两类不稳定条件下的西南涡发展及其暴雨触发机制

李嘉琪 , 陈 贝* , 高国路 , 李一凡

（1.四川省乐山市气象局，乐山 614000；2.中国气象局成都高原气象研究所/高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，成都 610072；3.河南省安阳市气象局，安阳 455000）

引言

西南涡是在青藏高原复杂地形与大气环流相互作用下，发生在我国西南地区（26°～33°N，100°～108°E）700 hPa 或850 hPa 等压面的中尺度气旋式闭合低压系统，其发生、发展及移动往往是造成四川盆地及长江中下游地区夏半年暴雨的重要原因之一[1]。近年来，关于西南涡暴雨已取得了一系列的研究进展，如西南涡各个发展阶段的结构[2-3]、西南涡的移动路径和降水特征[4]、西南涡演变特征及热动力机制的数值模拟[5]以及最新成果的相关综述[6]等。且西南涡暴雨的强度、频数和范围仅次于台风及其残余低压，由于其空间尺度小、非线性和不确定性强，一直是暴雨预报的重难点[7]，而位涡理论的出现为中尺度低涡系统的研究和预报提供了一种新的思路。

位涡早在20 世纪40 年代初由Ertel[8]和Rossby[9]先后提出，是一个综合体现大气运动性质、连续性质和热力性质的物理量。Bennetts[10]和Hoskins[11-12]从Boussinesq 方程组出发，导出了考虑水汽因素的湿位涡变化方程，并指出湿位涡在绝热无摩擦的条件下具有守恒的性质。吴国雄等[13]提出了倾斜涡度发展理论，论证了气旋性垂直涡度的激烈增长与大气的斜压性及风垂直切变的增长有密切关系，并且指出湿位涡是研究暴雨发生、发展的重要手段。寿绍文[14]对位涡和湿位涡理论的概念、思想、发展及应用作了介绍，指出无论是干、湿位涡或是更细致组成部分的分析，均有利于加深对暴雨等天气过程的理解。蒙伟光等[15]对发生在华南的一次典型暴雨个例进行诊断，得出湿位涡值随中尺度对流系统（Mesoscale Convective System，MCS）发展而增大，湿位涡值增大与等熵面下陷区有关。李国平等[16]研究发现西南涡暴雨的发展趋势与位涡变率的变化趋势基本一致，位涡变率的正负转换对预报大暴雨的形成和减弱有一定的指示意义。朱禾等[17]运用湿位涡理论解释了一次西南涡暴雨增强和消亡的原因。崔恒力等[18]对湿位涡结构和西南涡暴雨关系进行分析，指出湿斜压项对强降水有重要作用。

总之，湿位涡理论大多被用于诊断分析中尺度低涡暴雨[19]、台风暴雨[20]、锋面降水[21]等天气过程，而在西南涡暴雨方面的应用研究还相对偏少。四川地区在2018 年5 月21—22 日和2019 年7 月28—29 日发生了西南涡暴雨天气过程，这两次暴雨过程强度大且影响范围广，对当地的居民生命财产安全和生产建设造成重大影响，但二者热力、动力条件、降水性质均有显著差异，在西南涡影响下的暴雨过程中有一定的典型性。因此，本文针对这两次不同不稳定机制下的西南涡暴雨天气过程，应用湿位涡理论对西南涡发生发展过程以及暴雨触发机制进行诊断分析，以期为加深理解在不同环境场下西南涡暴雨的物理机制和提升四川地区西南涡暴雨预报水平提供科技支撑。

