重庆地区2016年6月1日区域暴雨特征分析

王健博，邹鹏跃，高振泽

1.辽源市气象局，吉林辽源 136200；2.长海县气象局，辽宁长海 116500

我国常年会遭受暴雨灾害且暴雨灾害严重，每年会造成数以万计的损失[1-2]。因此，暴雨的预报和研究引起政府、气象部门的高度重视[3]。重庆市地理位置地形复杂，其特殊的地理结构、气候特点经常会产生气候灾害，造成长时间暴雨，突如其来的暴雨会造成泥石流灾害，并且重庆市作为扬子江上游地区，暴雨也会对扬子江大峰的形成产生较大的影响[4]。2016年6月1日发生在重庆的一次暴雨天气过程对重庆市交通和人们的生产生活产生重大的影响。

1 数据说明

选取NCEP六小时的数据、0.25°×0.25°的再分析格点资料、地面实况每小时观测资料，深入研究重庆本次特大降水过程，得到中尺度对流活动中可能触发机理和在暴雨发生过程中各物理量的特点和变化，为今后重庆地区降水研究和预报提供参考和依据。了解降水特点，分析降水时伴随的天气变化。从大气环流形势和大气物理量诊断的角度出发，进行动态的领域分析，还要分析此次降水过程的水汽条件和发生暴雨时大气的不稳定性，并且根据上述分析，探究发生特大降水时的机制，为未来重庆暴雨过程提供参考。

2 降水天气过程与降水水汽来源

2.1 降水概况

2016年6月1日重庆地区遭到一次特大暴雨降水，重庆市9个区县113个雨量站达到暴雨量级，多条高速入口管制或关闭，此次强降水较集中而且强度大，降水持续时间短，暴雨主要发生在重庆市东北部，然后逐渐覆盖整个重庆区域，主要集中在6月1日16:00～24:00，23:00降水量最大，达到50 mm/h。

图1 6月1日23:00 小时雨量分布

2.2 天气背景

5月31日20:00 500 hPa高度场显示（图2a），青藏高原东北部分裂出分支低压短波槽，此时的低压短波槽不断东移并且向南加深，低压槽随着中纬度西风东移，气流不断在中纬度短波槽和北四川盆地生成。此时，重庆处于短波槽前面，位于低压中心东侧，由于低压系统的东移，而且此时重庆市正处于槽前脊后位置因此存在正涡度平流，可以有效增强地面的上升运动。同时，连续的强西南暖湿气流不断向北挺进至贵州和重庆，为降水提供了充足的水汽和能量。

6月1日08:00 500 hPa上（图2b），低压槽分为3支：蒙新高地西部分支，呈现西北—东南走向，南分支从四川南部到云南南部，并呈现垂直状。中央短波槽转动方向，从北重庆到湖南西北部的扩展，面向西北—东南方向。6月1日08:00 700 hPa上（图2c），2个低压中心分别在重庆北部和四川中北部，重庆北部的低压强度较强；从1日02:00 700 hPa高度场来看，低压是由西南涡东移产生的，西南暖湿气流东移向北推进过程中加强。6月1日08:00 850 hPa上（图2d），2个低压中心分别位于重庆中部、江苏与浙江交界处。存在于重庆中部冷空气会分别向南，向东移动，在移动过程中重庆上空会出现暖湿的西南气流，此处西南气流会向北移动至重庆上空沿着西南涡东侧。此后，西南气流会与南移冷空气相遇并且继续东移输送，由此导致重庆东北部强降水，14:00 500 hPa上存在低压中心在湖北西部的低压槽，低压槽存在的低压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个低压中心。850 hPa上的低压中心也会向湖南中部继续东移，随着各高度低压中心的移动降水也会逐渐结束。

图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）位势高度场

700 hPa风场，5月31日20:00，有1个气流辐合中心存在于重庆西北部，从中国西南部输送的暖湿气流和南移的干燥空气在此处发生辐合（图3a）。辐合中心在向东南移动过程中得到不断发展，6月1日08:00到达重庆北部和陕西南部（图3b），气流辐合得到增强。

3 物理量诊断

3.1 动力因素与水汽条件

3.1.1 常规诊断物理量2016年6月1日08:00，通过逐小时降水量观察可知重庆地区累计雨量主要集中在107.0°E～108.5°E，降 水 量最 大 时 刻 在1日22:00～24:00 107°E～108°E。暴雨区上空900～300 hPa为垂直上升区，上升运动很强，最大垂直上升速度位于雨区上空500 hPa，达到-0.1 Pa/s（图3）。暴雨区东西两侧都是由地面向上，随后延伸至对流层中部上升区，此上升运动在东侧较强，西侧较弱。

图3 2016年6月1日 500 hPa 08:00垂直速度纬向垂直分布（单位：Pa/s）

垂向涡度水平分布显示，地面到250 hPa左右为深、厚气旋性涡度区，涡旋中心接近700～850 hPa。它是弱反气旋涡度区在暴雨区存在于雨区上空对流层高层，中心处在300 hPa高度，附近是弱反气旋涡度区，高层有较强气旋性涡度区。雨区西侧垂直涡度配置情况与东侧正好相反，并且强度相等。

