四川盆地一次春季暴雨的特征分析和数值模拟

高青云，廖文超，李晓容，周 虹

(1.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，成都 610072；2.四川省南充市气象局，南充 637000)

引言

春季是大气环流由冬至夏的过渡季节，大气环流的格局与夏季明显不同，大量级降水和暴雨形成的大气环境条件必然不同。中国内陆春季暴雨由于各地热动力条件的差异以及纬度间、上下游(层)能量的交换，形成机理十分复杂。个例研究表明，山东春季暴雨主要是受低层低涡和地面气旋影响，与夏季暴雨的不同在于副热带系统较弱而西风带系统起主导作用，暴雨前后冷暖空气活动剧烈[1]。河南春季暴雨区低层有强水汽输送和辐合，对强降水产生有非常重要的贡献，气层呈对流稳定状态[2]。鲁坦等[3]认为河南春季暴雨容易发生在高空槽前地面倒槽中，天气学物理概念模型大致分为低槽/低涡型和短波槽/切变线型两类。梁军等[4]则认为对流层低层的增温、增湿及冷空气的侵入是导致大连春季暴雨的主要原因。陕西春季暴雨预报除考虑环流演变外，还应关注低纬地区的水汽和能量输送及热带低压云系活动状况[5]。此外，暖锋锋生和对流层中层的湿对称不稳定有利于黑龙江春季暴雨的产生[6]，西南风低空急流是山东济宁大范围春季暴雨发生的必要条件，当存在超低空急流时，对暴雨的产生更为有利[7]。数值模拟方面，张春喜等[8]采用敏感性试验对山东一次罕见春季大暴雨发生机理进行了诊断，指出初始对流的触发机制与地形、温度日变化的作用和边界层辐合线有关。这些研究为中国中东部地区春季暴雨的机理认识提供了线索，而对华西地区春季暴雨分析尚少，机理认识不足。总体上，中国春季暴雨中尺度对流系统的发生发展与演变由于地理位置和地形的不同，边界层的能量状况因此不同，环流形势和影响系统存在明显差异，有的暴雨低空形势和边界层热力作用明显，有的暴雨高空形势和动力作用显著，均与暴雨出现的时空和所处的季节特征有关。

本文针对2019年4月20日发生在四川盆地的一次暴雨、大暴雨过程进行主要结构特征的观测分析和数值模拟研究，讨论模式对华西低海拔地区春季暴雨的模拟能力和相关问题，旨在进一步加深对春季暴雨形成机理的认识和理解，以期能为此类暴雨的业务预警提供参考。

1 数据和方法

研究使用的数据包括：(1)地面实况采用“四川省气象业务内网”(http：//10.194.17.74/)下载的地面自动气象站逐小时气象要素实况资料；(2)高空实况使用统一的全国综合气象信息共享平台CIMISS(China Integrated Meteorological Information Service System)下载资料；(3)再分析数据采用美国国家环境预报中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction,USA)的再分析资料，空间分辨率为1°×1°，时间间隔6小时；(4)物理量诊断场数据和WRF模式初始场来自NCEP再分析资料，模式物理量诊断场数据来自WRF模式输出的后处理资料。由于本例暴雨发生在春季，人们对这类暴雨认识的经验并不多。因此，为了更清晰的揭示华西低海拔的四川盆地春季暴雨的形成机制，我们首先对暴雨发生的最基本形势背景、影响系统和物理量诊断场的主要特征进行观测分析，然后根据观测分析结果配置数值模拟的物理过程参数化方案，分析验证WRF模式对华西地区春季暴雨的模拟预报能力。文中所涉时间均为北京时。

