四川盆地西部一次暖區山地暴雨事件的動力過程分析與局地環流數值模擬

付智龍 李國平 ,2 姜鳳友 郭潔

1 成都信息工程大學大氣科學學院, 成都 610225

2 南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估省部共建協同創新中心, 南京 210044

3 內蒙古呼倫貝爾市氣象局, 呼倫貝爾 021008

4 中國氣象局成都高原氣象研究所高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室, 成都 610072

1 引言

四川盆地位于青藏高原東側，盆地四周地形復雜，加上高原熱力、動力作用的影響，使得盆地的天氣過程復雜多變，而暴雨也是四川盆地主要的天氣災害之一。長久以來，四川盆地暴雨研究主要關注 西 南 低 渦（劉 曉 冉 和 李 國 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、高原中尺度對流系統（湯歡等, 2020），以及這幾種系統的相互作用上（Liu et al., 2018; 杜梅等, 2020）。與上述天氣系統相關的主流暴雨不同，近年來有不少學者開始關注四川盆地的另一類暴雨——暖區暴雨。

暖區暴雨是近年來中國暴雨研究的一個熱點問題。暖區暴雨的概念最初是針對華南地區提出來的，華南前汛期暖區暴雨一般有兩種定義：一是指產生于華南準靜止鋒地面鋒線南側暖區的暴雨；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產生的暴雨（黃士松, 1986）。暖區降水具有突發性、局地性、對流性強等特點（何立富等,2016），一直以來都是氣象工作者研究的重點、難點（林曉霞等, 2017; 諶蕓等, 2019）。由于暖區暴雨的天氣尺度影響系統不明顯，斜壓強迫弱，觸發機制復雜，在實際業務中預報難度很大（曾智琳等, 2018; 徐珺等, 2018）。尤其是發生在山地的暖區暴雨，往往會伴隨泥石流、山體滑坡等次生地質災害，其突發性、災害性比一般的暖區暴雨要更甚，并且由于地形的復雜性以及地形動力、熱力作用的交織使得研究與預報的難度也更大。

基于華南暖區降雨的定義和已有的研究成果，對于我國其他地區暖區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——四面環山，地勢中間低、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、高濕的環境之下，來自北方的冷空氣受秦嶺阻擋不易進入到四川盆地內（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的暖區暴雨過程發生（楊康權等, 2019）。楊康權等（2017）對一次高原低渦（簡稱高原渦）影響下四川盆地暖區暴雨的中尺度系統的動力、熱力特征進行分析，揭示了此次暖區暴雨過程持續時間長的原因。羅輝等（2020）利用四川盆地7部天氣雷達對發生在盆地的暖區暴雨過程的雷達回波特征進行分析，并采用隨機森林機器學習方法來識別雷達回波。

與華南不同的是，四川盆地位于我國地形的第二級階梯，背靠我國第一級階梯——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—平原環流影響（田越等, 2020），還受到由于第一級階梯和第二級階梯之間高度差形成的更大尺度的山地—平原環流影響（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發現，由于青藏高原與四川盆地之間熱力差異產生的上坡風，使盆地西部的降水主要發生在前半夜（18～00時，北京時，下同），而在后半夜（00～06時）山地—平原環流的轉換在盆地西部形成下坡風，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，參考傳統暖區暴雨的概念和前人的研究，將發生在四川盆地內地面為熱低壓控制，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暴雨。由于目前對四川盆地暖區暴雨的研究還不多見，而暖區山地暴雨及數值模擬的相關研究就更少。因此本文選取2017年7月一次發生在四川盆地西部的暖區山地暴雨事件，首先對此次暴雨的動力過程進行診斷分析，在此基礎上再通過中尺度模式開展數值模擬及試驗，著重討論影響這次暴雨過程山地—平原環流的形成機理及其對地面熱源的響應，希望以此加深對四川盆地這類非主流暖區暴雨的認知，提高對此類暴雨的預報、預警能力。

