哀牢山复杂地形对一次夏季强降水影响的模拟

周晓宇 周泓 段玮 孙绩华 杨轲然

1 玉溪市气象局，云南玉溪 653100

2 云南省气象科学研究所，昆明 650034

3 云南省气象台，昆明 650034

4 中国气象局横断山区（低纬高原）灾害性天气研究中心，昆明 650034

1 引言

哀牢山位于云南省中部（图1），其地势西北高、东南低，北起大理巍山，南抵红河河口，全长约500 km，是云贵高原气候的天然屏障（段玮等,2017）。在夏季，云南中部通常受西太平洋副高和青藏、滇缅高压（简称两高辐合，下同）、切变线、西行台风、孟加拉湾风暴等天气系统和复杂地形影响，暴雨、大暴雨的时空分布极不均匀。复杂地形影响下的暴雨研究与预报仍然是当前大气科学研究的热点和难点。在区域气候变化与西南地区快速发展的背景下，局地暴雨洪涝导致的山洪地质灾害愈发严重，防灾减灾形势日益受到了政府各部门的重视。

图1 （a）WRF模式的三重嵌套区域和地形高度分布（填色）、（b）d03区域地形高度分布（填色；蓝色虚线为哀牢山区域，红色虚线AB与AC分别为图10与图11、12中垂直剖面位置）Fig. 1 (a) Triple nested region and terrain height distribution in WRF model (colored) and (b) height distribution of terrain in d03 region (colored;blue dotted line is the area of Ailao Mountain and the red dotted line AB and AC are the vertical section positions in Fig. 10, Fig. 11 and Fig. 12,respectively)

地形通过动力与热力作用，改变局地大气环流的运动与发展，触发地形降水。在动力方面，山脉的迎风坡气流受到阻挡并堆积，被迫达到抬升凝结高度后造成降水，而在山脉的背风坡产生下沉气流而形成焚风效应。在热力方面，长波辐射加热大气触发条件性不稳定，有助于坡面风和山谷风的发展，白天在热力驱动作用下沿着山顶形成气流辐合，导致强对流的触发。地形降水具有鲜明的地域特征，西南地区包含青藏高原、山地等复杂地貌容易形成独特的区域性暴雨（罗亚丽等, 2020）；云南省受复杂地形影响，不同区域降水特征差异显著，降水峰值多位于大地形的下游地区（李耀孙等, 2021），在夏季两高辐合系统影响下，哀牢山迎风坡地形对降水的增幅作用并非随高度的升高而增加（马文倩等, 2021）。相同天气形势中，不同地形类型对暴雨的影响差异很大（陈明等, 1995）；复杂地形下区域性暴雨的触发与发展的研究仍有待进一步加深。哀牢山地区地形复杂，自动气象站密度较低，数值模式是在缺乏资料地区地形对强降水常用的研究方法（Barthlott and Kirshbaum, 2013）。

随着高分辨率数值模式的不断发展，其对复杂地形降水的预报能力亦得到了提升。在中国沿海地区通过地形敏感性试验，模拟了台风登陆期间地形对降水与结构特征变化的影响（冀春晓等, 2007; 陈俊等, 2017）。华南地区高大地形改变周围环境变量场，间接影响飑线中对流单体的分布与强度（沈新勇等, 2022）；在弱天气尺度背景中，复杂地形下触发的对流中尺度系统、后向传播及组织化对局地暴雨有影响（王宁和平凡, 2019）。而动力条件与水汽输送较好的天气系统中，吉林西低东高地形的阻挡与抬升是极端降水的重要原因（迟静等,2021）。贺兰山地形阻挡低空急流，使迎风坡气流产生辐合切变，暖湿空气抬升至自由对流高度以上，对暴雨的触发和维持提供有利条件（杨侃等,2020）。在模拟伊犁河谷地区暴雨时，发现天山地形降低后暴雨中尺度系统明显减弱，对暴雨过程中云中水凝物粒子浓度的分布与演变亦有影响（曾勇, 2021）。研究发现复杂地形是分析西南暴雨重要成因之一，低层气流与复杂地形的相互作用对盆地涡与贵州涡活动及暴雨天气的形成有重要影响（程晓龙等, 2021）。将云南省地形减半后的敏感性试验，发现辐合线附近强降水强度增强而维持的时间缩短（朱莉等, 2013）。上述研究在地形对降水的影响机制上取得了不少进展，但还有很多过程和机理有待进一步深入研究。

