曹怡清， 隆 霄， 李 超， 王思懿， 趙建華

（1.蘭州大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，甘肅 蘭州 730000；2.中國氣象局蘭州干旱氣象研究所，甘肅 蘭州 730020）

低空急流（Low Level Jet，LLJ）指邊界層內(nèi)或?qū)α鲗拥蛯訌姸臍饬鲙?，其風(fēng)速一般大于12 m·s-1。低空急流可以為極端降水提供有利的動力條件和充足的水汽供給，能極大地促進強降水事件的發(fā)生發(fā)展［1］，并且對颮線和極端天氣現(xiàn)象的形成有重要作用［2］。

Goualt［3］和Farquharson［4］在20 世紀30 年代末，首先發(fā)現(xiàn)了非洲的低空急流事件，隨后Means［5］在美國雷暴天氣的研究中首次使用了低空急流這一概念。Higgins等［6］利用高分辨率再分析資料研究了美國大平原地區(qū)低空急流對夏季降水和水汽輸送的作用，發(fā)現(xiàn)低空急流發(fā)生時美國北部和大平原地區(qū)的降水顯著增多。翟國慶等［7］合成分析了江淮流域8 例與低空急流相伴的大暴雨過程，結(jié)果表明低空急流左前側(cè)有較強輻合區(qū)，且當?shù)涂占绷髋c條件不穩(wěn)定區(qū)相結(jié)合時有利于暴雨的形成。何光碧等［8］通過數(shù)值模擬研究低渦與急流對一次川東暴雨的影響時指出，川東降水發(fā)生在高空急流南側(cè)、低渦東南側(cè)與西南低空急流大風(fēng)出口區(qū)之間，且高空急流出現(xiàn)劇減時，預(yù)示暴雨即將結(jié)束。低空急流被視為暴雨過程中主要的水汽、熱量和動量輸送通道［9-11］，研究表明低空急流為暴雨的發(fā)生發(fā)展提供了充沛的水汽條件和熱力不穩(wěn)定層結(jié)［12-14］。顧清源等［15］指出，副高西北側(cè)的低空急流不僅為暴雨區(qū)提供了水汽和不穩(wěn)定能量，同時也對強降水的形成有觸發(fā)作用。Zhao［16］通過關(guān)閉WRF 模式物理過程中的凝結(jié)潛熱釋放過程，證明了非絕熱加熱正反饋機制是低空急流發(fā)展加強的重要因素之一，暴雨過程中的上升運動和凝結(jié)潛熱釋放促進低空急流形成和維持，低空急流又進一步加強了水汽輸送，從而形成正反饋機制使得降水得以維持。

賀蘭山地處寧夏和內(nèi)蒙古交界處，不僅是我國干旱與半干旱大陸性氣候的分界線，也是季風(fēng)氣候和非季風(fēng)氣候的分界線［17］。賀蘭山東麓是西北地區(qū)暴雨過程的高發(fā)區(qū)之一，近年來經(jīng)常出現(xiàn)超歷史極值的特大暴雨過程。暴雨過程又常與低空急流相伴，氣象學(xué)者們對賀蘭山東麓暴雨的中尺度特征和地形對暴雨的影響等方面開展了較多的研究［18-21］，但對西北地區(qū)復(fù)雜地形下暴雨過程中低空急流對降水形成和發(fā)展的機理認識還不夠深入。因此本文選取偏南急流影響下的2018 年7 月18—19 日暴雨過程（簡稱“7·18”過程）和東南急流影響下的2017年6月4—5日暴雨過程（簡稱“6·04”過程），在對其中尺度分析的基礎(chǔ)上，利用數(shù)值敏感性試驗的方法來研究兩類LLJ對暴雨形成和發(fā)展的影響機制。

1 資料來源

文中所用觀測資料包括：寧夏氣象局提供的區(qū)域自動站觀測資料、國家衛(wèi)星氣象中心提供的逐小時FY-2E 衛(wèi)星的云頂亮溫（TBB）資料，水平分辨率為0.1°×0.1°，時間分辨率為1 h。天氣分析時所用的資料為美國國家環(huán)境預(yù)報中心/國家大氣研究中心（NCEP/NCAR）FNL全球客觀分析資料，水平分辨率為1.0°×1.0°，時間分辨率為6 h，該資料也用來為中尺度WRF模式提供初始場和邊界條件。

