暴雨是中国夏季常见的一种灾害性天气，特别是持续性的、大范围的暴雨有时会诱发泥石流、山体滑坡等次生灾害，从而给相关地区人民的生命和财产带来巨大损失。暴雨作为降水的一种特殊形式，充沛的水汽供应是其产生的基本条件，特别是对于持续时间较长的暴雨(几小时到24 h)来说，需要有天气尺度系统将水汽源源不断地输送到暴雨区上空，以补充因暴雨发生所造成的气柱内水汽损耗(陶诗言，1980)。

华北地区地处东亚季风区，夏季暴雨发生时水汽通道主要有几条：首先，西南季风将孟加拉湾的水汽输送到中纬度地区；其次，西太平洋副热带高压(副高)南侧或西南侧与台风之间的东南急流将来自东海或西太平洋的水汽输送到暴雨区；第三，东南急流将南海的潮湿空气输送到江淮流域后向北折转达到华北(黄荣辉等，1998；孙建华等，2000；梁丰等，2006；梁萍等，2007，刘盎然等，1979；樊增全等，1992)。此外，中纬度西风带上的高空槽也会携带水汽东移(梁萍等，2007)。由于大气中的水汽主要分布在低层，因此，绝大多数暴雨过程的水汽通量最大值出现在700 hPa以下，尤其以出现在850 hPa高度附近的居多(“58.7”暴雨研究组，1987；董立清等，1996；王迎春等，2003；陈忠明等，2006)。在一些持续性暴雨产生的过程中，水汽源地可能发生变化，例如：影响河北省的“96.8”暴雨，在降水之初，水汽主要来自东海，随着台风低压的北上以及大尺度环流的调整，水汽源地改变成中国南海和孟加拉湾(徐国强等，1999)。此外，在中国内陆地区，特大暴雨的水汽来源往往不止一个。其中一个源地是孟加拉湾，另一个则是中国南海或者东海。西南季风与东南急流相遇产生特大暴雨，有时这两支气流汇合后形成的偏南风会一直向北到达黄河或华北平原，将充沛的水汽输送到北方，与西风带槽前西南暖湿气流共同为大暴雨甚至特大暴雨提供水汽条件，这是中低纬度相互作用的一种形式(康志明，2003；毕宝贵等，2006；陈忠明等，2006；章淹，1990)。还有研究发现，登陆台风在将湿空气顺利输送到中纬度暴雨区的过程中起重要作用。当台风登陆后不断西进北上时携带大量的水汽，与此同时其东北侧的东南急流带是一条重要的水汽通道。在这种形势下，暴雨区会出现在河北甚至陕西(黄石璞等，1996；徐国强等，1999；张弘等，2006；井喜等，2005)。另外，当西南涡、西北涡等沿几乎相同路径接连东移北上时，在连接起来的低涡东侧形成了抵达华北的强暖湿输送带，低涡起到了水汽输送的“接力”作用(吴正华，1989)。因此，目前对于华北暴雨的水汽来源已经有了比较深刻的认识，而且也针对台风、西南涡和西北涡等系统在水汽输送中的作用开展了一些研究。尽管如此，对于水汽是如何从千里之外的海洋上输送到中纬度地区以及这种输送过程产生的机制的认识还不够深刻，仍需进一步研究。

2012年7月21日北京发生了有完整气象观测记录以来罕见的特大暴雨(以下简称“7.21”特大暴雨)。根据自动气象站记录，降水从2012年7月21日09时(北京时，下同)开始一直到22日07时前后结束，持续了近22 h。在全市有记录的259个自动气象站中，251个站总降水量超过50 mm，降水量超过100 mm的站点主要出现在北京的中部及东部地区，特大暴雨落区位于房山、门头沟、海淀、石景山、顺义和平谷等区县，呈西南—东北走向。累计降水量最大值为541 mm，出现在房山的河北镇(水文站)，气象站观测到的最大值为408.2 mm(门头沟龙泉)，城区最大降水量328 mm(石景山模式口)。自动气象站记录的逐时降水量演变表明，较强降水呈现双峰分布。第一阶段降水发生在21日16时之前，最大小时降水量在40—60 mm；而第二阶段的降水明显增强，16—21时几乎每个时次都有测站的降水量达到或超过80 mm，20—21时观测到了本次过程的最大小时雨量100.3 mm。通过与北京地区有完整气象记录以来暴雨过程的比较得知，此次降水过程具有强降水出现的时间集中、大暴雨范围广、累计雨量大、降水强度特强等重要特征，这也是导致山洪、泥石流、城市内涝等衍生灾害的主要原因。据统计，受强降水影响，全市受灾人口达160.2万，死亡73人，直接经济损失116.4亿元。