2 形势和背景

2.1 暴雨实况

四川盆地是中国暖季短时强降水高频区和日变化显著区，暴雨经常发生在夜间，由一次或多次短时强降水构成。2019年4月19日夜间到20日上午四川盆地发生了由多次锋前暖区短时强降水和锋面降水构成的对流性暴雨、大暴雨天气事件，雨区在盆地西部沿山一带和盆地东部的泸州经重庆西部、内江、遂宁、南充、广元到巴中地区。东部雨带较西部雨带明显(图1a)，暴雨落区存在泸州、南充和巴中3个中心，强降水时段集中在夜间01：00～07：00(图1b)。其中，泸州中心最大日雨量为227.1mm、小时雨强达82.3mm，位于泸县玄滩黄泥，强降水时段为02：00～06：00；南充中心最大日雨量为162.3mm、小时雨强为40.1mm，位于嘉陵区金宝镇，强降水时段在03：00～05：00和06：00～07：00；巴中中心最大日雨量为152.6mm、小时雨强47.2mm，位于南江县桥坝，强降水时段在01：00～03：00，04：00～09：00为连续中量降水。西部雨带暴雨点分散，主要有两个中心，分布在成都和广元两市的西部。其中，成都西部中心强降水时段在09：00～10：00，最大日雨量为110.6mm、小时雨强47.8mm，位于大邑县花溪谷；广元西部强降水时段在01：00～03：00，最大日雨量为102.8mm、小时雨强28.1mm，位于青川县马鹿(图略)。由于本次暴雨过程主要出现在夜间，持续时间短、雨强大、短时强降水的反复出现，致使局部地方的雨量超过当月历史平均总降水量，造成了暴雨区部分地方不同程度的中小河流洪水、山洪和城镇内涝，为该地区有气象记录以来所少见。同时，部分地方的雨水对农作物生长和春季灌溉有利，对冬后土壤墒情的明显改善和良好水分结构的培育具有积极作用。

2.2 环流背景和影响系统配置

暴雨中尺度系统的发生发展往往与大尺度环流形势和环境条件具有十分密切的联系。过程发生前(19日08：00)，对流层高空强大的西风急流波动分别从青藏高原北侧和南侧伸入西太平洋地区(图2a)，四川盆地位于南支急流北侧。中低空环流系统受到高空大尺度急流波动系统的调制：500hPa亚洲中高纬地区天气尺度扰动明显，出现两槽一脊形势(图2c)，贝加尔湖到新疆北部、青藏高原中东部和日本海地区分别为低压槽区，贝加尔湖低压槽底等高线和等温线平直、密集，波动明显、斜压性强大，青藏高原低槽呈东北-西南向，槽前等高线波动显著，川西高原北部为一短波槽，四川盆地经河套到东北地区为宽广的暖高脊控制，对高原短波槽东移有一定的阻塞作用。东亚中低纬地区以西风波动气流为主，华南为东西向副热带高压(脊线在13°N左右)北部西风短波槽控制，四川盆地有一从黔北伸入的温度脊。对流层低空，四川盆地为700hPa短波槽前偏南气流控制(图略)，850hPa华东和南海以东地区分别为高压环流(图2e)，两高之间的切变线位于长江以南地区，这就是著名的江南切变线，四川盆地自东至西盛行切变线北部的弱偏东南气流(2～7m·s-1)，风速辐合明显，黔北到泸州附近有一偏东南气流与弱偏东气流形成的东风扰动发展并与江南切变线西段相连接，这个气旋式初始扰动同时也被探空实况风场(图略)所识别，乐山附近有一弱辐合中心，在辐合中心与泸州扰动之间的宜宾附近有>16 ℃的暖舌配合，形成边界层暖湿环境，积累对流不稳定能量。结合对流层中高层中低纬地区西风波动气流和盆地温度脊及其西部的短波槽，十分有利于位于槽前的四川盆地暴雨中小尺度对流系统的发生和发展[9]，形成有利于强降水的动热力条件。在低纬地区，孟加拉湾东部有一低槽，江南切变线南侧自此槽前中南半岛经南海北部到华南地区盛行偏西南气流(8～18m·s-1)、低空急流明显，显著的曲率涡度和切变涡度叠加十分有利于切变线西段正涡度的增强和发展。地面图上盆地露点温度达17～20℃，最高气温为26～31℃，冷锋西段南压到甘陕中北部地区(图略)，形成有利于盆地强降水的高能高湿近地面形势。