2 兩次降水過程的環(huán)流特征分析

2.1 降水特征分析

“7·18”暴雨過程是發(fā)生在賀蘭山東麓山區(qū)的一次局地短時大暴雨過程，降水中心位于賀蘭山東南側(cè)呈東北西南向分布，這與賀蘭山地形走勢一致（圖1a），暴雨過程開始于18 日19:00（世界時，下同），至19日02:00結(jié)束共持續(xù)8 h。統(tǒng)計結(jié)果表明，有18個區(qū)域自動站的累積降水量超過50 mm，其中明長城站（Y1812）、小水溝站（Y1811）和大西峰溝站（Y1813）的累積降水量均超過了100 mm，分別為136.2 mm、109.7 mm和106.7 mm，從這3站小時降水和降水量前20 位站點平均逐小時降水的時間序列圖（圖1c）可以看出，過程降水量最大的明長城站降水峰值出現(xiàn)在23:00，大西峰溝站峰值出現(xiàn)時刻比明長城站滯后約1 h，降水量前20 位站點平均降水的峰值出現(xiàn)在21:00，平均雨強達到25 mm·h-1以上。

“6·04”暴雨過程是一次大范圍的、持續(xù)時間相對較長的降水過程，在賀蘭山山體附近和銀川平原中部地區(qū)均出現(xiàn)明顯的強降水（圖1b），暴雨過程從4 日07:00 開始，至5 日02:00 基本結(jié)束，共持續(xù)20 h。據(jù)統(tǒng)計，此次暴雨過程中有118個自動站的累積降水量超過50 mm，也有3 個站點的過程降水量超過100 mm，分別為黃旗口站（Y1026，116.5 mm）、玉泉村站（Y2715，104.7 mm）和福鑫牧場站（Y1165，100.7 mm）。“6·04”過程小時降水量的時間變化圖（圖1d）中，過程降水量前20位站點的平均降水峰值出現(xiàn)時段為14:00—22:00。盡管“6·04”過程有118個站點達到暴雨強度，明顯多于“7·18”過程的18個，但其降水時間更長，雨強相對較弱。

圖1 2018年7月18日19:00—19日02:00（a）和2017年6月4日07:00—5日02:00（b）站點降水量（單位：mm）分布和兩次暴雨過程中前3位降水量站點逐小時降水（折線）、降水量前20位站點平均逐小時降水（藍色柱形）疊加圖（c、d，單位：mm）Fig.1 Distribution of precipitation and hourly rainfall of stations(unit:mm)from(a,c)18 July 2018 19:00 to 19 July 02:00 and(b,d)June 4,2017 07:00 to 5 June 2017 02:00

2.2 環(huán)流形勢分析

從500 hPa 上看，“7·18”暴雨過程中，寧夏地區(qū)位于副熱帶高壓西側(cè)和500 hPa高空槽前，屬于“東高西低”型環(huán)流形勢（圖2a）；“6·04”暴雨過程中（圖2b），副熱帶高壓偏東偏南，我國南方大部分地區(qū)為穩(wěn)定大槽所控制，寧夏地區(qū)位于500 hPa深槽內(nèi)，其西北側(cè)存在一中尺度切斷低壓系統(tǒng)，該切斷低壓的東移加深導(dǎo)致了此次暴雨的形成。

在對流層高層200 hPa，“7·18”過程中賀蘭山位于高空急流入口區(qū)南側(cè)，急流中心強度達到40 m·s-1以上，而“6·04”過程中寧夏位于200 hPa 高空急流出口區(qū)，急流中心風(fēng)速超過50 m·s-1（圖略）。

在低層700 hPa，暴雨發(fā)生前6 h 兩個過程均有低空急流建立（圖略），其中“7·18”過程中寧夏地區(qū)為偏南急流控制，急流中心強度達到20 m·s-1以上，距賀蘭山300 km左右，急流前緣距離賀蘭山100 km左右，切變線位于山體北側(cè)，其西側(cè)為一中尺度低渦，賀蘭山地區(qū)受低渦東側(cè)氣旋性渦度影響（圖2c），此后中尺度低渦緩慢東移，偏南急流在東移的過程中逐漸變成西南急流；“6·04”過程主要受東南急流影響，急流軸走向與山脈垂直，急流中心強度為18 m·s-1，強度較“7·18”過程弱，距賀蘭山較遠（圖2d）。

