四川盆地西部一次暖区山地暴雨事件的动力过程分析与局地环流数值模拟

付智龙 李国平 ,2 姜凤友 郭洁

1 成都信息工程大学大气科学学院, 成都 610225

2 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估省部共建协同创新中心, 南京 210044

3 内蒙古呼伦贝尔市气象局, 呼伦贝尔 021008

4 中国气象局成都高原气象研究所高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室, 成都 610072

1 引言

四川盆地位于青藏高原东侧，盆地四周地形复杂，加上高原热力、动力作用的影响，使得盆地的天气过程复杂多变，而暴雨也是四川盆地主要的天气灾害之一。长久以来，四川盆地暴雨研究主要关注 西 南 低 涡（刘 晓 冉 和 李 国 平, 2014; Mai et al.,2021）、高原低涡（杨颖璨等, 2018; 周玉淑等,2019）、高原切变线、高原中尺度对流系统（汤欢等, 2020），以及这几种系统的相互作用上（Liu et al., 2018; 杜梅等, 2020）。与上述天气系统相关的主流暴雨不同，近年来有不少学者开始关注四川盆地的另一类暴雨——暖区暴雨。

暖区暴雨是近年来中国暴雨研究的一个热点问题。暖区暴雨的概念最初是针对华南地区提出来的，华南前汛期暖区暴雨一般有两种定义：一是指产生于华南准静止锋地面锋线南侧暖区的暴雨；二是指没有锋面存在且华南未受冷空气或变性冷高脊控制时产生的暴雨（黄士松, 1986）。暖区降水具有突发性、局地性、对流性强等特点（何立富等,2016），一直以来都是气象工作者研究的重点、难点（林晓霞等, 2017; 谌芸等, 2019）。由于暖区暴雨的天气尺度影响系统不明显，斜压强迫弱，触发机制复杂，在实际业务中预报难度很大（曾智琳等, 2018; 徐珺等, 2018）。尤其是发生在山地的暖区暴雨，往往会伴随泥石流、山体滑坡等次生地质灾害，其突发性、灾害性比一般的暖区暴雨要更甚，并且由于地形的复杂性以及地形动力、热力作用的交织使得研究与预报的难度也更大。

基于华南暖区降雨的定义和已有的研究成果，对于我国其他地区暖区降雨的研究也越来越多（Wang et al., 1990; Zhong et al., 2015; 赵 庆 云 等,2017; 马月枝等, 2017）。四川盆地由于其特殊的地理位置——四面环山，地势中间低、周边高，使得四川盆地夏季水汽和能量容易聚集，常处于高能、高湿的环境之下，来自北方的冷空气受秦岭阻挡不易进入到四川盆地内（肖递祥等, 2020），因此四川盆地尤其是盆地西部或西南部，每年都有类似于华南地区的暖区暴雨过程发生（杨康权等, 2019）。杨康权等（2017）对一次高原低涡（简称高原涡）影响下四川盆地暖区暴雨的中尺度系统的动力、热力特征进行分析，揭示了此次暖区暴雨过程持续时间长的原因。罗辉等（2020）利用四川盆地7部天气雷达对发生在盆地的暖区暴雨过程的雷达回波特征进行分析，并采用随机森林机器学习方法来识别雷达回波。

与华南不同的是，四川盆地位于我国地形的第二级阶梯，背靠我国第一级阶梯——青藏高原，两者之间存在着巨大的地形高度差，因此四川盆地不仅受到由于龙泉山脉形成的局地山地—平原环流影响（田越等, 2020），还受到由于第一级阶梯和第二级阶梯之间高度差形成的更大尺度的山地—平原环流影响（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时发现，由于青藏高原与四川盆地之间热力差异产生的上坡风，使盆地西部的降水主要发生在前半夜（18～00时，北京时，下同），而在后半夜（00～06时）山地—平原环流的转换在盆地西部形成下坡风，因此降水中心从盆地西部东移到盆地中东部。

