一次新疆伊犁河谷特大暴雨過程的環境場及不穩定條件分析

黃昕 周玉淑 2, 冉令坤 KALIM Ullah 曾勇

1 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴院重點實驗室，北京 100029

2 中國科學院大學，北京 100049

3 中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，烏魯木齊 830002

4 Department of Meteorology, COMSATS Institute of Information Technology, Islamabad, Pakistan 44000

1 引言

新疆位于中國的西北部，屬大陸性干旱半干旱氣候，以往的研究主要關注了其干旱的災害性，而對降水尤其是暴雨機理的研究并不深入。實際上，新疆地區夏季也常出現暴雨洪澇等氣象災害及其衍生的地質災害，給當地人民生命財產、農牧業生產、交通運輸、基礎設施等造成不利影響和嚴重損失。如1996 年7 月發生了一次中亞低渦影響下的新疆境內大范圍、長時間的大暴雨過程，造成了新中國成立以來新疆最嚴重的洪水災害，引發了對新疆暴雨的關注，對這次暴雨過程的分析相對較多（陳亞寧等, 1997; 陳勇航和徐希慧, 1997; 徐羹慧, 1997;馬禹等, 1998; 王旭等, 1999; 楊蓮梅和李曼, 2015）。此外，許多研究也表明，近年來西北干旱半干旱區降水增加，極端降水頻發（丁一匯等, 2006; 戴新剛等, 2007; 楊霞等, 2011; Wang et al., 2013；Wang et al., 2017; 謝澤明等, 2018）。新疆暴雨降水特征與中國東部、南部地區的情況有較大不同，表現出更強的局地性，且其地形、下墊面與其它地區明顯不同，水汽來源與東部季風區也有很大差異，預報難度很大，因此新疆暴雨亟需更有針對性的研究。

咸海以東至新疆一帶常出現的與烏拉爾脊聯系的天氣尺度冷性渦旋系統被定義為中亞低渦（張家寶和鄧子風, 1987），中亞低渦常是造成新疆強天氣的關鍵系統之一（江遠安等, 2001; 楊蓮梅和李曼, 2015; 曾勇和楊蓮梅, 2016）。江遠安等（2001）根據1970～1999 年新疆西南部116 次強降水天氣事件統計指出新疆地區61%的強降水天氣、72%的中強降水均是在中亞低渦影響下產生。除了受天氣系統影響以外，新疆暴雨也多發于山區和山前的迎風坡地帶，如伊犁河谷地區（張家寶和鄧子風,1987; 馬淑紅, 1994）。位于新疆西北角的伊犁河谷北、東、南三面環山，形成了開口向西、呈三角形區域的喇叭口地形，是新疆三大雨區之一。地形易使得低層大氣存在輻合及水汽熱量集中，從而產生層結不穩定能量進而有利于對流發展（高坤等,1994; 劉蕾等, 2015）。除了對熱力不穩定有影響以外，地形對大氣動力不穩定的影響也很重要，如地形阻滯作用使得山前風速降低，而其上氣流加速，加強水平風的垂直切變，使得山區易激發出強對流單體（孫繼松和陶祖鈺, 2012）。伊犁河谷地區暴雨多發，地形復雜，地形如何影響該地區暴雨過程，目前還缺乏類似于我國東部地區地形暴雨的研究，亟需加強。

暴雨發生常常需要不穩定層結配合，熱力不穩定的形成與溫度和濕度的垂直廓線分布有關，而動力不穩定則與密度不連續性、水平風切變和垂直風切變有關，因此，地形通過影響熱力不穩定與動力不穩定進而影響強對流天氣的發生發展也是地形影響降水非常重要的一種方式。其中，熱力不穩定又稱為靜力不穩定、層結不穩定、位勢不穩定或者對流不穩定；動力不穩定又稱為切變不穩定，包括慣性不穩定、對稱不穩定以及條件性對稱不穩定等。孫繼松和陶祖鈺（2012）強調熱力不穩定是快速釋放，只影響對流的初始強度，無法影響對流的發展和持續，而動力不穩定是對流能否發展和維持的關鍵因素；劉璐等（2015）也發現強降水期間大氣可從對流不穩定狀態轉變為對稱不穩定狀態。除此之外，分析熱力不穩定對對流發生發展影響的研究較多（陶詩言等, 1979; 李長青和丁一匯, 1989; 高坤等, 1994; 周玉淑等, 2003; 畢寶貴等, 2004; 何立富等, 2007; 趙玉春等, 2008; 徐文慧等, 2010; 孫繼松和陶祖鈺, 2012; 劉蕾等, 2015; 劉璐等, 2015），但對熱力不穩定產生原因的研究相對較少，周圍等（2018）通過相當位溫垂直梯度的傾向方程分析后認為，位勢散度能夠綜合表征降水區上空垂直風切變、大氣濕斜壓性、水平輻合輻散和大氣位勢穩定度變化的情況，是引起位勢穩定度局地變化的主要強迫項。因此，利用位勢散度可以將熱力不穩定與動力過程建立關系，診斷出熱力層結分布及變化的原因，對強對流降水的研究有重要意義，張景等（2019）在分析一次京津冀極端降水過程中也利用位勢散度對大氣穩定度變化進行了診斷，指出位勢散度對降水落區有指示意義。他們的研究都是基于華北地區的暴雨過程，位勢散度及其演變在新疆強降水過程中是否也能提供有益信息還需要進一步分析驗證。

