低空急流與賀蘭山東麓暴雨過程的相關性研究*

蘇 洋 陳豫英 楊 侃 張一星 楊 銀

1 中國氣象局旱區特色農業氣象災害監測預警與風險管理重點實驗室,銀川 750002 2 寧夏氣象防災減災重點實驗室,銀川 750002 3 寧夏氣象臺,銀川 750002 4 寧夏石嘴山市氣象局,石嘴山 753000

提 要：利用2006—2021年逐時降水、常規氣象探測、銀川CA雷達和ERA5高分辨率再分析資料,研究了低空急流與賀蘭山東麓暴雨過程的時間和空間的相關性,并初步探討了低空急流影響暴雨過程發生發展的可能機制。結果表明:影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流有三個關鍵區,分別為河套南部、寧夏東南部和山西西南部,對應700 hPa南風急流、775 hPa偏南急流和850 hPa東南急流;寧夏東南部作為三支低空急流匯合后繼續北上西進的關鍵區域,對賀蘭山東麓暴雨過程的發生發展有著更為重要的影響。依據低空急流核所在高度,將影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流分為七類,其中三層急流型出現頻率最高,占總過程的54.5%,其次是700和775 hPa急流同時出現的過程,占36.5%。暴雨過程與低空急流在時間上存在一致性:700、775、850 hPa急流建立較暴雨開始平均提前了18、10、7 h,700、775 hPa急流最大風速較暴雨過程最大雨強平均提前了54、18 min,而850 hPa急流最大風速較暴雨最大雨強平均滯后了12 min;850 hPa的1級急流與775 hPa的2級急流頻率分別對20～40、40～60 mm·h-1的短時暴雨頻率指示性更強,而河套南部關鍵區的700 hPa平均風速對暴雨過程的最大雨強量級指示性更強。暴雨過程與低空急流在空間上也存在一致性:隨著低空急流建立、加強北抬或西進、減弱東退或南壓,賀蘭山東麓暴雨開始、增強、減弱;暴雨落區位于急流軸的左前方。低空急流北上西進與賀蘭山地形結合,在東坡山前觸發多個對流單體、合并加強形成移動緩慢、發展強盛、組織化程度高、列車效應明顯的帶狀線性回波,易在賀蘭山區形成局地性強對流暴雨。

引 言

低空急流與暴雨的關系非常密切,因而得到了廣泛關注(陶詩言,1980;Higgins et al,1997;Chen et al,2005;Cook and Vizy,2010;鄭婧等,2020),相關研究可以有效提高暴雨預報的準確率(Huang and Luo,2017)。低空急流對暴雨的影響主要體現在四個方面:(1)暴雨的日變化特征與低空急流的發展密切相關(王東阡和張耀存,2012;徐娟和陳勇明,2013;周靜等,2017),我國東部暖區暴雨和梅雨鋒暴雨過程在清晨出現的降水峰值與夜間西南低空急流加強有關(Chen et al,2010;Liu,2012;Jiang et al,2017);(2)低空急流為暴雨區輸送水汽和不穩定能量(Tollerud et al,2008;顧清源等,2009;吳海英等,2010;許彬等,2019;陳芳麗等,2021;蘇愛芳等,2022),其左前方慣性穩定度大值區的存在有利于低層濕熱能量的積累(張文龍和周軍,2003;付煒等,2020);(3)低空急流具有的強烈的不穩定性使得急流軸上的風速出現強風速脈動傳播現象,從而觸發中尺度低渦及暴雨雨團發生(孫淑清和翟國慶,1980;張京英等,2005;趙嫻婷等,2020;胡雅君等,2020),低空急流在地形抬升的作用下造成強烈的垂直上升運動,激發對流云團強烈發展,也能夠觸發暴雨過程(Zhang and Meng,2019;黃小彥等,2020;汪小康等,2022;黃美金等,2022);(4)低空急流與暴雨是相互促進的,低空急流的存在有利于暴雨的發生,而暴雨的發生又促進了急流的形成和維持(賽瀚和苗峻峰,2012;劉鴻波等,2014)。孫繼松(2005)、Saulo et al(2007)分別證明了邊界層低空急流和局地暴雨、低空急流和中尺度對流及高空急流存在明顯的正反饋作用。

地處西北地區東部的賀蘭山東麓地區易發生局地性強、突發性強的暴雨過程,部分學者圍繞賀蘭山東麓地區暴雨的低空急流活動也開展了一些研究。陳豫英等(2018;2021)、Chen et al(2021)對比研究了低空急流對不同類型賀蘭山東麓極端暴雨的影響,進一步指出賀蘭山東麓暴雨分布與低空偏東南急流夜間增強并配合地形作用在賀蘭山東坡山前觸發或增強暴雨中小尺度系統造成地形處降水增幅密切相關。楊侃等(2020)研究也表明賀蘭山東側迎風坡阻擋低空急流,強迫暖濕空氣抬升,促使低渦切變強烈發展,從而影響賀蘭山地區降水強度、落區及中心位置。

