低空急流对贺兰山东麓两次暴雨影响的数值模拟研究

曹怡清， 隆 霄， 李 超， 王思懿， 赵建华

（1.兰州大学大气科学学院，甘肃 兰州 730000；2.中国气象局兰州干旱气象研究所，甘肃 兰州 730020）

低空急流（Low Level Jet，LLJ）指边界层内或对流层低层强而窄的气流带，其风速一般大于12 m·s-1。低空急流可以为极端降水提供有利的动力条件和充足的水汽供给，能极大地促进强降水事件的发生发展［1］，并且对飑线和极端天气现象的形成有重要作用［2］。

Goualt［3］和Farquharson［4］在20 世纪30 年代末，首先发现了非洲的低空急流事件，随后Means［5］在美国雷暴天气的研究中首次使用了低空急流这一概念。Higgins等［6］利用高分辨率再分析资料研究了美国大平原地区低空急流对夏季降水和水汽输送的作用，发现低空急流发生时美国北部和大平原地区的降水显著增多。翟国庆等［7］合成分析了江淮流域8 例与低空急流相伴的大暴雨过程，结果表明低空急流左前侧有较强辐合区，且当低空急流与条件不稳定区相结合时有利于暴雨的形成。何光碧等［8］通过数值模拟研究低涡与急流对一次川东暴雨的影响时指出，川东降水发生在高空急流南侧、低涡东南侧与西南低空急流大风出口区之间，且高空急流出现剧减时，预示暴雨即将结束。低空急流被视为暴雨过程中主要的水汽、热量和动量输送通道［9-11］，研究表明低空急流为暴雨的发生发展提供了充沛的水汽条件和热力不稳定层结［12-14］。顾清源等［15］指出，副高西北侧的低空急流不仅为暴雨区提供了水汽和不稳定能量，同时也对强降水的形成有触发作用。Zhao［16］通过关闭WRF 模式物理过程中的凝结潜热释放过程，证明了非绝热加热正反馈机制是低空急流发展加强的重要因素之一，暴雨过程中的上升运动和凝结潜热释放促进低空急流形成和维持，低空急流又进一步加强了水汽输送，从而形成正反馈机制使得降水得以维持。

贺兰山地处宁夏和内蒙古交界处，不仅是我国干旱与半干旱大陆性气候的分界线，也是季风气候和非季风气候的分界线［17］。贺兰山东麓是西北地区暴雨过程的高发区之一，近年来经常出现超历史极值的特大暴雨过程。暴雨过程又常与低空急流相伴，气象学者们对贺兰山东麓暴雨的中尺度特征和地形对暴雨的影响等方面开展了较多的研究［18-21］，但对西北地区复杂地形下暴雨过程中低空急流对降水形成和发展的机理认识还不够深入。因此本文选取偏南急流影响下的2018 年7 月18—19 日暴雨过程（简称“7·18”过程）和东南急流影响下的2017年6月4—5日暴雨过程（简称“6·04”过程），在对其中尺度分析的基础上，利用数值敏感性试验的方法来研究两类LLJ对暴雨形成和发展的影响机制。

1 资料来源

文中所用观测资料包括：宁夏气象局提供的区域自动站观测资料、国家卫星气象中心提供的逐小时FY-2E 卫星的云顶亮温（TBB）资料，水平分辨率为0.1°×0.1°，时间分辨率为1 h。天气分析时所用的资料为美国国家环境预报中心/国家大气研究中心（NCEP/NCAR）FNL全球客观分析资料，水平分辨率为1.0°×1.0°，时间分辨率为6 h，该资料也用来为中尺度WRF模式提供初始场和边界条件。

2 两次降水过程的环流特征分析

2.1 降水特征分析

“7·18”暴雨过程是发生在贺兰山东麓山区的一次局地短时大暴雨过程，降水中心位于贺兰山东南侧呈东北西南向分布，这与贺兰山地形走势一致（图1a），暴雨过程开始于18 日19:00（世界时，下同），至19日02:00结束共持续8 h。统计结果表明，有18个区域自动站的累积降水量超过50 mm，其中明长城站（Y1812）、小水沟站（Y1811）和大西峰沟站（Y1813）的累积降水量均超过了100 mm，分别为136.2 mm、109.7 mm和106.7 mm，从这3站小时降水和降水量前20 位站点平均逐小时降水的时间序列图（图1c）可以看出，过程降水量最大的明长城站降水峰值出现在23:00，大西峰沟站峰值出现时刻比明长城站滞后约1 h，降水量前20 位站点平均降水的峰值出现在21:00，平均雨强达到25 mm·h-1以上。

