引言

强降水在重庆时有发生，是当地汛期主要的灾害性天气之一。大量研究指出，重庆强降水多发生在有利的天气尺度背景下，其中包括高原槽(涡)、西南低涡、切变线、低空急流和地面冷锋等天气系统，强降水的产生常是多尺度天气系统共同作用的结果(周国兵等，2006；王中和陈艳英，2007；刘德等，2012；孙一昕，2012；刘婷婷等，2014；孟晓文等，2017；邓承之等，2019)。如卢萍等(2014)对2010年重庆夏季两次暴雨过程的热力、动力演变进行了分析，指出西南涡造成的降水落区位于低涡中心附近，整个降水过程雨带分布与低涡移动路径相一致。邓承之等(2018)通过个例研究指出中尺度对流系统生成并维持于西南涡前部次级环流的上升支内。康岚等(2008)指出2007年7月中旬的川渝大暴雨过程是西南涡和高原涡两个天气系统逐步耦合的结果，副热带高压的西进北抬为此次过程提供了有利的水汽输送条件。

在强降水天气中，Doswell Ⅲ(2001)将小时雨量达到或超过50 mm的强降水事件归类为极端强对流天气，俞小鼎(2013)将1 h雨量≥50 mm或3 h雨量≥100 mm的降水事件定义为极端短时强降水事件。这类事件形成的暴洪危害极大，尤其是天气尺度强迫较弱形势下的极端短时强降水事件，突发性和局地性强，预报难度极大，已引起广泛关注(徐珺等，2018；曾智琳等，2019；范元月等，2020)。Luo et al(2016)指出2011—2015年中国大陆5 800次极端小时强降水的天气形势可划分为4类，其中弱天气强迫类极端小时强降水占39.0%，且主要发生在中国东南、华北、西南和东北的东部地区，而2003—2012年中国台湾的弱天气强迫天气形势下的极端小时强降水占9%~13%(Wu et al, 2017)。Lin et al(2011)调查了2005—2008年中国台湾弱天气强迫天气形势下的暖季雷暴的时空分布特征，指出有午后雷暴日与无午后雷暴日的地面风场、温度、露点温度有明显的日变化。孙继松等(2006)在分析一次北京局地暴雨过程中指出，在天气尺度垂直运动并不利于强降水发生的背景下，城市和郊区因下垫面热力性质差异造成的中尺度辐合线对对流单体有明显的组织作用。肖现等(2015)通过数值模拟研究了两次处于弱天气系统强迫和弱层结背景下的北京风暴过程，表明局地冷池和环境风场的相互配合是造成山上对流风暴是否能够顺利传播下山的关键机制。孙靖和程光光(2017)指出在弱天气尺度环流影响下，雷暴自身强弱是其下山后强度可否增强的主要因素之一。Wang et al(2018)指出，弱天气尺度背景下一次发生在中国台湾西南部的晨间对流主要是在向岸的西南风涌与离岸的陆/山风之间触发的。

目前对于重庆地区弱天气系统强迫下极端短时强降水事件的研究，尚不多见。由于这类过程往往无明显主导天气尺度或大尺度系统，强降水突发性和局地性特征明显，目前对其的预报还存在很大的不确定性(张楠等，2018)，往往容易漏报。同时，重庆位于长江上游，西接四川盆地，东北部雄踞大巴山地，东南部斜贯有巫山、七曜山、大娄山和武陵山等山脉，地形地貌复杂(图 1)，自然生态环境脆弱，突发性的局地强降水常带来严重的次生地质危害。因此，有必要加强对此类降水天气过程的认识，本文将对2019年4月19日发生在重庆局地的极端短时强降水案例进行分析，以期为当地未来此类天气的预报提供参考。

