1 引言
青藏高原低涡（以下简称高原涡）是指500 hPa等压面上， 生成于青藏高原地区（包括川西高原）， 且平均水平尺度在400~500 km， 垂直厚度一般在400 hPa以下， 生命史1~3天的一种α中尺度低压涡旋。其初生地主要位于高原主体， 而消失于高原东部地区， 根据其初生地及冷暖结构又可将其分为东、 西部涡及冷、 暖涡等不同性质的涡（叶笃正和高由禧， 1979； 李国平， 2021）。近年来不少学者对高原涡的研究进展和取得的成果作了全面系统的总结（刘晓冉和李国平， 2006； 陈功等， 2012； 李江萍等， 2012； 李国平， 2013； 李国平和张万诚， 2019）， 一方面追溯了青藏高原天气学研究的历史进展， 从天气学、 动力学和数值模拟等多方面回顾了20世纪70年代以来关于高原两涡（高原涡、 西南涡）尤其是高原低涡的研究进展和成果， 另一方面也对未来高原地区天气系统的研究方向作了全面又不失细致的展望。
高原涡是夏季高原地区主要的降水系统， 而东移的高原涡又往往造成下游我国东部地区的强降水天气。刘富明和洑梅娟（1986）统计了近20年高原低涡形成并东移的环流形势， 将其分为三大类型（高压后部的低涡、 西风槽前部的低涡及切变线上的低涡）， 并通过总结低涡东移的物理机制指出高层辐散场是低涡能否东移出高原的关键因子。郁淑华和高文良（2006， 2007， 2008）利用天气图、 TRMM卫星和NCEP再分析资料， 对比了高原涡移出与未移出及移出多与少年的季节及环流场分布特征。指出西风带天气系统与副热带天气系统以及对流层中、 上层天气系统之间的相互作用是影响低涡东移的大尺度条件。通过分析造成我国东部地区5次严重暴雨的东移高原涡对流层中上层的环流场特征， 指出500 hPa上冷空气活动、 合适的西太平洋副热带高压及200 hPa南亚高压位置和加强的西风急流有利于低涡东移引发暴雨天气（郁淑华等， 2012）。黄楚惠等（2015）进一步分析了不同东移路径下高原涡发生频次的气候特征， 与东部地区降水的相关性及对应的500 hPa环流场特征。
另外， 通过分析低涡内部结构及传播特征， 发现其与中尺度重力波有密不可分的关系。马振峰（1994）讨论了两个代表低频重力波发生发展的指数与西南低涡发展演变、 强度及降水的关系， 得出两个指数的最大负值中心不仅与低涡及其暴雨中心有很好的对应关系， 而且对未来24 h低涡发展演变及其暴雨的强弱具有预测意义。陈炜和李跃清（2019）利用近3年西南涡加密观测试验的探空数据， 分析了不同站点的波源及传播特征， 指出不同类型的西南涡（源地型、 移出型、 日发型及夜发型）对应的重力波活动及传播方向存在差异， 西南涡的移出与重力波的传播具有密切关系， 且西南涡夜间发生的概率大于白天的特征与重力波存在明显夜发性相对应， 揭示了重力波与低涡活动的高相关性。陈功和李国平（2010， 2011）通过建立高原低涡的动力学模型并利用数值模式对高原涡的内部结构及波动特征进行剖析， 指出高原涡中涡度及散度场的分布同时具备产生涡旋Rossby波与惯性重力波的条件， 其中， 低涡中心区域的波动表现为以涡旋Rossby波与惯性重力波混合的特性， 低涡外围区域则呈现为惯性重力波的特性。