圖2 2018年7月18日18:00（a、c）、2017年6月4日06:00（b、d）500 hPa和700 hPa位勢高度場（實線，單位：dagpm，黑色實線為槽線和切變線，灰色陰影為地形高度）和風(fēng)場（風(fēng)羽，單位：m·s-1，填色區(qū)域為風(fēng)速超過12 m·s-1低空急流）Fig.2 Composition of geopotential height(contour,unit:dagpm,brown lines denotes tough and shear line,the grey shade is the terrain height)and wind field(vector,unit:m·s-1,the shaded represent the region of wind speed ≥12 m·s-1)on 500 hPa and 700 hPa at 18:00 on 18 July 2018 and 06:00 on 4 June 2017

充足的水汽供給是暴雨形成的必要條件，而低空急流是水汽輸送的載體。從700 hPa 水汽通量和水汽通量散度圖（圖3）可以看出，“7·18”過程中700 hPa水汽源地位于我國南海，水汽從南海沿偏東路徑進入我國內(nèi)陸至貴州、川渝地區(qū)后被偏南急流向北一直輸送至寧夏地區(qū)，在7 月18 日18:00 寧夏地區(qū)出現(xiàn)水汽強輻合中心，強降水區(qū)出現(xiàn)在其北側(cè)，水汽通量散度中心強度超過-5×10-8g·(hPa·cm2·s)-1?！?·04”過程700 hPa水汽來自孟加拉灣，水汽沿西南向輸送到湖北陜西交界處后在東南急流的作用下輸送至寧夏地區(qū)，6 月4 日12:00 水汽輻合強度較“7·18”過程偏弱，強度為-3×10-8g·(hPa·cm2·s)-1，但水汽輻合區(qū)范圍明顯偏大。

圖3 2018年7月18日18:00（a）和2017年6月4日12:00（b）700 hPa水汽通量［矢量，單位：10 g·(hPa·cm·s)-1］和水汽通量散度［填色，單位：10-8 g·(hPa·cm2·s)-1］Fig.3 700 hPa water vapor flux［vector,unit:10 g·(hPa·cm·s)-1］and water vapor flux divergence［color,unit:10-8 g·(hPa·cm2·s)-1］at(a)18:00 on July 18,2018 and(b)12:00 on June 4,2017

兩次暴雨過程發(fā)生前6 h 均有低空急流建立，低空急流的發(fā)展對暴雨的形成有重要影響。兩次暴雨過程的顯著差別是LLJ 方向和強度不同，對水汽輸送的特征也明顯不同，分別為東南路徑和西南路徑，其水汽分別來源于南海和孟加拉灣，在四川盆地和鄂陜交界匯集和轉(zhuǎn)向，并隨著偏南急流和東南急流增強北上，為暴雨區(qū)提供了有利的水汽條件。

2.3 中尺度對流云團活動特征

從圖4 中可以看出，此次暴雨過程中對流云團的結(jié)構(gòu)較為緊湊，在偏南氣流的影響下向東北方向移動發(fā)展。18日18:30—21:30為賀蘭山東側(cè)對流云團快速發(fā)展階段，云團的TBB≤-52 ℃，導(dǎo)致在賀東莊園站20:00—21:00出現(xiàn)54.5 mm·h-1的過程最大雨強，強降水區(qū)位于云團邊緣、云頂亮溫梯度大的地方，這與其他研究結(jié)果類似［22］?！?·04”暴雨過程中TBB 的變化特征主要表現(xiàn)為大尺度云系發(fā)展的結(jié)果（圖5），此類系統(tǒng)移動緩慢，持續(xù)時間較長，4 日13:00—15:00，云帶上兩個對流云團先后經(jīng)過暴雨區(qū)，列車效應(yīng)造成14:00—15:00 出現(xiàn)在黃旗口溝站的過程最大雨強，其強度為26.7 mm·h-1，約為“7·18”過程的一半左右。

圖4 2018年7月18—19日TBB演變（單位：℃）和風(fēng)場（流線，其中a、f疊加18日12:00和19日00:00 UTC 700 hPa風(fēng)場）合成圖Fig.4 TBB evolution(the shaded,unit:°C)and wind field on July 18-19,2018(streamline,where a and f are superimposed the 700 hPa wind field at 12:00 on the 18th and 00:00 on the 19th,UTC)