1 资料与方法

1.1 资料说明

研究资料包括地面自动站逐小时观测数据、静止卫星FY2G 的辐射产品—相当黑体温度（TBB）数据和欧洲中期天气预报中心ERA5 再分析数据。

1.2 诊断分析方法

1.21 湿位涡理论

在饱和湿空气且绝热无摩擦的情况下，湿位涡具有守恒性。当等 θe面与等熵面交角很小时，在 θe坐标中，湿位涡表达式为：

式（1）表明：在 θe坐标中，当气块从对流稳定度大的区域向小的区域移动时，或从等熵面密集区向散开区移动时，气旋性涡度将增长。

但实际情况中很难满足等 θe面与等熵面交角很小的条件，于是吴国雄等[13]进一步提出了适用于z坐标或者p坐标中的湿位涡，即在湿饱和大气中，可以认为 θe=θse。在绝热、无摩擦的饱和湿空气中，引入静力近似，湿位涡守恒方程式为：

式（2）包括湿位涡的垂直分量（湿正压项MPV1）和水平分量（湿斜压项MPV2），其表达式如下：

式（3）中MPV1 的值取决于惯性稳定度 (ζp+f)和对流稳定度（）的乘积，表示大气的湿正压性。式（4）中MPV2 与水平风的垂直切变和湿斜压项（-▽∂ θse）的贡献有关，表示大气的湿斜压性。

1.22 对流稳定度

对流稳定度是衡量未饱和的整层空气上升达到饱和后层结是否稳定的量度，可以用 ∂θse/∂p来表征。当∂θse/∂p＞0 时，大气为对流不稳 定；当∂θse/∂p＜0时，大气为对流稳定；当 ∂θse/∂p=0时，大气为中性。

1.23 惯性稳定度

惯性稳定度是衡量在地转平衡条件下气块离开初始位置能否返回原有平衡位置的量度。惯性稳定度可由绝对地转涡度判定[11-12]：当 (ζg+f)＞0，惯性稳定； (ζg+f)＜0 ，惯性不稳定；其中f是科氏参数，ζg是绝对地转涡度。

1.24 条件性对称不稳定

当大气处于弱的层结稳定状态时，空气块做垂直运动或者水平运动是对流稳定和惯性稳定的，但气块做倾斜上升运动时却是不稳定的，这一现象被称为条件性对称不稳定（CSI）[22]。Hoskins 等[12]提出：当MPV＞0时，大气是湿对称稳定的；当MPV＜0 时，大气是湿对称不稳定的。若一区域同时满足 ∂θse/∂p≤0（对流稳定或者大气呈中性层结）、 (ζg+f)＞0（惯性稳定）和MPV＜0，则判断该区域为条件性对称不稳定[23]。王晨曦等[22]研究表明，用湿位涡结合对流稳定度与惯性稳定度来诊断CSI，比用M- θe诊断更为准确。

2 天气过程概况和环流形势分析

2.1 降水实况

如 图1a 所 示，2018 年5 月21 日08 时—22 日08时（以下简称“过程一”），强降水范围稳定少动，主要集中在四川盆地西南部和南部，其中252 个站24 h 累计雨量超过100 mm，6 个降水量超过250 mm 站点主要分布在盆地西南部，最大24 h 雨量（336.6 mm）出现在乐山沐川芹菜坪，最大小时雨强（111.7 mm/h）出现在宜宾市南溪区长兴岫云。如图2a 所示，过程一中主要降水时段为21 日21 时—22 日05 时，强降水出现时段和区域均较为集中，暴雨区域位于西南低涡中心左侧附近，随着西南涡东移，降水结束。如图1b所示，2019 年7 月28 日20 时—29 日20 时（以下简称“过程二”），雨带呈东北-西南走向，强降水主要集中在盆地自西南向西北一线，其中有175 个站24 h 累计雨量超过100 mm，最大小时雨强（109.2 mm/h）出现在仁寿钟祥针鼓。如图2b 所示，过程二中强降水出现时段和区域较过程一分散，暴雨区域与西南低涡中心对应较好，随着中尺度低涡环流消亡，降水也趋于结束；过程二可分为28 日20 时—29 日05 时和29 日11—15 时共两个阶段，其中第一阶段与西南涡强烈发展联系紧密，是过程二的分析重点。

