地球表面普遍存在不同尺度的非均匀下垫面（张强等，2017）。地形起伏较大的下垫面不仅可以通过影响太阳辐射作用改变区域水热平衡（刘屹岷等，2020），而且还可以通过动力强迫作用改变区域风场和局地环流过程（付超等，2017）。地形对气流的动力强迫主要表现为强迫性抬升和地形重力波，地形是重力波产生的一个重要来源。这种由复杂地形强迫激发的周期性大气振荡，其传播和破碎过程中产生的动量垂直输送和不稳定能量释放，可以引起上下层大气之间物质和能量交换（魏栋等，2016），甚至触发中尺度强对流天气过程（覃卫坚等，2013），从而影响降水强度和落区（钟水新，2020）。

现实中，能够激发地形重力波的复杂下垫面十分常见，主要分为中小尺度的丘陵及山谷、高原或大地形引起的复杂山地，以及不同尺度地形过渡处及内部地形陡变区。以往针对不同类型复杂地形强迫产生重力波的结构特征、形成机理及其对局地和区域强对流发展及降水的触发机制等方面开展了大量的理论、探测和模拟研究。研究发现，地形引起的重力波一般可分为过山波和背风波，其中在海拔较低、尺度相对较小的山区上空边界层中常常能够观测到振幅为10~70 dPa之间的重力波活动（李艺苑，2009），随着背景风切变和大气层结稳定度的不同，重力波在垂直方向的变化幅度可从几百米到上千米（桑建国和李启泰，1992）。另外，在地势相对平坦的黄土高原典型塬区，夜间经常出现周期大约为60~110 s的地形重力波，这与该地区夜间1~3级的弱风速条件和稳定大气层结有关（张署林等，2020）。利用高分辨率边界层模式对我国西北地区复杂山区上空速度场的模拟结果显示，对流混合层顶存在对流活动和地形重力波的相互作用，对流加强或减弱会受到重力波上升区的影响，同时重力波的走向很可能会影响到深对流系统的传播路径（黄倩等，2007）。事实上，中小尺度地形强迫产生的重力波不仅会影响山区边界层的流场分布，还在突发性强降水过程中发挥着重要作用。谢家旭和李国平（2021）基于多资料融合对四川盆地西南部重力波活动的诊断结果表明:该地区独特的地形和切变不稳定共同触发了波长约150 km，持续时间约5 h的重力波，强降水落区和强度与重力波的传播路径以及破碎过程中释放的不稳定能量大小有关。相比于中小尺度山谷和丘陵，高原或大地形引起的复杂下垫面对气流的动力强迫抬升作用更加显著，地形强迫产生的重力波的水平和垂直波长更长，维持时间更久（张灵杰，2010）。以往的研究发现，青藏高原独特的地形导致其上空重力波非常活跃，强烈的波活动是该区域上对流层-下平流层（UTLS）之间物质和能量交换的关键机制。魏栋等（2016）对青藏高原北侧上空重力波的模拟研究指出，该地区自西向东倾斜垂直上传至平流层的地形重力波，导致了UTLS区域物质和能量的垂直输送，重力波破碎引起了垂直方向强烈的湍流混合和对流层臭氧侵入平流层。不仅如此，高原大地形激发的重力波活动也是该区域夏季降水和冬季降雪等一些中尺度天气过程触发的重要因素。在青藏高原东北侧，夏季强降水过程中重力波的动力作用下，其伴随的上升运动和对流上升区的重合促进了强对流发展，使得降水加强（吴迪等，2016）。李驰钦等（2018）研究发现，青藏高原西部降雪之前对流层中高层存在水平波长300 km左右的西南-东北走向的重力波，与之对应的规则上升与下沉运动为中高层的水汽凝结和动力抬升提供了必要条件。青藏高原东北边坡因地形陡峭度和山脉起伏更大，极易诱发地形重力波。但因该区域重力波生命史通常较短，此类现象过程及其灾害性天气很难被捕捉到，加之高原东北边坡观测站网稀疏，导致对其上空气流场分布和重力波结构了解较少，对这种复杂地形条件下中尺度对流系统的触发与维持机理认识不足（Aitken et al.，2014; Sun et al.，2020）。

