1 引言
近几十年来， 随着全球气候变暖， 陆地极端降水事件不断增多， 强度也在不断增强（Burn et al， 2011； Roxy et al， 2017； Li et al， 2018； Qin et al， 2021）。中国是全球气候变化的敏感区域之一（Xu et al， 2009）， 在全球持续增暖的背景下， 中国区域的极端降水过程增加明显， 极端降水的平均强度、 极端降水值和持续时间均也呈增长趋势， 并且未来还将进一步增强（翟盘茂等， 2007； 吴佳等， 2015； 卢珊等， 2020）。
极端降水致灾性较高， 其时空分布及演变特征是国内外众多气象学者关注的重点。如美国东北部地区极端降水事件多发生在暖季， 南部地区则在全年均有较高出现概率（Schumacher and Johnson， 2006）。又如印度大多数极端降水事件发生在季风活跃期， 主要落区是印度中西部、 中部、 东北部和西北沿海地区（Suthinkumar et al， 2019）。在中国， 95°E以东的极端降水事件大多数发生在夏季， 秋季和冬季出现次数较少， 其空间分布与不同天气系统的影响有关（牛若芸等， 2018）。华东地区是中国极端降水量增长幅度最大的地区， 极端降水日数增速最快的区域则是西北地区（卢珊等， 2020）。在华北地区， 区域持续性极端暴雨的季节分布规律与华北主雨季一致， 其过程平均累计降水量最大的区域一般出现在山区向平原地区的过渡带和平原地区（周璇等， 2020）。
极端降水事件的发生一般需要更有利的大气环流背景、 多尺度的天气系统配合及更充沛的水汽。全球中纬度沿海地区的极端降水事件与“大气河”登陆关系密切（Ralph et al， 2006； Lamjiri et al， 2017； Waliser and Guan， 2017； Dong et al， 2019）。“大气河”和低空急流是大气水汽输送的两种主要机制， 是影响极端降水事件的重要角色（Gimeno et al， 2016）。纬向的大尺度水汽输送异常及暖雨过程在极端降水事件中发挥关键作用（Hamada and Takayabu， 2018）。沿低空急流传播的扰动和切断低涡是导致美国西部小时极端降水的重要中纬度天气模型（Barbero et al， 2019）。华中地区夏季区域性极端日降水事件的发生与气旋性环流异常、 青藏高原东北侧地形强迫以及非绝热加热梯度异常关系密切（韩洁等， 2012； 柯丹和管兆勇， 2014）。源于孟加拉湾和中国南海地区的水汽汇集为江淮地区极端日降水事件的发生、 发展提供了有利的水汽条件（孙思远等， 2022）。对我国北方极端暴雨而言， 水汽输送通道多源于西太平洋副热带高压南侧及印度季风低压造成的强盛低空西南气流， 低空急流持续的暖湿平流输送对极端暴雨对流不稳定层结的维持和重建有重要作用（周璇等， 2020； 龚琬丁等， 2023）。
随着极端降水事件的明显增多， 我国对各地极端降水过程的关注也在加强， 而其中很多研究表明低空急流对极端降水的发生发展至关重要。Zhao（2012）利用WRF模式模拟研究一次华中地区极端强降水事件发现， 低空急流导致的低层辐合及其激发的重力波是中尺度对流系统形成的重要原因， 复杂地形导致低空急流稳定维持， 在急流出口区形成准静止、 后向传播的中尺度对流系统， 是造成极端降水的直接原因。沙宏娥等（2022）发现低空急流的发展和维持使地面辐合线加强， 由低空急流构成的稳定次级环流是对流系统维持的关键， 由此导致干旱的西北地区出现极端暴雨。对华北地区历史上几次著名的极端暴雨过程分析表明， 中尺度对流单体沿低空急流轴左侧传播形成的“列车效应”是造成“7·21”北京特大暴雨的重要成因之一， 降水期间中尺度对流系统具有明显的后向传播特征和低质心的热带降水回波特点（孙继松等， 2012； 谌芸等， 2012）； 黄淮气旋、 低空急流的异常发展以及水汽的异常充沛为“16·7”华北极端降水提供了非常有利的动力抬升和水汽条件（符娇兰等， 2017）。在“21·7”河南极端暴雨中， 低空急流方向的变化与雨带的经向移动有很好的相关性， 当低空急流加强发展至出现边界层急流时， 降水率达到最大， 二者的耦合作用导致水汽强烈辐合上升， 并配合地形作用， 使降水呈带状分布在山前（冉令坤等， 2021； Luo and Du， 2022； 汪小康等， 2022）。