图1 2018 年5 月21 日08 时—22 日08 时（a）和2019 年7 月28 日20 时—29 日20 时（b）累计降水量（填色，单位：mm）空间分布（D1、D2、D3 均表示低涡，a 中依次对应21 日20 时、22 日02 时和08 时，b 中依次对应28 日21 时、29 日02 时和08 时）

图2 2018 年5 月21 日（a）和2019 年7 月28 日（b）暴雨中心站点降水量逐时演变

2.2 环流形势

两次过程中虽然大尺度环流形势不同，但中低层均有中尺度涡旋生成，促使对流加强和分散对流云团逐渐组织化，进而形成结构密实的MCS，最终导致盆地暴雨天气发生。过程一中，500 hPa 为典型的“东高西低”环流形势，西风槽引导冷空气南下与东南气流交汇；21 日08 时（图略）在四川盆地-华中-华北东部形成一条冷锋，使得大气斜压性增强，中低层在盆地西南部-甘陕交界-华北南部存在明显的切变线；22 日00 时（图3a）在切变线尾部生成完整的中尺度涡旋—西南低涡；整个过程属于冷空气影响下的锋面降水。过程二中，28 日08 时（图略）500 hPa 西太平洋上的热带扰动显著增强，西太平洋副热带高压西伸至四川盆地，其外围东南气流携带暖湿气流向暴雨区输送充沛水汽，青藏高压发展也异常强大，四川盆地位于两高之间的低压带，同时700 hPa 为一致的偏南气流；28日21 时（图略）850 hPa 开始有西南涡生成，其附近有“人”字形切变线存在；29 日02 时（图3b）高原低涡生成与西南涡发生垂直耦合，两涡共同作用配合高温、高湿、高能的有利环境条件，使得降水效率进一步提高；整个过程没有明显冷平流影响，属于暖区暴雨。

图3 对流发展旺盛期500 hPa 位势高度（等值线，单位：dagpm）、850 hPa 风场（风向杆≥10 m/s）和涡度（填色，单位：10-5 s-1）空间分布（a.2018 年5 月22 日00 时，b.2019 年7 月29 日02 时）

3 基于湿位涡的对流系统维持机理分析

3.1 MCS 活动特征

本节通过分析两次暴雨过程850 hPa 风场和云图资料，发现两次过程均是多个中小尺度对流云团发展加强，在中尺度涡旋影响下组织化，合并形成MCS，导致盆地暴雨天气发生。

对比分析可知，过程一发生在春季，由副热带高压外围东南气流和西来冷空气相互作用，从四川盆地-华北东部形成一条宽广的斜压带状云系，在锋面系统辐合抬升的有利大尺度形势下，中低层在盆地上空出现西南涡，触发MCS 生成，MCS 是冷暖空气交汇的结果，生成于暖空气，消亡于冷空气，属于锋面对流系统。21 日20 时（图4a），区域气旋式流场加强，分散对流云团逐渐组织化，最终形成结构密实的MCS，其中乐山地区出现分散的≤-63 ℃冷云，小时降水量可达77 mm/h（乐山沐川）。21 日23 时—22 日02 时（图4c～e）是MCS 发展成熟阶段，结构密实的MCS 与西南低涡耦合，在盆地南部稳定少动，其冷云中心强度可达-84 ℃，最大降水发生在此处，小时降水量最大值为111.7 mm/h（宜宾市南溪区）。22 日07 时（图4f），四川盆地处于高空槽后，携带冷平流的偏北风控制整个盆地，东南气流东退，西南涡东移，MCS 随之东移，云团结构逐渐松散直至低于MCS 标准，暴雨过程结束。

图4 2018 年5 月21—22 日中尺度对流云团TBB（填色，单位：℃）及850 hPa 风场（风向杆＞8 m/s）空间分布（a.21 日20 时，b.21 日21 时，c.21 日23 时，d.22 日00 时，e.22 日02 时，f.22 日07 时）