由已有研究可見，對影響新疆的天氣尺度系統、地形等已經有一些統計分析和個例分析工作，但是相對東部地區的暴雨研究成果，西北干旱半干旱的暴雨研究明顯落后，伊犁河谷地形和中亞低渦如何配合造成動熱力不穩定以及動熱力不穩定條件與強降水的發生發展有何關系尚不明確。2015 年6 月26 日，伊犁河谷出現日降水量24 mm 以上降水（達到新疆暴雨量級），部分地區達40 mm 以上，伊犁河谷內的鞏留縣（經緯度范圍大約為42.9°N～43.6°N，81.6°E～83.5°E）是此次強天氣過程中全疆降雨量最大的地方，雨量突破當地歷史極值，是一次明顯的極端降水過程。本文選取此次伊犁河谷的特大暴雨過程，探討暴雨發生的有利環流背景與伊犁河谷地形影響，利用高分辨率數值模擬資料分析動熱力不穩定如何影響熱力層結分布從而影響降水，以期加深對影響伊犁河谷內強降水產生機理的理解，能為當地降水預報提供有意義的參考。

2 資料、降水實況

2.1 資料

本文采用空間分辨率為0.25°×0.25°、時間間隔6 h 的歐洲中心（the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，簡稱ECMWF）的ERAInterim 再分析資料（Dee et al., 2011）對暴雨發生的背景環流進行分析。此外，使用的資料還包括中國氣象局提供的國家級地面氣象站逐小時降水資料和探空資料，中國國家衛星中心提供的基于全國自動站觀測降水量和CMORPH（CPC MORPHing technique）衛星反演降水資料，采用PDF（probability density function）和OI（optimal interpolation）兩步融合方法生成了中國區域1 h、0.1°×0.1°分辨率的降水量融合產品（以下簡稱降水融合資料；沈艷等, 2013）。

2.2 降水實況

2015 年6 月26～27 日，地處西天山的伊犁河谷地區多地出現強降水天氣。圖1a 為26 日12:00（協調世界時，下同）至27 日00:00 期間伊犁河谷及其附近區域12 h 累積降水情況，可以看出強降水主要集中在伊犁河谷內，圖1a 中黑框所示區域為強降水發生的主要區域。黑框區域內降水相較于其他地區強度明顯較大，為本文研究的主要區域，其中鞏留站12 h 累積降水量為84.2 mm，因此此次降水過程具有降水強度強、降水時段集中、局地性強的特點。新疆預報員從多年預報的實際出發，正確認識到新疆地區的降水情況與我國東、南部降水情況的不同，重新定義了與中國其他區域不同的新疆降水標準（張家寶和鄧子風, 1987; 馬淑紅,1994），根據新疆降水量等級標準，研究區內有三個站也達到甚至超過了大雨量級（10.1 mm≤12 h降水量≤20.0 mm），其中鞏留站更是達到特大暴雨量級（12 h 降水量≥80.0 mm）。根據圖1b，鞏留站強降水主要集中在26 日17:00 至27 日00:00，26 日17:00 開始出現較強降水后降水迅速增強，19:00 強降水強度達到最強，1 h 累積降水量高達近20 mm。以上站點降水資料均為國家級觀測站觀測資料。

3 大尺度天氣形勢背景分析

圖2a、b 為26 日12:00 ERA-Interim 再分析資料顯示的500 hPa 環流形勢場，右圖2b 的位置即左圖2a 中黑框表示研究區域即伊犁河谷地區。圖2a中，26 日12:00，哈薩克斯坦地區存在一個中亞低渦環流，配合有冷中心，塔里木盆地也存在一個中亞低渦；低渦西側的伊朗地區附近以及低渦東側的新疆以東地區各存在一個高壓脊，溫度脊位相與高壓脊基本一致，說明此時高壓脊已經發展至成熟階段，這也使得兩個中亞低渦穩定少動，有利于低渦系統持續影響伊犁河谷地區，此時中緯度環流形勢呈現“兩脊一槽”的“倒Ω”形勢，這也是強降水天氣發生的有利環流形勢（黃艷等, 2012; 張云惠等, 2013）。圖2b 可見，伊犁河谷受塔里木盆地低渦北側的東南風氣流控制，且處于大風速帶，大部分都達到10 m s?1。26 日18:00 的500 hPa 環流形勢與12:00 的基本一致（圖略）。

圖2c、d 為26 日12:00 ERA-Interim 再分析資料顯示的700 hPa 環流形勢場，右圖2d 的位置即圖2c 中黑框表示研究區域，即伊犁河谷地區。圖2c中，26 日12:00，哈薩克斯坦地區和塔里木盆地各存在一個中亞低渦，兩低渦中心與500 hPa 上的低渦位置基本對應，低渦中心附近溫度較低；圖2d顯示，受地形影響，伊犁河谷內風場較復雜，河谷中部和南部主要受西風氣流控制，其北部有明顯的北風氣流通過北天山地勢較低處進入河谷內，與谷內西風相遇，偏北風與谷內西風共同作用下，在伊犁河谷低層大氣中形成明顯輻合線。除此之外，入谷西風進入伊犁河谷后風速明顯加強，說明伊犁河谷自西向東收縮的地形有利于入谷西風在河谷內加速。26 日18:00 的700 hPa 環流形勢與12:00 的基本一致（圖略）。