圖5 2017年6月4日TBB演變（單位：℃）和風(fēng)場（流線，其中a、b、f疊加4日00:00、12:00和5日00:00 UTC 700 hPa風(fēng)場）合成圖Fig.5 TBB evolution(the shaded,unit:°C)and wind field on June 4,2017(streamline,where a,b,and f are superimposed the 700 hPa wind field at 00:00,12:00 on the 4th and 00:00 on the 5th,UTC)

“7·18”暴雨過程對流系統(tǒng)的移動與低層風(fēng)場一致，移動與傳播方向夾角很小，對流云團在賀蘭山東側(cè)快速發(fā)展；山區(qū)低層為偏東風(fēng)時（“6·04”暴雨過程），對流云團移動與傳播方向近似垂直，列車效應(yīng)明顯［23］。

3 數(shù)值模擬與結(jié)果分析

3.1 數(shù)值試驗設(shè)計

以下利用WRFv3.8.1 開展相關(guān)數(shù)值試驗，試驗中的模擬域和物理過程參數(shù)化方案相同，采用三重嵌套，模擬域中心設(shè)在（34°N，110°E），格點域均為181×181，格距分別為27 km、9 km 和3 km。模擬時D01、D02 和D03 對于云微物理參數(shù)化方案、長波輻射過程、短波輻射過程、陸面過程和邊界層過程采用相同的參數(shù)化方案，分別為WSM6/WSM5 云微物理參數(shù)化方案，RRTM 長波輻射方案，Goddard 短波輻射方案，RUC/Noah 陸面參數(shù)化方案和YSU 邊界層參數(shù)化方案。需要說明的是，D01 和D02 啟動Grell-Devenyi 積云參數(shù)化方案來處理濕物理過程，由于D03 的分辨率較高因此沒有啟動積云參數(shù)化。初始場和邊界條件由每6 h一次的FNL全球分析數(shù)據(jù)產(chǎn)生?？刂圃囼濩TL1和CTL2的模擬時段分別為2018 年7 月18 日00:00—19 日12:00 UTC 和2017 年6月3日12：00—5日12:00 UTC。D01域的時間步長為180 s，每小時輸出一次，模式主要模擬參數(shù)及參數(shù)化方案見表1。

表1 WRF模式網(wǎng)格設(shè)計及參數(shù)化方案配置Tab.1 WRF pattern grid design and parameterized scheme configuration

兩次暴雨過程中LLJ 的特征存在較大的差異，為了進一步研究LLJ 對降水落區(qū)及強度的影響，針對兩次暴雨過程設(shè)計了數(shù)值敏感性試驗（EXP1 和EXP2），試驗中模擬域和物理過程參數(shù)化方案與CTL 試驗相同，利用逐時restart 的方法將兩次過程中風(fēng)速超過12 m·s-1的LLJ 強度減弱為12 m·s-1，但其風(fēng)向保持不變。

3.2 急流特征分析

CTL 試驗?zāi)M的700 hPa 環(huán)流系統(tǒng)及急流等天氣系統(tǒng)的分布（圖6、圖7）與客觀分析結(jié)果（圖2）一致，只不過模擬的LLJ 范圍偏大，強度稍強?！?·18”過程中，偏南LLJ 在18日12:00位于寧夏地區(qū)南側(cè)，其中心強度達到24 m·s-1，在青藏高原東側(cè)出現(xiàn)一中尺度渦旋（圖6a）；到18 日21:00，LLJ 范圍不斷擴大且強度不斷加強，并向東北方向伸展，中尺度渦旋也不斷東移，尺度不斷擴大，賀蘭山地區(qū)主要為偏南氣流所控制（圖6b），地形對偏南氣流的強迫抬升作用對強降水的形成起到增幅作用；到19 日04:00，急流中心向東北方向發(fā)展到寧夏地區(qū)以東，寧夏地區(qū)出現(xiàn)切變線（圖6c）；19日07:00，急流東移減弱（圖略），對寧夏地區(qū)的影響結(jié)束。

圖7 CTL試驗?zāi)M的2017年6月4日06:00（a）、15:00（b）、21:00（c）700 hPa位勢高度場（實線，單位：dagpm）和風(fēng)場（風(fēng)羽，單位：m·s-1）Fig.7 Temporal evolution of circulation situation at 700 hPa on June 4,2017(a),(b)and(c)denote at 06:00,15:00 and 21:00

