2020 年“8.11”四川芦山极端强降水特征及成因分析.pdf

文章编号：1674 2184(2023)02 0009 102020 年“8.11”四川芦山极端强降水特征及成因分析孙俊1,2,吴洪3*,杨雪4,毛单4,文刚2（1.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室,成都610072；2.中国气象局气象干部培训学院四川分院,成都610072；3.中国气象局气象干部培训学院,北京100081；4.四川省遂宁市气象局,遂宁627000）摘要：利用地面观测降水、FY2G 卫星云图、多普勒雷达数据和 ERA-interim 再分析资料，对 2020 年 8 月 11 日雅安芦山极端强降水的动力、热力、水汽输送等异常特征进行分析，探究了此次极端强降水的成因，并构建了强降水概念模型。结果表明：此次极端强降水发生在南亚高压脊线北抬、高原低槽东移加强的过程中，具有累计雨量大、突发性强、集中度高等极端性特征，槽前强盛的正涡度平流造成深厚的上升运动，边界层侵入弱冷空气和深厚的湿对流，致使降水效率偏高且强度偏大。边界层辐合线在高温高湿的环境中触发强不稳定能量，中尺度对流系统在弱的环境风条件下稳定少动，芦山上游对流单体“列车效应”导致强辐合的稳定维持，以及对流层中低层偏东风与山脉正交产生的地形增幅作用，共同导致了此次远超历史极值的极端强降水发生发展。关键词：极端降水；边界层辐合线；深厚湿对流；强不稳定；芦山中图分类号：P458.1+21.1文献标识码：Adoi：10.3969/j.issn.1674-2184.2023.02.002 引言引言极端强降水具有降水强度大、效率高及突发性强等特征，因而往往伴随极强的破坏性和灾害性，可对社会生产和人民生活造成严重影响。近年来，在气候变暖背景下，西南地区极端降水事件频发，不断突破历史极值的日最强降水在多地出现14。由于降水的极端性和复杂性，想要准确预报本就具有较大难度，而西南地区地形复杂，极端降水地域差异明显，更是大大增加了预报难度。早期研究多根据历史资料对西南地区极端降水时空分布特征进行分析。孙晨等5分析 19712014 年历史资料发现，四川地区整体雨量在 44 a 中略有减少，超过 20 mm 日降水集中程度也有所减弱；Huang 等6分析了多个极端降水指数，指出四川盆地极端降水量和强度呈负趋势的站点占多；张顺谦等7研究发现四川地区极端降水分布极不均匀，西南山地极端降水呈显著增多增强趋势，四川盆地西北部、南部和川西高原北部呈减弱趋势，盆地中部呈频数增多、强度减弱的变化趋势；孙军等8利用 19612013 年历史资料分析得到，四川盆地最强日降水站次呈弱增加趋势。可见，虽然四川盆地极端降水量和强度总体呈下降趋势，但历史最强降水出现站次却在增加，说明更多地方易出现突破历史极值的强降水。近年来，为深入分析西南地区极端降水发生的物理机制，从大尺度环流背景和中小尺度影响系统912、极端降水的水汽条件1317、地形对强降水的增幅作用1820等多方面开展研究，并取得了一些成果。罗玉等21通过分析高原季风指数和盛夏极端降水的相关性发现，四川盛夏极端降水与高原夏季风存在显著的正相关关系，高原季风偏强时有利于四川盆地东部夏季极端降水偏多。Mai 等22利用近 16 个暖季高原地区逐小时卫星 TBB 资料对中尺度对流系统（Mesoscale Convective System，MCS）进行研究，指出高原 MCS未移出高原以前，通过降压与增加气旋式风场扰动开始对下游地区进行影响，MCS 移出高原后这两种影响达到最强。蒋兴文等10研究指出，引起盆地西部型强降水的水汽主要源于孟加拉湾，盆地东部型强降水的水汽主要来源于西太平洋和南海。王成鑫等18研究指出，四川夏季最大降水位于雅安地区，其地形扰动比四川整体扰动更明显，故产生的降水也更大，夏季降水和经向地形锁相于同一波长（37.1 km），经向地形对雅安夏季强降水起关键作用。目前，西南地区极端降水研究已取得了一些进展，但对极端强降水发生发展机理的认识却仍有待深入。极端强降水过程通常伴随多尺度系统相互作用，随着 收稿日期：2022 07 15资助项目：国家自然科学基金项目（42175085）；高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室科技发展基金项目（SCQXKJYJXZD202102）作者简介：孙俊，高级工程师，主要从事天气预报培训工作。