过程发生时(20日02：00)，对流层高空，四川盆地西南部受南支急流控制，东部位于急流出口区的左侧(图2b)，偏西气流和西南气流的流出形势明显，形成了十分有利于暴雨中尺度对流系统发生发展的高空辐散条件。对流层中层，贝加尔湖低槽东移到蒙古东部，锋区明显东移南压(图2d)，高原槽南缩略有东移，其前部的川西高原北部短波槽东移，引导边界层弱冷空气影响川北地区，四川盆地为一致的槽前西南气流(8～14m·s-1)控制，温度脊南压变平，孟加拉湾北部到西南地区东部偏西南气流波动明显，华南短波槽仍然活跃。对流层低空，700hPa短波槽区东移控制盆地(图略)，850hPa华东地区的高压环流受到较强冷空气影响明显减弱东南移，南海以东地区的高压环流稳定少动(图2f)，其间的江南切变线东段略有南压，西段气旋曲度显著加强，四川盆地等温线稀疏，东部仍为切变线以北偏东南气流控制，风速增大到8～20m·s-1，风速辐合显著增强，在重庆西部和达州南部分别形成了明显的东南风中尺度低空急流、中心分别达20和16m·s-1，为暴雨区提供水汽和不稳定能量，降低了边界层内Richardson指数，形成切变不稳定及触发中小尺度系统发生发展的有利条件，并与东移的高空南支急流出口区热力间接环流耦合，加强了高空的辐散和低空的辐合形势。盆地北部受北方冷空气东移影响转为2～4m·s-1的弱偏东北风回流，使原在泸州附近的气旋式初始东风扰动向北发展至巴中地区，形成盆地东风倒槽[10]，盆地地面露点温度普遍增大到18～21℃(图略)。受此暖湿区低空东风倒槽与对流层中低层川北短波槽以及高空辐散流场共同影响，加之边界层弱冷空气的触发，使盆地东部和川北部分地区反复出现短时强降水等强对流天气。由于泸州北部和川东北地区分别位于上述中尺度东南风低空急流出口区前部的左侧，强烈发展的对流不稳定和垂直运动及其水汽辐合，导致了沿东风倒槽带状分布的暴雨、大暴雨和泸州、南充、巴中3个强降水中心以及广元西部局部暴雨、大暴雨。原在乐山西部的辐合中心强度有所减弱，因此盆地西部无明显降水。

20日08：00，高原槽减弱与南支槽打通、位置无大变化，南支槽以东低纬度环流形势变化不大，川北短波槽东移北收(图略)。对流层低空，700hPa短波槽减弱成准东西向的切变线位于盆地北部，850hPa南海以东洋面和孟加拉湾地区的环流形势仍然稳定，江南切变线东段北进、西段西伸并与乐山辐合中心连接形成了四川盆地西部沿山走向的辐合线(图略)，由于北方东移的较强冷空气自川东北风口向盆地西南地区回流，使辐合线东北部演变为强偏东北气流(6～20m·s-1)，温江探空850hPa东风达10m·s-1(图略)，在西部地形和冷平流作用下强迫沿山一带不稳定气层强烈抬升，加强了辐合线附近的垂直上升运动，结合近地面高湿(露点温度增大到21～22℃)条件，使盆地西部低层积累的对流不稳定能量快速释放，出现了川西地区的雷暴降水天气和分散的短时强降水，局部地方发生了暴雨、大暴雨。盆地东部倒槽减弱向南收缩在泸州附近形成小涡旋，由于不稳定能量基本释放且东南风急流减弱，仅伴有小量降水天气。20日14：00川北短波槽移出四川地区减弱为切变线，泸州附近小涡旋和川西辐合线减弱消失，四川盆地降水天气结束。

