1 引言
暴雨是我国主要的灾害性天气之一， 每年因暴雨造成的洪涝灾害给人民群众的生活带来了严重影响。暴雨中的区域持续性暴雨（Regional Persistent Heavy Rainfall， RPHR）作为一种具有极强致灾能力的极端事件， 由于其降水范围和强度大， 持续时间长， 往往引起大范围的洪涝、 山体滑坡、 泥石流等衍生灾害， 如1991年、 2003年江淮流域（陆尔和丁一汇， 1996； 胡国权和丁一汇， 2003； 周玉淑等， 2005）， 1998年长江流域、 松嫩流域（黄荣辉等， 1998； 张庆云等， 2001； 孙力等， 2002； 丁一汇和胡国权， 2003； 李跃清和蒋兴文， 2007）， 1981年、 2004年、 2013年西南地区（何光碧等， 2002； 宗志平和张小玲， 2005； 龚晓倩， 2017； Hu et al， 2015）发生的区域持续性特大暴雨， 比普通暴雨给人民的生命以及财产安全带来的危害更加严重， 造成的国民经济损失更加巨大。因此开展对此类持续性暴雨的研究， 不仅能够加深对持续性暴雨的认识， 而且也为暴雨的预报和防灾减灾提供科学依据， 有利于提高人民生命财产安全的气象保障能力。此外， 这也是进一步应对全球气候变化背景下极端天气事件发生的迫切所需。
在我国， 针对持续性暴雨的研究多见于个例分析与数值模拟（Chen， 1984； 胡亮等， 2007； 何编和孙照渤， 2010； Hui and Fang， 2016； 王明明等， 2018； 周春花和孙彧， 2019； 梁靖琳等， 2019； 史月琴等， 2022）。汪之义和彭纪石（1982）、 钱正安和何军（1990）以及张小玲和张建忠（2006）先后分析了1981年7月在四川地区持续了6天的暴雨过程， 此次过程造成了四川历史上最严重的洪涝灾害， 研究指出， 高空低槽长时间维持在长江上游， 与来自孟加拉湾的暖湿气流在盆地交汇， 使得西南低涡东移缓慢， 是暴雨持续的重要原因。杨秋明（1993）、 Lu and Ding（1997）从低频波的角度分析了1991年江淮流域的持续性特大暴雨过程， 指出来自低纬地区的暖湿空气和北侧的冷空气均以低频波的形式在江淮地区相互作用， 从而引发持续性暴雨。这些个例研究从不同的角度为持续性暴雨的机理认识奠定了一定的基础， 虽然研究表明（刘运成， 2006； 牛金龙等， 2012； 张红华等， 2018； Fu et al， 2018； 陈红专等， 2019）每一次暴雨过程是不同尺度系统之间相互作用的结果， 不同的暴雨过程之间存在差异， 但也有共性的地方。陶诗言（1980）和丁一汇 （1994） 最早对我国的暴雨进行了系统性地研究与分类， 并指出持续性暴雨过程的发生必然有稳定少动的大尺度环流形势以及源源不断的水汽供应。施晓晖和温敏（2015）研究指出前期青藏高原热源异常对我国5 -10月持续性暴雨事件存在一定的影响， 当前期青藏高原的大气热源偏强， 将导致东亚夏季风偏强， 西南气流亦偏强。鲍名（2007）对近50年整个中国地区发生的持续性暴雨进行了统计， 总结出了四类典型区域持续性暴雨的特征和环流共性， 发现一般持续性暴雨明显受到大尺度环流系统和行星尺度环流系统的影响， 尤其是持续3天以上的暴雨。这些个例研究从不同地域、 不同时间尺度、 不同角度出发， 丰富了对持续性暴雨的认识， 并且也提高了对此类暴雨的预报、 预警能力。
