青藏高原東北邊坡復(fù)雜地形重力波的數(shù)值模擬

摘要 基于2007年7月青海祁連站的野外加密探空資料，結(jié)合高分辨率的三維邊界層模式，模擬研究了青藏高原東北邊坡復(fù)雜地形條件下，邊界層對(duì)流引起的干動(dòng)力過程對(duì)該地區(qū)地形重力波產(chǎn)生及傳播的影響機(jī)理。結(jié)果表明：在不同的背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和重力波的空間結(jié)構(gòu)存在較大差異。當(dāng)背景風(fēng)向與山體垂直時(shí)，隨著風(fēng)速增加，山脊背風(fēng)坡混合層頂附近大氣不穩(wěn)定能量加強(qiáng)，激發(fā)了下游區(qū)域較強(qiáng)的重力波信號(hào)，此時(shí)對(duì)流線組織性增強(qiáng)、重力波波列較長，高水汽含量的空氣被波峰傳輸?shù)捷^高的高度，為對(duì)流云發(fā)展提供了有利條件;當(dāng)背景風(fēng)向與山脊走向平行時(shí)，山頂上空對(duì)流發(fā)展旺盛，山脊背風(fēng)坡混合層頂大氣狀態(tài)較穩(wěn)定，激發(fā)的地形重力波信號(hào)較弱且波列較短，整個(gè)混合層頂附近水汽較少，對(duì)流云形成條件減弱;當(dāng)背景大氣浮力頻率減小時(shí)，整個(gè)區(qū)域上空對(duì)流發(fā)展更加旺盛但組織性減弱，背風(fēng)坡下游重力波向上傳輸?shù)木嚯x減小，信號(hào)不顯著，混合層頂附近水汽分布均勻且變化幅度較小，有利于層狀云發(fā)展。

關(guān)鍵詞青藏高原東北邊坡;邊界層結(jié)構(gòu);地形重力波;數(shù)值模擬

地球表面普遍存在不同尺度的非均勻下墊面（張強(qiáng)等，2017）。地形起伏較大的下墊面不僅可以通過影響太陽輻射作用改變區(qū)域水熱平衡（劉屹岷等，2020），而且還可以通過動(dòng)力強(qiáng)迫作用改變區(qū)域風(fēng)場(chǎng)和局地環(huán)流過程（付超等，2017）。地形對(duì)氣流的動(dòng)力強(qiáng)迫主要表現(xiàn)為強(qiáng)迫性抬升和地形重力波，地形是重力波產(chǎn)生的一個(gè)重要來源。這種由復(fù)雜地形強(qiáng)迫激發(fā)的周期性大氣振蕩，其傳播和破碎過程中產(chǎn)生的動(dòng)量垂直輸送和不穩(wěn)定能量釋放，可以引起上下層大氣之間物質(zhì)和能量交換（魏棟等，2016），甚至觸發(fā)中尺度強(qiáng)對(duì)流天氣過程（覃衛(wèi)堅(jiān)等，2013），從而影響降水強(qiáng)度和落區(qū)（鐘水新，2020）。

現(xiàn)實(shí)中，能夠激發(fā)地形重力波的復(fù)雜下墊面十分常見，主要分為中小尺度的丘陵及山谷、高原或大地形引起的復(fù)雜山地，以及不同尺度地形過渡處及內(nèi)部地形陡變區(qū)。以往針對(duì)不同類型復(fù)雜地形強(qiáng)迫產(chǎn)生重力波的結(jié)構(gòu)特征、形成機(jī)理及其對(duì)局地和區(qū)域強(qiáng)對(duì)流發(fā)展及降水的觸發(fā)機(jī)制等方面開展了大量的理論、探測(cè)和模擬研究。研究發(fā)現(xiàn)，地形引起的重力波一般可分為過山波和背風(fēng)波，其中在海拔較低、尺度相對(duì)較小的山區(qū)上空邊界層中常常能夠觀測(cè)到振幅為10～70 dPa之間的重力波活動(dòng)（李藝苑，2009），隨著背景風(fēng)切變和大氣層結(jié)穩(wěn)定度的不同，重力波在垂直方向的變化幅度可從幾百米到上千米（桑建國和李啟泰，1992）。另外，在地勢(shì)相對(duì)平坦的黃土高原典型塬區(qū)，夜間經(jīng)常出現(xiàn)周期大約為60 ～110 s的地形重力波，這與該地區(qū)夜間1～3級(jí)的弱風(fēng)速條件和穩(wěn)定大氣層結(jié)有關(guān)（張署林等，2020）。利用高分辨率邊界層模式對(duì)我國西北地區(qū)復(fù)雜山區(qū)上空速度場(chǎng)的模擬結(jié)果顯示，對(duì)流混合層頂存在對(duì)流活動(dòng)和地形重力波的相互作用，對(duì)流加強(qiáng)或減弱會(huì)受到重力波上升區(qū)的影響，同時(shí)重力波的走向很可能會(huì)影響到深對(duì)流系統(tǒng)的傳播路徑（黃倩等，2007）。事實(shí)上，中小尺度地形強(qiáng)迫產(chǎn)生的重力波不僅會(huì)影響山區(qū)邊界層的流場(chǎng)分布，還在突發(fā)性強(qiáng)降水過程中發(fā)揮著重要作用。謝家旭和李國平（2021）基于多資料融合對(duì)四川盆地西南部重力波活動(dòng)的診斷結(jié)果表明：該地區(qū)獨(dú)特的地形和切變不穩(wěn)定共同觸發(fā)了波長約150 km，持續(xù)時(shí)間約5 h的重力波，強(qiáng)降水落區(qū)和強(qiáng)度與重力波的傳播路徑以及破碎過程中釋放的不穩(wěn)定能量大小有關(guān)。相比于中小尺度山谷和丘陵，高原或大地形引起的復(fù)雜下墊面對(duì)氣流的動(dòng)力強(qiáng)迫抬升作用更加顯著，地形強(qiáng)迫產(chǎn)生的重力波的水平和垂直波長更長，維持時(shí)間更久（張靈杰，2010）。以往的研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原獨(dú)特的地形導(dǎo)致其上空重力波非常活躍，強(qiáng)烈的波活動(dòng)是該區(qū)域上對(duì)流層－下平流層（UTLS）之間物質(zhì)和能量交換的關(guān)鍵機(jī)制。魏棟等（2016）對(duì)青藏高原北側(cè)上空重力波的模擬研究指出，該地區(qū)自西向東傾斜垂直上傳至平流層的地形重力波，導(dǎo)致了UTLS區(qū)域物質(zhì)和能量的垂直輸送，重力波破碎引起了垂直方向強(qiáng)烈的湍流混合和對(duì)流層臭氧侵入平流層。不僅如此，高原大地形激發(fā)的重力波活動(dòng)也是該區(qū)域夏季降水和冬季降雪等一些中尺度天氣過程觸發(fā)的重要因素。在青藏高原東北側(cè)，夏季強(qiáng)降水過程中重力波的動(dòng)力作用下，其伴隨的上升運(yùn)動(dòng)和對(duì)流上升區(qū)的重合促進(jìn)了強(qiáng)對(duì)流發(fā)展，使得降水加強(qiáng)（吳迪等，2016）。李馳欽等（2018）研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原西部降雪之前對(duì)流層中高層存在水平波長300 km左右的西南－東北走向的重力波，與之對(duì)應(yīng)的規(guī)則上升與下沉運(yùn)動(dòng)為中高層的水汽凝結(jié)和動(dòng)力抬升提供了必要條件。青藏高原東北邊坡因地形陡峭度和山脈起伏更大，極易誘發(fā)地形重力波。但因該區(qū)域重力波生命史通常較短，此類現(xiàn)象過程及其災(zāi)害性天氣很難被捕捉到，加之高原東北邊坡觀測(cè)站網(wǎng)稀疏，導(dǎo)致對(duì)其上空氣流場(chǎng)分布和重力波結(jié)構(gòu)了解較少，對(duì)這種復(fù)雜地形條件下中尺度對(duì)流系統(tǒng)的觸發(fā)與維持機(jī)理認(rèn)識(shí)不足（Aitken et al.，2014;Sun et al.，2020）。