本文基于四川盆地与华南不同的地理特点，参考传统暖区暴雨的概念和前人的研究，将发生在四川盆地内地面为热低压控制，暴雨过程中无地面冷空气和高空冷平流且500 hPa无明显低槽影响的暴雨事件定义为四川盆地暖区暴雨。由于目前对四川盆地暖区暴雨的研究还不多见，而暖区山地暴雨及数值模拟的相关研究就更少。因此本文选取2017年7月一次发生在四川盆地西部的暖区山地暴雨事件，首先对此次暴雨的动力过程进行诊断分析，在此基础上再通过中尺度模式开展数值模拟及试验，着重讨论影响这次暴雨过程山地—平原环流的形成机理及其对地面热源的响应，希望以此加深对四川盆地这类非主流暖区暴雨的认知，提高对此类暴雨的预报、预警能力。

2 资料

本文使用的资料：（1）降水资料使用四川省国家基本站和区域自动站逐小时资料，主要用于分析雨强和降水量分布。（2）欧洲中期天气预报中心（ECMWF）提供的第五代全球再分析资料（ERA5），时间分辨率为1小时，水平分辨率为0.25°×0.25°，垂直方向共37层，主要用于环流形势、环境场和动力过程的诊断分析以及为数值模式提供初始场和边界条件。（3）中国国家卫星气象中心FY-2G卫星遥感的相当黑体温度（TBB）资料，时间分辨率为1小时，水平分辨率为0.05°×0.05°，主要用于分析中尺度对流云团的强弱变化。（4）四川省区域加密自动站逐时近地面风场和温江、宜宾每日两次探空观测资料，用于分析近地面风场及其随时间的变化和对模式资料进行对比验证。

3 降水概况与环流形势

3.1 降水概况

2017年7月23日17时至24日05时，四 川盆地西部和西北部发生一次暴雨过程（图1a）。此次过程主要雨带位于盆地西部沿龙门山的地形陡峭区，呈西南—东北带状分布，强降水中心分别位于成都温江和绵阳安县，对应的12 h累计雨量为110.4 mm和104.8 mm；次雨带位于盆地西部边缘的眉山、乐山，呈西北—东南带状分布，过程累计雨量也达68 mm以上，两个雨带构成直角形状。选取主雨带的代表站点大邑顺和村站、安县老望沟村站和次雨带的代表站点夹江楼房村站绘制逐小时雨量曲线（图1b），从各个代表站点出现降水的时间我们可以看到，降水首先出现在成都南部双流、大邑等市县，然后雨带向东北移动到德阳、绵阳。在成都和德阳、绵阳的降水峰值都结束后，位于乐山的次雨带才开始降水。此次暴雨过程从23日17时开始到24日05时停止，历时仅有12 h，局地过程累计雨量达到100 mm以上且最大小时雨量达70 mm以上，呈现很强的局地性和突发性。

图1 （a）2017年7月23日17时至24日05时12 h累计降水量（单位：mm）分布，线段EF是图2、4中垂直剖面位置；（b）代表站点小时雨量（实线）、降水区（29°～33°N，102°～105°E）1 h累计雨量≥20 mm站点个数（虚线）随时间演变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 环流形势

暴雨发生前，23日14时500 hPa高度场上（图2a）亚洲中高纬为“两槽一脊”的环流形势，高压脊位于贝加尔湖，两侧分别为一横槽和一切断低压，中低纬度西太平洋副热带高压（简称西太副高）的588 dagpm线从四川盆地中部穿过，整个四川盆地受副高外围偏南气流控制，这与肖递祥等（2020）总结出的四川盆地暖区暴雨的典型环流背景类似。四川盆地上空虽然没有受高空槽和冷平流的影响，但偏南风有利于引导暖湿气流北上，为暴雨区营造高湿、高能的有利环境。23日20时（图略），副高略有东退，偏南气流的暖湿输送有所减弱，但四川盆地仍处在弱天气强迫的环流形势当中并且这种稳定的形势一直持续到暴雨结束，因此可以认为这次区域暴雨过程是发生在副高边缘弱天气强迫下的暖区暴雨。从200 hPa高度场和散度场（图2b）来看，23日14时在川东南有一闭合高压，高压西北部则有明显的辐散区，在之后的几个小时里，闭合高压缓慢向西北移动（图略），四川盆地西部受其影响，200 hPa产生强烈的辐散作用，这种高空辐散有利于深厚上升运动的发展。

