重慶地區2016年6月1日區域暴雨特征分析

王健博，鄒鵬躍，高振澤

1.遼源市氣象局，吉林遼源 136200；2.長海縣氣象局，遼寧長海 116500

我國常年會遭受暴雨災害且暴雨災害嚴重，每年會造成數以萬計的損失[1-2]。因此，暴雨的預報和研究引起政府、氣象部門的高度重視[3]。重慶市地理位置地形復雜，其特殊的地理結構、氣候特點經常會產生氣候災害，造成長時間暴雨，突如其來的暴雨會造成泥石流災害，并且重慶市作為揚子江上游地區，暴雨也會對揚子江大峰的形成產生較大的影響[4]。2016年6月1日發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生活產生重大的影響。

1 數據說明

選取NCEP六小時的數據、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機理和在暴雨發生過程中各物理量的特點和變化，為今后重慶地區降水研究和預報提供參考和依據。了解降水特點，分析降水時伴隨的天氣變化。從大氣環流形勢和大氣物理量診斷的角度出發，進行動態的領域分析，還要分析此次降水過程的水汽條件和發生暴雨時大氣的不穩定性，并且根據上述分析，探究發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日重慶地區遭到一次特大暴雨降水，重慶市9個區縣113個雨量站達到暴雨量級，多條高速入口管制或關閉，此次強降水較集中而且強度大，降水持續時間短，暴雨主要發生在重慶市東北部，然后逐漸覆蓋整個重慶區域，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，由于低壓系統的東移，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，呈現西北—東南走向，南分支從四川南部到云南南部，并呈現垂直狀。中央短波槽轉動方向，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。此后，西南氣流會與南移冷空氣相遇并且繼續東移輸送，由此導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東移，隨著各高度低壓中心的移動降水也會逐漸結束。

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生輻合（圖3a）。輻合中心在向東南移動過程中得到不斷發展，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。暴雨區上空900～300 hPa為垂直上升區，上升運動很強，最大垂直上升速度位于雨區上空500 hPa，達到-0.1 Pa/s（圖3）。暴雨區東西兩側都是由地面向上，隨后延伸至對流層中部上升區，此上升運動在東側較強，西側較弱。

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，渦旋中心接近700～850 hPa。它是弱反氣旋渦度區在暴雨區存在于雨區上空對流層高層，中心處在300 hPa高度，附近是弱反氣旋渦度區，高層有較強氣旋性渦度區。雨區西側垂直渦度配置情況與東側正好相反，并且強度相等。

雨區東側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。500 hPa高度以上高空處通常出現較強大氣輻散區。輻合中心位于700 hPa高空附近，輻散中心位于300 hPa高空附近。雨區西側靠近地面的區域是弱輻合區，傾斜的弱輻散區和弱輻散區分別在雨區中低層和中高層附近。

研究水汽通量散度的結果得出，雨區東側向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。雨區西側是弱的水汽通量輻合區，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。雨區上空500～1 000 hPa之間是正值區，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的氣旋性水汽通量渦度。雨區東側存在水汽螺旋度正值區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。根據逐小時降水量與水汽螺旋度高值區有較好的對應關系，并且在降水量高值中心與降水區中心有著較好的對應關系。

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上空1 000～500 hPa之間，存在著水汽散度通量負值區。水汽散度通量負值區是由雨區東側地面開始向西方向延伸得到的。這一現象證明暴雨發生時所存在的垂直上升運動，還有水汽通量中的輻合效應。水汽散度通量弱正值區存在于雨區上空500～300 hPa之間高度層內，水汽散度通量弱正值區的影響因素主要是強降水發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隨時間變化發現，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的強弱起著一定的指導作用。

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指數和A指數分布圖，得到重慶區域在暴雨發生前夕，K指數重慶超過36℃，A指數在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，從而對流觸發暴雨。

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

4 結論

（1）在大形勢穩定情況下，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）強輻合區在850～500 hPa高度上，500 hPa高度以上是強輻散區。這種高、低層大氣中尺度擾動的形成促進配置，導致西南暖濕氣流在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動態領域常見的典型垂直結構。水汽螺旋度和水汽散度通量高值區和低值區與暴雨落區有很好的對應關系，也有很好的時間相關性。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發展和運動，并對降水系統運動與發展有一定的指導意義。

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

（5）根據不穩定指數分析，發現850～500 hPa之間有大量的暖濕氣流，并且上下兩層不穩定，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暴雨。