何 跃，李 强，刘伯骏，邓承之，牟 容

（1.重庆市气象台，重庆 401147；2.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，四川 成都610000）

持续性暴雨过程是造成严重洪涝的主要原因[1-3]，例如，1998 年长江洪涝、2003 年和2007 年江淮流域洪涝。四川盆地内也经常发生持续性暴雨，尤其是西南低涡作用下的强降水频发，例如2007年7 月16—18 日、2012 年7 月21—22 日和2013年6月30—7 月1 日。在大的降水过程中起主要作用的是某个或几个时段内的短时强降水的积累，研究暴雨过程的重点归结到对短时强降水的分析[4]。

由于短时强降水往往是由中小尺度系统造成的，发生发展十分迅速，局地性较强，对短时强降水落区和时效的预报一直是预报的难点。国内外许多学者针对短时强降水的研究主要集中在气候特征和环流形势分析[5-10]。随着自动站和雷达等高分辨率观测系统的不断发展，对许多强降水天气发生发展的机理研究也不断深入[11-12]，特别是新一代多普勒天气雷达资料的应用更使短时强降水的分析研究和短时预报水平得到提高。

2015 年8 月16—18 日川渝地区出现持续性大暴雨天气过程，这次过程影响范围广，降雨强度大，造成川渝两地多处出现暴雨洪涝灾害。本文拟采用常规观测、自动站、多普勒雷达及其反演资料等，诊断分析这次大暴雨过程的多尺度系统配置及西南低涡作用下短时强降水的时空分布特征及强降水区域的局地环流特征，并与相似西南涡暴雨个例进行对比，以加深对四川盆地该类事件的认识。

1 降水实况

2015 年8 月16 日08：00（北京时）至8 月18 日20：00（图1），川渝地区经历了2015 年最强的一次持续性大暴雨天气过程（以下简称“8·17”大暴雨过程）。盆地中部区域出现大范围的暴雨到大暴雨天气，过程雨量50 mm 以上的降水范围达11×104km2以上，100 mm 以上降水范围达5×104km2。降水集中时段（16 日20：00—17 日20：00）最大雨量出现在四川省中江市仓山站，24 h 雨量达329.1 mm。过程总雨量也最强，达472.5 mm。最大小时雨量出现在重庆市永川区花桥站，17 日04：00 雨强为106.3 mm·h-1。

图1 8 月16 日08：00—18 日20：00 四川盆地累计降水量（单位：mm）

1 h 雨量超过1、5、10 mm 及20 mm 的站数逐时序列显示（图2），不同强度的降水曲线均呈现“一主多次”的多峰型结构，降水主峰值均出现在17日06：00—08：00，出现时间非常接近。1 h 雨量≥20 mm 短时强降水站数的峰值出现时间略提前于其他强度降水站数的峰值出现时间。前期降水具有明显昼弱夜强的特征，17 日05：00 有103 站出现雨量≥20 mm 的短时强降水。

图2 8 月16 日14：00—18 日20：00 不同量级1 h 雨量的站数逐时序列

参考孙修贵等[13]不同阈值雨强的分类和统计办法，考虑降水的基本特征和实际业务的需要，分别按照雨强为20～30 mm·h-1、30～50 mm·h-1、≥50 mm·h-13 种情况统计不同级别雨强的出现频数，并讨论它们的空间分布特征。图3 给出不同阈值雨强出现频数的空间分布。雨强为20～30 mm·h-1的站点空间分布范围广，覆盖了四川盆地的大部地区（图3a），频数以1 次为主，降水频数数值由盆地四周向盆地中部逐渐增大，在遂宁、广安以及重庆的西部有明显的大范围高值区存在，频数达到3 次及以上。对比发现，雨强为30～50 mm·h-1站点分布范围略小，频数空间分布特征大体相似（图3b）。雨强大于50 mm·h-1频数均在3 次以下，站点分布较为分散（图3c）。同时，各级雨强出现频数的分布与此次大暴雨过程的降水量分布（图1）也相似，即本次过程中，总降水量大的地方，短时强降水出现的频数也较大。

2 环流背景分析

短时强降水是由中小尺度系统直接引发的，而中小尺度系统又是在有利的大尺度背景下发生发展起来的，因此分析大尺度天气背景是揭示中小尺度天气系统演变过程以及短时强降水发生原因的基础。

