1、书书书苏洋，陈豫英，杨侃，等，低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究气象，（）：，（）：（）低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究苏洋，陈豫英，杨侃，张一星，杨银，中国气象局旱区特色农业气象灾害监测预警与风险管理重点实验室，银川 宁夏气象防灾减灾重点实验室，银川 宁夏气象台，银川 宁夏石嘴山市气象局，石嘴山 提要：利用 年逐时降水、常规气象探测、银川 雷达和 高分辨率再分析资料，研究了低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的时间和空间的相关性，并初步探讨了低空急流影响暴雨过程发生发展的可能机制。结果表明：影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流有三个关键区，分别为河套南部、宁夏东南部和山西西南部，对应 南风
2、急流、偏南急流和 东南急流；宁夏东南部作为三支低空急流汇合后继续北上西进的关键区域，对贺兰山东麓暴雨过程的发生发展有着更为重要的影响。依据低空急流核所在高度，将影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流分为七类，其中三层急流型出现频率最高，占总过程的 ，其次是 和 急流同时出现的过程，占 。暴雨过程与低空急流在时间上存在一致性：、急流建立较暴雨开始平均提前了、，、急流最大风速较暴雨过程最大雨强平均提前了、，而 急流最大风速较暴雨最大雨强平均滞后了 ；的级急流与 的级急流频率分别对 、的短时暴雨频率指示性更强，而河套南部关键区的 平均风速对暴雨过程的最大雨强量级指示性更强。暴雨过程与低空急流在空间上也存在
3、一致性：随着低空急流建立、加强北抬或西进、减弱东退或南压，贺兰山东麓暴雨开始、增强、减弱；暴雨落区位于急流轴的左前方。低空急流北上西进与贺兰山地形结合，在东坡山前触发多个对流单体、合并加强形成移动缓慢、发展强盛、组织化程度高、列车效应明显的带状线性回波，易在贺兰山区形成局地性强对流暴雨。关键词：低空急流，贺兰山东麓暴雨过程，时空相关性，影响机制中图分类号：文献标志码：犇 犗 犐：，犃 犫 狊 狋 狉 犪 犮 狋：，国家自然科学基金项目（）、宁夏回族自治区科技创新领军人才培养工程项目（）、宁夏回族自治区自然科学基金项目（）和宁夏回族自治区重点研发计划项目（、）共同资助 年月 日收稿；年月 日收修
4、定稿第一作者：苏洋，主要从事灾害性天气预报方法及数值模拟研究 ：通讯作者：陈豫英，主要从事天气预报及其方法研究 ：第 卷 第 期年月气象 ，（），犓 犲 狔狑 狅 狉 犱 狊：，引言低空急流与暴雨的关系非常密切，因而得到了广泛关注（陶诗言，；，；，；，；郑婧等，），相关研究可以有效提高暴雨预报的准确率（，）。低空急流对暴雨的影响主要体现在四个方面：（）暴雨的日变化特征与低空急流的发展密切相关（王东阡和张耀存，；徐娟和陈勇明，；周静等，），我国东部暖区暴雨和梅雨锋暴雨过程在清晨出现的降水峰值与夜间西南低空急流加强有关（，；，；，）；（）低空急流为暴雨区输送水汽和不稳定能量（，；顾清源等，；吴海英
5、等，；许 彬 等，；陈 芳 丽 等，；苏 爱 芳 等，），其左前方惯性稳定度大值区的存在有利于低层湿热能量的积累（张文龙和周军，；付炜等，）；（）低空急流具有的强烈的不稳定性使得急流轴上的风速出现强风速脉动传播现象，从而触发中尺度 低涡 及 暴雨 雨 团 发生（孙 淑 清 和 翟 国 庆，；张京英等，；赵娴婷等，；胡雅君等，气象 第 卷 ），低空急流在地形抬升的作用下造成强烈的垂直上升运动，激发对流云团强烈发展，也能够触发暴雨过程（，；黄小彦等，；汪小康等，；黄美金等，）；（）低空急流与暴雨是相互促进的，低空急流的存在有利于暴雨的发生，而暴雨的发生又促进了急流的形成和维持（赛瀚和苗峻峰，；刘
