Plateau Meteorology

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2022 , Vol. 41 >Issue 5: 1190 - 1208

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00060

Analysis of Multi-scale Characteristics of Three Different Types of Heavy Rainfall in Sichuan Basin

  • Shuang CHEN ,
  • Jisong SUN ,
  • Lifu HE
Expand
  • 1. National Meteorological Centre，Beijing 100081
    2. Nanjing Joint Institute for Atmospheric Sciences，Nanjing 210009，Jiangsu，China
    3. State key Laboratory of Server Weather，Chinese Academy of Meteorological Science，Beijing 100081，China

Received date: 2021-02-22

  Revised date: 2021-06-30

  Online published: 2022-11-03

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Shuang CHEN , Jisong SUN , Lifu HE . Analysis of Multi-scale Characteristics of Three Different Types of Heavy Rainfall in Sichuan Basin[J]. Plateau Meteorology, 2022 , 41(5) : 1190 -1208 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00060

1 引 言

四川盆地位于青藏高原东侧， 南侧为云贵高原， 北侧为秦巴山脉， 东侧为武陵山脉。受陡峭地形和夏季风共同影响， 夏季强降水天气频发， 中国西南部地区是仅次于华南地区的短时强降水天气活跃地区（陈炯等， 2013）， 其中四川盆地强降水最为活跃， 强度更大（赵衍斌等， 2016）。四川盆地内既有平原， 又有丘陵和山地， 地形地貌特征十分复杂， 不同天气背景下强降水过程的演变有着不同特征， 对流性降水落区与强度预报尤其难以把握。
郁淑华（1984）根据四川盆地强降水落区位置， 将其分为川西型、 川东型以及全川移动型， 并对其大尺度环境形势进行了合成分析， 发现其环境背景由副高和西风带低槽的相对位置所决定； 蒋兴文等（2008）利用1981 -2000年的逐日降水资料分析发现， 川西型暴雨最多， 川东型暴雨最少； 基于小时雨强的短时强降水时空分布特征研究（周秋雪等， 2015； 王佳津等， 2015； 李强等， 2017； 肖递祥等， 2017）表明， 四川盆地强降水高频次区， 主要分布于盆地西北部的龙山山脉、 西南部雅安及乐山周围与盆地过渡区， 且伴有明显的“夜雨”特征。造成四川盆地强降水的天气尺度系统， 主要有高原涡、 高原切变、 西南涡等（黄楚惠等， 2011； 何光碧和师锐， 2014； 杨康权等， 2017）。高原涡是形成于青藏高原上的低涡系统， 移出高原前多数为暖性低涡， 移出高原后一般会演变为斜压性低涡， 易在盆地诱发暴雨、 大暴雨（郁淑华和高文良， 2006）； 黄楚惠等（2011）利用湿螺旋度对一次高原低涡东移引发的四川盆地强降水过程进行了分析， 发现强降水中心出现在相对螺旋度梯度的大值一侧； 杨康权等（2017）分析了高原低涡影响下的一次暖区强降水特征， 发现涡前的正涡度平流使低层涡度增加、 垂直上升运动加强， 触发了强对流活动的发生。高原切变也是影响高原降水的重要天气系统， 是四川盆地西部突发性暴雨增强的主要原因（郁淑华等， 1997）； 郁淑华等（2013）在其开展的近13年青藏高原切变线活动及其对中国降水影响的若干统计分析研究过程中， 发现绝大多数年份每年有１~３次移出高原的横切变线， 可影响到中国西南部、 中部产生暴雨以上的降水； 何光碧和师锐（2014）通过对三次高原切变线过程演变特征及其对降水的影响分析发现， 初夏切变线引发的降水以稳定性降水为主， 降水量小， 呈零散分布， 而盛夏和夏末切变线引发降水其对流不稳定降水特征明显， 带来的降水更强、 范围更广， 呈带状分布在切变线附近。西南涡是我国最强的暴雨系统之一， 它所造成的暴雨强度、 频数和范围仅次于台风及其残余低压（李国平和陈佳， 2018）。赵思雄和傅慎明（2007）对2004年一次川渝大暴雨期间的西南涡结构及其环境场特征进行了分析， 发现川东地区的特殊地形， 500 hPa高空小槽以及700 hPa、 850 hPa 低层鞍型流场均是西南低涡产生和维持的重要条件； 康岚等（2011）对引发暴雨的西南低涡特征进行了分析， 发现引发暴雨的西南低涡相对于环境场是湿涡， 南边界是主要水汽输送方向； 陈贵川等（2013）对2012年7月的一次西南涡极端强降雨的成因进行了分析， 发现地面冷空气触发西南涡其东侧辐合上升运动强烈发展， 高层强辐散， 因而产生了对流性暴雨天气过程； 卢萍和杨康权（2017）对四川盆地三个典型落区西南涡暴雨天气成因进行了对比分析， 发现盆地降水与局地层结稳定性密切相关， 各个最强降水落区往往与层结最不稳定区域相对应。随着观测手段的不断丰富， 盆地强降水过程的中尺度特征被逐渐揭示出来。杨康权等（2013）在一次四川盆地西部区域性暴雨的分析过程中， 发现此次过程是由中-β尺度云团合并加强所生成的中-α尺度对流系统造成的； 孙建华等（2015）对2013年7月四川盆地的一次特大暴雨过程的中尺度演变特征进行了分析， 陈朝平等（2013）利用分钟量级的加密自动站降水资料对四川境内一次强降水过程的强降水时段平均降水率和降水变率等进行了详细的分析。此外， 四川盆地特殊地形对强降水的作用， 一直以来也吸引了研究人员较多的关注。已有研究（康岚等， 2004； 李川等， 2006； 段静鑫等， 2018； 张芳丽等， 2020）表明， 四川盆地及其周边特殊地形的主要作用有强迫抬升触发对流的新生、 阻挡对流系统移动、 气流绕流诱发低涡的生成以及在盆地内积累能量和水汽， 促进四川盆地对流层底层位势不稳定层结的建立等。
多年来， 尽管关于四川盆地暴雨及其影响系统的研究一直比较活跃， 但是， 复杂地形影响下的不同尺度系统相互作用过程与盆地内不同落区的暴雨过程之间的关系依然并不清晰， 数值模式在该区域预报偏差问题一直未能被很好地解决， 这既与陡峭地形的科学描述能力有关， 也与复杂地形作用下的风暴系统演变过程有关。Corfidi（2003）研究表明， 由中尺度对流系统产生的冷池出流与其周边不稳定环境的相互作用， 是造成中尺度对流系统（MCS）移动和传播的一个非常重要的因素； Jeong et al（2016）通过对一次极端强降水事件的分析， 发现冷池与周边环境的相互作用造成了中尺度流系统的准静止状态， 进而造成了极端强降水的产生； Wilson et al（2010）针对北京地区大量对流系统的发展演变特征分析发现， 对流系统与阵风锋之间的相互作用对对流系统下山后的发展增强起到了十分重要的作用。那么， 四川盆地内的对流暴雨过程中， 地形、 冷池以及天气系统之间存在哪些相互作用过程？相关方面的研究还比较薄弱。
2013年夏季6月中旬至7月下旬， 四川盆地先后出现了多次强降水天气过程， 引发了严重的洪涝灾害。其中， 6月19 -20日、 6月29日至7月1日、 7月4 -5日三次暴雨过程的大尺度环流背景不同， 暴雨中心位置不同， 在四川盆地暴雨过程中具有一定的代表性。这几次盆地暴雨的落区预报是天气业务预报的关键问题（孙俊等， 2014； 肖红茹等， 2014； 杨舒楠等， 2016）。本文将从不同动力学结构天气尺度系统主导下的中尺度特征出发， 对上述三次落区不同的强降水过程演变进行对比分析， 揭示不同尺度系统在强降水风暴系统演变中的作用， 构建不同类型环流背景下的盆地强降水过程多尺度概念模型， 以期能够加深对盆地强降水过程的理解。

