祁连山脉位于青藏高原东北部， 是我国的一条重要山系， 广布其上的冰川、 积雪融化和山区降水形成地表径流， 是石羊河、 黑河、 疏勒河三大水系的发源地。由于其显著的高山增水效应， 祁连山空中的大气水资源充沛， 是河西走廊及其下游地区重要的天然“水塔”， 然而祁连山周边地区是我国缺水最严重的地区之一。祁连山地处青藏高原、 新疆和西北中东部之间， 降水受大气环流系统和局地环流系统的影响较大， 加之该地区观测资料稀少， 对该地区降水的形成机制还不是十分清楚， 因此深入研究祁连山地区降水的形成和发展机制对于该地区降水预报及人工增雨等方面有重要意义。

祁连山地区降水的形成不仅和大尺度环流系统有关， 也与复杂地形强迫的局地环流形成的地形云发展变化有关， 气流对于山地屏障的地形适应以爬流运动为主， 绕流运动次之， 地形爬流产生的垂直上升运动与雨带的分布密切相关（金妍和李国平， 2020）。地形云是指由含一定水汽的湿空气块在盛行气流作用下， 经地形作用抬升而达到饱和形成的云（刘蓓， 2016）。Leopold（1949）是国际上最早开展地形云研究的学者， 他指出由于夏威夷群岛的高地形对信风的阻挡作用， 在大气中产生了驻波云带。有关地形云另一个有影响力的研究计划是“科罗拉多河流盆地测风计划”， 基于该计划的相关研究表明， 在风暴初始稳定阶段约3 km以下的低层气流受到地形阻挡， 限制了气流的爬升， 云向上风方伸展， 该伸展区的云几乎完全冰晶化， 具有高的冰晶浓度（Cooper and Marwitz， 1980； Cooper and Saunders， 1980； Marwitz， 1980）。Peterson et al（1991）关于科罗拉多稳定冬季风暴的研究表明， 较长的路径可促使冰晶在到达背风坡之前实现增长， 从而改变上游的凝结效应， 有利于降水的形成。1985年开展的“联合夏威夷暖雨研究计划”将夏威夷地形云带作为主要研究内容， 一些研究者提出重力波机制， 这对地形云形成机制的理解及相关模型的建立起到了重要的推动作用（Smolarkiewicz et al， 1988； Rasmussen and Smolarkiewicz， 1993）。“中尺度阿尔卑斯山脉， MAP”的地形云研究计划进一步提高了对地形云形成过程的认识（Rotunno and Ferretti， 2010）。我国对地形云的研究起步较晚， 早期已有研究（陈乾等， 2008a， 2008b）将500 hPa 30°N -45°N范围内110°E的格点平均位势高度与90°E平均位势高度之差作为分类标准， 把祁连山区降水过程分为西南气流移动型、 西南气流阻塞型、 西北气流冷平流型、 河套冷涡型和平直西风气流型， 研究表明不同大尺度环流形势和局地地形动力和热力作用下的中尺度系统存在一定差异， 其中西南气流移动型是祁连山区持续强降水的主要类型， 该分类方法在以后有关祁连山区地形云的研究中得到了广泛应用（陈乾等， 2010； 陈添宇等， 2010； 郑国光等， 2011）。马学谦和孙安平（2011）研究发现祁连山降水的主要云系是高层冷云和低层暖云。陈乾等（2011）发现不同流型下南北坡能量锋强度与地形云降水有较好的对应关系。随着中尺度数值模式的快速发展和不断完善， 利用中尺度数值模式研究地形云的发生发展是一个主要的方向。许焕斌（1992）利用非静力完全弹性中-β模式较好地模拟出气流过山后各种特征。谷国军等（1994）利用二维非静力弹性模式模拟的理想地形上对流云的发展演变特征显示地形抬升可以触发对流云的产生， 上坡环流对已发展的对流云起到加强作用， 而下坡环流起到减弱作用。陈小敏等（2007）利用耦合了新的混合相双参数显式云物理方案的GRAPES模式进行数值模拟， 研究结果表明夏季祁连山地区云系主要由位于西部的层云和位于东部的积云这两种性质的云组成， 层云主要是由西南气流受祁连山地区地形抬升影响引起的水汽凝结而成的。刘卫国和刘奇俊（2007a， 2007b）以及邵元亭等（2013）利用中尺度模式ARPS的数值模拟结果表明地形抬升作用是增强降水的主要机制， 云和降水的微物理结构也因受到地形作用在云的不同发展阶段呈现出不同的特征。钟水新（2020）利用GRAPES模式检验了新简化线性地形降水参数化方案的应用情况， 指出对地形降水机理研究和预报技术的改进， 需进一步研究不同尺度天气系统在多尺度复杂地形下的相互作用。

