“7·21”北京大暴雨過程的地形作用分析和數值試驗研究

岳甫璐，王春明，崔 強，毛天韻，鹿 翔

（解放軍理工大學氣象海洋學院，江蘇 南京211101）

暴雨是我國主要的災害性天氣之一，常常給國家和人民生命財產造成嚴重的危害，因此它是天氣預報和研究一直著重關注的課題[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出突發性、局地性、短歷時和高雨強的特征，這明顯增加了精確預報北京暴雨落區與強度的難度。尤其西邊狹長高大的太行山和北邊的燕山所形成的環形山脈，對北京夏季暴雨的發生發展產生了很大影響[4-5]。國內外關于山區地形與暴雨關系的研究已有不少，而且已經取得了一定進展。Spreen[6]曾經將地形高度、坡度作為預報因子，分析了它們與落基山脈年降水量之間的相關關系。Neiman等[7]發現了Califonia中部沿海地區的地形降水與低空急流和地形脊的密切關系。Jiang等[8-9]研究了地形對于降水過程中的水汽動力學過程和微物理時間尺度的變化。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生輻合，氣流在迎風坡強迫抬升增強了此次暴雨。陶詩言[1]認為地形的迎風坡具有的動力和屏障作用使得氣流繞山流動和被迫爬升，并且地形可以觸發中小尺度強對流系統，釋放不穩定能量。孫繼松[11]研究了北京地區不同氣流的垂直分布對于地形雨落區和強度的影響。郭金蘭等[12]分析了2002年6月24日北京地區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2005年7月22日華北暴雨發生過程中的動力場和微物理降水機制的影響，得出了地形高度對風場輻合、垂直上升運動、對流云的發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]運用WRFV3.1模式，通過改變天山地形高度，來研究天山山脈對2009年5月24—26日新疆的一次強天氣過程中的影響，發現天山對降雨強度、落區、雨帶分布、西南暖濕氣流以及垂直上升運動等都有很大的影響。這些研究都表明了地形通過影響過山系統（低空急流、低渦、鋒面等），可以產生或加強中小尺度強對流系統，釋放不穩定能量，造成強降雨的發生。

2012年7月21—22日北京地區發生了大暴雨，對于此次暴雨，相關氣象部門提前做出了預報預警，但對于暴雨的強度及落區的把握還有些偏差，當然這也是目前城市降雨預報的難點所在。本文將對此次暴雨過程中的地形作用進行診斷分析與數值模擬，探索地形對觸發暴雨的中尺度系統的發生發展、暴雨落區和強度的影響，為提高暴雨預報準確率提供些參考。

1 天氣實況

1.1 雨情

每年夏季6—8月份，我國降雨帶通常會北移至華北地區。在此期間，雨帶上常常會出現暴雨。據統計，華北地區每年80%～90%的暴雨都出現在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，華北地區遭遇了強降水，雨帶整體呈東北—西南走向（圖1a）。暴雨落區集中在北京西南部，總體達到了特大暴雨級別。北京90%以上的行政區域降雨量都在100 mm以上，全市平均降雨達190.3 mm。城區平均降雨量225 mm，為自1951年以來，北京市最大的一次降雨過程；局部雨強之大也為歷史罕見，全市最大降雨點房山區河北鎮為460 mm，達到了特大暴雨量級，接近500 a一遇。11個氣象站觀測到的雨量突破了建站以來的歷史極值，部分地區一天降雨量達到甚至超過了年平均降雨量。雨強最強開始于21日14時BT（北京時，下同），于22日06時開始減弱，強降雨一直持續了16 h（圖1b）。這場暴雨雨量大，雨勢強，致使北京出現嚴重城市內澇，市內路面及地鐵多處出現嚴重積水，部分中小河流和水庫出現汛情。這次大暴雨給國家安全和人民生命財產造成嚴重的損害。