上述分析表明：本例春季暴雨发生在伴随高空急流波动的中低层短波槽和中小尺度辐合切变线十分活跃、低纬度环流系统稳定的形势背景下，主要影响系统是中低空短波槽、东风倒槽和辐合线。暴雨过程的落区不同，其影响系统和触发机制各不相同，广元西部局部暴雨的影响系统主要是短波槽和边界层弱冷空气，对流不稳定区地形对加强的偏东气流强迫是盆地西部沿山暴雨形成的主要原因，盆地东部锋前暖区强降水的触发系统主要是东风倒槽和边界层弱冷空气。

3 物理场特征

3.1 热动力结构

暴雨和强对流多出现在高能高湿气层不稳定区域，假相当位温的空间分布能够有效表征高能高湿区域的热力结构。过程发生前对流层低空850hPa假相当位温的等压面分布(图略)显示，自华南经黔渝地区到四川盆地有一>65 ℃的假相当位温高值区，>70 ℃的高值区控制了盆地中到南部大部地区。表明四川盆地对流层低空高能高湿明显，条件与夏季暴雨相当[11,12]，十分有利于暴雨和强对流的发生发展。北方斜压锋区位于39°N左右，波动明显，由于南方强盛的暖湿气流和秦岭地形影响南侵较慢。

垂直方向上，以暴雨中心金宝(105°50′E，30°52′N)附近为基准坐标分别作106°E和30.5°N的假相当位温南-北和东-西剖面(图3)。图中显示：19日08：00(图3a、c)南-北方向上假相当位温> 65℃的高值区自云贵高原边界层顺v、w合成风气流向四川盆地600hPa以下气层伸入，假相当位温<60℃的低值区自秦岭以北的边界层逆v、w合成风气流覆盖四川盆地600～350hPa气层。东-西方向上，盆地600hPa以下有假相当位温> 65℃的高值区，其上有<60℃的低值区，并有一暖区u、w合成风垂直环流配合，上升支位于盆地中部、下沉支位于川东平行岭谷，边界层内盆地东部偏东气流明显。假相当位温和剖面环流的这种垂直结构十分有利于盆地低层不稳定能量的累积，形成显著的对流不稳定层结，为高效率对流降水提供了有利的层结条件。地面冷前锋位于秦岭北坡，南北锋区明显，500hPa以下等假相当位温(55 ℃)线近于垂直，以上向北倾斜30°左右，表明锋面比较陡峭，有利于强迫锋前暖湿空气上升发展。20：00四川盆地假相当位温值进一步增大(图3b、d)，盆地近地层超过70 ℃，600hPa以上的假相当位温低值区变化不大，使得盆地对流不稳定性进一步增强。位于秦岭北坡的冷锋锋区受到较强暖湿气流的影响和秦岭屏障，位置变化不大，锋前暖空气上升运动明显增强，锋面陡峭程度略有降低，盆地暖区东-西环流圈明显西移，上升支和下沉支分别位于盆地西部沿山和东部地区，川东边界层东风波动明显。

20日02：00过程发生时，盆地东部、北部对流不稳定层结仍然维持，冷锋位于大巴山北部地区，锋前上升气流继续增强，与云贵高原对流层中层的弱下沉气流在四川盆地形成明显的暖区经向(106°E)直接环流(图略)。与此同时，30.5°N东-西剖面(图略)显示，盆地对流不稳定层结维持，原在盆地西部的暖区纬向环流圈东移到盆地东部，其上升支与暖区经向直接环流上升支形成叠加趋势，盆地东部边界层对流不稳定区偏东风气流明显加强，形成风速脉动，十分有利于该地区强对流天气的发生发展。随着北方回流冷空气不断进入盆地和强降水的减弱，20日08：00盆地北部和东部位势层结趋于稳定，西部地区对流不稳定层结仍很明显，106°E和30.5°N假相当位温剖面(图略)显示：冷前锋在30.5°N附近，锋前上升气流明显趋弱，盆地暖区经向直接环流消失、纬向环流减弱，盆地北部近地层北风明显，西部及沿山一带800hPa以下为超过65℃的假相当位温高值区，边界层东风明显增大，地形对东风的强迫抬升十分有利于不稳定能量的释放。由此可见，由于较强回流冷空气过境的时间与南充和巴中第二段强降水以及成都西部沿山地区的强降水较吻合，因此这些地区的降水具有明显的大尺度斜压背景。

