地形的热力和动力效应在数值模式中得到恰当描述与否是影响定量降水预报准确性的重要因素之一^[1-3]，地形对降水的影响已成为大气科学研究的重要领域，国外已开展了多项与地形有关的野外观测计划，如TAMEX^[4]、COAST^[5]、MAP^[6]、CALJET^[7]、IMPROVE^[8]以及COPS^[1]计划等.气象学家们围绕地形重力波^[9]、地形背风涡旋^[10]、地形对流触发^[11]、地形降水增幅^[12]、地形降水分布^[13]以及地形热力效应^[14-15]及其对降水的影响^[16]等开展了大量研究.然而，由于地形尺度和高度的多样性、地形形态和分布的复杂性、实际大气环境条件和气流的瞬变性以及地形扰动与天气系统相互作用的非线性，地形在降水中的作用仍然是一个值得深入探讨的课题^[17].

理解地形附近降水系统的形成和传播对于预报地形降水及其引起的洪涝灾害极为重要.地形降水系统的形成和传播受到不同因子的控制，如基本气流速度、湿浮力频率Nw、山脉高度和宽度、对流有效位能、大气水汽含量和风垂直切变等.对于稳定层结的湿大气，Smith 和Barstad^[18]认为，当F_r$\gg $ 1(F_r=v/(h₀·Nw)，其中v为风速，h₀ 为地形高度，Nw 为湿浮力频率)的气流遇到地形后，迎风坡会形成准静止的降水模态.Rotunno和Houze^[19]指出，当F_r$\ll $1的气流遇到地形后，气流会在山脉上游受到阻滞形成降水.在条件不稳定湿大气下，地形激发对流可形成多种降水模态.Chu 和Lin^[20]研究了二维地形产生的对流系统，认为根据湿F_r数的大小，湿条件不稳定气流过二维地形可形成三种对流模态:即向上游传播的对流模态、山峰附近的准静止对流模态以及山峰上准静止或向下游传播的对流模态.Chen和Lin^[21]基于F_r数和对流有效位能(CAPE)，将地形对流系统划分为上游传播和山脉上空缓慢移动的对流系统，山峰、迎风坡或者背风坡上空长时间持续的地形对流系统，山脉上空对流或者对流层状混合降水系统和下游传播对流系统，并通过地形阻滞和降水蒸发冷却形成的冷空气外流对对流模态的形成进行了解释.董继立和谈哲敏^[22]研究发现，基于F_r数，小尺度地形对流系统可分为对流下游传播模态、对流上游和下游传播共存模态、山峰附近准静止和下游传播共存模态以及下坡稳定对流和下游传播共存模态.最近，赵玉春等^[23]研究明，中尺度地形对流降水模态不仅仅依赖于F_r数，在条件不稳定湿大气和大CAPE 情形下，F_r数相同，不同形状、不同尺度的地形可激发出不同的对流降水模态.这些基于初始均匀大气和理想地形模拟的研究结果，并未考虑风垂直切变对地形对流降水模态的影响.

研究发现，风垂直切变在中尺度对流系统的组织^[24]、湍流的形成^[25]、热带气旋的演变^[26]及其强度和结构^[27]、热带气旋内对流和降水的分布^[28]、飓风^[29]和中气旋的生成^[30]以及超级单体的移动^[31]等中起着极为重要的作用.一些研究已涉及到风垂直切变对地形对流降水的影响.例如，Houze和Socorro^[32]研究发现，地形阻滞气流上空的强风垂直切变层为湍流单体的发展提供了有利的环境，对地形降水有一定的增强作用.Kirshbaum 和Durran^[33]研究了包括风速大小、风垂直切变和稳定度等多个因子在带状地形对流降水中的控制作用，发现风垂直切变在带状地形对流系统的组织化中起到了重要作用.但有关风垂直切变对中尺度地形对流降水模态的影响尚待进一步研究.我国长江中下游流域是暴雨、(特)大暴雨频发地带，每年初夏和梅雨期间，中尺度对流系统不断在该地区形成、发展和移动而引发暴雨、大暴雨甚至特大暴雨，造成严重的洪涝灾害.该流域的地形地势复杂，其中大别山与桐柏山相连，近乎呈东西向带状分布；皖南山区由多个山峰组成，也呈准东西向带状分布；而怀玉山、千里岗与龙门山相间，呈东北西南向带状分布，即尺度较大的中尺度地形主要呈带状分布.这些中尺度地形在暴雨形成中起到了重要作用^[34].同时，暴雨发生发展期间，暴雨区往往存在着明显的风垂直切变，它对复杂地形条件下对流降水系统发生发展究竟有何影响、作用机制如何等科学问题有待深入剖析.鉴于此，本文设计出带状(大水平形态比)理想地形(暂不考虑组合地形效应)，探讨条件不稳定湿大气下风垂直切变对地形对流降水模态分布的影响，试为深入理解该地区复杂地形对对流降水的影响提供一些科学的依据和有益的线索.

