1 引言
四川盆地地处青藏高原东侧， 盆地边缘地区的地形以山地为主， 四周被海拔1000~4000 m的山地所环抱， 是中国暴雨多发区之一。目前对四川盆地系统性和持续性的暴雨过程已有不少研究（顾清源等， 2009）， 而对于山地突发性暴雨的研究则相对较少（肖递祥等， 2012）。由于突发性暴雨具有强度大、 来势猛、 灾害及次生灾害重等特点， 预报难度极大（杜继稳等， 2004）。中小尺度地形的强迫抬升和屏障作用对大气运动有显著影响（Chen and Lin， 2005； 李艺苑等， 2009）， 从而导致暴雨的触发、 增强和演变过程（Smith and Barstad， 2004； 赵玉春等， 2012）。因此， 加强研究地形对山地突发性暴雨的作用很有必要。
暴雨一般可分为两类： 系统性暴雨和突发性暴雨（赵榆飞和杜继稳， 2005）。20世纪90年代以来， 人们开启了突发性暴雨研究， 将那些暴雨前期征兆不明显、 强度大且造成严重灾害的暴雨归为突发性暴雨（张弘等， 2007）。针对突发性暴雨， 任泽君（1986）将其分类为越赤道气流与弱冷空气结合型， 热带涡旋云系与弱冷空气结合型， 高空冷涡型和对流云单体发展型， 分析各种尺度天气系统之间的相互作用， 对突发性暴雨的成因和预报进行探讨。使用η模式对四川盆地西部突发性暴雨进行数值试验， 结果表明高原切变线活动可使盆地西部暴雨增强（郁淑华和何光碧， 1997）。而对突发性暴雨进行地形减半， 无地形数值试验发现青藏高原地形有利于高原东麓暴雨区的扩大与强度加大（郁淑华等， 1998）。
高原地形的动力作用一般是指地形阻挡作用（Bolin， 1950）， 使气流产生分支， 从而影响东亚大气环流（顾震潮， 1951）。气流的绕流和爬流运动（丁一汇， 2005）在青藏高原对西风带大气的动力作用中占有重要地位， 其中绕流运动有利于涡旋的发生发展， 爬流运动则与垂直运动密切相关， 二者在降水过程中均有重要作用。进一步通过数值模拟试验得出： 当西风气流遇到青藏高原的阻挡时， 绕流作用占主导地位， 而爬流相对较弱（王谦谦等， 1984）。绕流和爬流的相对大小主要取决于地形坡度（谢应齐， 1986； 邹坚峰， 1989）。绕流和爬流运动在高原隆升的不同阶段具有不同的强度， 当二者强度相当时， 此时的青藏高原高度称为大气临界高度。通过比较不同高原地形高度下绕流和爬流运动的强弱， 张耀存和钱永甫（1999）推断出青藏高原大气临界高度为1500~2000 m。通过定量计算绕流和爬流运动的强弱可以衡量绕流和爬流在降水过程的作用（黄刚和周连童， 2004； 蒋艳荣等， 2008）。李斐等（2012）通过分解高原附近表层风场， 计算出大气中的绕流和爬流运动强度， 进而探讨高原作用产生的不同气流分量的气候态特征以及不同高度上这两种气流分量强度的变化。
虽然对青藏高原产生的绕流和爬流运动的研究已有不少， 然而大多都是在气候和气候变化视角来揭示高原大地形的动力作用， 很少应用在中尺度气象学尤其是对山地暴雨的作用方面。本文利用新一代再分析资料定量计算山地的绕流分量和爬流分量， 探讨气流分量的强度特征， 比较绕流和爬流在一次山地突发性暴雨过程中的作用， 以及与垂直上升运动的关系， 从而加深地形和突发性暴雨关系的理解， 为发展山地突发性暴雨的预报提供参考。
2 资料来源与方法介绍
2.1 资料来源
所选取的资料是欧洲中期数值预报中心（ECMWF）提供的第五代全球再分析资料（ERA5）， 水平分辨率为0.25°×0.25°， 时间间隔为1 h， 垂直方向上共30层（从底层1000 hPa到顶层5 hPa）； 以及中国自动气象站与CMORPH降水产品融合的逐时降水量数据。
2.2 绕流和爬流的计算方法
本文参考张耀存和钱永甫（1999）在数值模拟中对模式底层风场所采用的分解方案， 将再分析资料的900 hPa层水平风矢量分为绕流分量和爬流分量， 分别计算各分量的大小， 从而区分各自起到的作用。若 表示水平风矢量（单位： m∙s-1）， 则有：
式中： 是水平风矢量的绕流分量（单位： m∙s-1）； 是水平风矢量的爬流分量（单位： m∙s-1）； 和 相互正交， 且分别满足以下方程：
式中： 为地形高度（单位： m）； 为地形高度梯度， 且 ， 可得绕流分量垂直于地形梯度， 爬流分量平行于地形梯度。将上述方程联立， 可得：
式中： 分别是绕流矢量和爬流矢量的纬向、 经向分量（单位： m∙s-1）。
垂直运动的产生与地形的存在密切相关， 因此针对刚体边界条件有：
式中： 为地形强迫出的垂直运动（单位： m∙s-1）。
由于绕流分量垂直于地形高度梯度， 则有 ， 因此式（4） 变为：
