2020年8月10日四川芦山夜发特大暴雨的动热力结构及地形影响

黄楚惠 李国平 牛金龙 陈贝 陈功 郭善云 龙柯吉

1 四川省气象台/高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室, 成都 610072

2 成都信息工程大学大气科学学院, 成都 610225

3 成都市气象局, 成都 610071

4 四川省乐山市气象局, 乐山 614000

5 中国气象局成都高原气象研究所, 成都 610072

6 气象灾害预报预警与评估省部共建协同创新中心, 南京 210044

1 引言

雅安地处四川盆地西缘与青藏高原过渡带的邛崃山脉和大雪山脉之中，呈东北向“喇叭口”地形。特殊地形和大气环流的共同影响，雅安成为青藏高原东侧降水量和雨日数的大值区，素有“雨城”和“天漏”之称。降水局地性强，夜发特征明显，暴雨量级的降水强度大，也是仅次于盆地西北部区域极端暴雨发生的高频中心（彭贵康等, 1994; 肖递祥等, 2017; Dong et al., 2018）。

对于雅安暴雨的研究，诸多学者围绕“雅安天漏”开展了一系列天气、气候学分析，数值模拟和预报方法的研究（彭贵康等, 1994, 2004, 2008; 曾庆存, 1994; 宇如聪等, 1994; Qian et al., 2022）。彭贵康等（1994）归纳出雅安暴雨的三类大尺度环流型；东南风环流型是雅安暖区暴雨典型环流特征之一（闵涛等, 2019; 肖红茹等, 2021）；多为中尺度系统触发暴雨，“夜雨”特点突出（彭贵康等, 2008;Yu et al., 2010; 白爱娟等, 2011; 李琴等, 2014）；边界层对暴雨作用明显，下垫面强迫的辐合带、辐合中心的持续是形成大暴雨的重要因子之一（曾庆存等, 1994; 蔡芗宁等, 2007）；暴雨过程中对流层低层大气存在明显的不稳定层结，低层辐合，高层辐散（吴泽等, 2014; 李琴等, 2014）。与地形因素密切相关，易发于山脉迎风坡、喇叭口地形处（彭贵康等, 2004; 李国平, 2007; 闵涛等, 2019; 肖红茹等,2021）。地形抬升、定常性地形涡旋以及多种地形综合作用是雅安“雨多”、“雨大”的主要原因（彭贵康等,1994, 2008; 赵玉春和王叶红, 2010; 赵玉春等, 2012; 吴泽等, 2014; 周长春等, 2015; Hu et al.,2021）。与孟湾水汽、局地水汽、高原南侧强的非均匀水汽“湿锋”及高原东南边缘地形动力强迫作用密切相关（苗秋菊等, 2004; Huang and Cui, 2015a,2015b）。

已有研究为雅安暴雨研究打下了坚实基础，但对于弱天气尺度强迫背景产生的极端暴雨发生发展动热力机制的认识和地形的具体作用等仍然薄弱（李跃清和张晓春, 2011）。此外，针对盆地西边界的龙门山沿线暴雨的个例研究较多，特别是高原涡和西南涡暴雨是四川盆地典型的致灾性暴雨，其成因和对流触发机制的研究较多（陈忠明等, 2004;黄楚惠等, 2011; 宗志平等, 2013; 郁淑华和高文良,2017; 肖 递 祥 等, 2017; 高 笃 鸣 等, 2018; 汤 欢 等,2020），而雅安有着比龙门山脉沿线其他地区更为特殊的喇叭口地形特征，龙门山沿线暴雨的物理结构和形成机制其并不一定能完全反映该地区的特征。因此，有必要对雅安暖区暴雨个例精细化动热力结构和地形具体作用进行细致分析。

