付智龍 李國(guó)平 ,2 姜鳳友 郭潔

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

2 南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估省部共建協(xié)同創(chuàng)新中心, 南京 210044

3 內(nèi)蒙古呼倫貝爾市氣象局, 呼倫貝爾 021008

4 中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 成都 610072

1 引言

四川盆地位于青藏高原東側(cè)，盆地四周地形復(fù)雜，加上高原熱力、動(dòng)力作用的影響，使得盆地的天氣過程復(fù)雜多變，而暴雨也是四川盆地主要的天氣災(zāi)害之一。長(zhǎng)久以來，四川盆地暴雨研究主要關(guān)注 西 南 低 渦（劉 曉 冉 和 李 國(guó) 平, 2014; Mai et al.,2021）、高原低渦（楊穎璨等, 2018; 周玉淑等,2019）、高原切變線、高原中尺度對(duì)流系統(tǒng)（湯歡等, 2020），以及這幾種系統(tǒng)的相互作用上（Liu et al., 2018; 杜梅等, 2020）。與上述天氣系統(tǒng)相關(guān)的主流暴雨不同，近年來有不少學(xué)者開始關(guān)注四川盆地的另一類暴雨——暖區(qū)暴雨。

暖區(qū)暴雨是近年來中國(guó)暴雨研究的一個(gè)熱點(diǎn)問題。暖區(qū)暴雨的概念最初是針對(duì)華南地區(qū)提出來的，華南前汛期暖區(qū)暴雨一般有兩種定義：一是指產(chǎn)生于華南準(zhǔn)靜止鋒地面鋒線南側(cè)暖區(qū)的暴雨；二是指沒有鋒面存在且華南未受冷空氣或變性冷高脊控制時(shí)產(chǎn)生的暴雨（黃士松, 1986）。暖區(qū)降水具有突發(fā)性、局地性、對(duì)流性強(qiáng)等特點(diǎn)（何立富等,2016），一直以來都是氣象工作者研究的重點(diǎn)、難點(diǎn)（林曉霞等, 2017; 諶蕓等, 2019）。由于暖區(qū)暴雨的天氣尺度影響系統(tǒng)不明顯，斜壓強(qiáng)迫弱，觸發(fā)機(jī)制復(fù)雜，在實(shí)際業(yè)務(wù)中預(yù)報(bào)難度很大（曾智琳等, 2018; 徐珺等, 2018）。尤其是發(fā)生在山地的暖區(qū)暴雨，往往會(huì)伴隨泥石流、山體滑坡等次生地質(zhì)災(zāi)害，其突發(fā)性、災(zāi)害性比一般的暖區(qū)暴雨要更甚，并且由于地形的復(fù)雜性以及地形動(dòng)力、熱力作用的交織使得研究與預(yù)報(bào)的難度也更大。

基于華南暖區(qū)降雨的定義和已有的研究成果，對(duì)于我國(guó)其他地區(qū)暖區(qū)降雨的研究也越來越多（Wang et al., 1990; Zhong et al., 2015; 趙 慶 云 等,2017; 馬月枝等, 2017）。四川盆地由于其特殊的地理位置——四面環(huán)山，地勢(shì)中間低、周邊高，使得四川盆地夏季水汽和能量容易聚集，常處于高能、高濕的環(huán)境之下，來自北方的冷空氣受秦嶺阻擋不易進(jìn)入到四川盆地內(nèi)（肖遞祥等, 2020），因此四川盆地尤其是盆地西部或西南部，每年都有類似于華南地區(qū)的暖區(qū)暴雨過程發(fā)生（楊康權(quán)等, 2019）。楊康權(quán)等（2017）對(duì)一次高原低渦（簡(jiǎn)稱高原渦）影響下四川盆地暖區(qū)暴雨的中尺度系統(tǒng)的動(dòng)力、熱力特征進(jìn)行分析，揭示了此次暖區(qū)暴雨過程持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)的原因。羅輝等（2020）利用四川盆地7部天氣雷達(dá)對(duì)發(fā)生在盆地的暖區(qū)暴雨過程的雷達(dá)回波特征進(jìn)行分析，并采用隨機(jī)森林機(jī)器學(xué)習(xí)方法來識(shí)別雷達(dá)回波。

與華南不同的是，四川盆地位于我國(guó)地形的第二級(jí)階梯，背靠我國(guó)第一級(jí)階梯——青藏高原，兩者之間存在著巨大的地形高度差，因此四川盆地不僅受到由于龍泉山脈形成的局地山地—平原環(huán)流影響（田越等, 2020），還受到由于第一級(jí)階梯和第二級(jí)階梯之間高度差形成的更大尺度的山地—平原環(huán)流影響（Huang et al., 2010; Bao and Zhang, 2013;Zhang et al., 2014）。Jin et al.（2013）在研究四川盆地的降水日周期特征時(shí)發(fā)現(xiàn)，由于青藏高原與四川盆地之間熱力差異產(chǎn)生的上坡風(fēng)，使盆地西部的降水主要發(fā)生在前半夜（18～00時(shí)，北京時(shí)，下同），而在后半夜（00～06時(shí)）山地—平原環(huán)流的轉(zhuǎn)換在盆地西部形成下坡風(fēng)，因此降水中心從盆地西部東移到盆地中東部。

本文基于四川盆地與華南不同的地理特點(diǎn)，參考傳統(tǒng)暖區(qū)暴雨的概念和前人的研究，將發(fā)生在四川盆地內(nèi)地面為熱低壓控制，暴雨過程中無地面冷空氣和高空冷平流且500 hPa無明顯低槽影響的暴雨事件定義為四川盆地暖區(qū)暴雨。由于目前對(duì)四川盆地暖區(qū)暴雨的研究還不多見，而暖區(qū)山地暴雨及數(shù)值模擬的相關(guān)研究就更少。因此本文選取2017年7月一次發(fā)生在四川盆地西部的暖區(qū)山地暴雨事件，首先對(duì)此次暴雨的動(dòng)力過程進(jìn)行診斷分析，在此基礎(chǔ)上再通過中尺度模式開展數(shù)值模擬及試驗(yàn)，著重討論影響這次暴雨過程山地—平原環(huán)流的形成機(jī)理及其對(duì)地面熱源的響應(yīng)，希望以此加深對(duì)四川盆地這類非主流暖區(qū)暴雨的認(rèn)知，提高對(duì)此類暴雨的預(yù)報(bào)、預(yù)警能力。