这次暴雨过程降水量之大超出了预报人员的预期。如前所述，异常充沛的水汽是产生特大暴雨的前提条件。那么，2012年7月21日北京地区的水汽辐合究竟达到了一个怎样的程度？充沛的水汽又是从哪里、以何种方式被输送到北京的？水汽输送条件是如何建立的？这些都是暴雨研究值得探讨的重要科学问题。

本研究采用探空、地面观测和NCEP再分析资料，针对上述科学问题涉及天气尺度的相关问题进行研究，揭示了与这次特大暴雨产生过程中有直接关系的重要天气尺度动力过程及其在形成这次特大暴雨过程中所起的作用。指出这些过程导致了低空偏南风持续增强，不仅实现了从孟加拉湾和中国南海向北京的远距离水汽输送，而且由此产生的异常强烈的水汽输送和水汽辐合为特大暴雨形成提供了必要的水汽条件。

2012年7月21日08时，500 hPa高度上贝加尔湖有一个深厚的低涡，高空槽经蒙古国—内蒙古—河套伸向青海省东部(图 1a)。与此同时，西太平洋副高稳定控制着中国东部地区，京津冀平原处在副高与高空槽之间的西南气流中，形成了有利于华北地区出现暴雨的高空槽加上副高的典型环流型。

图 1 2012年7月21日08时500 hPa(a)和850 hPa(b)高度场(等值线，dagpm)和风场(矢线) (虚线表示槽线，十字星指示北京) Fig. 1 Geopotential height(contour lines，dagpm) and wind fields(vector)of 500 hPa(a) and 850 hPa(b)at 08:00 BT 21 July 2012 (dashed line: trough，cross star indicates the location of Beijing)

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区域性特大暴雨与一般暴雨的重要区别之一在于水汽。在中纬度地区，若没有台风等热带系统直接参与，要产生区域性大暴雨或特大暴雨就必须具备良好的水汽输送条件，即：在对流层低层至少要有一条水汽通道，将来自孟加拉湾或中国南海或东海或西太平洋的湿空气输送到暴雨区。尤其是“7.21”特大暴雨，很明显水汽源地是孟加拉湾和中国南海(图 1b)。为什么远在两千千米以外源地的水汽能长途跋涉而且以非常充沛的水汽量输送到北京地区引发历史上罕见的特大暴雨呢？这是本研究十分关注也是想要回答的一个科学问题。

“7.21”特大暴雨过程水汽通道的建立与3个系统有关(图 1b)。一是西太平洋副高。副高在暴雨开始之前和产生的过程中，先是加强西伸，而后稳定维持(图略)。二是呈东北—西南走向的低压带。21日08时低压带的北半部分位于河套到四川一带，850 hPa四川上空有一个140 dagpm的低压中心。这个低压带不仅与水汽输送有关，而且当低压带北端低涡发展并向北京靠近时，降水进一步增强。因此，它是影响暴雨的一个重要的天气系统。三是位于副高西南面中国南海上的台风“韦森特”。在前面两个系统的配合下，中国东部地区形成了很强的经向型环流，在这两个系统之间是一支从低纬度地区伸向华北地区的偏南气流，构成很强的贯穿华南到华北地区的水汽通道，即：西南季风携带了来自孟加拉湾的水汽与“韦森特”和副高之间的东南风携带来自中国南海的水汽在江西北部、湖北南部汇合后直达华北地区，这就是“7.21”特大暴雨过程对流层低层天气尺度环流形势的一个重要特征。与华北地区著名的“63.8”特大暴雨(陶诗言，1980；《华北暴雨》编写组，1992)不同的是：“7.21”暴雨的两个水汽源地距离中纬度地区均比较远，水汽要通过远程输送才能到达暴雨区。

200 hPa形势场分析表明(图略)，在对流层高层等高线呈明显的疏散分布，形成很强的辐散气流。在后面的分析中将会看到，高层的强烈辐散所引起的抽吸作用也是造成水汽能够在暴雨区低层异常辐合的重要动力条件之一。

综上所述，特大暴雨是在贝加尔湖—内蒙古低涡低槽、西太平洋副高、台风“韦森特”、西南季风、对流层低层南北向的低压带和中尺度低涡、对流层高层辐散场等多个系统共同影响下产生的，暴雨过程环流型的重要特点主要体现在对流层低层。那么，此种多系统配置形成的共同作用在大气低层会导致什么样的动力过程？如何在这些动力过程驱动下实现水汽的远程输送，使北京地区有异常充沛的水汽供应，从而造成“7.21”特大暴雨的呢？第3节中将针对上述问题展开讨论。

