杨 侃，纪晓玲，毛 璐，张肃诏

(1.中国气象局旱区特色农业气象灾害监测预警与风险管理重点实验室,宁夏 银川 750002；2.宁夏气象防灾减灾重点实验室,宁夏 银川 750002；3.宁夏气象台,宁夏 银川 750002)

引 言

暴雨的发生不仅与大尺度环流背景及中小尺度天气系统有关，地形对于暴雨的强度、落区等也有不可忽视的作用[1]，尤其是一些特大暴雨往往在特定的地形下产生，因此探讨地形暴雨产生的天气条件和形成机制非常重要[2]。研究表明，地形本身尺度及其与大气相互作用的复杂性，导致地形影响降水的动力、热力、微物理效应十分复杂[3]，其中迎风坡地形的动力作用对降水落区和降水强度影响较大[4-6]，主要体现在迎风坡对气流的动力抬升，产生气旋式涡度引发低层气旋式辐合，为不稳定能量的释放提供必要强迫[7-10]，迎风坡上空气流的抬升速度与山体高度、迎风坡坡度、吹向迎风坡的风速大小及迎风坡与风向的交角密切相关[11-13]。除此之外，喇叭口地形对迎风坡上空低层辐合及上升运动也有显著的加强作用[14]。以往有关地形对降水影响的研究多基于地面及高空探测资料，但由于山区实况观测资料缺乏，导致利用观测分析方法研究地形降水的发生、发展及其形成机制十分困难[3，15-21]。随着数值模式框架及物理方案的改进，利用数值模拟可更加全面认识地形对降水的影响[22-27]。

贺兰山位于宁夏与内蒙古交界的地方，不但是中国河流外流区与内流区的分水岭，也是季风气候和非季风气候的分界线[28]。山脉为近南北走向约200 km，东西宽约30 km，并略呈向东的“弧形”，山体海拔2000～3000 m，主峰海拔3556 m。由于山势的阻挡，贺兰山既削弱了西北高寒气流的东袭，阻止了潮湿的东南季风西进，又遏制了腾格里沙漠的东移，其东西两侧的气候差异颇大[29]。近年来，贺兰山沿山及其东麓的极端暴雨天气有增多趋势，并一再打破历史记录。如2016年8月21日(简称“8.21”)贺兰山沿山出现超历史极值的特大暴雨，贺兰山苏峪口滑雪场出现239.5 mm降水，其次为拜寺口沟的219.1 mm降水，均达到气象记录以来的历史极值，诱发超50 a一遇洪水。2018年7月22日(简称“7.22”)贺兰山沿山再度出现超历史极值的特大暴雨，其中苏峪口滑雪场降水量达277.6 mm，拜寺口沟降水量247.5 mm，贺兰山岩画降水量219.6 mm，再次刷新宁夏有气象观测记录以来的日降水量极值，致使贺兰山大武口沟、汝箕沟、苏峪口沟、拜寺口沟等多条山洪沟暴发50～200 a一遇洪水。近年来对贺兰山地形暴雨的研究，同样发现迎风坡阻挡低空急流，强迫暖湿空气抬升，促使低涡切变强烈发展，从而影响贺兰山地区降水强度、落区及中心位置[30-33]，但对其机理的认识还有不足。

为深入了解贺兰山地形对强降水的作用及其对中小尺度天气系统的影响，探讨贺兰山中尺度地形在暴雨发生发展过程中的贡献及影响机制，本文以“8.21”和“7.22”2次贺兰山东麓特大致洪暴雨天气过程为研究对象，基于天气研究和预报模式WRF(weather research and forecasting model)，利用气象观测资料、NCEP/NCAR再分析资料等，对2次贺兰山特大致洪暴雨进行数值模拟和地形敏感性试验，对比分析贺兰山地形的作用与影响，从而进一步掌握贺兰山影响周边暴雨的特征规律，为宁夏防灾减灾和生态环境建设提供参考依据。

