引言

云南地区位于青藏高原东南侧，自身也是高原(海拔1 200—3 600 m)。这一地区是我国西南水汽的门户，在夏季是东亚季风与南亚季风的过渡地区。独特的地理位置使该地区的天气气候同时受高原和季风影响，是大气环流背景复杂地区。云南由纵向岭谷(含横断山、高黎贡山、怒江峡谷、怒山、澜沧江峡谷、云岭)、滇东高原、滇中高原以及南部丘陵组成，地形地貌复杂多变(图 1)。云南以云岭—哀牢山为界，两侧海拔约相差1 000 m。复杂的环流背景与地形使得该地区的暴雨研究和预报具有挑战性^{[1, 2]}，相比国内其他地区的强降水研究工作，该地区的很多研究工作有待进一步加强^{[3, 4]}。

川滇切变线常出现在青藏高原东南侧川滇之间，700 hPa准纬向的气旋式风场不连续线，夏季受其影响出现大雨、暴雨过程占同级过程的65 %以上^[1]。针对川滇切变线已有一些研究分析工作。何华等^[5]在1980— 1991年11个川滇切变线大暴雨过程合成基础上，分析指出川滇切变线降水具有滇西南多、滇东北少的分布特征，且偏南水汽输送对降水有重要影响。段旭等^[6]通过滤波从T106资料分离出川滇切变线暴雨过程中的中尺度系统，指出水汽的强辐合时段与暴雨降落时段有较好的对应关系，暴雨落区比水汽强辐合区要稍偏向于水汽输送的下游方向。何华等^[7]对2002年6月25日川滇切变线进行了分析，指出切变线上有中α尺度低涡扰动存在，涡区上空存在超强散度柱、倾斜涡柱、深厚的上升运动区及强垂直上升运动，超强散度柱与强垂直上升运动互耦。金少华等^[8]对2008年7月2日、5日的2次影响滇中的川滇切变天气过程进行分析，指出冷锋切变系统的强弱、移速对降雨强度影响较大，切变线上中尺度系统的生成和维持时间对降雨强度作用明显。段玮等^[9]分析了MM5中湿物理过程对川滇切变线模拟的异同，指出Anthes-Kuo积云参数化方案能较好地模拟出降水分布及其特殊的中尺度特征。

以往的研究主要集中在个例分析、合成水汽特征分析和数值模拟等方面，但川滇切变线暴雨过程的发生十分复杂，涉及多尺度天气系统影响、地形作用等，因此对此类暴雨过程的理解和认识仍有待深入。不稳定条件是暴雨发生发展的前提，但目前针对川滇切变线强降水过程中不稳定条件的发生、发展、维持的研究尚欠缺。本文以NCEP FNL 1°×1°逐6 h再分析资料、云南省124个台站逐6 h降水资料为基础，结合地形利用天气诊断分析，尤其是对不稳定条件的诊断，分析了2002年08月9—10日典型川滇切变线暴雨过程的天气特征和不稳定条件发生、发展、维持机制，并总结出概念模型，以期为此类天气的预报和分析提供一定参考。

1 资料和方法

使用的资料包括NCEP FNL 1°×1°逐6 h再分析资料、云南省124站逐6 h降水资料^[10]。

NCEP FNL资料是由T254 L64谱模式获取的高分辨率资料，同化了地面观测、无线电探空、探空气球、飞机及卫星观测资料，其中参与同化的卫星资料有TRMM卫星、NOAA系列卫星、美国国防气象卫星计划系列卫星、Earth Probe卫星和地球静止轨道环境业务卫星(GOES)等^[12]。由此可见，NCEP FNL 1°×1°逐6 h再分析资料吸收了多种资料源的信息，已成为一套适用于各类气象分析的资料^{[13, 14]}，其在时空分辨率和性能上明显优于探空站客观分析资料，其范围也包括地形复杂地区，如青藏高原周边各地^[14-16]。此外，云南及周边地区探空站较少(省内仅5个，西藏与缅甸更少)，空间间隔远，观测次数少，故代表性受局限^[17]。NCEP FNL再分析资料在云南广泛应用于天气气候分析中已有10余年，实践证明该资料能够再现云南地区各类气象事件的特征，具有较好的适用性。

研究方法主要为天气分析和物理量诊断，主要包括天气环流形势分析、水汽输送与辐合辐散诊断以及湿位涡MPV诊断。

2 降水概况与环流背景 2.1 降水概况

2002年08月09日20时—10日20时(北京时，下同)青藏高原东南侧出现一次川滇切变线南移影响的强降水过程。图 1给出该过程的24 h累积降水量与地形叠加图，分析可知，该过程具有雨量大，降水集中，且大雨、暴雨降水范围广的特点。由于切变线停滞在云岭—哀牢山一线，切变线以南70 %站点的降水在大雨量级以上，其中40 %站点达到暴雨量级以上，而切变线以北的站点多为小雨。换言之，以云岭—哀牢山为界，地形以北主要是小雨，以南为大雨、暴雨。此外，该降水过程的72 h累计降水量(图略)也呈现切变(云岭—哀牢山地形)以北降水较少，切变以南降水较多的分布。这种降水的空间分布是川滇切变线降水的典型分布^[1]。

