广西一次大暴雨过程的不稳定性分析

蓝柳茹 , 刘国忠 , 李亚琴 , 苏小玲

（1.广西柳州市气象局，柳州 545001；2.广西壮族自治区气象台，南宁 530022）

引言

广西地处云贵高原东南边缘，受亚热带季风气候影响，水汽和热量充沛，经常出现暴雨天气，是华南中尺度暴雨活动最频繁的地区之一，其特殊复杂的地形、地貌又使得暴雨常常诱发严重的山体滑坡、泥石流等次生灾害，造成重大人员伤亡和财产损失[1]。近年来，在全球气候变暖背景下，广西暴雨灾害有加重的趋势，防灾减灾形势愈发严峻。因此，暴雨机理以及预报技术的研究对于广西天气预报和气象服务有重大意义。

暴雨的发生发展需要有利的动力、热力不稳定等条件。热力不稳定又称为静力不稳定、层结不稳定、位势不稳定或者对流不稳定；动力不稳定又称为切变不稳定，包括惯性不稳定、对称不稳定以及条件性对称不稳定等[2]。热力不稳定的形成与大气温度、湿度的垂直廓线分布有关，动力不稳定则与大气密度不连续性、水平风切变和垂直风切变有关。早在20 世纪70 年代末，Benetts 等[3]就发现锋面附近的中尺度带状降水往往与条件对称不稳定相互联系。此后，Xu[4]又研究提出了两种雨带形成机制：一是“逆尺度发展型”，首先小尺度的湿重力不稳定发展起来，随后对称不稳定能量在环境呈重力稳定时释放产生中尺度云带，这种类型的对流最有可能在锋区外产生；二是“降尺度发展型”，锋区内上升运动在湿对称不稳定环境中形成云，进而出现凝结潜热，凝结潜热使中层对流层不稳定，促使重力对流产生，最后湿重力不稳定能量的释放导致云带形成。实际大气中对流不稳定与对称不稳定经常同时出现，这一现象被称为非线性对流对称不稳定[5]。吴国雄等[6-8]将湿位涡作为判据，对条件对称不稳定问题进行了诊断，并证明饱和湿空气的湿位涡在绝热无摩擦的情况下守恒，此后又进一步提出了倾斜涡度发展理论，即当湿位涡守恒时，湿等熵面的倾斜以及水平风的垂直切变和湿斜压性的增大，可引起垂直涡度的显著发展。

近年来，国内多位学者通过分析暴雨过程中湿位涡的演变特征，以探究热力、动力、水汽条件与降水之间的关系，进而揭示暴雨发生发展的物理机制[9-13]。目前，广西暴雨的研究大多针对典型个例，以分析暴雨发生的环流配置以及一般的水汽、动力物理量为主[14-18]，湿位涡理论也主要用于台风暴雨的诊断分析[19-21]，而从湿位涡角度对非台风暴雨中动力、热力不稳定的演变特征进行精细化的分析仍较为少见。2020 年7 月19—20 日广西发生的一次大暴雨过程，造成的直接经济损失共计122.33 万元，农作物受灾537.1 hm2，多处路段边坡塌方、路面被淹。数值模式和主观预报均在此次暴雨落区上出现一定偏差，漏报了桂北和桂中的强降雨过程。为此，本文采用常规地面、高空观测资料和ERA5 逐时再分析资料（空间分辨率为0.25°×0.25°），对此次暴雨过程的主要影响系统和不稳定性演变特征进行诊断分析，揭示不稳定条件的变化及其对强降雨的影响，为进一步加深对广西暴雨的科学认识和提高暴雨预报准确率提供参考依据。