事實(shí)上，理論模型和模擬結(jié)果都表明，地形強(qiáng)迫的重力波分布及結(jié)構(gòu)特征主要受到地形參數(shù)、大氣穩(wěn)定度以及背景風(fēng)場(chǎng)的影響（Koch and Golus，1988;楊國祥等，1991;Zhang and Fritsch，2002;程胡華，2017;張涵斌等，2022）。魏家瑞等（2019）基于大氣運(yùn)動(dòng)方程組建立的二維模式再現(xiàn)了地形重力波從產(chǎn)生、傳播到充分發(fā)展的整個(gè)過程，并分析了理想地形上空重力波產(chǎn)生和傳播過程中的動(dòng)力機(jī)制，對(duì)比驗(yàn)證了模擬與理論模型給出的各個(gè)階段重力波水平和垂直波長。郭欣等（2013）利用中尺度模式模擬研究了三維鐘形理想地形條件下，背景大氣的層流速度對(duì)濕條件不穩(wěn)定大氣層結(jié)下地形重力波與云降水關(guān)系的影響，結(jié)果表明：當(dāng)氣流爬山能力較弱時(shí)，地形的阻擋使得地形重力波主要產(chǎn)生在迎風(fēng)坡，并向上游傳播，迎風(fēng)坡云系由最初的層狀云逐漸發(fā)展為準(zhǔn)穩(wěn)定淺對(duì)流波狀云，迎風(fēng)坡容易產(chǎn)生降水;當(dāng)氣流爬山能力較強(qiáng)時(shí)，地形重力波主要形成在背風(fēng)坡并向下游方向傳播，山頂附近會(huì)形成準(zhǔn)穩(wěn)定波狀云，緊靠山頂?shù)谋筹L(fēng)坡一側(cè)容易產(chǎn)生降水。盡管，以往大量的研究有助于我們對(duì)地形強(qiáng)迫產(chǎn)生的重力波動(dòng)力學(xué)理論、形成機(jī)理、及其對(duì)上、下游對(duì)流系統(tǒng)發(fā)展的影響有了較為清晰的認(rèn)識(shí)（陳煒和李躍清，2018）。但總體來看，大多數(shù)研究集中于理想地形的模擬，對(duì)真實(shí)復(fù)雜下墊面強(qiáng)迫產(chǎn)生的重力波活動(dòng)規(guī)律掌握較少;另外，一些針對(duì)實(shí)際地形的研究重點(diǎn)探討了地形重力波對(duì)云降水影響機(jī)理方面，對(duì)干動(dòng)力過程在重力波形成發(fā)展中的作用關(guān)注較為欠缺（杜亮亮等，2012;解承瑩等，2015）。

從現(xiàn)有的模擬結(jié)果來看，高原邊坡的地形重力波過程對(duì)降水有顯著的影響（王文等，2011;王宇虹和徐國強(qiáng)，2017），而大多數(shù)中尺度模式中地形重力波拖曳參數(shù)化方案的阻尼系數(shù)往往是固定的，在地形坡度較大的高原東北邊坡這種模式參數(shù)誤差，致使該地區(qū)重力波上傳的最大高度及水平空間尺度難以準(zhǔn)確預(yù)測(cè)，通常會(huì)造成高原東北邊坡的強(qiáng)對(duì)流降水預(yù)報(bào)頻次偏多、強(qiáng)度偏大（Zhao et al.，2017;Wang et al.，2018）。因此，對(duì)于大氣條件偏干的高原東北邊坡，厘清邊界層對(duì)流引起的干動(dòng)力過程的影響機(jī)制，有助于提高青藏高原東北邊坡對(duì)流觸發(fā)機(jī)理的認(rèn)識(shí)。鑒于此，本文利用高分辨率的三維邊界層模式，模擬了不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和地形重力波較精細(xì)的空間結(jié)構(gòu)特征，并探討了對(duì)流運(yùn)動(dòng)狀態(tài)對(duì)地形強(qiáng)迫重力波傳播，以及湍流和重力波相互耦合的動(dòng)力輸送過程對(duì)水汽的影響。以期對(duì)今后更深入地認(rèn)識(shí)和理解復(fù)雜地形條件下對(duì)流與重力波之間相互作用機(jī)理，以及改進(jìn)和提高中尺度模式對(duì)高原東北邊坡強(qiáng)對(duì)流降水的預(yù)報(bào)預(yù)測(cè)能力提供一定的支撐。

1 模式和方法介紹

1．1 模式介紹

研究所用數(shù)值模式為英國氣象局開發(fā)的高分辨率三維邊界層模式BLASIUS（Boundary Layer Above Stationary，Inhomogeneous Uneven Surface Version3．03，模式詳細(xì)介紹見Tian and Parker，2002;王嬋，2011），該模式被廣泛應(yīng)用于模擬復(fù)雜地形上空過山氣流、湍流分離以及地形重力波等。模式采用一階湍流閉合方案，這與Deardorff（1974）所用大渦模擬中湍流閉合方案思想類似。模式模擬的水平區(qū)域?yàn)?00 km×200 km，垂直高度為10 km。模式采用地形追隨坐標(biāo)，在水平方向采用1 km的均勻網(wǎng)格距（200×200個(gè)格點(diǎn)），垂直方向采用隨高度變化的伸縮網(wǎng)格（共30層，其中在5 km以下分辨率較高）。模式的運(yùn)動(dòng)方程和坐標(biāo)轉(zhuǎn)換方程均采用有限差分格式進(jìn)行離散化處理。模式水平方向?yàn)橹芷趥?cè)邊界條件，垂直方向在23高度處加入瑞利阻尼層。模式初始場(chǎng)選取了2007年7月17日在青海祁連站07時(shí)GPS探空風(fēng)、溫、濕、壓等資料，地形資料來源于1．8 km×1．8 km的高程數(shù)據(jù)（數(shù)據(jù)來源https：／／topex.ucsd.edu／WWW_html／mar_topo.html）。這里需要說明的是，本文所用的BLASIUS邊界層模式中沒有水汽相變相關(guān)的參數(shù)化方案，因此模擬過程也沒有考慮潛熱釋放對(duì)邊界層的作用，研究中所有試驗(yàn)?zāi)M的都是干對(duì)流過程。