2020年8月10日夜间，雅安芦山出现了暖区特大暴雨过程，芦阳磨刀站11日降水量达429.2毫米，仅次于2013年“7.9”都江堰石马村日雨量749.9 mm，居四川省历史日降水量第二高位。芦山位于邛崃山脉南段分支沿线，清衣江中游，且处于“˄”形峡谷地形中，存在多尺度地形复合作用。2008年“5.12”汶川大地震和2013年“4.20”芦山地震后，龙门山脉沿线地质结构遭到严重破坏，发生次生地质灾害的危险度显著增加，且目前包括欧洲中期天气预报中心在内的数值模式对复杂地形下暖区降水的预报能力有限。因此，加强这类暖区暴雨个例的研究具有重要意义。本文从暴雨发生的三要素（充沛的水汽输送、加强的大气不稳定、强烈的上升运动）着手，分析此次特大暴雨过程中系统动力、热力结构，触发机制及地形作用对水汽、动、热力的影响机理等，为揭示此类特大暴雨的成因和业务分析预报提供参考。

2 资料和降水实况

2.1 资料

文中采用的资料包括四个部分：（1）地面加密及自动站观测资料，涵盖四川省157 个国家级自动站和5152 个区域自动站，时间分辨率为1 h，观测数据包括温度、露点、小时降水量、风向风速以及站点气压，主要用于降水的统计以及地面中小尺度过程分析；（2）欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasting，简称ECMWF）的ERA5 再分析资料，时间分辨率为1 h，空间分辨率为0.25°×0.25°，包括25 层等压面上的高度、温度、风场、相对湿度、比湿、散度、垂直速度等气象要素，主要用于天气尺度背景、中尺度环境场条件及物理量诊断分析；（3）中国气象局信息中心地面—卫星—雷达三源融合实况分析产品（ART_1km）中的近实时降水资料，时间分辨率为1 h，空间分辨率0.01°×0.01°，用于地面降水分布补充研究；（4）四川地形ETOPO 数据，空间分辨率为0.01°×0.01°，用于地形绘制（下载地址：http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html [2013-01-02]）。

2.2 降水实况

图1a 给出了雅安及其周边地形分布和2020年8月10日21:00 至11日11:00（本文时间如无特殊标注均为北京时）累积降水量分布。50 mm 以上的暴雨区与龙门山沿线东北—西南走向分布基本一致，100 mm 以上落区主要位于东北向喇叭口地形高度500～2000 m 范围内（红色粗虚线），而250 mm 强降水中心则位于龙门山南段邛崃山脉南侧分支“˄”型喇叭口内（红色细虚线所示）。此处地形梯度较大，地势复杂，也是2013年“4.20”芦山地震中心所在地的龙门镇。从小时降水分布来看（图1b），极端降水主要集中在11日00:00～03:00，对流性较突出，4 个站点小时雨强自00:00起均在50 mm 以上，芦山清仁（站号S7102）达100 mm 以上；小时雨强极值均出现在11日02:00，均超过120 mm，其中芦阳镇磨刀（站号S7307）小时雨强达156.8 mm，03:00 以后，小时雨强逐渐减弱。10日23:00 至11日11:00 13 h 累积降水量除芦阳镇栏杆头（站号S7313）在400 mm 以下外，其余三站均在400 mm 以上，芦阳镇磨刀村（站号S7307）累积雨量最大为428.5 mm。此次降水过程夜发性特征显著，小时雨强极端，短时间内累积雨量陡增，强降水范围集中。

3 天气背景及地形对水汽输送的作用

3.1 天气背景

此次暴雨属于500 hPa 无明显影响系统和低层700、850 hPa 无低空急流的背景下的东南风型暖区暴雨（肖红茹等, 2021）。2020年8月10日20:00（图2a），500 hPa 西藏中部到青海东南部为一切变，河套地区处于脊区，副热带高压主体位于西太平洋，脊线维持在30°N 附近，副高588 dagpm 线位于中国东南部沿海，四川处于河套脊区后部西南气流控制。850 hPa 湖北东部到贵州存在暖切，四川盆地主要的水汽输送通道为孟湾西南水汽经该切变处转为东南水汽输送。至10日23:00（图2b），500 hPa 青藏高原切变线略东移南压，但系统离雅安芦山暴雨发生点仍较远，副高588 dagpm 线略有西伸，850 hPa 水汽输送进一步加强，盆地西部沿山区域水汽通量散度负值区域范围增大且明显西推，雅安芦山暴雨区处于−140×10−5g cm−2hPa−1s−1的水汽通量散度辐合区，水汽充沛。此时，700 hPa（图2c）盆地西南部东南风风速比20:00 加强，但未达急流标准，在雅安呈弱的气旋性曲率，而850 hPa（图2d）为弱低涡辐合，低涡辐合加强了暴雨区水汽和动力、热力的辐合，增强了垂直上升运动，触发了强降水，弱低涡持续到11日02:00 后减弱东移，与芦山主要降水时段相对应。