美国大气科学研究中心(NCAR)研发的新一代天气研究和预报模式(WRF)已用于各种大气现象的理想数值研究和实际数值预报.这里利用WRF模式最近版本(V3.1.1)的非静力方案来进行三维理想数值试验，其中三维区域的水平方向为421×421个格点，水平分辨率为2km, 垂直方向共41层，模式层顶为20km, 平均垂直分辨率约500 m.模式云微物理过程采用Lin方案，其中云水物质包括云水、雨水、云冰、雪、霰等，不考虑积云对流参数化.忽略旋转效应(f=0)的作用.侧边界采用开放边界条件，避免扰动返回模式区域影响模拟结果.为了主要分析中尺度地形对流降水的动力机制，模式积分中忽略近地面、边界层和辐射等物理过程.模式积分时间步长为12s.为了分析地形对对流系统的形成和降水分布的影响，模式积分时间设置为12h.模式地形采用平滑的理想地形:

其中

h₀ 为地形高度，β 为地形水平形态比，β =b/a，a和b近似为山脉半宽.当β =1时，为铃状地形；当β>1时，为内部高度均匀的山脊.地形位于模式区域的中心，即地形中线设定为x=0.

背景场的未饱和湿浮力频率定义为:

其中θ_v 为虚位温，θ_v 为平均虚位温，分析中需选取合适的N_w 来计算F_r数(F_r=v/($\dot{h}$N_w))进行分析，文中对2km 以下的θ_v 进行平均.选取2008年7月2日08时(北京时，下同)武汉的温湿廓线作为模式探空(以便利用实际风垂直切变进行模拟和实际地形降水个例分析，见图 1)，由可见700hPa以下为湿层(相对湿度>80%)，700hPa以上多为干层(相对湿度<50%).地面温度为28 ℃，最大CAPE为1047J·kg^-1，对流抑制能量为5J·kg^-1，大气整层可降水量为42 mm, 抬升凝结高度位于547 m(945hPa)，自由对流高度位于1182 m(880hPa)，平衡高度位于13251 m(180hPa)，低层平均(2km以下平均)的N_w = 0.0067s^-1，F_r=1.488.

图 1

Fig. 1

图 1 理想试验的初始大气探空分布(A 线为温度，B线为露点温度，C 线为相对湿度，D 线为气块温度) Fig. 1 The model initial soundings of idealized experiments (Line A，B，C and D show the temperature, dew-point temperature ，relative humidity and air parcel temperature respectively)

为了探究条件不稳定湿大气条件下不同风垂直切变对中尺度地形对流降水的影响，分别设计了以下几组试验:(1)在控制试验之前进行干试验(DRY)，其中环境气流设定为10m·s^-1均匀南风，比湿设定为控制试验的20%，了解特定地形和大气参数下中尺度地形的动力作用.(2)在干试验基础上进行控制试验(CTL)，了解特定地形和大气参数下地形对流降水的基本模态，即湿大气中地形动力作用下的对流降水特征.(3)在环境气流为10m·s^-1的均匀风下，考虑风向随高度变化形成的垂直切变，即风向垂直切变对地形对流降水的影响.文中仅考虑较为理想的情形，即风向随高度均匀变化，在风速散点中呈圆形(试验CVS4，图 2a)或圆弧形(其它风向垂直切变试验，略).(4)在环境气流为10m·s^-1均匀风，且风随高度旋转幅度不变的情形下，改变垂直切变的厚度，探讨圆形风垂直切变厚度的影响.(5)在风随高度不发生旋转的情形下，改变风的大小和垂直切变的厚度，探讨风速垂直切变的影响.文中考虑的风速垂直切变也为较理想的情形，其在风速散点中呈直线(试验LVS1，图 2b；其它风速垂直切变试验，略).上述试验中地形参数均相同，其中地形高度h₀ 为1km, 地形参数a为15km, 地形水平形态比β 为6.

图 2

Fig. 2

图 2 试验(a)CVS4和(b)LVS1中垂直方向上水平风的散点(箭头指示水平风从低层到高层变化) Fig. 2 The scatter plot of horizontal wind in vertical direction for experiment (a) CVS4 and (b) LVS1 (The arrows indicate the variation of horizontal winds from low to high level)

表 1(Table 1)

表 1 风垂直切变对中尺度地形对流降水影响的理想数值试验设计 Table 1 Idealized numerical experiments for impacts ofvertical wind shear on mesoscale topographic convection precipitation

表 1 风垂直切变对中尺度地形对流降水影响的理想数值试验设计 Table 1 Idealized numerical experiments for impacts ofvertical wind shear on mesoscale topographic convection precipitation

分析干大气条件下的地形流分布和演变特征，有助于了解湿大气地形对流降水的动力学特征.在近地面流场上，干试验积分至60 min 时，地形两侧出现明显的分支绕流和汇流现象，绕流出现在地形脊的上游一侧，气流沿着地形中线分别向两侧绕流；汇流出现在地形下游两侧，汇流区位于地形中线附近.在地形迎风坡一侧，气流受到地形的阻滞，风速v明显减小，在背风坡一侧风速v明显增大，而在地形下游也存在着气流减速区(图 3a).积分至180min, 地形流的分布变化不大，但气流在地形两侧绕流的幅度有所加大.积分至240 min, 地形下游约2a距离处风速开始出现明显的中尺度扰动；之后扰动逐渐向下游传播(略)，但在地形下游约2a距离处仍维持明显的中尺度风速扰动.在1500 m 高度上，积分至60min时的流场分布特征与近地面近乎一致，但背风坡一侧的风速增大区范围减小，地形下游的风速减小区移至山脚处(略).积分至240min, 地形下游1a距离处出现明显的中尺度风速扰动，之后扰动也逐渐向下游传播.积分至330 min, 地形下游两侧分别出现中尺度涡旋(图 3b)，涡旋生成后向下游移动，维持了近3h.地面流场和1500 m 高度的流场分布差异明，地形流的分布随高度具有明显的倾斜.