2 资料来源

本文的资料来源： （1）经过严格质量控制的四川盆地国家基本站网24 h降水量、 区域地面自动站逐小时多要素观测资料； （2）四川盆地地区12 h间隔的常规探空观测资料； （3）四川盆地多普勒天气雷达资料和西南地区雷达组网拼图资料； （4）欧洲中心逐小时ERA-5再分析资料（Hersbach et al， 2020）。四川盆地地形特征及文中所用自动站、 探空站及雷达站点位置如图1所示。文中地图数据来源于全国地理信息资源目录服务系统提供的1∶100万全国基础地理数据库 （http： //www.webmap.cn/commres.do？method=result100W）。
图1 四川盆地观测站点分布与地形（阴影）特征

Fig.1 Distribution of observation sites and terrain characteristics （the shaded） in Sichuan Basin

3 降水概况和天气尺度特征

从三次暴雨过程期间的累计降水量分布［图2（左列）］来看， 2013年6月19 -20日过程的强降水落区主要位于四川盆地西部， 暴雨带位于盆地西北部， 国家基本站24 h累计降水量最大值， 出现在盆地西北部的青川站（站号： 57204）， 为160.2 mm， 这次天气过程以下称为“盆地西部型”暴雨过程； 6月29日至7月1日过程， 暴雨带主要位于四川盆地中部， 国家基本站24 h累计降水量最大值， 出现在盆地中部的遂宁站（站号： 57405）， 达417.5 mm， 突破该站建站以来的历史极值， 为“盆地中部型”暴雨过程； 7月4 -5日， 暴雨带沿盆地周边分布， 国家基本站24 h累计降水量， 最大值出现在盆地西南部的峨眉山站（站号： 56385）， 为141.7 mm， 以下称为“盆地周边型”暴雨过程。
图2 三次暴雨过程期间累计降水量分布（左， 单位： mm）和短时强降水站点数（右）时间序列

左侧黑色阴影区为海拔高于3500 m的区域

Fig.2 Distribution of cumulated precipitation（left， unit： mm） and time sequence diagram of short-duration heavy rain stations （right） during the three heavy rain processes.The black shaded area in the left figures indicating the area with an altitude higher than 3500 m

从三次暴雨过程期间自动站不同强度短时强降水出现站点数的时序［图2（右列）］可知， “盆地西部型”， 其主要强降水时段为2013年6月20日凌晨至上午， 短时强降水强度以20~60 mm·h-1为主， 最大小时雨强出现在20日04:00（北京时， 下同）的831607站， 达67.1 mm·h-1； “盆地中部型”， 其强降水过程则可分为三个阶段， 分别为6月29日后半夜至30日凌晨、 30日上午及7月1日凌晨， 三个阶段均出现了较多站次60 mm·h-1以上的短时强降水天气， 短时强降水强度较“盆地西部型”偏强， 最大小时雨强出现在30日10:00的833926站， 达88.1 mm·h-1； “盆地周边型”， 其降水过程也可分为三个阶段， 分别为4日上午、 4日20:00前后及5日08:00前后， 短时强降水强度主要也以20~60 mm·h-1为主， 最强降水时段出现在5日06:00前后， 最大小时雨强出现在5日07:00的837882站， 达82.5 mm·h-1。
从三次暴雨过程期间的平均环流形势场（图3）来看， “盆地西部型”暴雨过程中， 500 hPa高度场中高纬度地区为“两槽一脊”形势， 受台风系统影响， 西太平洋副热带高压（以下简称副高）位置总体偏东， 584 dagpm特征线位于盆地东部一带， 四川盆地则位于584 dagpm特征线的高原槽前， 盆地700 hPa风场则为偏南风控制； “盆地中部型”暴雨过程中， 500 hPa高度场中高纬度地区则整体较为平直， 副高较“盆地西部型”暴雨过程显著偏强， 588 dagpm特征线西脊点延伸至115°E附近， 盆地700 hPa风场伴有低涡中心； “盆地周边型”暴雨过程中， 高原及其以北地区500 hPa为脊区控制， 588 dagpm特征线西脊点延伸至117°E附近， 有冷空气从盆地东北一侧影响盆地， 对应 700 hPa风场盆地北部为偏北风控制， 南部为受偏南风影响。从上述三次暴雨过程期间的平均环流（图3）可以看到， 它们实质上分别代表了高空弱冷空气从西部高原一侧（高原槽）侵入盆地（肖红茹等， 2014）、 没有明显冷空影响盆地（西南涡）（周玉淑等， 2019）以及冷空气从东北侧侵入盆地（东北低涡低槽）（杨舒楠等， 2016）造成盆地暴雨的三种典型环流。
图3 三次暴雨过程期间的平均环流形势场

