高亮?xí)φ褂栀Z爍張沛安琳常倬林桑建人趙文慧王偉健

1中國氣象科學(xué)研究院中國氣象局云霧物理環(huán)境重點實驗室，北京100081

2寧夏氣象防災(zāi)減災(zāi)重點實驗室，銀川750002

1 引言

國內(nèi)外大量播云試驗結(jié)果表明，只要云物理條件、催化部位和催化劑量選擇合適，地形云是人工增雨效果較好的云系，雨量可增加15%以上（孫晶等,2009a;Pokharel et al.,2014;Jing et al.,2016;Xue et al.,2016）。因此，地形云被視為最具有催化潛力和催化可行性的人工影響云系。不同尺度、不同形態(tài)特征的地形，與天氣系統(tǒng)相互作用，產(chǎn)生的動力、熱力效應(yīng)，對云和降水形成過程有顯著影響且十分復(fù)雜（廖菲等, 2007; 朱素行等, 2010; Houze,2012;王凌梓等,2018）。加之六盤山地區(qū)是我國西北地形云人工增雨重點試驗示范區(qū)，因此深入研究六盤山降水云系的微物理結(jié)構(gòu)、降水形成機制及地形對云系和降水的影響，對于人工增雨技術(shù)研究很有必要。

隨著中尺度數(shù)值模式的不斷發(fā)展和完善，數(shù)值模擬在云降水的研究中發(fā)揮著越來越大的優(yōu)勢，尤其針對山地降水，國內(nèi)外學(xué)者都開展了大量的數(shù)值試驗。Buzzi et al.（1998）利用BOLAM模式進(jìn)行敏感性試驗發(fā)現(xiàn)，地形對降雨的量級和分布起決定性作用。?uri?et al.（2003）使用云分辨模式ARPS研究Western Morava Valley 的河谷地形對孤立積雨云發(fā)展、傳播的影響，指出地形在積雨云的發(fā)展中起到了重要作用，當(dāng)有地形存在時，積雨云的對流加強，傳播速度更快。Kirshbaum et al.（2007）通過在俄勒岡州的觀測和數(shù)值模擬，認(rèn)為氣流通過小尺度障礙物后，地形背風(fēng)波會在地形云的前緣形成上升氣流，觸發(fā)并形成背風(fēng)坡雨帶。Z?ng（2007）利用MM5模式對兩次阿爾卑斯山暴雨個例進(jìn)行了動力和云物理研究，指出強的環(huán)境風(fēng)場及較低的凍結(jié)層高度有利于山脈迎風(fēng)坡大范圍強降水的產(chǎn)生。劉玉寶等（1995）利用非靜力平衡中尺度大氣模式MBG（二維云模式）對沙特阿拉伯ASIR 山區(qū)的一次混合相對流云降水個例進(jìn)行模擬分析，發(fā)現(xiàn)“seeder-feeder”降水機制普遍存在于ASIR 山區(qū)對流降水中，它對后期新生對流和山脊處長生命對流降水發(fā)展有較大影響。在國內(nèi)，針對地形作用下云降水系統(tǒng)的特征也開展了較多數(shù)值模擬研究。樓小鳳等（2001）使用三維云模式，對發(fā)生在湖北的一次對流降水進(jìn)行平坦地面和理想斜坡地形的模擬，結(jié)果發(fā)現(xiàn)地形的作用與地形的陡峭程度有關(guān)，坡度較大時，產(chǎn)生較強的上升氣流，從而使系統(tǒng)對流發(fā)展旺盛，產(chǎn)生較大的降水和較強的回波。劉衛(wèi)國和劉奇?。?007a,2007b）利用改進(jìn)后的ARPS研究祁連山的兩個夏季降水個例發(fā)現(xiàn)，地形的存在使云的宏微觀結(jié)構(gòu)發(fā)生了較大變化，云的主要降水機制也受到影響甚至被改變。其他模擬結(jié)果還發(fā)現(xiàn)祁連山北坡陡峭的地形是祁連山云系降水的主要動力機制，氣流除在山前有繞流外同時沿北坡爬升；祁連山地形對大范圍的降雪落區(qū)影響不明顯，但對北坡降雪中心形成有直接影響（孫晶等,2009b; 邵元亭等,2013）。馬玉芬等（2012）采用中尺度數(shù)值模式WRF，對發(fā)生在天山地區(qū)的一次強天氣過程進(jìn)行地形敏感試驗發(fā)現(xiàn)，天山山脈對西南暖濕氣流有分流和阻擋抬升作用，容易在迎風(fēng)坡形成降水，增加地形高度，迎風(fēng)坡降雨量有明顯增幅。

隨著微物理方案的不斷改進(jìn)，利用模式研究地形影響下云和降水的微物理過程也有了一定的進(jìn)展。對青藏高原的模擬研究發(fā)現(xiàn)，冰相過程在高原云和降水過程中起著重要的作用，地面降水主要由霰粒子的融化產(chǎn)生，暖云過程對降水的直接貢獻(xiàn)很小，但卻是霰胚的主要源項（劉黎平等,1999;唐潔等,2018）。廖菲等（2009）研究華北地形對暴雨的影響發(fā)現(xiàn)，地形高度的增加有利于迎風(fēng)坡附近水平風(fēng)場輻合和垂直上升運動發(fā)展，促進(jìn)冰相粒子（雪和霰）的增多，但不會明顯改變云內(nèi)降水機制。侯瑞欽等（2010）對太行山迎風(fēng)坡降水的云微物理結(jié)構(gòu)研究發(fā)現(xiàn)，降水過程既包含地形作用造成的暖云降水，又包含汽、水、冰三相混合的冷云降水，且當(dāng)冰相粒子與液態(tài)水的中心上下接近垂直時，1 h 降水量最大。郭欣等（2013）對北京地區(qū)地形云和降水的研究指出，在弱濕條件不穩(wěn)定大氣層流下，地形降水主要由地形動力抬升造成的暖云微物理過程產(chǎn)生，地形重力波形成的波狀云幾乎不產(chǎn)生降水，而在較強氣流速度下，冷云微物理過程會大幅度增強，但整體來看，暖云微物理過程都占主導(dǎo)地位。于曉晶和趙勇（2016）認(rèn)為，天山地形對高層雪晶和冰晶的高度分布影響不大，但對二者的中心值和維持時間影響顯著。