事实上，理论模型和模拟结果都表明，地形强迫的重力波分布及结构特征主要受到地形参数、大气稳定度以及背景风场的影响（Koch and Golus，1988; 杨国祥等，1991; Zhang and Fritsch，2002; 程胡华，2017; 张涵斌等，2022）。魏家瑞等（2019）基于大气运动方程组建立的二维模式再现了地形重力波从产生、传播到充分发展的整个过程，并分析了理想地形上空重力波产生和传播过程中的动力机制，对比验证了模拟与理论模型给出的各个阶段重力波水平和垂直波长。郭欣等（2013）利用中尺度模式模拟研究了三维钟形理想地形条件下，背景大气的层流速度对湿条件不稳定大气层结下地形重力波与云降水关系的影响，结果表明:当气流爬山能力较弱时，地形的阻挡使得地形重力波主要产生在迎风坡，并向上游传播，迎风坡云系由最初的层状云逐渐发展为准稳定浅对流波状云，迎风坡容易产生降水; 当气流爬山能力较强时，地形重力波主要形成在背风坡并向下游方向传播，山顶附近会形成准稳定波状云，紧靠山顶的背风坡一侧容易产生降水。尽管，以往大量的研究有助于我们对地形强迫产生的重力波动力学理论、形成机理、及其对上、下游对流系统发展的影响有了较为清晰的认识（陈炜和李跃清，2018）。但总体来看，大多数研究集中于理想地形的模拟，对真实复杂下垫面强迫产生的重力波活动规律掌握较少; 另外，一些针对实际地形的研究重点探讨了地形重力波对云降水影响机理方面，对干动力过程在重力波形成发展中的作用关注较为欠缺（杜亮亮等，2012; 解承莹等，2015）。

从现有的模拟结果来看，高原边坡的地形重力波过程对降水有显著的影响（王文等，2011; 王宇虹和徐国强，2017），而大多数中尺度模式中地形重力波拖曳参数化方案的阻尼系数往往是固定的，在地形坡度较大的高原东北边坡这种模式参数误差，致使该地区重力波上传的最大高度及水平空间尺度难以准确预测，通常会造成高原东北边坡的强对流降水预报频次偏多、强度偏大（Zhao et al.，2017; Wang et al.，2018）。因此，对于大气条件偏干的高原东北边坡，厘清边界层对流引起的干动力过程的影响机制，有助于提高青藏高原东北边坡对流触发机理的认识。鉴于此，本文利用高分辨率的三维边界层模式，模拟了不同背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流和地形重力波较精细的空间结构特征，并探讨了对流运动状态对地形强迫重力波传播，以及湍流和重力波相互耦合的动力输送过程对水汽的影响。以期对今后更深入地认识和理解复杂地形条件下对流与重力波之间相互作用机理，以及改进和提高中尺度模式对高原东北边坡强对流降水的预报预测能力提供一定的支撑。

1 模式和方法介绍

1.1 模式介绍

研究所用数值模式为英国气象局开发的高分辨率三维边界层模式BLASIUS（Boundary Layer Above Stationary，Inhomogeneous Uneven Surface Version3.03，模式详细介绍见Tian and Parker，2002; 王婵，2011），该模式被广泛应用于模拟复杂地形上空过山气流、湍流分离以及地形重力波等。模式采用一阶湍流闭合方案，这与Deardorff（1974）所用大涡模拟中湍流闭合方案思想类似。模式模拟的水平区域为200 km×200 km，垂直高度为10 km。模式采用地形追随坐标，在水平方向采用1 km的均匀网格距（200×200个格点），垂直方向采用随高度变化的伸缩网格（共30层，其中在5 km以下分辨率较高）。模式的运动方程和坐标转换方程均采用有限差分格式进行离散化处理。模式水平方向为周期侧边界条件，垂直方向在$\frac{2}{3}$高度处加入瑞利阻尼层。模式初始场选取了2007年7月17日在青海祁连站07时GPS探空风、温、湿、压等资料，地形资料来源于1.8 km×1.8 km的高程数据（数据来源https://topex.ucsd.edu/WWW_html/mar_topo.html）。这里需要说明的是，本文所用的BLASIUS边界层模式中没有水汽相变相关的参数化方案，因此模拟过程也没有考虑潜热释放对边界层的作用，研究中所有试验模拟的都是干对流过程。

