重慶東北部短時強降水時空分布及概念模型

周盈穎，陳元珺，伍祥清，陳 鵬，許海波

(1.重慶市萬州區氣象局，重慶 404100；2.廣東省河源市氣象局，廣東 河源 517100;3.重慶市氣象臺，重慶 401147；4.湖北省隨州市氣象局，湖北 隨州 441300)

重慶東北部短時強降水時空分布及概念模型

周盈穎1，陳元珺1，伍祥清2，陳 鵬3，許海波4

(1.重慶市萬州區氣象局，重慶 404100；2.廣東省河源市氣象局，廣東 河源 517100;3.重慶市氣象臺，重慶 401147；4.湖北省隨州市氣象局，湖北 隨州 441300)

該文利用2007—2011年重慶東北部區域氣象觀測站和自動氣象觀測站的逐小時降水觀測資料以及MICAPS高空、地面觀測資料，分析了短時強降水的時空分布特征，發現：渝東北短時強降水事件逐年增多，降水站次顯著增加，強降水雨量占年雨量比例逐年加大；短時強降水月際變化呈單峰型分布，7月為全年峰值所在；短時強降水夜間發生概率最大，其次是午后，上午發生的概率相對較小，其中，03—06時和18時前后發生短時強降水的可能性極大，且強度較強；空間特征方面，開縣、云陽、巫溪中西部以及萬州東部是短時強降水的高發區，渝東北地形對降水的影響主要包括喇叭口地形、狹管效應、山谷風環流等。根據短時強降水事件的高空環流場，建立了6個渝東北地區短時強降水概念模型，分別為：高原槽型、兩高切變型、高原波動型、脊前北風型、低渦型和偏南氣流型，各模型皆具備冷暖氣流的交綏、不穩定層結、充足水汽以及抬升觸發機制。

短時強降水；時空分布；地形；概念模型

1 引言

重慶市按氣候和地形的不同，劃分為東北部、東南部、中部和西部。東北部北接大巴山，東鄰巫山，南倚方斗山，包括忠縣、梁平、萬州及其以東的區縣，長江自忠縣西南部流入，經萬州后折東流出，橫切巫山，鑄造了小三峽等雄偉奇觀。境內山脈眾多，海拔落差較大，地勢沿河流、山脈起伏，以山地地形為主，由于山地地形對氣流具有較強的抬升作用和輻合作用，較易觸發強降水，因此成為重慶暴雨的高發區。強對流性天氣一般具有發生突然、移動迅速、天氣劇烈、破壞性強等特點[1]，加之山高坡陡、溪河密集，極易形成山洪、滑坡及泥石流，造成交通中斷，耕地受淹，民房倒塌，人死畜亡，帶來的危害和破壞極大，嚴重制約著經濟發展和社會進步。近年來，在全球氣候變暖的大背景下，城市短時強降水等災害天氣的發生有增強的趨勢[2]，破壞力必然隨之增大，因此，非常有必要加強對重慶東北部(下文簡稱“渝東北”)短時強降水特征的分析和研究。

短時強降水往往是中小尺度造成的，不僅其生成發展受各種天氣尺度系統的相互影響和制約，而且對此類尺度的識別受到觀測能力和資料分辨率的限制，目前對局地強降水的預報在落區和時效上還不能滿足社會和公眾的需要[3]。以往關于重慶短時強降水的研究[4-8]多側重于對一次過程的環流背景、物理量診斷分析，數值模擬，以及雷達、衛星等遙感探測資料等的應用。如任思衡等[4]利用常規資料、多普勒雷達資料和NCEP再分析資料，對2010年重慶“5·6”強風暴過程進行診斷分析，揭示了強對流發生的大尺度環境，徐進明等[5]則對比分析了強風暴前后的相對風暴水平螺旋度(SRH)，發現其能較好反映系統移動路徑和強天氣強度。彭軍等[6]應用AREM模式對2010年7月17日由西南渦和低空急流誘發的暴雨過程進行了數值模擬，模擬結果與實況較吻合，且彌補了中尺度分析資料的不足。當然，不少專家學者也對重慶地區強對流天氣的統計特征進行了分析，江玉華等[9]統計了1982—2003年間重慶地區的中尺度強對流天氣雷達回波數據，發現各種強天氣都具有其獨特、明顯的回波特征。李京校等[10]統計分析重慶1951—2009年雷暴日資料，對其氣候變化特征、周期性規律及時空分布特征進行了研究。而對于渝東北地區的短時強降水研究較少，尤其是統計意義上的一些規律性特點發掘還不夠。本文通過普查近5 a渝東北短時強降水個例，統計分析其時空分布特征，探討地形作用對強降水的影響，研究分析強降水的環流背景并分型，從而建立概念模型，以期為強降水高頻中心區域針對性治理提供依據，也為后期災害性天氣的預報研究打下基礎。