目前， 国内对山西极端降水的研究较少， 围绕低空急流与山西极端降水之间联系的研究更少， 因此， 关于山西极端降水成因的认识还相对匮乏。山西位于华北地区西部， 地处黄土高原， 地势东北高西南低， 高原内部起伏不平、 河谷纵横， 地形地貌复杂， 灾害天气频发。暴雨是山西的主要灾害性天气之一， 近几年极端暴雨出现的次数也在明显增多（Zhao et al， 2018； 苗青等， 2021； 王洪霞等， 2023）， 2021年10月2-6日， 山西就出现了有气象记录以来秋季最强的大范围持续性极端暴雨， 降水过程持续时间长、 累计雨量大、 影响范围广， 导致山西多地出现洪涝、 泥石流等灾害， 由此造成严重经济损失， 并有人员伤亡。而此次极端性降水过程发生在非华北雨季的秋季， 山西十年九旱， 汛期降水量也并不会特别大， 在这个季节出现持续性极端降水极为罕见， 业务预报虽然对强降水的落区把握较好， 但对局地降水强度及过程雨量的极端性仍预估不足。为此， 探究此次极端降水过程的成因对我们认识山西极端降水过程以及改进秋季强降水预报均有重要意义。本文聚焦导致此次降水极端性的大尺度环流、 低空急流及水汽输送等方面， 分析揭示此次秋季持续性极端降水过程的形成机制， 期望能为未来山西地区的极端降水预报提供参考。
2 资料来源与方法介绍
2.1 资料来源
本文使用的降水资料为自动气象观测站日降水和小时降水资料； 环流形势分析及物理量诊断所用的资料是欧洲中期数值预报中心（ECMWF）的ERA5再分析资料， 水平分辨率是0.25°×0.25°， 时间间隔为6 h； HYSPLIT轨迹模式的驱动场为NCEP GDAS全球1°×1°再分析资料， 时间分辨率为6 h。文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2016）1593的中国地图制作， 底图无修改。
2.2 轨迹模拟方案
HYSPLIT轨迹模式由美国国家海洋和大气管理（NOAA）空气资源实验室开发， 可追踪气团所携带粒子的运动轨迹， 本文采用此模式来研究10月2 -6日山西地区持续性极端降水过程和2011 -2020年其他暴雨过程的气团后向轨迹， 以揭示本次强降水的水汽源地、 输送路径及其与其他暴雨过程的区别。
模拟本次持续性极端降水过程时， 分别以10月3日20:00（北京时， 下同）、 5日20:00作为起始时间， 代表两个降水阶段， 模拟区域为过程累计降水量大值区（36°N -38.5°N， 110.5°E -114°E）， 针对降水不同阶段， 在其中分别选取15个最强降水点作为轨迹初始点， 垂直方向上以1000 m、 2000 m、 4000 m作为模拟的初始高度， 分别代表大气近地层、 低层和中层， 对气团进行后向追踪得到后向积分240 h（10 d）的三维运动轨迹。针对其他暴雨过程， 则是分别选取每次过程3个最强降水点作为轨迹初始点， 以2000 m作为衡量水汽来源的代表初始高度进行同样时长（240 h）的后向追踪， 并将所有过程的模拟轨迹进行叠加。
3 降水实况
图1 2021年10月2 -6日总降水量（a）及逐日累计降水量（b~f）（彩色圆点， 单位： mm）灰色阴影为地形高度（单位： m） Fig.1 Total precipitation and daily accumulated precipitation from October 2 to 6， 2021 （color dotted， unit： mm）.Grey shadings represent the height of terrain （unit： m） |
图2 2021年10月2 -6日总降水量超过历史同期极值的站点（a）及2 -6日出现1 h降水量达10 mm以上且超过历史同期极值的站点（b）Fig.2 Stations where total precipitation from October 2 to 6， 2021 exceeded the historical maximum （a） and stations where occurred 1-h precipitation more than 10 mm from 2 to 6 and exceeded historical maximum over the same period |
