賀蘭山兩次特大致洪暴雨的數(shù)值模擬與地形影響對(duì)比

楊 侃，紀(jì)曉玲，毛 璐，張肅詔

(1.中國(guó)氣象局旱區(qū)特色農(nóng)業(yè)氣象災(zāi)害監(jiān)測(cè)預(yù)警與風(fēng)險(xiǎn)管理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,寧夏 銀川 750002；2.寧夏氣象防災(zāi)減災(zāi)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,寧夏 銀川 750002；3.寧夏氣象臺(tái),寧夏 銀川 750002)

引 言

暴雨的發(fā)生不僅與大尺度環(huán)流背景及中小尺度天氣系統(tǒng)有關(guān)，地形對(duì)于暴雨的強(qiáng)度、落區(qū)等也有不可忽視的作用[1]，尤其是一些特大暴雨往往在特定的地形下產(chǎn)生，因此探討地形暴雨產(chǎn)生的天氣條件和形成機(jī)制非常重要[2]。研究表明，地形本身尺度及其與大氣相互作用的復(fù)雜性，導(dǎo)致地形影響降水的動(dòng)力、熱力、微物理效應(yīng)十分復(fù)雜[3]，其中迎風(fēng)坡地形的動(dòng)力作用對(duì)降水落區(qū)和降水強(qiáng)度影響較大[4-6]，主要體現(xiàn)在迎風(fēng)坡對(duì)氣流的動(dòng)力抬升，產(chǎn)生氣旋式渦度引發(fā)低層氣旋式輻合，為不穩(wěn)定能量的釋放提供必要強(qiáng)迫[7-10]，迎風(fēng)坡上空氣流的抬升速度與山體高度、迎風(fēng)坡坡度、吹向迎風(fēng)坡的風(fēng)速大小及迎風(fēng)坡與風(fēng)向的交角密切相關(guān)[11-13]。除此之外，喇叭口地形對(duì)迎風(fēng)坡上空低層輻合及上升運(yùn)動(dòng)也有顯著的加強(qiáng)作用[14]。以往有關(guān)地形對(duì)降水影響的研究多基于地面及高空探測(cè)資料，但由于山區(qū)實(shí)況觀測(cè)資料缺乏，導(dǎo)致利用觀測(cè)分析方法研究地形降水的發(fā)生、發(fā)展及其形成機(jī)制十分困難[3，15-21]。隨著數(shù)值模式框架及物理方案的改進(jìn)，利用數(shù)值模擬可更加全面認(rèn)識(shí)地形對(duì)降水的影響[22-27]。

賀蘭山位于寧夏與內(nèi)蒙古交界的地方，不但是中國(guó)河流外流區(qū)與內(nèi)流區(qū)的分水嶺，也是季風(fēng)氣候和非季風(fēng)氣候的分界線[28]。山脈為近南北走向約200 km，東西寬約30 km，并略呈向東的“弧形”，山體海拔2000～3000 m，主峰海拔3556 m。由于山勢(shì)的阻擋，賀蘭山既削弱了西北高寒氣流的東襲，阻止了潮濕的東南季風(fēng)西進(jìn)，又遏制了騰格里沙漠的東移，其東西兩側(cè)的氣候差異頗大[29]。近年來，賀蘭山沿山及其東麓的極端暴雨天氣有增多趨勢(shì)，并一再打破歷史記錄。如2016年8月21日(簡(jiǎn)稱“8.21”)賀蘭山沿山出現(xiàn)超歷史極值的特大暴雨，賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)出現(xiàn)239.5 mm降水，其次為拜寺口溝的219.1 mm降水，均達(dá)到氣象記錄以來的歷史極值，誘發(fā)超50 a一遇洪水。2018年7月22日(簡(jiǎn)稱“7.22”)賀蘭山沿山再度出現(xiàn)超歷史極值的特大暴雨，其中蘇峪口滑雪場(chǎng)降水量達(dá)277.6 mm，拜寺口溝降水量247.5 mm，賀蘭山巖畫降水量219.6 mm，再次刷新寧夏有氣象觀測(cè)記錄以來的日降水量極值，致使賀蘭山大武口溝、汝箕溝、蘇峪口溝、拜寺口溝等多條山洪溝暴發(fā)50～200 a一遇洪水。近年來對(duì)賀蘭山地形暴雨的研究，同樣發(fā)現(xiàn)迎風(fēng)坡阻擋低空急流，強(qiáng)迫暖濕空氣抬升，促使低渦切變強(qiáng)烈發(fā)展，從而影響賀蘭山地區(qū)降水強(qiáng)度、落區(qū)及中心位置[30-33]，但對(duì)其機(jī)理的認(rèn)識(shí)還有不足。

