賀蘭山東麓20次暴雨過程環(huán)流形勢(shì)及低空急流特征

李 超， 隆 霄， 曹怡清， 王思懿， 韓子霏， 王 暉

（1.蘭州大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，甘肅 蘭州 730000；2.河北省氣候中心，河北 石家莊 050000；3.中國(guó)氣象局旱區(qū)特色農(nóng)業(yè)氣象災(zāi)害監(jiān)測(cè)預(yù)警與風(fēng)險(xiǎn)管理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，寧夏 銀川 750002）

我國(guó)西北地區(qū)暴雨較少，但西北地區(qū)夏季突發(fā)的短時(shí)局地暴雨加之復(fù)雜下墊面特征，這種短時(shí)極端暴雨危害更大。西北地區(qū)極端暴雨的發(fā)生與地形分布、山脈走向和大氣環(huán)流之間的相互作用有關(guān)，秦嶺一帶作為我國(guó)南北方分界線，受到地形影響，秦嶺附近向北降水急劇減少［1］，新疆天山地區(qū)暴雨與西西伯利亞西風(fēng)槽、中亞低渦等西風(fēng)帶系統(tǒng)有關(guān)［2］，而位于西北東部的寧夏地區(qū)暴雨則與西太平洋副熱帶高壓及西風(fēng)槽系統(tǒng)有關(guān)［3-10］，尤其是寧夏北部的賀蘭山地區(qū)，高大地形加之復(fù)雜的下墊面特征，賀蘭山東麓易發(fā)生歷時(shí)短、強(qiáng)度大、局地性強(qiáng)的極端暴雨，雖然西北地區(qū)暴雨發(fā)生頻率較東部地區(qū)少，但由于賀蘭山區(qū)地形特殊且防災(zāi)能力有限，極端暴雨導(dǎo)致的山洪、泥石流、滑坡、坍塌等次生地質(zhì)災(zāi)害，對(duì)人們的生命和財(cái)產(chǎn)安全及生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生了嚴(yán)重危害，深入開展該地區(qū)極端暴雨形成與影響機(jī)理研究對(duì)防災(zāi)減災(zāi)有科學(xué)意義。

學(xué)者們對(duì)發(fā)生在賀蘭山東麓的極端暴雨過程從不同角度進(jìn)行了研究［5-10］。陳豫英等［5］研究表明，賀蘭山東麓極端暴雨過程多伴隨西太平洋副熱帶高壓（以下簡(jiǎn)稱副高）西伸北跳，賀蘭山則位于副高西北側(cè)，水汽充沛，配合中小尺度系統(tǒng)的發(fā)展，對(duì)此類極端暴雨的發(fā)生、維持起了重要作用；陶林科等［6］對(duì)一次降水過程開展地形敏感性數(shù)值試驗(yàn)后指出賀蘭山地形對(duì)銀川大暴雨的形成有很明顯的正貢獻(xiàn)；陳曉娟等［7］結(jié)合氣流過山理論對(duì)賀蘭山兩次暴雨過程對(duì)比分析后指出，濕Froude 數(shù)在0.48～1之間的情況下更有利于該地區(qū)強(qiáng)降水的發(fā)生。此外賀蘭山地區(qū)極端暴雨過程也與中尺度對(duì)流云團(tuán)的生消有關(guān)，紀(jì)曉玲等［8］對(duì)寧夏北部一次短時(shí)強(qiáng)降水過程的中尺度對(duì)流系統(tǒng)分析后指出，在賀蘭山東麓降水期間存在對(duì)流云團(tuán)的生消過程，并且TBB低值區(qū)與暴雨落區(qū)有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系；陳豫英等［9］則進(jìn)一步根據(jù)不同極端暴雨個(gè)例降水期間的對(duì)流云團(tuán)特征，將其分為線性與非線性對(duì)流兩類系統(tǒng)，并指出這兩類降水過程中對(duì)流系統(tǒng)強(qiáng)度和冷空氣強(qiáng)度等存在一定差異；胡文東等［10］利用銀川新一代天氣雷達(dá)資料，對(duì)寧夏地區(qū)一次三條陣風(fēng)鋒共同作用觸發(fā)的對(duì)流系統(tǒng)進(jìn)行了診斷分析，揭示了陣風(fēng)鋒產(chǎn)生、發(fā)展、成熟、匯合、消失以及觸發(fā)新生對(duì)流的過程。