“6·04”暴雨过程是一次大范围的、持续时间相对较长的降水过程，在贺兰山山体附近和银川平原中部地区均出现明显的强降水（图1b），暴雨过程从4 日07:00 开始，至5 日02:00 基本结束，共持续20 h。据统计，此次暴雨过程中有118个自动站的累积降水量超过50 mm，也有3 个站点的过程降水量超过100 mm，分别为黄旗口站（Y1026，116.5 mm）、玉泉村站（Y2715，104.7 mm）和福鑫牧场站（Y1165，100.7 mm）。“6·04”过程小时降水量的时间变化图（图1d）中，过程降水量前20位站点的平均降水峰值出现时段为14:00—22:00。尽管“6·04”过程有118个站点达到暴雨强度，明显多于“7·18”过程的18个，但其降水时间更长，雨强相对较弱。

图1 2018年7月18日19:00—19日02:00（a）和2017年6月4日07:00—5日02:00（b）站点降水量（单位：mm）分布和两次暴雨过程中前3位降水量站点逐小时降水（折线）、降水量前20位站点平均逐小时降水（蓝色柱形）叠加图（c、d，单位：mm）Fig.1 Distribution of precipitation and hourly rainfall of stations(unit:mm)from(a,c)18 July 2018 19:00 to 19 July 02:00 and(b,d)June 4,2017 07:00 to 5 June 2017 02:00

2.2 环流形势分析

从500 hPa 上看，“7·18”暴雨过程中，宁夏地区位于副热带高压西侧和500 hPa高空槽前，属于“东高西低”型环流形势（图2a）；“6·04”暴雨过程中（图2b），副热带高压偏东偏南，我国南方大部分地区为稳定大槽所控制，宁夏地区位于500 hPa深槽内，其西北侧存在一中尺度切断低压系统，该切断低压的东移加深导致了此次暴雨的形成。

在对流层高层200 hPa，“7·18”过程中贺兰山位于高空急流入口区南侧，急流中心强度达到40 m·s-1以上，而“6·04”过程中宁夏位于200 hPa 高空急流出口区，急流中心风速超过50 m·s-1（图略）。

在低层700 hPa，暴雨发生前6 h 两个过程均有低空急流建立（图略），其中“7·18”过程中宁夏地区为偏南急流控制，急流中心强度达到20 m·s-1以上，距贺兰山300 km左右，急流前缘距离贺兰山100 km左右，切变线位于山体北侧，其西侧为一中尺度低涡，贺兰山地区受低涡东侧气旋性涡度影响（图2c），此后中尺度低涡缓慢东移，偏南急流在东移的过程中逐渐变成西南急流；“6·04”过程主要受东南急流影响，急流轴走向与山脉垂直，急流中心强度为18 m·s-1，强度较“7·18”过程弱，距贺兰山较远（图2d）。

图2 2018年7月18日18:00（a、c）、2017年6月4日06:00（b、d）500 hPa和700 hPa位势高度场（实线，单位：dagpm，黑色实线为槽线和切变线，灰色阴影为地形高度）和风场（风羽，单位：m·s-1，填色区域为风速超过12 m·s-1低空急流）Fig.2 Composition of geopotential height(contour,unit:dagpm,brown lines denotes tough and shear line,the grey shade is the terrain height)and wind field(vector,unit:m·s-1,the shaded represent the region of wind speed ≥12 m·s-1)on 500 hPa and 700 hPa at 18:00 on 18 July 2018 and 06:00 on 4 June 2017

