一次青藏高原短时强降水的数值模拟及成因分析

尤桑杰　丁治英　滕浩添

摘要利用NCEP/NCAR提供的水平分辨率为1°×1°的格点资料和WRF模式对2011年8月发生在青藏高原的一次短时强降水进行了数值模拟，并利用模式输出的高分辨率资料对此次降水进行诊断分析。结果表明，WRF模式能够较好地模拟此次高原强降水，较成功地再现了造成降水的系统；降水发生前，35°N附近低层大气有一条东西走向的强气流辐合带生成并东移扩张，这条辐合带在17日16：00开始影响降水中心，使得降水中心低层出现短时的强辐合运动，加上充沛的水汽供应，导致短时强降水的爆发。

关键词青藏高原；强降水；WRF模式；诊断分析；成因

中图分类号S161.6文献标识码A文章编号0517-6611（2014）04-01109-05

基金项目国家重点基础研究发展项目规划“973”（2013CB430103）；国家自然科学基金（41375058）。

作者简介尤桑杰（1988- ），男，青海西宁人，硕士研究生，研究方向：中尺度气象学。

青藏高原约占我国国土总面积的1/4，平均海拔高达4 000 m以上，是世界上面积最大、海拔最高、地形最为复杂的高原，享有“世界第三极”的称号。复杂的地形和大气环流系统造成了高原地区降水分布极不均匀，强对流事件的发生也较其他地区更为频繁，有些地区出现的强降水是“单点暴雨”，局地性强、时间短、强度大，给预报工作带来很大难度。另外地面气象站点稀缺，致使气象资料十分缺乏，根据目前的资料对青藏高原强降水进行研究难度较大，因此利用数值模式对高原强降水等中小尺度天气研究是十分必要的。

利用数值模式对青藏高原强降水的研究已有不少[1-3]，如谌芸等利用MM5模式对青藏高原东北部区域的大到暴雨进行模拟，指出MM5非静力模式能很好地模拟青藏高原大到暴雨过程，为青藏高原暴雨的发生和发展的诊断分析提供高分辨率资料[1]；郭英香等针对高原东部的一次降水过程设计了不同水平分辨率的数值模拟，并对结果进行对比，指出无论何种水平分辨率均能较好地模拟高原地区的大到暴雨[2]；何由等运用WRF模式对2011年8月青藏高原一次强降水过程进行模拟，对比了不同嵌套、不同方案对高原强降水模拟的结果，并作出ETS评分[3]。以往的研究多着眼于模式对青藏高原强降水模拟的适用性，而缺少对个例的实际分析。基于前人对青藏高原强降水的研究，笔者利用WRF模式对2011年8月青藏高原一次短时强降水过程进行模拟和诊断分析，检验WRF模式对青藏高原强降水的预报能力，提高青藏高原强降水预报的准确率。

1资料与方法

1.1模式简介WRF模式是由NCAR、NCEP等许多美国研究部门联合开发研制的新一代细网格中尺度数值模式，集科研与业务预报于一体，其网格设计分辨率可达1～10 km。WRF采用全可压非静力方程，水平方向采用ArwkrawaC型网格。

1.2参数简介基于最新的WRF3.5版本，采用3层嵌套方式，积分区域中心为90°E、35°N，最外层网格格距为45 km，格点数为110×110，第2层网格格距为15 km，格点数为274×292，第3层网格格距为5 km，格点数为603×486，积分步长为180 s。在模式微物理过程的参数选择上，粗细网格均采用WSM3方案；长波辐射均选用RRTM方案；短波辐射均采用Dudhia方案，近地面方案采用MoninObukhov方案，指定陆面过程方案采用RUC方案；积云参数化方案采用KF方案。其中外层每3 h输出一次数据，内层每1 h输出一次。