图2 2017年7月23日14时（a）500 hPa高度场（等值线，单位：dagpm）、风场（风羽，单位：m s−1），（b）200 hPa高度场（等值线，单位：dagpm）、散度场（彩色阴影，单位：10−4 s−1）；2017年7月23日17时（c）海平面气压场（等值线，单位：hPa），（d）沿图1a中线段EF（强降水中心）的暖平流（彩色阴影，单位：10−4 K s−1）、假相当位温（等值线，单位：K）纬向—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

中国气象局武汉暴雨研究所定义的突发性暴雨特征：单个站点，1 h累计雨量≥20 mm且3 h累计雨量≥50 mm。从图1b中可以看到从23日17时开始就出现了1 h累计雨量≥20 mm的格点且持续时间3 h，并且3 h累计雨量超过50 mm。结合图2c、d可知，暴雨发生时在甘肃东南有一个热低压中心，四川盆地位于低压中心南侧，同时在600 hPa以下龙门山脉到四川盆地受明显的暖平流作用。由上文对四川盆地暖区暴雨的定义，可判断此次暴雨过程为一次突发性暖区山地暴雨事件。

4 环境场特征

从暴雨发生时850 hPa的水汽通量（图3a）来看，四川盆地的水汽主要由副高外围东南气流输送，水汽从东南沿海经湖南、贵州、重庆后侵入到达四川盆地，之后由于受龙门山等高大地形的阻挡而在盆地西部聚集，因此盆地西部的整层可降水量（PWV，precipitable water vapor）达 到 了80 mm以上，明显高于盆地中东部。由850 hPa暖平流和假相当位温的分布（图3b）可见，在盆地西北沿龙门山的地区有一个暖平流大值区，但从10时（图略）盆地西部和西北部就开始受暖平流的影响，在持续暖平流的作用下，盆地西部和西北部出现假相当位温高值区和能量锋区，假相当位温高值中心达360 K以上，与肖递祥等（2020）的研究中指出四川盆地暖区暴雨850 hPa假相当位温的平均值为360.6 K的结果接近。由以上分析可知，在暴雨发生前盆地西部的大气处于高温、高湿的状态，这样的环境条件非常有利于暖区暴雨的发生（万轶婧等, 2020）。

图3 2017年7月23日17时850 hPa（a）水汽通量（矢量，单位：kg m−1 hPa−1 s−1）、整层可降水量（填色，单位：mm），（b）暖平流（填色，单位：10−4 K s−1）、假相当位温（等值线，单位：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，从盆地西部具有代表性的温江站的探空资料可以发现，23日08时温江站上空大气的对流有 效 位 能（CAPE，convective available potential energy）达1305.2 J kg−1，而在暴雨发生后的三小时（23日20时），温江站的对流有效位能仅为282.8 J kg−1，这表明存在有利的动力条件使得对流有效位能得以释放，转化为气块上升的动能，促使水汽成云致雨，最终导致暴雨的发生。

5 动力过程分析

通过前文的分析可知，稳定的环流形势和高能、高湿的环境再配合有利的动力条件，导致这次暖区暴雨的发生，因此本节着重分析这次暴雨的动力过程。从暴雨发生时刻850 hPa风场（图4a）来看，由于受副高外围偏南气流控制，四川盆地内为一致的东南风，东南风与盆地西北部龙门山走向近乎正交，并且沿龙门山伴有垂直上升运动。由暴雨区的垂直剖面（图4c）可见，东南风受到龙门山的阻挡后抬升，因此出现了图4c中沿着坡面的上升运动区。则可认为此次暴雨过程是在前期大气高温、高能的热力条件下，东南风受到盆地西北部龙门山等大型山脉的动力强迫抬升后触发。

图4 2017年7月23日17时（a）850 hPa垂直速度（填色，单位：Pa s−1）、风场（风羽，单位：m s−1），（c）垂直速度（填色，单位：Pa s−1）和合成风场（矢量）沿图1a中线段EF的垂直剖面；2017年7月23日21时（b）850 hPa散度（填色，单位：10−4 s−1）、风场（风羽，单位：m s−1），（d）散度（填色，单位：10−4 s−1）、相较于前一时次的东南风速增量（等值线，单位：m s−1）、合成风场（矢量）沿线段EF垂直剖面。图b中棕色实线为切变线，图c、d中合成风场为Vcosθ（单位：m s−1）与−5 ω（单位：Pa s−1）的合成，θ为实际风向与东南风向的夹角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