充足的水汽供给是暴雨形成的必要条件，而低空急流是水汽输送的载体。从700 hPa 水汽通量和水汽通量散度图（图3）可以看出，“7·18”过程中700 hPa水汽源地位于我国南海，水汽从南海沿偏东路径进入我国内陆至贵州、川渝地区后被偏南急流向北一直输送至宁夏地区，在7 月18 日18:00 宁夏地区出现水汽强辐合中心，强降水区出现在其北侧，水汽通量散度中心强度超过-5×10-8g·(hPa·cm2·s)-1。“6·04”过程700 hPa水汽来自孟加拉湾，水汽沿西南向输送到湖北陕西交界处后在东南急流的作用下输送至宁夏地区，6 月4 日12:00 水汽辐合强度较“7·18”过程偏弱，强度为-3×10-8g·(hPa·cm2·s)-1，但水汽辐合区范围明显偏大。

图3 2018年7月18日18:00（a）和2017年6月4日12:00（b）700 hPa水汽通量［矢量，单位：10 g·(hPa·cm·s)-1］和水汽通量散度［填色，单位：10-8 g·(hPa·cm2·s)-1］Fig.3 700 hPa water vapor flux［vector,unit:10 g·(hPa·cm·s)-1］and water vapor flux divergence［color,unit:10-8 g·(hPa·cm2·s)-1］at(a)18:00 on July 18,2018 and(b)12:00 on June 4,2017

两次暴雨过程发生前6 h 均有低空急流建立，低空急流的发展对暴雨的形成有重要影响。两次暴雨过程的显著差别是LLJ 方向和强度不同，对水汽输送的特征也明显不同，分别为东南路径和西南路径，其水汽分别来源于南海和孟加拉湾，在四川盆地和鄂陕交界汇集和转向，并随着偏南急流和东南急流增强北上，为暴雨区提供了有利的水汽条件。

2.3 中尺度对流云团活动特征

从图4 中可以看出，此次暴雨过程中对流云团的结构较为紧凑，在偏南气流的影响下向东北方向移动发展。18日18:30—21:30为贺兰山东侧对流云团快速发展阶段，云团的TBB≤-52 ℃，导致在贺东庄园站20:00—21:00出现54.5 mm·h-1的过程最大雨强，强降水区位于云团边缘、云顶亮温梯度大的地方，这与其他研究结果类似［22］。“6·04”暴雨过程中TBB 的变化特征主要表现为大尺度云系发展的结果（图5），此类系统移动缓慢，持续时间较长，4 日13:00—15:00，云带上两个对流云团先后经过暴雨区，列车效应造成14:00—15:00 出现在黄旗口沟站的过程最大雨强，其强度为26.7 mm·h-1，约为“7·18”过程的一半左右。

图4 2018年7月18—19日TBB演变（单位：℃）和风场（流线，其中a、f叠加18日12:00和19日00:00 UTC 700 hPa风场）合成图Fig.4 TBB evolution(the shaded,unit:°C)and wind field on July 18-19,2018(streamline,where a and f are superimposed the 700 hPa wind field at 12:00 on the 18th and 00:00 on the 19th,UTC)

图5 2017年6月4日TBB演变（单位：℃）和风场（流线，其中a、b、f叠加4日00:00、12:00和5日00:00 UTC 700 hPa风场）合成图Fig.5 TBB evolution(the shaded,unit:°C)and wind field on June 4,2017(streamline,where a,b,and f are superimposed the 700 hPa wind field at 00:00,12:00 on the 4th and 00:00 on the 5th,UTC)

“7·18”暴雨过程对流系统的移动与低层风场一致，移动与传播方向夹角很小，对流云团在贺兰山东侧快速发展；山区低层为偏东风时（“6·04”暴雨过程），对流云团移动与传播方向近似垂直，列车效应明显［23］。

3 数值模拟与结果分析

3.1 数值试验设计

以下利用WRFv3.8.1 开展相关数值试验，试验中的模拟域和物理过程参数化方案相同，采用三重嵌套，模拟域中心设在（34°N，110°E），格点域均为181×181，格距分别为27 km、9 km 和3 km。模拟时D01、D02 和D03 对于云微物理参数化方案、长波辐射过程、短波辐射过程、陆面过程和边界层过程采用相同的参数化方案，分别为WSM6/WSM5 云微物理参数化方案，RRTM 长波辐射方案，Goddard 短波辐射方案，RUC/Noah 陆面参数化方案和YSU 边界层参数化方案。需要说明的是，D01 和D02 启动Grell-Devenyi 积云参数化方案来处理湿物理过程，由于D03 的分辨率较高因此没有启动积云参数化。初始场和边界条件由每6 h一次的FNL全球分析数据产生。控制试验CTL1和CTL2的模拟时段分别为2018 年7 月18 日00:00—19 日12:00 UTC 和2017 年6月3日12：00—5日12:00 UTC。D01域的时间步长为180 s，每小时输出一次，模式主要模拟参数及参数化方案见表1。

