强西南急流背景下南岭山脉一次暖区大暴雨数值模拟分析

付炜，唐明晖，叶成志，周慧，傅承浩

(1.永州市气象局，湖南 永州 425000；2.湖南省气象台，湖南 长沙 410007；3.气象防灾减灾湖南省重点实验室，湖南 长沙 410007)

1 引 言

暖区暴雨为发生在地面锋面南侧暖区，或是南岭附近至南海北部没有锋面存在、华南未受冷空气或变性冷高压脊控制时产生的暴雨[1]，由于暖区暴雨的天气尺度斜压性强迫弱、环境大气热动力不稳定性强，以及特殊的地形和海陆热力差异的外强迫作用，暴雨对流系统触发机制复杂，暴雨突发性、局地性特征明显，预报难度极大[2-6]。国内学者针对暖区暴雨进行了普查分类，华南内陆暖区暴雨主要以南风型和切变线型为主，其中南风型暖区暴雨不受切变线及低涡的直接控制，处于广阔偏南气流中的内陆暖区暴雨发生频次较少，过程雨量较沿海暖区暴雨小，但预报难度更大[7-10]。

由于暖区暴雨的中尺度特性，研究暖区暴雨往往需要借助高分辨率数值模式[11]。近年来为研究复杂地形影响下的强降水过程，王坚红等[12]对华南沿海暖区辐合线暴雨地形动力机制开展了数值模拟试验，研究表明地形抬升、阻挡及侧向摩擦效应对强降水的强度与落区均有重要影响；研究者通过数值模拟研究了大别山、太行山和天山对暴雨过程的影响，发现地形的阻挡作用影响了低层的气流走向与散合，进而促进水汽和不稳定能量的聚散，在有利的环境物理条件下影响降水的落区与强度[13-16]。随着数值模式的发展，包含详细物理过程的大量云微物理参数化方案使得暖区暴雨模拟试验有了更多的参数选择，进而能够获得更优的模拟结果[17-19]。当前对于华南沿海暖区暴雨过程的数值模拟分析较多[20-22]，但对于华南北部南岭山脉附近的暖区暴雨的模拟分析近乎空白。

暖区暴雨一直是华南前汛期暴雨预报的难点，处于华南北部南岭山脉的湘桂粤边界地形复杂，特别是广西东北部的喇叭口地形对降水有明显的增幅作用，使得该区域的暖区暴雨预报难度进一步加大[23-27]。2016年5月5日凌晨广西东北部至湖南南部突发大范围暴雨、局地大暴雨，欧洲中心、CMA-GFS等全球模式对于暴雨几乎全部漏报。此次过程为强西南急流背景下的暖区暴雨，华南北部南岭山脉对暖区暴雨发生过程的环流有何种影响？地形在强西南急流背景下的暖区暴雨中发挥了什么样的作用？为此，本文将对此次过程进行初步的模拟分析，以期增加对此类暖区暴雨发生机理的认知水平，并为实际预报业务提供有效的预报参考。

2 资料与方法

本文使用的资料有：研究区域范围内国家气象观测站和区域自动观测站降水数据、高空观测资料、地面重要天气报资料、FY-2G卫星TBB（Black Body Temperature）相当黑体亮温资料。数值模拟研究使用非静力平衡中尺度数值模式WRF v4.0，初始场和边界条件采用NCEP 1°×1°FNL全球再分析资料。

3 天气实况与环流背景

3.1 天气实况

2016年5月4日20时—5日08时（北京时,下同），广西东北部至湖南西南部出现成片大暴雨（图1），158站达到暴雨以上量级降水，44站为大暴雨，最大降水量为190.6 mm(灵川三街镇)，最大小时雨强为65.4 mm，其中湖南道县在5日03—06时降水量达到131.2 mm，并出现多站雷暴大风，最大风速达到21.3 m/s（郴州站23:39出现）。而ECMWF模式4日08时起报的4日20时—5日08时12小时降水预报对于湖南南部仅预报了小雨量级，虽然对广西东北区域预报了大雨量级降水，但暴雨预报非常局地，区域大暴雨完全漏报，其他全球预报模式结果与欧洲中心预报基本一致，本地预报员结合高低空实况外推和数值模式预报，造成了本次短期预报暴雨和大暴雨完全漏报。

