低空急流在祁連山降水過程中的作用研究

摘 要：采用站點觀測資料和WRF模式模擬相結合的方法，分析了2020年6月30日—7月1日低空急流在祁連山降水過程中的作用。研究結果表明：（1）此次降水受青藏高原（以下簡稱“高原”）東側西南低空急流和岷山東南低空急流的共同作用，其中，西南低空急流是在西太平洋副熱帶高壓和西南渦形成了“東高西低”的氣壓場中形成的，岷山東南低空急流是由地形作用形成的；（2）西南低空急流出口區與岷山東南低空急流入口區重合，從高空向東南低空急流輸送水汽。低空急流繼續向降水區輸送來自青藏高原和陜西的水汽，以及不穩定能量，形成降水的有利條件；（3）降水區域位于岷山東南低空急流出口右側，氣流有順時針切變，低層伴有水汽輻合，高層輻散，為降水提供了有利的環流場；降水過程中冷暖空氣相遇，對流不穩定增強。

關鍵詞：祁連山；低空急流；南亞高壓；西南渦；水汽通量

中圖分類號：P442

1 引言

低空急流是指出現在邊界層或對流層低層風速≥12 m/s強而窄的氣流帶[1]，其中水汽和能量輸送能夠為降水過程中對流活動的發展和維持過程提供有利條件，極大地促進降水事件發生[2]。

低空急流廣泛地分布在地球上的各個地區，并有顯著的區域差異，對低空急流的相關研究可以有效地提高降水預報準確率[3]。北美低空急流在美國大平原東部高壓中心產生[4]，隨墨西哥灣偏北氣流[5]移動，位于美國中南部平原上空。南美低空急流環流背景為南大西洋副熱帶高壓和大陸低壓[6]，受安第斯山脈地形作用，在山脈東部輻合加強，與南美洲降水密切相關[7-8]。我國夏季低空急流發生頻次較高，以偏南風為主，引起的降水事件較多。學者根據不同急流來向將急流分為西南低空急流、東南低空急流、內陸偏東風低空急流。如西太平洋副熱帶高壓西北側存在西南低空急流，急流左側存在切變線和低渦中心[9]。塔里木盆地存在偏東低空急流[10]，水汽來源為南疆東部至西南和甘肅敦煌向西[11]。四川盆地降水由東南風低空急流引起，低空急流向降水區提供動力和熱力條件[12]。

研究表明，低空急流形成主要有以下幾種機制[13]：慣性振蕩、地形的熱力及動力強迫作用、高低空急流耦合、天氣系統強迫。王東阡[14]研究發現我國非地轉風與地轉風慣性振蕩導致西南低空急流發展。西亞低空急流形成機制為地形熱力作用導致上升運動和水汽輻合[15]。華北低空急流在太行山東坡強迫抬升，形成中尺度對流系統[16]。Zhang等[17]在研究廣東降水天氣過程中發現，高低空急流形成的次級環流有助于加強低空急流。云貴高原低空急流為副熱帶高壓和西南渦共同作用下的天氣系統強迫形成[18]。

目前，對低空急流與降水之間關系的研究較多。陳楠等[19]發現南京市低空急流出現與夏季降水有明顯的對應關系。何軍等[20]分析了重慶低能暴雨中低空急流強度與位置演變，西南低空急流北抬，暖濕空氣流入，局地渦度增加，生成西南渦，同時產生暴雨。湖北地區極端降水是地形作用下低空急流與中尺度對流系統相互作用形成[21]。許駿寧等[22]分析了閩中南強降水低空急流特征，發現強降水中存在急流軸上風速脈動的傳播，進一步擴大雨區，增強降水。在長江流域暴雨過程中，低空急流帶來孟加拉灣和南海水汽，在降水過境時，正渦度中心向上發展，高空動量不斷下傳，逆溫與垂直風切變加強低空急流，降水進一步增強[23]。

國內對低空急流與降水之間關系的研究主要集中在江淮流域等降水量較大的區域，而對于干旱半干旱地區低空急流的研究相對較少，尤其是對地形復雜的高原東北邊緣祁連山地區低空急流的研究更少。祁連山是我國西北生態環境的安全屏障，也是河西走廊的重要水資源源地，對祁連山地區低空急流與降水之間關系的研究具有重要的現實意義。文章采用站點觀測資料和WRF模式模擬相結合的方法，分析了2020年6月30日—7月1日祁連山地區的一次降水過程，并對低空急流在此次降水過程中的動力學和熱力學機制進行了較為細致的研究，為祁連山降水的研究提供一些理論依據和參考。

