连钰　杨军　朱莉莉　申双和　李梦婕

摘要利用常规气象观测资料、区域自动站观测资料和FY2D卫星逐时TBB资料，采用WRF中尺度数值模式，对2011年夏季发生在东天山中段一次强对流天气过程进行数值模拟和诊断分析，研究了天山特殊地形对降水过程的动力结构、水汽输送和云降水微物理机制的影响。结果表明，西风气流东移时受东天山的阻挡，气流从东天山南北两侧绕流，北侧急流经博尔塔拉谷地越过北天山西段后，急流右侧气流反气旋转向形成北支气流；南侧急流遇吐鲁番地区反气旋系统阻挡而转向北进形成南支气流。两支气流受地形动力抬升在东天山中段北坡汇合，为此区域局地强对流降水的形成和发展提供动力条件，北支气流为主要的水汽供应源。高空西南气流引导的冰相云系与低层局地对流云在东天山中段北坡结合，分别持续提供冰晶和云水，促使云微物理过程发展旺盛，致使局地暴雨过程产生。

关键词强对流降水；WRF中尺度模式；数值模拟；云降水微物理机制

天山是亚洲中部最大的山系，呈纬向分布，整个山系的东部（东天山）位于我国新疆境内。天山地形复杂，对大中尺度的天气系统及其云降水过程具有重要影响，决定了新疆的水资源分布。研究表明（杨莲梅，2003；加帕依道然等，2007；陈春艳等，2012；朱伟军等，2012；姜彩莲等，2013），天山山区每年夏季均会出现区域性的强降水过程，即可以缓解干旱，补充灌溉，也会给农作物和人民的生活带来危害。但对于干旱、半干旱的新疆而言，强降水是利多于弊的。

多年来，国内外气象工作者对不同地形条件下的云降水过程开展了大量的研究工作。从20世纪70年代以来，美国开展了Cascade计划、IMPROVE1、IMPROVE2等一系列综合试验，对Cascade山脉的云系结构和微物理演变过程进行了详细的研究（Hobbs and Radke，1975；Evans et al.，2005；Woods et al.，2005）。在阿尔卑斯山脉开展的MAP项目，学者们通过研究山脉对云降水系统的结构、地面降水分布等的影响，探索阿尔卑斯山脉地形云的降水机制（Buzzi and Foschini，2000；Rotunno and Ferretti，2001；Chiao et al.，2004；Pujol et al.，2005；Lascaux et al.，2006）。我国在20世纪80年代已开展过“新疆北部冬季层状云降雪的综合探测研究”（刘玉宝等，1988a，1988b；王谦等，1988），通过分析北疆冬季降水过程，提出了不同天气尺度的结构模型以及各尺度系统相互作用影响降水的机制，揭示了降水云系的宏微观物理结构和云粒子增长机制。陈小敏等（2007）、刘卫国和刘奇俊（2007a，2007b）、郑国光等（2011）通过分析云量、云状、雨滴谱等得出祁连山地形云的特征，并进一步分析祁连山地形云的云微物理结构，建立了祁连山地形云降水的概念模型，为我国地形降水的研究打下良好基础。近年来，随着数值模式的发展，为研究不同地形影响下的强降水过程提供了很好的手段，郭蕊等（2013）、杨军等（2017）分别通过研究大别山和太行山对强降水过程的影响，发现大别山和太行山地形的阻挡作用通过影响低层气流的走向与辐合，进一步促进水汽和不稳定能量的汇聚和释放，结合其他有利的物理条件，最后影响降水的分布。

针对天山地区夏季强降水的研究，许多气象工作者从气候特征、环流背景等方面得到了大量有益成果。赵勇等（2010）通过统计分析46 a天山山区夏季极端降水的空间分布特征发现，极端降水量均随天山南北坡地形高度的增加而增多，北坡地形高度的影响大于南坡。在相同高度范围内，北坡极端降水量基本大于南坡。蒋军等（2006）和孔期等（2011）在分析强降水过程的环流背景中指出，中亚低值系统和南亚高压双体型是影响新疆大暴雨的主要天气系统。

