《气象学报》：低空急流的研究进展与展望（刘鸿波、何明洋、王斌、张庆红）

doi:10.11676/qxxb2014.022 气象学报 低空急流的研究进展与展望 刘鸿波1何明洋12王斌1张庆红3 LIU Hongbo HE Mingyang.2 WANG Bin ZHANG Qinghong' 1.中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室,北京,100029 2.中国科学院大学,北京,100049 3.北京大学物理学院大气科学系气候和海洋大气研究实验室,北京,100871 1. LASG, Institute of Atmos pheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China 3. Laboratory for Climate and Ocean-Atmos phere Studies, De partment of Atmos pheric and Oceanic Sciences, School of Physics, Peking University, Beijing 100871, China 2013-08-02收稿,2013-12-09改回 刘鸿波,何明洋,王斌,张庆红.2014.低空急流的研究进展与展望.气象学报,72(2):191-206 Liu Hongbo, He Mingyang, Wang Bin, Zhang Qinghong. 2014. Advances in low-level jet research and future prospects. Acta Me- teorologica Sinica, 72(2):191-206 Abstract The low-level jet (LLJ) is closely concerned with severe rainfall events, air pollution, wind energy utilization, avia- tion safety, sandstorms, forest fire, and other weather and climate phenomena. Therefore, it has attracted considerable atten- tion since its discovery. Scientists have carried out many studies on LLJs and made significant achievements during the past five or six decades. This article summarizes and assesses the current knowledge on this subject, and focuses in particular on three aspects: (1)Ll definition, classification, distribution, and structure; (2)LL formation and evolutionary mechanisms; and (3)relationships between LLJ and precipitation, as well as other interdisciplinary fields. After comparing the status of LLJ re- arches in China with those abroad, we then discuss the shortcomings of Llj research in China, which might cover the coarse definitions of the LLJ. lack of observations and inadequate quality control, few thorough explorations of LlJ characteristics and formation mechanisms, and limited studies in the light of interdisciplinary fields. The future prospects for several LLJ research avenues are also speculated Key words Low-level jet, Structural and evolutionary mechanisms, Precipitation, Interdisciplinary research 摘要低空急流与强降水事件、空气污染、风能利用、航空安全、沙尘暴、森林火灾及其他诸多天气、气候现象存在着密切的 联系,因此自发现之日起便受到人们的广泛关注。在过去的半个多世纪中,中外气象学家围绕着低空急流事件开展了大量的 研究并取得了丰硕的硏究成果。对这些成果进行了综合回顾,重点对低空急流的分类和定义、分布状况及结构特征,低空急 流形成演变机制,低空急流与降水及其他领域的关系等三个方面的研究工作进行了总结。最后通过对比分析中外针对低空 急流事件的硏究历史和现状,指出了中国现有研究工作中所存在的诸如低空急流选取标准宽松、观测数据缺乏且质量控制不 完善、低空急流自身特征与形成演变机制硏究数量和深度有限、交叉领域硏究工作匮乏等方面的问題,并对未来的硏究方 进行了 关键词低空急流,结构和演变机制,降水,交叉领域 中图法分类号P442 资助课題:国家自然科学基金项目(40905049)、公益性行业(气象)科研专项项目(GYHY201306016、GYHY200906020) 作者简介:刘鸿波,主要从事持续性降水过程及其机理研究。 E-mail: hongboliu mail iap 通讯作者:何明洋,主要从事天气学分析及数值模拟研究,E-mail: email.hemy@ gmail co

书 低空急流的研究进展与展望￾ 刘鸿波１ 何明洋１，２ 王 斌１ 张庆红３ ＬＩＵ Ｈｏｎｇｂｏ１ ＨＥ Ｍｉｎｇｙａｎｇ１，２ ＷＡＮＧＢｉｎ１ ＺＨＡＮＧＱｉｎｇｈｏｎｇ３ １．中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室，北京，１０００２９ ２．中国科学院大学，北京，１０００４９ ３．北京大学物理学院大气科学系气候和海洋大气研究实验室，北京，１００８７１ １．犔犃犛犌，犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犘犺狔狊犻犮狊，犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犛犮犻犲狀犮犲狊，犅犲犻犼犻狀犵１０００２９，犆犺犻狀犪 ２．犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔狅犳犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犛犮犻犲狀犮犲狊，犅犲犻犼犻狀犵１０００４９，犆犺犻狀犪 ３．犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔犳狅狉犆犾犻犿犪狋犲犪狀犱犗犮犲犪狀犃狋犿狅狊狆犺犲狉犲犛狋狌犱犻犲狊，犇犲狆犪狉狋犿犲狀狋狅犳犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犪狀犱犗犮犲犪狀犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊，犛犮犺狅狅犾狅犳 犘犺狔狊犻犮狊，犘犲犽犻狀犵犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔，犅犲犻犼犻狀犵１００８７１，犆犺犻狀犪 ２０１３０８０２收稿，２０１３１２０９改回． 刘鸿波，何明洋，王斌，张庆红．２０１４．低空急流的研究进展与展望．气象学报，７２（２）：１９１２０６ 犔犻狌犎狅狀犵犫狅，犎犲犕犻狀犵狔犪狀犵，犠犪狀犵犅犻狀，犣犺犪狀犵犙犻狀犵犺狅狀犵．２０１４．犃犱狏犪狀犮犲狊犻狀犾狅狑犾犲狏犲犾犼犲狋狉犲狊犲犪狉犮犺犪狀犱犳狌狋狌狉犲狆狉狅狊狆犲犮狋狊．犃犮狋犪犕犲 狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪，７２（２）：１９１２０６ 犃犫狊狋狉犪犮狋 Ｔｈｅｌｏｗｌｅｖｅｌｊｅｔ（ＬＬＪ）ｉｓｃｌｏｓｅｌｙｃｏｎｃｅｒｎｅｄｗｉｔｈｓｅｖｅｒｅｒａｉｎｆａｌｌｅｖｅｎｔｓ，ａｉｒｐｏｌｌｕｔｉｏｎ，ｗｉｎｄｅｎｅｒｇｙｕｔｉｌｉｚａｔｉｏｎ，ａｖｉａ ｔｉｏｎｓａｆｅｔｙ，ｓａｎｄｓｔｏｒｍｓ，ｆｏｒｅｓｔｆｉｒｅ，ａｎｄｏｔｈｅｒｗｅａｔｈｅｒａｎｄｃｌｉｍａｔｅｐｈｅｎｏｍｅｎａ．Ｔｈｅｒｅｆｏｒｅ，ｉｔｈａｓａｔｔｒａｃｔｅｄｃｏｎｓｉｄｅｒａｂｌｅａｔｔｅｎ ｔｉｏｎｓｉｎｃｅｉｔｓｄｉｓｃｏｖｅｒｙ．ＳｃｉｅｎｔｉｓｔｓｈａｖｅｃａｒｒｉｅｄｏｕｔｍａｎｙｓｔｕｄｉｅｓｏｎＬＬＪｓａｎｄｍａｄｅｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔａｃｈｉｅｖｅｍｅｎｔｓｄｕｒｉｎｇｔｈｅｐａｓｔｆｉｖｅ ｏｒｓｉｘｄｅｃａｄｅｓ．Ｔｈｉｓａｒｔｉｃｌｅｓｕｍｍａｒｉｚｅｓａｎｄａｓｓｅｓｓｅｓｔｈｅｃｕｒｒｅｎｔｋｎｏｗｌｅｄｇｅｏｎｔｈｉｓｓｕｂｊｅｃｔ，ａｎｄｆｏｃｕｓｅｓｉｎｐａｒｔｉｃｕｌａｒｏｎｔｈｒｅｅ ａｓｐｅｃｔｓ：（１）ＬＬＪｄｅｆｉｎｉｔｉｏｎ，ｃｌａｓｓｉｆｉｃａｔｉｏｎ，ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ，ａｎｄｓｔｒｕｃｔｕｒｅ；（２）ＬＬＪｆｏｒｍａｔｉｏｎａｎｄｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｒｙｍｅｃｈａｎｉｓｍｓ；ａｎｄ （３）ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｓｂｅｔｗｅｅｎＬＬＪａｎｄｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ａｓｗｅｌｌａｓｏｔｈｅｒｉｎｔｅｒｄｉｓｃｉｐｌｉｎａｒｙｆｉｅｌｄｓ．ＡｆｔｅｒｃｏｍｐａｒｉｎｇｔｈｅｓｔａｔｕｓｏｆＬＬＪｒｅ ｓｅａｒｃｈｅｓｉｎＣｈｉｎａｗｉｔｈｔｈｏｓｅａｂｒｏａｄ，ｗｅｔｈｅｎｄｉｓｃｕｓｓｔｈｅｓｈｏｒｔｃｏｍｉｎｇｓｏｆＬＬＪｒｅｓｅａｒｃｈｉｎＣｈｉｎａ，ｗｈｉｃｈｍｉｇｈｔｃｏｖｅｒｔｈｅｃｏａｒｓｅ ｄｅｆｉｎｉｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅＬＬＪ，ｌａｃｋｏｆｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓａｎｄｉｎａｄｅｑｕａｔｅｑｕａｌｉｔｙｃｏｎｔｒｏｌ，ｆｅｗｔｈｏｒｏｕｇｈｅｘｐｌｏｒａｔｉｏｎｓｏｆＬＬＪｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓａｎｄ ｆｏｒｍａｔｉｏｎｍｅｃｈａｎｉｓｍｓ，ａｎｄｌｉｍｉｔｅｄｓｔｕｄｉｅｓｉｎｔｈｅｌｉｇｈｔｏｆｉｎｔｅｒｄｉｓｃｉｐｌｉｎａｒｙｆｉｅｌｄｓ．ＴｈｅｆｕｔｕｒｅｐｒｏｓｐｅｃｔｓｆｏｒｓｅｖｅｒａｌＬＬＪｒｅｓｅａｒｃｈ ａｖｅｎｕｅｓａｒｅａｌｓｏｓｐｅｃｕｌａｔｅｄ． 犓犲狔狑狅狉犱狊 Ｌｏｗｌｅｖｅｌｊｅｔ，Ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌａｎｄｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｒｙｍｅｃｈａｎｉｓｍｓ，Ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，Ｉｎｔｅｒｄｉｓｃｉｐｌｉｎａｒｙｒｅｓｅａｒｃｈ 摘 要 低空急流与强降水事件、空气污染、风能利用、航空安全、沙尘暴、森林火灾及其他诸多天气、气候现象存在着密切的 联系，因此自发现之日起便受到人们的广泛关注。在过去的半个多世纪中，中外气象学家围绕着低空急流事件开展了大量的 研究并取得了丰硕的研究成果。对这些成果进行了综合回顾，重点对低空急流的分类和定义、分布状况及结构特征，低空急 流形成演变机制，低空急流与降水及其他领域的关系等三个方面的研究工作进行了总结。最后通过对比分析中外针对低空 急流事件的研究历史和现状，指出了中国现有研究工作中所存在的诸如低空急流选取标准宽松、观测数据缺乏且质量控制不 完善、低空急流自身特征与形成演变机制研究数量和深度有限、交叉领域研究工作匮乏等方面的问题，并对未来的研究方向 进行了展望。 关键词 低空急流，结构和演变机制，降水，交叉领域 中图法分类号 Ｐ４４２ ｄｏｉ：１０．１１６７６／ｑｘｘｂ２０１４．０２２ 气象学报  资助课题：国家自然科学基金项目（４０９０５０４９）、公益性行业（气象）科研专项项目（ＧＹＨＹ２０１３０６０１６、ＧＹＨＹ２００９０６０２０）。 作者简介：刘鸿波，主要从事持续性降水过程及其机理研究。Ｅｍａｉｌ：ｈｏｎｇｂｏｌｉｕ＠ｍａｉｌ．ｉａｐ．ａｃ．ｃｎ 通讯作者：何明洋，主要从事天气学分析及数值模拟研究。Ｅｍａｉｌ：ｅｍａｉｌ．ｈｅｍｙ＠ｇｍａｉｌ．ｃｏｍ

