1 引言

夏季青藏高原（简称高原）常有低涡生成，它一般产生于高原西部，消失于高原东部，且在一定环流形势下，高原低涡可移出高原主体^[1-3]，造成高原以东广大地区发生暴雨或大暴雨。同时，高原低涡移出高原后的活动时间越长，其影响范围越大，降水强度越强^[4-5]，容易诱发严重山洪、泥石流、洪水内涝等灾害^[6-8]。而四川盆地位于青藏高原东侧，是我国暴雨的频发区之一，特别是在特殊地形的影响下配合高原低涡东移，诱发形成的西南低涡往往是产生四川暴雨的主要影响系统。例如：2004年9月3-6日西南低涡在四川盆地停滞造成盆地东北部持续性暴雨天气^[9-10]；2007年7月9日西南低涡诱发川南特大暴雨天气^[11]；2013年6月30日西南低涡发展加强造成盆地中部的极端强降水^[12]。在以上研究分析中，暴雨过程发生时盆地都出现明显的影响系统--西南涡，且有明显的冷空气活动配合，暴雨落区和强度预报相对较好把握。而对于盆地暖区暴雨来说，主要发生在地面冷锋前的暖气团中，即热低压中，强降水中心距离锋区200 km或以上，发生时低层往往找不出明显的影响系统，具有突发性、强度大、落区和强度不好把握的特点，一直是四川强降水预报的一个难点。这种具有突发性、强度强的暖区暴雨往往引发滑坡、泥石流等次生地质灾害，尤其是在“5.12”和“4.20”地震后，盆地西部的龙门山脉沿线地区的地质结构遭到严重破坏，局地强降水导致次生地质灾害的危险度显著增加^[13]。但目前关于四川盆地暖区暴雨的定义归类及诊断分析的研究较少，有必要加强对此类暴雨过程的研究。

暖区暴雨通常有两种定义^[14-17]：一是指产生于锋面低槽中地面锋线南侧的暖区中的暴雨；二指在华南和南海北部都没有锋面存在，且华南又不受冷空气或冷性高压脊控制时产生的暴雨。笔者参考第二种暖区暴雨的概念，将四川盆地内“无明显地面冷锋或高空冷平流影响，且低层（700和850 hPa）无明显影响系统，在暖性低压中产生的暴雨”定义为暖区暴雨。选取2014年7月30-31日四川盆地一次暖区暴雨过程，利用地面和高空观测资料、雷达资料、FY-2E逐时云顶亮温TBB资料以及NCEP/NCAR（1 °×1 °）再分析资料等，对此次暴雨天气过程的中尺度系统的动力和热力特征进行分析，揭示此次暖区暴雨过程持续时间长的原因，以期加深对此类暖区暴雨天气形成过程的认识。

2 降水概况和环流背景分析

2014年7月30-31日在高原低涡东移和西南暖湿气流的共同影响下，四川盆地西部发生暴雨天气过程，有20站出现暴雨、12站出现大暴雨（图 1a）。首先追踪大尺度500 hPa环流形势的演变情况（图略），7月26-29日亚洲中高纬度地区维持较平直的纬向环流，西太平洋副热带高压（简称“副高”）稳定维持在110 °E附近。暴雨发生前（30日20时，北京时，下同）副高加强西伸到105 °E附近（图 1b），四川盆地主要受副高外围西南气流控制，青藏高原上有低涡缓慢东移到103 °E附近，有利于四川盆地产生降水^[5]；700 hPa从南海经广西、贵州有一支偏南气流向四川盆地输送暖湿水汽和能量，盆地西部有一定的风场辐合；850 hPa盆地处于高θ_se（大于356 K）环境中（图略）。另外200 hPa副热带西风急流轴位于40 °N，南亚高压脊在30 °N附近，四川盆地处于西风急流轴南侧与南亚高压东北侧的分流区中，有利于盆地高层的辐散抽吸（图略）。可见，这是一次在高原低涡东移过程中，配合良好的高层辐散、低层辐合的动力条件以及低层有利的暖湿水汽条件所造成的盆地西部暴雨天气。在这次暴雨发生前后，暴雨区地面一直受低压系统影响，没有冷空气入侵，且低层无影响系统，因此是一次暖区暴雨天气过程。