地形对云降水过程的影响从根本上取决于不同尺度的地形分布特征和天气条件。天山不同区域特殊地形如何造成局地强对流过程的产生？与之相应的云降水微物理效应如何？目前研究甚少。本文选取2011年夏季天山地区的一次强降水过程，利用WRF中尺度模式、国家和区域自动气象站加密降水观测资料，分析7月1日东天山中段云降水过程的动力和水汽条件、云降水微物理機制，以加深对天山地区地形云降水机制的认识，为当地水资源的开发、利用提供理论基础。

1降水概况和环流形势特征

11降水概况

在对区域自动站资料进行极值检查的基础上，6月29日—7月4日，新疆自西向东出现强降水天气，83个站累积降水量达到241～480 mm，23个站达到481～960 mm，5个站超过961 mm，降水主要以局地对流性降水为主。受其影响，托里、裕民、沙湾、阿勒泰、乌鲁木齐、博乐等县（市）出现了暴雨洪水，造成一定的财产损失和人员伤亡。本次盛夏暴雨袭北疆被列入2011年新疆十大天气气候事件（江远安，2012）。

7月1—4日，降水落区自西向东移动，主要位于伊犁谷地、东天山山区及两侧的大部分地区。其中7月1日是东天山山区局地强对流降水开始的时段，如南泥沟站17时（北京时间，下同）1 h累积降水量为292 mm，后峡站19时1 h累积降水量为255 mm，苇子沟19时1 h累积降水量为147 mm，小渠子站20时1 h累积降水量为104 mm。其中，东天山中段山区成为降水的主要集中区域。为了研究东天山复杂地形对局地强降水的影响，选取7月1日东天山中段北坡的降水过程进行分析。7月1日08—20时12 h累积降水实况（图1）显示，雨区主要集中于我国境内东天山中段山区、南天山，其中东天山中段山脉的雨带呈西北—东南走向。观测到10个站的累积降水量为101～150 mm，4个站为151～200 mm，3个站超过201 mm。根据新疆降水量等级标准（张学文和张家宝，2006），东天山中段北坡的南泥沟和后峡12 h累积降水量分别为329、286 mm，均达到暴雨级别。

12环流形势演变特征

2011年6月29日20时500 hPa高度上，欧亚中高纬为三槽两脊型，两脊分别位于东欧平原和西西伯利亚平原，三槽为乌拉尔山弱的低压槽、巴尔喀什湖以西的横槽和中西伯利亚平原低压槽。天山地区受巴尔喀什湖以西的横槽槽前偏西气流控制；7月1日14时，随着东欧平原高压脊向东移动至乌拉尔山，致使乌拉尔山低压槽经向发展至西西伯利亚平原，巴尔喀什湖以西的横槽转竖，并与向南加深发展的西西伯利亚低压槽合并为深厚的低压槽，三槽并为两槽（图略）。新疆中部天山山区受槽前西南气流控制。

图2为7月1日20时的高空环流形势场，500 hPa欧亚中高纬为两槽两脊型，乌拉尔山高压脊经向发展，导致西西伯利亚平原低槽向南加深发展至35°N，槽线位于巴尔喀什湖，天山受槽前西南气流控制（图2a）；700 hPa巴尔喀什湖横槽转竖后与西西伯利亚低压槽合并发展至35°N附近，槽的南部与青藏高原上的低压中心合并发展为短波槽，天山正是受此西北风和西南风组合的短波小槽控制（图2b）；随着地面冷锋过境，受天山地形的抬升，为天山中段山脉局地大到暴雨的出现提供了动力条件。