為深入了解賀蘭山地形對(duì)強(qiáng)降水的作用及其對(duì)中小尺度天氣系統(tǒng)的影響，探討賀蘭山中尺度地形在暴雨發(fā)生發(fā)展過程中的貢獻(xiàn)及影響機(jī)制，本文以“8.21”和“7.22”2次賀蘭山東麓特大致洪暴雨天氣過程為研究對(duì)象，基于天氣研究和預(yù)報(bào)模式WRF(weather research and forecasting model)，利用氣象觀測(cè)資料、NCEP/NCAR再分析資料等，對(duì)2次賀蘭山特大致洪暴雨進(jìn)行數(shù)值模擬和地形敏感性試驗(yàn)，對(duì)比分析賀蘭山地形的作用與影響，從而進(jìn)一步掌握賀蘭山影響周邊暴雨的特征規(guī)律，為寧夏防災(zāi)減災(zāi)和生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供參考依據(jù)。

1 天氣實(shí)況

1.1 暴雨實(shí)況特征

“8.21”與“7.22”賀蘭山特大致洪暴雨出現(xiàn)時(shí)間基本相同，都出現(xiàn)在夜間，且主要降水時(shí)段均在22:00(北京時(shí)，下同)至次日01:00；暴雨中心相同，都出現(xiàn)在賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)；降水量級(jí)相同，都出現(xiàn)超過200 mm的降水量和超過70 mm·h-1的雨強(qiáng)(圖1)?！?.21”過程中最大累計(jì)雨量和最大小時(shí)雨強(qiáng)分別為239.5 mm和82.5 mm·h-1，“7.22”過程分別為277.6 mm和74.1 mm·h-1。可見賀蘭山2次暴雨過程實(shí)況特征非常相似，這為對(duì)比分析暴雨特點(diǎn)，尋找觸發(fā)暴雨的共同特征提供了有利條件。

圖1 賀蘭山“8.21”(a)和“7.22”(b)暴雨過程降水量分布(單位：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 大氣環(huán)流與影響系統(tǒng)

“8.21”暴雨是在南亞高壓和副熱帶高壓異常強(qiáng)烈的背景下發(fā)生的。200 hPa南亞高壓控制寧夏全境，高空急流呈反氣旋性彎曲，其脊點(diǎn)在寧夏北部，即寧夏北部位于高空急流分流區(qū)附近，有較強(qiáng)輻散，有利于高空抽吸(圖略)；500 hPa巴爾喀什湖附近為低壓槽區(qū)，寧夏處于588 dagpm和592 dagpm線之間西南暖濕氣流控制之下，588 dagpm線西北界有短波槽向?qū)幭囊苿?dòng)(圖略)；700 hPa有來自我國(guó)東南沿海洋面的暖濕空氣沿副熱帶高壓(簡(jiǎn)稱“副高”)底部的偏東轉(zhuǎn)偏南氣流向?qū)幭膫鬏?，低空南風(fēng)急流覆蓋寧夏全境，河西走廊有低渦發(fā)展東移[圖2(a)]；850 hPa有來自東海洋面的暖濕空氣沿東風(fēng)急流長(zhǎng)驅(qū)直入到達(dá)河套地區(qū)，最大風(fēng)速18 m·s-1，風(fēng)向幾乎與南北走向的賀蘭山脈垂直[圖2(c)]。

