湖南兩次不同類型致災暴雨水汽特征分析*

胡 燕，劉紅武，曾鈺婷，蘇 濤，劉煥乾

(1.湖南省氣象臺，湖南 長沙 410000；2. 氣象防災減災湖南省重點實驗室，湖南 長沙410000；3.中國民用航空局西南空中交通管理局氣象中心，四川 成都 610000；4. 湖南省大氣探測技術保障中心，湖南 長沙 410000)

區域性暴雨常具有累積雨量大、持續時間長、強降雨落區重疊的特點，極易引發流域性洪澇災害以及山洪、城市內澇等次生災害[1]。1998年長江及以南地區持續性暴雨過程導致大范圍的流域性洪水[2-3]，2021年7月河南極端區域性暴雨造成嚴重的生命財產損失。充沛的水汽條件、持久穩定的水汽輸送是暴雨的必要條件[4]，水汽輸送演變影響降水天氣狀況[5]。近年來氣象學者開展了水汽輸送與區域性暴雨的研究，引入HYSPLIT氣團追蹤模式對各個地區降雨過程的水汽特征開展分析，獲得水汽主要輸送路徑及源地、以及對暴雨區的貢獻[6-11]。丁一匯等[12]分析發現中國強降水事件發生過程中存在強的季風水汽輸送帶。江志紅等[13]提出不同路徑的水汽輸送對暴雨區的貢獻大小可用來定量描述大氣水循環的機理。王秀榮等[14]認為大氣的水汽輸送直接影響水循環過程，周玉淑等[15]應用拉格朗日方法對比了四川盆地兩次暴雨過程，發現對流層低層水汽源于孟加拉灣和印度洋，中層水汽大部來自地中海、黑海等區域。苗長明等[16]通過50年江南地區夏季降雨與水汽輸送的研究，得出雨季期間緯向水汽輸送明顯大于經向水汽輸送。陳紅專等[17]對湖南夏季一次暴雨過程水汽特征研究，發現西南季風和南海夏季風是暴雨區的主要水汽來源。

湖南地處亞熱帶濕潤季風區，受山地、丘陵地貌及氣候條件影響，統計表明1990年以后湖南區域性暴雨呈梯度上升態勢[18]，6—8月湘中以北發生頻次明顯高于湘南[19]。2020年6月21—25日、7月5—9日湖南出現兩次區域性致災暴雨過程(以下簡稱過程一、過程二)，分別達到強和特強等級，暴雨落區重疊，導致多縣(區)大面積洪澇災害(表1)。過程一累積降雨量共計545站超過100 mm，最大456.7 mm(懷化桂花園站)，連續5 d暴雨籠罩面積超過0.5萬 km2；過程二累積降雨量共計927站超過100 mm，最大395.4 mm(張家界羅塔坪站)，暴雨籠罩面積14.08萬 km2(占湖南總面積66.44%)(圖1)。兩次過程間隔時間短、主要影響系統不同，但降雨落區重疊度高，預報難度大，本文從環流背景展開探討，引入氣塊軌跡追蹤模式HYSPLIT v4.9比較分析水汽來源及輸送特征、水汽收支狀況，以期得出湖南中部以北區域致災暴雨的關鍵成因。

1 資料和方法

1.1 資料來源

本文選取資料包括2020年6—7月中國氣象局區域自動站步長為1 h的實時降雨觀測數據；美國國家環境預報中心提供的NCAR/NCEP逐6 h再分析資料，空間分辨率為1°×1°；美國國家環境預報中心驅動氣塊追蹤模式的分辨率為2.5°×2.5°的GDAS數據(以下已換算為北京時)，數據來源于https://ready.arl.noaa.gov/index.php，包括17層位勢高度、經向風、各層比濕等不同要素。

1.2 方法簡介

1.2.1 HYSPLIT模式

HYSPLIT v4.9模式是NOAA和澳大利亞氣象局研發的計算與分析氣團在時間和空間上平流、擴散軌跡的模型[20]。該模式基于拉格朗日方法，可追蹤指定區域、不同高度的氣團軌跡，對于暴雨過程根據模擬軌跡可確定水汽來源及輸送通道[21-22]。該模式聚類的原理是運行所有軌跡組成的集群，從N個軌跡(簇)開始，進行類似簇的配對，直到所有軌跡都位于一個簇中。每次迭代后，再計算總空間方差(TSV)，TSV出現陡增時，表明組合的簇不相似。選取TSV陡增點之前的數量為后向軌跡聚類數。該聚類方法可分析氣團主要輸送通道及占比數。