雖然賀蘭山東麓暴雨過程相關的低空急流特征研究取得了一定的成果,但研究僅限于個別極端暴雨過程,尚未開展系統性研究,影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流活動是否存在關鍵區?賀蘭山東麓暴雨過程與低空急流的日變化特征是否存在一致性?低空急流如何影響賀蘭山東麓暴雨過程的降水時段、落區和強度?討論這些問題不僅對了解西北干旱地區復雜地形條件下的低空急流特征有一定意義,也有助于更準確地預報暴雨。本文利用2006—2021年的逐時降水、常規氣象探測和ERA5高分辨率再分析資料,研究低空急流與賀蘭山東麓暴雨過程的時間和空間的相關性,以期為賀蘭山東麓暴雨預報提供參考。

1 資料和方法

1.1 資 料

2006—2021年賀蘭山東麓地區(37.8°～39.4°N、105.7°～107.0°E)512個站逐時降水、常規氣象探測、銀川CA雷達、ERA5高分辨率再分析資料。其中,ERA5資料時間分辨率為1 h、水平分辨率為0.25°×0.25°、垂直分辨率為23 層(對流層低層垂直分辨率加密,1000～750 hPa為25 hPa/層,750～600 hPa為50 hPa/層,600～100 hPa為100 hPa/層)。文中時間均為北京時。

1.2 暴雨過程標準

參照Chen et al(2021)研究,定義賀蘭山東麓暴雨過程標準:至少一個測站任意24 h累計雨量≥100 mm為一次暴雨過程,否則至少相鄰5個站≥25 mm,其中至少相鄰3個站≥50 mm;短時暴雨:1 h 雨量≥20 mm。

1.3 低空急流標準

由于低空急流出現的高度、范圍、風速及垂直風切變均有一定的差異,迄今為止,對低空急流的定義尚未形成統一的標準(劉鴻波等,2014)。參照Zhang and Meng(2019)對華南暖區暴雨過程的低空急流的選取標準,本文對影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流選取標準定義為:在30°～40°N、100°～120°E范圍,600 hPa以下存在風速≥10 m·s-1的氣流帶(長度超過100 km),低層風速最大值超出該風速出現高度上方風速最小值至少2 m·s-1,且暴雨區與低空急流軸的距離不超過4個經距或緯距。

考慮到銀川平原地區海拔高度在1102～1122 m(大約是875 hPa),選取ERA5資料的875、850、825、800、775、750、700、650和600 hPa共9個高度層進行低空急流的統計分析。定義急流最大頻率:賀蘭山東麓暴雨過程期間,某個高度層、某個格點上,急流出現的最多次數。

依據上述標準,選取了2006—2021年賀蘭山東麓23次暴雨過程,其中,有22次過程伴隨低空急流出現(表1),占總暴雨過程的95.7%。

1.4 對比ERA5與探空數據低層風場

參考楊程等(2018)對浙江探空數據和ERA-Interim 數據評估的方法,選取西北地區東部的6個探空站(銀川、延安、崆峒、武都、漢中和安康;圖1),對比探空和ERA5的低層風場(700、850 hPa的風向和風速)。

注:紅色方框為賀蘭山東麓地區。圖1 西北地區東部的探空站(紅色圓點)分布和地形高度(填色)Fig.1 Distribution of sounding stations (red dot) and terrain height (colored) in the eastern of Northwest China

從表2中可以看出,兩類數據的相關性高,相關系數普遍在0.92以上(通過了α=0.01的顯著性水平檢驗)。風向的絕對誤差在7.31°～10.94°,均方根誤差在9.66°～14.17°;風速的絕對誤差在0.83～1.07 m·s-1,均方根誤差在1.26～1.49 m·s-1。從平均絕對偏差來看,銀川站、崆峒站和漢中站的風向為負值,即相對于探空風向,ERA5的風向平均偏右,相反地,對于延安站、武都站和安康站而言,ERA5的風向平均偏左;相對于探空風速,ERA5的風速普遍略偏大。風向的相對誤差均低于8%,除武都站外,其他5個站的風速相對誤差均低于16%,這可能與武都站地形有關。因此,ERA5低層風場數據總體上是可信的,可用于研究暴雨過程與低空急流的相關性。

