廣西一次大暴雨過程的不穩定性分析

藍柳茹 , 劉國忠 , 李亞琴 , 蘇小玲

（1.廣西柳州市氣象局，柳州 545001；2.廣西壯族自治區氣象臺，南寧 530022）

引言

廣西地處云貴高原東南邊緣，受亞熱帶季風氣候影響，水汽和熱量充沛，經常出現暴雨天氣，是華南中尺度暴雨活動最頻繁的地區之一，其特殊復雜的地形、地貌又使得暴雨常常誘發嚴重的山體滑坡、泥石流等次生災害，造成重大人員傷亡和財產損失[1]。近年來，在全球氣候變暖背景下，廣西暴雨災害有加重的趨勢，防災減災形勢愈發嚴峻。因此，暴雨機理以及預報技術的研究對于廣西天氣預報和氣象服務有重大意義。

暴雨的發生發展需要有利的動力、熱力不穩定等條件。熱力不穩定又稱為靜力不穩定、層結不穩定、位勢不穩定或者對流不穩定；動力不穩定又稱為切變不穩定，包括慣性不穩定、對稱不穩定以及條件性對稱不穩定等[2]。熱力不穩定的形成與大氣溫度、濕度的垂直廓線分布有關，動力不穩定則與大氣密度不連續性、水平風切變和垂直風切變有關。早在20 世紀70 年代末，Benetts 等[3]就發現鋒面附近的中尺度帶狀降水往往與條件對稱不穩定相互聯系。此后，Xu[4]又研究提出了兩種雨帶形成機制：一是“逆尺度發展型”，首先小尺度的濕重力不穩定發展起來，隨后對稱不穩定能量在環境呈重力穩定時釋放產生中尺度云帶，這種類型的對流最有可能在鋒區外產生；二是“降尺度發展型”，鋒區內上升運動在濕對稱不穩定環境中形成云，進而出現凝結潛熱，凝結潛熱使中層對流層不穩定，促使重力對流產生，最后濕重力不穩定能量的釋放導致云帶形成。實際大氣中對流不穩定與對稱不穩定經常同時出現，這一現象被稱為非線性對流對稱不穩定[5]。吳國雄等[6-8]將濕位渦作為判據，對條件對稱不穩定問題進行了診斷，并證明飽和濕空氣的濕位渦在絕熱無摩擦的情況下守恒，此后又進一步提出了傾斜渦度發展理論，即當濕位渦守恒時，濕等熵面的傾斜以及水平風的垂直切變和濕斜壓性的增大，可引起垂直渦度的顯著發展。

近年來，國內多位學者通過分析暴雨過程中濕位渦的演變特征，以探究熱力、動力、水汽條件與降水之間的關系，進而揭示暴雨發生發展的物理機制[9-13]。目前，廣西暴雨的研究大多針對典型個例，以分析暴雨發生的環流配置以及一般的水汽、動力物理量為主[14-18]，濕位渦理論也主要用于臺風暴雨的診斷分析[19-21]，而從濕位渦角度對非臺風暴雨中動力、熱力不穩定的演變特征進行精細化的分析仍較為少見。2020 年7 月19—20 日廣西發生的一次大暴雨過程，造成的直接經濟損失共計122.33 萬元，農作物受災537.1 hm2，多處路段邊坡塌方、路面被淹。數值模式和主觀預報均在此次暴雨落區上出現一定偏差，漏報了桂北和桂中的強降雨過程。為此，本文采用常規地面、高空觀測資料和ERA5 逐時再分析資料（空間分辨率為0.25°×0.25°），對此次暴雨過程的主要影響系統和不穩定性演變特征進行診斷分析，揭示不穩定條件的變化及其對強降雨的影響，為進一步加深對廣西暴雨的科學認識和提高暴雨預報準確率提供參考依據。