表1 WRF模式网格设计及参数化方案配置Tab.1 WRF pattern grid design and parameterized scheme configuration

两次暴雨过程中LLJ 的特征存在较大的差异，为了进一步研究LLJ 对降水落区及强度的影响，针对两次暴雨过程设计了数值敏感性试验（EXP1 和EXP2），试验中模拟域和物理过程参数化方案与CTL 试验相同，利用逐时restart 的方法将两次过程中风速超过12 m·s-1的LLJ 强度减弱为12 m·s-1，但其风向保持不变。

3.2 急流特征分析

CTL 试验模拟的700 hPa 环流系统及急流等天气系统的分布（图6、图7）与客观分析结果（图2）一致，只不过模拟的LLJ 范围偏大，强度稍强。“7·18”过程中，偏南LLJ 在18日12:00位于宁夏地区南侧，其中心强度达到24 m·s-1，在青藏高原东侧出现一中尺度涡旋（图6a）；到18 日21:00，LLJ 范围不断扩大且强度不断加强，并向东北方向伸展，中尺度涡旋也不断东移，尺度不断扩大，贺兰山地区主要为偏南气流所控制（图6b），地形对偏南气流的强迫抬升作用对强降水的形成起到增幅作用；到19 日04:00，急流中心向东北方向发展到宁夏地区以东，宁夏地区出现切变线（图6c）；19日07:00，急流东移减弱（图略），对宁夏地区的影响结束。

图7 CTL试验模拟的2017年6月4日06:00（a）、15:00（b）、21:00（c）700 hPa位势高度场（实线，单位：dagpm）和风场（风羽，单位：m·s-1）Fig.7 Temporal evolution of circulation situation at 700 hPa on June 4,2017(a),(b)and(c)denote at 06:00,15:00 and 21:00

暴雨发生前，宁夏中南部形成一支南风低空急流带，将南海水汽源源不断地输送到暴雨区，但是急流左侧的强动力辐合中心位于宁夏西侧，急流在宁夏地区的动力辐合作用相对较弱。随着LLJ向北发展和贺兰山地形强迫抬升作用导致降水的形成及凝结潜热的释放，促使LLJ进一步发展，并从原偏南急流发展成西南低空急流，此时宁夏地区位于LLJ的左侧，动力辐合作用显著加强，这有利于暴雨过程的维持。

“6·04”过程中低空急流主要呈现为东南急流的发展演变，在4日06:00，伴随500 hPa中尺度切断低压系统东移加深，气旋式切变东移至宁夏西部，贺兰山地区东南侧的东南急流开始发展，急流强度为16 m·s-1，在青藏高原东侧也出现气旋性环流（图7a）；到4 日15:00，低空东南急流向东北方向移动，带状特征更为明显，强度增强到18 m·s-1，此时中尺度低涡出现在宁夏西侧，贺兰山地区为东南气流所控制（图7b）；到21：00，低空东南急流进一步向东北方向移动，强度增加到20 m·s-1，宁夏地区西侧的中尺度涡旋范围也显著增加，宁夏北部地区为东南气流所控制（图7c）。

此次暴雨过程中，东南低空急流向东北方向缓慢移动，急流中心强度较“7·18”过程的弱，贺兰山地区一直位于中尺度低涡东南侧和东南急流左侧，这种环流形势对大范围降水的产生与维持提供了有利的动力条件。