以上研究中均指出，在賀蘭山東麓暴雨過程中常伴隨著低空急流，低空急流在暴雨過程中的水汽與能量輸送作用不容忽視。低空急流（Low-Level Jet，LLJ）是低對(duì)流層出現(xiàn)的快速流動(dòng)的空氣薄層，國(guó)內(nèi)外對(duì)低空急流定義的標(biāo)準(zhǔn)不同，國(guó)外早期是Bonner［11］在研究中提出的將距地1.5 km以內(nèi)最大風(fēng)速≥12 m·s-1，且在最大風(fēng)速層上下具有較強(qiáng)的垂直風(fēng)速切變的風(fēng)速帶定義為低空急流，國(guó)內(nèi)在研究低空急流時(shí)［12-15］，對(duì)風(fēng)速?zèng)]有嚴(yán)格的限定，一般根據(jù)不同地區(qū)來定義與該區(qū)域相匹配的低空急流最小風(fēng)速閾值。低空急流的成因主要有地形阻擋、慣性振蕩和天氣系統(tǒng)強(qiáng)迫作用等［16-19］，與賀蘭山東麓暴雨相關(guān)的低空急流主要為偏南風(fēng)急流，一般位于寧夏南部、青藏高原東部，其形成與夏季西太平洋副熱帶高壓西側(cè)較強(qiáng)的東南風(fēng)氣流在高原東側(cè)繞流并進(jìn)一步加速有關(guān)［16］，地形阻擋機(jī)制能夠很好地解釋此類低空急流的形成。低空急流的非地轉(zhuǎn)性、動(dòng)力熱力不穩(wěn)定性與暴雨的發(fā)生、維持有關(guān)［14］，在寧夏暴雨過程中起到了水汽和能量輸送載體的作用［4］，低空急流一般深夜到清晨較強(qiáng)，具有明顯的日變化特征，這也可解釋許多突發(fā)性大暴雨的夜發(fā)性，研究其與降水之間的關(guān)系可以有效提高降水預(yù)報(bào)的準(zhǔn)確率［20］。

學(xué)者們對(duì)賀蘭山地區(qū)暴雨開展了許多研究，取得了一定成果［3-10］，但這些研究大多針對(duì)單一個(gè)例展開，賀蘭山東麓暴雨過程其大尺度環(huán)流配置及低空急流影響的系統(tǒng)性總結(jié)不夠，對(duì)低空急流與地形配合在地形處觸發(fā)暴雨的形成機(jī)理認(rèn)識(shí)不足［5］，暴雨預(yù)報(bào)及防災(zāi)減災(zāi)工作依然存在很多不足，因此，本文選取2009—2020 年資料較為完整的20 次賀蘭山東麓暴雨個(gè)例，揭示了該地區(qū)不同類型暴雨天氣的大氣環(huán)流形勢(shì)配置，對(duì)該地區(qū)的暴雨事件的大氣環(huán)流類型及低空急流影響機(jī)制進(jìn)行總結(jié)梳理，以期深入了解誘發(fā)賀蘭山東麓暴雨過程的環(huán)流形勢(shì)及低空急流的演變特征及可能機(jī)制。

1 資料方法及降水分布特征

1.1 資料方法

主要利用天氣學(xué)分析［21］和合成分析［22-24］方法對(duì)2009—2020 年賀蘭山東麓地區(qū)暴雨過程的環(huán)流形勢(shì)及低空急流特征進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析，所用資料包括：（1）2009—2020年20次暴雨過程的寧夏自動(dòng)站加密降水觀測(cè)資料。寧夏自動(dòng)站加密降水觀測(cè)資料自2006 年以來已趨于完善［25-26］，時(shí)空分辨率高，已經(jīng)過質(zhì)量控制。（2）暴雨個(gè)例發(fā)生期間NCEP的逐6 h FNL（Final Operational Global Analysis）客觀分析資料（水平分辨率為1°×1°，垂直26層）。

合成分析包括降水前期（使用出現(xiàn)降水前最近一次的FNL資料）、降水后期（使用降水結(jié)束后最近一次的FNL資料）環(huán)流場(chǎng)及水汽場(chǎng)合成分析以及利用賀蘭山東麓加密降水觀測(cè)資料所計(jì)算的降水分布合成圖。在對(duì)低空急流進(jìn)行統(tǒng)計(jì)時(shí)，考慮到寧夏周邊實(shí)際地形分布特征，本文中低空急流是指在700 hPa 等壓面上，以賀蘭山東麓106°E，38°N 為中心500 km 內(nèi)風(fēng)速超過12 m·s-1的極大風(fēng)速帶，有研究指出偏東風(fēng)氣流對(duì)西北暴雨有重要影響［27］，因此在統(tǒng)計(jì)過程中對(duì)風(fēng)速≥10 m·s-1的強(qiáng)風(fēng)速帶活動(dòng)特征也進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，并計(jì)算了離暴雨中心最近的風(fēng)速超過12 m·s-1的最大風(fēng)速中心位置。急流移速是通過計(jì)算暴雨過程中平均的急流中心位置變率得到的，急流移動(dòng)路徑則為降水過程中每6 h 急流中心連線并做平滑后得到的。文中所用時(shí)間均為北京時(shí)。