散度和涡度分析发现，过程前对流层低层(图略)盆地东部为正涡度、辐合区，正涡度中心>3×10-5·s-1位于泸州北部，辐合中心<-2×10-5·s-1位于广元、巴中到南充一带。盆地东部强降水发生时(图略)正涡度>3×10-5·s-1的区域南北拉伸扩大、中心在泸州>6×10-5·s-1，<-2×10-5·s-1辐合区控制整个四川盆地，广元、巴中到南充的辐合中心强度发展到<-6×10-5·s-1，在泸州、资阳分别生成一新的辐合中心，强度<-4×10-5·s-1，这些正涡度和辐合大值中心区域与盆地东部3个主要强降水区明显对应。20日08：00，>3×10-5·s-1的正涡度区向东北方向发展控制了盆地中部到东部的大部分地区(图略)，泸州中心北移到资阳，在南充新生成一个中心，盆地北部辐合区转为辐散区，泸州、资阳辐合中心合并，中心位于内江附近，强度<-10-4·s-1，在成都西部新生成一<-8×10-5·s-1强辐合中心，由于盆地东部夜间的暖区强降水，对流不稳定能量基本释放，因此06：00以后盆地东部除个别地方外，在强的辐合形势下降水效率并不高。与盆地东部相比，盆地西部低层对流不稳定能量仍然存在，强的辐合和地形强迫致使不稳定能量爆发，产生了明显的短时强降水天气。总之，对流层低层散度和涡度分布表明，盆地内有利于产生对流强降水的中小尺度系统十分活跃，它们的此生彼消对应着强降水的发生发展和减弱，是暴雨落区预报的主要参考。

3.2 水汽特征

水汽的供应和集中是暴雨发生的关键物质条件。分析显示，过程开始前对流层低层850hPa有10g·kg-1的湿舌从华南随东南气流伸入四川盆地(图4a、b)，中心值>14g·kg-1，略低于肖递祥等[11]统计的夏季暴雨发生的平均湿度条件15.4g·kg-1，水汽从华南切变线西部附近水汽通量大值区向北输送到盆地东部，在泸州北部附近形成>20g·cm-1·hPa-1·s-1的水汽通量中心，表明提供盆地东部暴雨所需的水汽主要来自南海，并进入华南西部水汽关键区，与夏季极端暴雨个例的水汽通量分析基本一致[13,14]。盆地东部和北部强降水发生前(图4c),<-4×10-6·g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合区呈南北分布覆盖盆地东部和北部的大部分地区，与暴雨落区基本一致。在盆地北部的广元附近、泸州和达州东部，分别有-8、-6和-6×10-6·g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合中心，对应着大暴雨和暴雨中心。表明水汽通量散度能够提供春季暴雨落区和强度的有效预警信息，是大量级降水落区的敏感因子。20日08：00四川盆地水汽通量辐合区转为东-西分布、强度减弱，<-4×10-6·g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合区分散(图4d)，在成都西部锋前暖区新生成一个水汽通量辐合区中心，为该地对流强降水的发生提供了有利的水汽物质条件，在广安附近和达州东部的水汽通量辐合中心，由于位于冷锋过境后近地层盛行偏北风的冷区，下沉气流明显，因此降水效率降低，出现降水近于结束的趋势。