4 敏感性试验结果分析

综上所述，贺兰山地区偏南急流和东南急流的水汽输送特征以及对暴雨形成的动力作用有很大差异，下文通过敏感性试验结果探讨两类LLJ 的强度对暴雨的影响。

4.1 LLJ对降水强度及雨带分布影响

对比两次过程急流减弱效果可以看出（图略），EXP1 和EXP2 的数值敏感性试验中急流强度有明显减弱，急流维持在12 m·s-1左右。图8a和图8b为WRF 模拟的两次暴雨过程10 h 和30 h 的累积降水分布，可以看出控制试验较为成功地模拟出了“7·18”和“6·04”两次贺兰山东麓暴雨的分布特征。“7·18”过程模拟的降水量级，强降水带形状与实况基本一致，与观测降水分布（图1a）相比模拟的强降水中心偏西靠近山侧，降水中心更加集中，模式模拟的急流区降水明显偏强，这是由于模拟急流范围偏大并与急流向东偏移有关。“6·04”过程模拟的降水量级、降水范围与实况基本一致，只是模拟的降水分布在平原地区较观测结果（图1b）偏小。从降水的时间序列上看，“7·18”暴雨过程属于短时强降水过程，而“6·04”过程属于持续性的缓慢降水过程（图9）。

减弱LLJ数值敏感性试验模拟的降水量分布和控制试验相比均出现了强度、范围不同程度的减少（图8c和图8d），其中“7·18”过程降水减少的区域主要位于贺兰山东麓沿山地区，这是由于LLJ 强度减弱，贺兰山地形与LLJ相互作用减弱，山区降水受到明显影响；而“6·04”过程则主要出现在距离山体较远的平原地区，从动力学角度来看，LLJ强度的减弱会导致其左侧气旋式环流强度的减弱并影响垂直运动的发展。两次过程LLJ类型不同，LLJ强度减弱后表现出不同的响应特征，因此LLJ 系统的演变特征对贺兰山东麓地区的降水分布有很大影响。

从“7·18”过程CTL1 试验和EXP1 试验模拟的最大降水中心（图8中A、B两点）降水量时间序列图（图9a、图9b）对比实况降水序列图（图1c）可以看出，控制试验的最大降水中心其降水过程从19 日00:00开始至06:00结束，较实况滞后约4 h，减弱LLJ后的强降水中心的降水持续时间与控制试验CTL1基本一致，强度稍弱。“6·04”过程为大范围长时间降水，且EXP2 试验降水减少的区域主要位于平原地区，故取图8b 中黑色方框范围做降水量区域平均，结果表明：控制试验CTL2 模拟的降水时段为4日05:00至5日10:00，与实况一致，但持续时间稍长（图9c），减弱LLJ 后“6·04”过程宁夏平原地区降水显著减弱。

为了进一步研究降水与急流强度、风向的关系，取贺兰山山区以东3 个经距、南北各2 个纬距（37°～41°N，106°～109°E）为急流影响关键区域，计算该区域最大风速在降水过程中的变化特征。“7·18”过程南风分量较大，当急流中心移动到该区域，降水发生，而后降水强度随急流中心东移，南风减弱而迅速减小结束（图9a）；“6·04”过程降水开始时风速迅速增加，东风分量和南风分量相当，而后东风分量减小，南风分量占主导作用，降水强度与全风速的变化一致性较好（图9c）。两个个例降水率与LLJ 强度均有较好的正相关关系，其中南风分量起着关键作用，这可能与水汽主要由偏南风低空急流输送有关。王智等［24］对一次与西南低涡相联系的低空急流的数值研究分析后也指出南风分量在西南低空急流的演变发展过程中起着更为主动的作用。

4.2 LLJ对物理量场影响

综上所述，低空急流减弱后，敏感性试验EXP1、EXP2 均呈现出了强度减弱、范围变小的特征，其中“7·18”过程山前降水有较明显的减弱响应，“6·04”过程降水强度整体上也会相应减弱，但主要区域为距山体较远的平原地区。以下采用诊断分析的方法，分析减弱LLJ 后对有关物理量的影响特征，分析时分别选取图8a、图8b 中降水变化较大的区域做了剖面图（图8中红色实线）。从垂直剖面图可以看出，控制试验CTL1 中，“7·18”过程中贺兰山地区水汽高值区位于800～500 hPa 之间，范围相对集中（图10a），此时贺兰山东麓主要降水区呈低层辐合中层辐散的特征，辐合中心位于700 hPa左右，强度为150×10-5s-1，辐散中心位于550 hPa 左右，强度为120×10-5s-1（图10b）。涡度场表现为正涡度区和辐合辐散区、强上升运动区相对应的特点（图略）。假相当位温反映大气的温湿状况，从图10c 中可以看出，“7·18”过程中贺兰山东侧106.1°E附近为一假相当位温高值舌，近地面假相当位温达到364 K，对流层低层为对流不稳定的大气层结。暖中心两侧干冷空气有利于暖湿空气的抬升，这种形势有利于暴雨过程发生。LLJ 强度减弱后，相对湿度急剧减小，散度、涡度场强度以及垂直运动强度显著减弱，暖中心消失，假相当位温等值线趋于平直，垂直梯度减小（图10d～图10f），这意味着“7·18”过程中偏南急流有着输送水汽以及加强降水区热力不稳定能量的作用，其动力作用则体现在对山体迎风坡上升运动的增幅作用。