2015 年8 月17 日02：00—20：00，200 hPa 高空急流在东亚地区位于35°N 以北，重庆位于急流中心出口区的南侧，有辐散场与之配合。500 hPa 中高纬环流经向度大，17 日02：00（图4a），45°N 附近有两个低涡存在，一个位于蒙古高原西部，另一个位于我国东北地区，2 个低涡之间的蒙古东部受高压脊控制。蒙古高原西部的低涡底部不断分裂出小槽沿西风带移至盆地北部，槽后脊前的偏北气流引导冷空气南下。17 日02：00（图4a），700 hPa 和850 hPa在盆地中部到重庆西部有西南低涡生成。17 日08：00 至20：00（图4b~4d），西南低涡增强后稳定维持，低涡南北两侧冷暖空气交汇显著。大暴雨过程中第15 号台风“天鹅”向西北方向移动使得副高稳定少动，西南地区西风槽和西南低涡东移速度减慢，有利于重庆和川东地区维持“北槽南涡[11]”的形势，对西南低涡和短时强降水的维持提供了有利的环流背景。

图3 2015 年8 月16 日14：00—18 日20：00 四川盆地不同阈值的短时强降水出现频数分布

图4 500 hPa高度场（黑色等值线，单位：dagpm）、850 hPa风场（红色风羽，单位：m·s-1）

3 短时强降水的机制分析

3.1 水汽条件

短时强降水的形成机制与高降水率对应，需具备高水汽含量。利用水汽收支方程可估算出此次大暴雨过程中目标区域（100°～110°E，25°～33°N）的水汽收支情况，所用计算方法参考丁一汇等[14]的研究。水汽收支方程为：

式（1）中a 项为水汽局地变化项，b 项为水汽通量散度项，c 项为水汽垂直输送项，m 为水汽凝结量。

水汽收支方程中的各项能直观地反映出和降水相关的水汽收支状况。对水汽收支方程中左侧的3项进行区域平均可得到该区域水汽收支各项的垂直分布（图5）。在大暴雨发生的整个过程中，水汽收支主要受水汽通量散度项和局地变化项影响，垂直输送项作用较小。水汽通量散度项显示，16 日14：00在850～600 hPa 之间有水汽辐散，850 hPa 以下出现了较明显的水汽辐合。16 日20：00 至17 日08：00，850 hPa 以下的水汽辐合增强，850～600 hPa 之间由水汽辐散转为水汽辐合，深厚的水汽辐合层一直到达400 hPa，这一时段短时强降水强烈发展。同样水汽通量散度的垂直分布也表明，发生强烈短时强降水的时段，700 hPa 以下四川盆地均处于水汽的强辐合区。故对于暴雨区，水汽通量散度项在水汽收支方程的三项中贡献是最显著的。可见，降水发生期间，水汽通量散度项为短时强降水的发生发展提供了主要的水汽条件。

3.2 涡度、散度和垂直速度条件

图5 2015 年8 月16—18 日不同时刻区域平均的水汽收支垂直廓线

图6 给出了目标区域内平均的涡度、散度、垂直速度的分布图。短时强降水开始前（16 日08：00）（图6a），700 hPa 以下为弱的正涡度，约1×10-5s-1，散度和垂直速度在零值附近摆动。短时强降水发展阶段（16 日20：00，图6b），辐合略有增强，正涡度向上发展，600 hPa 附近达3×10-5s-1。上升运动显著发展，在200 hPa 以上。短时强降水维持阶段（17 日08：00—17 日20：00，图6c、6d），正涡度进一步发展，17 日20：00，700 hPa 涡度值达到最大，约5×10-5s-1。散度的垂直分布上，17 日08：00 呈现下辐合上辐散的特征，17 日20：00，该特征有所减弱。上升运动在17 日08时达到最强，600 hPa 附近的中心值接近-0.6 Pa·s-1。上述分析表明正涡度达到最大值的时间滞后于散度和垂直速度达到最大值的时间，也滞后于短时强降水范围达到最大的时间。短时强降水减弱阶段（18 日08：00）（图6e），正涡度值减小，散度和垂直速度再次回到零值附近。

经综合考虑，初步拟定采用包裹式接头型式。考虑旁多工程覆盖层深，地震设计烈度高，地处高海拔地区，一期与二期心墙之间、心墙与过渡料之间、分期施工及蓄水后心墙变形及应力条件复杂。为验证包裹式接头型式的合理性，选择合理沥青砂浆配合比和砂浆厚度等参数，保证接头具有良好的适应变形能力、抗渗性能、抗震性能等，需开展包裹式接头型式专项研究。

