2020年8月10日四川蘆山夜發(fā)特大暴雨的動熱力結(jié)構(gòu)及地形影響

黃楚惠 李國平 牛金龍 陳貝 陳功 郭善云 龍柯吉

1 四川省氣象臺/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點實驗室, 成都 610072

2 成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院, 成都 610225

3 成都市氣象局, 成都 610071

4 四川省樂山市氣象局, 樂山 614000

5 中國氣象局成都高原氣象研究所, 成都 610072

6 氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估省部共建協(xié)同創(chuàng)新中心, 南京 210044

1 引言

雅安地處四川盆地西緣與青藏高原過渡帶的邛崍山脈和大雪山脈之中，呈東北向“喇叭口”地形。特殊地形和大氣環(huán)流的共同影響，雅安成為青藏高原東側(cè)降水量和雨日數(shù)的大值區(qū)，素有“雨城”和“天漏”之稱。降水局地性強(qiáng)，夜發(fā)特征明顯，暴雨量級的降水強(qiáng)度大，也是僅次于盆地西北部區(qū)域極端暴雨發(fā)生的高頻中心（彭貴康等, 1994; 肖遞祥等, 2017; Dong et al., 2018）。

對于雅安暴雨的研究，諸多學(xué)者圍繞“雅安天漏”開展了一系列天氣、氣候?qū)W分析，數(shù)值模擬和預(yù)報方法的研究（彭貴康等, 1994, 2004, 2008; 曾慶存, 1994; 宇如聰?shù)? 1994; Qian et al., 2022）。彭貴康等（1994）歸納出雅安暴雨的三類大尺度環(huán)流型；東南風(fēng)環(huán)流型是雅安暖區(qū)暴雨典型環(huán)流特征之一（閔濤等, 2019; 肖紅茹等, 2021）；多為中尺度系統(tǒng)觸發(fā)暴雨，“夜雨”特點突出（彭貴康等, 2008;Yu et al., 2010; 白愛娟等, 2011; 李琴等, 2014）；邊界層對暴雨作用明顯，下墊面強(qiáng)迫的輻合帶、輻合中心的持續(xù)是形成大暴雨的重要因子之一（曾慶存等, 1994; 蔡薌寧等, 2007）；暴雨過程中對流層低層大氣存在明顯的不穩(wěn)定層結(jié)，低層輻合，高層輻散（吳澤等, 2014; 李琴等, 2014）。與地形因素密切相關(guān)，易發(fā)于山脈迎風(fēng)坡、喇叭口地形處（彭貴康等, 2004; 李國平, 2007; 閔濤等, 2019; 肖紅茹等,2021）。地形抬升、定常性地形渦旋以及多種地形綜合作用是雅安“雨多”、“雨大”的主要原因（彭貴康等,1994, 2008; 趙玉春和王葉紅, 2010; 趙玉春等, 2012; 吳澤等, 2014; 周長春等, 2015; Hu et al.,2021）。與孟灣水汽、局地水汽、高原南側(cè)強(qiáng)的非均勻水汽“濕鋒”及高原東南邊緣地形動力強(qiáng)迫作用密切相關(guān)（苗秋菊等, 2004; Huang and Cui, 2015a,2015b）。

已有研究為雅安暴雨研究打下了堅實基礎(chǔ)，但對于弱天氣尺度強(qiáng)迫背景產(chǎn)生的極端暴雨發(fā)生發(fā)展動熱力機(jī)制的認(rèn)識和地形的具體作用等仍然薄弱（李躍清和張曉春, 2011）。此外，針對盆地西邊界的龍門山沿線暴雨的個例研究較多，特別是高原渦和西南渦暴雨是四川盆地典型的致災(zāi)性暴雨，其成因和對流觸發(fā)機(jī)制的研究較多（陳忠明等, 2004;黃楚惠等, 2011; 宗志平等, 2013; 郁淑華和高文良,2017; 肖 遞 祥 等, 2017; 高 篤 鳴 等, 2018; 湯 歡 等,2020），而雅安有著比龍門山脈沿線其他地區(qū)更為特殊的喇叭口地形特征，龍門山沿線暴雨的物理結(jié)構(gòu)和形成機(jī)制其并不一定能完全反映該地區(qū)的特征。因此，有必要對雅安暖區(qū)暴雨個例精細(xì)化動熱力結(jié)構(gòu)和地形具體作用進(jìn)行細(xì)致分析。