6、鸿 波 等，）。孙 继 松（）、（）分别证明了边界层低空急流和局地暴雨、低空急流和中尺度对流及高空急流存在明显的正反馈作用。地处西北地区东部的贺兰山东麓地区易发生局地性强、突发性强的暴雨过程，部分学者围绕贺兰山东麓地区暴雨的低空急流活动也开展了一些研究。陈豫英等（；）、（）对比研究了低空急流对不同类型贺兰山东麓极端暴雨的影响，进一步指出贺兰山东麓暴雨分布与低空偏东南急流夜间增强并配合地形作用在贺兰山东坡山前触发或增强暴雨中小尺度系统造成地形处降水增幅密切相关。杨侃等（）研究也表明贺兰山东侧迎风坡阻挡低空急流，强迫暖湿空气抬升，促使低涡切变强烈发展，从而影响贺兰山地区降水强度、落区及中心位置。虽
7、然贺兰山东麓暴雨过程相关的低空急流特征研究取得了一定的成果，但研究仅限于个别极端暴雨过程，尚未开展系统性研究，影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流活动是否存在关键区？贺兰山东麓暴雨过程与低空急流的日变化特征是否存在一致性？低空急流如何影响贺兰山东麓暴雨过程的降水时段、落区和强度？讨论这些问题不仅对了解西北干旱地区复杂地形条件下的低空急流特征有一定意义，也有助于更准确地预报暴雨。本文利用 年的逐时降水、常规气象探测和 高分辨率再分析资料，研究低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的时间和空间的相关性，以期为贺兰山东麓暴雨预报提供参考。资料和方法 资料 年贺兰山东麓地区（、）个站逐时降水、常规气象探测、银川 雷
8、达、高分辨率再分析资料。其中，资料时间分辨率为、水平分辨率为 、垂直分辨率为 层（对流层低层垂直分辨率加密，为 层，为 层，为 层）。文中时间均为北京时。暴雨过程标准参照 （）研究，定义贺兰山东麓暴雨过程标准：至少一个测站任意 累计雨量 为一次暴雨过程，否则至少相邻个站，其中至少相邻个站；短时暴雨：雨量。低空急流标准由于低空急流出现的高度、范围、风速及垂直风切变均有一定的差异，迄今为止，对低空急流的定义尚未形 成 统 一 的 标 准（刘 鸿 波 等，）。参 照 （）对华南暖区暴雨过程的低空急流的选取标准，本文对影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流选取标准定义为：在 、范围，以下存在风速 的气流带（
9、长度超过 ），低层风速最大值超出该风速出现高度上方风速最小值至少，且暴雨区与低空急流轴的距离不超过个经距或纬距。考虑到银川平原地区海拔高度在 （大约是 ），选取 资料的 、和 共个高度层进行低空急流的统计分析。定义急流最大频率：贺兰山东麓暴雨过程期间，某个高度层、某个格点上，急流出现的最多次数。依据上述标准，选取了 年贺兰山东麓 次暴雨过程，其中，有 次过程伴随低空急流出现（表），占总暴雨过程的 。对比犈 犚 犃 与探空数据低层风场参考杨程等（）对浙江探空数据和 数据评估的方法，选取西北地区东部的个探空站（银川、延安、崆峒、武都、汉中和安康；图），对比探空和 的低层风场（、的风向和风速）。从表
10、中可以看出，两类数据的相关性高，相关系数普遍在 以上（通过了 的显著性水平检验）。风向的绝对误差在 ，均方根第 期苏洋等：低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 误差在 ；风速的绝对误差在 ，均方根误差在 。从平均绝对偏差来看，银川站、崆峒站和汉中站的风向为负值，即相对于探空风向，的风向平均偏右，相反 地，对 于 延 安 站、武 都 站 和 安 康 站 而 言，的风向平均偏左；相对于探空风速，的风速普遍略偏大。风向的相对误差均低于，除武都 站 外，其 他 个 站 的 风 速 相 对 误 差 均 低 于，这可能与武都站地形有关。因此，低层风场数据总体上是可信的，可用于研究暴雨过程与低空急流的相
11、关性。表 年 次伴有低空急流出现的贺兰山东麓暴雨过程犜 犪 犫 犾 犲 犜 狑 犲 狀 狋 狔 狋 狑 狅 狉 犪 犻 狀 狊 狋 狅 狉 犿狆 狉 狅 犮 犲 狊 狊 犲 狊 犪 犮 犮 狅 犿 狆 犪 狀 犻 犲 犱犫 狔 犾 狅 狑 犾 犲 狏 犲 犾 犼 犲 狋 犻 狀 狋 犺 犲 犲 犪 狊 狋 犲 狉 狀犳 狅 狅 狋 狅 犳犎 犲 犾 犪 狀犕 狅 狌 狀 狋 犪 犻 狀 狊 犳 狉 狅 犿 狋 狅 序暴雨过程累计雨量最大小时雨强（）暴雨站数个短时暴雨站数个急流最大风速（）年月 日 时至 日 时 年月 日 时至 日 时 年月日 时至日 时 年月 日 时至 日 时 年月日 时至日
