低空急流是在世界范围内广泛存在的重要天气现象.作为大气低层的水汽输送通道，急流的强度直接影响水汽的输送和辐合，控制局地水汽的平衡^[1-4].在中尺度对流复合体(MCC)的发展过程中，低空急流中风速切变会造成大气不稳定，为对流活动的发展和维持提供有利的动力和热力条件^[5-6].我国气象工作者注意到，低空偏南风急流在暴雨的形成过程中起到了输送暖湿空气等关键的触发作用^[7-9].我国东部地区夏半年超过80% 的降水发生伴随低空急流的出现^[10]，暴雨的落区也与低空急流轴的位置和走向有关.

早期的研究表明，我国东部地区的西南低空急流主要位于850hPa附近，在急流高发的月份，西南风场具有明显的超地转性.针对低空急流的超地转特性，前人对急流的发展机制进行了大量研究.Matsumoto^[11]，Akiyama^[12]和Ninomiya 等^[13]分析急流和暴雨之间的关系，提出急流的形成及其强超地转性是由暴雨区中对流动量下传产生的；Uccellini等^[14]，斯公望等^[15]，肖文俊等^[16]和高守亭等^[17]从高低空急流耦合的角度来解释低空急流的发展，认为高空急流的次级环流可激发低空急流的发展；Fritsch 等^[18]，Wetzel等^[19]和张玉玲^[20]发现暴雨区潜热的释放使低空急流发展，认为加热产生有效位能，之后有效位能向动能进行转换，即潜热释放影响温度场和气压场，从而加大低空急流处的气压梯度，然后通过调整适应过程影响风场.

前人的研究大多针对强天气过程个例，采用个例分析或个例合成的方法，研究低空急流的超地转特性及其发生发展机制，而对风场及低空急流本身的气候特征关注较少.低空急流是否有明显的日变化?其风场超地转特性是否也有相应日变化，影响机制又是什么?讨论这些问题对了解低空急流的发展演变机制有一定意义，也有助于进一步研究大尺度环流对低空急流的影响.本文基于FNL6小时再分析数据集分析了西南低空急流的日变化特征及地转风和非地转风的日变化，并在此基础上将非地转风分解为4个分量，即分别表示风场非定常性、风速在流动方向上的非均匀性、流线弯曲和大气斜压性对非地转风的作用，讨论各分量对经向非地转风日变化的贡献.

FNL (Final Global Data Assimilation System)6小时平均(UTC0000，0600，1200，1800)再分析资料，时间为2000-2009年共10年，资料的水平分辨率为1.0°(经度)×1.0°(纬度)(格点数为360×181)，垂直分辨率为26 层，其中900hPa 到1000hPa每层间隔为25hPa, 100hPa到900hPa每层间隔为50hPa.为更直观分析低空急流的日变化特征，文中将世界时(UTC)转换为东八区当地标准时间(LST).

参照Stensrud^[21]的研究，对西南低空急流做如下定义:(1)在850hPa风速大于10m/s, 并且风向角在180°~270°之间(西南风)；(2)850hPa风速大于其上层和下层风速.

地转风为气压梯度力和科里奥利力的平衡:

(1)

而非地转风为实际风场和地转风的差异，指示气压梯度力和科里奥利力的非平衡部分.分别用V_h 和V_g 代表实际水平风和地转风，则非地转风V_ag可以表示成V_h 和V_g 之间的差值，即有:

(2)

采用自然坐标系，即以沿流线的单位矢量为τ，与其相垂直且指向其左侧为正的单位矢量为η，与τ，η垂直且指向天顶为正的单位矢量为κ^[22]，则

(3)

在自然坐标系中水平风速表示为

(4)

其中V_s 为流线方向水平风速，ω 为垂直速度.ηK_s =$\frac{\partial \tau }{\partial s}$.若用V_g 近似代替V_s, 并略去密度随时间的变化，则有:

(5)

由(5)式可知，地转偏差可以表示为4 项，分别为风场非定常性引起的地转偏差、风速在流动方向上的非均匀性产生的地转偏差、流线弯曲产生的地转偏差、大气斜压性(存在风速垂直切变)产生的地转偏差^[22].

