“7·21”北京大暴雨过程的地形作用分析和数值试验研究

岳甫璐，王春明，崔 强，毛天韵，鹿 翔

（解放军理工大学气象海洋学院，江苏 南京211101）

暴雨是我国主要的灾害性天气之一，常常给国家和人民生命财产造成严重的危害，因此它是天气预报和研究一直着重关注的课题[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现出突发性、局地性、短历时和高雨强的特征，这明显增加了精确预报北京暴雨落区与强度的难度。尤其西边狭长高大的太行山和北边的燕山所形成的环形山脉，对北京夏季暴雨的发生发展产生了很大影响[4-5]。国内外关于山区地形与暴雨关系的研究已有不少，而且已经取得了一定进展。Spreen[6]曾经将地形高度、坡度作为预报因子，分析了它们与落基山脉年降水量之间的相关关系。Neiman等[7]发现了Califonia中部沿海地区的地形降水与低空急流和地形脊的密切关系。Jiang等[8-9]研究了地形对于降水过程中的水汽动力学过程和微物理时间尺度的变化。丁一汇等[10]研究了1975年8月河南特大暴雨，指出特殊的低地形使气流产生辐合，气流在迎风坡强迫抬升增强了此次暴雨。陶诗言[1]认为地形的迎风坡具有的动力和屏障作用使得气流绕山流动和被迫爬升，并且地形可以触发中小尺度强对流系统，释放不稳定能量。孙继松[11]研究了北京地区不同气流的垂直分布对于地形雨落区和强度的影响。郭金兰等[12]分析了2002年6月24日北京地区边界层低空急流与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变对2005年7月22日华北暴雨发生过程中的动力场和微物理降水机制的影响，得出了地形高度对风场辐合、垂直上升运动、对流云的发展高度以及降水中的冷云降水过程影响最为明显。马玉芬等[14]运用WRFV3.1模式，通过改变天山地形高度，来研究天山山脉对2009年5月24—26日新疆的一次强天气过程中的影响，发现天山对降雨强度、落区、雨带分布、西南暖湿气流以及垂直上升运动等都有很大的影响。这些研究都表明了地形通过影响过山系统（低空急流、低涡、锋面等），可以产生或加强中小尺度强对流系统，释放不稳定能量，造成强降雨的发生。

2012年7月21—22日北京地区发生了大暴雨，对于此次暴雨，相关气象部门提前做出了预报预警，但对于暴雨的强度及落区的把握还有些偏差，当然这也是目前城市降雨预报的难点所在。本文将对此次暴雨过程中的地形作用进行诊断分析与数值模拟，探索地形对触发暴雨的中尺度系统的发生发展、暴雨落区和强度的影响，为提高暴雨预报准确率提供些参考。

1 天气实况

1.1 雨情

每年夏季6—8月份，我国降雨带通常会北移至华北地区。在此期间，雨带上常常会出现暴雨。据统计，华北地区每年80%～90%的暴雨都出现在7月下旬到8月上旬，即所谓的“七下八上”[1]。2012年7月21—22日，华北地区遭遇了强降水，雨带整体呈东北—西南走向（图1a）。暴雨落区集中在北京西南部，总体达到了特大暴雨级别。北京90%以上的行政区域降雨量都在100 mm以上，全市平均降雨达190.3 mm。城区平均降雨量225 mm，为自1951年以来，北京市最大的一次降雨过程；局部雨强之大也为历史罕见，全市最大降雨点房山区河北镇为460 mm，达到了特大暴雨量级，接近500 a一遇。11个气象站观测到的雨量突破了建站以来的历史极值，部分地区一天降雨量达到甚至超过了年平均降雨量。雨强最强开始于21日14时BT（北京时，下同），于22日06时开始减弱，强降雨一直持续了16 h（图1b）。这场暴雨雨量大，雨势强，致使北京出现严重城市内涝，市内路面及地铁多处出现严重积水，部分中小河流和水库出现汛情。这次大暴雨给国家安全和人民生命财产造成严重的损害。