1 天气实况

2020 年7 月19—20 日广西出现一次暴雨、局部大暴雨天气。如图1a 所示，强降雨第1 时段为18 日20 时—19 日08 时（北京时，下同），暴雨区位于桂北且分散，降雨中心（100.4 mm）位于三江县的沙宜站，最大雨强（54.8 mm）也出现在该站（19 日05 时）。如图1c 所示，强降雨第2 时段为19 日20 时—20 日08 时，强降雨位于桂中，暴雨范围广，呈东北—西南走向，61 个站雨量大于100 mm，雨量最大值（217.6 mm）出现在马山县古零站，最大雨强（119.9 mm）在大化县古乔站（19 日22 时）。

图1 2020 年7 月（a）18 日20 时—19 日08 时、（b）19 日08—20 时、（c）19 日20 时—20 日08 时广西累计降雨量空间分布（单位：mm）

降雨首先在18 日傍晚从黔东南发展并向桂北移动，19 日00—05 时桂东北持续出现了大于50 mm 的雨强。19 日白天，贵州南部的降雨逐渐向东南方向移动，进而影响桂北，但雨势偏弱；自20 时起，降雨移动到桂中并再次发展，19 日20 时—20 日05 时桂中持续出现大于50 mm 的雨强。从降雨中心逐时雨量（图2）来看，桂东北的三江沙宜站降雨在18 日03 时开始出现阵雨，随后在05 时突发性达到峰值（50.3 mm），此后迅速减弱；桂中的马山古灵站降雨从20 日00 时开始逐渐增强，峰值（95 mm）出现在20 日03 时，短时强降雨持续4 h。

图2 2020 年7 月18 日20 时—20 日08 时三江沙宜、马山古灵站逐时雨量（单位：mm）

上述分析表明，两个强降雨时段的降雨时空分布特征有明显差异。强降雨第1 时段，桂北强降雨区不连续，暴雨点较分散，短时强降水持续时间短，但雨强大，具有突发性和局地性；强降雨第2 时段，桂中降雨范围广，呈东北-西南向的连续带状分布，暴雨落区集中，强降水持续时间较长且雨强更大。那么，此次暴雨的环流背景和影响系统是什么？两个强降雨时段的不稳定性有何差异？下文将逐一进行分析。

2 环流形势与影响系统

高空形势是天气过程的大背景条件，有利的高空环流形势配合中低层和地面影响系统常会导致剧烈的天气变化。

7 月18 日20 时（图3a），500 hPa 欧亚中高纬为两脊一槽，槽区位于贝加尔湖以西并向南延伸到华北，桂西北有高原短波槽东移；西太副高呈带状控制广西中东部，阿拉伯海副高盘踞在中南半岛，致使广西中层较干；华北槽后的冷空气扩散南下，与西太副高西北侧的西南气流在贵州北部至淮河下游形成切变线，并伴有低涡发展；广西地区700～925 hPa 为西南急流（16 m/s），西南暖低压在贵州与重庆交界，桂西北有东北-西南向的地面辐合线。19 日02 时（图略），华北槽加深东移，低涡随之发展，西南急流加强北推，桂林探空站850 hPa 风速加强到20 m/s，切变线东段北抬而西段缓慢南压，同时高原槽快速东移，西太副高东撤并南落。19 日08 时（图3b），高原槽移至湘西，地面冷锋南移至贵州南部。可见，在强降雨第1 时段，桂北受高原短波槽影响，西南急流从孟加拉湾输送充足水汽，低层暖湿条件加强，配合850 hPa 急流左侧的气旋式切变与超低空急流头部的动力辐合作用，地面辐合线触发了强降雨并随高空槽快速东移，降雨发生在距离地面冷锋200 km 以外，属于暖区暴雨。