1．2 研究區(qū)概況

研究所選區(qū)域?yàn)榍嗖馗咴瓥|北邊坡青海祁連站附近山體，大致范圍為100°E～102．5°E、38°N～40．5°N，研究區(qū)域整體地形及植被覆蓋，如圖1a所示。可見，該地區(qū)整體海拔較高且地形陡峭，下墊面特性極其復(fù)雜。區(qū)域內(nèi)存在一個(gè)西北－東南走向的主山脊，其平均海拔接近2．6 km，區(qū)域內(nèi)最大海拔高度超過4．0 km，位于區(qū)域西南角。圖1b給出了隨機(jī)抽取研究區(qū)500個(gè)格點(diǎn)上模式輸入的實(shí)際地形高度和輸出的模擬高度對(duì)比，總體來看模擬的地形高度與實(shí)際地形數(shù)據(jù)較為一致，只是在個(gè)別大于3 km的位置模式模擬高度偏低，但并不影響模式對(duì)高原東北邊坡復(fù)雜地形特征的刻畫。為了更清晰地看出該地區(qū)對(duì)流活動(dòng)和重力波傳播隨著復(fù)雜地形起伏的發(fā)展變化過程，在后續(xù)的研究中主要選取了橫跨主山脊的38．8°N剖面進(jìn)行分析。

1．3 數(shù)值試驗(yàn)設(shè)計(jì)

該研究選用了2007年7月青海祁連站加密觀測(cè)的小球探空資料，利用試驗(yàn)期間典型雨天7月17日07時(shí)風(fēng)、溫、濕、壓作為模式初始場(chǎng)驅(qū)動(dòng)了標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)A1（如表1）。之所以選擇雨天作為模擬對(duì)象，是因?yàn)閺?fù)雜地形條件下雨天產(chǎn)生的重力波信號(hào)更容易捕捉。前期研究表明，對(duì)于給定的山體，重力波的形成發(fā)展主要受背景氣流速度、來向和大氣層結(jié)穩(wěn)定度的影響。因此，為了進(jìn)一步深入地了解不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流活動(dòng)和重力波傳播機(jī)制，這里分別設(shè)計(jì)了三組共9個(gè)試驗(yàn)。其中，第一組為風(fēng)向（220°，與山體垂直的西南風(fēng)）和浮力頻率（N=0．012 s-1）與標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)相同，只改變背景風(fēng)速的試驗(yàn)（表1中的A1、A2和A3）;第二組為浮力頻率保持不變（N=0．012 s-1），風(fēng)向?yàn)?10°時(shí)（與山體平行），改變背景風(fēng)速的試驗(yàn)（表1中B1、B2和B3）;第三組為風(fēng)向保持不變（220°，與山體垂直），浮力頻率減小為0．006 s-1時(shí)，改變背景風(fēng)速的試驗(yàn)（表1中的C1、C2和C3）。表1中列出了與試驗(yàn)相關(guān)的一些主要參數(shù)。其中，F(xiàn)r表示Froude數(shù)（Fr=U／（Nhmax），U為背景風(fēng)速，N為浮力頻率，hmax為區(qū)域內(nèi)山體的最大相對(duì)高度約2 407 m），是氣流過山理論中反映氣流爬山能力的關(guān)鍵因子。Fr數(shù)越大，氣流越容易越過山脊，當(dāng)Fr數(shù)大于 1 時(shí)，背景大氣的水平流速大于地形強(qiáng)迫下重力波的傳播速度，此時(shí)氣流比較容易越過山脊并向山下游方向傳播;Fr數(shù)較小時(shí)，氣流爬坡較困難，部分氣流在山前迎風(fēng)坡被阻塞或繞山分流，此時(shí)地形強(qiáng)迫的重力波速度大于背景大氣的流速。一般，當(dāng) Fr大于0．5時(shí)，氣流就具備了過山的能力（郭欣等，2013）。

2 模擬結(jié)果

2．1 模擬與實(shí)測(cè)結(jié)果對(duì)比

從標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)（表1中A1試驗(yàn)）模擬的2007年7月17日位溫、比濕和風(fēng)速隨高度的變化與實(shí)測(cè)資料對(duì)比可以看出（圖2），模式模擬的各變量與實(shí)測(cè)結(jié)果之間存在一些偏差，這不僅與高原東北邊坡復(fù)雜地形條件下氣象場(chǎng)的非均勻性較大有關(guān)，還與所用BLASIUS模式對(duì)邊界層湍流的模擬方法有關(guān)（該模式使用RANS方法模擬的湍流最終得到的是時(shí)間平均后的結(jié)果）。其中，模式對(duì)位溫的描述相對(duì)較好，而模擬的比濕整體偏大（這與該模式?jīng)]有與水汽相變相關(guān)的微物理過程有關(guān)），且風(fēng)速在水平方向變化幅度較小。這里需要說明的是，為了將模擬結(jié)果與觀測(cè)廓線進(jìn)行匹配對(duì)比，圖2中垂直坐標(biāo)給出的是相對(duì)高度，即模擬高度減去祁連站的海拔高度（2．6 km）。盡管由于模式本身的設(shè)置及下墊面的復(fù)雜性，導(dǎo)致了模式對(duì)比濕和風(fēng)速描述與實(shí)測(cè)之間存在一些偏差，但總體上來看，14和19時(shí)模擬與實(shí)測(cè)位溫垂直廓線的結(jié)構(gòu)及分布較為一致，這說明該模式基本能夠反映出高原邊坡復(fù)雜地形上空大氣邊界層（Atmospheric Boundary Layer，簡稱ABL）的基本結(jié)構(gòu)特征。在雨天，地表感熱通量較弱，且受到云覆蓋的影響，地表吸收的短波輻射減少，邊界層發(fā)展主要由低空急流導(dǎo)致的強(qiáng)風(fēng)切變驅(qū)動(dòng)。從圖2c中14和19時(shí)實(shí)測(cè)風(fēng)速可以看出，14時(shí)近地面風(fēng)速較大可達(dá)60 m／s（與復(fù)雜地形引起的地表摩擦速度較大有關(guān)），近地層湍流發(fā)展旺盛，隨著風(fēng)速快速減小，湍流混合受到抑制，高原東北邊坡對(duì)流混合層高度約為0．8 km左右，且其上部有一層較為深厚的逆溫層覆蓋。盡管前一天是發(fā)展較為充分的晴天邊界層，但在雨天地表熱通量本來較低，近地層較大的風(fēng)切變降低了地表對(duì)大氣的加熱效率，使得當(dāng)天的對(duì)流混合層發(fā)展較緩慢，且主要以機(jī)械湍流占主導(dǎo)。到了19時(shí)，混合層高度繼續(xù)降低，已不足0．6 km，這與雨天沒有持續(xù)的地表熱量供應(yīng)有關(guān);且其上部覆蓋逆溫層越來越厚，這種ABL結(jié)構(gòu)在后續(xù)地表熱量不足的前提下，很難發(fā)展為較深厚的對(duì)流層（王蓉等，2020）。

