二维地形上空空气流动的动力学及其流域划分一直是地形动力学研究的重点问题(Scorer，1949; Smith，1979)，但大部分研究主要集中在稳定层结情况下，例如，在稳定层结干过程中，二维过山气流可以出现3种不同地形流域(Lin et al，1996)。 对于条件不稳定大气，当饱和空气上升，大气是不稳定的，但对于未饱和空气上升时，大气是稳定的(Emanuel，1994)。所以，在条件不稳定大气条件下，存在地形扰动与对流系统的相互作用，此时的地形流特征与干过程情况下有着明显的差异(Chu et al，2000; 董继立等，2008)。Chu等(2000)讨论了条件不稳定大气中二维山地上空对流系统与地形扰动的相互作用及其对降水分布的影响，结果表明，山地上空对流系统的触发与两种特征地形流有关，即上游流阻挡和下游重力波破碎。对流系统一旦触发，其发展主要由对流单体重生机制来控制，同时，由对流本身触发的重力波也会对对流的加强产生影响。无论在干、湿大气情况下，二维地形上空流动特征主要由弗劳德数(下简称Fr)大小控制。这里Fr数定义为U/(Nh_m)，其中，N=((g/θ₀)(∂θ/∂z))^1/2为大气浮力频率，h_m为地形高度，U为地形上游均匀来流速度。在湿大气情况下，相应由湿浮力频率N_w=((g/θ_v)(∂θ_v/∂z))^1/2替代N计算相应的湿Fr数，其中θ_v为虚位温。Chu等(2000)指出在条件不稳定大气条件下，二维湿过山气流中的对流传播，依据湿Fr数可以划分3种流域模态：(1)对流向上游传播(0.208 在条件不稳定大气下，上述3种二维湿地形流流域与干过程地形流流域有明显差异。如在中等Fr数(Fr=0.34)的情况下，在干过程中首先出现上游流动阻挡，随后出现下游重力波破碎，而在条件不稳定情况下对流在山峰附近处于准静止模态，这是由于上游流动在山前减速而导致对流出现，随后进一步改变基本流场，导致下游重力波破碎无法形成。同样在高Fr数(Fr=0.8)情况下，在干过程中首先出现下游重力波破碎，随后出现上游阻挡，而在湿条件不稳定情况下则出现对流下游传播模态，上游阻挡先于重力波破碎出现。在条件不稳定情况下，湿过程可以导致重力波活动减弱，从而使上游阻挡早于下游重力波破碎出现。所以，在同等的Fr情况下，地形流动特征在干、湿大气情况下有着明显的不同，这种差异的出现主要与由地形流动触发的对流系统有关。

董继立等(2008)进一步讨论了条件不稳定湿大气下三维小尺度理想地形上空流动流域与对流特征，按照不同湿Fr数大小，可以存在4种不同流域模态：(1)对流下游传播；(2)对流上游与下游传播共存；(3)对流山峰附近准静止与下游传播；(4)对流下坡稳定与下游传播共存。所以，不同的地形几何形状、水平尺度同样可以导致地形上空对流性质、流动流域的不同。

在地形动力学研究中，为了简化问题，往往采用最简单的单脊地形，上述研究讨论都是限于单脊地形情况，而在实际情况下，地形分布非常复杂，往往不是单个孤立的地形，可能存在多脊情况，特别是当气流流过复杂地形时，主体地形通过地形抬升、背风坡下沉以及重力波形成等过程可以有效地调整复杂地形上空的降水分布(Bougeault et al，2001；Stoelinga et al，2003；Jiang，2003a)。对欧洲阿尔卑斯山复杂地形降水的研究结果表明，独立存在于主体地形上游的小山脊、谷地可以明显地调整主体地形迎风坡及背风侧降水的强度及分布(Rotunno et al，2003；Smith et al，2003; Jiang et al，2003b)。但是，到目前为止对于存在多个地形情况下，不同地形的配置是如何影响整个山地上空对流性质、降水及其分布目前仍然不够清楚，复杂地形上空降水成为当前地形动力学研究中的一个热点问题(Jiang，2007)。

本文主要讨论条件不稳定大气情况下，均匀湿大气流经二维双脊钟形地形上空时，山地上空对流传播及降水分布特征，以及基本流、地形配置、山高及其山谷宽度等对地形上空对流系统产生与传播、降水分布的影响作用，进一步增加对复杂地形地区降水特征、形成过程的理解。 2 数值模式与试验设计