暴雨發(fā)生前，寧夏中南部形成一支南風(fēng)低空急流帶，將南海水汽源源不斷地輸送到暴雨區(qū)，但是急流左側(cè)的強動力輻合中心位于寧夏西側(cè)，急流在寧夏地區(qū)的動力輻合作用相對較弱。隨著LLJ向北發(fā)展和賀蘭山地形強迫抬升作用導(dǎo)致降水的形成及凝結(jié)潛熱的釋放，促使LLJ進一步發(fā)展，并從原偏南急流發(fā)展成西南低空急流，此時寧夏地區(qū)位于LLJ的左側(cè)，動力輻合作用顯著加強，這有利于暴雨過程的維持。

“6·04”過程中低空急流主要呈現(xiàn)為東南急流的發(fā)展演變，在4日06:00，伴隨500 hPa中尺度切斷低壓系統(tǒng)東移加深，氣旋式切變東移至寧夏西部，賀蘭山地區(qū)東南側(cè)的東南急流開始發(fā)展，急流強度為16 m·s-1，在青藏高原東側(cè)也出現(xiàn)氣旋性環(huán)流（圖7a）；到4 日15:00，低空東南急流向東北方向移動，帶狀特征更為明顯，強度增強到18 m·s-1，此時中尺度低渦出現(xiàn)在寧夏西側(cè)，賀蘭山地區(qū)為東南氣流所控制（圖7b）；到21：00，低空東南急流進一步向東北方向移動，強度增加到20 m·s-1，寧夏地區(qū)西側(cè)的中尺度渦旋范圍也顯著增加，寧夏北部地區(qū)為東南氣流所控制（圖7c）。

此次暴雨過程中，東南低空急流向東北方向緩慢移動，急流中心強度較“7·18”過程的弱，賀蘭山地區(qū)一直位于中尺度低渦東南側(cè)和東南急流左側(cè)，這種環(huán)流形勢對大范圍降水的產(chǎn)生與維持提供了有利的動力條件。

4 敏感性試驗結(jié)果分析

綜上所述，賀蘭山地區(qū)偏南急流和東南急流的水汽輸送特征以及對暴雨形成的動力作用有很大差異，下文通過敏感性試驗結(jié)果探討兩類LLJ 的強度對暴雨的影響。

4.1 LLJ對降水強度及雨帶分布影響

對比兩次過程急流減弱效果可以看出（圖略），EXP1 和EXP2 的數(shù)值敏感性試驗中急流強度有明顯減弱，急流維持在12 m·s-1左右。圖8a和圖8b為WRF 模擬的兩次暴雨過程10 h 和30 h 的累積降水分布，可以看出控制試驗較為成功地模擬出了“7·18”和“6·04”兩次賀蘭山東麓暴雨的分布特征?！?·18”過程模擬的降水量級，強降水帶形狀與實況基本一致，與觀測降水分布（圖1a）相比模擬的強降水中心偏西靠近山側(cè)，降水中心更加集中，模式模擬的急流區(qū)降水明顯偏強，這是由于模擬急流范圍偏大并與急流向東偏移有關(guān)?！?·04”過程模擬的降水量級、降水范圍與實況基本一致，只是模擬的降水分布在平原地區(qū)較觀測結(jié)果（圖1b）偏小。從降水的時間序列上看，“7·18”暴雨過程屬于短時強降水過程，而“6·04”過程屬于持續(xù)性的緩慢降水過程（圖9）。

減弱LLJ數(shù)值敏感性試驗?zāi)M的降水量分布和控制試驗相比均出現(xiàn)了強度、范圍不同程度的減少（圖8c和圖8d），其中“7·18”過程降水減少的區(qū)域主要位于賀蘭山東麓沿山地區(qū)，這是由于LLJ 強度減弱，賀蘭山地形與LLJ相互作用減弱，山區(qū)降水受到明顯影響；而“6·04”過程則主要出現(xiàn)在距離山體較遠的平原地區(qū)，從動力學(xué)角度來看，LLJ強度的減弱會導(dǎo)致其左側(cè)氣旋式環(huán)流強度的減弱并影響垂直運動的發(fā)展。兩次過程LLJ類型不同，LLJ強度減弱后表現(xiàn)出不同的響應(yīng)特征，因此LLJ 系統(tǒng)的演變特征對賀蘭山東麓地區(qū)的降水分布有很大影響。

