六盤山地區一次低槽低渦云系結構及其降水機制的數值模擬研究

高亮書姚展予賈爍張沛安琳常倬林桑建人趙文慧王偉健

1中國氣象科學研究院中國氣象局云霧物理環境重點實驗室，北京100081

2寧夏氣象防災減災重點實驗室，銀川750002

1 引言

國內外大量播云試驗結果表明，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、不同形態特征的地形，與天氣系統相互作用，產生的動力、熱力效應，對云和降水形成過程有顯著影響且十分復雜（廖菲等, 2007; 朱素行等, 2010; Houze,2012;王凌梓等,2018）。加之六盤山地區是我國西北地形云人工增雨重點試驗示范區，因此深入研究六盤山降水云系的微物理結構、降水形成機制及地形對云系和降水的影響，對于人工增雨技術研究很有必要。

隨著中尺度數值模式的不斷發展和完善，數值模擬在云降水的研究中發揮著越來越大的優勢，尤其針對山地降水，國內外學者都開展了大量的數值試驗。Buzzi et al.（1998）利用BOLAM模式進行敏感性試驗發現，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展、傳播的影響，指出地形在積雨云的發展中起到了重要作用，當有地形存在時，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值模擬，認為氣流通過小尺度障礙物后，地形背風波會在地形云的前緣形成上升氣流，觸發并形成背風坡雨帶。Z?ng（2007）利用MM5模式對兩次阿爾卑斯山暴雨個例進行了動力和云物理研究，指出強的環境風場及較低的凍結層高度有利于山脈迎風坡大范圍強降水的產生。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 山區的一次混合相對流云降水個例進行模擬分析，發現“seeder-feeder”降水機制普遍存在于ASIR 山區對流降水中，它對后期新生對流和山脊處長生命對流降水發展有較大影響。在國內，針對地形作用下云降水系統的特征也開展了較多數值模擬研究。樓小鳳等（2001）使用三維云模式，對發生在湖北的一次對流降水進行平坦地面和理想斜坡地形的模擬，結果發現地形的作用與地形的陡峭程度有關，坡度較大時，產生較強的上升氣流，從而使系統對流發展旺盛，產生較大的降水和較強的回波。劉衛國和劉奇俊（2007a,2007b）利用改進后的ARPS研究祁連山的兩個夏季降水個例發現，地形的存在使云的宏微觀結構發生了較大變化，云的主要降水機制也受到影響甚至被改變。其他模擬結果還發現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）采用中尺度數值模式WRF，對發生在天山地區的一次強天氣過程進行地形敏感試驗發現，天山山脈對西南暖濕氣流有分流和阻擋抬升作用，容易在迎風坡形成降水，增加地形高度，迎風坡降雨量有明顯增幅。

隨著微物理方案的不斷改進，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展。對青藏高原的模擬研究發現，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生，暖云過程對降水的直接貢獻很小，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現，地形高度的增加有利于迎風坡附近水平風場輻合和垂直上升運動發展，促進冰相粒子（雪和霰）的增多，但不會明顯改變云內降水機制。侯瑞欽等（2010）對太行山迎風坡降水的云微物理結構研究發現，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，且當冰相粒子與液態水的中心上下接近垂直時，1 h 降水量最大。郭欣等（2013）對北京地區地形云和降水的研究指出，在弱濕條件不穩定大氣層流下，地形降水主要由地形動力抬升造成的暖云微物理過程產生，地形重力波形成的波狀云幾乎不產生降水，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地位。于曉晶和趙勇（2016）認為，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東南部，陜甘寧交界處，是全國為數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）。已有統計結果發現，寧夏南部山區（六盤山）年降水量在500 mm 以上，遠遠高于寧夏中部和北部100～300 mm 的年降水量，這除了與西北地區大氣可降水量由東南向西北遞減的分布特征有關，還與南部山區地形影響下的云系可能產生更豐沛的降水有關。關于六盤山地區云降水的時空分布特征以及地形對降水的影響，近年來已有部分學者利用觀測和再分析資料開展了研究，但由于山區地面測站和天氣雷達的布設較為稀疏和不均勻，觀測數據缺乏，對云降水微物理特征及降水機理的研究還較少。

