兩類不穩定條件下的西南渦發展及其暴雨觸發機制

李嘉琪 , 陳 貝* , 高國路 , 李一凡

（1.四川省樂山市氣象局，樂山 614000；2.中國氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室，成都 610072；3.河南省安陽市氣象局，安陽 455000）

引言

西南渦是在青藏高原復雜地形與大氣環流相互作用下，發生在我國西南地區（26°～33°N，100°～108°E）700 hPa 或850 hPa 等壓面的中尺度氣旋式閉合低壓系統，其發生、發展及移動往往是造成四川盆地及長江中下游地區夏半年暴雨的重要原因之一[1]。近年來，關于西南渦暴雨已取得了一系列的研究進展，如西南渦各個發展階段的結構[2-3]、西南渦的移動路徑和降水特征[4]、西南渦演變特征及熱動力機制的數值模擬[5]以及最新成果的相關綜述[6]等。且西南渦暴雨的強度、頻數和范圍僅次于臺風及其殘余低壓，由于其空間尺度小、非線性和不確定性強，一直是暴雨預報的重難點[7]，而位渦理論的出現為中尺度低渦系統的研究和預報提供了一種新的思路。

位渦早在20 世紀40 年代初由Ertel[8]和Rossby[9]先后提出，是一個綜合體現大氣運動性質、連續性質和熱力性質的物理量。Bennetts[10]和Hoskins[11-12]從Boussinesq 方程組出發，導出了考慮水汽因素的濕位渦變化方程，并指出濕位渦在絕熱無摩擦的條件下具有守恒的性質。吳國雄等[13]提出了傾斜渦度發展理論，論證了氣旋性垂直渦度的激烈增長與大氣的斜壓性及風垂直切變的增長有密切關系，并且指出濕位渦是研究暴雨發生、發展的重要手段。壽紹文[14]對位渦和濕位渦理論的概念、思想、發展及應用作了介紹，指出無論是干、濕位渦或是更細致組成部分的分析，均有利于加深對暴雨等天氣過程的理解。蒙偉光等[15]對發生在華南的一次典型暴雨個例進行診斷，得出濕位渦值隨中尺度對流系統（Mesoscale Convective System，MCS）發展而增大，濕位渦值增大與等熵面下陷區有關。李國平等[16]研究發現西南渦暴雨的發展趨勢與位渦變率的變化趨勢基本一致，位渦變率的正負轉換對預報大暴雨的形成和減弱有一定的指示意義。朱禾等[17]運用濕位渦理論解釋了一次西南渦暴雨增強和消亡的原因。崔恒力等[18]對濕位渦結構和西南渦暴雨關系進行分析，指出濕斜壓項對強降水有重要作用。

總之，濕位渦理論大多被用于診斷分析中尺度低渦暴雨[19]、臺風暴雨[20]、鋒面降水[21]等天氣過程，而在西南渦暴雨方面的應用研究還相對偏少。四川地區在2018 年5 月21—22 日和2019 年7 月28—29 日發生了西南渦暴雨天氣過程，這兩次暴雨過程強度大且影響范圍廣，對當地的居民生命財產安全和生產建設造成重大影響，但二者熱力、動力條件、降水性質均有顯著差異，在西南渦影響下的暴雨過程中有一定的典型性。因此，本文針對這兩次不同不穩定機制下的西南渦暴雨天氣過程，應用濕位渦理論對西南渦發生發展過程以及暴雨觸發機制進行診斷分析，以期為加深理解在不同環境場下西南渦暴雨的物理機制和提升四川地區西南渦暴雨預報水平提供科技支撐。