六盤山位于西北地區(qū)東南部，陜甘寧交界處，是全國為數(shù)不多的近南北走向的狹長山地，相對于其西部的祁連山、青藏高原，以及南部的秦嶺大巴山，六盤山屬于小尺度地形，東西跨度50公里左右，南北跨度100多公里（范圍約為34.9°N～36.13°N，105.6°E～106.7°E），山地東坡陡峭，西坡和緩，六盤山將該區(qū)域分為東西兩壁，呈南高北低之勢，海拔大部分在1500～2200 m（地形高度分布見圖4）。已有統(tǒng)計結(jié)果發(fā)現(xiàn)，寧夏南部山區(qū)（六盤山）年降水量在500 mm 以上，遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于寧夏中部和北部100～300 mm 的年降水量，這除了與西北地區(qū)大氣可降水量由東南向西北遞減的分布特征有關(guān)，還與南部山區(qū)地形影響下的云系可能產(chǎn)生更豐沛的降水有關(guān)。關(guān)于六盤山地區(qū)云降水的時空分布特征以及地形對降水的影響，近年來已有部分學(xué)者利用觀測和再分析資料開展了研究，但由于山區(qū)地面測站和天氣雷達(dá)的布設(shè)較為稀疏和不均勻，觀測數(shù)據(jù)缺乏，對云降水微物理特征及降水機理的研究還較少。

為了開發(fā)六盤山區(qū)的云水資源，有效緩解鄰近區(qū)域水資源短缺狀況，改善生態(tài)環(huán)境，在該地區(qū)開展人工增雨是有效途徑之一。但到目前為止，對地形云系的人工增雨作業(yè)技術(shù)還不成熟，需要加強研究。作為研究人工增雨技術(shù)的基礎(chǔ)，有必要對該地區(qū)降水云系的微物理結(jié)構(gòu)、降水機制以及地形的影響開展深入的研究。本文利用中尺度數(shù)值模式WRF，選取2018年夏季發(fā)生在六盤山區(qū)的一次降水過程進(jìn)行高分辨率數(shù)值模擬，利用實測資料、NCEP再分析資料、FY-2G 衛(wèi)星亮溫數(shù)據(jù)以及多普勒雷達(dá)數(shù)據(jù)檢驗?zāi)M結(jié)果。在此基礎(chǔ)上重點分析六盤山區(qū)域降水云系的微物理結(jié)構(gòu)、降水形成機制及地形對其的影響。

2 降水天氣過程簡析

從2018年8月21日08:00（北京時，下同）500 hPa 形勢場（圖1a）可以看到，位于甘肅南部有一個短波槽，寧夏南部受短波槽槽前西南暖濕氣流影響，同時，在寧夏南部有風(fēng)速輻合，動力條件良好。700 hPa（圖1b）上，在甘肅中部有低渦環(huán)流發(fā)展，寧夏南部處低渦前部偏南氣流中。近地面（750 hPa）水汽通量場（圖1c）顯示，在寧夏南部及甘肅的交界地區(qū)水汽充沛。水汽條件和動力條件都有利于寧夏南部地區(qū)對流性降水的產(chǎn)生。

從風(fēng)云二號衛(wèi)星（FY-2G）TBB（Black-Body Temperature）圖（圖2）上看，8月21日12:00寧夏南部上空出現(xiàn)弱對流云團，出現(xiàn)位置在750 hPa水汽通量大值區(qū)，云頂亮溫值在-30°C～-50°C之間，云頂較高，云層深厚。此后，云系緩慢向東南偏南方向移動，到15:00（圖2b），對流云團依然位于寧夏南部偏西部地區(qū)，云區(qū)南端向南擴展，對流增強，中心亮溫值低于-50°C。到18:00（圖2c），云系強區(qū)移出六盤山區(qū)，在甘肅與陜西的交界處形成了一條較強的對流云帶，隨后這條云帶移入了陜西境內(nèi)。結(jié)合圖3a 的12小時地面累積降水，可以看出此次降水主要發(fā)生在寧夏南部、寧夏與甘肅交界以及甘肅與陜西的交界位置上，部分地區(qū)12小時累積降水達(dá)到70 mm 以上，六盤山山區(qū)降水持久，降水較強，山脈東坡降水強于西坡，東北—西南的帶狀強降水區(qū)（紅色）與圖2c顯示的強對流云帶位置和走向一致，強降水區(qū)的分布可能與山區(qū)地形有關(guān)。這次降水過程是在高空500 hPa 短波槽和700 hPa 低渦共同作用下形成的，降水云系是低槽低渦云系。