1.2 降水分布特征

我國(guó)西北地區(qū)出現(xiàn)暴雨的頻次相對(duì)較少，降水強(qiáng)度也較南方地區(qū)偏弱。本文利用2017 年12 月1日起正式實(shí)施的暴雨災(zāi)害等級(jí)標(biāo)準(zhǔn)（GB/T 33680-2017，表1），將至少有一個(gè)站點(diǎn)24 h 累積降雨量達(dá)到暴雨標(biāo)準(zhǔn)（24 h 累積降雨量≥50 mm）的降水過程稱為一次暴雨過程，據(jù)此標(biāo)準(zhǔn)，共挑選了2009—2020 年20 次數(shù)據(jù)資料較為完整的賀蘭山東麓暴雨個(gè)例。所選20 次個(gè)例的降水中心均位于賀蘭山山體東側(cè)，分布相對(duì)均勻（圖1a），其中11 次個(gè)例的降水中心緊臨賀蘭山山體東側(cè)，迎風(fēng)坡氣流的山體強(qiáng)迫抬升機(jī)制對(duì)此類暴雨過程中的降水有增幅作用，另外9 次個(gè)例的降水中心距離山體相對(duì)較遠(yuǎn)，受賀蘭山地形影響較小，多為大尺度環(huán)流影響下的大范圍強(qiáng)降水過程。

圖1 20次降水個(gè)例的暴雨中心分布及平均降水量日變化Fig.1 The distribution of rainstorm center of 20 selected precipitation cases and the diurnal variation of mean precipitation

表1 暴雨等級(jí)劃分Tab.1 Classification of rainstorm grades

2 兩類暴雨過程的環(huán)流背景分析

西北地區(qū)暴雨事件的發(fā)生與西風(fēng)帶、副熱帶和熱帶環(huán)流系統(tǒng)有關(guān)［28］。新疆天山地區(qū)暴雨與西伯利亞西風(fēng)槽、中亞低渦等西風(fēng)帶系統(tǒng)有關(guān)［2］，位于西北東部的寧夏地區(qū)暴雨多與副高帶來的暖濕氣流與西風(fēng)槽引導(dǎo)的冷空氣南下相交匯有關(guān)，本文依據(jù)500 hPa環(huán)流形勢(shì)（圖略）對(duì)賀蘭山東麓20次暴雨個(gè)例分析后可將其主要概括為兩類（表2），一類受高空西風(fēng)槽東移影響（高空槽前型），賀蘭山東麓地區(qū)位于高空槽前，另一類則主要受到副高影響（副高西北側(cè)型），副高帶來的暖濕氣流與東移南下的冷空氣相交匯，由此產(chǎn)生暴雨。20次暴雨過程大多伴有低空急流（僅2 例無低空急流），其中副高西北側(cè)型暴雨個(gè)例的最大過程雨量可達(dá)250 mm以上，強(qiáng)于高空槽前型暴雨個(gè)例，兩類暴雨過程的對(duì)流層高層200 hPa和低層850 hPa環(huán)流形勢(shì)也存在一定差異。

表2 降水個(gè)例分類Tab.2 Classification of precipitation processes

2.1 高空槽前型暴雨的環(huán)流形勢(shì)分析

高空槽前型暴雨過程共有9 次，對(duì)這些個(gè)例綜合分析顯示，500 hPa高度呈現(xiàn)出東高西低的有利環(huán)流形勢(shì)。降水前期（圖2a），500 hPa 高空存在西風(fēng)槽，寧夏地區(qū)位于西風(fēng)槽前，在西風(fēng)槽東移過程中，槽后不斷南下的干冷空氣與高原東北側(cè)暖濕氣流相交匯，有利于降水的形成。因此對(duì)流層中層的短波槽是造成此類降水的主要影響系統(tǒng)。

在對(duì)流層高層200 hPa，此類暴雨過程的南亞高壓呈扁橢圓形，東脊點(diǎn)位于105°E，28°N 附近，高壓中心大于1256 dagpm，賀蘭山東麓位于高空急流入口區(qū)右側(cè)、南亞高壓邊緣區(qū)（圖2c），高空急流入口區(qū)右側(cè)激發(fā)的次級(jí)環(huán)流，加強(qiáng)了低空的輻合上升氣流，此類暴雨過程具備較好的動(dòng)力條件。