2 資料來源

本文所用資料為2007—2011年重慶東北部區域氣象觀測站(簡稱“區域站”)和自動氣象觀測站(簡稱“自動站”)小時降水觀測資料以及MICAPS高空、地面觀測資料。由于區域站為無人值守觀測站，數據可靠性相對較低，以盡可能利用一切可用數據為前提，根據降水連續性和強度差異對5—9月時段內降水數據進行異值剔除，剔除規則如下：① 1月以上無降水觀測站點；② 短時強降水前后時次或周邊地區無降水數據的站點；③ 降水強度大于次強站點50 mm以上的站點；④ 本站數據與自動站地面氣象記錄月報表文件(A文件)進行反復校對剔除；⑤ 一段時間降水量呈規律性變化的站點。糾正后的數據可用性較大提高，也具備了反映渝東北地區短時強降水時空分布特征的代表性。

3 短時強降水時空分布特征

3.1 短時強降水標準

短時強降水是指歷時短、降水強度較大，降水量能達到或超過某一量值的天氣現象。根據《重慶短時臨近預報業務規定》，短時強降水定義為：R≥20 mm/h。提取達標站次并經統計，08-08時強降水事件較20-20時強降水事件偏多，說明過程聚合程度后者優于前者，再結合實際情況和成災的可能性，本文定義：20-20時只要有一個自動站R≥20 mm/h即作為一次短時強降水事件(下文簡稱“事件”)，一天中一個站多次出現短時強降水站次累計。由于每年站數不同，將短時強降水范圍按站數占比劃分較科學，劃分規則如表1，劃分依據有三：① 重慶東北部為山地地形，受地形抬升影響多局地強降水發生，加之地域廣闊，強降水點可能相距甚遠；② 《重慶市短期重要天氣業務規定》中區域內1/4測站達到暴雨以上量級即視為一次全區性暴雨過程；③ 尹承美等[3]對強降水范圍劃分，強降水站點占總站數50%以下為“小范圍降水”，50%～75%為“區域性降水”，75%以上為“大范圍降水”。通過2007—2011年逐年站數統計(如表2)可以看出，此5 a站點建設力度較大，共新增站點208個，2011年較2007年增長達4倍多，為排除站點增加對降水強度分析的影響，使逐年站次數據更具可比性，故將各年站次(表3第3列)除以站點增長倍數(表2第5列)，稱作“去站差”(表3第4列)。

表1 區域短時強降水劃分

表2 2007—2011年逐年統計站數及占比情況(小數向下取整)

3.2 時間分布特征

3.2.1 年際變化 渝東北各地多年(1981—2010年)平均降水量約為1 160 mm，統計年份中2007、2008和2011年較常年正常略偏多，2009、2010年較常年正常略偏少。按本文規定統計，2007—2011年間渝東北共發生261次短時強降水事件，總計達2 690站次，平均每年發生52.2次，在降水氣候背景正常的前提下，由于站點密度逐年加大，監測的短時強降水事件也逐年增多，2011年達到59次，具體情況見表3和圖1。

表3 2007—2011年短時強降水事件和站次統計情況 (占比單位：%)

圖1 2007—2011年短時強降水事件和站次變化趨勢(采用二次多項式趨勢)

由于占比是基于年度強降水情況統計的，排除了年份的旱澇差異，較單純的事件次數更具可比性，遂以占比統計情況作為分析依據。由圖表分析可知，短時強降水事件和站次均呈上升趨勢，上升幅度前者遠小于后者，表現出單次事件的強降水站次在逐年增多，正如前所述，這可能是站點增加所致，而從各年情況來看，2010年事件數上升最為顯著，達11次，同年的降水以小范圍強降水為主，而2009和2011年站次上升最為顯著，分別增加了366次和372次，同年的大范圍降水占比較大，為排除站點影響，使數據更具可比性，我們引入“去站差”(見表3)，通過分析發現，其趨勢曲線呈凹形，說明同等水平下，強降水站次是逐年增多的，究其原因：從短時強降水重復站次來看，呈略增趨勢，說明持續強降水是站次增多的原因之一；從短時強降水的范圍來看，局地事件占年度事件總數的30%～40%，呈現為先降后升的趨勢，與去站差趨勢相同，小范圍事件占比更大，達50%～60%，但卻呈下降趨勢，與去站差反向，區域性事件表現為略降，大范圍事件表現為略增，以上變化說明局地性短時強降水特征逐年明顯，小范圍和區域性降水逐漸向大范圍轉化，這也是站次增多的原因之一。