1 天气实况

1.1 暴雨实况特征

“8.21”与“7.22”贺兰山特大致洪暴雨出现时间基本相同，都出现在夜间，且主要降水时段均在22:00(北京时，下同)至次日01:00；暴雨中心相同，都出现在贺兰山苏峪口滑雪场；降水量级相同，都出现超过200 mm的降水量和超过70 mm·h-1的雨强(图1)。“8.21”过程中最大累计雨量和最大小时雨强分别为239.5 mm和82.5 mm·h-1，“7.22”过程分别为277.6 mm和74.1 mm·h-1。可见贺兰山2次暴雨过程实况特征非常相似，这为对比分析暴雨特点，寻找触发暴雨的共同特征提供了有利条件。

图1 贺兰山“8.21”(a)和“7.22”(b)暴雨过程降水量分布(单位：mm)Fig.1 The distribution of observed rainfall during the heavy rain processes on 21 August 2016 (a) and 22 July 2018 (b) (Unit: mm)

1.2 大气环流与影响系统

“8.21”暴雨是在南亚高压和副热带高压异常强烈的背景下发生的。200 hPa南亚高压控制宁夏全境，高空急流呈反气旋性弯曲，其脊点在宁夏北部，即宁夏北部位于高空急流分流区附近，有较强辐散，有利于高空抽吸(图略)；500 hPa巴尔喀什湖附近为低压槽区，宁夏处于588 dagpm和592 dagpm线之间西南暖湿气流控制之下，588 dagpm线西北界有短波槽向宁夏移动(图略)；700 hPa有来自我国东南沿海洋面的暖湿空气沿副热带高压(简称“副高”)底部的偏东转偏南气流向宁夏传输，低空南风急流覆盖宁夏全境，河西走廊有低涡发展东移[图2(a)]；850 hPa有来自东海洋面的暖湿空气沿东风急流长驱直入到达河套地区，最大风速18 m·s-1，风向几乎与南北走向的贺兰山脉垂直[图2(c)]。

“7.22”暴雨发生时的南亚高压和副热带高压相对“8.21”并不强烈。200 hPa南亚高压中心位于印度北部，高空急流呈气旋性弯曲，贺兰山东麓位于高空急流出口区南侧分流区附近，表现为辐散抽吸特征(图略)；500 hPa宁夏处于欧亚大槽底部，副热带高压西侧，588 dagpm线的外围(图略)；700 hPa我国东海沿岸登陆台风将暖湿空气沿副高边缘偏东转偏南气流向宁夏传输，河西走廊同样有低涡东移影响宁夏[图2(b)]；850 hPa来自东海洋面的暖湿空气沿台风北部东风气流长驱直入到达宁夏，最大风速虽然没有“8.21”大，但风向与“8.21”几乎相同[图2(d)]。

图2 2016年8月21日(a、c)、2018年7月22日(b、d)20:00 700 hPa(a、b)、850 hPa(c、d)环流形势和影响系统Fig.2 The circulation pattern and weather system on 700 hPa (a, b) and 850 hPa (c, d) at 20:00 BST on 21 August 2016 (a, c) and 22 July 2018 (b, d)

2 数值模拟方案及模拟效果

2.1 控制试验方案

选用WRFV3.8版本，利用NCEP再分析资料作为初始场和边界条件驱动WRF模式进行模拟。区域中心位置为106°E、37.3°N，垂直分层35层，模式顶层气压为50 hPa。模式为2层嵌套，第1层模拟区域为28.3°N—45.2°N、96.6°E—115.4°E，水平分辨率9 km，水平网格点数为210×210，时间积分步长为45 s；第2层嵌套模拟区域为34.3°N—40.2°N、102.6°E—109.4°E，水平分辨率为3 km，水平网格点数为211×211，时间积分步长为15 s。考虑模式第2层嵌套的空间分辨率能够反映积云降水，因此未选择积云参数化方案。除此之外，两层嵌套所采用的物理参数化方案均相同，具体参数化方案配置见表1[34-35]。