由式（5） 可知， 地形强迫出的垂直运动只与爬流运动有关， 即绕流并不产生垂直运动。
2.3 对流有效位能
对流有效位能CAPE的含义是一个可能将位能转换为动能的热力变量， 它可以定量反映出大气中能否发生深厚对流（陈艳等， 2005； 庄晓翠等， 2018）， 表征了大气对流的不稳定能量。CAPE对强对流天气的发生有较好的指示作用， 其定义为：
式中： 为虚温（单位： K）， 下标p、 e分别表示与气块和环境相关的物理量； 为自由对流高度（单位： m）， 表示 由负值转正值； 为平衡高度（单位： m）， 是 由正值转负值的高度。
3 天气概览
3.1 暴雨实况
本文针对2018年5月21 -22日发生在我国四川盆地西南部的一次突发性暴雨过程进行相关分析， 此次暴雨过程主要发生在盆地西南部山区和坡地上， 降水范围和降水强度较大， 降水时间集中， 是一次典型的山地突发性暴雨事件。
此次降水过程从2018年5月21日07:00（世界时， 下同）开始一直持续到22日07:00， 其中强降水主要集中在21日16:00 -20:00。图1是21日12:00 -24:00的12 h累积降水量［文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）2885号的中国地图制作， 底图无修改］。从图1中可以看到， 强降水主要发生在四川南部山地北侧80 km范围的平原到山地的过渡带， 该区域海拔500~1000 m。雨量大雨到暴雨， 部分地区大暴雨， 暴雨区主要集中在盆地西南部和南部。根据5月21日12:00至22日12:00四川全省雨量统计， 降雨量50~100 mm有842站、 大于100 mm的有301站， 出现特大暴雨（≥ 250 mm）的有6站， 过程最大降雨出现在沐川县芹菜坪镇， 雨量达到360.2 mm。
3.2 环流形势
针对此次突发性暴雨过程， 本文挑选了降水过程中特征明显的08:00， 16:00和23:00， 分别代表此次天气过程中的初生期、 成熟期和衰退期， 并对这三个时次进行重点研究分析。
5月21日08:00［图3（a）］， 500 hPa高度场上， 欧亚中高纬度为“两脊一槽”的环流形势， 两高压脊分别位于巴尔喀什湖以东和我国东北一带， 长波槽位于贝加尔湖以南， 低纬呈平直西风带形势。低槽延伸至我国境内， 槽后有强的西北气流引导冷空气南下， 高原上为平直的西风气流。四川盆地西部有一低槽， 槽前有较强的西南气流。之后槽逐渐向东移动， 23:00四川盆地受槽后西北气流控制。对流层中层， 700 hPa上， 08:00盆地内主要为偏南气流， 四川北部存在一条切变线， 来自南方的暖湿气流与北方的干冷空气在此相遇。此后， 四川盆地的西侧出现明显的偏东风， 逐渐在盆地西部形成涡旋， 盆地南侧有较强的西南低空急流， 为此次强降水的发生发展提供了有利条件。之后切变线逐渐向东移动， 23:00切变线已经移到四川东部。700 hPa水汽通量散度的分布图上（图略）， 此次降水过程中的水汽主要来自孟加拉湾地区， 且水汽在盆地南部产生辐合。
3.3 不稳定层结
分析假相当位温可以判定大气层的稳定性（何立富等， 2007； 刘还珠等， 2007）。图4是假相当位温和相对湿度的垂直剖面图， 从08:00［图4（a）］上可以看到， 102°E -105°E范围内700 hPa以下均为假相当位温大值区， 250~700 hPa之间假相当位温较小， 不稳定层结明显， 强降雨中心上空存在着明显的湿层。图4（b）为16:00的假相当位温和相对湿度随高度的变化。暴雨发生时， 假相当位温密集区出现在暴雨区上方， 其中相对湿度伸展至150 hPa高度左右， 在102°E -104°E区域上方出现一个向下凹的假相当位温舌区， 高度伸展到了250 hPa， 说明产生了强烈的对流上升运动， 而假相当位温在中高层几乎保持不变， 接近中性层结。之后暴雨区上空的湿区向东移动并逐渐减弱， 假相当位温湿舌区也向东移动， 不稳定层减弱。23:00暴雨区上空层结不稳定消失， 湿区明显减弱［图4（c）］。由此可见， 湿区和假相当位温湿舌区的移动与降水关系密切， 暴雨易发生在层结不稳定条件和上升运动区域中。
3.4 次级环流圈