尽管对祁连山地区的降水已有较多研究， 但对该地区降水的成因和形成机制还缺乏深入了解， 尤其是山区降水的形成及其强度等还不是十分清楚， 相较于近期大量关于高原降水的最新研究成果（阴蜀城等， 2020； 刘新伟等， 2020）， 地形降水的认识水平和数值模拟能力也需要进一步提高。为了进一步揭示祁连山地区地形云的形成和发展机制及开展人工影响天气作业等方面的工作， 2018年兰州大学联合甘肃、 青海省人工影响天气办公室等单位组成研究团队开展西北区域人工影响天气工程—“祁连山地形云人工增雨（雪）技术研究试验”， 试验区内观测方案的仪器布设包括： 云雷达1部（民乐）， 微波辐射计4部（民乐县， 祁连县， 门源县和肃南县）； 地形云影像观测设备2部（民乐县和门源县）； 探空站7个； GNSS/MET站点11个； 天气现象仪32部； 自动气象站205个； 天气雷达4台（张掖、 金昌、 门源、 嘉峪关）。项目开展期间常规仪器设备从2018年7月1日至2021年12月31日进行连续观测； 特种仪器设备从2018年7月1日至2019年9月30日按需要进行观测； 2021年只进行必要的补充观测。本文将利用该试验收集的资料针对2018年发生在祁连山地区夏季的两次降水过程采用WRF模式进行数值模拟研究， 其中8月28日为一次典型的地形云降水（简称“CASE2”）， 7月19 -20日为受大尺度环流影响的在山区发生了范围更广， 降水量更大的过程（简称“CASE1”）， 以期研究这两种不同类型降水的条件和形成发展机制等方面的异同。

首先对两次降水过程的大尺度环流特征进行分析。两次降水过程期间的200 hPa均出现南亚高压和高空急流（图1）， 比较可以发现CASE2中的南亚高压在青藏高原上空形成闭合的高压系统， 而CASE1降水过程中的南亚高压范围比CASE2的大。在500 hPa， CASE1过程表现为两脊一槽的特征， 7月18、 19和20日12:00（世界时， 下同）槽区均出现闭合的气压中心， 河西走廊位于槽前， 为西南气流所控制［图2（a）］， 而CASE2则表现为两槽一脊的特征， 河西走廊位于脊区［图2（b）］ 。在对流层低层700 hPa， CASE1中的西南低空急流出现在甘肃东南部地区并且不断向北发展， 最大风速达到18 m·s^-1， 在宁夏至甘肃东部地区出现一条由偏北风和西南风形成的东北西南向切变线［图3（a）］， 而CASE2在甘肃及其周边地区的偏南气流相对较弱［图3（b）］。根据陈乾等（2008b）提出的环流形势分类方法， CASE1降水过程属于西南气流移动型， CASE2属于西南气流阻塞型。文中图1~4均是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2020）4620的标准地图制作， 底图无修改； 图5、 6是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2019）3333的标准地图制作， 底图无修改。

TBB的演变特征显示， CASE1中出现明显的对流云系向北发展（图略）， 而CASE2中的对流云团主要是在局地形成和发展的， 其生命史相对较短（图略）。对比分析以上祁连山地区的两次降水过程， 可以看出CASE2过程没有明显的大尺度环流系统， 主要是由局地地形诱发的降水过程， 而CASE1过程是在有利的大中尺度条件下形成的降水过程， 它的形成是大尺度环流系统和局地地形共同作用的结果。

本文所用模式为WRFV3.8.1， 模拟方案采用三重嵌套网格， 母域和子域中心均定位于张掖雷达站（100.25°E， 39.09°N）， D01、 D02和D03的格距分别为27 km、 9 km和3 km， 格点数分别为121×121、 151×151、 211×211（图4）， D03模拟区域包含了试验区， 垂直方向分30层， 模式顶设在100 hPa。D01的初始条件和边界条件由NCEP每6 h分辨率为1°×1°的FNL资料产生， D02和D03模拟域的初始条件和边界条件由其母域资料插值产生。两次试验的模拟域相同， 仅陆面过程选取不同的参数化方案， 其余物理过程处理相同。辐射过程均采用Dudhia短波辐射和RRTM长波辐射参数化方案， 积云参数化为Grell-Devenyi方案， 由于D03模拟域的水平分辨率为3 km， 因此没有启动积云参数化方案， 云微物理方案均为WSM3方案（D01中没有启动）， CASE1和CASE2陆面过程分别为RUC和Noah参数化方案， 边界层过程均采用YSU边界层参数化方案， 具体的设置参数见表1。