2.2 敏感性试验方案

为定量计算贺兰山地形对此次降水的增幅效应，在保持模式控制试验的物理参数化不变的情况下，间隔200m改变贺兰山地形高度进行分组敏感性试验模拟。具体试验方案为：首先将贺兰山区域(38°N—39.5°N、104.5°E—107°E)海拔高度大于2800 m的地形统一下降至2800 m进行敏感性试验数值模拟，之后每组试验将山体高度依次减少200 m进行模拟，最后一组试验的地形海拔高度为1200 m，使贺兰山与东侧的银川平原高度持平。加上不做地形高度修改的控制试验，每次暴雨过程10组样本，2次暴雨过程共计20组试验结果用于对比分析和研究。对这些样本进行初步分析发现，当贺兰山海拔高度达到2000 m及以上时，2次过程的暴雨中心均落在贺兰山东麓迎风坡，且随着山体海拔高度的增加，降水量呈增加趋势。而山体海拔高度降至1800 m及以下时，暴雨中心落在贺兰山西侧。因此，海拔2000 m可代表贺兰山影响降水的关键高度；当地形海拔高度降至1200 m，由于贺兰山与周边地形高度相当，模拟的降水量也达到最低值，可代表贺兰山消失后的情况。综上所述，重点围绕控制试验、贺兰山地形海拔高度降至2000 m和1200 m这3组试验展开分析。

表1 WRF模式参数化方案配置Tab.1 The information of WRF model parameterization scheme

2.3 降水模拟效果与地形增幅效应

图3为WRF模式模拟的2016年8月21日和2018年7月22日贺兰山不同地形高度降水量分布。可以看出，控制试验较为成功地模拟出“8.21”和“7.22”贺兰山东麓暴雨。“8.21”在贺兰山沿山地区模拟出了量级大于50 mm的暴雨雨带，同时也在贺兰山苏峪口滑雪场附近模拟出超过100 mm的暴雨中心[图3(a)]。“7.22”模拟出3个超过100 mm的暴雨中心，其中最大值在贺兰山苏峪口滑雪场附近[图3(d)]。

图3 WRF模式模拟的2016年8月21日(a、b、c)，2018年7月22日(d、e、f)贺兰山不同地形高度降水量分布(单位：mm)(a、d)实际高度，(b、e)2000 m，(c、f)1200 m(五角星为暴雨中心，黑细线为间隔200 m的地形等高线，下同)Fig.3 The distribution of precipitation simulated by WRF model in Helan Mountain with different terrain heights on 21 August 2016 (a, b, c) and 22 July 2018 (d, e, f) (Unit: mm)(a, d) the initial terrain, (b, e) 2000 m, (c, f) 1200 m (The pentagram indicates the center of the rainfall, black thin lines indicate the terrain height with 200 m interval, the same as below )

将贺兰山地形海拔高度整体降至1200 m之后，模拟的贺兰山2次暴雨落区和量级均有明显改变，原暴雨中心所在地降水量减小至50 mm以下[图3(c)、图3(f)]。从贺兰山苏峪口滑雪场降水量随地形高度的变化(图4)来看，当山体海拔高度降低至2800 m时，模拟的降水量较控制试验变化不大，之后随着山体海拔高度的降低，降水量也逐渐减小；当山体海拔高度降至2000 m以下时，降水量与地形高度无明显相关性，甚至有所增加。由此可见，贺兰山地形作用是造成其东麓出现极端暴雨的主要原因，海拔高度在2000～2800 m时，贺兰山地形对降水量起到明显增幅作用。

图4 WRF模式模拟的“8.21”和“7.22”贺兰山苏峪口滑雪场降水量随海拔高度的变化Fig.4 The simulated precipitation variation with altitude by WRF model at Suyukou ski resort in Helan Mountain on 21 August 2016 and 22 July 2018

两次暴雨过程的降水量变化特征存在一定差异。首先，“8.21”在贺兰山地形高度降至2000 m时，模拟的苏峪口滑雪场降水量与1200 m时相当，都在40 mm以下；而“7.22”过程地形高度降至2000 m时模拟的降水量依然为暴雨量级，直到地形高度降至1200 m时降水量才减小至40 mm以下(图4)。其次，“8.21”过程的暴雨集中出现在贺兰山一带，随着贺兰山地形高度的降低，雨带逐渐向北移动30 km左右，且地形海拔高度降低至2000 m以下时，雨带位置和降水量级基本保持不变；“7.22”过程有2个暴雨落区，一个在贺兰山，另一个在贺兰山以西100 km的阿拉善左旗境内，且随着地形高度的降低，贺兰山降水量呈减少趋势，阿拉善左旗境内的降水量却在增加，当贺兰山地形高度降至2000 m时，2个雨区依然并存，且最大降水量都在100 mm以上。只有高度降至1200 m时，贺兰山雨区几乎消失，降水量基本减小至50 mm以下，阿拉善左旗境内雨区反而增加了50 mm以上降水量。虽然2次过程都在贺兰山东麓出现暴雨，但降水量随地形变化的差异反映了贺兰山对不同中小尺度天气系统的作用差异。