过程二发生在夏季，热力不稳定能量高，对流区域无明显偏北气流影响，斜压性弱，主要受暖湿的偏南气流影响，高原低涡和西南涡垂直耦合，垂直运动剧烈发展，造成对流不稳定增强，触发MCS 生成，属于暖区对流系统。28 日15 时（图5a）盆地中部、南部发展出现两个椭圆状的β 中尺度对流云团，盆地有分散强降水，中低层均受南风气流控制，暖湿气流增强，云团不断增强扩大合并。28 日18 时（图5b），对流云团合并形成结构密实的MCS，小时降水量大于80 mm/h的区域主要集中在雅安、乐山附近。28 日21 时（图5c）偏东南风加强为急流，西南涡开始生成。29 日00—05 时，500 hPa 上有高原涡开始生成（图略），西南涡和高原涡耦合使得气旋式流场加强（图5d、e），对流发展使得MCS 扩大，低于-83 ℃强度中心从盆地西南部逐渐向东北方向移动，雅安、乐山、眉山、成都、绵阳、广元等地依次出现小时降水量大于70 mm/h 的强降水。直至29 日08 时（图5f），850 hPa 中尺度涡旋结构消失，MCS 面积增大而结构逐渐松散，降水随之减弱。

综上可知，两次过程中的MCS 在性质上有很大不同，过程一MCS 为锋面云团，过程二MCS 为暖性云团，但两次过程中西南涡发展、强降水发生时间及落区与中尺度对流系统TBB 低值区的移动有很好的对应关系。

3.2 对流系统不稳定机制

图6a～c 为过程一在不同时次沿105°E 湿位涡、相对涡度、垂直速度和对流稳定度的纬度-高度剖面，分别对应对流初始、强盛和消亡阶段。对流开始前，在不稳定区域由高空向地面出现-1 ＜∂θse/∂p＜0的带状弱稳定层结，说明有携带冷平流的偏北风侵入盆地，并与MPV 的负值中心重叠。结合1.2 节中条件性对称不稳定的定义和诊断方法，若一个区域同时满足 ∂θse/∂p≤0（对流稳定或者大气呈中性层结）、(ζg+f)＞0（惯性稳定）和湿位涡MPV＜0，则该区域满足CSI 条件，可以判定此时降水区域上空已出现弱的条件性对称不稳定层结。22 日00 时， ∂θse/∂p的负值持续增强，直至低于-4 ×10-4K·Pa-1，稳定度的负值中心和MPV 负值中心几乎重叠，并且向北有明显倾斜；在对流层中低层，对流不稳定度呈中性（ ∂θse/∂p=0），等值线几乎垂直，表明在北侧冷空气与南侧暖空气交汇时对流稳定度减小；根据1.21 节湿位涡公式，当对流稳定度迅速减小时，气旋性涡度将增大，有利于西南涡发展（图5b）。22 日06 时，稳定层结范围进一步扩大，MPV 转为正值，条件性对称不稳定层结被破坏，降水逐渐结束。可见，条件性对称不稳定是本次暴雨和MCS 得到发展的重要机制之一，冷暖空气交汇时对流稳定度迅速减小，促使西南涡发展。

图6d～f 为过程二在不同时次沿105°E 湿位涡、相对涡度、垂直速度和对流稳定度的纬度-高度剖面，同样分别对应对流初始、强盛和消亡阶段。暴雨初期（图6d），500 hPa 以下MPV＜0 且 ∂θse/∂p＞0，大气处于对流不稳定状态，随后东南气流加强，中低层中尺度涡旋出现，与高原低涡耦合，垂直运动剧烈发展，触发对流有效位能释放，强降水发生。29 日02 时（图6e），强降水的发生造成低层 θse减小，低层出现中性层结和弱的稳定层结，中层仍为不稳定层结，MPV 表现为“下正上负”的偶极子结构，这种对流不稳定的垂直配置导致垂直涡度加强，西南涡得以发展，在850 hPa和250 hPa 附近分别出现两个上升运动中心，最大速度介于-6～-4 Pa·s-1。29 日06 时以后正涡度仍然存在，但垂直上升运动消失，降水趋于结束（图6f）。可见，对流不稳定机制是此次暴雨和MCS 发展的背景条件，MPV“下正上负”的偶极子结构促使西南涡发展，西南涡和高原涡耦合造成强的垂直上升运动是对流触发的重要原因之一。