2中尺度数值模拟

21模式及方案简介

本文使用非静力平衡中尺度数值模式WRF v34，初始场和边界条件采用NCEP 1°×1°FNL全球分析资料（http：//dss.ucar.edu/datasets/ds0832）。模式区域采用三层嵌套网格（图3），水平格距分别为27、9和3 km。第一层包括西亚以及我国西北大部分地区，覆盖直接影响本次降水过程的天气尺度系统；第二层包含本次天气过程中的主要降水区域；第三层主要包含东天山中段山脉，格距设置从特殊复杂地形的体现和计算稳定性两方面考虑。模式垂直方向分为28层，模拟时间60 h。Hong and Lim（2006）对三种WSM微物理方案的敏感性试验发现WSM6是最适合云尺度的模拟。Simplified ArakawaSchubert积云参数化方案提供了一个两层积云简化模型，对于深对流云系相较于单层模型有更好的模拟效果，又同时兼顾了计算能力和效率（Arakawa and Schubert，1974）。本文通过20次微物理方案与积云参数化方案的敏感性试验，确定此次天气过程降水模拟的物理方案配置为：微物理过程采用WSM6方案，积云参数化方案采用Simplified ArakawaSchubert方案（27 km網格）和KainFritsch方案（9 km和3 km网格）。

22模拟结果分析

221风场和云顶亮温的模拟结果

地形的动力和热力作用决定风场的分布，风场决定水汽输送，最终影响降水的分布。为了验证模拟结果的准确性，图4首先对比了7月1日20时不同高度风场的实况与模拟结果。7月1日20时500 hPa高度研究区域内17个站的模拟风向和风速与观测的相关系数分别为084和056，分别通过置信度99%和95%的置信度检验。700 hPa高度上模拟风向和风速与观测的相关系数分别为050和066，分别通过置信度95 %和99 %的显著性检验，高空风场模拟与实况总体上一致。

图5给出了FY2D卫星平均相当黑体亮度温度（http：//satellite.cma.gov.cn/）和模拟云顶温度。14时30分，北天山至南天山一带被降水云系覆盖，云顶亮温低值中心达到-40～-50 ℃，模拟云系的云顶温度与观测值一致。天山上云顶亮温低于-40～-50 ℃的云系主体分布于82～84°E、43～44°N之间，模拟和实况的分布范围一致，模拟的云系总体范围比实况略窄。20时30分，降水云系中心东移到东天山中段山脉，实况与模拟的局部云顶温度均下降至-50 ℃以下。天山中段云顶亮温低于-40～-50 ℃的云系主体分布于84～88°E、43～44°N之间，模拟和实况的分布范围基本一致，模拟的云系总体范围比实况略广。由于南天山南侧高空主导风向偏西，天山中段主导风向为西南，造成14时30分南天山南侧模拟云系较14时15分观测云系略偏东，20时30分对流云区中心位置较20时15分实况略偏北。总体来看，模拟结果能够再现天山山区对流云系的主体区域和强度。

22.2降水的模拟结果

图6给出了7月1日20时地面12 h累积降水量的模拟结果，模拟结果总体再现了东天山中段雨区随地形的分布，特别对局地强降水中心的位置和强度模拟较好。最大降水中心南泥沟站12 h累积降雨量为228 mm，实况的降雨量为329 mm，相对误差为-307%。模拟的后峡站12 h累积降雨量为189 mm，实况雨量为286 mm，相对误差为-339%。模拟的旱卡子滩水库站12 h累积降雨量为74 mm，实况雨量为66 mm，相对误差为121%。图1中70个测站模拟和观测降水量的预报偏差（BIAS）、命中率（POD）、空报率（FAR）分别为115、096、016，明显优于Pennelly et al.（2014）评估的WRF对加拿大西部Alberta山区强降水的模拟性能。本例公平预报评分（ETS）评分值为029，与Gallus and Bresch（2006）评估WRF模式对美国夏季降水预报的性能相当。