1.2 高、低空天气形势

分析高空500 hPa环流形势，21日08时整个亚欧大陆上，高纬环流形势为“两槽一脊”型。贝加尔湖处有一低压中心，其槽区一直延伸至我国河套地区，槽后冷空气不断南下；在日本北海道地区有一低压中心，其槽区往南延伸至日本南部。两低压在环渤海地区形成一阻塞高压，系统稳定少动，从而使得贝湖低压不断发展加强，移速减慢。此时“西太副高”位置偏南，脊线偏东，其外围“588”线处于120°E以东。到21日20时（图2），贝湖低压槽发展，整个华北地区均处于高空槽前。低纬地区，我国南海北部、菲律宾以西出现一热带低压，其发展过程中向北移动，将西太副高不断往北挤压，使其变为呈西北—东南向的带状分布，外围“588”线向西伸至120°E、我国江苏境内，而且此时川东地区西南涡生成。中层700 hPa风矢图上，华北北部，北京西南存在西北风与西南风的切变；低层850 hPa环流形势图上，河北中北部地区有一低压环流，北京处于此低压环流中心，同时印度低压、西南涡、南海热带低压以及西太副高等系统与高空配合很好。综合高低层的系统配置，明显看出，河北北部、北京地区既有冷槽向南扩散冷空气，又有南海热带低压配合“西太副高”形成东南风输送东海的暖湿空气，同时还有印度低压配合西南涡形成西南气流输送孟加拉湾来的暖湿空气，强盛的冷、暖空气在北京地区上空交绥，很容易形成持续强降雨。

图2 2012年7月21日20时500 hPa高度场（实线，单位：gpm）、700 hPa 风场（风矢，单位：m/s）及850 hPa风场（风矢量，单位：m/s）

2 地形作用对物理量场的影响分析

暴雨的发生发展是热力、动力及水汽等条件综合作用的结果。当暴雨发生时，强烈的上升运动造成水汽凝结潜热的释放，将会激发动力不稳定的发展，而动力不稳定的发展反过来又会为暴雨发展提供能量，成为一种正反馈机制。山地特殊地形会对暖湿气流产生辐合和动力抬升作用，一方面触发暴雨，另一方面又会使降雨强度得到增强[15]，所以分析地形作用对深入了解暴雨过程十分重要。

2.1 动力条件

2.1.1 高、低空风场与垂直运动

冯瑶[16]对东疆“7·17”暴雨分析后发现，在高空槽和中空切变线的系统配合下，低空急流加强了气流的上升和水汽的输送为暴雨提供了充足的水汽和不稳定能量。王荣梅等[17]对同一过程进行分析后指出，暴雨来临前，中低空的强垂直上升运动有利于不稳定能量的储存，并最终激发了这些能量的释放，引发暴雨。本文此次暴雨发生前，北京地区处于高空冷槽与低空切变线这两大系统控制之中。低空急流与北京特殊的地形相配合，在太行山前引起气流的辐合，加上摩擦作用，形成低涡。此低涡在太行山东坡上持续维持，加上对流层低层的东风急流，造成太行山迎风坡持续加强的上升运动，这样在对流层低层形成辐合，而在高层造成气流向外辐散，由此在垂直方向上形成了对流层深厚的垂直环流圈（图3a）。位于这个环流圈西侧弱的下沉气流阻碍了北京西侧高空短波槽的东移，使槽后西北气流不断补充，造成气流的辐合及质量堆积。暴雨发生前，低空偏南风急流的加强，使得暖湿气流在燕山迎风坡堆积，质量辐合，并在低层低涡的作用下，使气流在燕山南坡爬升，在半山腰处下沉，形成垂直环流圈（图3b）。两个垂直环流圈与低层低涡相互作用，使得低层暖湿气流不断辐合、高层气流不断向外辐散的补偿上升运动，有利于水汽凝结，产生降雨。因此，垂直环流圈的出现与低层低涡的发展是决定局地暴雨强度和落区的重要因素。同时在图3a上还可看出，降水发生前，太行山东坡垂直于山脉的东风U是随高度减小的，气流的这种垂直分布能够加强迎风坡的上升运动，有利于坡前降雨的增幅，这在天气尺度分析中被证实[18]。