表2 22次賀蘭山東麓暴雨過程期間37個時次的ERA5再分析數據與西北地區東部的6個探空站數據的評估結果Table 2 Evaluation result of the ERA5 data and the observed data at 37 times by 6 sounding stations in the eastern of Northwest China during the 22 rainstorm processes in the eastern foot of Helan Mountains

2 影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流活動關鍵區和關鍵高度

圖2a為22次賀蘭山東麓暴雨過程的875～600 hPa急流最大頻率分布;因各高度急流發生次數差異較大,選取急流次數最多的高度層(700 hPa,793次)為標準,統計這793個時次內每個格點的急流最大頻率,即研究同一個較長時間段內的急流最大頻率分布。圖2b為對應圖2a中急流最大頻率出現的高度分布。由圖可見,影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流分布大值區有三個:A區位于河套南部、B區位于寧夏東南部、C區位于山西西南部,其中,A區范圍最大、頻率最高(中心達到793次),B區次之(中心為627次),C區范圍最小、頻率也最低(中心為510次);A、B和C區對應的平均高度分別為700、775和850 hPa。從各區最大頻率中心水平風速的垂直廓線(圖2c)上也可以看出:A區低空急流出現的高度最高且強度最強,高度為700 hPa,平均風速達到12.9 m·s-1;B區低空急流出現在775 hPa,急流強度較強(11.0 m·s-1);C區低空急流高度為850 hPa,強度最弱,最大風速為9.8 m·s-1。

注:圖a,圖b中黑色方框表示急流關鍵區,A、B、C分別表示三個關鍵區的最大頻率中心,+表示最大頻率中心位置。圖2 22次賀蘭山東麓暴雨過程875～600 hPa的(a)低空急流最大頻率及其(b)對應高度的分布,(c)關鍵區最大頻率中心水平風速的垂直廓線Fig.2 Distribution of (a) maximum frequency and (b) the height corresponding to maximum frequency of low-level jet at 875-600 hPa during the 22 rainstorm processes in the eastern foot of Helan Mountains, and (c) horizontal wind speed vertical profiles of maximum frequency center in the key areas

從圖3可以看出,700 hPa急流為南風急流,775 hPa為偏南急流,850 hPa為東南急流,且急流核與頻率分布大值區(圖2a)有很好的對應關系,分別位于A、B和C三個關鍵區。775 hPa急流區距離賀蘭山東麓地區最近,對該地區暴雨有直接影響,而700 hPa急流軸最前端恰好處于B區775 hPa急流核所在位置,850 hPa急流出口區前方恰好對應775 hPa急流入口區;結合圖1的地形分布可知,850 hPa急流經地形抬升可造成B區775 hPa急流加強。由此可見:B區是三支低空急流匯合后繼續北上西進的中轉站,對賀蘭山東麓暴雨過程的發生發展有著極其重要的作用。

注:藍色圓點表示合成平均風速通過了α=0.01的顯著性水平檢驗,紅色方框為賀蘭山東麓地區。圖3 22次賀蘭山東麓暴雨過程合成平均的(a)700 hPa,(b)775 hPa和(c)850 hPa低空急流風場(填色和風矢)Fig.3 Composite average wind field of low-level jet at (a) 700 hPa, (b) 775 hPa and (c) 850 hPa during the 22 rainstorm processes in the eastern foot of Helan Mountains (colored and wind vector)

3 低空急流分類

參考Zhang and Meng(2019)、賽瀚和苗峻峰(2012)研究,結合寧夏地形,考慮B區的海拔高度為1400～1600 m(圖1),775 hPa急流所在高度低于1 km,依據低空急流最大風速軸所在高度對其進行分類,影響賀蘭山東麓暴雨過程的775 hPa、850 hPa急流均為邊界層急流,700 hPa急流為低空急流。在此基礎上,進一步將影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流過程分為七類,定義方法及其出現頻率統計見表3。

表3 不同類型低空急流出現的頻率Table 3 Frequency of different types of low-level jets

2006—2021年22次伴隨低空急流出現的賀蘭山東麓暴雨過程中有20次過程(約為90.9%)同時伴有低空急流和邊界層急流出現,其中,三層低空急流型占比為54.5%,雙層低空急流Ⅰ型占比為36.5%,低空急流型和邊界層急流Ⅰ型過程各有1次(占4.5%),其他類型過程均沒有發生(表3)。這樣的分布表明:850 hPa有邊界層急流出現,775 hPa 邊界層急流也一定會出現,可見850 hPa急流對775 hPa急流的發生發展有著重要的影響。

