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

1 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 750002 2 宁夏气象防灾减灾重点实验室,银川 750002 3 宁夏气象台,银川 750002 4 宁夏石嘴山市气象局,石嘴山 753000

提 要：利用2006—2021年逐时降水、常规气象探测、银川CA雷达和ERA5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700 hPa南风急流、775 hPa偏南急流和850 hPa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54.5%,其次是700和775 hPa急流同时出现的过程,占36.5%。暴雨过程与低空急流在时间上存在一致性:700、775、850 hPa急流建立较暴雨开始平均提前了18、10、7 h,700、775 hPa急流最大风速较暴雨过程最大雨强平均提前了54、18 min,而850 hPa急流最大风速较暴雨最大雨强平均滞后了12 min;850 hPa的1级急流与775 hPa的2级急流频率分别对20～40、40～60 mm·h-1的短时暴雨频率指示性更强,而河套南部关键区的700 hPa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。

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,1980;Higgins et al,1997;Chen et al,2005;Cook and Vizy,2010;郑婧等,2020),相关研究可以有效提高暴雨预报的准确率(Huang and Luo,2017)。低空急流对暴雨的影响主要体现在四个方面:(1)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,2012;徐娟和陈勇明,2013;周静等,2017),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(Chen et al,2010;Liu,2012;Jiang et al,2017);(2)低空急流为暴雨区输送水汽和不稳定能量(Tollerud et al,2008;顾清源等,2009;吴海英等,2010;许彬等,2019;陈芳丽等,2021;苏爱芳等,2022),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,2003;付炜等,2020);(3)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,1980;张京英等,2005;赵娴婷等,2020;胡雅君等,2020),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(Zhang and Meng,2019;黄小彦等,2020;汪小康等,2022;黄美金等,2022);(4)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,2012;刘鸿波等,2014)。孙继松(2005)、Saulo et al(2007)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(2018;2021)、Chen et al(2021)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(2020)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2006—2021年的逐时降水、常规气象探测和ERA5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。

1 资料和方法

1.1 资 料

2006—2021年贺兰山东麓地区(37.8°～39.4°N、105.7°～107.0°E)512个站逐时降水、常规气象探测、银川CA雷达、ERA5高分辨率再分析资料。其中,ERA5资料时间分辨率为1 h、水平分辨率为0.25°×0.25°、垂直分辨率为23 层(对流层低层垂直分辨率加密,1000～750 hPa为25 hPa/层,750～600 hPa为50 hPa/层,600～100 hPa为100 hPa/层)。文中时间均为北京时。

1.2 暴雨过程标准

参照Chen et al(2021)研究,定义贺兰山东麓暴雨过程标准:至少一个测站任意24 h累计雨量≥100 mm为一次暴雨过程,否则至少相邻5个站≥25 mm,其中至少相邻3个站≥50 mm;短时暴雨:1 h 雨量≥20 mm。

1.3 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,2014)。参照Zhang and Meng(2019)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30°～40°N、100°～120°E范围,600 hPa以下存在风速≥10 m·s-1的气流带(长度超过100 km),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2 m·s-1,且暴雨区与低空急流轴的距离不超过4个经距或纬距。

考虑到银川平原地区海拔高度在1102～1122 m(大约是875 hPa),选取ERA5资料的875、850、825、800、775、750、700、650和600 hPa共9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2006—2021年贺兰山东麓23次暴雨过程,其中,有22次过程伴随低空急流出现(表1),占总暴雨过程的95.7%。

1.4 对比ERA5与探空数据低层风场

参考杨程等(2018)对浙江探空数据和ERA-Interim 数据评估的方法,选取西北地区东部的6个探空站(银川、延安、崆峒、武都、汉中和安康;图1),对比探空和ERA5的低层风场(700、850 hPa的风向和风速)。

注:红色方框为贺兰山东麓地区。图1 西北地区东部的探空站(红色圆点)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

从表2中可以看出,两类数据的相关性高,相关系数普遍在0.92以上(通过了α=0.01的显著性水平检验)。风向的绝对误差在7.31°～10.94°,均方根误差在9.66°～14.17°;风速的绝对误差在0.83～1.07 m·s-1,均方根误差在1.26～1.49 m·s-1。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,ERA5的风向平均偏右,相反地,对于延安站、武都站和安康站而言,ERA5的风向平均偏左;相对于探空风速,ERA5的风速普遍略偏大。风向的相对误差均低于8%,除武都站外,其他5个站的风速相对误差均低于16%,这可能与武都站地形有关。因此,ERA5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关性。