图1 2016年5月4日20时—5日08时湘桂粤边界累计降水量(彩色填色：降水，单位：mm)、地形等高线（灰色等值线，单位：km）以及强对流天气实况(红点、风向杆分别代表≥150 mm降水以及雷暴大风站点)

对华南北部2016年5月4日21时—5日08时逐小时降水量及TBB分布进行分析（图略）。4日22时桂东北开始出现成片的短时强降水（小时雨强≥20 mm[28]），此后降水云团逐步东移，至5日02时湖南西南开始出现短时强降水，雨带范围开始增大并继续东移，03时之后雨带主体位于湖南西南，至08时雨带东移减弱，强降水基本结束。结合小时降水量分布、短时强降水站数及最大小时雨强进行分析（图2），5日00时以前，降水云团在广西境内发展东移，短时强降水站数相对较少，最大小时雨强超过60 mm，当降水云团主体进入湖南之后，特别是03时之后雨带范围开始增大，短时强降水站数明显增多，最大小时雨强基本维持在50 mm以上，至04时，出现了42站的短时强降水。结合各小时TBB和短时强降水的分布情况进行分析，发现短时强降水主要出现在云团北边界偏西位置到云团最低亮温区域西北部，这与云团低亮温区域降水强度大且其移动方向后侧降水叠加关系密切[29-30]。上述逐小时降水分析表明，对流云团在广西东北部初生东移之后存在减弱的过程，当其进入湖南南部之后又再次发展，这可能与特定的流场下地形的抬升、侧摩擦等因素关系密切。

图2 2016年5月4日22时—5日08时湘桂粤边界逐小时短时强降水站数及最大小时雨强

3.2 天气形势分析

16·5过程为槽前上下一致偏南风中出现的暖区暴雨(图3)，湖南南部及广西东北部位于上下一致强盛西南风中，500 hPa贵州西部有短波槽东移，广西东北部及湖南中部存在地面辐合线；华南大部分区域湿层深厚，850 hPa与500 hPa温差大于25℃，925 hPa低空显著流线及850 hPa和700 hPa急流与200 hPa高空急流耦合于湘桂黔交界附近，湖南中南部至广西CAPE＞900 J/kg。上述暴雨发生前的天气形势及相关物理量条件表明此次过程具备大气不稳定层结、水汽和热力能量条件，也具备一定的触发及动力条件，具有发生对流天气的潜势。实际预报业务中，强西南急流背景的天气形势配置在湘桂粤边界经常出现，而出现大范围暴雨以上量级的降水案例非常少，降水强度及落区预报难度非常大。

图3 “16·5”过程主要天气影响系统配置

4 中尺度数值模拟

4.1 模式及方案简介

研究使用WRFv4.0，初始场和边界条件采用NCEP全球分析资料(1°×1°FNL)，模式区域采用三重嵌套网格，水平格距分别为27 km、9 km和3 km,垂直层为36层，模式层顶可至19 km高度，模拟时间24 h，模拟起始时间为2016年5月4日20时—5日20时。如图4所示，第一重区域覆盖中国大部，第二重区域包含本次天气过程的主要降水区域，第三重区域包含华南湘桂粤边界南岭山脉。通过25次云微物理方案与积云参数化方案的敏感性实验，确定采用WSM6微物理方案和Kain-Fritsc积云参数化方案的降水模拟效果最好。

图4 模拟区域与地形

4.2 模拟结果分析

4.2.1 降水及云顶亮温模拟结果

本次成功模拟出2016年5月4日20—5日08时主雨带位置（图5，实况降水见图1），暴雨区范围较实况略大，强降水中心基本与实况一致，其中暴雨命中102站，命中率为47.9%，大暴雨命中23站，命中率为51.1%；对暴雨以上降水模拟结果进行站点TS评分，暴雨TS评分为37.9%，大暴雨TS评分为34.8%，模拟效果良好。最大降水中心灵川三街镇站12 h模拟累计降水量为144.7 mm，较实况相对误差为-24.1%；桂林站模拟12 h累计降水量为140.4 mm，实况为137.5 mm，相对误差仅为2.1%；道县站模拟12 h累积降水为79.3 mm，较实况相对误差为-53.3%。