而无论是低涡还是中尺度重力波， 其发生发展、 传播及对降水天气的影响均与山地地形关系密切。首先地形本身的机械抬升动力作用可直接作用于天气系统降水的强度及分布特征（李川等， 2006； 刘裕禄和黄勇， 2013； 王凌梓等， 2018）。其次， 地形可通过对过山气流的阻挡、 绕流及爬坡等作用激发出低涡及山脉重力波， 并进一步影响暴雨等降水天气（付超等， 2017； 金妍和李国平， 2021）。陈伯民等（1996）利用统计的10种生涡因子设计了十余组模拟试验， 用于分析夏季低涡形成和发展的概念模式。指出高原涡的形成强烈依赖地形的海拔高度这一因子， 同时也受到层结稳定度、 地面热通量和凝结潜热的影响。何光碧（2006）通过分析高原东侧陡峭地形对四川盆地西北部地区中尺度涡旋活动的影响， 得出地形高度及坡度与低涡的源地、 频数、 强度及移动路径等均关系密切。吴池胜（1994）和王兴宝（1996）利用WKB（J）方法， 讨论了地形对重力惯性波强度变化及能量传播的作用， 指出地形不仅能激发重力惯性波， 而且还影响其传播及发展。朱民等（1999）通过建立并求解含地形的大气运动方程组得出在基本气流、 层结稳定度及地形高度等因素合适的情况下， 中尺度地形的背风面可产生定常的波动， 且当低涡-切变线系统及其引发的暴雨移至该定常波动发生区域时， 暴雨天气将得到增强。朱莉等（2010）利用MM5模式对6月低纬高原一次大暴雨过程进行数值模拟， 指出低纬高原地形有利于重力波的产生和快速传播， 导致MβCSS主体能量的迅速频散， 最终使得低纬高原地区触发的暴雨中尺度系统生命史短， 降水具有突发性强且历时短的特征。
位于青藏高原下游地区的云南省具有高山峡谷纵横交错的复杂下垫面， 因其特殊的地形地貌， 常常导致局地强降水频发、 突发且致灾性强。2017年7月2日20:00（北京时， 下同）至3日20:00， 川西高原有一高原涡生成并一路东移南压影响云南， 造成云南省强降水天气（彭广等， 2019）。此次暴雨过程具有突发性强、 强度大、 历时短的特征。同时暴雨造成农田被淹、 城镇积水、 山体滑坡等灾害， 严重影响了人民的生产生活。本文将从降水的时空分布、 中高层环流场、 物理量诊断及数值模拟四个方面出发， 重点探究青藏高原东坡（包括青藏高原东部、 川西高原及云南西北部的横断山区）地形对低涡降水影响的机理， 为认识并预报特殊地形下低涡系统影响云南的降水落区及强度提供参考。
2 资料来源和方法介绍
本研究利用常规观测的探空、 地面填图资料， NCEP/NCAR一日4次、 水平分辨率为1°×1°的FNL分析资料及质控后的自动站小时降水数据， 分析了2017年7月2日20:00至3日20:00一次高原涡影响下云南省降水的天气特征。并通过最新的数值模式WRFv4.0设计地形敏感性试验， 探讨过程时段内高原东坡地形在高原涡/重力波形成及发展中所起的作用， 以及对降水分布和演变特征的影响， 以此揭示大中尺度地形影响低涡降水的物理机理。文中涉及的地图是国家气象信息中心提供的审图号为GS（2017）3320号的亚洲地图制作， 底图无修改。
3 低涡演变特征
2017年7月2日20:00， 高原涡生成于四川省的雅江地区（表1 ）， 编号为C1735。500 hPa上低涡中心强度为583 dagpm， 随后逐渐向东南方向移动。3日08:00低涡中心位于四川省西昌市会理县， 中心强度维持不变。之后高原涡继续南下移过云南省境内， 至3日20:00低涡移至云南省文山州麻栗坡县以东的境外区域， 中心强度为584 dagpm。4日08:00， 低涡减弱消失， 对云南的影响趋于结束。此次过程低涡影响云南强降水的主要时段为7月2日20:00至3日20:00（为方便讨论， 下文提及的过程时段均代指此时间段）。
表1 500 hPa高原涡中心位置、 强度、 冷暖性质及移动方向Table 1 500 hPa PLV center location， intensity， cold/warm property and moving direction |
| 时间 | 中心位置 | 中心强度/dagpm | 冷暖性质 | 移动方向 |
|---|---|---|---|---|
| 2日20:00 | 29.7°N， 101.4°E（雅江、 康定及九龙之间） | 583 | 暖涡 | 南移 |