圖1 2018年08月21日08:00（北京時，下同）（a）500 hPa 和（b）700 hPa 高度場（藍(lán)線，單位：dagpm）、溫度場（紅線，單位：°C）、流場（黑色箭頭）分布以及（c）750 hPa 水汽通量場（陰影，單位：g s-1 cm-1 hPa-1）和流場（黑色箭頭）分布Fig.1 Geopotential height (blue lines,units:dagpm),temperature(red lines,units:°C)and wind field (black barb)at (a)500 hPa and (b)700 hPa and(c)vapor flux (shaded,units:g s-1 cm-1 hPa-1)and wind field (black barb)at 750 hPa at 0800 BJT (Beijing time)on August 21,2018

圖2 2018年8月21日（a）12:00、（b）15:00、（c）18:00 FY-2G 衛(wèi)星觀測的TBB（Black-Body Temperature；陰影，單位：°C）分布?！埃贝砹P山自動氣象站位置，紅色方框為六盤山區(qū)域，下同F(xiàn)ig.2 TBB(Black-Body Temperature;shaded, units:°C)observed by satellite FY-2G at(a)1200 BJT,(b)1500 BJT,and(c)1800 BJT on August 21,2018.The symbol “＋”indicates the location of Liupan Mountain station,red box is Liupan Mountain area,similarly hereinafter

3 云系的數(shù)值模擬

3.1 模式參數(shù)設(shè)置

本文采用中尺度數(shù)值模式WRF（V3.9.1.1版本），以時間分辨率為6 h，空間分辨率為1°×1°的NCEP再分析資料作為模式初始場和側(cè)邊界條件，模擬了2018年08月21日發(fā)生在六盤山區(qū)域的一次降水過程。

模擬區(qū)域以（36.00°N，106.10°E）為中心，設(shè)置為三重嵌套網(wǎng)格（圖4所示），格距分別為18 km、6 km、2 km，垂直方向上分為不等間距的30層，水平格點數(shù)分別為100×100、151×151、217×217，時間步長為54 s、18 s、6 s。選取適合高分率模擬的四種顯示云分辨方案（朱士超等,2011）：Thompson 方案、Lin 方案、WSM6方案、Morrison2方案，進(jìn)行云微物理方案的敏感性試驗，綜合地面降水量和雷達(dá)回波的模擬結(jié)果，通過與觀測結(jié)果進(jìn)行對比，選擇出模擬六盤山區(qū)云降水過程的最優(yōu)云微物理方案Lin 方案，下面的分析將采用Lin 方案的模擬結(jié)果。其他物理過程參數(shù)化方案設(shè)置：長波輻射RRTM方案，短波輻射Dudhia 方案，積云對流參數(shù)化Kain-Fritsch（最里層關(guān)閉）方案。此外，近地面層方案為修正的MM5 Monin-Obukhov 方案，陸面過程方案為Noah land-surface model 方案，邊界層方案為YSU 方案，本文研究主要采用最里層模擬結(jié)果，10 min 輸出一次。

3.2 模擬結(jié)果檢驗

利用實測的地面降水和雷達(dá)回波來檢驗?zāi)M結(jié)果。從圖3a、b模擬與實測的12 h 累積降水分布可以看出，模擬云系的雨帶形狀、走向、降水量級與觀測結(jié)果基本一致，只是模擬的雨帶位置偏西偏南。另外，將模擬的3 h 累積降水與實測降水進(jìn)行對比（圖略），發(fā)現(xiàn)降水自六盤山的西北側(cè)生成，隨著系統(tǒng)東移，降水區(qū)向東南方向移動，降水區(qū)域有所擴展，降水強度也略有增加，模擬結(jié)果也再現(xiàn)了這一演變特征，同時與圖2衛(wèi)星觀測到的對流云帶移動方向也較為一致，但模擬降水相對實測降水移動速度更為緩慢。

圖5給出了不同時刻（12:00、15:00、18:00）觀測與模擬的雷達(dá)組合反射率圖。模式基本模擬出了回波的位置、強度和移動方向。大部分地區(qū)的組合反射率在25～35 dB Z 之間，在寧夏南部和甘肅的東南部地區(qū)，出現(xiàn)了大于40 dB Z 的強回波，回波向東南方向移動，但模擬的回波移動稍滯后于觀測結(jié)果。

圖6是模式與觀測對比的崆峒站08:00和12:00溫度和露點溫度圖，黑色代表觀測結(jié)果，紅色代表模擬結(jié)果，模式可以比較準(zhǔn)確的模擬出溫度和大氣濕度的變化，模擬的3 km 以上的風(fēng)速風(fēng)向及變化趨勢與實測非常相似（未能準(zhǔn)確模擬出3 km以下風(fēng)的變化）。

對模擬云系演變過程的分析（第4節(jié)圖7）表明，模擬云系的動力場與實際天氣形勢場非常吻合，500 hPa 存在高空低槽，700 hPa 是低渦，屬低槽低渦云系。

總體而言，模式基本再現(xiàn)了此次降水過程的降水強度、落區(qū)和系統(tǒng)移動方向以及環(huán)境背景場。在此基礎(chǔ)上，本文將利用模擬結(jié)果，進(jìn)一步分析本次低槽低渦降水云系的微物理結(jié)構(gòu)、降水機制以及六盤山地形對降水的影響。