4 低空急流與賀蘭山東麓暴雨過程的相關性

4.1 不同高度低空急流與暴雨過程的時間相關性

從急流的發生頻率來看(圖4a):700、775、850 hPa三個高度上的急流總頻率分布呈單峰變化,峰值出現在00時,13—14時頻率最低,其中700 hPa急流出現次數最多(793時次),775 hPa急流次之(597時次),850 hPa急流最少(212時次),700、775、850 hPa急流頻率的峰值分別出現在22—00時、23—00時、00時,急流頻率最低值分別出現在13時和18時、12時和14時、12—14時;分時段來看,上午(08—13時)、下午(14—19時)、前半夜(20—01時)和后半夜(02—07時)急流總頻率分別為350、348、464、440時次,各高度急流夜間發生頻率均較白天明顯偏多,700、775、850 hPa急流分別偏多57、93、56時次。這樣的急流日變化表明,急流的夜間增多特征顯著,前半夜急流發生最頻繁,下午急流出現最少,其中775 hPa夜間增多特征最為明顯。進一步統計表明,22次暴雨過程的平均時長為18 h,700、775、850 hPa急流的平均持續時間分別為36、27、10 h,可見700 hPa、775 hPa急流的生命史普遍較暴雨過程更長,850 hPa 急流持續時間最短。

注:圖c,圖d中,0表示低空急流與暴雨過程開始時間同步,-1、1分別表示低空急流建立較暴雨過程開始早、晚1 h,以此類推。圖4 22次賀蘭山東麓暴雨過程期間不同高度低空急流與暴雨過程的時間相關性(a)不同高度的低空急流頻率和低空急流總頻率及短時暴雨總頻率分布,(b)低空急流建立時間的頻率分布,(c)低空急流建立相對暴雨過程開始時間的超前/滯后關系,(d)低空急流最大風速相對暴雨最大雨強時刻的超前/滯后關系Fig.4 Temporal correlation between low-level jets at different heights and rainstorm processes during the 22 rainstorm processes in the eastern foot of Helan Mountains: (a) distributions of frequency of low-level jets at different heights, total frequency of low-level jet and total frequency of short-time rainstorm, (b) distribution of frequency onset time of low-level jet, (c) lead-lag relationship between the onset of low-level jet and the start time of rainstorm process, (d) lead-lag relationship between the maximum wind speed of low-level jet and the maximum rainfall intensity of rainstorm

從圖4a短時暴雨總頻率分布可以看出,短時暴雨總頻率呈雙峰結構,主峰值出現在22時,次峰值出現在16時。19—22時短時暴雨頻率急劇增加,與此時低空急流增多有密切關系。下文討論急流建立、最大風速時間與暴雨開始、最大雨強時間的對應關系。

從急流建立時間的頻率分布(圖4b)可以看出:低空急流普遍在中午到前半夜建立,其中,700 hPa和775 hPa 急流均在19時建立頻率最高,850 hPa急流在20時建立頻率最高。圖4c為低空急流建立相對暴雨過程開始的超前/滯后時間關系,可以看到:80%的低空急流在暴雨過程發生前建立,進一步統計可知700、775、850 hPa急流建立較暴雨開始分別平均提前18、10、7 h。值得注意的是,只有10%的700 hPa急流和20%的775 hPa急流建立時間滯后于暴雨過程的開始時間,而接近一半的850 hPa急流(41.7%)在暴雨過程開始后才建立,因此700 hPa 和775 hPa急流的建立時間相對暴雨過程的開始時間有更好的指示作用。

圖4d為低空急流最大風速時間和暴雨過程最大雨強時間的超前/滯后關系。可以看到:40.7%的低空急流最大風速較暴雨最大雨強發生時間提前,48%的急流最大風速滯后于最大雨強時刻。結合圖4a,4b急流分布,表明低空急流與暴雨過程之間存在相互反饋,即急流增強時,不僅促進水汽輸送,還使得垂直切變增強,超地轉現象明顯,不穩定性增大,有利于對流發展,從而造成降水強度增大(陶詩言,1980);同時,上升運動和凝結潛熱釋放所誘發的中尺度環流系統對低空急流的最大風速起到了顯著的加強作用(斯公望,1994;Qian et al,2004)。總體上,急流最大風速超前最大雨強1 h到滯后1 h的這3個時次內出現的頻率達到63%,這與王東阡和張耀存(2012)對中國東部西南低空急流日變化特征的研究結論一致,進一步統計表明:700 hPa、775 hPa 急流最大風速較暴雨最大雨強分別平均提前了54 min、18 min,而850 hPa急流最大風速較暴雨最大雨強平均滯后12 min。