3.3 螺旋度、风场和假相当位温条件

螺旋度是一个描述环境风场气流沿运动方向的旋转程度和运动强弱的物理参数，它反映了大气的运动场特征，能够很好地描述大气运动性质和特点[15]，图7 是沿本次大暴雨中心105.5°E 的垂直螺旋度、风场及假相当位温经向剖面图。短时强降水发展阶段（图7a），600 hPa 以下30°N 附近垂直螺旋度为100×10-8hPa·s-2，中低层以偏南风为主，此时该地区上升运动较弱。02：00—08：00（图7b、7c）400 hPa 以下中低层的正垂直螺旋度迅速增大，600 hPa 附近垂直螺旋度中心值超过500×10-8hPa·s-2，400 hPa以上负的垂直螺旋度迅速变小，高空负值中心低于-200×10-8hPa·s-2，高层的负中心近乎垂直叠加在低层正中心之上，有利于垂直运动的发展。风场垂直剖面上，500 hPa 以下30°～35°N 为偏北风，30°N 以南低层以偏南风为主，干冷空气与θse 高值区的暖湿气流交汇，促使不稳定能量释放，使得低层θse 高值中心位置略有南压。在此期间，盆地内短时强降水站数、强度迅速增加，永川花桥站出现106.3 mm·h-1的过程最大雨强。20：00（图7d）随着30°N 附近低层正负螺旋度的减弱，等值线变得稀疏，垂直上升运动也趋于减弱，θse 高值区范围进一步向南收缩，预示着整个降水过程减弱。

上述分析表明，螺旋度发展演变对短时强降水有指示意义，当螺旋度等值线密集（稀疏）时，短时强降水加强（减弱）。短时强降水发生时，总是伴随着高（低）空负（正）垂直螺旋度的耦合。同时假相当位温也反映了短时强降水发生时冷空气和暖湿空气在四川盆地对峙的情况。

4 引发短时强降水的局地环流的中尺度分析

图6 西南低涡不同阶段涡度（红线，单位：10-5 s-1）、散度（棕线，单位：10-5 s-1）及垂直速度（蓝线，单位：10-3hPa·s-1）的垂直变化

图7 沿105.5°E 的垂直螺旋度（单位：10-8 hPa·s-2）、风场及假相当位温经向剖面

本研究所选用的反演方法为Sun 等[16]建立的多普勒天气雷达资料四维变分同化方法，刘婷婷等[17]利用重庆雷达资料比较了反演风场与多普勒天气雷达径向速度的一致性。图8a～8c 为永川花桥站出现最大短时强降水前（02：22）组合反射率因子与雷达反演的1.5、3、5 km 水平风场（重庆雷达站海拔高度以上）叠加图，图8d 是根据图8a～8c 得到的中尺度分析图，主要分析了辐合线、急流、气旋性涡旋等中尺度动力条件。需要注意的是，雷达附近，即图中坐标（0，0）附近的风场反演由于受到地物回波的影响，一般不可靠。17 日02：22，永川花桥站附近组合反射率因子在45dBZ 以上，中心强度达到50 dBZ 以上，强回波区移动缓慢。1.5 km（图8a）和3 km（图8b）高度上均存在偏东风和偏北风形成的辐合线，强回波区主要位于辐合线附近的偏东气流中。“8·17”过程环流系统深厚，在1.5 km（图8a）、3.0 km（图8b）和5 km（图8c）高度上均反演出小的气旋性涡旋[18]，尺度大概在40～50 km。1.5、3 km 和5 km 的涡旋中心分别位于永川花桥站的东南侧、偏北一侧和北侧，3 km 涡旋中心与5 km 的涡旋中心相距大约50 km（图8d）。在1.5 km 上，除了涡旋东侧显著的东南风急流外，西侧还存在明显的偏北气流（图8d）。

随后中低层的涡旋中心逐渐向西北方向移动，1.5 km 和3.0 km 上，偏北风进一步增强，并逐渐向东扩展，尤其是3 km 上，风速进一步增强。涡旋发展的更加完整，对应45～50 dBZ 组合反射率因子范围有所扩大，花桥站的降水强度显著增强（04：00 雨强为106.3 mm·h-1）。花桥站发生短时强降水期间（03：56），45 dBZ 以上的强回波区主要位于1.5 km（图9a）上偏东气流和偏北气流形成的辐合线附近，3.0 km（图9b）上有完整的气旋性涡旋，并且涡旋中心向西北方向移动。5 km（图9c）上涡旋中心位置变化不大，与3 km 的涡旋中心仅相距20～30 km（图9d），表明涡旋加深，急流加强，为局地强降水的维持提供了动力条件。

