的“列车效应”现象类似，通过模拟资料得到了中尺度低涡在切变线附近不断生成并沿切变线东北移的现象，由于不停地有中尺度对流系统生成并移过北京，从而导致了北京的降水持续不断，形成了特大暴雨。

值得注意是，低涡生成并沿切变线东移的过程中，涡度有明显变化（图8）。过低涡沿切变线的垂直涡度的垂直剖面来看，14时的图8a中，切变线上的垂直涡度呈现正负相间的分布，但在低涡生成区域（图8中39.5°N附近，椭圆标注）的垂直涡度集中在39.5°N附近的狭窄区域，正涡度主要在700 hPa以下，而到了低涡形成后的15时，垂直涡度 在垂直方向上已经发展到500 hPa，正涡度主体也前后扩展到39.5°～39.8°N的区域，涡度中心值从2×10s发展到4×10s，增长了一倍，表明低涡形成后沿切变线运动过程中强度在不断加强。且涡度加强也位于地形迎风坡附近，说明地形对其加强也有一定作用，后面就地形作用将有具体分析。

图8 过图7中低涡中心（红线所示）的相对涡度的剖面（单位：10−5 s−1）：（a）14时；（b）15时

从200 hPa来看（图略），低空急流位于高空急流出口区的右侧，为次级环流的上升支，高空有气流辐散，低空气压降低，低空急流的左侧有切变线，在切变线上有明显的气流辐合，由此可以看出，这种高低空系统的耦合配置使得低空急流中心附近的抽吸作用非常强烈，从而造成强烈的上升运动，同时该上升运动受地形的强迫抬升而变得更加剧烈，是导致暴雨的主要动力过程。

5.3 地形作用

地形对北京降水有重要影响，因此，有必要分析地形在该次暴雨过程中的作用。图9为风场过房山的纬向剖面。从图9均可以看到中高层盛行西风，400～500 hPa之间一直有小扰动自西向东传播，而低空850 hPa以下东风与西风相向而行，辐合产生上升运动。115°～116°E之间的垂直运动强弱相间，有明显波动特征。05时（图9a），在850 hPa到700 hPa之间近地面有一连串涡旋生成，垂直上升速度主要分为两部分，近地面700 hPa以下有较分散的小范围上升运动，以及500 hPa高空槽所带来的高空的较大范围的垂直上升运动。09时在115°E附近为偏东及偏西气流的辐合带（图9b），由于115°E以西偏东气流在地形迎风坡处有明显抬升，辐合加上地形的抬升作用，上升运动强烈发展，一直延伸到200 hPa。在115°～116°E的强垂运动的右侧产生了一连串的小涡旋向地面延伸（图中箭头所示）。分析单点的垂直风廓线图（图略），可以发现，由于低空急流影响，850 hPa高度的低空风速大于高空风速，从而在垂直方向上产生气旋式旋转的次级环流，当垂直于山体的气流随高度减小时，地形的作用表现为迎风坡上水平辐合，气旋式涡度增加，降水明显增强。从图9c可见，随着西南暖湿气流向西北方向推进，东西风气流的辐合也向西移，9c中的垂直运动大值区较图9b已明显偏东，但强烈的上升运动仍然处于东西风辐合及地形抬升区域。从图9中还可见，在115°E以东，强的垂直上升气流在中高层受到偏西下沉气流的影响，出现了分支，一部分气流倾斜上升（图9b中115°E上空400 hPa附近最明显），一部分则表现为下沉，中低层的下沉气流与低层上升气流之间耦合形成明显的次级环流。图9b中600 hPa以下，图9c中700 hPa以下，在115°E以东，都有多个中尺度垂直环流存在，房山附近一直有该环流的上升支维持（此后时段图略），与偏东风在房山西部山区迎风坡抬升有关，长时间维持的东西风的辐合上升配上地形抬升的加强作用，为低涡系统在此处加强发展提供了有力的动力条件，在水汽充沛的条件下有利于房山地区的持续性降水，也是该次房山成为北京地区暴雨中心的原因之一。这一结构与方翀等（2012）利用自动气象站观资资料得到的分析结果一致，也进一步证实了模拟资料的可靠性。

图9 过房山站的垂直速度（阴影，单位：cm s−1）与风矢量的垂直剖面：（a）21日05时；（b）21日09时；（c）21日10时

5.4 房山站风廓线及温度扰动分析

由于北京该次的特大暴雨中心出现在北京西南部的房山附近，本小节特别给出模拟的房山站的风廓线的时间演变及温度扰动演变。从图10a中我们可以清楚地看到高低空风场随时间的变化。从初始时刻到16时，850 hPa以上风向均随高度顺转，整个对流层均为暖平流，对产生垂直上升运动有正贡献。21日06时和07时，近地层有浅薄的冷空气入侵抬升了暖湿空气，触发对流。而后，低层700 hPa以下变为风随高度逆转，有强冷平流入侵，风速较大，对流减弱。从21日00时到22日02时，高层为相对平直的偏西风，其中10～14时，高空200 hPa以上出现了较强的急流中心。在降水发生前后，500 hPa以下的风场发生了明显的变化。降水开始前，中层为西南风，低层为5～10 m s的南风，近地层为东南风。随后，低空风速明显加强且转为西南风，700 hPa附近处的急流从08时开始一直持续到19时，在房山附近维持了12个小时，保证了暴雨过程的水汽供应和动力条件。受高空急流东移影响，16～17时的低空急流达到最强，急流中心的下方存在明显的垂直风切变，有利于切变线上低涡对流系统的发生发展，也有利于地形迎风坡上的正涡度生成。同时，风的垂直切变增强了中层干冷空气的入侵，加强了辐合线上及低涡系统中的下沉气流和冷空气的外流，迫使暖湿空气抬升（图10b），导致对流强烈发展。随后，低空急流减弱，中层转为西风，低层转为偏北风，辐合线移过房山，低层850 hPa以下冷暖空气扰动减弱，降水逐渐减弱并结束。