上述分析表明,賀蘭山東麓暴雨的夜發性與低空急流的夜間增多密切相關,且兩者存在相互反饋,其中700 hPa和775 hPa急流的建立、最大風速時間對暴雨過程的開始、最大雨強時間的指示性更明顯。

4.2 不同強度低空急流和短時暴雨的時間相關性

根據最大風速將低空急流強度分為3個等級:10～14、14～18、18 m·s-1以上分別為1級、2級、3級急流。統計表明,2級急流出現頻率最高(654時次),1級急流次之(623時次),3級急流出現頻率最低(325時次)。可見,影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流風速普遍為10～18 m·s-1。從圖5可以看出,不同強度的低空急流頻率分布的日變化特征差異明顯,1級急流普遍在白天出現頻率高,夜間降低,而較強等級的2級、3級急流在夜間顯著增多,其中775 hPa和850 hPa的2級、3級急流的高頻時段集中在22時至01時,而700 hPa的較強急流從23時持續到06時。這表明低空急流普遍在夜間強度較白天更強,并且在前半夜迅速增強,后半夜逐漸減弱。不同強度的短時暴雨頻率呈類似的分布,短時暴雨雨強以20～40 mm·h-1為主,20～40 mm·h-1短時暴雨頻率在16時達到最高,而40～60 mm·h-1和60 mm·h-1以上的短時暴雨均在22時出現次數最多,即短時暴雨在夜間強度更強。由此可見,賀蘭山東麓暴雨和低空急流的強度在時間上呈一致性變化,夜間隨著低空急流增強,暴雨量級增大,而21時至01時20～40 mm·h-1短時暴雨維持較高頻率,也與這一時段內低空急流強度明顯增強有關。但是,不同強度的低空急流和短時暴雨的頻率相關程度不同,其中,20～40 mm·h-1短時暴雨與850 hPa 的1級急流顯著正相關(相關系數為0.44),40～60 mm·h-1短時暴雨與775 hPa的2級急流相關系數為0.43,均通過了α=0.01的顯著性水平檢驗。

圖5 22次賀蘭山東麓暴雨過程期間不同強度的低空急流和短時暴雨頻率(a)700 hPa,(b)775 hPa,(c)850 hPaFig.5 Frequency of low-level jet and short-time rainstorm with different intensities during the 22 rainstorm processes in the eastern foot of Helan Mountains(a) 700 hPa, (b) 775 hPa, (c) 850 hPa

圖6給出了暴雨過程的最大雨強與對應時刻的三個關鍵區內最大風速和平均風速分布,可以發現,A區700 hPa急流和B區775 hPa急流的最大風速和平均風速變化趨勢一致性極高,且二者與最大雨強的分布也比較一致,其中最大雨強與A區700 hPa 急流的平均風速相關程度最高,相關系數為0.22,通過了α=0.01的顯著性水平檢驗。

圖6 22次賀蘭山東麓暴雨過程期間最大雨強與對應時刻急流關鍵區的(a)最大風速和(b)平均風速分布Fig.6 Distribution of the (a) maximum wind speed and (b) average wind speed of low-level jet in the key area corresponding to the maximum rainfall intensities during the 22 rainstorm processes in the eastern foot of Helan Mountains

上述分析進一步表明,賀蘭山東麓暴雨的夜間增強與低空急流夜間增強密切相關,其中850 hPa的1級急流、775 hPa的2級急流分別對20～40 mm·h-1、40～60 mm·h-1短時暴雨的頻率指示性更強,而700 hPa平均風速對暴雨過程的最大雨強量級指示性更強。

4.3 低空急流與暴雨過程的空間一致性

賀蘭山東麓暴雨過程有量級大、強度強、降水效率高、對流性強、局地性和地形性顯著等特征(Chen et al,2021)。除個別持續性暴雨過程外,大部分對流性暴雨過程均存在雨強大于20 mm·h-1的站數明顯突增的時刻。借鑒羅輝等(2020)以20 mm·h-1降水站數的突增為時間節點對四川盆地暖區暴雨演變時段的劃分標準,定義突增前為暴雨初始階段,其后為發展階段,突減時刻視為暴雨過程減弱階段。類似地,根據低空急流強度的突增和突減來定義低空急流的建立、發展和減弱階段。

圖7給出了22次暴雨過程合成平均的不同階段降水量分布和低空急流的風場分布。急流建立階段(圖7d),各關鍵區均出現了風速小于11 m·s-1的弱急流。低空急流將充沛水汽和不穩定能量輸向暴雨區(圖8a,8d,8g,8j),700 hPa和775 hPa上水汽輻合中心位于大于10 g·hPa-1·cm-1·s-1的水汽輸送帶前部(寧夏中部地區),暴雨區水汽輻散,只有850 hPa上位于水汽輻合區。大于500 J·kg-1的對流有效位能(CAPE)和大于31℃的K指數分布顯示暴雨區有較強的對流不穩定能量,同時,在對流層低層都有上升運動。相應的該時段,賀蘭山東麓地區普遍出現5 mm以下的降水(圖7a)。