E-mail:Suen_通讯作者：吴洪，正研级高级工程师，主要从事天气预报培训工作。E-mail: 第 43 卷 第 2 期高原山地气象研究Vol.43 No.22023 年 6 月Plateau and Mountain Meteorology ResearchJun.2023观测资料时空分辨率的提高，多源资料被广泛应用在多尺度系统相互作用研究方面。2020 年 8 月 11 日四川盆地西部发生了四川省有气象历史记录以来的第二大降水，此次极端降水给当地经济和人民生命财产造成了严重损失，据不完全统计（灾情数据来自于雅安市应急办），此次极端降水过程共计直接经济损失为 1065738.2（万元），受灾人口 175.5673（万人），农田受损 238682.09（hm2），死亡（失踪）15 人，其中有 6 人在雅安芦山极端强降水中死亡。针对这次极端降水过程，本文选用常规观测资料、ERA-interim 再分析资料、FY2G 卫星云图和多普勒天气雷达资料等，诊断分析此次过程的动力、热力、水汽输送等异常特征，研究其物理机制并构建概念模型，旨在进一步加深对此类强降水过程的认识。11资料与方法资料与方法1.1资料研究资料包括：中国气象局国家气象业务内网提供的中国地面基本气象要素日值数据集（V3.0）和中国国家级地面气象站逐小时降水数据集（V2.0）；欧洲气象资料中心（ERA-interim）再分析资料的风场、涡度场、散度场及垂直速度场，空间分辨率为 0.50.5，垂直方向 14 层、时间分辨率为 1 h；雅安多普勒天气雷达资料，位于 10302E、2956N。1.2分析方法本文采用常规统计方法分析强降水过程的动力、热力、水汽输送等异常特征，以 19812010 年作为气候基准年。年降水和小时降水极大值是指 1981 年以来逐年的日降水和小时降水极值。22极端降水过程实况极端降水过程实况2.1极端降水概况2020 年 8 月 1013 日四川盆地西部出现了一次持续性的极端降水过程，其中最强降水出现在 10 日20 时11 日 20 时（简称“8.11”）雅安芦山(图 1a)，该地区地形独特，地处高原东南麓陡峭坡地边缘，西高东低，南高北低，呈喇叭口地形。芦山站（10257E、3010N）24 h 降水量以及小时降水量均创历史极值，分别为 425.2 mm 和 134.6 mm（图 1b），24 h 降水量在四川省历史记录中排位第二。分析 10 min 降水量（图 1c）可知，0102 时降水强度高达 20 mm/10 min 左右，具有显著的突发性和极端性。2.2极端降水特征“8.11”芦山极端降水主要表现在三个方面：一是“8.11”芦山日降水量为 425.2 mm，超历史第二降水近两倍（图 2a）；二是“8.11”芦山最大小时降水量为134.6 mm，超历史均值 205%（图 2b）；三是“8.11”芦山极端降水发生时期正是历史高发时段（图 2c 和图 2d）。2.3云图特征从芦山站极端降水期间 FY2G 卫星红外云图特征（图 3）可以看到：10 日 20 时（图 3a）开始，盆地西部沿山有分散对流云团 A、B 生成，分别位于芦山的西侧和南侧；21 时（图 3b），B 对流云团在偏南风引导气流作用下北移，与西侧的对流云团 A 在芦山附近合并、加强，形成 MCS；22 时（图 3c），芦山附近 MCS 的范围和亮度均进一步增大，亮白中心 TBB 低于 203 K；高原 MCS 未移出高原以前通过降压与增加气旋式风场扰动开始对下游地区进行影响，芦山 MCS 范围进一步增大，南方有新的对流单体生成（图 3d）；11 日0003 时（图 3eh），高空槽前云系东移过程中减弱，盆地的对流云团不断加强，高原和盆地形成“跷跷板”小时降水量(mm)10日20时10日21时10日22时10日23时10日24时11日01时11日02时11日03时11日04时11日05时11日06时11日07时11日08时(b)时间时间16014012010080604020031.0N30.530.029.529.0(a)25010050251010101.8102.2102.6102.8103.4E每10 min降水量(mm)10日23时10日24时11日01时11日02时11日03时11日04时11日05时(c)302520151050mm 图 1 芦山2020 年8 月（a）10 日20 时11 日20 时降水量、（b）10 日20 时11 日 08 时小时降水量和（c）10 日 23 时11 日 05 时每 10 min 降水量10高原山地气象研究第 43 卷态势。