本文選定過程一模擬區域為26°～30°N，108°～112°E，過程二模擬區域為26.5°～30°N，108°～114°E，以24 h為間隔,模擬氣團后向240 h運動軌跡，每隔1 h對全部軌跡初始點完成后向模擬，計算模擬區域內各通道貢獻率。

1.2.2 計算水汽收支的方法

選定兩次模擬區域代表南、西、東、北四個邊界的經緯度坐標，計算暴雨區各邊界平均水汽輸送通量。計算水汽收支方程的左邊三項(水汽局地變化項、水汽通量散度項和垂直輸送項)，定量分析暴雨區的水汽收支特點。

(1)

式中：q為比濕，V是水平比濕，ω為垂直速度，m為凝結率，E是蒸發率。本文采用從大氣底至大氣頂積分，獲得整層水汽收支，再對選定暴雨區進行平均，獲得區域水汽收支。

2 環流背景對比分析

兩次過程環流背景分析表明，過程一高空急流位于長江流域以北，500 hPa中高緯為平直的緯向環流，低緯副高穩定維持在海上。850 hPa長江流域以南為一致的西南急流，湘西、湘西北處于低空急流出口區(圖2a)，屬于副高邊緣類暴雨。過程二500 hPa中高緯為兩槽一脊的經向環流，巴湖至貝湖之間低槽向南加深過程中不斷有短波槽分裂南傳影響湖南地區，中低緯副高呈東北—西南塊狀分布，588 dagpm北界位于華南沿海。850 hPa低渦中心在湖南西部停留3 d以上，為低渦冷槽型暴雨(圖2b)。過程一副高勢力更強，過程二環流經向度大，高空輻散更強，低渦冷槽東移緩慢，低空急流核更強，動力、水汽輸送條件更好。

圖1 湖南累積降水量分布(單位:mm)

表1 兩次區域性暴雨過程災情對比

圖2 500 hPa平均高度場(等值線，單位：dagpm)、200 hPa急流(色斑表示風速大于等于30 m/s)疊加 850 hPa平均風場分布(箭頭，m/s)(注：基于國家測繪地理信息局標準地圖服務網站審圖號為GS(2016)2948號和GS(2016)1550標準地圖制作，底圖無修改，下同。)

圖3 1948—2020年湖南地區多年平均水汽通量垂直廓線

圖4 地面至300 hPa整層水汽通量(矢量，單位：kg·m-1·s-1)及水汽通量散度(色斑，單位：×10-5 kg·m-2·s-1)總平均場疊加500 hPa高度場 (黑色等值線)

3 水汽條件異同

根據湖南1948—2020年6月和7月多年平均水汽通量高度垂直廓線(圖3)可知，地面至850 hPa水汽是迅速增長的，對流層中低層至邊界層是湖南降雨主要輸送層次。6月各層水汽通量略高于7月，850 hPa水汽通量最大值也高于7月，接近12 g·cm-1·hPa-1·s-1。本文中的兩次過程分別發生在6—7月，分析主要貢獻層次的水汽輸送特征對暴雨成因探討十分必要。

比較分析發現(圖略)，過程一水汽主要集聚于800 hPa以下的對流層低層，最大匯合中心出現在22日08：00—23日08:00 925 hPa附近，與強降水時段一致。過程二對流層中低層水汽均表現為強匯合，5日20:00 850 hPa水汽輻合達最強，水汽匯合層向下、向上伸展，濕層深厚，雨強最大。