“7.22”暴雨發(fā)生時(shí)的南亞高壓和副熱帶高壓相對(duì)“8.21”并不強(qiáng)烈。200 hPa南亞高壓中心位于印度北部，高空急流呈氣旋性彎曲，賀蘭山東麓位于高空急流出口區(qū)南側(cè)分流區(qū)附近，表現(xiàn)為輻散抽吸特征(圖略)；500 hPa寧夏處于歐亞大槽底部，副熱帶高壓西側(cè)，588 dagpm線的外圍(圖略)；700 hPa我國(guó)東海沿岸登陸臺(tái)風(fēng)將暖濕空氣沿副高邊緣偏東轉(zhuǎn)偏南氣流向?qū)幭膫鬏敚游髯呃韧瑯佑械蜏u東移影響寧夏[圖2(b)]；850 hPa來自東海洋面的暖濕空氣沿臺(tái)風(fēng)北部東風(fēng)氣流長(zhǎng)驅(qū)直入到達(dá)寧夏，最大風(fēng)速雖然沒有“8.21”大，但風(fēng)向與“8.21”幾乎相同[圖2(d)]。

圖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)環(huán)流形勢(shì)和影響系統(tǒng)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 數(shù)值模擬方案及模擬效果

2.1 控制試驗(yàn)方案

選用WRFV3.8版本，利用NCEP再分析資料作為初始場(chǎng)和邊界條件驅(qū)動(dòng)WRF模式進(jìn)行模擬。區(qū)域中心位置為106°E、37.3°N，垂直分層35層，模式頂層氣壓為50 hPa。模式為2層嵌套，第1層模擬區(qū)域?yàn)?8.3°N—45.2°N、96.6°E—115.4°E，水平分辨率9 km，水平網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)為210×210，時(shí)間積分步長(zhǎng)為45 s；第2層嵌套模擬區(qū)域?yàn)?4.3°N—40.2°N、102.6°E—109.4°E，水平分辨率為3 km，水平網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)為211×211，時(shí)間積分步長(zhǎng)為15 s?？紤]模式第2層嵌套的空間分辨率能夠反映積云降水，因此未選擇積云參數(shù)化方案。除此之外，兩層嵌套所采用的物理參數(shù)化方案均相同，具體參數(shù)化方案配置見表1[34-35]。

2.2 敏感性試驗(yàn)方案

為定量計(jì)算賀蘭山地形對(duì)此次降水的增幅效應(yīng)，在保持模式控制試驗(yàn)的物理參數(shù)化不變的情況下，間隔200m改變賀蘭山地形高度進(jìn)行分組敏感性試驗(yàn)?zāi)M。具體試驗(yàn)方案為：首先將賀蘭山區(qū)域(38°N—39.5°N、104.5°E—107°E)海拔高度大于2800 m的地形統(tǒng)一下降至2800 m進(jìn)行敏感性試驗(yàn)數(shù)值模擬，之后每組試驗(yàn)將山體高度依次減少200 m進(jìn)行模擬，最后一組試驗(yàn)的地形海拔高度為1200 m，使賀蘭山與東側(cè)的銀川平原高度持平。加上不做地形高度修改的控制試驗(yàn)，每次暴雨過程10組樣本，2次暴雨過程共計(jì)20組試驗(yàn)結(jié)果用于對(duì)比分析和研究。對(duì)這些樣本進(jìn)行初步分析發(fā)現(xiàn)，當(dāng)賀蘭山海拔高度達(dá)到2000 m及以上時(shí)，2次過程的暴雨中心均落在賀蘭山東麓迎風(fēng)坡，且隨著山體海拔高度的增加，降水量呈增加趨勢(shì)。而山體海拔高度降至1800 m及以下時(shí)，暴雨中心落在賀蘭山西側(cè)。因此，海拔2000 m可代表賀蘭山影響降水的關(guān)鍵高度；當(dāng)?shù)匦魏０胃叨冉抵?200 m，由于賀蘭山與周邊地形高度相當(dāng)，模擬的降水量也達(dá)到最低值，可代表賀蘭山消失后的情況。綜上所述，重點(diǎn)圍繞控制試驗(yàn)、賀蘭山地形海拔高度降至2000 m和1200 m這3組試驗(yàn)展開分析。

