长江流域一次大暴雨过程的低空急流形成和影响机制分析

吴哲珺，包云轩，朱霆，葛晶晶

(1.南京信息工程大学气象灾害预报和评估协同创新中心，江苏南京210044；2.中国气象局交通气象重点开放实验室/江苏省气象科学研究所，江苏南京210009；3.中国人民解放军31110部队气象局，江苏南京210016)

1 引 言

低空急流是发生在边界层或者对流层下层(一般指700 hPa以下)强而窄的气流带，风速大于12 m/s。由于这种定义与“低空高速气流带”易产生混淆，后期研究中引入“垂直风切变”来规范定义[1-3]：垂直方向需存在强烈风切变才为一次低空急流过程。与天气系统相关联的低空急流(Synoptic-weather-system-related Low-level Jet，SLLJ)受到人们最多关注，它为极端降水过程提供充足的水汽以及有利的环境场，并对飑线和极端天气现象的形成产生重要作用[4-6]。除强降水外，低空急流与航空安全、森林火灾以及风能利用等方面也存在密切的联系[7-8]，因而受到广泛关注。

目前，国内外学者针对强降水及其与低空急流相关性的研究取得丰硕成果。孔锋等[9]通过对1961—2015年中国暴雨的诊断分析发现暴雨在不同区域受多种气候因子的影响。陶诗言等[5]统计结果表明，中国地区暴雨天气与低空急流的相关率达80%左右。Higgins等[10]分析指出，低空急流发生时美国北部和大平原地区的降水显著增多。许美玲等[11]的研究发现云南地区的暴雨天气过程有低空急流存在，急流附近存在的中间尺度的物理量特征为降水提供必要的动力学条件。赵璐等[12]研究发现江南地区持续性暴雨过程与副热带高压、阻塞高压及梅雨槽等环流系统有关。徐娟等[13]研究表明浙江北部地区多次夜间暴雨过程发生前12 h就会有低空急流建立。

随着科学技术的发展，学者对于低空急流的研究更是深入至其结构特征和发展机制。Bonner[14]通过对美国大平原地区低空急流的水平结构特征研究指出低空急流核区上游存在气流的辐散，而下游则对应有辐合区域，闵锦忠等[15]研究也认为低层辐合区引发次上升运动和次级环流是降水增强的机制。有学者[16-17]研究显示高、低压系统同时存在能诱导低空急流的发生。Zhao[18]研究表明暴雨过程中的对流凝结潜热释放是低空急流形成和维持的重要因素之一，降水释放的凝结潜热会导致地面气压降低和高空辐散增强，增强垂直次级环流，从而加速低空急流的形成；而加速后的低空急流又可促进暖湿空气的输送进而促进暴雨的发生，两者相互作用产生正反馈机制。Wang等[19]认为发生在我国4月的低空急流事件主要是受到西太平洋副热带高压系统北跳的影响，而7月低空急流的发生则主要受到青藏高原大地形作用的影响。刘鸿波等[20]认为高空急流和低空急流的配合能为低空急流的发展提供可能。

2016年6月30日—7月6日长江流域出现强降水天气，期间长江中下游地区累积降雨量普遍达250～400 mm，部分地区达600～800 mm，突破了当地有气象记录以来的历史极值，引发的灾害共造成江苏、安徽、河南、湖北等11省份2 902.9万人受灾，直接经济损失达980亿元。此次强降水过程有强度大、持续时间长等特点，值得深入分析，故本文将对此次暴雨天气过程进行数值模拟，通过最佳模拟结果对不同的物理量场进行分析，探讨此次长江流域大暴雨过程中的低空急流形成和影响机制以及地形可能的作用。

2 资料与方法

2.1 资 料

(1)美国国家环境预报中心 (National Centers for Environmental Prediction，NCEP)提供的 FNL(Final Operational Global Analysis)1 °×1 °的逐 6 h全球分析资料。