Acta Meteorologica sinica气象学报2014.72(2) 了1993年美国夏季洪涝过程期间低空急流的异常 活动特征及低空急流对此次洪涝灾害的贡献。为了 在全球气候变暖的大背景下,极端天气和气候研究低空急流所伴随的环境场,研究者不得不借助 事件的发生呈显著增多、增强趋势,其中与强降水事于常规的天气观测资料(Chen,etal,1988),但由于 件密切相关的洪涝、泥石流等气象和地质灾害所造二者在观测位置和时间方面并不重合,因此难免会 成的损失尤为严重(IPCC,2007)。低空急流由于可引入一些误差。此外,单点的无线电探空测风也无 以为极端降水过程提供有利的背景场及充足的水法考虑到低空急流的风速水平切变信息及相应的环 汽,能够极大地促进强降水事件的发生,因此,自20境场状况(Chen,etal,2005)。高分辨率的再分析 世纪30年代被发现之日起便受到人们的广泛关注,资料为低空急流的进一步深入研究提供了有力的数 并于20世纪50年代后对这一现象开展了大量的研据支持。 Higgins等(1997)和 Weaver等(2008)分 究工作。低空急流现象广泛分布于地球上的各个大别利用高分辨率再分析资料研究了美国大平原地区 陆,如北美和南美地区、非洲、亚洲、大洋洲以及南极低空急流对夏季降水和水汽输送的作用、北大西洋 洲( Stensrud,1996)。 Goualt(1938)和 Farquharson 涛动及厄尔尼诺-南方涛动对于低空急流季节和年 (1939)首先于20世纪30年代末发现了存在于非洲际变率的影响以及低空急流变化对于区域水文气候 地区的低空急流事件,随后 Means(1952)在对美国的调制等方面的内容。Vera等(2006)在南美洲开 中部地区雷暴天气的研究工作中首次使用了低空急展了大型外场加密观测试验以研究南美地区低空急 流这一概念,并指出其对飑线和极端天气现象的形流在热带和温带地区之间的水汽和能量传输作用及 成具有重要的作用及意义。 Blackadar(1957)、Bon-低空急流对区域水文、气候和气候变化的影响 ner(1968)、 Uccellini等(1979)分别针对北美地区低 在过去的半个多世纪中,针对低空急流的研究 空急流的形成演变机制、分布状况和结构特征以及涵盖了低空急流的结构和演变特征( Bonner,1968; 低空急流与其他天气、气候现象的关系开展了广泛 Findlater,1969;Chen,etal,2005;赛瀚等,2012a, 而深入的研究。 Findlater(1969,1977)也利用观测2012b)、形成和发展机制( Blackadar,1957; Holton 资料对东非至西印度洋地区的索马里急流演变特征1967; Uccellini,etal,1979;Pan,etal,2004)以及与 及其与印度西部夏季季风降水的关系开展了一系列降水等天气和气候现象的关系等诸多方面(陶诗言 的分析。自20世纪80年代以后,中国学者也重点等,1979; Higgins,etal,1997; Saulo,etal,2007)。 针对低空急流与暴雨的关系进行了大量的研究,为研究方法逐渐由最初的观测数据分析、理论研究发 中国的暴雨预报提供了有力的参考依据(陶诗言等,展至数值模拟研究( Holton,1967; Mitchell,etal, 1980;俞樟孝等,1983)。 1995;Ting,etal,2006),其中以中尺度模式的应用 般认为,低空急流是一种发生在边界层或对最为广泛。中尺度模式不仅能够为低空急流的研究 流层低层强而窄的气流带,风速大于12m/s,高度提供高时空分辨率的数据,通过相应的数值敏感性 则主要位于τ00hPa以下。由于常规探空资料每日试验还可以检验现有关于低空急流形成、演变机制 仅包含两个时次且空间分布不均,故难以捕捉到全的理论成果,并进一步研究可能的影响机制。例如, 部低空急流事件且无法刻画出急流的详细演变过Pan等(2004)和 Zhang等(2006)利用中尺度模式研 程,特别是那些较强的急流过程更容易被漏掉究了地形、地表热通量和海陆对比分别对美国落基 ( Mitchell et al,1995),故针对低空急流的研究工作山脉及阿巴拉契亚山脉地区低空急流形成演变过程 多基于无线电探空测风仪测风资料。例如, Bonner的影响,从而量化了各主要影响因子的相对作用 (1968)和 Mitchel等(1995)分别利用每日4次及逐Qian等(2004)和Zhao(2012)也分别利用中尺度模 时的探空测风仪数据给出了美国大平原地区低空急式研究了中国梅雨期强降水发生过程中潜热释放和 流的地理分布状况、季节活动规律、水平及垂直结低空急流的相互作用以及局地地形对低空急流的调 构、日变化等特征,总结了该地区低空急流的气候状制作用。 况。 Arritt等(1997)则利用逐时及高垂直分辨率的 低空急流与强降水过程关系的研究在过去的几 美国国家海洋和大气管理局探空资料网的数据研究十年中已经进行了深入和系统的开展,相关研究可

１ 引 言 在全球气候变暖的大背景下，极端天气和气候 事件的发生呈显著增多、增强趋势，其中与强降水事 件密切相关的洪涝、泥石流等气象和地质灾害所造 成的损失尤为严重（ＩＰＣＣ，２００７）。低空急流由于可 以为极端降水过程提供有利的背景场及充足的水 汽，能够极大地促进强降水事件的发生，因此，自２０ 世纪３０年代被发现之日起便受到人们的广泛关注， 并于２０世纪５０年代后对这一现象开展了大量的研 究工作。低空急流现象广泛分布于地球上的各个大 陆，如北美和南美地区、非洲、亚洲、大洋洲以及南极 洲（Ｓｔｅｎｓｒｕｄ，１９９６）。Ｇｏｕａｌｔ（１９３８）和 Ｆａｒｑｕｈａｒｓｏｎ （１９３９）首先于２０世纪３０年代末发现了存在于非洲 地区的低空急流事件，随后 Ｍｅａｎｓ（１９５２）在对美国 中部地区雷暴天气的研究工作中首次使用了低空急 流这一概念，并指出其对飑线和极端天气现象的形 成具有重要的作用及意义。Ｂｌａｃｋａｄａｒ（１９５７）、Ｂｏｎ ｎｅｒ（１９６８）、Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ等（１９７９）分别针对北美地区低 空急流的形成演变机制、分布状况和结构特征以及 低空急流与其他天气、气候现象的关系开展了广泛 而深入的研究。Ｆｉｎｄｌａｔｅｒ（１９６９，１９７７）也利用观测 资料对东非至西印度洋地区的索马里急流演变特征 及其与印度西部夏季季风降水的关系开展了一系列 的分析。自２０世纪８０年代以后，中国学者也重点 针对低空急流与暴雨的关系进行了大量的研究，为 中国的暴雨预报提供了有力的参考依据（陶诗言等， １９８０；俞樟孝等，１９８３）。 一般认为，低空急流是一种发生在边界层或对 流层低层强而窄的气流带，风速大于１２ｍ／ｓ，高度 则主要位于７００ｈＰａ以下。由于常规探空资料每日 仅包含两个时次且空间分布不均，故难以捕捉到全 部低空急流事件且无法刻画出急流的详细演变过 程，特 别 是 那 些 较 强 的 急 流 过 程 更 容 易 被 漏 掉 （Ｍｉｔｃｈｅｌｌ，ｅｔａｌ，１９９５），故针对低空急流的研究工作 多基于无线电探空测风仪测风资料。例如，Ｂｏｎｎｅｒ （１９６８）和 Ｍｉｔｃｈｅｌｌ等（１９９５）分别利用每日４次及逐 时的探空测风仪数据给出了美国大平原地区低空急 流的地理分布状况、季节活动规律、水平及垂直结 构、日变化等特征，总结了该地区低空急流的气候状 况。Ａｒｒｉｔｔ等（１９９７）则利用逐时及高垂直分辨率的 美国国家海洋和大气管理局探空资料网的数据研究 了１９９３年美国夏季洪涝过程期间低空急流的异常 活动特征及低空急流对此次洪涝灾害的贡献。为了 研究低空急流所伴随的环境场，研究者不得不借助 于常规的天气观测资料（Ｃｈｅｎ，ｅｔａｌ，１９８８），但由于 二者在观测位置和时间方面并不重合，因此难免会 引入一些误差。此外，单点的无线电探空测风也无 法考虑到低空急流的风速水平切变信息及相应的环 境场状况（Ｃｈｅｎ，ｅｔａｌ，２００５）。高分辨率的再分析 资料为低空急流的进一步深入研究提供了有力的数 据支持。Ｈｉｇｇｉｎｓ等（１９９７）和 Ｗｅａｖｅｒ等（２００８）分 别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、北大西洋 涛动及厄尔尼诺南方涛动对于低空急流季节和年 际变率的影响以及低空急流变化对于区域水文气候 的调制等方面的内容。Ｖｅｒａ等（２００６）在南美洲开 展了大型外场加密观测试验以研究南美地区低空急 流在热带和温带地区之间的水汽和能量传输作用及 低空急流对区域水文、气候和气候变化的影响。 在过去的半个多世纪中，针对低空急流的研究 涵盖了低空急流的结构和演变特征（Ｂｏｎｎｅｒ，１９６８； Ｆｉｎｄｌａｔｅｒ，１９６９；Ｃｈｅｎ，ｅｔａｌ，２００５；赛 瀚 等，２０１２ａ， ２０１２ｂ）、形成和发展机制（Ｂｌａｃｋａｄａｒ，１９５７；Ｈｏｌｔｏｎ， １９６７；Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ，ｅｔａｌ，１９７９；Ｐａｎ，ｅｔａｌ，２００４）以及与 降水等天气和气候现象的关系等诸多方面（陶诗言 等，１９７９；Ｈｉｇｇｉｎｓ，ｅｔａｌ，１９９７；Ｓａｕｌｏ，ｅｔａｌ，２００７）。 研究方法逐渐由最初的观测数据分析、理论研究发 展至数值模拟研究（Ｈｏｌｔｏｎ，１９６７；Ｍｉｔｃｈｅｌｌ，ｅｔａｌ， １９９５；Ｔｉｎｇ，ｅｔａｌ，２００６），其中以中尺度模式的应用 最为广泛。中尺度模式不仅能够为低空急流的研究 提供高时空分辨率的数据，通过相应的数值敏感性 试验还可以检验现有关于低空急流形成、演变机制 的理论成果，并进一步研究可能的影响机制。例如， Ｐａｎ等（２００４）和Ｚｈａｎｇ等（２００６）利用中尺度模式研 究了地形、地表热通量和海陆对比分别对美国落基 山脉及阿巴拉契亚山脉地区低空急流形成演变过程 的影响，从而量化了各主要影响因子的相对作用。 Ｑｉａｎ等（２００４）和 Ｚｈａｏ（２０１２）也分别利用中尺度模 式研究了中国梅雨期强降水发生过程中潜热释放和 低空急流的相互作用以及局地地形对低空急流的调 制作用。 低空急流与强降水过程关系的研究在过去的几 十年中已经进行了深入和系统的开展，相关研究可 １９２ 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 气象学报 ２０１４，７２（２）