1.2 研究区概况

研究所选区域为青藏高原东北边坡青海祁连站附近山体，大致范围为100°E~102.5°E、38°N~40.5°N，研究区域整体地形及植被覆盖，如图1a所示。可见，该地区整体海拔较高且地形陡峭，下垫面特性极其复杂。区域内存在一个西北-东南走向的主山脊，其平均海拔接近2.6 km，区域内最大海拔高度超过4.0 km，位于区域西南角。图1b给出了随机抽取研究区500个格点上模式输入的实际地形高度和输出的模拟高度对比，总体来看模拟的地形高度与实际地形数据较为一致，只是在个别大于3 km的位置模式模拟高度偏低，但并不影响模式对高原东北边坡复杂地形特征的刻画。为了更清晰地看出该地区对流活动和重力波传播随着复杂地形起伏的发展变化过程，在后续的研究中主要选取了横跨主山脊的38.8°N剖面进行分析。

1.3 数值试验设计

该研究选用了2007年7月青海祁连站加密观测的小球探空资料，利用试验期间典型雨天7月17日07时风、温、湿、压作为模式初始场驱动了标准试验A1（如表1）。之所以选择雨天作为模拟对象，是因为复杂地形条件下雨天产生的重力波信号更容易捕捉。前期研究表明，对于给定的山体，重力波的形成发展主要受背景气流速度、来向和大气层结稳定度的影响。因此，为了进一步深入地了解不同背景场强迫下高原东北边坡复杂地形上空对流活动和重力波传播机制，这里分别设计了三组共9个试验。其中，第一组为风向（220°，与山体垂直的西南风）和浮力频率（N=0.012 s^-1）与标准试验相同，只改变背景风速的试验（表1中的A1、A2和A3）; 第二组为浮力频率保持不变（N=0.012 s^-1），风向为310°时（与山体平行），改变背景风速的试验（表1中B1、B2和B3）; 第三组为风向保持不变（220°，与山体垂直），浮力频率减小为0.006 s^-1时，改变背景风速的试验（表1中的C1、C2和C3）。表1中列出了与试验相关的一些主要参数。其中，Fr表示Froude数（Fr=U/（Nh_max），U为背景风速，N为浮力频率，h_max为区域内山体的最大相对高度约2 407 m），是气流过山理论中反映气流爬山能力的关键因子。Fr数越大，气流越容易越过山脊，当Fr数大于 1 时，背景大气的水平流速大于地形强迫下重力波的传播速度，此时气流比较容易越过山脊并向山下游方向传播; Fr数较小时，气流爬坡较困难，部分气流在山前迎风坡被阻塞或绕山分流，此时地形强迫的重力波速度大于背景大气的流速。一般，当 Fr大于0.5时，气流就具备了过山的能力（郭欣等，2013）。

2 模拟结果

2.1 模拟与实测结果对比

从标准试验（表1中A1试验）模拟的2007年7月17日位温、比湿和风速随高度的变化与实测资料对比可以看出（图2），模式模拟的各变量与实测结果之间存在一些偏差，这不仅与高原东北边坡复杂地形条件下气象场的非均匀性较大有关，还与所用BLASIUS模式对边界层湍流的模拟方法有关（该模式使用RANS方法模拟的湍流最终得到的是时间平均后的结果）。其中，模式对位温的描述相对较好，而模拟的比湿整体偏大（这与该模式没有与水汽相变相关的微物理过程有关），且风速在水平方向变化幅度较小。这里需要说明的是，为了将模拟结果与观测廓线进行匹配对比，图2中垂直坐标给出的是相对高度，即模拟高度减去祁连站的海拔高度（2.6 km）。尽管由于模式本身的设置及下垫面的复杂性，导致了模式对比湿和风速描述与实测之间存在一些偏差，但总体上来看，14和19时模拟与实测位温垂直廓线的结构及分布较为一致，这说明该模式基本能够反映出高原边坡复杂地形上空大气边界层（Atmospheric Boundary Layer，简称ABL）的基本结构特征。在雨天，地表感热通量较弱，且受到云覆盖的影响，地表吸收的短波辐射减少，边界层发展主要由低空急流导致的强风切变驱动。从图2c中14和19时实测风速可以看出，14时近地面风速较大可达60 m/s（与复杂地形引起的地表摩擦速度较大有关），近地层湍流发展旺盛，随着风速快速减小，湍流混合受到抑制，高原东北边坡对流混合层高度约为0.8 km左右，且其上部有一层较为深厚的逆温层覆盖。尽管前一天是发展较为充分的晴天边界层，但在雨天地表热通量本来较低，近地层较大的风切变降低了地表对大气的加热效率，使得当天的对流混合层发展较缓慢，且主要以机械湍流占主导。到了19时，混合层高度继续降低，已不足0.6 km，这与雨天没有持续的地表热量供应有关; 且其上部覆盖逆温层越来越厚，这种ABL结构在后续地表热量不足的前提下，很难发展为较深厚的对流层（王蓉等，2020）。

