重庆东北部短时强降水时空分布及概念模型

周盈颖，陈元珺，伍祥清，陈 鹏，许海波

(1.重庆市万州区气象局，重庆 404100；2.广东省河源市气象局，广东 河源 517100;3.重庆市气象台，重庆 401147；4.湖北省随州市气象局，湖北 随州 441300)

重庆东北部短时强降水时空分布及概念模型

周盈颖1，陈元珺1，伍祥清2，陈 鹏3，许海波4

(1.重庆市万州区气象局，重庆 404100；2.广东省河源市气象局，广东 河源 517100;3.重庆市气象台，重庆 401147；4.湖北省随州市气象局，湖北 随州 441300)

该文利用2007—2011年重庆东北部区域气象观测站和自动气象观测站的逐小时降水观测资料以及MICAPS高空、地面观测资料，分析了短时强降水的时空分布特征，发现：渝东北短时强降水事件逐年增多，降水站次显著增加，强降水雨量占年雨量比例逐年加大；短时强降水月际变化呈单峰型分布，7月为全年峰值所在；短时强降水夜间发生概率最大，其次是午后，上午发生的概率相对较小，其中，03—06时和18时前后发生短时强降水的可能性极大，且强度较强；空间特征方面，开县、云阳、巫溪中西部以及万州东部是短时强降水的高发区，渝东北地形对降水的影响主要包括喇叭口地形、狭管效应、山谷风环流等。根据短时强降水事件的高空环流场，建立了6个渝东北地区短时强降水概念模型，分别为：高原槽型、两高切变型、高原波动型、脊前北风型、低涡型和偏南气流型，各模型皆具备冷暖气流的交绥、不稳定层结、充足水汽以及抬升触发机制。

短时强降水；时空分布；地形；概念模型

1 引言

重庆市按气候和地形的不同，划分为东北部、东南部、中部和西部。东北部北接大巴山，东邻巫山，南倚方斗山，包括忠县、梁平、万州及其以东的区县，长江自忠县西南部流入，经万州后折东流出，横切巫山，铸造了小三峡等雄伟奇观。境内山脉众多，海拔落差较大，地势沿河流、山脉起伏，以山地地形为主，由于山地地形对气流具有较强的抬升作用和辐合作用，较易触发强降水，因此成为重庆暴雨的高发区。强对流性天气一般具有发生突然、移动迅速、天气剧烈、破坏性强等特点[1]，加之山高坡陡、溪河密集，极易形成山洪、滑坡及泥石流，造成交通中断，耕地受淹，民房倒塌，人死畜亡，带来的危害和破坏极大，严重制约着经济发展和社会进步。近年来，在全球气候变暖的大背景下，城市短时强降水等灾害天气的发生有增强的趋势[2]，破坏力必然随之增大，因此，非常有必要加强对重庆东北部(下文简称“渝东北”)短时强降水特征的分析和研究。

短时强降水往往是中小尺度造成的，不仅其生成发展受各种天气尺度系统的相互影响和制约，而且对此类尺度的识别受到观测能力和资料分辨率的限制，目前对局地强降水的预报在落区和时效上还不能满足社会和公众的需要[3]。以往关于重庆短时强降水的研究[4-8]多侧重于对一次过程的环流背景、物理量诊断分析，数值模拟，以及雷达、卫星等遥感探测资料等的应用。如任思衡等[4]利用常规资料、多普勒雷达资料和NCEP再分析资料，对2010年重庆“5·6”强风暴过程进行诊断分析，揭示了强对流发生的大尺度环境，徐进明等[5]则对比分析了强风暴前后的相对风暴水平螺旋度(SRH)，发现其能较好反映系统移动路径和强天气强度。彭军等[6]应用AREM模式对2010年7月17日由西南涡和低空急流诱发的暴雨过程进行了数值模拟，模拟结果与实况较吻合，且弥补了中尺度分析资料的不足。当然，不少专家学者也对重庆地区强对流天气的统计特征进行了分析，江玉华等[9]统计了1982—2003年间重庆地区的中尺度强对流天气雷达回波数据，发现各种强天气都具有其独特、明显的回波特征。李京校等[10]统计分析重庆1951—2009年雷暴日资料，对其气候变化特征、周期性规律及时空分布特征进行了研究。而对于渝东北地区的短时强降水研究较少，尤其是统计意义上的一些规律性特点发掘还不够。本文通过普查近5 a渝东北短时强降水个例，统计分析其时空分布特征，探讨地形作用对强降水的影响，研究分析强降水的环流背景并分型，从而建立概念模型，以期为强降水高频中心区域针对性治理提供依据，也为后期灾害性天气的预报研究打下基础。

