強西南急流背景下南嶺山脈一次暖區大暴雨數值模擬分析

付煒，唐明暉，葉成志，周慧，傅承浩

(1.永州市氣象局，湖南 永州 425000；2.湖南省氣象臺，湖南 長沙 410007；3.氣象防災減災湖南省重點實驗室，湖南 長沙 410007)

1 引 言

暖區暴雨為發生在地面鋒面南側暖區，或是南嶺附近至南海北部沒有鋒面存在、華南未受冷空氣或變性冷高壓脊控制時產生的暴雨[1]，由于暖區暴雨的天氣尺度斜壓性強迫弱、環境大氣熱動力不穩定性強，以及特殊的地形和海陸熱力差異的外強迫作用，暴雨對流系統觸發機制復雜，暴雨突發性、局地性特征明顯，預報難度極大[2-6]。國內學者針對暖區暴雨進行了普查分類，華南內陸暖區暴雨主要以南風型和切變線型為主，其中南風型暖區暴雨不受切變線及低渦的直接控制，處于廣闊偏南氣流中的內陸暖區暴雨發生頻次較少，過程雨量較沿海暖區暴雨小，但預報難度更大[7-10]。

由于暖區暴雨的中尺度特性，研究暖區暴雨往往需要借助高分辨率數值模式[11]。近年來為研究復雜地形影響下的強降水過程，王堅紅等[12]對華南沿海暖區輻合線暴雨地形動力機制開展了數值模擬試驗，研究表明地形抬升、阻擋及側向摩擦效應對強降水的強度與落區均有重要影響；研究者通過數值模擬研究了大別山、太行山和天山對暴雨過程的影響，發現地形的阻擋作用影響了低層的氣流走向與散合，進而促進水汽和不穩定能量的聚散，在有利的環境物理條件下影響降水的落區與強度[13-16]。隨著數值模式的發展，包含詳細物理過程的大量云微物理參數化方案使得暖區暴雨模擬試驗有了更多的參數選擇，進而能夠獲得更優的模擬結果[17-19]。當前對于華南沿海暖區暴雨過程的數值模擬分析較多[20-22]，但對于華南北部南嶺山脈附近的暖區暴雨的模擬分析近乎空白。

暖區暴雨一直是華南前汛期暴雨預報的難點，處于華南北部南嶺山脈的湘桂粵邊界地形復雜，特別是廣西東北部的喇叭口地形對降水有明顯的增幅作用，使得該區域的暖區暴雨預報難度進一步加大[23-27]。2016年5月5日凌晨廣西東北部至湖南南部突發大范圍暴雨、局地大暴雨，歐洲中心、CMA-GFS等全球模式對于暴雨幾乎全部漏報。此次過程為強西南急流背景下的暖區暴雨，華南北部南嶺山脈對暖區暴雨發生過程的環流有何種影響？地形在強西南急流背景下的暖區暴雨中發揮了什么樣的作用？為此，本文將對此次過程進行初步的模擬分析，以期增加對此類暖區暴雨發生機理的認知水平，并為實際預報業務提供有效的預報參考。

2 資料與方法

本文使用的資料有：研究區域范圍內國家氣象觀測站和區域自動觀測站降水數據、高空觀測資料、地面重要天氣報資料、FY-2G衛星TBB（Black Body Temperature）相當黑體亮溫資料。數值模擬研究使用非靜力平衡中尺度數值模式WRF v4.0，初始場和邊界條件采用NCEP 1°×1°FNL全球再分析資料。

3 天氣實況與環流背景

3.1 天氣實況

2016年5月4日20時—5日08時（北京時,下同），廣西東北部至湖南西南部出現成片大暴雨（圖1），158站達到暴雨以上量級降水，44站為大暴雨，最大降水量為190.6 mm(靈川三街鎮)，最大小時雨強為65.4 mm，其中湖南道縣在5日03—06時降水量達到131.2 mm，并出現多站雷暴大風，最大風速達到21.3 m/s（郴州站23:39出現）。而ECMWF模式4日08時起報的4日20時—5日08時12小時降水預報對于湖南南部僅預報了小雨量級，雖然對廣西東北區域預報了大雨量級降水，但暴雨預報非常局地，區域大暴雨完全漏報，其他全球預報模式結果與歐洲中心預報基本一致，本地預報員結合高低空實況外推和數值模式預報，造成了本次短期預報暴雨和大暴雨完全漏報。