2 資料

本文使用的資料：（1）降水資料使用四川省國(guó)家基本站和區(qū)域自動(dòng)站逐小時(shí)資料，主要用于分析雨強(qiáng)和降水量分布。（2）歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心（ECMWF）提供的第五代全球再分析資料（ERA5），時(shí)間分辨率為1小時(shí)，水平分辨率為0.25°×0.25°，垂直方向共37層，主要用于環(huán)流形勢(shì)、環(huán)境場(chǎng)和動(dòng)力過程的診斷分析以及為數(shù)值模式提供初始場(chǎng)和邊界條件。（3）中國(guó)國(guó)家衛(wèi)星氣象中心FY-2G衛(wèi)星遙感的相當(dāng)黑體溫度（TBB）資料，時(shí)間分辨率為1小時(shí)，水平分辨率為0.05°×0.05°，主要用于分析中尺度對(duì)流云團(tuán)的強(qiáng)弱變化。（4）四川省區(qū)域加密自動(dòng)站逐時(shí)近地面風(fēng)場(chǎng)和溫江、宜賓每日兩次探空觀測(cè)資料，用于分析近地面風(fēng)場(chǎng)及其隨時(shí)間的變化和對(duì)模式資料進(jìn)行對(duì)比驗(yàn)證。

3 降水概況與環(huán)流形勢(shì)

3.1 降水概況

2017年7月23日17時(shí)至24日05時(shí)，四 川盆地西部和西北部發(fā)生一次暴雨過程（圖1a）。此次過程主要雨帶位于盆地西部沿龍門山的地形陡峭區(qū)，呈西南—東北帶狀分布，強(qiáng)降水中心分別位于成都溫江和綿陽安縣，對(duì)應(yīng)的12 h累計(jì)雨量為110.4 mm和104.8 mm；次雨帶位于盆地西部邊緣的眉山、樂山，呈西北—東南帶狀分布，過程累計(jì)雨量也達(dá)68 mm以上，兩個(gè)雨帶構(gòu)成直角形狀。選取主雨帶的代表站點(diǎn)大邑順和村站、安縣老望溝村站和次雨帶的代表站點(diǎn)夾江樓房村站繪制逐小時(shí)雨量曲線（圖1b），從各個(gè)代表站點(diǎn)出現(xiàn)降水的時(shí)間我們可以看到，降水首先出現(xiàn)在成都南部雙流、大邑等市縣，然后雨帶向東北移動(dòng)到德陽、綿陽。在成都和德陽、綿陽的降水峰值都結(jié)束后，位于樂山的次雨帶才開始降水。此次暴雨過程從23日17時(shí)開始到24日05時(shí)停止，歷時(shí)僅有12 h，局地過程累計(jì)雨量達(dá)到100 mm以上且最大小時(shí)雨量達(dá)70 mm以上，呈現(xiàn)很強(qiáng)的局地性和突發(fā)性。

圖1 （a）2017年7月23日17時(shí)至24日05時(shí)12 h累計(jì)降水量（單位：mm）分布，線段EF是圖2、4中垂直剖面位置；（b）代表站點(diǎn)小時(shí)雨量（實(shí)線）、降水區(qū)（29°～33°N，102°～105°E）1 h累計(jì)雨量≥20 mm站點(diǎn)個(gè)數(shù)（虛線）隨時(shí)間演變Fig. 1 (a) Distribution of the 12-h accumulated precipitation (units: mm) from 1700 BJT (Beijing time) on 23 July 2017 to 0500 BJT on 24 July 2017,EF denotes the position of the cross section in Figs. 2 and 4; (b) temporal evolution of the hourly precipitation (solid lines) in the representative stations and the number of stations (dashed lines) with 1-h cumulative precipitation more than 20 mm in the precipitation zone (29°–33°N, 102°–105°E)

3.2 環(huán)流形勢(shì)

暴雨發(fā)生前，23日14時(shí)500 hPa高度場(chǎng)上（圖2a）亞洲中高緯為“兩槽一脊”的環(huán)流形勢(shì)，高壓脊位于貝加爾湖，兩側(cè)分別為一橫槽和一切斷低壓，中低緯度西太平洋副熱帶高壓（簡(jiǎn)稱西太副高）的588 dagpm線從四川盆地中部穿過，整個(gè)四川盆地受副高外圍偏南氣流控制，這與肖遞祥等（2020）總結(jié)出的四川盆地暖區(qū)暴雨的典型環(huán)流背景類似。四川盆地上空雖然沒有受高空槽和冷平流的影響，但偏南風(fēng)有利于引導(dǎo)暖濕氣流北上，為暴雨區(qū)營(yíng)造高濕、高能的有利環(huán)境。23日20時(shí)（圖略），副高略有東退，偏南氣流的暖濕輸送有所減弱，但四川盆地仍處在弱天氣強(qiáng)迫的環(huán)流形勢(shì)當(dāng)中并且這種穩(wěn)定的形勢(shì)一直持續(xù)到暴雨結(jié)束，因此可以認(rèn)為這次區(qū)域暴雨過程是發(fā)生在副高邊緣弱天氣強(qiáng)迫下的暖區(qū)暴雨。從200 hPa高度場(chǎng)和散度場(chǎng)（圖2b）來看，23日14時(shí)在川東南有一閉合高壓，高壓西北部則有明顯的輻散區(qū)，在之后的幾個(gè)小時(shí)里，閉合高壓緩慢向西北移動(dòng)（圖略），四川盆地西部受其影響，200 hPa產(chǎn)生強(qiáng)烈的輻散作用，這種高空輻散有利于深厚上升運(yùn)動(dòng)的發(fā)展。