| 3日08:00 | 26.3°N， 102°E（会理西南地区） | 583 | 暖涡 | 东南移 |
| 3日20:00 | 23.1°N， 105.2°E（文山麻栗坡以东， 境外） | 584 | 暖涡 | 减弱消失 |
为进一步分析低涡及附近区域上空的温度及垂直速度场的分布特征， 用沿低涡中心的经向温度距平来表征低涡的冷/暖心结构， 并沿低涡中心做垂直速度的经向剖面。从［图1 （a）~（c）］可以看出， 整个过程时段内高原涡中心及附近区域中高层维持正温度距平， 为典型的高原暖涡， 且暖心结构于500~300 hPa之间表现最明显， 这与前期统计的移出型高原涡的结论相符（郁淑华和高文良， 2006； 王鑫等， 2009）。随着低涡的移动与发展， 其对应的温度及垂直速度场也随之改变。低涡发展阶段［图1 （a）］， 其中心及其以南地区整层均表现为一致的强上升运动及正温度距平， 最强上升运动位于低涡中心南侧； 当低涡发展至成熟阶段［图1 （b）］， 暖中心与低涡中心重合， 中心温度距平大于1.2 ℃。且对应的垂直速度场表现为类似台风的结构： 低涡中心及附近区域中低层为下沉运动， 高空无明显上升下沉运动， 两侧则为上升运动所控制（刘晓冉和李国平， 2006； 陈功和李国平， 2010）； 低涡减弱阶段［图1 （c）］， 近地层逐渐转为稳定的冷垫所控制， 温度距平达-2.7 ℃， 暖中心强度明显减弱。继续沿低涡中心移动路径上的平均经度计算过程时段内500~300 hPa区域-时间平均的温度经向剖面［图1 （d）］， 可以更加直观地反映出低涡的暖心结构特征。
图1 过程时段内逐12 h间隔沿低涡中心的经向温度距平（阴影， 单位： ℃）和垂直速度（等值线， 单位： Pa·s-1）经向剖面（a~c）及沿102.8°E、 500~300 hPa之间区域-时间平均的经向温度分布（d）Fig.1 Average temperature anomaly along the center area of the PLV （shadings， unit： ℃） and vertical velocity （isolines， unit： Pa·s-1） longitudinal profile every 12 h interval （a~c） and area-time average meridional temperature distribution of 500~300 hPa along 102.8°E （d） from 20:00 on 2 to 20:00 on 3 July 2017 |
综上， 此次影响云南降水的高原涡为典型的东移高原暖涡。暖中心位于低涡中心附近偏南一侧； 低涡发展初期从低层至高层为一致的正温度距平及上升运动； 成熟阶段则表现为“上暖下冷”的温度场及与台风结构类似的垂直运动分布特征； 而低涡发展后期暖心结构及强度减弱明显， 降水趋于结束。
4 降水时空分布特征
经统计质控后的自动站小时降水数据， 过程时段内受高原涡影响共造成云南省国家站累计5个站次， 区域站累计91个站次的暴雨及以上量级的降水。其中过程最大累积降水量为166.5 mm， 出现在昆明市呈贡区。
从图2 （a）云南省区域站过程累积降水的分布来看， 此次高原涡影响下强降水主要出现在横断山脉南延的点苍山、 哀牢山等山地以北以东的地区， 表现为明显的两条平行雨带沿着山脉一侧呈西北-东南向带状分布特征。且雨带上强降水中心均位于地形边坡（东坡及南坡）， 尤其是地势陡峭， 坡度大及喇叭口地形区域。对比降水与低涡的关系， 发现强降水主要位于低涡中心及其以西以南地区。这与图1 中低涡及其以南地区中高空的强上升运动相对应。