四川省位于中国西南腹地， 处于中国大陆地势三大阶梯中的第一级青藏高原和第二级长江中下游平原的过渡地带， 地势呈高东西低， 由高原、 山地、 丘陵和平原盆地构成， 其中盆地西依青藏高原和横断山脉， 北近秦岭， 南连云贵高原， 东接湘鄂西山地， 由暴雨引发的洪涝是主要的自然灾害之一。在当今全球变暖的背景下， 西南地区持续性暴雨事件发生的频率以及强度均呈现出明显增加的趋势（Zhai et al， 2005）。因此， 有必要对该地区区域持续性暴雨进行进一步深入研究。统计表明， 四川盆地持续性暴雨主要集中在每年的6 -9月， 且有不少个例研究（周长艳等， 2008； 陈丹等， 2018）的结果均表明， 盆地西部和东部的持续性暴雨存在着明显的异同点， 李娟等（2016）通过两个西部型和东部型的盆地持续性暴雨个例分析了这两类暴雨的特征， 但大多数的研究（黄楚惠等， 2010； 张芳丽等， 2020； 周杰等， 2021）仅集中于少部分个例分析， 研究结论不具备普适性， 且部分研究（蒋兴文等， 2008）注重于分析某一天气系统的影响， 对于四川盆地区域持续性暴雨的环流形势以及物理机制的系统性研究较少。为此， 本文将识别出近55年的区域持续暴雨个例进行系统分类研究， 希望能揭示出导致两类暴雨环流形势异常的物理机制， 为其他关于高原周边地区天气气候的研究工作和高原周边地区持续性暴雨的预报、 预测提供一定的参考。
2 资料来源与方法介绍
所用资料包括由四川省气象局提供的1961 -2015年台站历史观测降水数据， 该数据用来识别和挑选四川盆地两类区域持续性暴雨个例。大尺度的环流形势、 Rossby波活动通量等物理量的分析计算均使用的是由NOAA （Kalnay et al， 1996） 提供的NCEP/NCAR逐日再分析资料， 其空间分辨率为2.5°×2.5°， 物理量包括17层的气温、 位势高度和风场。除此之外， 文章还用到 1000~300 hPa共8层的垂直速度和相对湿度场用以分析水汽输送特征。为了更进一步对比分析两类区域持续性暴雨事件中大尺度环流场的异常特征， 通过将位势高度场和风场的逐日再分析资料与对应物理量的逐日气候平均值相减得到逐日的距平场， 逐日气候平均值选取1981 -2010年的30年平均。文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2019）3266 号、 GS（2019）1711号和GS（2016）2948号中国地图（世界地图）制作， 底图无修改。
区域持续性暴雨识别标准（何光碧等， 2016）： 在2°×2°经纬度范围内所有站点， 出现各站3天皆有降水且总降水量≥150 mm， 并根据一定研究成果， 对1961 -2015年的四川地区台站历史观测资料20:00（北京时， 下同）至次日20:00日降水资料共识别出25个个例。通过提取这25个区域持续性暴雨过程中包括最大降水量、 降水中心位置等特征信息（表1 ）， 发现其中有6次过程暴雨集中在105°E以西的盆地区域（广元、 绵阳、 德阳、 成都、 雅安等地）， 称之为盆地西部型（以下简称“盆西型”）［图1 （a）］， 有5次过程暴雨活动主要集中在105°E以东的盆地区域（达州、 南充、 遂宁、 广安等地）， 称之为盆地东部型（以下简称“盆东型”）［图1 （b）］， 而剩下的14次过程为移动型， 由于篇幅限制， 本文不作讨论。本文将对发生在盆地西部的6个RPHR个例和盆地东部的5个RPHR个例主要采取合成分析的方法进行对比。
表1 四川盆地11个区域持续性暴雨个例的分类特征Table 1 Classification of 11 RPHRs in the Sichuan Basin |
| 年份 | 开始时间（月-日） | 持续时间/天 | 最大降雨量/ mm | 降雨中心 | 类型 |
|---|---|---|---|---|---|
| 1961 | 06-24 | 5 | 425.1 | 104.44°E， 31.27°N | 西部型 |
| 1968 | 07-01 | 3 | 288.9 | 105.43°E， 28.88°N | 东部型 |
| 1968 | 08-01 | 3 | 316.4 | 103.53°E， 30.49°N | 西部型 |