图3 2012年7月21日20时沿39.56°N的东西风和垂直运动（a）、沿116.17°E的南北风和垂直运动剖面图（b）

2.1.2 涡度、散度

李敏等[19]研究了梅雨风暴雨过程后得出动力条件下低层辐合、高层辐散的配置有利于暴雨的维持和发展。为更好地解释上文所提到的垂直环流圈的形成，下文将分析暴雨前后涡度场、散度场的变化。图4a给出了暴雨发生前后对流层中低层低涡中心的发展情况。21日08时，低涡自太行山西坡的对流层中层开始发展，中心处于600 hPa左右，中心值为16×10-5/s；14时，低涡中心东移并下沉，中心值也增大为20×10-5/s；20时，低涡越过太行山，移至其东坡上空，中心下降至750 hPa，强度变化不大；22日02时，低涡移至北京东侧（117°E左右），中心下降至800 hPa，强度不变；22日08时，低涡中心下降东移，强度逐渐减弱。由此得出，此次低涡系统由太行山西侧对流层中层产生并东移，在东移过程中逐渐往低层发展加强，当越过太行山至东坡时达到最强，但移速减慢，在东坡持续维持。图4b给出了暴雨发生前后对流层中低层散度负值中心的发展情况。21日08时，散度负值中心自太行山西坡的对流层中高层开始发展，中心处于450 hPa左右，中心值为-9×10-5/s；14时，中心东移并下沉，中心降至700 hPa,中心强度略有减小；20时，到达太行山东坡上空，中心下降至900 hPa，强度变强，中心值超过 -12×10-5/s；22日 02时，移到北京东侧（118°E 左右），范围接近地面，中心强度减弱；22日08时，东移减弱。散度负值中心也是由太行山西侧对流层中层开始发展，并在东移过程中逐渐下降到对流层低层，当其越过太行山时与东坡的东风相互作用，进一步得到发展，并在迎风坡持续维持；当东风减弱时，它也东移并逐渐减弱消散。强降雨开始于21日14时，之后强度逐渐增大，至22日02时后开始减小，雨强的变化与低层正涡度中心和散度辐合中心对应很好。

2.2 水汽条件

图4 2012年7月21日08时至22日08时沿39.56°N涡度（a）、散度（b）经度—高度垂直剖面图

充足的水汽及持续的水汽供应，是暴雨形成的必要条件。梁萍等[20]统计分析了1980—1997年华北地区的48次暴雨个例后指出：来源于西太平洋及华北西北侧中高纬西风带的水汽输送与华北暴雨的产生有密切的联系。因此分析水汽的来源及是否在雨区大量聚集对暴雨至关重要。图5a可看出，北京东侧平原地区水汽通量散度为负，它将东海上的水汽不断往太行山前汇聚，而太行山前水汽通量散度为正，造成东坡上水汽通量的增大，并在山腰处出现大值区。由图5b可看出，从北京南部平原到燕山一致为水汽通量散度正值区，它将南方的水汽不断往山前输送，造成燕山南坡水汽通量的增大，出现大值区。天气形势显示，菲律宾以北热带气旋不断发展，其北上时，将“西太副高”挤压成一条略成西北东南向的带状，从而使得“西太副高”外围引导的东南气流可将海上大量的水汽输送至北京地区。西南低涡向东移出后北上，其引导的东南暖湿气流绕过太行山南侧后与“西太副高”引导的东南气流合并，从而组成强大的东南气流往北向北京地区输送。对流层低层这两支水汽输送路径的共同作用，使得北京地区上空形成了较厚的湿度层，这也将成为大暴雨发生的一个非常有利的水汽条件。