刘鴻波等:低空急流的研究进展与展望 以有效地提高降水预报的准确率(陶诗言等,1980),时沿垂直向上方向达到最近的一个风速极小值或 增进对于极端降水过程及洪涝灾害的认识和理解,3km高度(以较低者为准)时风速下降不少于 为进一步准确预报和预防灾害性事件的发生提供科6m/s便将这种高速气流定义为1级急流,而分别 学依据。除降水外,低空急流与空气污染、风能利对应于16(20)m/s最大风速、8(10)m/s风速垂直 用、航空安全、沙尘输送、森林火灾等诸多方面也存切变的气流带则定义为2(3)级急流。这一定义方 在密切的联系( Uccellini,1980; Liechti,etal,式在后续针对南、北美洲低空急流研究工作中被广 1999; Archer,etal,2005),此类研究工作正逐渐兴泛采用( Higgins,etal,1997;Pan,etal,2004;Vera, 起,并越来越受到科学界及社会各相关领域的重视。etal,2006)。此外,研究人员还根据各个地区地形 因此,针对低空急流的研究既具有重要的理论意义高度及背景场状况等因素的不同对低空急流最大风 又具有切实的现实意义 速值、风速垂直切变强度和急流高度进行了不同的 日前,中国大多数针对低空急流的研究工作急设定与限制。例如,考虑到针对单一台站的风廓线 流选取标准比较宽泛,故在一定程度上限制了对中雷达资料进行分析时,所观测到的风速大值并不 国低空急流现象的认识(赛瀚等,2012a)。与此同定位于急流中心区域, Zhang等(2006)在研究工作 时,中国大多数研究工作仍集中于低空急流与降水中规定只要对流层低层1.5km以下的垂直风速廓 关系的研究,现有观测数据的缺乏或资料共享方面线呈现尾流状形态,且在水平风速大值中心上下 的困难使得针对低空急流结构特征与形成演变机制300m高度处分别存在负、正风速切变时,即认定为 的研究开展较少。因此,还需要开展大量的研究工一次低空急流过程 作以便更好地认识这一重要的天气现象。事实上 基于 Bonner(1968)的急流定义标准,Chen等 近年来观测资料的增多为人们提供了很好的机遇 (2005)将风速考察范围向上延伸至600hPa,在这 2低空急流的分类和定义、分布状况与结构种定义下探空资料的结果显示风速垂直廓线呈现出 显著的“双峰”特征,风速大值分别出现在925-900 特征 和850—825hPa。台湾地区低空急流的主要风速 2.1低空急流的分类和定义 大值是在地形的阻挡作用下形成的,发生频次高,出 根据低空急流最大风速轴所在高度可以将其分现范围也仅限于边界层内部(对应于阻挡急流)。位 为自由大气低空急流(850—600hPa)和边界层低空于850-700hPa的低空急流则多为移动性急流,与 急流(850hPa或1500m以下)(赛瀚等,2012a)。梅雨系统关系密切并极易导致强降水事件的发生, 自由大气低空急流经常与天气系统相伴出现,如四Du等(2012)利用风廓线雷达资料在对上海青浦站 川盆地东部西南低涡和台风边缘斜压性较强的急的分析中也发现该地区同样存在着两类低空急流 流、强对流活动诱发局地环流造成的急流等。边界分别是边界层低空急流和2100-2200m高度上与 层低空急流既有斜压性很弱——即没有明显天气系天气系统密切相关的低空急流。在此之前,受到数 统的急流,也有出现在高低压过渡区内伴随着暴雨据资料分辨率的限制,大部分针对中国大陆地区低 过程的急流,如北美落基山脉东侧低空急流和非洲空急流的研究仅对某一层等压面上的最大风速进行 东部索马里急流。当然,根据风速大值范围的不同,了限定,对于风速的垂直切变强度并没有提出明确 还可以将低空急流分为大尺度急流、天气尺度急流的要求(俞樟孝等,1983;翟国庆等,1999;徐海明等 和中尺度急流(于廖良,1986)。在本研究中,将不特2001;Qian,etal,2004) 别针对各类急流的特征及成因进行分类讨论,而是 Stensrud(1996)对低空急流和低空高速气流带 就其共性进行综述 两个概念进行了区分,指出低空急流是具有显著风 由于低空急流出现的高度、范围、风速强度以及速垂直切变的水平气流,而低空高速气流带则未对 水平和垂直切变均有一定差异,迄今为止,低空急流风速垂直切变进行限制(不一定存在强垂直切变), 的定义尚未形成统一的标准。 Bonner(1968)根据这种分类也被后来的大多数研究人员所接受。例如 最大风速及风速垂直切变强度将北美地区低空急流张文龙等(2007)就针对中国的西南低空急流和西南 分成3个等级,即当气流最大速度超过12m/s且同低层大风进行了对比分析,揭示了二者的气候学和

以有效地提高降水预报的准确率（陶诗言等，１９８０）， 增进对于极端降水过程及洪涝灾害的认识和理解， 为进一步准确预报和预防灾害性事件的发生提供科 学依据。除降水外，低空急流与空气污染、风能利 用、航空安全、沙尘输送、森林火灾等诸多方面也存 在 密 切 的 联 系 （Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ，１９８０；Ｌｉｅｃｈｔｉ，ｅｔａｌ， １９９９；Ａｒｃｈｅｒ，ｅｔａｌ，２００５），此类研究工作正逐渐兴 起，并越来越受到科学界及社会各相关领域的重视。 因此，针对低空急流的研究既具有重要的理论意义 又具有切实的现实意义。 目前，中国大多数针对低空急流的研究工作急 流选取标准比较宽泛，故在一定程度上限制了对中 国低空急流现象的认识（赛瀚等，２０１２ａ）。与此同 时，中国大多数研究工作仍集中于低空急流与降水 关系的研究，现有观测数据的缺乏或资料共享方面 的困难使得针对低空急流结构特征与形成演变机制 的研究开展较少。因此，还需要开展大量的研究工 作以便更好地认识这一重要的天气现象。事实上， 近年来观测资料的增多为人们提供了很好的机遇。 ２ 低空急流的分类和定义、分布状况与结构 特征 ２．１ 低空急流的分类和定义 根据低空急流最大风速轴所在高度可以将其分 为自由大气低空急流（８５０—６００ｈＰａ）和边界层低空 急流（８５０ｈＰａ或 １５００ ｍ 以下）（赛 瀚 等，２０１２ａ）。 自由大气低空急流经常与天气系统相伴出现，如四 川盆地东部西南低涡和台风边缘斜压性较强的急 流、强对流活动诱发局地环流造成的急流等。边界 层低空急流既有斜压性很弱———即没有明显天气系 统的急流，也有出现在高低压过渡区内伴随着暴雨 过程的急流，如北美落基山脉东侧低空急流和非洲 东部索马里急流。当然，根据风速大值范围的不同， 还可以将低空急流分为大尺度急流、天气尺度急流 和中尺度急流（于廖良，１９８６）。在本研究中，将不特 别针对各类急流的特征及成因进行分类讨论，而是 就其共性进行综述。 由于低空急流出现的高度、范围、风速强度以及 水平和垂直切变均有一定差异，迄今为止，低空急流 的定义尚未形成统一的标准。Ｂｏｎｎｅｒ（１９６８）根据 最大风速及风速垂直切变强度将北美地区低空急流 分成３个等级，即当气流最大速度超过１２ｍ／ｓ且同 时沿垂直向上方向达到最近的一个风速极小值或 ３ｋｍ 高 度 （以 较 低 者 为 准）时 风 速 下 降 不 少 于 ６ｍ／ｓ便将这种高速气流定义为１级急流，而分别 对应于１６（２０）ｍ／ｓ最大风速、８（１０）ｍ／ｓ风速垂直 切变的气流带则定义为２（３）级急流。这一定义方 式在后续针对南、北美洲低空急流研究工作中被广 泛采用（Ｈｉｇｇｉｎｓ，ｅｔａｌ，１９９７；Ｐａｎ，ｅｔａｌ，２００４；Ｖｅｒａ， ｅｔａｌ，２００６）。此外，研究人员还根据各个地区地形 高度及背景场状况等因素的不同对低空急流最大风 速值、风速垂直切变强度和急流高度进行了不同的 设定与限制。例如，考虑到针对单一台站的风廓线 雷达资料进行分析时，所观测到的风速大值并不一 定位于急流中心区域，Ｚｈａｎｇ等（２００６）在研究工作 中规定只要对流层低层１．５ｋｍ 以下的垂直风速廓 线呈现尾 流 状 形 态，且 在 水 平 风 速 大 值 中 心 上 下 ３００ｍ 高度处分别存在负、正风速切变时，即认定为 一次低空急流过程。 基于 Ｂｏｎｎｅｒ（１９６８）的急流定义标准，Ｃｈｅｎ等 （２００５）将风速考察范围向上延伸至６００ｈＰａ，在这 种定义下探空资料的结果显示风速垂直廓线呈现出 显著的“双峰”特征，风速大值分别出现在９２５—９００ 和８５０—８２５ｈＰａ。台湾地区低空急流的主要风速 大值是在地形的阻挡作用下形成的，发生频次高，出 现范围也仅限于边界层内部（对应于阻挡急流）。位 于８５０—７００ｈＰａ的低空急流则多为移动性急流，与 梅雨系统关系密切并极易导致强降水事件的发生。 Ｄｕ等（２０１２）利用风廓线雷达资料在对上海青浦站 的分析中也发现该地区同样存在着两类低空急流， 分别是边界层低空急流和２１００—２２００ｍ 高度上与 天气系统密切相关的低空急流。在此之前，受到数 据资料分辨率的限制，大部分针对中国大陆地区低 空急流的研究仅对某一层等压面上的最大风速进行 了限定，对于风速的垂直切变强度并没有提出明确 的要求（俞樟孝等，１９８３；翟国庆等，１９９９；徐海明等， ２００１；Ｑｉａｎ，ｅｔａｌ，２００４）。 Ｓｔｅｎｓｒｕｄ（１９９６）对低空急流和低空高速气流带 两个概念进行了区分，指出低空急流是具有显著风 速垂直切变的水平气流，而低空高速气流带则未对 风速垂直切变进行限制（不一定存在强垂直切变）， 这种分类也被后来的大多数研究人员所接受。例如 张文龙等（２００７）就针对中国的西南低空急流和西南 低层大风进行了对比分析，揭示了二者的气候学和 刘鸿波等：低空急流的研究进展与展望 １９３