图2 过程时段内云南省累积降水（a， 单位： mm）及≥50 mm站点降水峰值时刻的空间分布（b）图（b）中阴影区为地形海拔（单位： m）Fig.2 The cumulative precipitation of Yunnan Province （a， unit： mm） and spatial distribution of precipitation peak time at ≥50 mm stations （b） during the process period.In Fig.2（b）， the shaded areas denote terrain altitude （unit： m） |
5 环流背景
由于高原涡为典型的边界层低涡（李国平， 2013）， 高原及其周边地区大气边界层厚度基本位于700~400 hPa， 因此选取200 hPa、 500 hPa和700 hPa分别代表高原东部区域上空的高层、 中层及近地层， 通过水平风、 涡度及散度等的分布特征分析此次高原涡影响云南降水过程的环流背景及对应的物理量场特征。
5.1 200 hPa南亚高压和高空急流
200 hPa急流和南压高压的位置及强度对中低层系统的移动和发展具有重要的引导作用（郁淑华和高文良， 2007， 2008）。从图3 可以看出， 过程时段内， 200 hPa上位于青藏高原北部， 40°N附近的西风急流轴位置稳定， 大于35 m·s-1的急流核向东伸展的同时范围及强度逐渐加强（阴影区显示）。另外， 中心位于85°E、 28°N的南亚高压稳定维持， 且随着北部急流轴的加强东伸其东部脊也不断向东扩张。进一步分析降水发生前其上空散度场的垂直分布特征（图略）， 发现200 hPa的辐散风场先于中低空水汽及风速的辐合出现在降水区域上空， 其时间提前量达12 h。可以说高空超前的辐散场对中低空系统的发生发展及移动具有较好的引导及促进作用， 同时也是低涡能否东移出高原的一个重要条件（刘富明和洑梅娟， 1986）。一定程度上揭示了为何此次过程高原涡能一路向东南移动影响云南的重要原因。
总的来说， 西风急流和南亚高压的位置及强弱变化决定了高原涡系统的移向移速， 高空急流出口区的辐散风场为低涡的生成提供了有利的动力抽吸作用， 而强西北气流则引导低涡一路东移南下影响云南。
5.2 500 hPa低涡
从过程时段内500 hPa平均的水平流场分布（图4 ）可以看出， 此次高原涡生成和东移过程中亚欧中高纬呈一槽一脊的环流形势， 其中乌拉尔山以东至贝加尔湖为一宽广的槽区， 其底部的偏北气流带下冷空气越过秦岭侵入我国西南地区； 槽前为东北-西南向带状分布的高压环流， 其中心位置稳定。中纬度地区的西太副高脊线位于25°N附近， 西伸脊点位于115°E； 滇缅之间为一个稳定维持的弱脊区。在北部槽后偏北气流、 高压底部的东南气流及滇缅弱脊前偏西气流的共同作用下， 于四川西南部形成了闭合的低涡环流中心。
进一步分析500 hPa流场及相对涡度的演变情况（图略）， 发现整个过程时段内， 涡度值ζ≥2×10-5 s-1且呈带状分布的正涡度区与雨带的对应关系较好， 且低涡及降水发生前其上空已经表现出高于周围的正相对涡度分布特征； 同时正涡度中心维持位于低涡的西南侧， 强度最强可达10×10-5 s-1， 这与上文统计的强降水落区相一致。
总的来说， 过程期间500 hPa亚欧中高纬一槽一脊的环流形势及稳定少动的副热带高压系统为低涡的产生提供了有利的环流背景。对流层中上层正涡度的增强及中心位置对于雨带及强降水的落区预报具有指示意义。
5.3 700 hPa切变线