在暴雨发生后的四小时（23日21时），盆地西北部和西部的偏东风未能维持，局地风场发生了变化。由图4b可见，21时盆地西北部的风场由东南风转为西北风，并且西北风与环境东南风汇合形成一个切变线，其在散度场上则表现为一个辐合区。从剖面图（图4d）上也可以看出，在龙门山东南侧850 hPa以下的大气伴随着强烈的东南风减速而出现了下坡风。下坡风从山坡滑下后使东南风得以抬升，在低层形成上升运动，这支上升气流与下风方一侧的中高层上升运动合并，形成强烈的倾斜上升气流，上升运动高度可达200 hPa。倾斜上升气流在散度场上也有明显的表现，低层辐合与中层辐散形成的中低层上升运动，以及靠近山地一侧中层辐合与3.2节中所述的高层辐散形成中高层上升运动，两支气流合并后形成深厚的倾斜上升运动。正是由于局地风场的转换形成的倾斜上升运动使暴雨得以增强，德阳、绵阳随即迎来了此次过程的最大降水峰值（图1b）。

局地风场的转换同样发生在盆地西部，由23日20时850 hPa风场（图5a）可见，盆地西部仍然为偏东风，中尺度对流云团也已在成都附近生成，其TBB≤−62°C。21时中尺度对流云团进一步扩大，由于此时西北部的风场已经转换为西北风，深厚倾斜上升运动形成（如前文所述），所以对流云团的冷云中心逐渐向东北移去，盆地西部的对流云团也因此慢慢消散。到22时，对流云团TBB升高到−42°C，但此时盆地西部的风场（图5c）已经逐渐转为系统性西风。偏西风与环境偏东风在雅安、眉山一带形成切变线，环境偏东风得以辐合上升，形成了与图4d中相似的倾斜上升气流，使得东移至此减弱的对流云团又重新得以加强，到24日00时对流云团强度已经增强到TBB≤−57°C（图5d）。随着盆地西部西风的建立、对流云团的重组，乐山、眉山一带于22时开始降雨，形成此次暴雨过程的次雨带。

图5 2017年7月23日（a）20时、（b）21时、（c）22时、（d）24日00时FY-2G卫星TBB（填色，单位：°C）和850 hPa风场（风羽，单位：m s−1）。图c、d中的棕色实线为切变线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

综合以上分析可知，弱天气背景下局地风场的转换不仅发生在盆地西北部也发生在盆地西部，其对于此次暖区暴雨的增强和中尺度对流云团的重新加强具有关键作用。

6 山地—平原环流风场的转换

不少学者（Wolyn and McKee, 1994; Hua et al.,2020; Zhang et al., 2021）认为山脉整体与平原之间热力差异产生的山地—平原风环流有利于对流触发，形成中尺度对流系统。那么这次暖区暴雨过程中局地风场为何出现第5节中分析出的转换？这是否与山地—平原环流有关？下面我们试图通过观测事实和数值模式对此加以探讨。

6.1 山地—平原环流的观测事实

以图6a中红色矩形框代表的盆地西部作为研究区域，从图6a中可以看到选定的研究区域为盆地西部山地与平原的连接地带，主要包括眉山、乐山、雅安等市县。从研究区域内近地面纬向风随时间的演变曲线（图6b）可以看到，虽然近地面风场可能受到地面建筑物的影响，观测到的近地面风速较小且不够稳定，但我们仍然可以发现在22日20时至25日20时，近地面东风于每日18时左右转换为西风，而西风在每日12时左右又转换回东风，即近地面风场的转换不仅发生在暴雨过程中，也发生在暴雨前后。另外从雅安和乐山站的位温演变曲线（图6c）来看，在白天雅安的位温与乐山的位温相当或略低，两站之间被背景偏东风控制，但到了晚上雅安的位温总是比乐山的位温要低，两站之间的风场转为偏西风。同时在暴雨过程中雅安站的位温在23日14时先于乐山站降低，接着在17时雅安和乐山站的位温差达到最大，也正是从此时开始两站之间的东风开始减弱并且在18时转换为偏西风。由于雅安和乐山站分别位于盆周山地和平原一侧，两站之间的温度差也说明位于山地一侧同一高度的空气比位于平原一侧的要低，这种温度水平梯度导致大气中出现气压水平梯度（寿绍文等, 2003），进而使风向转换。到了23时，乐山由于降水引起地面蒸发，位温才逐渐接近甚至低于雅安。