1 天氣實況

2020 年7 月19—20 日廣西出現一次暴雨、局部大暴雨天氣。如圖1a 所示，強降雨第1 時段為18 日20 時—19 日08 時（北京時，下同），暴雨區位于桂北且分散，降雨中心（100.4 mm）位于三江縣的沙宜站，最大雨強（54.8 mm）也出現在該站（19 日05 時）。如圖1c 所示，強降雨第2 時段為19 日20 時—20 日08 時，強降雨位于桂中，暴雨范圍廣，呈東北—西南走向，61 個站雨量大于100 mm，雨量最大值（217.6 mm）出現在馬山縣古零站，最大雨強（119.9 mm）在大化縣古喬站（19 日22 時）。

圖1 2020 年7 月（a）18 日20 時—19 日08 時、（b）19 日08—20 時、（c）19 日20 時—20 日08 時廣西累計降雨量空間分布（單位：mm）

降雨首先在18 日傍晚從黔東南發展并向桂北移動，19 日00—05 時桂東北持續出現了大于50 mm 的雨強。19 日白天，貴州南部的降雨逐漸向東南方向移動，進而影響桂北，但雨勢偏弱；自20 時起，降雨移動到桂中并再次發展，19 日20 時—20 日05 時桂中持續出現大于50 mm 的雨強。從降雨中心逐時雨量（圖2）來看，桂東北的三江沙宜站降雨在18 日03 時開始出現陣雨，隨后在05 時突發性達到峰值（50.3 mm），此后迅速減弱；桂中的馬山古靈站降雨從20 日00 時開始逐漸增強，峰值（95 mm）出現在20 日03 時，短時強降雨持續4 h。

圖2 2020 年7 月18 日20 時—20 日08 時三江沙宜、馬山古靈站逐時雨量（單位：mm）

上述分析表明，兩個強降雨時段的降雨時空分布特征有明顯差異。強降雨第1 時段，桂北強降雨區不連續，暴雨點較分散，短時強降水持續時間短，但雨強大，具有突發性和局地性；強降雨第2 時段，桂中降雨范圍廣，呈東北-西南向的連續帶狀分布，暴雨落區集中，強降水持續時間較長且雨強更大。那么，此次暴雨的環流背景和影響系統是什么？兩個強降雨時段的不穩定性有何差異？下文將逐一進行分析。

2 環流形勢與影響系統

高空形勢是天氣過程的大背景條件，有利的高空環流形勢配合中低層和地面影響系統常會導致劇烈的天氣變化。

7 月18 日20 時（圖3a），500 hPa 歐亞中高緯為兩脊一槽，槽區位于貝加爾湖以西并向南延伸到華北，桂西北有高原短波槽東移；西太副高呈帶狀控制廣西中東部，阿拉伯海副高盤踞在中南半島，致使廣西中層較干；華北槽后的冷空氣擴散南下，與西太副高西北側的西南氣流在貴州北部至淮河下游形成切變線，并伴有低渦發展；廣西地區700～925 hPa 為西南急流（16 m/s），西南暖低壓在貴州與重慶交界，桂西北有東北-西南向的地面輻合線。19 日02 時（圖略），華北槽加深東移，低渦隨之發展，西南急流加強北推，桂林探空站850 hPa 風速加強到20 m/s，切變線東段北抬而西段緩慢南壓，同時高原槽快速東移，西太副高東撤并南落。19 日08 時（圖3b），高原槽移至湘西，地面冷鋒南移至貴州南部?？梢?，在強降雨第1 時段，桂北受高原短波槽影響，西南急流從孟加拉灣輸送充足水汽，低層暖濕條件加強，配合850 hPa 急流左側的氣旋式切變與超低空急流頭部的動力輻合作用，地面輻合線觸發了強降雨并隨高空槽快速東移，降雨發生在距離地面冷鋒200 km 以外，屬于暖區暴雨。