| 1974 | 07-25 | 4 | 309.5 | 103.16°E， 29.14°N | 西部型 |
| 1975 | 07-24 | 3 | 252.3 | 104.28°E， 31.50°N | 西部型 |
| 1978 | 07-02 | 3 | 258.8 | 106.46°E， 31.52°N | 西部型 |
| 1989 | 07-08 | 3 | 344.3 | 106.56°E， 30.20°N | 东部型 |
| 2007 | 07-03 | 4 | 384.7 | 107.14°E， 31.22°N | 东部型 |
| 2007 | 07-16 | 4 | 277.4 | 106.17°E， 30.21°N | 东部型 |
| 2012 | 08-30 | 3 | 246.1 | 106.40°E， 31.52°N | 东部型 |
| 2013 | 07-08 | 4 | 423.8 | 103.66°E， 31.00°N | 西部型 |
3 RPHRs发生前以及持续期间的环流、 物理量场
3.1 位势高度和风场
陶诗言（1980）研究指出， 任何暴雨过程的发生都离不开各个层次、 各个尺度天气系统的相互配合。图2 给出了6个西部型以及5个盆东型RPHRs发生前1天以及持续前3天200 hPa以及500 hPa的环流合成场， 在图中12500 gpm、 12550 gpm两个等值线（蓝色）用以表示南亚高压， 5850 gpm、 5880 gpm（红色）表示西太副高。
图2 盆西型（a~d）和盆东型（e~h）RPHRs发生前一天以及持续第1、 2、 3天500 hPa风场（风羽， 单位： m·s-1）的合成红色等值线为5850 gpm、 5880 gpm， 蓝色等值线为200 hPa高度12500 gpm、 12550 gpm， 阴影表示200 hPa高度30 m·s-1以上的风速， 棕色实线表示槽线 Fig.2 Composition of wind field （barb， unit： m·s-1） at 500 hPa on the day before and the first three days of the western basin （a~d） RPHRs and the eastern basin type （e~h）.The SAH is depicted by 12500 gpm， 12550 gpm isolines of geopotential height （blue contour） and WPSH is depicted by 5850 gpm， 5880 gpm isolines with red contour； the upper level jet stream is depicted by the wind speed at 200 hPa greater than 30 m·s-1 with shadows， the grey lines represent troughs |
总的来说（图2 ）， 两类RPHRs发生前500 hPa从巴尔克什湖到东北亚地区均存在“两槽一脊”， 暴雨区均位于高空西风急流的南侧， 气流辐散与低层气流辐合相对应， 是有利于暴雨发生的环流配置， 但对比盆西、 东型RPHR事件环流的合成场发现， 中、 高层环流系统的形态、 位置以及强度均存在非常明显的差异。首先， 暴雨发生前的合成结果显示在500 hPa上， 盆东型中的中高纬槽脊比西部型发展更深， 槽脊的位置整体偏东， 这意味着来自北方的干冷空气路径也偏东， 从而有利于降水落区偏东。在130°E以西， 西太副高在西部型中表现出自南向北经向伸展的特征， 而在盆东型中则表现出自东向西纬向发展的特征， 且强度偏强， 脊点偏东， 脊线偏南， 使得副高外围偏南气流的水汽输送以及其西北侧冷暖气流交汇区偏东偏南。