圖3 2018年8月21日12 h（08:00～20:00）研究區(qū)域累積降水分布（單位：mm，“＋”代表六盤山自動氣象站位置）：（a）觀測降水；（b）模擬降水（降低地形前）；（c）模擬降水（降低地形后）。黑色虛線為1900 米以上地形高度Fig.3 12-h cumulative rainfall(units:mm)(a)observed,(b)simulated,and (c)simulated with lower altitude from 0800 BJT to 2000 BJT on August 21,2018.The black dotted line indicates altitude over 1900 m

4 模擬云系的演變過程

圖4 三層嵌套模擬區(qū)域（彩色陰影：地形高度）Fig.4 Three-nested simulation domains(color shadings indicate the terrain height)

本次降水過程主要受高空短波槽和地面氣旋的影響，隨著系統(tǒng)向東南移動，經(jīng)過六盤山，在山區(qū)產(chǎn)生了強降水。通過分析模擬各時次各高度上的云場可以發(fā)現(xiàn)，模擬云系也是在高空槽配合低渦這樣的動力場作用下形成的，隨著系統(tǒng)東南移，云系也向東南移動。由于受到低層低渦風(fēng)場的影響，在山脈西側(cè)有來自西南偏南的氣流，山脈東側(cè)有來自東南方向的氣流，且隨著氣旋移近六盤山，東側(cè)的低層風(fēng)逐漸偏東，山脈東側(cè)成為文中所指的迎風(fēng)坡。由700 hPa（及以下）云場可見，受六盤山阻擋，低層?xùn)|南方向輸送來的水汽在山的迎風(fēng)坡一側(cè)形成了地形云。

12:00，500 hPa 低槽位于六盤山的西部，大范圍的西南氣流流過山脈，高空云系出現(xiàn)在槽前位置西南氣流中（圖7a），而低空（700 hPa）有低渦與高空槽配合（圖7b），山脈東西兩側(cè)都為南向氣流，從西側(cè)的南向氣流向東側(cè)的東南向氣流變化，六盤山區(qū)域出現(xiàn)一些零散分布的云區(qū)，還沒有形成云系。云系出現(xiàn)在低渦流場的輻合場中，即在低渦移向前部形成了云系。

圖5 2018年08月21日（a、d）12:00、（b、e）15:00、（c、f）18:00觀測（第一行）和模擬（第二行）的雷達(dá)組合反射率（陰影，單位：dB Z）對比Fig.5 Observed(top line)and simulated (bottom line)combined reflectivity(shaded,units:dB Z)at (a,d)1200 BJT,(b,e)1500 BJT,and (c,f)1800 BJT on August 21,2018

圖6 2018年08月21日（a）08:00和（b）20:00崆峒（53915）站探空曲線對比（黑色代表觀測，紅色代表模擬，實線為溫度，虛線為露點溫度）Fig.6 Observed(black)and simulated(red)sounding profiles(solid lines:temperature,dotted lines:dew point temperature)of Kongtong(53915)station at (a) 0800 BJT,(b)2000 BJT on August 21,2018

14:30（圖7c、7d），低槽東移接近六盤山區(qū)，低渦東南移也向山脈接近，但和12:00相比，高空槽和低渦的相對位置發(fā)生了變化，槽的東移速度快于低渦。山體西側(cè)南部，高空是西南氣流，低層幾乎是南向氣流，在槽前和低渦南向與西南向的氣流輻合區(qū)中，形成了較強的帶狀云區(qū)（紅色）。而山體東側(cè)的偏北部，低層?xùn)|南氣流使東側(cè)成為迎風(fēng)坡，也形成一條南北向的較強帶狀云區(qū)（紅色）。

隨著系統(tǒng)移入六盤山區(qū)，降水云系也覆蓋山區(qū)上空，水凝物混合比明顯增大，尤其是東側(cè)迎風(fēng)坡。到了17:00，槽移動到山區(qū)上空，受系統(tǒng)和地形共同的影響，山區(qū)降水達(dá)到最強。700 hPa 云系圖（圖7f）顯示，迎風(fēng)坡水凝物含水量明顯高于周邊（圖7d），此時迎風(fēng)坡的小時降水達(dá)20 mm 以上，明顯高于西側(cè)山區(qū)。

云系的水平分布演變顯示，500 hPa 槽與700 hPa低渦相互配合，但隨著移近六盤山區(qū)，高空槽移動速度明顯快于地面氣旋，12:00槽與氣旋所在位置近似。14:30和低渦相比低槽位置偏東。17:00低槽已移到六盤山區(qū)上空，而低渦東移不明顯，相對位置偏后。到20:00，槽移到了六盤山東部，而氣旋仍在山區(qū)西部，沒有能越過山脊，應(yīng)該是六盤山的地形阻擋了低層氣旋東移，云系在山區(qū)上空移動緩慢，造成山區(qū)降水持久，尤其是迎風(fēng)坡小時降水強度達(dá)暴雨級別，累積降水超過70 mm。

從云系的發(fā)展演變過程可以看出，此次低槽低渦云系受到地形的明顯影響，尤其是動力場，地形影響了低渦東移速度并最終阻擋低層低渦越過山脊，使得高低層有組織的低值動力系統(tǒng)相脫離，這不利于云和降水的發(fā)展；此外，山體東側(cè)的迎風(fēng)坡效應(yīng)可能有利于降水的形成。

5 云降水微物理結(jié)構(gòu)及降水形成機制

5.1 云系的垂直微物理結(jié)構(gòu)

根據(jù)前文分析，本次降水主要集中在寧夏南部六盤山區(qū)，下面將利用模式格距2 km 計算域輸出的不同水凝物（云水、云冰、雪、霰、雨水）的含水量來了解云降水的微物理結(jié)構(gòu)特征。圖8是12:00和17:00通過六盤山站（35.67°N，106.2°E）水凝物含水量的緯向剖面圖。