图2 2020年8月10日（a）20:00、（b）23:00 500 hPa 高度场（等值线，单位：dagpm）叠加850 hPa 水汽通量（矢量箭头，单位：g cm−1 hPa−1 s−1）和水汽通量散度（填色，单位：10−5 g cm−2 hPa−1 s−1）分布；10日23:00（c）700 hPa、（d）850 hPa 风场叠加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 地形对暴雨区水汽输送的阻挡和汇聚作用

特大暴雨发生前，水汽在东侧山前堆积，主要集 中 在850～600 hPa 层。10日23:00（图3a），水汽通量散度辐合大值区主要分布在102.5°E 以东的迎风坡处，表明大地形对水汽的输送起到了阻挡作用，由于山脉西高东低，受地形迎风坡抬升作用影响，水汽通量散度辐合区呈倾斜分布，雅安由于迎风坡抬升及东北向“喇叭口”地形侧向辐合的作用，利于水汽的汇聚，而芦山特大暴雨中心处于其中西南向“˄”型峡谷区内，多尺度地形作用使得芦山上空水汽充沛。10日18:00 至11日02:00（图3b），暴雨区上空水汽主要来源于低层850 hPa的水汽辐合，且在500 hPa 和700 hPa 附近分别存在两个弱的辐合带，加剧了芦山水汽辐合抬升的强度和高度，使得暴雨中心上空水汽几乎处于饱和状态，对流触发后，降水效率极大，导致特大暴雨发生。

图3 2020年8月10日23:00（a）沿30.15°N 水汽通量（矢量，单位：g cm−1 hPa−1 s−1）及水汽通量散度（填色，单位：10−5 g cm−2 hPa−1 s−1）的纬向—垂直剖面；（b）10日09:00～21:00（协调世界时）沿（30.15°N，102.93°E）水汽通量散度的时间变化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

综上，弱天气尺度强迫背景下，由于多尺度地形复合作用对水汽输送的阻挡、汇聚及水汽在芦山地区的辐合抬升，为此次暴雨过程的发生发展提供了有利的动热力和水汽条件。

4 暴雨区动力结构演变及地形的影响

从垂直速度的垂直剖面分布可知，暴雨发生前10日20:00（图4a），暴雨区上空800 hPa 到700 hPa 以偏东气流为主，且为上升运动，大值中心位于700 hPa 附近，约−1 Pa s−1，边界层则是由地形回流运动造成的中心值为0.4 Pa s−1的下沉运动区。夜间偏东风逐渐加强，700 hPa 区域平均风速虽未达急流，但从10日20:00 到11日01:00 平均风速增加了一倍（图4h），偏东风沿地形爬升，动力抬升作用促进了上升运动发展，增强了垂直作用。23:00，降水开始，暴雨区上空几乎整层转为上升运动，这与计算的地形抬升速度一致，地形抬升速度亦在该时刻加强，表明边界层的地形抬升产生的上升运动与垂直上升运动叠加，使得整层上升运动逐渐加强，而下沉运动中心也有所东移并加强。此时雨区上游有对流发生，低层800 hPa 以下地形回流运动及对流造成的冷性下沉气流与右侧上升气流形成气旋式环流，进而加剧了上升运动（图4b,f）。上升运动在01:00 达到最强，大于−1.9 Pa s−1，低层仍存在较强下沉气流，未来02:00 雨强也达到了极大值，但该时刻雨强中心上空垂直上升运动却显著减弱，对应低层的下沉运动也减弱，表明降水的动力机制减弱，已不利于该区强降水的维持，未来降水减弱（图4c, d）。