3.3 对流系统动力、热力机理对比

通过上文分析得出，过程一的对流运动是以条件性对称不稳定机制为主导的倾斜上升运动，过程二是以对流不稳定机制为主导的垂直上升运动。根据吴国雄等[13]提出的“倾斜涡度发展理论”，涡旋的发展除了与对流稳定度有关，还与水平风的垂直切变以及湿斜压性有关。本节将对湿位涡正压分量和斜压分量进行诊断分析，讨论两个过程中对流系统的动力、热力机理。为避免单个站点的偶然性，过程一对强对流区域（28.5°～30.5°N、103.5°～105.5°E）作区域平均，过程二对强对流区域（29°～31°N、104°～106°E）作区域平均。

图7a、c 给出了过程一强对流区域平均MPV1、MPV2 的时间-高度剖面。在暴雨开始前，MPV1、MPV2均为0。随着携带高位涡的偏北急流侵入，700 hPa 以下MPV1 为正值且随时间增加，说明大气对流稳定性增强（ ∂θse/∂p＜0）；MPV2 为负值且随时间增加，根据1.21 节公式（4），MPV2 与水平风的垂直切变和θse的水平梯度（湿斜压性）有关。结合风场的垂直剖面（图8a），分析θse水平分布（图7b、d）可知：对流区呈明显的倾斜上升运动，虽然 ∂v/∂p项较小，但偏北风急流较强，仍可导致水平风的垂直切变较强；等θse线梯度大，湿斜压性强，且强降水出现在等值线密集区。可见，MPV2 的增长有两方面原因：一是水平风的垂直切变，即偏北风急流较强；二是等熵面倾斜，即大气斜压性增加。|MPV2|＞|MPV1|说明MPV 的变化主要来自MPV2 的负值贡献，即在条件性对称不稳定状态下，水平风垂直切变和湿斜压度的加强是西南涡和MCS 发展的主要机制。总之，此类强降水主要发生在MPV1、MPV2 等值线梯度较大的区域，即降水落区与锋区对应较好。

如图9a 所示，过程二强对流区域平均的MPV1在500 hPa 以下大多为负值，大气为对流不稳定；在29 日00—06 时，850～925 hPa 低层出现弱正值，反映了该时段MCS 的成熟和强降水的产生；此时，低层释放了不稳定能量，导致对流不稳定度减小，MPV1 正负区偶极子的垂直结构与涡度的大值中心吻合，说明MPV1 正负区偶极子的垂直分布有利于低层低涡系统发展。如图9c 所示，与过程一相比，过程二MPV2强度更小，负值区发展得更高，可达400 hPa。如图9b、d所示，盆地内乐山附近存在一个 θse大值中心，达370 K，且 θse、MPV1 和MPV2 等值线均分布稀疏，进一步印证了过程二属于高能高湿的暖区暴雨，斜压性较弱。从风场的垂直剖面（图8b）来看，在暴雨附近105°E 上空存在强劲的垂直上升速度柱，贯穿整个对流层，触发对流不稳定能量释放，导致对流加强。可见，在对流不稳定机制下，垂直上升速度加强并维持是触发对流的主要原因，深厚的垂直上升运动与低空急流造成的水平风垂直切变促使涡旋发展是暴雨触发的主要强迫机制。总之，此类强降水落区主要位于MPV1 正负交界处和MPV2 大值中心的西北部。