強(qiáng)降水的發(fā)生與維持需要滿足充沛的水汽輸送條件。從850 hPa 水汽通量合成圖可以看出，高空槽前類降水其賀蘭山東麓低空存在一個(gè)強(qiáng)的水汽輻合中心（圖3a），寧夏東側(cè)的東南氣流為此類暴雨過程提供有利的水汽條件。

到降水過程后期，隨著西風(fēng)槽（圖2b）和高空急流（圖2d）的東移，水汽輻合明顯減弱（圖3b），此時(shí)寧夏地區(qū)高空槽分布特征不利于上升氣流的發(fā)展，并逐漸為下沉氣流所控制，這種情況下的大尺度環(huán)流形勢(shì)已經(jīng)不利于降水的維持，降水過程逐漸結(jié)束。此類暴雨過程持續(xù)時(shí)間與短波槽的移速有一定關(guān)系，持續(xù)時(shí)間在10～30 h 之間，24 h 累積降水量在80～120 mm之間。

圖2 高空槽前型暴雨500 hPa（a：降水前；b：降水后）和200 hPa（c：降水前；d：降水后）的平均風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m·s-1）及位勢(shì)高度場(chǎng)（等值線，單位：dagpm)Fig.2 “In front of upper trough”category rainstorm’s mean wind field(barb,unit:m·s-1)and geopotential height field(isoline,unit:dagpm)at 500 hPa(a:before precipitation,b:after precipitation)and 200 hPa(c:before precipitation,d:after precipitation)

圖3 高空槽前型暴雨的850 hPa（a：降水前；b：降水后）平均水汽通量（矢量，單位：kg·s-1·m-1）和水汽通量散度（陰影，單位：10-6kg·s-1·m-2）Fig.3 “In front of upper trough”category rainstorm’s mean moisture flux(vector,unit:kg·s-1·m-1)and divergence of moisture flux(shading,unit:10-6kg·s-1·m-2)at 850 hPa(a:before precipitation;b:after precipitation)

2.2 副高西北側(cè)型暴雨的環(huán)流形勢(shì)分析

由副高活動(dòng)引起的暴雨個(gè)例共11次，合成分析結(jié)果顯示降水前期在500 hPa（圖4a），副高588 dagpm 線西脊點(diǎn)位于105°E，30°N 附近，586 dagpm線則已經(jīng)躍至賀蘭山北部，南下的冷空氣與副熱帶高壓系統(tǒng)帶來的暖濕空氣交匯于賀蘭山東麓地區(qū)，有利于產(chǎn)生強(qiáng)對(duì)流天氣。

在200 hPa（圖4c、圖4d）上，南亞高壓東脊點(diǎn)位于120°E，32°N 附近，高壓中心大于1260 dagpm，位置較高空槽前型暴雨的南亞高壓明顯偏東、偏強(qiáng)，屬東部型南亞高壓。南亞高壓為東部型時(shí)，寧夏地區(qū)位于高壓中心邊緣，高空輻散較強(qiáng)，加強(qiáng)了低空的上升氣流，配合500 hPa副高的西伸北跳，對(duì)暴雨的觸發(fā)與維持有一定的作用［21］。南亞高壓的偏東、偏強(qiáng)導(dǎo)致該類降水事件其高空急流也更強(qiáng)，寧夏位于急流軸的右側(cè)，高空動(dòng)量的下傳導(dǎo)致低空切變、水汽輻合更強(qiáng)（圖5a），即使在降水結(jié)束階段賀蘭山東麓850 hPa依然存在較強(qiáng)的水汽輻合（圖5b）。

圖4 副高西北側(cè)型暴雨的500 hPa（a：降水前；b：降水后）和200 hPa（c：降水前；d：降水后）平均風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m·s-1）及位勢(shì)高度場(chǎng)（等值線，單位：dagpm)Fig.4 “Northwest side of the subtropical high”category rainstorm’s mean wind field(barb，unit:m·s-1)and geopotential height field(isoline,unit:dagpm)at 500 hPa(c:before precipitation,d:after precipitation)and 200 hPa(c:before precipitation,d:after precipitation)

圖5 副高西北側(cè)型暴雨的850 hPa（a：降水前；b：降水后）平均水汽通量（矢量，單位：10-6kg·s-1·m-1）和水汽通量散度（陰影，單位：10-6kg·s-1·m-2）Fig.5 “Northwest side of the subtropical high”category rainstorm’s mean moisture flux(vector,unit:10-6kg·s-1·m-1)and divergence of moisture flux(shading,unit:10-6kg·s-1·m-2)at 850 hPa(a:before precipitation;b:after precipitation)