1 天气实况概述

2019年4月19日00—12时(UTC，下同)，重庆出现了一次强降水天气过程，重庆南部的綦江、万盛地区出现了暴雨到大暴雨天气(图 2紫色方框区域)，11个区域加密自动气象观测站的12 h累计降水量≥100 mm，其中万盛的铜鼓滩站最大，达170.7 mm。强降水区域同时伴有雷电、短时强降水、阵性大风等强对流天气(图 3)。綦江、万盛的降水主要发生在午后，持续时间约为6 h(05—11时)，万盛的南门和铜鼓滩站于09时发生了>100 mm·h^-1的极端短时强降水天气(俞小鼎，2013)，小时雨强分别高达109.7 mm·h^-1和100.2 mm·h^-1。这次极端强降水事件历时短、局地性强、突发性明显，具有显著的中小尺度特征。强降水突发在重庆南部地形复杂的綦江河谷附近，极端短时强降水事件发生后，綦江、万盛局地出现了山洪地质灾害，造成綦江(1人)、万盛(4人)共计5人死亡，6人受伤，给当地人民的生命及财产造成了重大损失。

^*ADTD：Advanced TOA (time of arrival) and Direction.

2 天气形势分析 2.1 环流背景

极端短时强降水开始前，19日06时重庆地区为“东高西低”的环流形势，500 hPa青藏高原上为宽广的低压槽区，重庆及其以东地区为弱脊区(图 4a)，中低层重庆上空均为较弱的偏南风，重庆西部位于暖性弱低压区，而其东部为高压脊区，高压脊稳定且强大，有利于阻碍或延缓上游低值系统东移(图 4b, 4c)。可见，降水开始前重庆地区存在天气尺度的抬升运动，但由于地面至500 hPa风场都较弱、垂直风切变很小，天气尺度的垂直运动较弱，极端短时强降水发生在弱天气尺度系统强迫环境下。19日06时贵州北部—重庆南部的可降水量达到46~48 mm，为季节性的高值，且存在较明显的水汽通量辐合和西南—东北走向的水汽舌，利于局地强降水的发生(图 4d)。

2.2 不稳定层结条件

沙坪坝站的T-logp图(图 5)表明，19日00时700 hPa以下为湿层，而500 hPa以上温度露点差较大(如400 hPa上约为38℃)，垂直方向“上干下湿”的特征显著，这有利于位势不稳定的发展加强(丁一汇，2005；孙明生等，2012；孙继松等，2014；郑永光等，2017; 雷蕾等，2011)。在降水开始前，19日00时尽管对流有效位能(CAPE)数值不高(134 J·kg^-1)，但根据对流发展前的最高气温(26.2℃)订正后的CAPE高达1 486 J·kg^-1(图 5)，“狭长型”的CAPE形态有利于强降雨的发生。19日00时异常偏强的负沙氏指数(-3.3℃)和K指数(41℃)都表明重庆西部地区处于显著的不稳定状态。虽然对流层中低层风速小，垂直风切变弱，不利于对流的倾斜发展和传播，但由于承载层风速弱，同样有利于局地对流发展后在源地附近影响更长时间。过程开始前，存在一定的对流抑制能量(CIN为258 J·kg^-1)，不利于初始对流的触发。但需要注意的是，重庆綦江、万盛南部位于云贵高原向四川盆地的过渡带，由于山坡上抬升的初始气块海拔较高，实际气块抬升需要穿透的阻力较沙坪坝站(海拔高度约为200 m)更小，且降水开始后抬升凝结高度(LCL)持续降低，在对流层低层高湿环境中，低LCL表明只需要较弱抬升就可以触发对流，有利于对流风暴的发生发展(Brooks et al，2003)。

3 中尺度对流系统的发展机制分析

高强度的降水往往是由中小尺度系统直接产生(郑永光等，2017)，因此有必要在分析环流背景的同时，进一步利用精细化资料对该过程的中小尺度特征进行分析。

3.1 β中尺度对流系统的演变

根据Orlanski(1975)的尺度划分标准、马禹等(1997)的判别方法，本文将水平尺度在20~200 km，云顶亮温(TBB)≤-32℃的中尺度对流云团定义为β中尺度对流系统(MβCS)。FY-2F卫星TBB资料表明(图 6)，19日06时，綦江—万盛地区已经新生出一个孤立对流云团，08时云团加强发展成一个圆形的MβCS；09时MβCS覆盖面积进一步增大，长轴达110 km左右，随后东移减弱消亡。从云团发展演变过程来看，这个云团呈准静止状态，在整个过程中TBB均高于-52℃，云盖较暖。结合图 2可知，綦江、万盛南部的极端短时强降水事件主要发生在此MβCS发展加强的过程中。

