太行山东麓一次强对流降雹过程中的地形强迫

杨军　张磊　李宝东　孙玉稳

摘要 利用WRF模式对2011年5月26日发生在太行山东麓的一次强对流降雹过程进行数值模拟，探讨了太行山及周边地形在本次强对流过程的作用。结果表明，控制华北平原的偏东暖湿气流受太行山阻挡并与切变线东南侧的西南暖湿气流汇合，在太行山东侧形成水汽高值区。太行山东坡下垫面向上热通量明显高于华北平原，午后850hPa高度山坡与平原的假相当位温梯度达到0.2 K·km^-1。，850～600 hPa假相当位温垂直梯度达4 K·km^-1，对应上坡风的垂直速度大于1 m·s^-1，热力环流为太行山东麓对流的发生提供了动力条件。太行山东侧暖湿气层之上为偏西干冷气流，由此形成的强热力不稳定与水汽高值区、上坡风共同造成太行山东麓强对流过程的发生。局地小尺度地形抬升与重力波共同促使太原盆地有对流单体生成，该单体移经太行山西侧迎风坡受阻挡抬升而增强，越过山顶后与维持在太行山东侧的对流单体发生合并，从而导致对流云的强烈发展。

关键词 强对流 地形效应 对流合并 数值模拟 太行山

山地对局地强对流天气的影响是气象界广泛关注的问题。陶诗言（1980）指出地形的迎风坡具有动力及屏障作用，可以使气流绕地形流动和被迫爬升；并且指出地形也可以作为中小尺度强对流系统的触发机制，造成不稳定能量的释放。王华和孙继松（2008）就北京一次强降雹天气分析了下垫面在强对流天气中的作用，指出山区的地形对雹云发生发展的不同阶段以至冰雹的落区、强度等都有相当大的影响。随着数值模式的发展和普及，越来越多的气象工作者利用数值模式来对山地强对流进行分析研究（Colman et al.，2013）。Murphy and Businger（2011）利用WRF数值模式研究了夏威夷科欧劳山脉的一次暴雨过程，分析了其中尺度和微物理特征。王珏等（2008）利用WRF模式对福建一次大暴雨过程进行数值模拟，发现福建北部的喇叭口地形和武夷山迎风坡共同作用导致西南气流的转向辐合，触发了中尺度切变线和中尺度涡旋的形成，加速了上升运动和中层对流发展。池再香等（2011）通过多源观测数据和数值模拟，综合分析了贵州乌蒙山脉东南侧一次特大暴雨过程，揭示了山脉的阻挡和喇叭口辐合抬升作用造成低层辐合区强对流回波单体的维持、合并、增强。李川等（2006）利用MM5中尺度模式，研究了青藏高原东侧陡峭地形对一次暴雨天气发生发展的影响，发现青藏高原地形对大气环流的动力阻挡作用形成了暴雨过程的水汽输送通道；青藏高原东侧陡峭地形结构引起了低层偏东气流强烈的垂直上升运动，激发不稳定能力释放，促进强对流猛烈发展。盛春岩等（2012）采用ARPS模式对北京的一次大暴雨过程进行了数值试验，结果表明大暴雨是在多尺度地形以及一定的天气系统配置下产生的，地形的动力作用是暴雨的触发机制，山坡和山顶的对流不穩定大气是导致大暴雨的必要条件。郭蕊等（2013）应用WRF模式对淮河流域一次梅雨锋暴雨进行数值模拟，并设计了一系列地形敏感性试验，发现大别山地形会强迫底层西南暖湿气流绕流和抬升，形成扰动并使其所含水汽和不稳定能量沿途释放，形成带状降水；当地形增高时，降水中心位置变化不大，但对流更加剧烈，降低或移除地形，则降水中心明显东移。侯瑞钦等（2009）应用MM5模式对河北中南部一次暴雨个例进行了数值模拟和分析，发现强降水中心与喇叭口地形相对应，且近地面层受地形影响，气流局地环流特征明显，各物理场随山脉起伏有波动特征。龚佃利等（2005）利用MM5模式对发生在华北地区的一次强对流风暴过程进行了数值模拟，指出上游地区对流引发的干冷下沉气流沿太行山背风面下滑形成的下坡风是触发强风暴发生的直接动力机制，太行山地形引起的边界层风场的变化，包括下坡气流和边界层中尺度辐合线对风暴的触发、组织和移动发挥着重要作用。Chiao et al.（2004）用MM5模式对阿尔卑斯山附近一次强地形雨进行了研究，通过敏感性试验得出边界层的摩擦作用能减少总的降雨量，并改变降雨的落区分布。Galewsky and Sobel（2005）利用MM5模式对发生在加利福尼亚北部和中部的一次暴雨进行研究，认为静力稳定度的水平分布使翻越和绕流两种机制形成复杂的组合，共同增强气流的上升，从而在降水过程中发挥重要作用。Lin et al.（2011）利用WRF模式对台湾西北海岸上一次强降水过程的地形作用进行研究，发现地形急流的发展是由于地形阻挡导致的经向气压梯度增加了50%～60%，白天的热力环流也能影响地形急流的强度。