整个过程中，芦山始终位于辐射亮温最强的区域，南部不断有对流单体生成合并到 MCS 之中，致使芦山 MCS 范围和强度得以维持和增强。2.4雷达特征分析2.4.1组合反射率图 4 给出了“8.11”芦山极端降水期间多普勒雷达组合反射率空间分布。10 日 22:05（图略），盆地西部沿山一带形成零散的对流单体。10 日 23 时开始（图略），分散对流系统在偏南风的引导气流作用下有组织排列成西南-东北向带状多单体回波，中心强度达 60 dBZ 以上，沿地形自西南向东北移动，同时芦山东侧有块状回波与向东北移动的回波合并发展，并在芦山境内移动缓慢，造成芦山 1 h 降水量达到 96.6 mm。11 日 00:36（图略），由于芦山南侧的雅安地区维持高温高湿，不断有对流单体生成，在南风引导气流下北上并入芦山多单体风暴中。对流单体形成“列车效应”，新单体不断代替旧单体，平流和传播的作用此消彼长，位于芦山的对流风暴不断组织化，芦山置身于强回波中心，对流风暴尺度增加，强度增大至 62 dBZ。11 日 01:37（图 4a），冷池推进到芦山地区，雅安地区仍位于高温高湿环境中，利于对流单体的生成和维持并不断北上并入芦山多单体风暴中，芦山低层有弱冷空气侵入引导西侧对流单体东移与带状回波合并，形成一片 4555 dBZ 强回波区，芦山站点附近出现明显高反射率因子梯度，在该时段芦山出现了最强小时降水（134.6 mm/h）。11 日 02 时以后（图 4b），随着强回波的东移北抬，对流风暴逐渐分散减弱，芦山上空降水由对流性转为稳定性。11 日 03 时以后（图略），冷池进一步南推到雅安地区，雅安高温高湿不稳定环境被打破，不再利于对流生成维持，没有新生对流的补充，芦山降水明显减弱。2.4.2反射率垂直剖面基于三维反射率，选择最强降水时段，过芦山站作反射率垂直剖面（图 4c）。如图所示，11 日 01:36，强降水区超过 50 dBZ 的反射率因子高度较高，达到 8 km左右，强回波中心伸展到 0 高度以上（10 日 20 时 0 高度为 5.8 km，20 高度为 9.2 km）；回波顶部超过10 km，对流发展深厚，属于大陆型高反射率高回波顶的强对流系统；50 dBZ 高强反射率因子接地，表明降水效率高。2.4.3垂直风廓线垂直风廓线（Vertical Wind Profile，VWP）可以分析出暴雨与低空急流、超低空急流、边界层扰动等的密切关系。从雅安雷达风廓线产品中发现，过程开始前，10 日 2223 时（图略）1.83 km 出现风速 10 m/s 的显著东南气流，源源不断输送低层的暖湿空气。从垂直风场上看，风随高度顺转，有明显暖平流，利于暖区强降水的发生。过程开始后，11 日0001 时（图5a）和0102 时（图 5b），随着强降水的发生发展，中低层东南气流较前期增强，34 km 形成风速达 12 m/s 的偏南急流，2 km 附近受低空东南急流控制，稳定持续的低空急流是短时强降雨发生的重要条件之一，低空急流把低层水汽、热量集中往下游输送，造成或增加下游位势不稳定，其左侧的正切变涡度有利于辐合上升，而暴雨的生成又加强了垂直反环流，从而导致低空急流增强。可见，雅安偏南风低空急流的存在为北侧的芦山地区提供了源源不断的水汽和不稳定能量。33强降水成因分析强降水成因分析3.1大尺度环流背景10 日 20 时开始，200 hPa 南亚高压脊线逐渐东伸(a)4504003503002502001501005001981198519891993199720012005200920132017年(b)1601401201008060402001981198519891993199720012005200920132017年(c)201510500987654次数月(d)8642000 02 04 06 08 10 12 14 16 18 20 22次数时最大日降水量(mm)最大小时降水量(mm)图 2 19812021 年芦山历史极端降水分布特征（a.最大日降水量，b.最大小时降水量，c.最大小时降水量分布频次月变化，d.最大小时降水量分布频次日变化）第 2 期孙俊，等：2020 年“8.11”四川芦山极端强降水特征及成因分析11至 30N 附近（图 6a），四川盆地西部位于南亚高压脊线附近的分流区，气流分流使得高层辐散，维持抽吸作用，利于低层辐合。