圖2 2017年7月23日14時(shí)（a）500 hPa高度場(chǎng)（等值線，單位：dagpm）、風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m s?1），（b）200 hPa高度場(chǎng)（等值線，單位：dagpm）、散度場(chǎng)（彩色陰影，單位：10?4 s?1）；2017年7月23日17時(shí)（c）海平面氣壓場(chǎng)（等值線，單位：hPa），（d）沿圖1a中線段EF（強(qiáng)降水中心）的暖平流（彩色陰影，單位：10?4 K s?1）、假相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）緯向—垂直剖面Fig. 2 (a) Geopotential height (contours, units: dagpm) and wind (barbs, units: m s?1) at 500 hPa, (b) geopotential height (contours, units: dagpm) and divergence (color shadings, units: 10?4 s?1) at 200 hPa at 1400 BJT on 23 July 2017; (c) sea level pressure (contours, units: hPa), (d) cross section of warm advection (color shadings, units: 10?4 K s?1) and potential pseudo-equivalent temperature (contours, units: K) along EF (heavy precipitation center) in Fig. 1a at 1700 BJT on 23 July 2017

中國(guó)氣象局武漢暴雨研究所定義的突發(fā)性暴雨特征：?jiǎn)蝹€(gè)站點(diǎn)，1 h累計(jì)雨量≥20 mm且3 h累計(jì)雨量≥50 mm。從圖1b中可以看到從23日17時(shí)開始就出現(xiàn)了1 h累計(jì)雨量≥20 mm的格點(diǎn)且持續(xù)時(shí)間3 h，并且3 h累計(jì)雨量超過50 mm。結(jié)合圖2c、d可知，暴雨發(fā)生時(shí)在甘肅東南有一個(gè)熱低壓中心，四川盆地位于低壓中心南側(cè)，同時(shí)在600 hPa以下龍門山脈到四川盆地受明顯的暖平流作用。由上文對(duì)四川盆地暖區(qū)暴雨的定義，可判斷此次暴雨過程為一次突發(fā)性暖區(qū)山地暴雨事件。

4 環(huán)境場(chǎng)特征

從暴雨發(fā)生時(shí)850 hPa的水汽通量（圖3a）來看，四川盆地的水汽主要由副高外圍東南氣流輸送，水汽從東南沿海經(jīng)湖南、貴州、重慶后侵入到達(dá)四川盆地，之后由于受龍門山等高大地形的阻擋而在盆地西部聚集，因此盆地西部的整層可降水量（PWV，precipitable water vapor）達(dá) 到 了80 mm以上，明顯高于盆地中東部。由850 hPa暖平流和假相當(dāng)位溫的分布（圖3b）可見，在盆地西北沿龍門山的地區(qū)有一個(gè)暖平流大值區(qū)，但從10時(shí)（圖略）盆地西部和西北部就開始受暖平流的影響，在持續(xù)暖平流的作用下，盆地西部和西北部出現(xiàn)假相當(dāng)位溫高值區(qū)和能量鋒區(qū)，假相當(dāng)位溫高值中心達(dá)360 K以上，與肖遞祥等（2020）的研究中指出四川盆地暖區(qū)暴雨850 hPa假相當(dāng)位溫的平均值為360.6 K的結(jié)果接近。由以上分析可知，在暴雨發(fā)生前盆地西部的大氣處于高溫、高濕的狀態(tài)，這樣的環(huán)境條件非常有利于暖區(qū)暴雨的發(fā)生（萬軼婧等, 2020）。

圖3 2017年7月23日17時(shí)850 hPa（a）水汽通量（矢量，單位：kg m?1 hPa?1 s?1）、整層可降水量（填色，單位：mm），（b）暖平流（填色，單位：10?4 K s?1）、假相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）Fig. 3 (a) Water vapor fluxes (vectors, units: kg m?1 hPa?1 s?1) and vertical integrated precipitable water vapor (shadings, units: mm), (b) warm advection (shadings, units: 10?4 K s?1) and potential pseudo-equivalent temperature (contours, units: K) at 850 hPa at 1700 BJT on 23 July 2017

另外，從盆地西部具有代表性的溫江站的探空資料可以發(fā)現(xiàn)，23日08時(shí)溫江站上空大氣的對(duì)流有 效 位 能（CAPE，convective available potential energy）達(dá)1305.2 J kg?1，而在暴雨發(fā)生后的三小時(shí)（23日20時(shí)），溫江站的對(duì)流有效位能僅為282.8 J kg?1，這表明存在有利的動(dòng)力條件使得對(duì)流有效位能得以釋放，轉(zhuǎn)化為氣塊上升的動(dòng)能，促使水汽成云致雨，最終導(dǎo)致暴雨的發(fā)生。

5 動(dòng)力過程分析

通過前文的分析可知，穩(wěn)定的環(huán)流形勢(shì)和高能、高濕的環(huán)境再配合有利的動(dòng)力條件，導(dǎo)致這次暖區(qū)暴雨的發(fā)生，因此本節(jié)著重分析這次暴雨的動(dòng)力過程。從暴雨發(fā)生時(shí)刻850 hPa風(fēng)場(chǎng)（圖4a）來看，由于受副高外圍偏南氣流控制，四川盆地內(nèi)為一致的東南風(fēng)，東南風(fēng)與盆地西北部龍門山走向近乎正交，并且沿龍門山伴有垂直上升運(yùn)動(dòng)。由暴雨區(qū)的垂直剖面（圖4c）可見，東南風(fēng)受到龍門山的阻擋后抬升，因此出現(xiàn)了圖4c中沿著坡面的上升運(yùn)動(dòng)區(qū)。則可認(rèn)為此次暴雨過程是在前期大氣高溫、高能的熱力條件下，東南風(fēng)受到盆地西北部龍門山等大型山脈的動(dòng)力強(qiáng)迫抬升后觸發(fā)。