圖1 2015 年6 月（a）26 日12:00 至27 日00:00 12 h 國家級地面站累積降水量（彩色圓點，單位：mm）分布，加粗實線內打黑點區域表示地形高度大于3000 m；（b）26 日12:00 至27 日02:00 國家級地面站鞏留站觀測的逐時雨量（單位：mm）Fig.1 (a) 12 h accumulated precipitation from national surface weather station observations from 1200 UTC 26 Jun to 0000 UTC 27 Jun 2015(colour spots; units: mm). The black spotted area inside the bold solid linedenotes the terrain (units: m); (b) hourly precipitation from national surface weather station observations from 1200 UTC 26 Jun to 0200 UTC 27 Jun 2015 (units: mm)

圖2 2015 年6 月26 日12:00 ERA-Interim 再分析資料（a）500 hPa 位勢高度（實線，單位：gpm）、溫度（虛線，單位：°C）；（b）圖2a中黑框區域內500 hPa 位勢高度（實線，單位：gpm）、溫度（虛線，單位：°C）、風場（風向標，單位：m s?1）；（c）700 hPa 位勢高度（實線，單位：gpm）、溫度（虛線，單位：°C）；（d）圖2c 中黑框區域內700 hPa 位勢高度（實線，單位：gpm）、溫度（虛線，單位：°C）、風場（風向標，單位：m s?1）；（e）200 hPa 輻散場（陰影，單位：10?5 s?1）、風場（風向標，單位：m s?1）、風速（實線，單位：m s?1）；（f）850 hPa 風場（矢量箭頭，單位：m s?1）、比濕（陰影，單位：g kg?1）。圖中黑框區域表示研究區域，D 代表中亞低渦的位置，G 代表南亞高壓位置，黑色粗線內的打點區域表示高于3000 m 的地形Fig.2 (a) Geopotential height (solid lines, units: gpm) and temperature (dashed lines, units: °C) at 500 hPa, derived from ERA-Interim reanalysis data; (b) geopotential height (solid lines, units: gpm), temperature (dashed lines, units: °C), and wind bars (units: m s?1) at 500 hPa; (c) geopotential height (solid lines, units: gpm) and temperature (dashed lines, units: °C) at 700 hPa; (d) geopotential height (solid lines, units: gpm), temperature(dashed lines, units: °C), and wind bars (units: m s?1) at 700 hPa. (d) Divergence (shaded, units: 10?5 s?1), wind bars (units: m s?1), and wind speed(solid lines, units: m s?1) at 200 hPa; (e) wind vector (units: m s?1) and specific humidity (shaded, units: g kg?1) at 850 hPa, at 1200 UTC 26 Jun 2015.The black boxes indicate the location of the study area. The “D” labels indicate the locations of the central Asian vortexes, and the “G” labels indicate the locations of the South Asian high. The dotted area inside the thick black lines indicate a terrain above 3000 m

圖2e 為26 日12:00 ERA-Interim 再分析資料顯示的200 hPa 環流形勢場，根據錢永甫等（2002）對南亞高壓雙體型的定義（有兩個高壓中心且分別在75°E 兩側），此時南亞高壓呈現雙體型。夏季南亞高壓雙體型是新疆夏季降水偏多的主要環流形勢（劉惠云, 2001; 王前等, 2017），南亞高壓呈現雙體型時若副熱帶槽位置合適或者南亞高壓兩主體脊北伸，易于低緯暖濕氣流北上以及水汽進入新疆，有利于新疆產生并維持大降水。此外，中低層塔里木盆地中亞低渦中心沒有延伸至200 hPa，而中低層哈薩克斯坦中亞低渦中心延伸至200 hPa。哈薩克斯坦中亞低渦與南亞高壓之間形成強氣壓梯度，使得亞洲西風急流正處于新疆上空，伊犁河谷地區對應高空急流入口區左側高空輻散區，正位于低空輻合線上空，有利于垂直運動的生成。

水汽是暴雨的產生、維持中不可缺少的要素。已有研究發現本次暴雨的水汽來源為大西洋、新疆以西各湖泊和海域、孟加拉灣北岸、新疆以北、新疆以東及其周邊區域，水汽通道主要為西南方向以及東北方向（謝澤明等, 2018）。根據前文分析，中亞低渦是影響此次降水的重要系統，因此，下文重點關注中亞低渦影響區域內的水汽分布情況。圖2f 陰影表示26 日12:00 ERA-Interim 再分析資料顯示的850 hPa 比濕分布，可以明顯看出，水汽分布與塔里木盆地低渦、哈薩克斯坦的低渦以及伊犁河谷地形關系密切。其中，低渦附近大于8 g kg?1的較強水汽主要分布在低渦南側及北側，同時伊犁河谷內有非常強的水汽，比濕整體達到10 g kg?1以上，河谷中部至河谷北部附近比濕可達12 g kg?1以上。根據850 hPa 風場以及地形分布可以看出，哈薩克斯坦附近的低渦加強的西風使得大量水汽能夠通過伊犁河谷“喇叭口”地形的西側開口直接輸送至河谷內并且在河谷內迎風坡附近大量堆積，而其他路徑的低層水汽輸送都被伊犁河谷三面環繞的高大山脈所阻礙，對伊犁河谷內的影響明顯較小。26 日18:00 水汽分布與12:00 差別不大（圖略）。