隨著副高的東退減弱，副高控制范圍的不斷縮小，降水過程趨于結(jié)束。這類降水過程就是在副高進(jìn)退的有利環(huán)流背景下發(fā)生的，暴雨過程中的水汽輻合強(qiáng)度明顯強(qiáng)于高空槽前型降水過程，如2016—08—21、2018—07—22 暴雨過程，其最大過程雨量達(dá)到了12 h降水200 mm以上，出現(xiàn)在寧夏干旱半干旱地區(qū)的這種短時(shí)極端暴雨過程往往會(huì)導(dǎo)致更大的危害。

以上分析表明，賀蘭山東麓地區(qū)暴雨離不開有利的大尺度環(huán)流背景，兩類暴雨過程其西風(fēng)槽東移及副高系統(tǒng)的進(jìn)退決定了冷暖空氣交匯區(qū)域及低空急流系統(tǒng)特征，這也導(dǎo)致了兩類暴雨事件的降水分布和強(qiáng)度的差異（圖6，表2）。圖6表明高空槽前型環(huán)流背景主要與寧夏北部的區(qū)域大范圍強(qiáng)降水過程相對(duì)應(yīng)，而副高西北側(cè)環(huán)流背景對(duì)應(yīng)的降水特征則主要表現(xiàn)為沿賀蘭山東麓地區(qū)的地形暴雨，強(qiáng)度也要比第一類大很多（表2），已有學(xué)者研究指出，此類暴雨過程中山體對(duì)氣流的強(qiáng)迫抬升對(duì)降水起到了增幅作用［5-7］。

圖6 副高西北側(cè)型（紅色實(shí)線、紅色點(diǎn)）和高空槽前型（藍(lán)色實(shí)線，藍(lán)色點(diǎn)）降水過程中500 hPa槽脊分布與對(duì)應(yīng)的暴雨中心（右下角小圖）示意圖Fig.6 Schematic diagram of 500 hPa trough ridge distribution and the corresponding rainstorm center(small figure on the lower right)in the precipitation process of the northwest class of subtropical high(solid line and red dot)and the upper trough front class(solid line and blue dot)

3 兩類暴雨過程中低空急流特征分析

在有利的大尺度環(huán)流背景下，降水落區(qū)與中小尺度系統(tǒng)的發(fā)展演變密切相關(guān)，低空急流是暴雨過程中重要的中小尺度系統(tǒng)之一，所選的20次賀蘭山東麓暴雨個(gè)例的整個(gè)生命周期中大都伴隨著不同強(qiáng)度、不同活動(dòng)特征的低空急流系統(tǒng)，低空急流的形成與維持和高低空環(huán)流的耦合及天氣系統(tǒng)強(qiáng)迫有關(guān)，Wang等［29］指出低空急流與西太平洋副熱帶高壓系統(tǒng)北跳有關(guān)，并且低空急流系統(tǒng)也與鋒面、地形波及背風(fēng)氣旋的生成發(fā)展密切相關(guān)［30］，以下主要針對(duì)這兩類不同環(huán)流背景暴雨個(gè)例的低空急流活動(dòng)特征進(jìn)行分析（表3）。

表3 賀蘭山東麓20次暴雨個(gè)例的低空急流特征Tab.3 Characteristics of LLJ for 20 rainstorm events in the eastern region of Helan Mountain

3.1 低空急流與賀蘭山東麓降水強(qiáng)度關(guān)系

對(duì)寧夏地區(qū)低空急流特征統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，與賀蘭山東麓夏季暴雨相聯(lián)系的低空急流多為寧夏南部的偏南急流，其形態(tài)多為偏南北走向的狹長(zhǎng)區(qū)域（700 hPa 風(fēng)速≥10 m·s-1的區(qū)域），雖然急流中心位置較賀蘭山東麓較遠(yuǎn)，但其北端點(diǎn)基本在寧夏中部38°N，106°E附近（圖略），低空急流北端點(diǎn)強(qiáng)風(fēng)速帶遇賀蘭山對(duì)氣流的強(qiáng)迫抬升為暴雨過程的觸發(fā)與增強(qiáng)產(chǎn)生影響。

所選暴雨個(gè)例的急流強(qiáng)度和移速與降水特征的統(tǒng)計(jì)關(guān)系表明，寧夏南部的低空急流與降水強(qiáng)度之間有著較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系（圖7），低空急流的強(qiáng)度與最大小時(shí)雨強(qiáng)、最大過程雨量存在很好的正相關(guān)關(guān)系（圖7b、圖7c），急流中心風(fēng)速越大，最大小時(shí)雨強(qiáng)、最大過程雨量也越大，急流平均移速與最大小時(shí)雨強(qiáng)存在負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖7a），急流移速越小，其對(duì)暴雨的水汽及能量輸送也越穩(wěn)定，降水強(qiáng)度也越大。

