大量的观测事实和研究均表明，夏季低空（1000 m高度以下）偏东风气流是造成北京地区暴雨的一种常见的天气形势，这种暴雨机制大多数属于迎风坡地形降水^[1].Smith，Houze，Lin等^[2~4]在对大量地形降水个例机制研究的基础上，总结了三类常见的地形降水机制：（1）产生在稳定大气中的迎风坡降水，（2）产生在条件性不稳定大气中的地形降水，以及（3）由播撒-受播云机制引起的地形降水.其中，第二种降水机制往往与低空急流有关.在这种降水机制中，地形降水还与低空急流的高度有关.国外的观测和研究发现^[5]，在加利福尼亚中部的沿海地区地形降水与低空急流和地形脊的高度有非常密切的关系，这高度在900×10² Pa左右.孙继松^[6]总结了在华北地区低空偏东风气流作用下常常出现的两种降水落区：（1）降水带沿太行山东侧呈南北向分布，太行山以西的高原上几乎不出现降水；（2）造成高原上出现明显降水的低空切变线几乎处于“准静止”状态，太行山东侧降水量很小或不出现降水，指出低空偏东风气流背景下不同垂直分布气流对降水落区有不同的影响.显然，低空急流能否形成，急流的强度、位置等对暴雨的强度和落区有重要影响.

关于低空急流成因的研究很多.研究表明，由“边界层内应力”等地形动力作用会引起定常性的低空急流^{[7, 8]}.边界层急流的形成往往与夜间边界层内热力条件关系非常密切，夜间边界层降温会导致夜间边界层内的风速突然增大^{[9, 10]}.下垫面热力差异的强弱、水平尺度的大小将直接关系到边界层急流的生消和尺度^{[11, 12]}.北京城市化进程会影响到城市边界层的风速，使得近地面平均风速变小^[13].李炬等^[14]利用三年夏季系留气艇探测资料，分析了北京夏季低空急流的一般特征，结果发现，90%急流出现在320 m以下，认为斜坡地形产生的热成风、山谷风环流可能是北京夏季夜间低空急流形成的主要原因.但观测事实表明，夜间边界层内的大幅度降温并不总是伴有急流的出现，强降水与边界层急流几乎同时达到最强.这种机制被认为是暴雨与边界层急流之间的正反馈现象，很难用天气尺度低空急流的理论和观点来解释边界层急流在局地暴雨中的作用^{[15, 16]}.

2002年6月24日到25日发生在北京西部的大暴雨就是一次典型的低空偏东风气流下的暴雨，但暴雨有着自身的特点.首先，暴雨的局地性很强.截至25日08时，北京地区有5个站降水量大于50 mm，其中最大降水出现在门头沟，为158 mm，而北京其他地区的降水量均为小雨或中雨（图 1a）.暴雨发生过程中对流并不旺盛，是一次无雷电现象的强地形雨^{[17, 18]}.暴雨发生前，山顶和山坡大气是对流不稳定的，一支较强的低层东南风气流沿太行山东坡爬升，触发了山顶的不稳定大气，对流爆发.对流系统形成后向偏东方向移动，导致暴雨出现在山脚下的门头沟附近^{[19, 20]}.显然，低空的东南风气流是暴雨的重要触发机制.郭金兰等^[18]在分析了本次暴雨过程的基础上，曾对这支边界层东南风急流的成因进行了探讨，指出这支边界层内的东南风气流是一支中尺度低空急流，具有超地转现象，其发生发展是低层偏东风与干、湿过程的“内边界效应”及强降水潜热释放等综合作用的结果.那么，这支东南风气流的形成原因究竟是什么，本文将利用ARPS中尺度数值模式，通过数值模拟及敏感性试验，对这一问题进行研究.

图 1

Fig. 1

图 1 （a）2002年6月24日08时至25日08时（北京时，下同）北京地区附近降水量分布（单位：mm；阴影地区（色标）为地形等值线）；（b）2002年6月24日20时北京探空曲线（最左侧的绿线为相对湿度探空），RH为相对湿度. Fig. 1 (a) Rainfall observation from 08:00 24 to 08:00 25 June (unit:mm). The shaded is the height of the terrain, ▲ is the location of Mentougou; (b) Sounding by Beijing at 20:00 24 Jun 2002.The left green curve is relative humidity sounding

使用美国Oklahoma大学风暴分析和预测中心开发的ARPS（The Advanced Regional Prediction System）模式^[21~24]，对本次大暴雨过程进行了数值模拟.控制试验采用27，9km双重单向嵌套网格，两层网格的中心均位于（40°N，116°E），两层网格点数均为115×115×53，垂直方向采用正切曲线向上伸展，垂直方向平均高度均为400 m，模式近地层高度为20 m.模式采用全物理过程，包括两层的土壤植被模式、Lin等^[25]的冰微物理过程、TKE次网格湍流和边界层参数化、全长波和短波辐射过程、Kain-Fritsch积云对流参数化方案等.两层网格采用的都是全球30 s的地形资料.