3 中小尺度天气系统与物理量特征

“8.21”和“7.22”暴雨都发生在副高边缘高温、高湿和大气层结极不稳定的环境场下，对流有效位能均超过1800 J·kg-1，对流抑制均不到120 J·kg-1，自由对流高度均在700 hPa左右，大气可降水量达50 mm以上，从地面至6 km高度，风随高度呈顺时针旋转，从偏东风转为西南风，有暖平流，并且存在中等强度的垂直风切变。2次暴雨过程的主要强降水时段都集中在当日夜间23:00前后，故以该时次为主，对比分析贺兰山实际地形以及地形海拔高度降为2000 m和1200 m时中小尺度天气系统与物理量变化特征。

3.1 500 hPa特征

控制试验模拟的“8.21”和“7.22”过程500 hPa水平风场在宁夏北部均为西南气流，并且存在西南风转东南风的切变线(图略)。贺兰山地形高度降为2000 m后500 hPa风场特征和控制试验几乎一致(图略)，而地形高度降为1200 m时模拟的风速比控制试验仅偏小2 m·s-1左右，相对湿度减小5%左右，但切变线依然存在(图略)。可见，贺兰山地形对500 hPa风场和水汽的影响较小。

3.2 700 hPa特征

图5为WRF模式模拟的2016年8月21日23:00和2018年7月22日23:00贺兰山不同地形高度700 hPa风场及相对湿度场。可以看出，“8.21”过程700 hPa在贺兰山东麓出现风速达12 m·s-1的偏南风低空急流，且与贺兰山迎风坡形成30°～60°的夹角。受地形阻挡，沿着贺兰山脉产生一个风向风速辐合带，存在偏南风转东南风的气旋式切变。持续偏南风输送的水汽在贺兰山东麓聚集，沿山脉形成相对湿度达90%以上的高湿区，这显然与贺兰山地形有关。地形高度降至2000 m时，风场特征保持不变，贺兰山水汽聚集带依然存在，此时700 hPa所在高度高于贺兰山，但依然有水汽沿贺兰山地形的聚集和风场辐合，这可能与贺兰山阻挡2000 m以下暖湿气流运动，并强迫其辐合抬升有关。这一推论在贺兰山地形高度降为1200 m的敏感性试验中得到初步验证，随着贺兰山的消失，700 hPa及以下的低层暖湿气流不受任何地形阻挡，使得贺兰山东西两侧的湿度不连续面和风场辐合切变消失。

“7.22”过程在700 hPa也存在类似于“8.21”过程的风场和相对湿度变化特征，不同的是东南风低空急流与迎风坡夹角达60°～90°，沿山脉的风速辐合和风向切变强于“8.21”过程，出现东南转偏东风的气旋式转变，风速受地形阻挡也急速下降8 m·s-1左右，对应区域出现相对湿度达90%以上的高湿区。贺兰山地形高度降至2000 m时气旋式辐合减弱，暴雨中心附近的相对湿度大幅减小。当地形高度降至1200 m，由于低空急流不受贺兰山阻挡，长驱直入到达贺兰山西侧100 km以外，该处低涡系统明显增强，水汽含量大幅增加。

图5 WRF模式模拟的2016年8月21日23:00(a、b、c)和2018年7月22日23:00(d、e、f)贺兰山不同地形高度下700 hPa风场(风矢量，单位：m·s-1)及相对湿度场(阴影，单位：%)(a、d)实际高度，(b，e)2000 m，(c，f)1200 mFig.5 The simulated wind field (vectors, Unit: m·s-1) and relative humidity field (the shaded, Unit: %) by WRF model on 700 hPa with different terrain heights of Helan Mountain at 23:00 BST 21 August 2016 (a, b, c) and 23:00 BST 22 July 2018 (d, e, f)(a, d) the initial terrain, (b, e) 2000 m, (c, f) 1200 m