12、时 年月日 时 年月 日 时至 时 年月 日 时至 日 时 年月 日 时至 日 时 年月 日 时至 日 时 年月日 时至日 时 年月日 时 年月 日 时至 日 时 年月日 时至日 时 年月 日 时 年月 日 时至 日 时 年月 日 时 年月日 时至 日 时 年月 日 时至月日 时 年月日 时至日 时 年月 日 时至 日 时 年月 日 时 注：“”表示风速未达到急流强度，即无急流出现。注：红色方框为贺兰山东麓地区。图西北地区东部的探空站（红色圆点）分布和地形高度（填色）（）（）影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流活动关键区和关键高度图 为 次贺兰山东麓暴雨过程的 急流最大频率分布；因各高度急流发生次
13、数差异较大，选取急流次数最多的高度层（，次）为标准，统计这 个时次内每个格点的急流最大频率，即研究同一个较长时间段内的急流最大频率分布。图 为对应图 中急流最大频率出现的高度分布。由图可见，影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流分布大值区有三个：区位于河套南部、区位于宁夏东南部、区位于山西西南部，其中，区范围最大、频率最高（中心达到 次），区次之（中心为 次），区范围最小、频率也最低（中心为 次）；、和区对应的平均高度分 气象 第 卷表 次贺兰山东麓暴雨过程期间 个时次的犈 犚 犃 再分析数据与西北地区东部的个探空站数据的评估结果犜 犪 犫 犾 犲犈 狏 犪 犾 狌 犪 狋 犻 狅 狀狉 犲 狊 狌
14、 犾 狋 狅 犳 狋 犺 犲犈 犚 犃 犱 犪 狋 犪犪 狀 犱狋 犺 犲狅 犫 狊 犲 狉 狏 犲 犱犱 犪 狋 犪犪 狋 狋 犻 犿 犲 狊犫 狔狊 狅 狌 狀 犱 犻 狀 犵 狊 狋 犪 狋 犻 狅 狀 狊 犻 狀狋 犺 犲 犲 犪 狊 狋 犲 狉 狀狅 犳犖 狅 狉 狋 犺 狑 犲 狊 狋犆 犺 犻 狀 犪犱 狌 狉 犻 狀 犵 狋 犺 犲 狉 犪 犻 狀 狊 狋 狅 狉 犿狆 狉 狅 犮 犲 狊 狊 犲 狊 犻 狀狋 犺 犲犲 犪 狊 狋 犲 狉 狀犳 狅 狅 狋 狅 犳犎 犲 犾 犪 狀犕 狅 狌 狀 狋 犪 犻 狀 狊探空站数据平均相对误差平均绝对误差平均绝对偏差均方根误差相关系
15、数风向银川 延安 崆峒 武都 汉中 安康 风速银川 延安 崆峒 武都 汉中 安康 别为 、和 。从各区最大频率中心水平风速的垂直廓线（图）上也可以看出：区低空急流出现的高度最高且强度最强，高度为 ，平均风速达到 ；区低空急流出现在 ，急流强度较强（）；区低空急流高度为 ，强度最弱，最大风速为 。从图可以看出，急流为南风急流，为偏南急流，为东南急流，且急流注：图，图中黑色方框表示急流关键区，、分别表示三个关键区的最大频率中心，表示最大频率中心位置。图 次贺兰山东麓暴雨过程 的（）低空急流最大频率及其（）对应高度的分布，（）关键区最大频率中心水平风速的垂直廓线 （）（），（）第 期苏洋等：低空急流
16、与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 注：蓝色圆点表示合成平均风速通过了 的显著性水平检验，红色方框为贺兰山东麓地区。图 次贺兰山东麓暴雨过程合成平均的（），（）和（）低空急流风场（填色和风矢）（），（）（）（）核与频率分布大值区（图）有很好的对应关系，分别位于、和三个关键区。急流区距离贺兰山东麓地区最近，对该地区暴雨有直接影响，而 急流轴最前端恰好处于区 急流核所在位置，急流出口区前方恰好对应 急流入口区；结合图的地形分布可知，急流经地形抬升可造成区 急流加强。由此可见：区是三支低空急流汇合后继续北上西进的中转站，对贺兰山东麓暴雨过程的发生发展有着极其重要的作用。低空急流分类参考 （）、赛瀚和苗
17、峻峰（）研究，结合宁夏地形，考虑 区的海拔高度为 （图），急流所在高度低于，依据低空急流最大风速轴所在高度对其进行分类，影响贺兰山东麓暴雨过程的 、急流均为边界层急流，急流为低空急流。在此基础上，进一步将影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流过程分为七类，定义方法及其出现频率统计见表。年 次伴随低空急流出现的贺兰山东麓暴雨过程中有 次过程（约为 ）同时伴有低空急流和边界层急流出现，其中，三层低空急流 型 占 比 为 ，双 层 低 空 急 流型 占 比为 ，低空急流型和边界层急流型过程各有次（占），其他类型过程均没有发生（表）。这样 的 分 布 表 明：有 边 界 层 急 流 出 现，边界层急流也一定