從圖8a、b可見，不同云區(qū)云體中的垂直微物理結(jié)構(gòu)是不同的。105.05°E上空有一個單體存在，云水區(qū)較厚，含水量較高，但其高層幾乎沒有冰晶（或者只存在含水量低于0.01 g kg-1的微量冰晶），雪和霰的含水量也較低，但地面產(chǎn)生了較強降水，說明暖云過程對降水貢獻(xiàn)較大。山的東側(cè)106.3°E上空也存在一單體，云水含水量較高，云底高度較低，主要分布在零度層以下，為地形暖云。

圖7 2018年08月21日（a、b）12:00、（c、d）14:30、（e、f）17:00、（g、h）20:00模擬的500 hPa（左列）和700 hPa（右列）的風(fēng)場（單位：m s-1）和水凝物混合比（陰影，單位：g kg-1）空間分布。黑色虛線為1900米以上地形高度，黑色粗實線表示槽線，字母“D”表示低渦位置Fig.7 Space distribution of simulated wind(units: m s-1)and hydrometeors mixing ratio(shaded, units:g kg-1)field of 500 hPa(left column)and 700 hPa(right column)at(a, b)1200 BJT,(c,d)1430 BJT,(e,f)1700 BJT,and (g, h)2000 BJT on August 21,2018.The black dotted line indicates altitudeover 1900 m,and black heavy linesindicatestrough-lines,and “D”indicates the location of vortex

圖8 2018年08月21日（a、b）12:00和（c、d）17:00水凝物含水量（單位：g kg-1）沿六盤山站（35.67°N）的緯向—垂直剖面：（a、c）冰晶（紅線）和云水（陰影）；（b、d）雨水（綠線）、霰（紅線）和雪（陰影）。黑色虛線：溫度（單位：°C）；箭頭：風(fēng)場（單位：m s-1）Fig.8 Vertical sections of the water content(units:g kg-1)of hydrometeors in simulated cloud along Liupan Mountain station(35.67°N)at(a, b)1200 BJT and(c,d)1700 BJT:(a,c)Ice crystal(red solid line)and cloud water(shaded);(b,d)rain(green solid line),graupel(red solid line),and snow (shaded).Black line:isotherm (units:°C);arrow:wind field

在105.2°E～105.8°E上空云層較為深厚，存在多個單體。冰晶主要分布在8～12 km 處，溫度達(dá)到-40°C，最大含水量為0.14 g kg-1。雪、霰區(qū)域的頂高與冰晶近似一致，最大含水量分別達(dá)到0.19 g kg-1和0.65 g kg-1，雪的區(qū)域下沿在6 km 高度，霰已降到4 km 高度附近。云水區(qū)分布在3～8 km高度，高含水量區(qū)位于云的暖區(qū)，最大含水量約0.7 g kg-1，5～8 km（0°C～-15°C）之間存在過冷云水，雨水主要在云的暖區(qū)?？梢娫谠浦懈魉镏饕植几叨炔煌?。8 km 高度以上的最高層為冰晶、雪和霰粒子的共存區(qū)，0°C 層高度（5 km）以上的過冷區(qū)，同時存在過冷水、雪和霰，其中雪的含水量中心在云的高層，而霰的高含水量區(qū)靠近0°C層，云的暖區(qū)存在霰粒子、云水和雨水。高層是冰相、0°C以上過冷區(qū)是冰水混合相而暖區(qū)以液相為主的云體被稱為“催化—供給”云，此種結(jié)構(gòu)是重要的人工增雨條件（洪延超和周非非,2005;洪延超和李宏宇,2011）。在冰水混合層，冰晶、過冷水和水汽共存產(chǎn)生的貝吉龍過程以及高層向冰水混合層提供的冰相粒子與過冷水的撞凍增長過程都有利于降水的形成。

此外，在六盤山站東側(cè)（106.5°E～107°E之間），高空存在冰雪組成的云，低層有云水，而中間存在無云區(qū)，地面降水極少甚至沒有降水產(chǎn)生。

結(jié)合圖8云系垂直剖面的分析可以看出，在云系不同部位，單體之間在垂直結(jié)構(gòu)上存在較大差異，如圖8a、c，選出對應(yīng)地面降水較強三個云單體，分別是12:00的點A（35.67°N，105.75°E）、B（35.67°N，106.3°E）以及17:00的點C（35.67°N，106.25°E）三處，進(jìn)一步分析六盤山不同云區(qū)的云體垂直結(jié)構(gòu)的微觀差異。

圖9 2018年08月21日六盤山區(qū)云系不同部位（圖8中的A、B、C 三點）水凝物含水量（單位：g kg-1，紅色虛線為零度層）廓線分 布：（a）點A（35.67°N，105.75°E）；（b）點B（35.67°N，106.3°E）；（c）點C（35.67°N，106.25°E）Fig.9 Vertical profiles of total water content(units:g kg-1)of hydrometeors in different places of Liupan Mountain cloud system(A,B,and C in Fig.8,red dotted line:0°C):(a)Point A(35.67°N,105.75°E);(b) point B (35.67°N,106.3°E);(c) point C (35.67°N,106.25°E)