圖1 2016年5月4日20時—5日08時湘桂粵邊界累計降水量(彩色填色：降水，單位：mm)、地形等高線（灰色等值線，單位：km）以及強對流天氣實況(紅點、風向桿分別代表≥150 mm降水以及雷暴大風站點)

對華南北部2016年5月4日21時—5日08時逐小時降水量及TBB分布進行分析（圖略）。4日22時桂東北開始出現成片的短時強降水（小時雨強≥20 mm[28]），此后降水云團逐步東移，至5日02時湖南西南開始出現短時強降水，雨帶范圍開始增大并繼續東移，03時之后雨帶主體位于湖南西南，至08時雨帶東移減弱，強降水基本結束。結合小時降水量分布、短時強降水站數及最大小時雨強進行分析（圖2），5日00時以前，降水云團在廣西境內發展東移，短時強降水站數相對較少，最大小時雨強超過60 mm，當降水云團主體進入湖南之后，特別是03時之后雨帶范圍開始增大，短時強降水站數明顯增多，最大小時雨強基本維持在50 mm以上，至04時，出現了42站的短時強降水。結合各小時TBB和短時強降水的分布情況進行分析，發現短時強降水主要出現在云團北邊界偏西位置到云團最低亮溫區域西北部，這與云團低亮溫區域降水強度大且其移動方向后側降水疊加關系密切[29-30]。上述逐小時降水分析表明，對流云團在廣西東北部初生東移之后存在減弱的過程，當其進入湖南南部之后又再次發展，這可能與特定的流場下地形的抬升、側摩擦等因素關系密切。

圖2 2016年5月4日22時—5日08時湘桂粵邊界逐小時短時強降水站數及最大小時雨強

3.2 天氣形勢分析

16·5過程為槽前上下一致偏南風中出現的暖區暴雨(圖3)，湖南南部及廣西東北部位于上下一致強盛西南風中，500 hPa貴州西部有短波槽東移，廣西東北部及湖南中部存在地面輻合線；華南大部分區域濕層深厚，850 hPa與500 hPa溫差大于25℃，925 hPa低空顯著流線及850 hPa和700 hPa急流與200 hPa高空急流耦合于湘桂黔交界附近，湖南中南部至廣西CAPE＞900 J/kg。上述暴雨發生前的天氣形勢及相關物理量條件表明此次過程具備大氣不穩定層結、水汽和熱力能量條件，也具備一定的觸發及動力條件，具有發生對流天氣的潛勢。實際預報業務中，強西南急流背景的天氣形勢配置在湘桂粵邊界經常出現，而出現大范圍暴雨以上量級的降水案例非常少，降水強度及落區預報難度非常大。

圖3 “16·5”過程主要天氣影響系統配置

4 中尺度數值模擬

4.1 模式及方案簡介

研究使用WRFv4.0，初始場和邊界條件采用NCEP全球分析資料(1°×1°FNL)，模式區域采用三重嵌套網格，水平格距分別為27 km、9 km和3 km,垂直層為36層，模式層頂可至19 km高度，模擬時間24 h，模擬起始時間為2016年5月4日20時—5日20時。如圖4所示，第一重區域覆蓋中國大部，第二重區域包含本次天氣過程的主要降水區域，第三重區域包含華南湘桂粵邊界南嶺山脈。通過25次云微物理方案與積云參數化方案的敏感性實驗，確定采用WSM6微物理方案和Kain-Fritsc積云參數化方案的降水模擬效果最好。

圖4 模擬區域與地形

4.2 模擬結果分析

4.2.1 降水及云頂亮溫模擬結果

本次成功模擬出2016年5月4日20—5日08時主雨帶位置（圖5，實況降水見圖1），暴雨區范圍較實況略大，強降水中心基本與實況一致，其中暴雨命中102站，命中率為47.9%，大暴雨命中23站，命中率為51.1%；對暴雨以上降水模擬結果進行站點TS評分，暴雨TS評分為37.9%，大暴雨TS評分為34.8%，模擬效果良好。最大降水中心靈川三街鎮站12 h模擬累計降水量為144.7 mm，較實況相對誤差為-24.1%；桂林站模擬12 h累計降水量為140.4 mm，實況為137.5 mm，相對誤差僅為2.1%；道縣站模擬12 h累積降水為79.3 mm，較實況相對誤差為-53.3%。