表2 22次贺兰山东麓暴雨过程期间37个时次的ERA5再分析数据与西北地区东部的6个探空站数据的评估结果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2a为22次贺兰山东麓暴雨过程的875～600 hPa急流最大频率分布;因各高度急流发生次数差异较大,选取急流次数最多的高度层(700 hPa,793次)为标准,统计这793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2b为对应图2a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:A区位于河套南部、B区位于宁夏东南部、C区位于山西西南部,其中,A区范围最大、频率最高(中心达到793次),B区次之(中心为627次),C区范围最小、频率也最低(中心为510次);A、B和C区对应的平均高度分别为700、775和850 hPa。从各区最大频率中心水平风速的垂直廓线(图2c)上也可以看出:A区低空急流出现的高度最高且强度最强,高度为700 hPa,平均风速达到12.9 m·s-1;B区低空急流出现在775 hPa,急流强度较强(11.0 m·s-1);C区低空急流高度为850 hPa,强度最弱,最大风速为9.8 m·s-1。

注:图a,图b中黑色方框表示急流关键区,A、B、C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2 22次贺兰山东麓暴雨过程875～600 hPa的(a)低空急流最大频率及其(b)对应高度的分布,(c)关键区最大频率中心水平风速的垂直廓线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

从图3可以看出,700 hPa急流为南风急流,775 hPa为偏南急流,850 hPa为东南急流,且急流核与频率分布大值区(图2a)有很好的对应关系,分别位于A、B和C三个关键区。775 hPa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700 hPa急流轴最前端恰好处于B区775 hPa急流核所在位置,850 hPa急流出口区前方恰好对应775 hPa急流入口区;结合图1的地形分布可知,850 hPa急流经地形抬升可造成B区775 hPa急流加强。由此可见:B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。

注:蓝色圆点表示合成平均风速通过了α=0.01的显著性水平检验,红色方框为贺兰山东麓地区。图3 22次贺兰山东麓暴雨过程合成平均的(a)700 hPa,(b)775 hPa和(c)850 hPa低空急流风场(填色和风矢)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 低空急流分类

参考Zhang and Meng(2019)、赛瀚和苗峻峰(2012)研究,结合宁夏地形,考虑B区的海拔高度为1400～1600 m(图1),775 hPa急流所在高度低于1 km,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775 hPa、850 hPa急流均为边界层急流,700 hPa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3。

表3 不同类型低空急流出现的频率Table 3 Frequency of different types of low-level jets

2006—2021年22次伴随低空急流出现的贺兰山东麓暴雨过程中有20次过程(约为90.9%)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54.5%,双层低空急流Ⅰ型占比为36.5%,低空急流型和边界层急流Ⅰ型过程各有1次(占4.5%),其他类型过程均没有发生(表3)。这样的分布表明:850 hPa有边界层急流出现,775 hPa 边界层急流也一定会出现,可见850 hPa急流对775 hPa急流的发生发展有着重要的影响。

4 低空急流与贺兰山东麓暴雨过程的相关性

4.1 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4a):700、775、850 hPa三个高度上的急流总频率分布呈单峰变化,峰值出现在00时,13—14时频率最低,其中700 hPa急流出现次数最多(793时次),775 hPa急流次之(597时次),850 hPa急流最少(212时次),700、775、850 hPa急流频率的峰值分别出现在22—00时、23—00时、00时,急流频率最低值分别出现在13时和18时、12时和14时、12—14时;分时段来看,上午(08—13时)、下午(14—19时)、前半夜(20—01时)和后半夜(02—07时)急流总频率分别为350、348、464、440时次,各高度急流夜间发生频率均较白天明显偏多,700、775、850 hPa急流分别偏多57、93、56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775 hPa夜间增多特征最为明显。进一步统计表明,22次暴雨过程的平均时长为18 h,700、775、850 hPa急流的平均持续时间分别为36、27、10 h,可见700 hPa、775 hPa急流的生命史普遍较暴雨过程更长,850 hPa 急流持续时间最短。

注:图c,图d中,0表示低空急流与暴雨过程开始时间同步,-1、1分别表示低空急流建立较暴雨过程开始早、晚1 h,以此类推。图4 22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(a)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,(b)低空急流建立时间的频率分布,(c)低空急流建立相对暴雨过程开始时间的超前/滞后关系,(d)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