1 資料與方法

1.1 資料說明

研究資料包括地面自動站逐小時觀測數據、靜止衛星FY2G 的輻射產品—相當黑體溫度（TBB）數據和歐洲中期天氣預報中心ERA5 再分析數據。

1.2 診斷分析方法

1.21 濕位渦理論

在飽和濕空氣且絕熱無摩擦的情況下，濕位渦具有守恒性。當等 θe面與等熵面交角很小時，在 θe坐標中，濕位渦表達式為：

式（1）表明：在 θe坐標中，當氣塊從對流穩定度大的區域向小的區域移動時，或從等熵面密集區向散開區移動時，氣旋性渦度將增長。

但實際情況中很難滿足等 θe面與等熵面交角很小的條件，于是吳國雄等[13]進一步提出了適用于z坐標或者p坐標中的濕位渦，即在濕飽和大氣中，可以認為 θe=θse。在絕熱、無摩擦的飽和濕空氣中，引入靜力近似，濕位渦守恒方程式為：

式（2）包括濕位渦的垂直分量（濕正壓項MPV1）和水平分量（濕斜壓項MPV2），其表達式如下：

式（3）中MPV1 的值取決于慣性穩定度 (ζp+f)和對流穩定度（）的乘積，表示大氣的濕正壓性。式（4）中MPV2 與水平風的垂直切變和濕斜壓項（-▽? θse）的貢獻有關，表示大氣的濕斜壓性。

1.22 對流穩定度

對流穩定度是衡量未飽和的整層空氣上升達到飽和后層結是否穩定的量度，可以用 ?θse/?p來表征。當?θse/?p＞0 時，大氣為對流不穩 定；當?θse/?p＜0時，大氣為對流穩定；當 ?θse/?p=0時，大氣為中性。

1.23 慣性穩定度

慣性穩定度是衡量在地轉平衡條件下氣塊離開初始位置能否返回原有平衡位置的量度。慣性穩定度可由絕對地轉渦度判定[11-12]：當 (ζg+f)＞0，慣性穩定； (ζg+f)＜0 ，慣性不穩定；其中f是科氏參數，ζg是絕對地轉渦度。

1.24 條件性對稱不穩定

當大氣處于弱的層結穩定狀態時，空氣塊做垂直運動或者水平運動是對流穩定和慣性穩定的，但氣塊做傾斜上升運動時卻是不穩定的，這一現象被稱為條件性對稱不穩定（CSI）[22]。Hoskins 等[12]提出：當MPV＞0時，大氣是濕對稱穩定的；當MPV＜0 時，大氣是濕對稱不穩定的。若一區域同時滿足 ?θse/?p≤0（對流穩定或者大氣呈中性層結）、 (ζg+f)＞0（慣性穩定）和MPV＜0，則判斷該區域為條件性對稱不穩定[23]。王晨曦等[22]研究表明，用濕位渦結合對流穩定度與慣性穩定度來診斷CSI，比用M- θe診斷更為準確。

2 天氣過程概況和環流形勢分析

2.1 降水實況

如 圖1a 所 示，2018 年5 月21 日08 時—22 日08時（以下簡稱“過程一”），強降水范圍穩定少動，主要集中在四川盆地西南部和南部，其中252 個站24 h 累計雨量超過100 mm，6 個降水量超過250 mm 站點主要分布在盆地西南部，最大24 h 雨量（336.6 mm）出現在樂山沐川芹菜坪，最大小時雨強（111.7 mm/h）出現在宜賓市南溪區長興岫云。如圖2a 所示，過程一中主要降水時段為21 日21 時—22 日05 時，強降水出現時段和區域均較為集中，暴雨區域位于西南低渦中心左側附近，隨著西南渦東移，降水結束。如圖1b所示，2019 年7 月28 日20 時—29 日20 時（以下簡稱“過程二”），雨帶呈東北-西南走向，強降水主要集中在盆地自西南向西北一線，其中有175 個站24 h 累計雨量超過100 mm，最大小時雨強（109.2 mm/h）出現在仁壽鐘祥針鼓。如圖2b 所示，過程二中強降水出現時段和區域較過程一分散，暴雨區域與西南低渦中心對應較好，隨著中尺度低渦環流消亡，降水也趨于結束；過程二可分為28 日20 時—29 日05 時和29 日11—15 時共兩個階段，其中第一階段與西南渦強烈發展聯系緊密，是過程二的分析重點。