3 中尺度特征分析

此次暴雨过程的降水范围广、对流强度大、持续时间长。从暴雨期间的逐小时降水量实况（图 2）可以看到，成都郫县附近31日04时开始降雨，降水主要发生在31日05-07时，最大雨强（116.5 mm/h）发生在05时；绵阳安县附近30日23时开始降水，降水主要发生在31日07-10时，最大雨强（77.2 mm/h）发生在08时。可见此次暴雨过程在时间、空间和雨强强度上均具有明显的中尺度特征。下面将利用地面加密观测资料、雷达资料和FY-2E卫星观测资料来分析造成此次暴雨天气的中尺度特征。

3.1 地面风场与中尺度雨团的关系

由于成都郫县和绵阳安县两站点的最强降水分别发生在31日的05-07时和07-10时，下面主要分析这两个时段的地面风场与中尺度雨团的关系。31日05时（图 3a）在绵阳西部和成都南部分别存在一条地面中尺度风场辐合线，从对应时次的24 h地面变压来看（图略），在辐合线左侧偏北气流内有1~2 hPa的正变压，表明从川西高原北部和甘肃南部一带有弱的边界层冷空气进入盆地西部，在高能不稳定的条件下，利于触发中尺度对流，在中尺度风场辐合线附近出现了较强降水，特别是在辐合线左侧有边界层冷空气影响的范围内有多个站点的雨强超过10 mm/h。06时（图 3b）南、北两条中尺度风场辐合线连接合并在一起，导致辐合线附近风速加大，强降水范围扩大，在成都西部出现更多雨强大于10 mm/h的站点。08时（图 3c）中尺度风场辐合线断成两条，在两条辐合线左侧偏北气流范围内均出现较强降水，特别是在德阳、绵阳境内的辐合线，由于地形抬升作用，出现范围更大的强降雨区。09时（图 3d）两条辐合线以相反方向分别向南、北缓慢移动，强降水落区也随之向南、北缓慢移动。综合分析可见，地面中尺度风场辐合线比强降水提前1 h出现，且强降水落区主要位于辐合线左侧有边界层弱冷空气影响的偏北气流范围内，同时强降水落区随着地面中尺度风场辐合线的移动而移动。

3.2 中尺度云团活动特征

从1 h间隔的FY-2E卫星反演的TBB（云顶亮温）资料可以清晰地展现了此次中尺度系统的发生发展过程。图 4a给出了TBB沿104 °E的时间-经向剖面，可见从31日00时开始对流云团开始生成，随后在28~32 °N范围内强烈发展，06时对流云团云顶亮温达-72 ℃，对流达到最强，之后有所减弱但一直维持到17时左右，期间05-11时为对流云团发展强盛阶段。对比这段时间的累积降水分布可知，强降水几乎发生在TBB中心位置附近，这表明中尺度活动与强降水有直接联系。

从逐小时TBB的分布也可以看出，31日00时（图 4b）在盆地西部分别出现2个中尺度对流云团A、B，云团A、B的TBB≤-32 ℃的冷云面积分别约为6 000 km²和25 000 km²，此时盆地西部降水开始；04时（图 4c）中尺度对流云团A、B强烈发展，A、B的TBB≤-52 ℃的冷云面积分别达到约22 000 km²和19 000 km²；05时对流云团A、B开始连接合并成中尺度对流系统C，之后继续发展加强；06时（图 4d）对流系统C发展到最强，形状呈椭圆，TTB < 52 ℃的冷云面积达40 000 km²，甚至出现≤-72 ℃的冷云，此时对流云团中心附近降水加大，出现一片雨强大于10 mm/h的中尺度雨团，特别是成都郫县附近的雨强达116.5 mm/h；之后对流系统C逐渐向东北方向缓慢移动，但强度略有减弱；09-10时（图 4e），对流系统C中心移到盆地西北部的德阳、绵阳两市的西部，此时两市西部出现较强降水，多个站点雨强超过10 m/h，绵阳安县附近出现77.2 m/h的强降水，而在对流系统C南部的对流云团减弱松散，降水有所减弱；11时后（图 4f）对流系统C逐渐减弱分裂成多个云团，其≤-52 ℃的冷云面积迅速减小，降水强度也随之减弱；最终，在17时左右对流云团在盆地西部几乎完全消失。以上分析表明，中尺度对流系统C从05时开始出现到11时减弱分裂，生命期约为6 h，与这中尺度对流系统相对应的中尺度雨团也主要集中发生在05-11时，直接造成盆地西部的区域性暴雨、局部大暴雨天气过程。