2.2 不同背景场强迫对ABL垂直结构的影响

从图3中各敏感性试验模拟的14时位温廓线对比可以看出，在不同背景场强迫下，ABL垂直结构及分布存在一定的差异。当风向和浮力频率与标准试验相同，只改变背景风速的大小时，随着风速增加（A组试验），对流混合层中低层（0.7 km以下）变冷，这主要是由于地表热量较低时，风速增加会降低地表对大气的加热效率造成的。尽管风速增加不利于混合层低层加热，但混合层高度却有所增加，这与增大风速加快了对流混合层顶部夹卷过程有关，上部暖空气与混合层顶附近空气之间交换更加频繁，因此A3和A2试验中混合层顶附近（0.9 km和0.88 km）空气也较A1试验中更暖，同时A3试验中呈现更为清晰的混合层。当浮力频率保持不变，背景风向为310°时（B组试验），与风向为220°时相比（A组试验），整体上对流混合层发展高度稍高，但此时混合层更接近于中性层结，其中低层相对更暖，而顶部相对更冷，这说明风向对ABL内物理量分布起着重要的作用。相比之下，当背景风向保持不变，而浮力频率减小时（C组试验），ABL结构发生了明显的变化，即浮力频率减小造成的大气稳定度降低加速了ABL发展，此时对流混合层位温明显升高且厚度增大，其中C2试验混合层可以达到1.3 km，比A2试验增加了近0.42 km左右。这说明背景大气浮力频率减小更有利于ABL在垂直方向的混合和贯通。

2.3 不同背景场强迫对对流和重力波过程的影响

2.3.1 不同背景场强迫下对流和重力波的垂直结构特征

为了直观地反映出不同背景场强迫下青藏高原东北边坡复杂地形上空对流和重力波的垂直结构特征，图4给出了各敏感性试验模拟的14时垂直速度和位温的垂直剖面。总体来看，图4中垂直气流有明显的上升和下沉间隔分布，这与阴雨天较小的地表加热和较大的风切变（图2c）导致了排列规则的边界层对流有关，正好符合边界层对流卷形成的条件，此时边界层湍流主要是机械湍流。另外，从图4a可以看出，由于标准试验（A1试验）中Fr数较小仅为0.27，迎风坡（山体的西边）的气流很难越过山脊到达整个区域上空，地形动力抬升作用使得模拟区域内较高山脊的迎风坡（y=-100 km至-80 km区域）存在一个较强的辐合上升区，而在较高山脊的背风坡（山体的东边）（y=-70 km至-50 km区域）出现了明显的补偿性辐散下沉区。当部分气流绕过较高的山脊后，继续爬升一个较低的山脊，较低山脊的迎风坡和山顶上空对应着较弱的上升气流区，并在过山后的下游区域出现了大范围的补偿性下沉气流区。此时，在第二个较低山脊下游区域出现了信号较弱，水平波长约为35 km左右，垂直方向可上传至5.5 km高度的重力波。

当背景风向和浮力频率保持不变的前提下（A组试验），随着风速增加，Fr数逐渐增大，迎风坡气流越容易越过山脊，也更容易在下游区域产生重力波信号。这从图4a、b和c对比可以清晰地看出，在A2和A3试验中，模拟区域第二个较低山脊下游区域混合层内上升和下沉运动排列得更加规则（重力波的波列），且混合层顶上部位温等值线变化幅度增大，说明地形强迫的重力波倾斜向上东传越明显。此外，背景风速增加，地形重力波信号在较高的第一个山脊上游区域逐渐减弱，而在较低的第二个山脊下游区域信号越来越明显，振幅明显增大（位温等值线变密且波动幅度更大），尤其是A3试验中海拔3.3 km存在显著的重力波波列。