图5 2016年5月4日20时—5日08时降水模拟结果

对5日02—06时逐小时降水及云顶亮温模拟结果与实况降水及FY-2G卫星TBB分布进行对比，5日02时模拟云顶亮温低于-32℃区域(图6a)与FY卫星TBB(图6b)区域相比范围较小，但-52℃区域基本与卫星TBB一致，范围略小，而20 mm以上量级降水位置存在一定偏差，但基本能体现主雨带的强降水中心；03时模拟云顶(图6c)亮温低于-32℃区域和低于-52℃范围与FY卫星(图6d)TBB区域相比范围均较小，道县附近短时强降水范围也偏小，但能很好地体现强降水中心位置，此外，桂林附近有一虚假的强降水中心；04时模拟云顶亮温(图6e)低于-32℃范围与卫星TBB(图6f)分布基本一致，但-52℃范围明显偏小，道县南部低于-62℃中心也未能体现，道县及桂林附近强降水中心有所体现，但道县附近的强降水范围略小；05及06时（图略）模拟云顶亮温与卫星TBB基本一致，强降水落区位置存在一定程度的滞后。

图6 2016年5月5日02时(a、b)，03时(c、d)，04时(e、f)逐小时降水模拟结果及云顶亮温(a、c、e)与实况降水及FY-2G卫星TBB对比(b、d、f)

总体而言，云顶亮温模拟结果能够较好地再现湘桂粤边界对流云系的主体区域及强度，过程降水模拟结果能够较好地再现此次过程的降水分布，而逐小时降水模拟虽然存在一定提前或滞后，但短时强降水的主要落区得到了较好的再现，模式总体模拟结果较好。

4.2.2 风场模拟结果

风场与影响降水分布的水汽输送及动力抬升关系密切，为验证模拟结果的准确性，对模式风场模拟结果与第一重嵌套区域内的实况探空风场进行对比，5月5日08时不同高度风场模拟结果基本与实测风场一致，很好地模拟出不同层次环流特征及风场特征(图略)。对模拟风场与实况风场的相关关系进行分析，如表1所示，模拟风场的u、v分量与实况风场相关关系较好，均通过0.01显著性水平检验（Z0.01=2.33），850～200 hPa模拟风场的u、v分量与实况的相关系数基本在0.80以上，最大可达0.95，仅925 hPa的u分量相关系数相对较小，但在4日20时其v分量与实况相关系数达到0.897。

表1 模拟风场不同层次与高空实测风场相关系数及置信检验结果

综上所述，模式模拟结果能够较真实地再现此次过程云系、降水分布和风场，下文将利用模拟结果分析此次暖区暴雨发生发展的触发、维持等相关机制。

5 暖区大暴雨发生的机理分析

5.1 特殊地形作用下的流场结构和水汽输送

此前对本次过程大尺度环境场的研究中，发现在广西东北部低空急流的断裂处存在小范围的辐合区和水汽辐合中心[31]，针对广西东北部区域的流场结构和水汽输送模拟结果进行分析，可以深入地了解此类天气背景下特殊地形的作用。

5.1.1 水平流场特征和水汽输送

湘桂粤边界南岭山脉的特殊地形的动力强迫作用有利于触发对流，并对流场结构产生影响，进而影响水汽输送过程。对此次过程中低层的水汽和流场演变情况进行分析，以此来研究对流系统触发、维持机制和水汽来源。4日23时（图略）925 hPa强盛南风气流在桂林南部的驾桥岭西侧汇合触发对流系统A，至5日00时925 hPa(图7a)偏南气流遇到桂林南部的大瑶山和驾桥岭形成绕流，其西侧绕流气流穿过山谷至桂林（蓝色圆点处）南部与驾桥岭东侧绕流气流及都庞岭西侧东南气流形成超低空风场辐合，对流系统A发展成熟并逐步东移，此时925 hPa在桂林南部出现明显的水汽辐合中心，中心值达到-77×10-7g/(hPa·cm2·s)；至5日02时(图7b)对流系统A东移至都庞岭东侧，925 hPa强盛南风在山前与穿过都庞岭中部山谷向东绕流的偏西气流及萌渚岭西侧绕流气流形成辐合，水汽辐合中心值达到-140×10-7g/(hPa·cm2·s)，另外，同样由于低层风场的绕流，在桂林东侧出现了另外一个由越城岭山前绕流西风与偏南急流及都庞岭西侧绕流偏东风形成的风场辐合区，水汽辐合中心值达到-50×10-7g/(hPa·cm2·s)以上，此处对应的对流系统B开始发展加强；至5日03时(图7c)对流系统A东移至道县东侧萌渚岭山前，925 hPa强盛南风穿过都庞岭与萌渚岭间山谷时，受峡谷效应风力加大，都庞岭山前形成的侧向摩擦绕流西风与萌渚岭东北部绕流偏东风形成辐合，水汽辐合中心达到-99×10-7g/(hPa·cm2·s)，此时桂林北部也出现与地形相关的强水汽辐合中心，非常有利于对流系统B后侧对流新生；至5日04时(图7d)对流系统A东移至湘南东部，对流系统A对于湘桂粤边界的影响基本结束，而对流系统B东移至都庞岭西侧，都庞岭山前风场辐合有利于对流加强与维持，之后对流系统B继续东移越山影响湖南西南部，其演变与对流系统A类似，此处不再赘述。在上述时间对流系统A和B影响的道县及桂林附近区域均模拟出成片超过40 mm/h的短时强降水（图9），模拟结果与实况降水对应良好，对流系统A和B东移过程中减弱较慢，其生命过程所经过区域也造成了短时强降水，进而导致了桂东北至湘西南的累计降水分布。