图6 （a）盆地西部地形（填色，单位：m）和加密自动站的站点（黑色点）分布；（b）图6a中矩形框内所有站点经三点平滑后平均纬向风（单位：m s−1），（c）雅安、乐山站位温（曲线，单位：K）和两站之间平均风场（风羽，单位：m s−1）随时间演变曲线。图b、c中矩形框为暴雨发生时段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

综合上述基于观测资料的分析可知，这次暴雨过程局地风场的变化是由山地—平原环流在夜间的转换引起，其形成机理与山谷风类似（田越和苗峻峰, 2019），都是由地形产生的热力作用强迫而成。

6.2 山地—平原环流的数值模拟

为了进一步探究山地—平原环流的形成机理，下面我们利用数值模式对这次暴雨过程进行模拟，并通过敏感性试验来探讨山地热力作用对山地—平原环流的影响。数值模式采用WRF_v4.2，以ERA5再分析资料为初始场和边界条件驱动模式，积分时间从2017年7月23日08时至24日08时（共24 h），模拟时间段内既包括了暴雨的整个过程也涵盖了山地—平原环流从平原风转换为山风的过程。模式模拟区域如图7，采用两层双向嵌套和Lambert投影，模拟区域中心位于（31°N，104°E），粗网格格距为18 km，网格点数为245×191，细网格格距为6 km，网格点数为415×349。模式垂直坐标采用混合西格玛—气压坐标，共35层，顶层气压为50 hPa，地形数据采用topo_gmted2010_30s数据集。模式双重网格均采用相同的物理过程：NSSL 2–moment云微物理参数方案、New SAS（Simplified Arakawa–Schubert）积云参数化方案、Noah陆面方案、Revised Monin-Obukhov近地层方案、YSU边界层方案、Dudhia短波辐射方案、RRTM长波辐射方案。

6.2.1 模拟结果验证与分析

从模拟（图7b）和实况（图1a）的过程累计降水量来看，模式模拟的主次雨带走向、落区与实况基本一致，同时也成功模拟出了位于成都、绵阳的强降水中心，但模拟的降水强度较实况要偏小，这可能与此次过程天气尺度强迫弱而导致云微物理方案诊断输出的大尺度稳定性降水偏小有关（何丽华等, 2020; 覃武等, 2020）。除此之外，模式对盆地西部山地复杂地形的粗略描述也可能导致模拟与实况降水强度的偏差。另外，模式还忽略了实况中在川东南的降水，考虑到川东南并不在本文的研究范围内，故认为这样误差在可允许的范围内。为了进一步验证模式模拟结果的可靠性，选取降水最强以及山地—平原环流完全转换时刻模拟与实况小时累计降水量进行对比。通过对比图8a、b、d、e可知，23日19、21时模拟的强降水中心较实况略有偏移且强降水中心周围的层云性降水偏少，但模式还是大体上捕捉到了19、21时的强降水中心，雨带的移动方向也与实况一致。

图7 （a）模拟区域，2017年7月23日17时至24日05时（b）控制试验、（c）敏感试验12 h累计降水量（单位：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

图8 2017年7月23日19时（上）、21时（下）小时累计降水量（单位：mm）分布：（a、d）实况；（b、e）控制试验；（c、f）敏感性试验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