2.3 热力条件

图5 2012年7月21日14时沿39.56°N的水汽通量及水汽通量散度的经度—高度剖面图（a）、沿116.17°E的水汽通量及水汽通量散度的纬度—高度剖面图（b）

假相当位温θse是综合表征大气温、湿度的物理量。θse的分布反映了大气中能量的分布。李国翠等[21]通过对西太平洋副热带高于进退过程中引发的暴雨进行分析后得出，这类强降水出现在假相当位温的快速下降阶段或谷值区，其峰值越高、升降幅度越大、高值持续时间越长，则相应的降水越强。比湿qs可以反映雨区上空大气中水汽含量的大小。孙兴池等[22]对有无锋面的两类经向切变线暴雨落区分析后发现，850 hPa上假相当位温、高qs舌和弱水汽辐合的区域，由于潜在对流不稳定也可以形成一个暴雨区。图6为暴雨发生前θse和qs的垂直剖面图。图6a可看出，qs在太行山与平原交界处存在一个22 g/kg的向上伸展的大值区，表明低层偏东风携带的水汽在太行山东坡堆积，由于山地地形的特殊分布而迫使气流抬升向上输送水汽，使得山前空气柱的湿度和能量不断增加，表现为θse随太行山东坡地形高度的增高而逐渐减小。大气这样的垂直分布使中低层不稳定状态增加以及垂直运动的发展。同样图6b上，qs在燕山南坡前存在向上伸展的高值区，表明偏南风不断往山前输送水汽，而且假相当位温随地形高度的增加而逐渐减小，显示了大气的不稳定度增加及垂直运动的发展。垂直运动将水汽不断带往高层，有利于水汽的凝结，释放潜热，进一步促使强降雨的发生。

2.4 位涡分析

图6 2012 年 7 月 21 日 14 时沿 39.56°N 的 θse、qs经度—高度剖面图（a）、沿 116.17°E 的 θse、qs纬度—高度剖面图（b）

Hoskins[23]研究指出对流层上部或平流层的位涡扰动可下传而影响到平流层下部或地面的气旋发展。赵玉春等[24]对梅雨锋暴雨进行位涡反演诊断后得出，与潜热释放有关的对流层中低层的正位涡扰动是梅雨锋发生发展的主要影响因子之一。高万泉等[25]发现湿位涡分布对强对流暴雨的发生、落区有较强的指示性作用，华北暴雨常发生在850 hPa上湿位涡正负值过渡带附近。分析此次过程中的位涡垂直分布，可看出，对流层中低层的位涡是从对流层高层传下来的。21日08时，中低层位涡开始发展，强度很弱，14 时（图7a），太行山西侧（112°E、113°E及115°E）的对流层高层都有正位涡生成，并且东移过程中加强，当移到太行山东侧（116°E）时，强度增强，位置下降，20时（图7b），太行山东侧（116°E）中低层的位涡中心强度加强至28个PVU，并且长时间维持在太行山东坡，在此时间段内，太行山东坡出现了局地暴雨。之后，低层位涡强度逐渐减弱，中高层位涡中心东移，降水随之减弱。由此得出，此次过程中低层位涡的演变与降水过程的发展有很好的一致性。

3 地形敏感性试验

暴雨与地形有着密切的关系[26]。侯瑞钦等[27]利用MM5模式研究了太行山地形对华北中南部暴雨的影响后得出，降水主要分布在太行山东部迎风坡上，且降水中心与华北中北部喇叭口地形相对应，地形雨的特征十分明显。北京所处的特殊地理位置及其所在下垫面特征易使途经其上空的中小尺度系统加强或减弱，或者直接触发局地的中小尺度系统，这些中小尺度系统往往又会与其所处的大尺度天气系统相互作用，进而加强局地降雨的动力、热力条件，最终会影响降水强度与持续时间。前面分析得出，低涡在太行山东坡生成后，维持加强，造成北京持续的大暴雨。因此，北京所处的独特的山地环境对此次北京的大暴雨天气过程应该有影响。因此为更好的了解太行山、燕山山脉存在对此次降水过程所起的作用，本文通过对此次北京大暴雨进行地形敏感性数值试验，从数值模拟的角度分析华北中尺度地形对强降水的影响，以期能够得到一些有益的结果，进一步加深对此次强降水机制的认识。