3.3 对流环境

暴雨通常与短时强降水有关。樊李苗和俞小鼎[15]研究了中国短时强对流天气的若干环境参数特征，指出短时强降水主要发生在整层大气比较湿润、水汽含量比较均匀、抬升凝结高度比较低，或者上干下湿的层结但其湿层比较厚、抬升凝结高度比较低的环境中，并以此区分其它类型的强对流天气。Davis[16]分析发现对流层低层露点温度高、湿层深厚、狭长的对流有效位能(CAPE)分布形态，或者对流层低层露点温度高、上干下湿的层结等环境条件均有利于产生高效率的短时强降水。为了分析对流发生的环境条件，选择与暴雨区最近的探空站资料，分析暴雨发生前的对流参数列于表1。从表中可以看出，过程发生前对流层低层850hPa比湿(q85)和假相当位温(θse85)明显增大、沙氏指数Si <-1、对流有效位能CAPE值明显增加、K指数>35℃。T-logp图(略)上，过程开始前代表盆地东部的达州和代表盆地西部的温江地面露点温度均>20℃，露点线与温度线非常接近并近于平行，抬升凝结高度和自由对流高度均有明显下降，500hPa高度以下偏南风随高度顺转有暖平流，引起了低层盆地的暖湿舌分布，0～6km风速切变较弱为2～6m ·s-1。其中盆地东部暴雨发生前850hPa比湿和假相当位温分别达到13.2g·kg-1和73.6℃，CAPE值达1313J·kg-1，为暖区强降水的发生提供了有利的环境条件。

表1 2019年4月20日四川盆地暴雨发生前大气环境条件

综上所述，低空辐合的形成和加强为暴雨系统的发生发展提供了有利条件,暖平流引起的低层高能高湿和对流不稳定与弱的垂直风切变是暴雨系统发生发展的主要环境。由于锋前暖区低层等温线或等假相当位温线稀疏、垂直风切变较弱，因此东风倒槽引起的泸州暴雨、大暴雨和南充、巴中的第一段强降水为无或弱斜压背景的锋前暖区降水。由于冷空气前锋过境的时间与南充和巴中的第二段降水以及成都西部沿山地区的强降水较吻合，因此这些地区的降水具有一定的大尺度斜压背景。主要暴雨区所需的水汽来自南海，华南西部是暴雨发生的水汽关键区，水汽通量辐合区与暴雨落区有明显的对应关系，是暴雨落区形成的敏感因子，为业务预警分析提供了线索。

4 数值模拟试验

4.1 模式配置

选用WRF_V4.0版本为预报模式系统，使用水平分辨率为15和3km的双重嵌套网格，地形分辨率为2′,模拟区域中心为(30.36°N， 106.92°E)，垂直方向30层，模式顶高100hPa(图5)。模式使用的主要参数化方案有Noah陆面过程方案、WSM 6-Class云微物理方案，Dudhia/ RRTM短波/长波辐射方案，基于Monin-Obukhov 的MM5相似理论表面层方案，根据观测分析和四川盆地边界层物理参数化方案的比较研究[17]，考虑到本例暴雨过程主要以暖区对流性短时强降水为主，故采用YSU行星边界层方案。以NCEP再分析资料作为区域数值模式初始场和侧边界条件，从19日08：00开始积分36小时，时间步长90s，spin-up时间12小时，模拟输出间隔时间为1小时。