环境大气所含水汽的充沛程度与引发的暴雨强度有密切关系。谌芸等(2012)引用Grumm(2012)的研究结果指出，一次强降水过程的850 hPa水汽通量和相应变量的标准化距平偏离值达3σ以上即认为是小概率事件，而“7.21”北京暴雨850 hPa水汽通量的偏离值达6σ，显示其水汽通量极端异常的特征。谌芸又选取了一个站自2007年以来降水量≥50 mm的7次暴雨个例计算其水汽通量散度，结果表明“7.21”暴雨北京地区的水汽通量辐合强度为上述7次暴雨过程的平均水汽通量辐合强度的两倍以上。

本研究采用比湿来考察特大暴雨区水汽充沛程度及其演变特征。图 2a给出了特大暴雨区各层比湿随时间的演变，可以看到21日08—14时对流层中下层比湿明显增大。21日14时对流层低层850 hPa 以下比湿首先达到最大值(16—19 g/kg)，此后中高层比湿也迅速增大，850—600 hPa各层均在20时达最大值(10—15 g/kg)。而且，中高层的高湿特征一直维持。到22日02时，整层比湿迅速减小，降水也明显减弱。

图 2 比湿时间-高度分布(a)，“7.21”暴雨比湿与历史个例平均比湿的差值(b，实线:14时，虚线:20时) Fig. 2 Time-height cross section of specific humidity(a)，the difference of specific humidity between “7.21” case(14：00 BT-solid line，20:00 BT-dashed line) and the averaged one over the historical cases(b)(unit: g/kg)

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为了充分说明“7.21”特大暴雨水汽异常充沛的程度，选取发生在高湿环境中的区域性暴雨历史个例与之进行比较。遴选标准：必须超过半数以上的观测站(9个站)24 h降水量超过50 mm。2000年以来有8个暴雨个例满足上述条件(本研究将其称为区域暴雨历史个例)。从“7.21”暴雨区与历史个例各层比湿差值的分布可以看到(图 2b)，1000—500 hPa，前者14时和历史个例的差值为2—2.75 g/kg，最大差值出现在700 hPa。20时“7.21”暴雨降水强度达最强时850 hPa以下两者差值减小，而850 hPa到500 hPa甚至以上差值增大，最大差值仍出现在700 hPa，达3.25 g/kg。这就意味着“7.21”暴雨区700 hPa 14时的比湿要比历史个例的平均值高出30%，20时高出近40%。这一结果充分表明，“7.21”暴雨区内水汽充沛程度远高于北京地区已有的区域性暴雨个例的平均值，这就决定了“7.21”是一次特强的暴雨过程，与谌芸(2012)的结论一致。3 导致特大暴雨区水汽异常充沛的重要动力过程3.1 低空偏南气流持续增强及其在水汽远程输送中的作用

如前所述，850 hPa上在稳定维持的西太平洋副高和大陆上低压带之间存在着一支从低纬度一直到40°N附近的偏南气流带。这支气流将水汽从中国南海和孟加拉湾输送到华北，本研究中将其称为“纵贯南北”的水汽输送带。同时，水汽在特大暴雨区上空辐合也发生在这支气流所伴有的低空急流核的下游的邻近地区。由于摩擦作用，偏南风在北进的过程中会有所减弱。因此，必然存在一种动力过程使得充沛的水汽能够从2000多千米以外的地方源源不断地远距离输送到北京地区。那么，究竟是什么驱动力可以使水汽从中国南海和孟加拉湾长途跋涉输送到北京地区呢？

3个不同时刻(20日08时、21日08和14时)850 hPa风场表明(图 3a)，20日08时水汽输送带上的偏南气流在中国境内的部分并不强，最大风速为8—10 m/s，紧邻北京的河北省中部地区的风速仅2—6 m/s。此时水汽主要依靠西南季风向北输送，水汽通量较小，最大值只有10—15 g/(s·hPa·m)，北京及河北中部不足5 g/(s·hPa·m)(图 4a)。21日08时，偏南风明显加强，其中河北南部、河南到湖北的风速增大至8—14 m/s，形成的低空急流核位于河南南部、湖北北部(图 3b)。低空偏南气流的增强加大了向华北地区的水汽输送。从图 4b可以看到，整个水汽输送带上的水汽通量值增大，位于急流核附近的中心值达到15—20 g/(s·hPa·m)。尤其值得注意的是，此时由台风“韦特森”北侧东南风输送的南海水汽也汇入西南季风中。到14时，不仅低空急流继续增强，急流核风速达到14—16 m/s，而且急流核向北偏东方向移动到达河北中南部(图 3c)。该时刻的水汽通量分布表明(图 4c)，伴随着低空急流增强，水汽通量中心也进一步增大至20—25 g/(s·hPa)，并随着急流核向东北方向移动靠近北京。其结果是使北京处在水汽通量中心下游方的辐合区内，其南部地区已进入到10—15 g/(s·hPa·m)的区域内。因此，偏南风增强形成了低空急流，而且急流核向东北方向移动不仅有利于水汽长距离输送到北京地区，而且也造成了水汽在北京上空的强烈辐合。