500 hPa 高原低槽东移，西太平洋副高加强西伸，形成“西低东高”的阻挡形势（图 6b）。10 日 20 时11 日 04 时，500 hPa 高原低槽从川西高原西北部逐渐东移到川西高原东部，盆地西南部受位于高空槽前的西南气流控制。700 hPa 四川盆地为偏南气流控制（图 6c），盆地西南部受东南风影响，盆地西部沿山呈气旋性流场，芦山附近风速较弱。850 hPa 四川盆地偏南气流较弱（图 6d），偏南风在芦山附近转为正东风，东风气流与芦山南北走向的山脉正交，易产生较强的上升运动。10 日夜间四川盆地西部地面维持辐合线（图略），盆地为一个宽广的低压系统。从高低空影响系统来看，200 hPa 高层辐散场和500 hPa 高原槽东移给芦山 10 日夜间强降水提供了有利的大尺度环流背景场；强降水开始前对流层低层风速较弱，夜间中低层南风逐渐加强；边界层辐合线的维持，是触发强降水的原因之一。3.2动力异常从垂直环流和涡度叠加图（图 7）可以看到：10 日20 时(图 7a），芦山位于逆时针旋转的上升支，但此时没有强的正涡度与之配合；11 日 02 时（图 7b），芦山仍然处在逆时针旋转的上升支，高原低槽的上升支与逆时针旋转的上升运动叠加，使得上升运动增强。10 日 20 时开始，芦山附近辐合的层次增加（图略），辐合层顶从 800 hPa 逐渐向上伸展，11 日 0102 时辐合伸展达到最强，超过 600 hPa，深厚的辐合使得 02时左右涡度明显增强，对流层中下层有超过 12105 s1的正涡度与之配合。从 850 hPa 涡度和垂直速度距平场（图略）可以看到，10 日 20 时，四川盆地西部沿山一带出现了强的上升速度扰动和正涡度扰动，涡度扰动在芦山东南部和盆地西北部分别有一大值区。11 ABBA(a)(b)(c)(d)(e)(f)(g)(h)30N30N30N30N335.57329.18322.52315.54308.20 300.83292.55283.60274.35263.50 251.76236.99217.76100E100E 图 3 “8.11”芦山极端降水期间 FY2G 卫星红外云图特征（a.10 日 20 时，b.10 日 21 时，c.10 日 22 时，d.10 日 23 时，e.10 日 24 时，f.11 日 01 时，g.11 日 02 时，h.11 日 03 时，黑圈代表芦山所在地，单位：K)12高原山地气象研究第 43 卷日 02 时（图 7c），随着高原槽的东移、低层辐合增加，四川盆地北部到西部为上升运动的强扰动区，且正涡度扰动也增强。从涡度时间剖面（图 7d）看，10 日 20时开始，芦山站 850 hPa 的正涡度开始加强，11 日 02时正涡度达到最强，超过 20105 s1，对应此时的上升速度也达到最强，上升运动伸展到 300 hPa 以上。从风场垂直分布（图 7d）来看，10 日 23 时开始，800 hPa以下边界层由西风逐渐转为西北风，800 hPa 以上维持东南风，风随高度逆转，有冷平流，这与 2.3.3 节对于冷池的分析一致，表明边界层侵入冷空气触发了强降水的发生。对比 19812020 年芦山日降水量历史前 11 位对应最强物理量（表 1）可知，“08.11”芦山极端降水的涡度明显高于其余过程，说明异常偏强的涡度导致槽前的动力抬升偏强是造成此次芦山降水破历史极值的重要原因之一。3.3水汽条件异常分析 850 hPa 水汽特征可知，10 日 20 时（图 8a）水汽通量大值区位于孟加拉湾、广西和贵州等地，四川盆地西部沿山一带此时有水汽通量辐合区存在，但没(a)(b)(c)10.09.08.07.06.05.04.03.02.01.0Name:37(CR)Range:200 kmReso:500 mMax:63.0RDA:29835Site:29835Lat:29/56/42 NLon:100/2/24 EHgt:1792 mTask:VCP2Date:2020/08/11Time:01:37:48Name:37(CR)Range:200 kmReso:500 mMax:62.0RDA:29835Site:29835Lat:29/56/42 NLon:103/2/24 EHgt:1792 