圖9給出了三個格點上空水凝物含水量的垂直分布情況。由圖9可見，12:00，A處云中各水凝物含水量最大值出現(xiàn)的高度不同，由高到低依次是冰晶和雪、霰、云水和雨水。0°C層在5.1 km 左右，高層冰相粒子含量較豐富，同時存在豐富的過冷云水，霰粒子含水量最大值位于緊靠0°C層上方的過冷區(qū)，并下落到4 km 左右的云暖區(qū)。雨水與云水含水量極大值都在云的暖區(qū)。因此水凝物的垂直分布可以分成三層：高層是完全由冰相粒子組成的冰相層；中層是冰水混合層，由雪、霰和過冷水組成；低層在云的暖區(qū)，是液水層。而山脈東側(cè)B 處云中存在的主要水凝物是云水和雨水。0°C層高度（4.9 km）略低于西側(cè)，高層冰晶、雪、霰冰相粒子含量極小，云水雨水都主要分布在零度層下方。水凝物的垂直分布也可分成三層，但冰相層中的冰粒子含水量極低，混合層中的過冷水含量也較低。17:00，C 處云中水凝物垂直分布與A點類似，可分為三層。冰相層中冰晶和雪的含水量很低，但混合層中過冷云水和過冷雨水含量較高，因此霰的含水量也較高。在云的液水層存在豐富的云水和雨水，尤其是雨水含量比結(jié)構(gòu)類似的A點的0.7 g kg-1要高很多，為1.92 g kg-1，對應(yīng)迎風(fēng)坡一側(cè)出現(xiàn)了強降水（圖8d）。

由上可見，A、B和C 三處云中，盡管垂直微物理結(jié)構(gòu)都可分成三層，屬于“催化—供給”云，但各層含水量的配置有很大區(qū)別，因此造成降水強度也有較大差別。下面將進(jìn)一步分析不同云系結(jié)構(gòu)造成地面降水差異的具體機理。

5.2 云系降水機制

由前文分析可知，12:00高空槽與低層氣旋所在位置近似，在垂直方向上相互對應(yīng)，這樣的配置有利于垂直運動的產(chǎn)生。到17:00低槽已移到六盤山區(qū)上空，而低渦由于地形阻擋東移不明顯，相對位置偏后，產(chǎn)生對流的條件變差，但低層氣旋系統(tǒng)的東南向氣流通過地形的抬升有利于地形云的形成。

在這樣的天氣背景下，如圖8a、b可見，12:00六盤山站西部云體深厚，尤其是冰相粒子含水量較高，地面產(chǎn)生降水較強。冰晶、雪和霰粒子分布都存在重疊區(qū)域，含水量中心在垂直方向上相互對應(yīng)，同時霰的高含水量中心對應(yīng)著雨水高值區(qū)（如A處）。在0°C以下，仍有霰存在，說明霰粒子融化對雨水的形成有較大貢獻(xiàn)。而在六盤山的東部迎風(fēng)坡（B 處）存在含水量較高的云水層，位于零度層下方，為地形暖云，由低層氣旋系統(tǒng)的東南向氣流通過地形的抬升形成，高空冰相粒子含量較少，地面雨水最大含水量達(dá)到0.6 g kg-1，說明降水以暖云過程為主。

到了17:00（圖8c,d），低層暖云含水量較高，高含水量云層厚度較大，0～-10°C之間的云水含量較12:00豐富，而-10°C層高度以上的過冷云水含量較12時少。高層冰晶粒子主要位于10～12 km，分布范圍及含水量都相對變小，山區(qū)云中產(chǎn)生的冰晶和雪不多。霰含量較豐富，其含水量中心對應(yīng)著豐富的過冷云水，并有過冷雨水存在。兩個強降雨區(qū)（106.25°E 和106.85°E）都位于六盤山站東側(cè)迎風(fēng)坡，與上層霰粒子高值區(qū)和高云水區(qū)相對應(yīng)，也與暖層高云水含量區(qū)對應(yīng)，說明有冷暖云過程共同參與降水的形成；在山的西側(cè)（如A處）上空云水層深厚，含水量高，但云底離地高度相對東側(cè)迎風(fēng)坡（C 處）更高，霰粒子高值中心在7 km 左右，下落到暖區(qū)的霰粒子極少。冷云過程減弱，低層碰并過程不足加上云底蒸發(fā)，因此地面產(chǎn)生降水相對較弱。下面重點分析六盤山東側(cè)迎風(fēng)坡（C 處）降水形成機制以及迎風(fēng)坡與非迎風(fēng)坡產(chǎn)生降水機制的差異。圖10和圖11給出了A、C 點云中水凝物的源項分布。

12:00，C 處的雨水（圖10a）由霰粒子融化（GMLT）和云水向雨水的自動轉(zhuǎn)化（RAUT）產(chǎn)生，然后雨滴碰并云滴（RACW）進(jìn)一步增長，碰并云滴貢獻(xiàn)更大，但產(chǎn)生總量都較小。17:00，C處雨水（圖10b）源項在垂直方向上可分為兩部分，上層主要來自霰的融化，下層主要依靠云雨碰并過程，霰融化產(chǎn)生量極大值比雨水碰并產(chǎn)生量極大值高，但產(chǎn)生的總量更小?？梢娎湓坪团七^程對降水的形成都很重要，其中暖云過程貢獻(xiàn)更大，且在零度層上方也存在暖云過程。霰胚（圖11b）主要由雪撞凍過冷雨水（SACR）形成，從圖11d 霰增長源項可見，淞附過冷云水（GACW）和碰凍過冷雨水（GACR）是霰增長的主要微物理過程，其中碰凍過冷雨水占主導(dǎo)地位。