2 資料

本文使用的資料：（1）降水資料使用四川省國家基本站和區域自動站逐小時資料，主要用于分析雨強和降水量分布。（2）歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）提供的第五代全球再分析資料（ERA5），時間分辨率為1小時，水平分辨率為0.25°×0.25°，垂直方向共37層，主要用于環流形勢、環境場和動力過程的診斷分析以及為數值模式提供初始場和邊界條件。（3）中國國家衛星氣象中心FY-2G衛星遙感的相當黑體溫度（TBB）資料，時間分辨率為1小時，水平分辨率為0.05°×0.05°，主要用于分析中尺度對流云團的強弱變化。（4）四川省區域加密自動站逐時近地面風場和溫江、宜賓每日兩次探空觀測資料，用于分析近地面風場及其隨時間的變化和對模式資料進行對比驗證。

3 降水概況與環流形勢

3.1 降水概況

2017年7月23日17時至24日05時，四 川盆地西部和西北部發生一次暴雨過程（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，呈西南—東北帶狀分布，強降水中心分別位于成都溫江和綿陽安縣，對應的12 h累計雨量為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，過程累計雨量也達68 mm以上，兩個雨帶構成直角形狀。選取主雨帶的代表站點大邑順和村站、安縣老望溝村站和次雨帶的代表站點夾江樓房村站繪制逐小時雨量曲線（圖1b），從各個代表站點出現降水的時間我們可以看到，降水首先出現在成都南部雙流、大邑等市縣，然后雨帶向東北移動到德陽、綿陽。在成都和德陽、綿陽的降水峰值都結束后，位于樂山的次雨帶才開始降水。此次暴雨過程從23日17時開始到24日05時停止，歷時僅有12 h，局地過程累計雨量達到100 mm以上且最大小時雨量達70 mm以上，呈現很強的局地性和突發性。

圖1 （a）2017年7月23日17時至24日05時12 h累計降水量（單位：mm）分布，線段EF是圖2、4中垂直剖面位置；（b）代表站點小時雨量（實線）、降水區（29°～33°N，102°～105°E）1 h累計雨量≥20 mm站點個數（虛線）隨時間演變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 環流形勢

暴雨發生前，23日14時500 hPa高度場上（圖2a）亞洲中高緯為“兩槽一脊”的環流形勢，高壓脊位于貝加爾湖，兩側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（簡稱西太副高）的588 dagpm線從四川盆地中部穿過，整個四川盆地受副高外圍偏南氣流控制，這與肖遞祥等（2020）總結出的四川盆地暖區暴雨的典型環流背景類似。四川盆地上空雖然沒有受高空槽和冷平流的影響，但偏南風有利于引導暖濕氣流北上，為暴雨區營造高濕、高能的有利環境。23日20時（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迫的環流形勢當中并且這種穩定的形勢一直持續到暴雨結束，因此可以認為這次區域暴雨過程是發生在副高邊緣弱天氣強迫下的暖區暴雨。從200 hPa高度場和散度場（圖2b）來看，23日14時在川東南有一閉合高壓，高壓西北部則有明顯的輻散區，在之后的幾個小時里，閉合高壓緩慢向西北移動（圖略），四川盆地西部受其影響，200 hPa產生強烈的輻散作用，這種高空輻散有利于深厚上升運動的發展。

圖2 2017年7月23日14時（a）500 hPa高度場（等值線，單位：dagpm）、風場（風羽，單位：m s?1），（b）200 hPa高度場（等值線，單位：dagpm）、散度場（彩色陰影，單位：10?4 s?1）；2017年7月23日17時（c）海平面氣壓場（等值線，單位：hPa），（d）沿圖1a中線段EF（強降水中心）的暖平流（彩色陰影，單位：10?4 K s?1）、假相當位溫（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

中國氣象局武漢暴雨研究所定義的突發性暴雨特征：單個站點，1 h累計雨量≥20 mm且3 h累計雨量≥50 mm。從圖1b中可以看到從23日17時開始就出現了1 h累計雨量≥20 mm的格點且持續時間3 h，并且3 h累計雨量超過50 mm。結合圖2c、d可知，暴雨發生時在甘肅東南有一個熱低壓中心，四川盆地位于低壓中心南側，同時在600 hPa以下龍門山脈到四川盆地受明顯的暖平流作用。由上文對四川盆地暖區暴雨的定義，可判斷此次暴雨過程為一次突發性暖區山地暴雨事件。