当背景大气的浮力频率保持不变，而风向改变与山脊走向平行时（B组试验），总体上模拟区域上空对流发展的平均高度与A组试验中相差不大，但整个ABL内对流的强度有明显增强（用垂直速度最大值表示对流的强度），这表明当风向与山脊平行时更有利于山地上空对流的混合，尤其是风速较大时（B2和B3试验，图4e和f）混合更加剧烈。另外，相比于A组试验，B组试验中模拟区域第一个较高山脊上游区域和第二个山脊下游区域辐合上升气流有所增强，但重力波的信号明显减弱，这说明当风向与山脊平行时，高大地形的动力抬升作用加强但重力波信号却有所减弱，此时有利于ABL内部能量和物质的混合，而不利于ABL与其上部的交换。

当背景风向保持不变，而浮力频率减小时（C组试验），模拟区域上空对流发展比A组试验中更加充分，其中对流发展的高度和强度都有明显增大。尤其是在风速较大时（C2和C3试验，图4h和i），研究区第一个较高山脊迎风坡的辐合上升气流显著增强，在合适的水汽条件下该区域强烈的动力抬升作用极易诱发深对流系统并形成对流性降水。此外，相比于A组试验，随着大气静力稳定度减小，产生重力波的条件得不到满足，不管是山前迎风坡还是山后下游区域重力波信号都越来越弱。此时复杂地形上空垂直运动的随机性增大，对流分布也会变得更加不规则，这可以进一步从垂直速度的水平空间分布（图5和图6）更加清晰地看出。

通过对比可以看出，不同的背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流活动与重力波在垂直方向的分布存在较大差异。其中当风向与山脊走向垂直、且风速较大时，迎风坡气流更容易越过山脊，并在山脊下游以重力波的形式进行传播，从而影响下游地区的天气变化。

2.3.2 不同背景场强迫下对流和重力波的水平结构特征

随着地表加热大气，对流泡逐渐从地面开始向上发展，并形成对流混合层，其上部仍为相对较稳定的层结，在该层大气内重力波清晰可见。当对流充分发展时，其上部的稳定层结逐渐消失，地形强迫的重力波逐渐与地面失去联系而消失。因此，对流混合层顶是低层热力对流与地形强迫下的重力波相互作用的关键界面（黄倩等，2007）。从图3中各试验模拟的位温垂直廓线可以看出，三组试验中对流混合层顶大约在相对高度0.6~1.4 km，即海拔高度3.2~4.0 km左右。因此，为了更清晰地呈现不同背景场强迫下对流活动和重力波的水平空间结构，图5和6分别给出了对流混合层内部（3.0 km）和对流混合层顶附近（3.5 km，均为海拔高度）垂直速度的水平剖面。其中，3.0 km剖面可以反映出热力对流的细微结构特征，3.5 km剖面能够反映出重力波波列较为清晰的分布。

从标准试验（A1试验）模拟的两个水平剖面上垂直速度的空间分布可以看出（图5a和6a），当Fr数较小仅为0.27时，气流相对不容易越过高大山脊，模拟区域第一个较高山脊上游区域对流混合层内（3.0 km，图5a）对流活动发展非常旺盛，其形式主要表现为环状对流泡; 随着高度的增加，在对流混合层顶附近（3.5 km，图6a），部分环状对流泡的强度有所减弱，并逐渐发展成线状对流（x=-100~-80 km，y=-60~-20 km），此时重力波波列非常明显。当部分气流爬山后与绕流气流汇合并在较高山脊的背风坡形成了下沉气流，同时气流二次爬坡后在较低山脊的背风坡出现了大范围的补偿性下沉气流，并在下游区域出现了信号较弱，波列较短的重力波信号（图6a中x为40~80 km，y为20~80 km）。随着背景风速增大，Fr数逐渐增大，气流爬坡变得相对越来越容易，较高山脊上游的热力对流强度明显增强（图5b和c），第二个较低山脊下游区域上空的重力波信号增强且波列长度明显增大（图6b和c）。