2 资料来源

本文所用资料为2007—2011年重庆东北部区域气象观测站(简称“区域站”)和自动气象观测站(简称“自动站”)小时降水观测资料以及MICAPS高空、地面观测资料。由于区域站为无人值守观测站，数据可靠性相对较低，以尽可能利用一切可用数据为前提，根据降水连续性和强度差异对5—9月时段内降水数据进行异值剔除，剔除规则如下：① 1月以上无降水观测站点；② 短时强降水前后时次或周边地区无降水数据的站点；③ 降水强度大于次强站点50 mm以上的站点；④ 本站数据与自动站地面气象记录月报表文件(A文件)进行反复校对剔除；⑤ 一段时间降水量呈规律性变化的站点。纠正后的数据可用性较大提高，也具备了反映渝东北地区短时强降水时空分布特征的代表性。

3 短时强降水时空分布特征

3.1 短时强降水标准

短时强降水是指历时短、降水强度较大，降水量能达到或超过某一量值的天气现象。根据《重庆短时临近预报业务规定》，短时强降水定义为：R≥20 mm/h。提取达标站次并经统计，08-08时强降水事件较20-20时强降水事件偏多，说明过程聚合程度后者优于前者，再结合实际情况和成灾的可能性，本文定义：20-20时只要有一个自动站R≥20 mm/h即作为一次短时强降水事件(下文简称“事件”)，一天中一个站多次出现短时强降水站次累计。由于每年站数不同，将短时强降水范围按站数占比划分较科学，划分规则如表1，划分依据有三：① 重庆东北部为山地地形，受地形抬升影响多局地强降水发生，加之地域广阔，强降水点可能相距甚远；② 《重庆市短期重要天气业务规定》中区域内1/4测站达到暴雨以上量级即视为一次全区性暴雨过程；③ 尹承美等[3]对强降水范围划分，强降水站点占总站数50%以下为“小范围降水”，50%～75%为“区域性降水”，75%以上为“大范围降水”。通过2007—2011年逐年站数统计(如表2)可以看出，此5 a站点建设力度较大，共新增站点208个，2011年较2007年增长达4倍多，为排除站点增加对降水强度分析的影响，使逐年站次数据更具可比性，故将各年站次(表3第3列)除以站点增长倍数(表2第5列)，称作“去站差”(表3第4列)。

表1 区域短时强降水划分

表2 2007—2011年逐年统计站数及占比情况(小数向下取整)

3.2 时间分布特征

3.2.1 年际变化 渝东北各地多年(1981—2010年)平均降水量约为1 160 mm，统计年份中2007、2008和2011年较常年正常略偏多，2009、2010年较常年正常略偏少。按本文规定统计，2007—2011年间渝东北共发生261次短时强降水事件，总计达2 690站次，平均每年发生52.2次，在降水气候背景正常的前提下，由于站点密度逐年加大，监测的短时强降水事件也逐年增多，2011年达到59次，具体情况见表3和图1。

表3 2007—2011年短时强降水事件和站次统计情况 (占比单位：%)

图1 2007—2011年短时强降水事件和站次变化趋势(采用二次多项式趋势)

由于占比是基于年度强降水情况统计的，排除了年份的旱涝差异，较单纯的事件次数更具可比性，遂以占比统计情况作为分析依据。由图表分析可知，短时强降水事件和站次均呈上升趋势，上升幅度前者远小于后者，表现出单次事件的强降水站次在逐年增多，正如前所述，这可能是站点增加所致，而从各年情况来看，2010年事件数上升最为显著，达11次，同年的降水以小范围强降水为主，而2009和2011年站次上升最为显著，分别增加了366次和372次，同年的大范围降水占比较大，为排除站点影响，使数据更具可比性，我们引入“去站差”(见表3)，通过分析发现，其趋势曲线呈凹形，说明同等水平下，强降水站次是逐年增多的，究其原因：从短时强降水重复站次来看，呈略增趋势，说明持续强降水是站次增多的原因之一；从短时强降水的范围来看，局地事件占年度事件总数的30%～40%，呈现为先降后升的趋势，与去站差趋势相同，小范围事件占比更大，达50%～60%，但却呈下降趋势，与去站差反向，区域性事件表现为略降，大范围事件表现为略增，以上变化说明局地性短时强降水特征逐年明显，小范围和区域性降水逐渐向大范围转化，这也是站次增多的原因之一。

