2018 年北京“7.16”暖区特大暴雨特征及形成机制研究
2018 年北京“7.16”暖区特大暴雨特征及形成机制研究*雷 蕾1,2 邢 楠1 周 璇1 孙继松2 翟 亮1 荆 浩1 郭金兰1
1.北京市气象台，北京，100089
2.中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京，100081
摘 要 利用京津冀区域加密自动气象站、SA 多普勒天气雷达、L 波段风廓线雷达、NCEP 0.25° 再分析资料及0.03° 高分辨率地形资料研究了北京2018 年7 月15—16 日暖区特大暴雨特征和形成机制。结果表明：（1）这次暖区特大暴雨发生在副热带高压边缘的暖气团（θse高能区）中，无明显冷空气强迫，斜压性弱，有丰沛的水汽，850 hPa 以下出现强水汽辐合。（2）暴雨的中尺度对流系统发展有3 个过程：带状对流建立和局地强雨团影响、北京北部“列车效应”南部雷暴冷池出流造成对流加强和移动、平原地区线状对流重建。（3）暴雨发生前，低层西南风出现风速脉动，低空急流建立。首先在2500—3500 m 高度形成低空急流，2 h 后2500 m 以下风速显著增大，5 h 后急流厚度由边界层伸展到700 hPa。急流出口区降压，低层出现气旋性风场或切变，有利于垂直上升运动发展，触发和加强对流。（4）西南低空急流暖湿输送导致高温、高湿、高能的对流不稳定层结反复重建，这是对流发展加强的重要原因。（5）地面辐合线是对流触发并逐渐组织成带状对流系统的关键影响因素。地面辐合线方向、低空急流轴、回波移动方向三者几乎重叠是造成对流后向传播和“列车效应”的有利条件。（6）太行山和燕山地形对对流触发和暴雨增幅有重要影响。北京最大雨强≥40 mm/h 站点中的77.4%位于西南部和东北部200—600 m 海拔高度处。偏东风在华北西部太行山局地迎风坡触发对流，西南低空急流在北京北部迎风坡和喇叭口地形处辐合和抬升更为显著，造成局地特大暴雨。
关键词 暖区特大暴雨，低空急流，地面辐合线，列车效应，地形
1 引 言
暴雨经常引发滑坡、泥石流、山洪等严重的自然灾害，对人民生命财产安全造成严重的影响。已有研究（Alexander，et al，2006）表明，近年来全球暴雨事件呈逐渐增多的趋势，并且随着近地面气温的升高降水将继续增多（Allen，et al，2002）。华北中东部自2012 年以来暴雨事件频发，2012 年7 月21 日特大暴雨（简称“7.21”暴雨），北京最大累计雨量为460 mm（水文站资料）；2016 年7 月19—20 日特大暴雨（简称“7.20”暴雨），河北和北京最大累计雨量分别为783.5 和453.7 mm；2018 年7 月15—18 日特大暴雨过程（简称“7.16”暴雨），北京最大累计雨量为386 mm（水文站资料）。2018 年北京地区6—8 月多站平均雨量为455.2 mm，较常年同期多20%。由此看来，北京在经历了历史上最长的少雨期（廖晓农等，2011;马京津等，2012）之后，进入了一个多雨时段，在暴雨事件增多的趋势下，暴雨精细化预报对于大城市防灾、减灾意义重大，是今后主汛期预报的重中之重。
暴雨形成需要3 要素：充足的水汽供应，有利的动力抬升条件及持续较长的时间（Doswell Ⅲ，et al，1996）。其中在充足的水汽供应上，低空急流的作用不可忽视，它在大气中建立了远距离水汽通道，把海洋上充足的水汽从低纬度地区向中、高纬度地区传输，为暴雨提供了不可缺少的必要条件（Zhang，et al，2006；Chen，et al，2005；孙继松等，2012；廖晓农等，2013）。此外，暴雨一般和α 中尺度或天气尺度系统的变化紧密相关（Maddox，et al，1979；Lau，et al，2008），如西太平洋副热带高压（副高）的西伸和北跳等（陶诗言，1980；陶诗言等，2006），台风北上（“75.8”暴雨会战北京组，1979；边清河等，2005；孙建华等，2006）或由天气尺度低涡或气旋的发展造成（雷蕾等，2017；赵思雄等，2018）。同时，暴雨中往往伴随着β 或γ 中尺度对流系统的发展造成短时强降水（游 景 炎，1965；Zhang，et al，2013；Luo，et al，2014，2015）。因此，一次显著的暴雨事件往往是多尺度相互作用的结果（丁一汇等，1980；陶诗言等，2003；孙建华等，2013；张文龙等，2012）。尤其是暴雨中大多伴随短时强降水，已有研究（Luo，et al，2016）表明，华北和华南是中国短时强降水两大高发区，并且在这些强降水事件中有一类降水经常并没有锋面、台风或其他明显的天气系统影响。黄士松（1986）针对华南前汛期暴雨提出了“暖区暴雨”的概念，研究表明这种暴雨具有雨强大、雨量相对集中、范围小、突发性强等一些特点（黄士松，1986；林良勋，2006），斜压性强迫不明显，常常与副高、急流等密切相关，具备丰富的水汽输送，并且边界层触发机制复杂，经常受到地形的影响。一般发生在850 hPa的暖湿舌中，具备高温、高湿的环境条件，对流有效位能大，对流抑制能量小，高空辐散强，一般与暖湿气流内部的不稳定有关，如对称不稳定、重力惯性波不稳定等（程正欣等，1990；陈静等，2003；林良勋，2006；夏茹娣等，2006；赵玉春等，2008；何立富等，2016）。虽然此概念针对华南地区提出，但是事实上在华北地区也存在暖区暴雨并造成极端降水事件（孙继松等，2012；段伯隆等，2017），只是华北地区的研究仍相对较少。
北京“7.16”暴雨以副高边缘偏暖区一侧的暴雨拉开序幕，高空没有明显冷空气影响，地面无冷锋影响，斜压性弱，预报难度大，短期预报的雨强较弱，出现了特大暴雨漏报。正如陶诗言（1980）曾指出的，暖区暴雨以对流性降水为主，相对于锋面暴雨，大气斜压性不明显，非强迫下的影响天气系统难以捕捉，预报信号较弱。因此，有必要回顾这次暖区特大暴雨的特征和成因，总结精细化预报中的关键因子。
2 资料和方法
文中使用多源观测资料做综合分析。资料包括:（1）质量控制后的逐5 min 和逐时北京加密区域自动气象站（437 个站）降水资料，用于分析雨强及降雨量分布。（2）质量控制后的华北区域逐时加密地面气象观测资料，用于地面辐合线分析。（3）北京观象台SA 多普勒天气雷达VCP21 模式下逐6 min体扫资料，用于分析对流系统演变及中尺度结构。（4）北京观象台L 波段风廓线雷达逐6 min 产品，用于分析风速垂直变化。（5）一天4 次的NCEP 0.25°再分析资料，用于大尺度环流及物理量诊断。（6）北京地区0.03°高分辨率地形资料，用于分析地形对降水的影响。