从图4a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22时,次峰值出现在16时。19—22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时建立频率最高,850 hPa急流在20时建立频率最高。图4c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:80%的低空急流在暴雨过程发生前建立,进一步统计可知700、775、850 hPa急流建立较暴雨开始分别平均提前18、10、7 h。值得注意的是,只有10%的700 hPa急流和20%的775 hPa急流建立时间滞后于暴雨过程的开始时间,而接近一半的850 hPa急流(41.7%)在暴雨过程开始后才建立,因此700 hPa 和775 hPa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4d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:40.7%的低空急流最大风速较暴雨最大雨强发生时间提前,48%的急流最大风速滞后于最大雨强时刻。结合图4a,4b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,1980);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,1994;Qian et al,2004)。总体上,急流最大风速超前最大雨强1 h到滞后1 h的这3个时次内出现的频率达到63%,这与王东阡和张耀存(2012)对中国东部西南低空急流日变化特征的研究结论一致,进一步统计表明:700 hPa、775 hPa 急流最大风速较暴雨最大雨强分别平均提前了54 min、18 min,而850 hPa急流最大风速较暴雨最大雨强平均滞后12 min。

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700 hPa和775 hPa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。

4.2 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3个等级:10～14、14～18、18 m·s-1以上分别为1级、2级、3级急流。统计表明,2级急流出现频率最高(654时次),1级急流次之(623时次),3级急流出现频率最低(325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10～18 m·s-1。从图5可以看出,不同强度的低空急流频率分布的日变化特征差异明显,1级急流普遍在白天出现频率高,夜间降低,而较强等级的2级、3级急流在夜间显著增多,其中775 hPa和850 hPa的2级、3级急流的高频时段集中在22时至01时,而700 hPa的较强急流从23时持续到06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20～40 mm·h-1为主,20～40 mm·h-1短时暴雨频率在16时达到最高,而40～60 mm·h-1和60 mm·h-1以上的短时暴雨均在22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21时至01时20～40 mm·h-1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,不同强度的低空急流和短时暴雨的频率相关程度不同,其中,20～40 mm·h-1短时暴雨与850 hPa 的1级急流显著正相关(相关系数为0.44),40～60 mm·h-1短时暴雨与775 hPa的2级急流相关系数为0.43,均通过了α=0.01的显著性水平检验。

图5 22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(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

图6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,A区700 hPa急流和B区775 hPa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A区700 hPa 急流的平均风速相关程度最高,相关系数为0.22,通过了α=0.01的显著性水平检验。

图6 22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(a)最大风速和(b)平均风速分布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850 hPa的1级急流、775 hPa的2级急流分别对20～40 mm·h-1、40～60 mm·h-1短时暴雨的频率指示性更强,而700 hPa平均风速对暴雨过程的最大雨强量级指示性更强。

4.3 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(Chen et al,2021)。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20 mm·h-1的站数明显突增的时刻。借鉴罗辉等(2020)以20 mm·h-1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7给出了22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7d),各关键区均出现了风速小于11 m·s-1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8a,8d,8g,8j),700 hPa和775 hPa上水汽辐合中心位于大于10 g·hPa-1·cm-1·s-1的水汽输送带前部(宁夏中部地区),暴雨区水汽辐散,只有850 hPa上位于水汽辐合区。大于500 J·kg-1的对流有效位能(CAPE)和大于31℃的K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5 mm以下的降水(图7a)。

急流发展阶段(图7e),700 hPa南风急流(急流核13 m·s-1)前端北抬到775 hPa偏南急流核37.4°N 附近(最大风速为12 m·s-1),775 hPa偏南急流前端也进一步北抬至暴雨区东部,850 hPa东南急流核风速也增大至12 m·s-1,前端北抬西进至775 hPa急流入口区。随着低空急流加强北抬,大于10 g·hPa-1·cm-1·s-1的水汽通量区也进一步北抬,700 hPa的水汽通量辐合中心位于775 hPa 偏南急流关键区(B区),775 hPa水汽辐合中心也位于B区西部,对应775 hPa急流核和700 hPa 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850 hPa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CAPE降低至300 J·kg-1,K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8b,8e,8h,8k)。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7b 也可以看到,大于10 mm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25 mm的强降水区,有2个站超过30 mm,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7f),700 hPa转为西南急流(急流核11 m·s-1)并南压东退至河套东南部(前端位于36°N附近),775 hPa偏南急流和850 hPa东南急流基本东退出境。700 hPa和775 hPa水汽输送明显减弱东移(图8c,8f,8i,8l),775 hPa和850 hPa 水汽辐合中心东移至内蒙古鄂托克旗附近,与850 hPa东南急流出口区对应,除了700 hPa上暴雨区呈水汽弱辐合,暴雨区在775 hPa已转为水汽辐散,暴雨区北部在850 hPa也转为水汽辐散;同时,暴雨区CAPE降至200 J·kg-1,K指数降低到30℃,垂直上升运动也减弱,对应暴雨区降水量普遍低于10 mm(图7c),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B则是水汽和热力不稳定叠加区。当700 hPa急流前端叠加在775 hPa急流核上方,850 hPa急流经地形抬升后使775 hPa急流风速增大,共同作用造成B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。