强对流天气的发生需要一定的天气形势，而强对流天气发生的具体地点和强度则深受地形条件的影响，特别是中尺度地形的影响。太行山北起北京西山，南达豫北黄河北崖，西接山西高原，东临华北平原，绵延400余千米，大体呈东北一西南走向，局部地段近于南北走向。太行山北高南低，大部分海拔在1200 m以上，山势东陡西缓，西翼连接山西高原，东翼由中山、低山、丘陵过渡到平原。由苏剑勤等（1996）的统计分析可知，太行山沿线为降雹多发带，地形作用显著。地形对强对流天气的影响国内外虽已有过不少研究，但不同的山脉其特殊地形对强对流天气的影响机制、程度、主导因子不尽相同，且太行山对强对流天气的具体作用还没有取得系统、全面的认识。本文通过对2011年5月26日的一次强对流降雹过程进行数值模拟，探讨太行山的特殊地形条件在强对流天气发展过程中的作用。

1天气过程

5月26日08时（北京时间，下同），500 hPa（图1a）上显示东蒙地区至河北西北部有一个低压槽，邢台处于偏西北干冷气流控制中；20时（图1b），该槽移至内蒙古东部至华北北部，邢台仍处于槽后偏西北气流控制中，受到槽后东移南下的西北冷空气影响。由上可知，整个白天，邢台的中高层都受槽后西北冷空气的控制。5月26日08时，850 hPa（图1c）上，在山西省与河北交界处气流有明显的气旋式切变，由于切变线的存在，邢台受西南气流影响；至20时（图1d），该切变线略有东移，邢台受偏南气流影响。中低层的切变线是此次邢台西部山区强对流天气的主要影响系统。

中高层的低压槽比低层切变线的位置靠前，为典型前倾槽，500 hPa冷平流，850 hPa暖平流，冷、暖平流的这种垂直配置使得槽后西北气流带来的干冷空气位于切变线东南侧西南气流带来的暖湿空气之上，使大气层结不稳定，有利于强对流天气的发生。此外，午后河北山西交界处有等露点线的密集带，可以分析出呈南北走向的干线，可导致强烈的对流风暴，是对流的触发机制之一。

2011年5月26日17—21时，河北邢台出现强对流天气，雨量主要为小到中雨。根据加密雨量站观测，南赛、郝庄、赵庄等9个站点降大雨，其中内丘县的南赛降雨量达到29.3 mm。18时10分—18时25分，邢台县的浆水镇出现降雹，冰雹直径达3.5～4 cm；19时15分—19时45分，沙河市的西部山区遭受冰雹袭击，冰雹最大直径达5 cm。据邢台县民政局统计：此次邢台西部山区的路罗、浆水、城计头、宋家庄4个乡镇，共83个村，遭受了冰雹袭击，直接经济损失550万元。

2模拟方案设计

尺度数值模式进行模拟，该模式是美国国家大气研究中心（NCAR）等多单位联合发展起来的新一代非静力平衡、高分辨率的中尺度数值模式。模拟采用NCEP每日4次1°×1°的FNL分析资料作为初始场和边界条件，采用了三层网格嵌套，格距分别为15km、5 km和1.67 km，对应的地形资料分辨率为5°、2′和30″，模拟时间段为26日02时—27日02时，共24 h。模拟区域如图2a所示，图2b给出D02区域地形特征，包括整个太行山及周边地区，其中A-B-C线用于下文对吕梁山东侧重力波、太行山区对流系统的热力、动力结构和云体合并进行剖面分析，D03区域则以本次强降雹发生区域为中心。模拟选用的物理方案见表1。