從“7·18”過程CTL1 試驗和EXP1 試驗?zāi)M的最大降水中心（圖8中A、B兩點）降水量時間序列圖（圖9a、圖9b）對比實況降水序列圖（圖1c）可以看出，控制試驗的最大降水中心其降水過程從19 日00:00開始至06:00結(jié)束，較實況滯后約4 h，減弱LLJ后的強降水中心的降水持續(xù)時間與控制試驗CTL1基本一致，強度稍弱?！?·04”過程為大范圍長時間降水，且EXP2 試驗降水減少的區(qū)域主要位于平原地區(qū)，故取圖8b 中黑色方框范圍做降水量區(qū)域平均，結(jié)果表明：控制試驗CTL2 模擬的降水時段為4日05:00至5日10:00，與實況一致，但持續(xù)時間稍長（圖9c），減弱LLJ 后“6·04”過程寧夏平原地區(qū)降水顯著減弱。

為了進一步研究降水與急流強度、風(fēng)向的關(guān)系，取賀蘭山山區(qū)以東3 個經(jīng)距、南北各2 個緯距（37°～41°N，106°～109°E）為急流影響關(guān)鍵區(qū)域，計算該區(qū)域最大風(fēng)速在降水過程中的變化特征。“7·18”過程南風(fēng)分量較大，當急流中心移動到該區(qū)域，降水發(fā)生，而后降水強度隨急流中心東移，南風(fēng)減弱而迅速減小結(jié)束（圖9a）；“6·04”過程降水開始時風(fēng)速迅速增加，東風(fēng)分量和南風(fēng)分量相當，而后東風(fēng)分量減小，南風(fēng)分量占主導(dǎo)作用，降水強度與全風(fēng)速的變化一致性較好（圖9c）。兩個個例降水率與LLJ 強度均有較好的正相關(guān)關(guān)系，其中南風(fēng)分量起著關(guān)鍵作用，這可能與水汽主要由偏南風(fēng)低空急流輸送有關(guān)。王智等［24］對一次與西南低渦相聯(lián)系的低空急流的數(shù)值研究分析后也指出南風(fēng)分量在西南低空急流的演變發(fā)展過程中起著更為主動的作用。

4.2 LLJ對物理量場影響

綜上所述，低空急流減弱后，敏感性試驗EXP1、EXP2 均呈現(xiàn)出了強度減弱、范圍變小的特征，其中“7·18”過程山前降水有較明顯的減弱響應(yīng)，“6·04”過程降水強度整體上也會相應(yīng)減弱，但主要區(qū)域為距山體較遠的平原地區(qū)。以下采用診斷分析的方法，分析減弱LLJ 后對有關(guān)物理量的影響特征，分析時分別選取圖8a、圖8b 中降水變化較大的區(qū)域做了剖面圖（圖8中紅色實線）。從垂直剖面圖可以看出，控制試驗CTL1 中，“7·18”過程中賀蘭山地區(qū)水汽高值區(qū)位于800～500 hPa 之間，范圍相對集中（圖10a），此時賀蘭山東麓主要降水區(qū)呈低層輻合中層輻散的特征，輻合中心位于700 hPa左右，強度為150×10-5s-1，輻散中心位于550 hPa 左右，強度為120×10-5s-1（圖10b）。渦度場表現(xiàn)為正渦度區(qū)和輻合輻散區(qū)、強上升運動區(qū)相對應(yīng)的特點（圖略）。假相當位溫反映大氣的溫濕狀況，從圖10c 中可以看出，“7·18”過程中賀蘭山東側(cè)106.1°E附近為一假相當位溫高值舌，近地面假相當位溫達到364 K，對流層低層為對流不穩(wěn)定的大氣層結(jié)。暖中心兩側(cè)干冷空氣有利于暖濕空氣的抬升，這種形勢有利于暴雨過程發(fā)生。LLJ 強度減弱后，相對濕度急劇減小，散度、渦度場強度以及垂直運動強度顯著減弱，暖中心消失，假相當位溫等值線趨于平直，垂直梯度減小（圖10d～圖10f），這意味著“7·18”過程中偏南急流有著輸送水汽以及加強降水區(qū)熱力不穩(wěn)定能量的作用，其動力作用則體現(xiàn)在對山體迎風(fēng)坡上升運動的增幅作用。