3 特大暴雨过程实况及灾情影响
“7.16”暴雨过程历时58 h（图1a），是北京地区继“7.20”暴雨之后又一次强降雨过程。最强降雨出现在15 日夜间至16 日上午（图1b），伴有明显的短时强降水，雨带长约200 km，暴雨区宽度20—70 km。大暴雨（≥100 mm）和特大暴雨（≥250 mm）落区局地性强，东北部山区有2 站出现特大暴雨，分别为西白莲峪（288.7 mm）和捧河岩村（258.1 mm）；云蒙山（234.4 mm）、西湾子村（195.8 mm）等14 站出现大暴雨。上述4 站水平距离仅20 km（图1a 中黑框区），很明显是受中、小尺度对流系统影响造成的。图2 进一步说明该时段雨强大、局地性强的特征，有2 个强降水峰值，分别出现在16 日01—05 时（北京时，下同）和08—11 时，尤其是01—05 时超过40 mm/h 的强降水占比明显增多，同时出现了≥80 mm/h 的短时强降水。以西白莲峪站为例，16 日01—05 时雨量高达280 mm，占该站这次暴雨过程总雨量的80%，最大雨强为117 mm/h（出现在16 日02—03 时）。
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图1 2018 年7 月（a）15 日20 时至18 日06 时（黑框内为≥250 mm 的特大暴雨点）和（b）15 日20 时至16 日14 时的累计雨量
Fig.1 Cumulative rainfall（the black box denotes rainfall ≥250 mm）from 20:00 BT 15 to 06:00 BT 18（a）and from 20:00 BT 15 to 14:00 BT 16（b）July 2018
该次特大暴雨受灾严重的密云、房山、怀柔等地发布了暴雨红色或橙色预警信号。山区造成山洪、泥石流、滑坡和坍塌等地质灾害，转移2500 余人，旅游景区大范围关停，对城市交通和电力等也造成了一定影响。虽然灾情严重，但由于预警和服务及时，全市没有出现人员伤亡。
4 暖区特大暴雨天气背景
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图2 2018 年7 月15 日20 时至16 日14 时最大雨强、有效降水站数、不同级别短时强降水站次（其中“×”代表该时次降雨缺测记录超过15 个站，不统计有效降水站数和最大雨强）
Fig.2 The largest rainfall rate per hour，numbers of effective precipitation stations and the number of stations of different rainfall rates from 20:00 BT 15 to 14:00 BT 16 July 2018（symbol“×”represents the time with missing records at more than 15 stations）
7 月上旬至中旬，副高开始西伸北抬，华北雨季开始（陶诗言，1980；丁一汇等，1980）。“7.21”暴雨、“7.20”暴雨和这次“7.16”暴雨均发生于华北雨季“七下八上”主汛期时段。7 月15 日20 时，京津冀地区在200 hPa 上处于高空急流入口区右侧、高空冷涡北侧的辐散区中（图3b）；500 hPa 上稳定地处于副高外围、西风槽前暖湿气流中，西风槽位于甘肃和内蒙古西部（40°—45°N），受到副高阻挡东移非常缓慢（图3a）；700 hPa 以下均为西南气流；地面处于“东高西低”形势下，受东南风影响，京津冀东南部平原露点温度高达26—28℃，且当日北京最高气温达35—37℃，为显著的高温、高湿环境。16 日02 时，500 hPa 系统稳定，850 hPa 西南低空急流已建立（图3c），并且北京已处于高空急流入口区右侧和低空急流出口区左侧。北京上空冷平流不明显，但是伴随地面东南风增大以及低空急流建立，800 hPa至近地面强暖平流逐渐推进到平原和山前一带（图3d）。探空显示对流有效位能（CAPE）达到1108.2 J/kg，而上游河北南部邢台站CAPE 高达3358.3 J/kg，对流抑制能量小，自由对流高度低。受低空急流影响，强降雨出现前北京地区CAPE 不断增大。
由上述环流形势可见，副高外围暖区中斜压强迫不明显，在西南风加大到急流后，配合显著的高温、高湿、高能环境条件，15 日夜间至16 日上午北京出现了降水效率非常高的暴雨。
5 中尺度对流和降雨演变
这次北京地区暖区特大暴雨的中尺度对流有3 个发展演变过程：（1）带状对流建立和局地强雨团影响（15 日20 时—16 日02 时）；（2）北部“列车效应”，南部雷暴冷池出流造成对流加强和移动（16 日02—06 时）；（3）平原地区线状对流再次重建（16 日07—14 时）。其中前2 次发展对应图2 中第一个降雨峰值；第3 次发展对应第2 个降雨峰值。
5.1 带状对流和局地强雨团影响
15 日20 时之后，对流首先在河北和北京西南部山区触发发展，随后太行山东侧沿山一带逐渐出现多个局地新生对流系统（图4a、b），16 日02 时前后单体合并组织成东北—西南向带状对流系统（图4c）。强降水单体呈直立柱状，50 dBz 以上的强回波基本位于0℃层高度以下，质心低但降水效率高（图4d），垂直累计液态水含量最大约40 kg/m2，地面短时雨强大。受中层西南风引导，对流系统向东北方向移动。
与之对应，地面16 日00—02 时在北京西南部和东北部的山区有局地雨团出现（图5）。西南部沿山地形坡度大的局地出现短时强降水，随着海拔增高降雨强度明显减弱（图5b）。北部的强雨团位于云蒙山至密云水库北侧的喇叭口地形迎风坡上（图5c），最大雨强50—80 mm/h。虽然整个带状对流范围广，但强降雨位置集中，局地性强，且受迎风坡地形影响大。
5.2 北部“列车效应”，南部雷暴冷池出流造成对流加强和移动