圖1 2018 年5 月21 日08 時—22 日08 時（a）和2019 年7 月28 日20 時—29 日20 時（b）累計降水量（填色，單位：mm）空間分布（D1、D2、D3 均表示低渦，a 中依次對應21 日20 時、22 日02 時和08 時，b 中依次對應28 日21 時、29 日02 時和08 時）

圖2 2018 年5 月21 日（a）和2019 年7 月28 日（b）暴雨中心站點降水量逐時演變

2.2 環流形勢

兩次過程中雖然大尺度環流形勢不同，但中低層均有中尺度渦旋生成，促使對流加強和分散對流云團逐漸組織化，進而形成結構密實的MCS，最終導致盆地暴雨天氣發生。過程一中，500 hPa 為典型的“東高西低”環流形勢，西風槽引導冷空氣南下與東南氣流交匯；21 日08 時（圖略）在四川盆地-華中-華北東部形成一條冷鋒，使得大氣斜壓性增強，中低層在盆地西南部-甘陜交界-華北南部存在明顯的切變線；22 日00 時（圖3a）在切變線尾部生成完整的中尺度渦旋—西南低渦；整個過程屬于冷空氣影響下的鋒面降水。過程二中，28 日08 時（圖略）500 hPa 西太平洋上的熱帶擾動顯著增強，西太平洋副熱帶高壓西伸至四川盆地，其外圍東南氣流攜帶暖濕氣流向暴雨區輸送充沛水汽，青藏高壓發展也異常強大，四川盆地位于兩高之間的低壓帶，同時700 hPa 為一致的偏南氣流；28日21 時（圖略）850 hPa 開始有西南渦生成，其附近有“人”字形切變線存在；29 日02 時（圖3b）高原低渦生成與西南渦發生垂直耦合，兩渦共同作用配合高溫、高濕、高能的有利環境條件，使得降水效率進一步提高；整個過程沒有明顯冷平流影響，屬于暖區暴雨。

圖3 對流發展旺盛期500 hPa 位勢高度（等值線，單位：dagpm）、850 hPa 風場（風向桿≥10 m/s）和渦度（填色，單位：10-5 s-1）空間分布（a.2018 年5 月22 日00 時，b.2019 年7 月29 日02 時）

3 基于濕位渦的對流系統維持機理分析

3.1 MCS 活動特征

本節通過分析兩次暴雨過程850 hPa 風場和云圖資料，發現兩次過程均是多個中小尺度對流云團發展加強，在中尺度渦旋影響下組織化，合并形成MCS，導致盆地暴雨天氣發生。

對比分析可知，過程一發生在春季，由副熱帶高壓外圍東南氣流和西來冷空氣相互作用，從四川盆地-華北東部形成一條寬廣的斜壓帶狀云系，在鋒面系統輻合抬升的有利大尺度形勢下，中低層在盆地上空出現西南渦，觸發MCS 生成，MCS 是冷暖空氣交匯的結果，生成于暖空氣，消亡于冷空氣，屬于鋒面對流系統。21 日20 時（圖4a），區域氣旋式流場加強，分散對流云團逐漸組織化，最終形成結構密實的MCS，其中樂山地區出現分散的≤-63 ℃冷云，小時降水量可達77 mm/h（樂山沐川）。21 日23 時—22 日02 時（圖4c～e）是MCS 發展成熟階段，結構密實的MCS 與西南低渦耦合，在盆地南部穩定少動，其冷云中心強度可達-84 ℃，最大降水發生在此處，小時降水量最大值為111.7 mm/h（宜賓市南溪區）。22 日07 時（圖4f），四川盆地處于高空槽后，攜帶冷平流的偏北風控制整個盆地，東南氣流東退，西南渦東移，MCS 隨之東移，云團結構逐漸松散直至低于MCS 標準，暴雨過程結束。

圖4 2018 年5 月21—22 日中尺度對流云團TBB（填色，單位：℃）及850 hPa 風場（風向桿＞8 m/s）空間分布（a.21 日20 時，b.21 日21 時，c.21 日23 時，d.22 日00 時，e.22 日02 時，f.22 日07 時）