圖3 2020 年7 月（a）18 日20 時、（b）19 日08 時、（c）19 日20 時天氣系統配置和（d）地面冷鋒演變

19 日白天，高原槽移出廣西，西南急流的消失使得冷鋒快速南下，此外冷鋒下山及下墊面的熱力作用導致冷空氣增暖變性，因此雨勢不強。在19 日20 時（圖3c），南亞高壓東北側的高空分流區正位于桂中，高原槽在桂西北重建，穩定少動的副高呈方塊狀控制桂東，利于延長槽前的降雨時間；850 hPa 切變線南壓至黔桂交界，925 hPa 切變線與地面冷鋒南壓至桂中北，其南側有南風與東南風氣流的輻合并從南海帶來水汽；低層輻合抬升與高空輻散抽吸在此耦合，對大尺度的垂直上升運動十分有利。如圖3d 所示，逐漸增強的低層南風也使冷鋒在19 日20—23 時南壓緩慢， 20 日00—05 時925 hPa 偏南急流（16 m/s）從桂西南逐漸向桂中延伸，冷鋒呈準靜止狀態并伴有地形性中尺度渦旋，邊界層淺薄冷空氣觸發對流，在鋒面附近形成了準東北—西南向帶狀對流并穩定少動，造成強降雨在桂中長時間維持。20 日08 時（圖略），925 hPa切變線北抬到黔桂交界，邊界層鋒區減弱，降雨結束?？梢?，強降雨第2 時段為邊界層鋒區（淺薄冷空氣）引起的鋒面降雨，鋒區坡度較小，但寬度大，主雨帶位于925 hPa 切變線與地面鋒線間。

3 大氣環境場

分別選取各時段的降雨中心（三江沙宜和馬山古靈）所在緯度作風場和相對渦度的垂直剖面（圖4）。在第1 時段，降雨開始前，沙宜站的中高層氣流平直，低層西南急流較弱， 800 hPa 有淺薄的正渦度（圖4a）；強降雨開始時（圖4b），108°E 附近有強大的高原槽，沙宜站處于槽前正渦度平流區，同時在該站及其東側800 hPa 以下西南急流增強到20 m/s，在急流軸西側有風場的氣旋式切變，對應沙宜站上方渦度在700～850 hPa 達到最強，中心為6×10-5s-1，降雨也在19日04—05 時達峰值；此后，400 hPa 上有前傾的弱槽東移影響該站，對應高層渦度隨高度向上表現為向東傾斜，但由于低層急流減弱，該站正渦度區厚度縮減，強度也減小到2×10-5s-1（圖4c），雨強逐漸減弱；19 日09 時（圖4d），沙宜站在400 hPa 以上為槽后西北氣流，850 hPa 附近渦度的強度和厚度進一步減小，降雨趨于結束?？梢?，850 hPa 西南急流發展導致渦度的增強與強降雨第1 時段有密切聯系。

圖4 2020 年7 月18 日20 時（a）、19 日04 時（b）、06 時（c）、09 時（d） 沿25.86°N 的風場（風向桿，單位：m/s）和相對渦度（填色，單位：10-5 s-1）)的經度-高度剖面（實心三角形表示三江沙宜站）

在第2 時段，降雨開始前（圖5a），300～500 hPa 有強大的正渦度位于106°～107°E，隨后快速東擴；結合風場可看到，20 日00 時（圖5b）300 hPa 附近深厚的高空槽逼近古靈站，同時引導地面偏北氣流東移至該站，槽前正渦度平流比沙宜站更強，925 hPa 附近的渦度也增強到12×10-5s-1，強降雨開始發生；20 日02 時（圖5c），高空槽穩定少動，古靈站以西的中高層仍為深厚的正渦度區，強度增加到16×10-5s-1，邊界層的偏南氣流也增強西擴，該站及其鄰近的西側區域925 hPa渦度增大到14×10-5s-1，強降雨持續并在02—03 時達到峰值，此時地面為偏北氣流，說明此時段的降雨位于鋒后；此后，高空槽強度減弱， 925 hPa 正渦度中心西移，地面轉偏南氣流，古靈站降雨減弱（圖5d）?？梢?，高空槽的穩定少動及加強和925 hPa附近的渦度增大對強降雨第2 時段十分重要。