1.3资料选取采用的WRF初始场和边界场资料来自NCEP提供的FNL资料，水平分辨率为1°×1°，时间分辨率为6 h；国家卫星气象中心提供的逐日逐时TBB资料，其空间分辨为0.1°×0.1°，时间分辨率为1 h。由于青藏高原台站分布较少，普通的台站资料不能很好地描述青藏高原降水情况，因此降水资料采用中国自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水量网格数据集，该资料是利用质量控制后的全国自动站小时降水观测数据，再用概率密度匹配法（probability density function，PDF）对CMORPH卫星反演降水产品误差订正的基础上，利用最优插值方法（optimal interpolation，OI）生成的我国区域逐小时、0.1°×0.1°分辨率的降水量融合产品。

2雨情概况及大尺度环流背景

2011年8月17～18日青藏高原东部有一次短时间强降水过程，卫星降水资料显示，此次降水雨区呈大致东西走向的一条狭长雨带，东起青海东部，西至西藏中部，雨带范围较广。强降水中心青海东部的河南县（101.60°E、34.73°N）在17日17：00之前未测得降水，17：00开始降水突然爆发，短时间内达到峰值，18：00的1 h降水量达23.0 mm，随后降水开始逐渐减弱。这次过程使该站17日08：00～18日08：00雨量达43.5 mm，其中有350 mm的降水集中在17日17：00～20：00，其降水强度之大、时间之短在青藏高原地区是较为少见的。

利用时空高分辨率的TBB资料不仅可以观测大范围云系分布，还可以观测中小尺度云系的发生、发展、成熟和消散演变的全过程[4]。从8月17日12：00～20：00每隔2 h的TBB演变可以看到，12：00青藏高原上对流云体分布很少，说明此时青藏高原地区还未有对流云团；随后对流云团开始逐渐发展，到14：00青藏高原上已有一些细小的对流云团生成，个别云团最低TBB达-52 ℃以下，并可以看出云带的基本走向；至16：00云团进一步发展，细碎小云团逐渐发展连成一片，整个云团TBB<-52 ℃的区域连通，已经达到中尺度强对流系统的标准[5]，云团TBB最小值位于降水中心西侧，表明该地区的对流活动相对最强；18：00对流云团继续发展，云团TBB<-52 ℃的区域面积继续扩大，TBB低值中心移至降水中心上空；20：00～22：00对流云团已發展成熟阶段，对流活动极为旺盛，TBB<-52 ℃的云团面积达最大，呈带状分布，其走向与雨带基本一致，从青藏高原东部延伸至青藏高原西南部，青藏高原东部的对流活动明显较强，与降水大值区对应。

由8月17日14：00 200 hPa流场（图1）可见，高纬度地区有2个低压存在，低压中心分别位于乌拉尔山至西西伯利亚地区和鄂霍次克海北部；中纬度地区，南亚高压呈两中心形势，高压脊线大致位于30°N附近，其西侧中心位于阿拉伯半岛，东侧中心位于青藏高原东部，两中心形成一个明显的鞍型场；青藏高原绝大部分地区受高压东部中心控制，其中青海大部分地区和西藏西部地区由南亚高压脊线北侧的西南气流控制。

图12011年8月17日14：00 200 hPa亚欧大陆环流形势（流线，m/s）3数值模拟结果与分析

3.1模拟结果

3.1.1流场与降水云团模拟。从模式积分12 h后（8月17日20：00）输出的200 hPa流场和TBB（图2）对比发现，模式对位于30°N附近南亚高压脊线及其东侧中心的位置（96°E、31°N）的模拟与实况近似一致，实况云带位置和走向与模拟结果非常一致，青藏高原东部也有相应的强对流中心存在，TBB数值总体较实况略微偏低；虽然云带的西半部分云带比实况略宽，云带略微偏北，但整体模拟比较成功，能够较好地反映出此次过程的对流云团活动，说明模式具有良好的模拟能力。

