葉 茂 , 吳 鉦 , 游 婷 , 高 松

（重慶市氣象科學(xué)研究所，重慶 401147）

引言

降水日變化是地球氣候系統(tǒng)變化的基本模態(tài)之一，與影響大氣演變的重要?jiǎng)恿?、物理過程密切相關(guān)。20世紀(jì)初以來，許多研究圍繞降水日變化展開[1-3]。隨著高時(shí)空分辨率觀測(cè)資料的日益增多，區(qū)域降水日變化的研究取得了顯著進(jìn)展[4-7]。王夫常等[8]的研究表明，西南地區(qū)的夜雨現(xiàn)象明顯，但存在午后降水次峰值。Zhou等[9]對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)降水開展觀測(cè)研究，指出降水日變化存在午后和清晨?jī)蓚€(gè)峰值。Yu等[10]進(jìn)一步研究發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)的午后降水峰值和生命期較短的對(duì)流活動(dòng)有關(guān)。趙玉春等[11]對(duì)長(zhǎng)江中游降水的研究表明，對(duì)流降水從清晨開始，在15時(shí)達(dá)到峰值。劉亞楠等[12]對(duì)華南前汛期的降水日變化特征開展分析，發(fā)現(xiàn)華南降水日變化形態(tài)隨南海夏季風(fēng)爆發(fā)而轉(zhuǎn)變。公穎等[13]對(duì)遼寧暴雨日變化的研究表明，遼寧內(nèi)陸地區(qū)主要表現(xiàn)為午后降水峰值，沿海地區(qū)的降水峰值提前到午前。

川渝地區(qū)位于青藏高原東側(cè)，受青藏高原、四川盆地周邊地形和夏季多重季風(fēng)、西南渦等多尺度天氣系統(tǒng)的共同影響，天氣氣候異常復(fù)雜，暴雨災(zāi)害頻發(fā)且夜雨現(xiàn)象顯著[14-15]。圍繞該區(qū)域降水特征及形成和演變機(jī)理開展了許多研究。陳貝等[16]統(tǒng)計(jì)分析表明，高原渦東移將引起四川盆地西南部的明顯降雨。王佳津等[17]利用分鐘級(jí)降水資料開展短時(shí)強(qiáng)降水特征研究，結(jié)果表明四川區(qū)域強(qiáng)降水過程主要發(fā)生在后半夜至凌晨，地形對(duì)短時(shí)強(qiáng)降水率的極端值有較大影響。李強(qiáng)等[18]研究表明，川渝地區(qū)受山地地形動(dòng)力輻合抬升和盆地西部較大的地形梯度影響，強(qiáng)降水高頻區(qū)主要位于盆地西北部、西南部及盆地過渡區(qū)。

中國(guó)氣象局上海數(shù)值預(yù)報(bào)模式系統(tǒng)（CMA-SH9）基于第一代華東區(qū)域數(shù)值預(yù)報(bào)模式系統(tǒng)改進(jìn)升級(jí)而成，于2014年6月開始業(yè)務(wù)試運(yùn)行，模式預(yù)報(bào)范圍覆蓋中國(guó)及周邊地區(qū)，水平分辨率為9 km×9 km，初始場(chǎng)為GFS分析場(chǎng)，每日運(yùn)行兩次（起報(bào)時(shí)間為北京時(shí)08和20時(shí)），預(yù)報(bào)時(shí)效為72 h，該模式通過ADAS分析系統(tǒng)同化了雷達(dá)、地面、探空等多種資料[19]。徐同等[20]檢驗(yàn)評(píng)估表明，CMA-SH9能夠較好地捕捉降水事件的發(fā)生，其預(yù)報(bào)性能相對(duì)第一代業(yè)務(wù)系統(tǒng)有明顯改善。張赟程等[21]研究表明CMA-SH9對(duì)極端降水事件的預(yù)報(bào)具有指示意義，很好地再現(xiàn)了“9.13”降水過程自北向南的推進(jìn)過程。