地形抬升速度沿30.15°N时间序列剖面分布可知（图4f），强降水中心102.93°E 始终存在有地形抬升速度，且在23:00 开始加强，至11日01:00达到最强约−0.2 Pa s−1，之后有所减弱后又增强。需要指出的是，地形抬升速度仅是边界层抬升速度的一部分，后期由于中高层垂直运动均减弱，因此虽有加强，但降水减弱。降水期间，涡度分布图上暴雨区上空始终存在有正涡度柱并逐渐加强，11日23:00 整层均为正涡度（图4e）。分别计算了雨强中心地形涡度和散度（文宝安, 1980）分布发现，地形涡度从10日21:00 开始增强，11日01:00 达到最强，而地形散度在暴雨区始终维持负值辐合，且从11日23:00 降水开始负值辐合加强，11日02:00 达到最强，之后逐渐减弱，与强降水发生时段对应较好。表明在降水开始到强盛期间，始终有边界层地形作用产生的气旋式涡度和散度辐合与系统性涡度和散度叠加，增强了低层辐合，加剧了垂直上升运动，降水得以加强（图4g）。同样，地形产生的正涡度和散度亦和地形抬升速度一样，仅是边界层涡度、散度和上升运动的一部分，后期地形涡度和散度虽有所减弱，仍维持正涡度辐合，但雨区上空动力作用减弱，降水减小。

图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，单位：Pa s−1）及u、v 流场的纬向—垂直剖面；（e）10日23:00 沿30.15°N 涡度的纬向—垂直剖面；（f）10日12:00 至11日00:00（协调世界时）沿30.15°N 地形抬升速度（单位：Pa s−1）的纬向—时间剖面；（g）10日19:00 至11日04:00 沿芦山站（30.15°N，102.93°E）地形涡度、地形散度（单位：10−5 s−1）的时间序列；（h）10日09:00～22:00（协调世界时）区域（29.5°～30.7°N，102.5°～103.5°E）平均风速（单位：m s−1）随时间变化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 暴雨区热力结构

东南风气流沿地形爬升，动力抬升作用促进了垂直上升运动的发展的同时，暖湿空气被抬升也增强了层结热力不稳定性。假相当位温θse表示了大气的温湿特征，其水平和垂直分布与对流的发生发展有很大的关系（王两铭和罗会邦, 1980）。

从沿30.15°Nθse500 hPa 与850 hPa 差值随时间分布来看（图5a），10日20:00 至11日05:00暴雨区上空均处于负6°C 以下的对流不稳定区域。且暴雨期间10日23时至11日03时对流不稳定度有所加强（−9°C），这与夜间东南风暖湿气流输送加强有关。众所周知，差动θse平流项是引起对流性不稳定局地变化的原因之一，通过计算500和850 hPa 差动θse平流发现（图5b），暴雨区上空差动θse平流在10日20:00 开始转为负值，对流不稳定能量积蓄，10日23:00 逐渐增强，00:00 达到最强为−0.2×10−2K s−1，并维持到11日03:00减弱，之后有所增加。说明中低层东南暖湿气流在山脉东侧堆积，使东侧中低层假相当位温增加，干冷、暖湿梯度加大，对流不稳定度增加，有利于降水的触发。暴雨中心东侧差动θse平流为正值， 虽然处于较强的不稳定区，但差动平流变化导致其不稳定度减小，不利于降水的发生。从500 hPaθse平流分布来看（图5c），雨区为弱的冷平流，这也是暖区暴雨的特点之一，无明显系统影响，雨区上空处于较强的对流不稳定，中层存在有弱冷平流扰动，触发强降水。

此外，10日20:00 温江T-logp图上（图5d），K指数为42.8，SI指数−3.05，CAPE 达到3292.8 J kg−1，各项指数远超过一般暴雨发生的指标（肖递祥等, 2017），其极端性可见一斑；对流抑制为零，表明盆地西南部大气高能高湿，层结极不稳定，强对流一触即发。当高空弱冷平流触发强降水后，对流凝结潜热释放从而增暖对流云内部，热浮力正贡献使上升运动加强，低层质量补偿产生水平辐合，更多的水汽进入对流内，使对流潜热持续释放（曾智琳等, 2019）。对流潜热的能量来源在于水汽，夜间东南风气流加强为该区提供了充沛的水汽输送，保证了对流潜热释放不会因水汽不足而衰减或中断，导致强降水的持续。

图5 2020年8月10日09:00 至11日03:00（协调世界时）沿30.15°N（a）500 hPa 与850 hPa θse 差值的纬向—时间剖面（单位：°C）以及（b）差动θse 平流（单位：10−2 K s−1）的纬向—时间剖面；（c）8月10日20:00 500 hPa θse 平流分布；（d）温江站（56187）8月10日20:00T-logp 图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 不稳定触发机制