表1 WRF模式參數(shù)化方案配置Tab.1 The information of WRF model parameterization scheme

2.3 降水模擬效果與地形增幅效應(yīng)

圖3為WRF模式模擬的2016年8月21日和2018年7月22日賀蘭山不同地形高度降水量分布?？梢钥闯觯刂圃囼?yàn)較為成功地模擬出“8.21”和“7.22”賀蘭山東麓暴雨?！?.21”在賀蘭山沿山地區(qū)模擬出了量級(jí)大于50 mm的暴雨雨帶，同時(shí)也在賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)附近模擬出超過100 mm的暴雨中心[圖3(a)]?！?.22”模擬出3個(gè)超過100 mm的暴雨中心，其中最大值在賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)附近[圖3(d)]。

圖3 WRF模式模擬的2016年8月21日(a、b、c)，2018年7月22日(d、e、f)賀蘭山不同地形高度降水量分布(單位：mm)(a、d)實(shí)際高度，(b、e)2000 m，(c、f)1200 m(五角星為暴雨中心，黑細(xì)線為間隔200 m的地形等高線，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 )

將賀蘭山地形海拔高度整體降至1200 m之后，模擬的賀蘭山2次暴雨落區(qū)和量級(jí)均有明顯改變，原暴雨中心所在地降水量減小至50 mm以下[圖3(c)、圖3(f)]。從賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)降水量隨地形高度的變化(圖4)來看，當(dāng)山體海拔高度降低至2800 m時(shí)，模擬的降水量較控制試驗(yàn)變化不大，之后隨著山體海拔高度的降低，降水量也逐漸減??；當(dāng)山體海拔高度降至2000 m以下時(shí)，降水量與地形高度無明顯相關(guān)性，甚至有所增加。由此可見，賀蘭山地形作用是造成其東麓出現(xiàn)極端暴雨的主要原因，海拔高度在2000～2800 m時(shí)，賀蘭山地形對(duì)降水量起到明顯增幅作用。

圖4 WRF模式模擬的“8.21”和“7.22”賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)降水量隨海拔高度的變化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

兩次暴雨過程的降水量變化特征存在一定差異。首先，“8.21”在賀蘭山地形高度降至2000 m時(shí)，模擬的蘇峪口滑雪場(chǎng)降水量與1200 m時(shí)相當(dāng)，都在40 mm以下；而“7.22”過程地形高度降至2000 m時(shí)模擬的降水量依然為暴雨量級(jí)，直到地形高度降至1200 m時(shí)降水量才減小至40 mm以下(圖4)。其次，“8.21”過程的暴雨集中出現(xiàn)在賀蘭山一帶，隨著賀蘭山地形高度的降低，雨帶逐漸向北移動(dòng)30 km左右，且地形海拔高度降低至2000 m以下時(shí)，雨帶位置和降水量級(jí)基本保持不變；“7.22”過程有2個(gè)暴雨落區(qū)，一個(gè)在賀蘭山，另一個(gè)在賀蘭山以西100 km的阿拉善左旗境內(nèi)，且隨著地形高度的降低，賀蘭山降水量呈減少趨勢(shì)，阿拉善左旗境內(nèi)的降水量卻在增加，當(dāng)賀蘭山地形高度降至2000 m時(shí)，2個(gè)雨區(qū)依然并存，且最大降水量都在100 mm以上。只有高度降至1200 m時(shí)，賀蘭山雨區(qū)幾乎消失，降水量基本減小至50 mm以下，阿拉善左旗境內(nèi)雨區(qū)反而增加了50 mm以上降水量。雖然2次過程都在賀蘭山東麓出現(xiàn)暴雨，但降水量隨地形變化的差異反映了賀蘭山對(duì)不同中小尺度天氣系統(tǒng)的作用差異。

