湖南一次持续性暴雨过程的水汽输送与收支特征

毛紫怡，李国平，许霖

(1.成都信息工程大学大气科学院，成都 610225；2.云南大学地球科学学院，昆明 650500；3.湖南省气象台，长沙 410118)

引言

暴雨是我国南方地区主要的灾害性天气之一，特别是持续性暴雨，由于其持续时间长，往往形成较大的累积降雨量，极易引发流域性洪涝灾害和次生灾害，严重危及人民群众生命财产安全，甚至造成巨大经济损失(陈文等，2013)。在全球气候变暖的大背景下，由于变暖导致的水循环加快与大范围环流调整，使得极端暴雨事件急剧增多、暴雨强度增大(Allen and Ingram，2002；翟盘茂和潘晓华，2003；杨金虎等，2008)，造成的灾害损失日趋严重、影响越来越大。近年来，我国学者对持续性极端降水事件从时空变化特征(任正果等，2014；高涛和谢立安，2014；苏志重等，2016；董旭光等，2017；杨玮等，2017)、天气学诊断(陈贵川等，2013；杜小玲等，2016；陶健红等，2016；杨康权等，2017；武文博等，2018)、数值模拟(宁贵财等，2014；曹巧莲等，2016；祁海霞等，2017；赵桂香等，2017；张杰等，2017)及预报方法(廖玉芳等，2014；龙柯吉等，2016；邱学兴和Zhang，2016；翟盘茂等，2016)等方面作了广泛研究，其成果对揭示持续性极端降水过程成因和开展暴雨业务预报具有重要的指导意义。

暴雨的形成需要持续的水汽供应，尤其是持续性暴雨。早期研究表明，中国夏季降水的水汽来自副热带高压南侧或印度低压东南侧(Murakami et al.，1959；谢义炳和戴武杰，1959)。夏季中国大陆的水汽输送主要分为与南亚季风对应的西南通道、南海季风对应的南海通道和副热带季风对应的东南通道(田红等，2004)。而2012 年“7·21”北京特大暴雨过程的水汽输送通道不仅包括孟加拉湾、南海北上路径、我国东部海域北折高湿路径，还有西风带干空气西北路径(王婧羽等，2014)。也有人针对其他不同地区出现的暴雨过程，研究了水汽输送在强降水发生发展中的重要作用(王佳津等，2015；梁萍等，2007；Wang et al.，2019)。近年来，许多学者使用拉格朗日法分析水汽的来源，进而定量研究不同水汽通道的贡献。例如，Yi 等(2020)研究指出，中国东部地区雨带在由南向北推进的过程中，华南前汛期最重要的水汽输送通道来自西太平洋(33.3%)和印度洋(24.6%)，但南海夏季风爆发后，虽然雨带仍在华南，但印度洋的轨迹比重增加；对于江淮流域梅雨期降水，印度洋通道是最重要的水汽通道；对于华北雨季，最重要的水汽通道则是中纬度西风通道和太平洋通道。李莹等(2017)也基于气流轨迹模式研究了华南前汛期锋面降水和季风降水的水汽输送轨迹，并对比分析了两种类型降水在偏多年和偏少年各输送轨迹的水汽贡献率。陈红专等(2019)分不同阶段定量分析了2017 年湖南一次特大致洪暴雨过程的强降雨区各边界水汽收支状况及各水汽轨迹的贡献。

湖南是我国主要的暴雨区，地势高低起伏，地貌类型复杂多样，每年均会因暴雨造成严重的洪涝灾害(叶成志等，2016)。2019 年7 月6—9 日，湖南出现一次持续性暴雨天气过程(以下简称“19·7”湖南暴雨过程)，致使湘江干流及一级支流洣水三段共6处决堤，衡阳等6县市连续3 d降水量突破有气象记录以来极值，洞口、衡山、衡东、攸县等11县市出现重度气象洪涝(陆魁东等，2004)，共造成11 个市州81 个县(区)325 万余人受灾，因灾死亡或失踪17 人，直接经济损失达69.9 亿元。暴雨的发生必须满足充分的水汽供应、强烈的上升运动和较长的持续时间三个条件，其中充分的水汽供应是先决条件，定量探讨暴雨个例中局地水汽收支和具体输送路径都能加深对暴雨过程水汽输送特征的了解和认识。为此，本文基于常规观测资料和再分析资料，分析了此次持续性暴雨天气过程的大气环流背景，并结合轨迹模式HYSPLIT定量分析不同降水阶段的水汽输送特征，研究区域水汽的收支情况，以期为提高此类高影响天气预报预警能力提供参考依据。