圖5 2016年5月4日20時—5日08時降水模擬結果

對5日02—06時逐小時降水及云頂亮溫模擬結果與實況降水及FY-2G衛星TBB分布進行對比，5日02時模擬云頂亮溫低于-32℃區域(圖6a)與FY衛星TBB(圖6b)區域相比范圍較小，但-52℃區域基本與衛星TBB一致，范圍略小，而20 mm以上量級降水位置存在一定偏差，但基本能體現主雨帶的強降水中心；03時模擬云頂(圖6c)亮溫低于-32℃區域和低于-52℃范圍與FY衛星(圖6d)TBB區域相比范圍均較小，道縣附近短時強降水范圍也偏小，但能很好地體現強降水中心位置，此外，桂林附近有一虛假的強降水中心；04時模擬云頂亮溫(圖6e)低于-32℃范圍與衛星TBB(圖6f)分布基本一致，但-52℃范圍明顯偏小，道縣南部低于-62℃中心也未能體現，道縣及桂林附近強降水中心有所體現，但道縣附近的強降水范圍略小；05及06時（圖略）模擬云頂亮溫與衛星TBB基本一致，強降水落區位置存在一定程度的滯后。

圖6 2016年5月5日02時(a、b)，03時(c、d)，04時(e、f)逐小時降水模擬結果及云頂亮溫(a、c、e)與實況降水及FY-2G衛星TBB對比(b、d、f)

總體而言，云頂亮溫模擬結果能夠較好地再現湘桂粵邊界對流云系的主體區域及強度，過程降水模擬結果能夠較好地再現此次過程的降水分布，而逐小時降水模擬雖然存在一定提前或滯后，但短時強降水的主要落區得到了較好的再現，模式總體模擬結果較好。

4.2.2 風場模擬結果

風場與影響降水分布的水汽輸送及動力抬升關系密切，為驗證模擬結果的準確性，對模式風場模擬結果與第一重嵌套區域內的實況探空風場進行對比，5月5日08時不同高度風場模擬結果基本與實測風場一致，很好地模擬出不同層次環流特征及風場特征(圖略)。對模擬風場與實況風場的相關關系進行分析，如表1所示，模擬風場的u、v分量與實況風場相關關系較好，均通過0.01顯著性水平檢驗（Z0.01=2.33），850～200 hPa模擬風場的u、v分量與實況的相關系數基本在0.80以上，最大可達0.95，僅925 hPa的u分量相關系數相對較小，但在4日20時其v分量與實況相關系數達到0.897。

表1 模擬風場不同層次與高空實測風場相關系數及置信檢驗結果

綜上所述，模式模擬結果能夠較真實地再現此次過程云系、降水分布和風場，下文將利用模擬結果分析此次暖區暴雨發生發展的觸發、維持等相關機制。

5 暖區大暴雨發生的機理分析

5.1 特殊地形作用下的流場結構和水汽輸送

此前對本次過程大尺度環境場的研究中，發現在廣西東北部低空急流的斷裂處存在小范圍的輻合區和水汽輻合中心[31]，針對廣西東北部區域的流場結構和水汽輸送模擬結果進行分析，可以深入地了解此類天氣背景下特殊地形的作用。