图8 2018年7月18日22:00—19日08:00和2017年6月4日06:00—5日12:00降水量（单位：mm）Fig.8 Distribution of precipitation from 22:00 on July 18,2018 to 08:00 on July 19,and from 06:00 on June 4,2017 to 12:00 on June 5,2017(unit:mm)

图9 2018年7月19日00:00—08:00最大降水中心降水量（a为CTL1，b为EXP1，灰色柱形，单位：mm）及2017年6月4日06:00—5日11:00 CTL2区域平均降水量（c，灰色柱形，单位：mm）和风速（单位：m·s-1））时间序列Fig.9 Time series of the precipitation at maximum precipitation center(a is CTL1,b is EXP1,unit:mm)from 00:00 on July 19,2018 to 08:00 on July 19,average precipitation in CTL2 area from 06:00 on June 4,2017 to June 5,2017 11:00(c,unit:mm)and wind speed(unit:m·s-1)

图10 2018年7月19日04:00控制试验（a、b、c）和减弱急流试验（d、e、f）的相对湿度（单位：%）、散度场（单位：10-5s-1）与风场（单位：m·s-1，其中W*10）及假相当位温（单位：K）和垂直速度（单位：m·s-1）的垂直剖面Fig.10 The vertical profile of the relative humidity(unit:%),divergence field(unit:10-5s-1)with wind field(unit:m·s-1)and pseudo-equivalent potential temperature(unit:K)with vertical velocity(unit:m·s-1)of control tests(a,b,c)and reduced jet stream tests(d,e,f),where W*10 at 04:00 on July 19,2018

“6·04”过程的垂直剖面（图11）分布可以看出，控制试验CTL2中，“6·04”过程降水区水汽充沛，整层水汽接近饱和（图11a），此时急流左侧平原地区有一低层辐合高层辐散区，辐合区位于地面至700 hPa，该高度之上至500 hPa 为辐散区，但辐散辐合的强度和上升运动区较“7·18”过程偏弱偏低（图11b）。涡度场低层为大范围正涡度控制，这与大尺度低槽系统有关（图略）。水平假相当位温高值区位于106.3°E 附近，此处950～600 hPa 假相当位温较东西两侧高，与上升运动区对应，700 hPa 以上假相当位温随高度增加，近地面假相当位温梯度很小，不稳定性弱（图11c）。LLJ强度减弱后，相对湿度变化不明显，而降水区上空的辐合辐散场强度、形态均发生了明显变化，辐散辐合作用显著减弱，且水平假相当位温高值区东移，垂直运动大值区随之减弱东移，这表明“6·04”过程中东南急流在暴雨中有一定的水汽输送作用，但其主要作用体现在其左前方的动力机制造成的辐合场方面（图11d～图11f）。

图11 2017年6月4日15:00控制试验（a、b、c）和减弱急流试验（d、e、f）的相对湿度（单位：%）、散度场（单位：10-5s-1）与风场（单位：m·s-1，其中W*10）及假相当位温（单位：K）和垂直速度（单位：m·s-1）的垂直剖面Fig.11 The vertical profile of the relative humidity(unit:%),divergence field(unit:10-5s-1)with wind field(unit:m·s-1)and pseudo-equivalent potential temperature(unit:K)with vertical velocity(unit:m·s-1)of control tests(a,b,c)and reduced jet stream tests(d,e,f),where W*10 at 15:00 on June 4,2017