圖4 2017年7月23日17時(shí)（a）850 hPa垂直速度（填色，單位：Pa s?1）、風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m s?1），（c）垂直速度（填色，單位：Pa s?1）和合成風(fēng)場(chǎng)（矢量）沿圖1a中線段EF的垂直剖面；2017年7月23日21時(shí)（b）850 hPa散度（填色，單位：10?4 s?1）、風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m s?1），（d）散度（填色，單位：10?4 s?1）、相較于前一時(shí)次的東南風(fēng)速增量（等值線，單位：m s?1）、合成風(fēng)場(chǎng)（矢量）沿線段EF垂直剖面。圖b中棕色實(shí)線為切變線，圖c、d中合成風(fēng)場(chǎng)為Vcosθ（單位：m s?1）與?5 ω（單位：Pa s?1）的合成，θ為實(shí)際風(fēng)向與東南風(fēng)向的夾角Fig. 4 (a) Vertical velocity (shadings, units: Pa s?1) and wind (barbs, units: m s?1) at 850 hPa, (c) cross section of vertical velocity (shadings, units:Pa s?1) and constructed wind (vectors) along line EF in Fig. 1a at 1700 BJT on 23 July 2017; (b) divergence (shadings, units: 10?4 s?1) and wind (barbs,units: m s?1) at 850 hPa, (d) cross section of divergence (shadings, units: 10?4 s?1), increment (contours, units: m s?1) of the southeast wind speed deviated from the last time, and constructed wind field (vectors) at 2100 BJT on 23 July 2017. In Fig. b. the brown solid line denotes the shear line. In Figs. c, d, constructed wind is consisting of Vcosθ (units: m s?1) and ?5 ω (units: Pa s?1), where θ denotes the angle between the real wind direction and the southeast wind

在暴雨發(fā)生后的四小時(shí)（23日21時(shí)），盆地西北部和西部的偏東風(fēng)未能維持，局地風(fēng)場(chǎng)發(fā)生了變化。由圖4b可見，21時(shí)盆地西北部的風(fēng)場(chǎng)由東南風(fēng)轉(zhuǎn)為西北風(fēng)，并且西北風(fēng)與環(huán)境東南風(fēng)匯合形成一個(gè)切變線，其在散度場(chǎng)上則表現(xiàn)為一個(gè)輻合區(qū)。從剖面圖（圖4d）上也可以看出，在龍門山東南側(cè)850 hPa以下的大氣伴隨著強(qiáng)烈的東南風(fēng)減速而出現(xiàn)了下坡風(fēng)。下坡風(fēng)從山坡滑下后使東南風(fēng)得以抬升，在低層形成上升運(yùn)動(dòng)，這支上升氣流與下風(fēng)方一側(cè)的中高層上升運(yùn)動(dòng)合并，形成強(qiáng)烈的傾斜上升氣流，上升運(yùn)動(dòng)高度可達(dá)200 hPa。傾斜上升氣流在散度場(chǎng)上也有明顯的表現(xiàn)，低層輻合與中層輻散形成的中低層上升運(yùn)動(dòng)，以及靠近山地一側(cè)中層輻合與3.2節(jié)中所述的高層輻散形成中高層上升運(yùn)動(dòng)，兩支氣流合并后形成深厚的傾斜上升運(yùn)動(dòng)。正是由于局地風(fēng)場(chǎng)的轉(zhuǎn)換形成的傾斜上升運(yùn)動(dòng)使暴雨得以增強(qiáng)，德陽、綿陽隨即迎來了此次過程的最大降水峰值（圖1b）。

局地風(fēng)場(chǎng)的轉(zhuǎn)換同樣發(fā)生在盆地西部，由23日20時(shí)850 hPa風(fēng)場(chǎng)（圖5a）可見，盆地西部仍然為偏東風(fēng)，中尺度對(duì)流云團(tuán)也已在成都附近生成，其TBB≤?62°C。21時(shí)中尺度對(duì)流云團(tuán)進(jìn)一步擴(kuò)大，由于此時(shí)西北部的風(fēng)場(chǎng)已經(jīng)轉(zhuǎn)換為西北風(fēng)，深厚傾斜上升運(yùn)動(dòng)形成（如前文所述），所以對(duì)流云團(tuán)的冷云中心逐漸向東北移去，盆地西部的對(duì)流云團(tuán)也因此慢慢消散。到22時(shí)，對(duì)流云團(tuán)TBB升高到?42°C，但此時(shí)盆地西部的風(fēng)場(chǎng)（圖5c）已經(jīng)逐漸轉(zhuǎn)為系統(tǒng)性西風(fēng)。偏西風(fēng)與環(huán)境偏東風(fēng)在雅安、眉山一帶形成切變線，環(huán)境偏東風(fēng)得以輻合上升，形成了與圖4d中相似的傾斜上升氣流，使得東移至此減弱的對(duì)流云團(tuán)又重新得以加強(qiáng)，到24日00時(shí)對(duì)流云團(tuán)強(qiáng)度已經(jīng)增強(qiáng)到TBB≤?57°C（圖5d）。隨著盆地西部西風(fēng)的建立、對(duì)流云團(tuán)的重組，樂山、眉山一帶于22時(shí)開始降雨，形成此次暴雨過程的次雨帶。

圖5 2017年7月23日（a）20時(shí)、（b）21時(shí)、（c）22時(shí)、（d）24日00時(shí)FY-2G衛(wèi)星TBB（填色，單位：°C）和850 hPa風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m s?1）。圖c、d中的棕色實(shí)線為切變線Fig. 5 TBB (shadings, units: °C) from the FY-2G satellite and 850-hPa wind (barbs, units: m s?1) at (a) 2000 BJT, (b) 2100 BJT, and (c) 2200 BJT on July 23 2017, and (d) 0000 BJT on July 24 2017. In Figs. c, d, the brown solid lines denote the shear line