采用俄克拉荷马大学风暴分析与研究中心(CAPS)开发的三维、非流体静力模型的数值预报模式ARPS(Xue et al，2000)。在数值试验中，为较好地分辨山地上空的重力波，水平网格分辨率取为2.5 km，垂直坐标采用拉伸方案，低层分辨率取为200 m，平均垂直分辨率为625 m。由于本文主要研究小尺度地形，忽略了科里奥利力的作用，模式区域取为403×43格点。微物理过程采用了Kessler 暖雨微物理过程，由于模式分辨率较高，关闭积云对流参数化方案。湍流参数化方案采用1.5 TKE边界层湍流参数化方案。为简化物理过程，关闭了辐射过程和地表过程。动量平流在垂直和水平方向上均采用四阶平流，标量平流则采用水平四阶/垂直二阶平流。为保证计算的稳定，同时滤去计算噪声，积分时间步长取为6 s，计算平滑在水平和垂直方向都取为四阶平滑，四阶计算混合系数为1.0×10^-4。为简化问题，模式高度取为25 km，在高度16—25 km中设为海绵层，将向上传播的重力波传出模式区域，底边界条件均取为固壁无滑脱边界。具体的数值试验设置与董继立等(2008)类似。

二维双脊地形高度表达式为

初始场热力学背景场采用与董继立等(2008)相同的探空曲线，即Weisman等(1988)提出条件不稳定探空作为模式初始的热力学变量(温度、水汽)背景场。其中，在对流层中位温随高度增加，相对湿度随高度减少，从地表的100%降至对流层顶的25%；在对流层顶以上，位温随高度指数增加，相对湿度保持25%不变。对流层顶高度z_tr取为12 km，位温θ_tr为347 K，地面位温θ₀为300 K，从地面到1200 m高度引入充分混合边界层，保持混合比湿0.015 kg/kg不变，相应初始背景大气的对流有效位能(CAPE)值为2212 J/kg，低层对流抑制能量(CIN)为-23 J/kg，抬升凝结高度为753 m，自由对流高度为1288 m(董继立等(2008)的图 1)。从地面到3000 m计算平均湿稳定度Nw=8.42×10^-3s^-1，虽然基本流的垂直切变可以对对流的触发和传播产生重要影响，但为了简化问题，本文仍采用山地上游来流为均匀西风U假定，分别取为2.5、5.0和10 m/s。

本文设计3类试验，第1类为单脊地形试验，分别用S1、S2表示低单脊地形和高单脊地形情况；第2类为低脊地形位于上游的双脊地形，在试验名称中用A表示；第3类为高脊地形位于上游的双脊地形，在试验名称中用B表示(表 1)。对于单脊地形情况下，Fr数是一种重要流动特征的控制参数，但对于双脊地形来说，到目前为止无法定义一个确切的Fr数来描述双脊地形上空的流动特征，为了方便双脊地形与单脊地形在流动特征上的差异比较，本文将上游地形高度作为双脊地形情况下Fr数计算中的地形高度，显然，在双脊地形情况下此处定义的Fr数对流动的控制作用要比单脊地形情况下要小得多。

本节主要讨论低脊地形位于上游的双脊地形(h₁2)情况下(试验名称中用A表示)，不同上游来流强度、山谷宽度等对地形上空对流系统触发、传播及其降水形成。 3.1 小上游来流

对于低单脊地形，当地形高度为1000 m，U=2.5 m/s(U1S1)，相应其流域为对流位于山峰附近型(Chu et al，2000)(图略)。由于该试验中地形高度较低，来流风速较小，地形阻挡作用比较弱，气流爬山时受到的地形抬升作用产生的垂直运动较弱，没有形成很强的降水。

对于单脊高地形，地形高度为2000 m，U=2.5 m/s(U1S2)，由于山脊高度增加，地形坡度变陡，地形对上游来流的阻挡和抬升作用增强，模式积分到105 min时，对流首先在上风坡距山顶30 km附近产生(图 1a)，这一对流的触发与上游气流阻挡密切相关，流的减速所产生的辐合导致对流的触发和加强。对流所激发的重力波在主要对流单体的下游触发出新的较弱的对流并缓慢向下游传 播，但在传播过程中逐渐消散。到180 min时，主要对流单体产生的降水导致地面蒸发冷却产生较强的冷空气出流，形成密度流(由-1 K扰动位温标出)，在密度流的前端产生上升运动，形成新对流(图 1b)。密度流产生以后对流传播、发展的主要因素由地形阻挡转化为密度流的强迫，这与Lin等(1998)讨论的对流单体的重生和发展机制一致。对流产生的降水持续蒸发冷却也使密度流在水平和垂直方向都得到加强，随着冷池的不断加强其向上游传播的速度加快，积分6 h以后冷池前端对流基本已传至上游山脚(图 1c)，随后对流继续向上游传播。这一过程中流域与Chu等(2000)的结果基本一致，为对流向上游传播模态。