(2)全国雷达拼图资料，主要内容为组合反射率因子，时间间隔为1 h。

(3)中国气象数据网提供的全国地面自动站降水资料，时间间隔为1 h。

2.2 方 法

WRF(Weather Research and Forecasting)模式是由美国国家大气环境中心(NCAR)和美国国家环境预报中心等联合研发的新一代集数值天气预报、大气模拟于一体的高分辨率数值天气预报模式，现被越来越多地应用到强对流天气研究与预报业务中[21-24]。

由于多数暴雨发生前12 h便有低空急流建立，故本文对暴雨发生前期，即6月29日14时—7月2日02时(北京时间，下同)进行WRF数值模拟。本次数值模拟使用WRFV3.9，以FNL资料为初始场和侧边界条件，模式采用三层嵌套网格，水平网格点数分别为442 388、208 169和100 86，对应分辨率为45 km、15 km和5 km，垂直方向都分为32层，模拟中心位于113°E，31°N，时间积分步长为180 s，每1 h输出一次模拟资料。所采用的物理参数化方案主要包括：Purdue-Lin云微物理方案、Old-Kain-Fritsch积云参数化方案(5 km分辨率处打开了该方案)、RRTM 长波方案、Dudhia短波辐射方案、Monin-Obukhov近地面层方案、YSU行星边界层方案、Noah陆面过程方案。

3 降水实况

图1为此次长江流域降水过程中沿线城市24 h累积降水量观测值分布图。

图1 2016年6月30日08时—7月6日08时长江流域沿线城市24 h降水量观测值分布 单位：mm。

6月30日，山东、安徽、湖北等地局地有大暴雨天气，7月1日起降雨量逐渐增大，江苏、安徽、湖北部分地区有大暴雨(100～200 mm)，同时伴有短时强降水和雷暴大风等强对流天气。7月2—4日，日降水量达到峰值，局地有特大暴雨(250 mm以上)，降水带滞留在长江流域中下游，安徽中部、江苏中部等地部分地区持续有大暴雨天气。7月5日起，主雨带自沿江地区逐渐北抬，强降水过程趋于结束，7月6日长江下游部分地区(江苏)仍有降水天气。

4 结果与分析

4.1 模拟结果检验

图2为雷达回波模拟值与实况值对比，7月1日02时强雷达回波区位于湖北省和安徽省，模拟位置与实况吻合，贵州省部分区域模拟值较实况偏大，模拟的整体回波较实况偏弱，可能是最内层打开了积云参数化方案的影响。08时模拟回波中心位置和走向贴近实况，强度分布也与实况吻合，高值区强度可达50 dBz。14时模拟雷达回波高值区位于安徽省中部，与实况位置相同且强度较一致，但回波西段(湖南、湖北等地)未被模拟出。总体而言，此次长江流域强降水区对应的回波模拟效果较好，模拟的强回波区强度值及位置与实况较吻合，主体分布在整个过程中也与实况较吻合。

图 2 2016 年 7 月 1 日 02 时(a、b)、08 时(c、d)、14 时(e、f)观测(a、c、e)和模拟(b、d、f)的雷达回波 单位：dBz。

图3为6 h累积降水对比，7月1日02—08时，降水呈西南-东北走向带状分布，降水带由贵州中部，经湖北中东部、安徽中部延伸至江苏中部，模拟的大暴雨区与实况一致，位于河南、湖北和安徽交界处，强度达100 mm/(6 h)，模拟的贵州地区降水较观测值偏大。08—14时，降水区主要位于安徽中部、湖北东部及江苏中部地区，模拟的大暴雨区仍位于河南、湖北和安徽交界处，与实况一致。14—20时，降水主要区域位于安徽中部，模拟的降水面积与观测吻合，但强度明显偏弱。14—20时模拟的降水强度偏小，对应14时模拟回波衰减较快(图2f)，这是因为该时刻模拟的急流和其他天气系统比实况削弱得快。再结合每小时降水量(图略)，模拟降水带的落区、强度及移动方向与实况一致，降水中心与实况吻合较好。