目前，針對(duì)CMA-SH9模式已開展了許多檢驗(yàn)分析工作，但關(guān)于該模式對(duì)復(fù)雜地形條件下的降水分布及降水日變化的預(yù)報(bào)性能仍缺乏系統(tǒng)的評(píng)估和認(rèn)識(shí)。考慮到降水日變化涉及積云對(duì)流參數(shù)化、邊界層和輻射等物理過程的影響，評(píng)估模式對(duì)降水日變化的預(yù)報(bào)效果有助于認(rèn)識(shí)模擬結(jié)果的不穩(wěn)定性，因此，有必要利用CMA-SH9對(duì)川渝復(fù)雜地形區(qū)的降水預(yù)報(bào)性能開展精細(xì)化的評(píng)估分析。

1 資料和方法

1.1 資料

利用2020年暖季（5～9月）CMA-SH9逐小時(shí)降水?dāng)?shù)據(jù)以及相應(yīng)的觀測(cè)數(shù)據(jù)開展預(yù)報(bào)評(píng)估工作，評(píng)估區(qū)域?yàn)榇ㄓ宓貐^(qū)（27°～33°N，100°～110.5°E）。觀測(cè)數(shù)據(jù)選用我國(guó)區(qū)域自動(dòng)站與美國(guó)國(guó)家海洋大氣局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）CMORPH（CPC MORPHing technique）衛(wèi)星反演降水資料融合的逐小時(shí)格點(diǎn)降水產(chǎn)品（AWS-CMORPH），空間分辨率為0.05°×0.05°。多項(xiàng)研究[22-23]表明該融合產(chǎn)品有效綜合了地面觀測(cè)降水和衛(wèi)星反演降水的優(yōu)勢(shì)，能夠合理表征降水的量值和空間分布。評(píng)估的模式資料為CMA-SH9每日20時(shí)起報(bào)、預(yù)報(bào)時(shí)效12～36 h的逐小時(shí)降水?dāng)?shù)據(jù)。為了便于比較分析，通過雙線性插值方法將模式數(shù)據(jù)插值到與觀測(cè)一致的0.05°×0.05°網(wǎng)格上，由于高原地區(qū)觀測(cè)數(shù)據(jù)相對(duì)稀少，對(duì)于海拔高度3000 m以上的區(qū)域不做分析。

1.2 評(píng)估方法

通過分析小時(shí)平均降水量、降水頻率和降水強(qiáng)度評(píng)估模式對(duì)降水日變化的預(yù)報(bào)能力。參考降水量等級(jí)劃分的國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)（GB/T 28592-2012），若某格點(diǎn)小時(shí)降水量≥0.1 mm則認(rèn)為該格點(diǎn)發(fā)生一次有效降水，相應(yīng)的降水量記為有效降水量。小時(shí)平均降水量是指研究時(shí)段內(nèi)某格點(diǎn)的累計(jì)有效降水量與總觀測(cè)頻次的比值，單位為mm/h。降水頻率是指某格點(diǎn)的有效降水次數(shù)與總觀測(cè)次數(shù)的比例，單位為%。降水強(qiáng)度是指某格點(diǎn)上累計(jì)有效降水量與有效降水頻次的比值，單位為mm/h。