18、会出现，可见 急流对 急流的发生发展有着重要的影响。低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性 不同高度低空急流与暴雨过程的时间相关性从急流的发生频率来看（图）：、三个高度上的急流总频率分布呈单峰变化，峰值出现在 时，时频率最低，其中 急流出现表不同类型低空急流出现的频率犜 犪 犫 犾 犲犉 狉 犲 狇 狌 犲 狀 犮 狔狅 犳犱 犻 犳 犳 犲 狉 犲 狀 狋 狋 狔 狆 犲 狊狅 犳 犾 狅 狑 犾 犲 狏 犲 犾 犼 犲 狋 狊类型定义频率低空急流型仅 出现急流 边界层急流型仅 出现急流 边界层急流型仅 出现急流 边界层急流型 和 同时出现急流，但 没有出现急流 双层低空急流型 和 同时出现急
19、流，但 没有出现急流 双层低空急流型 和 同时出现急流，但 没有出现急流 三层低空急流型 、同时出现急流 气象 第 卷次数最多（时次），急流次之（时次），急流最少（时次），、急流频率的峰值分别出现在 时、时、时，急流频率最低值分别出现在 时和 时、时和 时、时；分时段来看，上午（时）、下午（时）、前半夜（时）和后半夜（时）急流总频率分别为 、时次，各高度急流夜间发生频率均较白天明显偏多，、急流分别偏多、时次。这样的急流日变化表明，急流的夜间增多特征显著，前半夜急流发生最频繁，下午急流出现最少，其中 夜间增多特征最为明显。进一步统计表明，次暴雨过程的平均时长为，、急流的平均持续时间分别为、，可见
20、 、急 流 的 生 命 史 普 遍 较 暴 雨 过 程 更 长，急流持续时间最短。从图 短时暴雨总频率分布可以看出，短时暴雨总频率呈双峰结构，主峰值出现在 时，次峰值出现在 时。时短时暴雨频率急剧增加，与此时低空急流增多有密切关系。下文讨论急流建立、最大风速时间与暴雨开始、最大雨强时间的对应关系。从急流建立时间的频率分布（图）可以看出：低空急流普遍在中午到前半夜建立，其中，和 急流均在 时建立频率最高，急流在 时建立频率最高。图 为低空急流建立相对暴雨过程开始的超前滞后时间关系，可以看到：的低空急流在暴雨过程发生前建立，进一步统计可知 、急流建立较暴雨开始分别平均提前、。值得注意的是，只有 的
21、 急流和 的 急流建立时间滞后于暴雨过程的开始时间，而接近一半的 急流（）在 暴 雨 过 程 开 始 后 才 建 立，因 此 和 急流的建立时间相对暴雨过程的开始时间有更好的指示作用。图 为低空急流最大风速时间和暴雨过程最大雨强时间的超前滞后关系。可以看到：的低空急流最大风速较暴雨最大雨强发生时间提前，注：图，图中，表示低空急流与暴雨过程开始时间同步，、分别表示低空急流建立较暴雨过程开始早、晚，以此类推。图 次贺兰山东麓暴雨过程期间不同高度低空急流与暴雨过程的时间相关性（）不同高度的低空急流频率和低空急流总频率及短时暴雨总频率分布，（）低空急流建立时间的频率分布，（）低空急流建立相对暴雨过程开
22、始时间的超前滞后关系，（）低空急流最大风速相对暴雨最大雨强时刻的超前滞后关系 ：（），（），（），（）第 期苏洋等：低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 的急流最大风速滞后于最大雨强时刻。结合图，急流分布，表明低空急流与暴雨过程之间存在相互反馈，即急流增强时，不仅促进水汽输送，还使得垂直切变增强，超地转现象明显，不稳定性增大，有利于对流发展，从而造成降水强度增大（陶诗言，）；同时，上升运动和凝结潜热释放所诱发的中尺度环流系统对低空急流的最大风速起到了显著的加强作用（斯公望，；，）。总体上，急流最大风速超前最大雨强到滞后的这个时次内出现的频率达到，这与王东阡和张耀存（）对中国东部西南低空急流