除了高空弱冷平流及850 hPa 弱低涡触发强对流外，山谷风环流和地面冷池也对极端暴雨的触发起着重要作用（章翠红等, 2018）。为了定量刻画山谷风环流对温度分布的影响，我们提出“地形温度平流”的概念，其概念表达式为：

其中，Vs和Ts为受地形影响的地面到山顶不同海拔高度处的风和温度，us、vs分别为相应的纬向、经向风分量。由于气流的爬坡或者下坡是山脉不同高度风场的共同作用，为了描述整层气流（爬坡风或下坡风）的整体变温效应，取格点海拔高度所对应的近似气压层值（1000、975、950、925、900、875、850、825、800、750、700、650、600、550 hPa）作为积分上限，估算地形温度平流总量，相应的计算公式为

式中，Pt为格点海拔高度所对应的近似气压层值，Ps根据研究区域海拔最低处对应的地面气压可取为1000 hPa。V和T为气压层的风和温度，u、v分别为相应的纬向、经向风分量。当（2）式左端为正时，表明有地形暖平流；为负时则为地形冷平流。由于盆地西部地势“西高东低”，川西高原和四川盆地的海拔不同而造成的热力差异，会形成与山谷风类似的高原—平原环流（付智龙等, 2022）。白天高原温度明显高于盆地，盆地西部沿山有地形暖平流；夜间高原温度低于盆地，出现地形冷平流，类似于夜间下坡风形成的冷湖效应（王雨斐等,2022）。

高原—平原环流在日落和日出前后发生转换（付智龙等, 2022）。由地形温度平流总量的分布可知，10日18:00 及以前雅安大部处于地形暖平流正值区（图6a），在19:00 发生了明显的变化，成都西南部及雅安东部由地形暖平流转为负值地形冷平流。由于雅安东北向喇叭口地形结构，地形冷平流主要来源于其北侧更高海拔的龙门山一带。20:00，地形冷平流与地形走向平行，平流零线分布与初始回波的分布非常一致，初始回波主要沿1500 m 地形线分布（图6b 和图7a）。因此，地形冷平流也是触发强对流的原因之一，由高海拔地区流向谷地，与低层暖湿气流产生辐合，在地形抬升作用下触发对流。23:00（图6c），地形冷平流在雅安略有东移并持续至11日02:00，与整个强降水时段对应较好，之后逐渐减弱，08:00 转为正值地形暖平流（图略）。芦山在该时段内一直处于地形冷平流弱负值或零线处，冷暖气流叠加对峙，导致降水的发展加强。

图6 2022年8月10日（a）18:00、（b）20:00、（c）23:00 地形温度平流总量的分布（单位：10−3°C s−1）；（d）10日20:00 地面风场分布；（e）地面3 小时变温（虚线）叠加10日20:00 至11日03:00 24°C 等温线分布。（d、e）中灰色阴影为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

图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 雅安雷达1.5°仰角反射率因子（单位：dBZ）叠加1500 m 地形线分布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 地面风场上，雅安北部出现了偏北风（图6d），一方面是由于高海拔地区冷却降温造成山风（宝兴、天全相对高差可达1000～2000 m）；另一方面，在上游宝兴和天全附近出现了雷暴和短时强降水，宝兴5.9 mm，其周围站点新光村和大鱼溪小时雨强分别达21.7 mm 和53.8 mm。21:00上述三站小时雨强分别达15.4 mm、65.1 mm 和83.4 mm。地面相应区域3 小时变温达−4°C（图6e虚线）。地面冷池出流在“˄”型谷地西侧形成γ中尺度辐合线，该γ 中尺度辐合线自10日22:00至11日02:00，始终维持在“˄”型谷地内，触发了强降水，03:00 该区转为西南气流，辐合消失，降水减弱。以24°C 线作为表征冷池移动的特征线（张家国等, 2015），22:00 之前，冷池在山区移动缓慢，冷池厚度逐渐增加，23:00 至11日00:00，等温线间距增大，冷池在背风坡加速东移下山，在山前与东南气流形成辐合抬升，冷性气流叠加在暖湿气流之上，不稳定层结增强，而暖湿东南气流加强并沿地形爬升，也增强了垂直上升运动和层结不稳定度。此外，由于山区冷池出流高度较高，偏北风与低层偏南风构成强垂直风切变。因此，边界层热力和动力不稳定性的增强在冷性山风或冷池的触发下产生了旺盛的对流上升运动，触发了强对流的发展。受西南向“˄”型峡谷地形影响，至11日02:00 冷池移动缓慢，维持在“˄”型谷地东侧山脉处，导致芦山夜间特大暴雨的发生。