结合200 hPa上盆东型中的高空西风急流与南亚高压均比西部型偏东、 偏南可知， 对流层高层辐散区与中低层辐合区相叠加而得到加强的上升气流亦偏东、 偏南， 大尺度背景场的这些差异将进一步对中尺度系统的发生发展产生影响， 从而造有利于暴雨分布在四川盆地的东、 西部地区。不仅如此， 平均而言西太副高在7月上中旬北跳至25°N -30°N， 7月末 -8月初会跨越30°N。从表1 中可知， 5例东部型区域持续性暴雨就有4例是集中在7月份， 仅1例发生于8月底， 这与图2 所示的东部型西太副高脊线主要位于25°N左右对比可知， 西太副高位置偏南更加有利于东部型暴雨的发生。
从暴雨开始以及持续过程中， 受到130°E以西经向型的西太副高与华北地区的高脊叠加的阻挡作用， 巴尔克什湖的深厚低槽在西部型中［图2 （b）~（d）］表现出进入新疆地区之后稳定少动的特征， 在其前部有短波槽不断分裂东移南下至盆地西部地区， 使得盆西地区一直处于槽前西南气流控制。朱光祚（1994）的统计结果也曾指出， 这种经向型的副高是产生川西北大范围洪涝灾害的主要环流特征。与盆西型明显不同的是， 在盆东型中［图2 （f）~（h）］的巴尔克什湖低槽在进入新疆地区之后， 移动速度比西部型快， 低槽断裂形成阶梯槽， 可以看出其后部的偏北气流明显的加强南压。而同时整个中高纬地区的环流也呈现出经向发展的特征， 东北低槽引导强冷空气经河西走廊到达更加偏东偏南的位置， 与纬向型西太副高西北侧的暖湿气流交汇于盆地东部。因此， 在两类暴雨发生以及持续的过程中， 500 hPa巴尔克什湖深厚低槽表现出的不同演变特征以及西太副高形态、 位置的不同， 是导致暴雨持续在盆地不同区域的关键大尺度环流形势， 但同时也离不开南亚高压与高空急流的配合。
暴雨的持续性离不开各个尺度、 各个层次， 以及中高纬和低纬地区大气环流的相互作用。从850 hPa的环流合成场（图3 ）可以看出， 两类RPHRs发生前以及持续期间低层均有强南风气流与中高层对应， 诸多研究表明（丁一汇等， 2007； Huang and Cui， 2015）这种强南风气流或者是低空急流是持续性暴雨中主要的水汽输送者， 它不仅可以造成明显的湿舌和水汽集中， 又能引起低空风场的辐合， 对暴雨的发生起着重要作用， 因此， 这种低层强南风气流的走向以及位置差异必然对水汽以及风场的辐合位置造成差异。如图3 （a）所示， 在西部型RPHRs发生前， 重庆、 云南、 贵州三省交界的地区存在一支大于8 m·s-1的南风气流， 正好对应于500 hPa低槽的槽前区域， 从陕西至盆地西部有一南北走向的西南风-偏东风切变线， 盆地西部位于其南端， 此时盆地东部为一致的偏南风。而在盆东暴雨发生前， 南风气流比盆西型偏东偏南， 这与500 hPa的副高形态与脊线位置差异相一致， 盆地东部地区主要受到东西走向的西南风-东南风切变控制。
图3 盆西型（a~d）和盆东型（e~h）RPHRs发生前一天以及持续第1、 2、 3天850 hPa位势高度场（等值线， 单位： gpm）、 风场（风羽， 单位： m·s-1）的合成阴影为大于8 m·s-1以上的全风速， 黑色虚线为切变线或辐合线 Fig.3 The composited 850-hPa geopotential height （contour， unit： gpm）， wind field （barb， unit： m·s-1）， wind speed above 8 m·s-1 （shaded， unit： m·s-1） before and during Western-type （a~d） and Eastern-type （e~h） of RPHRs |