過程二發生在夏季，熱力不穩定能量高，對流區域無明顯偏北氣流影響，斜壓性弱，主要受暖濕的偏南氣流影響，高原低渦和西南渦垂直耦合，垂直運動劇烈發展，造成對流不穩定增強，觸發MCS 生成，屬于暖區對流系統。28 日15 時（圖5a）盆地中部、南部發展出現兩個橢圓狀的β 中尺度對流云團，盆地有分散強降水，中低層均受南風氣流控制，暖濕氣流增強，云團不斷增強擴大合并。28 日18 時（圖5b），對流云團合并形成結構密實的MCS，小時降水量大于80 mm/h的區域主要集中在雅安、樂山附近。28 日21 時（圖5c）偏東南風加強為急流，西南渦開始生成。29 日00—05 時，500 hPa 上有高原渦開始生成（圖略），西南渦和高原渦耦合使得氣旋式流場加強（圖5d、e），對流發展使得MCS 擴大，低于-83 ℃強度中心從盆地西南部逐漸向東北方向移動，雅安、樂山、眉山、成都、綿陽、廣元等地依次出現小時降水量大于70 mm/h 的強降水。直至29 日08 時（圖5f），850 hPa 中尺度渦旋結構消失，MCS 面積增大而結構逐漸松散，降水隨之減弱。

綜上可知，兩次過程中的MCS 在性質上有很大不同，過程一MCS 為鋒面云團，過程二MCS 為暖性云團，但兩次過程中西南渦發展、強降水發生時間及落區與中尺度對流系統TBB 低值區的移動有很好的對應關系。

3.2 對流系統不穩定機制

圖6a～c 為過程一在不同時次沿105°E 濕位渦、相對渦度、垂直速度和對流穩定度的緯度-高度剖面，分別對應對流初始、強盛和消亡階段。對流開始前，在不穩定區域由高空向地面出現-1 ＜?θse/?p＜0的帶狀弱穩定層結，說明有攜帶冷平流的偏北風侵入盆地，并與MPV 的負值中心重疊。結合1.2 節中條件性對稱不穩定的定義和診斷方法，若一個區域同時滿足 ?θse/?p≤0（對流穩定或者大氣呈中性層結）、(ζg+f)＞0（慣性穩定）和濕位渦MPV＜0，則該區域滿足CSI 條件，可以判定此時降水區域上空已出現弱的條件性對稱不穩定層結。22 日00 時， ?θse/?p的負值持續增強，直至低于-4 ×10-4K·Pa-1，穩定度的負值中心和MPV 負值中心幾乎重疊，并且向北有明顯傾斜；在對流層中低層，對流不穩定度呈中性（ ?θse/?p=0），等值線幾乎垂直，表明在北側冷空氣與南側暖空氣交匯時對流穩定度減??；根據1.21 節濕位渦公式，當對流穩定度迅速減小時，氣旋性渦度將增大，有利于西南渦發展（圖5b）。22 日06 時，穩定層結范圍進一步擴大，MPV 轉為正值，條件性對稱不穩定層結被破壞，降水逐漸結束?？梢?，條件性對稱不穩定是本次暴雨和MCS 得到發展的重要機制之一，冷暖空氣交匯時對流穩定度迅速減小，促使西南渦發展。

圖6d～f 為過程二在不同時次沿105°E 濕位渦、相對渦度、垂直速度和對流穩定度的緯度-高度剖面，同樣分別對應對流初始、強盛和消亡階段。暴雨初期（圖6d），500 hPa 以下MPV＜0 且 ?θse/?p＞0，大氣處于對流不穩定狀態，隨后東南氣流加強，中低層中尺度渦旋出現，與高原低渦耦合，垂直運動劇烈發展，觸發對流有效位能釋放，強降水發生。29 日02 時（圖6e），強降水的發生造成低層 θse減小，低層出現中性層結和弱的穩定層結，中層仍為不穩定層結，MPV 表現為“下正上負”的偶極子結構，這種對流不穩定的垂直配置導致垂直渦度加強，西南渦得以發展，在850 hPa和250 hPa 附近分別出現兩個上升運動中心，最大速度介于-6～-4 Pa·s-1。29 日06 時以后正渦度仍然存在，但垂直上升運動消失，降水趨于結束（圖6f）?？梢?，對流不穩定機制是此次暴雨和MCS 發展的背景條件，MPV“下正上負”的偶極子結構促使西南渦發展，西南渦和高原渦耦合造成強的垂直上升運動是對流觸發的重要原因之一。