从短时强降水的强度来看，强降水占年雨量的比例有逐年增多的趋势，但降水强度变化不大。主要结合各区县自动站降水情况分析，2007年渝东北短时强降水占年雨量4.7%，2008年上升到6.4%，2009、2010年增幅虽有下降，但也达到了7.1%和7.6%，2011年突破8.0%；而区域站的平均降水强度各年都在28 mm左右，变化不大，由此说明，以短时强降水形势的降雨在增多，但强降水的强度并未明显变化。

以上强降水范围和强度的变化可能是由于不断加速的城市化进程所致，城市化过程带来的最显著变化是使城市下垫面状况发生改变，城市密集的人口分布和汽车保有量的不断增加，加剧了城市热量排放[11]，为强降水提供一定能量条件，另外，排放的大气污染物也为强降水提供了充足的凝结核，两者都是有利于强降水形成的因素，所以导致渝东北地区短时强降水有增多和范围扩大的趋势，当然，这只是一种探索，确切的原因还有待进一步研究，但这种发展态势势必会给拥有山地地形的东北部带来愈发严重的影响，因此，加强短时强降水方面的研究势在必行。

3.2.2 月际变化 重庆地区汛期一般为5—9月，但降水自4月起便迅速增多，6月达到峰值，10月以后明显减少，呈现较为规律的单峰型特征。图2所示短时强降水的月际分布也具此特征，7月最多，8月次之，夏季短时强降水占全年的70.9%。值得注意的是，6月是降水量最大的月份，暴雨日数也最多，但短时强降水的发生频率明显低于7、8月，说明短时强降水的产生与大范围暴雨有差异[12]，有必要对短时强降水进行单独研究。

图2 2007—2011年短时强降水事件和站次的月分布

通过统计渝东北地区短时强降水事件和站次的月际变化可以发现，除个别年份在1、2月出现了短时强降水外，其余大多年份都开始于3月，4月起事件次数和站次迅速增多，6—8月平均次数分别为8.6、14.6和12.2次，7月达到峰值，整个夏季强降水事件总数和累积站次分别占全年的68%和76%，进入9月后强降水次数明显下降，于11月结束，12月无强降水发生，变化趋势与重庆强降水的月分布相吻合。造成这种分布的主要原因是，3—4月随着西南暖湿气流的增强，气温逐渐回升，同时北方仍有弱冷空气不断扩散南下，在能量积聚的午后，高温高湿的偏南气流在弱冷空气的扰动下，很容易爆发短时强降水、雷电等强对流天气；5—9月西南暖湿气流进一步活跃，水汽条件更加充足，在西太平洋副热带高压进退所造成的不稳定层结下，随着午后高不稳定能量的释放，触发强对流；9月以后，随着西太平洋副热带高压退出大陆，扰动逐渐减弱且能量条件不足，不利于强对流天气的产生。

从区域短时强降水的月际变化(如图3)可以看出，各月短时强降水均以局地和小范围为主，区域性和大范围强降水主要出现在汛期，汛期期间各类型呈单峰型变化特征，除小范围降水在8月达峰值外，其余类型皆在7月达到峰值。具体分析如下：4月局地短时强降水较为频繁，是仅次于夏季发生频数的月份，进入汛期后，各类降水开始出现并增长，5、6、9月局地和小范围强降水次数相当，区域性和大范围月均1次以下，7、8月小范围强降水占主导地位，局地短时强降水其次，区域性强降水虽位列第三，但相对全年其他月份次数是最多的，大范围强降水在8月出现最盛，随着汛期结束，各类强降水频数都明显下降，11月局地性和小范围强降水还有所发生。

图3 2007—2011年区域短时强降水事件的月分布

总的来说，渝东北地区短时强降水月际变化呈单峰型分布，具有夏季多发性和冬季鲜发性。强降水普遍开始于3月，4月迅速增多，7月为高峰期，9月明显下降，结束于11月；就强度和范围而言，7月短时强降水强度最强，达到全年的峰值，4月较易发生局地短时强降水，7—8月发生小范围强降水的可能性很大，区域性强降水易发生在7月，大范围强降水更易出现在8月。