图 3 850 hPa水平风分布(a. 20日08时，b. 21日08时，c. 21日14时；填色为风速>6 m/s) Fig. 3 Wind field at 850 hPa 08:00 BT July 20(a)，08:00 BT July 21(b)，14:00 BT July 21(c)(shaded: wind speed>6 m/s)

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图 4 850 hPa水汽通量矢量和水汽通量(大于10 g/(s·hPa·m)用彩色标识)大小(a. 20日08时，b. 21日08时，c. 21日14时；单位：g/(s·hPa·m)) Fig. 4 Moisture flux vector and value of moisture flux at 850 hPa08:00 BT 20 July(a)，08:00 BT 21 July(b)，14:00 BT 21 July(c)(unit: g/(s·hPa·m))

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分析表明，上述偏南气流持续增强是台风“韦森特”、大陆上的低压带以及西太平洋副高共同作用的结果。从图 3可以看到，低层的偏南气流最初来自西南季风，而台风“韦森特”位于菲律宾以西的中国南海海面上，它与西太平洋副高之间的东南风风速较小。21日08时，“韦森特”已经越过菲律宾向中国广东、福建沿海靠近，台风的外围气流深入内陆并与西南季风汇合，在交汇点的北面形成了低空急流。此后，台风继续向西北方向移动，而且由于台风低压发展加强，它与副高之间的东南风也明显增大。14时，这支较强的东南风与西南季风的汇合点向西北移动到安徽与湖北交界处，低空急流核的风速进一步增大。

与此同时，图 1b中位于大陆上的低压带的北端发展、东移，位势高度降低了2 dagpm，并在110°E以东、38.5°N形成了中心为142 dagpm的低涡，而海上副高则稳定维持，由此造成低压带北端低涡东侧和稳定的副高之间的东西向气压梯度增大，即由08时(8—10)×10^-5 dagpm/m增强到(10—12)×10^-5 dagpm/m(图 5)。而且，14时梯度的大值中心与该时次的急流核有较好的对应关系。这是因为当自东向西的位势高度梯度增大时，在向北的地转偏向力作用下，导致南风增强。计算的与14时位势高度梯度相对应的地转风速为11—13 m/s，与实际风14—16 m/s比较接近。因此，低空急流核的北移显然与水汽通道北端的东西向位势高度梯度增强有密切关系。

图 5(a)2012年21日08时位势高度梯度，(b)14时位势高度(等值线，dagpm)和东西方向位势高度梯度 (正值表示梯度方向自东指向西，填色区大于4，单位：10-5 dagpm/m) Fig. 5(a)Geopotential height gradient at 08:00 BT，(b)geopotential height(dagpm) and its gradient at 14:00 BT 21 July 2012 (the positive indicates the direction of the gradient being from east to west，uint: 10-5 dagpm/m)

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14—20时，低空急流进一步加强，急流核心的风速达到22—24 m/s并继续向东北方向移动，北京位于急流核左侧(图 6a)。从风场的分布可以看到，台风“韦森特”西部的偏北气流切断了西南季风向北输送的通道，与特大暴雨相关的这支低空急流南面的湖南南部和江西西部已经从偏南风转为偏东风，说明此时急流与西南季风之间的联系减弱。但是，台风“韦森特”的缓慢北移，台风环流与西太平洋副高之间的东南风汇入偏南急流的特征不仅没有改变，而且有所加强，超过6 m/s的风速区与上述急流更加接近。与此同时，低压带北端的低涡也在东移，20时低涡中心从山西西部移动到北京上空。对比图 5b和图 6b可以看到，副高在此期间相当稳定，20和14时位势高度为150 dagpm的等值线位置一直在117°—118°E，因此，西面低涡的东移使得中纬度地区的东西向位势高度梯度再次增大，在低涡东面出现了大于12 dagpm/m的中心。尽管此时位势高度梯度超过6 dagpm/m的分布与风速大于12 m/s的区域有较好的对应关系，但是地转风比实际风速小了近10 m/s，出现了强烈的超地转风，显然它和缓慢北移的“韦森特”台风环流东侧偏南气流增强有关。所以，这时除了高度梯度增大以外，台风环流气流对于偏南风增速的贡献也显得十分重要。