观测结果显示， 两次降水过程的降水落区主要位于河西走廊祁连山区附近［图5（a）， 图6（a）］， 降水量级均没有达到暴雨的强度。D03模拟域模拟的降水分布也主要位于祁连山地区附近， 强度和观测结果比较一致， 只不过落区的范围比观测结果的稍大［图5（b）， 图6（b）］。

水汽条件是降水形成的必要条件， 动力和热力不稳定条件是降水形成的激发机制。以下针对两类降水过程进行诊断分析。因本文重点关注的是祁连山区的降水过程， 所以剖面的位置选取在祁连山附近的降水中心［图5（b）， 图6（b）］， 主要分析云/雨水以及涡度和散度的结构特征。

图7（a）和（b）分别为2018年7月19日12:00（CASE1）和8月28日07:00（CASE2）雨水含量和垂直环流的分布图， 从图7中可以看出， CASE1过程受大中尺度环流系统的影响， 其垂直上升运动显著， 最大上升高度位于300 hPa左右， 导致在该高度出现雨水含量的大值中心（8 g·kg^-1）， 而CASE2过程的垂直上升运动大值区位于山顶附近（约600 hPa）， 雨水的大值中心也在该高度附近为0.5 g·kg^-1。两个个例的对比分析可以看出， CASE1过程由于大中尺度环流系统和地形的相互作用， 可以强迫出更强的上升运动， 导致其山区降水量较CASE2的大， 雨水含量的大值区高度也较高； 从云水含量的剖面图上可以看出尽管CASE1的垂直运动较强， 但两个个例的云水大值区高度大体相当， 量值也相差不大。

从散度的垂直剖面图［图8（a）， （b）］上可以看出， CASE2降水过程中没有受大中尺度环流的影响， 主要由地形的抬升作用形成低层辐合中层辐散， 其数值和尺度都较小； 而CASE1最强上升运动区对应的中层辐合高层辐散， 600~400 hPa发生大范围辐合上升运动， 高层大气350~200 hPa大面积气流辐散， 尺度远大于CASE2的， 有利于持续性强降水的形成和发展。

从涡度的垂直剖面图［图8（c）~（d）］上可以看出， CASE2过程在山顶附近形成具有正负涡度中心的涡偶， 其强度为3×10^-5 s^-1， 而CASE1过程的涡度正中心较高， 位于400~300 hPa之间， 其强度远大于CASE2过程的， 达到10×10^-5 s^-1。

从600 hPa风场及水汽通量散度场的水平分布（图略）可以看出， CASE2过程的强水汽辐合中心主要沿祁连山山体分布， 8月27日22:00最大量值达到 -40×10^-7 g·cm^-2·s^-1·hPa^-1以上； CASE1过程水汽通量的强辐合中心也沿山体走势分布， 同时在甘肃河西、 河东地区及青海省东北部地区也有明显的水汽辐合， 7月19日11:00最大值达到-80×10^-7 g·cm^-2·s^-1·hPa^-1以上， 约为CASE2最大值的2倍。此外在CASE1的水汽通量强辐合带及其周围伴有风向的大面积辐合， 而CASE2过程风向并没有很明显的辐合。

以上分析表明， CASE1过程在祁连山地形和大中尺度环流系统的共同作用下， 其水汽供给相对较强， 激发的垂直上升运动明显， 雨水含量相对较多， 因而形成较强的降水； 而CASE2过程主要受局地地形的影响， 水汽供给相对较少， 其垂直方向发展高度相对较低， 降水强度相对较弱。