过去研究讨论了大地形对云南省强降水落区的影响，但对哀牢山复杂地形下局地暴雨的中尺度特征与形成机理还缺乏系统性深入研究；复杂地形触发暴雨的形成机理认识存在不足。本文从天气系统特征分析入手，充分利用区域自动站和再分析资料，采用WRF模式对暴雨过程开展敏感性模拟试验；分析哀牢山的局地暴雨过程中尺度特征与形成机理。探讨哀牢山地形对局地暴雨产生的影响，试图揭示地形变化产生的可能云物理和动力学机制，本研究可为提高复杂地形条件下局地暴雨的预报能力提供科学依据。

2 资料与模式试验设置

2.1 资料

本文采用的资料如下：1）降水资料包含云南省2336个国家站和区域自动站2020年6月13日20:00（北京时间，下同）至14日20:00累计降水资料；2）Micaps中云南省蒙自站2020年6月13日20:00与14日08:00的探空资料；3）再分析资料为NCEP FNL逐6小时的数据，水平分辨率为0.25°（纬度）×0.25°（经度）；4）采用与模拟时间一致的2020年MODIS（15 s）下垫面数据（周晓宇等, 2022）。

2.2 模拟区域与敏感性试验设置

利用中尺度数值模式WRFV4.2，模式使用了三重嵌套，模拟中心点在（24.56°N，102.54°E），区域1水平分辨率为18 km，水平方向格点数为210×220；区域2水平分辨率为6 km，水平方向格点数为500×530；区域3水平分辨率为2 km，水平方向格点数为492×504，垂直方向设置为53层，模式顶层气压设置为50 hPa，近地层2 km以内共设置21层。模拟时间为2020年6月12日20:00至14日20:00，前12小时为模式spin-up时间，之后36 h用于模拟结果分析，总积分时长48 h，积分步长18 s，逐1 h输出模拟结果。模式中采用的物理参数化方案有WSM6微物理方案、RRTM长波辐射方案、Dudhia短波辐射方案、YSU边界层方案，区域1中保留了次网格尺度的浅对流Kain-Fritsch（new Eta）积云对流参数化方案，区域2和区域3中关闭积云对流参数化方案；以上参数化方案对复杂地形下的模拟更为有效，详见相关文献（高笃鸣等, 2016; 吴志鹏等, 2021; 周晓宇等, 2022; 马思敏等, 2022）。

哀牢山地势为西北区域（24.40°N～25.98°N，99.95°E～102.23°E）的平均海拔为1884 m，东南区域（22.26°N～24.40°N，100.66°E～104.24°E）的平均海拔为1133 m。地形高度敏感性试验方案如表1所示，保持模式原始哀牢山地形的模拟过程为对照试验（简称CTL试验，下同）。为了更好地研究复杂地形（见图2）对局地暴雨产生的影响，针对哀牢山西北高、东南低的地形差异，故在试验TEST1中，将哀牢山东南（西北）区域高于平均海拔的地形升高1.25倍。在TEST2试验中，将哀牢山东南（西北）区域降低为平均海拔高度。以上TEST1与TEST2试验除改变地形高度外，保持其余参数一致。

图2 试验（a）CTL、（b）TEST1、（c）TEST2哀牢山区域敏感性试验的地形高度分布（填色）。红色虚线框分别为西北、东南区域Fig. 2 Terrain height distributions of (a) CTL, (b) TEST1, and (c) TEST2 sensitivity tests in Ailao Mountain area (shadings). The red dotted line boxes are the northwest and southeast regions, respectively

表1 地形敏感性试验方案设计Table 1 Terrain sensitivity test scheme design

3 天气背景与模式验证

3.1 天气形势分析与降水实况

从（图3左列）东亚中高纬地区500 hPa位势高度场呈现“两槽一脊”形势，位于东北地区的中纬度低槽呈东北—西南向，云南省西部受滇缅高压控制，东部受西太平洋副热带高压影响，脊线维持在25°N附近，云南中部以及东部地区位于两高之间的辐合区，在中南半岛东部洋面上有热带低压生成。13日20:00（图3a）在滇西南与滇东北水汽通量较好，此次主要的水汽输送通道有两部分：其一孟加拉湾的水汽通过滇缅高压脊后西北气流提供输送，其二来自南海热带低压顺着副高外围东南气流输送水汽。随后14日08:00（图3c），副高逐步西伸、加强，热带低压系统逐步西北移动，大量的水汽向滇东南及滇东地区推进并达到最大值。14日20:00（图3e），两高辐合的西部滇缅高压减弱，东部副高逐步西伸加强，热带低压西北移动过程中减弱消散，水汽通量逐渐减小，滇中及东部地区转为副高外围东南气流控制。