图 1 模拟的垂直速度(竖黑实线，≥0.5 m/s，等值线间隔1 m/s)，雨水混合比(划线，≥0.5 g/kg，等值线间隔0.5 g/kg)，位温(实线，等值线间隔2.5 K)，冷空气出流边界(下层黑划线，由扰动位温-1 K等值线标示)。 U1S2:(a)105 min，(b)180 min，(c)360 min; U1A4d:(d)240 min，(e)390 min，(f)660 min; U1A6d:(g)120 min，(h)405 min，(i)645 minFig. 1 Simulated vertical velocity(solid，for the values ≥0.5 m/s with the contour interval of 1 m/s)，rainwater mixing ratio(dashed，for ≥0.5 g/kg，with the contour interval of 0.5 g/kg)，potential temperature(contour interval:2.5 K) and the boundary of cold air flow(black dashed，marked by pt=-1 K). U1S2:(a)105 min，(b)180 min，(c)360 min; U1A4d:(d)240 min，(e)390 min，(f)660 min; U1A6d:(g)120 min，(h)405 min，(i)645 min

图选项

对窄山谷双脊地形试验(U1A4d)，模式积分到4 h左右，首先在山谷底部出现减速区，气流减速辐合触发了对流出现(图 1d)，随后由对流所产生的降水形成的密度流向两侧扩展，在其扩展过程中受到前、后山的阻挡，持续在山谷中堆积。与前山的阻挡作用相比，后山对对流传播的阻挡作用更为明显。冷池在向前山传播过程中，其前端出流与来流辐合，但辐合在开始时较弱，在其前端对流也比较弱(图 1e)。至9 h后，冷池前缘爬升到前山山顶，并克服基流开始沿前山的山坡向上游传播。冷池越过前山以后，由于地形下坡作用和冷池在山谷中堆积较强，越过前山以后冷池前缘所激发出的对流明显强于冷池在山谷中所激发的对流(图 1f)。12 h以后，向上游传播的密度流前缘触发的对流到达前山迎风坡的山脚附近。

与单脊高地形上空的对流(U1S2)相比，在双脊地形情况中，由于上游低地形对基流有明显的调整作用，对流触发位置以及时间有较大变化，其对流出现的时间要比单脊高地形要晚2 h左右。在双脊地形中(U1A4d)，对流首先在山谷谷底附近出现，随后，其对流降水产生的冷池在山谷中堆积并向两侧山峰爬升，在向前山一侧扩展的冷池前缘与来流辐合产生较弱的对流，而向后山一侧扩展的冷池前缘由于辐合很弱没有出现较强对流。

与单脊低地形上空对流相比(U1S1)，在相同的基流条件下，单脊低地形情况中没有触发较强对流，没有形成降水，而在双脊地形试验中，由于后山高地形的阻挡，冷池向低地形一侧爬升并越过低地形在低地形上游产生了降水。显然，在双脊地形情况下，由于低脊地形位于上游的地形，导致出现地形强迫的不同，与单脊低地形相比，其对流触发的时间、位置不同，相应可以导致降水分布的不一样。

当地形双脊距离更大时(山谷宽度增大)，在试验U1A6d中，积分2 h后，在后山上游距离后山山峰28 km处首先出现对流(图 1g)，至165 min在后山山峰前产生冷池，由于地形比较陡峭，而且基流风速较小，冷池向下游传播速度较慢，至405 min冷池西侧前缘已传播到前山后坡，其平均传播速度达到6.4 m/s。由于基流风速较小，在前山山峰没有出现对流(图 1h)。积分至9 h后，向西传播的冷池前缘已到达前山山峰，冷池激发出新对流，并越过前山向上游传播。至645 min，由于冷池在山谷中堆积厚度较高，受基流的平流作用，冷池越过后山，并在后山的后坡触发对流并产生降水(图 1i)。