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图3 （a）7 月15 日20 时500 hPa 位势高度（黑色细实线）、温度（红色细虚线）、风场（黑色风杆）、涡度平流（色阶）；（b）7 月15 日20 时200 hPa 位势高度（黑色细实线）、辐散（色阶）、高空急流（≥30 m/s；黑色箭头）；（c）7 月16 日02 时850 hPa 低空急流（≥12 m/s；红色风杆）；（d）7 月16 日02 时沿39.75°N 温度平流（色阶，暖色调表示暖平流，冷色调表示冷平流）
Fig.3 （a）Geopotential height（black solid lines），temperature（red dashed lines），winds（black wind barbs），and vorticity advection（shaded）at 500 hPa at 20:00 BT 15 July；（b）geopotential height（black solid lines），divergence（shaded）and high-level jet（≥30 m/s；black arrows）at 200 hPa at 20:00 BT 15 July；（c）LLJs（≥12 m/s；red wind barbs）at 850 hPa at 02:00 BT 16 July；（d）temperature advection（shaded）along 39.75°N at 02:00 BT 16 July 2018
16 日02 时之后，河北西南部对流系统显著加强，50 dBz 以上的强回波中心高度伸展至0℃层高度以上（图6b），呈现“大陆型”高质心强对流回波形态。3 h 降水量超过80 mm，并且在近地面产生雷暴高压和冷池，前侧出现冷池出流（阵风锋）（图6a）。0.5°仰角有后侧入流缺口，径向速度剖面（图6c）显示4 km 高度处有向雷达的低空急流（箭头1 所示）存在，其上是由前向后的上升气流（箭头2 所示，表现为由雷达向外的径向速度），因此在A 处有中层辐合，而垂直向上的高空8—16 km 均为辐散。中层辐合配合低层低空急流向前方近地面下传以及大雨拖曳，导致地面降雨中伴有6—8 级雷暴大风。02 时30 分之后，线状对流逐渐演变为弓形回波（图6d），阵风锋与前侧偏南风辐合向东北方向移动，弓形回波逐渐与北部带状对流合并。受其影响，16 日03—04 时北京西南部沿山的雨团造成了较大范围30—80 mm 的强降水（图7a），中心城区也出现20—50 mm的强降雨（图7c），但雨团向北移速快（图7d），强降水在城区历时短。
值得特别关注的是在上述两个过程中，北京北部的怀柔和密云交界地区对流系统后侧不断有新生单体，向东北方向移动并入对流系统中，对流系统稳定少动，表现为雷暴的后向传播和“列车效应”（图8），造成西白莲峪等4 站分别受到约10 个单体依次影响（图9），短时强降水持续4—5 h（图5a、c，图7b—d），10 min 最大雨量为17 mm，最大小时雨量为117 mm。非常大的雨强和持续较长时间的降雨导致了西白莲峪等4 站的特大暴雨。在南部弓形回波北上并入后，稳定少动的对流系统才逐渐减弱移出北京。
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图4 7 月15 日23 时至16 日02 时北京SA 雷达组合反射率因子表征沿山带状对流的组织化过程（a.15 日23 时，b.16 日01 时，c.16 日 02 时，d.16 日02 时图c 中粉色实线所示的剖面）
Fig.4 Organization process of convective belt along the mountains in Beijing showed by Beijing SA-band radar composite reflectivity factor at（a）23:00 BT 15 July，（b）01:00 BT 16 July，（c）02:00 BT 16 July and（d）the vertical profile along the pink line in Fig 4c at 02:00 BT July 2018
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图5 7 月16 日小时雨量（a.00—01 时全市，b.01—02 时北京西南部，c.01—02 时北京北部；彩色点状为降雨（mm），灰度为地形高度（m），风矢量场为地面10 m 风（m/s））
Fig.5 Rainfall and surface winds at（a）01:00 BT 16 July over entire Beijing，（b）02:00 BT 16 July in southwestern Beijing，and（c）02:00 BT 16 in northeastern Beijing（color dots show rainfall（mm），grey shaded shows topography（m），vectors show 10 m winds at the surface（m/s））
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图6 7 月16 日（a）02 时36 分北京SA 雷达0.5°仰角反射率因子（箭头为阵风锋位置），（b）对应a 中虚线位置处的反射率因子垂直剖面（实线为0 ℃层高度），（c）对应a 中实线位置处的径向速度垂直剖面（箭头1 为朝向雷达的低空急流由中低层下降到达地面，箭头2 为由前向后的上升气流表现为由雷达向外的径向速度，A 为中层辐合，B 和C 为高空辐散），（d）03 时12 分雷达组合反射率因子