綜合以上分析可知，弱天氣背景下局地風(fēng)場(chǎng)的轉(zhuǎn)換不僅發(fā)生在盆地西北部也發(fā)生在盆地西部，其對(duì)于此次暖區(qū)暴雨的增強(qiáng)和中尺度對(duì)流云團(tuán)的重新加強(qiáng)具有關(guān)鍵作用。

6 山地—平原環(huán)流風(fēng)場(chǎng)的轉(zhuǎn)換

不少學(xué)者（Wolyn and McKee, 1994; Hua et al.,2020; Zhang et al., 2021）認(rèn)為山脈整體與平原之間熱力差異產(chǎn)生的山地—平原風(fēng)環(huán)流有利于對(duì)流觸發(fā)，形成中尺度對(duì)流系統(tǒng)。那么這次暖區(qū)暴雨過程中局地風(fēng)場(chǎng)為何出現(xiàn)第5節(jié)中分析出的轉(zhuǎn)換？這是否與山地—平原環(huán)流有關(guān)？下面我們?cè)噲D通過觀測(cè)事實(shí)和數(shù)值模式對(duì)此加以探討。

6.1 山地—平原環(huán)流的觀測(cè)事實(shí)

以圖6a中紅色矩形框代表的盆地西部作為研究區(qū)域，從圖6a中可以看到選定的研究區(qū)域?yàn)榕璧匚鞑可降嘏c平原的連接地帶，主要包括眉山、樂山、雅安等市縣。從研究區(qū)域內(nèi)近地面緯向風(fēng)隨時(shí)間的演變曲線（圖6b）可以看到，雖然近地面風(fēng)場(chǎng)可能受到地面建筑物的影響，觀測(cè)到的近地面風(fēng)速較小且不夠穩(wěn)定，但我們?nèi)匀豢梢园l(fā)現(xiàn)在22日20時(shí)至25日20時(shí)，近地面東風(fēng)于每日18時(shí)左右轉(zhuǎn)換為西風(fēng)，而西風(fēng)在每日12時(shí)左右又轉(zhuǎn)換回東風(fēng)，即近地面風(fēng)場(chǎng)的轉(zhuǎn)換不僅發(fā)生在暴雨過程中，也發(fā)生在暴雨前后。另外從雅安和樂山站的位溫演變曲線（圖6c）來看，在白天雅安的位溫與樂山的位溫相當(dāng)或略低，兩站之間被背景偏東風(fēng)控制，但到了晚上雅安的位溫總是比樂山的位溫要低，兩站之間的風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)為偏西風(fēng)。同時(shí)在暴雨過程中雅安站的位溫在23日14時(shí)先于樂山站降低，接著在17時(shí)雅安和樂山站的位溫差達(dá)到最大，也正是從此時(shí)開始兩站之間的東風(fēng)開始減弱并且在18時(shí)轉(zhuǎn)換為偏西風(fēng)。由于雅安和樂山站分別位于盆周山地和平原一側(cè)，兩站之間的溫度差也說明位于山地一側(cè)同一高度的空氣比位于平原一側(cè)的要低，這種溫度水平梯度導(dǎo)致大氣中出現(xiàn)氣壓水平梯度（壽紹文等, 2003），進(jìn)而使風(fēng)向轉(zhuǎn)換。到了23時(shí)，樂山由于降水引起地面蒸發(fā)，位溫才逐漸接近甚至低于雅安。

圖6 （a）盆地西部地形（填色，單位：m）和加密自動(dòng)站的站點(diǎn)（黑色點(diǎn)）分布；（b）圖6a中矩形框內(nèi)所有站點(diǎn)經(jīng)三點(diǎn)平滑后平均緯向風(fēng)（單位：m s?1），（c）雅安、樂山站位溫（曲線，單位：K）和兩站之間平均風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m s?1）隨時(shí)間演變曲線。圖b、c中矩形框?yàn)楸┯臧l(fā)生時(shí)段Fig. 6 (a) Distributions of topography (shadings, units: m) of the western Sichuan Basin and the automatic weather stations (black dots); (b) time series of the regional mean zonal wind speed (units: m s?1) after three-point smoothing in the rectangle in Fig. 6a; (c) time series of the potential temperature (θ, lines, units: K) and mean wind field (barbs, units: m s?1) in Yaan station and Leshan station. In Figs. b and c, the rectangle denotes the period of heavy rain

綜合上述基于觀測(cè)資料的分析可知，這次暴雨過程局地風(fēng)場(chǎng)的變化是由山地—平原環(huán)流在夜間的轉(zhuǎn)換引起，其形成機(jī)理與山谷風(fēng)類似（田越和苗峻峰, 2019），都是由地形產(chǎn)生的熱力作用強(qiáng)迫而成。

6.2 山地—平原環(huán)流的數(shù)值模擬

為了進(jìn)一步探究山地—平原環(huán)流的形成機(jī)理，下面我們利用數(shù)值模式對(duì)這次暴雨過程進(jìn)行模擬，并通過敏感性試驗(yàn)來探討山地?zé)崃ψ饔脤?duì)山地—平原環(huán)流的影響。數(shù)值模式采用WRF_v4.2，以ERA5再分析資料為初始場(chǎng)和邊界條件驅(qū)動(dòng)模式，積分時(shí)間從2017年7月23日08時(shí)至24日08時(shí)（共24 h），模擬時(shí)間段內(nèi)既包括了暴雨的整個(gè)過程也涵蓋了山地—平原環(huán)流從平原風(fēng)轉(zhuǎn)換為山風(fēng)的過程。模式模擬區(qū)域如圖7，采用兩層雙向嵌套和Lambert投影，模擬區(qū)域中心位于（31°N，104°E），粗網(wǎng)格格距為18 km，網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)為245×191，細(xì)網(wǎng)格格距為6 km，網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)為415×349。模式垂直坐標(biāo)采用混合西格瑪—?dú)鈮鹤鴺?biāo)，共35層，頂層氣壓為50 hPa，地形數(shù)據(jù)采用topo_gmted2010_30s數(shù)據(jù)集。模式雙重網(wǎng)格均采用相同的物理過程：NSSL 2–moment云微物理參數(shù)方案、New SAS（Simplified Arakawa–Schubert）積云參數(shù)化方案、Noah陸面方案、Revised Monin-Obukhov近地層方案、YSU邊界層方案、Dudhia短波輻射方案、RRTM長(zhǎng)波輻射方案。