此次强降水过程不仅持续时间长， 累计雨量大， 且前期表现出明显的对流性特征。分析全省范围内单站最大小时降水量的时间变化（图3）发现， 本次降水过程按照降水性质可分为2个阶段， 第一阶段为2 -3日， 对流性显著， 单站最大小时降水量波动明显， 存在多个峰值， 最强达40 mm·h-1以上， 如此雨强在10月非常罕见； 第二阶段为4 -6日， 以稳定性降水为主， 最大小时降水量多在10 mm·h-1以下。从日降水量的空间分布来看， 2 -3日， 降水范围从山西中南部扩展至全省， 日降水量同时增大， 就强降水而言， 2天均出现局地对流性暴雨［图1（b）， （c）］， 且多站最大小时降水量突破历史同期极值， 累计共有7个国家气象观测站出现短时强降水， 主要集中在晋东南［图2（b）］， 结合长治小时雨量变化发现， 强对流时段主要集中在3日凌晨和4日凌晨（图3）。到4 -5日， 整体雨势进一步加强， 山西中部及其以南持续受到大范围暴雨影响［图1（d）， （e）］， 从大宁单站的小时降水量变化可以看出， 后期降水强度波动小， 但持续时间长， 导致过程累计雨量大； 榆社的降水在4 -5日还表现出明显的日变化特征， 2天均以夜间降水为主， 5日尤其突出， 日降水量更是达100.4 mm（大暴雨）。
4 降水极端性成因
降水持续时间长和日降水量大是形成此次降水过程极端性的两大方面， 因此探究两者背后的成因是认识此次极端降水的关键。
4.1 环流形势
有利的环流形势是造成此次降水持续的重要背景条件， 而异常偏北、 偏强的西太平洋副热带高压是其中最关键的影响因子。环流形势演变分析发现， 此次山西持续性极端降水过程的前后2个阶段， 大尺度环流有明显区别。第一阶段（2 -3日）， 山西处于锋前暖区， 多地出现强对流性降水， 第二阶段（4 -6日）， 山西受锋面长时间控制的影响， 大范围降水一直持续。对比来看， 在降水期间， 西太平洋副热带高压较常年同期异常偏北（约9个纬距）、 偏强（4 dagpm）（图4）， 其自2日夜间开始不断北抬加强， 到5日08:00， 120°E处脊线从22°N北抬至32°N， 同时， 其中心强度加强至596 dagpm ［图5（a）， （d）］， 导致已经进入秋季的山西暖空气活动异常活跃。
图4 2021年10月2 -6日500 hPa平均位势高度（等值线， 单位： dagpm）和2011 -2020年同期500 hPa平均位势高度（彩色区， 单位： dagpm）对比Fig.4 Comparison between the average geopotential height of 500 hPa from 2 to 6 October 2021 （contours， unit： dagpm） and the average geopotential height during same period from 2011 to 2020 （color area， unit： dagpm） |
图5 2021年10月2日20:00（a）、 3日08:00（b）、 4日08:00（c）、 5日08:00（d）500 hPa位势高度（等值线， 单位： dagpm）和海平面气压（彩色区， 单位： hPa）Fig.5 The geopotential height at 500 hPa （contours， unit： dagpm） and sea level pressure （color area， unit： hPa） at 20:00 on 2 （a）， 08:00 on 3 （b）， 08:00 on 4 （c）， 08:00 on 5 （d） October 2021 |
500 hPa环流分布显示， 2 -6日平均位势高度表现出的两槽一脊分布较气候平均强， 阻塞高压和西风槽的经向发展明显强于气候平均， 中高纬大气波动特征明显， 利于冷空气的堆积和南下。由于副热带高压异常偏北， 导致高压外围的偏南暖湿气流输送带也偏北， 冷暖空气在山西附近稳定交汇， 这是此次山西持续性极端降水发生的有利大背景。具体来看， 2 -3日， 山西处在副热带高压外围， 受地面低压控制， 属于锋前暖区， 热力不稳定层结加强， 利于形成对流性暴雨。中高纬地区， 贝加尔湖及其以北的阻塞高压稳定维持， 冷空气在西西伯利亚切断低涡区不断堆积， 为后期持续性降水提供了良好的冷空气条件［图5（a）， （b）］。对比分析还发现， 西西伯利亚低涡区较常年同期异常偏南也偏强， 导致中高纬冷空气也异常强盛。4 -5日， 阻塞高压逐渐减弱崩溃， 冷锋过境山西， 南下冷高压与北抬副热带高压势力相当， 长时间对峙［图5（c）， （d）］， 导致期间冷暖空气共同影响山西， 造成后期持续稳定的锋面降水。