2．2 不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫對(duì)ABL垂直結(jié)構(gòu)的影響

從圖3中各敏感性試驗(yàn)?zāi)M的14時(shí)位溫廓線對(duì)比可以看出，在不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，ABL垂直結(jié)構(gòu)及分布存在一定的差異。當(dāng)風(fēng)向和浮力頻率與標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)相同，只改變背景風(fēng)速的大小時(shí)，隨著風(fēng)速增加（A組試驗(yàn)），對(duì)流混合層中低層（0．7 km以下）變冷，這主要是由于地表熱量較低時(shí)，風(fēng)速增加會(huì)降低地表對(duì)大氣的加熱效率造成的。盡管風(fēng)速增加不利于混合層低層加熱，但混合層高度卻有所增加，這與增大風(fēng)速加快了對(duì)流混合層頂部夾卷過程有關(guān)，上部暖空氣與混合層頂附近空氣之間交換更加頻繁，因此A3和A2試驗(yàn)中混合層頂附近（0．9 km和0．88 km）空氣也較A1試驗(yàn)中更暖，同時(shí)A3試驗(yàn)中呈現(xiàn)更為清晰的混合層。當(dāng)浮力頻率保持不變，背景風(fēng)向?yàn)?10°時(shí)（B組試驗(yàn)），與風(fēng)向?yàn)?20°時(shí)相比（A組試驗(yàn)），整體上對(duì)流混合層發(fā)展高度稍高，但此時(shí)混合層更接近于中性層結(jié)，其中低層相對(duì)更暖，而頂部相對(duì)更冷，這說明風(fēng)向?qū)BL內(nèi)物理量分布起著重要的作用。相比之下，當(dāng)背景風(fēng)向保持不變，而浮力頻率減小時(shí)（C組試驗(yàn)），ABL結(jié)構(gòu)發(fā)生了明顯的變化，即浮力頻率減小造成的大氣穩(wěn)定度降低加速了ABL發(fā)展，此時(shí)對(duì)流混合層位溫明顯升高且厚度增大，其中C2試驗(yàn)混合層可以達(dá)到1．3 km，比A2試驗(yàn)增加了近0．42 km左右。這說明背景大氣浮力頻率減小更有利于ABL在垂直方向的混合和貫通。

2．3 不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫對(duì)對(duì)流和重力波過程的影響

2．3．1 不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下對(duì)流和重力波的垂直結(jié)構(gòu)特征

為了直觀地反映出不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下青藏高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和重力波的垂直結(jié)構(gòu)特征，圖4給出了各敏感性試驗(yàn)?zāi)M的14時(shí)垂直速度和位溫的垂直剖面。總體來看，圖4中垂直氣流有明顯的上升和下沉間隔分布，這與陰雨天較小的地表加熱和較大的風(fēng)切變（圖2c）導(dǎo)致了排列規(guī)則的邊界層對(duì)流有關(guān)，正好符合邊界層對(duì)流卷形成的條件，此時(shí)邊界層湍流主要是機(jī)械湍流。另外，從圖4a可以看出，由于標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)（A1試驗(yàn)）中Fr數(shù)較小僅為0．27，迎風(fēng)坡（山體的西邊）的氣流很難越過山脊到達(dá)整個(gè)區(qū)域上空，地形動(dòng)力抬升作用使得模擬區(qū)域內(nèi)較高山脊的迎風(fēng)坡（y=-100 km至-80 km區(qū)域）存在一個(gè)較強(qiáng)的輻合上升區(qū)，而在較高山脊的背風(fēng)坡（山體的東邊）（y=-70 km至-50 km區(qū)域）出現(xiàn)了明顯的補(bǔ)償性輻散下沉區(qū)。當(dāng)部分氣流繞過較高的山脊后，繼續(xù)爬升一個(gè)較低的山脊，較低山脊的迎風(fēng)坡和山頂上空對(duì)應(yīng)著較弱的上升氣流區(qū)，并在過山后的下游區(qū)域出現(xiàn)了大范圍的補(bǔ)償性下沉氣流區(qū)。此時(shí)，在第二個(gè)較低山脊下游區(qū)域出現(xiàn)了信號(hào)較弱，水平波長約為35 km左右，垂直方向可上傳至5．5 km高度的重力波。

當(dāng)背景風(fēng)向和浮力頻率保持不變的前提下（A組試驗(yàn)），隨著風(fēng)速增加，F(xiàn)r數(shù)逐漸增大，迎風(fēng)坡氣流越容易越過山脊，也更容易在下游區(qū)域產(chǎn)生重力波信號(hào)。這從圖4a、b和c對(duì)比可以清晰地看出，在A2和A3試驗(yàn)中，模擬區(qū)域第二個(gè)較低山脊下游區(qū)域混合層內(nèi)上升和下沉運(yùn)動(dòng)排列得更加規(guī)則（重力波的波列），且混合層頂上部位溫等值線變化幅度增大，說明地形強(qiáng)迫的重力波傾斜向上東傳越明顯。此外，背景風(fēng)速增加，地形重力波信號(hào)在較高的第一個(gè)山脊上游區(qū)域逐漸減弱，而在較低的第二個(gè)山脊下游區(qū)域信號(hào)越來越明顯，振幅明顯增大（位溫等值線變密且波動(dòng)幅度更大），尤其是A3試驗(yàn)中海拔3．3 km存在顯著的重力波波列。

當(dāng)背景大氣的浮力頻率保持不變，而風(fēng)向改變與山脊走向平行時(shí)（B組試驗(yàn)），總體上模擬區(qū)域上空對(duì)流發(fā)展的平均高度與A組試驗(yàn)中相差不大，但整個(gè)ABL內(nèi)對(duì)流的強(qiáng)度有明顯增強(qiáng)（用垂直速度最大值表示對(duì)流的強(qiáng)度），這表明當(dāng)風(fēng)向與山脊平行時(shí)更有利于山地上空對(duì)流的混合，尤其是風(fēng)速較大時(shí)（B2和B3試驗(yàn)，圖4e和f）混合更加劇烈。另外，相比于A組試驗(yàn)，B組試驗(yàn)中模擬區(qū)域第一個(gè)較高山脊上游區(qū)域和第二個(gè)山脊下游區(qū)域輻合上升氣流有所增強(qiáng)，但重力波的信號(hào)明顯減弱，這說明當(dāng)風(fēng)向與山脊平行時(shí)，高大地形的動(dòng)力抬升作用加強(qiáng)但重力波信號(hào)卻有所減弱，此時(shí)有利于ABL內(nèi)部能量和物質(zhì)的混合，而不利于ABL與其上部的交換。