圖7 最大小時(shí)雨強(qiáng)與急流中心移速（a）和急流中心風(fēng)速（b）以及最大過程雨量與急流中心風(fēng)速（c）的統(tǒng)計(jì)特征Fig.7 Statistical characteristics of the relationship between the maximum rainfall intensity and the central velocity of LLJ(a),the central wind speed of LLJ(b)and relationship between the maximum process rainfall and central wind speed of LLJ(c)

需要指出的是，F(xiàn)NL 再分析資料中并沒有在賀蘭山東麓附近發(fā)現(xiàn)明顯的低空急流系統(tǒng)，與暴雨過程相伴的低空急流位于距離山體較遠(yuǎn)的寧夏南部地區(qū)，但其與暴雨強(qiáng)度之間有很好的相關(guān)性，且急流的北端點(diǎn)基本在寧夏中部38°N，106°E附近，賀蘭山東麓暴雨的形成與維持和這些低空急流的發(fā)展演變密切相關(guān)。

3.2 低空急流活動(dòng)特征與暴雨落區(qū)的關(guān)系

綜上所述，兩類不同環(huán)流形勢(shì)下暴雨落區(qū)分布存在差異（圖6），兩類天氣形勢(shì)下的暴雨個(gè)例降水量的合成分析結(jié)果進(jìn)一步表明（圖8a），兩類降水過程不僅在空間分布上存在顯著差異，而且在平均降水量級(jí)上也存在不同，其中副高西北側(cè)型降水合成圖多為沿賀蘭山山脈呈現(xiàn)南北走向（圖8a中虛線左側(cè)），平均站點(diǎn)累積雨量在30 mm以上，賀蘭山脈對(duì)氣流的強(qiáng)迫抬升對(duì)暴雨過程有增幅作用，而高空槽前型降水平均暴雨中心位置大多位于紅色虛線右側(cè)，距離賀蘭山山體較遠(yuǎn)，中心較分散，整體合成的降水強(qiáng)度也要比第一類小，平均站點(diǎn)累積雨量在20 mm左右。

圖8b 為18 例有低空急流暴雨過程中低空急流的中心位置，其中紅色和藍(lán)色分別表示副高西北側(cè)型降水過程和高空槽前型降水過程，從圖8c中可以看出，兩類降水過程中低空急流移動(dòng)路徑表現(xiàn)為兩種不同的特征，其中副高西北側(cè)型降水（圖8a，I類）所對(duì)應(yīng)的低空急流系統(tǒng)多表現(xiàn)為北進(jìn)增強(qiáng)南退減弱的特點(diǎn)，有些急流的中心在南北小范圍內(nèi)進(jìn)退（圖8c 中編號(hào)6、13、15）；高空槽前型降水過程其對(duì)應(yīng)的低空急流過程多呈東移減弱的特點(diǎn)（圖8c中編號(hào)4、11、12），這兩類急流過程伴隨著降水過程的始終，對(duì)降水的維持產(chǎn)生作用。

圖8 兩類降水過程（I：副高西北側(cè)類降水，II：高空槽前類降水）的合成平均降水量（a）與降水過程中低空急流中心位置（b，圓點(diǎn)面積越大表示急流中心風(fēng)速越大）、活動(dòng)路徑（c）示意圖Fig.8 Composite mean precipitation(a)of two categories precipitation(I：“Northwest side of the subtropical high”category rainstorm;II:“In front of upper trough”category rainstorm),schematic diagram of the center position(b)The larger the dot area,the higher the wind speed at the center of the jet stream)and evolution route(c)of LLJ during precipitation

圖9為兩類降水過程對(duì)應(yīng)的低空急流特征統(tǒng)計(jì)圖，兩類降水過程的最大過程雨量存在差異（圖9a），副高西北側(cè)型降水的最大過程雨量平均在150 mm左右，較高空槽前型降水的平均雨量100 mm要強(qiáng)。急流中心風(fēng)速大小統(tǒng)計(jì)結(jié)果（圖9b）顯示，副高西北側(cè)型降水過程的急流中心風(fēng)速大小的平均值、中位數(shù)均要強(qiáng)于高空槽前型的。賀蘭山山體主峰位置在38.8°N，106.0°E 附近，從兩類急流的活動(dòng)區(qū)域上可以看出（圖9c、圖9d），副高西北側(cè)型降水對(duì)應(yīng)的低空急流中心緯度的平均值、中位數(shù)均在35°N，要大于高空槽前型降水，副高西北側(cè)型降水其急流中心位置要靠近山體，急流遇到賀蘭山山體在迎風(fēng)坡（東麓）對(duì)氣流的強(qiáng)迫抬升對(duì)降水產(chǎn)生增幅作用。兩類降水過程的低空急流中心經(jīng)度中位數(shù)基本一致，但高空槽前型降水其急流中心經(jīng)度平均值在106.5°E，稍大于副高西北側(cè)型降水的平均急流中心經(jīng)度，并且該類降水的急流中心經(jīng)度統(tǒng)計(jì)顯示更加分散，多在賀蘭山山體（相對(duì)于主峰106°E）偏東一側(cè)，副高西北側(cè)型降水的急流中心經(jīng)度更加集中，且多在山體（相對(duì)于主峰106°E）偏西一側(cè)。綜上所述，兩類降水過程對(duì)應(yīng)的低空急流活動(dòng)特征差異明顯，副高西北側(cè)型降水過程其低空急流更靠近山體左側(cè)，多為南北向活動(dòng)，高空槽前型降水過程的低空急流多為東西向活動(dòng)，副高西北側(cè)型降水過程的低空急流風(fēng)速更強(qiáng)，最大過程雨量更大。