2020年8月10日夜間，雅安蘆山出現(xiàn)了暖區(qū)特大暴雨過程，蘆陽磨刀站11日降水量達(dá)429.2毫米，僅次于2013年“7.9”都江堰石馬村日雨量749.9 mm，居四川省歷史日降水量第二高位。蘆山位于邛崍山脈南段分支沿線，清衣江中游，且處于“?”形峽谷地形中，存在多尺度地形復(fù)合作用。2008年“5.12”汶川大地震和2013年“4.20”蘆山地震后，龍門山脈沿線地質(zhì)結(jié)構(gòu)遭到嚴(yán)重破壞，發(fā)生次生地質(zhì)災(zāi)害的危險度顯著增加，且目前包括歐洲中期天氣預(yù)報中心在內(nèi)的數(shù)值模式對復(fù)雜地形下暖區(qū)降水的預(yù)報能力有限。因此，加強(qiáng)這類暖區(qū)暴雨個例的研究具有重要意義。本文從暴雨發(fā)生的三要素（充沛的水汽輸送、加強(qiáng)的大氣不穩(wěn)定、強(qiáng)烈的上升運(yùn)動）著手，分析此次特大暴雨過程中系統(tǒng)動力、熱力結(jié)構(gòu)，觸發(fā)機(jī)制及地形作用對水汽、動、熱力的影響機(jī)理等，為揭示此類特大暴雨的成因和業(yè)務(wù)分析預(yù)報提供參考。

2 資料和降水實況

2.1 資料

文中采用的資料包括四個部分：（1）地面加密及自動站觀測資料，涵蓋四川省157 個國家級自動站和5152 個區(qū)域自動站，時間分辨率為1 h，觀測數(shù)據(jù)包括溫度、露點、小時降水量、風(fēng)向風(fēng)速以及站點氣壓，主要用于降水的統(tǒng)計以及地面中小尺度過程分析；（2）歐洲中期天氣預(yù)報中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasting，簡稱ECMWF）的ERA5 再分析資料，時間分辨率為1 h，空間分辨率為0.25°×0.25°，包括25 層等壓面上的高度、溫度、風(fēng)場、相對濕度、比濕、散度、垂直速度等氣象要素，主要用于天氣尺度背景、中尺度環(huán)境場條件及物理量診斷分析；（3）中國氣象局信息中心地面—衛(wèi)星—雷達(dá)三源融合實況分析產(chǎn)品（ART_1km）中的近實時降水資料，時間分辨率為1 h，空間分辨率0.01°×0.01°，用于地面降水分布補(bǔ)充研究；（4）四川地形ETOPO 數(shù)據(jù)，空間分辨率為0.01°×0.01°，用于地形繪制（下載地址：http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html [2013-01-02]）。

2.2 降水實況

圖1a 給出了雅安及其周邊地形分布和2020年8月10日21:00 至11日11:00（本文時間如無特殊標(biāo)注均為北京時）累積降水量分布。50 mm 以上的暴雨區(qū)與龍門山沿線東北—西南走向分布基本一致，100 mm 以上落區(qū)主要位于東北向喇叭口地形高度500～2000 m 范圍內(nèi)（紅色粗虛線），而250 mm 強(qiáng)降水中心則位于龍門山南段邛崍山脈南側(cè)分支“?”型喇叭口內(nèi)（紅色細(xì)虛線所示）。此處地形梯度較大，地勢復(fù)雜，也是2013年“4.20”蘆山地震中心所在地的龍門鎮(zhèn)。從小時降水分布來看（圖1b），極端降水主要集中在11日00:00～03:00，對流性較突出，4 個站點小時雨強(qiáng)自00:00起均在50 mm 以上，蘆山清仁（站號S7102）達(dá)100 mm 以上；小時雨強(qiáng)極值均出現(xiàn)在11日02:00，均超過120 mm，其中蘆陽鎮(zhèn)磨刀（站號S7307）小時雨強(qiáng)達(dá)156.8 mm，03:00 以后，小時雨強(qiáng)逐漸減弱。10日23:00 至11日11:00 13 h 累積降水量除蘆陽鎮(zhèn)欄桿頭（站號S7313）在400 mm 以下外，其余三站均在400 mm 以上，蘆陽鎮(zhèn)磨刀村（站號S7307）累積雨量最大為428.5 mm。此次降水過程夜發(fā)性特征顯著，小時雨強(qiáng)極端，短時間內(nèi)累積雨量陡增，強(qiáng)降水范圍集中。