從短時強降水的強度來看，強降水占年雨量的比例有逐年增多的趨勢，但降水強度變化不大。主要結合各區縣自動站降水情況分析，2007年渝東北短時強降水占年雨量4.7%，2008年上升到6.4%，2009、2010年增幅雖有下降，但也達到了7.1%和7.6%，2011年突破8.0%；而區域站的平均降水強度各年都在28 mm左右，變化不大，由此說明，以短時強降水形勢的降雨在增多，但強降水的強度并未明顯變化。

以上強降水范圍和強度的變化可能是由于不斷加速的城市化進程所致，城市化過程帶來的最顯著變化是使城市下墊面狀況發生改變，城市密集的人口分布和汽車保有量的不斷增加，加劇了城市熱量排放[11]，為強降水提供一定能量條件，另外，排放的大氣污染物也為強降水提供了充足的凝結核，兩者都是有利于強降水形成的因素，所以導致渝東北地區短時強降水有增多和范圍擴大的趨勢，當然，這只是一種探索，確切的原因還有待進一步研究，但這種發展態勢勢必會給擁有山地地形的東北部帶來愈發嚴重的影響，因此，加強短時強降水方面的研究勢在必行。

3.2.2 月際變化 重慶地區汛期一般為5—9月，但降水自4月起便迅速增多，6月達到峰值，10月以后明顯減少，呈現較為規律的單峰型特征。圖2所示短時強降水的月際分布也具此特征，7月最多，8月次之，夏季短時強降水占全年的70.9%。值得注意的是，6月是降水量最大的月份，暴雨日數也最多，但短時強降水的發生頻率明顯低于7、8月，說明短時強降水的產生與大范圍暴雨有差異[12]，有必要對短時強降水進行單獨研究。

圖2 2007—2011年短時強降水事件和站次的月分布

通過統計渝東北地區短時強降水事件和站次的月際變化可以發現，除個別年份在1、2月出現了短時強降水外，其余大多年份都開始于3月，4月起事件次數和站次迅速增多，6—8月平均次數分別為8.6、14.6和12.2次，7月達到峰值，整個夏季強降水事件總數和累積站次分別占全年的68%和76%，進入9月后強降水次數明顯下降，于11月結束，12月無強降水發生，變化趨勢與重慶強降水的月分布相吻合。造成這種分布的主要原因是，3—4月隨著西南暖濕氣流的增強，氣溫逐漸回升，同時北方仍有弱冷空氣不斷擴散南下，在能量積聚的午后，高溫高濕的偏南氣流在弱冷空氣的擾動下，很容易爆發短時強降水、雷電等強對流天氣；5—9月西南暖濕氣流進一步活躍，水汽條件更加充足，在西太平洋副熱帶高壓進退所造成的不穩定層結下，隨著午后高不穩定能量的釋放，觸發強對流；9月以后，隨著西太平洋副熱帶高壓退出大陸，擾動逐漸減弱且能量條件不足，不利于強對流天氣的產生。

從區域短時強降水的月際變化(如圖3)可以看出，各月短時強降水均以局地和小范圍為主，區域性和大范圍強降水主要出現在汛期，汛期期間各類型呈單峰型變化特征，除小范圍降水在8月達峰值外，其余類型皆在7月達到峰值。具體分析如下：4月局地短時強降水較為頻繁，是僅次于夏季發生頻數的月份，進入汛期后，各類降水開始出現并增長，5、6、9月局地和小范圍強降水次數相當，區域性和大范圍月均1次以下，7、8月小范圍強降水占主導地位，局地短時強降水其次，區域性強降水雖位列第三，但相對全年其他月份次數是最多的，大范圍強降水在8月出現最盛，隨著汛期結束，各類強降水頻數都明顯下降，11月局地性和小范圍強降水還有所發生。

圖3 2007—2011年區域短時強降水事件的月分布

總的來說，渝東北地區短時強降水月際變化呈單峰型分布，具有夏季多發性和冬季鮮發性。強降水普遍開始于3月，4月迅速增多，7月為高峰期，9月明顯下降，結束于11月；就強度和范圍而言，7月短時強降水強度最強，達到全年的峰值，4月較易發生局地短時強降水，7—8月發生小范圍強降水的可能性很大，區域性強降水易發生在7月，大范圍強降水更易出現在8月。