Acta Meteorologica sinica气象学报2014.72(2) 天气学特征差异。国际上有关低空急流的研究工作2.2低空急流分布状况与活动规律 般都对气流的风速垂直切变强度进行了限制,从 低空急流广泛分布于世界各个地区,且以大地 而避免了与低空高速气流带的混淆,因为二者无论形地区东侧或具有显著海陆对比的区域为主,一般 是在分布状况、水平及垂直结构、日变化等特征还是情况下急流方向与地形或海岸线走向一致。Sten- 在形成演变机制及对强降水、雷暴等天气现象的作srud(1996)根据已有的研究成果绘制出低空急流在 用方面均存在着较大的差异。在本文中,如无特殊全球的大体分布。Rife等(2010)利用一套全球 说明,低空急流均表示发生在边界层内部或对流层40km分辨率逐时输岀的同化资料定量地绘制出具 低层具有显著风速垂直切变的急流过程。 有显著日变化特征的低空急流分布(图1),不仅准 60N 20 c LLj regions 图11985-2005年逐时分析资料计算的7月(a)和1月(b)平均夜间低空急流指数(色阶 以及地表以上500m高度处风场(矢线) (c.表示17个夜间低空急流的位置)(Rife,etal,2010)) Fig 1 Mean nocturnal LLJ (NLLJ)index(shaded)and 500 m AGL winds (vector) at local midnight during the period 1985-2005 for (a) July and(b) January alculated from the CFDDA hourly analyses. The inset shows the locations of the NLLJs analyzed for this study (c)(Rife, et al, 2010)

天气学特征差异。国际上有关低空急流的研究工作 一般都对气流的风速垂直切变强度进行了限制，从 而避免了与低空高速气流带的混淆，因为二者无论 是在分布状况、水平及垂直结构、日变化等特征还是 在形成演变机制及对强降水、雷暴等天气现象的作 用方面均存在着较大的差异。在本文中，如无特殊 说明，低空急流均表示发生在边界层内部或对流层 低层具有显著风速垂直切变的急流过程。 ２．２ 低空急流分布状况与活动规律 低空急流广泛分布于世界各个地区，且以大地 形地区东侧或具有显著海陆对比的区域为主，一般 情况下急流方向与地形或海岸线走向一致。Ｓｔｅｎ ｓｒｕｄ（１９９６）根据已有的研究成果绘制出低空急流在 全球 的 大 体 分 布。Ｒｉｆｅ 等 （２０１０）利 用 一 套 全 球 ４０ｋｍ分辨率逐时输出的同化资料定量地绘制出具 有 显著日变化特征的低空急流分布（图１），不仅准 图１ １９８５—２００５年逐时分析资料计算的７月（ａ）和１月（ｂ）平均夜间低空急流指数（色阶） 以及地表以上５００ｍ 高度处风场（矢线） （ｃ．表示１７个夜间低空急流的位置）（Ｒｉｆｅ，ｅｔａｌ，２０１０）） Ｆｉｇ．１ ＭｅａｎｎｏｃｔｕｒｎａｌＬＬＪ（ＮＬＬＪ）ｉｎｄｅｘ（ｓｈａｄｅｄ）ａｎｄ５００ｍ ＡＧＬｗｉｎｄｓ（ｖｅｃｔｏｒ） ａｔｌｏｃａｌｍｉｄｎｉｇｈｔｄｕｒｉｎｇｔｈｅｐｅｒｉｏｄ１９８５－２００５ｆｏｒ（ａ）Ｊｕｌｙａｎｄ（ｂ）Ｊａｎｕａｒｙ， ｃａｌｃｕｌａｔｅｄｆｒｏｍｔｈｅＣＦＤＤＡｈｏｕｒｌｙａｎａｌｙｓｅｓ．Ｔｈｅｉｎｓｅｔｓｈｏｗｓｔｈｅ ｌｏｃａｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅＮＬＬＪｓａｎａｌｙｚｅｄｆｏｒｔｈｉｓｓｔｕｄｙ（ｃ）（Ｒｉｆｅ，ｅｔａｌ，２０１０） １９４ 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 气象学报 ２０１４，７２（２）

刘鴻波等:低空急流的研究进展与展望 确地涵盖了 Stensrud(1996)所标示的低空急流多发升区(陶诗言等,1980)。 域,还新发现了其他几个低空急流较为活跃的地 垂直方向上,低空急流覆盖范围内的风速廓线 区,如中国的青藏高原及塔里木盆地。由于北半球具有典型的尾流状特征,即存在着风速极大值及强 陆地范围较大而存在显著的海陆对比,因此北半球烈的风速垂直切变。同样以北美地区为例,在垂直 的低空急流强度较南半球强。 于急流轴的剖面上,风速最大值(>16m/s)出现在 低空急流在各个季节均有发生,但南、北半球夏地面以上250-1000m高度,至3000m高度风速 季低空急流的发生频次均显著高于冬季,此时急流则迅速减至6m/s(图2c)。这一垂直结构在世界各 强度更大且覆盖区域也更多( Findlater,1977;Ⅴirj,主要低空急流多发地区均先后被研究人员所发现 1981; Aegle,etl,1987)。以北美地区为例,Weav-( Findlater,1977)。前面曾提到,Chen等(2005)和 er等(2008)利用为期25a的高分辨率再分析资料Du等(2012)在针对台湾和上海地区多年单站探空 揭示出美国大平原地区低空急流事件在7月出现的资料的分析中发现,水平风速在垂直方向上存在着 频次最高,强度也达到最大。中国西南地区的低空两个大值中心,分别对应着边界层急流和天气尺度 急流现象也呈现出类似的活动特征(张文龙等,急流。由于天气尺度急流的形成发展与天气系统的 2007)。同时,低空急流的活动会受到大尺度气候背强迫密切相关,因此发生层次较高(850-800hPa) 景场的制约,从而呈现出显著的年际变化( Weaver,事实上,这两类急流是普遍存在的( Stensrud, etal,2008)。例如,在厄尔尼诺和太平洋年代际振1996),陶诗言等(1980)早就指出不同尺度的低空 荡的共同作用下,2000—2002年北美地区低空急流急流不是孤立存在的,只是由于研究者对低空急流 的发生频次显著高于1997-1999年(Song,etal,的选取标准不同而导致大部分的工作中仅给出一个 2005)。 急流中心。 2.3低空急流结构特征 2.4日变化现象 低空急流在水平方向往往存在着显著的核区结 早在19世纪30年代, Goualt(1938)、 Farqu- 构并伴有强烈的水平风速切变,急流轴走向根据不 harson(1939)便注意到夜晚的强风速事件, Gifford 同区域的地形环境特征而有所差异,一般情况下与(1952)、 Lettau(1954)及 Blackadar(1955)所做的研 山脉或海岸线走向大体一致。以北美地区为例,低究工作进一步证实了这一现象的存在。美国于 空急流主要发生在落基山脉东侧的大平原地区,急1961年在中部地区首次针对边界层风场开展了逐 流左侧经常存在天气尺度的低压系统,而右侧的大时加密观测试验,详细揭示了低空急流风速的日变 尺度高压系统则为低空急流的形成与发展提供了有化过程:急流从当地凌晨开始不断合并加强,至05 利的背景场环境,高、低压系统间的气压梯度导致了时达到最强,日出后急流减弱,组织完好的中心分裂 气流速度的不断增强(图2a、b)(Rife,etal,2010)。成几个,至日落以后风速又开始加强,23时急流又 中国青藏高原、非洲东部及南美安第斯山脉以东的恢复成一个完善的强中心( Hoecker,1963)。低空 低空急流均存在着类似的水平结构特征及天气系统急流的日变化现象广泛分布于世界各主要急流多发 配置(张文龙等,2007;Liu,2012;Liu,etal,2012;地区。尽管各地区之间急流事件的起止时间、最大 Findlater,1977;Vera,etal,2006)。 Bonner(1968)风速方向及急流高度有所差异,但无论是气候平均 基于探空资料并采用低空急流坐标系对美国大平原还是个例分析,低空急流风速一般都在当地时间午 地区低空急流的水平结构特征进行了深入的研究,夜至清晨达到最大,中午前后最小(图2d、3a)。此 结果表明在低空急流核区上游存在着气流的辐散,外,低空急流最大风速在一天时间范围内呈现出显 而在下游则对应有一辐合区域。因此,当气流穿越著的顺时针旋转特征,风向也随之发生明显变化(图 急流中心时便会在上游位置辐散下沉而在下游区域3)。对于这种普遍存在的日变化现象, Blackadar 辐合上升,这种配置将有利于对流系统在低空急流(1957)和 Holton(1967)通过惯性振荡理论和昼夜 下游的发展与加强。中国长江以南地区常与暴雨伴辐射差异所引起的上山、下山风及两种风转向的机 随出现的低空急流存在着与上述类似的结构,即急制分别进行了解释, Bonner等(1970)进一步指出陆 流左前方为强烈辐合所对应的高温、高湿空气的上面与大气的热力性质不同所导致的热成风转向也对