图 6(a)2012年21日20时850 hPa水平风场(大于6 m/s填色)，(b)位势高度(等值线，dagpm)及其东西向梯度(填色值大于4×10-5dagpm) Fig. 6 Wind(a) and geopotential height as well as its gradient(b)at 850 hPa 20:00 BT 21 July 2012 (The other illustration is the same as in Fig. 3 and Fig. 5)

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上述分析已经表明，从21日20时开始，中国南海成为特大暴雨第2阶段降水的主要水汽源地。此外，从图 7a可知，伴随着低空急流的增强，水汽通量也明显增大，在(36°—40°N，115°—118°E)出现了25—35 g/(s·hPa·m)的中心。在这个中心的下游方(包括北京及河北北部)，水汽通量的等值线梯度明显增大。于是，在上述地区形成了强的水汽通量辐合区，北京就位于辐合中心区域中(图 7b)。

图 7 2012年21日20时850 hPa水汽通量矢量和大小(a)、水汽通量散度(b) (图a同图 4，单位：10-5 g/(hPa·m2·s)) Fig. 7 Moisture flux vector and its magnitude(a)as well as moisture flux divergence(b)at 850 hPa 20:00 BT 21 July 2012(Fig.a as in Fig. 4 but unit: 10-5 g/(hPa·m2·s))

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综上所述，来自孟加拉湾和中国南海充沛的水汽之所以能够被远距离输送到华北为北京地区形成特大暴雨提供必要的水汽条件，重要的原因是对流层低层承担水汽输送的偏南风持续增强、急流核不断向东北方向移动靠近北京。伴随着上述动力过程，水汽通量增大并在北京附近形成强烈的水汽通量辐合中心，造成水汽强烈辐合，为特大暴雨提供了良好的水汽条件。上述分析清楚表明，在西太平洋副热带高压稳定维持的情况下，位于大陆上的低压带东移发展，造成两者之间东西方向上的位势高度梯度增大，在向北地转偏向力影响下南风分量增大。同时，位于南海上的台风“韦森特”在缓慢北移的过程中，向北输送水汽的低空偏南气流也明显增大并汇入位于大陆上的低空急流中。这表明台风在偏南气流增强中也起了重要作用。

21日14时200 hPa的水平散度和风速分布表明(图 8)，高空急流核位于内蒙古东部，在急流入口区的南侧(40°N附近)分布着40×10^-5 s^-1的辐散中心。850 hPa上，图 3c中的低空急流核前方则有-20×10^-5 s^-1的辐合中心(图 8)。高空辐散中心与低层辐合中心位置几乎重合，形成了高低空急流耦合。从该时刻垂直速度沿40°N的纬向剖面(即垂直于地面冷锋并穿过锋面)可以看到(图 9a)，上述耦合形成了次级环流。环流的上升支位于40°N，113°—114.5°E，地面冷锋上空，上升运动最强达到-2.5 Pa/s。此时，在地面冷锋前暖区内(40°N，116°E)800 hPa以下还有一个略向西倾斜的弱上升区，它与第1阶段暖区暴雨相关联，也就是说，高低空急流耦合产生的次级环流上升支还没有叠置在低层锋区的垂直上升气流上空。到20时，高低空散度中心东移到116°E(北京上空)，高空辐散仍有35×10^-5 s^-1，对流层低层急流增强导致辐合增大至-35×10^-5 s^-1，高低空急流的耦合达到最强(图 8)。尤其值得注意的是高低层散度均达到了10^-4 s^-1量级，这是极为罕见的。它不仅表明高低层耦合的强烈程度，同时也是这次暴雨过程极为重要的特征。另外，从图 9b可以看到，耦合产生的次级环流上升支正好位于低层锋区环流上升支之上，形成了垂直的、深厚的、强烈的(最强ω达到-3 Pa/s)上升层。

图 8 7月21日(a)14时、(b)20时200 hPa散度(黑实线)和风速水平(色阶)分布(c)14时、(d)20时850 hPa散度(单位：10-5 s-1，200 hPa散度仅给出正值部分，850 hPa散度仅给出负值部分，十字星指示北京) Fig. 8 Distributions of divergence(black line) and wind speed(shaded)of 200 hPa at(a)14:00 BT and (b)20:00 BT 21 July 2012，divergence of 850 hPa at(c)14:00 BT and (d)20:00 BT 21 July 2012(unit of divergence： 10-5 s-1，only the positive part is given at 200 hPa and the negative at 850 hPa only; cross star indicates the location of Beijing)