當(dāng)背景風(fēng)向保持不變，而浮力頻率減小時(shí)（C組試驗(yàn)），模擬區(qū)域上空對(duì)流發(fā)展比A組試驗(yàn)中更加充分，其中對(duì)流發(fā)展的高度和強(qiáng)度都有明顯增大。尤其是在風(fēng)速較大時(shí)（C2和C3試驗(yàn)，圖4h和i），研究區(qū)第一個(gè)較高山脊迎風(fēng)坡的輻合上升氣流顯著增強(qiáng)，在合適的水汽條件下該區(qū)域強(qiáng)烈的動(dòng)力抬升作用極易誘發(fā)深對(duì)流系統(tǒng)并形成對(duì)流性降水。此外，相比于A組試驗(yàn)，隨著大氣靜力穩(wěn)定度減小，產(chǎn)生重力波的條件得不到滿足，不管是山前迎風(fēng)坡還是山后下游區(qū)域重力波信號(hào)都越來越弱。此時(shí)復(fù)雜地形上空垂直運(yùn)動(dòng)的隨機(jī)性增大，對(duì)流分布也會(huì)變得更加不規(guī)則，這可以進(jìn)一步從垂直速度的水平空間分布（圖5和圖6）更加清晰地看出。

通過對(duì)比可以看出，不同的背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流活動(dòng)與重力波在垂直方向的分布存在較大差異。其中當(dāng)風(fēng)向與山脊走向垂直、且風(fēng)速較大時(shí)，迎風(fēng)坡氣流更容易越過山脊，并在山脊下游以重力波的形式進(jìn)行傳播，從而影響下游地區(qū)的天氣變化。

2．3．2 不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下對(duì)流和重力波的水平結(jié)構(gòu)特征

隨著地表加熱大氣，對(duì)流泡逐漸從地面開始向上發(fā)展，并形成對(duì)流混合層，其上部仍為相對(duì)較穩(wěn)定的層結(jié)，在該層大氣內(nèi)重力波清晰可見。當(dāng)對(duì)流充分發(fā)展時(shí)，其上部的穩(wěn)定層結(jié)逐漸消失，地形強(qiáng)迫的重力波逐漸與地面失去聯(lián)系而消失。因此，對(duì)流混合層頂是低層熱力對(duì)流與地形強(qiáng)迫下的重力波相互作用的關(guān)鍵界面（黃倩等，2007）。從圖3中各試驗(yàn)?zāi)M的位溫垂直廓線可以看出，三組試驗(yàn)中對(duì)流混合層頂大約在相對(duì)高度0．6～1．4 km，即海拔高度3．2～4．0 km左右。因此，為了更清晰地呈現(xiàn)不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下對(duì)流活動(dòng)和重力波的水平空間結(jié)構(gòu)，圖5和6分別給出了對(duì)流混合層內(nèi)部（3．0 km）和對(duì)流混合層頂附近（3．5 km，均為海拔高度）垂直速度的水平剖面。其中，3．0 km剖面可以反映出熱力對(duì)流的細(xì)微結(jié)構(gòu)特征，3．5 km剖面能夠反映出重力波波列較為清晰的分布。

從標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)（A1試驗(yàn)）模擬的兩個(gè)水平剖面上垂直速度的空間分布可以看出（圖5a和6a），當(dāng)Fr數(shù)較小僅為0．27時(shí)，氣流相對(duì)不容易越過高大山脊，模擬區(qū)域第一個(gè)較高山脊上游區(qū)域?qū)α骰旌蠈觾?nèi)（3．0 km，圖5a）對(duì)流活動(dòng)發(fā)展非常旺盛，其形式主要表現(xiàn)為環(huán)狀對(duì)流泡;隨著高度的增加，在對(duì)流混合層頂附近（3．5 km，圖6a），部分環(huán)狀對(duì)流泡的強(qiáng)度有所減弱，并逐漸發(fā)展成線狀對(duì)流（x=-100～-80 km，y=-60～-20 km），此時(shí)重力波波列非常明顯。當(dāng)部分氣流爬山后與繞流氣流匯合并在較高山脊的背風(fēng)坡形成了下沉氣流，同時(shí)氣流二次爬坡后在較低山脊的背風(fēng)坡出現(xiàn)了大范圍的補(bǔ)償性下沉氣流，并在下游區(qū)域出現(xiàn)了信號(hào)較弱，波列較短的重力波信號(hào)（圖6a中x為40～80 km，y為20～80 km）。隨著背景風(fēng)速增大，F(xiàn)r數(shù)逐漸增大，氣流爬坡變得相對(duì)越來越容易，較高山脊上游的熱力對(duì)流強(qiáng)度明顯增強(qiáng)（圖5b和c），第二個(gè)較低山脊下游區(qū)域上空的重力波信號(hào)增強(qiáng)且波列長度明顯增大（圖6b和c）。

當(dāng)背景大氣浮力頻率保持不變，模擬區(qū)域風(fēng)向與山脊走向平行（B組試驗(yàn)）時(shí)，整體上模擬區(qū)域上空熱力對(duì)流強(qiáng)度較A組試驗(yàn)有所增強(qiáng)，尤其是在對(duì)流混合層內(nèi)部（3．0 km高度）的第二個(gè)山脊下游區(qū)域（圖5d、e和f，x為0 ～60 km，y為-20～60 km）更為明顯。隨著背景風(fēng)速增加，對(duì)流混合層頂附近（3．5 km）對(duì)流活動(dòng)仍以環(huán)狀對(duì)流泡為主，僅在小范圍出現(xiàn)了線狀對(duì)流，此時(shí)重力波信號(hào)較弱，且波列較短（圖6 d、e和f，x=60～100 km，y=-100～-20 km）。