2 降水空間分布特征

圖1為2020年5～9月川渝地區(qū)小時(shí)平均降水量的觀測(cè)值、預(yù)報(bào)值及其偏差空間分布。觀測(cè)小時(shí)平均降水量的大值區(qū)分布于四川盆地周邊（圖1a），大值中心位于龍門山脈南麓、大巴山脈南麓以及武陵山脈北麓，四川盆地的降水量相對(duì)較小。模式較好地把握了四川盆地少、周邊多的降水量空間分布特征（圖1b），預(yù)報(bào)與觀測(cè)的相關(guān)系數(shù)達(dá)0.42，但對(duì)四川盆地的降水量略有低估，對(duì)盆地周邊的降水量有所高估。顯著的預(yù)報(bào)正偏差位于青藏高原東坡至四川盆地西南部一帶和四川盆地以東地區(qū)（圖1c），分別將其定義為子區(qū) 1（27°～29.5°N，102°～103.9°E）、子區(qū) 3（27.5°～31°N，108°～110°E），其區(qū)域平均的預(yù)報(bào)偏差分別為0.28 mm/h、0.17 mm/h；四川盆地主要呈現(xiàn)較小的預(yù)報(bào)負(fù)偏差，將其定義為子區(qū) 2（29°～31.5°N，104°～107°E），其區(qū)域平均的預(yù)報(bào)偏差為-0.003 mm/h。進(jìn)一步計(jì)算三個(gè)子區(qū)的均方根誤差可知，子區(qū)1的均方根誤差最大（0.36），子區(qū) 3 次之（0.20），子區(qū) 2 最?。?.06），表明模式在川渝地區(qū)的預(yù)報(bào)穩(wěn)定性存在區(qū)域差異，四川盆地的預(yù)報(bào)穩(wěn)定性相對(duì)更好。

圖1 2020年5～9月川渝地區(qū)小時(shí)平均降水量的觀測(cè)值、預(yù)報(bào)值及其偏差空間分布（a.觀測(cè)值，b.預(yù)報(bào)值，c.預(yù)報(bào)-觀測(cè)，填色表示降水量，單位：mm/h，等值線表示3000 m和500 m地形高度，3000 m高度以上為非檢驗(yàn)區(qū)）

圖2為2020年5～9月川渝地區(qū)降水頻率的觀測(cè)值、預(yù)報(bào)值及其偏差空間分布。觀測(cè)降水頻率的分布特征和降水量較為一致（圖2a），大值區(qū)分布在四川盆地周邊的陡峭地形處，大值中心位于青藏高原東坡至四川盆地西側(cè)、大巴山南麓和武陵山脈北支。盡管模式預(yù)報(bào)的降水頻率偏高（圖2b），但模式較好地預(yù)報(bào)了與觀測(cè)相近的降水頻率空間分布特征，相關(guān)系數(shù)為0.61，高于降水量相關(guān)性。頻率偏差表現(xiàn)為全區(qū)域一致的正偏差分布（圖2c），尤其青藏高原東坡至四川盆地西南部的正偏差顯著，子區(qū)1降水頻率預(yù)報(bào)偏差的區(qū)域平均達(dá)16.49%。盡管模式預(yù)報(bào)的四川盆地降水量呈負(fù)偏差，但其降水頻率的預(yù)報(bào)值高于觀測(cè)值，子區(qū)2降水頻率預(yù)報(bào)偏差的區(qū)域平均達(dá)4.22%。

圖2 同圖1，但為降水頻率（單位：%）

圖3為2020年5～9月川渝地區(qū)降水強(qiáng)度的觀測(cè)值、預(yù)報(bào)值及其偏差空間分布。觀測(cè)的降水強(qiáng)度大值區(qū)主要位于龍門山脈、大巴山脈和湖南西北部附近（圖3a）。模式把握了和觀測(cè)一致的降水強(qiáng)度大值區(qū)（圖3b），但對(duì)龍門山和大巴山脈的降水強(qiáng)度有所低估，而對(duì)青藏高原東坡至四川盆地西南部一帶以及武陵山脈的降水強(qiáng)度有所高估。相比于降水量和降水頻率，模式對(duì)降水強(qiáng)度的預(yù)報(bào)效果較弱，預(yù)報(bào)和觀測(cè)的空間相關(guān)系數(shù)僅有0.33。降水強(qiáng)度和降水量的預(yù)報(bào)偏差分布特征相近（圖3c），但降水強(qiáng)度負(fù)偏差的范圍更廣（由四川盆地南部向北擴(kuò)張至大巴山脈）。青藏高原東坡至四川盆地西南部一帶以及盆地以東地區(qū)為預(yù)報(bào)正偏差，四川盆地為顯著的預(yù)報(bào)負(fù)偏差，子區(qū)1～3的預(yù)報(bào)偏差分別為0.14 mm/h、0.31 mm/h、-0.47 mm/h。結(jié)合小時(shí)平均降水量、降水頻率、降水強(qiáng)度的空間分布特征可知，模式對(duì)子區(qū)1和2降水量的高估來自降水頻率和強(qiáng)度的共同貢獻(xiàn)，而對(duì)子區(qū)3降水量的低估則主要來自降水強(qiáng)度的貢獻(xiàn)。