图 3

Fig. 3

图 3 (a)试验DRY 积分60min模拟的地面风场和u、v水平风速；(b)试验DRY 积分330min模拟的1500m 高度上风场和u、v水平风速(中阴影为u风速，实线为v风速；流线和水平风速u、v单位:m·s-1) Fig. 3 (a) Surface wind field, m and v horizontal velocity simulated by DRY experiment at model integrating 60 min； (b)wind field, u and v horizontal velocity at an altitude of 1500 m simulated by DRY experiment at model integrating 330 min (the shaded area is for m velocity, the solid line represents v velocity, and the unit of streamline, u and v is m • s-1)

董继立和谈哲敏^[22]研究了大水平形态比下地形流特征以及地形对流模态，在干试验模式积分300min后，在地面流场上地形背风坡山脚附近形成明显的中尺度涡旋.这里干试验积分至12h, 地面流场上地形背风坡及下游地区并无中尺度涡旋形成，而在1500km 高度上，积分330min时出现了中尺度涡旋，地形流与董继立和谈哲敏^[22]的模拟存在着一定的差异.本文干试验中v=10 m/s, N=0.0097，h₀ =1000m, 计算出的F_r=v/(N·h₀)=1.029，大于董继立和谈哲敏^[22]研究中的F_r数(0.15).Smith^[35]研究指出，地形流的分支、绕流和爬升在很大程度上取决于F_r数，当F_r<1时，气流遇到地形后往往会受到阻滞，产生分支和绕流；而当F_r>1时，气流往往以爬升为主.文中F_r数略大于1，近地面气流遇到地形后分支、绕流和爬升同时存在.

大气层结气流遇到地形后，会激发出明显的重力波.模式积分30 min, 地形在迎风坡和背风坡皆激发出明显的重力波.在垂直速度场上，重力波现为上升与下沉运动相间分布；在位温场上，重力波现为明显的温度槽脊分布，且位温槽脊正好对应于上升和下沉运动相间区.迎风坡一侧低层为上升运动，背风坡一侧低层为下沉运动，且重力波随高度向地形上游倾斜，14km 高度以下呈一波分布.重力波的这种分布有利于地形迎风坡在条件不稳定湿大气下快速激发出对流降水.地形背风坡垂直传播的重力波呈现出准定常状态，其位相和振幅存在一定的变化，且波动振幅大.此外，重力波还在水平方向上向下游传播，但向下游传播的重力波振幅相对背风坡处重力波的振幅小(图 4a).模式积分至120min, 迎风坡的重力波振幅明显减弱；背风坡重力波在垂直方向上(14km 高度以下)演变为二波分布，结构变得更加清晰，并在低层开始分离出振幅较大的重力波向下游传播，它在低层形成近乎垂直的上升运动，有利于条件不稳定湿大气下对流降水的激发(图 4b).模式积分至270 min, 振幅较大的重力波主要维持在地形及地形下游2a~3a距离处的上空，背风坡上空的重力波不断在低层分离出振幅较大的重力波向下游传播(图 4c).模式积分至510min, 地形及地形下游2a~3a距离处振幅大的重力波向下游缓慢传播，同时在地形下游低层激发出振幅较大的重力波，并在低层组织出近乎垂直的上升运动(图 4d).

图 4

Fig. 4

图 4 试验DRY 积分(a)30min、(b)120min、(c)270min和(d)510min模拟的沿地形中线(x=0km)的位温(粗线，单位:K)和垂直速度w(细线，单位:m·s-1)的垂直剖面 Fig. 4 The vertical cross section of potential temperature (thick line, unit: K) and vertical velocity w (thin line, unit:m/s) along the topographic middle line (x=0 km) simulated by DRY experiment at model integrating (a) 30， (b) 120，(c) 270 and (d) 510 minutes

由此可见，气流遇到地形后激发出明显的重力波，大振幅重力波主要在垂直方向上传播，水平方向上传播的重力波振幅相对较小.同时，地形重力波呈现出多种模态，背风坡为准定常的重力波(背风波)，地形上游和下游分别存在水平传播的重力波.重力波相对于地形的位置不同，其波动振幅和波长等参数也不同.干试验模拟的重力波分析发现，在地形上游，水平传播的重力波组织的垂直运动振幅量级为10^-2 m·s^-1；在迎风坡，重力波的垂直运动振幅量级为10^-1 m·s^-1；背风坡处的重力波准定常，振幅也最大.相对于地形的位置不同，重力波从低层到高层的位相分布也不相同.在地形迎风坡和上游，重力波在低层主要组织出上升运动；在背风坡，重力波在低层主要组织出下沉运动；在地形下游，重力波在低层既组织出上升运动，也组织出下沉运动.另外，重力波还向地形两侧翼缓慢传播.