圖9 兩類降水過程對(duì)應(yīng)的低空急流特征Fig.9 Characteristics of LLJ for two categories precipitation processes

兩類降水過程中對(duì)應(yīng)的急流風(fēng)向頻率也存在差異（圖10）。副高西北側(cè)型降水過程中低空急流集中為偏南風(fēng)（圖10a），不同風(fēng)速大小的南風(fēng)急流占50%左右，高空槽前型降水過程其低空急流風(fēng)向則較為分散（圖10b），除了南風(fēng)向急流占了30%左右外，還存在約30%的偏西南向急流。相對(duì)于賀蘭山山體走向來看，南風(fēng)低空急流與賀蘭山山體夾角要大于偏西南風(fēng)急流，更大的夾角有利于地形對(duì)氣流產(chǎn)生強(qiáng)迫抬升作用，副高西北側(cè)型降水過程其南風(fēng)急流占比較高空槽前型的更多，這類暴雨過程的急流對(duì)山體強(qiáng)迫氣流抬升的增幅作用更為突出，高空槽前型降水存在南風(fēng)急流東移轉(zhuǎn)為西南急流的特點(diǎn)，偏西南風(fēng)急流造成的地形強(qiáng)迫抬升作用弱于偏南急流，急流左前方的動(dòng)力輻合作用對(duì)降水的影響更大。

圖10 低空急流中心風(fēng)向頻率Fig.10 Wind direction frequency statistics of LLJ center

圖11 為所挑選的兩類降水過程中典型個(gè)例的急流變化特征對(duì)比圖，結(jié)合圖9可知，兩類降水過程其急流中心相對(duì)賀蘭山山體位置具有一定差異，其中第一類降水過程（副高西北側(cè)型降水：2016—08—21、2018—07—22、2018—08—31），其急流軸主要位于賀蘭山山體左側(cè)（圖11a1、圖11b1、圖11c1），700 hPa 流場(chǎng)圖上此類降水過程中低空急流的左前方并沒有明顯的中尺度渦旋影響賀蘭山東麓地區(qū)，結(jié)合該類暴雨過程的強(qiáng)降水中心小時(shí)降水量變化圖可以看出（圖11a2、圖11b2、圖11c2），降水峰值多出現(xiàn)在低空急流系統(tǒng)北進(jìn)增強(qiáng)之后（圖11a1、圖11c1）或北進(jìn)過程中（圖11b1），小時(shí)雨強(qiáng)在80～100 mm之間，在賀蘭山這種大地形背景下，低空急流受賀蘭山東麓發(fā)展觸發(fā)的重力波擾動(dòng)，對(duì)暴雨的觸發(fā)與增強(qiáng)起到了重要作用，此類暴雨過程低空急流的作用主要體現(xiàn)在輸送充沛水汽、增大迎風(fēng)坡風(fēng)速等方面［5-7］。

圖11 兩類降水過程中典型個(gè)例的急流移動(dòng)路徑、急流最強(qiáng)時(shí)刻（標(biāo)記為藍(lán)色的時(shí)刻）700 hPa流場(chǎng)圖及雨強(qiáng)中心站點(diǎn)小時(shí)降水量折線圖（單位，mm）Fig.11 LLJ evolution route and 700 hPa flow field at the strongest moment of the jet and line chart of hourly precipitation at the center of rain intensity(unit:mm)in the typical case of two categories precipitation