由宜宾和永川等天气雷达(重庆雷达缺资料)同步组网观测得到的组合反射率因子拼图显示(图 7)，19日03:42—04:00，江津、綦江以南的谷地产生了γ中尺度对流单体A、B和C。在缓慢下山过程中，单体A和C减弱消散，B略微加强。05:24，綦江河谷中又新生对流单体D、E和F，随后它们加强组织成带状对流G，G在06:06发展为“弓”形后减弱分裂，在此期间单体B仍在缓慢下山。单体B到达綦江河谷后迅速增强，随后向河谷东坡缓慢移动且加剧发展，逐渐形成了MβCS。该单体在07:18反射率因子由低到高向东南倾斜，开始出现弱回波区和其上的悬垂回波结构(图 8a)，该单体进入强风暴阶段。05:48和07:42各有一个孤立的γ中尺度对流单体H和I在高海拔地区新生，在北移或下山过程中增强后，它们又分别于07:30和08:42并入雷暴B，东北—西南向的带状雷暴B得以维持。07:30—08:48有界弱回波区结构清晰(图 8b, 8c)，在此期间径向速度图上出现了β中尺度辐合线(王福侠等，2014)，如: 08:22，2.4°仰角径向速度图在綦江河谷东侧山坡上显示了径向速度辐合(图 9a紫色方框区域), 并出现了较大的负速度中心，6.0°仰角径向速度显示了较强的风暴顶辐散(图 9b)，β中尺度辐合线的形状和位置与强降水回波带非常吻合(图 7，图 9a)，08:48万盛南门站和铜鼓滩站附近最强回波强度达65 dBz，雷暴B发展强盛。直至09时，雷暴B的东段一直稳定位于极端强降水区上空，09时万盛地区产生了极端短时强降水，南门和铜鼓滩站小时雨强分别高达109.7 mm·h^-1和100.2 mm·h^-1，08—09时，分钟雨强分别为4.3 mm·min^-1和3.7 mm·min^-1(图 10)。雷暴B在发展成熟后，其垂直剖面显示该风暴单体的有界弱回波区结构消失(图 8d)，在高层偏西风的引导下东移，其主体于10:42移出重庆，随后减弱消亡，降水停歇。垂直反射率因子剖面图表明(图 8)，雷暴B是伴有有界弱回波区和悬垂回波结构的准静止强风暴，有利于局地强降水的发生，甚至可能出现冰雹，但并未收到冰雹的观测报告。

综上所述，初始对流在綦江南侧的高海拔谷地附近被触发，在其北移下坡过程中，大部分对流消散，同时又有多个γ中尺度对流在綦江河谷中新生，且发展为“弓”状对流后减弱消散。然而綦江河谷南坡上的对流B北移下山加强，并在向綦江河谷东侧山坡移动的过程中发展为孤立的MβCS，随后有两个在高海拔地带新生且向北移动加强的γ中尺度对流先后并入其中，MβCS得以在綦江河谷东坡上维持2 h以上，造成了綦江、万盛南部局地的极端短时强降水。

3.2 β中尺度对流系统发展机制分析

重庆江津、綦江、万盛等地及与其相邻的贵州习水县位于云贵高原向四川盆地的过渡地带，地势南高北低，以山地为主，多小尺度地形，其间分布有习水河和綦江河(图 11a)。从整体上来看，习水河谷较綦江河谷位置偏南且海拔高0.4 km左右，綦江河谷西侧和南侧山脉高大连绵，而东侧山脉低矮且不连续，此次强降水主要分布在綦江河谷及其周围坡地上。