条件不稳定湿大气条件下，地形对流降水主要存在以下几种模态:即迎风坡准静止的对流降水模态、背风坡山脚附近准静止的对流降水模态以及地形下游的移动性对流降水模态.迎风坡对流降水在地形中线附近存在着多个对流降水中心.背风坡降水在地形背风坡山脚附近，也呈现出多个降水中心.地形下游的降水随着远离地形逐渐向地形中线汇合，形成地形下游沿地形中线的对流降水模态，降水中心在地形下游约8a距离处(图 5a).干、湿试验的对比分析发现，条件不稳定湿大气下地形对流降水的形成与地形流和地形重力波关系密切.试验CTL积分30min, 地形迎风坡开始形成对流降水，其形成与迎风坡地形重力波在低层组织的上升运动直接相关(略).积分120 min, 地形背风坡山脚处开始产生对流降水，其形成与背风坡准定常的大振幅重力波分离出的振幅较大且向下游传播的重力波有关，该对流雨带形成且准静止维持60min后逐渐分裂成多个近乎平行于地形的对流雨团向下游传播.积分150min, 背风坡山脚处的对流雨带在其下游两侧分别激发出对流雨团，之后它们向下游传播，270min时向地形中线汇合并组织成一个向下游传播的对流雨团(图 5b).之后，迎风坡的对流降水准静止维持；积分360min, 背风坡山脚处又开始激发出多个对流雨团，这些对流雨团准静止维持在背风坡山脚附近，并激发出新的对流系统向下游传播(略).分析还发现，对流系统会对地形重力波和地形流产生影响.湿大气积分30 min, 由于迎风坡对流降水开始形成，重力波在低层组织的垂直运动近乎垂直.60min时迎风坡对流激发出重力波，在低层出现上升和下沉相间的垂直运动，此时近地面流场向地形两侧绕流的幅度减小(略).120 min 时背风波下游的对流激发出重力波，背风波在垂直方向的结构(图 5c)不同于干试验的情形(图 3b)，此时背风坡山脚的近地面流场并未出现干试验中的气流扰动(略).270 min 时，地形下游存在着明显的对流，对流激发的重力波结构近乎垂直(图 5d)；由于地形对流向下游传播，在远离地形下游的近地面流场上呈现明显的扰动(略).

图 5

Fig. 5

图 5 试验CTL 模拟的(a)12h累积降水量(单位:mm)，(b)积分270min模拟的30min累积降水量(阴影，单位:mm)和1500m 高度上的风场(单位:m·s-1)，(c)积分120 min模拟的沿地形中线的位温(粗线，单位:K)、垂直速度(细线，单位:m·s-1)和总云水物质(阴影，单位:g·kg-1)的垂直剖面和(d)积分270min模拟的沿地形中线的位温(粗线，单位:K)、垂直速度(细线，单位:m·s-1)和总云水物质(阴影，单位:g·kg-1)的垂直剖面 Fig. 5 (a) The simulated 12 h accumulated rainfall (Unit: mm) ； (b) The 30-minutes accumulated rainfall (shaded, Unit: mm) and wind field (thin lines, Unit: m • s-1) at 1500 m altitude at model integrating 270 minutes； (c) Thevertical cross section of potential temperature, vertical velocity and total cloud hydrometeors (shaded, Unit: g • kg-1) at model integrating 120 minutes and (d) the vertical cross section of potential temperature, vertical velocity and total cloudhydrometeors (shaded, Unit: g • kg-1) at model integrating 270 minutes by CTL experiment

可见，地形对流降水的形成与地形重力波组织的上升运动密切相关.地形迎风坡和背风坡山脚处对流降水形成后的准静止维持，与准定常的地形重力波有关.对流系统形成后沿着地形流向下游传播并向中线汇合，形成多种对流降水模态，但对流降水向下游的传播并不一定是重力波的传播.地形流和重力波还不能充分地解释地形对流降水模态的形成，因为对流系统的发生、发展和移动会对地形流的分布和重力波结构、传播等特征产生影响，对流系统向地形下游传播的过程中还可能激发出新的对流系统，使得地形下游对流系统的特征变得复杂化.

风垂直切变由风的方向和风的大小随高度变化构成.我国长江中下游夏季对流暴雨发生发展期间存在明显的由风向变化引起的风垂直切变，其中一种重要的特征为:低层为西南风或者偏南风，随着高度向上，风向逐渐转为东北风或者偏北风，其中偏南风分量的零值大约出现在450~350hPa左右(不同个例存在着差异)，即风向随高度存在着明显的旋转.根据风向随高度变化的主要特点，兼顾与控制试验进行对比分析的合理性，从模式低层到高层按顺时针方向均匀旋转风向，旋转幅度分别设置为135°、180°、225°和360°，来分析风向旋转引起的风垂直切变对地形对流降水的影响，这种风垂直切变在风速散点上呈圆形.试验结果明，当旋转幅度为135°时，地形迎风坡对流降水维持，但沿地形中线两侧的对流降水中心消失，在地形迎风坡左翼出现对流降水中心，且对流降水有所减弱；地形背风坡山脚附近的多个对流降水中心向右移，且右翼的对流降水有所增强；地形下游8a距离处的对流降水中心也右移约1a距离，在地形右端下游开始出现较明显的对流雨带(图 6a)，与偏离地形中线的对流雨带近于平行.当旋转幅度增至180°时，迎风坡降水和其左翼对流降水中心维持；地形背风坡右翼山脚附近的对流降水增强；地形下游的对流降水进一步右移，地形右端下游的对流雨带增强并向右移，降水中心强度与偏离地形中线的降水中心强度大体相近(图 6b).当旋转幅度增至225°时，地形迎风坡的降水维持，但无明显的对流降水中心出现，降水量也减弱；地形背风坡降水模态与地形下游的降水模态相连，地形右端下游的对流降水中心进一步右移，且降水量明显增大；地形下游中线附近的对流降水右移，且降水量明显减弱(图 6c).当旋转幅度增至360°时，地形迎风坡右侧的降水开始增强；地形下游中线附近的右移对流降水与地形右端下游的对流雨带近乎相连(图 6d).另外，试验CVS5的模拟结果明，当风随高度逆时针旋转时，地形对流系统向下游传播时向左偏移，但其对流降水模态与试验CVS2 并不完全对称(图 8a)，其中的原因尚不清楚.

