尤桑杰　丁治英　滕浩添

摘要利用NCEP/NCAR提供的水平分辨率為1°×1°的格點資料和WRF模式對2011年8月發(fā)生在青藏高原的一次短時強降水進行了數(shù)值模擬，并利用模式輸出的高分辨率資料對此次降水進行診斷分析。結果表明，WRF模式能夠較好地模擬此次高原強降水，較成功地再現(xiàn)了造成降水的系統(tǒng)；降水發(fā)生前，35°N附近低層大氣有一條東西走向的強氣流輻合帶生成并東移擴張，這條輻合帶在17日16：00開始影響降水中心，使得降水中心低層出現(xiàn)短時的強輻合運動，加上充沛的水汽供應，導致短時強降水的爆發(fā)。

關鍵詞青藏高原；強降水；WRF模式；診斷分析；成因

中圖分類號S161.6文獻標識碼A文章編號0517-6611（2014）04-01109-05

基金項目國家重點基礎研究發(fā)展項目規(guī)劃“973”（2013CB430103）；國家自然科學基金（41375058）。

作者簡介尤桑杰（1988- ），男，青海西寧人，碩士研究生，研究方向：中尺度氣象學。

青藏高原約占我國國土總面積的1/4，平均海拔高達4 000 m以上，是世界上面積最大、海拔最高、地形最為復雜的高原，享有“世界第三極”的稱號。復雜的地形和大氣環(huán)流系統(tǒng)造成了高原地區(qū)降水分布極不均勻，強對流事件的發(fā)生也較其他地區(qū)更為頻繁，有些地區(qū)出現(xiàn)的強降水是“單點暴雨”，局地性強、時間短、強度大，給預報工作帶來很大難度。另外地面氣象站點稀缺，致使氣象資料十分缺乏，根據(jù)目前的資料對青藏高原強降水進行研究難度較大，因此利用數(shù)值模式對高原強降水等中小尺度天氣研究是十分必要的。

利用數(shù)值模式對青藏高原強降水的研究已有不少[1-3]，如諶蕓等利用MM5模式對青藏高原東北部區(qū)域的大到暴雨進行模擬，指出MM5非靜力模式能很好地模擬青藏高原大到暴雨過程，為青藏高原暴雨的發(fā)生和發(fā)展的診斷分析提供高分辨率資料[1]；郭英香等針對高原東部的一次降水過程設計了不同水平分辨率的數(shù)值模擬，并對結果進行對比，指出無論何種水平分辨率均能較好地模擬高原地區(qū)的大到暴雨[2]；何由等運用WRF模式對2011年8月青藏高原一次強降水過程進行模擬，對比了不同嵌套、不同方案對高原強降水模擬的結果，并作出ETS評分[3]。以往的研究多著眼于模式對青藏高原強降水模擬的適用性，而缺少對個例的實際分析?；谇叭藢η嗖馗咴瓘娊邓难芯?，筆者利用WRF模式對2011年8月青藏高原一次短時強降水過程進行模擬和診斷分析，檢驗WRF模式對青藏高原強降水的預報能力，提高青藏高原強降水預報的準確率。

1資料與方法

1.1模式簡介WRF模式是由NCAR、NCEP等許多美國研究部門聯(lián)合開發(fā)研制的新一代細網(wǎng)格中尺度數(shù)值模式，集科研與業(yè)務預報于一體，其網(wǎng)格設計分辨率可達1～10 km。WRF采用全可壓非靜力方程，水平方向采用ArwkrawaC型網(wǎng)格。

1.2參數(shù)簡介基于最新的WRF3.5版本，采用3層嵌套方式，積分區(qū)域中心為90°E、35°N，最外層網(wǎng)格格距為45 km，格點數(shù)為110×110，第2層網(wǎng)格格距為15 km，格點數(shù)為274×292，第3層網(wǎng)格格距為5 km，格點數(shù)為603×486，積分步長為180 s。在模式微物理過程的參數(shù)選擇上，粗細網(wǎng)格均采用WSM3方案；長波輻射均選用RRTM方案；短波輻射均采用Dudhia方案，近地面方案采用MoninObukhov方案，指定陸面過程方案采用RUC方案；積云參數(shù)化方案采用KF方案。其中外層每3 h輸出一次數(shù)據(jù)，內層每1 h輸出一次。