3.2.3 日變化 短時強降水的統計時段為20-20時，按24 h制，前后2個時次以后者為統計時次，如強降水出現在21-22時之間，統計到22時。在分析逐月強降水的日變化時，將一天分為3個時段進行統計，08-12時定義為上午，12-20時定義為午后，20-08時定義為夜間[13]，據此統計站次的分布情況。

通過分析2007—2011年短時強降水站次的日分布(如圖4)可知，R≥20 mm/h的強降水共出現2 690站次，平均每小時約112站次，達此標準的時段有2個，即主高峰期的02-10時和次高峰期的18時，其中，主高峰期04-08時的短時強降水站次皆在150次以上，占主高峰期總次數的62%，由此可知，早上上班和晚上下班前后出現短時強降水的可能性很大，尤其是早班前的03-06時。

經統計，R≥30 mm/h的強降水共計790站次，平均33站次/h，符合要求的有02-08時和18時，其中，02-08時共出現370次，03-05時均大于60站次，18時恰好33次。由此可知，18時和夜間是較大短時強降水的頻發時段，且需重點關注03-05時。

圖4 2007—2011年短時強降水站次的日分布

經統計，R≥50 mm/h的強降水共計86站次，平均3.6站次/h，滿足條件的有6個時段，出現概率位于前3的分別是03-06時均大于6次、16-17時共出現8次和19時出現8次，由此說明03-06時和18時前后是引起致災強降水的主要時段，需高度關注。

通過分析強降水站次日變化的月分布情況(圖略)可以了解到，夜間發生強降水的概率最大，符合“巴山夜雨”的特點，其次是午后，上午發生的概率相對較小，夜間和午后短時強降水高峰期主要集中在7月，而上午短時強降水高峰期在8月。

綜上分析，03-06時和18時前后發生短時強降水的可能性極大，且強度較強，由于正值上下班時段，突如其來的強降水會對人們的出行和交通安全等造成嚴重影響，因此，此兩個時段的天氣情況應給予重點關注，做到早預報、早預防，并加強實時監測，掌握最新天氣動態。

3.3 空間分布特征

通過分析2007—2011年區域短時強降水的空間分布(如圖5和表3)可以看出：近5 a，有近80站出現局地短時強降水，約占總站數的1/3，其它3類區域短時強降水站數都達到200站以上，基本全境測站均有發生，其中，大范圍事件高發區范圍最大且最集中，小范圍事件高發區較為分散，區域性事件高發區范圍最小。具體來看，局地短時強降水的高發區主要分布在云開萬交界處、城口北部、忠梁交界、巫溪咸水和巫山篤平地區，均出現了4次，說明當地的地形特點有利于觸發短時強降水；開縣中部以北、巫溪西部的大片地區為小范圍短時強降水的主要高發區，10次以上高頻次的降水主要集中在這片區域，其中，開縣趙家、巫溪咸水強降水次數最多，達14次，其次是巫溪上磺和云陽農壩均為13次，另外，在梁平北部、忠縣西部、萬州東南部以及沿鐵峰山一線的低洼河谷地區也成為小范圍短時強降水高發區；區域性短時強降水高發區范圍小且較為分散，主要分布在城口西部、開縣中部、巫溪西南、梁平北部以及云萬交界一線，其中，開縣主城和萬州主城附近頻次最高，其次是城口西部和巫溪境內萬傾山以南地區；而云陽大部及其與周邊區縣交界地區更易出現大范圍短時強降水，雨區正好位于大巴山系、巫山和七曜山所構成的喇叭口地形。綜上所述，開縣、云陽、巫溪中西部、萬州東部是短時強降水的高發區，值得注意的是開縣中部以北易出現小范圍強降水，開縣主城附近及其偏南地區易出現區域性強降水，而云陽大部、萬州東部、奉節西北部更易發生大范圍強降水，以上地區應加強短時強降水的防治力度，利用沖溝、洼地、水庫(湖塘)構建山地城市的可持續排水系統[2]并能進行有效調度，加固大型滑坡坡面，植樹造林保持水土，以充分抵御短時強降水的襲擊。

圖5 2007—2011年區域短時強降水空間分布(等值線區域為≥單站平均次數，即高發區)(a.局地；b.小范圍；c.區域性；d.大范圍)