1.2 高、低空天氣形勢

分析高空500 hPa環流形勢，21日08時整個亞歐大陸上，高緯環流形勢為“兩槽一脊”型。貝加爾湖處有一低壓中心，其槽區一直延伸至我國河套地區，槽后冷空氣不斷南下；在日本北海道地區有一低壓中心，其槽區往南延伸至日本南部。兩低壓在環渤海地區形成一阻塞高壓，系統穩定少動，從而使得貝湖低壓不斷發展加強，移速減慢。此時“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（圖2），貝湖低壓槽發展，整個華北地區均處于高空槽前。低緯地區，我國南海北部、菲律賓以西出現一熱帶低壓，其發展過程中向北移動，將西太副高不斷往北擠壓，使其變為呈西北—東南向的帶狀分布，外圍“588”線向西伸至120°E、我國江蘇境內，而且此時川東地區西南渦生成。中層700 hPa風矢圖上，華北北部，北京西南存在西北風與西南風的切變；低層850 hPa環流形勢圖上，河北中北部地區有一低壓環流，北京處于此低壓環流中心，同時印度低壓、西南渦、南海熱帶低壓以及西太副高等系統與高空配合很好。綜合高低層的系統配置，明顯看出，河北北部、北京地區既有冷槽向南擴散冷空氣，又有南海熱帶低壓配合“西太副高”形成東南風輸送東海的暖濕空氣，同時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，強盛的冷、暖空氣在北京地區上空交綏，很容易形成持續強降雨。

圖2 2012年7月21日20時500 hPa高度場（實線，單位：gpm）、700 hPa 風場（風矢，單位：m/s）及850 hPa風場（風矢量，單位：m/s）

2 地形作用對物理量場的影響分析

暴雨的發生發展是熱力、動力及水汽等條件綜合作用的結果。當暴雨發生時，強烈的上升運動造成水汽凝結潛熱的釋放，將會激發動力不穩定的發展，而動力不穩定的發展反過來又會為暴雨發展提供能量，成為一種正反饋機制。山地特殊地形會對暖濕氣流產生輻合和動力抬升作用，一方面觸發暴雨，另一方面又會使降雨強度得到增強[15]，所以分析地形作用對深入了解暴雨過程十分重要。

2.1 動力條件

2.1.1 高、低空風場與垂直運動

馮瑤[16]對東疆“7·17”暴雨分析后發現，在高空槽和中空切變線的系統配合下，低空急流加強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定能量。王榮梅等[17]對同一過程進行分析后指出，暴雨來臨前，中低空的強垂直上升運動有利于不穩定能量的儲存，并最終激發了這些能量的釋放，引發暴雨。本文此次暴雨發生前，北京地區處于高空冷槽與低空切變線這兩大系統控制之中。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維持，加上對流層低層的東風急流，造成太行山迎風坡持續加強的上升運動，這樣在對流層低層形成輻合，而在高層造成氣流向外輻散，由此在垂直方向上形成了對流層深厚的垂直環流圈（圖3a）。位于這個環流圈西側弱的下沉氣流阻礙了北京西側高空短波槽的東移，使槽后西北氣流不斷補充，造成氣流的輻合及質量堆積。暴雨發生前，低空偏南風急流的加強，使得暖濕氣流在燕山迎風坡堆積，質量輻合，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，形成垂直環流圈（圖3b）。兩個垂直環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償上升運動，有利于水汽凝結，產生降雨。因此，垂直環流圈的出現與低層低渦的發展是決定局地暴雨強度和落區的重要因素。同時在圖3a上還可看出，降水發生前，太行山東坡垂直于山脈的東風U是隨高度減小的，氣流的這種垂直分布能夠加強迎風坡的上升運動，有利于坡前降雨的增幅，這在天氣尺度分析中被證實[18]。