5 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

2018年7月22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277.6 mm和74.1 mm·h-1(22时)(表1),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。

22日14时(图略),关键区A区700 hPa出现大于12 m·s-1的偏南急流,急流北端伸至宁夏中南部同心至海原一线。17时(图9a),775 hPa急流和850 hPa急流开始建立,700 hPa急流核增强到14 m·s-1。19时急流发展北抬或西进(图9b,9e),700、775和850 hPa急流核分别增强到15、14和12 m·s-1,775 hPa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600 hPa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-0.9 Pa·s-1(位于775 hPa附近),贺兰山西侧的下沉运动中心(0.6 Pa·s-1)也位于775 hPa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700 hPa 附近有70%以上的相对湿度(图9e)。可见,随着低空急流北抬西进,降水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,20时有4个站出现10 mm以上降水,最大小时雨强为48.1 mm·h-1(图9g,9h)。

注:图a中,黑色圆点表示暴雨中心滑雪场站位置,AB直线为剖线;图e,图f中,因资料分辨率低无法显示贺兰山地形,贺兰山东西宽约30 km,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9 2018年7月22日暴雨过程期间的(a～c)急流演变(填色:700 hPa急流,红色箭矢:775 hPa急流,绿色箭矢:850 hPa急流,单位:m·s-1),(e,f)沿图9a中AB剖线的相对湿度(填色)、垂直速度(红线,单位:Pa·s-1)、低空急流(绿线,单位:m·s-1)和风场(风矢,单位:m·s-1)的垂直剖面,(g～i)小时降水量分布(填色),及(d)22日17时至23日03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:K)、垂直速度(红线,单位:Pa·s-1)和风场(风羽)时间-高度剖面(a)17时,(b,e)19时,(c,f)21时,(g)17—18时,(h)19—20时,(i)21—22时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时(图9c),低空急流进一步增强并继续北抬西进,700 hPa和775 hPa急流核均增强到17 m·s-1,三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19时相比,沿着急流前进方向的次级环流明显加强,其中,850 hPa急流经关键区B区地形抬升后,风速明显加大,急流核位于775 hPa 高度上,而后在B区的西北方向背风坡气流下沉(下沉速度中心为0.9 Pa·s-1,高度在775 hPa 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增强,上升速度中心风速达到最大,为-1.5 Pa·s-1(775 hPa高度附近),贺兰山西侧的下沉运动中心强度也增强到0.9 Pa·s-1,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9f);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,700 hPa以下相对湿度大于80%,500 hPa以上相对湿度低于70%,呈上干下湿的分布(图9d,9f)。对应21—22时有3个站出现60 mm以上的强降水,最大小时雨强为74.1 mm·h-1(图9i)。

另外,从暴雨中心滑雪场站的时间-高度剖面(图9d)可见,暴雨期间(22日19时至23日03时),对流层中低层600 hPa以下,(∂θse/∂p)<0,假相当位温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对流层中下层高温、高湿、高能,且存在强盛的对流不稳定。

从银川雷达径向速度图(图10a,10d)上也可以看到,从19:21至21:37,急流核强度由21.5 m·s-1增强到23.5 m·s-1,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12 m·s-1增强到14.5 m·s-1(俞小鼎等,2006)。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10b,10e),向北缓慢移动,形成列车效应。并且60 dBz以上的强回波中心在经过暴雨中心滑雪场站附近时维持了5个体扫时间(约30 min),对流活动发展旺盛且稳定少动,造成了暴雨中心滑雪场74.1 mm·h-1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10c,10f),也表明了强降水效率增大。

注:图a,图d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b,图e中,五角星表示滑雪场测站位置, 白色直线表示剖线位置。图10 2018年7月22日(a～c)19:21,(d～f)21:37银川CA雷达的(a)1.5°和(d)2.4°仰角(a,d)径向速度,(b,e)2.4°仰角反射率因子,及(c,f)沿白色剖线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。

6 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700 hPa南风急流、775 hPa偏南急流和850 hPa 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54.5%,其次是700和775 hPa急流同时出现的过程,占比为36.5%。

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,700、775、850 hPa急流建立较暴雨开始平均提前18、10、7 h,700、775 hPa急流最大风速较暴雨最大雨强分别平均提前54、18 min,而850 hPa 急流最大风速较暴雨最大雨强平均滞后12 min。850 hPa的1级急流、775 hPa的2级急流频率分别对20～40、40～60 mm·h-1的短时暴雨频率指示性更强,而河套南部关键区的700 hPa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。