综上所述，模式能够客观再现本次天气过程的风场、云系结构和降水分布，下文将利用模拟结果分析本次强降水过程的动力结构、水汽输送及云降水微物理机制。

3强对流降水发生的机理分析

31特殊地形作用下的流场结构与水汽输送

东天山中段的独特地形对流场结构产生动力强迫作用，进而影响水汽输送过程。图7和图8给出了7月1日19时30分不同高度层的水汽通量和流场形势，用以分析东天山中段北坡局地强降水过程的动力和水汽条件。西风气流在向东移动时，受东天山的阻挡从南北两侧绕流。900～800 hPa高度层上，从北侧绕流的偏西低空急流在伊犁谷地辐合，受天山地形的影响转变为西南急流，经塞里木湖一带进入北疆盆地，与沿阿拉山口绕流的急流汇合。急流的中心风速大于14 m·s-1（图7a），由于急流轴两侧内摩擦的侧向混合，使急流轴两侧的空气获得正的加速度，其中右侧的气流反气旋转向（朱乾根等，2007），形成北支气流。当北支气流到达东天山中段北坡时，水汽通量达9～10 g·（cm·hPa·s）-1（图7c），水汽含量最大值超过12 g·kg-1（图7d）。东天山中段北坡的一般山势海拔在3 000～3 200 m之间，从山底至山顶，山间夹杂着一些凹地，随着北坡海拔高度的增加坡度也逐渐增大，北坡特殊地形造成强烈的动力抬升（图7b），使水汽不断向北坡顶输送。北支气流为局地对流的发展提供动力与水汽条件。东天山不同海拔高度山区地形的阻挡绕流和动力抬升的共同作用促成了北支气流的形成和发展。

750～650 hPa的高度层上，从南侧绕过的偏西低空急流翻越南天山海拔较低的山区，进入塔里木盆地，由于受到东天山南坡侧向边界的摩擦作用而产生气旋性旋转（朱乾根等，2007），形成西南急流。此急流在向西北方前进时受到吐鲁番地区反气旋系统的阻挡，致使它在该反气旋的西侧转向北进（图8a），并在焉耆盆地北侧翻越东天山中段南坡，南坡的大部山势地形高度在2 800～3 000 m之间，随着海拔的增加坡度先增大后减小，山间凹地主要集中于山顶。南支气流最大的水汽通量约为8 g·（cm·hPa·s）-1（图8b），水汽含量最大值达8 g·kg-1（图7d），它与北支气流的水汽含量和水汽输送量相比略低。此支气流受东天山南坡的动力抬升与北支气流在东天山中段北坡顶汇合，气流的辐合共同为北坡局地强对流的发生与发展提供动力和水汽条件，北支气流对水汽的输送则成为局地强对流发展的主要水汽供应源。

综上所述，西风气流在东移时受东天山的阻挡，从东天山南北两侧绕过，经塞里木湖进入北疆盆地的低空急流右侧气流反气旋偏转形成北支气流，南侧气流遇吐鲁番地区反气旋系统阻挡而转向北进形成南支气流。南、北两支气流受东天山中段山脉的动力抬升在北天山北坡强烈辐合，北支气流持续地为局地强降水补充水汽，造成东天山中段北坡局地强降水的发生。

32系统性高云与局地对流云的降水微物理机制

特定的动力和水汽条件决定了云系的结构，进而通过微物理过程促成强降水的形成。图9给出沿高空槽前西南引导气流（云系移动）方向的云降水微物理参数剖面图（图8b中红色实线CD），进而分析高层云系与局地对流的协同作用。17时20分（图9a），降水发生前，东天山中段北坡的强迫抬升作用使低空地形云系形成，云中垂直上升速度最大值仅为05 m·s-1，云水含量仅为02 g·kg-1。与此同时，冰云在高空大尺度西南气流引导下到达北坡上空。17时40分至18时（图9b），地面降水开始。随着北坡地形对北支气流的不断抬升，低空地形云在最大为212 m·s-1的垂直上升气流作用下向上发展至过冷層与冰云结合。冰水共存的区域位于0 ～-20 ℃之间，过冷云水含量为06 g·kg-1，冰晶含量增至01 g·kg-1。此时，霰和雪的含量均达03 g·kg-1，说明冰水共存促进了凇附和贝吉龙过程的进行。此时虽有固体粒子生成，但暖层雨水含量最大，为12 g·kg-1，云水次之，为06 g·kg-1，说明雨水的收集和云水的自动转化成为地面降水的主要贡献。18时20—40分（图9c），地形的动力抬升和云中微物理过程的进行促使对流发展进入成熟阶段，云内垂直上升速度最大值达25 m·s-1，使局地对流继续向上发展至300 hPa以上与冰云结合，使对流云内冰晶含量得到补充，增至014 g·kg-1。过冷云水到达-30 ℃层，冰水共存的厚度相比图9b明显增大，进一步促进空间上冰相降水过程的发展，使得大量固体粒子生成，暖层中霰含量最大，达18 g·kg-1，雨水次之，含量达13 g·kg-1，说明霰的融化和雨水的收集为地面降水的主要来源。