雨区东侧从地面开始沿高度为500 hPa附近向西延伸的是倾斜大气辐合区。500 hPa高度以上高空处通常出现较强大气辐散区。辐合中心位于700 hPa高空附近，辐散中心位于300 hPa高空附近。雨区西侧靠近地面的区域是弱辐合区，倾斜的弱辐散区和弱辐散区分别在雨区中低层和中高层附近。

研究水汽通量散度的结果得出，雨区东侧向500 hPa高度附近一直向西延伸，周围为倾斜的剧烈的水汽通量辐合区。雨区西侧是弱的水汽通量辐合区，主要由于对流层高层通常水汽含量很小，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纬向垂直分布如图4所示，2016年6月1日08:00，重庆上空水汽螺旋度比较显著。雨区上空500～1 000 hPa之间是正值区，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运输的气旋性水汽通量涡度。雨区东侧存在水汽螺旋度正值区而且对流层低层较弱，存在垂直向上运输比较弱的水汽通量涡度。根据逐小时降水量与水汽螺旋度高值区有较好的对应关系，并且在降水量高值中心与降水区中心有着较好的对应关系。

图4 2016年6月1日 08:00沿30°N水汽螺旋度的纬向垂直分布

水汽散度通量在雨区上空1 000～500 hPa之间，存在着水汽散度通量负值区。水汽散度通量负值区是由雨区东侧地面开始向西方向延伸得到的。这一现象证明暴雨发生时所存在的垂直上升运动，还有水汽通量中的辐合效应。水汽散度通量弱正值区存在于雨区上空500～300 hPa之间高度层内，水汽散度通量弱正值区的影响因素主要是强降水发生时所带来的较剧烈的上升运动，还有不太强烈的水汽通量辐射。

在经纬度为30°N，108°E各个高度上的水汽螺旋度，5月31日20:00—6月2日08:00随时间变化发现，水汽螺旋度最大值所显示时间，会比逐小时降水量中的降水最大值所显示时间晚几个小时（图5）。这是由于在该点处降水时间大部分集中发生在6月1日18:00～21:00，所用的NCEP再分析资料为6 h时间分辨率，而且本次降水的NCEP再分析资料的集中时间恰好在03:00～08:00之间。因此，不能够精确描述在降水集中时间中水汽螺旋度的时间演变。同时，中低层西南暖湿气流作用，随时间变化的水汽螺旋度大小在某种意义上对降水系统的强弱起着一定的指导作用。

图5 2016年5月31日20:00～6月2日08:00 30°N，108°E各高度水汽螺旋度随时间分布

3.2 单点分析

由图6可以看出，5月31日20:00，θse随着高度变小而减小在对流层低层，θse较高值处在850～700 hPa高度之间，较低值处在650～300 hPa高度，说明在850～700 hPa之间会存在暖湿输送带，而在600～300 hPa高度之间会存在冷平流，说明位势不稳定在该点上空。6月1日02:00，因为大气中垂直上升运动会不断增大，抬升了底层的暖湿气体，从而形成降水。当θse等值线趋于平缓，证明垂直上升运动逐渐减弱，暴雨也会逐渐结束。

图6 2016年5月31日20:00～6月1日20:00 30°N、108°E各高度假相当位温随时间分布

3.3 对流指标

分析6月1日08:00 K指数和A指数分布图，得到重庆区域在暴雨发生前夕，K指数重庆超过36℃，A指数在8～10℃，说明850～500 hPa期间存在大量暖湿气流（图7）。此外，上下层的不稳定使上层干冷空气下降，下层暖湿气流上升，形成较强的对流运动，从而对流触发暴雨。

图7 2016年6月 1日08:00K指数分布（a）和A指数分布（b）（单位：℃）

4 结论

（1）在大形势稳定情况下，亚洲西北部西北—东南方向低压槽慢慢分裂出短波槽向东南方向移动，西南低涡北移，在两者共同影响下形成本次降水过程。

（2）强辐合区在850～500 hPa高度上，500 hPa高度以上是强辐散区。这种高、低层大气中尺度扰动的形成促进配置，导致西南暖湿气流在700 hPa高度中心附近得到收敛。900～300 hPa高度由于强烈的垂直上升运动的影响，低层水汽和能量大量上升至高空，暴雨发展因此得到促进和维持。

（3）考虑综合水汽螺旋度和水汽散度通量动态抬升运动、气流涡旋情况及水汽情况，可以描述出强降水系统动态领域常见的典型垂直结构。水汽螺旋度和水汽散度通量高值区和低值区与暴雨落区有很好的对应关系，也有很好的时间相关性。表示水汽螺旋度和水汽散度通量可以有效地代表暴雨系统发展和运动，并对降水系统运动与发展有一定的指导意义。

（4）单点分析指出在暴雨发生前，低层θse在暖湿气流的作用下，在对流层低层上升，潜在位势不稳定能量被促进并积累。后交叉高空冷空气，暴雨所引发的能量释放，在强烈垂直上升运动影响下，暖湿低层气流因此强烈上升，维持了强对流发展。

（5）根据不稳定指数分析，发现850～500 hPa之间有大量的暖湿气流，并且上下两层不稳定，引起上层干燥冷空气下降，低层的暖湿空气上升，形成强烈对流而触发暴雨。