圖3 同圖1，但為降水強(qiáng)度（單位：mm/h）

為了進(jìn)一步考察模式對(duì)不同強(qiáng)度降水的預(yù)報(bào)能力，圖4給出了川渝地區(qū)區(qū)域平均的0.1～10 mm/h強(qiáng)度范圍內(nèi)觀測(cè)和預(yù)報(bào)降水頻率隨降水強(qiáng)度的演變特征。如圖所示，可見0.1～1 mm/h強(qiáng)度范圍內(nèi)的降水頻率較高，頻率隨降水強(qiáng)度的增加逐漸減小。模式預(yù)報(bào)了與觀測(cè)一致的頻率演變特征，但預(yù)報(bào)的降水頻率始終高于觀測(cè)。

圖4 川渝地區(qū)區(qū)域平均的0.1～10 mm/h強(qiáng)度范圍內(nèi)觀測(cè)和預(yù)報(bào)降水頻率隨降水強(qiáng)度的演變特征（橫軸為降水強(qiáng)度，縱軸為取對(duì)數(shù)的降水頻率）

3 降水日變化特征

3.1 降水日變化峰值時(shí)間位相

圖5為觀測(cè)與模式預(yù)報(bào)的降水量、降水頻率、降水強(qiáng)度日變化峰值發(fā)生時(shí)間的空間分布。觀測(cè)的降水量峰值時(shí)間自西向東有所滯后（圖5a），青藏高原東坡至四川盆地西側(cè)的峰值出現(xiàn)在上半夜至午夜，四川盆地的峰值出現(xiàn)在午夜到清晨，盆地以東地區(qū)則表現(xiàn)為清晨至上午的峰值特征。模式預(yù)報(bào)的峰值時(shí)間相對(duì)觀測(cè)有所提前（圖5d），自青藏高原東坡至四川盆地以東地區(qū)表現(xiàn)為傍晚到清晨的峰值位相。相比于降水量，降水頻率更多地表現(xiàn)為清晨至上午的峰值特征（圖5b）。預(yù)報(bào)的頻率峰值時(shí)間相比觀測(cè)提前3 h左右（圖5e），且模式對(duì)大巴山東段午后峰值范圍有所高估。降水強(qiáng)度的峰值時(shí)間分布較為分散（圖5c），主要表現(xiàn)為夜間峰值位相。模式預(yù)報(bào)的降水強(qiáng)度峰值時(shí)間有所提前（圖5f），預(yù)報(bào)的夜間峰值范圍比觀測(cè)更大，從四川盆地西南部向東延伸至大婁山及武陵山脈，大巴山東段也表現(xiàn)為夜間峰值。

圖5 觀測(cè)（上）和預(yù)報(bào)（下）的降水量（a、d）、降水頻率（b、e）、降水強(qiáng)度（c、f）日變化峰值發(fā)生時(shí)間的空間分布（北京時(shí)，3000 m高度以上為非檢驗(yàn)區(qū)）