17:00，A處地面降水（圖10c）的產(chǎn)生也主要來源于霰粒子的融化和云雨碰并過程，碰并過程占主導(dǎo)，且云底存在雨滴蒸發(fā)過程。霰胚（圖11a）主要通過雪撞凍過冷雨水形成，高層霰粒子（圖11c）通過碰并雪（GACS）和水汽凝華（GDEP）增長，落入過冷云水區(qū)，凇附過冷云水和碰凍過冷雨水依次成為霰主要增長源項。與東側(cè)迎風(fēng)坡的C 處相比較，產(chǎn)生降水的主要微物理過程相同，但貢獻(xiàn)量都低于C 處，尤其表現(xiàn)在低層的云雨碰并過程，C 處碰并產(chǎn)生量的極大值（4.48×10-3g kg-1s-1）位于3.26 km 左右，A處碰并產(chǎn)生量的極大值（2.3×10-3g kg-1s-1）位于4.48 km 左右，C 處近地暖云層中的碰并過程對降水的貢獻(xiàn)遠(yuǎn)大于A處。盡管A處高層霰胚產(chǎn)量更豐富，但冰水混合層中撞凍過冷水對霰粒子增長的貢獻(xiàn)較小，極少霰粒子下落到暖區(qū)，因此霰粒子融化對降水的貢獻(xiàn)也相對更小，冷云過程偏弱。

圖10 2018年08月21日（a）12:00 C 點上空、17:00（b）C 點上空和（c）A點上空雨水源項（單位：10-3 g kg-1 s-1）廓線分布Fig.10 Vertical profiles of rain sources(units:10-3 g kg-1 s-1)in the air above point C (a)at 1200 BJT, point C (b)and point A(c)at 1700 BJT on August 21,2018

圖11 2018年08月21日17:00 A點上空（左列）和C 點上空（右列）（a、b）霰胚源項和（c、d）霰增長源項（單位：10-3 g kg-1 s-1）廓線分布Fig.11 Vertical profiles of (a, b)graupel formation sources and(c,d)graupel growth sources(units:10-3 g kg-1 s-1)in the air above point point A(left column)and point C (right column)at 1700 BJT on August 21,2018

由上可見，在六盤山東側(cè)迎風(fēng)坡，地形云有利于降水的產(chǎn)生。12:00，C 處云水層發(fā)展高度不高，云水層基本位于暖區(qū)，高層冰相粒子極少，地面降水主要來源于暖云過程。到了17:00，近地暖云向上發(fā)展，與上部云層連成一體，云中豐富的過冷云水和過冷雨水促進(jìn)了高層冰相粒子的產(chǎn)生和快速增長，冰相粒子的參與使得冷云過程對降水做出更大貢獻(xiàn)；同時暖云層含水量充沛，為降水粒子碰并增長提供有利的云水條件，且云底高度低，雨滴在下落至地面時蒸發(fā)較少。因此在冷暖云過程共同作用下，迎風(fēng)坡降水達(dá)到最強。

綜上所述，山區(qū)上空云體在垂直方向上基本滿足“催化—供給”云結(jié)構(gòu)，但云區(qū)中不同部位的微物理結(jié)構(gòu)是不同的。各層不同的水凝物配置結(jié)構(gòu)使得各微物理過程對降水的貢獻(xiàn)不同，高層冰相粒子較豐富時，以冷云過程為主，高層冰相粒子較少而暖區(qū)液水含量豐富時，以暖云過程為主。另外在山體的東部迎風(fēng)坡，地形云一方面促進(jìn)了過冷層冰相粒子的增長，增強了冷云過程，另一方面深厚的暖云層又保障了暖云降水過程的發(fā)展，使得在冷暖云的共同作用下，山區(qū)東部產(chǎn)生較強降水。

6 六盤山地形對降水的影響

前文對云系發(fā)展演變的討論發(fā)現(xiàn)，低層低渦在東移過程中，受到六盤山地形阻擋，移動速度明顯落后于高空槽，在靠近山脊的過程中，移動路徑逐漸偏南，使得相互配合的低渦低槽系統(tǒng)逐步脫離，這不利于云和降水的發(fā)展。同時，低層氣旋的東南向氣流在山體東側(cè)受地形抬升形成地形云，在東部迎風(fēng)坡沿著地形高度出現(xiàn)了一條明顯的地形云帶。通過對微物理結(jié)構(gòu)和降水機制的分析得出，地形云使得東坡前期以暖云降水為主，隨后地形云向上發(fā)展，增加了冰水混合層中液水含量，為冰相粒子提供有利的增長條件，從而增強了冷云過程。為了進(jìn)一步分析六盤山地形對降水的影響，將寧夏南部山區(qū)（包括六盤山在內(nèi)）內(nèi)高于1900 m 的地形高度統(tǒng)一設(shè)定為1900 m（如圖3中黑色虛線），進(jìn)行地形敏感試驗，其他方案不變。當(dāng)降低地形高度后，山脈東部迎風(fēng)坡一側(cè)水汽輻合減弱，更多水汽集中到西側(cè)（圖略），使得迎風(fēng)坡累積降水減少，背風(fēng)坡累積降水略有增加（見圖3b和c）。下面選取迎風(fēng)坡的一個云單體對其結(jié)構(gòu)和降水源項進(jìn)行重點討論。