2 資料與方法

2.1 資料

使用2020年6—7月美國國家環境預測中心（National Centers for Environmental Prediction， NCEP）提供的FNL（Final Operational Global Analysis）逐6 h資料，時間為2020年6—7月，資料的水平分辨率為1°×1°，垂直分辨率為31層，物理量包括位勢高度、水平和垂直風場、位溫、相對濕度等。降水觀測數據為中國氣象局地面觀測站逐小時降水觀測資料。

2.2 模式介紹

一般而言，降水前便有低空急流的發生。因此，選取降水發生前和持續過程中，即2020年6月28日02時—7月1日02時（北京時間，下文同）進行模擬。

采用WRF模式的V4.0版本，使用時間間隔為6 h的FNL數據作為模式的初始場和邊界條件，模擬區域中心為（32°N，101°E），模式采用兩重嵌套網格，分辨率分別為12 km和4 km，水平網格數分別為280× 200和511×451，具體覆蓋范圍如圖1所示。垂直方向都為33層，積分時間步長為180 s，模擬資料每1h輸出一次。

WRF 模式提供多種物理參數方案，其中包括微物理過程方案、長波輻射方案、短波輻射方案、近地面層方案、陸面過程方案、邊界層方案等。文章分別使用WSM5 （WRF Single—Mesoscale（5 arrays， no graupel）WRF-5類水成物方案、CAM方案（來自于CAM3氣候模式中并用于CCSM方案）、Dudhia方案（來自于MM5模式，對短波輻射通量向下進行簡單積分） 、Yonsei大學方案（在MRF邊界層方案中增加了對邊界層頂夾卷層的顯式處理）、快速更新循環（RUC）陸面過程模式、 Grell-Devenyi方案（多封閉，多參數，集成了典型的144個次網格成員的方案）。

3 低空急流特征

3.1 降水實況

祁連山區域全年干旱少雨，季節性變化較強，北坡相較于南坡降水量更少，降水集中在夏季。2020年6月30日02時—7月1日02時，祁連山地區出現一次較強的區域性降水天氣過程，降水量分布如圖2所示，祁連山區域位于低空急流出口區，降水主要位于祁連山北坡，沿山脈呈西北-東南向帶狀分布。觀測區域中4個站點降水量超過5 mm，最大降水量為5.5 mm，位于祁連山北坡的天祝哈溪氣象觀測站（37.41°N，102.63°E）。

3.2 低空急流環流特征

圖3分別為降水過程（6月30日20時）200 hPa、500 hPa、600 hPa等壓面上天氣形勢圖。從圖3a可以看出，祁連山區位于南亞高壓東北側，受平直西風帶控制；南亞高壓在高層表現為熱高壓，有輻散效應，對應的低層為輻合。降水發展過程中，南亞高壓不斷東移，其強度先增強后減弱。祁連山以北為“兩槽一脊”環流型，新疆北部和貝加爾湖附近分別存在一個深槽，并不斷加深，冷空氣沿槽后南下進入祁連山區。

從圖3b可以看出，588線西移，西太平洋副熱帶高壓強度偏強，位置先向西移動，再隨著降水過程減弱東退。祁連山區受脊前偏西氣流的影響，在青海湖附近形成西北渦。

從圖3c可以看出，高原由低壓控制，四川盆地出現深槽，偏南的暖濕氣流在盆地北部生成西南渦。西南渦向東移動，岷山地區位于西南渦東北方向，西南渦移動時，偏南氣流北上爬升，暖空氣在岷山東坡聚集，產生壓力梯度。由于斜壓性增強，低渦前部易產生低空急流，氣團順轉向西南地區輸送暖濕氣流，并進一步向祁連山地區輸送。低層暖空氣與高層冷空氣相遇，產生不穩定能量，形成降水的有利條件。

研究表明，祁連山降水主要發生在7—9月，岷山地區的東南低空急流和青藏高原南部的西南低空急流對下游祁連山區降水有重要影響[24]。岷山低空急流在南亞高壓和副熱帶高壓之間，低層輻合，高層輻散，高低空存在較強的壓力差和風垂直切變；位勢高度東高西低，水平尺度上仍存在壓力差。西南低空急流位于青藏高原東南側，由南亞高壓與地形強迫共同作用形成。

4 低空急流對降水的影響

4.1 發展過程

6月30日23時，岷山地區600 hPa高度上存在強而窄風速帶，東南風速大于12 m/s，標志著低空急流形成。由圖4可見，低空急流位于岷山一帶，急流軸長度偏短，向南延伸至四川盆地北部，降水中心集中在祁連山區，低空急流發展過程中向東南移動，祁連山區的降水中心隨之南移，仍位于低空急流出口區右側。東南風低空急流沿岷山地區順轉，產生地形輻合，利于入口區產生局地強輻合，進而加強低空急流。副熱帶高壓不斷西進，位于副高西北側的低空急流隨之增強，東風分量增大，與岷山山脈相接，更有利于產生地形輻合。