图 3 2016 年 7 月 1 日 02—08 时(a、b)、08—14 时(c、d)、14—20 时(e、f)观测(a、c、e)和模拟(b、d、f)的 6 h累计降水量 单位：mm。

同时，为了定量评估模拟效果，结合预报偏差(BIAS)和去除随机事件后公平T评分(Equitable Threat Score，ETS)来评估模拟降水的效果。BIAS预报事件的发生频率，而ETS则检测预报效果。BIAS和ETS评分计算公式分别为[25]：

式中，a为有降水且预报准确的站(次)数，b为空报站(次)数，c为漏报站(次)数，d为无降水预报准确的站(次)数，ar为随机预报准确的站(次)数。通过计算可得110～120°E，27～35°N区域内7月1日02—14时12 h累积降水量BIAS和ETS评分分别为1.261和0.749。综上所述，此次模拟能够成功再现此次长江流域大暴雨过程，模拟输出资料可信，可结合部分实况资料来探究此次暴雨过程中低空急流。

4.2 低空急流影响机制分析

4.2.1 大气环境场分析

强降水前期便有低空急流存在，而此时的天气形势能更好说明低空急流所需大气环境场，本文选取降水第一日，即6月30日来分析大气环境场。6月30日02时，500 hPa(图4)存在南北两支槽，其中北支槽位于内蒙-甘肃一线，引导北方弱冷空气南下，南支槽位于四川-云南一线，副热带高压北侧地处云南、湖北、浙江一线。08时南北两支槽发展东移，5 880 gpm副热带高压线断裂，但华南地区仍受副热带高压控制，且副热带高压脊线位于云南、广西、广东一线，是此次低空急流发展过程中一个强而稳定的天气系统。30日02时700 hPa南支槽北部有气压低值区，伴随的是青藏高原上有低压生成且逐渐东移，08时四川地区已形成闭合低涡，中心强度达3 090 gpm，即西南涡。南支槽线附近存在一条经过四川、湖北的切变线。南和西南来向的暖湿气流使华东、华中、华南地区形成闭合高温区。

图 4 观测的 2016 年 6 月 30 日 02 时(a、c)和 08 时(b、d)500 hPa(a、b)、700 hPa(c、d)位势高度(粉色实线，单位：gpm)和温度(蓝色线，单位：℃) a、b中，棕色线为槽线，红色线为副热带高压线。

随着西南涡生成、加强和东移，西太平洋上空为稳定的副热带高压控制。由于高、低压系统间存在巨大水平气压梯度，华南、华中地区等压线增密，气压梯度力的逐渐增加将导致气流速度的不断增强，进而诱导低空急流的发生。同时，等压线为东北-西南走向，在某种程度上也引导低空急流的走向。低压系统东移，不断向海洋方向挤压，南部的气块运动到华东地区则会受到外力强迫，非地转风分量的显著增大将导致低空急流的快速发展。故低空急流左侧经常存在低压系统，而右侧则存在大尺度高压系统，对于发生在长江流域及华东地区的强降水过程，当有低空急流与之相伴时，急流的东侧往往是西太平洋副热带高压，而西侧则多为低压系统。这种“东高西低”高低压配置为低空急流的形成与发展提供了有利的背景场。

4.2.2 高、低空急流的耦合

图5分别为模拟的7月1日02时、08时200 hPa高度高空急流和850 hPa高度低空急流及散度分布。02时四川北部至河南北部高空有一支强西风急流带，风速达40 m/s以上，呈反气旋式切变；同时刻850 hPa的低空急流位于华东、华中地区，有3个高值中心，最高风速达到24 m/s，分别位于湖南西北、湖北东部以及安徽南部地区，三股气流将孟加拉湾以及南海的水汽向内陆输送。伴随水汽不断输送，高空急流的右侧、低空急流出口区高风速区(湖北东南部和安徽南部)出现暴雨区。08时，高空急流略有东移，低空急流强烈发展形成更狭长的气流带，达24 m/s风速的区域扩大，急流中心移至苏皖南部地区。低空急流出口区高风速区对应有大暴雨(100～200 mm)天气，同时伴有雷暴大风等强对流天气。低空急流出口区的高风速区域很好对应了降水区，说明低空急流风速极大值点与强降水的发生有很好的相关性。