值得注意的是，云南年降水、夏季降水的空间分布也是以云岭—哀牢山为界呈现西南多、东北少的分布^[1]。这可能与川滇切变线及相关环流系统经常在这一区域出现有关。云南夏季大雨、暴雨强降水过程中，65 %以上受川滇切变影响，其他小量级降水过程中，川滇切变线也是最为常见的系统。综上分析可知，川滇切变线降水对云南的年降水、夏季降水有着重要贡献。

2.2 环流背景 2.2.1 形势场的变化特征

图 2给出8月9日20时500 hPa形势场与700 hPa流场。分析可知，500 hPa形势场(图 2a)，中高纬是夏季常见的两槽一脊环流型，在东北—华北有向东缓慢移动的深槽。在深槽移动过程中，中高纬50°N附近低槽加强东移并转竖，有利于冷空气南侵。该过程中，孟加拉湾地区为5 840 gpm低压控制。西太平洋副热带高压(以下简称副高)不断加强西伸，既延滞了东亚深槽的移动，又促使西南气流加强。暴雨发生后上述系统减弱调整。9日08时，700 hPa形势场(图略)上，新疆、青海为3 120 gpm小高压控制，云南地区为3 100 gpm控制，呈南低北高形势，有利于冷空气南下。在四川和云南之间有一切变线，随着时间推移，3 120 gpm高压推动其前部的切变线南压进入云南，流场上表现为明显的辐合线。9日20时，切变线推移至云南中部哀牢山，呈西北—东南向并有所加强(图 2b)，之后切变线一直停滞在哀牢山一线，其对应地面冷锋位于哀牢山附近，暴雨发生后(11日)，切变线亦减弱。可见，700 hPa低涡切变线是造成此次云南暴雨的重要天气系统。

2.2.2 水汽条件

充沛的水汽是暴雨发生的必要条件。在暴雨发生前和发生时，云南上空均是比湿高值区(700 hPa比湿q≥ 9 g·kg^-1)。9日20时(图略)，云南大部分q≥10 g·kg^-1，云南中部q≥11 g·kg^-1，高湿条件一直维持到暴雨结束。需要指出的是，云南位于西南水汽大通道，大量水汽从云南上空经过，水汽条件在夏季通常很充沛，足以支持暴雨出现，因此水汽是否辐合对暴雨的发生尤为重要。

图 3给出8月9日20时和10日08时沿102°E经暴雨中心的水汽通量散度高度—纬度剖面图。分析可知，9日20时，切变线(25°N，哀牢山一线)以南地面水汽辐合较强，强度达到-5×10^-7 g·cm^-2·s^-1·hPa^-1；水汽辐合区较为深厚，一直发展到550 hPa附近。相反，切变线以北辐合区出现在中高层，中心辐合强度为-1×10^-7 g·cm^-2·s^-1·hPa^-1。10日08时，切变以南地面辐合区转变为弱的水汽辐散，在哀牢山上空(25°N)存在着向北倾斜的水汽辐合带，影响云南北部降水。水汽辐合辐散的时空分布及变化有利于暴雨发生在哀牢山以南。

2.2.3 冷暖平流活动

图 4给出2002年8月8—11日沿100°E和102°E经暴雨中心的700 hPa温度平流纬度—时间剖面图。分析可知，暴雨发生前，四川地区出现冷空气堆积，8日08时开始入侵云南，在100°E的冷平流先于位于102°E冷平流进入云南，即冷空气沿云南西北部入侵云南，过程中四川堆积的冷空气不断加强南移。9日14时，云南北部(27°N附近)冷平流强度达到-14×10^-5 K·s^-1，强度很强。冷空气进入云南与南部暖平流交汇，影响此次暴雨过程。9日20时(暴雨盛期)以后，冷平流逐渐减弱，南部暖平流逐渐北进，暴雨过程结束。冷空气南压进入云南，加大了切变线南北的温差，有利于切变线以及地面锋的维持，促进对流系统的发生，导致暴雨出现。