4 環境場特征

從暴雨發生時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，水汽從東南沿海經湖南、貴州、重慶后侵入到達四川盆地，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 到 了80 mm以上，明顯高于盆地中東部。由850 hPa暖平流和假相當位溫的分布（圖3b）可見，在盆地西北沿龍門山的地區有一個暖平流大值區，但從10時（圖略）盆地西部和西北部就開始受暖平流的影響，在持續暖平流的作用下，盆地西部和西北部出現假相當位溫高值區和能量鋒區，假相當位溫高值中心達360 K以上，與肖遞祥等（2020）的研究中指出四川盆地暖區暴雨850 hPa假相當位溫的平均值為360.6 K的結果接近。由以上分析可知，在暴雨發生前盆地西部的大氣處于高溫、高濕的狀態，這樣的環境條件非常有利于暖區暴雨的發生（萬軼婧等, 2020）。

圖3 2017年7月23日17時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現，23日08時溫江站上空大氣的對流有 效 位 能（CAPE，convective available potential energy）達1305.2 J kg?1，而在暴雨發生后的三小時（23日20時），溫江站的對流有效位能僅為282.8 J kg?1，這表明存在有利的動力條件使得對流有效位能得以釋放，轉化為氣塊上升的動能，促使水汽成云致雨，最終導致暴雨的發生。

5 動力過程分析

通過前文的分析可知，穩定的環流形勢和高能、高濕的環境再配合有利的動力條件，導致這次暖區暴雨的發生，因此本節著重分析這次暴雨的動力過程。從暴雨發生時刻850 hPa風場（圖4a）來看，由于受副高外圍偏南氣流控制，四川盆地內為一致的東南風，東南風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動。由暴雨區的垂直剖面（圖4c）可見，東南風受到龍門山的阻擋后抬升，因此出現了圖4c中沿著坡面的上升運動區。則可認為此次暴雨過程是在前期大氣高溫、高能的熱力條件下，東南風受到盆地西北部龍門山等大型山脈的動力強迫抬升后觸發。

圖4 2017年7月23日17時（a）850 hPa垂直速度（填色，單位：Pa s?1）、風場（風羽，單位：m s?1），（c）垂直速度（填色，單位：Pa s?1）和合成風場（矢量）沿圖1a中線段EF的垂直剖面；2017年7月23日21時（b）850 hPa散度（填色，單位：10?4 s?1）、風場（風羽，單位：m s?1），（d）散度（填色，單位：10?4 s?1）、相較于前一時次的東南風速增量（等值線，單位：m s?1）、合成風場（矢量）沿線段EF垂直剖面。圖b中棕色實線為切變線，圖c、d中合成風場為Vcosθ（單位：m s?1）與?5 ω（單位：Pa s?1）的合成，θ為實際風向與東南風向的夾角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

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

局地風場的轉換同樣發生在盆地西部，由23日20時850 hPa風場（圖5a）可見，盆地西部仍然為偏東風，中尺度對流云團也已在成都附近生成，其TBB≤?62°C。21時中尺度對流云團進一步擴大，由于此時西北部的風場已經轉換為西北風，深厚傾斜上升運動形成（如前文所述），所以對流云團的冷云中心逐漸向東北移去，盆地西部的對流云團也因此慢慢消散。到22時，對流云團TBB升高到?42°C，但此時盆地西部的風場（圖5c）已經逐漸轉為系統性西風。偏西風與環境偏東風在雅安、眉山一帶形成切變線，環境偏東風得以輻合上升，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流云團又重新得以加強，到24日00時對流云團強度已經增強到TBB≤?57°C（圖5d）。隨著盆地西部西風的建立、對流云團的重組，樂山、眉山一帶于22時開始降雨，形成此次暴雨過程的次雨帶。

圖5 2017年7月23日（a）20時、（b）21時、（c）22時、（d）24日00時FY-2G衛星TBB（填色，單位：°C）和850 hPa風場（風羽，單位：m s?1）。圖c、d中的棕色實線為切變線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場的轉換不僅發生在盆地西北部也發生在盆地西部，其對于此次暖區暴雨的增強和中尺度對流云團的重新加強具有關鍵作用。