表3 2007—2011年區域短時強降水高發區統計

分析近5 a不同強度短時強降水空間分布特征(見圖6)可知：R≥20 mm/h的強降水共計發生2 690站次，平均每站9.8站次，高頻區零散分布在渝東北中部地區，即開縣、萬州、云陽、巫溪交界地帶，其中，巫溪萬傾山東南部咸水鎮和開縣鎮安鎮強降水頻次最高，最大累積站次分別達33和29次；R≥30 mm/h的強降水站次共計790次，平均每站3.2站次，高頻區域分布與前者基本相同，最大頻次出現在開縣鎮安；而R≥50 mm/h的強降水僅86站次，平均每站1.2站次，奉節朱衣、開縣鎮安、萬州主城及云萬交界處皆出現了1次以上的短時強降水。由此可見，開縣主城附近、萬州東部、云開溪交界處是短時強降水發生的高強度中心，應針對性加強防災減災措施以及預警預報的精細化力度。

圖6 2007—2011年各強度短時強降水空間分布(等值線區域為≥單站平均次數，即高發區) (a.R≥20 mm/h；b.R≥30 mm/h；c.R≥50 mm/h)

通過以上分析可以看出，渝東北地區短時強降水的空間分布受地形因素影響較大，高發區多沿山脈間的低洼河谷地帶分布，其中，萬州東部、開縣、云陽、巫溪中西部地區無論是在區域分布還是在降水強度上都表現為最強，說明這些地區的強降水受地形影響較為明顯。

4 地形對短時強降水的影響

地形對降水的影響主要表現為動力和熱力作用，包括中尺度地形迎風坡的強迫抬升、喇叭口地形的輻合上升、背風坡引起的重力波、山谷風環流等，通過引起天氣系統的變化影響降水。崔春光等[14]曾利用MM5數值模擬西南渦引發的暴雨，發現四川盆地東側山地對低渦的產生影響不大，但三峽及其附近地形對降水強度及分布有重要影響，這成為我們研究渝東北地形作用必要性的力證。

渝東北地形大致可分為西部平行嶺谷區、中部過渡區、東部山地區：西部自北向南分別是明月山、南華山、方斗山，組成川東平行嶺谷區，中部為平行嶺谷向山地的過渡區，北邊開梁山、南邊鐵峰山平行排列，中間為低洼河谷地帶，東部偏北地區為大巴山中山山地，偏南為巫山山區，長江自西向東橫穿其間，兩側有7大支流匯入。

根據短時強降水的空間分布統計，渝東北地形作用對降水的影響主要表現在以下幾方面：

① 喇叭口地形。大巴山脈與巫山走向正好組成一個中尺度的喇叭口地形，西南暖濕氣流流入，遇兩側高山阻擋會突然收縮，空氣輻合強迫抬升，增強積云對流作用，從而造成短時強降水。此地形作用在大范圍短時強降水分布中得到了很好的證明，暖濕空氣由于無法翻越兩座高山，于是在山前堆積，使水平輻合明顯加大，產生強降水，降水高發區主要分布在云陽及萬州東部一帶，較為集中。

② 狹管效應。在中西部有較多平行山脈橫亙其間，如北部的開梁山和鐵峰山，南部的方斗山和七曜山，皆為東北—西南走向，兩山間的槽谷深度在1 000 m以上，長寬比例在10倍以上，形成一條狹長的山間管道。當氣流由開闊地帶流入山谷時，由于空氣無法大量堆積，于是加速穿境而過，強風常造成亂流渦旋和升降氣流，增強垂直運動，有利于地形雨的形成。林必元等[15]在對一次暴洪過程分析時發現，狹管效應不僅可以產生輻合點，而且還能引發中尺度低壓，低壓與暴洪位置相吻合，都位于管道出口處的左側。開縣趙家鎮正好處于這樣一個地理位置，由于其降水數據遠大于其他區域站，導致數據可信度不高，沒有采用，從此處分析，也許它的地理位置正是致其降水偏多的一個重要原因。同理，萬州東部可能因處于方斗山和七曜山間的峽谷出口處，所以強降水高發。

③ 山谷風環流。是造成巴山夜雨的主要原因，夜間山頂降溫較快，山谷降溫較慢，冷空氣沿坡流向山谷，在山谷輻合上升，形成強對流，進而產生降水，所以在低洼河谷地區多有強降水發生，可以看到，小范圍短時強降水中鐵峰山—南華山一線與方斗山間的河谷地區有成排的降水高發區。

當然，地形作用還包括迎風坡效應、背風坡效應以及地形的熱力效應[16]等，它們通過引發氣流強迫抬升，產生強烈的輻合上升運動；在背風一側隨著氣柱被拉長，形成水平輻合，引起氣旋性渦度加強；地形梯度引起的高層能量釋放，有利于高層輻散，從而促進垂直環流的加強和進一步向上伸展，建立起積云對流機制。由以上分析可知，渝東北地形對降水影響確實存在，而且在某種程度上影響較大，因此，符合上述特殊地形地貌的地區應加強山洪地災的監測和防治，針對性地作好強天氣的預警預報工作。