祁連山區位于岷山西北方向，為低空急流下游出口右側，氣旋性輻合增強。東南低空急流帶來水汽及不穩定能量，有利于對流系統的產生。岷山東坡是風速和水汽的集中地，降水發生時會大量消耗大氣累積的水汽和不穩定能量，低空急流則有效的補充了水汽和能量的耗散。同時有一支新疆至甘肅北部的西北氣流與甘肅南部的東南氣流在祁連山附近匯合，產生低層輻合區，并帶來負變溫，進一步造成雨區南移。低空急流最大風速達到16 m/s，隨后開始逐漸減弱，急流軸東移，降水中心由祁連山中部張掖向東南移動至東部的白銀附近。

4.2 低空急流對降水的影響

4.2.1 水汽輸送

上述分析可知，此次降水過程中，環流形勢有利于對流發展。但降水過程還需充足水汽，研究表明，低空急流可為降水提供水汽輸送，以維持降水系統的穩定發展。圖5為水汽通量分布圖，從圖中可以看出，在對流層中層500 hPa高度上，降水區以西北風和西南風為主，600 hPa及700 hPa上以偏南風為主。500 hPa高度上青藏高原南部存在一支西南低空急流，此低空急流部分轉向云貴高原，部分沿青藏高原南部邊界順轉，成為一支強勁的水汽輸送帶，將青藏高原的水汽向東輸送，西南低空急流出口區與岷山低空急流的入口區在同一位置，前者高于后者，導致該區域在500 hPa高度輻合，600 hPa高度輻散，由高空向岷山低空急流提供水汽，水汽經過岷山地區后繼續向北輸送至祁連山降水區，降水區水汽通量不斷增大。與此同時，部分水汽來源于陜西地區，經風向順轉向祁連山區輸送。青海湖附近的西北渦東北側存在西北氣流，由北向南輸送水汽。

600 hPa為岷山低空急流軸高度，低空急流向降水區輸送最強水汽。降水區水汽來源分為2支：一支為東北氣流帶來的陜西水汽，較500 hPa高度強度增強；另一支為西南急流向岷山低空急流輸送，水汽部分直接向岷山輸送，部分在云貴高原積累，經東南氣流向岷山輸送。岷山低空急流為此次降水過程水汽來源主體，祁連山區出現水汽輻合，與降水落區分布一致。600 hPa高度上水汽通量最強，是主要的水汽輸送層，充足的水汽條件有利于降水過程的發生發展。

700 hPa高度上，低空急流仍為主要的水汽輸送通道，但由于青藏高原的地形作用，西南急流繞流南側，輻合加強，受地形阻擋水汽在四川盆地聚集，產生降水，對應降水區的水汽輸送減少。

4.2.2 能量輸送

氣流的垂直上升速度和是衡量對流強度的重要指標。圖6為降水中心天祝哈溪氣象觀測站垂直速度變化，30日14時后，祁連山區存在明顯的上升運動，最大垂直速度出現在18時，達到28 m/s以上，與降水強度較強時刻對應，表明在降水發生時，降水區域存在顯著的垂直上升運動。垂直上升運動使得氣團絕熱抬升凝結，對降水的形成有重要影響。

此次降水過程中，降水量最大的天祝哈溪氣象觀測站位于低空急流出口右側，其降水發生落后于低空急流的形成，低空急流為該地區帶來水汽不穩定能量。低空急流導致強烈的空氣上升運動，并帶來大量水汽，加大了高低層之間的水汽梯度。祁連山阻擋了低空急流進一步西伸，使得大量水汽聚集在祁連山北坡，產生了大面積的降水。

5 結論

利用地面氣象站資料和WRF數值模擬結果，對低空急流形成過程及其在祁連山降水過程中的作用進行研究。研究結論如下：

（1）此次降水受青藏高原東側西南低空急流和岷山東南低空急流的共同作用，其中，西南低空急流是在兩槽一脊的環流背景下，配合南亞高壓、西太平洋副熱帶高壓、西南渦形成了“東高西低”的氣壓場中形成的，岷山低空急流是由山脈地形引起的岷山地區斜壓性增強，造成地形強迫形成。

（2）西南低空急流出口區與東南低空急流入口區重合，從高空向東南低空急流輸送水汽。低空急流向降水區輸送來自青藏高原和陜西的水汽，從不同方向為降水提供水汽和不穩定能量。

（3）降水區位于低空急流出口右側，氣流有順時針切變，在祁連山地形作用下伴有輻合，為有利的降水條件，西北渦處的西北冷空氣與東南低空急流暖空氣相遇，對流不穩定增強，導致降水發生。

參考文獻：

[1]" 劉鴻波，何明洋，王斌，等. 低空急流的研究進展與展望[J]. 氣象學報，2014，72（2）：191-206.