图 6

Fig. 6

图 6 试验(a)CVS1、(b)CVS2、(c)CVS3和(d)CVS4模拟的12h累积降水量(单位:mm) Fig. 6 The 12h rainfall (unit: mm) simulated by experiment (a) CVS1，(b) CVS2， (c) CVS3 and (d) CVS4 respectively

图 7

Fig. 7

图 7 试验(a)CVS1、(b)CVS2、(c)CVS3和(d)CVS4积分270min模拟的沿地形中线的位温(粗线，单位:K)、垂直速度(细线，单位:m/s)和总云水物质(阴影，单位:g/kg)的垂直剖面 Fig. 7 The vertical cross section of potential temperature (thick line, unit: K)，vertical velocity (thin line, unit: m/s)and total cloud hydrometeors (shaded, unit: g/kg) along topographic middle line at model integrating 270 minutessimulated by experiments (a) CVS1，(b) CVS2，(c) CVS3 and (d) CVS4 respectively

图 8

Fig. 8

图 8 试验(a)CVS5、(b)HVS1、(c)HVS2和(d)HVS3模拟的12h累积降水量(单位:mm) Fig. 8 The 12h accumulated rainfall (unit: mm) simulated by experiment (a) CVS5，(b) HVS1? (c) HVS2 and (d) HVS3 resPectively

可见，圆形风垂直切变对地形对流降水模态有明显的影响，它不仅影响地形对流降水的分布模态，而且影响地形对流降水的传播方向和强度.随着风旋转角度的增大，地形迎风坡、背风坡和地形下游的对流降水模态均发生了明显的变化.在风向旋转幅度逐渐增大的过程中，地形迎风坡的对流降水先减小后增大，对流降水中心从地形中线附近移到地形左翼并逐渐消失，地形右侧的对流降水先减弱后增强；地形背风坡山脚附近的对流降水中心逐渐右移，并减弱消失；地形下游的对流降水带逐渐右移；地形右翼下游逐渐形成对流降水中心，且降水逐渐增大.

圆形风垂直切变影响地形对流降水模态主要现在以下几个方面:(1)风的旋转形成的风垂直切变使决定对流系统移动的对流层平均气流的方向改变，因而地形对流系统生成后向下游传播的方向发生变化；当风随高度旋转幅度增大的时候，对流层平均气流的方向相对于无旋转风垂直切变时平均气流的夹角增大，地形对流系统向下游传播偏转的幅度也加大.试验CVS1-CVS4 中1~7km 厚度的平均气流方向(略)和地形对流降水模态的分布充分说明了这一点.(2)旋转风垂直切变影响了地形重力波的结构和传播.图 7 是试验CVS1-CVS4 分别积分270min时沿地形中线的位温、垂直速度和总云水物质的高度剖面.可以发现，与试验CTL相比(图 5d)，试验CVS1中地形重力波的结构开始发生明显的变化，最显著的是背风坡上空7~13km 处的重力波，其位温振幅明显减小；在地形的下游，重力波的振幅也明显较小，对流云水物质沿着地形中线的传播距离减小(图 7a).试验CVS2中，背风坡上空7~13km处的重力波信号进一步减弱，地形迎风坡形成小振幅的重力波，对流云水物质沿着地形中线的传播距离相对于试验CVS1 又有所减小(图 7b).试验CVS3中，背风坡上空7~13km 处的重力波结构几近消失，地形迎风坡上空小振幅重力波的结构与试验CVS2接近，对流云水物质沿着地形中线的传播距离进一步减小(图 7c).试验CVS4与CVS3的重力波结构接近，但此时地形迎风坡上空3~7km处的重力波结构开始变得明显，对流云水物质主要集中于地形附近(图 7d).因此，由于旋转风垂直切变的存在，不仅使正交于地形的气流速度大小在垂直方向上发生变化，影响地形激发的重力波振幅；而且使垂直方向上的气流方向改变，影响地形重力波在垂直方向上的结构和传播；还导致中低层平均气流的大小和方向发生改变，影响地形重力波和对流系统在水平方向上的传播.

从圆形风垂直切变的特点可知，当风旋转幅度不变而风垂直切变厚度减小时，一方面风垂直切变的强度增强，另一方面，影响地形对流系统移动的对流层1~7km 厚度内平均气流的方向发生了明显的变化，这两个效应共同影响地形重力波和对流降水模态的分布和传播，进而影响地形累积降水量.试验HVS1、HVS2和HVS3的初始场中1~7km 平均气流的方向分别为225°、270°和315°，大小分别约为9、7和7m·s^-1，模拟的地形下游对流降水系统也分别大致沿平均气流的方向移动.尤其是在试验HVS2中，地形对流降水近乎沿着平行于地形长轴的方向移动，地形迎风坡对流雨带与平均气流的方向平行，在地形迎风坡和地形右翼呈现出准静止的对流降水带，因而在该地区形成极强的累积降水.在试验HVS3 中，地形迎风坡对流降水形成后，向地形上游缓慢移动，也造成了极强的累积降水.需要指出的是，圆形风垂直切变厚度的改变造成了对流层1~7km 平均气流的方向变化，进而影响地形对流系统的移动方向，但对流系统的移动速度并不完全由该层平均气流的大小决定，它还与对流系统自身强弱和其它环境因素有关.