進一步對比各時段出現最大雨強時的垂直速度和假相當位溫（θse）的垂直分布。在第1 時段，最大雨強于19 日04—05 時出現在三江沙宜站。如圖6a 所示，短時強降雨發生時，28°N 以北有θse密集帶，鋒生明顯，強鋒面觸發和低層切變輻合造成強烈的系統性上升運動，此時沙宜站在400 hPa 以下為西南氣流，低層急流強盛， 350 hPa 以下為準垂直分布的上升區。在第2 時段，20 日00 時前的最大雨強于19 日21—22 時出現在大化古喬站（23.64°N，107.78°E）。如圖6b所示，強降雨發生時，邊界層有弱冷空氣剛好侵入，進而抬升暖濕空氣，地面鋒線上方出現深厚的垂直上升區，最大中心在350 hPa 附近，達-1.2 Pa·s-1。20 日00 時后的最大雨強于20 日02—03 時出現在馬山古靈站。從等θse線分布（圖6c）可見，桂中（23°～24°N）近地層干冷空氣呈楔形侵入，其前緣位于古靈站以南，表明該站位于鋒后，925 hPa 的偏南氣流加強到12 m/s，鋒前邊界層自地面向高空呈現出向北傾斜的舌狀θse高值區，上升區也向冷區傾斜，弱下沉區在該站的北側冷區，強的垂直上升區位于400 hPa以上，中心達-0.8 Pa·s-1，該時段的降雨量達95 mm，并在鋒線北側形成西南—東北向的強降雨帶（圖略）。

綜上可知：強降雨第1 時段為西南急流中的暖區降雨，上升運動呈垂直分布；強降雨第2 時段為淺薄冷空氣造成的鋒面降雨，動力條件更好；強降雨第2時段前期地面鋒線附近為深厚的垂直上升運動區，強降雨位于鋒線附近；而后期地面鋒線變為準靜止，低層的上升運動向冷區傾斜，強降雨位于鋒后?？梢?，強降雨第2 時段后期低層的垂直上升機制與前期有所不同，下文將重點分析此過程的熱動力不穩定機制，探究不同時段影響暴雨發生發展以及造成垂直運動差異的可能原因。

4 不穩定性條件及形成原因

濕位渦（MPV）是一個既表征大氣動力、熱力屬性，也包含水汽作用的綜合物理量，可用于診斷慣性不穩定、對流不穩定以及條件對稱不穩定。本節對該過程的濕位渦進行詳細分析，揭示不穩定條件的變化及其對降雨的影響。

假定垂直速度的水平變化比水平速度的垂直切變小得多，p坐標系中的濕位渦方程[22]可表示為：

正壓分量（MPV1）和斜壓分量（MPV2）可表示為：

式中：MPV單位為PVU，1PVU=10-6K·m2·s-1·kg-1，θse為假相當位溫，ζ為相對渦度，ζa為氣塊的絕對渦度，負值MPV表示大氣中有不穩定發生發展；MPV1 為濕位渦的正壓分量，表示慣性穩定性和對流穩定性的作用，取決于絕對渦度垂直分量和θse垂直梯度的乘積，在北半球大氣中絕對渦度一般為正值，故當大氣為對流不穩定，即?θse/?p＞0 時，則MPV1＜0；MPV2 為濕位渦的斜壓分量，表示濕斜壓性和水平風垂直切變的作用，當MPV2＜0 時，大氣為對稱不穩定狀態，反之穩定?？梢?，當MPV1＞0、MPV2＜0 且|MPV2|＞|MPV1|時，大氣在大尺度上處于層結對流穩定狀態，但在中尺度上發展出斜升氣流，存在對稱不穩定能量，有利于氣旋性渦度發展和暴雨發生。