[2]" 李佳. 初夏華南低空急流及其日變化對華南降水的影響[D]. 南京：南京信息工程大學，2021.

[3]" 何松蔚. 北京城市區域邊界層低空急流的觀測與模擬研究[D]. 南京：南京信息工程大學，2019.

[4]" HoeckerJr W H. Three southerly low-level jet systems delineated by the weather bureau special pibal network of 1961[J]. Monthly Weather Review，1963，91（10）：573-582.

[5]" Bonner W D. Climatology of the low level jet[J]. Monthly Weather Review，1968，96（12）：833-850.

[6]" Sánchez M P，Pereira de Oliveira A，Varona R P，et al. Observational investigation of the low-level jets in the metropolitan region of S？觔o Paulo，Brazil[J]. Earth and Space Science，2022，9（9）：e2021EA002190.

[7]" Vera C，Baez J，Douglas M，et al. The south american low-level jet experiment[J]. Bulletin of the American Meteorological Society，2006，87（1）：63-78.

[8]" Rocque M N，Rasmussen K L. The impact of topography on the environment and life cycle of weakly and strongly forced MCSs during RELAMPAGO[J]. Monthly weather review，2022，150（9）：2317-2338.

[9]" 朱乾根. 低空急流與暴雨[J]. 氣象科技資料，1975（8）：12-18.

[10] 劉華悅，葛覲銘，黃建平. 塔克拉瑪干低空急流特征分析[J]. 干旱氣象，2015，33（3）：405-411+420.

[11] 楊霞，周鴻奎，趙克明，等. 塔里木東風低空急流特征分析[J]. 干旱區研究，2021，38（5）：1216-1225.

[12] 顧清源，肖遞祥，黃楚惠，等. 低空急流在副高西北側連續性暴雨中的觸發作用[J]. 氣象，2009，35（4）：59-67.

[13] 林永輝，廖清海，王鵬云. 低空急流形成發展的一種可能機制：重力波的慣性不穩定[J]. 氣象學報，2003（3）：374-378.

[14] 王東阡. 中國東南部地區西南低空急流氣候特征及其與中國東部降水的關系[D]. 南京：南京大學，2011.

[15] Yang J，Chen H. Influences of spring land surface thermal anomalies over west asia on indian early summer monsoon activity and its pathway[J]. Journal of Climate，2022，35（18）：6051-6074.

[16] 俞小鼎. 2012年7月21日北京特大暴雨成因分析[J]. 氣象，2012，38（11）：1313-1329.

[17] Zhang L，Ma X，Zhu S，et al. Analyses and applications of the precursor signals of a kind of warm sector heavy rainfall over the coast of Guangdong，China[J]. Atmospheric Research，2022，280：106425.

[18] He M Y，Liu H B，Wang B， et al. A modeling study of a low-level jet along the Yun-Gui plateau in south china[J]. Journal of Applied Meteorology and Climatology，2016，55（1）：41-60.

[19] 陳楠，胡明寶，張檉檉，等. 利用風廓線雷達資料對南京地區低空急流的統計分析[J]. 熱帶氣象學報，2014，30（3）：511-517.

[20] 何軍，劉德，李晶，等. 低空急流在重慶2010年“6.7”低能暴雨中的作用[J]. 暴雨災害，2012，31（1）：52-58.

[21] 黃小彥，孫繼松，劉文婷. 地形作用下低空急流的演變與強降水對流風暴系統的相互作用[J]. 氣象學報，2020，78（04）：551-567.

[22] 許駿寧，廖曉婷，姚永建. 閩中南前汛期短時強降水低空急流特征分析[J]. 海峽科學，2021（9）：21-24.

[23] 吳哲珺，包云軒，朱霆，等. 長江流域一次大暴雨過程的低空急流形成和影響機制分析[J]. 熱帶氣象學報，2019，35（3）：409-422.

[24] 敬文茂，任小鳳，趙維俊. 1965—2018年祁連山北麓及其附近地區氣溫與降水變化的時空格局[J]. 高原氣象，2022，41（4）：876-886.

*基金項目：甘肅省自然科學基金項目“祁連山復雜地形降水機制的數值模擬研究”（22JR5RA444）；國家自然科學基金委面上項目“季風前期孟加拉灣熱帶氣旋活動對青藏高原降水的影響”（42275045）。

△通信作者：魏林波（1981-），男，湖北荊州人，講師，研究方向為邊界層數值模擬。E-mail：weilb@lzu.edu.cn。