為了開發六盤山區的云水資源，有效緩解鄰近區域水資源短缺狀況，改善生態環境，在該地區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技術還不成熟，需要加強研究。作為研究人工增雨技術的基礎，有必要對該地區降水云系的微物理結構、降水機制以及地形的影響開展深入的研究。本文利用中尺度數值模式WRF，選取2018年夏季發生在六盤山區的一次降水過程進行高分辨率數值模擬，利用實測資料、NCEP再分析資料、FY-2G 衛星亮溫數據以及多普勒雷達數據檢驗模擬結果。在此基礎上重點分析六盤山區域降水云系的微物理結構、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，在寧夏南部有風速輻合，動力條件良好。700 hPa（圖1b）上，在甘肅中部有低渦環流發展，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水汽充沛。水汽條件和動力條件都有利于寧夏南部地區對流性降水的產生。

從風云二號衛星（FY-2G）TBB（Black-Body Temperature）圖（圖2）上看，8月21日12:00寧夏南部上空出現弱對流云團，出現位置在750 hPa水汽通量大值區，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，云區南端向南擴展，對流增強，中心亮溫值低于-50°C。到18:00（圖2c），云系強區移出六盤山區，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。結合圖3a 的12小時地面累積降水，可以看出此次降水主要發生在寧夏南部、寧夏與甘肅交界以及甘肅與陜西的交界位置上，部分地區12小時累積降水達到70 mm 以上，六盤山山區降水持久，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（紅色）與圖2c顯示的強對流云帶位置和走向一致，強降水區的分布可能與山區地形有關。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 衛星觀測的TBB（Black-Body Temperature；陰影，單位：°C）分布。“＋”代表六盤山自動氣象站位置，紅色方框為六盤山區域，下同Fig.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 云系的數值模擬

3.1 模式參數設置

本文采用中尺度數值模式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邊界條件，模擬了2018年08月21日發生在六盤山區域的一次降水過程。

模擬區域以（36.00°N，106.10°E）為中心，設置為三重嵌套網格（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，進行云微物理方案的敏感性試驗，綜合地面降水量和雷達回波的模擬結果，通過與觀測結果進行對比，選擇出模擬六盤山區云降水過程的最優云微物理方案Lin 方案，下面的分析將采用Lin 方案的模擬結果。其他物理過程參數化方案設置：長波輻射RRTM方案，短波輻射Dudhia 方案，積云對流參數化Kain-Fritsch（最里層關閉）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果，10 min 輸出一次。

3.2 模擬結果檢驗

利用實測的地面降水和雷達回波來檢驗模擬結果。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行對比（圖略），發現降水自六盤山的西北側生成，隨著系統東移，降水區向東南方向移動，降水區域有所擴展，降水強度也略有增加，模擬結果也再現了這一演變特征，同時與圖2衛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，出現了大于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，黑色代表觀測結果，紅色代表模擬結果，模式可以比較準確的模擬出溫度和大氣濕度的變化，模擬的3 km 以上的風速風向及變化趨勢與實測非常相似（未能準確模擬出3 km以下風的變化）。

對模擬云系演變過程的分析（第4節圖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，模式基本再現了此次降水過程的降水強度、落區和系統移動方向以及環境背景場。在此基礎上，本文將利用模擬結果，進一步分析本次低槽低渦降水云系的微物理結構、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，隨著系統向東南移動，經過六盤山，在山區產生了強降水。通過分析模擬各時次各高度上的云場可以發現，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，隨著系統東南移，云系也向東南移動。由于受到低層低渦風場的影響，在山脈西側有來自西南偏南的氣流，山脈東側有來自東南方向的氣流，且隨著氣旋移近六盤山，東側的低層風逐漸偏東，山脈東側成為文中所指的迎風坡。由700 hPa（及以下）云場可見，受六盤山阻擋，低層東南方向輸送來的水汽在山的迎風坡一側形成了地形云。

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），山脈東西兩側都為南向氣流，從西側的南向氣流向東側的東南向氣流變化，六盤山區域出現一些零散分布的云區，還沒有形成云系。云系出現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，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生了變化，槽的東移速度快于低渦。山體西側南部，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中，形成了較強的帶狀云區（紅色）。而山體東側的偏北部，低層東南氣流使東側成為迎風坡，也形成一條南北向的較強帶狀云區（紅色）。