4 中尺度數值模式（WRF）試驗設計及模擬結果驗證

由于本文重點關注伊犁河谷地區附近中亞低渦與地形對該地區暴雨的作用，僅使用再分析資料分析系統演變的過程時空分辨率不足，故進一步利用中尺度數值模擬模式WRF（Weather Research and Forecasting Model）對此次伊犁河谷地區的暴雨過程進行了高時空分辨率的數值模擬，對模擬結果進行驗證后即可利用模擬得到的高時空分辨率資料對此次暴雨過程中不穩定層結的演變過程進行分析。

4.1 WRF 數值模擬試驗設計

對此次新疆伊犁河谷地區暴雨過程進行的高時空分辨率WRF 模式數值模擬采用兩層雙向嵌套，其中區域1（Dom1）水平分辨率為12 km，格點數為555×463，垂直分辨率為51 層，積云對流參數化方案為Kain-Fritsch（new Eta）方案；區域2（Dom2）水平分辨率為4 km，格點數為835×694，垂直分辨率為51 層，兩層網格所用微物理參數化方案均為Morrison 2-moment 方案。模擬區域如圖3 所示，五角星表示伊犁河谷的位置，陰影為地形高度。模式初始時刻為2015 年6 月26 日12:00，積分24 h，模式初始條件和邊界條件由分辨率為0.25°×0.25°，時間間隔為6 h 的ERA-Interim 再分析資料（Dee et al., 2011）提供。

4.2 WRF 模擬結果驗證

從WRF 模擬（圖4b）與降水融合資料（圖4a）6 h 累積降水量的對比情況來看，模式結果基本再現了本文主要關注的鞏留縣附近的暴雨中心（即圖4 黑框內的暴雨中心），模擬的強降水研究區（圖4b 中黑色方框區域）內的最強降水中心位置與實況（圖4a 中黑色方框區域）接近，僅略微向西偏移約0.2 個緯度，模擬的降水強度也與實況接近。但模擬的強降水研究區北部降水較實況稍強，在強降水研究區外的北天山附近降水較實況也稍強。為了進一步驗證模式模擬結果的可靠性，選取2015 年6 月26 日19:00，即降水最強的時刻，將WRF模擬的逐小時累積降水（圖4d）與實況（圖4c）進行對比。強降水研究區內，模擬的降水中心位置（圖4d 中黑色方框區域）與實況（圖4c 中黑色方框區域）基本一致，略微向西偏移約0.2 個緯度，模擬的降水強度也與實況接近，這與6 h 累積降水對比情況類似；該時刻模擬的強降水中心北部也較實況稍強，但通過FY-2D 衛星逐時TBB 資料可以看出，該時刻模擬的強降水中心形態與TBB 顯示的強對流區域形態基本一致，并且強降水研究區內模擬的6 h 累積降水中心也與該最強降水時刻TBB 顯示的強對流區域形態基本一致。通過TBB資料也可看出研究區外的北天山附近也存在較強的對流，TBB 顯示的對流形態與模擬的北天山一帶降水形態基本一致，且通過圖2f 可以得知，北天山附近水汽含量充足，因此北天山附近也很有可能產生較大的降水，但是由于北天山附近地勢復雜，觀測站點稀疏，可能導致了靠近北天山區域實況降水表現較弱。通過上述對比，可以看出模式對強降水研究區以及研究區外的北天山附近的降水落區、強度的模擬結果都是較為可信的，尤其是模式結果成功地再現了本文主要關注的強對流研究區內的鞏留縣附近的強降水中心的情況，且降水落區分布與TBB 顯示的強對流區域分布也較為相似。

圖3 模式模擬區域（陰影表示地形高度，單位：m），五角星表示伊犁河谷的位置Fig.3 Model domains. The shading denotes the terrain (units: m), and the star denotes the location of the Ili Valley

圖4 2015 年6 月26 日17:00～22:00（a）降水融合資料與（b）WRF 模擬的 6 h 累積降水分布情況（陰影，單位：mm）；2015 年6 月26日19:00（c）降水融合資料與（d）WRF 模擬的1 h 累積降水分布情況（陰影，單位：mm）以及（e）FY-2D 衛星逐時TBB 觀測資料（陰影，單位：°C）Fig.4 The distribution of 6-h accumulated precipitation (shaded, units: mm) from (a) merged precipitation data and (b) WRF simulation from 1700 UTC to 2200 UTC 26 Jun 2015; the distribution of 1-h accumulated precipitation (shaded, units: mm) from (c) merged precipitation data and (d) WRF simulation, and (e) TBB (Black-Body Temperature) from the FY-2E satellite hourly observations (shaded, units: °C) at 1900 UTC 26 Jun 2015