比较试验U1S2与U1A6d，两者在对流触发时间及位置比较相似，由此说明，当双脊地形其两山脊之间距离较远且上游来流比较弱时，上游低地形对基流的调整作用无法明显地改变下游高地形流域分布，此时，双脊地形上空对流特征与单脊高地形(U1S2)情况相接近。同样，与U1A4d相比，U1A6d中对流触发时间及位置更接近于U1S2情形。另外，在试验U1A6d中山谷空间较大，由对流降水形成冷池能在山谷中堆积较长时间，并保持一定强度，最终能够翻越后山，在后山下游触发对流并产生降水，这与单脊高地形(U1S2)有明显不同。

从上面的分析可知，对于双脊地形来说：(1)在基流风速较小时，由于下游高地形作用，降水在后山上坡产生后在地面附近蒸发冷却产生冷池(密度流)，密度流可克服基流作用向上游传播，到达前山山峰附近时，触发新的对流并产生降水。随着山脊之间距离(山谷宽度)增加，上游低地形附近的降水逐渐减少，高地形附近降水有所增强。(2)随着山谷变宽，上游低地形对基流起调整作用，相应下游高地形前的来流速度要大于同高度的单脊地形的上游来流，当冷池形成后在山谷中堆积到一定厚度后能够越过后山，在其背风一侧出现降水，这与单脊地形情况下有明显差异。 3.2 中等上游来流

当基流增加到U=5.0 m/s，对于单脊低地形，其对应流域为山峰附近准静止与下游传播共存模态，但在试验(U2S1)中积分至375 min，对流在迎风坡离山顶30 km处触发(图 2a)，450 min时密度流在迎风坡形成(图 2b)，随后密度流克服基流向上游传播并触发出新对流。在背风侧由于冷池扩展的方向和基流方向一致，冷池水平尺度较大，垂直尺度比较小，且缺乏中层流入这一对流发展机制，所以，在背风侧没有较强的新对流产生，因此降水的分布也主要集中在山脊和地形上游。至705 min时，维持两支对流系，一支位于山峰顶处于准静止，而另外一支在迎风坡向上游传播(图 2c)。

图 2 同图 1，但为U2S1：(a)375 min，(b)450 min，(c)705 min；U2S2：(d)60 min，(e)360 min; U2A4d:(f)75 min，(g)90 min，(h)705 min，(i)780 min; U2A6d:(j)60 min，(k)120 min，(l)660 min; U2A8d:(m)420 min，(n)600 min，(o)765 minFig. 2 As in Fig. 1 but for U2S1：(a)375 min，(b)450 min，(c)705 min；U2S2：(d)60 min，(e)360 min; U2A4d:(f)75 min，(g)90 min，(h)705 min，(i)780 min; U2A6d:(j)60 min，(k)120 min，(l)660 min; U2A8d:(m)420 min，(n)600 min，(o)765 min

图选项

对于单脊高地形(U2S2)，积分1 h后对流在迎风坡距山顶38 km处触发(图 2d)，至90 min左右迎风坡降水产生密度流，密度流右侧部分随基流略向山顶传播，而主体仍停留在上坡。密度流形成后其左侧部分向上游传播，但由于基流风速较大，密度流向上游传播的速度相当缓慢。至6 h对流系统基本稳定在山顶附近(图 2e)，其流域模态与低风速U=2.5 m/s所对应的上游传播模态相比有明显差异(图 1c)。虽然基流风速增大，但山脉半宽较大，相应对流单体越山需要更多时间，因此，在下游无法形成对流单体及其降水，另外，由于重力波和山脊阻挡作用产生的对流在向下游传播的过程中逐渐消散。

对于较窄山谷的双脊地形(U2A4d)，由于基流增加，地形阻挡作用加强，至75 min时，对流在距离下游高地形的山峰38 km左右被触发(图 2f)，其对流触发的时间与单脊高地形情况类似(图 2d)。至90 min时，在上游低地形的山顶处也触发出对流(图 2g)，显然，比单脊低地形(U2S1)情况下对流触发在时间上要提前很多(图 2a)。到105 min时，后山山峰附近10 km范围内出现密度流，至135 min时，前山山峰附近也出现密度流，由于基流风速较大，在前山产生的冷池以较快速度向下游山谷传播，而后山山峰附近的密度流以缓慢的速度向山顶移动，由于山脊半宽较大，对流越山需要较长时间，所以，位于后山的对流基本维持在其山峰附近。随着前山对流的不断发展和传播，下游山峰附近对流逐渐减弱，冷池也逐渐变弱，至165 min时，后山山峰附近的冷池消失。随后，由于基流对冷池向上游传播的抑制作用及其下游有高地形阻挡，因此，对流及其冷池基本维持在山谷中，在前山上游和后山下游没有新降水产生。至705 min时，在前山上游距离前山山峰160 km处出现新的对流(图 2h)。至780 min时，新对流产生的降水形成了新的冷池并向下游传播，而另外一支对流仍然维持在前山山顶附近(图 2i)。