以往研究表明，西南低空急流有明显的季节变化特征，在春季和夏季的发生频数明显高于秋、冬季，发生频数峰值出现在4月份和6、7月份.在7月份，低空急流强度达到峰值，且对流层中低层西南风场有明显的垂直切变，在800~850hPa高度出现风速大值中心.研究还发现，在7 月份，西南低空急流位置与梅雨降雨位置有很好的对应关系，急流减弱其入口区和急流中心附近的降水，增强出口区尤其是出口区左前侧的降水.因此，本文选取7月份作为代表时段，研究西南低空急流的日变化特征.

图 1给出4个时次低空急流的发生频率分布.分析发现，在夜间和早晨(02LST，08LST)，中国东南部大部分地区有低空急流发生，极值位于110°E，27°N 附近区域，最大发生频率为25%，在白天和傍晚(14LST，20LST)则基本没有低空急流出现，发生频率不超过5% ，我国东南地区超过80% 的西南低空急流出现在夜晚.图 2 给出低空急流强度与江淮流域平均降水强度之间的超前滞后相关，从图中可以看出，低空急流强度与同一时次和后一时次的降水强度为显著正相关，相关系数分别为0.29 和0.33，均通过99%信度检验.对比Yu^[23-25]等人的研究发现，在7月份，江淮流域持续6小时以上的降水事件(峰值出现在06LST 前后)通常伴随低空急流出现，降水大值区位于急流发生频率大值区东北侧附近，对应对流层中低层水汽通量散度及850hPa散度场(图略)负值区，而持续时间在1~3小时的短时降水(峰值出现在17LST 前后)与低空急流没有明显对应关系，其发生可能更多受局地对流活动影响.

图 1

Fig. 1

图 1 7月份西南低空急流发生频率分布 (a)02LST；(b)08LST；(c)14LST；(d)20LST. Fig. 1 The occurrence frequency of LLJ in July calculated from FNL reanalysis data spanning 2000 to 2009

图 2

Fig. 2

图 2 7月份急流强度与江淮流域(112°E-122°E，28°N-34°N)平均降水强度的超前滞后相关 横坐标表示超前滞后时次(即+1表示降水强度序列滞后急流强度序列1个时次(6小时)). Fig. 2 Lag correlation coefficient between the intensity of LLJ and rainfall in July Horizontal abscissa： lag times, for example, 十 1 means precipitation averaged over Yangtze-Huaihe River Valley time series lags the intensity of LLJ by 6 hours.

图 3和图 4分别给出7月份850hPa经向地转风和非地转风在一天4 个时次(02LST，08LST，14LST，20LST)的演变.从经向地转风的分布来看，中国东南部地区主要为强度2~3m/s的南风控制，经向地转风没有明显日变化，在08LST 和20LST略强，02LST 和14LST 略弱.经向非地转风在02LST(图 4a)最强，风速大值中心位于110°E，25°N附近，强度超过4 m/s.在14LST 和20LST，中国东部地区经向非地转风强度不超过0.5 m/s, 基本可以认为经向风场是地转平衡的.对比图 1 和图 4 可以发现，7 月份西南低空急流发生频率的时空分布和经向非地转风场的时空分布有很好的对应关系，在经向非地转风较强的时次，西南低空急流的发生频率也较高，且低空急流主要分布在经向非地转风较强的区域.进一步研究表明，在低空急流发生频率大值区域，经向非地转风强度占实际风场强度的70%，而在整个中国东南部地区，经向非地转风强度占实际风场强度50%以上，经向非地转风加强造成的风场超地转是西南低空急流发展的重要条件.对纬向地转风和非地转风的研究表明，在我国东南部地区，850hPa纬向地转风和非地转风均没有明显日变化，分别为2m/s强度的西风分量和0.5 m/s强度的东风分量，这两者都不是西南低空急流日变化的主要原因(图略).

图 3

Fig. 3

图 3 7月份850hPa经向地转风场(a)02LST；(b)08LST；(c)14LST；(d)20LST. Fig. 3 Diurnal variation of geostrophic meridional wind in July calculated from FNL reanalysis data spanning 2000 to 2009

图 4

Fig. 4

图 4 7月份850hPa经向非地转风场(a)02LST；(b)08LST；(c)14LST；(d)20LST. Fig. 4 Diurnal variation of ageostrophic meridional wind in July calculated from FNL reanalysis data spanning 2000 to 2009

从以上分析可知，经向非地转风的日变化与低空急流的日变化特征有很好的对应关系.那么，究竟是什么原因导致经向非地转风的日变化?本节分别讨论风场非定常性、风速在流动方向上的非均匀性、流线弯曲和大气斜压性(存在风速垂直切变)产生的地转偏差的日变化特征，并由此分析非地转风夜间增强的原因.