图9a、b为分别为盆地西部模拟和观测的10 m风向、风速，通过对比模拟和观测的近地面风向演变曲线可以发现，除了在模式启动的前3小时模拟和观测的风向差别较大外，模拟的10 m风向与观测大致相同，特别是在东西风的转换时间上，两者十分吻合，因此模式还是很好地模拟出了山地—平原环流风场的昼夜转换。从10 m风速的对比来看，模式基本能模拟出风速曲线变化趋势，但从24日02时开始模拟的10 m风速与观测相比差别较大，这可能与湍流的随机性导致风速的不确定有关（许鲁君等, 2014）。另外，为了验证模式高空风资料的可信度，选取盆地内温江、宜宾探空站的高空风资料与模拟的高空风资料进行对比验证，由于23日20时温江探空站高空风资料缺测多个层次，因此该时刻选用了盆地南部的宜宾探空站高空风资料。从图9c、d可以看出模拟的高空风虽在低层存在细节上的不足，但大体上能反映温江、宜宾高空风的基本特征。

图9 四川盆地西部平均10 m（a）风向[单位：(°)]、（b）风速（单位：m s−1）随时间演变曲线，黑（蓝）色线为观测（模拟）。图a中红色实线为东西风分界线。2017年7月23日（c）08时温江、（d）20时宜宾探空站观测和模拟的风廓线（风羽，单位：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

综合以上对模拟降水、风场与观测对比的结果来看，模式虽在降水强度的模拟上存在偏差，但还是大体上再现了雨带的分布、传播过程以及强降水中心，也较合理地模拟出了盆地西部山地—平原环流的转换过程。因此本文在模拟结果基本可信的基础上，利用模式资料重点研究山地—平原环流的形成机理。

图10a–c给出了平原到山地的剖面，从中我们可以得到山地—平原环流与纬向风扰动、虚温扰动之间的关系。14时，沿着盆地西部山坡分布着正虚温扰动区，而在同一高度的平原则是负虚温扰动，受热力扰动强迫的影响，扰动纬向风从负虚温扰动一侧吹向正虚温扰动（桑建国等, 2000），因此从山地到平原为东风扰动，东风扰动驱使山地—平原环流从平原吹向山地。但到了傍晚，由于山坡附近的空气比在同一高度上平原上空的空气降温快，虚温扰动在山地、平原两侧的分布发生反转，山地一侧转为负虚温扰动，而平原一侧转为了正虚温扰动，山地—平原环流最终在21时转为从山地吹向平原。

6.2.2 热力敏感性试验

在研究地形热力作用对暴雨影响的问题上，学者们往往更关注地面热源对暴雨的直接影响（毕宝贵等, 2005; 卢萍和宇如聪, 2008; 张元春等, 2019），而关于地面热源对影响暴雨的山地—平原环流的相关研究还不多见，故本文以保留模式所有物理过程的控制试验（CTRL）为基础，设置了去除模式地面感热、潜热通量的热力敏感性试验（SEN）。

对比CTRL与SEN的过程累计降水量（图7b、c），在去除了地面感热、潜热后次雨带的降水完全消失，而主雨带的雨量也明显减少，只在成都、德阳地区出现微量降水，并且原来在成都、绵阳的强降水中心也完全消失。结合图8c、f，在19、21时SEN中并没有模拟出成都、德阳的强降水中心，因此导致SEN的过程累计降水量严重减少。为了进一步分析SEN过程累计降水量偏少的原因，给出了19、21时CTRL与SEN在975 m高度上（相当于900 hPa）的散度场和风场（图11）。从图11a、b可以发现，在CTRL中盆地西部已经转为了偏西风，说明CTRL还是较好地模拟出了山地—平原环流，其与东南风形成一个西南—东北向切变线，沿切变线附近有一个辐合区。反观SEN，由于地面热源的消失在盆地西部山地—平原环流也没有出现，与山地—平原环流对应的辐合区随之消失，模拟的雨量因此偏小，这也进一步证明了山地—平原环流对此次暴雨的增强具有关键作用。同时可能由于SEN中山地—平原环流的消失，使得从东南方向进入盆地的偏南暖湿气流在遇到青藏高原东坡时能顺利转成偏东、东北风（Zhang et al., 2019），从而在盆地形成气旋性环流（图11c、d）。

图11 2017年7月23日19时（左）、21时（右）（a、b）CTRL试验、（c、d）SEN试验模拟的975 m高度上的散度（填色，单位：10−4 s−1）和风场（风羽，单位：m s−1）。图a、b中棕色实线为切变线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