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

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，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，而氣旋仍在山區西部，沒有能越過山脊，應該是六盤山的地形阻擋了低層氣旋東移，云系在山區上空移動緩慢，造成山區降水持久，尤其是迎風坡小時降水強度達暴雨級別，累積降水超過70 mm。

從云系的發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相脫離，這不利于云和降水的發展；此外，山體東側的迎風坡效應可能有利于降水的形成。

5 云降水微物理結構及降水形成機制

5.1 云系的垂直微物理結構

根據前文分析，本次降水主要集中在寧夏南部六盤山區，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構特征。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，不同云區云體中的垂直微物理結構是不同的。105.05°E上空有一個單體存在，云水區較厚，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，但地面產生了較強降水，說明暖云過程對降水貢獻較大。山的東側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，溫度達到-40°C，最大含水量為0.14 g kg-1。雪、霰區域的頂高與冰晶近似一致，最大含水量分別達到0.19 g kg-1和0.65 g kg-1，雪的區域下沿在6 km 高度，霰已降到4 km 高度附近。云水區分布在3～8 km高度，高含水量區位于云的暖區，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。可見在云中各水凝物主要分布高度不同。8 km 高度以上的最高層為冰晶、雪和霰粒子的共存區，0°C 層高度（5 km）以上的過冷區，同時存在過冷水、雪和霰，其中雪的含水量中心在云的高層，而霰的高含水量區靠近0°C層，云的暖區存在霰粒子、云水和雨水。高層是冰相、0°C以上過冷區是冰水混合相而暖區以液相為主的云體被稱為“催化—供給”云，此種結構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（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，地面降水極少甚至沒有降水產生。

結合圖8云系垂直剖面的分析可以看出，在云系不同部位，單體之間在垂直結構上存在較大差異，如圖8a、c，選出對應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，進一步分析六盤山不同云區的云體垂直結構的微觀差異。

圖9 2018年08月21日六盤山區云系不同部位（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，并下落到4 km 左右的云暖區。雨水與云水含水量極大值都在云的暖區。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，是液水層。而山脈東側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，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構類似的A點的0.7 g kg-1要高很多，為1.92 g kg-1，對應迎風坡一側出現了強降水（圖8d）。

由上可見，A、B和C 三處云中，盡管垂直微物理結構都可分成三層，屬于“催化—供給”云，但各層含水量的配置有很大區別，因此造成降水強度也有較大差別。下面將進一步分析不同云系結構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，這樣的配置有利于垂直運動的產生。到17:00低槽已移到六盤山區上空，而低渦由于地形阻擋東移不明顯，相對位置偏后，產生對流的條件變差，但低層氣旋系統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，地面產生降水較強。冰晶、雪和霰粒子分布都存在重疊區域，含水量中心在垂直方向上相互對應，同時霰的高含水量中心對應著雨水高值區（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。而在六盤山的東部迎風坡（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，山區云中產生的冰晶和雪不多。霰含量較豐富，其含水量中心對應著豐富的過冷云水，并有過冷雨水存在。兩個強降雨區（106.25°E 和106.85°E）都位于六盤山站東側迎風坡，與上層霰粒子高值區和高云水區相對應，也與暖層高云水含量區對應，說明有冷暖云過程共同參與降水的形成；在山的西側（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迎風坡（C 處）更高，霰粒子高值中心在7 km 左右，下落到暖區的霰粒子極少。冷云過程減弱，低層碰并過程不足加上云底蒸發，因此地面產生降水相對較弱。下面重點分析六盤山東側迎風坡（C 處）降水形成機制以及迎風坡與非迎風坡產生降水機制的差異。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化（RAUT）產生，然后雨滴碰并云滴（RACW）進一步增長，碰并云滴貢獻更大，但產生總量都較小。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，霰融化產生量極大值比雨水碰并產生量極大值高，但產生的總量更小。可見冷云和暖云過程對降水的形成都很重要，其中暖云過程貢獻更大，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地位。