當(dāng)背景風(fēng)向保持不變，減小模擬區(qū)域的浮力頻率時(shí)（C組試驗(yàn)），F(xiàn)r數(shù)明顯增大，氣流相對(duì)更加容易越過山脊，此時(shí)模擬區(qū)域第一個(gè)較高山脊上游區(qū)域上升氣流范圍減小而對(duì)流強(qiáng)度卻明顯增強(qiáng)，混合層內(nèi)（3．0 km）的對(duì)流主要以熱對(duì)流泡為主（圖5h、i和j）。同時(shí)，大氣穩(wěn)定度減小使得研究區(qū)上空混合層內(nèi)對(duì)流發(fā)展更加旺盛，此時(shí)混合頂附近（3．5 km，圖6h、i和j）有明顯的對(duì)流線存在，但重力波信號(hào)卻較A組試驗(yàn)中變?nèi)酢ｋS著背景風(fēng)速增加，F(xiàn)r數(shù)逐漸超過1．0，此時(shí)氣流很容易越過山脊，因此研究區(qū)較低山脊的下游區(qū)域（x=20～100 km，y=-60～40 km）對(duì)流活動(dòng)也有所增強(qiáng)，但對(duì)流的組織性卻減弱，不管是對(duì)流混合層內(nèi)部（3．0 km）還是其頂部附近（3．5 km）對(duì)流的隨機(jī)性增大，且整個(gè)區(qū)域上空重力波的信號(hào)變得不明顯，波列較短。

通過對(duì)比可以看出，不同的背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和重力波在水平方向的空間結(jié)構(gòu)存在顯著差異。其中當(dāng)風(fēng)向與山脊走向垂直、且風(fēng)速較大時(shí)，山脊背風(fēng)坡上空重力波信號(hào)較強(qiáng)且波列較長;當(dāng)風(fēng)向與山脊走向平行時(shí)，山脊背風(fēng)坡上空重力波信號(hào)減弱且波列較短;減小大氣靜力穩(wěn)定度時(shí)，雖然背風(fēng)坡上空重力波信號(hào)不明顯，但研究區(qū)域上空對(duì)流線可以延伸展至較高的高度且強(qiáng)度較強(qiáng)，這說明穩(wěn)定度較小時(shí)更有利于對(duì)流層與其上部大氣的混合貫通。

2．3．3 不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下對(duì)流活動(dòng)對(duì)重力波的影響

理查森數(shù)（Ri）作為表征湍流強(qiáng)弱的一個(gè)重要參數(shù)，同時(shí)包含了熱力和動(dòng)力因子對(duì)湍流發(fā)展的影響，不僅是反應(yīng)對(duì)流運(yùn)動(dòng)狀態(tài)的綜合性指標(biāo)，也能在一定程度上診斷重力波（壽紹文等，2009）。根據(jù)Irwin（1979）的分類標(biāo)準(zhǔn)，可以將Ri細(xì)分為6個(gè)等級(jí)：1）當(dāng)Rilt;-3．433時(shí)，表示極不穩(wěn)定狀態(tài);2）當(dāng)-3．433≤Rilt;-1．375時(shí)，表示不穩(wěn)定狀態(tài);3）當(dāng)-1．375≤Rilt;-0．233時(shí)，表示弱不穩(wěn)定狀態(tài);4）當(dāng)-0．233≤Rilt;0．145時(shí)，表示中性狀態(tài);5）當(dāng)0．145≤Rilt;0．636時(shí)，表示弱穩(wěn)定狀態(tài);6）當(dāng)Ri≥0．636時(shí)，表示穩(wěn)定狀態(tài)。

當(dāng)背景風(fēng)向與山脊走向垂直時(shí)（A組試驗(yàn)，圖7a、b和c），隨著背景風(fēng)速增加，模擬區(qū)域第一個(gè)高大山脊迎風(fēng)坡Ri數(shù)逐漸增大，大氣由不穩(wěn)定向穩(wěn)定狀態(tài)轉(zhuǎn)變的區(qū)域變大，且上升氣流的強(qiáng)度和范圍都有所減小，因此激發(fā)重力波的垂直風(fēng)切變減弱，山脊上游區(qū)域重力波信號(hào)變?nèi)酢Ｍ瑫r(shí)，隨著背景風(fēng)速增加，模擬區(qū)域第二個(gè)較低山脊下游區(qū)域上升氣流的強(qiáng)度和范圍明顯增大，且上升和下沉氣流排列更加規(guī)則，此時(shí)混合層頂附近大氣由弱穩(wěn)定狀態(tài)向弱不穩(wěn)定和不穩(wěn)定狀態(tài)轉(zhuǎn)變的比例增大，該層大氣變得更加不穩(wěn)定，垂直風(fēng)切變加強(qiáng)，氣流的擾動(dòng)動(dòng)能加大，因此激發(fā)了向下游區(qū)域傳播的較強(qiáng)重力波信號(hào)。

當(dāng)浮力頻率固定不變，而背景風(fēng)向與山脊走向平行時(shí)（B組試驗(yàn)，圖7d、e和f），總體上整個(gè)區(qū)域上升氣流發(fā)展的平均高度與A組試驗(yàn)中相差不大，但模擬研究區(qū)上空上升氣流的強(qiáng)度較強(qiáng)，尤其是在第一個(gè)較高山脊上游和第二個(gè)較低山脊下游區(qū)域。另外，此時(shí)模擬區(qū)域的上升和下沉氣流尺度較大、排列變得不規(guī)則，且邊界層頂附近Ri數(shù)較A組試驗(yàn)中明顯變大，其中弱穩(wěn)定和穩(wěn)定狀態(tài)大氣的比例大于弱不穩(wěn)定和不穩(wěn)定大氣，使得混合頂附近垂直風(fēng)切變減小，因此不利于地形重力波的產(chǎn)生和傳播。

當(dāng)背景大氣的浮力頻率減小時(shí)（C組試驗(yàn)，圖7g、h和i），整個(gè)研究區(qū)域上空上升氣流平均發(fā)展高度和強(qiáng)度較A組試驗(yàn)中更大，且對(duì)流混合層內(nèi)Ri數(shù)明顯減小，極不穩(wěn)定和不穩(wěn)定狀態(tài)所占大氣的比例更高（尤其是C2和C3試驗(yàn)中較為明顯），說明此時(shí)對(duì)流混合層內(nèi)大氣運(yùn)動(dòng)非常劇烈。另外，和A組試驗(yàn)相比，盡管穩(wěn)定度減小有利于低層大氣的混合，但混合層頂附近較大的Ri數(shù)使得該層大氣不穩(wěn)定能量較低，不利于地形強(qiáng)迫產(chǎn)生的重力波向上傳播，因此整個(gè)區(qū)域上空的重力波信號(hào)減弱。

通過對(duì)比可以看出，不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流運(yùn)動(dòng)狀態(tài)對(duì)地形強(qiáng)迫下產(chǎn)生的重力波傳播過程有著非常重要的影響。只有當(dāng)風(fēng)向與山脊走向垂直，且背景風(fēng)速較大時(shí)，邊界層頂附近不穩(wěn)定大氣狀態(tài)產(chǎn)生的較大垂直風(fēng)切變，才更有利于地形重力波向下游區(qū)域傳播。當(dāng)然，重力波活動(dòng)也可以反過來影響到對(duì)流的發(fā)展，可以預(yù)期，如果對(duì)流上升區(qū)正好與重力波波峰相重合，那么該區(qū)域的垂直上升運(yùn)動(dòng)將會(huì)得到增強(qiáng)。反之，如果對(duì)流上升區(qū)正好與重力波波谷相重合，那么該區(qū)域的垂直上升運(yùn)動(dòng)將會(huì)被減弱。