等值线为500 hPa高度场（单位： dagpm）， 矢量为700 hPa风场（单位： m·s-1）， 彩色区为700 hPa风速， 黑色阴影区为海拔高于3500 m的区域

Fig.3 Average circulation field during the three heavy rain processes.The contour is 500 hPa geopotential height （unit： dagpm）； the vector is 700 hPa wind field （unit： m·s-1）， the color area is wind speed at 700 hPa， the black shaded area indicating the area with an altitude higher than 3500 m

4 对流环境与多尺度系统相互作用

上述大尺度环流背景下的暴雨落区、 降水强度、 主要强降水时段不同。造成这种差异的根本原因可能与不同尺度天气系统在地形和不同大气稳定度环境条件下的动力学过程相互作用过程有关。

4.1　对流环境条件对比分析

三次暴雨过程均伴有较多站次短时强降水现象， 表现出明显的强对流特征。短时强降水的产生， 需要一定的对流不稳定条件、 较高的降水效率， 而降水效率与大气环境条件密切相关， 对流层整层相对湿度大、 暖云层厚度大、 垂直风切变小， 有利于降水效率提高（樊李苗和俞小鼎， 2013）。
选取三次暴雨过程最强降水时段发生前， 最靠近强降水中心的探空观测资料的T-logP图进行对比分析（图4）可知， 三次暴雨过程均伴有一定的不稳定能量， 其对流有效位能（以下简称CAPE）形态均呈“狭长型”， 这种形态的CAPE表明大气的温度廓线更接近湿绝热状态， 往往对应较高的降水效率（樊李苗和俞小鼎， 2013）， 有利于强降水的产生。具体来看， “盆地中部型”暴雨过程， 偏南风急流深厚， 对应的整层大气相对湿度大， 低层水汽含量充沛， 925 hPa比湿达19.12 g·kg-1， 暖云层厚度为三者中最大， 达4594 m， 其环境条件非常有利于短时强降水发生， 对应的最大小时雨强在三类降水中最强（88.1 mm·h-1）。这与俞小鼎（2013）研究认为有利于极端暴雨产生的第一类温湿层结特征基本一致。“盆地周边型”暴雨过程湿层厚度次之， 尽管其层结特征呈“上干下湿”分布， 暖云层厚度较“盆地中部型”暴雨过程略偏小， 但其CAPE值最大， 达3881.5 J·kg-1， 大的CAPE为对流的剧烈发展提供了有利的能量条件， 且500 hPa以下垂直切变在三类过程中最弱， 这可能是其最大小时雨强（82.5 mm·h-1）仅次于“盆地中部型”的重要环境因素； 而“盆地西部型”的湿层厚度最为浅薄， 其湿层结构为“上干下湿”， 其CAPE值最小， 为766 J·kg-1， 同时由于对流过程中的中上层存在较为深厚的干空气层， 对流过程中的蒸发作用较强（Carr and Millard， 1985）， 因此对应的最大小时雨强（67.1 mm·h-1）相对最弱。
图4 三次暴雨过程强降水发生前的T-logP图

Fig.4 The T-logP diagram characteristics during the three heavy rain processes

4.2　多尺度系统相互作用特征

4.2.1　对流风暴系统的垂直结构

为比较不同环流背景、 不同层结状态下的三次强降水过程对流系统的结构特征， 首先分别选取最强降水发生时强降水中心附近的雷达反射率垂直结构（垂直剖面走向沿对流系统移动方向）进行对比分析（图5）可知， “盆地西部型”的中心最大回波强度位于50~60 dBZ， 50 dBZ以上强回波区延伸至12 km以上， 对流发展高度较高， 垂直方向上呈现出多个不连续的强回波中心， 主要强回波中心位于8 km附近， 处于-10 ℃层以上， 表明对流活动中伴随较强的冰相过程， 与3~8 km高度存在较强的垂直风切变对应， 回波结构存在明显的回波悬垂； “盆地中部型”的中心最大回波强度达60 dBZ以上， 为三者中最强， 其强回波发展高度相对较低， 50 dBZ以上强回波基本位于10 km以下， 强回波中心位于3 km左右， 位于0 ℃层以下， 降水效率较高， 且其强回波区沿回波移动路径上分布较宽广， 有利于维持较长的强降水时间， 其对应的最大小时雨强相对最强； “盆地周边型”的中心最大回波强度甚至弱于最大小时雨强相对较弱的“盆地西部型”， 且表现为单一回波中心， 高低层回波中心基本重合， 对流组织性相对较差， 这与探空分析中“盆地周边型”暴雨过程中925~700 hPa垂直风切变相对较小有良好的对应关系， 50 dBZ以上强回波高度基本位于6 km以下， 为低质心降水系统， 降水效率高， 但是沿回波移动路径上强回波宽度和强度均不及“盆地中部型”， 因此对应的最大小时雨强弱于“盆地中部型”， 但强于“盆地西部型”。
图5 三次强降水过程中最强降水时段3.0°仰角雷达回波（左）和对流系统垂直剖面示意图（右）的对比分析（单位： dBZ）

左侧图中线段AB为右侧垂直剖面位置， 从A到B为对流系统移动方向

Fig.5 Radar echo on 3.0 ° elevation （left） and the vertical diagram of convective systems （right） during the most intensive precipitation period of the three heavy rain processes.Unit： dBZ.The line “AB” in the left side indicating the vertical profile position， the direction from A to B is convection system movement direction

4.2.2　对流风暴系统的触发与演变

从对流初生位置（图6）来看， “盆地西部型”和“盆地周边型”均位于盆地西部高原东侧的山前地带， 而“盆地中部型”位于盆地内的宜宾至绵阳一线； 从对流初生阶段回波结构特征来看， 三者均表现为沿着地形呈线状排列的若干孤立中γ尺度对流单体。其中“盆地西部型”的对流系统位于高原东坡一侧的盆地边沿， 呈东北—西南走向， 回波强度基本以35 dBZ以上的对流云回波为主； “盆地中部型”的初始对流系统显然与高原地形没有直接联系， 而是位于盆地内相对低矮的龙泉山附近， 但是又与龙泉山的走向并不完全一致， 长度也更长， 呈南北走向， 南侧主要以35 dBZ以上的对流云回波为主， 北侧则是对流云和层状云回波混合； “盆地周边型”的初始对流系统同样生成于高原东坡一侧的盆地边沿， 呈东北-西南走向， 强度较前述二者略偏弱。从对流初生时间（图略）来看， “盆地西部型”对流为2013年6月20日凌晨， “盆地中部型” 为6月29日傍晚， “盆地周边型” 为 7月4日上午。
图6 三次暴雨过程对流新生阶段回波强度（彩色区， 单位： dBZ）与地形海拔（灰色阴影， 单位： m）分布特征