确地涵盖了Ｓｔｅｎｓｒｕｄ（１９９６）所标示的低空急流多发 区域，还新发现了其他几个低空急流较为活跃的地 区，如中国的青藏高原及塔里木盆地。由于北半球 陆地范围较大而存在显著的海陆对比，因此北半球 的低空急流强度较南半球强。 低空急流在各个季节均有发生，但南、北半球夏 季低空急流的发生频次均显著高于冬季，此时急流 强度更大且覆盖区域也更多（Ｆｉｎｄｌａｔｅｒ，１９７７；Ｖｉｒｊｉ， １９８１；Ｐａｅｇｌｅ，ｅｔａｌ，１９８７）。以北美地区为例，Ｗｅａｖ ｅｒ等（２００８）利用为期２５ａ的高分辨率再分析资料 揭示出美国大平原地区低空急流事件在７月出现的 频次最高，强度也达到最大。中国西南地区的低空 急流现 象 也 呈 现 出 类 似 的 活 动 特 征 （张 文 龙 等， ２００７）。同时，低空急流的活动会受到大尺度气候背 景场的制约，从而呈现出显著的年际变化（Ｗｅａｖｅｒ， ｅｔａｌ，２００８）。例如，在厄尔尼诺和太平洋年代际振 荡的共同作用下，２０００—２００２年北美地区低空急流 的发生频次 显 著 高 于 １９９７—１９９９ 年 （Ｓｏｎｇ，ｅｔａｌ， ２００５）。 ２．３ 低空急流结构特征 低空急流在水平方向往往存在着显著的核区结 构并伴有强烈的水平风速切变，急流轴走向根据不 同区域的地形环境特征而有所差异，一般情况下与 山脉或海岸线走向大体一致。以北美地区为例，低 空急流主要发生在落基山脉东侧的大平原地区，急 流左侧经常存在天气尺度的低压系统，而右侧的大 尺度高压系统则为低空急流的形成与发展提供了有 利的背景场环境，高、低压系统间的气压梯度导致了 气流速度的不断增强（图２ａ、ｂ）（Ｒｉｆｅ，ｅｔａｌ，２０１０）。 中国青藏高原、非洲东部及南美安第斯山脉以东的 低空急流均存在着类似的水平结构特征及天气系统 配置 （张 文 龙 等，２００７；Ｌｉｕ，２０１２；Ｌｉｕ，ｅｔａｌ，２０１２； Ｆｉｎｄｌａｔｅｒ，１９７７；Ｖｅｒａ，ｅｔａｌ，２００６）。Ｂｏｎｎｅｒ（１９６８） 基于探空资料并采用低空急流坐标系对美国大平原 地区低空急流的水平结构特征进行了深入的研究， 结果表明在低空急流核区上游存在着气流的辐散， 而在下游则对应有一辐合区域。因此，当气流穿越 急流中心时便会在上游位置辐散下沉而在下游区域 辐合上升，这种配置将有利于对流系统在低空急流 下游的发展与加强。中国长江以南地区常与暴雨伴 随出现的低空急流存在着与上述类似的结构，即急 流左前方为强烈辐合所对应的高温、高湿空气的上 升区（陶诗言等，１９８０）。 垂直方向上，低空急流覆盖范围内的风速廓线 具有典型的尾流状特征，即存在着风速极大值及强 烈的风速垂直切变。同样以北美地区为例，在垂直 于急流轴的剖面上，风速最大值（＞１６ｍ／ｓ）出现在 地面以上２５０—１０００ｍ 高度，至３０００ｍ 高度风速 则迅速减至６ｍ／ｓ（图２ｃ）。这一垂直结构在世界各 主要低空急流多发地区均先后被研究人员所发现 （Ｆｉｎｄｌａｔｅｒ，１９７７）。前面曾提到，Ｃｈｅｎ等（２００５）和 Ｄｕ等（２０１２）在针对台湾和上海地区多年单站探空 资料的分析中发现，水平风速在垂直方向上存在着 两个大值中心，分别对应着边界层急流和天气尺度 急流。由于天气尺度急流的形成发展与天气系统的 强迫密切相关，因此发生层次较高（８５０—８００ｈＰａ）。 事实 上，这 两 类 急 流 是 普 遍 存 在 的 （Ｓｔｅｎｓｒｕｄ， １９９６），陶诗言等（１９８０）早就指出不同尺度的低空 急流不是孤立存在的，只是由于研究者对低空急流 的选取标准不同而导致大部分的工作中仅给出一个 急流中心。 ２．４ 日变化现象 早 在 １９ 世 纪 ３０ 年 代，Ｇｏｕａｌｔ（１９３８）、Ｆａｒｑｕ ｈａｒｓｏｎ（１９３９）便注意到夜晚的强风速事件，Ｇｉｆｆｏｒｄ （１９５２）、Ｌｅｔｔａｕ（１９５４）及 Ｂｌａｃｋａｄａｒ（１９５５）所做的研 究工 作 进 一 步 证 实 了 这 一 现 象 的 存 在。美 国 于 １９６１年在中部地区首次针对边界层风场开展了逐 时加密观测试验，详细揭示了低空急流风速的日变 化过程：急流从当地凌晨开始不断合并加强，至０５ 时达到最强，日出后急流减弱，组织完好的中心分裂 成几个，至日落以后风速又开始加强，２３时急流又 恢复成一个完善的强中心（Ｈｏｅｃｋｅｒ，１９６３）。低空 急流的日变化现象广泛分布于世界各主要急流多发 地区。尽管各地区之间急流事件的起止时间、最大 风速方向及急流高度有所差异，但无论是气候平均 还是个例分析，低空急流风速一般都在当地时间午 夜至清晨达到最大，中午前后最小（图２ｄ、３ａ）。此 外，低空急流最大风速在一天时间范围内呈现出显 著的顺时针旋转特征，风向也随之发生明显变化（图 ３）。对 于 这 种 普 遍 存 在 的 日 变 化 现 象，Ｂｌａｃｋａｄａｒ （１９５７）和 Ｈｏｌｔｏｎ（１９６７）通过惯性振荡理论和昼夜 辐射差异所引起的上山、下山风及两种风转向的机 制分别进行了解释，Ｂｏｎｎｅｒ等（１９７０）进一步指出陆 面与大气的热力性质不同所导致的热成风转向也对 刘鸿波等：低空急流的研究进展与展望 １９５

Acta Meteorologica sinica气象学报2014.72(2) 低空急流的日变化特征具有重要的影响。有关该方行详细介绍 面的研究工作将在“低空急流形成演变机制”部分进 1200 36004800 Terrain elevation (m L LJ index (m/s) 12000 3000 34N,94W12:0015:0018: 0000:0003:0006:0009:0012:00LST 68101216 Wind speed (m/s) 图21985—2005年7月美国大平原地区(图lc位置①)强夜间低空急流事件(≥第90百分位) 合成特征(a.地形高度,b平均夜间低空急流指数(色阶)和地表以上500m高度风场(矢线) c.平均风速剖面(沿图2b粗白线位置),d.急流核区平均的时间-高度风速演变(图2b白点所在位置)(Rife,eta,2010)) Fig 2 Composite characteristics for strong (>90th percentile) NLLJ events for the Great Plains region (site 1 in Fig lc)for July during 1985-2005. (a) Terrain elevation within the region (MSL) (b)meanNLLJ index(shaded)and 500 m AGL winds (arrow).(the thick white line denotesthe the jet core, denoted by the white circle in (b)(Rife, et al. 2010) Deed wlhn a location of the cross section shown in panel (c), and the white circle denotes the point at or near jet core, and marks the location of the time-height plot shown in panel (d)),(c) cross section of the mean wind speed along the white line in (b), and (d) mean time

低空急流的日变化特征具有重要的影响。有关该方 面的研究工作将在“低空急流形成演变机制”部分进 行详细介绍。 图２ １９８５—２００５年７月美国大平原地区（图１ｃ位置①）强夜间低空急流事件（≥第９０百分位） 合成特征（ａ．地形高度，ｂ．平均夜间低空急流指数（色阶）和地表以上５００ｍ 高度风场（矢线）， ｃ．平均风速剖面（沿图２ｂ粗白线位置），ｄ．急流核区平均的时间高度风速演变（图２ｂ白点所在位置）（Ｒｉｆｅ，ｅｔａｌ，２０１０）） Ｆｉｇ．２ Ｃｏｍｐｏｓｉｔｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｆｏｒｓｔｒｏｎｇ（≥９０ｔｈｐｅｒｃｅｎｔｉｌｅ）ＮＬＬＪｅｖｅｎｔｓｆｏｒｔｈｅＧｒｅａｔＰｌａｉｎｓｒｅｇｉｏｎ （ｓｉｔｅ１ｉｎＦｉｇ．１ｃ）ｆｏｒＪｕｌｙｄｕｒｉｎｇ１９８５－２００５．（ａ）Ｔｅｒｒａｉｎｅｌｅｖａｔｉｏｎｗｉｔｈｉｎｔｈｅｒｅｇｉｏｎ（ＭＳＬ）， （ｂ）ｍｅａｎＮＬＬＪｉｎｄｅｘ（ｓｈａｄｅｄ）ａｎｄ５００ｍ ＡＧＬｗｉｎｄｓ（ａｒｒｏｗ）．（ｔｈｅｔｈｉｃｋｗｈｉｔｅｌｉｎｅｄｅｎｏｔｅｓｔｈｅ ｌｏｃａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎｓｈｏｗｎｉｎｐａｎｅｌ（ｃ），ａｎｄｔｈｅｗｈｉｔｅｃｉｒｃｌｅｄｅｎｏｔｅｓｔｈｅｐｏｉｎｔａｔｏｒｎｅａｒｔｈｅ ｊｅｔｃｏｒｅ，ａｎｄｍａｒｋｓｔｈｅｌｏｃａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｔｉｍｅｈｅｉｇｈｔｐｌｏｔｓｈｏｗｎｉｎｐａｎｅｌ（ｄ）），（ｃ）ｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅ ｍｅａｎｗｉｎｄｓｐｅｅｄａｌｏｎｇｔｈｅｗｈｉｔｅｌｉｎｅｉｎ（ｂ），ａｎｄ（ｄ）ｍｅａｎｔｉｍｅｈｅｉｇｈｔｏｆｗｉｎｄｓｐｅｅｄｗｉｔｈｉｎ ｔｈｅｊｅｔｃｏｒｅ，ｄｅｎｏｔｅｄｂｙｔｈｅｗｈｉｔｅｃｉｒｃｌｅｉｎ（ｂ）（Ｒｉｆｅ，ｅｔａｌ，２０１０） １９６ 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 气象学报 ２０１４，７２（２）

刘鴻波等:低空急流的研究进展与展望 12:0015:0018:0021:0000:0003:0006:0009:0012:00LST-4 w(m/s) 图3(a) Fort Meade测站风廓线仪观测的2001年6月19日12时-20日12时(当地时间) 水平风及等风速线(点线,每隔2m/s)的时间-高度剖面 (阴影区域表示水平风速超过10m/s,每一矢羽风速值为5m/s); (b)6月19日21时-20日20时(当地时间)地表以上500m高度处的逐时速矢端迹 (箭头表示日落及风速达到极大值时所对应的水平风矢量( chang,eta,2006)) Fig 3 (a) Time-height cross section of horizontal wind and isotach( dotted, every 2 m/s) from the wind profiler observations at Fort Meade for the period 12: 00 LST 19 June-12: 00 LST 20 June 2001: shading denotes the layers of horizontal winds exceeding 10 m/s(a full barb is 5 m/s). And (b)hodograph at hourly intervals taken at 500 m AGL for the period 21: 00 LST 19 June- 20: 00 LST 20 June 2001: the arrow denotes horizontal wind vectors given near sunset and at the time of peak magnitude(Zhang, et al. 2006) 低空急流的日变化现象得到重视的主要原因在对浙江北部地区多次暴雨过程的研究也发现夜间暴 于其与降水过程的日循环特征存在着密切的联系。雨发生前12小时就会有低空急流建立。 明显,以致于造成很大的不稳定性,有利于对流系统3低空急流形成和演变机制 发展,雷暴或强对流天气往往在夜间得到加强和发 对于以上低空急流结构及演变特征的成因,已 展(陶诗言等,1980)。 Higgins等(1997)指出,低空有大量的研究。本文将这些低空急流形成理论归纳 急流事件发生时美国北部和大平原地区的降水显著为5个方面并逐项进行总结。 增多而墨西哥湾沿岸及东部沿海地区的降水则有所3.1惯性振荡 减少,受低空急流活动的影响,夏季美国大平原地区 大气边界层内部湍流活动及边界层厚度随着太 夜间的降水量较白天高出25%,而在低空急流的作阳辐射的变化存在显著的日循环特征。日落后湍流 用下该区域夜间的水汽收支也较平均值高出45‰%。垂直混合过程减弱,近地表位置形成了浅薄的逆温 Liu(2012)数值模拟结果发现江淮地区的降水过程层,逆温层以上的水平风在残余层内与地表解耦,即 存在着显著的双峰双谷特征,即清晨及傍晚降水最不再受到地表摩擦作用的影响,因此在白天处于次 强而中午及午夜降水最弱,而同一时段内的低空急地转状态下的水平风场便具有向地转平衡演变的趋 流也存在着清晨最强而在午后减弱或消失的日变化势。在科里奥利力与惯性离心力的共同作用下便形 现象。由于急流日变化过程中风向顺时针旋转异常成了惯性圆运动,从而导致低空急流的惯性振荡机 所造成的辐合场形势对江淮流域清晨的降水峰值进制,这种惯性振荡的周期约为17h,即半个傅科摆 行了很好的解释,而长江下游地区午后降水的低值的振荡周期( Blackadar,1957; Stensrud,1996;郝为 则主要是由于高原向东的暖平流抑制了该地区午后锋等,2001),与此同时风场也经历了一次由次地 的局地热对流所致(陈昊明,2009)。徐娟等(2013)转一准地转一超地转的演变过程。 Blackadar(1957)