4.2 降水模拟结果和分析

4.2.1 模拟与实况降水量对比

图6给出两种分辨率>30mm的24小时累计模拟降水量分布。图中显示两种分辨率尺度模拟暴雨落区均呈东北-西南向沿短波槽带状分布，位于盆地北部到中部和成都西部偏南地区，暴雨区中有多个>100和150mm以上降水中心，>100mm的降水区主要分布在广元东部到巴中中西部和遂宁北部到南充西部以及成都西南部局部地区，>150mm的降水区主要在旺苍南部和巴中西部及遂宁北部的个别地区。其中3km分辨率模拟降水量在巴中出现多个分散的200mm大暴雨中心和成都西部的局部大暴雨，较15km模拟值偏大。同实况(图1a)比较，WRF基本上模拟出了盆地东北部和成都西部的暴雨区，尤其是广元东部、巴中和南充西部以及成都西部分散的>100mm降水强度模拟较为成功。但是逐小时模拟的短时强降水开始时间较实况滞后，以南充金宝为例(图7)，逐小时降水量分布显示，两种空间分辨率模拟的降水均为连续降水(19日21：00～20日11：00)，短时强降水在20日05：00～06：00和08：00～09：00，较实况(图1b)迟后2小时以上，强度偏弱。在暴雨落区上WRF模拟的整体位置偏西约50km以上，没有模拟出明显的盆地东、西部两条雨带，对重庆西部、泸州北部、内江南部和自贡东部的暖区暴雨、大暴雨没有模拟能力，对遂宁北部和成都西部近于南-北向的中尺度暴雨落区模拟成了东-西向、位置分别偏西和偏南，对巴中大暴雨落区和强度模拟分别偏大和偏强，3km模拟降水量达大暴雨的分散点较多、空报明显。总体上，本例春季暴雨模拟试验表明，对24小时内盆地有无暴雨、大暴雨模拟较为成功，但暴雨区仅沿短波槽带状分布、落区偏西，主要短时强降水时段滞后，对无或弱斜压强迫的暖区暴雨造成漏报。为了进一步分析诊断造成数值模拟误差的原因，考虑到15和3km模拟大量级降水的落区和强度差异，故以下采用15km分辨率模拟资料诊断模拟误差的主要来源。

4.2.2 模拟误差诊断

图8给出了此次暴雨、大暴雨过程发生时模拟的对流层低层假相当位温、风场和水汽通量散度分布以及东部暴雨区106°E假相当位温、风场的垂直结构。图中显示：>65 ℃假相当位温区从华南西部经黔渝地区伸入四川盆地(图8a)，在盆地南部-东北部形成假相当位温脊，>80 ℃的区域覆盖内江、自贡和泸州的大部分地区，与再分析资料分析结果基本一致，中心强度略偏强，高值区更加接近主要暴雨、大暴雨区，说明模式在盆地有利于暴雨发生发展的对流层低层高能高湿形势方面具有较强的模拟能力，为暴雨形成提供了较为有利的模式环境条件。

850hPa比湿、水汽通量和风场分析(图8b)显示，过程开始前对流层低层有10g·kg-1的湿舌从华南随东风或者东南气流伸入到整个四川盆地，中心值>14g·kg-1，水汽通量>15g·cm-1·hPa-1·s-1的大值区向北延伸到盆地北部，在重庆西部到泸州地区形成>25g·cm-1·hPa-1·s-1的水汽通量中心，风场上四川盆地东部从南向北为增大的东南偏南风和东南风控制，主要风场辐合区位于盆地北部，偏南风与西北风形成的切变在盆地西部沿山地区。同再分析资料比较，盆地比湿和水汽通量分布大致相当，水汽通量大值区范围偏大、强度偏强，十分有利于盆地大量级降水的形成，模拟的低层风场主要特征误差较大，首先是盆地东部东南气流模拟较为偏南、风速大小比较均匀，没有模拟出盆地中北部的偏东北气流和盆地东部不均匀的偏东南气流结构，泸州附近东风初始扰动的发展形势没有模拟出来，致使盆地东部暖区暴雨的触发系统东风倒槽模拟失败，泸州附近较高的对流不稳定能量无触发机制，造成暴雨、大暴雨漏报。其次是将盆地西部的辐合线模拟成切变线，西部地形对偏东风的强迫作用没有表现出来，致使成都西部暴雨触发机制认识出现偏差。