图5 2017年7月2日08:00至3日20:00逐12 h间隔700 hPa水平风及水汽通量散度分布（单位： ×10-8 s-1）阴影区表示散度值小于-1×10-8 s-1Fig.5 700 hPa horizontal wind field and water vapor fluxes divergence distribution every 12-hour interval from 08:00 on 2 to 20:00 on 3 July 2017.Unit： ×10-8 s-1.The shaded area indicated divergence value less than -1×10-8 s-1 |
总的来说， 过程期间低涡及切变线的配置有利于降水的维持与发展； 切变线及附近区域的水汽通量辐合进一步加强了降水区的动力及水汽条件。
6 重力波诊断分析
前文通过分析降水的时空分布发现了重力波存在的迹象， 同时波动随高原涡的移动向下游传播的特征。下面进一步通过诊断分析， 深入了解与此次云南省低涡降水过程相伴随的波动性质、 传播特征、 发生发展的背景条件及其与低涡降水的关系。
6.1 重力波的表征及结构
观测发现重力波在对流层高层表现最明显（Zhang and Yi， 2005； 寿绍文等， 2009）。此次过程降水区域上空的物理量场也显示重力波主要在300~200 hPa之间传播， 且波动特征在250 hPa高度上表现突出（图略）。从图6 过程时段内降水及其周边区域250 hPa上空的垂直速度及水平散度场演变来看， 波动表现为与青藏高原东坡大地形走向近垂直的西北-东南向链式分布特征。其中上升运动与辐散中心对应波动脊， 下沉运动与辐合中心对应波动槽， 波脊最早出现在青藏高原东部地区［图6 （a）］， 随后逐渐向下游方向传播。
图6 2017年7月2日08:00至3日20:00逐12 h间隔250 hPa垂直速度（等值线， 单位： Pa·s-1）及水平散度（阴影区， 单位： ×10-5 s-1）D为500 hPa低涡中心， 红色斜线代表重力波位置Fig.6 250 hPa vertical velocity （isolines， unit： Pa·s-1） and horizontal divergence every 12-hour interval from 08:00 on 2 to 20:00 on 3 July 2017 （the shaded， unit： ×10-5 s-1）.D is 500 hPa PLV center， and the red diagonal line represent gravity wave position |
低涡影响云南降水的主要时段内， 与最强上升运动和辐散中心相对应的波动脊均位于高原涡西南侧［图6 （b）， （c）］， 垂直速度最强达-0.6 Pa·s-1， 辐散中心值大于6×10-5 s-1， 波脊位置与强降雨落区对应。另外， 与夜间相比， 重力波槽脊的强度在白天均有所减弱， 波动结构变得不够清晰， 一定程度上反映了重力波的日变化特征（覃卫坚等， 2007）。此外， 通过计算过程时段内图6 （b）斜线附近300~200 hPa平均散度正负最大值中心之间的距离， 可得出此次重力波的波长约为300 km； 而重力波主要在300~200 hPa之间活动， 据此可大致判断波动振幅约为1 km； 另外， 将02日20:00低涡所在位置上空辐合强度振荡一次所用的时间看作一个波动周期（约为12 h）， 推断出波动相速度约为7 m·s-1， 为β中尺度重力波（图略）。这与Uccellini and Koch（1987）统计的与强降水对应的重力波特征一致。