Fig.6 The overlay maps of radar echo（color area， unit： dBZ） and terrain （grey shadow， unit： m） at the initial stage of the three heavy rain processes

从对流系统的演变来看， “盆地西部型”对流系统生成后， 逐渐演变为高度组织化的线状对流， 并沿着平行于线状对流的右前方移动， 即逐渐缓慢地离开地形向盆地内移动， 表现出右移风暴特征（图7）。2013年6月20日03:40， 对流主体后部（南侧）有对流单体新生， 在北移动过程中获得发展， 与北侧线状对流系统连接， 逐渐演变形成“人”字型回波； 05:30， 线状对流移过成都平原的龙泉山时， 细长的“人”字型回波结构被破坏， 对流回波主体结构演变为块状， 在块状回波南北两侧， 均有零散对流在发展； 07:30， 对流系统越过龙泉山， 对流系统主体由“块状”逐渐演变为不规则的细长型； 10:00， 对流系统再次在盆地内形成高度组织化的线状结构； 11:30， 对流系统在往北移动过程中， 其线状结构逐渐被破坏， 回波强度也显著减弱， 后期移至盆地西北部后逐渐减弱消散。综上， “盆地西部型”对流系统开始于半夜前后的高原东侧， 离开大地形后逐渐向盆地内移动， 中午前后在盆地内消亡， 生命史不足12 h； 形态特征上经历了沿高原地形线性组织化， 受盆地内低矮山脉的影响逐渐转为块状（团状）， 然后再次在平原地区高度线性组织化， 最后消失于盆地西北部。
图7 “盆地西部型”暴雨过程期间对流系统雷达回波（彩色区， 单位： dBZ）演变特征

灰色阴影为海拔（单位： m）

Fig.7 The radar echo （color area， unit： dBZ） evolution of convection systems during the Western Basin Type heavy rain process.Gray shaded is altitude （unit： m）

图8为“盆地中部型”对流系统生成后的演变特征， 可以看出， 对流系统演变分为线状对流和涡旋状对流两个明显的阶段。2013年6月29日23:00， 盆地内部生成的若干孤立对流单体， 发展加强并略有东移， 连接成南北走向的线状对流系统； 30日01:00， 对流系统线状结构被破坏， 回波整体演变为对流云和层状云混合回波， 前沿向东扩散， 对流系统从线状对流阶段向涡旋状对流阶段发展； 04:00， 对流系统主体继续朝盆地中部移动， 其形态演变逐渐为涡旋状对流系统， 低涡后部和前部， 均伴有明显的螺旋状对流回波带， 强回波中心主要位于螺旋状对流带上； 09:00， 西侧的涡旋云带已经消失， 对流系统演变成低涡前部出现两条平行的螺旋状对流回波， 随着外侧螺旋状对流系统沿逆时针方向向北旋转收缩， 回波形态由双螺旋状演变为“T”型结构（12:00）； 19:00以后， 回波强度逐渐减弱， 带状回波消失， 回波主要以低涡附近的块状层状云回波为主。综上， “盆地中部型”对流系统生成傍晚至前半夜， 主体位于远离高原地形的盆地内， 强降水过程持续超过24 h， 形态特征上经历了由线状对流逐渐演变为逆时针旋转的低涡型对流形态， 然后涡旋结构被破坏， 最后收缩为团状对流系统并逐渐减弱消失几个阶段。
图8 “盆地中部型”暴雨过程期间对流系统雷达回波（彩色区， 单位： dBZ）演变特征

灰色阴影为海拔（单位： m）

Fig.8 The radar echo （color area， unit： dBZ） evolution of convection systems during the Central Basin Type heavy rain process.Gray shaded is altitude （unit： m）

图9为“盆地周边型”对流系统生成后的演变特征， 其对流系统最初于2013年7月4日中午前后在盆地西北部山前地区生成， 表现为沿着盆地西部山前东北西南走向的线状对流， 生成后沿地形向偏东南方向扩展， 并在扩展过程中后部对流系统逐渐减弱消失， 4日傍晚至前半夜， 对流系统发展至盆地西南部， 表现为沿着盆地西南部西北东南走向的线状对流， 并于20:00左右发展到最强， 此后， 对流系统逐步朝盆地中东部移动； 5日凌晨， 对流系统移盆地东部山区， 沿着华蓥山一线， 组织成东北西南走向的带状对流回波， 中心回波强度达45 dBZ以上。总之， 其对流系统主要表现为沿着盆地边沿大地形逆时针方向旋转移动。
图9 “盆地周边型”暴雨过程期间对流系统雷达回波（彩色区， 单位： dBZ）演变特征

灰色阴影为海拔（单位： m）

Fig.9 The radar echo （color area， unit： dBZ） evolution of convection systems during the Peripheral Basin Type heavy rain process.Gray shaded is altitude （unit： m）