Fig.6 Echoes development and movement caused by outflow of the thunderstorm cold pool shown by Beijing SA-band radar reflectivity factor and radial velocity from 02:00 BT to 04:00 BT 16 July 2018（a.reflectivity factor at 0.5° elevation；b.vertical profile of reflectivity along the dash line shown in a；c.vertical profile of velocity along the solid line shown in a,the symbol“1”shows the low level jet towards the radar descending to the ground and the symbol“2”shows radial velocity away from radar，the symbol“A”shows convergence in the middle levels，“B”and“C”show divergence in the upper；d.composed reflectivity factor；a-c.02:36 BT，d.03:12 BT）
5.3 平原地区线状对流的重建
7 月16 日早晨，第二阶段回波减弱移出仅1 h后，平原地区再次出现局地单体的新生和迅速增强（图10a），07 时之后线状对流重建（图10b），这一阶段对流具有突发性，预报难度很大。线状对流仍然呈东北—西南走向，在山前停留3 h 以上，部分单体垂直伸展超过8 km（图10c），最大雨强超过70 mm/h，造成了图2 中第2 个降水峰值。
6 关键因子和形成机制
由前面分析可见，该次特大暴雨过程相当复杂。那么对流触发和强降水形成过程中有哪些因子在起关键作用？带状对流、“列车效应”出现在哪些有利条件下？第2 次线状对流为什么能在短时间内迅速重建呢？
6.1 西南低空急流的动力作用
7 月15—16 日，北京中低层大气经历了从弱风静稳状态到偏南风风速脉动（图11 方框），再到低空急流建立并长时间存在的过程（16 日02 时后）。风廓线观测发现偏南风加大后降水逐渐开始，第一个降水峰值（图2）对应3500 m 以下偏南风风速脉动和加强，而第2 个降水峰值对应低空急流的加强和维持。16 日02 时后3000 m 以下风速≥12 m/s，急流层次加深，16—20 m/s 的低空急流扰动对应对流和降水显著发展。随着地面东南风和低空西南急流的加强，边界层暖平流异常增强。同时，从16 日02、08 时925 hPa 华北地区风场与降水的关系（图12）可见，明显降水出现在低空急流出口区、风速辐合区或气旋式切变区。
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图7 7 月16 日小时雨量（a.02—03 时北京西南部，b.时间同a，但为北京北部，c.03—04 时全市，d.04—05 时全市）
Fig.7 Rainfall and surface winds from 03:00 to 05:00 BT 16 July 2018（a.03:00 BT in southwestern Beijing，b.03:00 BT in northeastern Beijing，c.04:00 BT，d.05:00 BT；Color dots show rainfall，and grey shaded shows topography，vectors show 10 m wind at surface）
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图8 7 月16 日00—02 时北京SA 雷达组合反射率因子的雷暴后向传播与“列车效应”（a.00 时24 分，b.01 时06 分，c.01 时54 分）
Fig.8 Backward propagation and echo training showed by Beijing SA-band radar composite reflectivity factor from 00:00 BT to 02:00 BT 16 July 2018（a.00:24 BT，b.01:06 BT，c.01:54 BT）
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图9 7 月15 日23 时至16 日06 时西白莲峪、捧河沿、云蒙山、西湾子4 站（站点位置在图1a 黑色方框中）的逐5 min 雨量
Fig.9 Rainfall per 5 min at XBLY，PHY，YM，XWZ（stations locations are denoted by black squares in Fig.1a）from 23:00 BT 15 to 06:00 BT 16 July 2018
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图10 7 月16 日07—09 时北京SA 雷达组合反射率因子显示线状对流的重建（a.07 时，b.09 时06 分，c.09 时06 分b 中实线所在位置的剖面）
Fig.10 Line-shaped convection reconstruction showed by Beijing SA-band radar composite reflectivity factor from 07:00 to 09:00 BT 16 July 2018（a.07:00 BT，b.09:06 BT，c.the vertical profile along the line in Fig.10b at 09:06 BT）
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图11 7 月15 日18 时至16 日12 时北京观象台的L 波段风廓线雷达风场观测（阴影表示各层高度上等风速值）
Fig.11 L-band wind profiles at Beijing Observatory from 18:00 BT 15 to 12:00 BT 16 July 2018（shaded shows the magnitude of wind speed at various vertical levels）