由圖5可知降水日變化峰值時(shí)間自西向東滯后的特征與地形分布密切相關(guān)，為了進(jìn)一步研究降水日變化和地形高度的關(guān)聯(lián)，圖6給出了觀測(cè)與模式預(yù)報(bào)的經(jīng)向平均降水量、降水頻率、降水強(qiáng)度日變化隨經(jīng)度的演變。降水量最大值位于青藏高原東坡至四川盆地西側(cè)的高地形區(qū)（圖6a），隨著地形高度的降低，降水量峰值有所減弱，峰值時(shí)間自23時(shí)逐漸滯后至08時(shí)。模式合理再現(xiàn)了降水量峰值時(shí)間自西向東的滯后（圖6d），但預(yù)報(bào)的峰值時(shí)間提前，且峰值持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)。降水頻率日變化隨經(jīng)度的演變特征和降水量相似（圖6b），但峰值時(shí)間相對(duì)降水量有所滯后，在青藏高原東坡2000 m以上高地形處表現(xiàn)為凌晨峰值，在四川盆地表現(xiàn)為清晨峰值，在盆地以東地區(qū)表現(xiàn)為清晨延續(xù)至午后的峰值。模式對(duì)日內(nèi)降水頻率有所高估（圖6e），在午后預(yù)報(bào)了虛假的次峰值。相比于降水頻率，降水強(qiáng)度的最大值位置偏東（圖6c），峰值時(shí)間位相滯后的特征在四川盆地中東部地區(qū)表現(xiàn)更明顯。模式預(yù)報(bào)的傍晚至夜間降水強(qiáng)度偏強(qiáng)（圖6f），尤其大幅高估了四川盆地以東地區(qū)的降水強(qiáng)度。結(jié)合降水量、降水頻率和強(qiáng)度的日變化特征，可見夜間的降水頻率和強(qiáng)度始終較大，造成夜間的降水量偏多；白天的降水頻率和強(qiáng)度在四川盆地及以西地區(qū)相對(duì)較弱，而在盆地以東地區(qū)顯著增加，造成降水量在白天東多西少的分布形態(tài)。模式預(yù)報(bào)的夜間降水量較觀測(cè)偏大，這是降水頻率和強(qiáng)度的共同貢獻(xiàn)，而模式對(duì)白天降水頻率的高估抵消了對(duì)降水強(qiáng)度的低估，因此預(yù)報(bào)的白天降水量與觀測(cè)的偏差較小。

圖6 觀測(cè)（上）和預(yù)報(bào)（下）的經(jīng)向平均（27°～33°N）降水量（a、d）、降水頻率（b、e）、降水強(qiáng)度（c、f）日變化隨經(jīng)度的演變（左Y軸為北京時(shí)，右Y軸為地形高度，灰色實(shí)線表示地形高度，單位：m）

3.2 子區(qū)降水日變化演變特征

以上分析表明，自青藏高原東坡至四川盆地以東地區(qū)具有不同的降水峰值位相分布，為了比較不同區(qū)域的降水日變化，選取圖1中降水量預(yù)報(bào)呈顯著正偏差的子區(qū)1、子區(qū)3和呈負(fù)偏差的子區(qū)2，分析不同區(qū)域平均的降水量、降水頻率和降水強(qiáng)度的日變化特征（圖7）。子區(qū)1的降水量日變化呈單峰型分布（圖7a），夜間降水量較大、白天降水量較小，峰值出現(xiàn)在00時(shí)，谷值出現(xiàn)在16時(shí)。模式預(yù)報(bào)的降水量日變化位相較觀測(cè)提前2～3 h，分別在22時(shí)出現(xiàn)峰值、13時(shí)出現(xiàn)谷值。模式預(yù)報(bào)了更大的降水量振幅（預(yù)報(bào)的峰谷差值為0.93，觀測(cè)為0.41），這是因?yàn)槟Ｊ酱蠓吖懒宋绾笾燎宄康慕邓?。降水頻率的演變特征和降水量相似（圖7b），從午后至凌晨逐漸增加，直至02時(shí)達(dá)到峰值，隨后降水頻率逐漸降低，直至16時(shí)達(dá)到谷值。模式預(yù)報(bào)的降水頻率較觀測(cè)偏高16%左右，但較好地再現(xiàn)了和觀測(cè)一致的日變化特征，只是日變化位相相對(duì)觀測(cè)略有提前。降水強(qiáng)度同樣表現(xiàn)為突出的夜間峰值和下午谷值（圖7c）。模式預(yù)報(bào)的日變化位相超前于觀測(cè)，預(yù)報(bào)的降水強(qiáng)度在清晨至午后比觀測(cè)弱，而在傍晚至凌晨明顯強(qiáng)于觀測(cè)，導(dǎo)致子區(qū)1平均的降水強(qiáng)度較觀測(cè)偏強(qiáng)（圖3c）。