首先给出非地转风公式各项经向分量合成，如图 5所示.对比实际经向非地转风的日变化(图 4)可以发现，在用地转风近似代替实际风并略去密度随时间变化的情况下，公式近似计算结果与实际非地转风场日变化特征基本符合，只是02LST 中国东南部地区经向非地转风场极值的计算结果略微偏低，20LST 经向风场计算结果偏高，其他两个时次经向风场的分布和强度的计算结果与实际情况一致.因此可以认为非地转风公式中的假设是合理的，各分量的日变化基本反映该分量对非地转风场日变化的影响.

图 5

Fig. 5

图 5 经向非地转风场日变化的公式计算结果(单位:m·s-1)(a)02LST；(b)08LST；(c)14LST；(d)20LST. Fig. 5 The sum of four ageostrophic meridional wind items of the ageostrophic equation (units： m • s-1)

图 6为风场非定常性引起的地转偏差.由于FNL 再分析资料不提供局地变压数据，在这里我们计算两个时次间850hPa位势高度的差值，由此计算6小时间气压的局地变化.分析可知，在02LST，我国东部地区上空基本为南向非地转风控制，风速最大值位于110°E，26°N 附近，强度为0.6 m/s左右，08LST 风场分布与02LST 相反，华南地区为北向非地转风场控制，风速大值中心位于东南沿海附近.14LST 我国东部地区经向非地转风场在东西向呈“负正负"型分布，在青藏高原东侧为北风，华南内陆地区为南风，台湾海峡附近为北风，大值中心强度由西向东逐渐减弱.20LST 经向非地转风场分布型与02LST 相似，但在台湾海峡附近沿海地区出现南风大值中心，强度大约在0.6m/s左右.

图 6

Fig. 6

图 6 风场非定常性引起的地转偏差经向分量的日变化(单位:m·s-1)(a)02LST；(b)08LST；(c)14LST；(d)20LST. Fig. 6 Diurnal variation of the first ageostrophic meridional wind item (unconstant wind field) of the ageostrophic equation (units: m • s-1)

风速在流动方向上非均匀性产生的地转偏差经向分量的日变化特征如图 7所示.分析可以发现，在夜间和早晨(02LST，08LST)，南向非地转风主要分布在青藏高原东侧，风速大值区沿高原地形呈西南-东北向带状分布，最大值位于118°E，27°N 和113°E，32°N 附近，02LST 强度为0.8 m/s 左右，08LST 为1.0m/s左右.在14LST 和20LST，我国东部地区上空由风速在流动方向上非均匀性产生的地转偏差较小，除台湾海峡附近少部分地区外，内陆上空地转偏差强度不超过0.3m/s.结果表明，在夜间和早晨，27°N 以北地区上空西风自西向东逐渐增强，并在高原东侧大约10个经距位置增强最明显，有利于南向非地转风的增强，而在正午和傍晚，我国东南部地区上空西风强度在流动方向上没有明显改变，对经向非地转风的影响较小.进一步分析可以发现，风速在流动方向上非均匀性产生地转偏差的日变化主要发生在高原东侧偏北地区，而在我国东南部低空急流高发区域则没有明显变化.

图 7

Fig. 7

图 7 同图 6，但为风速在流动方向上的非均匀性产生的地转偏差 Fig. 7 Same as Fig.6，but for the second item (inhomogeneous flow in the wind direction)

图 8为流线弯曲产生的地转偏差的经向分量日变化.分析非地转风第3 项可知，在正涡度区(气旋性弯曲)K_s>0，相应出现反风向的地转偏差；反之，在负涡度区(反气旋性弯曲)K_s ＜0，出现沿风向的地转偏差.受西太平洋副热带高压影响，我国东部地区上空为高压脊区，850hPa附近为西南风，流场呈反气旋性弯曲，有利于非地转风场的加强.对流线弯曲产生的地转偏差的计算结果与这一分析相吻合，在一天4个时次我国东部地区上空为南向非地转风控制，非地转风场的分布型基本不变，但强度有明显变化，在02LST 最强，极值位于110°E，26°N 和115°E，26°N 附近，强度为2 m/s左右，到08LST 减弱到1.5m/s, 而在白天和傍晚(14LST，20LST)，流线弯曲产生的地转偏差较弱，强度不超过0.5m/s.