3 中小尺度天氣系統(tǒng)與物理量特征

“8.21”和“7.22”暴雨都發(fā)生在副高邊緣高溫、高濕和大氣層結(jié)極不穩(wěn)定的環(huán)境場(chǎng)下，對(duì)流有效位能均超過1800 J·kg-1，對(duì)流抑制均不到120 J·kg-1，自由對(duì)流高度均在700 hPa左右，大氣可降水量達(dá)50 mm以上，從地面至6 km高度，風(fēng)隨高度呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，從偏東風(fēng)轉(zhuǎn)為西南風(fēng)，有暖平流，并且存在中等強(qiáng)度的垂直風(fēng)切變。2次暴雨過程的主要強(qiáng)降水時(shí)段都集中在當(dāng)日夜間23:00前后，故以該時(shí)次為主，對(duì)比分析賀蘭山實(shí)際地形以及地形海拔高度降為2000 m和1200 m時(shí)中小尺度天氣系統(tǒng)與物理量變化特征。

3.1 500 hPa特征

控制試驗(yàn)?zāi)M的“8.21”和“7.22”過程500 hPa水平風(fēng)場(chǎng)在寧夏北部均為西南氣流，并且存在西南風(fēng)轉(zhuǎn)東南風(fēng)的切變線(圖略)。賀蘭山地形高度降為2000 m后500 hPa風(fēng)場(chǎng)特征和控制試驗(yàn)幾乎一致(圖略)，而地形高度降為1200 m時(shí)模擬的風(fēng)速比控制試驗(yàn)僅偏小2 m·s-1左右，相對(duì)濕度減小5%左右，但切變線依然存在(圖略)?？梢?，賀蘭山地形對(duì)500 hPa風(fēng)場(chǎng)和水汽的影響較小。

3.2 700 hPa特征

圖5為WRF模式模擬的2016年8月21日23:00和2018年7月22日23:00賀蘭山不同地形高度700 hPa風(fēng)場(chǎng)及相對(duì)濕度場(chǎng)?？梢钥闯觯?.21”過程700 hPa在賀蘭山東麓出現(xiàn)風(fēng)速達(dá)12 m·s-1的偏南風(fēng)低空急流，且與賀蘭山迎風(fēng)坡形成30°～60°的夾角。受地形阻擋，沿著賀蘭山脈產(chǎn)生一個(gè)風(fēng)向風(fēng)速輻合帶，存在偏南風(fēng)轉(zhuǎn)東南風(fēng)的氣旋式切變。持續(xù)偏南風(fēng)輸送的水汽在賀蘭山東麓聚集，沿山脈形成相對(duì)濕度達(dá)90%以上的高濕區(qū)，這顯然與賀蘭山地形有關(guān)。地形高度降至2000 m時(shí)，風(fēng)場(chǎng)特征保持不變，賀蘭山水汽聚集帶依然存在，此時(shí)700 hPa所在高度高于賀蘭山，但依然有水汽沿賀蘭山地形的聚集和風(fēng)場(chǎng)輻合，這可能與賀蘭山阻擋2000 m以下暖濕氣流運(yùn)動(dòng)，并強(qiáng)迫其輻合抬升有關(guān)。這一推論在賀蘭山地形高度降為1200 m的敏感性試驗(yàn)中得到初步驗(yàn)證，隨著賀蘭山的消失，700 hPa及以下的低層暖濕氣流不受任何地形阻擋，使得賀蘭山東西兩側(cè)的濕度不連續(xù)面和風(fēng)場(chǎng)輻合切變消失。