图3 2020 年7 月（a）18 日20 时、（b）19 日08 时、（c）19 日20 时天气系统配置和（d）地面冷锋演变

19 日白天，高原槽移出广西，西南急流的消失使得冷锋快速南下，此外冷锋下山及下垫面的热力作用导致冷空气增暖变性，因此雨势不强。在19 日20 时（图3c），南亚高压东北侧的高空分流区正位于桂中，高原槽在桂西北重建，稳定少动的副高呈方块状控制桂东，利于延长槽前的降雨时间；850 hPa 切变线南压至黔桂交界，925 hPa 切变线与地面冷锋南压至桂中北，其南侧有南风与东南风气流的辐合并从南海带来水汽；低层辐合抬升与高空辐散抽吸在此耦合，对大尺度的垂直上升运动十分有利。如图3d 所示，逐渐增强的低层南风也使冷锋在19 日20—23 时南压缓慢， 20 日00—05 时925 hPa 偏南急流（16 m/s）从桂西南逐渐向桂中延伸，冷锋呈准静止状态并伴有地形性中尺度涡旋，边界层浅薄冷空气触发对流，在锋面附近形成了准东北—西南向带状对流并稳定少动，造成强降雨在桂中长时间维持。20 日08 时（图略），925 hPa切变线北抬到黔桂交界，边界层锋区减弱，降雨结束。可见，强降雨第2 时段为边界层锋区（浅薄冷空气）引起的锋面降雨，锋区坡度较小，但宽度大，主雨带位于925 hPa 切变线与地面锋线间。

3 大气环境场

分别选取各时段的降雨中心（三江沙宜和马山古灵）所在纬度作风场和相对涡度的垂直剖面（图4）。在第1 时段，降雨开始前，沙宜站的中高层气流平直，低层西南急流较弱， 800 hPa 有浅薄的正涡度（图4a）；强降雨开始时（图4b），108°E 附近有强大的高原槽，沙宜站处于槽前正涡度平流区，同时在该站及其东侧800 hPa 以下西南急流增强到20 m/s，在急流轴西侧有风场的气旋式切变，对应沙宜站上方涡度在700～850 hPa 达到最强，中心为6×10-5s-1，降雨也在19日04—05 时达峰值；此后，400 hPa 上有前倾的弱槽东移影响该站，对应高层涡度随高度向上表现为向东倾斜，但由于低层急流减弱，该站正涡度区厚度缩减，强度也减小到2×10-5s-1（图4c），雨强逐渐减弱；19 日09 时（图4d），沙宜站在400 hPa 以上为槽后西北气流，850 hPa 附近涡度的强度和厚度进一步减小，降雨趋于结束。可见，850 hPa 西南急流发展导致涡度的增强与强降雨第1 时段有密切联系。

图4 2020 年7 月18 日20 时（a）、19 日04 时（b）、06 时（c）、09 时（d） 沿25.86°N 的风场（风向杆，单位：m/s）和相对涡度（填色，单位：10-5 s-1）)的经度-高度剖面（实心三角形表示三江沙宜站）

在第2 时段，降雨开始前（图5a），300～500 hPa 有强大的正涡度位于106°～107°E，随后快速东扩；结合风场可看到，20 日00 时（图5b）300 hPa 附近深厚的高空槽逼近古灵站，同时引导地面偏北气流东移至该站，槽前正涡度平流比沙宜站更强，925 hPa 附近的涡度也增强到12×10-5s-1，强降雨开始发生；20 日02 时（图5c），高空槽稳定少动，古灵站以西的中高层仍为深厚的正涡度区，强度增加到16×10-5s-1，边界层的偏南气流也增强西扩，该站及其邻近的西侧区域925 hPa涡度增大到14×10-5s-1，强降雨持续并在02—03 时达到峰值，此时地面为偏北气流，说明此时段的降雨位于锋后；此后，高空槽强度减弱， 925 hPa 正涡度中心西移，地面转偏南气流，古灵站降雨减弱（图5d）。可见，高空槽的稳定少动及加强和925 hPa附近的涡度增大对强降雨第2 时段十分重要。