从700 hPa环流形势场可见，13日20:00（图3b）受西北—东南向切变线的影响，水汽辐合区分别在滇西北、滇中及滇东南一带。随着700 hPa位势高度场为北高南低形势，在14日08:00（图3d）切变线南压至滇中地区，水汽输送进一步加强，滇东地区水汽通量散度负值区域范围扩大并南压，水汽辐合区达到最大值3.0×10-6g cm-2hPa-1s-1，同时在哀牢山区域水汽辐合区明显增强。14日20:00（图3f）副高西伸控制滇东，云南省地区水汽辐合区逐渐西移减弱、消散，但哀牢山区域呈现弱气旋性曲率，水汽通量散度负值区有所增强。

受500 hPa两高辐合与700 hPa切变线南压共同影响，2020年6月13日20:00至14日20:00，云南省出现一次大暴雨天气过程，此次强降水主要集中在哀牢山东侧、云南中东部地区及云南北部地区（图4a所示）。其中呈西北—东南走向的哀牢山复杂地形附近区域，强降水基本沿着地形分布；32个站点的累积降水量超过50 mm，5个站点的累积降水量超过100 mm，降水具有很强的局地性、空间分布不均匀。本文第四节，将着重分析哀牢山复杂地形下出现的强降水天气。

3.2 对照试验结果验证

从2020年6月13日20:00至14日20:00的云南省国家与区域站降水实况（图4a）和WRF模拟CTL试验（图4b）的24 h累积降水量分布可知：与实况相比，CTL试验较好地模拟出降水时段、位置和暴雨落区；强降水区域主要有3个，第一位于丽江和楚雄中北部、第二位于玉溪和曲靖、第三位于哀牢山东侧的红河一带。图4c可知，除实况观测的大暴雨站点较WRF模拟略偏强，其余小、中、大雨与暴雨降水站点数与量级基本一致。总体分析，模拟的降水量级与暴雨落区都较好。

为进一步验证对照试验对大气层结模拟的可靠性，将13日20:00蒙自站（56985站；23.46°N，103.29°E）探空层结（图5a）与WRF模拟CTL试验（图5b）大气层结进行对比。可知，模式模拟的结果准确地反应了蒙自站低层850～700 hPa为干层，700～500 hPa为水汽条件较好的湿层，500 hPa对流层以上整体为干层，整层为干—湿—干的结构，有利于对流不稳定的发生、发展。从整层的风向上看，模拟结果较为准确的反应850～500 hPa的中低层风向随高度顺时针旋转，有暖平流；500 hPa以上中高层风向随高度逆转，有助于冷平流入侵。当高空干冷与低空暖湿汇合所触发降水后，对流凝结潜热释放能量有助于上升运动，此时水汽源源不断地补充并形成水汽辐合区，使对流潜热持续发展，导致强降水的发生。

由上述对比分析可见，WRF模拟CTL试验对云南省降水的时空分布、蒙自站点层结状态与风场，跟实况基本吻合，可利用WRF高分辨率模式对哀牢山区域的降水过程进行深入分析。

4 地形敏感性试验分析

4.1 地形对降水分布的影响

图6为WRF模式哀牢山不同地形高度敏感性试验的24 h降水分布，大致呈现两条弓形带状的降水区域。图6a为CTL试验，在哀牢山东北侧的顺风坡，呈现出地形走势相似的降水雨带，其中量级大于50 mm的暴雨主要集中在哀牢山东南区域。图6b中，将哀牢山西北（东南）区域高于平均海拔的地形升高1.25倍，哀牢山的暴雨落区和量级都有明显的改变，哀牢山区域内量级大于100 mm的暴雨的有所增大，同时雨带位置向西南移动，地形高度的增加对降水量起到明显增幅作用。图6c中，将哀牢山西北（东南）区域降低为平均海拔高度，随着地形高度的降低，哀牢山区域降水明显减弱，降水量级主要以中到大雨，暴雨落区集中在红河以东及东南部。

图6 2020年6月13日20:00至14日20:00 WRF模拟的（a）CTL、（b）TEST1、（c）TEST2试验24 h累积降水量分布图（填色）并叠加地形高度（灰色阴影）Fig. 6 24-h cumulative precipitation distributions of (a) CTL, (b) TEST1, (c) TEST2 tests simulated by WRF from 2000 LST 13 Jun to 2000 LST 14 Jun 2020 (colored) and superimposed with terrain height (gray shadings)