3.3 850 hPa特征

图6为WRF模式模拟的2016年8月21日23:00和2018年7月22日23:00贺兰山不同地形高度850 hPa风场及相对湿度场。可以看出，“8.21”过程850 hPa在贺兰山东麓模拟出风速达16 m·s-1的东南风低空急流，与迎风坡形成60°左右的夹角，由于受山体阻挡，靠近山前的风速急剧减小8 m·s-1左右，同时暴雨中心以南的迎风坡出现东南风转东北风的气旋式切变。当贺兰山地形高度降至2000 m时，由于850 hPa风场依然受贺兰山地形阻挡，沿山同样出现风场辐合切变与水汽聚集。当地形高度降至1200 m时，由地形阻挡引起的风场辐合切变消失，水汽无法在贺兰山东麓聚集，相对湿度明显下降。

“7.22”过程850 hPa存在东南偏东风的低空急流，虽然强度弱于“8.21”过程，但与迎风坡的夹角大于“8.21”过程(达90°)。低空急流无法越过山脉，在山前出现向南北两边分流的现象，南支气流在暴雨中心以南的迎风坡出现更加明显的气旋式切变与辐合，伴随辐合切变产生水汽聚集；北支气流在山前虽然没有出现气旋式切变，但风速有一定的辐合特征，也出现水汽聚集。当贺兰山地形高度降至2000 m时风场特征基本保持不变，沿山高湿区的相对湿度略有下降。当地形高度降至1200 m时，贺兰山所在区域转为一致的东南风气流，分流现象消失，沿迎风坡的风场辐合切变与高湿区不复存在，说明风场在山前的分流以及辐合切变是由贺兰山地形阻挡造成。

图6 WRF模式模拟的2016年8月21日23:00(a、b、c)和2018年7月22日23:00(d、e、f)贺兰山不同地形高度850 hPa风场(风矢量，单位：m·s-1)及相对湿度场(阴影，单位：%)(a、d)实际高度，(b，e)2000 m，(c，f)1200 mFig.6 The simulated wind filed (vectors，Unit: m·s-1) and relative humidity field (the shaded, Unit: %) by WRF model on 850 hPa with different terrain heights of Helan Mountain at 23:00 BST 21 August 2016 (a, b, c) and 23:00 BST 22 July 2018 (d, e, f)(a, d) the initial terrain, (b, e) 2000 m, (c, f) 1200 m

3.4 贺兰山地形暴雨成因探讨

“8.21”和“7.22”暴雨过程的强对流系统维持时间均达8 h以上，过程期间850～700 hPa之间随高度顺时针旋转的低空急流(偏东—东南—偏南风)一直存在。当850～700 hPa的低空急流消失，降水也随之减弱消失。由此推断，在贺兰山地形作用下，触发并使得对流系统能够长时间维持的中尺度天气系统正是850～700 hPa的低空急流。在高湿高能且强烈不稳定的大气环境条件下，当低空急流风速达12 m·s-1以上，风向与山脉迎风坡角度达60°～90°时，气块受地形强迫抬升达到自由对流高度，极易触发强对流。低空急流受贺兰山东麓迎风坡阻挡，产生源源不断的水汽聚集和持续的辐合抬升，贺兰山东麓不断有新的对流单体生成并发展，沿贺兰山脉向北缓慢移动过程中依次通过同一地点，“列车效应”使该地出现暴雨山洪。