子區(qū)2的降水日變化同樣呈現(xiàn)單峰型特征（圖7d～f），但日變化位相相對(duì)子區(qū)1有所滯后。觀測(cè)的降水量在03～04時(shí)達(dá)到峰值，21時(shí)達(dá)到谷值，而預(yù)報(bào)則在02～03時(shí)達(dá)到峰值、14～17時(shí)達(dá)到谷值（圖7d）。預(yù)報(bào)和觀測(cè)的降水量偏差介于-0.08～0.14，降水量預(yù)報(bào)值在清晨至傍晚低于觀測(cè)、在夜間高于觀測(cè)，模式對(duì)白天降水量的低估一定程度上抵消了夜間的高估，導(dǎo)致子區(qū)2平均的降水量呈現(xiàn)弱的預(yù)報(bào)負(fù)偏差（圖1c）。進(jìn)一步對(duì)比降水頻率（圖7e）和降水強(qiáng)度（圖7f）的日變化特征，均呈現(xiàn)夜間增多、白天減少的分布特征，降水強(qiáng)度的日變化位相超前于降水頻率。模式能夠再現(xiàn)子區(qū)2降水日變化的單峰型特征，但降水頻率預(yù)報(bào)值整體高于觀測(cè)，而降水強(qiáng)度預(yù)報(bào)值低于觀測(cè)，尤其在清晨至傍晚顯著偏低。

子區(qū)3的降水日變化呈現(xiàn)雙峰型特征（圖7g～i），降水量主峰值出現(xiàn)在08時(shí)、次峰值出現(xiàn)在18時(shí)（圖7g），降水頻率（強(qiáng)度）的峰值時(shí)間相比降水量略有提前（滯后）。模式再現(xiàn)了子區(qū)3降水量的雙峰變化特征，但預(yù)報(bào)的清晨峰值更突出、清晨與傍晚的峰值差距更大（觀測(cè)的雙峰差值為0.40，預(yù)報(bào)為0.18）。子區(qū)3觀測(cè)和預(yù)報(bào)的降水頻率演變特征較為一致（圖7h），但預(yù)報(bào)的降水頻率偏高5%左右。模式對(duì)子區(qū)3降水強(qiáng)度的預(yù)報(bào)效果相對(duì)較弱（圖7i），預(yù)報(bào)的降水強(qiáng)度雙峰型特征不明顯，不僅低估了白天的降水強(qiáng)度，也大幅高估了夜間的降水強(qiáng)度。

圖7 子區(qū) 1（上）、子區(qū) 2（中）、子區(qū) 3（下）區(qū)域平均的降水量（a、d、g）、降水頻率（b、e、h）、降水強(qiáng)度（c、f、i）日變化

總體而言，模式可以再現(xiàn)與觀測(cè)一致的降水單峰型或雙峰型日變化位相，預(yù)報(bào)和觀測(cè)降水日變化的相關(guān)系數(shù)均通過0.01水平的顯著性檢驗(yàn)（表1），尤其在子區(qū)2的預(yù)報(bào)效果較好。但預(yù)報(bào)的降水量值與觀測(cè)還存在一定偏差：對(duì)于子區(qū)1，預(yù)報(bào)的午后至清晨降水量較觀測(cè)顯著偏多，主要是因?yàn)槟Ｊ酱蠓吖懒嗽摃r(shí)段的降水強(qiáng)度；對(duì)于子區(qū)2，預(yù)報(bào)降水量在清晨至傍晚較觀測(cè)偏少、夜間偏多，分別由清晨至傍晚的降水強(qiáng)度預(yù)報(bào)負(fù)偏差和夜間降水頻率預(yù)報(bào)正偏差造成；對(duì)于子區(qū)3，降水量在夜間表現(xiàn)為顯著的預(yù)報(bào)正偏差，其原因是模式對(duì)該時(shí)段降水強(qiáng)度的大幅高估。