急流發展階段(圖7e),700 hPa南風急流(急流核13 m·s-1)前端北抬到775 hPa偏南急流核37.4°N 附近(最大風速為12 m·s-1),775 hPa偏南急流前端也進一步北抬至暴雨區東部,850 hPa東南急流核風速也增大至12 m·s-1,前端北抬西進至775 hPa急流入口區。隨著低空急流加強北抬,大于10 g·hPa-1·cm-1·s-1的水汽通量區也進一步北抬,700 hPa的水汽通量輻合中心位于775 hPa 偏南急流關鍵區(B區),775 hPa水汽輻合中心也位于B區西部,對應775 hPa急流核和700 hPa 南風急流前端所在地,更加有利于低空急流將水汽向暴雨區輸送,且暴雨區在對流層低層都位于水汽輻合區,其中850 hPa更是位于水汽輻合大值區;隨著降水增強,賀蘭山東麓地區的CAPE降低至300 J·kg-1,K指數變化不大,表明對流不穩定能量釋放對應暴雨增強階段,而賀蘭山東麓地區在低層的上升運動較暴雨開始階段明顯增強(圖8b,8e,8h,8k)。可見,低空急流的加強北抬或西進進一步增強了暴雨發生發展的環境條件。從圖7b 也可以看到,大于10 mm的降水區域已經遍布整個賀蘭山東麓地區,尤其是賀蘭山區,賀蘭山沿山平羅到永寧段出現大于25 mm的強降水區,有2個站超過30 mm,可見隨著急流加強北抬或西進,暴雨范圍擴大、量級增強。

急流減弱階段(圖7f),700 hPa轉為西南急流(急流核11 m·s-1)并南壓東退至河套東南部(前端位于36°N附近),775 hPa偏南急流和850 hPa東南急流基本東退出境。700 hPa和775 hPa水汽輸送明顯減弱東移(圖8c,8f,8i,8l),775 hPa和850 hPa 水汽輻合中心東移至內蒙古鄂托克旗附近,與850 hPa東南急流出口區對應,除了700 hPa上暴雨區呈水汽弱輻合,暴雨區在775 hPa已轉為水汽輻散,暴雨區北部在850 hPa也轉為水汽輻散;同時,暴雨區CAPE降至200 J·kg-1,K指數降低到30℃,垂直上升運動也減弱,對應暴雨區降水量普遍低于10 mm(圖7c),暴雨過程趨于減弱結束。

綜上所述,低空急流和賀蘭山東麓暴雨過程在空間分布上存在一致性變化,即隨著低空急流建立、加強北抬或西進、減弱東退或南壓,賀蘭山東麓暴雨開始、增強、減弱,暴雨落區位于急流軸的左前方。低空急流為暴雨區帶來充沛水汽和不穩定能量,有利于上升運動增強,關鍵區B則是水汽和熱力不穩定疊加區。當700 hPa急流前端疊加在775 hPa急流核上方,850 hPa急流經地形抬升后使775 hPa急流風速增大,共同作用造成B區垂直風切變增大,更加有利于急流將水汽和不穩定能量進一步向暴雨區輸送。

5 低空急流影響賀蘭山東麓暴雨過程的發生發展機制初步探討

2018年7月22日夜間賀蘭山東麓出現了特大暴雨過程,最大累計降水量和最大雨強均出現在賀蘭山滑雪場,分別為277.6 mm和74.1 mm·h-1(22時)(表1),過程累計降水量位列寧夏歷史第一。本節以這次暴雨過程為例初步探討低空急流影響賀蘭山東麓暴雨過程發生發展的可能機制。

22日14時(圖略),關鍵區A區700 hPa出現大于12 m·s-1的偏南急流,急流北端伸至寧夏中南部同心至海原一線。17時(圖9a),775 hPa急流和850 hPa急流開始建立,700 hPa急流核增強到14 m·s-1。19時急流發展北抬或西進(圖9b,9e),700、775和850 hPa急流核分別增強到15、14和12 m·s-1,775 hPa急流軸前端北抬西進至賀蘭山東坡。此時,暴雨區附近在對流層中低層600 hPa以下存在東南西北向的次級環流,賀蘭山東側暴雨區位于上升運動大值區,中心為-0.9 Pa·s-1(位于775 hPa附近),賀蘭山西側的下沉運動中心(0.6 Pa·s-1)也位于775 hPa附近,暴雨中心恰好處于上升運動中心偏西的梯度帶上,其上空700 hPa 附近有70%以上的相對濕度(圖9e)。可見,隨著低空急流北抬西進,降水落區從賀蘭山東麓的平原地區移至賀蘭山東坡山區,降水強度顯著增大,20時有4個站出現10 mm以上降水,最大小時雨強為48.1 mm·h-1(圖9g,9h)。