此次过程受两高辐合与切变南压的系统影响，从雷达组合反射率演变（图7）可知，影响哀牢山区域的主要时段为6月14日03:00至09:00，3组试验对流多单体的分布主要为西北和东南两块区域，其一在西北侧有对流多单体线状回波，其二在东南侧主要以局地对流多单体的生成。14日03:00，CTL试验（图7a1）在哀牢山东北侧有对流单体的生成，逐步发展成线状回波，组合反射率因子最大值达到40～45 dBZ；对比TEST1试验（图7b1），地形升高导致哀牢山迎风坡一侧对流多单体面积更大且回波强度更强，同时在哀牢山西南侧也有局地分散性对流单体的生成；TEST2试验（图7c1）中，在哀牢山附近的回波小于5 dBZ，对流线状回波的位置位于楚雄南部和玉溪中部一带。14日05:00至07:00，CTL试验（图7a2-a3），山体附近的对流单体逐步合并加强，并自东北至西南移动；对比TEST1试验（图7b2-b3），对流线状回波的范围更长且回波强度达到45～50 dBZ，移动发展比CTL试验提前两小时左右，整体的层状云回波范围广；TEST2试验（图7c2-c3）对流多单体主要以团状结构，同时向东南移动与发展。14日09:00，CTL试验（图7a4）对流多单体位于红河州；TEST2试验（图7c4）中回波移动较慢，对流多单体在玉溪与红河交界处；而TEST1试验（图7b4）移速较快，对流多单体分散且位置向南移动，哀牢山区域主要为层状云回波。

图7 （a1-a4）CTL、（b1-b4）TEST1、（c1-c4）TEST2敏感性试验模拟的2020年6月14日03:00（第一列）、05:00（第二列）、07:00（第三列）、09:00（第四列）雷达组合反射率因子（填色）Fig. 7 Combined radar reflectivity factors (color shaded) of simulations from (a1-a4) CTL, (b1-b4) TEST1, (c1-c4) TEST2 sensitivity tests at 0300 LST (the first column), 0500 LST (the second column), 0700 LST (the third column), and 0900 LST (the fourth column) on 14 Jun 2020

4.2 地形对动力场和水汽场的影响

根据上节雷达回波强度发生、发展时段，本小节（图8）主要分析3组试验6月14日05:00和07:00的700 hPa风场与相对湿度。CTL试验05:00（图8a）中，哀牢山区域（红色虚线方框内）东北侧有低涡切变线，位置位于玉溪中部与红河西北交界处，切变线西南侧有源源不断水汽越过哀牢山输送至红河与玉溪中南部，整体相对湿度达到90%以上；随后07:00（图8d），低涡切变线的位置略微南移，水汽输送向东扩展至文山，相对湿度条件更好。对比TEST1试验05:00（图8b），地形增高后，当西偏北气流遇到哀牢山阻挡时，风速减小，低涡切变线的位置偏南，在红河中部，对应南北的相对湿度梯度加大；07:00（图8e）低涡切变线的位置移动至红河南部，风速明显减小，同时低压外围气流携带的水汽，沿着外围向文山南部往上绕流至红河北部与玉溪东部，哀牢山区域的相对湿度偏小。

图8 （a、d）CTL、（b、e）TEST1、（c、f）TEST2试验模拟的2020年6月14日05:00（第一行）、07:00（第二行）700 hPa风场（箭头）和相对湿度（填色）（红色虚线框为图9哀牢山区域，红色曲线为切变线，红色字母“D”代表低压中心；灰色区域为地形以下的缺侧值）Fig. 8 700-hPa wind field (vectors) and relative humidity (color shaded) simulated by (a, d) CTL, (b, e) TEST1, (c, f) TEST2 tests from 0500 LST(the first row) and 0700 LST (the second row) 14 Jun 2020 (the red dotted box shows the area of Ailao Mountain in Fig. 9, the red curve shows the shear line, the red letter "D" represents the low pressure center, and the gray area shows the missing side value below the terrain)

TEST2试验05:00（图8c），地形降低导致哀牢山西南侧暖湿气流畅通无阻的向东输送，对比以上两组试验，哀牢山区域风速明显较大，同时低涡切变线的位置偏北，在玉溪东部和红河北部一带；07:00（图8f），随着中尺度系统的演变，切变线逐步向西南移动，玉溪与红河的整体相对湿度较大且均匀分布。