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图 9 2012年7月21日沿40°N垂直速度(等值线；单位：Pa/s)和全风速矢量剖面(a. 14时，b. 20时) Fig. 9 Zonal cross section of vertical velocity(contour line; unit： Pa/s) and wind(vector)on 21 July 2012(a. 14:00 BT，b. 20:00 BT)

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高低空强烈耦合有利于加强水汽在水平方向上的聚积和垂直输送。3.1节已经讨论了低层风场中的辐合造成了水汽通量辐合，在此不再赘述。而高层辐散则主要产生抽吸作用。当高空出现强辐散时，为了保持质量连续，低层的辐合必然加强，从而导致水汽辐合增强，由此也会对低空急流的加强有正反馈作用。与此同时，高低空耦合使得上升运动增强，有利于将低层的湿空气向上输送，形成深厚的湿层，为暴雨形成提供有利条件。由此可知，高低空强烈耦合是导致北京上空大气异常潮湿、湿层深厚的另一个动力过程。

前面分析了引发源于孟加拉湾和中国南海充沛水汽远程输送的动力过程，为了进一步说明这些动力过程带来的水汽强烈输送对“7.21”北京暴雨形成的作用与影响，计算了北京暴雨区(39°—41°N，115°—117°E)的水汽收支。区域内的水汽收支可以通过计算其东、西、南、北4个边界上的水汽通量来分析。图 10给出了暴雨区水汽收支及其垂直分布。图 10a表明，14时该区域1000—100 hPa层内南边界水汽通量为165 g/(s·hPa·m)，北边界117 g/(s·hPa·m)，西边界13 g/(s·hPa·m)，东边界4 g/(s·hPa·m)，纬向的水汽输入比经向小一个量级，说明从区域南边界输入的水汽是主要的。而且，区域内的水汽辐合主要源于南边界流入大于北边界流出，经向辐合量为48 g/(s·hPa·m)。从图 10c给出的水汽输送净值(即北边界和南边界水汽通量的差值、东边界和西边界水汽通量的差值)的垂直分布可以看到，南风输送主要出现在750 hPa以下，而对流层中上层则以西风输送为主，且500 hPa 以上纬向水汽净流入和经向水汽净流出基本抵消，即：水汽输送的净辐合主要出现在对流层中下层。此外，在垂直方向上水汽输送净值有2个极值，第1个出现在850 hPa高度附近，净值达-12.5 g/(s·hPa·m)；第2个在550 hPa附近，净值为-4.5 g/(s·hPa·m)，对流层低层水汽输入净值明显大于对流层中上层。20时(图 10b)，1000—100 hPa层内从区域南边界输入的水汽基本没有变化，而北边界输出量却明显减小为65 g/(s·hPa·m)，经向净值达到96 g/(s·hPa·m)，比14时增大1倍，这与上述20时偏南气流明显增大的结果一致。此时，尽管东西方向的通量增大，但是，东边界的输出量略大于西边界的流入量，对水汽辐合是负贡献。值得注意的是，此时800 hPa高度附近的辐合达到最强(-19 g/(s·hPa·m))，与14时相比不仅最大辐合层抬升、辐合层增厚，并且最大辐合量增加了6.5 g/(s·hPa·m)，这是该层南风和西风两个方向的输送均有所增大的结果(图 10d)。比较而言，前者仍明显大于后者。此外，20时700 hPa以上出现了水汽的净辐散层，最大值出现在600 hPa(3.0 g/(s·hPa·m))。这一结果与上述分析的辐散流出层的高度完全吻合。综上所述，造成特大暴雨的水汽主要来自南面，对流层低层的西南气流在引发这场特大暴雨的水汽输送及水汽通量辐合中起着关键作用，与3.1节得到的结果一致。

图 10 “7.21”北京4暴雨区水汽收支及其垂直分布 (a. 14时1000—100 hPa水汽通量，b. 20时1000—100 hPa水汽通量，c. 14时经向(红)和纬向(黑)以及总水汽通量(蓝)净值垂直分布，d. 20时经向(红)和纬向(黑)以及总水汽通量(蓝)净值垂直分布，e. 水汽垂直输送(粉-21日08时，蓝-21日14时，黑-21日20时，绿-22日02时)；水汽通量单位：g/(s·hPa·m)，图a和b箭头和数值表示水汽通量值和方向，图c和d中负值表示净流入) Fig. 10 Moisture budget in the flash flood area from 1000 hPa to 100 hPa at 14:00 BT(a) and 20:00 BT(b)，the vertical distribution of meridional(red)，zonal(black) and the total(net，blue)moisture flux at 14:00 BT(c) and at 20:00 BT(d)，and vertical moisture flux(pink-08:00 BT，blue-14:00 BT，black-20:00 BT 21 July，green-02:00 BT 22 July)(e)(unit of moisture flux: g/(s·hPa·m))