图３ （ａ）ＦｏｒｔＭｅａｄｅ测站风廓线仪观测的２００１年６月１９日１２时—２０日１２时（当地时间） 水平风及等风速线（点线，每隔２ｍ／ｓ）的时间高度剖面 （阴影区域表示水平风速超过１０ｍ／ｓ，每一矢羽风速值为５ｍ／ｓ）； （ｂ）６月１９日２１时—２０日２０时（当地时间）地表以上５００ｍ 高度处的逐时速矢端迹 （箭头表示日落及风速达到极大值时所对应的水平风矢量（Ｚｈａｎｇ，ｅｔａｌ，２００６）） Ｆｉｇ．３ （ａ）Ｔｉｍｅｈｅｉｇｈｔｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎｏｆｈｏｒｉｚｏｎｔａｌｗｉｎｄａｎｄｉｓｏｔａｃｈ（ｄｏｔｔｅｄ，ｅｖｅｒｙ２ｍ／ｓ） ｆｒｏｍｔｈｅｗｉｎｄｐｒｏｆｉｌｅｒｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓａｔＦｏｒｔＭｅａｄｅｆｏｒｔｈｅｐｅｒｉｏｄ１２：００ＬＳＴ１９Ｊｕｎｅ—１２：００ＬＳＴ２０Ｊｕｎｅ２００１； ｓｈａｄｉｎｇｄｅｎｏｔｅｓｔｈｅｌａｙｅｒｓｏｆｈｏｒｉｚｏｎｔａｌｗｉｎｄｓｅｘｃｅｅｄｉｎｇ１０ｍ／ｓ（ａｆｕｌｌｂａｒｂｉｓ５ｍ／ｓ）．Ａｎｄ （ｂ）ｈｏｄｏｇｒａｐｈａｔｈｏｕｒｌｙｉｎｔｅｒｖａｌｓｔａｋｅｎａｔ５００ｍ ＡＧＬｆｏｒｔｈｅｐｅｒｉｏｄ２１：００ＬＳＴ１９Ｊｕｎｅ— ２０：００ＬＳＴ２０Ｊｕｎｅ２００１；ｔｈｅａｒｒｏｗｄｅｎｏｔｅｓｈｏｒｉｚｏｎｔａｌｗｉｎｄｖｅｃｔｏｒｓｇｉｖｅｎｎｅａｒ ｓｕｎｓｅｔａｎｄａｔｔｈｅｔｉｍｅｏｆｐｅａｋｍａｇｎｉｔｕｄｅ（Ｚｈａｎｇ，ｅｔａｌ，２００６） 低空急流的日变化现象得到重视的主要原因在 于其与降水过程的日循环特征存在着密切的联系。 夜间当低空急流增强时，垂直切变增强，超地转现象 明显，以致于造成很大的不稳定性，有利于对流系统 发展，雷暴或强对流天气往往在夜间得到加强和发 展（陶诗言等，１９８０）。Ｈｉｇｇｉｎｓ等（１９９７）指出，低空 急流事件发生时美国北部和大平原地区的降水显著 增多而墨西哥湾沿岸及东部沿海地区的降水则有所 减少，受低空急流活动的影响，夏季美国大平原地区 夜间的降水量较白天高出２５％，而在低空急流的作 用下该区域夜间的水汽收支也较平均值高出４５％。 Ｌｉｕ（２０１２）数值模拟结果发现江淮地区的降水过程 存在着显著的双峰双谷特征，即清晨及傍晚降水最 强而中午及午夜降水最弱，而同一时段内的低空急 流也存在着清晨最强而在午后减弱或消失的日变化 现象。由于急流日变化过程中风向顺时针旋转异常 所造成的辐合场形势对江淮流域清晨的降水峰值进 行了很好的解释，而长江下游地区午后降水的低值 则主要是由于高原向东的暖平流抑制了该地区午后 的局地热对流所致（陈昊明，２００９）。徐娟等（２０１３） 对浙江北部地区多次暴雨过程的研究也发现夜间暴 雨发生前１２小时就会有低空急流建立。 ３ 低空急流形成和演变机制 对于以上低空急流结构及演变特征的成因，已 有大量的研究。本文将这些低空急流形成理论归纳 为５个方面并逐项进行总结。 ３．１ 惯性振荡 大气边界层内部湍流活动及边界层厚度随着太 阳辐射的变化存在显著的日循环特征。日落后湍流 垂直混合过程减弱，近地表位置形成了浅薄的逆温 层，逆温层以上的水平风在残余层内与地表解耦，即 不再受到地表摩擦作用的影响，因此在白天处于次 地转状态下的水平风场便具有向地转平衡演变的趋 势。在科里奥利力与惯性离心力的共同作用下便形 成了惯性圆运动，从而导致低空急流的惯性振荡机 制，这种惯性振荡的周期约为１７ｈ，即半个傅科摆 的振荡周期（Ｂｌａｃｋａｄａｒ，１９５７；Ｓｔｅｎｓｒｕｄ，１９９６；郝为 锋等，２００１），与 此 同 时 风 场 也 经 历 了 一 次 由 次 地 转—准地转—超地转的演变过程。Ｂｌａｃｋａｄａｒ（１９５７） 刘鸿波等：低空急流的研究进展与展望 １９７

Acta Meteorologica sinica气象学报2014.72(2) 指出这种惯性振荡机制是促使低空急流形成、发展论模式也证明了这一观点 的一个重要因子。 Bonner等(1970)通过简单的理 Ekman da Initial profile Equilibrium night Equilibrium profile Envelope 日 10 图4(a) Blackadar(1957)所提出的地转平衡下的惯性振荡理论模型及(b) Van De wiel等(2010) 改进后的惯性振荡理论模型,即夜间风场围绕平衡风廓线所形成的振荡模型 (M代表水平风速, Van De Wiel,etal,2010) Fig 4 Schematic illustration explaining (a) Blackadars (1957)inertial oscillation around the geostrophic equilibrium: and (b)as in (a) but with the nocturnal wind oscillating around the nocturnal luilibrium profile, in which M represents the wind speed (Van De wiel, et al, 2010) Van de wiel等(2010)通过补充边界层内部的而产生的上山、下山气流是诱发低空急流形成的重 摩擦作用对 Blackadar(1957)所提出的理论模型进要原因。午后辐射加热作用显著,由山脉指向山谷 行了完善。图4给出了不同前提条件下的水平风速的负温度梯度造成了强烈的反向气压梯度,在山脉 惯性振荡廓线。图4a显示初始时刻风速随着高度地形东侧诱发了强劲的上山气流,在科里奥利力及 的增加逐渐加大,在边界层内无摩擦作用的假设下,惯性振荡机制的共同作用下气流逐渐向北转向并于 根据边界层平均风速方程可以求得全风速沿地转风数小时后的夜间呈现出明显的南风分量,从而加强 所进行的惯性振荡运动,即图中虚线所标记的惯性了原有西南气流并导致了低空急流的形成。夜间的 圆运动,在右侧根据振荡半径的不同给出了低空急情况则恰好与之相反,反向温度梯度所引起的下山 流最强时刻的全风速垂直廓线,即图4a中用×进行气流经转向后在白天形成北风,极大地削弱了之前 标记的曲线。图4b中初始时刻的廓线形态与图4a盛行的西南气流并最终造成了低空急流的消亡 中完全一致,但加入摩擦作用后气流沿平衡风而非( Holton,1967; Jiang,etal,2007)。与此同时,昼 地转风展开惯性振荡运动,最终形成了图中右侧所夜间温度差异所导致的热成风转向也与上述过程 示的低空急流最强时刻的全风速垂直廓线。相对于起对低空急流的发展与消亡起到了显著的促进作用 Blackadar(1957)的理论模型, Van De wiel等( Bonner,etal,1970)。中国青藏高原以东的华南 (2010)模型中廓线形态与观测结果更为一致,呈现地区以及美国落基山脉东侧的大平原地区所存在的 出了典型的尾流状特征并刻画出了强烈的风速垂直部分低空急流就是在这种地形造成的热力差异的背 切变。惯性振荡理论是解释发生在边界层内部且具景之下,梯度风及热成风随着陆面温度变化进行相 有显著日变化特征的低空急流事件的主要机制之应调整的过程中形成的( Stensrud,1996;赛瀚等, 2012a)。海陆间热力差异的作用与山脉和平原间热 3.2地形的热力及动力强迫作用 力对比机制相似,在此将不再展开说明。此外,逆温 由于昼夜辐射差异所导致的山脉及山谷上空气层与风速强垂直切变的正反馈机制也是低空急流形 温的日间变化,以及由此所引起的位势高度场改变成与加强的重要因素之一。夜间山脉表层辐射冷却

指出这种惯性振荡机制是促使低空急流形成、发展 的一个重要因子。Ｂｏｎｎｅｒ等（１９７０）通过简单的理 论模式也证明了这一观点。 图４ （ａ）Ｂｌａｃｋａｄａｒ（１９５７）所提出的地转平衡下的惯性振荡理论模型及（ｂ）ＶａｎＤｅＷｉｅｌ等（２０１０） 改进后的惯性振荡理论模型，即夜间风场围绕平衡风廓线所形成的振荡模型 （Ｍ 代表水平风速，ＶａｎＤｅＷｉｅｌ，ｅｔａｌ，２０１０） Ｆｉｇ．４ Ｓｃｈｅｍａｔｉｃｉｌｌｕｓｔｒａｔｉｏｎｅｘｐｌａｉｎｉｎｇ（ａ）Ｂｌａｃｋａｄａｒ＇ｓ（１９５７）ｉｎｅｒｔｉａｌｏｓｃｉｌｌａｔｉｏｎａｒｏｕｎｄｔｈｅ ｇｅｏｓｔｒｏｐｈｉｃｅｑｕｉｌｉｂｒｉｕｍ；ａｎｄ（ｂ）ａｓｉｎ（ａ）ｂｕｔｗｉｔｈｔｈｅｎｏｃｔｕｒｎａｌｗｉｎｄｏｓｃｉｌｌａｔｉｎｇａｒｏｕｎｄｔｈｅｎｏｃｔｕｒｎａｌ ｅｑｕｉｌｉｂｒｉｕｍｐｒｏｆｉｌｅ，ｉｎｗｈｉｃｈ犕ｒｅｐｒｅｓｅｎｔｓｔｈｅｗｉｎｄｓｐｅｅｄ （ＶａｎＤｅＷｉｅｌ，ｅｔａｌ，２０１０） ＶａｎＤｅＷｉｅｌ等（２０１０）通过补充边界层内部的 摩擦作用对 Ｂｌａｃｋａｄａｒ（１９５７）所提出的理论模型进 行了完善。图４给出了不同前提条件下的水平风速 惯性振荡廓线。图４ａ显示初始时刻风速随着高度 的增加逐渐加大，在边界层内无摩擦作用的假设下， 根据边界层平均风速方程可以求得全风速沿地转风 所进行的惯性振荡运动，即图中虚线所标记的惯性 圆运动，在右侧根据振荡半径的不同给出了低空急 流最强时刻的全风速垂直廓线，即图４ａ中用×进行 标记的曲线。图４ｂ中初始时刻的廓线形态与图４ａ 中完全一致，但加入摩擦作用后气流沿平衡风而非 地转风展开惯性振荡运动，最终形成了图中右侧所 示的低空急流最强时刻的全风速垂直廓线。相对于 Ｂｌａｃｋａｄａｒ（１９５７）的 理 论 模 型，Ｖａｎ Ｄｅ Ｗｉｅｌ 等 （２０１０）模型中廓线形态与观测结果更为一致，呈现 出了典型的尾流状特征并刻画出了强烈的风速垂直 切变。惯性振荡理论是解释发生在边界层内部且具 有显著日变化特征的低空急流事件的主要机制之 一。 ３．２ 地形的热力及动力强迫作用 由于昼夜辐射差异所导致的山脉及山谷上空气 温的日间变化，以及由此所引起的位势高度场改变 而产生的上山、下山气流是诱发低空急流形成的重 要原因。午后辐射加热作用显著，由山脉指向山谷 的负温度梯度造成了强烈的反向气压梯度，在山脉 地形东侧诱发了强劲的上山气流，在科里奥利力及 惯性振荡机制的共同作用下气流逐渐向北转向并于 数小时后的夜间呈现出明显的南风分量，从而加强 了原有西南气流并导致了低空急流的形成。夜间的 情况则恰好与之相反，反向温度梯度所引起的下山 气流经转向后在白天形成北风，极大地削弱了之前 盛行的 西 南 气 流 并 最 终 造 成 了 低 空 急 流 的 消 亡 （Ｈｏｌｔｏｎ，１９６７；Ｊｉａｎｇ，ｅｔａｌ，２００７）。与此同时，昼 夜间温度差异所导致的热成风转向也与上述过程一 起对低空急流的发展与消亡起到了显著的促进作用 （Ｂｏｎｎｅｒ，ｅｔａｌ，１９７０）。中国青藏高原以东的华南 地区以及美国落基山脉东侧的大平原地区所存在的 部分低空急流就是在这种地形造成的热力差异的背 景之下，梯度风及热成风随着陆面温度变化进行相 应调整的过程中形成的（Ｓｔｅｎｓｒｕｄ，１９９６；赛瀚等， ２０１２ａ）。海陆间热力差异的作用与山脉和平原间热 力对比机制相似，在此将不再展开说明。此外，逆温 层与风速强垂直切变的正反馈机制也是低空急流形 成与加强的重要因素之一。夜间山脉表层辐射冷却 １９８ 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 气象学报 ２０１４，７２（２）