4.2 低空急流及水汽输送
稳定维持的强低空急流对山西持续的水汽输送和动力抬升作用也不可忽视， 是此次降水过程持续时间长、 日降水量大的关键影响系统。本次降水过程的强低空急流主要出现在700 hPa， 其形成于2日白天副热带高压北抬、 并与西部低压之间气压梯度不断增强的背景下（图略）， 而后虽然有强度变化但在降水期间始终维持， 且强度变化与山西降水发展表现出高度的一致性。
具体来看， 在对流性强降水发生前的2日白天， 700 hPa西南低空急流中心风速从17 m·s-1加强至24 m·s-1 ［图6（a）， 图7（a）］， 与此同时， 山西南部风场受其直接影响， 最大风速和平均风速都明显增强［图7（a）］， 到20:00， 部分地区风速已超过12 m·s-1， 且在西南风中形成明显的风速辐合带［图6（a）］， 对山西上空垂直上升运动的发展有重要作用。在3日， 700 hPa低空急流表现出明显的日变化特征， 白天强度减弱， 中心风速降至14 m·s-1， 且有明显南退［图6（b）， 图7（a）］， 对应地， 山西午后的降水强度也明显减弱（图3）； 而夜间急流又重新加强， 到4日08:00， 中心风速增强为19 m·s-1［图6（c）， 图7（a）］， 此阶段为对流性降水的第二个峰值。4 -5日， 锋面控制山西， 此阶段700 hPa低空急流稳定维持， 中心风速保持在20 m·s-1上下［图7（a）］， 同时， 急流核区北推至山西南部［图6（d）］， 导致山西南部低层风场加强， 平均风力达到16 m·s-1左右［图7（a）］， 并在急流出口区形成强气旋式切变［图6（d）］， 利于低层辐合和上升运动强烈发展， 由此造成4 -5日山西中南部大范围暴雨持续［图1（d）， （e）］。
图6 2021年10月2日20:00（a）、 3日20:00（b）、 4日08:00（c）、 5日20:00（d）700 hPa风场（风羽和阴影， 单位： m·s-1）和10月3日02:00（e）、 4日08:00（f）850 hPa风场（风羽和阴影， 单位： m·s-1）Fig.6 The wind field at 700 hPa （wind barbs and shadings， unit： m·s-1） at 20:00 on 2 （a）， 20:00 on 3 （b）， 08:00 on 4 （c）， 20:00 on 5 （d） and the wind field at 850 hPa （wind barbs and shadings， unit： m·s-1） at 02:00 on 3 （e）， 08:00 on 4 （f） October 2021 |
图7 2021年10月2 -6日700 hPa和850 hPa低空急流/西南大风速带中心风速及山西南部风速（单位： m·s-1）时序变化（a）、 山西南部比湿（单位： g·kg-1）时序变化（b）Fig.7 The time series changes of central wind speed of low-level jet/ southwest strong wind belt and the wind speed （unit： m·s-1） in southern Shanxi （a）， the time series changes of specific humidity （unit： g·kg-1） in southern Shanxi （b） at 700 hPa and 850 hPa from 2 to 6 October 2021 |
与700 hPa相比， 850 hPa低空急流维持时间较短， 但却对2 -3日对流性强降水的形成至关重要， 也是导致此次降水过程中出现大范围国家观测站雨强超过历史极值的关键着眼点。2日午后至夜间， 副高西伸北抬， 850 hPa西南低空急流迅速发展， 中心风速从11 m·s-1跃增至21 m·s-1［图7（a）］， 受其影响， 山西南部风场也迅速增强， 大风速区集中在晋东南， 最大风速超过12 m·s-1［图6（e）］， 持续输送的暖湿空气在低层堆积， 与中高层干冷空气垂直叠加， 形成显著上干冷、 下暖湿的热力不稳定层结（图略）， 2日夜间对流触发发展， 引起晋东南对流性暴雨发生［图1（b）］。3日上午， 环流形势变化不大， 850 hPa强低空急流仍旧维持， 且受到低层切变线影响（图略）， 强降水持续； 到午后， 急流强度减弱， 对流性降水强度随之同时减弱； 夜间当急流重新加强时， 山西南部风场也迅速增强， 晋东南风速再次超过12 m·s-1［图6（f）］， 急流前暖区与高压底部冷气团之间形成的锋面触发3日夜间长治附近对流性降水。4日08:00之后， 地面冷高压南下， 850 hPa山西转为东北气流控制， 西南急流同时减弱消退。