圖8 2018年7月18日22:00—19日08:00和2017年6月4日06:00—5日12:00降水量（單位：mm）Fig.8 Distribution of precipitation from 22:00 on July 18,2018 to 08:00 on July 19,and from 06:00 on June 4,2017 to 12:00 on June 5,2017(unit:mm)

圖9 2018年7月19日00:00—08:00最大降水中心降水量（a為CTL1，b為EXP1，灰色柱形，單位：mm）及2017年6月4日06:00—5日11:00 CTL2區(qū)域平均降水量（c，灰色柱形，單位：mm）和風(fēng)速（單位：m·s-1））時間序列Fig.9 Time series of the precipitation at maximum precipitation center(a is CTL1,b is EXP1,unit:mm)from 00:00 on July 19,2018 to 08:00 on July 19,average precipitation in CTL2 area from 06:00 on June 4,2017 to June 5,2017 11:00(c,unit:mm)and wind speed(unit:m·s-1)

圖10 2018年7月19日04:00控制試驗（a、b、c）和減弱急流試驗（d、e、f）的相對濕度（單位：%）、散度場（單位：10-5s-1）與風(fēng)場（單位：m·s-1，其中W*10）及假相當位溫（單位：K）和垂直速度（單位：m·s-1）的垂直剖面Fig.10 The vertical profile of the relative humidity(unit:%),divergence field(unit:10-5s-1)with wind field(unit:m·s-1)and pseudo-equivalent potential temperature(unit:K)with vertical velocity(unit:m·s-1)of control tests(a,b,c)and reduced jet stream tests(d,e,f),where W*10 at 04:00 on July 19,2018

“6·04”過程的垂直剖面（圖11）分布可以看出，控制試驗CTL2中，“6·04”過程降水區(qū)水汽充沛，整層水汽接近飽和（圖11a），此時急流左側(cè)平原地區(qū)有一低層輻合高層輻散區(qū)，輻合區(qū)位于地面至700 hPa，該高度之上至500 hPa 為輻散區(qū)，但輻散輻合的強度和上升運動區(qū)較“7·18”過程偏弱偏低（圖11b）。渦度場低層為大范圍正渦度控制，這與大尺度低槽系統(tǒng)有關(guān)（圖略）。水平假相當位溫高值區(qū)位于106.3°E 附近，此處950～600 hPa 假相當位溫較東西兩側(cè)高，與上升運動區(qū)對應(yīng)，700 hPa 以上假相當位溫隨高度增加，近地面假相當位溫梯度很小，不穩(wěn)定性弱（圖11c）。LLJ強度減弱后，相對濕度變化不明顯，而降水區(qū)上空的輻合輻散場強度、形態(tài)均發(fā)生了明顯變化，輻散輻合作用顯著減弱，且水平假相當位溫高值區(qū)東移，垂直運動大值區(qū)隨之減弱東移，這表明“6·04”過程中東南急流在暴雨中有一定的水汽輸送作用，但其主要作用體現(xiàn)在其左前方的動力機制造成的輻合場方面（圖11d～圖11f）。

圖11 2017年6月4日15:00控制試驗（a、b、c）和減弱急流試驗（d、e、f）的相對濕度（單位：%）、散度場（單位：10-5s-1）與風(fēng)場（單位：m·s-1，其中W*10）及假相當位溫（單位：K）和垂直速度（單位：m·s-1）的垂直剖面Fig.11 The vertical profile of the relative humidity(unit:%),divergence field(unit:10-5s-1)with wind field(unit:m·s-1)and pseudo-equivalent potential temperature(unit:K)with vertical velocity(unit:m·s-1)of control tests(a,b,c)and reduced jet stream tests(d,e,f),where W*10 at 15:00 on June 4,2017

“7·18”過程在LLJ強度減弱后低空相對濕度場明顯減弱，輻合輻散場只是強度變?nèi)酰螒B(tài)沒有變化，說明此次暴雨過程中低空急流具有水汽輸送以及加強迎風(fēng)坡垂直運動的作用；而“6·04”過程在減弱低空急流后，相對濕度場變化不大，其輻合輻散區(qū)則減弱至近乎消失的狀態(tài)，說明此次低空急流其左前方的動力作用產(chǎn)生的輻合場對暴雨影響較大，其水汽輸送作用并不明顯。兩次過程中LLJ強度減弱后暖中心均顯著減弱，這意味著急流的低層增溫增濕作用在兩次過程中均發(fā)揮著重要作用。