图10 模拟房山站的（a）垂直风廓线（单位：m s−1）及（b）温度扰动（单位：K）时间演变

6 小结与讨论

本文通过对7月21日北京大暴雨进行了天气背景的环流分析及高时空分辨率的模拟，通过模拟资料分析了此次暴雨过程中的温度扰动特征、低空急流、切变线及切变线上中尺度低涡系统的发生发展及结构变化。主要结论如下：（1）“7.21”北京暴雨过程是高低空天气系统共同配合作用的结果，暴雨发生在“东高西低”的天气环流形势下，低涡、切变线、低槽冷锋和高低空急流是此次暴雨过程的主要天气尺度系统；（2）暴雨发生前后，有中低层冷空气合并入侵迫使暖湿大气抬升，触发对流强烈发展。西北冷空气与深厚的暖湿空气之间形成了较长时间的对峙，冷暖气流辐合形成了维持时间长的切变线，在低层辐合、低空急流及地形共同作用下，切变线上不断有中尺度低涡生成并沿切变线移动发展影响北京地区，是造成北京强降水的主要原因；（3）这次北京暴雨的强对流上升运动主要出现在山区地形的迎风坡处。西北气流与东南气流的辐合上升运动在地形的强迫抬升下得到加强。中高层偏西气流中有波动出现，伴随的下沉气流与低层上升气流相互作用，在大气中低层形成一系列的中尺度垂直环流，山前的房山附近一直有垂直环流的上升支维持，是暴雨中心出现在房山的原因之一。

这次暴雨过程天气尺度系统很清楚，是在非常有利于暴雨发生的天气尺度环流背景下发生的，但对暴雨中心的落区和强度的预报难度极大，主要是对其中造成暴雨中心的中尺度暴雨系统发生发展的过程及机理不清楚。本文用WRF高分辨的模拟资料分析了暴雨过程中的切变线、中尺度低涡及中尺度环流的发生发展和结构变化，但还只是对现象的陈述和简单的机理分析，模拟结果也还需要继续改进，以更好地区别暖区降水和锋面降水之间的差别，以便理解暖区降水的形成机理。对其中动力过程的讨论也还需进一步加强，如切变线上低涡生成的类似“列车效应”现象与惯性重力波的关系，大气中低层一系列中尺度环流形成和维持的动力过程，地形在低涡生成发展过程中的作用，以及低空急流的暖湿平流与低空冷空气形成的“西冷东暖”的结构和近地面低层偏东气流的来源及其对暖区降水的对流触发过程等，都需要开展更多更深入的机理分析，将是本研究工作下一步的关注重点。

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Simulation and Evolution Characteristics of Mesoscale Systems Occurring in Beijing on 21 July 2012

ZHOU Yushu, LIU Lu, ZHU Kefeng, and LI Jiantong

1,,,100029;,100049;,210093;361012

On the basis of synoptic circulation pattern analyses of the torrential rain occurring in Beijing on July 21, 2012, the thermal and dynamical structure of the convergence line and the mesoscale vortex above it was analyzed by using output data of the high-resolution Weather Research and Forecasting (WRF) model. A convergence line formed between the strong, cold air from the northwest and northeast and the warm, moist air from southwest and southeast. The latter was lifted by mid–low-level invasion of the northern cold air, which triggered convective instability. The mesoscale vortex was generated and appeared continuously along the persistent convergence shear line in the low-level troposphere, which is similar to the influence of the train effect in torrential rain. The mesoscale vortices were generated at the left of low-level jet, which was located near mountain, and became the direct reacting system for the torrential rain. The precipitation was amplified with the enhancement of the vortices. This vortex formation was related to the low-level convergence line, the low-level jet, and the terrain. The vertical motion caused by the low-level convergence was enhanced by orographic lift, which is attributed to the persistence of the heavy rain. The lifted air appeared in upward and downward branches when contacting the western air flow at middle levels, and a series of the cyclonic mesoscale secondary circulation at lower levels was triggered when the downward branch mingled with the upward air current at those levels. An updraft was persistent above Fangshan district was the main cause for the torrential rain in that location.

Torrential rain, Numerical simulation, Structure analysis, Mesoscale vortex

1006−9895(2014)05−0885−12

P445

A

10.3878/j.issn.1006-9895. 2013.13185

2013−05−29，2013−08−23收修定稿

国家重点基础研究发展计划项目2014CB421505，国家自然科学基金资助项目41275065、41375054、41075044

周玉淑，女，1971年出生，博士，研究方向：中尺度动力诊断分析及数值模拟。E-mail: zys@mail.iap.ac.cn