与降水有密切关系的垂直上升运动也是次级垂直环流圈的重要组成部分， 因此分析降水最强时刻暴雨区域中心附近高低空纬向风u和经向风v的垂直结构， 有助于了解暴雨过程中垂直环流的特征。图6是分别沿104°E和29.5°N的纬向风u和经向风v的垂直剖面图。21日16:00暴雨发生时的纬向风u图上［图6（a）］， 西风区向暴雨区上空的对流层中高层延伸， 而整个盆地的近地面为偏东气流。在盆地向山地过渡区域上空的700 hPa附近产生了垂直风切变， 700 hPa以下为东风， 以上仍维持西风。在经向风图上［图6（b）］， 盆地内近地面层为较强的偏北风， 其上为较弱的偏南气流， 表明此时的冷空气已经侵入到暴雨区的低空， 低层出现明显的垂直风切变。此时700 hPa的涡度场（图略）， 暴雨区内为正涡度大值区， 中心涡度超过20×10-5 s-1。由此看出， 这样的风场条件有利于局地涡旋的形成， 为此次暴雨天气的发生提供有利的局地环流条件。
从暴雨区中心附近的散度垂直分布图上可以看到（图略）， 山地与盆地的过渡坡区上， 中低层为强辐合， 高层为辐散， 在这样的高低层散度配置下形成大气抽吸效应， 有利于形成垂直上升运动。图7（a）是暴雨发生时沿暴雨中心附近（29.5°N）的垂直纬向环流剖面图， 102°E—104°E之间是大范围的强上升气流， 上升运动一直延伸到200 hPa以上。同时， 在104°E -106°E盆地范围区域的700 hPa高度以下有偏东气流， 而在105° E附近有下沉气流， 形成了一个闭合的次级（垂直）环流圈。另外， 在暴雨发生时， 也产生了明显的经向垂直环流。图7（b）是沿暴雨中心附近104°E的垂直经向环流剖面图。暴雨发生时， 28°N -30°N之间上升气流较强， 可达到150 hPa以上高度。综合纬向和经向垂直环流可以看到， 上升运动均出现在盆地向周围山地过渡的坡区， 说明在地形交界处， 水平气流由于受到地形的阻挡而产生上升运动， 为暴雨天气提供了稳定的上升气流。
图7 2018年5月21日 16:00沿29.5°N纬向风速与垂直速度合成矢量（a）和沿104°E经向风速与垂直速度合成矢量（b）的垂直剖面图（单位: m∙s-1）黑色阴影为地形（单位: m） Fig.7 Vertical cross-section of the vectors of u and w along 29.5°N (a) and the vectors of v and w along 104°E (b) at 16:00 on 21 May 2018.Unit: m∙s-1.The black shadow is the terrain (unit: m) |
4 地形产生的绕流和爬流运动
图8 2018年5月21日16:00绕流（左）和爬流（右）的矢量模（a）、 纬向分量（b）和经向分量（c）（等值线, 单位: m∙s-1）蓝色等值线为降水量（单位: mm）, 彩色区为地形高度（单位: m） Fig.8 The distribution of vector mode (a), zonal (b) and meridional components (c) of flow around (left) and flow over (right) at 16:00 on 21 May 2018 (contour, unit: m∙s-1).The blue contour is precipitation (unit: mm), color area is the terrain height (unit: m) |
上面分析了绕流和爬流运动的强度及其分量分布， 那么此次天气过程中绕流和爬流所形成的流场对暴雨又分别起到什么样的作用？图9是暴雨发生时900 hPa高度上绕流和爬流矢量的空间分布， 由图9（a）可以看到， 四川盆地及周边山地范围内存在一定强度的绕流运动， 其中最强绕流主要在暴雨区的北侧形成， 来自东北方向的气流由于受到盆地与山地之间的地形高度差影响而产生向南向西的绕流， 这种由于地形阻挡作用而产生的绕流运动有利于盆地内局地涡旋的形成， 为降水的发生发展创造了局地环流条件。而由爬流流场分布形势［图9（b）］可知， 在地形的过渡区域存在较强爬流运动， 其中盆地西部（30°N， 104°E）存在强爬流运动， 其强度要大于绕流运动， 与之对应的位置恰是此次降水过程的降水大值中心。因此， 绕流运动对盆地内涡旋生成的促进作用， 爬流产生的上升气流加强了大气抽吸效应形成的系统性垂直上升运动， 为此次突发性暴雨的发生提供了触发条件。
图9 2018年5月21日 16:00绕流（a）和爬流（b）的流场（矢量, 单位: m∙s-1）和降水（蓝色等值线, 单位: mm）分布图彩色区为地形高度（单位: m） Fig.9 Flow field (vector, unit: m∙s-1) and precipitation (blue contour, unit: mm) distribution of flow around (a) and flow over (b) at 16:00 on 21 May 2018.Color area is the terrain height (unit: m) |