圖7 為強降雨第1 時段沙宜站MPV 及其分量的演變特征。如圖7a 所示，整個過程主要的對流不穩定層結始終在600～850 hPa。降雨發生前，低空西南急流強盛（圖4），700 hPa 以下有明顯的暖平流輸送到26°N（圖8a），850～925 hPa 的強度達到20×10-5K·s-1，沙宜站的濕層也增厚到700 hPa（圖8b），表明低層增溫增濕顯著，同時400～600 hPa 有干冷平流卷入，進一步加劇了對流不穩定度，對應850 hPa 附近的負值MPV1也明顯增大到-0.7 PVU，說明降水前對流不穩定能量積聚。19 日04—05 時強降雨發生，對流不穩定能量的釋放使850 hPa 附近的負值MPV1 略減弱到-0.7 PVU，05 時后降雨逐漸減弱，850 hPa 附近的負值MPV1 又有所增強，這表明強降雨時對流不穩定能量緩慢釋放并維持，降雨減弱時又重聚，這是西南低空急流暖濕輸送導致高溫、高濕、高能的對流不穩定層結反復重建的結果。降雨過程中600～925 hPa 的MPV2 基本為正值（圖7b），而MPV 的分布（圖7c）與MPV1 相似，表明MPV 負值主要由熱力不穩定（MPV1 負值）造成，即降水主要發生在低層的對流不穩定區。此外，在400～600 hPa MPV1＜0、MPV2＞0 且|MPV2|＞|MPV1|，即MPV 負值主要由動力不穩定（MPV2 負值）造成，表明中層存在對稱不穩定，這主要是600 hPa 附近存在西南氣流而上層為西北氣流造成的水平風垂直切變較大所導致的（圖4b），但負值MPV 較弱，同時中高層較干（圖8b）。Moore and Lambert[23]研究指出對稱不穩定發生在大氣近乎飽和的狀態，因此中層這種弱的對稱不穩定對強降雨作用較小。

圖7 2020 年7 月18 日20 時—19 日08 時三江沙宜站MPV1（a）、MPV2（b）和MPV（c）的時間-高度剖面（單位：PVU）

圖8 （a）2020 年7 月19 日04 時沿109.72°E 的水平溫度平流（填色，單位：10-5 K·s-1）、經向環流（流線）的緯度-高度剖面（實心三角形表示三江沙宜站），（b）2020 年7 月18 日20 時—19 日08 時三江沙宜站相對濕度（等值線，單位：%）和水汽通量散度（填色，單位：10-7 g·cm-2· hPa-1·s-1）的時間-高度剖面

從強降雨第2 時段古靈站MPV 及其分量的演變（圖9）來看， 強大的MPV1 負值區在20 日00 時以前位于600～850 hPa 和925 hPa 以下（圖9a）且隨時間逐漸增強，最大值達0.8 PVU?？梢?，馬山古靈站降水開始前，對流層中層以下為較強的對流不穩定，是對流不穩定能量累積的過程，一旦有近地層淺薄冷空氣嵌入暖濕空氣，則會觸發對流不穩定能量釋放，在鋒區形成深厚的垂直運動發展，這是前期古喬大化站強降雨（19 日21—22 時）和馬山古靈站降雨剛開始時（20日00—01 時）都表現出的垂直對流特征（圖10a、b）。結合圖9c 來看，前期MPV 分布與MPV1 相似，表明對流不穩定是前期降水的主要影響因子；20 日00 時后，隨著降水的發生發展，850 hPa 層結演變為中性，其上的MPV1 負值區強度也逐漸減弱收縮， 925 hPa附近的正值MPV1 增大，反映出對流不穩定能量逐漸釋放，氣層趨于對流穩定。

圖9 2020 年7 月19 日20 時—20 日08 時馬山古靈站MPV1（a）、MPV2（b）和MPV（c）的時間-高度剖面（單位：PVU）

值得關注的是，如圖10c、d 所示，自20 日01 時起，低層偏南氣流的增強導致向北輸送的暖濕氣流加大，并疊加在淺薄冷空氣之上，同時“冷空氣楔”穩定少動促使暖濕氣流長時間爬升，垂直風切變加大，發展出斜升氣流，使得斜壓不穩定性增強，絕對值大于0.2 PVU 的MPV2 負值區擴展到700 hPa（圖9b），甚至在925 hPa 附近出現了MPV2＜0、MPV1＞0 且|MPV2|＞|MPV1|的區域，因此后期邊界層MPV＜0（圖9c）是由動力不穩定（MPV2）造成的，即在靜止鋒后的邊界層存在條件對稱不穩定，而斜壓不穩定的增強又會加強垂直風切變，從而有利于中尺度對稱不穩定能量的存儲，鋒面次級環流觸發不穩定能量釋放，對后期強降雨起增幅和維持作用。此外，根據傾斜渦度發展理論，在濕位渦守恒的制約下，等熵面的傾斜以及水平風垂直切變的加強，可導致垂直渦度的顯著發展，這也是馬山古靈站強降雨期間邊界層渦度加強（圖6）的主要原因。