3.2.3 日变化 短时强降水的统计时段为20-20时，按24 h制，前后2个时次以后者为统计时次，如强降水出现在21-22时之间，统计到22时。在分析逐月强降水的日变化时，将一天分为3个时段进行统计，08-12时定义为上午，12-20时定义为午后，20-08时定义为夜间[13]，据此统计站次的分布情况。

通过分析2007—2011年短时强降水站次的日分布(如图4)可知，R≥20 mm/h的强降水共出现2 690站次，平均每小时约112站次，达此标准的时段有2个，即主高峰期的02-10时和次高峰期的18时，其中，主高峰期04-08时的短时强降水站次皆在150次以上，占主高峰期总次数的62%，由此可知，早上上班和晚上下班前后出现短时强降水的可能性很大，尤其是早班前的03-06时。

经统计，R≥30 mm/h的强降水共计790站次，平均33站次/h，符合要求的有02-08时和18时，其中，02-08时共出现370次，03-05时均大于60站次，18时恰好33次。由此可知，18时和夜间是较大短时强降水的频发时段，且需重点关注03-05时。

图4 2007—2011年短时强降水站次的日分布

经统计，R≥50 mm/h的强降水共计86站次，平均3.6站次/h，满足条件的有6个时段，出现概率位于前3的分别是03-06时均大于6次、16-17时共出现8次和19时出现8次，由此说明03-06时和18时前后是引起致灾强降水的主要时段，需高度关注。

通过分析强降水站次日变化的月分布情况(图略)可以了解到，夜间发生强降水的概率最大，符合“巴山夜雨”的特点，其次是午后，上午发生的概率相对较小，夜间和午后短时强降水高峰期主要集中在7月，而上午短时强降水高峰期在8月。

综上分析，03-06时和18时前后发生短时强降水的可能性极大，且强度较强，由于正值上下班时段，突如其来的强降水会对人们的出行和交通安全等造成严重影响，因此，此两个时段的天气情况应给予重点关注，做到早预报、早预防，并加强实时监测，掌握最新天气动态。

3.3 空间分布特征

通过分析2007—2011年区域短时强降水的空间分布(如图5和表3)可以看出：近5 a，有近80站出现局地短时强降水，约占总站数的1/3，其它3类区域短时强降水站数都达到200站以上，基本全境测站均有发生，其中，大范围事件高发区范围最大且最集中，小范围事件高发区较为分散，区域性事件高发区范围最小。具体来看，局地短时强降水的高发区主要分布在云开万交界处、城口北部、忠梁交界、巫溪咸水和巫山笃平地区，均出现了4次，说明当地的地形特点有利于触发短时强降水；开县中部以北、巫溪西部的大片地区为小范围短时强降水的主要高发区，10次以上高频次的降水主要集中在这片区域，其中，开县赵家、巫溪咸水强降水次数最多，达14次，其次是巫溪上磺和云阳农坝均为13次，另外，在梁平北部、忠县西部、万州东南部以及沿铁峰山一线的低洼河谷地区也成为小范围短时强降水高发区；区域性短时强降水高发区范围小且较为分散，主要分布在城口西部、开县中部、巫溪西南、梁平北部以及云万交界一线，其中，开县主城和万州主城附近频次最高，其次是城口西部和巫溪境内万倾山以南地区；而云阳大部及其与周边区县交界地区更易出现大范围短时强降水，雨区正好位于大巴山系、巫山和七曜山所构成的喇叭口地形。综上所述，开县、云阳、巫溪中西部、万州东部是短时强降水的高发区，值得注意的是开县中部以北易出现小范围强降水，开县主城附近及其偏南地区易出现区域性强降水，而云阳大部、万州东部、奉节西北部更易发生大范围强降水，以上地区应加强短时强降水的防治力度，利用冲沟、洼地、水库(湖塘)构建山地城市的可持续排水系统[2]并能进行有效调度，加固大型滑坡坡面，植树造林保持水土，以充分抵御短时强降水的袭击。

图5 2007—2011年区域短时强降水空间分布(等值线区域为≥单站平均次数，即高发区)(a.局地；b.小范围；c.区域性；d.大范围)