图5 模拟的7月1日02时(a)、08时(b)200 hPa高空急流(阴影，单位：m/s)、风矢量(箭头，单位：m/s)及散度(紫线，单位：10-5 s-1)；模拟的 7 月 1 日 02 时(c)、08 时(d)850 hPa低空急流(阴影，单位：m/s)、风矢量(箭头，单位：m/s)及散度(紫线，单位：10-5 s-1)；c、d中红线、黄线为两个剖面线；e.高低空急流耦合示意图。

高空急流在高空为低空急流的发展提供有利的辐合、辐散形势，它诱发的直接及间接力管环流还可促进三维空间上质量和动量的传输，低空急流通过动量、热量及水汽的输送为对流系统提供有利的发展条件，并由此与低空急流耦合。当低空急流位于高空急流出口区右侧时，这种高、低空急流的分布格局将启动对流和位势不稳定能量的释放。02时，山东-贵州一线低空处(图5c)存在散度值为-5×10-5s-1的条状辐合区，低空急流风速的高值点周围伴随辐合上升区。对应850 hPa辐合区高空(图5a)存在平均散度值为5×10-5s-1的条状辐散区，在高空急流的前端存在辐散的最大值点，辐散值为10×10-5s-1。高空急流南侧的辐散点与低空急流北侧的辐合点重合，说明高空急流的气流上升支正好与低空急流的上升支重合，从而形成一深厚的上升运动空气层，产生深厚强烈的对流活动。同时，由急流次级环流上升支触发的对流一旦发展，上升气流通过凝结潜热释放将产生非绝热加热作用而增加高空急流的动能，伴随下沉气流的垂直动量输送可将高空的动量向下传递，使低空急流加强。这两种强迫因子共同作用形成的正反馈机制使得高低空急流逐步增强：高空急流也对低空急流的形成、发展和加强起促进作用，低空急流在高空急流出口区的右侧强烈发展，这与肖文俊等[26]的研究结论吻合。08时，辐合辐散带南压，低空的辐合区域逐渐转移至江苏-安徽一带。伴随高空急流不断向东输送干冷空气，低层的西南来向的低空急流则持续将南部孟加拉湾的暖湿气流向华东地区输送。伴随上升和下沉气流的运动，干冷和暖湿气团的交汇为长江流域对流系统和强风暴天气的发展提供了有利的能量和水汽条件。降水带主要位于高空急流和低空急流中间，降水中心位于低空急流最大风速出口处风速辐合区。

4.2.3 动量下传

低空急流的发生是一个低空风速急速增大的过程，此过程的发生需要动量不断输入低层，本文沿红线(105 °E，22.5 °N→120 °E，37.5 °N，图 5标示)即低空急流外沿和沿黄线 (105°E，25.0°N→120 °E，32.5 °N)即低空急流中心作剖面，探讨此次急流过程中垂直方向的特征，其中由于水平风远远大于垂直气流速度，因此，为了清楚说明垂直气流而将模拟的垂直方向气流速度扩大了5倍。