第二類降水過程（高空槽前型降水：2016—07—24、2018—07—23、2019—08—02），其急流軸主要位于賀蘭山右側(cè)（圖11d1、圖11e1、圖11f1），該類降水過程的急流系統(tǒng)表現(xiàn)出了明顯位于急流左前方的輻合流場(chǎng)，并隨著低空急流的東移逐漸對(duì)賀蘭山東麓降水過程產(chǎn)生影響（圖略），低空急流左前方的輻合上升流場(chǎng)是此類暴雨的觸發(fā)與維持的有利動(dòng)力條件，此類降水過程雨強(qiáng)中心的小時(shí)降水量變化圖呈現(xiàn)出單峰值特征（圖11d2、圖11e2、圖11f2），降水峰值多出現(xiàn)在急流發(fā)展移動(dòng)的后期，這種由低空急流動(dòng)力作用所產(chǎn)生的中尺度氣旋的發(fā)展變化對(duì)此類暴雨的發(fā)生與維持起到重要作用。

4 討論

本文主要利用加密地面降水資料和FNL 資料對(duì)2009—2020 年賀蘭山東麓暴雨過程的環(huán)流形勢(shì)及低空急流特征與降水分布之間的關(guān)系進(jìn)行綜合分析。有研究指出［5,7-8］，賀蘭山東麓暴雨個(gè)例中雷達(dá)觀測(cè)資料顯示在山體附近也存在風(fēng)速大于12 m·s-1的區(qū)域，但是西北地區(qū)的C 波段雷達(dá)所提供的產(chǎn)品（包括反射率因子、徑向速度、譜寬等）多應(yīng)用于反演地面降水量分布、分析中尺度對(duì)流系統(tǒng)、資料同化等方面［31-33］，其徑向速度產(chǎn)品或反演風(fēng)場(chǎng)多用于反映對(duì)流系統(tǒng)各發(fā)展階段的內(nèi)部流場(chǎng)結(jié)構(gòu)［34］，通過不同假設(shè)、約束條件反演的風(fēng)速場(chǎng)質(zhì)量仍存在一定不足，因此本文并未利用寧夏地區(qū)的雷達(dá)資料來分析暴雨過程中的低空急流特點(diǎn)以及重力波擾動(dòng)對(duì)暴雨的影響。此外，文中分析低空急流對(duì)暴雨的影響多是基于大氣動(dòng)力學(xué)的基礎(chǔ)理論，其對(duì)賀蘭山東麓暴雨落區(qū)及強(qiáng)度的影響機(jī)制并未作深入研究，這將是下一步研究方向。

5 結(jié)論

本文利用加密站點(diǎn)降水觀測(cè)資料和NCEP1°×1°再分析數(shù)據(jù)對(duì)2009—2020 年賀蘭山東麓20 次暴雨個(gè)例進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)合成分析，主要結(jié)論如下：

（1）所選暴雨個(gè)例的強(qiáng)降水中心相對(duì)均勻的分布在賀蘭山東麓地區(qū)，降水多出現(xiàn)在午后至夜間階段。依據(jù)500 hPa 環(huán)流形勢(shì)可以將暴雨過程分為副高西北側(cè)型和高空槽前型兩類降水過程。高空槽前型降水過程主要受西風(fēng)槽東移影響，副高西北側(cè)型降水過程是在副高邊緣充沛水汽輸送的有利條件下發(fā)生的。

（2）高空槽前型降水過程是在500 hPa 西風(fēng)槽影響下，配合200 hPa高空急流、850 hPa水汽輻合等有利條件下發(fā)生發(fā)展的；副高西北側(cè)型降水過程的暴雨區(qū)在高空急流軸的右側(cè)，南亞高壓屬東部型，高低空的動(dòng)力輻合配合更加顯著，副高邊緣帶來的充足水汽導(dǎo)致降水強(qiáng)度更強(qiáng)。

（3）兩類暴雨過程的降水落區(qū)與強(qiáng)度存在明顯不同，其中副高西北側(cè)型降水其降水落區(qū)緊臨賀蘭山脈，高空槽前型降水過程其降水落區(qū)則較為分散，強(qiáng)度也要弱于副高西北側(cè)型的。在暴雨過程中寧夏南部存在不同活動(dòng)特征的低空急流過程，低空急流屬性與降水特征之間存在很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。

（4）副高西北側(cè)型降水過程中低空急流呈北進(jìn)增強(qiáng)-南退減弱的特點(diǎn)，高空槽前型降水過程多呈東移減弱的特點(diǎn)。副高西北側(cè)型降水過程中低空急流軸主要位于賀蘭山山體左側(cè)，其對(duì)此類暴雨過程的主要作用體現(xiàn)在輸送充沛水汽和增大迎風(fēng)坡風(fēng)速等方面，而高空槽前型降水過程中低空急流軸出現(xiàn)在賀蘭山山體右側(cè)，由低空急流動(dòng)力作用所產(chǎn)生的中尺度氣旋的發(fā)展演變對(duì)此類暴雨的觸發(fā)和維持起到重要作用。