圖3 2012年7月21日20時沿39.56°N的東西風和垂直運動（a）、沿116.17°E的南北風和垂直運動剖面圖（b）

2.1.2 渦度、散度

李敏等[19]研究了梅雨風暴雨過程后得出動力條件下低層輻合、高層輻散的配置有利于暴雨的維持和發展。為更好地解釋上文所提到的垂直環流圈的形成，下文將分析暴雨前后渦度場、散度場的變化。圖4a給出了暴雨發生前后對流層中低層低渦中心的發展情況。21日08時，低渦自太行山西坡的對流層中層開始發展，中心處于600 hPa左右，中心值為16×10-5/s；14時，低渦中心東移并下沉，中心值也增大為20×10-5/s；20時，低渦越過太行山，移至其東坡上空，中心下降至750 hPa，強度變化不大；22日02時，低渦移至北京東側（117°E左右），中心下降至800 hPa，強度不變；22日08時，低渦中心下降東移，強度逐漸減弱。由此得出，此次低渦系統由太行山西側對流層中層產生并東移，在東移過程中逐漸往低層發展加強，當越過太行山至東坡時達到最強，但移速減慢，在東坡持續維持。圖4b給出了暴雨發生前后對流層中低層散度負值中心的發展情況。21日08時，散度負值中心自太行山西坡的對流層中高層開始發展，中心處于450 hPa左右，中心值為-9×10-5/s；14時，中心東移并下沉，中心降至700 hPa,中心強度略有減小；20時，到達太行山東坡上空，中心下降至900 hPa，強度變強，中心值超過 -12×10-5/s；22日 02時，移到北京東側（118°E 左右），范圍接近地面，中心強度減弱；22日08時，東移減弱。散度負值中心也是由太行山西側對流層中層開始發展，并在東移過程中逐漸下降到對流層低層，當其越過太行山時與東坡的東風相互作用，進一步得到發展，并在迎風坡持續維持；當東風減弱時，它也東移并逐漸減弱消散。強降雨開始于21日14時，之后強度逐漸增大，至22日02時后開始減小，雨強的變化與低層正渦度中心和散度輻合中心對應很好。

2.2 水汽條件

圖4 2012年7月21日08時至22日08時沿39.56°N渦度（a）、散度（b）經度—高度垂直剖面圖

充足的水汽及持續的水汽供應，是暴雨形成的必要條件。梁萍等[20]統計分析了1980—1997年華北地區的48次暴雨個例后指出：來源于西太平洋及華北西北側中高緯西風帶的水汽輸送與華北暴雨的產生有密切的聯系。因此分析水汽的來源及是否在雨區大量聚集對暴雨至關重要。圖5a可看出，北京東側平原地區水汽通量散度為負，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，并在山腰處出現大值區。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，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，出現大值區。天氣形勢顯示，菲律賓以北熱帶氣旋不斷發展，其北上時，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”外圍引導的東南氣流可將海上大量的水汽輸送至北京地區。西南低渦向東移出后北上，其引導的東南暖濕氣流繞過太行山南側后與“西太副高”引導的東南氣流合并，從而組成強大的東南氣流往北向北京地區輸送。對流層低層這兩支水汽輸送路徑的共同作用，使得北京地區上空形成了較厚的濕度層，這也將成為大暴雨發生的一個非常有利的水汽條件。

2.3 熱力條件

圖5 2012年7月21日14時沿39.56°N的水汽通量及水汽通量散度的經度—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。李國翠等[21]通過對西太平洋副熱帶高于進退過程中引發的暴雨進行分析后得出，這類強降水出現在假相當位溫的快速下降階段或谷值區，其峰值越高、升降幅度越大、高值持續時間越長，則相應的降水越強。比濕qs可以反映雨區上空大氣中水汽含量的大小。孫興池等[22]對有無鋒面的兩類經向切變線暴雨落區分析后發現，850 hPa上假相當位溫、高qs舌和弱水汽輻合的區域，由于潛在對流不穩定也可以形成一個暴雨區。圖6為暴雨發生前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22 g/kg的向上伸展的大值區，表明低層偏東風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定狀態增加以及垂直運動的發展。同樣圖6b上，qs在燕山南坡前存在向上伸展的高值區，表明偏南風不斷往山前輸送水汽，而且假相當位溫隨地形高度的增加而逐漸減小，顯示了大氣的不穩定度增加及垂直運動的發展。垂直運動將水汽不斷帶往高層，有利于水汽的凝結，釋放潛熱，進一步促使強降雨的發生。