17:00，A處地面降水（圖10c）的產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，且云底存在雨滴蒸發過程。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，凇附過冷云水和碰凍過冷雨水依次成為霰主要增長源項。與東側迎風坡的C 處相比較，產生降水的主要微物理過程相同，但貢獻量都低于C 處，尤其表現在低層的云雨碰并過程，C 處碰并產生量的極大值（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遠大于A處。盡管A處高層霰胚產量更豐富，但冰水混合層中撞凍過冷水對霰粒子增長的貢獻較小，極少霰粒子下落到暖區，因此霰粒子融化對降水的貢獻也相對更小，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，在六盤山東側迎風坡，地形云有利于降水的產生。12:00，C 處云水層發展高度不高，云水層基本位于暖區，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了高層冰相粒子的產生和快速增長，冰相粒子的參與使得冷云過程對降水做出更大貢獻；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較少。因此在冷暖云過程共同作用下，迎風坡降水達到最強。

綜上所述，山區上空云體在垂直方向上基本滿足“催化—供給”云結構，但云區中不同部位的微物理結構是不同的。各層不同的水凝物配置結構使得各微物理過程對降水的貢獻不同，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液水含量豐富時，以暖云過程為主。另外在山體的東部迎風坡，地形云一方面促進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展，使得在冷暖云的共同作用下，山區東部產生較強降水。

6 六盤山地形對降水的影響

前文對云系發展演變的討論發現，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逐步脫離，這不利于云和降水的發展。同時，低層氣旋的東南向氣流在山體東側受地形抬升形成地形云，在東部迎風坡沿著地形高度出現了一條明顯的地形云帶。通過對微物理結構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。為了進一步分析六盤山地形對降水的影響，將寧夏南部山區（包括六盤山在內）內高于1900 m 的地形高度統一設定為1900 m（如圖3中黑色虛線），進行地形敏感試驗，其他方案不變。當降低地形高度后，山脈東部迎風坡一側水汽輻合減弱，更多水汽集中到西側（圖略），使得迎風坡累積降水減少，背風坡累積降水略有增加（見圖3b和c）。下面選取迎風坡的一個云單體對其結構和降水源項進行重點討論。

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，氣流在越過迎風坡時出現了明顯的爬升運動，水凝物在山前聚集，迎風坡出現了較強降水。降低地形高度后，迎風坡近地層的水平風速減小，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展。對比降低地形前后迎風坡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展，云水呈現兩層結構，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，即霰胚的源項轉化率增加，但過冷云區的暖云過程減弱，過冷雨水的匱乏限制了霰粒子的進一步增長。最終地面產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的移動；另一方面地形的抬升促使迎風坡水汽上升凝結，促進云和降水的發展，增強暖云降水過程同時也增強冷云過程。

7 結論

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

本文應用中尺度數值模式WRF對2018年8月21日發生在寧夏南部六盤山的一次強降水天氣過程進行數值模擬試驗，利用模擬結果進行微物理量場的分析，探討六盤山區降水微物理結構特征以及地形影響下的山地降水機制，初步得到以下結論：（1）本次降水過程在高空槽配合低渦的動力場作用下形成，且隨著系統移動，降水云系向東南移動。強降水主要發生在寧夏南部六盤山區，降水持久，部分站點12小時累積降水達暴雨級別，山脈東側降水強于西側。（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。同時受低渦風場的影響，在六盤山體東側迎風坡，有東南并逐漸偏東向氣流經地形抬升形成較強的地形云帶。（3）云體在垂直方向上呈現“催化—供給”的分層結構：云內高層是冰相，零度層上方是冰水混合相，暖區以液相為主，這樣結構的云有利于降水的形成，是人工增雨作業的條件之一。但在云系的不同部位，水凝物垂直微物理結構又存在較大差異，各層水凝物配置的不同，造成各微物理過程對產生降水的貢獻不同。（4）六盤山的迎風坡效應有利于山體東側降水的形成。云系發展初期，迎風坡以暖云降水為主。隨著云系發展，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，同時低層豐富的云水區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，迎風坡產生較強降水。（5）六盤山地形對云和降水的形成發展有較明顯的影響。地形抬升作用促使迎風坡水汽上升凝結，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。