刘鴻波等:低空急流的研究进展与展望 作用显著,山脉上方空气被平流到低层的谷区时便形成了一支直接及间接力管环流(丁一汇,2005)。 会有逆温层形成(郝为锋等,2001)。这种稳定的层位于高空急流出口区的间接环流在低层的回流支引 结抑制了边界层内部湍流运动的发展,利于动量的起了低层水平气压梯度力的增加从而增强了向北的 堆积与存储。此时,当逆温层顶与气流风速极大值变压风,而变压风和西风分量的增强导致了低空急 位置重合时,湍流便可以在一定范围内存在,利于逆流的形成并嵌入到低层回流支中。此时高层的高空 温层的稳定维持与向上发展。因此,逆温层的存在急流不断向东输送干冷空气,而低层的低空急流则 为边界层内部风速的增长提供了有利的层结条件,持续输送着暖湿的气流,高、低空急流的耦合为深对 而边界层风速的强垂直切变特性反过来又利于逆温流系统和强风暴过程的发展提供了有利的不稳定条 层的维持与发展,二者形成正反馈关系,促进了低空件( Uccellini,etal,1979),同时根据高空急流的辐 急流的形成与发展( Blackadar,1957;何建中等,合、辐散特征,低空急流也可以在高空急流出口区的 右侧强烈发展(斯公望等,1982;肖文俊等,1984)。 地形的动力阻挡作用也是不可忽视的。在北美 brill等(1985)利用数值模式证实了高空急流出口 地区夏季,大西洋洋面上地表反气旋系统南侧的东区这种横向间接环流的存在,以及高空急流和非绝 风气流一直可以输送到落基山脉东侧,空气沿着山热加热过程对低空急流的加强作用。Chen(1982) 脉爬升的同时向北偏转,为保证位涡守恒,气团在向从重力惯性波的不稳定角度讨论了高低空急流的耦 北运动的过程中便会逐渐加速,低空急流也因此而合过程,即当高空急流南侧水汽供给充分并满足条 形成( Wexler,1961)。这种由于地形动力阻挡作用件不稳定大气时,在高空急流入口区南侧由于平流 所形成的低空急流可以视为“阻挡急流”,其形成与过程所产生的非地转风在适应过程中会引起低空急 有利的大尺度环流背景密不可分。Chen等(2005)流的发展。 Saulo等(2007)则通过数值敏感性试验 针对发生在台湾海峡地区阻挡急流的研究结果表揭示了低空急流、中尺度对流及高空急流三者的相 明,此类急流出现的层次相对较低,多数情况下无风互作用,并利用概念模型展示了这种正反馈过程。 速垂直切变或切变较弱,位置较为固定且无明显的与高空急流相耦合的低空急流一般出现的层次较 日变化现象,故可归类为“低空高速气流带”。此外,高,且无明显的日变化特征( Uccellini,etal,1987)。 坡度地形环境会显著降低山地区域气流穿越等压线3.4天气系统强迫 所引起的质量输送,这在一定程度上保证了低空急 地形因素及惯性振荡作用几乎每天都存在,但 流事件得以持续维持( Holton,1967)。除以上所描并不是每天都有低空急流事件发生,风速能否达到 述的几类主要的地形热力及动力作用之外,沿地形低空急流的各项标准还与部分中纬度天气系统的强 方向的加热差异所引起的高、低压系统配置、地形迫作用密切相关。在一次对海岸带次级环流的模拟 狭管效应”等机制均对低空急流的形成与发展起到过程中, Uccellini等(1987)发现为了响应斜压环境 促进作用( Pampering,etal,1985;陈贵川等,2006)。下空气块的垂直加速运动,低层风速显著增强并最 3.3高、低空急流耦合 高达到了30m/s及以上的强度。当气块从东北方 低空急流通过动量、热量及水汽的输送为对流向向发展中的低压系统靠近时,气块经历了气压梯 系统提供有利的发展条件,而高空急流则主要通过度改变所产生的外在强迫,尽管就水平方向而言这 环流场配置在高空为低层对流系统的发展提供有利种强迫的强度尚较为适中,但处在海岸带锋面影响 的辐合、辐散形势,同时高空急流所诱发的直接及间下的斜压环境中垂直方向上的加速运动则显得尤为 接力管环流还可以促进三维空间上质量和动量的传凸出,当气块加速上升时,非地转风分量的显著增大 输,并由此与低空急流耦合。高、低空急流的相互作导致了低空急流的快速发展 用是有组织的强风暴系统在高空急流出口区发生、 发生在中国长江流域及华南地区的强降水过 发展的一个重要因子,高空急流也为低空急流的形程,当有低空急流与之相伴时,急流的东侧往往是西 成、发展及加强起到促进作用( Uccellini,1980;丁一太平洋副热带高压,西侧则多为低压系统(如西南 汇,2005)。以平直的高空西风急流为例,由于惯性涡),这种高、低压系统的过渡带形成了强大的水平 旋转作用,在移动过程中急流入口区与出口区分别气压梯度,从而加强了风速并有利于低空急流的形

作用显著，山脉上方空气被平流到低层的谷区时便 会有逆温层形成（郝为锋等，２００１）。这种稳定的层 结抑制了边界层内部湍流运动的发展，利于动量的 堆积与存储。此时，当逆温层顶与气流风速极大值 位置重合时，湍流便可以在一定范围内存在，利于逆 温层的稳定维持与向上发展。因此，逆温层的存在 为边界层内部风速的增长提供了有利的层结条件， 而边界层风速的强垂直切变特性反过来又利于逆温 层的维持与发展，二者形成正反馈关系，促进了低空 急流的 形 成 与 发 展 （Ｂｌａｃｋａｄａｒ，１９５７；何 建 中 等， １９８９）。 地形的动力阻挡作用也是不可忽视的。在北美 地区夏季，大西洋洋面上地表反气旋系统南侧的东 风气流一直可以输送到落基山脉东侧，空气沿着山 脉爬升的同时向北偏转，为保证位涡守恒，气团在向 北运动的过程中便会逐渐加速，低空急流也因此而 形成（Ｗｅｘｌｅｒ，１９６１）。这种由于地形动力阻挡作用 所形成的低空急流可以视为“阻挡急流”，其形成与 有利的大尺度环流背景密不可分。Ｃｈｅｎ等（２００５） 针对发生在台湾海峡地区阻挡急流的研究结果表 明，此类急流出现的层次相对较低，多数情况下无风 速垂直切变或切变较弱，位置较为固定且无明显的 日变化现象，故可归类为“低空高速气流带”。此外， 坡度地形环境会显著降低山地区域气流穿越等压线 所引起的质量输送，这在一定程度上保证了低空急 流事件得以持续维持（Ｈｏｌｔｏｎ，１９６７）。除以上所描 述的几类主要的地形热力及动力作用之外，沿地形 方向的加热差异所引起的高、低压系统配置、地形 “狭管效应”等机制均对低空急流的形成与发展起到 促进作用（Ｐａｍｐｅｒｉｎ，ｅｔａｌ，１９８５；陈贵川等，２００６）。 ３．３ 高、低空急流耦合 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，而高空急流则主要通过 环流场配置在高空为低层对流系统的发展提供有利 的辐合、辐散形势，同时高空急流所诱发的直接及间 接力管环流还可以促进三维空间上质量和动量的传 输，并由此与低空急流耦合。高、低空急流的相互作 用是有组织的强风暴系统在高空急流出口区发生、 发展的一个重要因子，高空急流也为低空急流的形 成、发展及加强起到促进作用（Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ，１９８０；丁一 汇，２００５）。以平直的高空西风急流为例，由于惯性 旋转作用，在移动过程中急流入口区与出口区分别 形成了一支直接及间接力管环流（丁一汇，２００５）。 位于高空急流出口区的间接环流在低层的回流支引 起了低层水平气压梯度力的增加从而增强了向北的 变压风，而变压风和西风分量的增强导致了低空急 流的形成并嵌入到低层回流支中。此时高层的高空 急流不断向东输送干冷空气，而低层的低空急流则 持续输送着暖湿的气流，高、低空急流的耦合为深对 流系统和强风暴过程的发展提供了有利的不稳定条 件（Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ，ｅｔａｌ，１９７９），同时根据高空急流的辐 合、辐散特征，低空急流也可以在高空急流出口区的 右侧强烈发展（斯公望等，１９８２；肖文俊等，１９８４）。 Ｂｒｉｌｌ等（１９８５）利用数值模式证实了高空急流出口 区这种横向间接环流的存在，以及高空急流和非绝 热加热过程对低空急流的加强作用。Ｃｈｅｎ（１９８２） 从重力惯性波的不稳定角度讨论了高低空急流的耦 合过程，即当高空急流南侧水汽供给充分并满足条 件不稳定大气时，在高空急流入口区南侧由于平流 过程所产生的非地转风在适应过程中会引起低空急 流的发展。Ｓａｕｌｏ等（２００７）则通过数值敏感性试验 揭示了低空急流、中尺度对流及高空急流三者的相 互作用，并利用概念模型展示了这种正反馈过程。 与高空急流相耦合的低空急流一般出现的层次较 高，且无明显的日变化特征（Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ，ｅｔａｌ，１９８７）。 ３．４ 天气系统强迫 地形因素及惯性振荡作用几乎每天都存在，但 并不是每天都有低空急流事件发生，风速能否达到 低空急流的各项标准还与部分中纬度天气系统的强 迫作用密切相关。在一次对海岸带次级环流的模拟 过程中，Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ等（１９８７）发现为了响应斜压环境 下空气块的垂直加速运动，低层风速显著增强并最 高达到了３０ｍ／ｓ及以上的强度。当气块从东北方 向向发展中的低压系统靠近时，气块经历了气压梯 度改变所产生的外在强迫，尽管就水平方向而言这 种强迫的强度尚较为适中，但处在海岸带锋面影响 下的斜压环境中垂直方向上的加速运动则显得尤为 凸出，当气块加速上升时，非地转风分量的显著增大 导致了低空急流的快速发展。 发生在中国长江流域及华南地区的强降水过 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，西侧则多为低压系统（如西南 涡），这种高、低压系统的过渡带形成了强大的水平 气压梯度，从而加强了风速并有利于低空急流的形 刘鸿波等：低空急流的研究进展与展望 １９９