4.2.3　多尺度系统在对流系统演变过程中的作用

从前面的分析可以看到， 三次强降水过程对应的对流系统组织化演变几乎完全不同， 那么， 对流系统的触发、 组织化和移动过程与不同尺度天气系统是什么关系呢？
首先来看对流系统的触发过程。图10为“盆地西部型”对流触发前（2013年6月20日01:00）的环境场特征， 700 hPa风场整个盆地为偏南风控制， 盆地内存在一支12~14 m·s-1的低空急流， 假相当位温场表现为低空急流左侧存在暖湿舌（>356 K）； 850 hPa风场表现为盆地中东部为东南风控制， 中心风速达12 m·s-1以上， 盆地西北部为弱偏北风， 而在盆地西南部则为弱的偏西南风控制（图略）， 二者在成都平原一带形成弱切变系统； 925 hPa风场风场上为近似于椭圆形气旋式涡旋控制， 长轴型辐合中心位于盆地中部， 与假相当位温中心（>360 K）对应。事实上， 后来触发的线状对流系统远离925 hPa和850 hPa的辐合中心， 而是位于沿高原陡坡的盆地西部边沿位置。结合图4中的探空资料可以看到， 700 hPa以下存在较为明显的对流抑制（CIN）， 这表明该初生对流系统并不是由低层天气系统本身的辐合抬升作用触发的， 或者说盆地内天气系统本身的抬升机制不足以触发对流， 而是对流层中层的偏南气流在高原陡坡的强迫抬升作用下触发的， 如图10（b）所示， 在高原陡坡前伴有明显的上升运动。
图10 “盆地西部型”暴雨过程对流初生前期（6月20日01:00）中低层环境场（a）及其沿31.1°N的垂直剖面（b）

（a）中风向杆为700 hPa水平风场（单位: m·s-1）, 黑色等值线为700 hPa假相当位温（单位: K）, 红色粗实线为850 hPa水平风切变线, 红色粗虚线为925 hPa水平风切变线, 填色区为海拔高度（单位: m）; （b）中红色等值线为假相当位温（单位: K）, 黑色等值线为垂直速度（单位: Pa·s-1, 实线为下沉运动, 虚线为上升运动）, 矢量表示垂直纬圈环流（单位: m·s-1）, 灰色阴影表示地形, 黑色方框为触发对流的上升运动区

Fig.10 The synthetic map of the middle and lower layers （ a ） and the vertical section along 31.1°N （ b ） during the prophase of initial stage （at 01:00 on 20 June） of convection for the the Western Basin Type heavy rain process.In Fig.10（a）， the wind barb for horizontal wind field （unit： m·s-1） on 700 hPa， the black contour for pseudo-equivalent potential temperature （unit： K） on 700 hPa， the red solid line for horizontal wind shear on 850 hPa， the red dashed line for horizontal wind shear on 925 hPa， the shaded for altitude（unit： m）； In Fig.10（b）， the red contour for pseudo-equivalent potential temperature （unit： K）， the black contour for vertical velocity（unit： Pa·s-1， solid line indicate sinking motion， dashed line indicate ascending motion）， the arrow for zonal circulation （unit： m·s-1）， the gray shaded area for terrain， the area in the black box indicating the updraft zone triggering the convection

“盆地中部型”对流触发前期（2013年6月29日20:00）环境场特征表现为， 700 hPa为偏南风控制， 风速普遍为8~10 m·s-1， 沿着偏南气流在盆地西部伴有明显的暖湿舌特征， 暖湿舌轴线位于宜宾至绵阳一线， 其前沿延伸至盆地西北部， 初始对流正是沿着700 hPa暖湿舌轴线生成（图略）； 925~850 hPa高度内， 风场上已经出现低涡系统， 低涡中心位于盆地南部边沿， 与假相当位温中心基本重合， 表明此时浅薄的西南涡是一个具有“暖涡”性质的低涡系统， 低涡的西北象限为假相当位温密集带［图11（a）］， 从穿过锋区的垂直剖面图［图11（b）］上可以看到， 低涡西侧的低层锋区上存在较强的上升运动， 最大上升速度达-1.2 Pa·s-1。尽管对流发生前， 盆地内也存在一定强度的对流抑制［图4（b）］， 上述观测事实表明， 开始阶段的对流正是在700 hPa暖湿舌上、 沿着暖涡外侧的低空锋区生成并组织成线状对流系统的。
图11 “盆地中部型”暴雨过程对流初生前期（6月29日20:00）850 hPa风场（风向杆， 单位： m·s-1）、 假相当位温（等值线， 单位： K）、 雷达基本反射率因子（彩色区， 单位： dBZ）与地形（灰色阴影， 单位： m）叠加（a）及其沿28.5°N的垂直剖面（b）

（b）中红色等值线为假相当位温（单位： K）， 黑色等值线为垂直速度（单位： Pa·s-1， 实线为下沉运动， 虚线为上升运动）， 矢量表示垂直纬圈环流（单位： m·s-1）， 灰色阴影表示地形， 黑色方框为触发对流的上升运动区

Fig.11 The overlay map of wind field （barb， unit： m·s-1） at 850 hPa， pseudo-equivalent potential temperature （black contour， unit： K） on 850 hPa， basic radar reflectivity （color area， unit： dBZ） and terrain （gray shade， unit： m） （a） and the vertical section along 28.5°N （b） during the prophase of initial stage （at 20:00 on 29 June） of convection for the Central Basin Type heavy rain process.In Fig.11（b）， the red contour for pseudo-equivalent potential temperature （unit： K）， the black contour for vertical velocity （unit： Pa·s-1， solid line indicating sinking motion， dashed line indicating ascending motion）， the arrow for zonal circulation （unit： m·s-1 ）， the gray shaded area for terrain， the area in the black box indicating the updraft zone triggering the convection

“盆地周边型”对流触发前期（2013年7月4日10:00）， 盆地内700 hPa风速大多只有2~4 m·s-1， 较“盆地西部型”和“盆地中部型”均明显偏弱， 盆地西部为假相当位温的高值中心， 高原北部开始出现较强的假相当位温梯度， 表明对流层中层的冷空气前沿已经越过秦岭-大巴山（图略）； 850 hPa（图12）和925 hPa（图略）四川盆地西南部均存在低涡中心， 低涡中心位置近乎重合， 与“盆地中部型”不同， 低涡中心并不是位于暖湿中心或暖湿舌上， 而是位于假相当位温锋区上。上述观测事实表明， 初始对流并没有在对流层低切变线或低涡中心被触发， 而是沿着西部山前地形触发的。从后文的分析（图16）可以看到， 随着进入盆地的冷空逐渐向南推进加强， 对流系统也沿着地形边沿向南移动和加强。也就是说， 盆地内低层浅层斜压涡（风场几乎垂直于假相当位温等值线）并不是对流的直接触发系统， 从盆地北部入侵的冷空气与盆地边沿陡峭地形相互作用可能是这类对流性暴雨的主要触发机制。
图12 “盆地周边型”暴雨过程第一阶段（7月4日10:00）850 hPa风场（风向杆， 单位： m·s-1）、 假相当位温（等值线， 单位： K）、 雷达基本反射率因子（彩色区， 单位： dBZ）与地形（灰色阴影， 单位： m）叠加图