注:圖a中,黑色圓點表示暴雨中心滑雪場站位置,AB直線為剖線;圖e,圖f中,因資料分辨率低無法顯示賀蘭山地形,賀蘭山東西寬約30 km,故以白色三角形表示賀蘭山位置,白色矩形區域為賀蘭山東麓地區。圖9 2018年7月22日暴雨過程期間的(a～c)急流演變(填色:700 hPa急流,紅色箭矢:775 hPa急流,綠色箭矢:850 hPa急流,單位:m·s-1),(e,f)沿圖9a中AB剖線的相對濕度(填色)、垂直速度(紅線,單位:Pa·s-1)、低空急流(綠線,單位:m·s-1)和風場(風矢,單位:m·s-1)的垂直剖面,(g～i)小時降水量分布(填色),及(d)22日17時至23日03時暴雨中心滑雪場站的相對濕度(填色)、假相當位溫(黑線,單位:K)、垂直速度(紅線,單位:Pa·s-1)和風場(風羽)時間-高度剖面(a)17時,(b,e)19時,(c,f)21時,(g)17—18時,(h)19—20時,(i)21—22時Fig.9 (a-c) Evolution of low-level jet (colored: 700 hPa jet, red vector: 775 hPa jet, green vector: 850 hPa jet, unit: m·s-1), (e, f) vertical cross-sections along line AB line of relative humidity (colored), vertical velocity (red contour, unit: Pa·s-1), low-level jet (green contour, unit: m·s-1) and wind vector (unit: m·s-1), and (g-i) distribution of hourly precipitation (colored) on 22 July 2018 respectively at (a) 17:00 BT, (b, e) 19:00 BT, (c, f) 21:00 BT, (g) 17:00-18:00 BT, (h) 19:00-20:00 BT, (i) 21:00-22:00 BT, and (d) time-height cross-section of relative humidity (colored), pseudo-equivalent potential temperature (black contour, unit: K), vertical velocity (red contour, unit: Pa·s-1) and wind barb at Huaxuechang Station in the rainstorm center from 17:00 BT 22 to 03:00 BT 23 July 2018

21時(圖9c),低空急流進一步增強并繼續北抬西進,700 hPa和775 hPa急流核均增強到17 m·s-1,三支急流的前端位置重合,均落在賀蘭山東側山區,暴雨中心滑雪場站位于三支低空急流軸前端的風速輻合大值區;與19時相比,沿著急流前進方向的次級環流明顯加強,其中,850 hPa急流經關鍵區B區地形抬升后,風速明顯加大,急流核位于775 hPa 高度上,而后在B區的西北方向背風坡氣流下沉(下沉速度中心為0.9 Pa·s-1,高度在775 hPa 附近),下沉支急流的前部落在暴雨區,急流繼續北上西進,遇到賀蘭山地形阻擋,地形抬升和動力抬升作用疊加,東坡山前的上升運動增強,上升速度中心風速達到最大,為-1.5 Pa·s-1(775 hPa高度附近),賀蘭山西側的下沉運動中心強度也增強到0.9 Pa·s-1,此時,整個暴雨區在對流層中低層均為強烈的上升運動區,暴雨中心仍處于上升運動中心偏西的梯度帶上(圖9f);同時,顯著增強的低空急流還為暴雨區帶來了充沛的水汽,整個對流層中低層相對濕度明顯增大,700 hPa以下相對濕度大于80%,500 hPa以上相對濕度低于70%,呈上干下濕的分布(圖9d,9f)。對應21—22時有3個站出現60 mm以上的強降水,最大小時雨強為74.1 mm·h-1(圖9i)。

另外,從暴雨中心滑雪場站的時間-高度剖面(圖9d)可見,暴雨期間(22日19時至23日03時),對流層中低層600 hPa以下,(?θse/?p)<0,假相當位溫θse的水平梯度≈0 K,700 hPa以下θse>350 K, 850 hPa以下θse>370 K,表明暴雨中心上空在對流層中下層高溫、高濕、高能,且存在強盛的對流不穩定。