模式使用6 h间隔的1°×1°的NCEPAVN分析资料作为初始场和侧边界条件，使用常规地面和探空资料对初始场进行了客观分析.模式开始积分的时间为24日08时，共积分24 h.

敏感性试验1是在控制试验的基础上将模式中的地表感热通量项关掉，即不考虑地表感热加热的作用；敏感性试验2是在控制试验的基础上采用干过程进行数值模拟，即不考虑凝结潜热项的作用.

分析控制试验模拟的环流形势场以及NCEP分析场发现，控制试验很好地模拟出了暴雨发生前后的大气形势场.24日08时，北京地区从地面到高层均为西北气流控制.其中，700~500 hPa在内蒙古上空为一弱低涡，低涡中心位于北京西北部，华北大片地区受低涡后部的西北气流控制.850 hPa到地面均为鞍形场，东北和西南地区为高压，内蒙古中部和江苏为低气压，北京地区位于鞍形场的西北部，地面风速很小.24日下午，位于江苏的低气压减弱并缓慢东移，东北高压底部的偏东风逐渐加强并向内陆地区推进，形成了边界层的东南风气流.24日20时，北京地区从850 hPa到地面均转为东南风，即低层为东南风，高层则依然为西北气流.北京本站24日20时的探空曲线清楚地显示（图 1b），北京地区从850 hPa到地面为一致的东南风，而700 hPa以上为偏西风.

图 2给出了控制试验27 km网格模拟的暴雨发生过程中（25日02时）500 hPa和850 hPa的风场、位势高度场（a，c），以及对应的NCEP分析场（b，d）.可以发现，模式模拟的风场以及形势场与NCEP分析场非常相似.大暴雨发生过程中，北京地区一直处于低层东南风气流、高空（500 hPa）西北气流控制之中.

图 2

Fig. 2

图 2 2002年25日02时500hPa（a，b）和850hPa（c，d）形势场（等值线，单位10gpm）和风场（箭头） （a，c）控制试验27km网格模拟结果；（b，d）NCEP分析场. Fig. 2 Simulated wind (arrow) and geopotential height fields (solid) at 500 hPa (a, b) and 850 hPa (c, d) at 02:00 June 25, 2002 (a, c) ARPS simulation on 27 km grid; (b, d) NCEP analysis fields.

图 3给出了控制试验9 km网格模拟的近地面10 m风场和气温的演变.可以发现，这支来自渤海的东南风气流约宽450 km、长800 km，其前沿伴有很强的风速辐合.近地面10 m的气温分布表明，内陆地区为一个暖区，自南向北有一个很强的暖舌向北京地区伸展.渤海地区10 m气温约为19℃，比内陆地区气温明显偏低，海陆温差造成东南风气流前部较强的温度梯度（图 3（a，b，c））.24日20时，东南风气流到达北京西南部的太行山脚下.东南气流过后，内陆地区的气温明显下降（图 3（c，d））.东南风气流沿太行山东坡爬升过程中触发了对流，但风向基本为稳定的东南风（图 3（d，e））.随着对流系统的发展和降水的不断增强，在太行山脚下出现了一股偏北风气流，与东南风气流之间形成了一条切变线（图 3（e，f））.这股偏北风气流是地形阻挡作用形成的转向气流，还是山谷风效应引起的，将通过以下敏感性试验进行分析.