2．3．4 不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下重力波對(duì)水汽分布的作用

地形的阻擋和動(dòng)力抬升可以引起氣流運(yùn)動(dòng)特性的改變，進(jìn)而影響到水汽循環(huán)的熱、動(dòng)力效應(yīng)（智協(xié)飛和霍自強(qiáng)，2023）。從上述分析可以看出，在不同的背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和重力波在垂直和水平方向都存在顯著的差異，這會(huì)進(jìn)一步造成水汽分布和輸送特征不同，從而導(dǎo)致該地區(qū)云和降水產(chǎn)生機(jī)理變得更為復(fù)雜。

從圖8所示的各試驗(yàn)?zāi)M的14時(shí)比濕和位溫的垂直分布來看，在標(biāo)準(zhǔn)試驗(yàn)中（試驗(yàn)A1，圖8a），風(fēng)向與山脊走向垂直，隨著地形高低起伏，比濕和位溫表現(xiàn)出不均勻的分布特征，其中在研究區(qū)域第一個(gè)較高山脊的迎風(fēng)坡（x=-100～-80 km）和第二個(gè)較低山脊的背風(fēng)坡下游區(qū)域（x=60～100 km）存在比濕的高值區(qū)。這與高大地形山前的阻擋形成了水汽強(qiáng)烈的輻合抬升和山脊背風(fēng)坡下游顯著的下沉氣流導(dǎo)致的絕熱增溫抬升效應(yīng)有關(guān)。隨著背景風(fēng)速增加（試驗(yàn)A2和A3，圖8b和c），地形重力波振幅逐漸增大，很明顯重力波波峰處所對(duì)應(yīng)的比濕較大（尤其是A3中特別明顯），這說明隨著重力波向上傳播的過程低層的水汽被輸送到高空，為原有云系的增強(qiáng)或新云系的生成提供了有利條件。

當(dāng)背景風(fēng)向與山脊平行時(shí)（B組試驗(yàn)，圖8d、e和f），整體上研究區(qū)域兩個(gè)比濕的高值區(qū)大致范圍沒有發(fā)生明顯的變化，但由于此時(shí)重力波信號(hào)減弱，高水汽含量的空氣被傳輸?shù)母叨扔兴档停疑蠈拥退康目諝庀蛳禄旌陷^多，使得整個(gè)對(duì)流混合層頂附近（3．5～4．0 km）空氣較A組試驗(yàn)偏干。特別是在研究區(qū)兩個(gè)山脊的背風(fēng)坡及其下游區(qū)域（x為-70～-60 km和-40～100 km），這種現(xiàn)象在風(fēng)速較大的B2和B3試驗(yàn)（圖8e和f）中更為明顯，這不利于該區(qū)域午后對(duì)流云的發(fā)展。

當(dāng)背景大氣的浮力頻率減小時(shí)（C組試驗(yàn)，圖8g，h和i），總體上研究區(qū)域仍然是在較高山脊的迎風(fēng)坡和較低山脊的下游區(qū)域存在兩個(gè)比濕的高值區(qū)，但整個(gè)混合層（3．5 km高度以下）內(nèi)比濕的分布較A組試驗(yàn)中更加均勻，這與大氣穩(wěn)定度降低造成的混合層對(duì)流發(fā)展更加充分有關(guān)。但是，由于隨著重力波信號(hào)的減弱，高水汽含量的空氣向上輸送受到限制，低層大范圍水汽的抬升在混合層頂附近造成了堆積，使得比濕分布在整個(gè)混合層頂附近（3．5～4．0 km）變化幅度減小，此時(shí)有利于大范圍層狀云系的發(fā)展。

總體來看，高原東北邊坡復(fù)雜地形對(duì)水汽分布、強(qiáng)度及強(qiáng)中心的位置等有著顯著的影響。而在不同背景強(qiáng)迫下，地形對(duì)水汽的影響主要體現(xiàn)在不同高度水汽的分布和水汽增幅效應(yīng)上。對(duì)比發(fā)現(xiàn)，當(dāng)風(fēng)向與山脊走向垂直，且背景風(fēng)速較大時(shí)，隨著重力波的傳播過程，高水汽含量的空氣被波峰傳輸?shù)捷^高的高度，為對(duì)流云的發(fā)展提供了有利條件;當(dāng)風(fēng)向與山脊平行時(shí)，整個(gè)混合層頂附近水汽較少，對(duì)流云形成的條件減弱;當(dāng)降低大氣的穩(wěn)定度后，山脊背風(fēng)坡及下游區(qū)域混合層頂附近水汽分布均勻且變化幅度較小，為層狀云的發(fā)展提供了有利條件。

3 結(jié)論與討論

本文基于青藏高原東北邊坡復(fù)雜地形條件下雨天野外加密探空觀測(cè)資料，利用高分辨率的三維邊界層模式，通過不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫的敏感性試驗(yàn)，模擬研究了高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和地形重力波較精細(xì)的空間結(jié)構(gòu)特征，探討了對(duì)流運(yùn)動(dòng)狀態(tài)對(duì)地形重力波產(chǎn)生和傳播的影響，以及湍流和重力波相互耦合的動(dòng)力輸送過程對(duì)水汽分布的作用，揭示了邊界層對(duì)流引起的干動(dòng)力過程對(duì)該地區(qū)地形重力波產(chǎn)生及傳播的影響機(jī)理。主要結(jié)論如下：

1）盡管由于模式本身的設(shè)置及下墊面的復(fù)雜性，導(dǎo)致了模式對(duì)ABL比濕和風(fēng)速描述與實(shí)測(cè)之間存在一些偏差，但總體上模擬的各時(shí)次位溫與實(shí)測(cè)結(jié)果較為一致，這說明該模式基本能夠反映出高原東北邊坡復(fù)雜地形上空ABL總體結(jié)構(gòu)和大氣層結(jié)的分布特征。

2）在不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空ABL垂直結(jié)構(gòu)及分布存在一定的差異。當(dāng)背景風(fēng)向和浮力頻率保持不變時(shí)，隨著背景風(fēng)速增加，不僅對(duì)流混合層中低層變冷，且混合層發(fā)展高度有所增加。改變背景風(fēng)向不能顯著地改變ABL整體結(jié)構(gòu)，但對(duì)ABL內(nèi)部物理量分布起著重要的作用。背景大氣浮力頻率的減小更有利于ABL在垂直方向的混合和貫通。