图7 2016年5月5日00时（a）、02时(b)、03时(c)、04时(d)925 hPa水汽通量散度(彩色填色，单位：10-7 g/(hPa·cm2·s)、流场（流线）、地形（灰色填色，单位：km）分布

850 hPa流场由于受到地形及下垫面影响同样呈现明显的气流绕流。00时（图略）西南急流在驾桥岭东侧绕流并在桂林南部形成辐合，与925 hPa辐合中心对应，水汽辐合中心强度达到-60×10-7g/(hPa·cm2·s)，之后对应该位置的对流系统A东移；至02时（图8a）对流系统A移至湖南西南的都庞岭东侧，西南气流穿过都庞岭山谷形成的绕流西风与穿过都庞岭和萌渚岭之间的山谷的绕流东风气流形成强烈辐合，水汽辐合中心达到-90×10-7g/(hPa·cm2·s)，与此同时西南急流在桂林东北部也形成地形风场辐合，水汽辐合中心与925 hPa位置重叠，达到-40×10-7g/(hPa·cm2·s)，有利于对流系统B的发展与维持；至03时（图8b）穿过都庞岭和萌渚岭山谷的西南急流在都庞岭东部受阻形成的西风绕流与萌渚岭越山后的偏东绕流气流形成辐合，水汽辐合中心维持在-50×10-7g/(hPa·cm2·s)以上，使得对流系统A维持，另外越过驾桥岭的西南气流在桂林东北部形成分流，向西的气流有利于在桂林北部形成辐合，而其向东的气流在都庞岭山前与西南气流形成辐合，促进对流系统B发展成熟。此后对流系统A和B继续东移影响湘西南区域，所经过区域也导致了短时强降水，最终导致此次暴雨过程。

图8 2016年5月5日02时(a)、03时(b)850 hPa水汽通量散度(彩色填色，单位：10-7g/(hPa·cm2·s))、流场（流线）、地形（灰色填色，单位：km）分布

700 hPa(图略)流场在越城岭、阳明山、都庞岭及九嶷山附近同样出现了与925 hPa和850 hPa类似的气流绕流或者波动以及明显与地形相关的水汽辐合中心；500 hPa风场同样在上述特殊地形区域也对应出现了波动（图9），实际上述山脉海拔高度不能到达700 hPa和500 hPa高度，地形导致的较低层气流绕流及较高层次气流越山是导致这种流场分布的主要原因。

5.1.2 流场和水汽的垂直剖面特征

通过分析逐小时降水分布及雨带移动情况，此次降水过程中的主要对流系统A和B基本沿500 hPa引导气流从桂林北部移至道县北部，为了解主要强降水区上空水汽辐合演变情况及相关动力、水汽等物理量垂直分布，分别沿500 hPa引导气流经桂林北部强降水中心连线（图9a AB红实线）及500 hPa引导气流经道县南部强降水中心连线（图9b CD红实线）作垂直剖面结合地形进行分析。

图9 2016年5月5日02时（a）、03时(b)500 hPa流场（箭矢）、地形（暗红色虚线，单位：km）分布、小时降水分布(红点：道县；蓝点：桂林)