6 山地—平原環流風場的轉換

不少學者（Wolyn and McKee, 1994; Hua et al.,2020; Zhang et al., 2021）認為山脈整體與平原之間熱力差異產生的山地—平原風環流有利于對流觸發，形成中尺度對流系統。那么這次暖區暴雨過程中局地風場為何出現第5節中分析出的轉換？這是否與山地—平原環流有關？下面我們試圖通過觀測事實和數值模式對此加以探討。

6.1 山地—平原環流的觀測事實

以圖6a中紅色矩形框代表的盆地西部作為研究區域，從圖6a中可以看到選定的研究區域為盆地西部山地與平原的連接地帶，主要包括眉山、樂山、雅安等市縣。從研究區域內近地面緯向風隨時間的演變曲線（圖6b）可以看到，雖然近地面風場可能受到地面建筑物的影響，觀測到的近地面風速較小且不夠穩定，但我們仍然可以發現在22日20時至25日20時，近地面東風于每日18時左右轉換為西風，而西風在每日12時左右又轉換回東風，即近地面風場的轉換不僅發生在暴雨過程中，也發生在暴雨前后。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或略低，兩站之間被背景偏東風控制，但到了晚上雅安的位溫總是比樂山的位溫要低，兩站之間的風場轉為偏西風。同時在暴雨過程中雅安站的位溫在23日14時先于樂山站降低，接著在17時雅安和樂山站的位溫差達到最大，也正是從此時開始兩站之間的東風開始減弱并且在18時轉換為偏西風。由于雅安和樂山站分別位于盆周山地和平原一側，兩站之間的溫度差也說明位于山地一側同一高度的空氣比位于平原一側的要低，這種溫度水平梯度導致大氣中出現氣壓水平梯度（壽紹文等, 2003），進而使風向轉換。到了23時，樂山由于降水引起地面蒸發，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）和加密自動站的站點（黑色點）分布；（b）圖6a中矩形框內所有站點經三點平滑后平均緯向風（單位：m s?1），（c）雅安、樂山站位溫（曲線，單位：K）和兩站之間平均風場（風羽，單位：m s?1）隨時間演變曲線。圖b、c中矩形框為暴雨發生時段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

綜合上述基于觀測資料的分析可知，這次暴雨過程局地風場的變化是由山地—平原環流在夜間的轉換引起，其形成機理與山谷風類似（田越和苗峻峰, 2019），都是由地形產生的熱力作用強迫而成。

6.2 山地—平原環流的數值模擬

為了進一步探究山地—平原環流的形成機理，下面我們利用數值模式對這次暴雨過程進行模擬，并通過敏感性試驗來探討山地熱力作用對山地—平原環流的影響。數值模式采用WRF_v4.2，以ERA5再分析資料為初始場和邊界條件驅動模式，積分時間從2017年7月23日08時至24日08時（共24 h），模擬時間段內既包括了暴雨的整個過程也涵蓋了山地—平原環流從平原風轉換為山風的過程。模式模擬區域如圖7，采用兩層雙向嵌套和Lambert投影，模擬區域中心位于（31°N，104°E），粗網格格距為18 km，網格點數為245×191，細網格格距為6 km，網格點數為415×349。模式垂直坐標采用混合西格瑪—氣壓坐標，共35層，頂層氣壓為50 hPa，地形數據采用topo_gmted2010_30s數據集。模式雙重網格均采用相同的物理過程：NSSL 2–moment云微物理參數方案、New SAS（Simplified Arakawa–Schubert）積云參數化方案、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長波輻射方案。

6.2.1 模擬結果驗證與分析

從模擬（圖7b）和實況（圖1a）的過程累計降水量來看，模式模擬的主次雨帶走向、落區與實況基本一致，同時也成功模擬出了位于成都、綿陽的強降水中心，但模擬的降水強度較實況要偏小，這可能與此次過程天氣尺度強迫弱而導致云微物理方案診斷輸出的大尺度穩定性降水偏小有關（何麗華等, 2020; 覃武等, 2020）。除此之外，模式對盆地西部山地復雜地形的粗略描述也可能導致模擬與實況降水強度的偏差。另外，模式還忽略了實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，故認為這樣誤差在可允許的范圍內。為了進一步驗證模式模擬結果的可靠性，選取降水最強以及山地—平原環流完全轉換時刻模擬與實況小時累計降水量進行對比。通過對比圖8a、b、d、e可知，23日19、21時模擬的強降水中心較實況略有偏移且強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時的強降水中心，雨帶的移動方向也與實況一致。