图9是2020年6月14日05:00和07:00 3组试验模拟的700 hPa垂直速度场的分布图。CTL试验中05:00（图9a）中有明显的上升运动，玉溪西部哀牢山区域最大垂直速度达到1.6 m s-1；07:00（图9c）随着低涡切变线南移，红河大范围出现较强的垂直上升运动，受地形强迫抬升作用，哀牢山区域内垂直运动速度平均达到1.0 m s-1。TEST1试验05:00（图9b），垂直速度的分布与西南侧哀牢山地形走势基本一致，说明地形增高有利于抬升运动提前触发；随后07:00（图9e）垂直速度整体南移至红河南部边缘地区。TEST2试验05:00（图9c）与07:00（图9f），并未在哀牢山附近触发明显的垂直上升运动，地形降低对700 hPa风场阻挡作用减弱，导致越过哀牢山的风速较大有利于气旋性曲率增强，在玉溪中部和红河中部出现最大垂直速度达到2.0 m s-1。

图9 （a、d）CTL、（b、e）TEST1、（c、f）TEST2试验模拟的2020年6月14日05:00（第一行）、07:00（第二行）700 hPa垂直速度w（填色）（灰色区域为地形以下的缺侧值）Fig. 9 700-hPa vertical velocity w (colored) of (a, d) CTL, (b, e) TEST1, and (c, f) TEST2 test simulation at 0500 LST (the first row) and 0700 LST (the second row) 14 June 2020 (gray area is the missing side value below the terrain)

4.3 地形对不稳定能量的影响

为研究哀牢山地形对局地强对流不稳定条件及其能量时空变化分布的影响，图10是3组试验不同时刻沿着哀牢山垂直方向上的假相当位温、风场及组合反射率因子的剖面图。CTL试验05:00（图10a）中，哀牢山上空出现假相当位温（θse）线随高度递减的狭窄区域，6.5 km左右θse出现闭合圈并向外递减，中低层θse梯度较大，说明哀牢山附近的水汽与不稳定能量条件充足，有利于强对流发生。CTL试验07:00（图10b），在哀牢山区域附近中低层θse密集程度与梯度大值区向下伸展，组合反射率因子强中心范围更高，达到最强50 dBZ左右，对流性不稳定能量得到释放；两个时刻在哀牢山区域存在较强的上升运动，05:00与07:00上升运动的高度分别为7 km和11 km左右。

图10 （a、b）CTL、（c、d）TEST1、（e、f）TEST2试验模拟的2020年6月14日05:00（第一列）、07:00（第二列）假相位温线θse（等值线，间隔2 K）、组合反射率因子（填色）和风场（箭头，其中垂直风速扩大10倍）沿着图1b中红色虚线AB的垂直剖面（黑色阴影为地形高度，红色实线代表哀牢山）Fig. 10 Simulated false phase temperature line (isoline, interval is 2 K), combined reflectivity factor (color shaded), and wind field (arrows, vertical wind speeds enlarged 10 times) along the vertical section of red dotted line AB in Fig. 1b from (a, b) CTL, (c, d) TEST1, (e, f) TEST2 tests from 0500 LST (the first panel) and 0700 LST (the second panel) 14 Jun 2020 (black shadow represents the terrain height and red solid line represents Ailao Mountain)

TEST1试验05:00（图10c）中，对比CTL试验，地形升高后的组合反射率因子强中心范围更加宽广且强质心高度较低。其一可能是地形阻挡的作用，使低层风速有较强上升运动而触发强对流，并在2～6 km有次级环流的形成；其二可能是中低层θse更密集且梯度较大，不稳定性能量释放的高度偏低。07:00（图10d）强对流系统向西南移动，哀牢山区域为下沉气流控制，反射率因子回波≤35 dBZ，θse梯度减弱，不稳定能量减弱并消散。

TEST2试验中，05:00（图10e）在哀牢山区域的组合反射率因子≤30 dBZ，θse平直且疏散，水汽与不稳定能量条件较差；随着时间的推移，07:00（图10f）对流强度逐步减弱，说明地形降低导致局地抬升运动与不稳定能量均减小，甚至未能触发中小尺度强对流天气。