5.1.1 水平流場特征和水汽輸送

湘桂粵邊界南嶺山脈的特殊地形的動力強迫作用有利于觸發對流，并對流場結構產生影響，進而影響水汽輸送過程。對此次過程中低層的水汽和流場演變情況進行分析，以此來研究對流系統觸發、維持機制和水汽來源。4日23時（圖略）925 hPa強盛南風氣流在桂林南部的駕橋嶺西側匯合觸發對流系統A，至5日00時925 hPa(圖7a)偏南氣流遇到桂林南部的大瑤山和駕橋嶺形成繞流，其西側繞流氣流穿過山谷至桂林（藍色圓點處）南部與駕橋嶺東側繞流氣流及都龐嶺西側東南氣流形成超低空風場輻合，對流系統A發展成熟并逐步東移，此時925 hPa在桂林南部出現明顯的水汽輻合中心，中心值達到-77×10-7g/(hPa·cm2·s)；至5日02時(圖7b)對流系統A東移至都龐嶺東側，925 hPa強盛南風在山前與穿過都龐嶺中部山谷向東繞流的偏西氣流及萌渚嶺西側繞流氣流形成輻合，水汽輻合中心值達到-140×10-7g/(hPa·cm2·s)，另外，同樣由于低層風場的繞流，在桂林東側出現了另外一個由越城嶺山前繞流西風與偏南急流及都龐嶺西側繞流偏東風形成的風場輻合區，水汽輻合中心值達到-50×10-7g/(hPa·cm2·s)以上，此處對應的對流系統B開始發展加強；至5日03時(圖7c)對流系統A東移至道縣東側萌渚嶺山前，925 hPa強盛南風穿過都龐嶺與萌渚嶺間山谷時，受峽谷效應風力加大，都龐嶺山前形成的側向摩擦繞流西風與萌渚嶺東北部繞流偏東風形成輻合，水汽輻合中心達到-99×10-7g/(hPa·cm2·s)，此時桂林北部也出現與地形相關的強水汽輻合中心，非常有利于對流系統B后側對流新生；至5日04時(圖7d)對流系統A東移至湘南東部，對流系統A對于湘桂粵邊界的影響基本結束，而對流系統B東移至都龐嶺西側，都龐嶺山前風場輻合有利于對流加強與維持，之后對流系統B繼續東移越山影響湖南西南部，其演變與對流系統A類似，此處不再贅述。在上述時間對流系統A和B影響的道縣及桂林附近區域均模擬出成片超過40 mm/h的短時強降水（圖9），模擬結果與實況降水對應良好，對流系統A和B東移過程中減弱較慢，其生命過程所經過區域也造成了短時強降水，進而導致了桂東北至湘西南的累計降水分布。

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

850 hPa流場由于受到地形及下墊面影響同樣呈現明顯的氣流繞流。00時（圖略）西南急流在駕橋嶺東側繞流并在桂林南部形成輻合，與925 hPa輻合中心對應，水汽輻合中心強度達到-60×10-7g/(hPa·cm2·s)，之后對應該位置的對流系統A東移；至02時（圖8a）對流系統A移至湖南西南的都龐嶺東側，西南氣流穿過都龐嶺山谷形成的繞流西風與穿過都龐嶺和萌渚嶺之間的山谷的繞流東風氣流形成強烈輻合，水汽輻合中心達到-90×10-7g/(hPa·cm2·s)，與此同時西南急流在桂林東北部也形成地形風場輻合，水汽輻合中心與925 hPa位置重疊，達到-40×10-7g/(hPa·cm2·s)，有利于對流系統B的發展與維持；至03時（圖8b）穿過都龐嶺和萌渚嶺山谷的西南急流在都龐嶺東部受阻形成的西風繞流與萌渚嶺越山后的偏東繞流氣流形成輻合，水汽輻合中心維持在-50×10-7g/(hPa·cm2·s)以上，使得對流系統A維持，另外越過駕橋嶺的西南氣流在桂林東北部形成分流，向西的氣流有利于在桂林北部形成輻合，而其向東的氣流在都龐嶺山前與西南氣流形成輻合，促進對流系統B發展成熟。此后對流系統A和B繼續東移影響湘西南區域，所經過區域也導致了短時強降水，最終導致此次暴雨過程。

圖8 2016年5月5日02時(a)、03時(b)850 hPa水汽通量散度(彩色填色，單位：10-7g/(hPa·cm2·s))、流場（流線）、地形（灰色填色，單位：km）分布

700 hPa(圖略)流場在越城嶺、陽明山、都龐嶺及九嶷山附近同樣出現了與925 hPa和850 hPa類似的氣流繞流或者波動以及明顯與地形相關的水汽輻合中心；500 hPa風場同樣在上述特殊地形區域也對應出現了波動（圖9），實際上述山脈海拔高度不能到達700 hPa和500 hPa高度，地形導致的較低層氣流繞流及較高層次氣流越山是導致這種流場分布的主要原因。

5.1.2 流場和水汽的垂直剖面特征

通過分析逐小時降水分布及雨帶移動情況，此次降水過程中的主要對流系統A和B基本沿500 hPa引導氣流從桂林北部移至道縣北部，為了解主要強降水區上空水汽輻合演變情況及相關動力、水汽等物理量垂直分布，分別沿500 hPa引導氣流經桂林北部強降水中心連線（圖9a AB紅實線）及500 hPa引導氣流經道縣南部強降水中心連線（圖9b CD紅實線）作垂直剖面結合地形進行分析。

圖9 2016年5月5日02時（a）、03時(b)500 hPa流場（箭矢）、地形（暗紅色虛線，單位：km）分布、小時降水分布(紅點：道縣；藍點：桂林)