3）在不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流和重力波的空間結(jié)構(gòu)明顯不同。當(dāng)背景風(fēng)向和浮力頻率保持不變時(shí)，隨著風(fēng)速增加，迎風(fēng)坡氣流更容易越過山脊，山前迎風(fēng)坡重力波信號(hào)減弱但對(duì)流強(qiáng)度增強(qiáng)，山脊背風(fēng)坡下游區(qū)域重力波信號(hào)增強(qiáng)、振幅增大，其上空對(duì)流線組織性較強(qiáng)。當(dāng)背景風(fēng)向發(fā)生變化與山脊走向平行時(shí)，高大地形的動(dòng)力抬升作用加強(qiáng)，混合層內(nèi)對(duì)流泡的強(qiáng)度增強(qiáng)，混合層頂附近對(duì)流線強(qiáng)度減弱，山脊背風(fēng)坡重力波信號(hào)較弱且波列較短。背景大氣浮力頻率減小，使得對(duì)流發(fā)展高度和強(qiáng)度都增大，混合層內(nèi)對(duì)流分布變得不規(guī)則，其上空對(duì)流泡和混合層頂附近對(duì)流線的組織性減弱，山脊背風(fēng)坡下游區(qū)域上空重力波信號(hào)不顯著且傳輸?shù)木嚯x減小。

4）在不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流運(yùn)動(dòng)狀態(tài)對(duì)地形重力波的產(chǎn)生和傳播有著非常重要的影響。當(dāng)背景風(fēng)向和浮力頻率保持不變時(shí)，隨著背景風(fēng)速增加，山前迎風(fēng)坡Ri數(shù)逐漸增大，大氣變得穩(wěn)定，激發(fā)重力波的垂直風(fēng)切變減小，重力波信號(hào)變?nèi)酢Ｉ胶笙掠螀^(qū)域混合層頂附近大氣的不穩(wěn)定狀態(tài)加強(qiáng)，擾動(dòng)動(dòng)能加大，更容易激發(fā)向下游區(qū)域傳播的較強(qiáng)重力波信號(hào)。當(dāng)背景風(fēng)向發(fā)生變化與山脊走向平行時(shí)，研究區(qū)混合層頂附近Ri數(shù)整體上增大，大氣狀態(tài)偏穩(wěn)定，混合頂附近垂直風(fēng)切變減小，不利于地形重力波向上傳播。背景大氣浮力頻率減小，有利于低層大氣的充分混合，但混合層頂附近較大的Ri數(shù)使得該層大氣不穩(wěn)定能量較低，不利于地形強(qiáng)迫產(chǎn)生的重力波向上傳播，整個(gè)區(qū)域上空重力波信號(hào)減弱。

5）在不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫下，高原東北邊坡復(fù)雜地形對(duì)水汽的影響主要體現(xiàn)在不同高度水汽的分布和水汽增幅效應(yīng)上。當(dāng)背景風(fēng)向和浮力頻率保持不變時(shí)，隨著背景風(fēng)速增加，重力波振幅增大，高水汽含量的空氣被波峰傳輸?shù)捷^高的高度，為對(duì)流云發(fā)展提供了有利條件;當(dāng)背景風(fēng)向發(fā)生變化與山脊走向平行時(shí)，整個(gè)混合層頂附近水汽較少，對(duì)流云形成條件減弱;背景大氣浮力頻率減小，山脊背風(fēng)坡及下游區(qū)域混合層頂附近水汽分布均勻且變化幅度較小，有利于層狀云發(fā)展。

上述研究通過改變背景大氣的風(fēng)速、風(fēng)向和浮力頻率的敏感性試驗(yàn)，模擬了不同背景場(chǎng)強(qiáng)迫對(duì)高原東北邊坡復(fù)雜地形上空對(duì)流活動(dòng)和重力波傳播過程的影響。這里需要指出的是，為了摸清邊界層對(duì)流引起的干動(dòng)力過程對(duì)地形重力波的作用，本研究采用了不包含水汽相變參數(shù)化方案的高分辨邊界層模式來分離積云對(duì)流引起濕過程對(duì)重力波的影響，因此該結(jié)果很難描述淺對(duì)流逐漸發(fā)展和演變成深對(duì)流的過程。在后續(xù)的研究中，將進(jìn)一步結(jié)合中尺度云模式來補(bǔ)充和完善對(duì)高原東北邊坡復(fù)雜地形條件下重力波過程引起的降水機(jī)理的深入認(rèn)識(shí)。當(dāng)然，該模式對(duì)于該地區(qū)氣流場(chǎng)精細(xì)結(jié)構(gòu)的刻畫，包括對(duì)流的泡狀或線狀特征，以及重力波的波列和長度等信號(hào)的捕捉能力是一些中尺度模式所不能及的，因此該結(jié)果對(duì)于高原東北邊坡對(duì)流與重力波相互作用機(jī)理的理解，以及中尺度模式對(duì)該地區(qū)強(qiáng)對(duì)流降水預(yù)報(bào)預(yù)測(cè)能力的提高具有一定的參考價(jià)值。

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·ARTICLE·

Numerical simulation of gravity waves in complex terrain on the northeast slope of the Qinghai－Tibet Plateau

WANG Rong1，2，WU Xixi3，YUE Ping4，HUANG Qian1，CHOU Yan5，ZHANG Fengwei6

Abstract In this study，we conduct a numerical simulation of the dry dynamical processes induced by boundary layer convection on the generation and propagation of gravity waves on the northeastern slope of the Qinghai－Tibet Plateau under complex terrain conditions.This simulation is based on field－observed sounding data from the Qilian station in July 2007，coupled with a high－resolution 3D boundary layer model.The results reveal significant variations in the spatial structure of convection and gravity waves over the complex terrain of the northeastern plateau slope，contingent on different background forcing scenarios.Specifically，when the background wind direction is perpendicular to the mountain，an increase in wind speed enhances atmospheric instability energy near the top of the mixed layer on the leeward slope of the ridge，thereby exciting a more pronounced gravity wave signal in the downstream region.In contrast，when the background wind direction aligns parallel to the ridge，vigorous convection develops over the summit，resulting in a more stable atmospheric state at the top of the mixed layer on the leeward ridge slope.This，in turn，weakens the topographic gravity wave signal，yielding a shorter wave train.Additionally，there is less water vapor near the top of the entire mixed layer，diminishing the conditions conducive to convective cloud formation.Also，decreased background atmospheric buoyancy frequency leads to more vigorous yet less organized convection across the region，reducing the upward transmission distance of gravity waves downstream of the leeward slope and yielding in less significant signals.Furthermore，under these conditions，there is a uniform distribution of water vapor near the top of the mixed layer with minimal amplitude changes，which mitigates conditions conducive to convective cloud formation.

Keywords northeast slope of Qinghai－Tibet Plateau;boundary－layer structure;topographic gravity wave;numerical simulation

doi：10．13878／j.cnki.dqkxxb.20230208001

（責(zé)任編輯：劉菲）

2023－02－08收稿，2023－04－06接受

國家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目（U2142208;41905011;42175088）;甘肅省自然科學(xué)基金（21JR7R712）;國家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃（2019YFC1510302）