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图12 7 月16 日02（a）和08（b）时925 hPa 风场与其后1 h 降水分布（色阶为降水；绿色等值线为12 m/s 等风速线）
Fig.12 Objective analysis of winds（the green contour shows the isotach of 12 m/s）and precipitation 1 h later（shaded）in North China at 925 hPa at 02:00 BT（a）and 08:00 BT（b）16 July 2018
简单解释这种风速增大造成的气压和垂直运动的变化。假设一个简化的二维x-z 坐标系，其中x 为西南低空急流（u）方向，z 为垂直运动（w）方向，由Boussinesq 方程简化得到
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式中，u 为纬向风，w 为垂直速度，p 为气压，ρ 为空气密度，g 为重力加速度。在有限区域中，当急流出现扰动加强时，式（1）中pagenumber_ebook=12,pagenumber_book=10，因此pagenumber_ebook=12,pagenumber_book=10，即在低空急流出口区将减压，会造成局地气旋式切变或风场出现；由式（2）可知，低空急流的暖平流输送使得pagenumber_ebook=12,pagenumber_book=10，若风速随高度增大（图11 中等风速线），则pagenumber_ebook=12,pagenumber_book=10，因此pagenumber_ebook=12,pagenumber_book=10，即垂直上升运动是发展增强的。图13c 中等值线显示，850 hPa 以下有明显的垂直上升运动，最大上升运动中心位于北部山区特大暴雨区附近（图13c▲所在位置）。低层较大的上升运动能克服弱的对流抑制，使较大的对流有效位能释放出来，造成对流发展。因此低空急流的加强有利于其出口区出现气旋式切变或环流，并导致低层垂直上升运动的发展，从而有利于加强对流和降水。
6.2 西南低空急流的暖湿输送作用—对流不稳定建立和维持
7 月15 日20 时至16 日02 时，925 hPa 在太行山和燕山靠华北平原一侧出现温度等值线密集带，并有气流辐合（图13a），西南低空急流及近地面偏东南风造成强暖平流（图3d），同时也使对流有效位能不断增大（图略）；加之华北平原大范围地面露点温度达26—28℃，低层具备了高温、高湿不稳定层结。850 hPa 假相当位温（θse）高能舌向北伸展，京津等地超过350 K（图13b）（赵玉春等（2008）将348 K以上认为是暖区暴雨发生的条件），且θse随高度降低，40°N 以北这种对流不稳定更为显著（图13c）。在高温、高湿、高能的不稳定层结下，低层配合动力触发条件，有利于大暴雨产生。
此外，16 日早晨至上午，西南急流持续加强（图11），850 hPa 达16 m/s，低空急流带来的暖湿气流对于对流有效位能释放后又迅速增大（图略）有重要作用，也是第3 阶段线状对流能迅速重建的有利条件。陶诗言（1980）指出，对持久的暴雨过程来说，低空暖湿的空气流入很重要，在低空急流的左前方一方面引起水汽的输送和辐合，另一方面也促进对流不稳定能量再生。因此，在暴雨过程中，判断对流减弱结束的时间还需关注低空急流在何时减弱和消失。
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图13 （a）16 日02 时925 hPa 风矢量、温度（细实线）和辐合（细虚线；左边界为925 hPa 地形边界），（b）15 日20 时850 hPa 假相当位温，（c）15 日20 时假相当位温（色阶）和垂直运动（等值线）剖面（位置为图1b 中黑虚线位置，黑色方框区为北京上空，▲为特大暴雨区附近位置，地形处等值线被遮挡）
Fig.13 Wind vectors，temperature（thin black lines）and convergence（thin dot lines）at 925 hPa at 02:00 BT 16（black line is the topography boundary）；b.equivalent temperature at 850 hPa at 20:00 BT 15；c.equivalent temperature（shaded）and vertical motion（contours）along the rain belt（the black dotted line shown in Fig.1b）at 20:00 BT 15 July 2018（the square area is located over Beijing area and ▲shows the location of torrential rainfall）
6.3 触发条件—地面辐合线的作用
研究表明，在高温、高湿和对流不稳定的环境层结下，地面辐合线有利于对流和降水触发及加强发展（高留喜，2008；易笑园等，2011；徐灵芝等，2014；侯淑梅等，2015；谌芸等，2012，2018；徐珺等，2014）。图14 给出了7 月15 日夜间地面加密自动气象站流场客观分析：15 日20 时北京西南部出现辐合区（图14a 红色〇位置），随后对流开始触发。16 日01 时前后山区受山谷风影响，吹向平原的西北风逐渐明显，同时来自渤海湾的东南风风速增大（≥4 m/s），使得山前地面辐合线清晰可见（图14b），辐合线上触发对流并逐渐演变成带状对流（图4a—c）。16 日02 时北京西南部强降水造成的冷池出流（阵风锋）再次加强南段地面辐合线（图14c—d），并推动辐合线东移北抬，对流逐渐演变成弓形回波向北推进（图6a、d）。此外，值得关注的是地面辐合线走向、低空急流轴与回波移动方向三者几乎相同，这是带状对流中出现雷暴后向传播和“列车效应”的有利条件。
pagenumber_ebook=14,pagenumber_book=12