如圖10a所示，5月5日00時桂林西北部越山氣流波動在山后抬升（橫坐標51 km處），對流系統（B）發展加強，550 hPa以下均為較強的水汽輻合區，低層最大水汽輻合超過-32×10-7g/(hPa·cm2·s)，比濕＞12 g/kg區域至 750 hPa附近，水汽條件非常好；正渦度＞10×10-4s-1區延伸至300 hPa以上，正渦度最大達到32×10-4s-1，600 hPa以下輻合強度強于-10×10-4s-1，最強達到-31×10-4s-1，500～250 hPa為輻散區，散度最大達到46×10-4s-1，上升運動可至300 hPa，最大上升速度達10.8 m/s，具備非常好的動力條件；同時在桂林東部低層氣流遇山開始抬升，低層出現30×10-4s-1正渦度中心，這對于隨后桂林東部強對流的觸發與發展具有明顯指示作用。隨后B對流系統迅速減弱東移，至5日03時（圖10b）于桂林東部迎風坡受地形抬升再次發展,其低層最大水汽輻合達到-52×10-7g/(hPa·cm2·s)，850 hPa以下輻合強度強于-10×10-4s-1，最強達到-35×10-4s-1，650 hPa以上為輻散區，最大散度達到45×10-4s-1，正渦度區可達250 hPa，最大正渦度達到55×10-4s-1，最大上升速度達10.2 m/s，并在對流系統東西兩側出現明顯的中γ尺度垂直環流，有利于對流的加強與維持。此外，通過分析此對流系統移動情況，系統在盆地移動速度明顯比在山地迅速，這表明地形的阻擋作用對于對流系統的移動起到重要作用。

如圖10c所示，桂林東部觸發的對流系統A在5日02時發展移至都龐嶺東段，地面至400 hPa形成明顯的中γ閉合垂直環流，對流系統穩定發展，其強盛的下沉氣流延續至山后的道縣西南部，與低層東南氣流造成低層輻合，沿引導氣流東移之后的系統將得到維持和發展。對流系統A云內最大上升速度超過10.2 m/s，上升氣流最高延伸至200 hPa以上，高低層散度分別達到35×10-4s-1和-35×10-4s-1，高低層散度場形成強烈的高空輻散低層輻合配置，正渦度區同樣發展至200 hPa以上，最大正渦度達到30×10-4s-1，表明對流系統內渦旋發展強盛。450 hPa以下均為較強的水汽輻合區，低層最大水汽輻合超過-30×10-7g/(hPa·cm2·s)，比濕＞12 g/kg區域至800 hPa附近，具備非常好的水汽條件。至5日03時（圖10d），下山后的系統A迅速移至道縣東部，道縣東南側萌渚嶺山前低層水汽輻合區最大達到-33×10-7g/(hPa·cm2·s)，等比濕線上凸，比濕＞12 g/kg區域至800 hPa附近，具備非常好的水汽條件；正渦度＞10×10-4s-1區延伸至200 hPa，最大渦度超過45×10-4s-1，550 hPa以下輻合強度強于-10×10-4s-1，低層最大達到-32×10-4s-1，500～200 hPa為強輻散層，最大散度達到42×10-4s-1，上升運動至250 hPa，最大上升速度達11.2 m/s，動力抬升條件極好；對流系統A東西兩側低層均形成強垂直次級環流，非常有利于對流的加強與維持，并且發現道縣盆地低層風場上升支氣流與下沉支氣流總是成對出現，非常有利于對流的不斷新生，道縣附近在04—06時（圖略）反復出現較強對流系統能夠印證。對流系統A越山后下沉氣流在低層與偏東北風在道縣盆地形成輻合，有利于對流的維持與發展，強的下沉氣流造成此時道縣出現雷暴大風，另外結合此系統移動速度的變化，發現其在盆地移動速度較越山前移動更快，而在此模擬出成片超過50 mm/h的極端短時強降水與該對流系統的高質心大陸性降水性質相關。

圖10 沿圖9 AB(a：5日00時,b：5日03時)和CD(c：5日02時,d：5日03時)紅色實線的水汽、動力相關參數垂直剖面

綜合925～700 hPa的水汽通量散度分布及500 hPa以下流場形勢分析，發現在低空急流斷裂處與特殊地形的重疊區域呈現了獨特的流場結構。中低層西南氣流由于受到地形阻擋、側摩擦和峽谷等效應的影響，出現繞流、越山、減速、加速等與地形密切相關的流場變化，導致中低層形成