图8 8 月17 日02：22 重庆CINRAD/SA 雷达组合反射率因子与雷达反演水平风场叠加（a，b，c）和中尺度分析（d）

图9 8 月17 日03：56 重庆CINRAD/SA 雷达组合反射率因子与雷达反演水平风场叠加（a，b，c）和中尺度分析（d）

5 典型相似大暴雨过程的局地短时降水对比分析

5.1 实况和天气形势对比分析

为了加深对四川盆地该类事件的认识，选取了2013 年6 月30 日08：00—7 月1 日08：00 的大暴雨过程进行对比（以下简称“6·30”大暴雨过程）。“6·30”大暴雨主要位于四川遂宁及重庆西部（图10），四川遂宁的老池站24 h 累计雨量达510.9 mm，最大小时雨强出现在重庆大足回龙站，达到103.3 mm·h-1。

图10 2013 年6 月30 日08：00—7 月1 日08：00四川盆地累计降水量（单位：mm）

两次大暴雨过程具有相似点，空间上两次大暴雨过程均出现在四川盆地，强的降水时段主要发生在夜间，24 h 最大雨量均达到特大暴雨，最大小时雨强均在100 mm以上。同时两次大暴雨过程也有各自不同的特征，“6·30”过程雨区呈明显的南北向带状分布，暴雨中心在遂宁附近；“8·17”过程雨区呈“π”型，暴雨中心位于四川的中江及广安附近。在降水持续时间上，“6·30”大暴雨过程维持时间只有24 h，“8·17”大暴雨过程维持时间超过60 h。

图11 6 月30 日20：00 500 hPa高度场（等值线，单位：dagpm）、500 hPa风场（风向杆，单位：m·s-1）与200 hPa急流（填色区，单位：m·s-1）

6 月29 日20：00，200 hPa高急流位于35°～45°N，四川盆地处于急流右侧南亚高压控制的高空辐散区。500 hPa高原涡东移至盆地北部，700 hPa川西地区有西南涡生成，低涡前部暖湿急流显著。30 日08：00 高原涡与东移的西南涡在盆地中部耦合，30 日20：00 形成从地面至300 hPa的深厚低涡，并在500 hPa上出现了闭合的等高线（图11）。副热带高压控制华东地区，制约了西南涡的东移，有利于西南涡在四川遂宁至重庆西部形成持续的抬升运动。同时，南海强热带风暴“温比亚”沿着副高外围向西北方向移动，风暴外围的水汽与能量输送增强了暴雨区的水汽和能量条件[19]。

两次大暴雨过程具有明显的水汽和层结不稳定条件（表1），过程最大小时雨强接近。但也有所不同，“6·30”大暴雨过程开始前具有显著的本地水汽条件，大气可降水量与K 指数均超过“8·17”过程，且对流有效位能高，24 h 累计雨量大。而“8·17”过程有冷空气影响，西南涡持续时间比“6·30”过程更长。

5.2 雷达中小尺度对流系统特征对比分析

对比两次过程的雷达组合反射率因子特征可以发现，“6·30”是以积状云为主的混合性降水回波，强反射率因子面积大，且较为集中。6 月30 日08：00遂宁附近有离散的强回波单体逐渐发展。10：00 遂宁地区的强回波单体经过发展、合并，形成资中、安岳至遂宁地区较强的MCS。MCS 呈东北—西南走向，回波中心强度超过50 dBZ。回波朝东北方向移动，移向与回波带的走向交角很小，有利于短时强降水持续。雷达径向速度图上30 日09：36—09：48 在遂宁、安岳及乐至等地均观测到中气旋出现。30 日13：00—18：00，MCS 仍维持在遂宁地区，但逐渐减弱为镶嵌着孤立强回波单体的层状云降水回波。30日19：00开始，MCS 略东移至安岳及遂宁东部再次发展。至23：00，MCS 位于重庆西部的潼南、铜梁及大足等地（图12a）。回波中心强度增强至55 dBZ 以上。回波移向与回波带的走向仍然非常接近，形成重庆西部地区的持续性强降水。22：08—23：08，雷达径向速度图上重庆潼南、铜梁、合川等地识别出多个中气旋的存在，50 dBZ 的强回波中心高度一般低于4 km，低质心暖云降水特征明显（图12b）。重庆西部铜梁和大足等地因为列车效应而出现多个50 mm·h-1以上的强降雨中心，大足回龙站达103.3 mm·h-1。