5 影響系統及概念模型

鑒于局地和小范圍降水的影響系統不甚明顯，對其進行天氣學分析無太大意義，也不利于環流型的歸納和概念模型的建立，因此，舍去7站以下的降水事件，針對7站以上(包括7站)的天氣個例進行普查，按照歸納共性、排除個性的原則，將重慶東北部強降水天氣模型歸為高原槽型、兩高切變型、高原波動型、脊前北風型、低渦型和偏南氣流型6個類型，下面分別進行描述。

表4 各概念模型降水強度統計

5.1 高原槽型

96個個例中該類型占比最大，近1/2個例屬于此類，并且70站次以上的強降水事件大多包含于此類中，其中最強降水達到了136站次，可見，該類型的降水強度較強，需引起足夠重視。

如圖7，200 hPa急流軸橫跨新疆東部—內蒙—遼寧地區，主要活躍于38～43°N范圍內，急流核最大風速超過60 m/s，個別達到70 m/s，重慶東北部位于急流軸右側，即南亞高壓東側的輻散區域內，風速輻散分流造成低層抽吸抬升，有利于強上升氣流的維持，與急流軸形成鮮明對比的是該處風速較小，通常小于12 m/s，個別低至4 m/s，為風速低值中心所在，南亞高壓此時表現為東部型，即高壓中心位于90°E以東，許多研究[17-19]表明，南亞高壓與西太副高存在“相向而行、相背而去”的相關關系，因此，東部型的南亞高壓有利于副熱帶高壓西伸，阻滯高原低槽東移，使低槽成為重慶東北部有利的輻合抬升機制。

圖7 高原槽型概念模型

500 hPa東亞地區中高緯度表現為一脊一槽型，烏拉爾山地區高脊不斷向東發展，上游效應造成蒙古東部地區的東北冷渦形成并加強，冷渦后部的干冷空氣在河套低槽引導下向南侵入重慶地區，高原低槽位相較之落后，處于川西高原東部，槽前西南氣流將孟加拉灣和南海地區水汽輸送至強降水天氣區，暖濕空氣與南下干冷空氣在此處交匯，構成不穩定層結，重慶東北部至山東半島有一急流或較大風速區存在，天氣區處于急流入口區右側，具備一定輻散抽吸之勢，一旦對流觸發，將有利于其加強和維持。經普查發現，有兩個比較有意義的天氣指標，一是高原槽前溫江探空風速小于達州探空4 m/s以上，二是恩施探空T-Td較之周邊探空存在明顯差異，通常高于周圍10℃以上，表明附近有局部的干冷空氣存在，是造成強對流的主要原因之一，以上指標是否具有預報價值將在今后的業務中不斷檢驗。

700 hPa河套低槽東移至冀中—陜南一帶，槽后偏北氣流南下，與北上的暖濕氣流交匯，露點差值≥5℃，與高原槽相配合，盆地有低槽或低渦切變存在，溫度槽落后于高度槽；850 hPa重慶東部有暖脊，冷槽疊加于暖脊之上構成極不穩定層結，鄂西部分地區>25℃，是反映熱力不穩定的有力指標，濕軸自廣西地區伸至重慶東北部，引導水汽輸送，比濕通常大于12 g/kg；地面，河套西南或東南部有弱冷空氣入侵，川南為熱低壓控制，南北氣壓差最強為5個緯度內有8根等壓線，沿長江中段存在輻合線，前期地面最高氣溫超過33℃，近地面層能量已經積聚，850 hPa河套南部為密集帶或重慶地區為槽區，高能高濕、對流抬升在輻合線的觸發下發展了起來，從而產生了短時強降水。

5.2 兩高切變型

該類屬于第二大影響類，96個個例中22個屬于此類，且多發生為區域性或小范圍降水，但單次事件降水強度仍較強，最強降水站次曾達153站，其概念模型建立如下：

如圖8，200 hPa急流軸較之高原槽型活躍幅度較大，南北緯差距在10°以上，且常呈現兩頭高中間低的凹形，推斷與兩高對峙有關，沿高壓外圍的大風速區而形成，急流核最大風速在44～56m/s之間，強度明顯小于前者，南亞高壓中心位于90°E及其以西地區，且108°E東部脊線大致位于31°N，即重慶東北部所在處，脊線附近反氣旋曲率最大，有利于氣流的輻散抬升，為強天氣的形成提供了良好的動力條件。

