王健博，鄒鵬躍，高振澤

1.遼源市氣象局，吉林遼源 136200；2.長?？h氣象局，遼寧長海 116500

我國常年會遭受暴雨災(zāi)害且暴雨災(zāi)害嚴重，每年會造成數(shù)以萬計的損失[1-2]。因此，暴雨的預(yù)報和研究引起政府、氣象部門的高度重視[3]。重慶市地理位置地形復(fù)雜，其特殊的地理結(jié)構(gòu)、氣候特點經(jīng)常會產(chǎn)生氣候災(zāi)害，造成長時間暴雨，突如其來的暴雨會造成泥石流災(zāi)害，并且重慶市作為揚子江上游地區(qū)，暴雨也會對揚子江大峰的形成產(chǎn)生較大的影響[4]。2016年6月1日發(fā)生在重慶的一次暴雨天氣過程對重慶市交通和人們的生產(chǎn)生活產(chǎn)生重大的影響。

1 數(shù)據(jù)說明

選取NCEP六小時的數(shù)據(jù)、0.25°×0.25°的再分析格點資料、地面實況每小時觀測資料，深入研究重慶本次特大降水過程，得到中尺度對流活動中可能觸發(fā)機理和在暴雨發(fā)生過程中各物理量的特點和變化，為今后重慶地區(qū)降水研究和預(yù)報提供參考和依據(jù)。了解降水特點，分析降水時伴隨的天氣變化。從大氣環(huán)流形勢和大氣物理量診斷的角度出發(fā)，進行動態(tài)的領(lǐng)域分析，還要分析此次降水過程的水汽條件和發(fā)生暴雨時大氣的不穩(wěn)定性，并且根據(jù)上述分析，探究發(fā)生特大降水時的機制，為未來重慶暴雨過程提供參考。

2 降水天氣過程與降水水汽來源

2.1 降水概況

2016年6月1日重慶地區(qū)遭到一次特大暴雨降水，重慶市9個區(qū)縣113個雨量站達到暴雨量級，多條高速入口管制或關(guān)閉，此次強降水較集中而且強度大，降水持續(xù)時間短，暴雨主要發(fā)生在重慶市東北部，然后逐漸覆蓋整個重慶區(qū)域，主要集中在6月1日16:00～24:00，23:00降水量最大，達到50 mm/h。

圖1 6月1日23:00 小時雨量分布

2.2 天氣背景

5月31日20:00 500 hPa高度場顯示（圖2a），青藏高原東北部分裂出分支低壓短波槽，此時的低壓短波槽不斷東移并且向南加深，低壓槽隨著中緯度西風東移，氣流不斷在中緯度短波槽和北四川盆地生成。此時，重慶處于短波槽前面，位于低壓中心東側(cè)，由于低壓系統(tǒng)的東移，而且此時重慶市正處于槽前脊后位置因此存在正渦度平流，可以有效增強地面的上升運動。同時，連續(xù)的強西南暖濕氣流不斷向北挺進至貴州和重慶，為降水提供了充足的水汽和能量。

6月1日08:00 500 hPa上（圖2b），低壓槽分為3支：蒙新高地西部分支，呈現(xiàn)西北—東南走向，南分支從四川南部到云南南部，并呈現(xiàn)垂直狀。中央短波槽轉(zhuǎn)動方向，從北重慶到湖南西北部的擴展，面向西北—東南方向。6月1日08:00 700 hPa上（圖2c），2個低壓中心分別在重慶北部和四川中北部，重慶北部的低壓強度較強；從1日02:00 700 hPa高度場來看，低壓是由西南渦東移產(chǎn)生的，西南暖濕氣流東移向北推進過程中加強。6月1日08:00 850 hPa上（圖2d），2個低壓中心分別位于重慶中部、江蘇與浙江交界處。存在于重慶中部冷空氣會分別向南，向東移動，在移動過程中重慶上空會出現(xiàn)暖濕的西南氣流，此處西南氣流會向北移動至重慶上空沿著西南渦東側(cè)。此后，西南氣流會與南移冷空氣相遇并且繼續(xù)東移輸送，由此導(dǎo)致重慶東北部強降水，14:00 500 hPa上存在低壓中心在湖北西部的低壓槽，低壓槽存在的低壓中心走向一直向湖南中部并向南延伸。700 hPa上在湖南北部存在1個低壓中心。850 hPa上的低壓中心也會向湖南中部繼續(xù)東移，隨著各高度低壓中心的移動降水也會逐漸結(jié)束。