2.4 位渦分析

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

Hoskins[23]研究指出對流層上部或平流層的位渦擾動可下傳而影響到平流層下部或地面的氣旋發展。趙玉春等[24]對梅雨鋒暴雨進行位渦反演診斷后得出，與潛熱釋放有關的對流層中低層的正位渦擾動是梅雨鋒發生發展的主要影響因子之一。高萬泉等[25]發現濕位渦分布對強對流暴雨的發生、落區有較強的指示性作用，華北暴雨常發生在850 hPa上濕位渦正負值過渡帶附近。分析此次過程中的位渦垂直分布，可看出，對流層中低層的位渦是從對流層高層傳下來的。21日08時，中低層位渦開始發展，強度很弱，14 時（圖7a），太行山西側（112°E、113°E及115°E）的對流層高層都有正位渦生成，并且東移過程中加強，當移到太行山東側（116°E）時，強度增強，位置下降，20時（圖7b），太行山東側（116°E）中低層的位渦中心強度加強至28個PVU，并且長時間維持在太行山東坡，在此時間段內，太行山東坡出現了局地暴雨。之后，低層位渦強度逐漸減弱，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展有很好的一致性。

3 地形敏感性試驗

暴雨與地形有著密切的關系[26]。侯瑞欽等[27]利用MM5模式研究了太行山地形對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坡上，且降水中心與華北中北部喇叭口地形相對應，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其上空的中小尺度系統加強或減弱，或者直接觸發局地的中小尺度系統，這些中小尺度系統往往又會與其所處的大尺度天氣系統相互作用，進而加強局地降雨的動力、熱力條件，最終會影響降水強度與持續時間。前面分析得出，低渦在太行山東坡生成后，維持加強，造成北京持續的大暴雨。因此，北京所處的獨特的山地環境對此次北京的大暴雨天氣過程應該有影響。因此為更好的了解太行山、燕山山脈存在對此次降水過程所起的作用，本文通過對此次北京大暴雨進行地形敏感性數值試驗，從數值模擬的角度分析華北中尺度地形對強降水的影響，以期能夠得到一些有益的結果，進一步加深對此次強降水機制的認識。

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3.1 試驗方案設計

本文采用非靜力中尺度模式WRF（V3.2），利用美國 NCEP/NCAR 發布的 6 h 間隔的 NCEP（1°×1°）再分析資料作為初始場和側邊界條件，選取2012年7月20日20時BT（北京時，以下同）作為模式啟動時間，積分時間為36 h，模式積分時間步長為180 s，模式采用三重區域雙向嵌套，網格分辨率分別為30 km、10 km、3.33 km，模式頂氣壓為 50 hPa，垂直分層28層，模式結果1 h輸出一次。表1給出了控制試驗（CTL）的具體試驗方案設計。

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

表1 控制（CTL）試驗方案設計

在控制實驗基礎上，設計了3組敏感性試驗，分別是單獨考慮太行山地區地形（THS試驗），單獨考慮燕山地形（YS試驗）以及不考慮北京周邊地形（同時去除太行山、燕山地形）（THSYS試驗），分別標記為THS、YS、THSYS試驗，探討太行山、燕山地形在此次強降水過程所起的作用。圖8是模式模擬的地形高度及區域分布示意圖，敏感性試驗實施具體方案見表2。

3.2 控制試驗與敏感性試驗對比

3.2.1 降水分布對比

圖8 北京周邊地形高度（單位：m）及研究區域（實線方框）

表2 地形敏感性方案設計及地形格點區域

圖9是控制試驗與敏感性試驗的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）的分布及落點影響顯著。圖9a上，控制試驗較好地再現了此次降雨分布，東北—西南向的雨帶走向與實況一致，而且在房山區（116.0°E、39.7°N）的暴雨大值中心也模擬的很好，此大值降雨區形狀與太行山的走向很相似，空間上呈平行狀態。暴雨中心雨量大小模擬比實況偏小20 mm，而且位置上略偏北。實況在順義區南部有一個中心雨量在210 mm以上的暴雨中心，控制實驗沒有模擬出此中心，雨量偏小。另外，模式在懷柔區中部（116.6°E、40.6°N）附近出現了一個較大的降雨中心。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。