圖5a 進一步對鞏留縣附近研究區域內觀測降水的區域平均降水量（即圖4a、c 中黑色方框內降水區域平均）以及WRF 模擬降水的區域平均降水量（即圖4b、d 中黑色方框內降水區域平均）進行對比，可以看出，在整個降水過程中，雖然模擬的區域平均降水量整體較觀測強，但觀測資料區域平均降水量整體上升的趨勢以及上升過程中26 日13:00、16:00、19:00 三個相對的降水峰值、以及26 日14:00、17:00 兩個相對的降水谷值在模擬資料中都得到相應的反映，說明模擬資料的降水對強降水研究區內的整個降水過程有很好地再現。

圖5 2015 年6 月（a）26 日12:00～20:00 鞏留縣附近研究區域內觀測（實線）與WRF 模擬（虛線）的平均降水量（單位：mm）時間序列；（b）26 日12:00 至27 日02:00 鞏留觀測站（43.47°N，82.23°E）實況降水（實線）與WRF 模擬的鞏留代表區域（43.55°～43.6°N，81.9°～82.0°E）區域平均降水（虛線）的時間序列；27 日00:00 伊寧站（c）實況與（d）模擬探空曲線，其中粗實線表示環境溫度曲線，細實線表示環境露點溫度曲線Fig.5 (a) Time series of regional average precipitation (units: mm) in the study area near Gongliu County on the basis of APCP data (solid line) and WRF simulation data (dotted line) from 1200 UTC to 2000 UTC 26 Jun 2015; (b) time series of precipitation from the Gongliu national surface weather station (solid line) and regional average precipitation in the Gongliu representative area on the basis of WRF simulation data (dotted line) from 1200 UTC 26 Jun to 0200 UTC 27 Jun, 2015; (c) observed and (d) simulated sounding curve at Yining Station at 0000 UTC 27 Jun 2015, the thick solid line indicates the ambient temperature curve, and the thin solid line indicates the environmental dew point temperature curve

由于模擬資料較實況略偏西偏北，因此選取模擬資料中鞏留縣偏西北小區域（43.55°～43.6°N，81.9°～82.0°E）作為鞏留代表區域，將其平均降水量與實況中鞏留觀測站（43.47°N，82.23°E）進行比較（圖5b），可以看出，雖然模擬的鞏留代表區域的平均降水量較實況中極端降水的強度略低，但基本還原了鞏留縣降水的過程，尤其是降水出現的峰值，說明模擬資料的降水對鞏留縣強降水過程有很好地再現。

由于伊犁河谷內僅有伊寧探空站（43.95°N，81.33°E），并且該測站位于此次強降水研究區內，因此將模擬資料的伊寧站的探空（圖5d）與伊寧觀測站的探空資料進行對比（圖5c），可以看出，雖然模擬的對流層高層偏干，但模擬結果準確地反映出伊寧站的450 hPa 以下的中低層接近飽和、450 hPa 以上到對流層高層逐漸轉干的層結特征；從風向上看，雖然模擬的低層西風的層次較高，但模擬資料準確地刻畫出了伊寧探空站的低層西風中層偏東風高層西南風的特征。以上說明模式較好地反映了此次降水中伊犁河谷內層結及風場情況。

綜合以上對WRF 模擬資料與觀測降水分布、觀測區域平均降水及鞏留縣站點觀測降水以及伊寧探空資料對比結果來看，模擬結果能夠基本再現本次伊犁河谷強降水過程中降水、層結以及風場情況，因此，可以利用模式模擬輸出的高時空分辨率資料對影響此次強降水影響因素進行深入分析。

5 影響鞏留縣強降水產生的環境因素分析

以上驗證了模擬結果對鞏留附近的強降水中心有較好的再現，因此，本節利用上文提及的鞏留代表區域高時空分辨率模擬資料的平均情況來重點研究鞏留縣暴雨發生發展的可能原因。

圖6 2015 年6 月26 日12:00～23:00WRF 模擬的鞏留代表區域（43.55°～43.65°N，81.9°～82.05°E）區域平均：（a）散度（陰影，單位：10?3 s?1）、垂直風速（矢量箭頭）以及1 h 累積降水量（綠色粗實線，單位：mm）；（b）相當位溫（陰影，單位：K）、比濕（黑色實線，單位：g kg?1）、水平風速（風向標，單位：m s?1）以及1 h 累積降水量（綠色粗實線，單位：mm）Fig.6 Regional (43.55°–43.6°N, 81.9°–82.0° E) averages from 1200 UTC to 2300 UTC 26 Jun 2015 from WRF simulation: (a) Divergence (shaded,units: 10?3 s?1), vertical wind vector (units: m s?1), and 1 h accumulated precipitation (green thick solid line); (b) equivalent temperature (shaded, units:K), specific humidity (black solid line, units: g kg?1), and 1 h accumulated precipitation (green thick solid line)