1 资料与方法

1.1 资料说明

本文所用资料包括：2019年7月6—9日常规气象观测资料、欧洲中心ERA-interim 再分析资料(空间分辨率0.5°×0.5°，时间间隔6 h)；NCAR/NCEP逐6 h全球再分析资料(分辨率2.5°×2.5°)，该资料已由NOAA 转换成可用于HYSPLIT轨迹模式的ARL数据格式。

1.2 研究方法

本文后向轨迹分析采用的是美国NOAA 空气资源实验室开发的HYSPLIT4 模式，其平流和扩散计算采用拉格朗日方法。该模式对气流轨迹的分析思路为粒子的移动轨迹是其在时间和空间上位置矢量的积分，粒子的最终位置由初始位置和第一猜测位置的平均速度计算得到。该模式采用地形坐标，输入的气象数据在垂直方向上需要内插到地形追随坐标系统上。该模式可对轨迹进行聚类，按照轨迹路径最接近原则进行分组。有关该模式以及聚类方法详见Draxler和Hess(1998)的文献。

“19·7”湖南暴雨过程分为3 个阶段，其中湘中及以南地区是强降水重叠区，该地区持续3 d 均出现大范围暴雨或大暴雨，因此设计轨迹模拟也分三个阶段，模拟区域为3 个阶段强降水重叠的区域(111°—114°E，26°—28°N)，在这个模拟区域内，经向和纬向每隔1°取一个模拟点，因此每一层有3×4(12)个点。垂直方向选取500、1 500、3 000 m 三个高度作为初始高度，共3层，则每个模拟时间有36个模拟点。3个阶段的持续时间不一样，模拟的时间也不相同：第一阶段分别为6日08时、6日20时和7日08时；第二阶段分别是7 日20 时、8 日08 时；第三阶段分别是8 日20 时、9日08 时和9 日20 时。3 个阶段模拟时间点分别为3、2、3 个。因此，3 个阶段总路径数分别为108、72 和108。从各个模拟时间点后向追踪10 d，输出逐小时轨迹及逐6 h 物理量场，每隔12 h 所有轨迹初始点重新后向追踪10 d。

为了分析不同路径的水汽贡献率，根据各条轨迹在某一时刻所处位置，统计各路径轨迹数及其物理属性(江志红等，2011)，其路径的比湿或水汽通量贡献率(Qa)计算式为

其中，Qi、Qj是路径终点比湿或水汽通量；m为某一路径的轨迹数；n为所有路径的轨迹总数；i是同一路径的轨迹编号，j是所有路径的轨迹编号。

根据丁一汇(1989)的文献，区域平均水汽收支方程可表达为

式(2)中，σ是计算所选定的区域；Ps是地面气压；Pt是顶层气压；q是比湿；V是水平风场矢量；ω是垂直速度；m是凝结项；E是蒸发项；其他为常用算子。方程左边第一项是局地变化项，第二项是水汽通量散度项，第三项是垂直输送项。

2 降水实况与大尺度环流背景

2.1 降水实况

“19·7”湖南暴雨过程期间，湖南全省平均过程降水量为110.8 mm，其中湘中偏南地区出现大暴雨或特大暴雨(图1d)。根据造成强降雨的主要影响系统，该过程分为三个阶段。第1 阶段在7 月6 日08 时(北京时，下同)—7 日20 时，强降雨主要集中在6日晚上，两个强降雨中心分别位于湘西南和湘东地区(图1a)，最大累积降雨量156.4 mm (邵阳市城步县南山站)，最大小时雨量为72.7 mm。第2阶段(7日20时—8日20时)，强降雨发生在湘中及以南地区，呈东西带状分布(图1b)，该过程最强降雨时段出现在此阶段，湘中及以南地区出现大暴雨或特大暴雨，最大累积降雨量385.7 mm(株洲市茶陵县白沙村站)，最大小时雨量为61.9 mm。第3阶段(8日20时—10日08 时)，强降雨带分布在湘东南地区(图1c)，强降雨集中在8 日晚上，9日20 时后降雨基本结束，最大累积降雨量222.8 mm(衡阳市衡阳县樟树站)，最大小时雨量为67.5 mm。

图1 2019年7月6日08时—7日20时(a)、7日20时—8日20时(b)、8日20时—10日08时(c)以及6日08时—10日08时(d)的湖南省累积降雨量分布(单位:mm)Fig.1 Accumulated precipitation(unit:mm)in Hunan Province from(a)08:00 BT 6 to 20:00 BT 7,(b)20:00 BT 7 to 20:00 BT 8,(c)20:00 BT 8 to 08:00 BT 10,and(d)08:00 BT 6 to 08:00 BT 10 July 2019.