3结果分析

3.1模拟与实况的对比

图3a是由石家庄多普勒雷达基数据得到的26日19时实测雷达回波，圖3b为对应时间的模拟雷达回波图。模拟的雷达回波形状、结构与实况基本一致，但位置略偏南，最大回波强度为55 dBz，较实测值偏低约15%。此外，邢台降雹发生在19时15分一19时45分，随后回波减弱，模拟的雷达回波强度从20时开始减弱，二者时间基本吻合。

图4a为26日19时邢台区域的实测1 h累积降水，主要分布在太行山东麓。考虑高分辨率地形数据对于小的山体和小尺度的喇叭口地形有更细致的描述，图4b和图4c为分别取5′和30″分辨率地形数据的模拟降水分布，两者除地形分辨率外，其他模拟参数均相同。可以看到，两种地形方案模拟的强降水发生位置与实况一致，降水强度略大。30″地形方案模拟降水与5′地形方案模拟降水的区域略有差异，30″地形方案模拟下的暴雨（1 h内的雨量大于等于16 mm）区范围更大，由此可知地形对降水强度和范围有直接的影响。此外，模拟结果跟网格分辨率有密切的关系，15 km网格下的雨量比5 km网格下的雨量少了近一半，与实际降水分布差异较大。该结果与以往研究结果（Galewsky and Sobel，2005；Lin et al.，2011）一致，网格精细程度带来的降水强度的变化比不同参数化方案带来的降水强度变化更大，水平分辨率的提高有助于提高模式对复杂地形条件下降水过程的再现能力。

3.2强降雹过程中的地形强迫

3.2.1太行山东侧的水汽高值区

强对流天气的发生需要有充足的水汽条件，图5为900 hPa风场及水汽混合比的分布。在08时（图5a）山西与河北交界处切变线东南侧，西南暖湿气流沿太行山东侧向北输送。海上高压南部和黄海低压北部的偏东风将海上的水汽往华北平原输送，偏东暖湿气流受太行山阻挡和切变线东南侧西南气流的影响转向为东南风，东南风携带水汽在太行山东侧与西南暖湿气流汇合，使太行山东侧形成水汽高值区，水汽混合比可达7～7.5 g·kg^-1。13时（图5b），东南暖湿气流增强，使太行山东侧水汽含量进一步增大，水汽混合比高达9 g·kg^-1，为午后太行山东侧对流的发展提供了充足的水汽条件。

3.2.2地形热力环流对局地对流的触发及增强效应

对邢台1980—2011年共32 a的降雹资料进行统计分析，发现发生在12—20时的降雹占总降雹数的84%，表明热力作用在冰雹的发生过程中具有很重要的作用。

地形的热力作用主要通过产生热力环流从而影响强对流天气的发生发展。由26日13时的地面向上热通量分布（图6）可知，由于下垫面的非均匀加热，导致热通量分布不均，在白天，太行山、吕梁山等地势较高处为热通量高值区，平原、山谷等地势较低处为热通量低值区。由于热力的差异，午后山坡和平原同一高度之间出现位温梯度高值区。为进一步了解本次过程太行山区局地动力、热力结构，图7给出沿对流云体的移动路径（图2b中BC线）的风场及位温剖面。由图7a可见，早晨08时太阳辐射较弱，图7a中900 hPa高度上横坐标150～200 km的位温相差2 K左右，梯度约为0.04 K·km^-1。中午12时太阳辐射强烈，对应的水平位温梯度近0.1K·km^-1，是典型海陆风温度梯度的两倍。Whiteman（1990）曾指出，水平方向温度场的改变通过气压梯度力产生山坡环流。太行山东坡与平原之问的高位温梯度产生水平气压梯度力，驱动太行山东侧上坡风的生成。图7b显示，上坡风的垂直上升速度大于1m·s^-1，为太行山东麓对流的发生提供了动力条件。

与此同时，在图1已知太行山东麓高空为持续的冷平流，随着山坡和地面不断增温、增湿（图8），整个气层的热力不稳定度不断增大。08时东侧山坡近地面假相当位温为320 K，850～600 hPa的假相当位温垂直梯度约为1.7 K·km^-1，为条件性不稳定；到13时近地面假相当位温增强为328 K，850hPa高度水平假相当位温梯度达0.2 K·km^-1。850～600 hPa问的假相当位温垂直梯度增大到4 K·km^-1。左右，CAPE值达914 J·kg^-1，CIN仅为2 J.kg^-1，促进了对流系统发展增强。