遠強于大尺度系統能形成的風場輻合區和強水汽輻合區；低層流場由于山脈阻擋形成的繞流等變化也會影響較高層次流場的變化，氣流越山是中高層出現波動的另外一個重要原因；通過對沿引導氣流的水汽、動力參數垂直剖面分析，發現由于湘桂粵交界山體較小但海拔起伏較大，地形抬升導致的上升運動的水平尺度通常大于山體尺度，下沉氣流往往出現在背風坡后一定距離而非背風坡位置，因此下沉氣流在低層與地形風相遇形成的輻合區一般出現在距離山脈有一定距離的區域；湘桂粵邊界南嶺山脈特殊地形影響下的水汽輻合強度及動力條件遠超過通常大尺度能夠導致的強度，在上下一致強盛偏南風背景下，強盛的超低空急流和低空急流受到地形影響所產生的流場變化導致了邊界層風場輻合是觸發暖區暴雨的主要原因，而受地形影響的超強水汽輻合強度和強的動力抬升維持條件是導致出現極端短時強降水的重要原因。

5.2 對流云的降水微物理機制

暖區獨特的動力和水汽條件決定了云系的結構，并通過云微物理過程形成強降水。分別對圖9a中AB、CD連線的云降水微物理參數垂直剖面及演變特征進行分析，并結合地形分析局地對流與高空云系的相關作用。

桂林北部強降水發生前，其西南側云系整體向東移動，如圖11a所示，5日00時對流系統B發展加強，在最大上升速度為10.8 m/s的上升運動作用下，低層云系向上發展至過冷層與冰云結合，冰水共存區域主要位于0～-30℃之間，過冷云水含量最大達到1.6 g/kg。此時冰晶、雪、霰混合比最大分別為0.19 g/kg、1.4 g/kg和3.0 g/kg，說明冰水共存能夠促進了凇附和貝吉隆過程的發生。

圖11 沿圖9中AB線(a：5日00時,b：5日02時,c：5日03時)和CD(d：5日01時,e：5日02時,f：5日03時)的云微物理參量演

此時暖云雨水含量最大可達3.8 g/kg，雨水含量大于1.0 g/kg區域超過600 hPa層，雖然已有固體粒子生成，但暖層雨水含量大，云水次之也達到1.6 g/kg，雨水的收集和云水的轉化是地面降水的主要貢獻者。此后，對流系統B開始減弱東移，至5日02—03時，下山氣流在低層與偏東氣流產生風場輻合結合桂林東部地形動力抬升作用，伴隨云中微物理過程的發展對流系統B重新發展。5日02時（圖11b）云中垂直上升速度最大達到6.3 m/s，局地對流發展至300 hPa以上與冰云結合，冰相降水過程的發展使大量固體粒子生成，對流云內冰晶含量最大達到0.18 g/kg，過冷云水達到-20℃層，0～-40℃層雪混合比最大達到1.3 g/kg，霰混合比最大達到8.6 g/kg，此時云中凇附、貝吉隆過程活躍程度達到最大，降水達到最強，同時暖層中霰含量最大達到5.8 g/kg，雨水含量最大為3.7 g/kg，霰的融化和雨水的收集是地面降水的主要來源。對比實際雷達監測，此時桂林上空15 dBZ左右回波伸展至6～10 km附近（圖略），表明實況冰相云深厚，可以一定程度驗證此時存在高空冰相云，進而與低層抬升而來的水汽配合，有利于對流的發展，其它時段雷達監測類似，之后不再贅述。至5日03時（圖11c），在云中最大上升速度10.2 m/s作用下，對流云由向東傾斜轉變為垂直，冰水共存厚度有所增大，但冰云主體與低層暖云距離拉大，固體粒子有所減少，0～-40℃層雪混合比降為0.8 g/kg，霰混合比降至最大4.0 g/kg，此時云中凇附、貝吉隆過程活躍程度減弱，降水也有所減弱，暖層中霰含量低于2.0 g/kg，雨水含量最大為4.8 g/kg，雨水的收集成為地面降水的主要來源，霰的融化次之，暖云降水特征性質明顯。