圖8 兩高切變型概念模型

500 hPa東亞上空呈現為兩槽一脊型，高脊位于貝加爾湖地區，其東部有東北冷渦生成，冷渦底部的低槽引導干冷空氣南下，常有3℃以上的負變溫區位于河套西部，中緯度地區，高原高壓和副熱帶高壓形成對峙之勢，兩高間切變位于四川東部地區，受高壓進退影響，切變線東西擺動，形成有利的抬升觸發機制。

700 hPa與高層相配合，在川東形成切變和溫度槽，若副高強度較強，則在其西側邊緣有低空急流生成，強降水區位于急流左側，有利于輻合上升運動加強；850 hPa在盆地地區出現人字形切變，北方南下的弱冷空氣與副高東南側北上的暖濕氣流在重慶東北部交匯，干濕差異表現為陜南地區露點溫度梯度較大，偏南暖濕氣流將水汽輸送至強降水區，有一明顯濕軸存在，比濕通常在14 g/kg以上，受副高西伸加熱影響，850 hPa假相當位溫值較大，中心強度均可達80℃以上，重慶東北部總位于能量舌區或大值中心處，CAPE有效位能通常在1 000 J/kg以上，最強能達到5 400 J/kg，而K指數均>38℃，說明不穩定層結和能量已具備；地面，有弱冷空氣沿河西走廊東移南下，緩慢侵入重慶地區，重慶中東部長江沿線附近有輻合存在，前期地面增溫顯著，最高均達35℃以上。綜上，兩高切變型是在高濕和極不穩定層結具備的條件下，受兩高間切變擺動和觸發而形成的強降水天氣類型。

5.3 高原波動型

本類型主要出現小范圍降水，且降水強度較弱，最強降水站次僅24站。此型通常發生于4—6月份，即春末夏初時節，由于此時南亞高壓多位于中南半島或稍偏北位置(25°N以南)，亞洲中緯度地區多短波活動，波槽不強但在有利的環境背景場下卻能造成較強降水。

如圖9，200 hPa急流軸多起源于南疆地區橫跨河套而東伸至朝鮮半島附近，急流核最強風速可達72 m/s，重慶東北部雖位于急流右側，具備一定抬升條件，但由于南亞高壓位置偏南，輻散抽吸作用不如高原槽型明顯，因此，產生的上升運動強度也相對較弱；500 hPa高緯地區槽脊形勢多變，中緯多波動槽脊東移，河套地區低槽位相通常超前高原波動，低槽攜帶冷空氣南下，與北上的暖濕氣流疊加構成不穩定層結；700 hPa切變冷槽位于川東地區，冷空氣已楔入盆地，將堆積翻越重慶東北部山地；850 hPa切變偏東偏南，有偏南暖濕急流從南海伸至湘贛地區，渝東北恰位于切變線右側、急流左側，其間有利的輻合抬升形勢加強了上升運動，南海水汽通道建立，比濕≥12 g/kg，有利于強降水所需的充足水汽條件；地面，由于春夏之交冷空氣活動仍較頻繁，且常取道西北路徑(經青海—川北—盆地)或東北路徑(華北—鄂西)侵入重慶東北部，西北路徑強度較強，5個緯距氣壓差可達20 hPa，廣元地區常有大風出現，萬源2 min平均風速也可達10 m/s，而東北路徑冷空氣相對較弱，氣壓差僅幾hPa，但前期氣溫均增到了30℃以上，尤其4月份出現此等極端溫度的天氣極少，說明能量已有異常積聚，但由于CAPE值均小于300 J/kg，說明積聚水平有限，這也決定了該類型降水強度弱于前兩者。綜上，高原波動型是在較高濕和弱不穩定層結具備的條件下，受到高空波動槽和地面強冷空氣的觸發而造成的強降水類型。

圖9 高原波動型概念模型

5.4 脊前北風型

該類型的大范圍降水偶有發生，主要還集中于小范圍和區域性降水，且強度偏弱。由于該類型短時強降水預報難度較大，常因上下層配置分歧而造成預報失誤，因此，有必要加強分析(圖略)。