3.2.1高低层影响系统。从8月17日150 hPa的散度风可以清晰地看到，从09：00开始，南亚高压中心逐渐向东移动，降水中心开始处于高压北侧偏西气流控制中，500 hPa低层青藏高原北部有一条较为深厚的槽，槽后西北气流与青藏高原南部西南气流形成一条长的气流辐合带，槽前也有辐合生成，2条辐合带在青藏高原西北形成一条长的辐合带。13：00，由于高压中心的西移，降水中心慢慢处于高压东北侧，此时降水中心北侧气流逐渐转向偏西南气流，南侧逐渐成为偏西北气流，降水中心高層开始有弱辐散，东部有少许对流云团产生（图5a1）；西部青藏高原低层的辐合带继续发展并有向东南移动的趋势（图5b1），对应高层开始有辐散产生，此时西部对流云团开始逐渐产生，同时有少量降水开始出现。16：00，高压中心继续西移，强降水中心高层辐散加强（图5a2），相应低层辐合加强（图5b2），对流发展迅速，另一方面低层青藏高原西部低槽的东移使高层出现一条相应东西走向的带状强辐散区，可以清楚地看到该辐散带和强降水辐散中心之间有辐合，说明此时东西两辐散中心相对独立；低层辐合带偏北气流加强，整体向东南方向推进，越来越靠近东部辐合中心，两侧对流云团继续发展，对流云团面积增大，同时东侧对流云团中心有向东移动的趋势；此时东部中心有弱降水产生，西侧也开始出现东西走向的雨带。至17：00，高层东西辐散中心合并（图5a3）；低层从西侧南压的辐合带与东部辐合中心相接（图5b3），形成一条东西走向的强辐合带，两辐合带的融合使得东部降水中心底层的辐合突然加强，东侧强降水爆发，西侧雨带也有降水，两侧对流云团合并。随后对流云团逐渐扩大，但东侧对流活动中心东移出青海境内，降水骤减，至19：00，东西两侧对流云团已完全融合成一个整体，此时，高层南亚高压中心环流消失，高压中心被强辐散带替代。

3.2.2水汽条件。模拟结果显示此次强降水过程中，河南县站1 h最大降水量出现在17日17：00，即16：00～17：00累积降水量最大，达24.3 mm。从17日16：00 500 hPa水汽通量（图6）可以看到，青藏高原地区自西南向东北有一条非常强的水汽输送带，水汽通量的大值区与低层辐合线位置一致。在整个强降水过程中，青藏高原地区一直有这条强水汽输送带存在。由8月17日16：00相对湿度沿101.6°E的垂直剖面（图7）可见，强降水区上空的相对湿度较之周围地区差异很大，相对湿度在90%以上的区域甚至延伸至中层大气，这对该区域强降水产生的水汽供给极其有利；另外，强降水区的温度露点差也比较突出，水汽饱和区甚至深入至200 hPa，可见该地区已经具备产生强降水的水汽条件。

3.2.3抬升条件。

3.2.3.1垂直运动。对17日16：00垂直环流分别沿101.6°E和34.73°N作剖面，从经向v-w流线（图8a）可以看到，降水中心附近低层大气上升运动的趋势虽然较弱，但仍然有上升运动速度的大值区与之对应，说明低层的上升运动是较强的；从纬向剖面图（图8b）可以看到此时降水中心中高层均有强烈的上升运动。进一步对降水区域的垂直速度随时间变化进行分析，发现在17日15：00前后，垂直运动发展迅速，中层大气中的垂直运动的强度最强范围最广，强烈的垂直运动使得大气层结不稳定能量快速释放，致使对流天气增强并得以维系。

42卷4期尤桑杰等一次青藏高原短时强降水的数值模拟及成因分析3.2.3.2涡度和散度。从17日16：00降水中心（101.6°E、34.73°N）的涡度、散度随时间变化的剖面图（图9）可以看到，在降水发生前降水中心上空低层有弱的辐合存在，13：00开始由于南亚高压中心的西移使东侧降水中心高空（150 hPa）辐散增强，对应低层随后有相应的辐合产生；之后降水中心上空高层辐散中心高度逐渐升高，从150 hPa升至100 hPa，低层辐合一度有减小的趋势，但随着西侧辐合带的逐渐靠近，使降水中心低层辐合达最大，此时低层正涡度值也达最大，降水达到顶峰；之后低层辐合逐渐减弱，到17：00降水区上空低层和高层开始出现强辐散中心，在中层大气，高低注：a1、b1为13：00；a2、b2为16：00；a3、b3为17：00。流线代表流场，单位为m/s；矢量箭头代表散度风，单位为m/s；阴影代表TBB，单位为℃。