如图10a所示，5月5日00时桂林西北部越山气流波动在山后抬升（横坐标51 km处），对流系统（B）发展加强，550 hPa以下均为较强的水汽辐合区，低层最大水汽辐合超过-32×10-7g/(hPa·cm2·s)，比湿＞12 g/kg区域至 750 hPa附近，水汽条件非常好；正涡度＞10×10-4s-1区延伸至300 hPa以上，正涡度最大达到32×10-4s-1，600 hPa以下辐合强度强于-10×10-4s-1，最强达到-31×10-4s-1，500～250 hPa为辐散区，散度最大达到46×10-4s-1，上升运动可至300 hPa，最大上升速度达10.8 m/s，具备非常好的动力条件；同时在桂林东部低层气流遇山开始抬升，低层出现30×10-4s-1正涡度中心，这对于随后桂林东部强对流的触发与发展具有明显指示作用。随后B对流系统迅速减弱东移，至5日03时（图10b）于桂林东部迎风坡受地形抬升再次发展,其低层最大水汽辐合达到-52×10-7g/(hPa·cm2·s)，850 hPa以下辐合强度强于-10×10-4s-1，最强达到-35×10-4s-1，650 hPa以上为辐散区，最大散度达到45×10-4s-1，正涡度区可达250 hPa，最大正涡度达到55×10-4s-1，最大上升速度达10.2 m/s，并在对流系统东西两侧出现明显的中γ尺度垂直环流，有利于对流的加强与维持。此外，通过分析此对流系统移动情况，系统在盆地移动速度明显比在山地迅速，这表明地形的阻挡作用对于对流系统的移动起到重要作用。

如图10c所示，桂林东部触发的对流系统A在5日02时发展移至都庞岭东段，地面至400 hPa形成明显的中γ闭合垂直环流，对流系统稳定发展，其强盛的下沉气流延续至山后的道县西南部，与低层东南气流造成低层辐合，沿引导气流东移之后的系统将得到维持和发展。对流系统A云内最大上升速度超过10.2 m/s，上升气流最高延伸至200 hPa以上，高低层散度分别达到35×10-4s-1和-35×10-4s-1，高低层散度场形成强烈的高空辐散低层辐合配置，正涡度区同样发展至200 hPa以上，最大正涡度达到30×10-4s-1，表明对流系统内涡旋发展强盛。450 hPa以下均为较强的水汽辐合区，低层最大水汽辐合超过-30×10-7g/(hPa·cm2·s)，比湿＞12 g/kg区域至800 hPa附近，具备非常好的水汽条件。至5日03时（图10d），下山后的系统A迅速移至道县东部，道县东南侧萌渚岭山前低层水汽辐合区最大达到-33×10-7g/(hPa·cm2·s)，等比湿线上凸，比湿＞12 g/kg区域至800 hPa附近，具备非常好的水汽条件；正涡度＞10×10-4s-1区延伸至200 hPa，最大涡度超过45×10-4s-1，550 hPa以下辐合强度强于-10×10-4s-1，低层最大达到-32×10-4s-1，500～200 hPa为强辐散层，最大散度达到42×10-4s-1，上升运动至250 hPa，最大上升速度达11.2 m/s，动力抬升条件极好；对流系统A东西两侧低层均形成强垂直次级环流，非常有利于对流的加强与维持，并且发现道县盆地低层风场上升支气流与下沉支气流总是成对出现，非常有利于对流的不断新生，道县附近在04—06时（图略）反复出现较强对流系统能够印证。对流系统A越山后下沉气流在低层与偏东北风在道县盆地形成辐合，有利于对流的维持与发展，强的下沉气流造成此时道县出现雷暴大风，另外结合此系统移动速度的变化，发现其在盆地移动速度较越山前移动更快，而在此模拟出成片超过50 mm/h的极端短时强降水与该对流系统的高质心大陆性降水性质相关。

图10 沿图9 AB(a：5日00时,b：5日03时)和CD(c：5日02时,d：5日03时)红色实线的水汽、动力相关参数垂直剖面

综合925～700 hPa的水汽通量散度分布及500 hPa以下流场形势分析，发现在低空急流断裂处与特殊地形的重叠区域呈现了独特的流场结构。中低层西南气流由于受到地形阻挡、侧摩擦和峡谷等效应的影响，出现绕流、越山、减速、加速等与地形密切相关的流场变化，导致中低层形成