在盆西型暴雨开始以及持续期间［图3 （b）~（d）］， 西南地区的南风气流加强为低空急流， 中心风速大于12 m·s-1， 此后， 南风急流一直位于110°E西侧附近并缓慢向北发展， 使得盆地西部气旋式切变加强并维持， 从而使得该地区有暴雨过程持续。随着偏南气流减弱消失， 暴雨结束（图略）。从图3 （f）~（h）可以看出， 在盆东暴雨过程中， 随着东北地区的低槽及其后部的冷空气南压， 副高略微东退， 使得位于其西侧的盆地东部气旋式环流加强， 从而使得低层上升运动也加强， 对暴雨落区在盆地东部十分有利。与盆西型显著不同的是， 偏南气流主要是在盆东型暴雨发生的第2~3天加强为低空急流。更为不同的是， 盆地东部逐渐由西南风-东南风的暖切变控制转为偏南风与西北风形成的辐合线控制， 并且与低空急流同时表现出向东南移动的特征， 这就使得盆东的暴雨往往表现为自北向南移动的特征， 直到东部的高值系统东移出海， 盆地东部的持续性暴雨结束（图略）。
3.2 水汽输送
持续性暴雨的发生往往离不开水汽的持续输送和强烈的水汽辐合， 而图4 给出的从1000 hPa积分到300 hPa的水汽通量以及水汽通量散度的合成场显示两类暴雨持续期间水汽的来源地、 输送路径以及水汽辐合辐散具有明显的差异。
图4 盆西型（a~d）和盆东型（e~h）RPHRs发生前一天以及持续第1、 2、 3天地面积分至30 hPa的水汽通量（矢量， 单位： 0.1 kg·m-1·s-1）以及水汽通量散度的合成场（阴影， 单位： ×10-4 kg·m-2·s-1）红色实线为主要的水汽输送路径 Fig.4 Composition of water vapor flux integrated from the surface to 300 hPa （vector， unit： 0.1 kg·m-1·s-1） and divergence （shaded， unit： ×10-4 kg·m-2·s-1） in Western-type （a~d） and Eastern-type （e~h）of RPHRs.Divergences less than 0 are shaded.Red lines represent transportation routine of water vapor |
首先， 在盆西型RPHR发生前［图4 （a）］， 受到经向型西太副高等天气系统的影响， 来自孟加拉湾的水汽由西南气流输送至中南半岛， 并在此与由南风气流输送的来自南海的水汽一起自南向北经云南、 贵州向四川盆地输送， 导致云贵川一线为水汽辐合， 辐合中心位于青海、 西藏和四川三者交界附近地区。在暴雨持续期间［图4 （b）~（d）］， 两条水汽输送路径稳定， 由西南气流输送的来自孟加拉湾的水汽输送通量不断加强， 水汽辐合中心由西北部缓慢向盆地西南移动， 为四川盆地西部的持续性暴雨创造了有利的水汽条件。
相比较而言， 盆东型RPHR发生前的水汽输送通量便呈现出与盆西型明显不同的特征。从图4 （e）可以看出， 经西南气流输送的来自孟加拉湾的水汽通量明显不如盆西型强劲。受西太副高纬向型带状分布的影响， 来自南海的水汽表现为东南气流输送， 且水汽源地偏东， 水汽输送通量和辐合强度均偏强， 这与盆西型的南风气流输送完全不同。在整个盆东型RPHR持续期间［图4 （f）~（h）］， 在副高外围东南气流转西南气流的牵引下， 由东南气流输送的来自南海的水汽通量不断加强西伸， 将该区域的水汽以东南路径源源不断地向盆地输送， 且该支水汽明显强于由西南气流输送的来自孟加拉湾的水汽输送通量。虽然强烈的水汽辐合中心位于四川盆地， 但比盆西型偏东、 偏南。