3.3 降水雷达回波分析

从多普勒雷达观测到的回波图像可以从另一角度更清楚地揭示出暖区暴雨的降水性质^[18]。通过分析31日05-11时这一强降水时段的雷达组合反射率因子发现（图略），在暴雨落区附近出现多个雷暴单体的发生、发展，雷暴单体中心强度均 > 35 dBz，可见此次暴雨属于积状云为主的混合降水回波。选取两个代表时次的雷达反射率因子回波进行剖面分析，05：54（图 5a，见下页）强度 > 35 dBz的强回波发展高度达到9 km，在4~7 km的混合层有一个 > 45 dBz的强回波中心，位于5 km左右，强度达50 dBz，此时次在成都附近出现116.5 mm/h的强降水，可见该时刻对流发展旺盛，降水具有强对流性质；08：48（图 5b）回波发展高度相对较低，> 35 dBz强回波位于7 km以下，> 45 dBz的强回波范围较小，虽然回波发展高度较之前时刻低，回波有所减弱，但此时次多个站点出现超过10 mm/h的强降水，绵阳附近的雨强达77.2 mm/h，降水性质仍是对流性的。

结合云图和雷达资料对中尺度对流系统发生、发展的分析可知，引起这次暴雨过程的中尺度对流系统是由两个对流云团独立发展逐渐合并加强而造成的，其对流发展旺盛，发展高度较高，造成的降水具有强对流性质，属于以积状云为主的混合性降水。

4 中尺度对流系统形成的环境场条件 4.1 水汽条件分析

源源不断的水汽向暴雨区输送并在此辐合是强降水发生的必要条件。分析暴雨中心附近的大气可降水量的时间演变（图 6a）可知，暴雨开始前，大气可降水量维持一个较高的状态，超过50 mm，在暴雨强盛期间（31日08时）大气可降水量突然增大，超过60 mm，表明该区域水汽特别充沛。

从相对湿度和风场时间垂直剖面变化（图 6b）看，从30日20时开始该区域中低层一直维持较强的偏西南气流，最大风速达10 m/s，同时该区域水汽迅速增大，从低层到高层200 hPa几乎整层的相对湿度均 > 90%且一直维持到31日20时，可见西南气流向暴雨区域输送了充足的水汽，使得整层均处于高湿状态。同样分析暴雨期间850 hPa水汽通量和水汽通量散度得出，暴雨期间在副高西侧从南海经广西-贵州-重庆-四川盆地有一条水汽通道向盆地输送丰富的水汽和能量，并在盆地西部有明显的辐合，31日02时（图 6c）在盆地西部有一个强度为-4×10^-7 g/(hPa·s·cm²)的水汽通量散度辐合中心，特别是08时（图 6d）盆地西部全部转为被水汽通量辐合带控制，水汽辐合中心增强到-4×10^-7 g/(hPa·s·cm²)，这个时段盆地西部强降水维持，表明有充足的水汽源源不断向盆地输送。