由低空急流外沿剖面图(图6a～6d)可见，水平风在垂直方向速度梯度较大，6月30日20时，110 °E，27.5 °N上空850 hPa处风速已达 20 m/s，由于该剖面切割了数个低层辐合高空辐散区，高空急流下方存在较明显的上升气流。7月1日02时，110°E，27.5°N处低层风速迅速增大，最高风速可达25 m/s，20 m/s以上高风速区向东北方向迅速扩张，高度延展至450 hPa，而对应该区域上方300～400 hPa高度大风区域东移并减弱，可见高空动量已向低空输送。此时刻垂直方向空气运动活跃，进行上下层动量和质量交换。1日08时，达25 m/s风速区再次加强东移，高空强风速区下伸支与低层风场打通，可能是由高值位涡下滑引起，强风速区前端表现出强上升运动，对应该处低空强烈辐合及高空强烈辐散运动，高层和低层动量和水汽交换达到峰值。1日14时，低层能量释放后水平风速显著减弱，垂直方向运动也有所削弱。

由低空急流中心剖面图(图6e～6h)可见，4个时刻中低空急流内部风力皆达15 m/s以上，伴随动量下传，低层风力增大至20 m/s。自1日02时低层风速显著增大，在15 m/s与20 m/s风速交界处有上升与下沉运动，发生着动量和质量交换。02、08及14时，低空急流中心上空有较明显的上升气流，14时低空急流发展旺盛，东移加强，剖面前端低空至高空风速都达20 m/s以上。

两剖面图都显示低空风速增大的同时伴随其上方高空风速减弱，说明垂直方向高空动量不断下传为低空系统的发展提供了动力支持，是低空急流发生的一种很重要的条件，这也吻合邬仲勋等[27]的研究结论。低空急流内部及外部都有垂直方向气流存在，这种气流主要由高低空风场辐合辐散的环流强迫引起，垂直风切变及其他垂直运动引发上层空气的下沉运动，低层的部分空气被挤压而上升，从而上下层发生动量和质量的交换，如此不断的垂直运动及湍流交换将上层动量传输到下层。而图7c中显著的垂直运动配合高值位涡下滑促使低层风速急剧增大，但低层强风速维持时间较短，可能是由于剧烈的垂直运动引发降水而释放大量能量，最终导致低空急流的削弱。

再结合积云对流参数化方案来说明，本文选择模拟效果最佳的Old-Kain-Fritsch方案，它引入了一维云夹卷/退卸尾流模式(One-Dimensional Entraining/Detraining Plume Model， 简 称ADEDP)，主要为中尺度对流参数化体系设计[28]。该参数在最初Fritsch-Chappell方案的基础上对每一个垂直高度层上云和大气质量双向交换过程进行调整和优化，对无云和有云大气交互面上采用Buoyancy分类方法进行优化。同时，引入的ADEDP模型对云尺度大气的对流参数化体系有更强的敏感性，主要通过了以下两种方式。(1)引入了一个真实的物理机制来预测下曳气流；(2)上升气流质量通量垂直廓线的变化以不同云层大气环境变化为基本函数。Old-Kain-Fritsch方案侧重的垂直方向动量和质量的传播与动量下传机制侧重点相同，故模拟效果最佳。

4.2.4 垂直风切变和逆温的耦合

对比图7垂直风切变分布和图5中低空急流分布，1日02时风速的极大值(24 m/s以上)与风切变的极大值区域吻合，风切变整体走向呈三股气流状与急流的走向几乎一致；08时风切变强度稍有减弱，整体向东南方向移动，前端移至江苏地区，与同时段低空急流的走向和分布几乎一致。两个时间点中垂直风切变的强值区与低空急流整体区域都显著吻合，说明此次低空急流过程中强风区域存在强垂直风切变，两者存在很强的相关性，而后期学者用垂直风切变来规范低空急流过程具有意义。

图7 模拟的2016年7月1日02时(a)、08时(b)950～900 hPa高度垂直风切变(阴影，单位：m/s)及逆温分布图(黑线，单位：℃)；c.6月29日14时—7月2日02时850 hPa高度全风速随时间变化(曲线，单位：m/s)；d.垂直风切变和逆温相互作用示意图。