從銀川雷達徑向速度圖(圖10a,10d)上也可以看到,從19:21至21:37,急流核強度由21.5 m·s-1增強到23.5 m·s-1,急流方向幾乎與山體垂直,隨著急流加強發展并進一步北抬西進,暴雨中心滑雪場附近的氣旋式輻合也顯著增強,旋轉速度由12 m·s-1增強到14.5 m·s-1(俞小鼎等,2006)。穩定維持并加強發展的低空急流遇到賀蘭山東坡地形抬升后不斷觸發對流單體反復生消形成強烈的帶狀線性回波沿山體傳播(圖10b,10e),向北緩慢移動,形成列車效應。并且60 dBz以上的強回波中心在經過暴雨中心滑雪場站附近時維持了5個體掃時間(約30 min),對流活動發展旺盛且穩定少動,造成了暴雨中心滑雪場74.1 mm·h-1的強降水。反射率因子的剖面圖上可見強回波質心有所下降(圖10c,10f),也表明了強降水效率增大。

注:圖a,圖d中,黑色圓圈表示氣旋式輻合位置, 紅色圓圈表示急流核位置, 黑色箭頭指示急流方向;圖b,圖e中,五角星表示滑雪場測站位置, 白色直線表示剖線位置。圖10 2018年7月22日(a～c)19:21,(d～f)21:37銀川CA雷達的(a)1.5°和(d)2.4°仰角(a,d)徑向速度,(b,e)2.4°仰角反射率因子,及(c,f)沿白色剖線的反射率因子垂直剖面Fig.10 (a, d) Radial velocity of Yinchuan CA Radar at (a) 1.5° and (d) 2.4° elevations, (b, e) reflectivity factor at 2.4° elevation and (c, f) cross-section of reflectivity factor along the white line at (a-c) 19:21 BT and (d-f) 21:37 BT 22 July 2018

可見,急流為暴雨區帶來了充沛的水汽,暴雨區呈上干下濕的不穩定層結,低層持續的高溫高濕高能為中尺度系統的觸發和維持提供了重要的熱動力條件,急流遇到賀蘭山東坡地形抬升后不斷觸發對流單體反復生消形成強烈的帶狀線性回波沿山體傳播,經過暴雨中心時穩定少動,造成了局地強對流暴雨。

6 結論和討論

影響賀蘭山東麓暴雨過程的低空急流有三個關鍵區,分別為河套南部、寧夏東南部和山西西南部,對應700 hPa南風急流、775 hPa偏南急流和850 hPa 東南急流。寧夏東南部的關鍵區作為三支低空急流匯合后繼續北上西進的中轉站,對賀蘭山東麓暴雨過程的發生發展有著極其重要的影響。

賀蘭山東麓暴雨過程同時受三層急流的影響較大,占比多達54.5%,其次是700和775 hPa急流同時出現的過程,占比為36.5%。

賀蘭山東麓暴雨過程與低空急流在時間上存在一致性。暴雨的夜發性與夜間低空急流增強增多密切相關,其中,700、775、850 hPa急流建立較暴雨開始平均提前18、10、7 h,700、775 hPa急流最大風速較暴雨最大雨強分別平均提前54、18 min,而850 hPa 急流最大風速較暴雨最大雨強平均滯后12 min。850 hPa的1級急流、775 hPa的2級急流頻率分別對20～40、40～60 mm·h-1的短時暴雨頻率指示性更強,而河套南部關鍵區的700 hPa平均風速對暴雨過程的最大雨強量級指示性更強。

賀蘭山東麓暴雨過程和低空急流在空間上也存在一致性。隨著低空急流建立、加強北抬或西進、減弱東退或南壓,賀蘭山東麓暴雨開始、增強、減弱,暴雨落區位于急流軸的左前方。低空急流北上西進與賀蘭山地形結合,在東坡山前觸發多個對流單體形成帶狀線性回波沿山體傳播是造成賀蘭山區局地強對流暴雨的主要原因。

本文系統地分析了低空急流與賀蘭山東麓暴雨過程的相關性,找到了影響暴雨過程的急流關鍵區和關鍵高度,揭示了低空急流與暴雨過程在時間和空間上的一致性變化,建立了急流相對暴雨開始時間的定量指標,初步探討了急流與地形結合影響暴雨中尺度系統發生發展的環境場和雷達特征,對暴雨預報預警有很好的指示意義,但由于再分析資料分辨率不夠高,無法反映實際的賀蘭山地形分布,對低空急流在地形抬升作用下觸發暴雨中尺度系統發展演變的分析不夠細致,尚需更深入的研究。下一步將選取典型暴雨過程進行數值模擬,借助高分辨率數值模擬結果,深入研究地形作用下低空急流對暴雨中尺度系統觸發、發展和維持的影響機制。