圖7 （a）模擬區域，2017年7月23日17時至24日05時（b）控制試驗、（c）敏感試驗12 h累計降水量（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（上）、21時（下）小時累計降水量（單位：mm）分布：（a、d）實況；（b、e）控制試驗；（c、f）敏感性試驗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的10 m風向、風速，通過對比模擬和觀測的近地面風向演變曲線可以發現，除了在模式啟動的前3小時模擬和觀測的風向差別較大外，模擬的10 m風向與觀測大致相同，特別是在東西風的轉換時間上，兩者十分吻合，因此模式還是很好地模擬出了山地—平原環流風場的晝夜轉換。從10 m風速的對比來看，模式基本能模擬出風速曲線變化趨勢，但從24日02時開始模擬的10 m風速與觀測相比差別較大，這可能與湍流的隨機性導致風速的不確定有關（許魯君等, 2014）。另外，為了驗證模式高空風資料的可信度，選取盆地內溫江、宜賓探空站的高空風資料與模擬的高空風資料進行對比驗證，由于23日20時溫江探空站高空風資料缺測多個層次，因此該時刻選用了盆地南部的宜賓探空站高空風資料。從圖9c、d可以看出模擬的高空風雖在低層存在細節上的不足，但大體上能反映溫江、宜賓高空風的基本特征。

圖9 四川盆地西部平均10 m（a）風向[單位：(°)]、（b）風速（單位：m s?1）隨時間演變曲線，黑（藍）色線為觀測（模擬）。圖a中紅色實線為東西風分界線。2017年7月23日（c）08時溫江、（d）20時宜賓探空站觀測和模擬的風廓線（風羽，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

綜合以上對模擬降水、風場與觀測對比的結果來看，模式雖在降水強度的模擬上存在偏差，但還是大體上再現了雨帶的分布、傳播過程以及強降水中心，也較合理地模擬出了盆地西部山地—平原環流的轉換過程。因此本文在模擬結果基本可信的基礎上，利用模式資料重點研究山地—平原環流的形成機理。

圖10a–c給出了平原到山地的剖面，從中我們可以得到山地—平原環流與緯向風擾動、虛溫擾動之間的關系。14時，沿著盆地西部山坡分布著正虛溫擾動區，而在同一高度的平原則是負虛溫擾動，受熱力擾動強迫的影響，擾動緯向風從負虛溫擾動一側吹向正虛溫擾動（桑建國等, 2000），因此從山地到平原為東風擾動，東風擾動驅使山地—平原環流從平原吹向山地。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，虛溫擾動在山地、平原兩側的分布發生反轉，山地一側轉為負虛溫擾動，而平原一側轉為了正虛溫擾動，山地—平原環流最終在21時轉為從山地吹向平原。

6.2.2 熱力敏感性試驗

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

對比CTRL與SEN的過程累計降水量（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、德陽地區出現微量降水，并且原來在成都、綿陽的強降水中心也完全消失。結合圖8c、f，在19、21時SEN中并沒有模擬出成都、德陽的強降水中心，因此導致SEN的過程累計降水量嚴重減少。為了進一步分析SEN過程累計降水量偏少的原因，給出了19、21時CTRL與SEN在975 m高度上（相當于900 hPa）的散度場和風場（圖11）。從圖11a、b可以發現，在CTRL中盆地西部已經轉為了偏西風，說明CTRL還是較好地模擬出了山地—平原環流，其與東南風形成一個西南—東北向切變線，沿切變線附近有一個輻合區。反觀SEN，由于地面熱源的消失在盆地西部山地—平原環流也沒有出現，與山地—平原環流對應的輻合區隨之消失，模擬的雨量因此偏小，這也進一步證明了山地—平原環流對此次暴雨的增強具有關鍵作用。同時可能由于SEN中山地—平原環流的消失，使得從東南方向進入盆地的偏南暖濕氣流在遇到青藏高原東坡時能順利轉成偏東、東北風（Zhang et al., 2019），從而在盆地形成氣旋性環流（圖11c、d）。