图选项

上述结果清楚地表明，暴雨区的确存在来自南边界低层的强烈的水汽输送，强暴雨发展的时刻即21日20时南边界水汽输入量为08时的2倍。然而，引发强降水的第2个条件是：要将低层水汽向上输送到中高层。为此，计算了暴雨区内垂直水汽通量(图 10e)。08时，地面到700 hPa水汽的垂直通量为0—-0.5 g/(s·hPa·m)，从700 hPa开始向上通量接近0，最大值出现在900 hPa，为-0.5 g/(s·hPa·m)。到14时，在300 hPa以下深厚的层次内，水汽垂直通量均为负值(向上输送)，地面到700 hPa层次内较08时增大，达到-1—-2.5 g/(s·hPa·m)，此时，最大值仍出现在900 hPa，强度为-2.5 g/(s·hPa·m)。但到了20时，垂直水汽通量迅速增大，垂直水汽通量输送层出现在900—200 hPa，最大值出现在700 hPa，强度达-4.2 g/(s·hPa·m)，几乎为08时的2倍，这一结果与低层水汽增大的速度相当。到了强降水结束时，水汽的水平输送和垂直输送又迅速减少并接近于0。由此可见，在强降水发展阶段，低层水汽输送和由低层向高层的垂直输送是强降水形成时的2倍，而且最大水汽垂直输送出现的高度也由形成阶段的900 hPa抬升到700 hPa，这些都是强降水形成和发展阶段水汽输送的重要特征。

基于上述分析可知，强降水演变与水汽输送和收支有着密切的关系，但是与强降水演变特征关系更为密切的物理量是水汽通量散度，它不但决定了降水的强度，而且决定了强降水出现的地点。可将单位面积水汽通量散度写为

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图 11 特大暴雨区内水汽通量散度时间-高度分布 (a. 水汽通量散度，b. 第1项，c. 第2项; 单位：×10-5 g/(hPa·m2·s)) Fig. 11 Time-height cross section of moisture flux divergence in the flash flood area(moisture flux divergence(a)，item one(b)，and item two(c); unit: ×10-5 g/(hPa·m2·s))

图选项

那么，引起上述水汽通量散度演变的动力因子是什么呢？由式(2)可知，它由两部分决定：一是水汽平流；二是与质量散度有直接关系(即流场散度引起的水汽通量散度)。图 11b和c表明，21日08—20时，第1项在900—700 hPa有一个-1.5×10^-5 g/(hPa·m²·s)的中心，对特大暴雨区上空水汽通量辐合有正贡献，但是900 hPa以下的近地面层该项为正值。而且，比较图 11a和c可以看到，水汽通量散度随时间和高度的演变特征与式(2)第2项即质量散合部分几乎完全一致。由此看来，“7.21”暴雨过程的水汽通量散度几乎完全由流场散度引起水汽质量散合所决定。这个结果不同于东亚季风区通常的情况(黄荣辉等，1998)。因此，对流层低层与流场散度有关的动力过程在导致“7.21”特大暴雨的水汽输送和水汽通量辐合中起着非常重要的作用。

基于上述分析，实现向“7.21”特大暴雨区持续、强烈输送水汽的天气尺度动力过程为(图 12)：在位于大陆上的低压带北端低涡发展东移的同时，海上副热带高压稳定维持，导致中纬度地区东向西方向位势高度梯度增大，在向北的地转偏向力作用下，偏南气流明显增强。同时，在中国南海上，台风“韦森特”缓慢向广东、福建沿海靠近并发展，台风与副高之间的东南风增大而且逐渐深入内陆后汇入西南季风。在它们的共同作用下使得向北输送水汽的偏南风持续增强、急流核东移北上靠近北京，从而在特大暴雨区产生了强烈的水汽通量辐合。而且，高空强辐散叠置在低空不断增强的辐合中心上空形成的高低空强烈耦合，一方面增大了低空水汽的聚积，同时对低空急流也产生正反馈影响；另一方面，通过增强上升运动，增大了低层水汽向上输送，有利于形成深厚的湿层。在上述动力过程的作用下，来自中国南海和孟加拉湾的潮湿空气被远距离输送到北京，为特大暴雨的发生提供了必要的水汽条件。