从上面分析可知，当基流增强后，双脊地形与单脊地形两者在对流触发、维持及其降水形成之间的差异性增大。在双脊地形情况下，其后山产生对流的时间和位置与单脊高地形情况(U2S2)类似，但与单脊低地形情况(U2S1)有较大差异，前山山峰附近触发对流的时间要早于单脊地形情况近5 h(图 2g，2a)，而且在单脊低地形的对流触发主要是由于地形阻挡作用产生，主要位于地形迎风坡最陡峭处(图 2a)。另外，双脊地形的降水主要分布在前山山峰附近和山谷之中，这与单脊高地形有较大的差异，与单脊低地形更为接近。

当双脊之间距离加大时，试验U2A6d的对流在后山触发的位置和时间与试验U2A4d类似，积分1 h后对流在后山脊上游距离山峰20 km处触发(图 2j)，至105 min在后山顶附近产生冷池，随后向后山山顶一侧移动，但是由于地形陡峭，地形半宽比较大，冷池向下游移动速度缓慢，基本维持在山峰附近。至120 min前山山顶附近出现对流(图 2k)，至150 min前山山顶附近产生冷池，由于基流和地形下坡作用，冷池以较快速度向山谷中传播，直到受后山山峰阻挡而堆积在山谷中，当冷池堆积到一定厚度后开始向上游传播，但由于基流风速较大向前山上游传播的冷池基本维持在前山山峰附近。至660 min，由于山谷中对流的发展切断了水汽的供应，后山山峰附近的对流减弱消失，与其相关的冷池也减弱消失(图 2l)。所以，降水主要维持在山谷和前后两山山峰附近。在总体上，试验U2A6d与U2A4d结果类似。

当继续增加山谷宽度至8d(U2A8d)，积分1 h后对流首先在距后山山峰20 km上坡处触发，至105 min密度流在山峰处形成，冷池向下游传播，但在后山背风侧由于冷池强度较弱，且缺乏中层流入，因此背风侧没有较强对流产生。另外，由于山脊之间距离增加，前山对后山上游来流的调整作用增强，因此，至420 min时，在后山上游山谷中出现对流“跳跃”传播现象(图 2m)，这主要与前山背风侧流动受后山阻挡后产生的非线性过程有关，后山山前气流出现阻滞翻转，激发向上游传播的对流。显然，这种对流传播过程与冷池向上游传播过程中前缘辐合产生新对流并向上游传播过程不同。至600 min时，前山背风侧出现“水跃”，而其上游也出现较强对流，但此时降水不大(图 2n)。另外，在U2A8d中由于上游低地形对基流的调整，使后山山前风速较大，在山顶冷池生成以后有部分被平流到山脊背风侧，并触发对流，产生降水(图 2o)。

如果继续增大山谷宽度，此时前山与后山之间的距离增加，相应，两个山脊之间的影响要减弱，但山地上空的对流触发、传播及其降水形成和分布与U2A8d试验非常类似。

由上面的分析可知，当山地上游来流速度增加时：(1)随着山谷变宽，降水分布也逐渐变宽，上游低地形附近的降水逐渐减弱，而下游高地形附近的降水不断增强，大部分降水位于山谷之中；(2)随着山谷变宽，低地形对基流的调整作用逐渐明显，对流触发机制除了地形阻挡、冷池前缘辐合外，由于两个山脊之间流动的非线性作用激发的重力波也可以导致对流的触发，这与单脊地形上空对流及其降水分布有着显著的差异，相应单脊地形的流域分类不再适用。 3.3 大上游来流