圖2 2016年5月31日20:00 500 hPa（a）、6月1日08:00 500 hPa（b）、6月1日08:00 700 hPa（c）、6月1日08:00 850 hPa（d）位勢高度場

700 hPa風場，5月31日20:00，有1個氣流輻合中心存在于重慶西北部，從中國西南部輸送的暖濕氣流和南移的干燥空氣在此處發(fā)生輻合（圖3a）。輻合中心在向東南移動過程中得到不斷發(fā)展，6月1日08:00到達重慶北部和陜西南部（圖3b），氣流輻合得到增強。

3 物理量診斷

3.1 動力因素與水汽條件

3.1.1 常規(guī)診斷物理量2016年6月1日08:00，通過逐小時降水量觀察可知重慶地區(qū)累計雨量主要集中在107.0°E～108.5°E，降 水 量最 大 時 刻 在1日22:00～24:00 107°E～108°E。暴雨區(qū)上空900～300 hPa為垂直上升區(qū)，上升運動很強，最大垂直上升速度位于雨區(qū)上空500 hPa，達到-0.1 Pa/s（圖3）。暴雨區(qū)東西兩側(cè)都是由地面向上，隨后延伸至對流層中部上升區(qū)，此上升運動在東側(cè)較強，西側(cè)較弱。

圖3 2016年6月1日 500 hPa 08:00垂直速度緯向垂直分布（單位：Pa/s）

垂向渦度水平分布顯示，地面到250 hPa左右為深、厚氣旋性渦度區(qū)，渦旋中心接近700～850 hPa。它是弱反氣旋渦度區(qū)在暴雨區(qū)存在于雨區(qū)上空對流層高層，中心處在300 hPa高度，附近是弱反氣旋渦度區(qū)，高層有較強氣旋性渦度區(qū)。雨區(qū)西側(cè)垂直渦度配置情況與東側(cè)正好相反，并且強度相等。

雨區(qū)東側(cè)從地面開始沿高度為500 hPa附近向西延伸的是傾斜大氣輻合區(qū)。500 hPa高度以上高空處通常出現(xiàn)較強大氣輻散區(qū)。輻合中心位于700 hPa高空附近，輻散中心位于300 hPa高空附近。雨區(qū)西側(cè)靠近地面的區(qū)域是弱輻合區(qū)，傾斜的弱輻散區(qū)和弱輻散區(qū)分別在雨區(qū)中低層和中高層附近。

研究水汽通量散度的結(jié)果得出，雨區(qū)東側(cè)向500 hPa高度附近一直向西延伸，周圍為傾斜的劇烈的水汽通量輻合區(qū)。雨區(qū)西側(cè)是弱的水汽通量輻合區(qū)，主要由于對流層高層通常水汽含量很小，所以水汽通量散度很弱。

3.1.2 水汽螺旋度和水汽散度通量水汽螺旋度緯向垂直分布如圖4所示，2016年6月1日08:00，重慶上空水汽螺旋度比較顯著。雨區(qū)上空500～1 000 hPa之間是正值區(qū)，中心最大值大概位于600～700 hPa高度附近，表示存在垂直并且向上運輸?shù)臍庑运繙u度。雨區(qū)東側(cè)存在水汽螺旋度正值區(qū)而且對流層低層較弱，存在垂直向上運輸比較弱的水汽通量渦度。根據(jù)逐小時降水量與水汽螺旋度高值區(qū)有較好的對應(yīng)關(guān)系，并且在降水量高值中心與降水區(qū)中心有著較好的對應(yīng)關(guān)系。

圖4 2016年6月1日 08:00沿30°N水汽螺旋度的緯向垂直分布

水汽散度通量在雨區(qū)上空1 000～500 hPa之間，存在著水汽散度通量負值區(qū)。水汽散度通量負值區(qū)是由雨區(qū)東側(cè)地面開始向西方向延伸得到的。這一現(xiàn)象證明暴雨發(fā)生時所存在的垂直上升運動，還有水汽通量中的輻合效應(yīng)。水汽散度通量弱正值區(qū)存在于雨區(qū)上空500～300 hPa之間高度層內(nèi)，水汽散度通量弱正值區(qū)的影響因素主要是強降水發(fā)生時所帶來的較劇烈的上升運動，還有不太強烈的水汽通量輻射。

