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 1 李国平 2,6 牛金龙 3 陈贝 4陈功 5 郭善云 1 龙柯吉 1

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

摘 要 由特殊喇叭口地形促成的四川雅安暴雨久已有名，研究颇多，而这一地区的暖区暴雨、夜发性暴雨的研究在业务预报和防灾减灾迫切需求的推动下也应加强。利用ERA5 再分析资料，结合地面加密观测资料及中国气象局信息中心提供的三源融合近实时降水资料，对造成2020年8月10日四川雅安芦山的特大暴雨过程的动热力结构演变、触发机制和地形影响进行了诊断分析，揭示了弱天气尺度强迫及特殊地形影响背景下暖区暴雨的水汽、动热力结构演变及触发机制。研究得出：

（1）此例暴雨属于500 hPa 无明显影响系统、低层无急流背景下的东南风型暖区暴雨。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。

（2）降水开始到强盛期间，始终有边界层地形作用产生的抬升速度、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 θ se 平流使得暴雨区对流不稳定度增强。对流抑制能量为零的高能高湿环境中，500 hPa θ se 弱冷平流也是暖区暴雨触发的因素之一；傍晚地形冷平流触发了初始对流并沿海拔高度1500 米地形线分布；暴雨区上游强降水造成雷暴冷池出流叠加山风在“˄”型峡谷西侧形成 γ 中尺度辐合线，并移至“˄”型谷地内维持；冷性气流在快速下山后亦以冷池形式维持在“˄”型峡谷东侧山脉附近，形成强温度梯度，这些因素触发并维持了芦山夜间特大暴雨。

关键词 夜发暴雨 特殊地形 对流不稳定 触发 冷池

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，易发生于山脉迎风坡、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、*点露**、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（*载下**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。

图1 （a）雅安及其周边地区地形分布和（b）2020年8月10日20:00 至11日11:00（北京时）芦山（站号56279）、芦山清仁（站号S7102）、芦阳镇磨刀村（站号S7307）、芦阳镇栏杆头（站号S7313）四个站点逐小时降水量（柱状，单位：mm）与累积降水量（折线，单位：mm，黑色圆点标注4站暴雨中心）Fig. 1 (a) Terrain distribution in Ya’ an and its surrounding areas. (b) Hourly precipitation (column, units: mm) and cumulative precipitation (broken line, units: mm) in Lushan (56279), Lushan Qingren (S7102), Modao Village of Luyang Town (S7307), and Langantou of Luyang Town (S7313) from 2000 BJT (Beijing time) on 10 to 1100 BJT on August 11, 2020. Black dots in (a) represent rainstorm centers of 4 stations

芦山地震是继汶川地震后龙门山断裂带上又一次强烈地震，是由龙门山断裂带南段的逆冲运动造成的 [15]。本文参考以往研究成果[16]，选定了一个椭圆区域作为研究区，其坐标范围为102°22′E—103°19′E，29°50′N—30°40′N，总面积约为5 396 km2。该区域位于四川省西南部，处于四川盆地与青藏高原之间的过渡地带，地形地貌复杂，地势整体呈西高东低，海拔范围539～4 850 m。根据芦山地震震后解译的滑坡编目，此次芦山地震共触发2万余处滑坡，滑坡总面积约19 km2，滑坡类型主要是深层滑坡、岩质崩塌、碎屑流等，其中多数为小型的岩质崩塌、土质滑坡与岩质滑动[17]。研究区地理位置及主要滑坡点分布如图1所示。

图1 研究区地理位置及滑坡点分布Fig.1 Location of Lushan earthquake and distribution of landslide poin

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 *藏西**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−140×10−5 g cm−2 hPa−1 s−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。

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 hPa θse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。

芦山地震发生在青藏高原与四川盆地两大地貌单元过渡的深切峡谷地带，地处巴颜喀拉块体东边界的龙门山断裂带(高翔等， 2013)，浅表生地质作用强烈。龙门山断裂带是青藏高原东缘构造运动最为活跃的区域，其主要由近北东走向的3条断裂带构成：沿汶川—茂县的龙门山后山断裂带； 沿映秀—北川的龙门山中央主断裂带；

沿灌县—江油的龙门山前山断裂带。如图1所示，本次地震附近主要分布有中央断裂和盐井-五龙断裂。发震断裂——中央断裂位于大邑地震空区内，是一条全新世活动断裂，总体走向约40°，倾向NW，长约115km(陶晓风， 1999)，其下盘属于晚三叠世含煤砂砾岩层，上盘属于晚白垩世—古近纪砾岩层，两者岩石力学性质差异明显，下盘岩层偏软，遭受强烈侵蚀，形成负地貌，上盘强硬，多陡峭岩壁(张岳桥等， 2013)。研究区地处四川盆地西南，属于亚热带季风气候(崔鹏等， 2013)，区内发育了包括青衣江、玉溪河、西河等主要河流。

图1 a. 2022年6月1日芦山地震影响区域地质构造图； b. 地震动峰值加速度图Fig. 1 a. Geological structure map of the area affected by the June 1st， 2022 Lushan Earthquake； b. Peak acceleration of ground motion

据中国地震台网中心数据显示，距离震中200km范围内历史地震活动强烈， 1900年以来内共发生6级以上地震21次，震级最大的为2008年5月12日四川汶川8.0级地震(距离本次地震震中约83km)，空间距离最近的为2013年4月20日四川芦山7.0级地震(距离本次地震震中约9km)。地震主要影响区域平均海拔2000m以上，最高海拔4115m，最低557m。

地震诱发滑坡(同震滑坡)数据是建立地震诱发滑坡空间分布概率预测模型(易发性模型)的基础。笔者团队建立了全球42次地震诱发滑坡事件数据库，共包括近30万处全球地震滑坡数据，并对其进行标准化处理。

其中：近年来有5次地震发生在青藏高原及周缘，包括2008年汶川地震、2013年芦山地震、2014年鲁甸地震、2017年九寨沟地震以及2017年米林地震，如图2所示。这5次地震所在的区域地质环境条件与本次芦山地震较为接近，且地震信息丰富，呈现出不同的震源机制： 2008年汶川地震和2013年芦山地震的发震断层为逆冲断层， 2017年九寨沟地震的发震断层为走滑断层。因此，模型将这5次地震事件作为训练样本，以建立适用于青藏高原及周缘区域的同震滑坡预测模型。模型主要采用地形、地质环境和地震(刘艳辉等， 2021； 张卫杰等， 2022)3类控制地震诱发滑坡灾害的关键因素，具体体现为10种特征因子(表1)。

图2 中国境内5次同震滑坡事件空间分布图Fig. 2 Spatial distribution of five coseismic events in China