再者， 因重力波的波峰及波谷可由等位温面的升高及降低所呈现（谢家旭和李国平， 2021）。为更直观地展现重力波的传播及其与降水的对应关系， 继续将波移动路径上的降水区域划分为3个关键区［图2 （b）方框所示］， 对比分析区域平均等位温面的变化特征（图7 ）： 可见过程时段内三个区域平均的等位温面均表现出两个明显的波动且随时间逐渐向下游传播的特征； 同时， 波脊出现的时间均与该区域范围内强降水发生时段一一对应， 且强降水发生前高空等位温面已经开始升高， 强降水发生后又迅速降低。说明重力波的传播先于降水发生， 降水开始后波动能量迅速频散， 对应等位温面高度快速下降。
综上所述， 此次影响云南低涡降水的波动为β中尺度重力波， 波动由青藏高原东坡地形激发， 呈与大地形走向近垂直的西北-东南向链式分布并逐渐向下游传播。强降水落区与波脊均位于低涡西南侧。高空等位温面的升高（即重力波的发展）对降水具有指示意义。
6.2 重力波发生发展的条件
因高空急流出口区附近的非地转平衡运动是激发重力波的一种主要机制（陈金中和黄荣辉， 1995； Zhang et al， 2000； 黄荣辉和陈金中， 2002； 许小峰和孙照渤， 2003）。下面将利用过程时段内200 hPa急流出口区［图3 （a）方框范围］时间平均的罗斯贝数， 探讨强降水发生区域上游的高层大气是否具备产生重力波的条件（Koch and O’handley， 1997）。
从图8 中可知， 过程时段内罗斯贝数Ro≥0.5的区域主要分布在青藏高原东部、 四川西部及云南西北部， 与上节得出的波源地一致。该区域过程时段内受200 hPa高空急流出口区南侧气旋性弯曲的辐散气流影响， 地转平衡容易遭到破坏而被迫产生非地转平衡运动， 从而激发出重力波。证实了此次过程高空的非地转平衡运动是重力波产生的条件之一。
除上述条件外， 稳定层结大气下中高层明显的水平风垂直切变也是导致重力波发生发展的条件之一（王文等， 2011； 赵玉春和王叶红， 2012）。因理查逊数的大小能很好地表征大气的静力稳定度（高守亭和孙淑清， 1986）， 故计算不同时段代表区域上空300~200 hPa之间区域平均的理查逊数（Ri）， 并提取出过程时段内代表区域小时最强降水， 通过分析降水与Ri数的时间演变特征， 判断基流中的切变不稳定对重力波发生发展的影响及其与强降水的对应关系。
从图9 可以看出， 各时段代表区域内强降水发生前其上空高层均对应较大的Ri数， 强降水开始前约6 h时段内， Ri数突然减小， 同时几乎所有强降水发生时其区域上空平均的Ri<0.25。说明前期基本气流中较高的Ri数对应较小的垂直风切变， 即大气为稳定层结， 有利于激发重力波； 强降水发生前Ri数的突降意味着降水区域上空增强的切变不稳定， 为重力波的发展提供了有利条件。另外， 强降水期间稳定维持的Ri数低值一定程度上也说明了重力波的发展与强降水的发生具有相同位向， 二者关系密切（吴迪等， 2016）。
综上， 此次过程中高层的自由大气中存在有利于重力波发生发展的两个条件： 非地转平衡运动及垂直风切变（Koch and Dorian， 1988）。一定程度上验证了重力波（内因）/高原涡（外因）是导致此次强降水的主要影响因素。
7 数值模拟试验
本节采用NCEP/NCAR一日4次， 网格分辨率为1°×1°的FNL分析资料， 利用WRFv4.0中尺度数值模式设计地形敏感性试验， 进一步探讨过程时段内高原东坡地形在高原涡（重力波）产生和传播过程中所起的作用及其对降水落区及强度等分布特征的影响。
7.1 试验设计
模式的参数化方案设计为： 微物理过程采用Lin方案； 长波辐散采用RRTM方案； 短波辐散采用Dudhia方案； 边界层过程采用YSU方案； 陆面过程采用Noah方案； 积云参数化采用K-F方案。同时， 模式采用双重嵌套水平网格区域， 分辨率分别为45 km、 15 km， 地形分辨率分别为10 m、 2 m， 垂直方向共51层。
设计的2组对比试验方案分别为： （1）CTL控制试验： 不改变模式地形； （2）T1地形敏感试验： 将高原东部、 川西高原及云贵高原地区地形高度降低至原来的1/3。两组试验中除上述地区地形高度不同外， 其余物理量保持不变。