道縣南部強降水發生前，桂林東部云系向東移動，01時開始對流系統A越山加強，如圖11d所示，冰云主體位置偏東，上升運動發展至400 hPa，在最大上升速度為6.1 m/s的上升運動作用下，低層云系向上發展至過冷層開始與冰云結合，冰水共存區域主要位于0～-20℃之間，但過冷云水含量僅為0.8 g/kg，冰晶、雪、霰混合比最大分別為0.16 g/kg、1.1 g/kg和5.4 g/kg，說明此時冰水的共存開始加強凇附和貝吉隆過程的發生。此時暖云雨水含量最大可達5.1 g/kg，雨水含量大于1.0 g/kg接近至600 hPa層，雖然已有固體粒子生成，但暖層雨水含量大，云水含量很小，此時雨水的收集和霰的融化是地面降水的主要貢獻者。至5日02時（圖11e），對流系統A東移遇到海拔相對更高的都龐嶺東麓，在最大上升速度達10.3 m/s上升運動作用下，低層云系強烈發展與高層冰云結合，冰水共存厚度明顯增大至0～-30℃層，過冷云水含量達到1.4 g/kg，深厚的冰水共存層使冰相降水得到充分發展，云系發展進入成熟階段，促使固體粒子含量升高，冰晶、雪、霰混合比最大分別達到0.18 g/kg、1.7 g/kg和10.2 g/kg，此時云中凇附、貝吉隆過程活躍程度明顯增大，但最大雨水含量下降至4.2 g/kg，降水開始增強，霰下落至0℃層以下融化和暖云降水共同促進地面降水的發展。5日03時（圖11f）對流系統A繼續東移至道縣東部，云系發展更加旺盛，強上升氣流貫穿整層云體，在最大上升速度達11.2 m/s上升運動作用下，低層云系強烈發展與高層冰云結合，冰水共存厚度維持在0～-30℃，過冷云水含量達到0.9 g/kg，冰晶、雪、霰混合比最大分別為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，此時段霰的融化和雨水的收集成為地面降水的主要來源。綜合分析02—03時對流系統A的云降水微物理參數的變化情況，認為此時段道縣南部的強降水主要為暖云降水和霰的融化所貢獻，超高的霰含量和強的雨水含量與此次極端的暖區暴雨關系密切，而較高的冰水共存厚度是固體粒子含量增加的主要原因。

綜上所述，湘桂粵邊界南嶺山脈地形對氣流的強迫抬升以及低層強西南氣流帶來的充足水汽供應配合有利于云內微物理過程發展的環境共同促使該區域局地對流的發展，并與大尺度西南氣流引導的深厚高層冰相云系結合，使得高低云系結合后云內的過冷云水在強盛的上升氣流作用下抬升至400 hPa以上，冰晶周圍豐富的過冷云水有利于貝吉隆和結凇進程，促使云內固態粒子增長，提高降水效率，最終導致地面強降水的發生。

6 結論與討論

利用2016年5月5日發生在湘桂粵邊界南嶺山脈一次預報失敗的暖區大暴雨過程的WRF數值模擬結果，分析了湘桂粵邊界南嶺山脈特殊地形條件下暖區大暴雨過程的動力結構、水汽條件以及云降水微物理機制，得到以下結論。

(1)湘桂粵邊界中低層強盛的西南氣流受到南嶺山脈特殊地形的影響產生了明顯有利于對流發展、維持的獨特流場結構。中低層西南氣流由于受到地形阻擋、側摩擦和峽谷效應等的影響，出現繞流、越山、減速、加速等與地形密切相關的流場變化，導致中低層形成遠強于大尺度系統能形成的地形風場輻合區；低層流場由于地形影響發生的變化能夠影響更高層的氣流產生波動，越山氣流是中高層氣流發生波動的一個重要原因。

(2)低層的水汽輻合區與受地形影響的風場輻合區一一對應，且水汽輻合強度遠遠強于大尺度系統所能造成的水汽輻合強度，這是出現極端強降水的主要原因。

(3)湘桂粵邊界南嶺山脈地形對氣流的強迫抬升以及低層強西南氣流帶來的充足水汽供應配合有利于云內微物理過程發展的環境共同促使該區域局地對流的發展，與大尺度西南氣流引導的深厚高層冰相云系結合后，云內的過冷云水在強盛的上升氣流作用下抬升，豐富的過冷云水有利于貝吉隆和結凇進程，促使云內固態粒子增長，最終導致了此次暖區大暴雨的發生。