4.3 LLJ對水汽收支影響

分析可以看出，兩次降水過程低空急流的動力機制不同，且低空急流對暴雨過程中的水汽輸送作用也存在較大差異。為定量研究LLJ對研究區(qū)域水汽輸送的影響，選取兩個過程水汽輸送較強的時刻計算了圖6a、圖7a 計算域4 個邊界上控制試驗CTL1、CTL2 和敏感性試驗EXP1、EXP2 的水汽通量收支，水汽垂直積分為900～200 hPa，向東向北的輸送為正值。診斷分析結(jié)果表明（表2），“7·18”過程為西南急流，偏南分量為主要水汽輸入分量，LLJ強度減弱后南北方向水汽輸入從57.67 kg·m-1·s-1減少到23.65 kg·m-1·s-1，凈輸入從34.54 kg·m-1·s-1減少到4.61 kg·m-1·s-1，說明LLJ對水汽輸送的加強作用非常顯著?！?·04”過程為東南急流，偏東和偏南水汽輸入分量相當，偏南分量稍大，但是水汽輸入量值均小于“7·18”過程。LLJ強度減弱后水汽輸送量級略有減小，凈輸入也略有減小，但變化不大，故“6·04”過程LLJ對水汽輸送作用較“7·18”過程弱。

表2 各邊界水汽通量收支Tab.2 Water vapor flux budget at each boundary /（kg·m-1·s-1）

5 結(jié)論

利用寧夏氣象局提供的區(qū)域自動站觀測資料、FNL 全球客觀分析資料、FY-2E 衛(wèi)星的云頂亮溫（TBB）資料以及高分辨率數(shù)值模式WRF 模擬資料對2018年7月18日—19日和2017年6月4日—5日賀蘭山東麓兩次伴隨LLJ的暴雨過程進行了觀測分析和數(shù)值模擬研究，主要結(jié)論如下：

（1）觀測結(jié)果分析顯示，“7·18”過程是在500 hPa“東高西低”的環(huán)流背景下高空槽和偏南急流共同作用產(chǎn)生的局地短時暴雨，雨帶集中；而“6·04”過程則是穩(wěn)定大槽和東南急流影響下形成的大范圍持續(xù)性降水過程，兩次過程水汽分別來源于南海和孟加拉灣?！?·18”過程的中尺度對流系統(tǒng)為線型云帶，而“6·04”過程為大尺度云系，兩次過程對流云團均沿山體傳播，暴雨落區(qū)與云團邊緣的TBB梯度大值區(qū)相對應(yīng)。

（2）LLJ對兩次暴雨過程的影響存在差異，這可能是LLJ 分布形態(tài)不同所致，其中“7·18”是偏南LLJ，“6·04”為東南LLJ?！?·18”過程暴雨發(fā)生前偏南LLJ 左側(cè)動力輻合區(qū)域在寧夏西側(cè)，對賀蘭山地區(qū)影響較小，低空偏南急流主要為降水過程提供有利的水汽條件，當偏南急流加強與賀蘭山地形相互作用加強了山前的抬升運動，導(dǎo)致降水的形成及凝結(jié)潛熱的釋放，促使偏南急流偏轉(zhuǎn)為西南急流并為其左側(cè)賀蘭山山區(qū)暴雨的形成提供了有利的動力輻合條件?！?·04”過程東南急流移動緩慢，寧夏北部地區(qū)一直位于中尺度低渦東南側(cè)和LLJ 左側(cè)，有利于發(fā)生大范圍持續(xù)性強降水。

（3）減弱LLJ 的數(shù)值試驗結(jié)果顯示，“7·18”過程賀蘭山山區(qū)降水明顯減少，而“6·04”過程的降水減少區(qū)域主要位于平原地區(qū)，這也驗證了前文指出的不同LLJ的分布特征對賀蘭山東麓地區(qū)的降水分布有顯著影響。兩次過程降水率與LLJ強度均有較好的正相關(guān)關(guān)系，其中南風(fēng)分量起著關(guān)鍵作用。

（4）兩次過程LLJ 作用下低層的增溫增濕明顯，急流減弱后散度場和假相當位溫特征變化顯著。LLJ對“7·18”過程的影響主要體現(xiàn)在水汽輸送作用和加強迎風(fēng)坡垂直運動的動力作用，對“6·04”過程的影響主要體現(xiàn)在急流左側(cè)的動力輻合抬升作用。