表1 “6·30”和“8·17”个例实况和环境条件对比

“8·17”大暴雨过程以层状云为主的混合性降水回波，强反射率因子面积小于“6·30”过程，且较为分散。大暴雨过程中有数个MCS 生成发展，持续60 余小时。16 日21：00—17 日00：00，盆地中部MCS 形成。17 日00：00—05：00，受冷空气影响，重庆西部的MCS 增强与盆地中部的MCS 合并发展。17 日03：13，永川附近已经有强回波在发展，回波强度最大达到48dBZ，随后回波强度一直维持在45～50 dBZ，并在03：48 再次增强至60 dBZ 图13a）。由反射率因子剖面图看出，03：48 强回波中心在4 km左右（图13b）。1.5°仰角径向速度图显示重庆西部速度辐合明显，上升运动强。03：00—04：00 正是重庆西部包括永川在内短时强降水最强的时段，永川花桥站小时雨量达103.3 mm。

图12 2013 年6 月30 日23：00 组合反射率因子（a）和沿蓝色实线从左向右的空间剖面（b）

图13 2015 年8 月17 日03：48 组合反射率因子（a）和沿蓝色实线从左向右空间剖面（b）

两次暴雨过程短时强降水发生时的雷达特征对比表明（表2），“8·17”过程降水回波范围大，覆盖了四川盆地大部地区，但50 dBZ 以上强回波反射率因子面积小且分散，回波质心在3~5 km，发展高度高，径向速度图上有明显的辐合特征。“6·30”过程降水回波范围相对于“8·17”过程较小，仅出现在遂宁及渝西地区，但50 dBZ 以上强回波反射率因子面积大且集中，回波质心在2~4 km，发展高度低，径向速度图上伴有中气旋活动。

表2 “6·30”和“8·17”雷达特征对比

6 结论与讨论

本文研究了2015 年8 月16—18 日发生在四川盆地由西南涡引发的一次大暴雨过程，本次过程持续时间长，小时雨强强，累积雨量大。通过对大暴雨过程中短时强降水的演变特征及其动力、水汽、能量条件的诊断分析，并且对比了2013 年6 月30 日相似大暴雨过程在天气形势和雷达特征上的共性和差异，得出如下主要结论：

（1）不同强度的降水曲线均呈现“一主多次”的多峰型结构，1 h 雨量≥20 mm短时强降水站数的峰值出现时间略提前于其他强度降水站数的峰值出现时间。各级雨强出现频数的分布与此次暴雨过程的降水量分布相似，即总降水量大的地方，各级雨强出现频数较大。

（2）环流形势上，200 hPa高层强烈辐散，500 hPa 亚洲中高纬双涡结构向单涡结构缓慢转变，小槽东移携带冷空气南下入侵四川盆地，副高相对稳定使得盆地内西风槽和西南低涡东移速度减慢，有利于重庆和川东地区维持“北槽南涡”形势，对西南低涡和短时强降水的维持提供了有利的环流背景。

（3）短时强降水发生时段，正涡度达到最大值的时间滞后于散度和垂直速度达到最大值的时间，也滞后于短时强降水范围达到最大的时间；当螺旋度等值线密集（稀疏）时，短时强降水增强（减弱），同时伴随着高（低）空负（正）垂直螺旋度的耦合。水汽收支方程分析表明，水汽通量辐合项提供了主要的水汽来源。

（4）天气雷达风场的反演表明，此次强降水的局地环流形势有低空急流和低层辐合的特点，反演的风场可以提供西南涡内局地气旋性涡旋的演变特征，深厚的气旋性涡旋有利于短时强降水的维持。就本文个例而言，伴随较深厚的局地气旋性涡旋出现的降水强度较大。

通过对比相似大暴雨过程短时强降水的环流和中小尺度特征发现，“6·30”大暴雨过程低涡前侧偏南暖湿急流明显，暖平流建立了显著的对流不稳定，是暖平流强迫类短时强降水过程。“8·17”大暴雨过程低涡前部偏南暖湿急流及低涡后部东北冷流均较强，冷暖空气交汇，是斜压锋生类短时强降水过程。“6·30”大暴雨过程具有明显的本地水汽条件，且对流有效位能高，24 h 累计雨量大。雷达组合反射率因子显示该过程强反射率因子面积大且集中，回波质心发展低，并伴有中气旋活动。“8·17”大暴雨过程中有冷空气影响，且西南涡持续时间长，该过程强反射率因子面积小且分散，回波质心发展较高，有明显的辐合特征。

虽然本文针对2015 年“8·17”大暴雨过程中重庆西部强降水开展了反演工作，在不同高度上反演出了气旋性涡旋，但不同高度上气旋性涡旋的耦合作用还需要进一步研究。同时，关于西南涡内部局地气旋性涡旋与西南涡的相互关系也需要深入研究。

致谢：感谢NCAR 孙娟珍博士提供的变分同化算法源程序。