去除太行山（THS試驗）以后（圖9b），雨帶走向變化不大，降雨量略有減小，且大暴雨落區及范圍變化明顯。其中，原本位于房山區的大暴雨區位置偏北約0.4個緯度，中心雨量減少了30 mm，而且在主降雨帶的西側產生了一個虛假雨帶。盡管此虛假雨帶范圍不大、比較狹長，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，引發強降水，因此之后到達北京上空的冷空氣減少了很多。與此同時，CTL試驗中，北京東北側位于懷柔區中部的暴雨區范圍在本實驗中減小，雨量也減小。但在懷柔區的東北側（116.9°E、40.9°N）產生了一個中心雨量超過210 mm的暴雨區，比控制試驗大很多。

去除燕山以后（圖9c），與CTL試驗相比，整個東北—西南向的降雨帶沒有了，暴雨落區比較分散，雨量整體也減小了30 mm。房山區的大暴雨中心消失，降雨量僅為60 mm，比控制試驗小很多。懷柔區中部的暴雨中心消失，但在其北側產生了兩個暴雨中心，其中西北側的中心雨量在210 mm以上，東北側的中心雨量在180 mm以上，這兩個都比控制試驗大很多。原因可能是北方的冷空氣由于缺少燕山的阻攔作用，勢力減弱，此時南方相對強大的暖濕空氣可北上到北京的東北側，與那里的冷空氣相遇，產生降水，但由于冷空氣已經減少，因此降雨量減少。

圖9 2012年7月21日08時—22日08時控制試驗與敏感性試驗模擬降水分布對比

燕山、太行山同時去除以后（圖9d），同CTL試驗相比，東北—西南向的降雨帶存在，但是大暴雨區范圍減小，整個雨帶上雨量減小了約30 mm。房山區的大暴雨中心消失，其西側（115.5°E）雖然有一個暴雨中心，但是雨量和范圍都比控制試驗偏小。懷柔區中部的暴雨中心消失，但在其南側（40.3°N）產生了一個范圍較大的暴雨中心，其中心雨量在210 mm以上。另外，此實驗還在主降雨帶的西北側產生了一個中心雨量較大（210 mm以上）的雨帶，這比控制實驗大很多。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與那里的冷空氣相遇，產生降水，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；大暴雨中心位置發生偏移，而且降水量在100 mm以上的暴雨的分布及落點也有變化。去除地形以后，三組敏感性試驗中的大暴雨中心強度都明顯減小，降水區都發生了偏移（向北或向南）。即對于此次強降水過程，地形對整體降水的分布在24 h內的短期影響不大，而對主要的降水中心的強度及落點則影響顯著。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，兩座山脈對于此次暴雨過程的影響有所不同，即太行山地形對于冷空氣的影響較大，因此其決定降雨量的大小；而燕山山脈對于雨帶走向及暴雨落區的影響更大一些。由于這兩座山環繞在北京西側與北側，其所形成的特殊“環北京”地形，對于此次特大暴雨落在北京房山如何起作用，將會在以后的研究中指出。

表3 2012年7月21日08時—22日08時敏感性試驗模擬的暴雨中心A、B的24 h累計降水量及其與CTL實驗降水的比較

3.2.2 低層風場及雨強演變對比

圖10是21日14時CTL試驗與敏感性試驗低層900 hPa風場及1 h降水量的演變情況。21日14時，控制試驗中（圖10a），北京地區基本上處于東南風控制，此時雨帶呈東北—西南向恰好位于太行山脈東面山麓處，雨帶盡管已經到了北京，但雨量較小，僅為15 mm，強降水區出現處在山西境內。配合114°E附近的低層低渦，強降雨區處在其后方，北京此時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低層低渦的配合，尤其在（113.0°E、39.0°N）處的低渦對應著60 mm以上的強降雨區，北京此時偏離雨帶，降雨量很小。北京地區此時東南風強盛。去除燕山地形以后（圖10c），相對CTL試驗，整體雨帶變化不大，但雨量減小。雖然（114.3°E、39.2°N）處存在一個低渦，但對應局地降雨量并不大，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。北京地區此時東南風強盛。THSYS試驗里（圖10d），此時由于沒有了地形的阻擋，圖上低層風場更為清晰。雨帶整體走向控制實驗較為相似，但與雨帶相配合的2個低渦較為明顯，分別處在（112.6°E、38.1°N）和（114.0°E、39.5°N）附近，兩處對應降雨都較大。北京西部地區處在降雨帶上，雨量超過20 mm。對比4個實驗可以看出，21日14時北京地區基本為東南風控制，處于降雨帶的前部，都有不同程度的降雨，但東南風大小、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，東南風強盛，因此雨帶出現在較西處；去除燕山后，冷空氣變化不大，而東南風北進時缺少阻擋，因此減少了向西的偏轉，進而減少了低層的輻合，因此雨量較小；同時去除后發現，盡管低層輻合減小，但是冷空氣增多，東南風依然強大，因此雨帶在山西境內的雨量較大。