图 3

Fig. 3

图 3 控制试验9km网格模拟的近地面10m风场（箭头）及气温（等值线℃）分布 （a）24日14时（b）24日17时；（c）24日20时；（d）24日23时；（e）25日03时；（f）25日05时（阴影区为地形高度）. Fig. 3 Model predicted wind (arrow) and temperature (℃) fields at 9 km grid at the first model level (~10m) above ground, at (a)14:00;(b)17:00;(c)20:00;(d)23:00June24;(e)03:00; (f)05:00 June 25(The shaded is the height of the terrain)

沿门头沟（39.8°N）作东西向的风场垂直剖面，可以清楚地看到，自24日下午，有一支偏东风气流不断向西推进，对应边界层的东南风气流.这支来自东南方向的气流呈楔形，东部高，前缘较浅，具有明显的风速核（图 4a）.20时，来自渤海的东南风气流到达北京西部的太行山脚下，偏东风达9 m·s^-1，水平全风速达14 m·s^-1（图略），其前沿风速最大中心位于约300~500 m高度处（图 4b）.25日01时前后（图 4d），就在强降水开始时，东南风气流水平风速达最大，偏东风达11 m·s^-1，水平全风速达18 m·s^-1（图略）.根据北京南郊观象台的加时测风^[18]，在25日02时，距地面50~900 m的边界层内出现了较强的东南风气流，最大东南风速轴在距地面600 m处达12 m·s^-1，与25日02时的多普勒雷达观测的径向速度也非常一致.可以发现，控制试验较好地模拟出这支偏东风气流的结构特征.随后，随着对流系统的逐渐东移减弱，东南风气流也逐渐减弱.

图 4

Fig. 4

图 4 9 km网格模拟的水平西风分量沿39.8°N的垂直剖面（m·s-1） （a）24日17时；（b）24日20时；（c）24日23时；（d）25日02时. Fig. 4 Vertical cross-section of east-west wind component (m·s-1) along Mentougou (39.8°N) at 9 km grid at (a)17:00 June 24;(b)20:00 June 25;(c)23:00 June 24;(d)02:00 June 25, 2002

沿39.8°N作风场、气温以及位温的垂直剖面发现（图 5），随着午后内陆升温，在内陆地区近地层逐渐出现一个暖层，在下午-傍晚前后近地面气温高达27℃，较东部海面气温高8~9℃，而东部沿海则始终为冷区.在这支东南风气流向内陆地区推进时，与内陆的暖气团之间形成了清楚的温度交界面，在交界面上有明显的辐合上升气流（图 5（a，b））.24日20时，当这支东南风气流到达山脚下时，冷暖气团的交界面依然非常清楚（图 5c）.20时后，随着东南气流沿山脉爬升，暖性气团在爬坡过程中被抬升到高层而消失（图 5d）.

图 5

Fig. 5

图 5 9 km网格模拟的气温（实线，℃），位温（点线，K）以及u-w风场（箭头）沿39.8°N的垂直剖面 （a）24日14时；（b）24日17时；（c）24日20时；（d）24日23时（其中，w放大了25倍）. Fig. 5 Latitude-height cross-section of the temperature (solid, ℃), potential temperaturea (dotted, K) and u-w wind field (arrow) along 39.8°N at 9 km grid at (a)14:00;(b)17:00;(c)20:00 June 24 and (d)23:00 June 25, 2002

分析相对湿度场的垂直剖面发现，24日08时（图 6a），大气的相对湿度场具有与风速相似的分布特征，即自渤海向内陆为一个高湿区，相对湿度都在80%以上.内陆地区湿层较浅，东部沿海湿层深厚，相对湿度场与东南风气流相配合，表明这种来自渤海的东南风气流为一支冷湿气流.白天由于陆面气温升高，内陆近地层逐渐演变成一个干区，干层厚度较浅，总体位于1.5 km以下的浅薄的边界层内（图 6（b，c，d）），而东部大气依然为深厚的湿区.随着东南风气流沿山脉爬升，内陆的干大气逐渐消失（图 6（e，f））.

图 6

Fig. 6

图 6 9 km网格模拟的相对湿度场（无量纲）沿39.8°N的垂直剖面.（a）24日08时；（b）24日11时；（c）24日14时；（d）24日17时；（e）24日20时；（f）24日23时 Fig. 6 Vertical cross-section of east-west relative humidity along Mentougou (39.8°N) at (a)14:00 June 24; (b)17:00 June 25;(c)20:00 June 24 and (d)23:00 June 24 2002

结合温度场、湿度场以及垂直运动场的分布发现，这支东南风气流气温较低、湿度较大，出现在午后，似乎具有海风的性质.但它又伴有较强的风速核和风速辐合中心，强度大、范围广，向内陆推进了两百多公里，其中必然有天气尺度系统演变的作用.那么，这支东南风气流是如何形成的，是天气尺度系统在起作用还是地表热力作用的结果，下面将结合敏感性试验结果进行分析.