表3 2007—2011年区域短时强降水高发区统计

分析近5 a不同强度短时强降水空间分布特征(见图6)可知：R≥20 mm/h的强降水共计发生2 690站次，平均每站9.8站次，高频区零散分布在渝东北中部地区，即开县、万州、云阳、巫溪交界地带，其中，巫溪万倾山东南部咸水镇和开县镇安镇强降水频次最高，最大累积站次分别达33和29次；R≥30 mm/h的强降水站次共计790次，平均每站3.2站次，高频区域分布与前者基本相同，最大频次出现在开县镇安；而R≥50 mm/h的强降水仅86站次，平均每站1.2站次，奉节朱衣、开县镇安、万州主城及云万交界处皆出现了1次以上的短时强降水。由此可见，开县主城附近、万州东部、云开溪交界处是短时强降水发生的高强度中心，应针对性加强防灾减灾措施以及预警预报的精细化力度。

图6 2007—2011年各强度短时强降水空间分布(等值线区域为≥单站平均次数，即高发区) (a.R≥20 mm/h；b.R≥30 mm/h；c.R≥50 mm/h)

通过以上分析可以看出，渝东北地区短时强降水的空间分布受地形因素影响较大，高发区多沿山脉间的低洼河谷地带分布，其中，万州东部、开县、云阳、巫溪中西部地区无论是在区域分布还是在降水强度上都表现为最强，说明这些地区的强降水受地形影响较为明显。

4 地形对短时强降水的影响

地形对降水的影响主要表现为动力和热力作用，包括中尺度地形迎风坡的强迫抬升、喇叭口地形的辐合上升、背风坡引起的重力波、山谷风环流等，通过引起天气系统的变化影响降水。崔春光等[14]曾利用MM5数值模拟西南涡引发的暴雨，发现四川盆地东侧山地对低涡的产生影响不大，但三峡及其附近地形对降水强度及分布有重要影响，这成为我们研究渝东北地形作用必要性的力证。

渝东北地形大致可分为西部平行岭谷区、中部过渡区、东部山地区：西部自北向南分别是明月山、南华山、方斗山，组成川东平行岭谷区，中部为平行岭谷向山地的过渡区，北边开梁山、南边铁峰山平行排列，中间为低洼河谷地带，东部偏北地区为大巴山中山山地，偏南为巫山山区，长江自西向东横穿其间，两侧有7大支流汇入。

根据短时强降水的空间分布统计，渝东北地形作用对降水的影响主要表现在以下几方面：

① 喇叭口地形。大巴山脉与巫山走向正好组成一个中尺度的喇叭口地形，西南暖湿气流流入，遇两侧高山阻挡会突然收缩，空气辐合强迫抬升，增强积云对流作用，从而造成短时强降水。此地形作用在大范围短时强降水分布中得到了很好的证明，暖湿空气由于无法翻越两座高山，于是在山前堆积，使水平辐合明显加大，产生强降水，降水高发区主要分布在云阳及万州东部一带，较为集中。

② 狭管效应。在中西部有较多平行山脉横亘其间，如北部的开梁山和铁峰山，南部的方斗山和七曜山，皆为东北—西南走向，两山间的槽谷深度在1 000 m以上，长宽比例在10倍以上，形成一条狭长的山间管道。当气流由开阔地带流入山谷时，由于空气无法大量堆积，于是加速穿境而过，强风常造成乱流涡旋和升降气流，增强垂直运动，有利于地形雨的形成。林必元等[15]在对一次暴洪过程分析时发现，狭管效应不仅可以产生辐合点，而且还能引发中尺度低压，低压与暴洪位置相吻合，都位于管道出口处的左侧。开县赵家镇正好处于这样一个地理位置，由于其降水数据远大于其他区域站，导致数据可信度不高，没有采用，从此处分析，也许它的地理位置正是致其降水偏多的一个重要原因。同理，万州东部可能因处于方斗山和七曜山间的峡谷出口处，所以强降水高发。

③ 山谷风环流。是造成巴山夜雨的主要原因，夜间山顶降温较快，山谷降温较慢，冷空气沿坡流向山谷，在山谷辐合上升，形成强对流，进而产生降水，所以在低洼河谷地区多有强降水发生，可以看到，小范围短时强降水中铁峰山—南华山一线与方斗山间的河谷地区有成排的降水高发区。

当然，地形作用还包括迎风坡效应、背风坡效应以及地形的热力效应[16]等，它们通过引发气流强迫抬升，产生强烈的辐合上升运动；在背风一侧随着气柱被拉长，形成水平辐合，引起气旋性涡度加强；地形梯度引起的高层能量释放，有利于高层辐散，从而促进垂直环流的加强和进一步向上伸展，建立起积云对流机制。由以上分析可知，渝东北地形对降水影响确实存在，而且在某种程度上影响较大，因此，符合上述特殊地形地貌的地区应加强山洪地灾的监测和防治，针对性地作好强天气的预警预报工作。