4.4 地形对云微物理结构的影响

地形降水对云微物理过程非常敏感，在WSM6微物理方案下，图11与图12为3组不同地形高度在05:00、07:00 4种水凝物含量的变化。图11和图12a、12b、12c中，3组试验的云水与冰晶混合比的05:00与07:00主要分布在2～7 km和-10°C以上，地形的降低与增高变化中云水混合比对比CTL试验偏小，说明地形的变化（较强或较弱的上升运动）不利于云水的形成；值得注意的是，TEST1试验中雨水混合比（图11e、12e）较大，是受地形升高伴随着上升运动的增强，在哀牢山区域上空形成次级环流，可能促进了中低层云水和雨滴碰并造成雨水混合比增加而云水混合比减小；同时中高层的冰晶与雪混合比大于另两组试验，原因是受上升运动的浮力作用，在空中停留的时间更长而扩展范围逐步增大。对比TEST2试验（图11f、12f），地形的降低，使水平风速的增加，4种水凝物的位置位于哀牢山东北一侧，由于局地抬升运动与不稳定能量较小，云水与雨水混合物偏小，冰晶混合物位置偏高且最大值为0.14 g kg-1，雪混合物主要位于5～9 km、最大值为0.19 g kg-1。

图11 （a、d）CTL、（b、e）TEST1、（c、f）TEST2试验得到的2020年6月14日05:00云水混合比（填色）与冰晶混合比（蓝色等值线，单位：10-1 g kg-1）（第一行）及雨水混合比（填色）与雪混合比（蓝色等值线，单位：10-1 g kg-1）（第二行）和风场（箭头，其中垂直风速扩大10倍）、温度（红色虚线等值线，单位：°C）沿图1b中红色虚线AC的垂直剖面（黑色阴影为地形高度，红色实线代表哀牢山）Fig. 11 Cloud water mixing ratio (colored) and ice crystal mixing ratio (blue contour line, units: 10-1 g kg-1) (the first row) and rain mixing ratio(colored), snow mixing ratio (blue contour line, units: 10-1 g kg-1) superimposed wind field (arrows, the vertical wind speed is expanded by 10 times),and the temperature field (red dotted contours, units: °C) (the second row) along the vertical profile of red dotted line AC in Fig. 1b (the black shadow is the terrain height, and the red solid line represents Ailao Mountain) at 0500 14 Jun 2020 from (a, d) CTL, (b, e) TEST1, (c, f) TEST2 tests

图12 同图11，但为2020年6月14日07:00Fig. 12 Same as Fig. 11, but at 0700 LST on 14 Jun 2020

5 结论与讨论

本文利用WRF模式和NCEP再分析资料，对2020年6月13～14日受两高辐合与切变线系统影响，哀牢山区域强降水过程开展了高分辨率数值模拟。设计3组敏感性试验，分析哀牢山地形对强降水时空分布的影响；发现地形改变后对风场、相对湿度、垂直速度、假相当位温、雷达回波结构与演变和云微物理过程有明显的变化。得到的主要结果如下：

（1）地形是该次暴雨中的700 hPa风场、相对湿度和垂直速度产生有利于暴雨的主要原因。地形升高会阻挡西偏北气流越过哀牢山，风速偏小，形成的低涡切变线位置偏南，哀牢山区域相对湿度梯度明显变大；降低地形导致风速偏大，低涡切变线的位置偏北并远离哀牢山区域，相对湿度较大且均匀分布；同时，两者的垂直速度的最大值区，与低涡切变线强中心的位置基本一致。

（2）从不稳定能量的垂直剖面分布可知：地形升高，在中低层的假相当位温线更密集且梯度较大，提前触发强对流天气。地形降低后假相当位温线平直且疏散，哀牢山局地抬升运动与不稳定能量较小，不足以触发中小尺度强对流。

（3）哀牢山区域的降水量与地形高度的变化呈现正相关，同时对云微物理过程有明显的影响。在WSM6微物理方案下，地形升高强迫的抬升作用，使冰晶与雪混合比在空中停留的时间更长而扩展范围逐步增大；同时在次级环流的作用下，中低层云水和雨滴碰并，造成雨水和云水混合比呈现反相关。

本文利用WRF高分辨率数值模式，仅针对一次强降水过程开展哀牢山区域地形的敏感性试验；同时未研究复杂地形下，不同的云微物理参数化方案对地形降水的发生、发展及相互作用的影响。未来的工作，需要选取不同的天气背景和云微物理参数化方案，来揭示地形差异产生的动力学和云物理原因，得到更清晰的机理认识。为西南山地复杂地形影响下暴雨机理研究和预报提升，提供科学参考与预报思路。