mTask:VCP21Date:2020/08/11Time:02:33:41051015202530354045505560655051015202530354045505560655高度(km)10152025303540455055606570dBZ30.09102.8630.10102.8830.11102.8930.13102.9230.14102.9330.16102.9530.17102.9730.18102.9930.20103.0130.21103.0230.22103.0430.24103.0630.24N103.07E 图 4 “8.11”芦山极端降水期间多普勒雷达反射率因子空间分布（a.11 日 01:37，b.11 日 02:33，黑色圆圈表示芦山，单位：dBZ）和反射率因子垂直剖面（c.11 日 01:36）(a)(b)图 5 “8.11”芦山极端降水期间雅安垂直风廓线特征（a.11 日 00:58，b.11 日 02:00）第 2 期孙俊，等：2020 年“8.11”四川芦山极端强降水特征及成因分析13有强的水汽通量与之配合，表明此时水汽辐合源于本地水汽的聚集；11 日 02 时（图 8b），广西-贵州-重庆-盆地中东部存在一条强劲的水汽通道，水汽在东南风的作用下在盆地西部沿山一带形成辐合，与本地水汽汇合，使得水汽通量散度范围加大。从 850 hPa 10 日20 时比湿距平（图 8c）可以看到，在南海偏南气流的作用下，四川盆地有偏强的比湿存在，芦山地区受东风影响，低层充足的水汽在地形强烈辐合抬升下易产生对流云系。结合此时的比湿场（图 8d）可知，四川盆地大部比湿都超过 16 g/kg，这一数值超过本地暴雨的水汽指标。从距离芦山西南方 18 km 的天全站 GPS 大气可降水量逐时变化（图 8e）看，10 日 1820 时大气可降水量出现了陡增现象，从 55.4 mm 迅速升至 64.1 mm，2 h 增加了接近 10 mm；1920 时，宝兴与天全的交界地区出现了 53.8 mm/h 降水；从 11 日 00 时开始，大气可降水量再次增加，持续超过 60 mm 的大气可降水量是产生大暴雨的重要指标。从表 1 可以看到，“8.11”芦山极端降水中的比湿是所有过程中最强的。综合分析水汽通量散度、水汽通量、比湿和大气可降水量可知，产生“8.11”芦山极端降水的重要原因之一是前期本地高湿环境和低层水汽输送的汇合导致水汽异常偏强，充足的水汽为极端降水的发生提供了必要条件。3.4不稳定能量异常分析温江站垂直探空（图略）可知：10 日 20 时，层结廓线为狭长型、暖云层较厚、02 km 垂直风切变中等（8 m/s），有利于盆地西部短时强降水的发生；850 hPa 比湿高于 18 g/kg 标志着绝对含水量高，利于盆地西部暴雨以上量级降水的出现；CAPE 值、K 值和 SI 值均异常偏高，CAPE 值较常年偏强 2520.4 J/kg，SI 值较常年偏小3.75，K 值较常年偏大 7.8，表明此次极端降水发生在偏强的不稳定能量场之中。从850 hPa 假相当位温距平（图略）也可以看出，10 日(d)171615141312108E(a)60N40120E60708090100110(c)40N108E15(b)555045403530120E81848790939996102 105504030201036322824201681848790939996102 1056070809010011020 图 6 “8.11”芦山极端降水过程中 10 日 20 时大尺度环流背景（a.200 hPa，填色表示30 m/s 风速；b、c、d.分别对应 500 hPa、700 hPa、850 hPa，填色表示12 m/s 风速；实线表示位势高度，单位：dagpm，箭头表示风场，单位：m/s）14高原山地气象研究第 43 卷se20 时，贵州到四川盆地基本都位于偏强的中，较历史同期偏高 10 以上，表明此次过程发生在高温高湿的不稳定能量场中，能量偏强为产生极端降水提供了强有力的不稳定条件。3.5芦山极端强降水概念模型结合环流背景、物理量异常以及中小尺度对流系统特征分析，芦山极端强降水概念模型（图 9）可概括为：该过程发生在南亚高压脊线北抬、高原槽东移过程中，高原 MCS 诱发盆地西部沿山 MCS 发生发展，芦山水汽和能量较多年平均明显偏强，芦山南侧有持续不断对流生成合并到芦山 MCS 中，形成“列车效应”，致使芦山 MCS 稳定少动，维持 4 h 以上；对流层中低层东风与盆地西部山脉形成近垂直的切变，使得地形造成的抬升运动增强。