“7.22”過程在700 hPa也存在類似于“8.21”過程的風(fēng)場(chǎng)和相對(duì)濕度變化特征，不同的是東南風(fēng)低空急流與迎風(fēng)坡夾角達(dá)60°～90°，沿山脈的風(fēng)速輻合和風(fēng)向切變強(qiáng)于“8.21”過程，出現(xiàn)東南轉(zhuǎn)偏東風(fēng)的氣旋式轉(zhuǎn)變，風(fēng)速受地形阻擋也急速下降8 m·s-1左右，對(duì)應(yīng)區(qū)域出現(xiàn)相對(duì)濕度達(dá)90%以上的高濕區(qū)。賀蘭山地形高度降至2000 m時(shí)氣旋式輻合減弱，暴雨中心附近的相對(duì)濕度大幅減小。當(dāng)?shù)匦胃叨冉抵?200 m，由于低空急流不受賀蘭山阻擋，長(zhǎng)驅(qū)直入到達(dá)賀蘭山西側(cè)100 km以外，該處低渦系統(tǒng)明顯增強(qiáng)，水汽含量大幅增加。

圖5 WRF模式模擬的2016年8月21日23:00(a、b、c)和2018年7月22日23:00(d、e、f)賀蘭山不同地形高度下700 hPa風(fēng)場(chǎng)(風(fēng)矢量，單位：m·s-1)及相對(duì)濕度場(chǎng)(陰影，單位：%)(a、d)實(shí)際高度，(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

圖6為WRF模式模擬的2016年8月21日23:00和2018年7月22日23:00賀蘭山不同地形高度850 hPa風(fēng)場(chǎng)及相對(duì)濕度場(chǎng)?？梢钥闯觯?.21”過程850 hPa在賀蘭山東麓模擬出風(fēng)速達(dá)16 m·s-1的東南風(fēng)低空急流，與迎風(fēng)坡形成60°左右的夾角，由于受山體阻擋，靠近山前的風(fēng)速急劇減小8 m·s-1左右，同時(shí)暴雨中心以南的迎風(fēng)坡出現(xiàn)東南風(fēng)轉(zhuǎn)東北風(fēng)的氣旋式切變。當(dāng)賀蘭山地形高度降至2000 m時(shí)，由于850 hPa風(fēng)場(chǎng)依然受賀蘭山地形阻擋，沿山同樣出現(xiàn)風(fēng)場(chǎng)輻合切變與水汽聚集。當(dāng)?shù)匦胃叨冉抵?200 m時(shí)，由地形阻擋引起的風(fēng)場(chǎng)輻合切變消失，水汽無法在賀蘭山東麓聚集，相對(duì)濕度明顯下降。

“7.22”過程850 hPa存在東南偏東風(fēng)的低空急流，雖然強(qiáng)度弱于“8.21”過程，但與迎風(fēng)坡的夾角大于“8.21”過程(達(dá)90°)。低空急流無法越過山脈，在山前出現(xiàn)向南北兩邊分流的現(xiàn)象，南支氣流在暴雨中心以南的迎風(fēng)坡出現(xiàn)更加明顯的氣旋式切變與輻合，伴隨輻合切變產(chǎn)生水汽聚集；北支氣流在山前雖然沒有出現(xiàn)氣旋式切變，但風(fēng)速有一定的輻合特征，也出現(xiàn)水汽聚集。當(dāng)賀蘭山地形高度降至2000 m時(shí)風(fēng)場(chǎng)特征基本保持不變，沿山高濕區(qū)的相對(duì)濕度略有下降。當(dāng)?shù)匦胃叨冉抵?200 m時(shí)，賀蘭山所在區(qū)域轉(zhuǎn)為一致的東南風(fēng)氣流，分流現(xiàn)象消失，沿迎風(fēng)坡的風(fēng)場(chǎng)輻合切變與高濕區(qū)不復(fù)存在，說明風(fēng)場(chǎng)在山前的分流以及輻合切變是由賀蘭山地形阻擋造成。