通过上文分析， 此次极端降水过程中， 700 hPa低空急流强度高且维持时间长， 对强降水的持续有显著作用， 对比常年（2011 -2020年）同期700 hPa风场［图8（c）］发现， 往年10月此时副热带高压南退， 其西侧西南气流风速较小且位置偏南， 山西上空多为西北风控制， 并无明显降水过程； 而在此次降水过程期间， 由于环流形势异常， 低空急流得到异常强烈发展， 急流中心平均风速达到16 m·s-1以上， 并直接影响山西中南部［图8（a）］， 低空急流引起的水汽输送和动力辐合抬升， 是造成此次山西持续性极端暴雨的重要影响因子， 这与低空急流对“21·7”河南极端暴雨过程影响的相关研究结论类似（汪小康等， 2022； 李国翠等， 2023； 马长健等， 2023）。
图8 此次极端降水过程（a）与相似环流背景下其他暴雨过程（b）、 常年同期（c）700 hPa平均风场（风羽和阴影， 单位： m·s-1）对比Fig.8 Comparison between the average wind field （wind barbs and shadings， unit： m·s-1） at 700 hPa of this extreme precipitation process （a） and other heavy rainfall process under similar circulation background （b）， and the same period on usual years （c） |
进一步， 对比2011 -2020年相似环流背景下（500 hPa为西风槽和副热带高压共同作用）、 有低空急流影响的8次夏季暴雨事件700 hPa平均风场［图8（b）］发现， 此次暴雨过程中， 如此偏北、 偏强并且能长时间维持的低空急流不仅是在往年10月， 甚至在类似环流背景下的山西夏季暴雨事件中都极为罕见。具体来看， 影响其他暴雨过程的低空急流位置偏南， 风速大值区位于26°N附近， 中心风速约为14 m·s-1， 此时， 低空急流距山西较远， 对暴雨的影响较为间接； 而此次极端降水过程受异常偏北的副热带高压影响， 低空急流位置明显偏北（约10个纬距）， 风速大值区位于山西南部上空， 导致强降水区低层的偏南暖湿气流显著偏强， 为已进入秋季的山西带来更强的水汽输送和动力辐合， 加之长时间的维持， 对降水极端性的形成起到决定性作用。
图9 2021年10月2日08:00至6日20:00不同边界整层水汽通量的时间演变（a）、 2日20:00 （b）、 4日08:00 （c）、 5日20:00 （d）不同边界水汽通量的时间-高度剖面Fig.9 The evolution of vertically integrated water vapor flux at different boundaries from 08:00 on 2 to 20:00 on 6 October 2021 （a） and the time-height chart of water vapor flux at different boundaries at 20:00 on 2 （b）， 08:00 on 4 （c）， 20:00 on 5 （d） October 2021 |
通过降水期间700 hPa和850 hPa比湿变化［图7（b）］发现， 此次降水虽发生在10月， 但由于强低空急流的发展和维持， 山西南部水汽供应充足， 低层比湿大小与夏季暴雨过程相当： 700 hPa比湿大值中心在2日夜间跃增至9~10 g·kg-1， 并维持到强降水过程结束； 850 hPa比湿大值在对流性降水阶段达14 g·kg-1以上， 主要出现在2日夜间和3日夜间， 与该阶段降水的2个峰值时段对应。4日08:00之后， 由于近地面被冷高压控制， 850 hPa山西南部平均比湿显著下降， 普遍低于700 hPa， 水汽供应层开始上移。