当背景大气浮力频率保持不变，模拟区域风向与山脊走向平行（B组试验）时，整体上模拟区域上空热力对流强度较A组试验有所增强，尤其是在对流混合层内部（3.0 km高度）的第二个山脊下游区域（图5d、e和f，x为0~60 km，y为-20~60 km）更为明显。随着背景风速增加，对流混合层顶附近（3.5 km）对流活动仍以环状对流泡为主，仅在小范围出现了线状对流，此时重力波信号较弱，且波列较短（图6 d、e和f，x=60~100 km，y=-100~-20 km）。

当背景风向保持不变，减小模拟区域的浮力频率时（C组试验），Fr数明显增大，气流相对更加容易越过山脊，此时模拟区域第一个较高山脊上游区域上升气流范围减小而对流强度却明显增强，混合层内（3.0 km）的对流主要以热对流泡为主（图5h、i和j）。同时，大气稳定度减小使得研究区上空混合层内对流发展更加旺盛，此时混合顶附近（3.5 km，图6h、i和j）有明显的对流线存在，但重力波信号却较A组试验中变弱。随着背景风速增加，Fr数逐渐超过1.0，此时气流很容易越过山脊，因此研究区较低山脊的下游区域（x=20~100 km，y=-60~40 km）对流活动也有所增强，但对流的组织性却减弱，不管是对流混合层内部（3.0 km）还是其顶部附近（3.5 km）对流的随机性增大，且整个区域上空重力波的信号变得不明显，波列较短。

通过对比可以看出，不同的背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流和重力波在水平方向的空间结构存在显著差异。其中当风向与山脊走向垂直、且风速较大时，山脊背风坡上空重力波信号较强且波列较长; 当风向与山脊走向平行时，山脊背风坡上空重力波信号减弱且波列较短; 减小大气静力稳定度时，虽然背风坡上空重力波信号不明显，但研究区域上空对流线可以延伸展至较高的高度且强度较强，这说明稳定度较小时更有利于对流层与其上部大气的混合贯通。

2.3.3 不同背景场强迫下对流活动对重力波的影响

理查森数（Ri）作为表征湍流强弱的一个重要参数，同时包含了热力和动力因子对湍流发展的影响，不仅是反应对流运动状态的综合性指标，也能在一定程度上诊断重力波（寿绍文等，2009）。根据Irwin（1979）的分类标准，可以将Ri细分为6个等级:1）当Ri＜-3.433时，表示极不稳定状态; 2）当-3.433≤Ri＜-1.375时，表示不稳定状态; 3）当-1.375≤Ri＜-0.233时，表示弱不稳定状态; 4）当-0.233≤Ri＜0.145时，表示中性状态; 5）当0.145≤Ri＜0.636时，表示弱稳定状态; 6）当Ri≥0.636时，表示稳定状态。

当背景风向与山脊走向垂直时（A组试验，图7a、b和c），随着背景风速增加，模拟区域第一个高大山脊迎风坡Ri数逐渐增大，大气由不稳定向稳定状态转变的区域变大，且上升气流的强度和范围都有所减小，因此激发重力波的垂直风切变减弱，山脊上游区域重力波信号变弱。同时，随着背景风速增加，模拟区域第二个较低山脊下游区域上升气流的强度和范围明显增大，且上升和下沉气流排列更加规则，此时混合层顶附近大气由弱稳定状态向弱不稳定和不稳定状态转变的比例增大，该层大气变得更加不稳定，垂直风切变加强，气流的扰动动能加大，因此激发了向下游区域传播的较强重力波信号。

当浮力频率固定不变，而背景风向与山脊走向平行时（B组试验，图7d、e和f），总体上整个区域上升气流发展的平均高度与A组试验中相差不大，但模拟研究区上空上升气流的强度较强，尤其是在第一个较高山脊上游和第二个较低山脊下游区域。另外，此时模拟区域的上升和下沉气流尺度较大、排列变得不规则，且边界层顶附近Ri数较A组试验中明显变大，其中弱稳定和稳定状态大气的比例大于弱不稳定和不稳定大气，使得混合顶附近垂直风切变减小，因此不利于地形重力波的产生和传播。