圖10 2012年7月21日14時CTL試驗與敏感性試驗900 hPa風場及逐時降水分布

圖11是21日22時CTL試驗與敏感性試驗低層900 hPa風場及1 h降水量演變情況。21日22時，CTL試驗中，北京不再是一致的東南風，而是出現了西南風與偏東風的輻合，即在（116.0°E、39.8°N）附近，而且對應局地降雨量達60 mm以上。另外在（116.6°E、40.5°N）處也存在一強降雨中心。整個雨帶覆蓋北京全市，全市降雨量都在5 mm以上。THS試驗中（圖11b），北京逐漸由東南風轉為南風。北京西邊，河北和山西交界處，存在一個較大范圍內的強輻合中心，對應雨帶出現在此低渦的前部，雨帶較分散。北京地區（116.0°E、40.0°N）處出現了強降雨中心，雨量達60 mm以上，但范圍較小。YS試驗中（圖11c），此時北京地區雖然處在偏南風與偏北風切變的輻合中心，但是由于南風分量較大，因此雨帶出現在了低渦的東南方，強降雨出現在其北部，遠離北京，北京地區降雨很小，幾乎沒有。THSYS試驗中（圖11d），北京處在其南側低渦的前部，風向逐漸由東南風轉為西南風。雨帶呈東北—西南向覆蓋了整個北京，與CTL實驗較為相似，但是強降雨中心比控制實驗位置偏西，范圍偏小。同CTL實驗相比，雨帶整體雨量減小。

4 結論與討論

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

圖11 2012年7月21日22時CTL試驗與敏感性試驗900 hPa風場及逐時降水分布

（1）高、低空形勢場分析得出：暴雨發生前，貝湖低壓穩定少動，“西太副高”西伸北進，印度低壓發展，西南渦加強。這幾個系統相互配合，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，造成持續強降雨。

（2）暴雨發生前，中、低層強烈的正渦度中心和負散度中心配合很好，它們在東移過程中，促使低層氣流輻合抬升，從而組織起了一個很好的垂直環流圈。此環流圈在山前上升、山腰處下沉，加強了迎風坡氣流的上升運動，這將對暴雨的落區和強度產生影響。

（3）暴雨發生前，西伸北進的“西太副高”引導東南氣流，西南低渦東移北上后引導西南氣流，而且此西南氣流繞過太行山南坡后與“西太副高”引導的東南氣流合并，從而組成強大的偏南氣流。對流層低層這兩支水汽輸送路徑的共同作用，使得北京地區上空形成了較深厚的濕度層，從而在對流層低層積累了大量的不穩定能量，這將成為大暴雨發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，對應在山前迎風坡出現了局地大暴雨，而當其減弱東移時，降雨隨之減小。由此說明了位渦中心與暴雨落區具有良好的對應關系。

（5）地形敏感性試驗表明：地形場改變（高度降低）以后，整體雨帶的走向變化不大，但降雨量普遍都減小；大暴雨中心位置發生偏移，而且降水量在100 mm以上的暴雨分布及落點也有變化。即對于降水的總體走勢來說，影響它的主要系統仍然是大尺度環流系統，但對于局地的大暴雨落區及降水強度，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；而燕山山脈對于雨帶走向及暴雨落區的影響更大一些。

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