23、日变化特征的 研 究 结 论 一 致，进 一 步 统 计 表 明：、急流最大风速较暴雨最大雨强分别平均提前了 、，而 急流最大风速较暴雨最大雨强平均滞后 。上述分析表明，贺兰山东麓暴雨的夜发性与低空急流的夜间增多密切相关，且两者存在相互反馈，其中 和 急流的建立、最大风速时间对暴雨过程的开始、最大雨强时间的指示性更明显。不同强度低空急流和短时暴雨的时间相关性根据最大风速将低空急流强度分为个等级：、以上分别为级、级、级急流。统计表明，级急流出现频率最高（时次），级急流次之（时次），级急流出现频率最低（时次）。可见，影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流风速普遍为 。从图可以看出，不同强度的低空急流频率
24、分布的日变化特征差异明显，级急流普遍在白天出现频率高，夜间降低，而较强等级的级、级急流在夜间显著增多，其中 和 的级、级急流的高频时段集中在 时至 时，而 的较强急流从 时持续到 时。这表明低空急流普遍在夜间强度较白天更强，并且在前半夜迅速增强，后半夜逐渐减弱。不同强度的短时暴雨频率呈类似的分布，短时暴雨雨强以 为主，短时暴雨频率在 时达到最高，而 和 以上的短时暴雨均在 时出现次数最多，即短时暴雨在夜间强度更强。由此可见，贺兰山东麓暴雨和低空急流的强度在时间上呈一致性变化，夜间随着低空急流增强，暴雨量级增大，而 时至 时 短时暴雨维持较高频率，也与这一时段内低空急流强度明显增强有关。但是，不
25、同强度的低空急流和短时暴雨的频率相关程度 不 同，其 中，短 时 暴 雨 与 的 级 急 流 显 著 正 相 关（相 关 系 数 为 ），短时暴雨与 的级急流相关系数为 ，均通过了 的显著性水平检验。图给出了暴雨过程的最大雨强与对应时刻的三个关键区内最大风速和平均风速分布，可以发现，区 急流和区 急流的最大风速和平均风速变化趋势一致性极高，且二者与最大雨强的 分 布 也 比 较 一 致，其 中 最 大 雨 强 与区 急流的平均风速相关程度最高，相关系数为 ，通过了 的显著性水平检验。上述分析进一步表明，贺兰山东麓暴雨的夜间增强与低空急流夜间增强密切相关，其中 的级急流、的级急流分别对 、短时暴
26、雨的频率指示性更强，而 平均风速对暴雨过程的最大雨强量级指示性更强。图 次贺兰山东麓暴雨过程期间不同强度的低空急流和短时暴雨频率（），（），（）（），（），（）气象 第 卷图 次贺兰山东麓暴雨过程期间最大雨强与对应时刻急流关键区的（）最大风速和（）平均风速分布 （）（）低空急流与暴雨过程的空间一致性贺兰山东麓暴雨过程有量级大、强度强、降水效率高、对流性强、局地性和地形性显著等特征（，）。除个别持续性暴雨过程外，大部分对流性暴雨过程均存在雨强大于 的站数明显突增的时刻。借鉴罗辉等（）以 降水站数的突增为时间节点对四川盆地暖区暴雨演变时段的划分标准，定义突增前为暴雨初始阶段，其后为发展阶段，突减时
27、刻视为暴雨过程减弱阶段。类似地，根据低空急流强度的突增和突减来定义低空急流的建立、发展和减弱阶段。图给出了 次暴雨过程合成平均的不同阶段降水量分布和低空急流的风场分布。急流建立阶段（图），各关键区均出现了风速小于 的弱急流。低空急流将充沛水汽和不稳定能量输向暴雨区（图，），和 上水汽辐合中心位于大于 的水汽输送带前部（宁夏中部地区），暴雨区水汽辐散，只有 上位于水汽辐合区。大于 的对流有效位能（）和大于 的 指数分布显示暴雨区有较强的对流不稳定能量，同时，在对流层低层都有上升运动。相应的该时段，贺兰山东麓地区普遍出现 以下的降水（图）。急流发展阶段（图），南风急流（急流核）前端北抬到 偏 南
28、急流核 附近（最大风速为），偏南急流前端也进一步北抬至暴雨区东部，东南急流核风速也增大至，前端北抬西进至 急流入口区。随着低空急流加强北抬，大于 的水汽通量区也进一步北抬，的水汽 通 量 辐合 中 心位于 偏南急流关键区（区），水汽辐合中心 也 位 于区 西 部，对 应 急 流 核 和 南风急流前端所在地，更加有利于低空急流将水汽向暴雨区输送，且暴雨区在对流层低层都位于水汽辐合区，其中 更是位于水汽辐合大值区；随着降水增强，贺兰山东麓地区的 降低至 ，指数变化不大，表明对流不稳定能量释放对应暴雨增强阶段，而贺兰山东麓地区在低层 的 上升 运动 较 暴 雨开 始 阶 段 明 显 增 强（图，）。