1.3資料選取采用的WRF初始場和邊界場資料來自NCEP提供的FNL資料，水平分辨率為1°×1°，時間分辨率為6 h；國家衛(wèi)星氣象中心提供的逐日逐時TBB資料，其空間分辨為0.1°×0.1°，時間分辨率為1 h。由于青藏高原臺站分布較少，普通的臺站資料不能很好地描述青藏高原降水情況，因此降水資料采用中國自動站與CMORPH降水產(chǎn)品融合的逐時降水量網(wǎng)格數(shù)據(jù)集，該資料是利用質量控制后的全國自動站小時降水觀測數(shù)據(jù)，再用概率密度匹配法（probability density function，PDF）對CMORPH衛(wèi)星反演降水產(chǎn)品誤差訂正的基礎上，利用最優(yōu)插值方法（optimal interpolation，OI）生成的我國區(qū)域逐小時、0.1°×0.1°分辨率的降水量融合產(chǎn)品。

2雨情概況及大尺度環(huán)流背景

2011年8月17～18日青藏高原東部有一次短時間強降水過程，衛(wèi)星降水資料顯示，此次降水雨區(qū)呈大致東西走向的一條狹長雨帶，東起青海東部，西至西藏中部，雨帶范圍較廣。強降水中心青海東部的河南縣（101.60°E、34.73°N）在17日17：00之前未測得降水，17：00開始降水突然爆發(fā)，短時間內達到峰值，18：00的1 h降水量達23.0 mm，隨后降水開始逐漸減弱。這次過程使該站17日08：00～18日08：00雨量達43.5 mm，其中有350 mm的降水集中在17日17：00～20：00，其降水強度之大、時間之短在青藏高原地區(qū)是較為少見的。

利用時空高分辨率的TBB資料不僅可以觀測大范圍云系分布，還可以觀測中小尺度云系的發(fā)生、發(fā)展、成熟和消散演變的全過程[4]。從8月17日12：00～20：00每隔2 h的TBB演變可以看到，12：00青藏高原上對流云體分布很少，說明此時青藏高原地區(qū)還未有對流云團；隨后對流云團開始逐漸發(fā)展，到14：00青藏高原上已有一些細小的對流云團生成，個別云團最低TBB達-52 ℃以下，并可以看出云帶的基本走向；至16：00云團進一步發(fā)展，細碎小云團逐漸發(fā)展連成一片，整個云團TBB<-52 ℃的區(qū)域連通，已經(jīng)達到中尺度強對流系統(tǒng)的標準[5]，云團TBB最小值位于降水中心西側，表明該地區(qū)的對流活動相對最強；18：00對流云團繼續(xù)發(fā)展，云團TBB<-52 ℃的區(qū)域面積繼續(xù)擴大，TBB低值中心移至降水中心上空；20：00～22：00對流云團已發(fā)展成熟階段，對流活動極為旺盛，TBB<-52 ℃的云團面積達最大，呈帶狀分布，其走向與雨帶基本一致，從青藏高原東部延伸至青藏高原西南部，青藏高原東部的對流活動明顯較強，與降水大值區(qū)對應。

由8月17日14：00 200 hPa流場（圖1）可見，高緯度地區(qū)有2個低壓存在，低壓中心分別位于烏拉爾山至西西伯利亞地區(qū)和鄂霍次克海北部；中緯度地區(qū)，南亞高壓呈兩中心形勢，高壓脊線大致位于30°N附近，其西側中心位于阿拉伯半島，東側中心位于青藏高原東部，兩中心形成一個明顯的鞍型場；青藏高原絕大部分地區(qū)受高壓東部中心控制，其中青海大部分地區(qū)和西藏西部地區(qū)由南亞高壓脊線北側的西南氣流控制。

圖12011年8月17日14：00 200 hPa亞歐大陸環(huán)流形勢（流線，m/s）3數(shù)值模擬結果與分析

3.1模擬結果

3.1.1流場與降水云團模擬。從模式積分12 h后（8月17日20：00）輸出的200 hPa流場和TBB（圖2）對比發(fā)現(xiàn)，模式對位于30°N附近南亞高壓脊線及其東側中心的位置（96°E、31°N）的模擬與實況近似一致，實況云帶位置和走向與模擬結果非常一致，青藏高原東部也有相應的強對流中心存在，TBB數(shù)值總體較實況略微偏低；雖然云帶的西半部分云帶比實況略寬，云帶略微偏北，但整體模擬比較成功，能夠較好地反映出此次過程的對流云團活動，說明模式具有良好的模擬能力。