44结论结论本文选用常规观测资料、ERA-interim 再分析资料、FY2G 卫星云图和多普勒天气雷达资料，诊断分析了“8.11”芦山极端降水过程中的动力、热力、水汽输送等异常特征，探究其物理机制并构建概念模型，得到以下主要结论：(1)此次降水过程是一次累计雨量大、突发性强、集中程度高的超历史极值强降水过程，24 h 降水量超原历史极值近 2 倍，最大小时雨量达到 134.6 mm，突破历史极值。(2)200 hPa 南亚高压脊线北抬，雅安上空位于分流区，高空辐散有利于抽吸作用；500 hPa 高原低槽东移，中低层南风一致在夜间加强，强降水开始前边界层侵入冷空气，触发暖湿空气的强抬升；盆地西部能 300350400450500550等压面(hPa)等压面(hPa)6006507007508008509009501000(a)(b)(c)(d)9030953010030150E30N92.53097.530102.5309030953010030150E30N92.53097.530102.53012111098720030040050060070080090017时20时23时02时048121620051015202534N323028269799101103105107109E时间8/108/11 图 7 “8.11”芦山极端降水过程中沿 30N 垂直环流叠加涡度的垂直剖面（a.10 日 20 时，b.11 日 02 时，流线表示垂直环流，填色表示涡度，单位：105 s1），10 日 20 时涡度和垂直速度距平分布（c.等值线表示涡度距平，单位：105 s1；填色表示垂直速度距平，单位：m/s），沿 30N、103E 涡度、垂直速度和风场的时间-高度剖面（d.等值线表示垂直速度，单位：m/s；填色表示涡度，单位：105 s1；箭头表示风矢）第 2 期孙俊，等：2020 年“8.11”四川芦山极端强降水特征及成因分析15量异常偏强，高温高湿、强不稳定为产生强降水提供了强有力的能量场。(3)中小尺度对流系统 MCS 暴雨云团为产生极端强降水提供动力和水汽。强降水过程中应重点关注芦山上游雅安地区的对流发展，芦山上游对流单体具有“列车效应”，位于芦山的对流风暴不断组织化，在芦山-天全不断产生带状回波，强辐合的稳定维持使得芦山风暴柱维持和加强。(4)低层东南风风速加强，达到 10 m/s，且东南风有持续加强的趋势。比湿异常偏强为极端降水提供 115E120E2000.30.60.91.21.515115E(c)707580859095100105110909510010511011540N303525201510570758085909510010511040N30352520120E9095100105110115(a)(b)(d)01.02.0 2.5 3.01.54612 14 1610时间55.460.764.165.265.965.763.866.669.467.36666.466.26465.46564.7404550556065707510日18时10日19时10日20时10日21时10日22时10日23时11日00时11日01时11日02时11日03时11日04时11日05时11日06时11日07时11日08时11日09时11日10时大气可降水量(mm)(e)图 8 “8.11”芦山极端降水过程中 850 hPa 水汽通量散度和水汽通量合成（a.10 日 20 时，b.11 日 02 时，填色表示水汽通量散度，单位：107 gcm2hPa1s1，箭头表示水汽通量，单位：103 gcm1hPa1s1）、比湿距平和风场合成（c.10 日 20 时，d.11 日 02 时，阴影表示比湿距平，单位：g/kg，箭头表示风场，单位：m/s）和 10 日 18 时11 日 10 时天全站大气可降水量逐时变化（e）16高原山地气象研究第 43 卷了充足的水汽，多个时次 GPS 大气可降水量持续超过 60 mm 且显著增加。参考文献 赵世发,周军元,王俊,等.一次罕见的特大暴雨物理量场特征分析J.南京气象学院学报,2002，25（2）：271 276 1 彭贵康,卢萍,李昀英.雅安“8.26”特大暴雨的天气分析J.高原山地气象研究,2008，28（3）：27 36 2 刘毅,段相洪,杨晓怡,等.重庆“9.5”特大暴雨的诊断分析J.成都信息工程学院学报,2006，21（2）：283 289 3 孙俊,邓国卫,张渝杰,等.