圖11 2017年7月23日19時（左）、21時（右）（a、b）CTRL試驗、（c、d）SEN試驗模擬的975 m高度上的散度（填色，單位：10?4 s?1）和風場（風羽，單位：m s?1）。圖a、b中棕色實線為切變線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中沿盆地西部擾動虛溫和擾動緯向風速垂直剖面（圖10d–f），可以進一步分析出SEN中山地—平原環流消失的原因。對比CTRL（圖10a–c）可以看到，由于地面熱源消失，SEN中近地面的虛溫擾動幾乎完全消失，缺少了地面的熱力強迫14時在盆地西部山坡上變為西風擾動，21時、24日02時變為東風擾動，但在24日02時103.5°E以東的低層存在西風擾動區，這可能與上文所說的氣旋性環流在盆地西部轉成偏西風有關。

圖10 （a–c）控制試驗、（d–f）敏感試驗中擾動虛溫（填色，單位：K）和擾動緯向風速（等值線，單位：m s?1）沿30°N的垂直剖面：（a、d）23日14時；（b、e）23日21時；（c、f）24日02時。擾動虛溫為剖面內（30°N，102°～104°E）相對于高度平均值的偏差，擾動緯向風速為相對于日平均值的偏差。圖a–c中紅色箭頭表示山地—平原環流方向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 結論與討論

本文針對2017年7月一次發生在四川盆地西部的暖區山地暴雨事件，基于國家和區域自動站逐小時雨量、FY-2G衛星TBB、加密自動站風場、ERA5再分析資料和WRF模式開展了動力診斷分析和數值模擬試驗，初步解釋了暴雨增強、山地—平原環流的形成機理及其對暴雨的作用和山地熱力作用對山地—平原環流的影響，得到以下主要結論：

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

（2）盆地西部前期高溫、高能的環境條件與進入盆地的東南風受到迎風坡的強迫抬升是這次暴雨觸發的主因，但使降雨增強為暴雨的卻是山地—平原環流在夜間的轉換。山地—平原環流在盆地西北部的晝夜轉換使背景東南風形成深厚的傾斜上升運動，造成降雨高峰；而其在盆地西部的轉換則使東移減弱的中尺度對流云團重組發展，形成新的降雨帶。

（3）數值模擬結果表明，模式雖在降水強度

的模擬上存在不足，但還是大體上再現了雨帶的分布、傳播過程以及強降水中心，也較合理地模擬出了盆地西部山地—平原環流的轉換過程。山地—平原環流受近地面熱力擾動驅動，在白天，盆地西部山坡為正虛溫擾動區，而同一高度的平原則是負虛溫擾動，山地—平原環流從平原吹向山地；但到了夜晚，虛溫擾動在山地、平原兩側的分布發生反轉，山地—平原環流因此轉為從山地吹向平原。

（4）在去除模式地面感熱、潛熱通量后使近地面的熱力擾動幾乎消失，盆地西部山地—平原環流無法形成，與山地—平原環流對應的輻合區隨之消失，因此導致SEN中的過程累計降水量顯著減少、強降水中心消失。

（5）此次暖區山地暴雨是由地形的動力和熱力共同作用所致。地形的動力抬升作用誘發暴雨，而山地—平原環流才是暴雨得以發展的“催化劑”，其本質上是由山地與平原的熱力差異驅動。因此我們在研究地形強降水問題時不僅要考慮地形的動力作用，更要考慮地形的熱力作用。

本文在分析這次暴雨動力過程的基礎上，通過數值模式并借助敏感性試驗探討了山地—平原環流的形成機理和山地熱力作用對山地—平原環流的影響，得到了一些暖區山地暴雨的初步認識，對于厘清影響暴雨的山地—平原環流與地形熱力作用的關系具有一定的意義，但這些結論只針對一次暖區山地暴雨事件，且多源于定性分析，因此還需要更多的個例和定量的分析來印證本研究的觀點。另外，這類暴雨的觸發是否還存在其他機制（例如與西南低渦以及高原對流的可能聯系）、地面熱源中感熱和潛熱分量對山地—平原環流的具體作用以及完善敏感性試驗區域的設計、改善模式對降水的模擬結果、進而分析暖區山地暴雨機理等問題，都值得在今后的研究中加以深入探究。