2.2 环流背景

“19·7”湖南暴雨过程开始前，7月4—5日500 hPa亚欧大陆中高纬地区维持两槽一脊环流形势，50°N以北贝加尔湖以东地区为一阻塞高压，阻塞形势对西风带系统东移南下起到阻挡作用。我国东北地区至日本海一带为一宽广低槽区，冷温槽较为明显。在较强偏北气流引导下，冷空气沿河套以东地区南下影响长江流域，使得副热带高压主体从华南陆地南退至洋面上。第1 阶段，6 日08 时500 hPa 东北冷槽区发展成一准南北向东北冷涡(图2a)，冷涡后部河套以西为一高压脊。湖南位于冷涡南侧高空槽底部，气流较平直，但多浅槽东移。低层850 hPa 暴雨开始时急流不明显，但6 日晚随着西南暖湿气流加强，低空急流建立，降雨随之加强，7 日08 时低空急流向北推进到湖南南部(图2b)，冷式切变线则由湘西北南压到湘中一线，配合高空冷涡后部偏北气流携带的冷空气南下，冷暖气流在湖南中南部交汇，暴雨持续发展。但随着高空冷涡东移入海，湖南受冷涡后部暖脊控制，同时低层西南气流减弱，降雨随之减弱。

图2 2019年7月6日08时(a)、7日08时(b)及8日08时(c)和20时(d)的500 hPa高度场(等值线，单位:dagpm)、850 hPa风场(箭矢，单位:m·s-1)与≥12 m·s-1急流区(填色区)叠加图(红色粗实线表示850 hPa切变线)Fig.2 Superposition of geopotential height field(contours,unit:dagpm)at 500 hPa,the wind field(arrow,unit:m·s-1)and jet stream zones(color-filled areas)that are greater than or equal to 12 m·s-1 at 850 hPa at(a)08:00 BT 6,(b)08:00 BT 7,and(c)08:00 BT and(d)20:00 BT 8 July 2019.The red chick solid lines denote the shear lines at 850 hPa.

第2 阶段，7 日20 时后，随着高空暖脊东移，湖南转为脊后西南气流控制，低层西南气流再度加强；8日08 时，湘南地区850 hPa 西南气流加强到16m·s-1(图2c)，与此同时西南地区东部有弱西南涡生成，西南涡东侧暖式切变线呈准东西向分布于湘中一线。地面图上可见明显的暖低压倒槽发展(图略)，此阶段强降雨主要出现在暖切变线南侧和地面暖低压倒槽附近，属于典型的暖区暴雨。

第3 阶段，8 日20 时后，高空槽东移靠近湖南(图2d)，引导北方冷空气南下，低层偏北气流加强南下，低空急流虽然维持，但东西向暖式切变线逐渐转为东北—西南向冷式切变线；同时，地面暖低压南移(图略)，地面倒槽锋生，冷锋快速南下到湘中偏南地区，配合高空系统，湘东南出现较强冷锋暴雨。9日20时后，随着高空槽东移，湖南转为槽后偏北气流控制，降水过程趋于结束。

3 低空急流的演变特征

从7 月6—8 日不同时刻850 hPa 图上≥12 m·s-1低空急流演变看(图2)，其在6日夜间开始加强，主要出现在8日，整个过程急流区范围并不大，主要出现在华南和湖南南部。从“19·7”湖南暴雨过程强降雨区南侧的桂林和郴州两个探空站850 hPa 的风速演变看(图3)，低空急流在6日和7日表现为夜间加强、白天减弱的日变化特征，急流主要位于华南地区，此时段湖南强降水发生在急流北侧冷式切变线附近。7 日夜间，低空急流急剧增强北进；8 日08 时，桂林和郴州两站850 hPa西南风速均达到16 m·s-1，且8 日白天急流无明显减弱，桂林强西南风一直维持，郴州风速略有减小，但低空急流仍维持，湘南位于急流出口区左侧以及暖式切变线附近，源源不断的水汽和不稳定能量输送以及有利的动力条件是导致第2 阶段降雨最强的主要原因(图1b)。8 日夜间，由于冷空气快速南下，急流南撤到华南中南地区，暴雨区南侧西南风明显减弱。

图3 2019年7月6日08时—10日08时桂林和郴州站850 hPa风速时序图(单位:m·s-1)Fig.3 Time series of wind speed(unit:m·s-1)at 850 hPa at Gulin and Chenzhou sounding stations from 08:00 BT 6 to 08:00 BT 10 July 2019.