图14 15 日20 时（a）、16 日01 时（b）、16 日02 时（c）、16 日03 时（d）地面流场客观分析（流线上颜色代表风速大小，红色圆圈为风场辐合和对流初生位置，红色虚线为地面辐合线的位置）
Fig.14 Objective analysis of surface flow at 20:00 BT 15（a），01:00 BT 16（b），02:00 BT 16（c）and 03:00 BT 16（d）July 2018（the colored flow lines represent wind speed，the red circle in a represents the convergence and initial convection position，the red dotted line represents the position of the ground convergence line）
6.4 异常丰沛的水汽
任何一次暴雨过程均离不开丰沛的水汽，这次925、850 和700 hPa 三层最大比湿分别达20、17和11 g/kg，超过“7.21”暴雨。水汽来源于近地面偏东风由渤海湾输送，以及副高外围偏南低空急流从海上远距离输送（图略）。大气可降水量（PW）高值区随时间由南向北推进的特征非常明显（图15a），15 日夜间大气可降水量达到65—70 mm，并持续到16 日傍晚。同时诊断表明850 hPa 以上水汽辐合并不明显，而对流层低层到近地面的水汽强辐合对极端暴雨的出现有重要贡献，强辐合位于900—950 hPa 沿山一带（图15b），恰好在东北—西南走向的暴雨区上空，并且北部山区的水汽辐合中心尤为显著，可能与地形有关。
6.5 地形强迫
6.4 节表明,低层水汽的强辐合与地形关系密切，已有的研究（Houze，2012；Lin，et al，2001；Monaghan，et al，2010；陶诗言，1980）也强调暴雨中地形的强迫作用不容忽视。关于北京北部燕山和西部太行山对暴雨增幅影响的研究很多（廖晓农等，2013；王婧羽等，2014；陈明轩等，2013；刘璐等，2015；孙继松等，2012，2015；闫冠华等，2015）。本次特大暴雨过程最大雨强≥40 mm/h 的站点中77.4%位于北京西南部和东北部海拔200—600 m 处、≥80 mm/h 的站点主要在北京北部山区（图略），这显然和偏南风、偏东风在迎风坡上辐合与强迫抬升关系密切。
西南部山前地面为东南风（图14a、5b），海拔150—600 m 处地形梯度大（坡度陡），出现最大雨强50—80 mm/h（图5b、7a）。由于上空为西南气流，因此该浅薄东风主要为“触发”对流的作用；图5c 和7b 显示北京东北部为喇叭口地形，地面和低层南风灌入会产生辐合，海拔300—600 m 处坡度陡，低空西南急流（12—20 m/s）垂直于山体，强迫抬升作用更为显著，对于对流既有“触发”又有“加强和维持”的作用，最大雨强达117 mm/h。图16 为暴雨发生前经过北京北部特大暴雨点上空流场和垂直速度诊断，可以很明显看到40°—41°N 由偏南气流与山体强迫出来的上升气流区，并且坡度大的地方上升运动明显，大值中心在850 hPa 以下与山体的高度相当，范围较窄（pagenumber_ebook=15,pagenumber_book=13位置处）。因此，强降水局地性强，用当日的最大对流有效位能估算理想的垂直速度约48 m/s，量级101 m/s 和低空急流相当。
综上，给出“7.16”暖区特大暴雨的概念模型（图17）。预报中需关注在高温、高湿、高能的不稳定天气背景下，地面偏东风对对流的触发作用以及西南低空急流建立后对流回波的移向、地面辐合线的位置和方向。若850 hPa 低空急流轴、地面辐合线及对流回波的移向近乎重合，在临近预报中需要考虑“列车效应”以及局地强降水。此外，观测资料分析还发现暴雨发生前城区到西部山前地面有明显的高温区（城市热岛），推测可能对于辐合线的形成和长时间维持有一定作用，这种下垫面热力分布不均对于风场、降水的作用将在后面的研究中用模式进行验证，不在此赘述。
pagenumber_ebook=15,pagenumber_book=13
图15 （a）7 月14—18 日经过北京上空（沿116.25°E）整层大气可降水量（mm）的纬度-时间演变（箭头表示随时间演变的输送），（b）16 日02 时 950 hPa 水汽通量散度（单位：105 g/（cm2·hPa·s）；填色为水汽通量散度，细虚线为上升运动，风向杆为水平风场，单位：m/s）
Fig.15 （a）The atmospheric precipitable water（PW,unit:mm）over Beijing area（116.25°E）from 20:00 BT 14 to 08:00 BT 18 July（the arrow indicates high PW transport from south to north），（b）water vapor flux convergence at 950 hPa at 02:00 BT 16 July 2018（unit：105 g/（cm2·hPa·s）；shaded areas indicate water vapor flux divergence，dashed lines show the rising motion area；wind vectors show horizontal wind field,unit：m/s）
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图16 7 月15 日20 时沿116.75°E 经过北部特大暴雨点上的经向-高度环境流场和垂直速度（单位：Pa/s；黑色为地形，pagenumber_ebook=16,pagenumber_book=14 位置为特大暴雨点附近）
Fig.16 Radial-height stream flow and vertical velocity（dotted line，Pa/s）along 116.75°E over the torrential rainfall site（black shaded showed terrain，pagenumber_ebook=16,pagenumber_book=14shows the position near the torrential rain）