3 天氣背景及地形對水汽輸送的作用

3.1 天氣背景

此次暴雨屬于500 hPa 無明顯影響系統(tǒng)和低層700、850 hPa 無低空急流的背景下的東南風(fēng)型暖區(qū)暴雨（肖紅茹等, 2021）。2020年8月10日20:00（圖2a），500 hPa 西藏中部到青海東南部為一切變，河套地區(qū)處于脊區(qū)，副熱帶高壓主體位于西太平洋，脊線維持在30°N 附近，副高588 dagpm 線位于中國東南部沿海，四川處于河套脊區(qū)后部西南氣流控制。850 hPa 湖北東部到貴州存在暖切，四川盆地主要的水汽輸送通道為孟灣西南水汽經(jīng)該切變處轉(zhuǎn)為東南水汽輸送。至10日23:00（圖2b），500 hPa 青藏高原切變線略東移南壓，但系統(tǒng)離雅安蘆山暴雨發(fā)生點仍較遠(yuǎn)，副高588 dagpm 線略有西伸，850 hPa 水汽輸送進(jìn)一步加強(qiáng)，盆地西部沿山區(qū)域水汽通量散度負(fù)值區(qū)域范圍增大且明顯西推，雅安蘆山暴雨區(qū)處于?140×10?5g cm?2hPa?1s?1的水汽通量散度輻合區(qū)，水汽充沛。此時，700 hPa（圖2c）盆地西南部東南風(fēng)風(fēng)速比20:00 加強(qiáng)，但未達(dá)急流標(biāo)準(zhǔn)，在雅安呈弱的氣旋性曲率，而850 hPa（圖2d）為弱低渦輻合，低渦輻合加強(qiáng)了暴雨區(qū)水汽和動力、熱力的輻合，增強(qiáng)了垂直上升運(yùn)動，觸發(fā)了強(qiáng)降水，弱低渦持續(xù)到11日02:00 后減弱東移，與蘆山主要降水時段相對應(yīng)。

圖2 2020年8月10日（a）20:00、（b）23:00 500 hPa 高度場（等值線，單位：dagpm）疊加850 hPa 水汽通量（矢量箭頭，單位：g cm?1 hPa?1 s?1）和水汽通量散度（填色，單位：10?5 g cm?2 hPa?1 s?1）分布；10日23:00（c）700 hPa、（d）850 hPa 風(fēng)場疊加3 km 和1.5 km 以上地形高度分布Fig. 2 500 hPa geopotential height (isolines, units: dagpm) superposed with 850 hPa vapor flux vector (vectors, units: g cm?1 hPa?1 s?1) and vapor flux divergence (color shaded, units: 10?5 g cm?2 hPa?1 s?1) at (a) 2000 BJT, (b) 2300 BJT on 10 August 2020; (c) 700 hPa and (d) 850 hPa wind field superimposed over 3 km and 1.5 km terrain height distribution at 2300 BJT on 10 August 2020

3.2 地形對暴雨區(qū)水汽輸送的阻擋和匯聚作用

特大暴雨發(fā)生前，水汽在東側(cè)山前堆積，主要集 中 在850～600 hPa 層。10日23:00（圖3a），水汽通量散度輻合大值區(qū)主要分布在102.5°E 以東的迎風(fēng)坡處，表明大地形對水汽的輸送起到了阻擋作用，由于山脈西高東低，受地形迎風(fēng)坡抬升作用影響，水汽通量散度輻合區(qū)呈傾斜分布，雅安由于迎風(fēng)坡抬升及東北向“喇叭口”地形側(cè)向輻合的作用，利于水汽的匯聚，而蘆山特大暴雨中心處于其中西南向“?”型峽谷區(qū)內(nèi)，多尺度地形作用使得蘆山上空水汽充沛。10日18:00 至11日02:00（圖3b），暴雨區(qū)上空水汽主要來源于低層850 hPa的水汽輻合，且在500 hPa 和700 hPa 附近分別存在兩個弱的輻合帶，加劇了蘆山水汽輻合抬升的強(qiáng)度和高度，使得暴雨中心上空水汽幾乎處于飽和狀態(tài)，對流觸發(fā)后，降水效率極大，導(dǎo)致特大暴雨發(fā)生。

圖3 2020年8月10日23:00（a）沿30.15°N 水汽通量（矢量，單位：g cm?1 hPa?1 s?1）及水汽通量散度（填色，單位：10?5 g cm?2 hPa?1 s?1）的緯向—垂直剖面；（b）10日09:00～21:00（協(xié)調(diào)世界時）沿（30.15°N，102.93°E）水汽通量散度的時間變化Fig. 3 (a) Zonal–vertical cross sections of vapor flux vector (shaded, units: g cm?1 hPa?1 s?1) and vapor flux divergences (vectors, units: 10?5 g cm?2 hPa?1 s?1) along 30.15°N at 2300 BJT on 10 August 2020 and (b) time variations of water vapor flux divergence along (30.15°N, 102.93°E) from 0900 UTC to 2100 UTC on 10 August 2020