29、可见，低空急流的加强北抬或西进进一步增强了暴雨发生发展的环境条件。从图 也可以看到，大于 的降水区域已经遍布整个贺兰山东麓地区，尤其是贺兰山区，贺兰山沿山平罗到永宁段出现大于 的强降水区，有个站超过，可见随着急流加强北抬或西进，暴雨范围扩大、量级增强。急流减弱阶段（图），转为西南急流（急流核）并南压东退至河套东南部（前端位于 附近），偏南急流和 东南急流基本东退出境。和 水汽输送明显减弱东移（图 ，），和 水汽辐合中心东移至内蒙古鄂托克旗附近，与 东南急流出口区对应，除了 上暴雨区呈水汽弱辐合，暴雨区在 已转为水汽辐散，暴雨区北部在 也转为水汽辐散；同时，暴雨区 降至 ，指数降低到，垂直上升运
30、动也减弱，对应暴雨区降水量普遍低于（图），暴雨过程趋于减弱结束。综上所述，低空急流和贺兰山东麓暴雨过程在空间分布上存在一致性变化，即随着低空急流建立、加强北抬或西进、减弱东退或南压，贺兰山东麓暴雨开始、增强、减弱，暴雨落区位于急流轴的左前方。低空急流为暴雨区带来充沛水汽和不稳定能量，有利于上升运动增强，关键区 则是水汽和热力不稳定叠加区。当 急流前端叠加在 急第 期苏洋等：低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 注：图 图中，黄色圆点表示暴雨中心位置。图 次贺兰山东麓暴雨过程合成平均的暴雨（）初始、（）发展和（）减弱阶段的（，）降水量（填色），（，）低空急流（）建立、（）发展和（）减弱阶段的
31、 低空急流（填色）、（红色箭矢，单位：）和 边界层急流（绿色箭矢，单位：）空间分布 （，）（）（），（）（）；（，）（），（，：）（，：）（），（）（）流核上方，急流经地形抬升后使 急流风速增大，共同作用造成 区垂直风切变增大，更加有利于急流将水汽和不稳定能量进一步向暴雨区输送。低空急流影响贺兰山东麓暴雨过程的发生发展机制初步探讨 年月 日夜间贺兰山东麓出现了特大暴雨过程，最大累计降水量和最大雨强均出现在贺兰山滑雪场，分别为 和 （时）（表），过程累计降水量位列宁夏历史第一。本节以这次暴雨过程为例初步探讨低空急流影响贺兰山东麓暴雨过程发生发展的可能机制。日 时（图略），关键区 区 出现大于 的
32、偏南急流，急流北端伸至宁夏中南部同心至海原一线。时（图），急流和 急 流 开 始 建 立，急 流 核 增 强 到。时急流发展北抬或西进（图，），、和 急流核分别增强到、和，急流轴前端北抬西进至贺兰山东坡。此时，暴雨区附近在对流层中低层 以下存在东南西北向的次级环流，贺兰山东侧暴雨区位于上升运动大值区，中心为 （位 气象 第 卷图 次贺兰山东麓暴雨过程合成平均的低空急流不同阶段的（），（），（）（）水汽通量散度（填色，单位：）、水汽通量（箭矢，单位：）、垂直速度（红色虚线：负速度，红色粗实线：速度零线，单位：）、最大风速（绿色实线，单位：），和（）对流有效位能 （填色，单位：）与指数（蓝色实线，
33、单位：）的空间分布（，）建立阶段，（，）发展阶段，（，）减弱阶段 （）（，：），（，：），（：，：，：），（，：），（）（）（，：）（，：）（），（）（）（，），（，）（，）第 期苏洋等：低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 注：图中，黑色圆点表示暴雨中心滑雪场站位置，直线为剖线；图，图中，因资料分辨率低无法显示贺兰山地形，贺兰山东西宽约 ，故以白色三角形表示贺兰山位置，白色矩形区域为贺兰山东麓地区。图 年月 日暴雨过程期间的（）急流演变（填色：急流，红色箭矢：急流，绿色箭矢：急流，单位：），（，）沿图 中 剖线的相对湿度（填色）、垂直速度（红线，单位：）、低空急流（绿线，单位：）和风场（
34、风矢，单位：）的垂直剖面，（）小时降水量分布（填色），及（）日 时至 日 时暴雨中心滑雪场站的相对湿度（填色）、假相当位温（黑线，单位：）、垂直速度（红线，单位：）和风场（风羽）时间 高度剖面（）时，（，）时，（，）时，（）时，（）时，（）时 （）（：，：，：，：），（，）（），（，：），（，：）（：），（）（）（）：，（，）：，（，）：，（）：，（）：，（）：，（）（），（，：），（，：）：气象 第 卷于 附 近），贺 兰 山 西 侧 的 下 沉 运 动 中 心（）也位于 附近，暴雨中心恰好处于上升运动中心偏西的梯度带上，其上空 附近有 以上的相对湿度（图）。可见，随着低空急流北抬西进，降水