7.2 模拟的环流场及降水
模式对过程时段内500 hPa平均的水平流场模拟效果较好。对欧亚中高纬一槽一脊的环流形势以及西太副高的位置及范围均与实况一致。但对滇缅弱脊的位置模拟偏北， 使得低涡中心平均位置偏北1~2个纬度。另外， 模式也能较好地模拟出高原涡的移动轨迹及其附近的涡度场的分布特征， 但不同时段模拟的低涡强度又略有不同（图略）。总的来说低涡中心位置整体偏北、 偏西， 且低涡及附近区域相对涡度值均偏大0.4×10-4~0.8×10-4 s-1。
对降水的模拟无论从落区还是强度分布上看均较佳［图10 （a）］： 模式不仅准确地模拟出两条平行雨带的形态， 且对全省中-大雨量级的降水把握较好。其中对北部雨带的整体位置模拟偏北， 对南部雨带的模拟则略微偏西， 同时暴雨以上降水模拟整体偏强。
以上降水模拟效果的偏差与模拟的低涡位置、 强度及移速有关。但总的来说， 选取FNL分析资料作为模式背景场及所用模式微物理配置方案能较好地模拟出此次过程中高空大尺度环流场的模态及中尺度低涡系统的位置和演变特征， 同时对云南复杂下垫面影响下的低涡降水落区、 雨带形态及强度等模拟效果也较好。
降低地形高度后， 过程时段内低涡中心消失， 转为弱的气旋性环流控制（图略）。同时南北两条雨带向中间靠拢， 形成一条同位相雨带。雨带上过程累积雨量整体偏小约一个量级， 且只在南部边缘地区分布有零星的暴雨［图10 （b）］。
7.3 模拟的重力波特征
进一步沿图6 （b）的斜线做水平散度、 垂直速度及水平-垂直合成风场的垂直剖面， 发现过程时段内（图11 左列）， 该区域300~200 hPa上空表现为明显的两个波动分布特征（同图7 ）， 波脊处的上升运动及波槽处的下沉运动均从近地面一直延伸至200 hPa以上， 且重力波活动范围内散度场也表现为一定的辐合辐散或强弱交替的分布特征。另外， 2日［图11 （a）］位于丽江东部及曲靖南部近地层的偏东气流受局地地形的阻挡沿着其东坡辐合上升， 当重力波波脊及低涡移动至该区域上空时， 辐合上升运动加强造成了夜间的强降水天气。同理， 3日［图11 （c）， （e）］随着低涡及重力波继续向下游方向传播， 加强了文山南部沿着喇叭口地形爬坡的垂直运动， 造成了该区域白天的强降水天气。
图11 过程时段内逐12 h沿图6（b）斜线上的垂直速度（等值线， 单位： Pa·s-1）、 水平散度（阴影区， 单位： ×10-5 s-1）、 由水平风（单位： m·s-1）和垂直风［单位： ×（-10） Pa·s-1）］构造矢量（箭头）的垂直剖面 左列为FNL资料， 右列为T1试验Fig.11 Cross sections of vertical velocity （isolines， unit： Pa·s-1）， horizontal divergence （shaded area， unit： ×10-5 s-1）， the horizontal wind （unit： m·s-1） and vertical wind ［unit： ×（-10） Pa·s-1］ construction vector （arrow） every 12-hour interval along figure 6（b） during the process period.The left column is FNL data， the right column is T1 experiment |