通过SEN中沿盆地西部扰动虚温和扰动纬向风速垂直剖面（图10d–f），可以进一步分析出SEN中山地—平原环流消失的原因。对比CTRL（图10a–c）可以看到，由于地面热源消失，SEN中近地面的虚温扰动几乎完全消失，缺少了地面的热力强迫14时在盆地西部山坡上变为西风扰动，21时、24日02时变为东风扰动，但在24日02时103.5°E以东的低层存在西风扰动区，这可能与上文所说的气旋性环流在盆地西部转成偏西风有关。

图10 （a–c）控制试验、（d–f）敏感试验中扰动虚温（填色，单位：K）和扰动纬向风速（等值线，单位：m s−1）沿30°N的垂直剖面：（a、d）23日14时；（b、e）23日21时；（c、f）24日02时。扰动虚温为剖面内（30°N，102°～104°E）相对于高度平均值的偏差，扰动纬向风速为相对于日平均值的偏差。图a–c中红色箭头表示山地—平原环流方向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 结论与讨论

本文针对2017年7月一次发生在四川盆地西部的暖区山地暴雨事件，基于国家和区域自动站逐小时雨量、FY-2G卫星TBB、加密自动站风场、ERA5再分析资料和WRF模式开展了动力诊断分析和数值模拟试验，初步解释了暴雨增强、山地—平原环流的形成机理及其对暴雨的作用和山地热力作用对山地—平原环流的影响，得到以下主要结论：

（1）此次暖区山地暴雨发生在西太副高边缘的弱天气形势背景下，降雨主要发生在盆地西部沿龙门山的地形陡峭区，具有很强的局地性和突发性。

（2）盆地西部前期高温、高能的环境条件与进入盆地的东南风受到迎风坡的强迫抬升是这次暴雨触发的主因，但使降雨增强为暴雨的却是山地—平原环流在夜间的转换。山地—平原环流在盆地西北部的昼夜转换使背景东南风形成深厚的倾斜上升运动，造成降雨高峰；而其在盆地西部的转换则使东移减弱的中尺度对流云团重组发展，形成新的降雨带。

（3）数值模拟结果表明，模式虽在降水强度

的模拟上存在不足，但还是大体上再现了雨带的分布、传播过程以及强降水中心，也较合理地模拟出了盆地西部山地—平原环流的转换过程。山地—平原环流受近地面热力扰动驱动，在白天，盆地西部山坡为正虚温扰动区，而同一高度的平原则是负虚温扰动，山地—平原环流从平原吹向山地；但到了夜晚，虚温扰动在山地、平原两侧的分布发生反转，山地—平原环流因此转为从山地吹向平原。

（4）在去除模式地面感热、潜热通量后使近地面的热力扰动几乎消失，盆地西部山地—平原环流无法形成，与山地—平原环流对应的辐合区随之消失，因此导致SEN中的过程累计降水量显著减少、强降水中心消失。

（5）此次暖区山地暴雨是由地形的动力和热力共同作用所致。地形的动力抬升作用诱发暴雨，而山地—平原环流才是暴雨得以发展的“催化剂”，其本质上是由山地与平原的热力差异驱动。因此我们在研究地形强降水问题时不仅要考虑地形的动力作用，更要考虑地形的热力作用。

本文在分析这次暴雨动力过程的基础上，通过数值模式并借助敏感性试验探讨了山地—平原环流的形成机理和山地热力作用对山地—平原环流的影响，得到了一些暖区山地暴雨的初步认识，对于厘清影响暴雨的山地—平原环流与地形热力作用的关系具有一定的意义，但这些结论只针对一次暖区山地暴雨事件，且多源于定性分析，因此还需要更多的个例和定量的分析来印证本研究的观点。另外，这类暴雨的触发是否还存在其他机制（例如与西南低涡以及高原对流的可能联系）、地面热源中感热和潜热分量对山地—平原环流的具体作用以及完善敏感性试验区域的设计、改善模式对降水的模拟结果、进而分析暖区山地暴雨机理等问题，都值得在今后的研究中加以深入探究。