长江流域地形较复杂，存在山脉、丘陵和平原地形，夜间山脉顶部辐射冷却作用显著，山谷地区易有地形逆温生成；而对于较平坦地区，夜间地面辐射冷却，温度降低，而孟加拉湾来向的暖湿气流不断输送，也易在该地区上方形成平流逆温。1日02时 (黄海上空逆温现象可能是由于海陆热力差异造成，这里不做考虑)长江流域稍南侧出现显著的逆温区，三个明显的逆温中心对应该时刻强风速强垂直风切变点，垂直风切变达10 m/s以上。该地对应大别山、庐山和黄山的山脉地形，夜间山脉表层辐射冷却作用显著，山脉上方温度较低的空气下滑，被运送至谷区时形成逆温。逆温抬升发展成深厚的稳定边界层，稳定的层结会强烈抑制边界层内部湍流运动的发展，利于动量在该层上的堆积与存储。逆温层顶处上下动量交汇受到阻止，逆温层顶下多余动量以超地转风的形式释放，风速达到一定强度则形成低空急流，由于逆温层下方风速较小，故产生逆温风切变。因此认为逆温层的生成为低空风速的增强提供了有利的层结条件。同时由于强风切变的存在，某些湍流运动得以维持，湍流运动将边界层下方热量向下传递到地面，而这些热量大多被耗散掉，上层空气的热损失没有得到补偿将会导致夜间逆温层向上增长，因此边界层风速的垂直切变特性反过来又利于逆温层的维持与发展[29]。02时950 hPa高度处温度为28℃，08时地面接受太阳辐射温度升高，950 hPa高度处温度降低至27℃，逆温区域面积和强度减小，其与垂直风切变区域对应的区域仍然是低空急流区，说明逆温和垂直风切变之间的正反馈机制是低空急流形成与加强的重要因素之一，但这种作用在夜间更强。

由于逆温存在日变化，利用此次模拟的低空急流全风速随时间变化图来探究低空急流在此次过程中是否有日变化特征。图7c为此次低空急流过程中沿 (108 °E，26.5 °N)→(122 °E，33.5 °N)(即黄线)方向，纬向间距为2°，经向间距为1°分布的8个点850 hPa高度处风速随时间变化曲线。由图可知，至6月30日15时止，风速均值为10 m/s，有区域风速表现出一定日变化，即日落后风速增大，在日出前达到风速最大值。但也有区域在夜间反而风速减弱。从30日16时开始，所有点的风速强度都开始逐渐增加，在7月1日05时前后达到最大值，日出后风速开始减弱直至次日18时，18时后风速又有增大，但是幅度不明显，最大风速为15 m/s。其中浅绿和蓝色曲线在白天到达风速峰值原因是低空急流在白天移至该地(江苏)，导致该地白天风速剧烈增强。因此可认为低空急流在强烈发展时有一定的日变化特征。Chen[30]研究认为SLLJ没有明显的日变化特征，经过上文的分析可认为当垂直风切变和逆温相配合时，对SLLJ也会产生一定的促进作用，且SLLJ这种日变化特征在风速较大(20 m/s以上)时最明显。

4.2.5 地形影响

我国复杂的三级阶梯地形和青藏高原的存在使得地形因素对于低空急流的影响非常复杂，涉及动力和热力等诸多方面：青藏高原在夏季表现为热源，对周围的空气有加热作用，同时对低涡等天气系统有影响；高原的纯动力作用与环流相关，在高原地区主要表现在对流层中、下层[31]。目前学者通过对地形高度进行敏感性试验来探讨地形对系统和天气的影响[32-34]，本文将前文给出的成功模拟结果作为控制试验，在此基础上对模拟区域地形高度进行敏感性试验，初步探讨地形高度对低空急流可能的影响，试验采用以下四个方案：