对地形对流系统的演变分析发现，试验HVS2积分30~360 min, 地形迎风坡和背风坡的降水并不强，其中背风坡降水很快减弱消失，而迎风坡降水维持(图 9a)；对流系统的总云水物质的伸展高度一般在6km 以下，地形对流降水以暖雨过程为主(略).之后积分至510 min, 迎风坡右侧的地形对流降水逐渐增强，形成较强的对流系统，总云水物质的高度伸展到8km 附近，冰相微物理过程开始影响地形对流降水(略).积分至660 min, 深厚的中尺度对流系统开始形成，总云水物质的高度达到16km, 此时地形迎风坡上空6~11km 高度处的位温等值线近乎垂直(图 9b)，重力波出现破碎现象.试验HVS3积分90min, 地形迎风坡左侧开始形成较强的中尺度对流系统(略)，积分至360 min, 在地形迎风坡右侧也开始形成较强的对流系统，其以315°方位角沿平均气流向地形上游缓慢移动并不断生消(图 9c)，积分至540min, 地形左端的中尺度对流系统开始远离迎风坡向上游移动(略).与试验HVS2不同的是，试验HVS3在模式积分150min后深厚的中尺度对流系统开始形成(图 9d).可见，风向垂直切变厚度变化后，中低层平均气流的大小和方向、气流在中低层垂直方向上的结构发生了极大变化，地形对流系统的形成、移动方向、移动路径及其结构特征也因而受到影响，最终影响地形对流降水的模态分布及累积降水量.另外，试验HVS1、HVS2和HVS3中模拟的地形对流降水模态、分布和强度的变化明，对流层低层圆形风垂直切变的强弱在地形对流降水中起着极为重要的作用.

图 9

Fig. 9

图 9 试验HVS2积分360min模拟的30min降水量和1~7km 的平均气流分布(a)及其积分660 min模拟的沿x=40km的位温、垂直速度w和总云水物质的高度剖面(b)；试验HVS3积分360min模拟的30min降水量和1~7km 的平均气流分布(c)及其积分150min模拟的沿x=-50km 的位温、垂直速度w和总云水物质的高度剖面(d)(图 9a，c中虚线分别为试验HVS2、HVS3积分240min模拟的30min降水量，阴影为积分360min模拟的30min降水量，单位:mm.图 9b，d中粗线为位温，单位:K；细线为垂直速度，单位:m·s-1；阴影为总云水物质，单位:g·kg-1) Fig. 9 The 30-minutes rainfall (shaded, unit: mm) and1〜7kmaverage How simulatedbyexperimentsHVS2 (a) and HVS3 (c) at model integrating 360 minutes respectively.The height cross section of potential temperature (thick line, unit : K) ， vertical velocity w (thin line, unit : m • s-1) and total cloud hydrometeors (shaded, unit : g • kg-1) along x =40 km and x = -50 km at model integrating 660 minutes by experiment HVS2 (b) and at model integrating 150 minutessimulated by experiment HVS3 (d) respectively

长江中下游夏季对流暴雨发生发展期间风垂直切变的另一特征为:经向风分量从低层到高层的变化往往呈现出增大、减小和再增大过程，从偏南风逐渐转为偏北风，并在850 和200hPa附近分别存在着风速极大值.由于低层风速在地形流、重力波和对流触发中起着重要作用，考虑对比分析的合理性，试验LVS1、LVS2和LVS3中设计的风速随高度先均匀减小，风向保持不变，达到一定高度后风转向与低层风方向相反，风速再逐渐随高度增加.这种风垂直切变在风速散点上呈直线(风随高度无旋转).分析发现，当直线风垂直切变厚度与控制试验相同时，风垂直切变对整个地形对流降水模态分布的影响不大，最大降水强度也无明显变化，但迎风坡和地形下游的对流降水中心位置发生了一定的变化(略).当切变厚度降低至12750m 时，地形迎风坡出现多个对流降水中心，最大降水强度略有减小，而地形下游的降水中心移近地形，降水强度略有加大(图 10a).当切变厚度降低至7250 m 时，迎风坡降水强度明显增强，背风坡降水开始加大，地形下游的降水中心进一步移近地形，地形中线附近的上游开始出现弱降水(图 10b).计算对流层1~7km 平均气流发现，试验LVS1、LVS2 和LVS3 中初始平均气流的大小分别为7、4和1m·s^-1，风向方位角分别为180°、180°和360°，在试验LVS1 和LVS2 中，地形对流系统激发后与控制试验一样向地形下游移动，但移动速度逐渐减小，导致地形下游的对流降水逐渐增强，对流降水中心逐渐移近地形.试验LVS3积分30~360min, 对流降水系统准静止地维持在地形上空.由于对流系统在地形上空的长时间维持，对流系统的动量输送导致1~7km 平均气流方向发生变化，形成南风分量，使对流系统逐渐向地形下游缓慢移动.另外，分析发现，试验LVS3积分300~510min, 地形背风波消失.可见，直线风垂直切变对地形重力波及对流降水模态和分布也有重要的影响，但与圆形风垂直切变的影响存在着差异.