红色粗实线为850 hPa切变线

Fig.12 The overlay map of wind field （barb， unit： m·s-1） at 850 hPa， pseudo-equivalent potential temperature （black contour， unit： K） at 850 hPa， basic radar reflectivity （color area， unit： dBZ ） and terrain （ gray shadow， unit： m ） during the first stage（at 10:00 on 4 July） of the convection for the Peripheral Basin Type heavy rain process.The red solid line indicating horizontal wind shear at 850 hPa

图13 “盆地西部型”暴雨过程对流发展移动阶段地面风场（矢量， 单位： m·s-1）、 假相当位温（等值线， 单位： K）、 基本反射率因子（彩色区， 单位： dBZ）与地形（灰色阴影， 单位： m）叠加图

（a）中实线蓝色圆形区为1 h后基本反射率因子达35 dBZ以上的区域

Fig.13 The overlay map of wind field （vector， unit： m·s-1）， pseudo-equivalent potential temperature （black contour， unit： K） and basic radar reflectivity （color area， unit： dBZ） on surface and the terrain （gray shadow， unit： m） during the development stage of convection for the Western Basin Type heavy rain process.In Fig.13（a）， the blue contour indicating the area with basic radar reflectivity≥35 dBZ one hour later

图14 “盆地中部型”暴雨过程线状对流稳定发展阶段的风场［风羽（a）和矢量（b~c）， 单位： m·s-1］、 假相当位温（等值线， 单位： K）、 基本反射率因子（彩色区， 单位： dBZ）与地形海拔（灰色阴影， 单位： m）叠加图

Fig.14 The overlay map of wind field ［wind barb （a） and arrow （b~c）， unit： m·s-1］， pseudo-equivalent potential temperature （black contour， unit： K）， basic radar reflectivity （color area， unit： dBZ ） and terrain （gray shadow， unit： m） at 850 hPa （a） and surface （b~c） during the development stage of linear convection for the Central Basin Type heavy rain process

图15 “盆地中部型”暴雨过程涡旋状对流阶段（6月30日04:00）700 hPa （a）、 850 hPa（b）风场（风向杆， 单位： m·s-1）、 假相当位温（等值线， 单位： K）、 基本反射率因子（彩色区， 单位： dBZ）与地形（灰色阴影， 单位： m）叠加

Fig.15 The overlay map of wind field （barb， unit： m·s-1）， pseudo-equivalent potential temperature （contour， unit： K）， basic radar reflectivity （color area， unit： dBZ ） and terrain （gray shadow， unit： m） at 700 hPa （a） and 850 hPa （b） during the vortex convection stage （at 04:00 on 30 June） for the Central Basin Type heavy rain process

图16 “盆地周边型”第二阶段和第三阶段850 hPa风场（风向杆， 单位： m·s-1）、 假相当位温（等值线， 单位： K）、 基本反射率因子（彩色区， 单位： dBZ）和地形海拔（灰色阴影， 单位： m）的叠加（a~b）以及7月5日05:00沿30.00°N的垂直剖面（c）

（c）中红色等值线为假相当位温（单位： K）， 黑色等值线为垂直速度（单位： Pa·s-1， 实线为下沉运动， 虚线为上升运动）， 矢量表示垂直纬圈环流（单位： m·s-1）， 灰色阴影表示地形

Fig.16 The overlay map of wind field （barb， unit： m·s-1） at 850 hPa， pseudo-equivalent potential temperature （contour， unit： K） at 850 hPa， basic radar reflectivity （color area， unit： dBZ） and terrain （gray shadow， unit： m） on the second stage and the third stage during the Peripheral Basin Type heavy rain process （a~b） and the vertical section along 30.00°N at 05:00 on 5 July （c）.In Fig.16（c）， the red contour for pseudo-equivalent potential temperature （unit： K）， the black contour for vertical velocity（unit： Pa·s-1， solid line indicating sinking motion， dashed line indicating ascending motion）， the arrow for zonal circulation （unit： m·s-1 ）， the gray shaded area for terrain