35、落区从贺兰山东麓的平原地区移至贺兰山东坡山区，降水强度显著增大，时有个站出现 以上降水，最大小时雨强为 （图，）。时（图），低空急流进一步增强并继续北抬西进，和 急流核均增强到，三支急流的前端位置重合，均落在贺兰山东侧山区，暴雨中心滑雪场站位于三支低空急流轴前端的风速辐合大值区；与 时相比，沿着急流前进方向的次级环流明显加强，其中，急流经关键区 区地形抬升后，风速明显加大，急 流 核 位 于 高度上，而后在区的西北方向背风坡气流下沉（下 沉 速 度 中 心 为 ，高 度 在 附近），下沉支急流的前部落在暴雨区，急流继续北上西进，遇到贺兰山地形阻挡，地形抬升和动力抬升作用叠加，东坡山前的上升运动
36、增强，上升速度中心风速达到最大，为 （高度附近），贺兰山西侧的下沉运动中心强度也增强到 ，此时，整个暴雨区在对流层中低层均为强烈的上升运动区，暴雨中心仍处于上升运动中心偏西的梯度带上（图）；同时，显著增强的低空急流还为暴雨区带来了充沛的水汽，整个对流层中低层相对湿度明显增大，以下相对湿度大于，以上相对湿度低于，呈上干下湿的分布（图，）。对应 时有个站出现 以上的强降水，最大小时雨强为 （图）。另外，从暴雨中心滑雪场站的时间 高度剖面（图）可见，暴雨期间（日 时至 日 时），对流层中低层 以下，（狆），假相当位温 的水平梯度，以下 ，以下 ，表明暴雨中心上空在对流层中下层高温、高湿、高能，且存在
37、强盛的对流不稳定。从银川雷达径向速度图（图 ，）上也可以看到，从：至：，急流核强度由 增强到 ，急流方向几乎与山体垂直，随着急流加强发展并进一步北抬西进，暴雨中心滑雪场附近的气旋式辐合也显著增强，旋转速度由 增强到 （俞小鼎等，）。稳定维持并加强发展的低空急流遇到贺兰山东坡地形抬升后不断触发对流单体反复生消形成强烈的带状线性回波沿山体传播（图 ，），向北缓慢移动，形成列车效应。并且 以上的强回波中心注：图，图中，黑色圆圈表示气旋式辐合位置，红色圆圈表示急流核位置，黑色箭头指示急流方向；图，图中，五角星表示滑雪场测站位置，白色直线表示剖线位置。图 年月 日（）：，（）：银川 雷达的（）和（）仰角
38、（，）径向速度，（，）仰角反射率因子，及（，）沿白色剖线的反射率因子垂直剖面 （，）（）（），（，）（，）（）：（）：第 期苏洋等：低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 在经过暴雨中心滑雪场站附近时维持了个体扫时间（约 ），对流活动发展旺盛且稳定少动，造成了暴雨中心滑雪场 的强降水。反射率因子的剖 面 图 上可 见 强回 波 质 心 有 所 下 降（图 ，），也表明了强降水效率增大。可见，急流为暴雨区带来了充沛的水汽，暴雨区呈上干下湿的不稳定层结，低层持续的高温高湿高能为中尺度系统的触发和维持提供了重要的热动力条件，急流遇到贺兰山东坡地形抬升后不断触发对流单体反复生消形成强烈的带状线性回波
39、沿山体传播，经过暴雨中心时稳定少动，造成了局地强对流暴雨。结论和讨论影响贺兰山东麓暴雨过程的低空急流有三个关键区，分别为河套南部、宁夏东南部和山西西南部，对 应 南 风 急 流、偏 南 急 流 和 东南急流。宁夏东南部的关键区作为三支低空急流汇合后继续北上西进的中转站，对贺兰山东麓暴雨过程的发生发展有着极其重要的影响。贺兰山东麓暴雨过程同时受三层急流的影响较大，占比多达 ，其次是 和 急流同时出现的过程，占比为 。贺兰山东麓暴雨过程与低空急流在时间上存在一致性。暴雨的夜发性与夜间低空急流增强增多密切相关，其中，、急流建立较暴雨开始平均提前、，、急流最大风速较 暴 雨 最 大 雨 强 分 别 平
40、 均 提 前 、，而 急流最大风速较暴雨最大雨强平均滞后 。的级急流、的级急流频率分别对 、的短时暴雨频率指示性更强，而河套南部关键区的 平均风速对暴雨过程的最大雨强量级指示性更强。贺兰山东麓暴雨过程和低空急流在空间上也存在一致性。随着低空急流建立、加强北抬或西进、减弱东退或南压，贺兰山东麓暴雨开始、增强、减弱，暴雨落区位于急流轴的左前方。低空急流北上西进与贺兰山地形结合，在东坡山前触发多个对流单体形成带状线性回波沿山体传播是造成贺兰山区局地强对流暴雨的主要原因。本文系统地分析了低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性，找到了影响暴雨过程的急流关键区和关键高度，揭示了低空急流与暴雨过程在时间和空间