圖6 WRF模式模擬的2016年8月21日23:00(a、b、c)和2018年7月22日23:00(d、e、f)賀蘭山不同地形高度850 hPa風(fēng)場(chǎng)(風(fēng)矢量，單位：m·s-1)及相對(duì)濕度場(chǎng)(陰影，單位：%)(a、d)實(shí)際高度，(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 賀蘭山地形暴雨成因探討

“8.21”和“7.22”暴雨過程的強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)維持時(shí)間均達(dá)8 h以上，過程期間850～700 hPa之間隨高度順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的低空急流(偏東—東南—偏南風(fēng))一直存在。當(dāng)850～700 hPa的低空急流消失，降水也隨之減弱消失。由此推斷，在賀蘭山地形作用下，觸發(fā)并使得對(duì)流系統(tǒng)能夠長(zhǎng)時(shí)間維持的中尺度天氣系統(tǒng)正是850～700 hPa的低空急流。在高濕高能且強(qiáng)烈不穩(wěn)定的大氣環(huán)境條件下，當(dāng)?shù)涂占绷黠L(fēng)速達(dá)12 m·s-1以上，風(fēng)向與山脈迎風(fēng)坡角度達(dá)60°～90°時(shí)，氣塊受地形強(qiáng)迫抬升達(dá)到自由對(duì)流高度，極易觸發(fā)強(qiáng)對(duì)流。低空急流受賀蘭山東麓迎風(fēng)坡阻擋，產(chǎn)生源源不斷的水汽聚集和持續(xù)的輻合抬升，賀蘭山東麓不斷有新的對(duì)流單體生成并發(fā)展，沿賀蘭山脈向北緩慢移動(dòng)過程中依次通過同一地點(diǎn)，“列車效應(yīng)”使該地出現(xiàn)暴雨山洪。

水汽通量散度不但可以定量化表征單位體積內(nèi)水汽的聚集強(qiáng)度，與降水強(qiáng)度密切相關(guān)，同時(shí)也可以作為強(qiáng)對(duì)流天氣的觸發(fā)因子[36-38]。因此，選取2次暴雨過程的主要強(qiáng)降水時(shí)段(23:00)，分析700 hPa水汽通量散度特征，進(jìn)一步探討賀蘭山地形作用下的強(qiáng)對(duì)流觸發(fā)機(jī)制，探尋2次暴雨中心出現(xiàn)在同一位置的原因?！?.21”過程700 hPa高度上，沿賀蘭山脈出現(xiàn)東北西南走向的水汽通量輻合帶，強(qiáng)度達(dá)-9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1，這明顯與地形有關(guān)，在輻合帶的東側(cè)(蘇峪口與賀蘭山主峰之間的滑雪場(chǎng)附近)有強(qiáng)度達(dá)9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的強(qiáng)輻散區(qū)[圖7(a)]，這與對(duì)流云中被卷夾進(jìn)入的干冷空氣，疊加降水粒子的拖曳作用，形成強(qiáng)烈的下沉輻散氣流有關(guān)。當(dāng)賀蘭山地形高度降至2000 m時(shí)，沿山脈的水汽通量輻合帶以及對(duì)流云中下沉氣流產(chǎn)生的輻散區(qū)強(qiáng)度明顯減弱[圖7(b)]。當(dāng)?shù)匦胃叨冉抵?200 m時(shí)，地形輻合帶完全消失，蘇峪口滑雪場(chǎng)附近的強(qiáng)輻散區(qū)也完全消失[圖7(c)]?？梢?，賀蘭山阻擋850～700 hPa的低空急流西進(jìn)，使得暖濕空氣在其東麓迎風(fēng)坡產(chǎn)生強(qiáng)烈的輻合抬升，導(dǎo)致水汽通量輻合進(jìn)一步加劇，觸發(fā)強(qiáng)對(duì)流。