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图17 北京2018 年“7.16”暖区暴雨概念模型（灰阶为海拔高度200 m 以上的地形）
Fig.17 Schematic diagram of the warm-sector torrential rain from 15 to 16 July 2018 in Beijing（shaded area indicates the topography height above 200 m）
7 结论和讨论
7.1 结论
研究了北京“7.16”暖区特大暴雨的中尺度特征，并从西南低空急流的动力、热力作用，地面辐合线触发对流，水汽强辐合，地形强迫等几个方面对关键因子和形成机制进行分析研究。结果表明：
（1）这次暖区暴雨中尺度对流的发展演变有3 个过程。一是带状对流建立和局地强雨团影响过程，虽然对流范围广，但地面雨团受迎风坡地形影响大、局地性强；以低质心对流为主，降雨效率高。二是北部“列车效应”，南部雷暴冷池出流造成对流加强和移动过程。这一过程特大暴雨区“列车效应”显著，先后有10 个单体依次影响。南部雷暴质心高，出现后侧入流和中低层辐合，地面有雷暴高压和阵风锋，风雨夹杂，对流移速快。三是平原地区线状对流重建过程。对流有效位能释放后又迅速重建，对流单体再次新生、合并、组织成线状对流，造成新一轮强降雨。
（2）低空急流的动力作用表现为风速脉动和风速增大，有利于其出口区出现气旋式切变或环流，并导致垂直上升运动发展，从而有利于对流加强和降水。低空急流的热力作用表现为低层暖平流加强以及高温、高湿不稳定层结的维持。此外，低空急流源源不断的暖湿气流输送对于上述第3 个中尺度对流发展过程至关重要，是对流有效位能释放后又迅速增大、对流不稳定层结迅速重建的原因。
（3）地面辐合线是触发雷暴并形成带状对流的重要影响因素。地面辐合线走向、低空急流轴与回波移动方向三者几乎相同，这是带状对流中出现雷暴后向传播和“列车效应”的有利条件。
（4）异常丰沛的水汽和对流层低层的水汽强辐合为此次暖区暴雨提供了有利的水汽条件。
（5）地形对对流触发和暴雨的增幅有重要影响。浅薄的偏东风与华北西部太行山局地迎风坡相互作用起“触发”作用；北京北部地区地面和低层偏南风灌入喇叭口地形中辐合，低空西南急流垂直于山体，强迫抬升作用更为显著，对于对流既有“触发”又有“加强和维持”的作用。北京最大雨强不低于40 mm/h的站点中77.4%位于西南部和东北部海拔200—600 m 处。
7.2 讨论
这次暴雨过程天气尺度的环境背景对降雨的持续以及切变线等中尺度系统的相互作用有哪些影响和贡献？陶诗言（1980）明确指出：暴雨出现在强上升速度和非常暖湿的不稳定空气中。虽然在天气尺度、中尺度、小尺度和地形造成的4 种上升运动中起主要作用的是中、小尺度和地形引起的上升运动，但是大尺度环境提供了必需的环流背景和环境条件，是先决条件，并且能够产生暴雨的强上升运动一般出现在两个或两个以上的大尺度天气系统相遇的地区。本次暴雨出现在7 月下旬副高北抬，西南夏季风急流北推至华北区域时，在副高边缘、高空槽前，低空急流区、切变线、地面辐合线多个中尺度系统相遇的地方造成更强的垂直上升运动，再叠加特殊的地形，因此出现了明显暴雨天气。其次，副高边缘低空急流和地面偏东风的持续水汽输送提供了必不可少的丰富水汽，且具有高温、高湿的特征。根据凝结函数可知，低层饱和层次中温度越高，所造成的凝结降水就越大。此外，受稳定的天气尺度形势影响，副高与西风槽之间有切变线、低空急流、地面辐合线等中尺度系统较长时间的共存和停滞，造成持久的暴雨雨团接二连三的影响。总之，天气尺度环境背景对于多个中尺度系统相互作用奠定了非常重要的基础。
北京地区这3 次特大暴雨（“2018.7.16”、“2016.7.20”、“2012.7.21”）异同之处有哪些？是一个值得讨论的科学问题。在降雨特征上，“7.16”暴雨与“7.21”暴雨对流性降雨显著，雨强非常大（分别为117 和100.3 mm/h）；“7.20”暴雨雨势相对平缓，雨强较前两者小。从天气尺度影响系统来看，“7.16”暴雨过程复杂，前期主要是副高外围的低空急流扰动、地面辐合线和地形的触发造成，中、后期表现为副高与西风槽、高空冷涡系统的相互作用。“7.21”暴雨主要为“贝加尔湖-蒙古”低涡低槽、副高西伸形成“北涡南槽、西低东高”的形势，配合低层低涡、地面锋面和高低空急流的耦合作用造成。而“7.20”暴雨是高空位涡异常诱发低层低涡（气旋）生成并东移北上异常发展造成。中尺度特征和触发机制上，三者有相似之处，低层均有低空急流扰动，并且“7.16”暴雨与“7.21”暴雨的对流系统存在后向传播和“列车效应”，“7.20”暴雨低涡外围的螺旋雨带也持续影响了较长时间。上述异同之处只是一些粗浅结论，在机理上后续还需进行深入对比研究。
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1.Beijing Municipal Weather Forecast Center，Beijing 100089，China
2.State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorology Sciences，Beijing 100081，China