田紅等[23]研究發現夏季我國有西南、南海、東南等4條主要水汽通道，取地面至300 hPa整層水汽通量積分(圖4)分析可知，過程一有兩支水汽輸送帶，一支源于阿拉伯海的西南氣流繞過印度轉為偏西氣流，經孟加拉灣轉為偏南氣流越中南半島后再轉為偏西氣流，與另一支源于南海的偏南氣流會合，整層水汽通量在湖南西部最大達600 kg·m-1·s-1，兩支氣流疊加以西南水汽帶輸送至湖南區域。過程二兩支水汽輸送帶一支源于阿拉伯海，以西南氣流越印度轉為偏西氣流后向孟加拉灣輸送，再轉為西南氣流經云貴高原爬坡后轉為偏西氣流，匯入湖南暴雨區。另一支源于西太平洋洋面，沿副高南部邊緣先以偏東氣流傳輸至南海，再轉向偏南氣流向北輸送，兩支氣流在廣西、貴州一帶匯合成西南氣流流入湖南區域，整層水汽通量達800 kg·m-1·s-1以上。過程二水汽通量大于過程一。

4 水汽軌跡追蹤分析

4.1 水汽源及輸送通道對比

選定1 500 m、800 m、500 m為暴雨區后向軌跡模擬初始高度，模擬初始時間分別為6月25日08:00、7月10日08:00，模擬高度在10 km以下。

軌跡追蹤結果表明(圖5)，過程一對流層低層及邊界層水汽均來自南海，1 500 m高度氣團以偏南氣流維持近地面的高度向北傳輸至貴州，再以偏東路徑傳輸至湖南西部，800 m氣團先以偏東氣流傳輸再轉為偏南氣流，在傳輸過程中高度起伏大；近地層氣團從孟加拉灣以西南路徑越中南半島轉為偏南氣流輸送至暴雨區，高度在邊界層以下波動起伏。21日08:00強降雨開始時各層氣團均降至地面匯合，共同向暴雨區提供充沛的水汽來源，傳輸至雪峰山脈后各層氣團爬升，上升運動加強導致湖南西部持續性大暴雨。這跟前述環流特征及整層水汽通量分析結論一致。過程二800 m氣團來自大西洋東北部，以偏西氣流橫貫歐洲大陸翻越新疆天山山脈，之后轉為西北氣流經河套地區到達長江流域后，再次轉為偏東氣流流入暴雨區；1 500 m高度氣團從里海附近以西南路徑經蒙古高原爬升，再轉為西北路徑傳輸至河套地區，到達長江中下游后轉為偏東氣流輸送至湖南暴雨區；1 500 m和800 m水汽越過秦嶺山脈后氣團下坡、高度明顯下降，到達長江流域降至近地層，兩支氣團疊加傳輸匯入暴雨區。近地面有一支源于孟加拉灣經中南半島北上的西南水汽輸送帶，氣團傳輸至云貴高原高度抬升至2 000 m附近，進入湖南后高度下降向暴雨區輸送。

4.2 水汽軌跡聚類分析

依前述，選擇兩次過程主要水汽輻合層925 hPa(過程一)和850 hPa(過程二)高度，依據空間方差變化率(TSV)確定3條通道聚類。過程一中來自赤道附近暖洋面的通道一水汽貢獻率為52%，以西南氣流向孟加拉灣傳輸，經中南半島-南海向北傳輸至湖南西部地區，為主要水汽通道；源于西太平洋的通道三為次傳輸通道，三支通道在北部灣會合向暴雨區輸送(圖6a)。過程二中來自孟加拉灣的通道二為主要水汽傳輸通道，水汽貢獻率達63%；來自南海的通道一為次要通道；通道三源于巴爾喀什湖，以偏西氣流經蒙古高原，轉為西北氣流傳輸經河套地區抵達長江流域后，轉為偏東氣流輸送至暴雨區，南北氣流交匯為暴雨區提供豐富水汽(圖6b)。

注：實線代表氣塊所在高度(紅線：1500，藍線：800，綠線：500；單位：m)圖5 湖南暴雨區空氣塊后向240 h軌跡追蹤

圖6 湖南暴雨區水汽后向軌跡聚類及對應的軌跡數量百分比

對比分析兩次過程不同輸送路徑的空氣塊氣壓、比濕演變特征(圖7)，過程一路徑1和路徑3源自西太平洋和孟加拉灣的海洋氣團初始高度低、水汽含量較大，比濕達15 g·kg-1，經過南海諸島受地形影響水汽部分損失，比濕略有下降，兩支氣流到達海南島附近會合，比濕均從14 g·kg-1逐漸增長至18 g·kg-1，水汽含量增長。路徑2源于阿拉伯海的氣團初始高度在850 hPa附近，經過印度洋暖洋面水汽含量增大，以西南氣流傳輸至中南半島，氣塊高度升高至2.5km，在海南島附近與路徑1和路徑3水汽疊加傳輸，比濕從12 g·kg-1陡增至18 g·kg-1。三條通道水汽傳輸至湖南西部時，受雪峰山脈阻擋影響，高度升高、比濕略有下降。