6.2.1 模擬結(jié)果驗(yàn)證與分析

從模擬（圖7b）和實(shí)況（圖1a）的過程累計(jì)降水量來看，模式模擬的主次雨帶走向、落區(qū)與實(shí)況基本一致，同時(shí)也成功模擬出了位于成都、綿陽的強(qiáng)降水中心，但模擬的降水強(qiáng)度較實(shí)況要偏小，這可能與此次過程天氣尺度強(qiáng)迫弱而導(dǎo)致云微物理方案診斷輸出的大尺度穩(wěn)定性降水偏小有關(guān)（何麗華等, 2020; 覃武等, 2020）。除此之外，模式對(duì)盆地西部山地復(fù)雜地形的粗略描述也可能導(dǎo)致模擬與實(shí)況降水強(qiáng)度的偏差。另外，模式還忽略了實(shí)況中在川東南的降水，考慮到川東南并不在本文的研究范圍內(nèi)，故認(rèn)為這樣誤差在可允許的范圍內(nèi)。為了進(jìn)一步驗(yàn)證模式模擬結(jié)果的可靠性，選取降水最強(qiáng)以及山地—平原環(huán)流完全轉(zhuǎn)換時(shí)刻模擬與實(shí)況小時(shí)累計(jì)降水量進(jìn)行對(duì)比。通過對(duì)比圖8a、b、d、e可知，23日19、21時(shí)模擬的強(qiáng)降水中心較實(shí)況略有偏移且強(qiáng)降水中心周圍的層云性降水偏少，但模式還是大體上捕捉到了19、21時(shí)的強(qiáng)降水中心，雨帶的移動(dòng)方向也與實(shí)況一致。

圖7 （a）模擬區(qū)域，2017年7月23日17時(shí)至24日05時(shí)（b）控制試驗(yàn)、（c）敏感試驗(yàn)12 h累計(jì)降水量（單位：mm）分布Fig. 7 (a) Model domain, distribution of the 12-h accumulated precipitation (units: mm) obtained from (b) control experiment, (c) sensitivity experiment from 1700 BJT on 23 July 2017 to 0500 BJT on 24 July 2017

圖8 2017年7月23日19時(shí)（上）、21時(shí)（下）小時(shí)累計(jì)降水量（單位：mm）分布：（a、d）實(shí)況；（b、e）控制試驗(yàn)；（c、f）敏感性試驗(yàn)Fig. 8 Distributions of the hourly accumulated precipitation (units: mm) at 1900 BJT (upper) and 2100 BJT (lower) on 23 July 2017: (a, d)Observation; (b, e) control experiment; (c, f) sensitivity experiment

圖9a、b為分別為盆地西部模擬和觀測(cè)的10 m風(fēng)向、風(fēng)速，通過對(duì)比模擬和觀測(cè)的近地面風(fēng)向演變曲線可以發(fā)現(xiàn)，除了在模式啟動(dòng)的前3小時(shí)模擬和觀測(cè)的風(fēng)向差別較大外，模擬的10 m風(fēng)向與觀測(cè)大致相同，特別是在東西風(fēng)的轉(zhuǎn)換時(shí)間上，兩者十分吻合，因此模式還是很好地模擬出了山地—平原環(huán)流風(fēng)場(chǎng)的晝夜轉(zhuǎn)換。從10 m風(fēng)速的對(duì)比來看，模式基本能模擬出風(fēng)速曲線變化趨勢(shì)，但從24日02時(shí)開始模擬的10 m風(fēng)速與觀測(cè)相比差別較大，這可能與湍流的隨機(jī)性導(dǎo)致風(fēng)速的不確定有關(guān)（許魯君等, 2014）。另外，為了驗(yàn)證模式高空風(fēng)資料的可信度，選取盆地內(nèi)溫江、宜賓探空站的高空風(fēng)資料與模擬的高空風(fēng)資料進(jìn)行對(duì)比驗(yàn)證，由于23日20時(shí)溫江探空站高空風(fēng)資料缺測(cè)多個(gè)層次，因此該時(shí)刻選用了盆地南部的宜賓探空站高空風(fēng)資料。從圖9c、d可以看出模擬的高空風(fēng)雖在低層存在細(xì)節(jié)上的不足，但大體上能反映溫江、宜賓高空風(fēng)的基本特征。

圖9 四川盆地西部平均10 m（a）風(fēng)向[單位：(°)]、（b）風(fēng)速（單位：m s?1）隨時(shí)間演變曲線，黑（藍(lán)）色線為觀測(cè)（模擬）。圖a中紅色實(shí)線為東西風(fēng)分界線。2017年7月23日（c）08時(shí)溫江、（d）20時(shí)宜賓探空站觀測(cè)和模擬的風(fēng)廓線（風(fēng)羽，單位：m s?1）Fig. 9 Time series of the regional mean 10-m wind (a) direction [units: (°)] and (b) speed (units: m s?1) in the western Sichuan Basin obtained from the automatic weather stations (black lines) and WRF simulation data (blue lines). In Fig. a, the red solid line denotes the boundary between east and west winds. Wind profiles (barbs, units: m s?1) obtained from the observations and simulations at (c) 0800 BJT 23 July 2017 at Wenjiang sounding station and (d) 2000 BJT 23 July 2017 at Yibin sounding station