区域净水汽通量变化对降水强度变化有较好指示意义。在此次极端降水过程中， 西南气流异常偏强， 导致南边界和西边界成为主要水汽输入边界， 东边界和北边界是主要输出边界［图9（a）］。2日夜间和3日夜间， 山西区域净水汽通量表现有2个峰值， 分别达5×103 kg·m-1·s-1和6×103 kg·m-1·s-1 ［图9（a）］， 正对应对流性降水的2个峰值； 到稳定性降水阶段， 南边界是最主要的水汽输入边界， 水汽通量一直维持在5×103~6×103 kg·m-1·s-1［图9（a）］， 充沛的水汽源源不断输入山西， 造成暴雨持续。分析2日20:00各边界水汽通量的垂直分布［图9（b）］发现， 在对流性降水阶段前期， 由于700 hPa和850 hPa低空急流均强烈发展， 水汽输入层主要集中在600 hPa以下， 其中以850 hPa附近水汽贡献最大， 南边界水汽通量达22 kg·s-1·hPa-1·m-1， 导致水汽在边界层内聚集， 而后辐合触发对流并发展。到稳定性降水阶段， 山西受锋面控制， 近地面转为东北风， 水汽输入层上移至锋面之上， 此时， 水汽通量贡献主要来自500~850 hPa， 其中以700~750 hPa贡献最大， 两层南边界水汽通量在4 -5日增强到25~26 kg·s-1·hPa-1·m-1［图9（c）， （d）］， 期间暖湿空气沿锋面辐合抬升造成持续性降水。
5 水汽源地追踪
利用HYSPLIT模式分别对此次强降水的不同阶段进行气团后向追踪， 并进一步与2011 -2020年间其他暴雨过程的水汽源地进行对比， 以更全面地认识此次极端降水。从图10可见， 在对流性降水阶段， 1000 m高度上的水汽主要通过偏南路径和偏东路径输送， 其中， 偏南路径的水汽源于南海和东海， 通过副热带高压外围气流向北输送至山西， 偏东路径的水汽则源于黄海一带， 两条路径的轨迹高度基本集中在低层700 hPa以下［图10（a）］。强降水区2000 m高度偏南后向轨迹上的暖湿气团平移效率相对较低， 水汽多源自内陆西南、 关中地区， 输送高度集中在中低层850~600 hPa［图10（c）］。从大气中层4000 m后向追踪的结果来看， 大多数为偏西干冷空气， 但仍有部分为沿西太平洋副热带高压外围输送的暖湿空气［图10（e）］， 说明强降水区垂直上升运动发展强烈， 暖湿空气得到显著抬升。稳定性降水阶段不同高度的后向轨迹与第一阶段明显不同， 气团路径与天气系统的移动和配置高度相关。4日之后， 山西处于冷锋后部， 低层气团主要通过偏西路径输送， 前期轨迹高度集中在中层， 受地面冷高压影响， 在渤海湾、 京津冀地区附近转向， 轨迹高度开始显著降低， 集中在850 hPa以下［图10（b）， （d）］， 回流冷湿空气为暴雨区提供一定水汽条件。强降水区中层4000 m的气团后向轨迹表现为从东海、 南海沿西太平洋副热带高压环流逐渐北上［图10（f）］， 比湿在副热带高压西侧有明显增强（图略）， 同时暖湿气块开始沿着锋面不断抬升， 形成第二阶段持续性暴雨。
图10 HYSPLIT轨迹模式模拟的2021年10月3日20:00（左）、 5日20:00（右）初始高度为1000 m （a、 b）、 2000 m （c、 d）、 4000 m （e、 f）气团后向追踪240 h的轨迹分布黑色方框表示过程累计降水量大值区； 线条颜色表示轨迹高度（单位： hPa） Fig.10 The horizontal distributions of backward trajectories （backward integrated for 240 h） of air mass by HYSPLIT model at 20:00 on 3 （left） and 20:00 on 5 （right） October 2021 from different initial height respectively at 1000 m （a， b）， 2000 m （c， d）， 4000 m （e， f）.Black box denotes large value area of total accumulated precipitation； color area of lines indicates height （unit： hPa） of trajectories |