下面， 来讨论不同尺度系统相互作用在对流系统的移动与组织化过程中的作用。
从前面的观测特征可以看到， “盆地西部型”对流系统表现出明显“右移风暴”特征， 即对流系统几乎垂直于700 hPa流线向盆地东部移动， 那么， 对流系统移动和组织的驱动因子是什么？比较2013年6月20日03:00和01:00的850 hPa以下风场可以看到， 03:00， 在线状对流系统东侧， 850 hPa及其以下高度的偏北气流已经越过龙泉山脉（图略）； 结合地面风场可以发现［图13（a）］， 这支偏北气流是一支较为深厚的对流冷池出流—即冷池厚度足以越过龙泉山脉。冷池出流前沿与东侧稳定维持的暖湿舌形成了较为深厚的中尺度锋区。线状对流系统正是沿着对流冷池出流方向， 即垂直于对流层中层的引导气流方向（偏南风）“移动”的。
冷池出流与暖湿舌的相互作用在“盆地西部型”对流系统的“后向传播”过程中， 扮演了十分重要的作用。2013年6月20日06:00， 对流主体南部受冷池出流影响， 表现为偏北风控制， 而在出流前沿为稳定的暖湿舌， 中心假相当位温达358 K以上［图13（b）］。对比图13（b）和（c）（06:00和07:00）的变化可以清楚地看到， 冷池出流穿过暖湿舌左侧的假相当位温锋区的位置， 不断有零散的对流生成发展（实线蓝圈位置）， 造成对流系统不断向南“伸展”， 而形成强对流冷池的“老”对流系统（虚线蓝圈位置）则逐渐“消亡”。正是对流系统的后向传播特征造成了对流系统逐渐离开陡坡地形向东“移动”、 向南发展过程（本质是传播过程）。对流系统的形态特征也与这一传播特征有关： 开始阶段， 对流系统沿陡坡地形触发和组织， 表现为沿地形的“细长型线状”对流； 对流系统离开陡坡地形的过程中， 冷池前沿不断触发新生对流， 而形成冷池效应的“老”对流系统中的不同对流单体， 其对流强度的减弱速度存在明显差异， 加之龙泉山地形的影响， 造成对流系统的“细长型线状”形态特征被破坏； 当对流系统完全脱离地形（龙泉山）影响后， 对流系统在相对平坦地形上沿冷池前沿高度组织化发展， 再次呈现为“细长型线状”对流。
相对于“盆地西部型”， “盆地中部型” 对流系统持续时间更长， 演变过程更为复杂。2013年6月29日20:00前后， 对流在700 hPa暖湿舌上、 沿着低层暖涡外侧的低空锋区生成并组织成线状对流系统， 直到30日00:00前后， 对流系统几乎停滞在初始位置上并没有移动或者传播， 但是对流强度在不断增强， 线状对流系统组织化程度更高（图略）。与之对应， 盆地内850 hPa风场显著增强， 低涡东侧的东南风由8~10 m·s-1增强至12~16 m·s-1［图14（a）］， 对流系统正是在涡旋北侧、 θ se等值线与流场夹角最大处发展增强的， 表明低层东南暖湿气流增强造成的斜压发展过程对对流增强具有显著影响； 700 hPa的南风气流也有所增强， 在高原地形作用下， 水汽进一步在陡峭地形东侧聚集， 造成盆地西侧的暖湿舌增强， 形成沿高原地形分布θ se>356 K的狭长暖湿带（图略）。
对流系统为什么从直线型逐渐演变为涡旋状呢？从2013年6月30日00:00 -01:00的观测可以看到， 对流系统的形变过程首先是从直线对流系统的东南侧开始的： 该区域对流强度最强（50~55 dBZ）， 与之对应， 地面上出现了指向暖湿中心的强而浅薄的冷池出流， 地面冷池出流上方的925 hPa上依然维持东南气流， 表明冷池厚度比“盆地西部型”浅薄得多。在出流近乎于垂直穿过θ se等值线的位置［图14（b）蓝色线区域］， 即直线型对流系统南端的东侧， 迅速触发了西北-东南指向的新生回波， 这表明， 随着对流系统的增强， 对流冷池在回波形态演变过程中扮演着重要作用： 南端的对流冷池出流（偏西气流）与环境暖湿气流（偏东气流）的作用过程诱发新生对流， 对流系统开始逐渐由直线型演变为弧线。
在“盆地中部型”对流系统逐渐演变为涡旋状的初始阶段（图15）， 盆地内700 hPa风场仍为偏南风控制， 并无明显的低涡中心， 但是假相当位温场则在涡旋回波中心出现了一个低于344 K以下低值中心（偏南气流中出现假相当位温低值中心的原因， 可能与对流层中层的干侵入过程有关， 2013年6月29日20:00， 假相当位温低值中心位于盆地北部边沿（31°N以北）， 中心最低值为336 K）； 850 hPa流场低涡中心位置略有北移， 位于涡旋回波中心西南方向的假相当位温梯度区； 在925 hPa上， 涡旋回波中心、 流场低涡中心和θ se高值中心依然基本重合（图略）。天气系统的上述结构特征为涡旋对流的发展提供了有利的环境条件： 对流层中层θ se（假相当位温）降温中心叠加在低空暖湿中心上空， 为对流发展提供了层结不稳定环境； 涡旋辐合流场与假相当位温锋区的共同作用有利于对流的维持； 在存在明显日变化特征的低空风场作用下， 午夜后显著加强的低空涡旋状风场有利于对流沿流线方向组织。30日08:00（图略）， 700 hPa、 850 hPa和925 hPa的流场上均出现了低涡中心， 低涡中心随高度向西北方向倾斜， 表现出明显的斜压涡结构特征。后期随着高低层低涡中心位置逐渐趋于重合， 低涡系统也逐渐趋于减弱消失。
“盆地周边型”对流系统， 在盆地内沿高原地形逆时针方向移动显然和冷空气在地形影响下的推进过程有关（图16）。2013年7月4日20:00， 与850 hPa上的冷空气主体对应， 较强的东北气流控制着盆地西部， 盆地西部的对流不稳定条件迅速消失， 第一阶段沿高原东侧陡坡的对流系统逐渐消失。低层冷空气前沿的东北气流在地形抬升作用下， 盆地南部的陡坡附近对流被触发。随着南下冷空气被南部高原的阻挡， 盆地南沿的低层气流（850 hPa以下）逐渐被较强的西北气流控制， 即低层气流方向与地形走向基本一致， 南部高原地形的抬升作用消失， 盆地南部边沿的对流系统逐渐减弱消失。
随着盆地冷空气在盆地西部陡坡前堆积并向东扩展， 盆地中部的θ se锋区显著增强， 华蓥山以西的四川盆地地区的东北气流加强， 700 hPa上最大风速超过12 m·s-1， 与华蓥山以东地区的弱偏西南气流形成明显的风速切变线， 与之对应的850 hPa上的东北西南走向切变线位置略偏西， 从垂直结构［图16（c）］可以看到， 冷空气从对流层中层沿川西高原东侧侵入， 并在900 hPa以下迅速向盆地东扩散， 在浅薄的“冷垫”上方存在对流不稳定层结并伴有显著的上升运动， 这一阶段的对流系统正是在浅薄冷垫上的对流层中层暖湿切变上发展组织起来的， 具有典型的高架雷暴特征。

4.3　四川盆地三类不同强降水落区的多尺度模型

基于前述多尺度特征分析， 可以勾勒出四川盆地三类不同强降水落区的多尺度概念模型。
（1） “盆地西部型”强降水对流系统， 首先是夜间不断增强的700 hPa暖湿偏南气流在川西高原边坡地形强迫抬升作用下， 对流沿陡坡地形被触发。随着对流持续， 地面冷池加强增厚， 低层暖湿东南气流在指向盆地一侧的冷池出流抬升作用下诱发新生对流； 另一方面， 原来存在于盆地西沿的对流系统低层的暖湿入流被逐渐切断， 层结不稳定状态逐渐减弱， “老”对流系统逐渐减弱， 这一阶段由于新老对流系统同时存在， 在雷达探测上表现为， 沿高原西坡的细长直线型回波带向盆地方向发展、 “变宽”， 对流系统前侧、 后侧边界变得不规则； 当对流系统完全脱离高原地形影响后， 冷池前沿与低层暖湿的东南气流形成了更强的中尺度锋区， 对流系统再次在盆地内沿锋区被组织成“细长的直线型”回波带。
图17 “盆地西部型”暴雨过程对流新生（a）和移动传播（b）的概念模型