当基流为U=10 m/s时，对于单脊低地形(U3S1)，其流动对应为山顶准静止对流与背风侧传播对流共存。积分至1 h，对流在距离山峰20 km处触发，90 min时在山顶附近产生冷池，冷池生成后向下游传播。由于基流风速大，冷池向下游移动较快，冷池垂直尺度较小，冷池在背风侧激发的对流也比较弱(图 3a)。由地形阻挡和重力波激发的对流系统随着较强的基流向下游传播过程中逐渐消散，至10 h左右，下游等熵面开始出现陡峭倾斜，积分至870 min时出现重力波破碎，与之相联系的对流系统开始稳定地出现在背风侧，相应出现持续降水(图 3b)。

图 3 同图 1，但为U3S1：(a)600 min，(b)870 min；U3S2：(c)45 min，(d)240 min; U3A4d:(e)30 min，(f)60 min，(g)285 minFig. 3 As in Fig. 2 but for U3S1：(a)600 min，(b)870 min；U3S2：(c)45 min，(d)240 min; U3A4d:(e)30 min，(f)60 min，(g)285 min

图选项

对单脊高地形(U3S2)，模式积分至45 min时迎风坡上出现对流(图 3c)，由于基流风速较大，触发对流的强度也较大，随后对流系统不断向下游传播并消散，至4 h背风侧等熵面出现较强的陡峭倾斜(图 3d)，随后重力波破碎出现，与重力波破碎相关的对流系统出现。在水跃产生时，过山气流在山顶的位能迅速转化为下坡风的动能，由此，产生的对流系统强大且稳定。此时，对单脊高地形的对流模态与单脊低地形相似，即为山顶稳定与下坡稳定对流共存模态。

在双脊地形试验中(U3A4d)，至30 min，在后山迎风坡位置出现对流(图 3e)，至1 h在前山山峰附近出现对流(图 3f)，这与单脊地形(U3S1，U3S2)情况下的对流触发非常类似。由于基流风速较大，在前山迎风坡触发的对流不断向下游传播并消散，在山谷中形成降水。另外，由于基流较强，强对流降水产生的冷池很快填塞整个山谷，前山背风侧未能触发较强的对流(图 3g)，由于冷池对山谷的补充，使降水分布更类似于一个地形半宽增大的单地形试验U3S2。

由于上游存在低地形及山谷中对流的强烈发展，导致高地形上游的流场调整及其水汽的减弱，此时，后山背风侧没有出现等熵面的陡峭倾斜及其稳定重力波破碎，这与单脊高地形(试验U3S2)在背风侧出现稳定对流有较大的差异。另外，由于后山的上游有强烈的对流降水产生、湿度减小、水汽不足使后山背风侧降水与单脊地形情况相比少了很多。当增加山谷宽度时(试验U3A6d、U3A8d)，其结果与试验U3A4d类似。

从上面的分析可知：(1)当基流风速较大时，对单脊地形来说主要表现为山顶准静止的对流与背风侧传播对流共存，此时，双脊地形与单脊地形具有类似对流触发与传播特征，相应在双脊地形前、后山脊处维持准静止对流，在位于前山背风侧的山谷中由于前山的作用维持传播性对流系统，但受后山的影响，这些对流系统维持在山谷中，形成较强的降水；(2)对于双脊地形，由于前山的存在，后山上游的来流、水汽等物理特性出现较大变化，使后山背风一侧对流强度减弱，降水与单脊地形相比明显减少。 4 双脊地形降水分布特征