綜合以上對(duì)模擬降水、風(fēng)場(chǎng)與觀測(cè)對(duì)比的結(jié)果來看，模式雖在降水強(qiáng)度的模擬上存在偏差，但還是大體上再現(xiàn)了雨帶的分布、傳播過程以及強(qiáng)降水中心，也較合理地模擬出了盆地西部山地—平原環(huán)流的轉(zhuǎn)換過程。因此本文在模擬結(jié)果基本可信的基礎(chǔ)上，利用模式資料重點(diǎn)研究山地—平原環(huán)流的形成機(jī)理。

圖10a–c給出了平原到山地的剖面，從中我們可以得到山地—平原環(huán)流與緯向風(fēng)擾動(dòng)、虛溫?cái)_動(dòng)之間的關(guān)系。14時(shí)，沿著盆地西部山坡分布著正虛溫?cái)_動(dòng)區(qū)，而在同一高度的平原則是負(fù)虛溫?cái)_動(dòng)，受熱力擾動(dòng)強(qiáng)迫的影響，擾動(dòng)緯向風(fēng)從負(fù)虛溫?cái)_動(dòng)一側(cè)吹向正虛溫?cái)_動(dòng)（桑建國(guó)等, 2000），因此從山地到平原為東風(fēng)擾動(dòng)，東風(fēng)擾動(dòng)驅(qū)使山地—平原環(huán)流從平原吹向山地。但到了傍晚，由于山坡附近的空氣比在同一高度上平原上空的空氣降溫快，虛溫?cái)_動(dòng)在山地、平原兩側(cè)的分布發(fā)生反轉(zhuǎn)，山地一側(cè)轉(zhuǎn)為負(fù)虛溫?cái)_動(dòng)，而平原一側(cè)轉(zhuǎn)為了正虛溫?cái)_動(dòng)，山地—平原環(huán)流最終在21時(shí)轉(zhuǎn)為從山地吹向平原。

6.2.2 熱力敏感性試驗(yàn)

在研究地形熱力作用對(duì)暴雨影響的問題上，學(xué)者們往往更關(guān)注地面熱源對(duì)暴雨的直接影響（畢寶貴等, 2005; 盧萍和宇如聰, 2008; 張?jiān)旱? 2019），而關(guān)于地面熱源對(duì)影響暴雨的山地—平原環(huán)流的相關(guān)研究還不多見，故本文以保留模式所有物理過程的控制試驗(yàn)（CTRL）為基礎(chǔ)，設(shè)置了去除模式地面感熱、潛熱通量的熱力敏感性試驗(yàn)（SEN）。

對(duì)比CTRL與SEN的過程累計(jì)降水量（圖7b、c），在去除了地面感熱、潛熱后次雨帶的降水完全消失，而主雨帶的雨量也明顯減少，只在成都、德陽地區(qū)出現(xiàn)微量降水，并且原來在成都、綿陽的強(qiáng)降水中心也完全消失。結(jié)合圖8c、f，在19、21時(shí)SEN中并沒有模擬出成都、德陽的強(qiáng)降水中心，因此導(dǎo)致SEN的過程累計(jì)降水量嚴(yán)重減少。為了進(jìn)一步分析SEN過程累計(jì)降水量偏少的原因，給出了19、21時(shí)CTRL與SEN在975 m高度上（相當(dāng)于900 hPa）的散度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)（圖11）。從圖11a、b可以發(fā)現(xiàn)，在CTRL中盆地西部已經(jīng)轉(zhuǎn)為了偏西風(fēng)，說明CTRL還是較好地模擬出了山地—平原環(huán)流，其與東南風(fēng)形成一個(gè)西南—東北向切變線，沿切變線附近有一個(gè)輻合區(qū)。反觀SEN，由于地面熱源的消失在盆地西部山地—平原環(huán)流也沒有出現(xiàn)，與山地—平原環(huán)流對(duì)應(yīng)的輻合區(qū)隨之消失，模擬的雨量因此偏小，這也進(jìn)一步證明了山地—平原環(huán)流對(duì)此次暴雨的增強(qiáng)具有關(guān)鍵作用。同時(shí)可能由于SEN中山地—平原環(huán)流的消失，使得從東南方向進(jìn)入盆地的偏南暖濕氣流在遇到青藏高原東坡時(shí)能順利轉(zhuǎn)成偏東、東北風(fēng)（Zhang et al., 2019），從而在盆地形成氣旋性環(huán)流（圖11c、d）。

圖11 2017年7月23日19時(shí)（左）、21時(shí)（右）（a、b）CTRL試驗(yàn)、（c、d）SEN試驗(yàn)?zāi)M的975 m高度上的散度（填色，單位：10?4 s?1）和風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)羽，單位：m s?1）。圖a、b中棕色實(shí)線為切變線Fig. 11 Distribution of the simulated divergence (shadings, units: 10?4 s?1) and wind (barbs, units: m s?1) at 975-m height of from (a, b) CTRL experiment, (c, d) SEN experiment at 1900 BJT (left) and 2100 BJT (right) on 23 July 2017. In Figs. a and b, the brown solid line denotes the shear line

通過SEN中沿盆地西部擾動(dòng)虛溫和擾動(dòng)緯向風(fēng)速垂直剖面（圖10d–f），可以進(jìn)一步分析出SEN中山地—平原環(huán)流消失的原因。對(duì)比CTRL（圖10a–c）可以看到，由于地面熱源消失，SEN中近地面的虛溫?cái)_動(dòng)幾乎完全消失，缺少了地面的熱力強(qiáng)迫14時(shí)在盆地西部山坡上變?yōu)槲黠L(fēng)擾動(dòng)，21時(shí)、24日02時(shí)變?yōu)闁|風(fēng)擾動(dòng)，但在24日02時(shí)103.5°E以東的低層存在西風(fēng)擾動(dòng)區(qū)，這可能與上文所說的氣旋性環(huán)流在盆地西部轉(zhuǎn)成偏西風(fēng)有關(guān)。