在經(jīng)緯度為30°N，108°E各個高度上的水汽螺旋度，5月31日20:00—6月2日08:00隨時間變化發(fā)現(xiàn)，水汽螺旋度最大值所顯示時間，會比逐小時降水量中的降水最大值所顯示時間晚幾個小時（圖5）。這是由于在該點處降水時間大部分集中發(fā)生在6月1日18:00～21:00，所用的NCEP再分析資料為6 h時間分辨率，而且本次降水的NCEP再分析資料的集中時間恰好在03:00～08:00之間。因此，不能夠精確描述在降水集中時間中水汽螺旋度的時間演變。同時，中低層西南暖濕氣流作用，隨時間變化的水汽螺旋度大小在某種意義上對降水系統(tǒng)的強弱起著一定的指導(dǎo)作用。

圖5 2016年5月31日20:00～6月2日08:00 30°N，108°E各高度水汽螺旋度隨時間分布

3.2 單點分析

由圖6可以看出，5月31日20:00，θse隨著高度變小而減小在對流層低層，θse較高值處在850～700 hPa高度之間，較低值處在650～300 hPa高度，說明在850～700 hPa之間會存在暖濕輸送帶，而在600～300 hPa高度之間會存在冷平流，說明位勢不穩(wěn)定在該點上空。6月1日02:00，因為大氣中垂直上升運動會不斷增大，抬升了底層的暖濕氣體，從而形成降水。當θse等值線趨于平緩，證明垂直上升運動逐漸減弱，暴雨也會逐漸結(jié)束。

圖6 2016年5月31日20:00～6月1日20:00 30°N、108°E各高度假相當位溫隨時間分布

3.3 對流指標

分析6月1日08:00 K指數(shù)和A指數(shù)分布圖，得到重慶區(qū)域在暴雨發(fā)生前夕，K指數(shù)重慶超過36℃，A指數(shù)在8～10℃，說明850～500 hPa期間存在大量暖濕氣流（圖7）。此外，上下層的不穩(wěn)定使上層干冷空氣下降，下層暖濕氣流上升，形成較強的對流運動，從而對流觸發(fā)暴雨。

圖7 2016年6月 1日08:00K指數(shù)分布（a）和A指數(shù)分布（b）（單位：℃）

4 結(jié)論

（1）在大形勢穩(wěn)定情況下，亞洲西北部西北—東南方向低壓槽慢慢分裂出短波槽向東南方向移動，西南低渦北移，在兩者共同影響下形成本次降水過程。

（2）強輻合區(qū)在850～500 hPa高度上，500 hPa高度以上是強輻散區(qū)。這種高、低層大氣中尺度擾動的形成促進配置，導(dǎo)致西南暖濕氣流在700 hPa高度中心附近得到收斂。900～300 hPa高度由于強烈的垂直上升運動的影響，低層水汽和能量大量上升至高空，暴雨發(fā)展因此得到促進和維持。

（3）考慮綜合水汽螺旋度和水汽散度通量動態(tài)抬升運動、氣流渦旋情況及水汽情況，可以描述出強降水系統(tǒng)動態(tài)領(lǐng)域常見的典型垂直結(jié)構(gòu)。水汽螺旋度和水汽散度通量高值區(qū)和低值區(qū)與暴雨落區(qū)有很好的對應(yīng)關(guān)系，也有很好的時間相關(guān)性。表示水汽螺旋度和水汽散度通量可以有效地代表暴雨系統(tǒng)發(fā)展和運動，并對降水系統(tǒng)運動與發(fā)展有一定的指導(dǎo)意義。

（4）單點分析指出在暴雨發(fā)生前，低層θse在暖濕氣流的作用下，在對流層低層上升，潛在位勢不穩(wěn)定能量被促進并積累。后交叉高空冷空氣，暴雨所引發(fā)的能量釋放，在強烈垂直上升運動影響下，暖濕低層氣流因此強烈上升，維持了強對流發(fā)展。

（5）根據(jù)不穩(wěn)定指數(shù)分析，發(fā)現(xiàn)850～500 hPa之間有大量的暖濕氣流，并且上下兩層不穩(wěn)定，引起上層干燥冷空氣下降，低層的暖濕空氣上升，形成強烈對流而觸發(fā)暴雨。