进一步对比各时段出现最大雨强时的垂直速度和假相当位温（θse）的垂直分布。在第1 时段，最大雨强于19 日04—05 时出现在三江沙宜站。如图6a 所示，短时强降雨发生时，28°N 以北有θse密集带，锋生明显，强锋面触发和低层切变辐合造成强烈的系统性上升运动，此时沙宜站在400 hPa 以下为西南气流，低层急流强盛， 350 hPa 以下为准垂直分布的上升区。在第2 时段，20 日00 时前的最大雨强于19 日21—22 时出现在大化古乔站（23.64°N，107.78°E）。如图6b所示，强降雨发生时，边界层有弱冷空气刚好侵入，进而抬升暖湿空气，地面锋线上方出现深厚的垂直上升区，最大中心在350 hPa 附近，达-1.2 Pa·s-1。20 日00 时后的最大雨强于20 日02—03 时出现在马山古灵站。从等θse线分布（图6c）可见，桂中（23°～24°N）近地层干冷空气呈楔形侵入，其前缘位于古灵站以南，表明该站位于锋后，925 hPa 的偏南气流加强到12 m/s，锋前边界层自地面向高空呈现出向北倾斜的舌状θse高值区，上升区也向冷区倾斜，弱下沉区在该站的北侧冷区，强的垂直上升区位于400 hPa以上，中心达-0.8 Pa·s-1，该时段的降雨量达95 mm，并在锋线北侧形成西南—东北向的强降雨带（图略）。

综上可知：强降雨第1 时段为西南急流中的暖区降雨，上升运动呈垂直分布；强降雨第2 时段为浅薄冷空气造成的锋面降雨，动力条件更好；强降雨第2时段前期地面锋线附近为深厚的垂直上升运动区，强降雨位于锋线附近；而后期地面锋线变为准静止，低层的上升运动向冷区倾斜，强降雨位于锋后。可见，强降雨第2 时段后期低层的垂直上升机制与前期有所不同，下文将重点分析此过程的热动力不稳定机制，探究不同时段影响暴雨发生发展以及造成垂直运动差异的可能原因。

4 不稳定性条件及形成原因

湿位涡（MPV）是一个既表征大气动力、热力属性，也包含水汽作用的综合物理量，可用于诊断惯性不稳定、对流不稳定以及条件对称不稳定。本节对该过程的湿位涡进行详细分析，揭示不稳定条件的变化及其对降雨的影响。

假定垂直速度的水平变化比水平速度的垂直切变小得多，p坐标系中的湿位涡方程[22]可表示为：

正压分量（MPV1）和斜压分量（MPV2）可表示为：

式中：MPV单位为PVU，1PVU=10-6K·m2·s-1·kg-1，θse为假相当位温，ζ为相对涡度，ζa为气块的绝对涡度，负值MPV表示大气中有不稳定发生发展；MPV1 为湿位涡的正压分量，表示惯性稳定性和对流稳定性的作用，取决于绝对涡度垂直分量和θse垂直梯度的乘积，在北半球大气中绝对涡度一般为正值，故当大气为对流不稳定，即∂θse/∂p＞0 时，则MPV1＜0；MPV2 为湿位涡的斜压分量，表示湿斜压性和水平风垂直切变的作用，当MPV2＜0 时，大气为对称不稳定状态，反之稳定。可见，当MPV1＞0、MPV2＜0 且|MPV2|＞|MPV1|时，大气在大尺度上处于层结对流稳定状态，但在中尺度上发展出斜升气流，存在对称不稳定能量，有利于气旋性涡度发展和暴雨发生。