19日04时，在江津、綦江、万盛南部的高位温区有γ中尺度对流单体新生(图略)。05时，綦江河谷南坡上转为偏南风(图 11i)，单体B逐渐北移下坡并加强发展，当地开始有弱降水产生(图 11c)，且出现了4℃以上的降温(图略)，这导致綦江河谷南坡上形成一个弱的冷空气堆(图 11j)，即冷池(Weckwerth and Parsons, 2006)。斜坡地形使得弱冷池出流加速北下，并与偏北气流间有地面辐合线生成(图 11j)，在其附近触发多个γ中尺度对流单体D、E和F(图 7)，这些单体呈西北—东南向排列，并于06时组织发展为向北凸出的“弓”状对流G，对流G很快分裂减弱，但对流G产生的降水导致綦江北部冷池范围南扩，此时江津、綦江及万盛等地的位温呈“鞍型”分布(图 11j)，习水河谷西侧山体和万盛东部区域的位温较高，对流单体H于06时在习水河谷西侧的高位温山区内被触发。

由于06时前降水较弱，綦江河谷内的温度仅有小幅度下降，河谷近地面气流温度仍高于南坡下山气流温度，充足的热力条件利于单体B在下山过程中持续发展(陈双等，2011；陈明轩等，2017)，07时单体B已移至綦江河谷东侧山脚下，强回波面积不断扩大，最强回波高达60 dBz，此时产生了大于20 mm·h^-1的强降水(图 11d)。綦江河谷两侧为高山，地势南高北低，特殊地形形成狭管效应，构成河谷南坡冷池北下的重要通道(徐姝等，2019)，随后河谷南坡的冷池与綦江北部冷池逐渐合并发展为强冷池中心(图 11k)。綦江河谷温度远低于其东侧区域温度，即∂θ/∂x>0，水平位温梯度达1 ℃·(10 km)^-1，这种量级的水平温度梯度可以在迎风坡强迫产生相对独立的中尺度垂直切变, 且形成强对流切变环境的响应时间仅需要十几分钟到一小时(孙继松等，2006)。根据温度水平分布和风垂直切变的近似关系$ \left[ {\frac{\partial }{{\partial t}}\left({\frac{{\partial u}}{{\partial z}}} \right) = - \lambda \frac{{\partial \theta }}{{\partial x}}} \right] $ (孙继松和杨波，2008)，则边界层的风垂直切变逐渐变小且边界层顶西风或南风加速明显慢于近地面层。为了定量分析此次降水过程，本文也给出了綦江河谷及其东侧山坡上的两个代表站点A7494和A8154的温度和风场变化(图 11a，11b)。图 11b显示，05—09时綦江河谷气温持续下降，但西南风在06—08时持续加大；其东侧山坡上的降水偏晚，07—09时也由弱偏北风逐渐转为了强西南风，这符合孙继松等(2006)的研究结论。从平面上来看，在中尺度温度梯度作用下，07时綦江河谷冷池的东侧盛行偏西风(图 11k)，这有利于低层气流加速向东侧山坡辐合，对流B在向东北方向移动过程中快速发展，逐渐形成MβCS。随着地面中尺度辐合线向南伸展(图 11m)，雷暴B的南段也逐渐组织发展。在此期间雷暴B得以长时间维持的原因主要有两个：一是北移或下山增强的单体H和I并入雷暴B(付丹红和郭学良，2007)；二是随着雷暴B组织化，08时綦江河谷及其东侧山坡上出现了大于50 mm·h^-1的强降水(图 11e)，这导致冷池加强且东扩(图 11l)，尽管东坡上的温度有所降低，但它们间的位温梯度仍然存在，从而迫使东坡近地表的西南风速持续加强，如南门站(A8154) 09时风速增加到9.5 m·s^-1(图 11b)，从而地形辐合增强。高空引导气流偏弱，雷暴B的东段稳定少动，这最终导致万盛偏南地区产生了大于100 mm·h^-1的极端短时强降水(图 11f)。