圖6b 為6 月26 日12:00～23:00 模擬資料中鞏留代表區域平均的降水、比濕、水平風以及層結狀況隨時間演變情況。26 日12:00～17:00 低層水汽充足，比濕最強可以達到14 g kg?1以上，中低層有很強的不穩定層結，低層主要是北風或者西北風為主，風速不強，往中層逐漸轉向為西風，4～5 km高度左右有強水平風垂直切變，中低層的偏西風轉變為南風或者東南風，繼而再變為強東風，風向隨高度呈明顯的逆時針變化，說明冷平流作用明顯；26 日17:00 降水開始發生，降水發生后，不穩定層結略減弱，中低層西風與中高層東風切變層高度向上發展，比濕略減小，26 日19:00 降水強烈發展，能量釋放后，不穩定層結減弱，中低層西風與中高層東風切變層高度發展到最高，19:00 后，降水雖然減弱，但仍維持一定的強度，中低層比濕減小，中低層西風與中高層東風切變層高度降低，層結不穩定條件逐漸消失。

以上分析了鞏留縣附近區域的動熱力和水汽環境場的演變，這里再沿伊犁河谷的暴雨區緯向—垂直剖面（沿43.6°N，如圖4 中黑色細實線CD 所示）進行分析，進一步討論上述物理量對此次伊犁河谷強降水發生發展過程的綜合作用。位渦理論在解釋天氣現象、預測天氣系統變化方面具有重要作用，目前針對不同的天氣系統應用各種位渦的診斷研究工作不少，其中濕位渦MPV（Moist Potential Vorticity）因為其能表現出水汽、熱力、動力的綜合效應，并與強降水有很好的對應和預測關系，在對強降水診斷分析中受到廣泛應用（周玉淑等,2006; 陳棟等, 2007; 張建海和龐盛榮, 2011; 劉璐等,2015; 王晨曦等, 2018; 劉賽賽等, 2019），除了基本的環境場分析，不穩定條件的演變也是研究暴雨過程的重要內容，而位渦除了能反映大氣動熱力的作用，還包含了不穩定的信息，因此，本節將濕位渦也用于此次暴雨的分析，以期通過濕位渦分析揭示伊犁河谷此次暴雨過程中的不穩定條件的變化及其對降水的影響。

濕位渦可用于診斷慣性不穩定、對流不穩定以及條件性對稱不穩定狀態：

其中，u、v 為水平風速， θe為 相當位溫， ξp為相對渦度， f為地轉渦度，g 為重力加速度。MPV 出現負值意味著大氣中有不穩定發生發展（吳國雄等,1995; 高 守 亭 等, 2002; 鄧 國 等, 2005; 周 玉 淑 等,2006; 張建海和龐盛榮, 2011; 冉令坤等, 2013; 劉賽賽等, 2019）。圖7a?d 就表明，低層MPV 負值區對降水區有很明顯的指示預報意義，也即動熱力不穩定與降水發生和移動有很強的相關性。26 日16:00 降水區東側低層存在很強的動熱力不穩定，26 日17:30 最大降水即發生在該區域，此后，區域東側發展出較強的低層動熱力不穩定，雖然16:00到17:30 之間，動熱力不穩定區域與當前時刻降水對應不好，但是18:00 以后的，動熱力不穩定區域與降水最強時刻都保持了良好的對應關系，尤其18:00 鞏留縣附近不穩定層發展較高，降水強度也明顯增強。在降水過境后，鞏留縣附近低層強不穩定也完全被消耗，轉變為穩定狀態（圖7d）。

MPV 可分為垂直分量MPV1 以及水平分量MPV2：

其中，MPV1 又稱為濕位渦的正壓項，可用于表示慣性穩定性和對流穩定性，一般北半球絕對渦度為正值，故當MPV1 為負值時，大氣是對流不穩定；MPV2 又稱為濕位渦的濕斜壓項，由風的垂直切變和相當位溫的水平梯度決定，可用于表示條件性對稱不穩定，當MPV2 為負值時，大氣是條件性對稱不穩定的。通過將MPV 分解為MPV1 和MPV2（圖7e–h 與圖7i–l）可以更加明確為何MPV 對后續降水有指示意義，MPV 與當前降水有何關系以及動熱力不穩定與降水發生發展分別有何作用。可以看出，各時刻降水發生前鞏留縣附近及其西側小地形迎風坡及背風坡的低層MPV 負值主要由于熱力不穩定（MPV1 負值）造成，即降水主要發生在對流不穩定區域；但對流不穩定能量在降水發生時已經釋放，因此在降水發生時刻，降水區轉為對流穩定（MPV1 正值）。由于26 日16:00 與17:30 兩個時刻，降水產生時對流不穩定能量已經快速釋放且并未存在條件對稱不穩定，因此MPV 表現為正值。動力不穩定（MPV2 負值）的作用主要體現在降水已經產生之后，26 日16:00～17:30 降水區內為對稱穩定，而26 日18:00～19:30 降水區內存在條件對稱不穩定，能夠在對流不穩定消耗后維持或增強降水，這可以解釋為何26 日18:00 鞏留縣降水明顯增幅以及26 日19:00 鞏留縣東側區域降水較強。