图 12 实现从低纬度到北京地区水汽远距离输送的机理模型 Fig. 12 Synoptic-scale dynamic process responsible for long distance transportation from the low latitudes to the Beijing area

图选项

2012年7月21日北京发生了历史罕见的特大暴雨过程，利用常规观测资料及NCEP再分析资料，针对暴雨过程的一个关键条件——水汽输送展开了讨论，分析了导致特大暴雨区内水汽异常充沛的天气尺度动力过程，得到以下结论：

(1)“7.21”特大暴雨发生在异常潮湿并且具有深厚湿层的环境中。在强降水发展阶段，边界层内的比湿在14—19 g/kg，500 hPa也达到了6 g/kg，对流层中低层的比湿比2000年以来北京地区的区域暴雨历史个例平均值高出40％。而且，上述湿度分布持续了20 h，为历史上罕见的特大暴雨的形成提供了必要的水汽条件。

(2)造成北京“7.21”特大暴雨的异常充沛的水汽来自于中国南海和孟加拉湾两个水汽源地。充沛的水汽之所以能够如此远距离地从低纬度海面输送到处于中纬度的北京地区，主要由于有一次重要的天气尺度动力过程。在它的作用下，实现了水汽的远距离输送而且持续增强。这一天气尺度动力过程包括如下几个方面：一是从河套到四川盆地的低层低压带(南北走向)与稳定的副高之间构成了盛行偏南气流的、纵贯南北(从低纬度海面到华北地区)的水汽通道；二是台风“韦森特”的环流缓慢北上靠近华南，在其影响下，低层偏南气流的强度不断增强；三是来自孟加拉湾的西南季风和副高西南侧的偏南气流汇合加强了偏南气流的强度；四是在上述南北向低压带的北端形成了低涡并不断东移，从而进一步加大了低压带与副高之间的东西向气压梯度。由于地转偏向力的作用，使偏南气流得到了进一步增强。由此不仅抵消了地面摩擦影响，而且在上述第2和第4个动力因子共同作用下，增强了低层偏南气流的强度，即：偏南风的风速从8—10 m/s增大至14—16 m/s，形成低空急流，最后急流核最大风速达到22—24 m/s。低空急流增强导致向北的水汽通量也明显增大。而且，在低空偏南急流形成后，急流核向东北方向移动逐渐接近北京，在北京上空形成了越来越强的水汽辐合，最强水汽通量辐合达到-17.7×10^-5 g/(hPa·m²·s)。此外，在暴雨发生期间增强的高低空耦合(高层强烈辐散与低层强烈辐合的耦合)也是导致低空水汽辐合以及水汽垂直输送增强的动力过程，同时对低空急流的增强也有正反馈影响。正是由于上述动力过程，才使得大暴雨发生期间北京上空能够一直保持异常充沛的水汽，为特大暴雨的形成提供了有利的水汽条件。

(3)暴雨区水汽通量计算表明，造成特大暴雨的水汽主要来自南面低层的水汽输送，对流层低层的西南气流在引发这场特大暴雨的水汽输送及水汽通量辐合中起着关键作用。强降水发展的时刻即21日20时南边界水汽输入量为强降水形成阶段(21日14时)的2倍，21日20时暴雨区的水汽通量辐合强度也为21日14时的2倍。这一计算结果与本研究的分析结果吻合。更为重要的一点是在“7.21” 暴雨产生的过程中逐渐增强的上升运动有足够大的能力把低层水汽向上输送到中高层。在强降水发展阶段，水汽由低层向高层输送的垂直输送强度也是强降水形成阶段的近2倍，最大水汽垂直输送由形成阶段的900 hPa抬升到700 hPa。这些都是强降水形成和发展阶段的水汽输送的重要特征。

(4)在上述分析与计算基础上提出实现“7.21”特大暴雨水汽远程输送的机理模型。

应该指出，“7.21”特大暴雨是一次罕见的强降水过程，强降水形成的机制涉及诸多方面，本研究仅就水汽如何被持续地远距离输送到暴雨区以及实现水汽的这种远距离输送的天气尺度动力过程展开了讨论。此外，由于低空急流形成和维持的原因很复杂，特别是当对流发展以后，上下层混合交换以及降水反馈都有可能起作用。这些涉及中尺度问题的分析和研究需采用时空分辨率更高的资料或借助数值模拟来进行。本研究只是针对天气尺度的有关科学问题做了较深入的分析，而中尺度问题将另文讨论。