綜上，弱天氣尺度強(qiáng)迫背景下，由于多尺度地形復(fù)合作用對水汽輸送的阻擋、匯聚及水汽在蘆山地區(qū)的輻合抬升，為此次暴雨過程的發(fā)生發(fā)展提供了有利的動熱力和水汽條件。

4 暴雨區(qū)動力結(jié)構(gòu)演變及地形的影響

從垂直速度的垂直剖面分布可知，暴雨發(fā)生前10日20:00（圖4a），暴雨區(qū)上空800 hPa 到700 hPa 以偏東氣流為主，且為上升運(yùn)動，大值中心位于700 hPa 附近，約?1 Pa s?1，邊界層則是由地形回流運(yùn)動造成的中心值為0.4 Pa s?1的下沉運(yùn)動區(qū)。夜間偏東風(fēng)逐漸加強(qiáng)，700 hPa 區(qū)域平均風(fēng)速雖未達(dá)急流，但從10日20:00 到11日01:00 平均風(fēng)速增加了一倍（圖4h），偏東風(fēng)沿地形爬升，動力抬升作用促進(jìn)了上升運(yùn)動發(fā)展，增強(qiáng)了垂直作用。23:00，降水開始，暴雨區(qū)上空幾乎整層轉(zhuǎn)為上升運(yùn)動，這與計算的地形抬升速度一致，地形抬升速度亦在該時刻加強(qiáng)，表明邊界層的地形抬升產(chǎn)生的上升運(yùn)動與垂直上升運(yùn)動疊加，使得整層上升運(yùn)動逐漸加強(qiáng)，而下沉運(yùn)動中心也有所東移并加強(qiáng)。此時雨區(qū)上游有對流發(fā)生，低層800 hPa 以下地形回流運(yùn)動及對流造成的冷性下沉氣流與右側(cè)上升氣流形成氣旋式環(huán)流，進(jìn)而加劇了上升運(yùn)動（圖4b,f）。上升運(yùn)動在01:00 達(dá)到最強(qiáng)，大于?1.9 Pa s?1，低層仍存在較強(qiáng)下沉氣流，未來02:00 雨強(qiáng)也達(dá)到了極大值，但該時刻雨強(qiáng)中心上空垂直上升運(yùn)動卻顯著減弱，對應(yīng)低層的下沉運(yùn)動也減弱，表明降水的動力機(jī)制減弱，已不利于該區(qū)強(qiáng)降水的維持，未來降水減弱（圖4c, d）。

地形抬升速度沿30.15°N時間序列剖面分布可知（圖4f），強(qiáng)降水中心102.93°E 始終存在有地形抬升速度，且在23:00 開始加強(qiáng)，至11日01:00達(dá)到最強(qiáng)約?0.2 Pa s?1，之后有所減弱后又增強(qiáng)。需要指出的是，地形抬升速度僅是邊界層抬升速度的一部分，后期由于中高層垂直運(yùn)動均減弱，因此雖有加強(qiáng)，但降水減弱。降水期間，渦度分布圖上暴雨區(qū)上空始終存在有正渦度柱并逐漸加強(qiáng)，11日23:00 整層均為正渦度（圖4e）。分別計算了雨強(qiáng)中心地形渦度和散度（文寶安, 1980）分布發(fā)現(xiàn)，地形渦度從10日21:00 開始增強(qiáng)，11日01:00 達(dá)到最強(qiáng)，而地形散度在暴雨區(qū)始終維持負(fù)值輻合，且從11日23:00 降水開始負(fù)值輻合加強(qiáng)，11日02:00 達(dá)到最強(qiáng)，之后逐漸減弱，與強(qiáng)降水發(fā)生時段對應(yīng)較好。表明在降水開始到強(qiáng)盛期間，始終有邊界層地形作用產(chǎn)生的氣旋式渦度和散度輻合與系統(tǒng)性渦度和散度疊加，增強(qiáng)了低層輻合，加劇了垂直上升運(yùn)動，降水得以加強(qiáng)（圖4g）。同樣，地形產(chǎn)生的正渦度和散度亦和地形抬升速度一樣，僅是邊界層渦度、散度和上升運(yùn)動的一部分，后期地形渦度和散度雖有所減弱，仍維持正渦度輻合，但雨區(qū)上空動力作用減弱，降水減小。