可见在这次暴雨过程中，不仅暴雨区域内有充足的水汽，在副高西侧从南海经广西-贵州-重庆-四川盆地还有源源不断充足的水汽向暴雨区输送，并在暴雨区形成明显的辐合上升。

4.2 热力和不稳定条件分析

此次暴雨发生前（30日20时），盆地西部代表站温江站上空850 hPa的假相当位温θ_se达到360 K，500 hPa与850 hPa的θ_se的差值达-14 K，且K指数为42 ℃，SI指数为-3.64 ℃（表 1）。表明温江站上空的大气层结为强对流不稳定状态，其对流有效位能高达3 760.7 J/kg（图 7a），并且CAPE形态呈狭长型，湿层深厚，抬升凝结高度较低、0 ℃层高，暖层云深厚，探空结构十分有利于出现持续性强降水。由温江探空曲线（图 7a）可见，风向从低层850 hPa的偏东风随高度逐渐顺转为高层200 hPa的西北风，表明盆地西部中低层盛行暖平流。31日08时（图 7b），风向仍是随高度顺转，盆地西部的中低层仍存在一定的暖平流，500 hPa与850 hPa的假相当位温差值为-2 K，且K指数为38 ℃，SI指数为-0.18 ℃，温江上空的不稳定能量还没有完全释放，仍处于对流不稳定状态，同时200 hPa高度以下温度露点差（T-T_d）小于2 ℃，表明整层大气处于近饱和状态，为强降水的持续提供了较好条件。

从30日20时沿104 °E假相当位温θ_se的垂直经向剖面（图 7c）可知，30~33 °N存在“漏斗”状能量锋区，近地层假相当位温超过356 K，700 hPa高度以下等θ_se线密集，且该层的层结极不稳定，一旦扰动出现即可触发强对流产生。31日08时（图 7d），31 °N以南等θ_se线变得稀疏，显示对流稳定性减弱或呈中性层结，表明已有大量凝结潜热释放；此时31 °N以北仍存在一个暖湿舌，高度延伸到700 hPa，等θ_se线密集，表明31 °N以北地区的对流层中低层仍处于对流不稳定状态，仍可能有强对流产生。

可见，在此次暴雨过程中，大尺度环流不仅为中尺度对流系统的发生、发展提供充足的水汽和热力条件，还为中尺度对流系统触发提供了很好的动力条件。

5 中尺度对流系统的动力机制

从以上分析得知，此次暴雨过程是发生在高原低涡东移过程中并没有明显冷空气配合，那么强降水天气是如何发生并维持的？下面通过分析暴雨前、后的700 hPa涡度平流和非绝热加热反馈作用，以期得到一些启示。

5.1 涡度平流作用

利用涡度方程中的涡度平流项对高原低涡在东移过程中所起的作用进行诊断分析。图 8为暴雨发生前、后700 hPa涡度平流水平分布。从图 8可以清楚地发现，正涡度平流的水平分布特征与暴雨区域存在较好的对应关系。30日20时（图 8a）四川北部有一高原低涡，此时盆地西部正好处于低涡前部的强正涡度平流区，强度达50×10^-11 s^-2，这表明其将引起盆地西部的局地涡度增大，诱发低层涡度增加、辐合加强、垂直上升运动加强，有利于对流发生，20时以后盆地西部就开始出现对流强降水天气过程。31日02时（图 8b）高原低涡移动缓慢，盆地西部仍为较强的正涡度平流区控制，有利于其低层涡度进一步增加，垂直上升运动更强，对流活动将更加活跃，对应未来6 h的降水分布可知，在正涡度平流区控制的盆地西部出现多个雨强超过50 mm/h的强降水中心。同时分析沿32 °N涡度和垂直速度的垂直纬向剖面变化得知，30日20时（图 8c）暴雨区域上空为正涡度控制，在700 hPa附近有一正涡度中心，强度为4×10^-5 s^-1，另外500 hPa有一强度为8×10^-5 s^-1的正涡度中心，此时强垂直上升运动在高原上，强度达到-1.4 hPa/s，而暴雨区域附近仅为-0.6 hPa/s。31日08时（图 8d）由于高原低涡东移，其涡前的正涡度平流诱发局地涡度增大，暴雨区域上空的正涡度中心强度在500 hPa加强到6×10^-5 s^-1，同时暴雨区域的上空整层为正涡度控制，为准垂直状态，与陈忠明等^[19]分析高原低涡与西南低涡耦合时的涡度分布特征一致，此时暴雨区域附近上空为整层的强烈垂直上升运动，强度达到-1.6 hPa/s，正是由于高原低涡涡前的正涡度平流作用，诱发低层涡度增加、辐合加强、垂直上升运动加强，强对流活动比暴雨开始时明显活跃。可见，在高原低涡东移过程中，涡前的正涡度平流可能是本次暴雨过程的动力触发机制之一。