同样对比2011 -2020年相似环流背景下、 有低空急流作用的8次暴雨过程， 发现本次持续性极端降水过程的水汽源地和输送路径与其他暴雨过程也有明显区别。由上文分析， 本次极端降水过程的水汽多源于我国近海区域， 主要为南海、 东海和黄海， 输送路径整体表现为东南路径， 水汽主要通过西太平洋副热带高压外围气流输送至山西。而其他暴雨过程山西上空2000 m高度的后向轨迹分布（图11）表明， 孟加拉湾、 阿拉伯海和南海为其主要水汽源地， 与邻省陕西夏季极端降水的主要水汽来源一致（杜一博等， 2024）， 轨迹高度集中在低层700 hPa以下， 水汽输送路径则以西南路径和偏南路径居多， 这可能与西南季风的活动密切相关。此次极端暴雨的水汽源地较一般山西暴雨的水汽源地更近， 可能加强了水汽的平流输送量和辐合抬升效率； 同时， 此次极端暴雨过程的水汽输送层次在垂直方向上跨度更大， 提升了水汽的总体输送量， 也是造成降水极端性的原因之一。
图11 HYSPLIT轨迹模式模拟的2011 -2020年其他暴雨日初始高度为2000 m气团后向追踪240 h的轨迹分布线条颜色为轨迹高度（单位： hPa） Fig.11 The horizontal distributions of backward trajectories （backward integrated for 240 h） of air mass by HYSPLIT model on other heavy rainfall days during 2011 -2020 from initial height at 2000 m.Color lines indicate height （unit： hPa） of trajectories |
6 结论
本文针对2021年10月2 -6日山西持续性极端降水过程的大尺度环流形势、 低空急流及水汽输送特征、 水汽源地等方面进行了初步分析， 得到主要结论如下：
（1） 此次强降水过程发生在秋季， 降水持续时间长、 累计雨量大、 影响范围广， 有85个国家气象观测站累计降水量超过历史同期极值， 具有显著极端性。降水过程包含两个阶段， 第一阶段（2 -3日）为锋前暖区对流性降水， 集中发生在山西南部， 小时雨量大、 波动性强； 第二阶段（4 -6日）为锋面后部稳定性降水， 小时雨量小， 但持续时间长， 导致山西中南部出现持续性暴雨。
（2） 异常有利的天气环流配置是导致此次极端降水持续的首要背景条件。异常偏北、 偏强的西太平洋副热带高压导致山西暖湿气流输送异常偏强， 中高纬地区经向发展强盛的阻塞高压以及异常偏南且偏强的西西伯利亚切断低涡导致山西上游冷空气不断堆积增强， 由此加强了山西附近冷暖空气对比， 共同构建极为有利的大气环流形势， 引发强降水形成和持续。
（3） 异常偏强的低空急流引发水汽输送异常增强， 同时加强了山西地区的不稳定层结， 是导致降水出现极端性的重要因素。在整个降水期间， 700 hPa低空急流稳定维持， 较常年同期和其他暴雨过程而言， 其位置显著偏北且强度偏强， 为山西输送异常充沛的水汽， 导致山西低层比湿在秋季达到与夏季暴雨过程相当的强度； 850 hPa低空急流在对流性降水阶段对晋东南暖湿气流的输送和不稳定层结的构建有重要作用。水汽收支诊断表明， 南边界和西边界是强降水区主要水汽输入边界， 且水汽输入层的高度随时间逐渐升高， 第一阶段水汽主要贡献层集中在850 hPa附近， 对流性降水多源于边界层内的水汽辐合， 第二阶段水汽主要来自700 hPa附近， 为锋面之上的水汽辐合抬升。
（4） 本次极端降水过程的水汽源地和输送路径明显区别于其他暴雨过程， 其他暴雨的水汽源地多为孟加拉湾、 阿拉伯海和南海， 通过西南路径和偏南路径输送。此次降水过程中， 水汽输送路径大致为东南路径， 第一阶段降水的水汽主要源于南海和黄海， 水汽输送高度较低， 集中在大气中低层， 经局地强烈辐合抬升后形成强降水。第二阶段降水的水汽源地主要是南海和东海， 沿西太平洋副热带高压环流北上的水汽输送路径初始高度较低， 后沿锋面逐渐抬升， 造成降水持续。另外， 此次极端降水的水汽源地较一般暴雨过程的空间距离更近。
本文着重分析了此次秋季极端降水过程的降水特点、 环流形势、 低空急流及水汽输送特征、 水汽源地等， 初步揭示了极端降水成因， 其中环流形势和低空急流的异常特征及水汽源地和水汽输送的异常性均为今后山西极端降水的预报提供一定参考性， 但此外还有更多的科学问题有待探究， 包括： 有利天气背景条件下的对流触发、 水汽源地的空间距离远近对水汽输送和抬升效率的影响及云微物理过程对降水极端性的作用等， 这些科学问题需要通过进一步的数值模拟和机理深入分析揭示， 是此次极端降水的后续研究重点。