由于绕流运动垂直于地形梯度， 因此绕流运动不产生上升运动， 垂直上升运动的产生只依赖于爬流运动， 因此接下来分析了爬流与垂直运动的关系。图11（a）和11（b）是爬流强迫出的垂直速度ws与再分析资料提供的垂直速度w随高度的变化， 爬流强迫出的垂直速度ws与再分析资料提供的垂直速度w的大值区均出现在盆地向山地过渡的迎风坡上， 但ws与w相比强度偏小， 分布更加分散， 爬流强迫出的垂直运动集中在对流层低层的地形坡地上， 再分析资料的垂直速度则一直延伸到对流层中高层。图11（c）是900 hPa高度上爬流强迫出的垂直速度图， 可见爬流强迫出明显的垂直上升运动， 且该垂直上升运动区基本出现在降水大值区， 最强上升区位于盆地西南部与山地交界处， 强度为0.06 m∙s-1。另外， 与ERA5中900 hPa等压面上垂直速度［图11（d）］相比较， 二者的空间分布特征相似， 垂直运动方向相同， 均呈西北—东南向分布， 这与降水的大值区分布也能很好对应， 但再分析资料相同等压面上的垂直运动强度（即垂直上升速度）较爬流强迫出的垂直运动偏强。由于实际垂直速度是系统性垂直速度与地形强迫垂直速度之和， 可见， 山地迎风坡区垂直运动的产生既有地形本身动力强迫的作用， 同时也有其他抬升作用的贡献。
图11 2018年5月21日16:00爬流强迫的垂直速度（a, 彩色区）和ERA5提供的垂直速度（b, 彩色区）的垂直剖面以及900 hPa爬流强迫出的垂直速度（c, 黑色等值线）和900 hPa等压面上垂直运动强度（d, 黑色等值线）（单位: m∙s-1）（a）和（b）中的黑色阴影以及（c）和（d）中的彩色区均为地形（单位: m） Fig.11 Vertical velocity forced by flow over (a, color area) and vertical section provided by ERA5 (b, color area), vertical velocity forced by flow over at 900 hPa (c, contour) and vertical motion intensity at 900 hPa (d, contour) at 16:00 on 21 May 2018.Unit: m∙s-1.The black shadow in (a) and (b), and the color area in (c) and (d) is the terrain (unit: m) |
5 结论和讨论
针对2018年5月21 -22日发生在我国四川盆地西南部山区的一次突发性暴雨过程， 首先对其降水强度和天气概况进行了基本分析。然后根据绕流和爬流分解原理， 利用ERA5再分析资料计算出绕流分量和爬流分量， 重点分析地形以及地形强迫的爬流与绕流在此次暴雨过程中的异同作用， 得到如下几点结论：
（1） 突发性暴雨主要发生在四川盆地西南部的平原到山区的坡地上， 降水范围较大、 降水强度强、 时间集中， 是一次典型的山地突发性暴雨事件。
（2） 地形阻挡使得来自东北方向的冷空气旋转而产生绕流运动， 在盆地内形成局地涡旋。同时盆地和山地之间的地形高度差强迫过山气流产生爬流运动， 加强垂直上升运动。所以爬流与绕流共同为突发性暴雨的发生发展提供了有利条件。暴雨区内爬流分量略大于绕流分量， 因此过山气流由于地形海拔高度的变化而产生的地形适应运动， 以爬流运动为主， 绕流运动次之。
（3） 爬流产生的垂直运动分布与雨带分布密切相关， 与高分辨率再分析资料中的垂直速度在位置和方向上具有很好的对应关系， 均出现在盆地向山地过渡的迎风坡上， 但爬流强迫出的垂直运动可能会低估该区域的垂直上升速度。
最后需要指出的是， 以往的研究通常是利用模式抬升和削减地形高度来分析地形对暴雨有哪些作用， 结果基本都显现出地形确实对暴雨的发生发展有重要影响。然而有关地形促进暴雨产生的具体动力机制研究得较少， 盆地与周围山地的这种地形高度差对降水强度的定量影响也尚不清楚。因此我们认为今后可以利用区域数值模式结合动力机制探讨来加深这方面的研究， 通过改变盆地与周围山地的海拔高度差以对降水落区、 降水强度以及触发机制等方面展开进一步研究， 从而加深对复杂地形与暴雨关系的理解。另外， 地形爬流引起的上升速度与系统性上升速度对山地暴雨的相对贡献也有待进一步厘清。