“7·18”过程在LLJ强度减弱后低空相对湿度场明显减弱，辐合辐散场只是强度变弱，形态没有变化，说明此次暴雨过程中低空急流具有水汽输送以及加强迎风坡垂直运动的作用；而“6·04”过程在减弱低空急流后，相对湿度场变化不大，其辐合辐散区则减弱至近乎消失的状态，说明此次低空急流其左前方的动力作用产生的辐合场对暴雨影响较大，其水汽输送作用并不明显。两次过程中LLJ强度减弱后暖中心均显著减弱，这意味着急流的低层增温增湿作用在两次过程中均发挥着重要作用。

4.3 LLJ对水汽收支影响

分析可以看出，两次降水过程低空急流的动力机制不同，且低空急流对暴雨过程中的水汽输送作用也存在较大差异。为定量研究LLJ对研究区域水汽输送的影响，选取两个过程水汽输送较强的时刻计算了图6a、图7a 计算域4 个边界上控制试验CTL1、CTL2 和敏感性试验EXP1、EXP2 的水汽通量收支，水汽垂直积分为900～200 hPa，向东向北的输送为正值。诊断分析结果表明（表2），“7·18”过程为西南急流，偏南分量为主要水汽输入分量，LLJ强度减弱后南北方向水汽输入从57.67 kg·m-1·s-1减少到23.65 kg·m-1·s-1，净输入从34.54 kg·m-1·s-1减少到4.61 kg·m-1·s-1，说明LLJ对水汽输送的加强作用非常显著。“6·04”过程为东南急流，偏东和偏南水汽输入分量相当，偏南分量稍大，但是水汽输入量值均小于“7·18”过程。LLJ强度减弱后水汽输送量级略有减小，净输入也略有减小，但变化不大，故“6·04”过程LLJ对水汽输送作用较“7·18”过程弱。

表2 各边界水汽通量收支Tab.2 Water vapor flux budget at each boundary /（kg·m-1·s-1）

5 结论

利用宁夏气象局提供的区域自动站观测资料、FNL 全球客观分析资料、FY-2E 卫星的云顶亮温（TBB）资料以及高分辨率数值模式WRF 模拟资料对2018年7月18日—19日和2017年6月4日—5日贺兰山东麓两次伴随LLJ的暴雨过程进行了观测分析和数值模拟研究，主要结论如下：

（1）观测结果分析显示，“7·18”过程是在500 hPa“东高西低”的环流背景下高空槽和偏南急流共同作用产生的局地短时暴雨，雨带集中；而“6·04”过程则是稳定大槽和东南急流影响下形成的大范围持续性降水过程，两次过程水汽分别来源于南海和孟加拉湾。“7·18”过程的中尺度对流系统为线型云带，而“6·04”过程为大尺度云系，两次过程对流云团均沿山体传播，暴雨落区与云团边缘的TBB梯度大值区相对应。

（2）LLJ对两次暴雨过程的影响存在差异，这可能是LLJ 分布形态不同所致，其中“7·18”是偏南LLJ，“6·04”为东南LLJ。“7·18”过程暴雨发生前偏南LLJ 左侧动力辐合区域在宁夏西侧，对贺兰山地区影响较小，低空偏南急流主要为降水过程提供有利的水汽条件，当偏南急流加强与贺兰山地形相互作用加强了山前的抬升运动，导致降水的形成及凝结潜热的释放，促使偏南急流偏转为西南急流并为其左侧贺兰山山区暴雨的形成提供了有利的动力辐合条件。“6·04”过程东南急流移动缓慢，宁夏北部地区一直位于中尺度低涡东南侧和LLJ 左侧，有利于发生大范围持续性强降水。

（3）减弱LLJ 的数值试验结果显示，“7·18”过程贺兰山山区降水明显减少，而“6·04”过程的降水减少区域主要位于平原地区，这也验证了前文指出的不同LLJ的分布特征对贺兰山东麓地区的降水分布有显著影响。两次过程降水率与LLJ强度均有较好的正相关关系，其中南风分量起着关键作用。

（4）两次过程LLJ 作用下低层的增温增湿明显，急流减弱后散度场和假相当位温特征变化显著。LLJ对“7·18”过程的影响主要体现在水汽输送作用和加强迎风坡垂直运动的动力作用，对“6·04”过程的影响主要体现在急流左侧的动力辐合抬升作用。