图9 同图7，但为过程二（c、d.2019 年7 月29 日02 时）

为了进一步说明在两类不稳定层结下，湿位涡正压、斜压分量与降水强度、西南涡发生发展的对应关系，图10 分别给出两次过程850 hPa 区域平均的湿位涡及其分量、相对涡度和降水强度的时间演变。如图10a 所示，过程一MPV1 正异常值的出现和MPV2负值的增长均反映出条件性对称不稳定增强，为暴雨发生提供了主要的不稳定条件背景；其中，MPV2 峰值与相对涡度、降水强度峰值均有所对应，MPV1 与西南涡发展、降水强度呈正相关，MPV2 与其呈负相关。如图10b 所示，从对流系统形成开始，过程二MPV1、MPV2 均为负值且迅速增加，反映出大气对流不稳定加强，相对涡度正值增加，西南涡快速发展；MPV2 达到峰值时，相对涡度和降水强度达到最强，MPV1 峰值出现在降水达到最强后的3～4 h，即最大降水强度不出现在对流最不稳定的时刻；MPV1、MPV2 均与西南涡发展和降水强度呈负相关。可见，两类不稳定层结下MPV2 与西南涡发展和降水强度增大均有良好的对应关系；而MPV1 对降水的指示性较差，但能很好地反映大气不稳定性，可作为暴雨潜势预报指标。

图10 850 hPa 强降水区域平均的湿位涡（紫色虚线表示MPV，蓝色实表示MPV1，红色虚线表示MPV2，单位：10-6 m2·K·s-1·kg-1）、涡度（黑色实线，单位：10-5 s-1）和降水强度（柱状，单位：mm/h）时间演变（a.过程一，b.过程二）

4 结论

本文选取地面自动站逐时观测数据、欧洲中心ERA5 再分析资料和FY-2G 卫星亮温数据，对四川盆地的两类不稳定条件下西南涡暴雨的触发机制以及低涡的发展演变进行湿位涡诊断分析，得到以下主要结论：

（1）两次暴雨过程均与长生命史的中尺度对流云团的维持相关。过程一是典型“东高西低”环流形势，有冷空气影响，MCS 属于锋面云团，对流系统在冷暖空气交汇区维持加强；过程二是副高控制的暖区暴雨，斜压性弱，MCS 为暖性云团，对流系统在中低层增暖增湿的环境下发展。两次过程中的西南涡发生发展、强降水发生时间和落区均与中尺度对流系统TBB 低值区的出现和移动有较好的对应关系。

（2）过程一中，MPV＜0 且∂θse/∂p＜0，暴雨和MCS形成的是条件性对称不稳定；在湿等熵面倾斜处，冷暖空气交汇时对流稳定度迅速减小，中低层气旋性涡度增强，有利于对流形成；|MPV2|＞|MPV1|说明 MPV2对西南涡和MCS 发展和维持起主要作用，即湿斜压性加强和低空急流造成水平风的垂直切变增大是暴雨和西南涡发展的主要机制。过程二中，MPV＜0 且∂θse/∂p＞0，大气以对流不稳定机制为主导，垂直上升速度加强并维持是触发对流的主要原因；由于斜压性弱，偏南低空急流和强的垂直上升运动造成的水平风垂直切变对西南涡和MCS 的发展有较大贡献。

（3）湿位涡演变与降水强度和中低层的涡旋演变有良好的对应关系，湿位涡及其分量绝对值的迅速增长，总能提前于降水的发生，对降水有一定指示意义。过程一MPV1 正异常值的出现和MPV2 负值的增长，反映出条件性对称不稳定增强，提供了暴雨发生的不稳定条件背景， 在此不稳定条件下MPV1 与西南涡发展和降水强度呈正相关，MPV2 与其呈负相关。过程二MPV1 负值的增加，反映出大气对流不稳定加强，在此不稳定条件下MPV1、MPV2 与西南涡发展和降水强度呈负相关。在两类不稳定层结下，MPV2 负值增长与西南涡发展和降水强度增大有良好的对应关系； MPV1 对降水的指示性较差，但能很好地反映大气不稳定性，可应用于暴雨潜势预报。