“7.22”過程在700 hPa高度上，除了沿山脊出現(xiàn)水汽通量輻合帶之外，在蘇峪口山谷北側(cè)出現(xiàn)強(qiáng)度達(dá)-9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的輻合帶[圖7(d)]，然而“8.21”過程并沒有出現(xiàn)類似特征。究其原因，蘇峪口的山谷地形呈喇叭狀，喇叭口向東敞開。2次暴雨過程低空急流進(jìn)入喇叭口的角度明顯不同，“8.21”過程的低空急流以偏南風(fēng)為主，與喇叭口夾角小于60°，“7.22”過程的低空急流為偏東風(fēng)，與喇叭口夾角達(dá)90°，可以從喇叭口長(zhǎng)驅(qū)直入山谷內(nèi)。由于狹管效應(yīng)，風(fēng)速增大，氣流輻合明顯增強(qiáng)，再疊加地形強(qiáng)迫抬升作用，使得該地出現(xiàn)強(qiáng)烈的水汽通量輻合，更有利于觸發(fā)強(qiáng)對(duì)流，也決定了暴雨中心的位置。這樣的“狹管效應(yīng)”在賀蘭山地形高度降至1200 m后，隨著喇叭口地形的消失而不復(fù)存在，與其相關(guān)的水汽通量輻合帶完全消失[圖7(f)]。

2次暴雨過程的降水中心均出現(xiàn)在賀蘭山蘇峪口滑雪場(chǎng)，與該地南側(cè)的蘇峪口喇叭口地形和北側(cè)的賀蘭山主峰密切相關(guān)。賀蘭山主峰海拔達(dá)3000 m以上，其阻擋作用接近自由對(duì)流高度，而且山體坡度更陡，比賀蘭山其他低矮的山峰更容易強(qiáng)迫暖濕空氣抬升至自由對(duì)流高度以上，高大的山體還能減緩對(duì)流系統(tǒng)沿引導(dǎo)氣流向北移動(dòng)的速度。南側(cè)喇叭口地形產(chǎn)生的“狹管效應(yīng)”使風(fēng)速增大，遇到迎風(fēng)坡阻擋后產(chǎn)生的氣流輻合抬升更加強(qiáng)烈。

圖7 WRF模式模擬的2016年8月21日23:00(a、b、c)和2018年7月22日23:00(d、e、f)賀蘭山不同地形高度下700 hPa水汽通量散度分布(單位：10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1)(a、d)實(shí)際高度，(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 結(jié) 論

(1)2016年8月21日與2018年7月22日賀蘭山兩次暴雨過程中，天氣背景有許多相似之處，西北地區(qū)東部受高溫、高濕、高能控制，寧夏東側(cè)有副高阻擋，西側(cè)有弱冷空氣東移影響，中低空受偏南和偏東暖濕氣流控制。

(2)在特定天氣背景下，賀蘭山東麓海拔高度2000～2800 m的迎風(fēng)坡地形，阻擋相應(yīng)高度上的低空急流西進(jìn)，使其產(chǎn)生強(qiáng)烈輻合切變，強(qiáng)迫暖濕空氣抬升至自由對(duì)流高度以上，從而決定暴雨的落區(qū)，并對(duì)降水量起到明顯的增幅作用，為致洪暴雨的觸發(fā)和維持提供有利的自然環(huán)境條件。

(3)賀蘭山的阻擋作用，對(duì)于700 hPa以下偏南到偏東風(fēng)的氣流影響十分顯著，當(dāng)出現(xiàn)風(fēng)速達(dá)12 m·s-1以上的低空急流時(shí)，特別是當(dāng)風(fēng)向與賀蘭山東麓迎風(fēng)坡夾角達(dá)60°～90°，在高濕高能和極不穩(wěn)定的大氣層結(jié)條件下，極易觸發(fā)中小尺度天氣系統(tǒng)產(chǎn)生強(qiáng)對(duì)流，引發(fā)地形暴雨，低空急流的維持時(shí)間決定了地形暴雨的維持時(shí)間。

(4)賀蘭山蘇峪口的喇叭口地形和其北側(cè)的賀蘭山主峰對(duì)低空急流的共同作用，決定了賀蘭山東麓暴雨中心的位置。