分析敏感性试验1模拟的风场发现，即使不考虑地表感热加热作用，模式依然模拟出低层的东南风气流，但气流的强度偏弱，向内陆推进的速度也偏慢.由图 7可以发现，到24日20时，到达太行山脚下的东南气流最大偏东风仅为5 m·s^-1（图 7b），最大全风速为7 m·s^-1（图略）.其后气流强度虽然略有加强，但总体不超过8 m·s^-1，而最大风速中心一直位于东部海面（图 7（c，d））.直到大暴雨开始后，到达山脚附近的东南风气流依然较弱.

图 7

Fig. 7

图 7 同图 4，但为敏感性试验1的模拟结果 Fig. 7 Same as Fig.4, except for the simulation of sensitivity experiment one

沿39.8°N作风场、气温以及位温的垂直剖面发现（图 8），不考虑地表感热加热作用时，模式模拟的午后内陆依然有一个升温过程，但内陆气温较控制试验的明显偏低.17~19时近地面最高气温达23℃（图 8（b，c）），较控制试验的27℃低4℃.但由于海上气温较低，在冷湿的东南气流与内陆暖气团之间形成了一个冷暖空气的交界面，交界面上具有清楚的温度梯度（图 8b）.至24日20时，这一冷暖空气交界面消失（图 8（c，d））.

图 8

Fig. 8

图 8 同图 5，但为敏感性试验1的模拟结果 Fig. 8 Same as Fig.5, except for the simulation of sensitivity experiment one

由此可见，即使不考虑地表感热加热的作用，低层东南风气流依然会形成，表明这股气流主要是天气尺度系统变化的结果.但模拟的这股气流强度明显偏弱，说明由于地表感热加热作用导致的海陆热力温差对于低层东南风气流的强度有影响.同时还发现，24日20时后在这股东南风气流沿山脉爬升过程中，山脚下并没有明显的偏北风气流出现（图略），由此可以推测，控制试验模拟的山脚下的偏北气流与夜间地表降温有密切关系，很可能是由山风效应引起的.

分析敏感性试验2模拟的风场沿39.8°N的垂直剖面发现，干过程同样可以模拟出这支东南风气流.由图 9可以看出，这支东南风气流在午后很快形成，并迅速向内陆地区推进.直到24日20时，当东南风气流到达太行山脚下时，干过程模拟的这支东南风气流全风速的大小与控制试验的类似，但东西风分量较控制试验的偏大，南北风分量偏小（图略），也就是说，干过程模拟的气流更偏向东西方向.23时后，控制试验中对流爆发，低空东南风气流的风速进一步增强，而干过程模拟的这支气流强度却开始减弱.尤其是25日02时前后降水最强时，干过程模拟的这支气流明显减弱，偏东风仅为9 m·s^-1左右（图 9d），全风速也只有10 m·s^-1（图略），这一结果充分说明暴雨过程中的潜热加热作用对于边界层气流的强度有明显的增强作用，这与观测事实及孙继松^[15]、郑祚芳等^[16]、郭金兰等^[18]的研究结果一致.

图 9

Fig. 9

图 9 图 4，但为敏感性试验2的模拟结果 Fig. 9 Same as Fig.4, except for the simulation of sensitivity experiment two

同时还发现，干过程模拟的低层东南风气流沿山脉爬升后，在24日23时后山脚下也出现了一支较强的偏北风气流，与控制试验的结果较为相似，结合敏感性试验1的结果可以认为，这支偏北风气流与地表感热作用有密切关系，主要是由于夜间地表降温形成的山风效应引起的.

本文利用美国俄克拉何马大学风暴分析预测中心开发的ARPS模式，对2002年6月24~25日的一次门头沟大暴雨过程进行了数值模拟及敏感性试验，重点研究了低层东南风气流的形成机制，可以得出以下结论：

（1）这支低层东南风气流是一支冷湿的、伴有较强风速辐合的边界层气流，主要是在天气尺度系统作用下生成的.

（2）东南风气流形成过程中，地表感热加热作用对其强度有加强作用.

（3）大暴雨开始后的潜热加热作用对这支东南风气流有正反馈作用，使气流的强度大大增强，因此，在降水开始后气流强度也增强，降水最强时低空急流的强度达最强.

（4）暴雨开始后，由于夜间地表降温造成山风效应，导致在北京西部山脚下出现偏北风.