到了初中中后期，几乎所有的学生都出现了叫做副性征的新的男女差别，这就是进入了青春发育期。由于性腺的不断发育，性激素的分泌增多，性功能开始显现，男女差别越来越明显。生理上的变化引起了心理上的变化。初中学生对自己身体的变化会出现吃惊、不安、羞涩、厌恶、自豪等情感上的波动，并会产生“我不是小孩子了”的想法，感到自己长大了。

3.1 试验方案设计

本文采用非静力中尺度模式WRF（V3.2），利用美国 NCEP/NCAR 发布的 6 h 间隔的 NCEP（1°×1°）再分析资料作为初始场和侧边界条件，选取2012年7月20日20时BT（北京时，以下同）作为模式启动时间，积分时间为36 h，模式积分时间步长为180 s，模式采用三重区域双向嵌套，网格分辨率分别为30 km、10 km、3.33 km，模式顶气压为 50 hPa，垂直分层28层，模式结果1 h输出一次。表1给出了控制试验（CTL）的具体试验方案设计。

图7 2012年7月21日14时（a）、20时（b）沿39.56°N位涡经度—高度垂直剖面图

表1 控制（CTL）试验方案设计

在控制实验基础上，设计了3组敏感性试验，分别是单独考虑太行山地区地形（THS试验），单独考虑燕山地形（YS试验）以及不考虑北京周边地形（同时去除太行山、燕山地形）（THSYS试验），分别标记为THS、YS、THSYS试验，探讨太行山、燕山地形在此次强降水过程所起的作用。图8是模式模拟的地形高度及区域分布示意图，敏感性试验实施具体方案见表2。

3.2 控制试验与敏感性试验对比

3.2.1 降水分布对比

图8 北京周边地形高度（单位：m）及研究区域（实线方框）

表2 地形敏感性方案设计及地形格点区域

图9是控制试验与敏感性试验的24 h降水分布及地形高度叠加图。综合图9a～9d可得出，地形高度改变后，降水整体分布变化不大，但对100 mm以上的大暴雨（24 h降水量100～199 mm为大暴雨）的分布及落点影响显著。图9a上，控制试验较好地再现了此次降雨分布，东北—西南向的雨带走向与实况一致，而且在房山区（116.0°E、39.7°N）的暴雨大值中心也模拟的很好，此大值降雨区形状与太行山的走向很相似，空间上呈平行状态。暴雨中心雨量大小模拟比实况偏小20 mm，而且位置上略偏北。实况在顺义区南部有一个中心雨量在210 mm以上的暴雨中心，控制实验没有模拟出此中心，雨量偏小。另外，模式在怀柔区中部（116.6°E、40.6°N）附近出现了一个较大的降雨中心。初步分析原因可能与北京西部和北部的太行山、燕山地形有关。

去除太行山（THS试验）以后（图9b），雨带走向变化不大，降雨量略有减小，且大暴雨落区及范围变化明显。其中，原本位于房山区的大暴雨区位置偏北约0.4个纬度，中心雨量减少了30 mm，而且在主降雨带的西侧产生了一个虚假雨带。尽管此虚假雨带范围不大、比较狭长，但雨量却偏大很多。分析原因可能是去除太行山后，西北冷空气可以减少阻挡，顺畅的南下，与北上的暖空气可以较早的在偏北的位置相遇，引发强降水，因此之后到达北京上空的冷空气减少了很多。与此同时，CTL试验中，北京东北侧位于怀柔区中部的暴雨区范围在本实验中减小，雨量也减小。但在怀柔区的东北侧（116.9°E、40.9°N）产生了一个中心雨量超过210 mm的暴雨区，比控制试验大很多。