09时后地面冷池进一步加强(图 11m, 11n)，随着极端短时强降水的发生(图 11g, 11h)、不稳定能量的释放和边界层风垂直切变的减小，雷暴在发展成熟后，整体向东移出重庆并逐渐减弱(Weisman and Klemp, 1982；肖现等，2015)。

地面中尺度辐合线与强对流天气的发生发展关系密切(Mueller et al，1993；Wilson and Mueller, 1993；李青春等，2011；王从梅等，2018)。此次过程中地面中尺度辐合线呈东北—西南走向和缓慢向东南移动的趋势，生命史约为5 h。上述分析表明雷暴B的位置、形态和持续时间与地面中尺度辐合线基本吻合。下面以图 11a所示的两个站点A7487和A7494来分析地面中尺度辐合线的形成及演变情况。A7487站位于A7494站的西北方，两者相距约4 km，降水开始前，19日02—04时这两个测站都盛行偏南风(图 12)，受綦江北部弱降水导致的冷池南下影响(图 11i)，A7487站于05时转为偏北风，它与A7494站之间开始有地面中尺度辐合线形成，尽管此时这两站的风速很小，但在对流层低层高湿的不稳定环境中，轻微的辐合就能触发对流，06时A7487站已有降水产生(图 11c)，07时A7494站风速明显加强，增强的辐合导致了08时出现大于等于50 mm·h^-1的极端强降水(图 11e)。地面中尺度辐合线维持了3 h后(图 12)，19日08时A7487站由偏北风转为偏西风，随着冷池进一步南扩，A7494站由西南风转为了偏北风，这促使了地面中尺度辐合线向东向南移动(图 11m, 11n)。

4 结论与讨论

利用常规观测、地面加密自动站、多普勒雷达、FY-2F卫星等数据，结合ERA-Interim 0.125°×0.125°再分析资料，对2019年4月19日00—12时重庆局地极端短时强降水事件进行了分析，得到以下结论：

(1) 这次次极端强降水事件历时短、局地性强、突发性明显，具有显著的中尺度特征。

(2) 尽管这次过程天气尺度的垂直运动弱，但重庆偏南地区水汽通量有较明显的辐合且可降水量达到季节性高值，水汽条件充足。“上干下湿”的湿度特征利于大气不稳定层结的增强与维持。

(3) 这次次极端短时强降水事件发生在云贵高原与四川盆地过渡地带的綦江河谷附近，地形条件复杂，綦江河谷三面环山，河谷附近地势由西南向东北倾斜。在充足的热力条件下，γ中尺度对流在河谷南侧高海拔谷地生成并北移下山发展，其产生的较强降水导致綦江河谷南坡逐渐形成较强的冷池。河谷冷池与其东坡暖区间的强水平温度梯度，有利于近地面西南风增速并在东侧山坡前辐合抬升，促使对流向河谷东坡移动且快速发展为一个孤立的MβCS。

(4) 在近地面中尺度风场辐合线的组织作用下，MβCS先后与两个在高海拔地带新生且下山增强的γ中尺度对流合并，河谷内冷池持续增强导致近地面西南气流持续增速，在东侧山体的阻挡和高空弱引导气流作用下，中尺度对流系统得以在綦江河谷东坡上维持2 h以上，造成了綦江、万盛局地的极端短时强降水。

复杂地形下，常规的高低空天气分析图上很难捕捉到中小尺度雷暴发生发展的详细过程。根据已有的观测结果，在对流不稳定条件下，我们推测高海拔地带的多个新生对流可能是因山地的热力不稳定而触发。此过程的中尺度特征明显，较低分辨率的全球模式对这类降水的预报能力有限，在今后的日常业务工作中，对此类强降水的预报，预报员应特别关注地形复杂地区的局地中尺度环流以及局地地形影响。考虑到这种中小尺度对流发展机理的困难程度，将来有必要开展高分辨率数值模拟试验，更进一步验证和探索此过程的发生发展物理机制。