图 10

Fig. 10

图 10 试验(a)LVS2和(b)LVS3模拟的12h累积降水量 Fig. 10 The 12h rainfall simulated by experiments (a) LVS2 and (b) LVS3 respectively

2008年7月2日08时-2日20时，受500hPa减弱东移的西风带低槽系统和低层冷式切变线共同影响，鄂东北、皖东南、皖东北和苏中地区出现了中等强度的降水，其中大别山南麓和苏中出现了暴雨天气，最大12h降水量达到95mm(图 11a).分析发现(见表 2):暴雨区至大别山地形上游地区700hPa以下盛行强的偏南风，且风随高度存在小幅顺时针旋转；400hPa以上风随高度以顺时针旋转为主，其中400~200hPa出现小幅逆时针旋转；900~400hPa平均气流以西南风为主，大小为12~22m·s^-1.大气探空代站点分析明，降水发生前大气处于对流不稳定状态，具备一定的对流不稳定能量(见表 2).同时，桐柏山至大别山一带的地形呈准东西向分布，从桐柏山到大别山，平均地形高度约为400~600m, 大别山山峰的高度约为1100 m.可见，地形高度和降水发生时的大气环境条件与理想试验较为接近，风垂直切变较复杂，且1~7km 的平均气流较强，但对地形降水模态影响最大的中低层风垂直切变存在圆形风垂直切变.

图 11

Fig. 11

图 11 (a, c)2008年7月2日20时/2007年6月28日20时雨量计观测的12h降水量(数字，单位:mm；阴影指示大别山和桐柏山地形，单位:m)以及(b, d)利用2008年7月2日08时/2007年6月28日08时武汉探空风垂直廓线在理想地形条件下模拟的12h降水分布(单位:mm) Fig. 11 (a, c) The observed 12 h rainfall (digital numbers, Unit: mm； shaded area representing Dabie and TongboMountains, Unit: m) ending at 2000BT 2 July 2008/2000BT 28 June 2007 and (b, d) the 12 h rainfall (unit: mm) simulated by Wuhan vertical wind soundings at 0800BT 2 July 2008/0800BT 28 June 2007 under idealized topography

表 2(Table 2)

表 2 实际风垂直切变对大别山地形对流降水影响的理想数值试验 Table 2 Idealized numerical experiments for impacts of real vertical wind shearon orographic convective precipitation over the Dabie Mountains

表 2 实际风垂直切变对大别山地形对流降水影响的理想数值试验 Table 2 Idealized numerical experiments for impacts of real vertical wind shearon orographic convective precipitation over the Dabie Mountains

利用7月2日08时大别山上游武汉站点的风垂直廓线进行试验(CASE1)发现，在地形迎风坡一侧，存在多个对流降水中心，12h 最大累积降水量达55mm, 最大降水中心位于地形中线左侧；在地形下游(沿1~7km 平均气流的西南风方向)存在明显的对流降水，累积降水可达50mm(图 11b).对比图 11a和图 11b的降水分布可见，理想试验的地形降水分布与实际个例25 mm 以上的降水分布大体一致.这明大别山迎风坡在暴雨的形成中起到了一定的增幅作用，大别山对其下游皖东南、皖东北和苏中地区强降水的形成和分布有重要影响.同时，这在一定程度上证实了风垂直切变对地形对流降水模态分布的影响.

2007年6月28日08时-28日20时，受500hPa东北冷涡底部南伸的短波槽和低层弱冷式切变线共同影响，江西、安徽等地出现了一次降水天气过程，其中安徽南部出现了大到暴雨天气，强降水位于大别山东北侧，最大12h累积降水达到64mm(图 11c).分析发现，暴雨区至大别山地形上游地区925~700hPa从西南风顺时针转为偏西风，且风速略有减弱；700~200hPa风速随高度逐渐增大，并逆时针旋转为西南风；200~100hPa风速逐渐增大，风向小幅顺时针旋转(见表 2).大气探空代站点分析明，降水发生前大气处于对流不稳定状态，具备一定的对流不稳定能量(见表 2).可见大气环境条件与理想试验较为接近，其中风垂直切变较为复杂，中低层也存在一定的圆形风垂直切变.

利用6月28日08时大别山上游武汉站点的大气探空和风垂直廓线进行试验(CASE2)发现，在地形迎风坡一侧存在对流降水；在地形下游右侧(东北侧)存在明显的对流降水，累积降水达50 mm 以上(图 11d).对比图 11c和图 11d的降水分布可见，理想试验的地形降水大值区与实际个例25 mm 以上的降水分布基本一致，这也明大别山对其下游皖南降水的形成和分布有重要作用，大别山的地形效应可部分解释皖南暴雨天气的形成.另外，该试验也在一定程度上证实了风垂直切变对地形对流降水模态分布的影响.

Bunkers^[31]对超级单体移动特征分析发现，风暴的移动与风垂直切变密切相关，当速端上呈现顺时针(逆时针)曲率时风暴右(左)移，且低层大气的风垂直切变起到极为重要的作用.文中圆形风垂直切变试验明，当风随高度自下而上顺时针(逆时针)旋转时，地形下游的对流降水系统向右(左)偏移，导致地形对流降水模态分布发生变化；风垂直切变厚度试验明，大气低层的风垂直切变在地形对流降水模态分布中起到更为重要的作用，这与Bunkers^[31]对风暴的观测统计分析基本一致.Robe和Emanuel^[36]研究发现，当低层风垂直切变增强时，对流的组织化特征增强，形成线状或者弓状对流系统.在试验CVS2、HVS1、HVS2 和HVS3 中，低层的风垂直切变逐渐增大，地形对流降水系统也逐渐演变为平行于地形的对流系统，呈准静止状态从而造成极强的地形对流降水.在均匀气流下，以往理想数值试验^[20~22]的模拟结果明，地形的对流降水模态可根据F_r数来进行划分，地形对流降水呈现出多种模态.文中研究明，风垂直切变(方向和大小)不同，对流层中低层平均气流的大小和方向、气流在垂直方向上的结构存在着差异，这直接影响地形重力波的属性、结构和传播，进而影响地形对流降水系统的形成和传播，最终导致不同的地形对流降水模态和分布.风垂直切变主要通过改变地形对流降水系统的强度、移动速度和方向，从而造成不同的降水强度；如在试验HVS2 中，对流降水系统在不断生消的过程中向地形右侧移动(近乎平行于东西向地形)，使地形右侧出现极强的降水中心；在试验HVS3中，地形对流降水系统在迎风坡激发出来后，以极为缓慢的移动速度向地形上游移动，并不断生消发展，从而在地形迎风坡附近形成极强的降水.