5 影响系统及概念模型

鉴于局地和小范围降水的影响系统不甚明显，对其进行天气学分析无太大意义，也不利于环流型的归纳和概念模型的建立，因此，舍去7站以下的降水事件，针对7站以上(包括7站)的天气个例进行普查，按照归纳共性、排除个性的原则，将重庆东北部强降水天气模型归为高原槽型、两高切变型、高原波动型、脊前北风型、低涡型和偏南气流型6个类型，下面分别进行描述。

表4 各概念模型降水强度统计

5.1 高原槽型

96个个例中该类型占比最大，近1/2个例属于此类，并且70站次以上的强降水事件大多包含于此类中，其中最强降水达到了136站次，可见，该类型的降水强度较强，需引起足够重视。

如图7，200 hPa急流轴横跨新疆东部—内蒙—辽宁地区，主要活跃于38～43°N范围内，急流核最大风速超过60 m/s，个别达到70 m/s，重庆东北部位于急流轴右侧，即南亚高压东侧的辐散区域内，风速辐散分流造成低层抽吸抬升，有利于强上升气流的维持，与急流轴形成鲜明对比的是该处风速较小，通常小于12 m/s，个别低至4 m/s，为风速低值中心所在，南亚高压此时表现为东部型，即高压中心位于90°E以东，许多研究[17-19]表明，南亚高压与西太副高存在“相向而行、相背而去”的相关关系，因此，东部型的南亚高压有利于副热带高压西伸，阻滞高原低槽东移，使低槽成为重庆东北部有利的辐合抬升机制。

图7 高原槽型概念模型

500 hPa东亚地区中高纬度表现为一脊一槽型，乌拉尔山地区高脊不断向东发展，上游效应造成蒙古东部地区的东北冷涡形成并加强，冷涡后部的干冷空气在河套低槽引导下向南侵入重庆地区，高原低槽位相较之落后，处于川西高原东部，槽前西南气流将孟加拉湾和南海地区水汽输送至强降水天气区，暖湿空气与南下干冷空气在此处交汇，构成不稳定层结，重庆东北部至山东半岛有一急流或较大风速区存在，天气区处于急流入口区右侧，具备一定辐散抽吸之势，一旦对流触发，将有利于其加强和维持。经普查发现，有两个比较有意义的天气指标，一是高原槽前温江探空风速小于达州探空4 m/s以上，二是恩施探空T-Td较之周边探空存在明显差异，通常高于周围10℃以上，表明附近有局部的干冷空气存在，是造成强对流的主要原因之一，以上指标是否具有预报价值将在今后的业务中不断检验。

700 hPa河套低槽东移至冀中—陕南一带，槽后偏北气流南下，与北上的暖湿气流交汇，露点差值≥5℃，与高原槽相配合，盆地有低槽或低涡切变存在，温度槽落后于高度槽；850 hPa重庆东部有暖脊，冷槽叠加于暖脊之上构成极不稳定层结，鄂西部分地区>25℃，是反映热力不稳定的有力指标，湿轴自广西地区伸至重庆东北部，引导水汽输送，比湿通常大于12 g/kg；地面，河套西南或东南部有弱冷空气入侵，川南为热低压控制，南北气压差最强为5个纬度内有8根等压线，沿长江中段存在辐合线，前期地面最高气温超过33℃，近地面层能量已经积聚，850 hPa河套南部为密集带或重庆地区为槽区，高能高湿、对流抬升在辐合线的触发下发展了起来，从而产生了短时强降水。

5.2 两高切变型

该类属于第二大影响类，96个个例中22个属于此类，且多发生为区域性或小范围降水，但单次事件降水强度仍较强，最强降水站次曾达153站，其概念模型建立如下：

如图8，200 hPa急流轴较之高原槽型活跃幅度较大，南北纬差距在10°以上，且常呈现两头高中间低的凹形，推断与两高对峙有关，沿高压外围的大风速区而形成，急流核最大风速在44～56m/s之间，强度明显小于前者，南亚高压中心位于90°E及其以西地区，且108°E东部脊线大致位于31°N，即重庆东北部所在处，脊线附近反气旋曲率最大，有利于气流的辐散抬升，为强天气的形成提供了良好的动力条件。