图 8

Fig. 8

图 8 同图 6，但为流线弯曲产生的地转偏差 Fig. 8 Same as Fig.6，but for the third item (curved streamline)

大气斜压性(存在风速垂直切变)产生的地转偏差经向分量的日变化特征如图 9 所示.在夜间和早晨(02LST，08LST)，南向非地转风主要分布在青藏高原东侧23°N-27°N 的带状区域内，风速最大值超过0.6m/s.对比图 4和图 9可以发现，在这两个时次，大气斜压性产生的地转偏差经向分量最大值位置与经向非地转风最大值位置一致，但不同于经向非地转风在08LST 的明显减弱，前者在02LST和08LST 强度基本相同.在14LST 和20LST，我国东部地区由大气斜压性产生的地转偏差较小，强度不超过0.2m/s.分析非地转风第4项可知，这一项体现温度梯度和垂直运动对非地转风的影响，对于上升运动，地转偏差方向与水平温度梯度方向一致指向低温区.进一步分析发现，在02LST 和08LST，我国东部地区有明显的经向温度梯度，大气斜压性产生的地转偏差经向分量大值区对应高原东侧下沉运动大值区和正经向温度梯度大值区，而在14LST和20LST，我国南部地区经向温度梯度较小，虽为明显上升运动，但经向温度梯度远小于夜晚(图略).

图 9

Fig. 9

图 9 同图 6，但为大气斜压性产生的地转偏差 Fig. 9 Same as Fig.6，but for the forth item (vertical wind shear)

由以上分析可知，流线弯曲受西太平洋副热带高压影响，其产生的地转偏差占总经向非地转风强度的50% 左右，其在02LST 的加强和14LST、20LST 的减弱是经向非地转风日变化的主要原因；经向温度梯度的改变是造成大气斜压性项日变化的原因，体现了海陆热力性质差异对经向非地转风的影响，其产生的地转偏差在02LST 和08LST 较强，14LST 和20LST 较弱，对经向非地转风在夜间的加强有一定贡献.风场非定常性体现了青藏高原加热作用的影响，其在02LST 使我国东南地区南风增强，加强了经向非地转风，在08LST 则为北风分量，是使经向非地转风减弱的主要原因.我国东南部地区，风速在流动方向上的非均匀性在一天4 个时次产生的地转偏差都较弱，且没有明显日变化，对经向非地转风日变化影响较小.

本文基于FNL6小时再分析数据集分析了西2505地球物理学报(ChineseJ.Geophys.) 55卷南低空急流的日变化特征及地转风场和非地转风场的日变化，并在此基础上讨论非地转风中风场非定常性、风速在流动方向上的非均匀性、流线弯曲、大气斜压性产生的地转偏差对经向非地转风日变化的贡献，主要结论如下:

(1) 西南低空急流具有明显的日变化特征，在夜间和早晨(02LST，08LST)中国东南大部分地区急流发生频数都很高，而在白天和傍晚(14LST，20LST)则基本没有低空急流发生.对风场的分解显示，经向地转风分量在一天内基本保持稳定，经向非地转分量在02LST 最强，强度超过4 m/s, 占实际风场强度50%以上，而在14LST 和20LST，中国东部地区经向非地转风场强度不超过0.5 m/s, 基本可以认为经向风场是地转平衡的.

(2) 对非地转风各分量的分析结果表明，经向非地转风的日变化主要是由局地变压、水平风场涡度、垂直运动和温度梯度的日变化产生的，青藏高原大地形加热效应、副热带高压影响、昼夜间海陆热力性质差异是造成经向非地转风夜间加强的重要原因.流线弯曲产生的地转偏差占总经向非地转风强度的50%左右，是经向非地转风日变化的主要原因.大气斜压性产生的地转偏差在02LST 和08LST 基本相同，而风场非定常性产生的地转偏差在08LST 为北风分量，造成经向非地转风在08LST 减弱.风速在流动方向上的非均匀性在一天4个时次产生的地转偏差都较弱，且没有明显日变化，对经向非地转风日变化影响较小.

本文在验证合理性的基础上，利用FNL 再分析资料讨论非地转风各分量对经向非地转风场日变化的贡献，其结果有待通过台站实际观测资料分析结果进行对比验证.本文讨论了大尺度环流和青藏高原动力热力等对经向非地转风日变化所起的作用，仅得到初步结论，进一步的机理分析目前还在进行中.