圖12給出了17:00水凝物比含水量沿六盤山站（35.67°N）的緯向垂直剖面圖，可以看出，氣流在越過迎風(fēng)坡時出現(xiàn)了明顯的爬升運動，水凝物在山前聚集，迎風(fēng)坡出現(xiàn)了較強降水。降低地形高度后，迎風(fēng)坡近地層的水平風(fēng)速減小，上升氣流減弱，低層水汽向上輸送減少，不利于云層的形成發(fā)展。對比降低地形前后迎風(fēng)坡C 處上空水凝物的垂直廓線分布（圖9c和圖13a）可以看出，降低地形高度后，主要影響了零度層下方暖云的形成，低層云水沒有足夠的動力向上發(fā)展，云水呈現(xiàn)兩層結(jié)構(gòu)，低層最大云水含量僅有去掉地形前的七分之一左右，零度層上方霰粒子的含量也受到影響。由前文分析可知，與過冷雨水的碰凍是霰粒子增長的主要源項過程，降低地形高度后，雖然高層的冰晶和雪粒子含量略有增加，即霰胚的源項轉(zhuǎn)化率增加，但過冷云區(qū)的暖云過程減弱，過冷雨水的匱乏限制了霰粒子的進(jìn)一步增長。最終地面產(chǎn)生的雨水最大含水量僅為原本的五分之一。對比圖10b和圖13b C 處雨水的源項分布，降低地形高度后，迎風(fēng)坡降水基本來源于霰粒子的融化，云雨碰并增長過程大大減弱。因此六盤山地形主要影響了迎風(fēng)坡的暖云降水過程，同時通過影響霰粒子的增長間接影響了冷云過程。

由此可見，六盤山地形對該地區(qū)降水的影響十分明顯。近似南北走向的山脈，一方面影響了低層系統(tǒng)的移動；另一方面地形的抬升促使迎風(fēng)坡水汽上升凝結(jié)，促進(jìn)云和降水的發(fā)展，增強暖云降水過程同時也增強冷云過程。

7 結(jié)論

圖12 2018年08月20日（a）降低地形前、（b）降低地形后17:00總的水凝物含水量（單位：g kg-1，陰影）、溫度（單位：°C，黑色虛線）和風(fēng)矢量（u,w×50）沿六盤山站（35.67°N）的緯向—垂直剖面Fig.12 Vertical sections of total water content(units:g kg-1,shaded)of hydrometeors,temperature(units:°C, black line)and wind(u,w×50)in simulated cloud along Liupan Mountain station (35.67°N)at 1700 BJT on August 21,2018:(a)Original altitude;(b)lower altitude

圖13 2018年08月21日17:00 C 點（降低地形后）上空（a）水凝物含水量（單位：g kg-1，紅色虛線為零度層）和（b）雨水源匯項垂直廓線分布（單位：10-3 g kg-1 s-1）Fig.13 Vertical profiles of (a) total water content (units:g kg-1)of hydrometeors and (b) rain sources(units:10-3 g kg-1 s-1)in the air above point C with lower altitudeat 1700 BJT on August 21,2018

本文應(yīng)用中尺度數(shù)值模式WRF對2018年8月21日發(fā)生在寧夏南部六盤山的一次強降水天氣過程進(jìn)行數(shù)值模擬試驗，利用模擬結(jié)果進(jìn)行微物理量場的分析，探討六盤山區(qū)降水微物理結(jié)構(gòu)特征以及地形影響下的山地降水機制，初步得到以下結(jié)論：（1）本次降水過程在高空槽配合低渦的動力場作用下形成，且隨著系統(tǒng)移動，降水云系向東南移動。強降水主要發(fā)生在寧夏南部六盤山區(qū)，降水持久，部分站點12小時累積降水達(dá)暴雨級別，山脈東側(cè)降水強于西側(cè)。（2）模擬云系分為高空的槽前云系與近地面的低渦云系，移動方向為自西北向東南，與實況一致。系統(tǒng)移動過程中，受六盤山地形阻擋，低渦逐步落后于高空槽，降水云系形成條件變差。同時受低渦風(fēng)場的影響，在六盤山體東側(cè)迎風(fēng)坡，有東南并逐漸偏東向氣流經(jīng)地形抬升形成較強的地形云帶。（3）云體在垂直方向上呈現(xiàn)“催化—供給”的分層結(jié)構(gòu)：云內(nèi)高層是冰相，零度層上方是冰水混合相，暖區(qū)以液相為主，這樣結(jié)構(gòu)的云有利于降水的形成，是人工增雨作業(yè)的條件之一。但在云系的不同部位，水凝物垂直微物理結(jié)構(gòu)又存在較大差異，各層水凝物配置的不同，造成各微物理過程對產(chǎn)生降水的貢獻(xiàn)不同。（4）六盤山的迎風(fēng)坡效應(yīng)有利于山體東側(cè)降水的形成。云系發(fā)展初期，迎風(fēng)坡以暖云降水為主。隨著云系發(fā)展，上下云水層連成一體，過冷水含量豐富，碰凍過冷雨水是霰粒子增長的主要來源；以霰粒子融化為主的冷云過程對降水有較大貢獻(xiàn)，同時低層豐富的云水區(qū)為降水粒子提供了有利的生長條件，即在冷暖云過程共同參與下，迎風(fēng)坡產(chǎn)生較強降水。（5）六盤山地形對云和降水的形成發(fā)展有較明顯的影響。地形抬升作用促使迎風(fēng)坡水汽上升凝結(jié)，形成深厚的云水層。降低地形高度后，水汽沒有足夠的動力向上輸送，云水層含水量減少，暖云過程減弱，同時過冷水含量減少限制了冰相粒子的增長，從而也影響了冷云過程。