3 暴雨不稳定条件的激发与维持

暴雨过程中的高低空配置、垂直结构、上升运动，均与不稳定条件联系紧密，因此下文对该暴雨过程中的上述条件开展综合分析。

3.1 大气不稳定条件

在大气不稳定分析中，湿位涡将大气中两种不稳定(对流不稳定和条件性对称不稳定)机制联系在一起，并提供了相关判据^{[18, 19]}。湿位涡MPV判据如下：

$ MPV = \frac{{{{\vec \varsigma }_a} \cdot \nabla {\theta _{{\rm{se}}}}}}{\rho } = - g\left( {\varsigma + f} \right)\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial p}} + g\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} - g\frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}} $

(1)

令$MPV1 = - g\left( {\varsigma + f} \right)\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial p}}$，

$ MPV2 = g\frac{{\partial v}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} - g\frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}} $

(2)

式(1)中，${{{\vec \varsigma }_a}}$为绝对涡度，f为科氏参数。式(2)中，MPV1为湿正压项。当绝对涡度${{{\vec \varsigma }_a}}$为正时，∂θ_se/∂_p > 0，MPV1 < 0，即大气处于对流不稳定；反之，∂θ_se/∂p < 0，MPV1 > 0，大气是对流稳定。式(2)中，MPV2为湿斜压项，由风的垂直切变和θ_se的水平梯度决定其大小、正负。由于湿斜压项包含了水汽的贡献，MPV2的量级与MPV1相近。当MPV (MPV1与MPV2之和)小于零时，大气满足条件性对称不稳定判据。

图 5为700 hPa湿位涡分量MPV1和MPV2的空间分布，分析可知，2002年08月09日20时(图 5a、b)，云南西南大部分地区MPV1 < 0，即这些地区处于对流不稳定状态且有垂直涡度发展。云南东北部有MPV1 > 0，且形成了一个MPV1 > 1 PVU的大值区，即处于对流稳定。此时，云南大部分地区MPV2 < 0，其中云南东北大部地区MPV2 < -1.5 PVU。MPV2与MPV1相加，在云南东北部存在MPV < 0，即这些地区满足条件性对称不稳定。10日08 (图 5c、d)时，MPV1和MPV2分布和强度均发生了很大改变。除云南东南少部分地区外，云南大部分地区MPV1 > 0，其中MPV1 > 1 PVU的大值区位于云南东北部和西北部，即对流不稳定控制区减少。在云南北部MPV2 < 0，且MPV2 < -1.5 PVU也位于云南东北部和西北部，与MPV1正值大值区位置基本一致。综上分析可知，10日08时，云南总体上已处于对流稳定，但全省仍然处于条件性对称不稳定，因此降水强度也相应减弱。另外，MPV1和MPV2在时间变化上有明显差异，MPV2变化较小，而MPV1变化相对剧烈，这与降水的发生发展及结束相对应。

为了解不稳定条件在垂直方向上的分布情况，图 6给出9日20时和10日08时沿102°E经暴雨中心的MPV1、MPV2高度—纬度剖面图。分析可知，9日20时(图 6a、b)，切变线以南的20°—25°N之间，暴雨区对流层低层大气层结既是对流不稳定，也是条件性对称不稳定的，而对流不稳定的作用更大，低层大气MPV1达到-1 PVU。对流层中层600 hPa附近，大气不稳定性较弱，接近于中性层结。而在切变线以北(25°N以北)部分地区，大气层结基本是条件性对称不稳定(MPV2 < 0，MPV1 > 0但MPV < 0)，这里降水相对南部降水要弱。10日08时(图 6c、d) MPV1明显减弱，即大气对流不稳定性减弱，在切变线以北25°—30°N对流层中高层，存在一向南倾斜的MPV1负值区，这可能是前期降水对中高层大气加温加湿造成的。

综上分析可知，该暴雨过程的降水强盛期，位于切变线以南的对流层中低层是对流性不稳定，中高层是对流性不稳定和条件性对称不稳定共存，切变线以北地区主要是条件性对称不稳定。在暴雨后期，切变线以南的云南西南地区转变为条件性对称不稳定控制。

3.2 不稳定条件的激发和维持机制

上节利用湿位涡对该暴雨过程的不稳定条件进行了讨论，下面探讨暴雨发生的激发、维持机制。

由于云南海拔在1 000—3 400 m，低空急流、大风选取700 hPa进行分析，高空急流相应选取150 hPa层次分析。图 7给出2012年8月9日20时的高低急流空配置，图 8给出同时次沿102°E经暴雨中心的流场高度—纬度剖面图。图 8中垂直风速为w，单位为m·s^-1，由NCEP FNL垂直速度为ω (单位: Pa·s^-1)换算而来，换算式^[20]如下：

$ \omega = \frac{{{\rm{d}}p}}{{{\rm{d}}t}} \cong \frac{w}{{10}} $

(3)