圖7 2015 年6 月26 日（a、e、i）16:00、（b、f、j）17:30、（c、g、k）18:00 和（d、h、l）19:30 沿圖4d 黑色細實線CD 濕位渦MPV（左列彩色陰影）、MPV 垂直分量MPV1（中間列彩色陰影）、MPV 水平分量MPV2（右列彩色陰影）的緯向—垂直剖面（單位：PVU，1 PVU=10?6 m2 K s?1 kg?1）。黑色陰影區為地形，灰色柱狀圖表示30 min 累積降水，五角星表示鞏留縣大致的位置，下同Fig.7 Vertical cross sections of (a–d) MPV (moist potential vorticity; colour shaded, units: PVU, 1 PVU=10?6 m2 K s?1 kg?1), (e–h) MPV1 (colour shaded, units: PVU), and (i–l) MPV2 (colour shaded, units: PVU) along the line CD (shown in Fig.4d) at (a, e, i) 1600 UTC, (b, f, j) 1730 UTC, (c, g,k) 1800 UTC, and (d, h, l) 1930 UTC 26 Jun 2015. The gray bar denotes 30 min accumulated precipitation, the black shaded denotes the terrain, and the star denotes the location of the Gongliu County, the same below

綜上，對流不穩定對降水落區的預報有很強的指示意義，但降水發生后這部分能量快速釋放，如果沒有條件對稱不穩定產生，當前時刻的MPV 可能不能反映出該區域有降水發生的情況，而條件對稱不穩定對降水的維持以及降水增幅有較大作用，這也與孫繼松和陶祖鈺（2012）的研究結論一致。

6 對流不穩定特征及成因分析

從前文分析可以得出，對流（位勢）不穩定對降水區發生的位置具有指示意義，這對暴雨研究非常有意義，本節將進一步對對流不穩定及影響對流不穩定形成的動熱力因子進行討論。

式中：x為Ⅳ指標實際取值，d、e、f、g為各等級標準取值。帶入隸屬函數要根據指標不同性質(成本型、效益型)作適當調整。

6.1 對流不穩定特征分析

圖8 中，等值線表示相當位溫分布情況，陰影表示大氣對流穩定度，圖8c 中五角星標示出了鞏留縣的位置。從相當位溫分布來看，2 km 高度以下，鞏留縣以及其以西小地形附近為相當位溫高值區，說明該區域高濕高能，從該地區向兩側有較強的水平梯度，其西側較強水平梯度是由于東側已經降水的區域水汽能量被消耗，東側可能是受到地形阻擋以及地形日變化影響。從相當位溫的垂直分布來看，鞏留縣以及其以西小地形附近相當位溫高值區之上的中低層基本為中性層結，中高層基本為穩定層結，并且中高層的相當位溫等值線在降水區向下伸展。

大氣對流穩定度即相當位溫垂直梯度（?θe/?z），負的大氣對流穩定度又被稱為位勢不穩定或對流不穩定。圖8 顯示，26 日16:00，整個河谷內存在很強的對流不穩定，但已有弱降水在小地形迎風坡產生，這也意味著有對流不穩定能量已被弱降水消耗。26 日17:30，對流區域移動，降水區域與對流區域對應，降水增強后，降水區內部的對流不穩定較附近明顯減弱，河谷內對流不穩定強度和范圍均減小。這是由于降水區對流觸發后，消耗水汽，不穩定能量被釋放，該區域就由對流不穩定趨向于穩定狀態，而未有對流產生或經過的區域，對流不穩定仍維持，降水并未產生，但一旦對流產生或經過，配合該區域充沛的低層水汽，仍會產生很強的降水，26 日18:00～19:30，降水區也即對流區向東移動，從圖中可以看出，鞏留縣附近也即小地形背風坡一直維持很強的對流不穩定，并且由前文可知鞏留縣附近低層水汽充沛（圖6b），降水產生后，對流不穩定狀態明顯轉為較為穩定狀態。因此，對流不穩定對此次伊犁河谷降水的產生及移動有重要作用。

圖8 2015 年6 月26 日（a）16:00、（b）17:30、（c）18:00 和（d）19:30 沿圖4d 黑色細實線CD 相當位溫（等值線，單位：K）以及相當位溫垂直梯度（彩色陰影，單位：10?3 K km?1）的緯向—垂直剖面Fig.8 Vertical cross sections of equivalent temperature (contour lines, units: K) and the vertical gradient of equivalent temperature (colour shaded,units: 10?3 K km?1) along the line CD (shown in Fig.4d) at (a) 1600 UTC, (b) 1730 UTC, (c) 1800 UTC, and (d) 1930 UTC 26 Jun 2015

6.2 對流不穩定成因的診斷分析

前人對對流不穩定層結的分析較多，卻較少關注到對流不穩定產生的原因。為了進一步研究對流不穩定變化的可能原因，本文利用位勢散度（周圍等, 2018）研究大氣位勢（對流）穩定度發展的變化。位勢散度綜合垂直風切變、散度以及相當位溫梯度等信息，能夠很好的表征大氣動、熱力綜合特征，并且能很好地應用于強對流系統和暴雨中尺度系統。周圍等（2018）將位勢散度m 分為代表熱成風（垂直風切變）對相當位溫的熱力平流的垂直風切變部分mbc項以及表征水平散度和位勢穩定度的耦合效應的散度部分mbt項：