3.3 對流系統動力、熱力機理對比

通過上文分析得出，過程一的對流運動是以條件性對稱不穩定機制為主導的傾斜上升運動，過程二是以對流不穩定機制為主導的垂直上升運動。根據吳國雄等[13]提出的“傾斜渦度發展理論”，渦旋的發展除了與對流穩定度有關，還與水平風的垂直切變以及濕斜壓性有關。本節將對濕位渦正壓分量和斜壓分量進行診斷分析，討論兩個過程中對流系統的動力、熱力機理。為避免單個站點的偶然性，過程一對強對流區域（28.5°～30.5°N、103.5°～105.5°E）作區域平均，過程二對強對流區域（29°～31°N、104°～106°E）作區域平均。

圖7a、c 給出了過程一強對流區域平均MPV1、MPV2 的時間-高度剖面。在暴雨開始前，MPV1、MPV2均為0。隨著攜帶高位渦的偏北急流侵入，700 hPa 以下MPV1 為正值且隨時間增加，說明大氣對流穩定性增強（ ?θse/?p＜0）；MPV2 為負值且隨時間增加，根據1.21 節公式（4），MPV2 與水平風的垂直切變和θse的水平梯度（濕斜壓性）有關。結合風場的垂直剖面（圖8a），分析θse水平分布（圖7b、d）可知：對流區呈明顯的傾斜上升運動，雖然 ?v/?p項較小，但偏北風急流較強，仍可導致水平風的垂直切變較強；等θse線梯度大，濕斜壓性強，且強降水出現在等值線密集區?？梢?，MPV2 的增長有兩方面原因：一是水平風的垂直切變，即偏北風急流較強；二是等熵面傾斜，即大氣斜壓性增加。|MPV2|＞|MPV1|說明MPV 的變化主要來自MPV2 的負值貢獻，即在條件性對稱不穩定狀態下，水平風垂直切變和濕斜壓度的加強是西南渦和MCS 發展的主要機制?？傊?，此類強降水主要發生在MPV1、MPV2 等值線梯度較大的區域，即降水落區與鋒區對應較好。

如圖9a 所示，過程二強對流區域平均的MPV1在500 hPa 以下大多為負值，大氣為對流不穩定；在29 日00—06 時，850～925 hPa 低層出現弱正值，反映了該時段MCS 的成熟和強降水的產生；此時，低層釋放了不穩定能量，導致對流不穩定度減小，MPV1 正負區偶極子的垂直結構與渦度的大值中心吻合，說明MPV1 正負區偶極子的垂直分布有利于低層低渦系統發展。如圖9c 所示，與過程一相比，過程二MPV2強度更小，負值區發展得更高，可達400 hPa。如圖9b、d所示，盆地內樂山附近存在一個 θse大值中心，達370 K，且 θse、MPV1 和MPV2 等值線均分布稀疏，進一步印證了過程二屬于高能高濕的暖區暴雨，斜壓性較弱。從風場的垂直剖面（圖8b）來看，在暴雨附近105°E 上空存在強勁的垂直上升速度柱，貫穿整個對流層，觸發對流不穩定能量釋放，導致對流加強?？梢?，在對流不穩定機制下，垂直上升速度加強并維持是觸發對流的主要原因，深厚的垂直上升運動與低空急流造成的水平風垂直切變促使渦旋發展是暴雨觸發的主要強迫機制?？傊?，此類強降水落區主要位于MPV1 正負交界處和MPV2 大值中心的西北部。