方案1(a)：所有地形高度都为原始值的0.50倍；

方案2(b)：所有地形高度都为原始值的0.75倍；

方案3(控制试验)(c)：保持原地形高度不变；

方案4(d)：所有地形高度都为原始值的1.05倍。

图8分别为7月1日08时和14时地形敏感性试验下850 hPa低空急流和沿31°N风场剖面图，08时低空急流发展强盛，14时逐渐削弱。08时，850 hPa风速的高值区位于江苏中部，风速达24 m/s，湖北东部和浙江西北部有强风速尾流存在(图8c1)；当地形高度降低至原始值的0.5倍后，较控制试验低空急流整体区域扩大，风速高值区对应范围大大增加，扩展至安徽大部区域，对应的尾流也大范围增大，扩展至湖北及江西省(图8a1)；当地形高度降低至原始值的0.75倍后，低空急流高风速区范围次于方案1，但也远大于控制试验(图8b1)；而当地形高度变至原始值的1.05倍后，整体强度稍有减弱但不明显。14时同样表现为地形高度增加，急流的强度及范围有削弱的趋势，可说明山体在急流发生过程中对气流有摩擦和阻挡作用，这种阻挡作用随着山体地形高度的增加而有所加强；再者，方案1和方案2中长江流域上空低空急流发展更强盛，也可能是由于地形高度同时降低使得三级阶梯地形对应的高度差值减小，华东、华中地区地势更平坦并且多数山体高度都低于850 hPa的原因。

图8 a1～d1.使用4个方案模拟的7月1日08时850 hPa低空急流(阴影，单位：m/s)及流场(黑箭头及黑线，单位：m/s)；a2～d2.对应时刻31°N风场剖面图(垂直速度扩大了5倍)；a3～d3.模拟的7月1日14时850 hPa低空急流(阴影，单位：m/s)及流场(黑箭头及黑线，单位：m/s)；a4～d4.对应时刻31°N风场剖面图(垂直速度扩大了5倍)。

对于水平风场分布，当地形高度为原始值的0.50倍时，风场为闭合且为椭圆形的环流场，这种流场更接近于理想试验，08时流场中心位于湖北北部，14时随着急流向东北方向移动而移至安徽西北部，急流西北部波动气流中心风速达18 m/s。当地形高度降低至原始值的0.75倍时，风速场已受地形的影响，风速流线有一定的波动。当为原始地形高度时，地形的影响更强烈，风向更杂乱，说明我国偏南气流流经较高高原或山脉，还会受到山脉走向的影响，绕流而改变原始的风向。我国东南部大多为东北-西南走向的山脉，如武夷山、雪峰山及巫山等，急流经过该区域仍呈东北-西南走向，而华中地区多东-西走向的山脉，如大别山和大巴山脉，气流经过或绕流或受到阻挡而东移，这也可能是这次敏感性试验中高度越高，低空急流中心越东移的原因。

青藏高原海拔高，覆盖面积广，是我国的特殊地形，通过两个时刻的风场剖面图可发现其对气流的影响很大。气流经过青藏高原上方时，受到地形强迫作用的影响，在后方会有背风波形成，4个试验中后方都有转子气流生成，但略有不同：地形高度越高时对应的风速涡动最高处高度越高，范围越大，涡动中心下方风速也越大，真实条件下涡动处于450～800 hPa之间。气流经过青藏高原主体时，有部分气流将在高原西侧和西南侧分支，从南、北两侧绕流后再次于高原东侧汇合。4个试验中青藏高原后方850 hPa处风速都转化为西风，说明850 hPa以下的气流大多从侧面绕流而保持原本的风向，而这种绕流很大程度上没有受到青藏高原高度的影响。随着地形高度的改变，08时从112°E(14时为115°E)东侧区域上方都为强劲的西风气流，长江流域上方都有低空急流生成，说明低空急流不完全受地形因素影响，还受各方面复杂因素的影响。但当高度降低后，低空急流对应的风带跨越的经度增大，说明青藏高原会使得低空急流的气流表现为狭长的带状，气流被挤压变得狭长同时能使动量更加聚集，表现出风速增加的现象。其次，在夏季青藏高原作为一个弱热源，它的热力作用还会加强南支西风气流，加强后的西南气流把孟加拉湾大量的水汽输送到我国华中、华东、华南地区，进而引起该地区强降水天气，这也解释了为何夏季上述地区低空急流分布与强降水带分布相关性较高的原因。