综上所述， 四川盆地RPHR事件中暴雨落区位于西部还是东部地区， 与各个层次中高纬和低纬地区大气环流的相互作用， 以及关键环流系统强度、 位置和演变的显著差别有密切关系， 如图5 中的天气学模型所示。中高纬地区长波槽脊在盆西型中的位置比盆东型偏西偏北且稳定少动， 其主要通过不断分裂短波槽东南移来影响盆西地区， 与盆东型中低槽东移断裂形成阶梯槽以偏东南的路径影响盆东地区明显不同， 这两类事件中盆东型冷空气强度明显偏强， 路径偏东。盆西（东）型暴雨中， 西太副高在130°E以西表现为经（纬）向型分布， 且位置比盆东型偏西偏北， 强度偏弱， 这不仅使得副高西北侧的冷暖气流交汇位置发生偏移， 而且进一步使得盆西（东）型暴雨所需水汽以孟加拉湾（南海）的西南（东南）气流输送为主。高空西风急流在盆西（东）型中呈纬向型（经向型）， 且南亚高压以及对流层低层南风急流均比盆东型偏西， 在850 hPa上， 盆西型低层南风急流比盆东型偏西， 切变线为南北走向的西南风-偏东风切变， 盆东型在前期为准东西走向的西南风-东南风切变控制， 后期为偏北风与西南风切变。这种对流层高、 中、 低层的环流系统差异与配合进一步使得触发暴雨的辐合上升气流比盆东型也偏西、 偏北， 为暴雨的活动范围不同在动力上提供了有利条件。从持续时间来讲， 由于盆西型暴雨过程中环流更加稳定少动， 所以持续时间往往比盆东型长， 区域更加集中。
3.3 垂直运动和假相当位温特征
图6 盆西型（a~d）和盆东型（e~h）区域持续性暴雨发生前以及持续期间沿29°N -32°N平均的垂直速度ω（阴影， 单位： Pa·s-1）以及假相当位温（等值线， 单位： K）的垂直剖面合成红色短划线为四川盆地所在位置， 黑色阴影为地形 Fig.6 The vertical-longitude section of vertical velocity （shaded， unit： Pa·s-1 ） and pseudo-equivalent temperature （contour， unit： K） before and during Western-type （a~d） and Eastern-type （e~h） of RPHRs.The topographic profile is taken along 30.5°N， the physical variables are taken along the value averaged from 29°N to 32°N. The red lines represent the Basin of Sichuan， and the black shaded is for terrain |
在暴雨发生与持续过程中［图6 （b）~（d）， （f）~（h）］， 盆地西部地区上空的垂直上升运动稳定少动且不断加强至贯穿整个对流层。随着暴雨的持续， 盆西地区一直为θ se的高值区， ∂θ se/∂p<0且逐渐增加， 这说明该地区的大气一直处于对流不稳定中， 为暴雨的维持提供了能量， 这与前面分析的稳定大气环流形势相对应。而在盆东型暴雨过程中， 四川地区上空的垂直上升运动除了表现出不断加强的特征之外， 强上升气流还表现出逐渐向东倾斜的特征， 与此同时， 虽然∂θ se/∂p在暴雨第三天明显减弱， 但θ se值一直比盆西型大。整个过程中， 盆东型暴雨区上升运动比盆西型强， 范围更广， 这与前面分析的南亚高压以及西太副高偏强等环流系统相对应。
因此， 从对垂直运动和能量的对比分析可知， 在暴雨前， 深厚的垂直上运动区在盆东型中就表现得比盆西型偏东、 偏强， 大气对流不稳定能力也偏强， 四川地区上空不稳定层结和中性层结比盆西型更厚， 范围更广。在暴雨过程中， 盆西型垂直上升运动稳定少动且不断加强， 而盆东型在不断加强的过程表现出逐渐向东倾斜的特征。
4 环流异常的对比分析
4.1 500 hPa环流异常