以下对祁连山区降水中心［图5（b）， 图6（b）中方框］区域的有关对流参数（对流有效位能、 风切变等）的时间变化特征进行分析， 需要说明的是， 分析中选择该时刻考虑云中悬浮水滴的重力所产生的拖拽力时可得修正的对流有效位能（MCAPE）、 水平风速垂直切变和假相当位温垂直切变的区域最大值以及理查森数的区域最小值进行分析。风速垂直切变可以影响对流云的传播和内部组织， 从而影响对流系统的形式， 假相当位温垂直切变（不稳定层结）也对对流系统的发展有重要影响， 诊断这两个物理量通常在700~500 hPa， 由于祁连山区地形高度较高， 因此本文中选取的高度适当提高至600~400 hPa， 理查森数的计算高度为600 hPa。从图9（a）可以看出， CASE1过程持续时间约为22 h， 区域平均最大降水量为2.68 mm， 出现在模拟时段的第27个时刻（7月19日21:00）， MCAPE的最大值出现在降水峰值出现的3 h之前， 强度为1064.84 J·kg^-1， 随着降水峰值的出现， 对流有效位能迅速释放， MCAPE快速减小； 600~400 hPa的水平风垂直切变峰值的出现时刻与MCAPE的大体相当， 其值达到27.6 m·s^-1， 而700~500 hPa的假相当位温垂直切变峰值出现在模拟时段的第12个时刻（7月19日06:00）， 其值为36.15 K。对应的600 hPa的理查森数最小值为-1.9， 出现在降水发生时刻（7月19日07:00）。以上分析表明， 在CASE1降水发生之前大气中有较大的对流有效能量和明显的不稳定层结， 由于水平风垂直切变的作用激发对流的发展， 理查森数小于0则表明此类运动属于对流性降水过程， 因而其垂直上升运动明显。CASE2过程中［图9（b）］， 区域平均的小时降水量最大值为1.08 mm， 是CASE1的1/2不到， 降水持续时间约10 h， 远比CASE1的持续时间短， 同时MCAPE的最大值为546.15 J·kg^-1， 约为CASE1的一半。此外MCAPE峰值出现的时刻比降水峰值出现的时刻早2 h， 600 hPa的理查森数在降水阶段始终大于0， 600~400 hPa的水平风垂直切变最大值为17.37 m·s^-1， 远小于CASE1的27.6 m·s^-1， 700~500 hPa的假相当位温之差为18.25 K， 约为CASE1中36.15 K的一半。

以上有关参数的对比说明（表2）， 受大中尺度环流系统和祁连山局地地形的共同作用， CASE1的有关对流参数明显较CASE2的强， CASE1的理查森数小于0， 而CASE2的大于0， 则意味着CASE1过程属于强对流降水过程， 而仅受局地地形作用的CASE2过程对流活动相对较弱， 前文中有关垂直剖面的分析也说了明这一点。

通过加密观测资料和WRFV3.8.1输出的高时空分辨率资料对两类降水过程的环流形势、 水汽条件、 动力热力参数等方面进行了分析， 得到如下主要结论：

（1） 从500 hPa的环流形势上看， CASE1属于西南气流移动型， CASE2为西南气流阻塞型。其中CASE1高低空环流形势有利于产生大范围持续性强降水， 此次过程中存在向北不断发展的对流云系， 而CASE2中的对流云团主要在局地生成和发展， 其生命史相对较短。

（2） 对比分析表明， CASE1受祁连山地形以及大中尺度环流系统共同作用， 比CASE2水汽供应充足， 激发了更强烈的垂直上升运动， 云/雨水含量大值中心均处于中高层大气； 而CASE2仅受局地地形作用， 垂直方向上发展高度相对较低， 云/雨水含量较大区域只出现在山顶的最大上升区。

（3） 两类降水过程期间有关对流参数的对比分析显示， CASE1降水发生之前MCAPE、 垂直风切变、 层结假相当位温之差最值分别为1064.84 J·kg^-1、 27.6 m·s^-1、 36.15 K， 而CASE2相应的最值远小于CASE1的， 分别为546.15 J·kg^-1、 17.37 m·s^-1、 18.25 K， CASE1过程的理查森数最小值小于-1， 而CASE2的则始终大于0， 这意味着CASE1过程中大气层结明显不稳定， 水平风垂直切变大， 对流运动强， 释放大量不稳定能量， 有利于产生大范围持续性降水； 而CASE2过程中大气层结相对稳定， 水平风垂直切变相对较小， 对流活动较弱， 因此降水率相对较小， 持续时间也相对较短。

本文选取的是2018年试验观测期间观测的降水过程中的两个个例， 研究结果的代表性还需要分析更多个例观测资料来检验。