当地形高度降低到原来的1/3后（图11 右列）， 受高原东坡地形激发的重力波减弱消失［图11 （b）］， 过程时段内并无明显的重力波活动及传播的现象。同时， 在失去地形的机械抬升及波脊的加持作用后， 垂直速度和散度场也呈无组织的分布状态且强度大大减弱， 只在中低层表现为与弱的气旋性环流相对应的辐合上升运动。其中， 2日20:00 ［图11 （b）］位于丽江东部的中低空上升运动中心强度为-0.4 Pa·s-1， 而实况达-2.2 Pa·s-1， 强度明显偏弱且位置偏北。另外， 辐合上升气流在夜间并无停滞加强现象， 而是继续向下游方向移动［图13（d）， （f）］。以上均为导致雨带合并且强度偏弱的主要原因（王思懿等， 2022）。
综上， 可以看出无论是地形本身对气流的机械抬升还是通过改变低涡/重力波的发生发展进而对降水产生影响， 最终都使得降水的强度及空间分布发生显著改变（图12 ）。这与前期的研究结论相一致（姚秀萍等， 2021）。说明地形在云南低涡降水中具有不可替代的重要作用。
8 结论与讨论
本文利用常规观测的探空、 地面填图资料， FNL分析资料及经质控后云南自动站小时降水数据， 分析了2017年7月2 -3日一次高原涡影响下云南省降水的特征， 并通过数值模式进行地形的敏感性试验， 得出以下结论：
（1） 此次影响云南降水的低涡为典型的高原暖涡。低涡活动过程中对流层中上层表现为上升-下沉运动交替的显著链式分布。低涡影响下过程累积降水呈两条明显的西北-东南向平行雨带分布在横断山脉南延的点苍山、 哀牢山东侧， 雨带上的降水亦呈现出强弱交错的时空分布特征。强降水中心均位于地形边坡。
（2） 此次过程中高空系统的稳定少动为低涡东南移提供了有利的环流背景； 低涡附近正涡度区及切变附近水汽通量辐合区为降水区域提供了充足动力及水汽条件的同时也对提前预报强降水落区具有较好指示意义。
（3） 此次低涡影响云南降水期间存在β中尺度重力波， 其波源位于青藏高原东坡地区， 波动垂直于大尺度地形分布， 并沿着300~200 hPa的气层传播； 波脊对应上升运动及辐散中心， 波槽对应下沉运动及辐合中心， 强降水与波脊均位于低涡中心西南侧。高空急流出口区的非地转平衡运动及降水区域上空垂直风切变的变化均为重力波的发生发展及传播提供了有利条件。
（4） 将地形高度降低到原来的1/3后， 高原涡消失并转为弱的气旋性环流， 南北两条平行雨带逐渐向中间靠拢合并， 且雨带上过程累积降水量整体偏小约一个量级。另外， 降低地形高度后并无重力波的发生发展及传播现象。即无论是地形本身还是通过改变低涡/重力波的发生发展进而影响降水， 最终都导致雨带的强度及空间分布产生较大变化， 说明地形在云南低涡降水中具有十分重要的作用。
需要说明的是， 本文通过对一个个例的详细分析探讨了高原东坡地形在高原涡（重力波）形成及发展中所起的作用及其对云南地区降水分布特征的影响， 一定程度上揭示了地形对重力波、 高原涡及降水的影响机理。但对于高原东坡地形激发的中尺度重力波是否具有年际、 季节及日变化特征， 其产生发展及传播条件及与大中尺度天气系统的关系等等还需进一步通过分析更多的天气个例进行总结和补充。另外， 将高原地区加密观测资料、 雷达卫星等高时空分辨率的多源探测资料及高精度的地理数据同化进模式中去， 进而得到更精准细致的大气物理量场， 是研究高原地区天气系统和降水的精细化结构特征及其相互作用机理的必要举措（高学杰等， 2006； 徐枝芳等， 2007； 段旭等， 2011； 何光碧等， 2013， 2015； 何建军等， 2014； 李华宏等， 2014）。而作为典型的中尺度系统， 重力波与中小尺度强对流天气的关系也是近年来研究关注的热点， 深入剖析二者之间相互作用的机理可为强对流天气的短临预报预警提供有力的技术方法支撑（巢纪平， 1980； 吴洪和林锦瑞， 1997； 胡伯威， 2005； 龚佃利等， 2005； 朱磊磊等， 2009； 孙继松和王华， 2009； Su and Zhai， 2017）。