图7 为强降雨第1 时段沙宜站MPV 及其分量的演变特征。如图7a 所示，整个过程主要的对流不稳定层结始终在600～850 hPa。降雨发生前，低空西南急流强盛（图4），700 hPa 以下有明显的暖平流输送到26°N（图8a），850～925 hPa 的强度达到20×10-5K·s-1，沙宜站的湿层也增厚到700 hPa（图8b），表明低层增温增湿显著，同时400～600 hPa 有干冷平流卷入，进一步加剧了对流不稳定度，对应850 hPa 附近的负值MPV1也明显增大到-0.7 PVU，说明降水前对流不稳定能量积聚。19 日04—05 时强降雨发生，对流不稳定能量的释放使850 hPa 附近的负值MPV1 略减弱到-0.7 PVU，05 时后降雨逐渐减弱，850 hPa 附近的负值MPV1 又有所增强，这表明强降雨时对流不稳定能量缓慢释放并维持，降雨减弱时又重聚，这是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的结果。降雨过程中600～925 hPa 的MPV2 基本为正值（图7b），而MPV 的分布（图7c）与MPV1 相似，表明MPV 负值主要由热力不稳定（MPV1 负值）造成，即降水主要发生在低层的对流不稳定区。此外，在400～600 hPa MPV1＜0、MPV2＞0 且|MPV2|＞|MPV1|，即MPV 负值主要由动力不稳定（MPV2 负值）造成，表明中层存在对称不稳定，这主要是600 hPa 附近存在西南气流而上层为西北气流造成的水平风垂直切变较大所导致的（图4b），但负值MPV 较弱，同时中高层较干（图8b）。Moore and Lambert[23]研究指出对称不稳定发生在大气近乎饱和的状态，因此中层这种弱的对称不稳定对强降雨作用较小。

图7 2020 年7 月18 日20 时—19 日08 时三江沙宜站MPV1（a）、MPV2（b）和MPV（c）的时间-高度剖面（单位：PVU）

图8 （a）2020 年7 月19 日04 时沿109.72°E 的水平温度平流（填色，单位：10-5 K·s-1）、经向环流（流线）的纬度-高度剖面（实心三角形表示三江沙宜站），（b）2020 年7 月18 日20 时—19 日08 时三江沙宜站相对湿度（等值线，单位：%）和水汽通量散度（填色，单位：10-7 g·cm-2· hPa-1·s-1）的时间-高度剖面

从强降雨第2 时段古灵站MPV 及其分量的演变（图9）来看， 强大的MPV1 负值区在20 日00 时以前位于600～850 hPa 和925 hPa 以下（图9a）且随时间逐渐增强，最大值达0.8 PVU。可见，马山古灵站降水开始前，对流层中层以下为较强的对流不稳定，是对流不稳定能量累积的过程，一旦有近地层浅薄冷空气嵌入暖湿空气，则会触发对流不稳定能量释放，在锋区形成深厚的垂直运动发展，这是前期古乔大化站强降雨（19 日21—22 时）和马山古灵站降雨刚开始时（20日00—01 时）都表现出的垂直对流特征（图10a、b）。结合图9c 来看，前期MPV 分布与MPV1 相似，表明对流不稳定是前期降水的主要影响因子；20 日00 时后，随着降水的发生发展，850 hPa 层结演变为中性，其上的MPV1 负值区强度也逐渐减弱收缩， 925 hPa附近的正值MPV1 增大，反映出对流不稳定能量逐渐释放，气层趋于对流稳定。

图9 2020 年7 月19 日20 时—20 日08 时马山古灵站MPV1（a）、MPV2（b）和MPV（c）的时间-高度剖面（单位：PVU）

值得关注的是，如图10c、d 所示，自20 日01 时起，低层偏南气流的增强导致向北输送的暖湿气流加大，并叠加在浅薄冷空气之上，同时“冷空气楔”稳定少动促使暖湿气流长时间爬升，垂直风切变加大，发展出斜升气流，使得斜压不稳定性增强，绝对值大于0.2 PVU 的MPV2 负值区扩展到700 hPa（图9b），甚至在925 hPa 附近出现了MPV2＜0、MPV1＞0 且|MPV2|＞|MPV1|的区域，因此后期边界层MPV＜0（图9c）是由动力不稳定（MPV2）造成的，即在静止锋后的边界层存在条件对称不稳定，而斜压不稳定的增强又会加强垂直风切变，从而有利于中尺度对称不稳定能量的存储，锋面次级环流触发不稳定能量释放，对后期强降雨起增幅和维持作用。此外，根据倾斜涡度发展理论，在湿位涡守恒的制约下，等熵面的倾斜以及水平风垂直切变的加强，可导致垂直涡度的显著发展，这也是马山古灵站强降雨期间边界层涡度加强（图6）的主要原因。