圖4 2020年8月10日（a）20:00、（b）23:00 和11日（c）01:00、（d）02:00 沿30.15°N 垂直速度（填色，單位：Pa s?1）及u、v 流場的緯向—垂直剖面；（e）10日23:00 沿30.15°N 渦度的緯向—垂直剖面；（f）10日12:00 至11日00:00（協(xié)調(diào)世界時）沿30.15°N 地形抬升速度（單位：Pa s?1）的緯向—時間剖面；（g）10日19:00 至11日04:00 沿蘆山站（30.15°N，102.93°E）地形渦度、地形散度（單位：10?5 s?1）的時間序列；（h）10日09:00～22:00（協(xié)調(diào)世界時）區(qū)域（29.5°～30.7°N，102.5°～103.5°E）平均風(fēng)速（單位：m s?1）隨時間變化Fig. 4 Zonal–vertical cross sections of vertical velocity (color shaded, units: Pa s?1) and u, v flow filed along 30.15°N at (a) 2000 BJT , (b) 2300 BJT on 10 August, (c) 0100 BJT, (d) 0200 BJT on 11 August 2020; (e) velocity along 30.15°N at 2300 BJT on 10 August; (f) zonal–time sections of topographic vorticity along 30.15°N from 1200 UTC on 10 to 0000 UTC on 11 August; (g) time series of the topographic divergence and velocity(units: 10?5 s?1) of Lushan Station (30.15°N,102.35°E) from 1900 BJT on 10 to 0400 BJT on 11 August; (h) time series of the area mean wind speed(units: m s?1) in (29.5°–30.7°N, 102.5°–103.5°E) from 0900 UTC to 2200 UTC on 10 August 2020

5 暴雨區(qū)熱力結(jié)構(gòu)

東南風(fēng)氣流沿地形爬升，動力抬升作用促進(jìn)了垂直上升運(yùn)動的發(fā)展的同時，暖濕空氣被抬升也增強(qiáng)了層結(jié)熱力不穩(wěn)定性。假相當(dāng)位溫θse表示了大氣的溫濕特征，其水平和垂直分布與對流的發(fā)生發(fā)展有很大的關(guān)系（王兩銘和羅會邦, 1980）。

從沿30.15°Nθse500 hPa 與850 hPa 差值隨時間分布來看（圖5a），10日20:00 至11日05:00暴雨區(qū)上空均處于負(fù)6°C 以下的對流不穩(wěn)定區(qū)域。且暴雨期間10日23時至11日03時對流不穩(wěn)定度有所加強(qiáng)（?9°C），這與夜間東南風(fēng)暖濕氣流輸送加強(qiáng)有關(guān)。眾所周知，差動θse平流項是引起對流性不穩(wěn)定局地變化的原因之一，通過計算500和850 hPa 差動θse平流發(fā)現(xiàn)（圖5b），暴雨區(qū)上空差動θse平流在10日20:00 開始轉(zhuǎn)為負(fù)值，對流不穩(wěn)定能量積蓄，10日23:00 逐漸增強(qiáng)，00:00 達(dá)到最強(qiáng)為?0.2×10?2K s?1，并維持到11日03:00減弱，之后有所增加。說明中低層?xùn)|南暖濕氣流在山脈東側(cè)堆積，使東側(cè)中低層假相當(dāng)位溫增加，干冷、暖濕梯度加大，對流不穩(wěn)定度增加，有利于降水的觸發(fā)。暴雨中心東側(cè)差動θse平流為正值， 雖然處于較強(qiáng)的不穩(wěn)定區(qū)，但差動平流變化導(dǎo)致其不穩(wěn)定度減小，不利于降水的發(fā)生。從500 hPaθse平流分布來看（圖5c），雨區(qū)為弱的冷平流，這也是暖區(qū)暴雨的特點之一，無明顯系統(tǒng)影響，雨區(qū)上空處于較強(qiáng)的對流不穩(wěn)定，中層存在有弱冷平流擾動，觸發(fā)強(qiáng)降水。