图8 两高切变型概念模型

500 hPa东亚上空呈现为两槽一脊型，高脊位于贝加尔湖地区，其东部有东北冷涡生成，冷涡底部的低槽引导干冷空气南下，常有3℃以上的负变温区位于河套西部，中纬度地区，高原高压和副热带高压形成对峙之势，两高间切变位于四川东部地区，受高压进退影响，切变线东西摆动，形成有利的抬升触发机制。

700 hPa与高层相配合，在川东形成切变和温度槽，若副高强度较强，则在其西侧边缘有低空急流生成，强降水区位于急流左侧，有利于辐合上升运动加强；850 hPa在盆地地区出现人字形切变，北方南下的弱冷空气与副高东南侧北上的暖湿气流在重庆东北部交汇，干湿差异表现为陕南地区露点温度梯度较大，偏南暖湿气流将水汽输送至强降水区，有一明显湿轴存在，比湿通常在14 g/kg以上，受副高西伸加热影响，850 hPa假相当位温值较大，中心强度均可达80℃以上，重庆东北部总位于能量舌区或大值中心处，CAPE有效位能通常在1 000 J/kg以上，最强能达到5 400 J/kg，而K指数均>38℃，说明不稳定层结和能量已具备；地面，有弱冷空气沿河西走廊东移南下，缓慢侵入重庆地区，重庆中东部长江沿线附近有辐合存在，前期地面增温显著，最高均达35℃以上。综上，两高切变型是在高湿和极不稳定层结具备的条件下，受两高间切变摆动和触发而形成的强降水天气类型。

5.3 高原波动型

本类型主要出现小范围降水，且降水强度较弱，最强降水站次仅24站。此型通常发生于4—6月份，即春末夏初时节，由于此时南亚高压多位于中南半岛或稍偏北位置(25°N以南)，亚洲中纬度地区多短波活动，波槽不强但在有利的环境背景场下却能造成较强降水。

如图9，200 hPa急流轴多起源于南疆地区横跨河套而东伸至朝鲜半岛附近，急流核最强风速可达72 m/s，重庆东北部虽位于急流右侧，具备一定抬升条件，但由于南亚高压位置偏南，辐散抽吸作用不如高原槽型明显，因此，产生的上升运动强度也相对较弱；500 hPa高纬地区槽脊形势多变，中纬多波动槽脊东移，河套地区低槽位相通常超前高原波动，低槽携带冷空气南下，与北上的暖湿气流叠加构成不稳定层结；700 hPa切变冷槽位于川东地区，冷空气已楔入盆地，将堆积翻越重庆东北部山地；850 hPa切变偏东偏南，有偏南暖湿急流从南海伸至湘赣地区，渝东北恰位于切变线右侧、急流左侧，其间有利的辐合抬升形势加强了上升运动，南海水汽通道建立，比湿≥12 g/kg，有利于强降水所需的充足水汽条件；地面，由于春夏之交冷空气活动仍较频繁，且常取道西北路径(经青海—川北—盆地)或东北路径(华北—鄂西)侵入重庆东北部，西北路径强度较强，5个纬距气压差可达20 hPa，广元地区常有大风出现，万源2 min平均风速也可达10 m/s，而东北路径冷空气相对较弱，气压差仅几hPa，但前期气温均增到了30℃以上，尤其4月份出现此等极端温度的天气极少，说明能量已有异常积聚，但由于CAPE值均小于300 J/kg，说明积聚水平有限，这也决定了该类型降水强度弱于前两者。综上，高原波动型是在较高湿和弱不稳定层结具备的条件下，受到高空波动槽和地面强冷空气的触发而造成的强降水类型。

图9 高原波动型概念模型

5.4 脊前北风型

该类型的大范围降水偶有发生，主要还集中于小范围和区域性降水，且强度偏弱。由于该类型短时强降水预报难度较大，常因上下层配置分歧而造成预报失误，因此，有必要加强分析(图略)。