以上对比分析了两类RPHR过程中大尺度环境场的差异， 那么这种差异又是如何形成的呢？从图7 给出的500 hPa环流距平场可以看出， 在盆西型开始前［图7 （a）~（d）］， 中高纬地区从西伯利亚到贝加尔湖再到日本海分别为异常反气旋-异常气旋-异常反气旋控制， 这与Wang et al（2007）提出的OKJ波列极为相似。与影响盆地西部地区的巴尔克什湖低槽对应在新疆地区有一强气旋性环流距平（AC）， 在中国东部地区的陆地上为大范围的反气旋性环流距平（AAC）控制， 与经向型的西太副高对应， 因此从巴尔克什湖以西至新疆地区再到中国东部地区表现为“AAC-AC-AAC”的环流距平形势， 使得四川盆地受到弱偏南风距平的影响， 与气候平均相比， 南风得到加强， 有利于该地区气旋性环流以及来自南方的水汽输送加强。随着盆西型暴雨的开始以及持续过程中， 位于新疆地区的AC以及中国东部地区的AAC稳定少动， 且AC南侧不断有西风距平向东南方向传播与AAC西侧不断加强的南风距平在盆地西部地区形成辐合。从图7 （b）~（d）还可以看出， 暴雨过程中南风距平在不断加强， 这意味着有比气候平均偏强的水汽输送为暴雨区提供水汽。
图7 盆西型和盆东型RPHRs500 hPa位势高度距平场（等值线， 单位： gpm）以及异常风场（矢量， 单位： m·s-1）的合成图2 m·s-1以下的风速被省略， 黑色点划线为105°E经线， AAC表示反气旋性环流距平， AC表示气旋性环流距平 Fig.7 The composition of geopotential height （contour， unit： gpm） and wind （vector， unit： m·s-1） anomalies at 500 hPa before and during Western-type and Eastern-type of RPHRs.The longitudinal line of 105°E is indicated by dashed line.Wind speed less than 2 m·s-1 is omitted.AAC represents the anticyclonic circulation anomaly， while AC represents a cyclonic circulation anomaly |
与盆西型不同， 在盆东型开始前［图7 （e）］， 与巴尔克什湖低槽对应的气旋性环流距平中心比盆西型偏南、 偏弱， 内蒙古地区为弱异常反气旋环流控制， 在中国东部地区自南向北表现为“AAC-AC-AAC”的环流距平形势， 即江淮流域受到与盆西型完全相反的气旋型环流距平控制， 且对应西太副高的AAC也比盆西型偏南偏东， 从而使得四川盆地的气旋性环流以及来自南方的水汽输送路径更有利于暴雨产生在盆地东部地区。在盆东型暴雨的持续过程中， 新疆地区的气旋性环流距平及其后部的反气旋性环流距平在以偏北路径向东移动的同时不断向南加深， 这与盆西型的演变明显不同， 这不仅意味着中高纬度的低槽以偏东路径影响四川盆地， 而且冷空气比盆西型偏强偏东， 南下特征更加明显。与西太副高对应的AAC在暴雨的持续过程中， 表现出逐渐与东移的内蒙古反气旋性环流距平合并加强的特征， 因此使得南风距平比盆西型偏东， 更是使自南方的水汽输送路径通过东南风距平到达盆地偏东的位置。
4.2 250 hPa环流异常和Rossby波活动通量
前面的分析指出， 两类RPHR事件中高纬地区长波槽脊的位置以及演变明显不同， 进而使得低槽以不同的表现形势， 冷空气以不同的路径和强度对四川盆地产生影响， 为暴雨的东西落区提供了有利的大尺度背景场， 特别是在盆西型暴雨中非常明显的“AAC-AC-AAC”环流距平场。为了进一步解释这种差异， 根据Takaya and Nakamua（2001）的公式计算了250 hPa 上三维Rossby波活动通量（该高度的波传播特征更加明显）， 以此来分析中高纬地区Rossby波的纬向传播特征。与位势高度的纬向距平合成场结合（图8 ）可以看出， 在盆西型发生的前一天， 沿着高空西风急流的入口区， 也就是地中海地区有一支强烈的波活动通量， 并沿着高空西风急流经黑海到达巴尔克什湖南部， 在急流出口区向南传播至青藏高原及其以东的地区。随着暴雨的开始以及持续， 波活动通量增强， 特别是黑海向东至新疆西部再向南至青藏高原及其东部地区。