此外，10日20:00 溫江T-logp圖上（圖5d），K指數(shù)為42.8，SI指數(shù)?3.05，CAPE 達(dá)到3292.8 J kg?1，各項指數(shù)遠(yuǎn)超過一般暴雨發(fā)生的指標(biāo)（肖遞祥等, 2017），其極端性可見一斑；對流抑制為零，表明盆地西南部大氣高能高濕，層結(jié)極不穩(wěn)定，強(qiáng)對流一觸即發(fā)。當(dāng)高空弱冷平流觸發(fā)強(qiáng)降水后，對流凝結(jié)潛熱釋放從而增暖對流云內(nèi)部，熱浮力正貢獻(xiàn)使上升運(yùn)動加強(qiáng)，低層質(zhì)量補(bǔ)償產(chǎn)生水平輻合，更多的水汽進(jìn)入對流內(nèi)，使對流潛熱持續(xù)釋放（曾智琳等, 2019）。對流潛熱的能量來源在于水汽，夜間東南風(fēng)氣流加強(qiáng)為該區(qū)提供了充沛的水汽輸送，保證了對流潛熱釋放不會因水汽不足而衰減或中斷，導(dǎo)致強(qiáng)降水的持續(xù)。

圖5 2020年8月10日09:00 至11日03:00（協(xié)調(diào)世界時）沿30.15°N（a）500 hPa 與850 hPa θse 差值的緯向—時間剖面（單位：°C）以及（b）差動θse 平流（單位：10?2 K s?1）的緯向—時間剖面；（c）8月10日20:00 500 hPa θse 平流分布；（d）溫江站（56187）8月10日20:00T-logp 圖Fig. 5 (a) Zonal–time sections of θse difference values (units: °C) and differential advection of θse (units:10?2 K·s?1) for 500 hPa and 850 hPa from 0900 UTC 10 to 0300 UTC 11 along 30.15°N; (c) 500 hPa advection of θse at 2100 BJT on 10 August and (d)T-logp diagram at 2000 BJT on 10 August in Wenjiang Station (56187)

6 不穩(wěn)定觸發(fā)機(jī)制

除了高空弱冷平流及850 hPa 弱低渦觸發(fā)強(qiáng)對流外，山谷風(fēng)環(huán)流和地面冷池也對極端暴雨的觸發(fā)起著重要作用（章翠紅等, 2018）。為了定量刻畫山谷風(fēng)環(huán)流對溫度分布的影響，我們提出“地形溫度平流”的概念，其概念表達(dá)式為：

其中，Vs和Ts為受地形影響的地面到山頂不同海拔高度處的風(fēng)和溫度，us、vs分別為相應(yīng)的緯向、經(jīng)向風(fēng)分量。由于氣流的爬坡或者下坡是山脈不同高度風(fēng)場的共同作用，為了描述整層氣流（爬坡風(fēng)或下坡風(fēng)）的整體變溫效應(yīng)，取格點海拔高度所對應(yīng)的近似氣壓層值（1000、975、950、925、900、875、850、825、800、750、700、650、600、550 hPa）作為積分上限，估算地形溫度平流總量，相應(yīng)的計算公式為

式中，Pt為格點海拔高度所對應(yīng)的近似氣壓層值，Ps根據(jù)研究區(qū)域海拔最低處對應(yīng)的地面氣壓可取為1000 hPa。V和T為氣壓層的風(fēng)和溫度，u、v分別為相應(yīng)的緯向、經(jīng)向風(fēng)分量。當(dāng)（2）式左端為正時，表明有地形暖平流；為負(fù)時則為地形冷平流。由于盆地西部地勢“西高東低”，川西高原和四川盆地的海拔不同而造成的熱力差異，會形成與山谷風(fēng)類似的高原—平原環(huán)流（付智龍等, 2022）。白天高原溫度明顯高于盆地，盆地西部沿山有地形暖平流；夜間高原溫度低于盆地，出現(xiàn)地形冷平流，類似于夜間下坡風(fēng)形成的冷湖效應(yīng)（王雨斐等,2022）。

高原—平原環(huán)流在日落和日出前后發(fā)生轉(zhuǎn)換（付智龍等, 2022）。由地形溫度平流總量的分布可知，10日18:00 及以前雅安大部處于地形暖平流正值區(qū)（圖6a），在19:00 發(fā)生了明顯的變化，成都西南部及雅安東部由地形暖平流轉(zhuǎn)為負(fù)值地形冷平流。由于雅安東北向喇叭口地形結(jié)構(gòu)，地形冷平流主要來源于其北側(cè)更高海拔的龍門山一帶。20:00，地形冷平流與地形走向平行，平流零線分布與初始回波的分布非常一致，初始回波主要沿1500 m 地形線分布（圖6b 和圖7a）。因此，地形冷平流也是觸發(fā)強(qiáng)對流的原因之一，由高海拔地區(qū)流向谷地，與低層暖濕氣流產(chǎn)生輻合，在地形抬升作用下觸發(fā)對流。23:00（圖6c），地形冷平流在雅安略有東移并持續(xù)至11日02:00，與整個強(qiáng)降水時段對應(yīng)較好，之后逐漸減弱，08:00 轉(zhuǎn)為正值地形暖平流（圖略）。蘆山在該時段內(nèi)一直處于地形冷平流弱負(fù)值或零線處，冷暖氣流疊加對峙，導(dǎo)致降水的發(fā)展加強(qiáng)。