灰色阴影为海拔（单位： m）

Fig.17 Conceptual model for the initiation （a） and propagation （b） of convective systems of the Western Basin Type heavy rain process.Gray shaded for altitude （unit： m）

（2） “盆地中部型”对流系统首先在700 hPa暖湿舌轴线上、 沿着低层浅薄的暖性低涡外侧的锋区上被触发， 并沿对流层中层低空急流轴线的左侧组织成线状对流系统； 当盆地南部的低层低涡中心逐渐脱离θ se高值中心偏向锋区一侧时， 南端的对流系统发展更强， 因而出现更清晰的对流冷池， 浅薄的对流冷池出流与低层东南暖湿气流的交汇处， 新的对流被触发， 并向低层θ se高值区发展， 直线型对流系统逐渐演变为“弧线型”； 此后， 对流层中层出现明显的θ se低值中心， 涡旋气流向对流层中层发展， 而对流层低层的θ se高值中心一直维持， 这为对流系统的维持提供了稳定的对流不稳定环境条件， 另一方面， 涡旋辐合流场与假相当位温锋区的共同作用触发对流的不断新生， 更深厚的涡旋状风场有利于对流沿流线方向高度组织化。
图18 “盆地中部型”暴雨过程对流新生（a）、 传播（b）的概念模型

灰色阴影为海拔（单位： m）

Fig.18 Conceptual model for the initiation （a） and propagation （b） of convective systems of the Central Basin Type heavy rain process.Gray shaded for altitude （unit： m）

（3） 当冷空气从盆地北侧的秦岭-大巴山侵入盆地时， 容易出现沿盆地陡坡边沿逆时针移动的“盆地周边型”强降水对流系统。盆地内低层浅薄的斜压涡并不是对流的直触发系统， 冷空气沿盆地边沿陡峭地形的推进过程是这类对流性暴雨的主要触发机制； 因而， 对流首先在盆地西北侧陡坡地形处被触发， 形成沿盆地西侧边沿的带状对流； 随着冷空气向南推进， 盆地南部边沿地带对流开始出现， 当低层气流方向与地形走向基本一致， 南部高原地形的抬升作用消失， 盆地南部边沿的对流系统逐渐减弱消失； 随着盆地冷空气在盆地西部堆积并在低层向东扩展， 浅薄冷垫以上的对流层中层对流不稳定在暖湿切变的抬升作用下， 盆地东部对流被触发并沿切变线发展组织起来。
图19 “盆地周边型”暴雨过程对流新生（a）和移动传播（b~c）的概念模型

灰色阴影为海拔（单位： m）

Fig.19 Conceptual model for the initiation （a） and propagation （b~c） of convective systems of the Peripheral Basin Type heavy rain process.Gray shaded for altitude （unit： m）

5 结论

利用ERA-5逐小时再分析资料、 结合加密自动站、 常规探空、 组网雷达资料对2013年夏季发生在四川盆地的三次强降水落区不同的暴雨过程进行对比分析， 从具有典型代表性的不同天气尺度系统主导下对流系统演变过程特征出发， 分析了不同尺度天气系统在地形和不同大气稳定度环境条件下的动力学过程对对流系统移动传播、 结构演变等方面的影响， 主要得出以下结论：
（1） 主要降水时段开始于6月19日夜间的盆地西部型对流暴雨过程， 发生在对流层中层存在较为深厚的干层大气环境中， 由700 hPa暖湿偏南气流沿川西高原陡坡地形强迫抬升触发， 初始阶段呈细长型线性回波； 对流发展过程中， 低层暖湿东南气流在对流冷池出流抬升作用下诱发新生对流， 造成对流系统向盆地方向发展、 “变宽”， 细长型线性回波被破坏； 后期， 随着前侧“新生对流”的发展， 盆地西沿的对流系统低层的暖湿入流被逐渐切断， 层结不稳定减弱， 对流系统逐渐远离高原地形， 再次在盆地内形成 “细长型线性对流系统”； 中午前后， 由于对流系统前侧暖湿入流显著减弱， 对流系统在盆地中部消失。
（2） 主要降水时段发生在6月29日夜间至30日的盆地中部型对流暴雨过程， 是一次典型的“西南涡”暴雨过程， 强降水持续时间超过24 h。对流系统首先在700 hPa暖湿舌轴线上、 沿着低层浅薄（850 hPa以下）的暖性低涡外侧的斜压锋区上被触发， 并沿对流层中层低空急流轴左侧组织成线状对流系统； 对流发展过程中， 线性对流系统南端产生的浅薄对流冷池其出流与低层东南暖湿气流的交汇处， 新的对流被触发， 并向低层θ se高值区发展， 直线型对流系统逐渐演变为“弧线型”； 此后， 对流层中层出现明显的θ se低值中心， 而对流层低层的θ se高值中心一直维持， 涡旋状气流向对流层中层发展； 另一方面， 气旋式辐合流场与假相当位温锋区的共同作用触发对流不断新生， 对流系统逐渐演变为类似于螺旋雨带分布。随后（30日凌晨）， 流场上出现低涡中心向西倾斜的深厚低涡环流， 随着对流层中低层倾斜分布的低涡中心逐渐演重合， 螺旋状对流雨带逐渐向低涡中心收缩并最终消失。
（3） 主要降水时段发生7月4日白天至夜间的盆地周边型对流暴雨过程， 是一次冷空气越过秦岭-大巴山、 从盆地西北侧侵入盆地的过程。冷空气沿盆地边沿陡峭地形的推进是这类对流性暴雨的主要触发机制。对流首先在盆地西北侧陡坡地形处被触发， 形成沿盆地西侧边沿的带状对流； 随着冷空气向南推进， 盆地南部边沿地带对流开始出现， 当低层气流方向与地形走向基本一致， 南部高原地形的抬升作用消失， 盆地南部边沿的对流系统逐渐减弱消失； 随着盆地冷空气在盆地西部堆积并在低层向东扩展， 浅薄冷垫以上的对流层中层对流不稳定在暖湿切变的抬升作用下， 盆地东部对流被触发并沿切变线发展组织起来。

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