去除燕山以后（图9c），与CTL试验相比，整个东北—西南向的降雨带没有了，暴雨落区比较分散，雨量整体也减小了30 mm。房山区的大暴雨中心消失，降雨量仅为60 mm，比控制试验小很多。怀柔区中部的暴雨中心消失，但在其北侧产生了两个暴雨中心，其中西北侧的中心雨量在210 mm以上，东北侧的中心雨量在180 mm以上，这两个都比控制试验大很多。原因可能是北方的冷空气由于缺少燕山的阻拦作用，势力减弱，此时南方相对强大的暖湿空气可北上到北京的东北侧，与那里的冷空气相遇，产生降水，但由于冷空气已经减少，因此降雨量减少。

图9 2012年7月21日08时—22日08时控制试验与敏感性试验模拟降水分布对比

燕山、太行山同时去除以后（图9d），同CTL试验相比，东北—西南向的降雨带存在，但是大暴雨区范围减小，整个雨带上雨量减小了约30 mm。房山区的大暴雨中心消失，其西侧（115.5°E）虽然有一个暴雨中心，但是雨量和范围都比控制试验偏小。怀柔区中部的暴雨中心消失，但在其南侧（40.3°N）产生了一个范围较大的暴雨中心，其中心雨量在210 mm以上。另外，此实验还在主降雨带的西北侧产生了一个中心雨量较大（210 mm以上）的雨带，这比控制实验大很多。分析原因是缺少太行山和燕山在北京西北方向的阻挡，暖湿空气可以北上到北京西北侧与那里的冷空气相遇，产生降水，但由于冷空气偏少，因此降雨量偏少。

综合以上分析，可见：地形场改变以后，整体雨带的走向变化不大，但降雨量普遍都减小；大暴雨中心位置发生偏移，而且降水量在100 mm以上的暴雨的分布及落点也有变化。去除地形以后，三组敏感性试验中的大暴雨中心强度都明显减小，降水区都发生了偏移（向北或向南）。即对于此次强降水过程，地形对整体降水的分布在24 h内的短期影响不大，而对主要的降水中心的强度及落点则影响显著。去除太行山以后，降水带的大暴雨中心位置偏北、范围减小。去除燕山地形以后，降雨量在100 mm以上的降雨带偏北，大暴雨中心散乱，范围减小，雨量减小。同时去除两处地形后，降雨量在100 mm以上的降雨带变化不大，但暴雨中心范围减小，雨量减弱。由此可见，两座山脉对于此次暴雨过程的影响有所不同，即太行山地形对于冷空气的影响较大，因此其决定降雨量的大小；而燕山山脉对于雨带走向及暴雨落区的影响更大一些。由于这两座山环绕在北京西侧与北侧，其所形成的特殊“环北京”地形，对于此次特大暴雨落在北京房山如何起作用，将会在以后的研究中指出。