“13630”遂宁市特大暴雨成因的初探J.气象,2014，40（10）：1174 1182 4 孙晨,程志刚,毛晓亮,等.近44a四川地区极端气候变化趋势及特征分析J.兰州大学学报(自然科学版),2017，53（1）：119 126 5 Huang J,Sun S,Xue Y,et al.Spatial and temporal variability ofprecipitation and dryness/wetness during 1961 2008 in SichuanProvince,West ChinaJ.Water Resources Management,2014，28：1655 1670 6 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39N35373331292725112E96100104108500045004000350030002500200015001000500 图 9 芦山极端强降水概念模型（红色曲线代表 500 hPa 高空槽线，紫色双虚线代表200 hPa 南亚高压脊线，蓝色空心箭头代表700 hPa风向，绿色实心箭头代表 850 hPa 东风，绿色阴影代表水汽异常，红色阴影代表能量异常，白色阴影代表 MCS，绿色、红色和白色阴影叠加区域为芦山极端强降水区，填色表示海拔高度，单位：m）第 2 期孙俊，等：2020 年“8.11”四川芦山极端强降水特征及成因分析17(1.Heavy Rain and Drought-Flood Disasters in Plateaus and Basin Key Laboratory of Sichuan Province,Chengdu 610072,China;2.Sichuan Branch of CMA Training Centre,Chengdu 610071,China;3.CMA Training Centre,BeiJing 100081,China;4.Suining Meteorological Service,Suining 627000,China)Abstract：Using surface precipitation data,radar data and ERA(ECMWF Re-Analysis)-Interim reanalysis datasets,the extreme pre-cipitation process in Lushan,Yaan on August 11,2020(abbreviation as 08.11)is analyzed from the conditions of dynamic,thermal andwater vapor anomalies.The results show that:The extreme precipitation occurredin the process of the northward uplift of the South Asianhigh pressure ridge line and the eastward strengthening of the plateau trough,with the extreme characteristics of large cumulative rainfall,strong suddenness and high concentration.Strong positive vorticity advection in front of the trough caused strong upward motion.Therewas no obvious cold air during extreme precipitation,which was a rainstorm in warm area with high precipitation efficiency.The conver-gence line of boundary layer triggered strong uplift under the combination of high temperature,high humidity and strong unstable energy.During the heavy precipitation process,the wind