表1 觀測(cè)與預(yù)報(bào)的降水日變化曲線相關(guān)系數(shù)

4 結(jié)論

利用CMA-SH9模式逐日20時(shí)起報(bào)、預(yù)報(bào)時(shí)效12～36 h的逐小時(shí)降水?dāng)?shù)據(jù)以及地面自動(dòng)站-CMORPH衛(wèi)星融合降水產(chǎn)品，開展模式對(duì)2020年暖季川渝地區(qū)降水量、降水頻率、降水強(qiáng)度空間分布及日變化特征的預(yù)報(bào)效果評(píng)估，得到如下主要結(jié)論：

（1）2020年暖季的小時(shí)平均降水量和降水頻率呈四川盆地偏小、盆地周邊陡峭地形處偏大的分布特征，降水強(qiáng)度的大值區(qū)位于龍門山脈、大巴山脈和武陵山脈。模式能夠再現(xiàn)與觀測(cè)一致的降水空間分布特征，但對(duì)川渝地區(qū)的預(yù)報(bào)穩(wěn)定性存在區(qū)域差異，在四川盆地的預(yù)報(bào)穩(wěn)定性相對(duì)更好。小時(shí)平均降水量顯著的預(yù)報(bào)正偏差分布于青藏高原東坡至四川盆地西南部一帶和四川盆地以東地區(qū)，偏差來自降水頻率和降水強(qiáng)度的共同貢獻(xiàn)；預(yù)報(bào)負(fù)偏差分布于四川盆地，主要由模式對(duì)降水強(qiáng)度的低估造成。對(duì)于不同強(qiáng)度等級(jí)的降水，預(yù)報(bào)的降水發(fā)生頻率始終高于觀測(cè)。

（2）降水量和降水頻率的日變化峰值時(shí)間呈顯著的自西向東滯后特征，青藏高原東坡至四川盆地西側(cè)的降水量峰值出現(xiàn)在上半夜至午夜，四川盆地的降水量峰值在出現(xiàn)在午夜至清晨，盆地以東地區(qū)的峰值出現(xiàn)在清晨至上午。相比于降水量，降水頻率更多地表現(xiàn)為清晨至上午的峰值位相，降水強(qiáng)度的峰值時(shí)間則以夜間為主。模式預(yù)報(bào)的降水日變化峰值時(shí)間相對(duì)觀測(cè)有所提前。

（3）降水量、降水頻率和降水強(qiáng)度在夜間的量值較大，在白天呈現(xiàn)四川盆地及以西地區(qū)較小、盆地以東地區(qū)較大的分布形態(tài)。模式預(yù)報(bào)的降水量在夜間較觀測(cè)偏大，來自于降水頻率和強(qiáng)度的共同貢獻(xiàn)，而在白天與觀測(cè)的偏差較小，這是模式對(duì)白天降水頻率的高估與對(duì)降水強(qiáng)度的低估相互抵消的結(jié)果。

（4）青藏高原東坡至四川盆地西南部一帶和四川盆地的降水日變化表現(xiàn)為夜間峰值的單峰型位相，四川盆地以東地區(qū)則表現(xiàn)為清晨主峰、午后次峰的雙峰型位相。模式能夠較好地把握各子區(qū)單峰型或雙峰型的日變化特征，但預(yù)報(bào)的降水日變化位相超前于觀測(cè)，且預(yù)報(bào)的降水量值和觀測(cè)存在一定偏差。