式(3)中，p为气压，$\frac{{\rm{d}}}{{{\rm{d}}t}}$为对时间求导。

分析可知，中纬度高空西风急流离暴雨区较远，影响此次暴雨的是低纬度高空东风急流。与中高纬西风急流不同，低纬东风急流并不连续，且变化快。9日20时(图 7)，低纬高空东风急流位于20°N附近，急流核风速达到35 m·s^-1以上，对应700 hPa上，云南有风速大于8 m·s^-1的大风区。由于此时云南西南部位于高空东风急流入口区右侧，根据急流环流的次级环流理论，高空东风急流入口区的不均匀风速分布，引起入口区右侧(北侧)高空出现辐散，左侧(南侧)出现高空辐合。右侧高空的辐散有利于激发对流层低层产生补偿上升气流，而左侧辐合引起相应的空气下沉。无疑，高低空急流的配置所产生的次级环流有利于激发对流不稳定能量释放，形成强降水。在强降水发生的20时(图 8)，25°N附近低层的偏南气流与偏北急流形成南北对吹。南、北气流势力的平衡处即地面锋位置(地面辐合中心和上升运动的地面中心)，其上升气流明显加强。上升气流在400 hPa以上向南向北辐散，向南分支在10°—15°N形成下沉气流，在600 hPa以下与大气低层偏南气流汇合后，再次将南方高能、高湿空气输送到暴雨区，补偿物质和能量损失。这一暴雨补偿环流圈及高低空急流配置产生的次级环流圈，是暴雨不稳定条件得以维持的主要机制。

进入10日02时后(图略)，高低空急流均出现明显的减弱，但暴雨补偿的正环流圈仍存在并维持至08时，说明该环流圈在建立之后可自身维持，伴随强上升运动出现强降水，从而释放大量的凝结潜热加热气柱，激发低层辐合，维持上升对流运动，直至降水结束。

4 典型川滇切变线暴雨的天气学概念模型

图 9给出典型川滇切变线暴雨的天气学概念模型，分析可知，此类型暴雨形成机制为：暴雨前，在云岭—哀牢山以南水汽、能量均较好，形成大气对流不稳定层结。对流层低层的偏南暖湿空气，在地形强迫抬升和高空急流的作用下产生垂直扰动，此时高低空急流配置所产生的次级垂直环流圈，有利于激发对流不稳定能量释放，产生对流上升运动，暖湿空气上升到对流不稳定层结顶，之后进入条件不稳定区继续上升。气流在上升运动中，消耗能量与物质(雨滴降落)，水汽凝结释放的热量加热周围大气，维持对流。上升过程中的空气在消耗能量、损失水汽后变干变冷。气流在对流上层向南偏转后在下沉过程中气温上升；在气流接近地面时，与低层暖湿南风叠加，而后向暴雨区补充，完成一次暴雨所需的补偿循环。

5 结论与讨论

以NCEP FNL 1°×1°逐6 h再分析资料、云南省124个台站逐6 h降水资料为基础，结合地形对2002年8月9—10日川滇典型切变暴雨进行了天气诊断分析，得到如下结论：

(1) 该暴雨是在多尺度系统及地形共同影响下产生的，具体表现为：150 hPa高空东风急流位于云南南部，急流高空辐散作用和次级环流均有利于垂直运动发展。500 hPa中高纬维持两槽一脊形势，同时副高加强西伸，促使孟加拉湾西南气流加强；700 hPa青海—四川地区(云南以北)为高压控制，环流南低北高的形势推动川滇切变线南压到云南中部，切变线北侧冷空气从云南西北进入降水区，切变线西南的大风为暴雨区输送水汽及能量提供了有利条件。

(2) 云南高空急流引起的次级环流是激发该暴雨过程对流不稳定能量释放的关键系统，也是水汽、能量和不稳定条件维持的动力机制。

(3) 不稳定条件的分布差异是形成此次暴雨降水量西南多、东北少分布差异的重要原因，而该过程不稳定条件(对流不稳定条件和条件性对称不稳定条件)的形成、分布、维持与地形关系密切。北来气流在云南的阶梯地形作用下，压制哀牢山南侧暖湿气流不能越山，并在其南侧形成上冷下暖的对流不稳定结构；而哀牢山北侧由于空气上下性质差异不大，仅形成条件性对称不稳定。

本文着重对青藏高原东南侧(云南地区)常见强降水天气影响系统—川滇切变线导致的一次典型暴雨过程，开展了以MPV分析为基础的大气不稳定条件分析研究，同时结合垂直环流圈、地形和降水分布进行了讨论，得到一些初步结论。文中所提及的环流形势、稳定层结等演变特征在夏季青藏高原东南侧地区常常出现，也经常引发暴雨，但本文仅用一个例进行研究，故所得结论有待进一步验证。