從900 hPa 的MPV 及其分量的水平分布演變可進一步清晰地了解到強降雨第2 時段不穩定性的變化特征。19 日22 時，廣西中北部MPV1 大多為正值（圖11a），負值MPV2 強度較MPV1 偏弱，中心位于桂中，僅為-0.8 PVU（圖11b），因此MPV 仍以正值為主（圖11c）。20 日02 時，桂中MPV2 負值區擴展并呈東北-西南向的帶狀分布（圖11e），強度顯著增大，最大值為-2.0 PVU，雖然此時MPV1 仍為正值（圖11d），但MPV 受MPV2 影響轉為負值（圖11f），表明對稱不穩定在后期產生并發展，且MPV＜0 的主要貢獻來源于斜壓項。此外，結合圖1c 可知，對稱不穩定區域與強降雨第2 時段“東北-西南向”雨帶分布對應較好，說明帶狀雨帶在對稱不穩定區中生成并發展。因此，廣西夏季的鋒面暴雨也存在類似“向上尺度”的雨帶形成機制，可用于解釋強降雨第2 時段鋒后帶狀雨帶形成以及后期強降水持續的原因，即首先出現的是由小尺度濕對流不穩定發展形成的對流單體，隨后對流觸發，濕對流不穩定能量釋放，在對稱不穩定的作用下形成中尺度有組織化的雨帶。

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

5 結論

本文選取常規地面、高空觀測資料和ERA5 再分析資料，對2020 年7 月19—20 日廣西一次大暴雨暴雨過程的主要影響系統和不穩定性演變特征進行診斷分析，重點研究了不穩定條件的變化及其對強降雨的影響，得到以下主要結論：

（1）強降雨第1 時段，桂北強降雨區不連續，暴雨點分散，短時強降水持續時間短，但雨強大，具有突發性和局地性；強降雨第2 時段，桂中降雨范圍廣，呈東北-西南向的連續帶狀分布，暴雨落區集中，強降水持續時間較長且雨強更大。

（2）強降雨第1 時段的桂北暴雨為暖區暴雨，高原槽快速東移，低層西南急流使暖濕條件加強，西南急流對強降水的發展和維持具有明顯作用，高空槽的位置與低層850 hPa 強渦度區疊加，使得暴雨發生在高空槽前。

（3）強降雨第2 時段的桂中暴雨為淺薄冷空氣引起的鋒面降雨，強降雨位于925 hPa 切變線與地面鋒線之間。前期，高空槽快速東移引導到邊界層冷空氣侵入暖區，抬升暖濕空氣，加上南亞高壓強烈的輻散抽吸，在地面鋒線上形成深厚的垂直上升運動區，強降雨位于鋒線附近；后期，深厚的高空槽穩定少動，邊界層南風加強，地面鋒線準靜止，925 hPa 渦度顯著增強，低層出現傾斜對流，強降雨位于鋒后。

（4）強降雨第1 時段，桂北有干冷空氣從中層卷入，低層有強盛的西南急流的暖濕輸送，促使高溫、高濕、高能的對流不穩定層結在強降水發生時緩慢釋放并維持，并在降雨減弱后重建。強降雨第2 時段，前期桂中在降雨前低層聚集著高對流有效能量，邊界層冷空氣侵入暖濕氣流后觸發高對流有效能量釋放，是冷鋒附近強降雨發生的直接啟動機制；隨著降雨的發生，不穩定能量耗散，低層對流不穩性在后期減弱，邊界層急流與降水引起的風垂直切變與斜壓性增強，冷暖空氣長期對峙，條件對稱不穩定性顯著增大，邊界層暖濕氣流沿“冷空氣楔”頂部長時間爬升，發展出斜升氣流，是鋒后帶狀雨帶形成和強降雨維持的主要原因。