由于太行山东坡具有强的热力不稳定度及充足的水汽条件，在强上坡风的触发作用下，太行山东侧山坡从中午开始出现对流云体。由模拟的雷达回波可知，太行山东麓地区在中午11时12分开始出现微弱的雷达回波（16 dBz），到15时36分开始出现40 dBz以上的回波（图9a）。模拟的微物理过程显示，在抬升凝结作用下，10时48分开始有云水产生，14时36分在高层出现冰晶，15时36分云体发展较为强盛（图9b），此时云水含量达0.55g·kg^-1，云冰含量达0.06 g·kg^-1。本次过程对流单体的形成与侯瑞钦等（2009）分析的一次该地区暴雨过程有明显不同，那次过程中太行山东侧平原低层有高达10 m·s^-1的偏东风，对流是在东侧迎风面强的阻挡抬升作用下产生的。而本次过程主要由热力作用触发并增强，偏东气流对太行山东麓水汽高值区的形成具有一定作用，但其动力抬升作用弱。

3.2.3太行山东西两侧对流单体的合并增强

层结稳定大气越山时可形成重力内波（李艺苑等，2009）。位于上游的吕梁山脉总体上高于太行山脉，直到本次降雹过程发生，吕梁山高空为稳定或中性层结，受呂梁山脉的地形强迫作用，其下游600hPa上出现了明显的正负速度相间分布的特征（图10），即典型的重力波。在盛行风方向（图2b中AB线）的垂直剖面（图11a）中，重力波具有的正负散度相间排列的特征更为明显。13时24分图10中红色实心圆圈标记处受重力波作用表现为低层辐合高层辐散，由此产生的垂直上升速度与迎风面的阻挡抬升作用相叠加，使该处的垂直上升速度达1 m·s^-1，导致太行山西侧对流单体（图12a）的产生。

太行山西侧单体生成后在西北气流的作用下向太行山移动并增强，15时24分（图12b）对流单体经过太行山西侧迎风坡，受地形阻挡抬升云水含量增至0.2～0.3 g·kg^-1，此时凝结释放潜热亦能进一步促进对流云发展，使云体高度达到近200 hPa。16时24分（图12c），该单体到达太行山山顶，与东侧山坡的对流单体在中空相接。两单体之间的低空形成一致的上升辐合区，促进单体合并。17时36分（图12d），两个对流完全合并后显著增强，垂直上升气流速度由开始合并时的2.4 m·s^-1（西侧单体）和1.5 m·s^-1（东侧单体）增强到7.1 m·s^-1，云水含量达0.8 g·kg^-1，雨雪霰的总混合比达2.0g·kg^-1，并到达地面开始降水，雷达回波快速增强至50 dBz。正是由于太行山东西两侧对流单体的合并，导致邢台地区强对流过程的发生。

4结论

本文利用WRF中尺度数值模式，对2011年5月26日发生在太行山东麓的一次强对流降雹过程进行了模拟研究，重点探讨了太行山及周边地形在本次强对流天气过程中的作用，主要结论如下：

1）控制华北平原的偏东暖湿气流受太行山阻挡并与切变线东南侧的西南暖湿气流汇合，在太行山东侧形成水汽高值区，为午后东坡对流的发生发展提供了充足的水汽条件。

2）太行山东坡下垫面向上热通量明显高于华北平原，午后850 hPa高度山坡与平原的假相当位温梯度达到近0.2 K·km^-1，850 600 hPa假相当位温垂直梯度达4 K·km^-1，对应上坡风的垂直速度大于1 m·s^-1，热力环流为太行山东麓对流的发生提供了动力条件。

3）太行山东侧暖湿气层之上为偏西干冷气流，由此形成的强热力不稳定与水汽高值区、上坡风共同造成强对流过程的发生。

4）局地小尺度地形抬升与重力波共同促使太原盆地有对流单体生成，该单体移经太行山西侧迎风坡受阻挡抬升而增强，越过山顶后与维持在太行山东侧的对流单体发生合并，从而导致对流云的强烈发展。