圖9 為沿著圖4d 黑色細實線CD 的緯向垂直剖面中模擬的位勢散度及其分量分布情況及其與降水的關系，圖9c、g、k 中藍色五角星標示的位置為鞏留縣位置。圖9a–d 為位勢散度分布情況，可以看出，26 日16:00，弱降水區上空的低層為較強的負位勢散度，其上層為較強的正位勢散度，說明弱降水區低層存在較強對流不穩定，但其上存在抑制對流不穩定向上發展的對流穩定區域，這可能是該時刻該降水區較弱的原因；除此之外，該時刻降水區東側存在很強的未被抑制的對流不穩定。26日17:30，降水區上空之前存在的較強的負位勢散度已經消失，說明降水區消耗了大部分未被抑制的對流不穩定，降水明顯發展加強；除此之外，該時刻降水區東側的小地形背風坡處存在很強的未被抑制的對流不穩定區域。26 日18:00，降水區上空無明顯位勢散度異常值，說明降水區內部的對流不穩定已經被大量消耗，此時小地形背風坡對應非常強的降水，強烈的對流不穩定能量的釋放可能是該時刻該降水強烈發展的重要原因。26 日19:30，降水區上空的低層存在弱的負位勢散度，強度明顯較前一時刻弱，說明降水區內僅部分對流不穩定能量釋放，這可能是該時刻降水減弱的原因。綜上，降水區內對流不穩定能量釋放，該區域位勢趨于對流穩定，降水減小，新的強降水趨于發生在對流更不穩定的區域。

圖9e–h 與圖9i–l 分別為 mbc以 及 mbt的 分布，可以進一步分析影響對流不穩定的主要因素。圖9e–h 可以看出，位勢散度在低層的負值區域，尤其是小地形迎風坡低層，主要是 mbc在低層的負值造成的，即說明整個降水區低層的對流不穩定主要是由于垂直風切變部分造成。圖9i–l 可以看出，小地形背風坡 mbt對該地區位勢散度負值區的強度有很強的加強作用，也即該地區散度部分的作用加強了小地形背風坡處的對流不穩定。

7 結論與討論

本文基于ERA-Interim 再分析資料、新疆地區的多種觀測資料，并利用WRF 高時空分辨率模擬資料，對2015 年6 月26 日新疆伊犁河谷特大暴雨過程進行初步分析后，得到以下主要結論：

（1）此次降水過程局地性強、短時降水強度大，降水發生時對應對流層中層中高緯度“兩脊一槽”以及對流層高層南亞高壓“雙體型”的環流形勢，其中伊犁河谷在哈薩克斯坦中亞低渦帶來的低層西風與塔里木盆地中亞低渦帶來中層東風控制之下，兩低渦與伊犁河谷特殊向西開口的喇叭口地形配合形成了中低層較強的水平風垂直切變、低空輻合線、水汽輸送及堆積，從而有利于伊犁河谷內形成動熱力不穩定條件，同時伊犁河谷上空高空急流產生的高層輻散場與低層輻合線附近的輻合運動耦合，從而有利于伊犁河谷內上升運動的產生和加強。

（2）散度分布、水汽、垂直風切變及熱力層結分布對鞏留縣的降水產生有重要的正貢獻，濕位渦分析表明熱力層結影響的對流不穩定對降水的產生有正貢獻，垂直風切變影響的對稱不穩定對降水增強維持有正貢獻。

（3）整個降水區低層的對流不穩定主要是由于位勢散度的垂直風切變部分造成，而位勢散度的散度部分能加強小地形背風坡處的對流不穩定，其中，水平風的垂直切變強度直接影響對稱不穩定從而影響降水強度，同時也間接影響位溫垂直分布；位勢散度的散度部分分布情況直接影響垂直運動分布及強度，間接影響相當位溫的分布；相當位溫的垂直分布影響對流不穩定、水平分布影響對稱不穩定，當不穩定能量釋放，配合低層充沛水汽，最終影響強降水的產生、落區及強度。

圖9 2015 年6 月26 日（a、e、i）16:00；（b、f、j）17:30；（c、g、k）18:00；（d、h、l）19:30 沿圖4d 黑色細實線CD 位勢散度m（彩色陰影，單位：10?6 K m?1 s?1）、m 的分量 mbc （彩色陰影，單位：10?6 K m?1 s?1）、m 的分量 mbt（彩色陰影，單位：10?6 K m?1 s?1）的緯向—垂直剖面Fig.9 Vertical cross sections of (a–d) m (potential divergence; colour shaded, units: 10?6 K m?1 s?1), (e–h) m bc (colour shaded, units: 10?6 K m?1 s?1),and (i–l) m bt (colour shaded, units: 10?6 K m?1 s?1) along the line CD (shown in Fig.4d) at (a, e, i) 1600, (b, f, j) 1730 UTC, (c, g, k) 1800 UTC, and (d,h, l) 1930 UTC 26 Jun 2015

本文雖然對此次新疆伊犁河谷特大暴雨過程進行了診斷和模擬，也得到了一些初步結論，但仍存在一些問題需要進一步研究分析，如本文還未涉及到利用高分辨率模擬資料對直接觸發不穩定能量釋放的中尺度天氣系統的演變過程以及其如何影響降水，對地形影響降水作用的分析也還欠缺，這將在后續的工作中繼續進行深入討論。