水汽通量散度不但可以定量化表征单位体积内水汽的聚集强度，与降水强度密切相关，同时也可以作为强对流天气的触发因子[36-38]。因此，选取2次暴雨过程的主要强降水时段(23:00)，分析700 hPa水汽通量散度特征，进一步探讨贺兰山地形作用下的强对流触发机制，探寻2次暴雨中心出现在同一位置的原因。“8.21”过程700 hPa高度上，沿贺兰山脉出现东北西南走向的水汽通量辐合带，强度达-9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1，这明显与地形有关，在辐合带的东侧(苏峪口与贺兰山主峰之间的滑雪场附近)有强度达9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的强辐散区[图7(a)]，这与对流云中被卷夹进入的干冷空气，叠加降水粒子的拖曳作用，形成强烈的下沉辐散气流有关。当贺兰山地形高度降至2000 m时，沿山脉的水汽通量辐合带以及对流云中下沉气流产生的辐散区强度明显减弱[图7(b)]。当地形高度降至1200 m时，地形辐合带完全消失，苏峪口滑雪场附近的强辐散区也完全消失[图7(c)]。可见，贺兰山阻挡850～700 hPa的低空急流西进，使得暖湿空气在其东麓迎风坡产生强烈的辐合抬升，导致水汽通量辐合进一步加剧，触发强对流。

“7.22”过程在700 hPa高度上，除了沿山脊出现水汽通量辐合带之外，在苏峪口山谷北侧出现强度达-9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的辐合带[图7(d)]，然而“8.21”过程并没有出现类似特征。究其原因，苏峪口的山谷地形呈喇叭状，喇叭口向东敞开。2次暴雨过程低空急流进入喇叭口的角度明显不同，“8.21”过程的低空急流以偏南风为主，与喇叭口夹角小于60°，“7.22”过程的低空急流为偏东风，与喇叭口夹角达90°，可以从喇叭口长驱直入山谷内。由于狭管效应，风速增大，气流辐合明显增强，再叠加地形强迫抬升作用，使得该地出现强烈的水汽通量辐合，更有利于触发强对流，也决定了暴雨中心的位置。这样的“狭管效应”在贺兰山地形高度降至1200 m后，随着喇叭口地形的消失而不复存在，与其相关的水汽通量辐合带完全消失[图7(f)]。

2次暴雨过程的降水中心均出现在贺兰山苏峪口滑雪场，与该地南侧的苏峪口喇叭口地形和北侧的贺兰山主峰密切相关。贺兰山主峰海拔达3000 m以上，其阻挡作用接近自由对流高度，而且山体坡度更陡，比贺兰山其他低矮的山峰更容易强迫暖湿空气抬升至自由对流高度以上，高大的山体还能减缓对流系统沿引导气流向北移动的速度。南侧喇叭口地形产生的“狭管效应”使风速增大，遇到迎风坡阻挡后产生的气流辐合抬升更加强烈。

图7 WRF模式模拟的2016年8月21日23:00(a、b、c)和2018年7月22日23:00(d、e、f)贺兰山不同地形高度下700 hPa水汽通量散度分布(单位：10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1)(a、d)实际高度，(b、e)2000 m，(c、f)1200 mFig.7 The simulated vapor flux divergence by WRF model on 700 hPa with different terrain heights of Helan Mountain at 23:00 BST 21 August 2016 (a, b, c) and 23:00 BST 22 July 2018 (d, e, f) (Unit: 10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1)(a, d) the initial terrain, (b, e) 2000 m, (c, f) 1200 m

4 结 论

(1)2016年8月21日与2018年7月22日贺兰山两次暴雨过程中，天气背景有许多相似之处，西北地区东部受高温、高湿、高能控制，宁夏东侧有副高阻挡，西侧有弱冷空气东移影响，中低空受偏南和偏东暖湿气流控制。

(2)在特定天气背景下，贺兰山东麓海拔高度2000～2800 m的迎风坡地形，阻挡相应高度上的低空急流西进，使其产生强烈辐合切变，强迫暖湿空气抬升至自由对流高度以上，从而决定暴雨的落区，并对降水量起到明显的增幅作用，为致洪暴雨的触发和维持提供有利的自然环境条件。

(3)贺兰山的阻挡作用，对于700 hPa以下偏南到偏东风的气流影响十分显著，当出现风速达12 m·s-1以上的低空急流时，特别是当风向与贺兰山东麓迎风坡夹角达60°～90°，在高湿高能和极不稳定的大气层结条件下，极易触发中小尺度天气系统产生强对流，引发地形暴雨，低空急流的维持时间决定了地形暴雨的维持时间。

(4)贺兰山苏峪口的喇叭口地形和其北侧的贺兰山主峰对低空急流的共同作用，决定了贺兰山东麓暴雨中心的位置。