表3 2012年7月21日08时—22日08时敏感性试验模拟的暴雨中心A、B的24 h累计降水量及其与CTL实验降水的比较

3.2.2 低层风场及雨强演变对比

图10是21日14时CTL试验与敏感性试验低层900 hPa风场及1 h降水量的演变情况。21日14时，控制试验中（图10a），北京地区基本上处于东南风控制，此时雨带呈东北—西南向恰好位于太行山脉东面山麓处，雨带尽管已经到了北京，但雨量较小，仅为15 mm，强降水区出现处在山西境内。配合114°E附近的低层低涡，强降雨区处在其后方，北京此时处在此低涡的左前方。去除太行山以后（图10b），由于没有了太行山地形的阻挡作用，冷空气偏西，雨带也明显偏西，而且在雨带上有几个低层低涡的配合，尤其在（113.0°E、39.0°N）处的低涡对应着60 mm以上的强降雨区，北京此时偏离雨带，降雨量很小。北京地区此时东南风强盛。去除燕山地形以后（图10c），相对CTL试验，整体雨带变化不大，但雨量减小。虽然（114.3°E、39.2°N）处存在一个低涡，但对应局地降雨量并不大，而且此雨带前缘虽然已到北京，但是仅在北京北部有少量降雨。北京地区此时东南风强盛。THSYS试验里（图10d），此时由于没有了地形的阻挡，图上低层风场更为清晰。雨带整体走向控制实验较为相似，但与雨带相配合的2个低涡较为明显，分别处在（112.6°E、38.1°N）和（114.0°E、39.5°N）附近，两处对应降雨都较大。北京西部地区处在降雨带上，雨量超过20 mm。对比4个实验可以看出，21日14时北京地区基本为东南风控制，处于降雨带的前部，都有不同程度的降雨，但东南风大小、雨量大小和降雨范围大小有差异。原因是去除太行山后，冷空气缺少阻挡，东南风强盛，因此雨带出现在较西处；去除燕山后，冷空气变化不大，而东南风北进时缺少阻挡，因此减少了向西的偏转，进而减少了低层的辐合，因此雨量较小；同时去除后发现，尽管低层辐合减小，但是冷空气增多，东南风依然强大，因此雨带在山西境内的雨量较大。

图10 2012年7月21日14时CTL试验与敏感性试验900 hPa风场及逐时降水分布

图11是21日22时CTL试验与敏感性试验低层900 hPa风场及1 h降水量演变情况。21日22时，CTL试验中，北京不再是一致的东南风，而是出现了西南风与偏东风的辐合，即在（116.0°E、39.8°N）附近，而且对应局地降雨量达60 mm以上。另外在（116.6°E、40.5°N）处也存在一强降雨中心。整个雨带覆盖北京全市，全市降雨量都在5 mm以上。THS试验中（图11b），北京逐渐由东南风转为南风。北京西边，河北和山西交界处，存在一个较大范围内的强辐合中心，对应雨带出现在此低涡的前部，雨带较分散。北京地区（116.0°E、40.0°N）处出现了强降雨中心，雨量达60 mm以上，但范围较小。YS试验中（图11c），此时北京地区虽然处在偏南风与偏北风切变的辐合中心，但是由于南风分量较大，因此雨带出现在了低涡的东南方，强降雨出现在其北部，远离北京，北京地区降雨很小，几乎没有。THSYS试验中（图11d），北京处在其南侧低涡的前部，风向逐渐由东南风转为西南风。雨带呈东北—西南向覆盖了整个北京，与CTL实验较为相似，但是强降雨中心比控制实验位置偏西，范围偏小。同CTL实验相比，雨带整体雨量减小。

4 结论与讨论

本文对2012年7月21日北京大暴雨过程进行了地形作用诊断分析，研究地形对暴雨过程前后的热力、动力及水汽条件的影响，并进行了地形敏感性数值试验，探讨北京周围地形高度改变后对于此次暴雨过程的影响。初步得到的结论如下:

图11 2012年7月21日22时CTL试验与敏感性试验900 hPa风场及逐时降水分布

（1）高、低空形势场分析得出：暴雨发生前，贝湖低压稳定少动，“西太副高”西伸北进，印度低压发展，西南涡加强。这几个系统相互配合，使得从孟加拉湾来的西南暖湿空气和从东海来的东南暖湿空气与南下的干冷空气刚好交绥于北京上空，造成持续强降雨。

（2）暴雨发生前，中、低层强烈的正涡度中心和负散度中心配合很好，它们在东移过程中，促使低层气流辐合抬升，从而组织起了一个很好的垂直环流圈。此环流圈在山前上升、山腰处下沉，加强了迎风坡气流的上升运动，这将对暴雨的落区和强度产生影响。

（3）暴雨发生前，西伸北进的“西太副高”引导东南气流，西南低涡东移北上后引导西南气流，而且此西南气流绕过太行山南坡后与“西太副高”引导的东南气流合并，从而组成强大的偏南气流。对流层低层这两支水汽输送路径的共同作用，使得北京地区上空形成了较深厚的湿度层，从而在对流层低层积累了大量的不稳定能量，这将成为大暴雨发生的非常有利的水汽和能量条件。