Acta Meteorologica sinica气象学报2014.72(2) 成(许美玲等,2004)。王东阡等(2012)通过对自然均匀化,促进了高空动量的向下输送,从而在对流下 坐标系下非地转风的变换和分解,给出了影响低空方出现强风区,这种动量下传所造成的低层风速的 急流非地转特性的4个因子,即风场的非定常性、风增强只能是中尺度的,不适用于天气尺度急流。但 速在流动方向上的非均匀性、流线的弯曲以及大气该理论的不足之处是难以说明动量如何在某个高度 的斜压性特征,同时指出西太平洋副热带高压系统集中,至今也尚未发现有工作能够合理地解释这 强度和位置的变化以及青藏高原背风系统的作用对可能的中尺度急流成因 于以上各因子,尤其是流线弯曲所产生的地转偏差 以上所列举的有关低空急流发生、发展及加强 具有重要的影响。Wang等(2013)指出发生在4月的各项机制中,很难单独地孤立出某一个因素用来 的低空急流事件主要是由于西太平洋副热带高压系解释低空急流的全部现象及特征,正是各个因素彼 统的北跳所致,而7月的低空急流过程则主要受到此之间通过协同作用的方式促进了低空急流的发展 青藏高原大地形绕流作用加强的影响。此外,低空与加强 急流还与锋面,山脉背风低压槽及背风气旋的生成 有关(丁一汇,2005)。 4低空急流与降水及其他领域关系研究 3.5非绝热加热正反馈作用 诊断分析和数值模拟试验的结果均表明,非绝4.1降水 热加热过程对于中尺度低空急流的发展与加强具有 在所有的天气系统中,低空急流与降水的关系 十分重要的作用(黄士松,1981; Uccellini,etal,最为密切,中外学者围绕二者关系所开展的研究也 1987; Nicolini,etal,1993)。Chen等(1988)、斯公最多。中国地处东亚地区,每年夏季深受夏季风的 望(1994)指出,与暴雨区相连的次级环流是低空急影响,加上中国复杂的地形作用,经常出现强暴雨天 流发展的重要原因之一。暴雨发生后,上升运动和气过程,统计结果表明,暴雨与低空急流的相关率达 凝结潜热释放使得对流层髙层辐散加强并导致地面⑧0%左右(陶诗言等,1979)。陶诗言(1965就利用 气压降低,南北两侧分别形成了两支次级环流,南支低空急流的位置来做暴雨预报,在20世纪80年代 间接环流在低层表现为偏南气流,在气压梯度力及出现了一大批围绕低空急流与暴雨关系的研究(孙 科里奥利力的共同作用下风速逐渐增大并最终导致淑清等,1980;黄土松,1981;于廖良,1986),至今低 了低空急流的发展。Qian等(2004)利用MM5中空急流仍是中国东部暴雨预报的一个重要指示因 尺度模式对1998年6月11-17日一次地形降水个子。由于低空急流轴以下的低层风速垂直切变很 例进行了研究,结果表明,青藏高原东南侧外围的西大,经常处于位势不稳定之中,因此在暴雨生成中低 南低空急流将水汽源源不断地由孟加拉湾向江淮地空急流不仅输送了热量和水汽,同时其强烈的不稳 区输送,尽管低空急流主要受到大尺度天气系统的定性使得急流轴上的风速经常出现中尺度脉动传播 强迫作用,但梅雨带凝结潜热释放所诱发的中尺度现象,这种风速的突増处于不稳定的状态,能够触发 环流系统对低空急流的最大风速起到了显著的加强中尺度系统形成从而导致暴雨发生(孙淑清等, 作用,而加速后的低空急流又进一步促进了水汽的1980)。 输送,从而形成显著的正反馈机制并使得梅雨降水 Mastrantonio等(1976)通过线性、非粘性条件 系统得以维持。Zhao(2012)利用WRF中尺度模式下布辛尼斯克( Boussinesq)公式的数值解推导出了 对2008年夏季中国中部复杂地形区域的一次局地低空急流所产生的重力惯性波。陶诗言等(1979)认 极端降水个例进行了研究,并指出当关闭模式中凝为,低空急流轴上短周期风速脉动可能反映了由非 结潜热释放过程后,低空急流的强度显著减弱,而模地转运动激发出的一系列重力波的作用。大气运动 拟的降水强度也明显减小,证明了非绝热加热正反的适应理论指出,地转偏差能够激发出重力惯性波, 馈机制是低空急流发展加强的重要因素之 其强度与地转偏差强度成正比,随着重力惯性波对 陶诗言等(1980)分析发现,对流层高层动量的能量的频散,超地转现象逐渐消失,暴雨也很快停止 下传使得低层风速增大并形成急流的现象也是存在(于廖良,1986)。此外,Kuo等(1985)指出,地转状 的。当有暴雨发生时,由于对流混合作用而使风速态下的低空急流可以产生类似于锋面云带和飑线的

成（许美玲等，２００４）。王东阡等（２０１２）通过对自然 坐标系下非地转风的变换和分解，给出了影响低空 急流非地转特性的４个因子，即风场的非定常性、风 速在流动方向上的非均匀性、流线的弯曲以及大气 的斜压性特征，同时指出西太平洋副热带高压系统 强度和位置的变化以及青藏高原背风系统的作用对 于以上各因子，尤其是流线弯曲所产生的地转偏差 具有重要的影响。Ｗａｎｇ等（２０１３）指出发生在４月 的低空急流事件主要是由于西太平洋副热带高压系 统的北跳所致，而７月的低空急流过程则主要受到 青藏高原大地形绕流作用加强的影响。此外，低空 急流还与锋面，山脉背风低压槽及背风气旋的生成 有关（丁一汇，２００５）。 ３．５ 非绝热加热正反馈作用 诊断分析和数值模拟试验的结果均表明，非绝 热加热过程对于中尺度低空急流的发展与加强具有 十分 重 要 的 作 用 （黄 士 松，１９８１；Ｕｃｃｅｌｌｉｎｉ，ｅｔａｌ， １９８７；Ｎｉｃｏｌｉｎｉ，ｅｔａｌ，１９９３）。Ｃｈｅｎ 等 （１９８８）、斯 公 望（１９９４）指出，与暴雨区相连的次级环流是低空急 流发展的重要原因之一。暴雨发生后，上升运动和 凝结潜热释放使得对流层高层辐散加强并导致地面 气压降低，南北两侧分别形成了两支次级环流，南支 间接环流在低层表现为偏南气流，在气压梯度力及 科里奥利力的共同作用下风速逐渐增大并最终导致 了低空急流的发展。Ｑｉａｎ等（２００４）利用 ＭＭ５中 尺度模式对１９９８年６月１１—１７日一次地形降水个 例进行了研究，结果表明，青藏高原东南侧外围的西 南低空急流将水汽源源不断地由孟加拉湾向江淮地 区输送，尽管低空急流主要受到大尺度天气系统的 强迫作用，但梅雨带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，而加速后的低空急流又进一步促进了水汽的 输送，从而形成显著的正反馈机制并使得梅雨降水 系统得以维持。Ｚｈａｏ（２０１２）利用 ＷＲＦ中尺度模式 对２００８年夏季中国中部复杂地形区域的一次局地 极端降水个例进行了研究，并指出当关闭模式中凝 结潜热释放过程后，低空急流的强度显著减弱，而模 拟的降水强度也明显减小，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。 陶诗言等（１９８０）分析发现，对流层高层动量的 下传使得低层风速增大并形成急流的现象也是存在 的。当有暴雨发生时，由于对流混合作用而使风速 均匀化，促进了高空动量的向下输送，从而在对流下 方出现强风区，这种动量下传所造成的低层风速的 增强只能是中尺度的，不适用于天气尺度急流。但 该理论的不足之处是难以说明动量如何在某个高度 集中，至今也尚未发现有工作能够合理地解释这一 可能的中尺度急流成因。 以上所列举的有关低空急流发生、发展及加强 的各项机制中，很难单独地孤立出某一个因素用来 解释低空急流的全部现象及特征，正是各个因素彼 此之间通过协同作用的方式促进了低空急流的发展 与加强。 ４ 低空急流与降水及其他领域关系研究 ４．１ 降水 在所有的天气系统中，低空急流与降水的关系 最为密切，中外学者围绕二者关系所开展的研究也 最多。中国地处东亚地区，每年夏季深受夏季风的 影响，加上中国复杂的地形作用，经常出现强暴雨天 气过程，统计结果表明，暴雨与低空急流的相关率达 ８０％左右（陶诗言等，１９７９）。陶诗言（１９６５）就利用 低空急流的位置来做暴雨预报，在２０世纪８０年代 出现了一大批围绕低空急流与暴雨关系的研究（孙 淑清等，１９８０；黄士松，１９８１；于廖良，１９８６），至今低 空急流仍是中国东部暴雨预报的一个重要指示因 子。由于低空急流轴以下的低层风速垂直切变很 大，经常处于位势不稳定之中，因此在暴雨生成中低 空急流不仅输送了热量和水汽，同时其强烈的不稳 定性使得急流轴上的风速经常出现中尺度脉动传播 现象，这种风速的突增处于不稳定的状态，能够触发 中尺度 系 统 形 成 从 而 导 致 暴 雨 发 生 （孙 淑 清 等， １９８０）。 Ｍａｓｔｒａｎｔｏｎｉｏ等（１９７６）通过线性、非粘性条件 下布辛尼斯克（Ｂｏｕｓｓｉｎｅｓｑ）公式的数值解推导出了 低空急流所产生的重力惯性波。陶诗言等（１９７９）认 为，低空急流轴上短周期风速脉动可能反映了由非 地转运动激发出的一系列重力波的作用。大气运动 的适应理论指出，地转偏差能够激发出重力惯性波， 其强度与地转偏差强度成正比，随着重力惯性波对 能量的频散，超地转现象逐渐消失，暴雨也很快停止 （于廖良，１９８６）。此外，Ｋｕｏ等（１９８５）指出，地转状 态下的低空急流可以产生类似于锋面云带和飑线的 ２００ 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 气象学报 ２０１４，７２（２）