200 hPa急流軸風速較弱，且變動幅度較大，呈現不連續特征，但在長江、黃河中下游地區常有一段存在，重慶東北部處于急流入口區右側，輻散抽吸作用利于抬升運動發展；500 hPa中緯度地區東西(以110°E為界)配置皆有兩種情況，西部，高原東部至盆地地區為一弱脊或整個高原地區為一高脊，渝東北處于脊前西北氣流中，東部，華北地區有一低槽東移或華中偏東地區為一低渦控制，渝東北處于系統后部的偏北或東北氣流中，兩路氣流中皆有負變高存在，說明其中隱匿著弱波動，東路南下的氣流較為干冷，而偏東或偏南氣流輸送來的確是暖濕空氣，兩者在渝東北地區相遇，上干冷下暖濕構成了熱力不穩定層結，這也反映在高低層溫度差≥25℃，但不穩定能量一般，通常小于1 000 J/kg；低層且常在850 hPa有弱切變存在，比濕范圍為12～17 g/kg，水汽條件充足；地面偶有弱冷空氣入侵。綜上，脊前背風型是在干濕氣流構成的中等不穩定層結和中等濕度條件下，受低層切變線的觸發而產生的短時強降水。

5.5 低渦型

此類降水型個例數較少，且強度較弱，建模如下(圖略)：500 hPa低渦位于盆地中部或陜南地區，強度較弱，僅1～2根閉合等值線，中低層有低渦配合生成，其引出的人字形切變向南伸至川南地區，向東伸至渝東北，上下層影響系統傾斜度較小，表明系統深厚，抬升作用較強；700 hPa以下的長江沿線及其以南大部地區風速均在12 m/s以上，西南暖濕急流建立，比濕通常≥15 g/kg，且從探空資料反映出渝東北地區整層為深厚濕層，是暴雨的有利探空型；地面，川東南地區有熱低壓存在，不穩定能量積聚，但由于無明顯冷空氣影響，暖濕空氣造成的弱不穩定層結僅在低渦切變的擾動下觸發短時強降水，缺乏了強冷暖空氣交匯形成的強不穩定能量，由此造成降水強度較弱，且持續時間較短。

5.6 偏南氣流型

此類型導致的短時強降水最為罕見，建模如下(圖略)：500 hPa重慶東北部處于太平洋副熱帶高壓588線或584線外緣的一致偏南或西南氣流中，盆地有一溫度槽，表明有弱冷空氣滲入；中低層有切變位于川東地區，江南有一反環流存在，其后部偏東、偏南氣流引導東海和南海水汽輸送至強降水區，河套以東地區多為偏北氣流，輸送弱干冷空氣至盆地，冷暖氣流在渝東北相交鋒，形成一定不穩定層結，低層濕度≥13 g/kg，在切變線的觸發下產生短時強降水。

將以上概念模型的主要結構和降水機制歸納如下(表5)，便于對比分析：

6 結論

①重慶東北部短時強降水事件呈逐年增多趨勢，降水站次也顯著增加，這主要由于持續性降水和范圍擴大所造成，局地性短時強降水特征逐年明顯，小范圍和區域性降水逐漸向大范圍轉化。強降水占年雨量的比例也在逐年增加，但單站平均降水強度變化不大。

②月際變化呈單峰型分布，具有夏季多發性和冬季鮮發性特征，7月強度最強，達到全年峰值，4月較易發生局地短時強降水，7-8月發生小范圍強降水的可能性很大，區域性強降水易發生在7月，大范圍強降水更易出現在8月。

③夜間發生強降水的概率最大，符合“巴山夜雨”的特點，其次是午后，上午發生的概率相對較小，夜間和午后短時強降水高峰期主要集中在7月，而上午短時強降水高峰期則在8月，具體到時刻而言，03-06時和18時前后發生短時強降水的可能性極大，且強度較強，需加強防范。

④重慶東北部開縣、云陽、巫溪中西部以及萬州東部是短時強降水的高發區，且云陽大部、萬州東部和奉節西北部更易發生大范圍強降水，應提高警惕。通過分析，高發區受地形影響明顯，多沿山脈間低洼河谷地帶分布，地形對降水的影響主要包括喇叭口地形、狹管效應、山谷風環流等。

⑤高原槽型、兩高切變型、高原波動型、脊前北風型、低渦型和偏南氣流型六個概念模型雖高低層系統配置各異，但皆存在冷暖氣流的交匯、不穩定層結、充足的水汽條件和抬升觸發機制，只是由于各要素的強度差異而導致了降水的強度差異。

短時臨近預警預報的開展應以此為據，進行不同時段針對性的預報指標研究，為提高預報預警時效而打下基礎，這也是我們下一步的研究重點。

⑥從本研究中可以看到，空間分布與測站分布密度有很大的關系；時間分布對于日、年尺度可以成立，但是要得出嚴格意義的氣候特征尚需時間序列的進一步研究。

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2014-08-08

周盈穎(1987—)，女，助工，主要從事短時、短期天氣預報研究工作。

重慶市氣象局青年基金項目(QNJJ-201211)。

1003-6598(2015)02-0012-11

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