（4）此次天气过程中位涡的垂直分布表明，对流层中低层的位涡是从高层传下来的，而且正位涡中心在东移过程中加强，对应在山前迎风坡出现了局地大暴雨，而当其减弱东移时，降雨随之减小。由此说明了位涡中心与暴雨落区具有良好的对应关系。

（5）地形敏感性试验表明：地形场改变（高度降低）以后，整体雨带的走向变化不大，但降雨量普遍都减小；大暴雨中心位置发生偏移，而且降水量在100 mm以上的暴雨分布及落点也有变化。即对于降水的总体走势来说，影响它的主要系统仍然是大尺度环流系统，但对于局地的大暴雨落区及降水强度，地形则有着十分重要的作用。此次暴雨过程中，两座山脉的影响略有不同，即太行山地形对于冷空气的影响较大，因此其决定降雨量的大小；而燕山山脉对于雨带走向及暴雨落区的影响更大一些。

[1]陶诗言.中国之暴雨[M].北京：科学出版社，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]毕宝贵，李泽椿，李晓莉，等.北京地区降水的特殊性及其预报方法[J].南京气象学院学报，2004，2（71）：79-89.

[5]廖菲，洪延超，郑国光.地形对降水影响研究概述[J].气象科技，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]丁一汇，蔡则怡，李吉顺.1975年8月上旬河南特大暴雨的研究[J].大气科学，1978，2（4）：276-290.

[11]孙继松.气流垂直分布对地形雨落区的影响[J].高原气象，2005，24（1）：62-69.

[12]郭金兰，刘凤辉，杜辉，等.一次地形作用产生的强降雨过程分析[J].气象，2004，30（7）：15-17.

[13]廖菲，胡亚敏，洪延超.地形动力作用对华北暴雨和云系影响的数值研究[J].高原气象，2009，28（1）：115-126.

[14]马玉芬，赵玲，赵勇.天山地形对新疆强降水天气影响的数值模拟研究[J].沙漠与绿洲气象，2012，6（5）：40-45.

[15]孙继松，杨波.地形雨与城市环流共同影响下的β中尺度暴雨[J].大气科学，2008，32（6）：1352-1364.

[16]冯瑶.东疆“7·17”暴雨分析及预报服务偏差总结[J].沙漠与绿洲气象，2010，4（3）：41-44.

[17]王荣梅，道然，屠月青.哈密地区“7·17”暴雨天气过程分析[J].沙漠与绿洲气象，2010，4（1）：36-40.

[18]郑祚芳，张秀丽.北京地区一次局地强降雨过程的数值分析[J].热带气象学报，2009，25（4）：442-448.

[19]李敏，苗春生，王坚红.一次江淮暴雨过程的数值模拟和诊断分析[J].南京信息工程大学学报，2011，3（6）：524-532.

[20]梁萍，何金海，陈隆勋，等.华北夏季强降水的水汽来源[J].高原气象，2007，26（3）：42-45.

[21]李国翠，李国平，陈小雷，等.一次西太平洋副热带高压进退过程中暴雨的GPS可降水量特征[J].大气科学学报，2011，34（4）：393-399.

[22]孙兴池，吴炜，周雪松，等.经向切边线暴雨落区分析[J].气象，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]赵玉春，李泽椿，肖子牛.准静止梅雨锋连续暴雨个例的位涡反演诊断[J].气象学报，2007，65（3）：353-371.

[25]高万泉，周伟灿，李玉斌.华北一次强对流暴雨的湿位涡诊断分析[J].气象与环境学报，2011，27（1）：1-6.

[26]丁一汇，蔡则怡，李吉顺.1975年8月上旬河南特大暴雨的研究[J].大气科学，1978，2（4）：276-290.

[27]侯瑞钦，景华，王从梅.太行山地形对一次华北暴雨过程影响的数值研究[J].气象科学，2009，29（5）：687-693.