由上节分析结果可知，对于双脊地形，其不同上游来流速度、地形高度、双脊之间距离(山谷宽)的不同配置下可以出现不同的地形流动，相应地，地形上空对流的触发、维持及其传播可以出现不同特征。在上节中，主要分析了双脊地形为低脊地形位于上游情况，其中，山谷宽分别为4d、6d和8d，不同上游来流情况下山地上空的对流触发、维持与传播的特征。为了进一步说明双脊地形的降水分布特征，图 4给出了不同上游来流条件下，单脊地形、低脊地形位于上游的双脊地形上空累计降水的分布。对于单脊高地形(试验S2)，不同上游来流风速情况下，其降水分布基本上与其上空对流系统的触发、维持及其传播特征一致，大致有3种类型：(1)迎风坡与上游降水；(2)山峰附近准静止降水为主；(3)山峰附近准静止降水与背风侧降水共存。与单脊高地形降水分布相比，由于上游来流、双脊地形配置(山谷宽度)的不同，双脊地形上空降水分布比较复杂，从图 4中可以大致总结出4种类型：(1)山谷与低脊地形迎风坡降水；(2)高脊地形迎风坡降水为主；(3)低脊地形山峰与高脊地形迎风坡降水；(4)低脊地形山峰、背风侧(山谷)和高脊地形山峰的准静止降水。可以看出，当上游来流较小、双脊地形谷宽较窄时(试验U1A4d)，对流触发后，其降水产生的冷池很快填塞整个山谷，整个地形非常类似于比原来单脊地形要宽的单脊地形，类似于包络地形，相应其降水的分布类似于单脊地形(试验U1S2)，属于类型(1)。当双脊地形的山谷宽度增大，由于此时上游来流仍然较小时，此时前后山脊之间的相互影响比较弱，对流首先出现在后山的山坡上，同时在此维持比较长的时间，相应降水主要出现在后山的山坡，属于类型(2)，例如，试验U1A6d与U1A8d。显然，与降水类型(1)相比(试验U1A4d)，降水类型(2)主要是由于双脊地形的山谷宽度增大而导致类型(1)中前山上空的降水减少，原来位于山谷的降水后移而导致。而两者之间的联系，在一定程度上反映出地形上游来流的控制作用。当上游来流速度增加到中等流动速度时(U2)，双脊地形出现类型(3)降水分布，即前山山峰-后山迎风坡降水过渡型。例如，在试验U2A4d中，降水主要出现在前山山峰，在山谷出现降水明显要小；当山谷宽度增大时，例如在试验U2A6d中，位于前山山峰出降水强度减弱，宽度增加，但出现后山迎风坡降水明显增加；当双脊地形的山谷宽度进一步增加，例如在试验U2A8d中，前山山峰附近降水明显减少，但后山迎风坡的降水明显增加，降水分布的水平尺度明显增加，显然，这是一种前山山峰-后山迎风坡降水的过渡类型。与降水类型(1)、(2)相比，降水类型(3)反映出山地上游来流大小的控制作用，同时也反映出当上游来流速度达到一定范围时，双脊地形的山谷宽度对地形上空降水有着重要的影响作用。当上游来流速度继续增大，出现双脊地形类型(4)的降水分布，即前山山峰准静止、前山背风侧(山谷)准静止和后山山峰准静止降水。其中，前、后山峰附近降水最先出现、且强度较强，例如试验U3A4d、U3A6d和U3A8d。在试验U3A4d中，前山作用导致的降水更为明显，与单脊地形试验U3S1中降水分布类似，但后山导致降水与单脊地形试验U3S2相比，位于后山山后降水明显减少，这主要与前山对基本流的影响而导致后山背风侧没有出现明显的重力波破碎有关，这同样在试验U3A6d和U3A8d中出现。当双脊地形的山谷宽度增加，例如在试验U3A8d中，其降水分布和单脊地形试验U3S1与U3S2相叠加后类似，这也反映出双脊地形的山谷宽度作用在上游来流为中等强度时更为重要。

图 4 双脊(低脊地形位于上游)地形地面累计降水分布随时间的变化(a1—e1. U1试验，a2—e2. U2试验，a3—e3. U3试验；a. S1类型，b.S2类型，c.A4d类型，d.A6d类型，e.A8d类型)Fig. 4 Evolution of the accumulated rainfall over the double-ridge topography with the time(a1-e1. U1，a2-e2. U2，a3-e3. U3; a. S1，b.S2，c.A4d，d.A6d，e.A8d)

图选项

图 5给出了双脊地形为高脊地形位于上游(h₁>h₂)、不同上游来流情况下山地上空的降水分布。为了简化问题，主要将此类双脊地形的降水分布与单脊高地形(试验S2)情况相比较(试验U1S2、U2S2、U3S2)。对于单脊高地形来说，对不同上游来流风速U1、U2和U3情况，其降水分布基本上与其上空对流系统的触发、维持及其传播特征一致，大致是分属于3种类型：(1)迎风坡与上游降水；(2)山峰附近准静止降水为主；(3)山峰附近准静止降水与背风侧降水共存。从图 5可知，在给定上游来流条件下，高脊地形位于上游的双脊地形与单脊高地形(S2)两者的降水分布非常类似，主要呈现单脊高地形的3种类型降水，这与低脊地形位于上游的双脊地形降水有很大的差异(图 4)。由此说明，当双脊地形为高脊地形位于上游时，上游高地形对降水的分布起着主导作用，而位于下游的低地形作用相对贡献较小，事实上，当上游来流首先受高地形作用后，其上空对流主要受高地形的控制，依据上游来流大小，呈现出3种流域型态，而且山谷的宽度对降水分布特征影响也较小。所以，当双脊地形为高脊地形位于上游时，其降水特征主要决定于湿Fr数，即与单脊地形情况相似。当然，当上游来流不是很大时，双脊地形累计降水最大值要大于单脊地形(图略)，另外，当来流风速较大且山谷较宽时，后山的迎风坡也可以出现一定的降水。