圖10 （a–c）控制試驗(yàn)、（d–f）敏感試驗(yàn)中擾動(dòng)虛溫（填色，單位：K）和擾動(dòng)緯向風(fēng)速（等值線，單位：m s?1）沿30°N的垂直剖面：（a、d）23日14時(shí)；（b、e）23日21時(shí)；（c、f）24日02時(shí)。擾動(dòng)虛溫為剖面內(nèi)（30°N，102°～104°E）相對(duì)于高度平均值的偏差，擾動(dòng)緯向風(fēng)速為相對(duì)于日平均值的偏差。圖a–c中紅色箭頭表示山地—平原環(huán)流方向Fig. 10 Cross section of the perturbation virtual temperature (shadings, units: K) and perturbation zonal wind speed (contours, units: m s?1) along 30°N from the (a–c) control experiment and (d–f) sensitivity experiment at (a, d) 1400 BJT on 23 July 2017, (b, e) 2100 BJT on 23 July 2017, (c, f)0200 BJT on 24 July 2017. Perturbation virtual temperature is deviation from the mean height in (30°N, 102°–104°E), perturbation zonal wind speed is deviation from the daily mean zonal wind speed. In Figs. a–c, the red arrow denotes the direction of the mountain–plain circulation

7 結(jié)論與討論

本文針對(duì)2017年7月一次發(fā)生在四川盆地西部的暖區(qū)山地暴雨事件，基于國(guó)家和區(qū)域自動(dòng)站逐小時(shí)雨量、FY-2G衛(wèi)星TBB、加密自動(dòng)站風(fēng)場(chǎng)、ERA5再分析資料和WRF模式開展了動(dòng)力診斷分析和數(shù)值模擬試驗(yàn)，初步解釋了暴雨增強(qiáng)、山地—平原環(huán)流的形成機(jī)理及其對(duì)暴雨的作用和山地?zé)崃ψ饔脤?duì)山地—平原環(huán)流的影響，得到以下主要結(jié)論：

（1）此次暖區(qū)山地暴雨發(fā)生在西太副高邊緣的弱天氣形勢(shì)背景下，降雨主要發(fā)生在盆地西部沿龍門山的地形陡峭區(qū)，具有很強(qiáng)的局地性和突發(fā)性。

（2）盆地西部前期高溫、高能的環(huán)境條件與進(jìn)入盆地的東南風(fēng)受到迎風(fēng)坡的強(qiáng)迫抬升是這次暴雨觸發(fā)的主因，但使降雨增強(qiáng)為暴雨的卻是山地—平原環(huán)流在夜間的轉(zhuǎn)換。山地—平原環(huán)流在盆地西北部的晝夜轉(zhuǎn)換使背景東南風(fēng)形成深厚的傾斜上升運(yùn)動(dòng)，造成降雨高峰；而其在盆地西部的轉(zhuǎn)換則使東移減弱的中尺度對(duì)流云團(tuán)重組發(fā)展，形成新的降雨帶。

（3）數(shù)值模擬結(jié)果表明，模式雖在降水強(qiáng)度

的模擬上存在不足，但還是大體上再現(xiàn)了雨帶的分布、傳播過程以及強(qiáng)降水中心，也較合理地模擬出了盆地西部山地—平原環(huán)流的轉(zhuǎn)換過程。山地—平原環(huán)流受近地面熱力擾動(dòng)驅(qū)動(dòng)，在白天，盆地西部山坡為正虛溫?cái)_動(dòng)區(qū)，而同一高度的平原則是負(fù)虛溫?cái)_動(dòng)，山地—平原環(huán)流從平原吹向山地；但到了夜晚，虛溫?cái)_動(dòng)在山地、平原兩側(cè)的分布發(fā)生反轉(zhuǎn)，山地—平原環(huán)流因此轉(zhuǎn)為從山地吹向平原。

（4）在去除模式地面感熱、潛熱通量后使近地面的熱力擾動(dòng)幾乎消失，盆地西部山地—平原環(huán)流無法形成，與山地—平原環(huán)流對(duì)應(yīng)的輻合區(qū)隨之消失，因此導(dǎo)致SEN中的過程累計(jì)降水量顯著減少、強(qiáng)降水中心消失。

（5）此次暖區(qū)山地暴雨是由地形的動(dòng)力和熱力共同作用所致。地形的動(dòng)力抬升作用誘發(fā)暴雨，而山地—平原環(huán)流才是暴雨得以發(fā)展的“催化劑”，其本質(zhì)上是由山地與平原的熱力差異驅(qū)動(dòng)。因此我們?cè)谘芯康匦螐?qiáng)降水問題時(shí)不僅要考慮地形的動(dòng)力作用，更要考慮地形的熱力作用。

本文在分析這次暴雨動(dòng)力過程的基礎(chǔ)上，通過數(shù)值模式并借助敏感性試驗(yàn)探討了山地—平原環(huán)流的形成機(jī)理和山地?zé)崃ψ饔脤?duì)山地—平原環(huán)流的影響，得到了一些暖區(qū)山地暴雨的初步認(rèn)識(shí)，對(duì)于厘清影響暴雨的山地—平原環(huán)流與地形熱力作用的關(guān)系具有一定的意義，但這些結(jié)論只針對(duì)一次暖區(qū)山地暴雨事件，且多源于定性分析，因此還需要更多的個(gè)例和定量的分析來印證本研究的觀點(diǎn)。另外，這類暴雨的觸發(fā)是否還存在其他機(jī)制（例如與西南低渦以及高原對(duì)流的可能聯(lián)系）、地面熱源中感熱和潛熱分量對(duì)山地—平原環(huán)流的具體作用以及完善敏感性試驗(yàn)區(qū)域的設(shè)計(jì)、改善模式對(duì)降水的模擬結(jié)果、進(jìn)而分析暖區(qū)山地暴雨機(jī)理等問題，都值得在今后的研究中加以深入探究。