19时10—30分（图9d），对流云系继续发展的同时向北坡底移动，由于云中冰相降水的持续进行，云内过冷云水的消耗使含量减少至02 g·kg-1，暖层中霰的含量已大于2 g·kg-1，雨水的含量增加至16 g·kg-1，说明此时霰的融化和雨水的收集对地面降水起进一步促进作用。此外，位于上游的深厚冰云移动至东天山中段北坡山顶，与最大云水含量为07 g·kg-1的局地地形云结合，形成另一个影响该区域降水的对流系统（图9d中红圈区域）。云中霰和雪的含量约为15 g·kg-1，说明云中凇附、贝吉龙过程活跃，此时地面降水开始。19时50分（图9e），低层暖湿气流在地形的强迫抬升下继续为北坡对流云系的发展补充水汽，过冷云水含量最大值增大至09 g·kg-1，在最大垂直速度为44 m·s-1的作用下达到-40 ℃层，高于图9c北坡中段对流系统中过冷云水达到的最高高度，深厚的冰水共存层将使冰相降水得到充分发展。此时云系发展进入成熟阶段，使得大量固体粒子生成，暖层中霰含量最大值达3 g·kg-1，雨水含量为22 g·kg-1，霰下落至0 ℃层以下融化和暖云降水共同促进地面降水的发展。20时30—40分（图9f），云系发展更加旺盛，强上升气流贯穿整个云体，最大上升气流速度为48 m·s-1，过冷云水最大含量大于09 g·kg-1，达到的最高高度已高于-40 ℃层，过冷云水丰富且能到达较高高度，促使霰的质量浓度急剧升高，大量固体粒子下降到暖层融化，对应北坡中段强降水的发生。

综上所述，东天山中段北坡地形对气流的强迫抬升、充足的水汽供应以及云内微物理过程的进行共同促进北坡局地对流向上发展，并与大尺度西南气流引导的厚度为5～6 km的高层冰相云系结合。高低层云系结合后，云内过冷云水在强上升气流作用下到达较高高度，大量的冰晶周围有丰富的过冷云水存在，这将有利于贝吉龙和结凇过程的进行，促进云内水成物粒子的增长，进而促使地面强降水的发生。

4结论

利用2011年夏季发生在东天山中段的一次强降水天气过程的WRF数值模拟结果，分析了东天山中段北坡特殊地形条件下强对流降水过程的动力结构、水汽条件以及云降水微物理机制，得到以下结论：

1）西风气流东移时受东天山的阻挡，气流从南北两侧绕流，900 ～800 hPa高度上，北侧急流沿伊犁谷地辐合，在天山地形的作用下转为西南气流，越过北天山西段海拔较低的婆罗科努山，急流右侧气流反气旋转向后，形成北支气流，受到东天山中段北坡的强迫抬升；750～650 hPa高度上，南侧气流翻越南天山后形成西南急流，到达塔里木盆地，受吐鲁番地区反气旋系统的影响向北转向，形成南支气流，途经焉耆盆地，翻越北天山南坡。南、北两支气流在东天山中段北坡顶汇合，为局地强对流的发展提供有利的动力条件，北支气流成为主要的水汽供应源。

2）槽前大尺度西南氣流引导厚度为5～6 km的高层冰相云系到达东天山中段北坡上空，与北坡的局地对流结合。高低层云系结合后，云内过冷云水在强上升气流作用下到达较高高度，与冰相云系在空间上有较大范围的共存，促进水成物粒子增长，引起局地大到暴雨过程的产生。

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