3.2.1高低層影響系統(tǒng)。從8月17日150 hPa的散度風可以清晰地看到，從09：00開始，南亞高壓中心逐漸向東移動，降水中心開始處于高壓北側偏西氣流控制中，500 hPa低層青藏高原北部有一條較為深厚的槽，槽后西北氣流與青藏高原南部西南氣流形成一條長的氣流輻合帶，槽前也有輻合生成，2條輻合帶在青藏高原西北形成一條長的輻合帶。13：00，由于高壓中心的西移，降水中心慢慢處于高壓東北側，此時降水中心北側氣流逐漸轉向偏西南氣流，南側逐漸成為偏西北氣流，降水中心高層開始有弱輻散，東部有少許對流云團產(chǎn)生（圖5a1）；西部青藏高原低層的輻合帶繼續(xù)發(fā)展并有向東南移動的趨勢（圖5b1），對應高層開始有輻散產(chǎn)生，此時西部對流云團開始逐漸產(chǎn)生，同時有少量降水開始出現(xiàn)。16：00，高壓中心繼續(xù)西移，強降水中心高層輻散加強（圖5a2），相應低層輻合加強（圖5b2），對流發(fā)展迅速，另一方面低層青藏高原西部低槽的東移使高層出現(xiàn)一條相應東西走向的帶狀強輻散區(qū)，可以清楚地看到該輻散帶和強降水輻散中心之間有輻合，說明此時東西兩輻散中心相對獨立；低層輻合帶偏北氣流加強，整體向東南方向推進，越來越靠近東部輻合中心，兩側對流云團繼續(xù)發(fā)展，對流云團面積增大，同時東側對流云團中心有向東移動的趨勢；此時東部中心有弱降水產(chǎn)生，西側也開始出現(xiàn)東西走向的雨帶。至17：00，高層東西輻散中心合并（圖5a3）；低層從西側南壓的輻合帶與東部輻合中心相接（圖5b3），形成一條東西走向的強輻合帶，兩輻合帶的融合使得東部降水中心底層的輻合突然加強，東側強降水爆發(fā)，西側雨帶也有降水，兩側對流云團合并。隨后對流云團逐漸擴大，但東側對流活動中心東移出青海境內，降水驟減，至19：00，東西兩側對流云團已完全融合成一個整體，此時，高層南亞高壓中心環(huán)流消失，高壓中心被強輻散帶替代。

3.2.2水汽條件。模擬結果顯示此次強降水過程中，河南縣站1 h最大降水量出現(xiàn)在17日17：00，即16：00～17：00累積降水量最大，達24.3 mm。從17日16：00 500 hPa水汽通量（圖6）可以看到，青藏高原地區(qū)自西南向東北有一條非常強的水汽輸送帶，水汽通量的大值區(qū)與低層輻合線位置一致。在整個強降水過程中，青藏高原地區(qū)一直有這條強水汽輸送帶存在。由8月17日16：00相對濕度沿101.6°E的垂直剖面（圖7）可見，強降水區(qū)上空的相對濕度較之周圍地區(qū)差異很大，相對濕度在90%以上的區(qū)域甚至延伸至中層大氣，這對該區(qū)域強降水產(chǎn)生的水汽供給極其有利；另外，強降水區(qū)的溫度露點差也比較突出，水汽飽和區(qū)甚至深入至200 hPa，可見該地區(qū)已經(jīng)具備產(chǎn)生強降水的水汽條件。

3.2.3抬升條件。

3.2.3.1垂直運動。對17日16：00垂直環(huán)流分別沿101.6°E和34.73°N作剖面，從經(jīng)向v-w流線（圖8a）可以看到，降水中心附近低層大氣上升運動的趨勢雖然較弱，但仍然有上升運動速度的大值區(qū)與之對應，說明低層的上升運動是較強的；從緯向剖面圖（圖8b）可以看到此時降水中心中高層均有強烈的上升運動。進一步對降水區(qū)域的垂直速度隨時間變化進行分析，發(fā)現(xiàn)在17日15：00前后，垂直運動發(fā)展迅速，中層大氣中的垂直運動的強度最強范圍最廣，強烈的垂直運動使得大氣層結不穩(wěn)定能量快速釋放，致使對流天氣增強并得以維系。

42卷4期尤桑杰等一次青藏高原短時強降水的數(shù)值模擬及成因分析3.2.3.2渦度和散度。從17日16：00降水中心（101.6°E、34.73°N）的渦度、散度隨時間變化的剖面圖（圖9）可以看到，在降水發(fā)生前降水中心上空低層有弱的輻合存在，13：00開始由于南亞高壓中心的西移使東側降水中心高空（150 hPa）輻散增強，對應低層隨后有相應的輻合產(chǎn)生；之后降水中心上空高層輻散中心高度逐漸升高，從150 hPa升至100 hPa，低層輻合一度有減小的趨勢，但隨著西側輻合帶的逐漸靠近，使降水中心低層輻合達最大，此時低層正渦度值也達最大，降水達到頂峰；之后低層輻合逐漸減弱，到17：00降水區(qū)上空低層和高層開始出現(xiàn)強輻散中心，在中層大氣，高低注：a1、b1為13：00；a2、b2為16：00；a3、b3為17：00。流線代表流場，單位為m/s；矢量箭頭代表散度風，單位為m/s；陰影代表TBB，單位為℃。