水汽通量散度模拟分析(图8c)表明，<-4×10-6·g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合区主要分布在盆地东部和西部地区，与实况暴雨落区基本一致，广元、德阳到成都和重庆西部到泸州、广安，分别有<-6×10-6·g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合中心，与再分析资料主要中心位置比较，除德阳到成都和广安中心差异较大外，其余中心偏离较小，与主要大暴雨区位置接近。从模拟的主要暴雨区106°E附近假相当位温和(v，w)风场及全风速的垂直结构(图8d)可以看出，盆地对流层低层对流不稳定层结明显，低空急流位于850hPa高度附近，高空急流在200hPa之上且存在多个中心，主要上升运动强烈、位于秦岭以南地区。与再分析资料比较，低空急流模拟强度偏强，高空急流偏弱，四川盆地的锋前暖区经向直接环流不明显，强烈上升运动位于锋面附近、垂直速度异常偏大，使斜压背景下的锋面强降水模拟过度、盆地东北部主要强降水时段集中在冷锋过境前后。

综上所述，尽管WRF模式系统对暴雨发生的低层热力和水汽输送的基本结构以及沿短波槽分布的短时强降水落区、强度模拟基本正确，但过度估计了锋面降水的强度，对无或弱斜压强迫的暖区暴雨造成漏报。主要原因是较大尺度锋面降水影响系统能够被模式所分辨，而对触发暖区暴雨不稳定能量释放的初始扰动的发展不敏感，致使东风倒槽模拟完全失败。因此，实际工作中应加强锋面和暖区短时强降水模式产品的解释应用。

5 结论与讨论

(1)暴雨发生在伴随高空急流波动的中低层短波槽和中小尺度系统十分活跃、低纬度环流系统稳定的形势背景下。暴雨落区不同，其影响系统各异，盆地东部雨带强降水主要影响系统是暖区的东风倒槽，边界层弱冷空气对对流的触发具有重要作用，西部雨带强降水主要影响系统是短波槽和低层辐合线。

(2)南支高空西风急流出口区质量调整产生的间接环流上升支与低空中尺度东南风急流出口区直接环流上升支在暴雨区的垂直耦合及其高空辐散和低空辐合发展形势、盆地暖区经向环流与纬向环流上升支的叠加均为暴雨中尺度对流系统的发生发展提供了有利条件。

(3)东风倒槽的形成与江南切变线的活动、低纬环流形势的稳定有关。对流不稳定区地形对加强的偏东气流强迫是盆地西部沿山暴雨的主要特色。

(4)暖平流引起的低空高能高湿和对流不稳定与弱垂直风切变是暴雨中尺度对流系统发生发展的主要环境条件。暴雨区水汽主要来源于南海，华南西部为暴雨发生的水汽关键区，较强水汽通量辐合区与暴雨落区关系密切，是暴雨形成的敏感因子。

(5)WRF模式系统基本模拟出了盆地北部到西部沿短波槽分布的暴雨落区和强度，过程前的热力和水汽输送条件模拟基本正确，但对锋面降水估计过度，对无或弱斜压强迫的暖区暴雨造成漏报。主要原因是有大尺度斜压强迫的锋面暴雨影响系统能够被模式所分辨，锋面附近模拟上升运动过强，而对无或弱斜压强迫的暖区不稳定能量触发系统初始扰动发展的模拟能力十分有限。

值得指出的是，文中基于NCEP再分析资料和实况数据对四川盆地春季暴雨过程发生发展的环境条件和形势特征进行个例分析，其结果的普遍性还需大量个例研究给予验证。尽管使用WRF模式，模拟出了该过程的主要热力结构和水汽条件，但对暖区初始扰动的发展模拟失败，与Zhang等[18]对北京地区“7.21”极端暴雨过程模式预报性能的评估和大多数暖区暴雨触发系统的模式识别能力不足类似[19]。因此，下一步工作尚需尝试从敏感性研究、实时资料同化和初值集合试验等方面，提高模式对初始扰动及其发展的响应能力，期待揭示逼近实况的暖区对流暴雨触发机制。