5.2 非绝热加热反馈作用

强对流降水造成的非绝热加热必将对大气产生影响，从而反馈作用于对流降水系统。下面就此次暴雨过程中的强降水与非绝热加热的反馈作用进行分析。利用Yanai等^[20]提出的视热源所计算的非绝热加热来分析其在降水过程中所起的作用。视热源的计算表达式为：

${Q_1} = {c_p}\left[{\frac{{\partial \bar T}}{{\partial t}} + V \cdot \nabla \bar T + {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^{R/{c_p}}}\bar \omega \frac{{\partial \bar \theta }}{{\partial p}}} \right]$

(1)

式中L为水汽的凝结潜热，c_p为干空气定压比热。上式可以改写为：

${Q_1} = {Q_R} + L\left( {\bar c-\bar e} \right)-\frac{\partial }{{\partial p}}\left( {\overline {W'\omega '} } \right)$

(2)

式（2）由三项组成：辐射冷却项Q_R、净的水汽凝结项L（c-e）和由积云与乱流产生的小尺度涡旋垂直输送项$\frac{\partial }{{\partial p}}\left( {\overline {W'\omega '} } \right)$。下面利用Q₁作近似估计降水凝结造成的非绝热加热来进行定性分析。

图 9为暴雨区域的非绝热加热沿云团移动路径的垂直剖面。随着强降水天气的开始，30日20时非绝热加热得到释放（图 9a），在暴雨区域上空几乎整层为正非绝热，在对流层中低层（650 hPa）和高层（350 hPa）各出现一个热源中心，强度分别为0.3 K/(6 h)和0.8 K/(6 h)，表明强对流降水造成的凝结潜热不断反馈加热大气，使对流活动加强，造成成都附近出现最大雨强为116.5 mm/h的强降水。31日08时非绝热加热释放略有减弱（图 9b），在暴雨区域上空500 hPa有一个强度为0.6 K/(6 h)的热源中心，其不断反馈加热大气仍使对流活动发展，强降水天气持续，在绵阳附近出现了最大雨强为77.2 mm/h的强降水。

可见，在此次暴雨过程中，非绝热加热的正反馈作用是强对流活动得以维持加强，造成持续强降水天气的维持机制之一。

6 小结

在四川盆地典型的区域性暴雨过程的前期，对流通常发生在冷锋前的暖区中，而强降水过程中低层偏北气流引导冷空气进入盆地，并与盆地内的偏南气流交汇形成明显的切变或低涡系统。本文通过对2014年7月30-31日暴雨天气过程的分析发现，此次暖区暴雨过程无地面冷锋和明显冷平流，仅在边界层有弱冷空气影响，并且在降水过程的中低层维持偏南气流，无低涡或切变线生成，与典型区域性暴雨过程相比，在暴雨临近时的不同点在于：不稳定能量特别高、地面和低层露点温度大、抬升凝结高度低、湿层非常深厚等，在强降水过程维持期间，非绝热加热的正反馈作用也更明显。

（1）地面中尺度风场辐合线与强降水落区有较好的对应关系，辐合线出现时间较强降水提前约1 h，且强降水落区主要位于辐合线左侧的偏北气流范围内，同时强降水落区随地面中尺度风场辐合线的移动而移动。

（2）这次暴雨过程的中尺度对流系统是由两个对流云团独立发展逐渐合并加强形成的，其对流发展旺盛，发展高度较高。

（3）本次暴雨发生在高原低涡缓慢东移过程中，涡前的正涡度平流促使低层正涡度辐合加强，形成垂直上升运动，在高能、高湿的环境条件下促使强对流发展，是本次暴雨过程的动力触发机制之一；强对流降水造成的非绝热加热正反馈于大气，使强对流活动发展，强降水天气持续，是本次暴雨过程的维持机制之一。

本文只针对一次四川盆地的区域性暖区暴雨过程进行研究，对于四川盆地的暖区暴雨特征，尤其是突发的局地性短时强降水过程，还有待于选取更多的个例做进一步的研究。