過程二中，源于南海和孟加拉灣的路徑1、路徑2的高度、比濕演變呈同位相變化特征，高度和比濕值接近，初始氣團位于900 hPa以下，高度較低，受洋面水汽蒸發影響比濕維持在15 g·kg-1左右，在海面傳輸過程中高度及比濕變化不大，氣團穩定以暖濕的偏南氣流向北輸送，遇雪峰山脈氣團爬坡、比濕少量損失。路徑3初始高度在對流層中上層500 hPa附近，比濕僅為2 g·kg-1，空氣塊以較高高度向東傳輸至蒙古高原，因途徑陸地局地水汽含量少，比濕變化不大，之后氣團下山，高度迅速下降至800 hPa，經長江流域局地比濕增大，氣團比濕增長，暴雨發生前48h空氣質點比濕最大達12 g·kg-1，以偏東北路徑輸送水汽至暴雨區。

5 暴雨區水汽收支異同

比較兩次過程暴雨區各邊界的水汽通量收支(圖8)，過程一暴雨區域水汽收支為3.4×107kg·s-1，南邊界、西邊界的水汽流入量分別為13.53×107kg·s-1、7.08×107kg·s-1，東邊界、北邊界流出量分別為14.25×107kg·s-1，2.96×107kg·s-1，南邊界水汽流入量接近西邊界一倍，東邊界水汽流出顯著高于北邊界。過程二暴雨區的水汽匯合量達8.44×107kg·s-1，南邊界為主要的流入邊界，西邊界為水汽次流入邊界，東、北邊界均為流出邊界。過程二水汽匯合總量、水汽流入量均高于過程一，暴雨區水汽含量更大。

圖7 兩次過程不同輸送路徑氣象要素高度變化

圖8 暴雨區域各邊界的平均水汽收支(單位：107 kg·s-1)

圖9 整層水汽收支時序圖(實心方框：南邊界，空心方框：北邊界，實心三角形：西邊界，空心三角形：東邊界，單位：107 kg·s-1)

從暴雨發生、發展及減弱階段水汽收支演變看(圖9)，過程一南邊界、西邊界流入量呈現同位相變化，在降雨最強時段(23日08:00—24日08:00)水汽流入增大，之后流入量呈梯度下降、緩慢減小。過程二南邊界和西邊界水汽穩定流入，低空急流獲得持續加強。兩次過程南邊界均為最大流入邊界，東邊界為主要流出邊界，其中北邊界在暴雨發展階段后期，從水汽流出貢獻轉為流入貢獻，南、西、北三邊界共同為暴雨區提供水汽。

6 結論

本文對2020年湖南中部及以北區域兩次不同類型暴雨進行對比，分析不同天氣系統下造成該地區持續性暴雨的水汽特征，得到以下主要結論：

(1)兩次過程的主要天氣系統顯著不同，過程一為副高邊緣類暴雨，過程二為低渦冷槽型暴雨，暴雨落區均位于湘中以北。該暴雨區水汽主要集中在對流層中低層，最強降水時段水汽匯合層可達對流層中上層，且存在一支源于孟加拉灣的水汽輸送通道，比濕較大、傳輸高度較低。主要水汽流入邊界是來自南海和孟加拉灣的南邊界，南邊界和西邊界持續穩定輸入水汽是持續性暴雨的主要成因。

(2)兩次暴雨過程水汽輸送特征差異明顯。過程一次要傳輸通道為一支源于西太平洋、沿副高邊緣穩定傳輸的東南氣流；過程二源于巴爾喀什湖的偏北氣流與西南氣流冷暖交匯，這都是導致該區域持續性暴雨的重要原因。另外，強降水發生前48 h，對流層中低層至地面不同高度上的水汽疊加傳輸也是降雨加強的關鍵因素。