从900 hPa 的MPV 及其分量的水平分布演变可进一步清晰地了解到强降雨第2 时段不稳定性的变化特征。19 日22 时，广西中北部MPV1 大多为正值（图11a），负值MPV2 强度较MPV1 偏弱，中心位于桂中，仅为-0.8 PVU（图11b），因此MPV 仍以正值为主（图11c）。20 日02 时，桂中MPV2 负值区扩展并呈东北-西南向的带状分布（图11e），强度显著增大，最大值为-2.0 PVU，虽然此时MPV1 仍为正值（图11d），但MPV 受MPV2 影响转为负值（图11f），表明对称不稳定在后期产生并发展，且MPV＜0 的主要贡献来源于斜压项。此外，结合图1c 可知，对称不稳定区域与强降雨第2 时段“东北-西南向”雨带分布对应较好，说明带状雨带在对称不稳定区中生成并发展。因此，广西夏季的锋面暴雨也存在类似“向上尺度”的雨带形成机制，可用于解释强降雨第2 时段锋后带状雨带形成以及后期强降水持续的原因，即首先出现的是由小尺度湿对流不稳定发展形成的对流单体，随后对流触发，湿对流不稳定能量释放，在对称不稳定的作用下形成中尺度有组织化的雨带。

图11 2020 年7 月19 日22 时（a～c）和20 日02 时（d～f）900 hPa MPV1（a、d）、MPV2（b、e）、MPV（c、f）水平分布（单位：PVU）

5 结论

本文选取常规地面、高空观测资料和ERA5 再分析资料，对2020 年7 月19—20 日广西一次大暴雨暴雨过程的主要影响系统和不稳定性演变特征进行诊断分析，重点研究了不稳定条件的变化及其对强降雨的影响，得到以下主要结论：

（1）强降雨第1 时段，桂北强降雨区不连续，暴雨点分散，短时强降水持续时间短，但雨强大，具有突发性和局地性；强降雨第2 时段，桂中降雨范围广，呈东北-西南向的连续带状分布，暴雨落区集中，强降水持续时间较长且雨强更大。

（2）强降雨第1 时段的桂北暴雨为暖区暴雨，高原槽快速东移，低层西南急流使暖湿条件加强，西南急流对强降水的发展和维持具有明显作用，高空槽的位置与低层850 hPa 强涡度区叠加，使得暴雨发生在高空槽前。

（3）强降雨第2 时段的桂中暴雨为浅薄冷空气引起的锋面降雨，强降雨位于925 hPa 切变线与地面锋线之间。前期，高空槽快速东移引导到边界层冷空气侵入暖区，抬升暖湿空气，加上南亚高压强烈的辐散抽吸，在地面锋线上形成深厚的垂直上升运动区，强降雨位于锋线附近；后期，深厚的高空槽稳定少动，边界层南风加强，地面锋线准静止，925 hPa 涡度显著增强，低层出现倾斜对流，强降雨位于锋后。

（4）强降雨第1 时段，桂北有干冷空气从中层卷入，低层有强盛的西南急流的暖湿输送，促使高温、高湿、高能的对流不稳定层结在强降水发生时缓慢释放并维持，并在降雨减弱后重建。强降雨第2 时段，前期桂中在降雨前低层聚集着高对流有效能量，边界层冷空气侵入暖湿气流后触发高对流有效能量释放，是冷锋附近强降雨发生的直接启动机制；随着降雨的发生，不稳定能量耗散，低层对流不稳性在后期减弱，边界层急流与降水引起的风垂直切变与斜压性增强，冷暖空气长期对峙，条件对称不稳定性显著增大，边界层暖湿气流沿“冷空气楔”顶部长时间爬升，发展出斜升气流，是锋后带状雨带形成和强降雨维持的主要原因。