本文根据长江中下游中尺度地形的高度和形状特征，设计了大水平形态比的中尺度理想地形，分析了干大气的地形流和地形重力波特征，探讨了地形重力波在湿大气条件不稳定情形下地形对流降水触发和对流降水模态分布形成中的作用.在此基础上，针对长江中下游夏季对流暴雨发生发展期间存在明显风垂直切变的观测事实，提取出风垂直切变的主要观测特征，设计了圆形、直线风垂直切变以及风垂直切变厚度等多个理想数值试验，研究了不同风垂直切变分布对地形对流降水模态、分布和强度的影响.最后通过实际风垂直切变理想试验和实际降水个例的对比分析，进一步证实风垂直切变在中尺度地形对流降水模态中的作用.结果发现:

(1) 对于大水平形态比的中尺度地形，地形F_r数近于1的干大气遇到地形后存在分支、绕流和爬升现象，在地形上游和迎风坡气流受到阻滞风速减小，背风坡风速增大，地形下游又存在气流减速区，地形流的分布受到地形重力波的影响.地形重力波呈现出多种模态，背风坡为准定常的重力波(背风波)，地形上游和下游分别存在水平传播的重力波.在地形迎风坡和上游，重力波在低层主要产生上升运动；在背风坡，重力波在低层主要产生下沉运动；在地形下游，重力波在低层既产生上升运动，也产生下沉运动.

(2) 条件不稳定湿大气情形下，地形F_r数略大于1的气流遇到地形后的分支和绕流略有减弱.地形对流降水主要存在三种模态:即迎风坡、背风坡山脚处准静止对流降水和地形下游移动性对流降水.地形对流降水的形成与重力波在低层产生的上升运动密切相关；背风坡山脚处对流降水形成后准静止地维持，与准定常的背风波有关；地形下游对流系统的初始形成与背风波分离出的重力波有关，对流形成后向下游传播，并不断产生新的对流系统，其间的物理过程更加复杂(涉及到对流扰动激发出重力波、对流系统的冷出流对新对流系统的激发等).另外，对流系统会影响地形流和重力波结构及传播等特征，使地形下游对流系统的特征复杂化.

(3) 圆形风垂直切变(风随高度旋转)对地形对流降水模态分布、对流系统的形成和传播有重要的影响.风随高度旋转幅度不同会影响地形对流降水的模态分布；当旋转幅度增强时，地形下游对流降水系统的偏转加大.当风随高度自下而上顺时针(逆时针)旋转时，地形下游对流降水系统沿着地形流向右(左)移.圆形风垂直切变还影响地形对流降水的强度.直线风垂直切变(风随高度无旋转)主要影响地形对流降水的模态分布和降水强度.

(4) 风垂直切变主要通过影响地形重力波和对流系统的形成和传播来影响地形对流降水的模态分布和强度.圆形风垂直切变改变了对流层1~7km平均气流的强度和方向、气流在垂直方向上的结构，从而影响地形对流系统向下游传播的速度和方向；直线风垂直切变仅影响平均气流的强度和地形对流系统向下游传播的速度.

(5) 对流层中低层风垂直切变对地形对流降水模态分布、对流系统的形成和传播有着更为重要的影响.对于相同旋转幅度的圆形风垂直切变或者相同速度变化的直线风垂直切变，当切变层次越深厚(浅薄)强度越弱(强)，对流层1~7km 平均气流的强度和方向变化小(大)，对地形重力波和对流降水模态的分布和强度影响小(大).

本文仅针对长江流域暴雨发生发展期间风垂直切变有限的主要观测特征设计理想数值试验，研究了圆形、直线风垂直切变及其厚度对地形对流降水模态分布和强度的影响.试验设计中不仅需要考虑低层气流在地形对流降水形成中的重要性，而且需要兼顾不同试验分析的可对比性，因而在几组试验中低层均设置为10 m·s^-1的偏南风，而实际对流暴雨过程中，风速极大值往往位于850 和200hPa附近，这与设计的理想试验还有一定的差异.同时，不同类型暴雨过程的风垂直切变还存在一定的差异，如东风波、热带低压和深入内陆减弱的热带气旋等，故有必要系统总结不同暴雨过程中风垂直切变的主要观测特征，针对这些特征开展理想和实际个例试验，全面认识风垂直切变在地形对流降水形成中的作用.另外，实际大气中风垂直切变的形成与大气的斜压性密切相关，文中设计的三维数值试验并未考虑大气的斜压性，也没有考虑强的风垂直切变造成的动力不稳定对地形对流降水的影响.考虑大气斜压性的理想数值试验的初值场可通过位涡反演方法得到^[37]，设计不同强度的风垂直切变和不同大小的Richardson数的数值试验，可以探讨大气斜压性、风垂直切变造成的动力不稳定性在地形对流降水中的作用，这都尚待进一步的研究.

审稿人对本文提出了宝贵的修改意见，作者示衷心的感谢.