相应雷达反射率因子分布图上，22:00 之前，回波A 在γ 中尺度辐合线附近逐渐加强并随之缓慢东移，位于雅安和眉山交界的回波B 亦处于山谷位置，21:54（图7b）其右前侧有新的回波C 生成，受东南引导气流逐渐加强北上，至22:16（图7c），随着回波C 的加强，回波B 开始减弱，22:44（图7d）回波B 逐渐消亡，回波C 发展加强与东移下山的回波A 在23:12（图7e）于芦山附近合并加强，形成60 dBZ以上的强回波区。此后，D 处不断有新生回波东北移补充到合并回波中，合并回波强中心始终在芦山附近维持（图7f），与γ 中尺度辐合线相对应，形成准静止后向建立型回波（王晓芳和崔春光, 2012），造成芦山特大暴雨。

由以上分析可以看到，高海拔地区冷却降温与平原地区形成热力差异，造成山谷风环流辐合，地形冷平流触发初始对流并沿1500 m 地形线分布。暴雨区上游宝兴和天全强降水形成雷暴冷池出流叠加冷性山风导致冷池前沿的偏北风与芦山盛行的偏南暖湿气流相遇形成γ 中尺度辐合线，促使对流强烈发展；冷池在快速下山后维持在山谷附近，形成了强的温度梯度导致热力不稳定度增加，局地动力和热力不稳定共同作用，触发并维持了芦山特大暴雨的发生。

7 结论与讨论

本文对2020年8月10日四川芦山夜发特大暴雨过程进行了环流背景、系统动热力结构、触发机理和地形影响的综合分析，获得以下主要结论：

（1）此次暴雨过程属于500 hPa 无明显影响系统和低层无急流背景下的东南风型暖区暴雨，主要水汽输送来源于孟加拉湾。在雅安“迎风坡”、“喇叭口”地形和芦山西南向“˄”型峡谷地形的影响下，配合西太副高西进、东南暖湿气流加强和850 hPa 弱低涡辐合气流的共同作用而诱发产生，此次降水时间短，强度大。在弱天气尺度强迫背景下，由于多尺度地形对水汽输送的阻挡和汇聚作用及水汽在芦山地区的辐合抬升，为此次暴雨过程的发生发展提供了有利的动热力和水汽条件。

（2）降水开始到强盛期间，始终有边界层地形作用产生的地形抬升速度、气旋式涡度和水平辐合与系统性垂直上升运动、涡度和散度叠加，增强了低层辐合，加剧了垂直上升运动，促使降水加强。

（3）差动θse平流使得暴雨区对流不稳定度增强，对流抑制为零的高能高湿环境中，500 hPaθse弱冷平流也是暖区暴雨触发因素之一。傍晚地形冷平流触发了初始对流并沿1500 m 海拔地形线分布。暴雨区上游强降水造成雷暴冷池出流叠加冷性山风在芦山“˄”峡谷西侧形成γ 中尺度辐合线，并移至“˄”型谷地内维持，促使对流强烈发展；冷性气流在快速下山后受东侧山脉阻挡呈冷池维持在“˄”型峡谷东侧山脉附近，形成了强的温度梯度，这些因素触发并维持了芦山夜间特大暴雨。

本文所得结果大多基于天气尺度背景，虽也利用地面加密自动站资料从观测角度分析了此次极端降水地形、冷池对于对流系统触发维持机制，但中尺度对流系统发生、发展演变的三维精细化动热力结构特征及多尺度系统复合作用（如850 hPa 弱低涡的形成机制）的研究仍较缺乏。这部分工作考虑通过中尺度模式WRF 的模拟及敏感性试验等途径开展研究。