当背景大气的浮力频率减小时（C组试验，图7g、h和i），整个研究区域上空上升气流平均发展高度和强度较A组试验中更大，且对流混合层内Ri数明显减小，极不稳定和不稳定状态所占大气的比例更高（尤其是C2和C3试验中较为明显），说明此时对流混合层内大气运动非常剧烈。另外，和A组试验相比，尽管稳定度减小有利于低层大气的混合，但混合层顶附近较大的Ri数使得该层大气不稳定能量较低，不利于地形强迫产生的重力波向上传播，因此整个区域上空的重力波信号减弱。

通过对比可以看出，不同背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流运动状态对地形强迫下产生的重力波传播过程有着非常重要的影响。只有当风向与山脊走向垂直，且背景风速较大时，边界层顶附近不稳定大气状态产生的较大垂直风切变，才更有利于地形重力波向下游区域传播。当然，重力波活动也可以反过来影响到对流的发展，可以预期，如果对流上升区正好与重力波波峰相重合，那么该区域的垂直上升运动将会得到增强。反之，如果对流上升区正好与重力波波谷相重合，那么该区域的垂直上升运动将会被减弱。

2.3.4 不同背景场强迫下重力波对水汽分布的作用

地形的阻挡和动力抬升可以引起气流运动特性的改变，进而影响到水汽循环的热、动力效应（智协飞和霍自强，2023）。从上述分析可以看出，在不同的背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流和重力波在垂直和水平方向都存在显著的差异，这会进一步造成水汽分布和输送特征不同，从而导致该地区云和降水产生机理变得更为复杂。

从图8所示的各试验模拟的14时比湿和位温的垂直分布来看，在标准试验中（试验A1，图8a），风向与山脊走向垂直，随着地形高低起伏，比湿和位温表现出不均匀的分布特征，其中在研究区域第一个较高山脊的迎风坡（x=-100~-80 km）和第二个较低山脊的背风坡下游区域（x=60~100 km）存在比湿的高值区。这与高大地形山前的阻挡形成了水汽强烈的辐合抬升和山脊背风坡下游显著的下沉气流导致的绝热增温抬升效应有关。随着背景风速增加（试验A2和A3，图8b和c），地形重力波振幅逐渐增大，很明显重力波波峰处所对应的比湿较大（尤其是A3中特别明显），这说明随着重力波向上传播的过程低层的水汽被输送到高空，为原有云系的增强或新云系的生成提供了有利条件。

当背景风向与山脊平行时（B组试验，图8d、e和f），整体上研究区域两个比湿的高值区大致范围没有发生明显的变化，但由于此时重力波信号减弱，高水汽含量的空气被传输的高度有所降低，且上层低水汽含量的空气向下混合较多，使得整个对流混合层顶附近（3.5~4.0 km）空气较A组试验偏干。特别是在研究区两个山脊的背风坡及其下游区域（x为-70~-60 km和-40~100 km），这种现象在风速较大的B2和B3试验（图8e和f）中更为明显，这不利于该区域午后对流云的发展。

当背景大气的浮力频率减小时（C组试验，图8g，h和i），总体上研究区域仍然是在较高山脊的迎风坡和较低山脊的下游区域存在两个比湿的高值区，但整个混合层（3.5 km高度以下）内比湿的分布较A组试验中更加均匀，这与大气稳定度降低造成的混合层对流发展更加充分有关。但是，由于随着重力波信号的减弱，高水汽含量的空气向上输送受到限制，低层大范围水汽的抬升在混合层顶附近造成了堆积，使得比湿分布在整个混合层顶附近（3.5~4.0 km）变化幅度减小，此时有利于大范围层状云系的发展。

总体来看，高原东北边坡复杂地形对水汽分布、强度及强中心的位置等有着显著的影响。而在不同背景强迫下，地形对水汽的影响主要体现在不同高度水汽的分布和水汽增幅效应上。对比发现，当风向与山脊走向垂直，且背景风速较大时，随着重力波的传播过程，高水汽含量的空气被波峰传输到较高的高度，为对流云的发展提供了有利条件; 当风向与山脊平行时，整个混合层顶附近水汽较少，对流云形成的条件减弱; 当降低大气的稳定度后，山脊背风坡及下游区域混合层顶附近水汽分布均匀且变化幅度较小，为层状云的发展提供了有利条件。