图 5 同图 4，但为高脊地形位于上游的双脊地形(a1—c1. U1试验，a2—c2. U2试验，a3—c3. U3试验；a. S2类型，b.B4d类型，c.B6d类型)Fig. 5 As in Fig. 4 but for higher ridge in the upstream(a1-c1. U1，a2—c2. U2，a3—c3. U3； a. S2，b. B4d，c. B6d)

图选项

本文重点讨论了在条件不稳定大气中，二维小尺度双脊地形上空的对流触发、传播及其降水形成的特征。地形上空的对流触发、传播与地形流的性质密切相关，对于条件不稳定大气下二维单脊地形上空对流主要可分为3类模态：上游对流传播；山顶准静止对流；山顶准静止对流和下坡稳定对流共存。其中，上游传播、山顶准静止的对流模态主要与上游流减速相关，而下坡稳定对流模态主要由重力波破碎引起，显然，对于单脊地形来说，湿Fr数起着决定性作用。与二维单脊小尺度地形相比，双脊地形上空的对流及其降水特征首先要受其几何形状：山脊配置及山谷宽度的影响，其次受山地上空的对流触发影响。所以，对于双脊地形上空的对流及其降水形成、分布特征的控制将需要多个参数，例如：上游来流速度、双脊地形配置、地形双脊距离(山谷宽度)等，而不是像单脊地形情况，仅仅由湿Fr来控制。

对高脊地形位于上游的双脊地形，由于位于上游的高地形对于整个地形流动起着决定性作用，此时位于下游的低脊地形作用较小，相应双脊地形上空的对流触发、传播及其降水分布与单脊高地形情况非常类似，主要决定于湿Fr数，表现为3类对流模态与3类降水分布类型。所以，当高地形的下游存在低地形时，高地形降水分布受低地形的影响较小，但降水强度要减少。

对低脊地形位于上游的双脊地形，位于上游的低地形与位于下游的高地形对双脊地形上空的对流触发、传播及其降水形成起共同的影响作用，两者形成的地形扰动将相互作用，从而导致比单脊地形情况更为复杂的对流模态与降水分布，其中，上游来流速度及其双脊距离(山谷宽度)将主要决定山地上空的对流及其降水分布。对于较小的上游来流，由于位于下游的高地形的阻挡作用，可以导致低脊地形山峰附近出现降水，另外，当上游来流经过上游低脊地形时会出现上坡抬升和下坡加速，从而对位于下游的高脊地形上空的对流发生、发展及其降水分布产生影响。对于中等上游来流，地形阻挡作用明显增强，高低山脊形成的地形扰动之间相互作用更为明显，在两个山脊的山峰附近都能够激发出对流，产生降水，也能出现对流“跳跃”传播现象。对于较大的上游来流，位于上游的低山脊附近可出现强盛对流，从而能够切断对下游高脊地形的水汽供应，使整个地形降水向上游偏移，可以进一步减少下游高地形背风侧的降水。

另外，在给定上游来流时，双脊之间的距离(山谷宽度)可以进一步影响山地上空的对流与降水形成与分布，特别是中等山谷宽度(4d—6d)其影响作用更为明显，此时，双脊地形既无法近似为一个整体的包络地形，也无法分离为两个单独的单脊地形来处理。对于低脊地形位于上游的双脊地形上空的降水主要呈现4种不同分布类型：(1)山谷与低脊迎风坡降水；(2)高脊迎风坡降水；(3)低脊山峰与高脊迎风坡降水；(4)低脊背风侧、双脊山峰准静止降水。

本文主要研究了条件不稳定大气下二维小尺度双脊地形上空的对流、降水的形成及其分布特征，研究中给定了双脊地形的高度、山地半宽等，显然，对于多尺度地形上空的降水需要在更多参数空间中来讨论，例如，不同前后山脊高度、半宽(水平尺度)及其山谷宽度，不同对流背景场(不同对流有效位能)等，这些问题需要进一步研究，从而给出更全面的结果。