Abstract The characteristics and formation mechanism of a warm-sector torrential rainfall event in Beijing area during 15—16 July 2018 are analyzed using observations from regional automatic weather stations,SA Doppler weather radar,L-band Wind Profile radar,the NCEP 0.25° reanalysis product and high-resolution (0.03°) terrain data.Results are as follows:(1) The torrential rain occurred within the warm air mass (high θseenergy zone) on the edge of the sub-tropical high,while there was no significant cold air forcing and the baroclinicity was weak.Specific humidity was high and strong low-level water vapor convergence occurred below 850 hPa.(2) The meso-scale convection experienced three development and evolution stages during the torrential rain process.The first stage corresponded to convective band formation and local rainfall strengthening.The second was the mature and strengthening stage,when the "echo training" developed in the north and the cold pool and gust front in the south resulted in the intensification and moving of convection.In the third stage,the line-shaped convective system established.(3) Before the occurrence of the warm-sector torrential rain,southwesterly winds in the lower layer fluctuated and the low-level jet (LLJ) was established.The wind speed first increased at 2500—3500 m,and significant increase occurred at 2500 m 2 h later.5 h later,the LLJ reached 700 hPa.The low-level pressure decreased in the outlet area of the LLJ,while cyclonic circulation and wind shear developed,which was conducive to ascending motion and triggered/strengthened convective activities.(4) The warm and moist air mass transport by the LLJ led to repetitive formation of lowlevel convective instability with high temperature,high humidity and high energy.This was an important reason for the generation and combination of convective cells,the formation of belt-shaped convection,and the rapid reconstruction of the line-shaped convection.(5) Convergence in the surface was an important factor that triggered convective cells,which gradually formed belt-shaped convection.The direction of the surface convergence line,the LLJ axis and the moving direction of echoes were almost the same,which was favorable for backward propagation of the thunderstorm and the formation of "echo training" along the convective belt.(6) The Taihang Mountain and Yan Mountain had important effects on convection triggering and heavy rainfall development.77.4% of the stations with the heaviest rain reaching or exceeding 40 mm/h were located at altitudes of 200—600 m in the southwestern and northeastern mountainous areas.The easterly wind triggered convection on the windward slope in the west,while the southwesterly LLJ was more significant along the windward slope and the horn-shaped topography in the north,resulting in heavy rain.
Key words Warm sector torrential rain，Low-level jets，Ground surface convergence line，Echo training，Terrain
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