3 结论与讨论

本文基于青藏高原东北边坡复杂地形条件下雨天野外加密探空观测资料，利用高分辨率的三维边界层模式，通过不同背景场强迫的敏感性试验，模拟研究了高原东北边坡复杂地形上空对流和地形重力波较精细的空间结构特征，探讨了对流运动状态对地形重力波产生和传播的影响，以及湍流和重力波相互耦合的动力输送过程对水汽分布的作用，揭示了边界层对流引起的干动力过程对该地区地形重力波产生及传播的影响机理。主要结论如下:

1）尽管由于模式本身的设置及下垫面的复杂性，导致了模式对ABL比湿和风速描述与实测之间存在一些偏差，但总体上模拟的各时次位温与实测结果较为一致，这说明该模式基本能够反映出高原东北边坡复杂地形上空ABL总体结构和大气层结的分布特征。

2）在不同背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空ABL垂直结构及分布存在一定的差异。当背景风向和浮力频率保持不变时，随着背景风速增加，不仅对流混合层中低层变冷，且混合层发展高度有所增加。改变背景风向不能显著地改变ABL整体结构，但对ABL内部物理量分布起着重要的作用。背景大气浮力频率的减小更有利于ABL在垂直方向的混合和贯通。

3）在不同背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流和重力波的空间结构明显不同。当背景风向和浮力频率保持不变时，随着风速增加，迎风坡气流更容易越过山脊，山前迎风坡重力波信号减弱但对流强度增强，山脊背风坡下游区域重力波信号增强、振幅增大，其上空对流线组织性较强。当背景风向发生变化与山脊走向平行时，高大地形的动力抬升作用加强，混合层内对流泡的强度增强，混合层顶附近对流线强度减弱，山脊背风坡重力波信号较弱且波列较短。背景大气浮力频率减小，使得对流发展高度和强度都增大，混合层内对流分布变得不规则，其上空对流泡和混合层顶附近对流线的组织性减弱，山脊背风坡下游区域上空重力波信号不显著且传输的距离减小。

4）在不同背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形上空对流运动状态对地形重力波的产生和传播有着非常重要的影响。当背景风向和浮力频率保持不变时，随着背景风速增加，山前迎风坡Ri数逐渐增大，大气变得稳定，激发重力波的垂直风切变减小，重力波信号变弱。山后下游区域混合层顶附近大气的不稳定状态加强，扰动动能加大，更容易激发向下游区域传播的较强重力波信号。当背景风向发生变化与山脊走向平行时，研究区混合层顶附近Ri数整体上增大，大气状态偏稳定，混合顶附近垂直风切变减小，不利于地形重力波向上传播。背景大气浮力频率减小，有利于低层大气的充分混合，但混合层顶附近较大的Ri数使得该层大气不稳定能量较低，不利于地形强迫产生的重力波向上传播，整个区域上空重力波信号减弱。

5）在不同背景场强迫下，高原东北边坡复杂地形对水汽的影响主要体现在不同高度水汽的分布和水汽增幅效应上。当背景风向和浮力频率保持不变时，随着背景风速增加，重力波振幅增大，高水汽含量的空气被波峰传输到较高的高度，为对流云发展提供了有利条件; 当背景风向发生变化与山脊走向平行时，整个混合层顶附近水汽较少，对流云形成条件减弱; 背景大气浮力频率减小，山脊背风坡及下游区域混合层顶附近水汽分布均匀且变化幅度较小，有利于层状云发展。

上述研究通过改变背景大气的风速、风向和浮力频率的敏感性试验，模拟了不同背景场强迫对高原东北边坡复杂地形上空对流活动和重力波传播过程的影响。这里需要指出的是，为了摸清边界层对流引起的干动力过程对地形重力波的作用，本研究采用了不包含水汽相变参数化方案的高分辨边界层模式来分离积云对流引起湿过程对重力波的影响，因此该结果很难描述浅对流逐渐发展和演变成深对流的过程。在后续的研究中，将进一步结合中尺度云模式来补充和完善对高原东北边坡复杂地形条件下重力波过程引起的降水机理的深入认识。当然，该模式对于该地区气流场精细结构的刻画，包括对流的泡状或线状特征，以及重力波的波列和长度等信号的捕捉能力是一些中尺度模式所不能及的，因此该结果对于高原东北边坡对流与重力波相互作用机理的理解，以及中尺度模式对该地区强对流降水预报预测能力的提高具有一定的参考价值。

参考文献