200 hPa急流轴风速较弱，且变动幅度较大，呈现不连续特征，但在长江、黄河中下游地区常有一段存在，重庆东北部处于急流入口区右侧，辐散抽吸作用利于抬升运动发展；500 hPa中纬度地区东西(以110°E为界)配置皆有两种情况，西部，高原东部至盆地地区为一弱脊或整个高原地区为一高脊，渝东北处于脊前西北气流中，东部，华北地区有一低槽东移或华中偏东地区为一低涡控制，渝东北处于系统后部的偏北或东北气流中，两路气流中皆有负变高存在，说明其中隐匿着弱波动，东路南下的气流较为干冷，而偏东或偏南气流输送来的确是暖湿空气，两者在渝东北地区相遇，上干冷下暖湿构成了热力不稳定层结，这也反映在高低层温度差≥25℃，但不稳定能量一般，通常小于1 000 J/kg；低层且常在850 hPa有弱切变存在，比湿范围为12～17 g/kg，水汽条件充足；地面偶有弱冷空气入侵。综上，脊前背风型是在干湿气流构成的中等不稳定层结和中等湿度条件下，受低层切变线的触发而产生的短时强降水。

5.5 低涡型

此类降水型个例数较少，且强度较弱，建模如下(图略)：500 hPa低涡位于盆地中部或陕南地区，强度较弱，仅1～2根闭合等值线，中低层有低涡配合生成，其引出的人字形切变向南伸至川南地区，向东伸至渝东北，上下层影响系统倾斜度较小，表明系统深厚，抬升作用较强；700 hPa以下的长江沿线及其以南大部地区风速均在12 m/s以上，西南暖湿急流建立，比湿通常≥15 g/kg，且从探空资料反映出渝东北地区整层为深厚湿层，是暴雨的有利探空型；地面，川东南地区有热低压存在，不稳定能量积聚，但由于无明显冷空气影响，暖湿空气造成的弱不稳定层结仅在低涡切变的扰动下触发短时强降水，缺乏了强冷暖空气交汇形成的强不稳定能量，由此造成降水强度较弱，且持续时间较短。

5.6 偏南气流型

此类型导致的短时强降水最为罕见，建模如下(图略)：500 hPa重庆东北部处于太平洋副热带高压588线或584线外缘的一致偏南或西南气流中，盆地有一温度槽，表明有弱冷空气渗入；中低层有切变位于川东地区，江南有一反环流存在，其后部偏东、偏南气流引导东海和南海水汽输送至强降水区，河套以东地区多为偏北气流，输送弱干冷空气至盆地，冷暖气流在渝东北相交锋，形成一定不稳定层结，低层湿度≥13 g/kg，在切变线的触发下产生短时强降水。

将以上概念模型的主要结构和降水机制归纳如下(表5)，便于对比分析：

6 结论

①重庆东北部短时强降水事件呈逐年增多趋势，降水站次也显著增加，这主要由于持续性降水和范围扩大所造成，局地性短时强降水特征逐年明显，小范围和区域性降水逐渐向大范围转化。强降水占年雨量的比例也在逐年增加，但单站平均降水强度变化不大。

②月际变化呈单峰型分布，具有夏季多发性和冬季鲜发性特征，7月强度最强，达到全年峰值，4月较易发生局地短时强降水，7-8月发生小范围强降水的可能性很大，区域性强降水易发生在7月，大范围强降水更易出现在8月。

③夜间发生强降水的概率最大，符合“巴山夜雨”的特点，其次是午后，上午发生的概率相对较小，夜间和午后短时强降水高峰期主要集中在7月，而上午短时强降水高峰期则在8月，具体到时刻而言，03-06时和18时前后发生短时强降水的可能性极大，且强度较强，需加强防范。

④重庆东北部开县、云阳、巫溪中西部以及万州东部是短时强降水的高发区，且云阳大部、万州东部和奉节西北部更易发生大范围强降水，应提高警惕。通过分析，高发区受地形影响明显，多沿山脉间低洼河谷地带分布，地形对降水的影响主要包括喇叭口地形、狭管效应、山谷风环流等。

⑤高原槽型、两高切变型、高原波动型、脊前北风型、低涡型和偏南气流型六个概念模型虽高低层系统配置各异，但皆存在冷暖气流的交汇、不稳定层结、充足的水汽条件和抬升触发机制，只是由于各要素的强度差异而导致了降水的强度差异。

短时临近预警预报的开展应以此为据，进行不同时段针对性的预报指标研究，为提高预报预警时效而打下基础，这也是我们下一步的研究重点。

⑥从本研究中可以看到，空间分布与测站分布密度有很大的关系；时间分布对于日、年尺度可以成立，但是要得出严格意义的气候特征尚需时间序列的进一步研究。

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2014-08-08

周盈颖(1987—)，女，助工，主要从事短时、短期天气预报研究工作。

重庆市气象局青年基金项目(QNJJ-201211)。

1003-6598(2015)02-0012-11

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