远强于大尺度系统能形成的风场辐合区和强水汽辐合区；低层流场由于山脉阻挡形成的绕流等变化也会影响较高层次流场的变化，气流越山是中高层出现波动的另外一个重要原因；通过对沿引导气流的水汽、动力参数垂直剖面分析，发现由于湘桂粤交界山体较小但海拔起伏较大，地形抬升导致的上升运动的水平尺度通常大于山体尺度，下沉气流往往出现在背风坡后一定距离而非背风坡位置，因此下沉气流在低层与地形风相遇形成的辐合区一般出现在距离山脉有一定距离的区域；湘桂粤边界南岭山脉特殊地形影响下的水汽辐合强度及动力条件远超过通常大尺度能够导致的强度，在上下一致强盛偏南风背景下，强盛的超低空急流和低空急流受到地形影响所产生的流场变化导致了边界层风场辐合是触发暖区暴雨的主要原因，而受地形影响的超强水汽辐合强度和强的动力抬升维持条件是导致出现极端短时强降水的重要原因。

5.2 对流云的降水微物理机制

暖区独特的动力和水汽条件决定了云系的结构，并通过云微物理过程形成强降水。分别对图9a中AB、CD连线的云降水微物理参数垂直剖面及演变特征进行分析，并结合地形分析局地对流与高空云系的相关作用。

桂林北部强降水发生前，其西南侧云系整体向东移动，如图11a所示，5日00时对流系统B发展加强，在最大上升速度为10.8 m/s的上升运动作用下，低层云系向上发展至过冷层与冰云结合，冰水共存区域主要位于0～-30℃之间，过冷云水含量最大达到1.6 g/kg。此时冰晶、雪、霰混合比最大分别为0.19 g/kg、1.4 g/kg和3.0 g/kg，说明冰水共存能够促进了凇附和贝吉隆过程的发生。

图11 沿图9中AB线(a：5日00时,b：5日02时,c：5日03时)和CD(d：5日01时,e：5日02时,f：5日03时)的云微物理参量演

此时暖云雨水含量最大可达3.8 g/kg，雨水含量大于1.0 g/kg区域超过600 hPa层，虽然已有固体粒子生成，但暖层雨水含量大，云水次之也达到1.6 g/kg，雨水的收集和云水的转化是地面降水的主要贡献者。此后，对流系统B开始减弱东移，至5日02—03时，下山气流在低层与偏东气流产生风场辐合结合桂林东部地形动力抬升作用，伴随云中微物理过程的发展对流系统B重新发展。5日02时（图11b）云中垂直上升速度最大达到6.3 m/s，局地对流发展至300 hPa以上与冰云结合，冰相降水过程的发展使大量固体粒子生成，对流云内冰晶含量最大达到0.18 g/kg，过冷云水达到-20℃层，0～-40℃层雪混合比最大达到1.3 g/kg，霰混合比最大达到8.6 g/kg，此时云中凇附、贝吉隆过程活跃程度达到最大，降水达到最强，同时暖层中霰含量最大达到5.8 g/kg，雨水含量最大为3.7 g/kg，霰的融化和雨水的收集是地面降水的主要来源。对比实际雷达监测，此时桂林上空15 dBZ左右回波伸展至6～10 km附近（图略），表明实况冰相云深厚，可以一定程度验证此时存在高空冰相云，进而与低层抬升而来的水汽配合，有利于对流的发展，其它时段雷达监测类似，之后不再赘述。至5日03时（图11c），在云中最大上升速度10.2 m/s作用下，对流云由向东倾斜转变为垂直，冰水共存厚度有所增大，但冰云主体与低层暖云距离拉大，固体粒子有所减少，0～-40℃层雪混合比降为0.8 g/kg，霰混合比降至最大4.0 g/kg，此时云中凇附、贝吉隆过程活跃程度减弱，降水也有所减弱，暖层中霰含量低于2.0 g/kg，雨水含量最大为4.8 g/kg，雨水的收集成为地面降水的主要来源，霰的融化次之，暖云降水特征性质明显。