41、上的一致性变化，建立了急流相对暴雨开始时间的定量指标，初步探讨了急流与地形结合影响暴雨中尺度系统发生发展的环境场和雷达特征，对暴雨预报预警有很好的指示意义，但由于再分析资料分辨率不够高，无法反映实际的贺兰山地形分布，对低空急流在地形抬升作用下触发暴雨中尺度系统发展演变的分析不够细致，尚需更深入的研究。下一步将选取典型暴雨过程进行数值模拟，借助高分辨率数值模拟结果，深入研究地形作用下低空急流对暴雨中尺度系统触发、发展和维持的影响机制。参考文献陈芳丽，姜帅，李明华，等，边界层急流在粤东暴雨中心两次极端强降水过程中的作用气象，（）：，（）：（）陈豫英，陈楠，任小芳，等，贺兰山东麓罕见特大暴雨的预报偏
42、差和可预报性分析气象，（）：，（）：（）陈豫英，苏洋，杨银，等，贺兰山东麓极端暴雨的中尺度特征高原气象，（）：，（）：（）付炜，唐明晖，叶成志，强西南急流背景下湘桂边界两次预报失败的暖 区 暴 雨 个 例 分 析气 象，（）：，（）：（）顾清源，肖递祥，黄楚惠，等，低空急流在副高西北侧连续性暴雨中的触发作用气象，（）：，（）：（）胡雅君，张伟，赵玉春，等，“”闽南沿海暖区特大暴雨中尺度特征分析气象，（）：，（）：（）黄美金，俞小鼎，林文，等，福建沿海冷锋前暖区和季风槽大暴雨环境背景与对流系统特征气象，（）：，气象 第 卷 ，（）：（）黄小彦，孙继松，刘文婷，地形作用下低空急流的演变与强降水对流
43、风 暴 系 统 的 相 互 作 用 气 象 学 报，（）：，（）：（）刘鸿波，何明洋，王斌，等，低空急流的研究进展与展望气象学报，（）：，（）：（）罗辉，肖递祥，匡秋明，等，四川盆地暖区暴雨的雷达回波特征及分类识别 应用气象学报，（）：，（）：（）赛瀚，苗峻峰，中国地区低空急流研究进展气象科技，（）：，（）：（）斯公望，东亚梅雨锋暴雨研究进展 地球科学进展，（）：，（）：（）苏爱芳，席乐，吕晓娜，等，豫北“”极端暴雨过程特征及成因分析 气 象，（）：，（）：（）孙继松，北京地区夏季边界层急流的基本特征及形成机理研究大气科学，（）：，（）：（）孙淑清，翟国庆，低空急流的不稳定性及其对暴雨的触发作
44、用 大气科学，（）：，（）：（）陶诗言，中国之暴雨北京：科学出版社：，：（）王东阡，张耀存，中国东部西南低空急流日变化特征及其机制地球物理学报，（）：，（）：（）汪小康，崔春光，王婧羽，等，“”河南特大暴雨水汽和急流特征诊断分析 气象，（）：，（）：（）吴海英，曾明剑，尹东屏，等，一次苏皖特大暴雨过程中边界层急流结构 演 变 特 征和 作 用 分 析 高 原 气 象，（）：，（）：（）许彬，熊秋芬，张玉婷，一次热带风暴背景下南昌暴雨的水汽来源及输送特征 气象，（）：，（）：（）徐娟，陈勇明，浙北梅雨季低空急流特征及其与暴雨的关系气 象科 技，（）：，（）：，（）杨程，董美莹，陈锋，等，浙江多源
45、资料高空风对比分析 沙漠与绿洲气象，（）：，（）：（）杨侃，纪晓玲，毛璐，等，异常环流背景下贺兰山地形对 特大致洪暴雨的影响分析自然灾害学报，（）：，（）：（）俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等，多普勒天气雷达原理与业务应用北京：气象出版社：，：（）张京英，漆梁波，王庆华，用雷达风廓线产品分析一次暴雨与高低空急流的关系气象，（）：，（）：（）张文龙，周军，惯性稳定性在伴有高低空急流的暴雨中的作用南京气象学院学报，（）：，（）：（）赵娴婷，王晓芳，王珏，等，年月 日湖北省特大暴雨过程的中尺度特征分析气象，（）：，（）：（）郑婧，陈娟，徐星生，等，一次低空急流加强下的暴雨过程成因分析 干旱气象，（）：，（）：（）第 期苏洋等：低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性研究 周静，郑永骏，苗春生，等，梅雨锋强降水与低空急流日变化的观测分析和数值模拟 热带气象学报，（）：，（）：（），（）：，（）：，：，（）：，（）：，：，（）：，（）：，（）：，（）：，（）：，（）：，：，（）：（本文责编：戴洋王婷波）气象 第 卷