圖6 2022年8月10日（a）18:00、（b）20:00、（c）23:00 地形溫度平流總量的分布（單位：10?3°C s?1）；（d）10日20:00 地面風(fēng)場分布；（e）地面3 小時變溫（虛線）疊加10日20:00 至11日03:00 24°C 等溫線分布。（d、e）中灰色陰影為1000 m 以上地形Fig. 6 Advection distribution (units: m s?1) of terrain height at (a) 1800 BJT, (b) 2000 BJT, and (c) 2300 BJT 10 August 2020. (d) Distributions of surface wind at 2000 BJT on 10 August; (d) surface temperature variations in 3 hours (dotted line), and 24°C isotherm from 2000 BJT 10 to 0300 BJT 11 August 2020. Gray shadows in (d, e) are terrain over 1000 m

圖7 2020年8月10日（a）20:02、（b）21:54、（c）22:16、（d）22:44、（e）23:12 和（f）11日00:19 雅安雷達(dá)1.5°仰角反射率因子（單位：dBZ）疊加1500 m 地形線分布Fig. 7 Ya’ an radar reflectivity (units: dBZ) distribution on 1.5° elevation and 1500 m terrain lines: (a) 2002 BJT, (b) 2154 BJT, (c) 2216 BJT, (d)2244 BJT, (e) 2312 BJT on 10 August, and (f) 0019 BT on 11 August 2020

10日20:00 地面風(fēng)場上，雅安北部出現(xiàn)了偏北風(fēng)（圖6d），一方面是由于高海拔地區(qū)冷卻降溫造成山風(fēng)（寶興、天全相對高差可達(dá)1000～2000 m）；另一方面，在上游寶興和天全附近出現(xiàn)了雷暴和短時強(qiáng)降水，寶興5.9 mm，其周圍站點新光村和大魚溪小時雨強(qiáng)分別達(dá)21.7 mm 和53.8 mm。21:00上述三站小時雨強(qiáng)分別達(dá)15.4 mm、65.1 mm 和83.4 mm。地面相應(yīng)區(qū)域3 小時變溫達(dá)?4°C（圖6e虛線）。地面冷池出流在“?”型谷地西側(cè)形成γ中尺度輻合線，該γ 中尺度輻合線自10日22:00至11日02:00，始終維持在“?”型谷地內(nèi)，觸發(fā)了強(qiáng)降水，03:00 該區(qū)轉(zhuǎn)為西南氣流，輻合消失，降水減弱。以24°C 線作為表征冷池移動的特征線（張家國等, 2015），22:00 之前，冷池在山區(qū)移動緩慢，冷池厚度逐漸增加，23:00 至11日00:00，等溫線間距增大，冷池在背風(fēng)坡加速東移下山，在山前與東南氣流形成輻合抬升，冷性氣流疊加在暖濕氣流之上，不穩(wěn)定層結(jié)增強(qiáng)，而暖濕東南氣流加強(qiáng)并沿地形爬升，也增強(qiáng)了垂直上升運(yùn)動和層結(jié)不穩(wěn)定度。此外，由于山區(qū)冷池出流高度較高，偏北風(fēng)與低層偏南風(fēng)構(gòu)成強(qiáng)垂直風(fēng)切變。因此，邊界層熱力和動力不穩(wěn)定性的增強(qiáng)在冷性山風(fēng)或冷池的觸發(fā)下產(chǎn)生了旺盛的對流上升運(yùn)動，觸發(fā)了強(qiáng)對流的發(fā)展。受西南向“?”型峽谷地形影響，至11日02:00 冷池移動緩慢，維持在“?”型谷地東側(cè)山脈處，導(dǎo)致蘆山夜間特大暴雨的發(fā)生。