道县南部强降水发生前，桂林东部云系向东移动，01时开始对流系统A越山加强，如图11d所示，冰云主体位置偏东，上升运动发展至400 hPa，在最大上升速度为6.1 m/s的上升运动作用下，低层云系向上发展至过冷层开始与冰云结合，冰水共存区域主要位于0～-20℃之间，但过冷云水含量仅为0.8 g/kg，冰晶、雪、霰混合比最大分别为0.16 g/kg、1.1 g/kg和5.4 g/kg，说明此时冰水的共存开始加强凇附和贝吉隆过程的发生。此时暖云雨水含量最大可达5.1 g/kg，雨水含量大于1.0 g/kg接近至600 hPa层，虽然已有固体粒子生成，但暖层雨水含量大，云水含量很小，此时雨水的收集和霰的融化是地面降水的主要贡献者。至5日02时（图11e），对流系统A东移遇到海拔相对更高的都庞岭东麓，在最大上升速度达10.3 m/s上升运动作用下，低层云系强烈发展与高层冰云结合，冰水共存厚度明显增大至0～-30℃层，过冷云水含量达到1.4 g/kg，深厚的冰水共存层使冰相降水得到充分发展，云系发展进入成熟阶段，促使固体粒子含量升高，冰晶、雪、霰混合比最大分别达到0.18 g/kg、1.7 g/kg和10.2 g/kg，此时云中凇附、贝吉隆过程活跃程度明显增大，但最大雨水含量下降至4.2 g/kg，降水开始增强，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。5日03时（图11f）对流系统A继续东移至道县东部，云系发展更加旺盛，强上升气流贯穿整层云体，在最大上升速度达11.2 m/s上升运动作用下，低层云系强烈发展与高层冰云结合，冰水共存厚度维持在0～-30℃，过冷云水含量达到0.9 g/kg，冰晶、雪、霰混合比最大分别为0.19 g/kg、1.5 g/kg和8.8 g/kg，最大雨水含量再次增大到4.7 g/kg，此时段霰的融化和雨水的收集成为地面降水的主要来源。综合分析02—03时对流系统A的云降水微物理参数的变化情况，认为此时段道县南部的强降水主要为暖云降水和霰的融化所贡献，超高的霰含量和强的雨水含量与此次极端的暖区暴雨关系密切，而较高的冰水共存厚度是固体粒子含量增加的主要原因。

综上所述，湘桂粤边界南岭山脉地形对气流的强迫抬升以及低层强西南气流带来的充足水汽供应配合有利于云内微物理过程发展的环境共同促使该区域局地对流的发展，并与大尺度西南气流引导的深厚高层冰相云系结合，使得高低云系结合后云内的过冷云水在强盛的上升气流作用下抬升至400 hPa以上，冰晶周围丰富的过冷云水有利于贝吉隆和结凇进程，促使云内固态粒子增长，提高降水效率，最终导致地面强降水的发生。

6 结论与讨论

利用2016年5月5日发生在湘桂粤边界南岭山脉一次预报失败的暖区大暴雨过程的WRF数值模拟结果，分析了湘桂粤边界南岭山脉特殊地形条件下暖区大暴雨过程的动力结构、水汽条件以及云降水微物理机制，得到以下结论。

(1)湘桂粤边界中低层强盛的西南气流受到南岭山脉特殊地形的影响产生了明显有利于对流发展、维持的独特流场结构。中低层西南气流由于受到地形阻挡、侧摩擦和峡谷效应等的影响，出现绕流、越山、减速、加速等与地形密切相关的流场变化，导致中低层形成远强于大尺度系统能形成的地形风场辐合区；低层流场由于地形影响发生的变化能够影响更高层的气流产生波动，越山气流是中高层气流发生波动的一个重要原因。

(2)低层的水汽辐合区与受地形影响的风场辐合区一一对应，且水汽辐合强度远远强于大尺度系统所能造成的水汽辐合强度，这是出现极端强降水的主要原因。

(3)湘桂粤边界南岭山脉地形对气流的强迫抬升以及低层强西南气流带来的充足水汽供应配合有利于云内微物理过程发展的环境共同促使该区域局地对流的发展，与大尺度西南气流引导的深厚高层冰相云系结合后，云内的过冷云水在强盛的上升气流作用下抬升，丰富的过冷云水有利于贝吉隆和结凇进程，促使云内固态粒子增长，最终导致了此次暖区大暴雨的发生。