地形对于低空急流和降水的作用还表现在：当气流经过山脉会在山后出现背风波效应，山后正涡度区下方将促进急流发生发展，同时背风波的气流上升区大多有降水发生。斜坡地形由于山地与平原间的地形斜压性而产生热成风、山谷风环流又将引起热力方面的影响，如逆温(前述4.2.5节)在某种程度上也能促进急流的形成和发展，这需要针对某个山地和周围风场进行单独分析。

5 结论与讨论

本文利用WRF数值模式对2016年6月30日—7月6日长江流域大暴雨天气过程进行模拟，以此为基础分析和探究了此次暴雨过程中低空急流形成机理和可能的影响机制。同时对地形高度进行敏感性试验，初步分析了地形高度因素对此次低空急流的形成和发展的可能影响。

(1)对于此次发生在长江流域及华东地区的强降水天气过程，有低空急流与之相伴，急流的东侧为西太平洋副热带高压，西侧为低压系统(如西南涡)。这种“东高西低”的高低压配置为低空急流的形成与发展提供了有利的背景场。

(2)高空急流能在高空为低空急流的发展提供有利的辐合、辐散形势，它诱发的直接及间接力管环流可促进三维空间上质量和动量的传输，低空急流通过动量、热量及水汽的输送为对流系统提供有利的发展条件，对流系统借此与低空急流耦合，高空和低空急流的耦合作用是低空急流发展的一个重要背景条件。

(3)垂直方向高空动量不断下传为低空系统的发展提供了动力支持，是低空急流发生的一个重要条件。高空动量下传的原因较多，高低空风场辐合辐散的环流运动导致了垂直运动的产生并促使上下层动量交换，同时低层不停的湍流运动也会促进上下层空气和质量交换，高值位涡下滑也会引起短时间内动量下传。

(4)夜间逆温现象的发生和垂直风切变之间的正反馈机制是低空急流形成与加强的因素之一。当垂直风切变与逆温相配合时，对SLLJ也会产生一定的促进作用，SLLJ表现出日变化且这种日变化特征在风速较大(20 m/s以上)时最明显。

(5)山体在急流生成及发展过程中对气流有摩擦和阻挡作用，这种阻挡作用随着山体地形高度的增加而有所加强，同时山脉的走向会改变原始的风向，使得急流前端超前或滞后。其次，青藏高原作为独特的地形有很强的背风波效应，它的绕流和挤压作用会使得低空气流表现为狭长的带状，使动量更加聚集从而风速增加形成低空急流。此次急流过程中，低空急流不完全取决于地形因素，还受各方面复杂因素和作用的影响。

本文通过经与实际天气条件验证的WRF数值模式模拟的结果，结合此次急流过程验证了部分前期研究所揭示的影响低空急流的系统和机制，并深入挖掘此次长江流域上方低空急流天气过程形成机理和可能的影响机制，有一定典型意义，同时上述结论可为华东、华南地区预报强降水天气提供依据。

本文研究所采用的地形敏感性试验是基于一次长江流域大暴雨天气过程的地形高度试验，将地形高度进行统一改变。由于WRF模式中地形条件是控制整个模式动力和热动力过程的关键因子之一，故改变模式中地形高度条件，会对整个内在的模拟过程有所影响。因此本文的研究是从整体方向上探究地形高度可能的影响，后续研究某个特殊地形对急流的影响可做单独敏感性分析。尽管如此，此次暴雨过程中的低空急流为一次较典型的低空急流天气过程，因此增强了本研究结论的代表性和广泛性。