图8 盆西型和盆东型RPHRs发生前以及持续过程中250 hPa Rossby波活动通量（矢量， 单位： ×108 m2·s-2）以及位势高度距平场（等值线， 单位： gpm）的合成Fig.8 The composition of Rossby wave activity flux （vector， unit： ×108 m2·s-2） and geopotential height anomalies （contour， unit： gpm） at 250 hPa before and during Western-type and Eastern-type of RPHRs |
与盆西型不同的是， 在盆东型开始的前一天， 中高纬地区的Rossby波列就表现出偏北， 且传播偏东的特征， 如图8 （e）~（h）所示。在欧亚大陆西侧的斯堪的纳维亚半岛为一波脊控制， Rossby波活动通量大值区由此向东经黑海北部-巴尔克什湖-青藏高原及四川北部-辽宁。随着暴雨的开始以及持续， 波脊、 波槽沿着西风急流不断向东传播， 巴尔克什湖-青藏高原及四川北部-辽宁的波活动通量明显加强。此外， 盆东型过程中东亚沿岸自南向北表现出波脊-波槽-波脊的分布特征， 类似于EAP的正位相。
总的来说， 从Rossby波的对比来看， 盆东型中Rossby的传播能够到达比盆西型更加偏东的位置， 且波活动通量比盆西型偏强， 这均有利于盆东型中中高纬地区槽脊的东移和经向发展， 从而使得两类暴雨中上游地区的低槽以不同的路径和形势影响和制约中尺度系统的发生发展， 最终导致在盆地这一中尺度区域内暴雨落区不同。
5 结论
利用四川省气象局提供的1961 -2015年台站历史观测降水数据、 NCEP/NCAR逐日再分析资料， 对比研究了近50年四川盆地西部型和东部型RPHR事件发生前以及持续过程中环流形势演变以及物理量分布的差异特征， 并总结出了两类RPHR事件发生的天气学概念模型。结果表明四川盆地RPHR事件中主降水区是位于西部还是东部地区， 与各个层次中高纬和低纬地区大气环流的相互作用， 以及关键环流系统强度、 位置、 和演变的显著差别有密切关系。
（1） 在RPHRs发生前以及持续过程中， 中高纬地区的长波槽脊的位置与演变明显不一致。西部型中， 整个中高纬的长波槽脊经向发展不如东部型强， 巴尔克什湖低槽位置比东部型偏西， 更加稳定少动， 在其南端不断有短波槽自高原东移影响下游的盆地西部地区； 东部型中巴尔克什湖低槽在进入我国之后逐渐分裂形成阶梯槽， 以偏东南的路径影响盆地东部地区， 且冷空气比西部型偏强， 路径偏东。
（2） 西部型中西太平洋副热带高压比东部型位置偏西偏北， 强度偏弱， 130°E以西形态呈经向型， 而东部型呈纬向分布。这不仅使得西部型中副高西北侧的强上升气流区位置偏西偏北， 而且水汽输送也主要表现为以孟加拉湾的西南气流为主， 与东部型中以南海为主的东南气流明显不同。
（3） 西部型中南亚高压及其北侧的高空急流更加偏西、 偏北且偏弱， 这就使得高、 低层环流系统之间存在差异， 从而导致东部型中四川盆地的垂直上升运动比西部型偏东、 偏强， 对流不稳定能量比盆西型偏强， 也进一步使得西部型中低层气旋式辐合切变呈西南-东北向分布， 而东部型则为准东-西向分布， 从而导致暴雨落区在盆地东、 西部地区。
（4） 从合成的环流距平场和Rossby波活动通量的分析来看， 巴尔克什湖至中国东部在盆西型暴雨有稳定少动的“反气旋-气旋-反气旋”的环流距平形势， 在盆东型中则为东移加深的“反气旋-气旋-反气旋-气旋”的环流距平形势， 这与盆东型中Rossby波的能力传播更加偏东偏南有关。