圖9 同圖7，但為過程二（c、d.2019 年7 月29 日02 時）

為了進一步說明在兩類不穩定層結下，濕位渦正壓、斜壓分量與降水強度、西南渦發生發展的對應關系，圖10 分別給出兩次過程850 hPa 區域平均的濕位渦及其分量、相對渦度和降水強度的時間演變。如圖10a 所示，過程一MPV1 正異常值的出現和MPV2負值的增長均反映出條件性對稱不穩定增強，為暴雨發生提供了主要的不穩定條件背景；其中，MPV2 峰值與相對渦度、降水強度峰值均有所對應，MPV1 與西南渦發展、降水強度呈正相關，MPV2 與其呈負相關。如圖10b 所示，從對流系統形成開始，過程二MPV1、MPV2 均為負值且迅速增加，反映出大氣對流不穩定加強，相對渦度正值增加，西南渦快速發展；MPV2 達到峰值時，相對渦度和降水強度達到最強，MPV1 峰值出現在降水達到最強后的3～4 h，即最大降水強度不出現在對流最不穩定的時刻；MPV1、MPV2 均與西南渦發展和降水強度呈負相關?？梢?，兩類不穩定層結下MPV2 與西南渦發展和降水強度增大均有良好的對應關系；而MPV1 對降水的指示性較差，但能很好地反映大氣不穩定性，可作為暴雨潛勢預報指標。

圖10 850 hPa 強降水區域平均的濕位渦（紫色虛線表示MPV，藍色實表示MPV1，紅色虛線表示MPV2，單位：10-6 m2·K·s-1·kg-1）、渦度（黑色實線，單位：10-5 s-1）和降水強度（柱狀，單位：mm/h）時間演變（a.過程一，b.過程二）

4 結論

本文選取地面自動站逐時觀測數據、歐洲中心ERA5 再分析資料和FY-2G 衛星亮溫數據，對四川盆地的兩類不穩定條件下西南渦暴雨的觸發機制以及低渦的發展演變進行濕位渦診斷分析，得到以下主要結論：

（1）兩次暴雨過程均與長生命史的中尺度對流云團的維持相關。過程一是典型“東高西低”環流形勢，有冷空氣影響，MCS 屬于鋒面云團，對流系統在冷暖空氣交匯區維持加強；過程二是副高控制的暖區暴雨，斜壓性弱，MCS 為暖性云團，對流系統在中低層增暖增濕的環境下發展。兩次過程中的西南渦發生發展、強降水發生時間和落區均與中尺度對流系統TBB 低值區的出現和移動有較好的對應關系。

（2）過程一中，MPV＜0 且?θse/?p＜0，暴雨和MCS形成的是條件性對稱不穩定；在濕等熵面傾斜處，冷暖空氣交匯時對流穩定度迅速減小，中低層氣旋性渦度增強，有利于對流形成；|MPV2|＞|MPV1|說明 MPV2對西南渦和MCS 發展和維持起主要作用，即濕斜壓性加強和低空急流造成水平風的垂直切變增大是暴雨和西南渦發展的主要機制。過程二中，MPV＜0 且?θse/?p＞0，大氣以對流不穩定機制為主導，垂直上升速度加強并維持是觸發對流的主要原因；由于斜壓性弱，偏南低空急流和強的垂直上升運動造成的水平風垂直切變對西南渦和MCS 的發展有較大貢獻。

（3）濕位渦演變與降水強度和中低層的渦旋演變有良好的對應關系，濕位渦及其分量絕對值的迅速增長，總能提前于降水的發生，對降水有一定指示意義。過程一MPV1 正異常值的出現和MPV2 負值的增長，反映出條件性對稱不穩定增強，提供了暴雨發生的不穩定條件背景， 在此不穩定條件下MPV1 與西南渦發展和降水強度呈正相關，MPV2 與其呈負相關。過程二MPV1 負值的增加，反映出大氣對流不穩定加強，在此不穩定條件下MPV1、MPV2 與西南渦發展和降水強度呈負相關。在兩類不穩定層結下，MPV2 負值增長與西南渦發展和降水強度增大有良好的對應關系； MPV1 對降水的指示性較差，但能很好地反映大氣不穩定性，可應用于暴雨潛勢預報。