相應(yīng)雷達(dá)反射率因子分布圖上，22:00 之前，回波A 在γ 中尺度輻合線附近逐漸加強(qiáng)并隨之緩慢東移，位于雅安和眉山交界的回波B 亦處于山谷位置，21:54（圖7b）其右前側(cè)有新的回波C 生成，受東南引導(dǎo)氣流逐漸加強(qiáng)北上，至22:16（圖7c），隨著回波C 的加強(qiáng)，回波B 開始減弱，22:44（圖7d）回波B 逐漸消亡，回波C 發(fā)展加強(qiáng)與東移下山的回波A 在23:12（圖7e）于蘆山附近合并加強(qiáng)，形成60 dBZ以上的強(qiáng)回波區(qū)。此后，D 處不斷有新生回波東北移補(bǔ)充到合并回波中，合并回波強(qiáng)中心始終在蘆山附近維持（圖7f），與γ 中尺度輻合線相對應(yīng)，形成準(zhǔn)靜止后向建立型回波（王曉芳和崔春光, 2012），造成蘆山特大暴雨。

由以上分析可以看到，高海拔地區(qū)冷卻降溫與平原地區(qū)形成熱力差異，造成山谷風(fēng)環(huán)流輻合，地形冷平流觸發(fā)初始對流并沿1500 m 地形線分布。暴雨區(qū)上游寶興和天全強(qiáng)降水形成雷暴冷池出流疊加冷性山風(fēng)導(dǎo)致冷池前沿的偏北風(fēng)與蘆山盛行的偏南暖濕氣流相遇形成γ 中尺度輻合線，促使對流強(qiáng)烈發(fā)展；冷池在快速下山后維持在山谷附近，形成了強(qiáng)的溫度梯度導(dǎo)致熱力不穩(wěn)定度增加，局地動力和熱力不穩(wěn)定共同作用，觸發(fā)并維持了蘆山特大暴雨的發(fā)生。

7 結(jié)論與討論

本文對2020年8月10日四川蘆山夜發(fā)特大暴雨過程進(jìn)行了環(huán)流背景、系統(tǒng)動熱力結(jié)構(gòu)、觸發(fā)機(jī)理和地形影響的綜合分析，獲得以下主要結(jié)論：

（1）此次暴雨過程屬于500 hPa 無明顯影響系統(tǒng)和低層無急流背景下的東南風(fēng)型暖區(qū)暴雨，主要水汽輸送來源于孟加拉灣。在雅安“迎風(fēng)坡”、“喇叭口”地形和蘆山西南向“?”型峽谷地形的影響下，配合西太副高西進(jìn)、東南暖濕氣流加強(qiáng)和850 hPa 弱低渦輻合氣流的共同作用而誘發(fā)產(chǎn)生，此次降水時間短，強(qiáng)度大。在弱天氣尺度強(qiáng)迫背景下，由于多尺度地形對水汽輸送的阻擋和匯聚作用及水汽在蘆山地區(qū)的輻合抬升，為此次暴雨過程的發(fā)生發(fā)展提供了有利的動熱力和水汽條件。

（2）降水開始到強(qiáng)盛期間，始終有邊界層地形作用產(chǎn)生的地形抬升速度、氣旋式渦度和水平輻合與系統(tǒng)性垂直上升運(yùn)動、渦度和散度疊加，增強(qiáng)了低層輻合，加劇了垂直上升運(yùn)動，促使降水加強(qiáng)。

（3）差動θse平流使得暴雨區(qū)對流不穩(wěn)定度增強(qiáng)，對流抑制為零的高能高濕環(huán)境中，500 hPaθse弱冷平流也是暖區(qū)暴雨觸發(fā)因素之一。傍晚地形冷平流觸發(fā)了初始對流并沿1500 m 海拔地形線分布。暴雨區(qū)上游強(qiáng)降水造成雷暴冷池出流疊加冷性山風(fēng)在蘆山“?”峽谷西側(cè)形成γ 中尺度輻合線，并移至“?”型谷地內(nèi)維持，促使對流強(qiáng)烈發(fā)展；冷性氣流在快速下山后受東側(cè)山脈阻擋呈冷池維持在“?”型峽谷東側(cè)山脈附近，形成了強(qiáng)的溫度梯度，這些因素觸發(fā)并維持了蘆山夜間特大暴雨。

本文所得結(jié)果大多基于天氣尺度背景，雖也利用地面加密自動站資料從觀測角度分析了此次極端降水地形、冷池對于對流系統(tǒng)觸發(fā)維持機(jī)制，但中尺度對流系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展演變的三維精細(xì)化動熱力結(jié)構(gòu)特征及多尺度系統(tǒng)復(fù)合作用（如850 hPa 弱低渦的形成機(jī)制）的研究仍較缺乏。這部分工作考慮通過中尺度模式WRF 的模擬及敏感性試驗等途徑開展研究。