4 水汽输送特征分析

4.1 水汽输送及源地

第1 阶段(7 月6 日08 时—7日20时)水汽输送模拟轨迹见图4a。经过聚类，这一阶段水汽来源共有两条路径(图4b)，一条是孟加拉湾—南海路径(路径A)，水汽主要来源于东部印度洋，其源头是东印度洋越赤道气流的输送，水汽经由孟加拉湾南部到中南半岛之后，其中一部分进入南海北部，再自华南向湖南暴雨区输送；另一条是中亚—新疆路径(路径B)，水汽主要来源于亚欧大陆中高纬度地区，其湖南最远可以追溯到北大西洋，水汽经由中亚、新疆至河西走廊向湖南暴雨区输送。

从图4 中水汽输送轨迹的空间分布看，由于路径A的水汽来源于低纬热带洋面，前期轨迹高度较低，大都在950 hPa 以下，后期由于在经过中南半岛和华南地区时受地形抬升影响，气团上升到暴雨区850 hPa。路径B的气团高度变化相对较为稳定，其变化幅度小，水汽输送至暴雨区750 hPa(图4c)。从气团的水汽通量的空间变化看，路径A的气团由于源自低纬热带洋面，其水汽通量要大于源自高纬内陆的路径B，气团在到达中南半岛和华南地区时其水汽通量略有减小，进入湖南暴雨区时水汽通量大于11 g·cm-1·hPa-1·s-1(图4d)。

比较第1 阶段路径A、B 最终位置(暴雨区)的水汽输送轨迹总数及其比湿、水汽通量贡献率与平均假相当位温可见(表1)，路径A的轨迹数是路径B轨迹数的2倍，在比湿和水汽通量贡献率上，路径A的贡献率占总贡献率的3/4 左右，路径B 仅占1/4。这说明此阶段强降雨的主要水汽来源为低纬孟加拉湾(以及南海地区)，水汽自华南向暴雨区输送。从不同路径的假相当位温(θse)值看，路径A 的θse为352 K，比路径B 的θse大，这也印证了路径A 的水汽来源于低纬热带洋面上暖湿气流的输送，而路径B的水汽则来源于高纬内陆干冷气流的输送。

表1 2019年7月6日08时—7日20时(第1阶段)路径A、B的轨迹总数及其比湿、水汽通量贡献率与平均假相当位温Table 1 Total number of trajectories along path A and B,the contribution of specific humidity and water vapor flux and the mean pseudo-equivalent potential temperature from 08：00 BT 6 to 20：00 BT 7 July 2019.

第2阶段(7月7日20时—8日20时)水汽输送模拟轨迹见图5a。经过聚类，本阶段水汽来源也是两条路径(图5b)，一条是孟加拉湾—南海路径(路径A)，水汽来源与第1阶段类似，但其位置较第1阶段略偏南；另一条是孟加拉湾路径(路径C)，水汽来源于中部印度洋越赤道气流和西部索马里越赤道气流的输送，水汽从西南方向被输送到湖南暴雨区。

图5 同图4，但为2019年7月7日20时—8日20时(第2阶段)Fig.5 Same as Fig.4,but for 20:00 BT 7 to 20:00 BT 8 July 2019.

从图5 中水汽输送轨迹的空间分布看，路径A、C的水汽均来源于赤道印度洋并向湖南暴雨区输送，其开始时位于950 hPa，进入我国后受地形影响而有所抬升，路径C气团受到的抬升作用更明显，达到700 hPa；而路径A 的气团抬升高度只到850 hPa 附近(图5c)。从不同路径气团的水汽通量空间变化看，两条路径气团的水汽通量在前期和到达大陆时均持续减小，在其进入孟加拉湾和临近湖南暴雨区时则持续增加，此期间路径C的水汽通量大于路径A的(图5d)。

比较第2 阶段路径A、C 最终位置(暴雨区)的水汽输送轨迹总数及其比湿、水汽通量贡献率与平均假相当位温可见(表2)，路径C 的轨迹数略多于路径A 的。此外，两条路径的比湿贡献率基本相同(路径A略大)，但水汽通量贡献率则明显不同，路径C的贡献率明显偏大，占总贡献率的2/3，路径A 仅占1/3，这说明此阶段强降雨的水汽主要来源低纬孟加拉湾，水汽由此经我国西南地区输送到暴雨区。从不同路径的θse值看，路径A和C的θse高达350 K左右，其水汽均来源于低纬热带洋面上暖湿气流的输送。

表2 同表1，但为2019年7月7日20时—8日20时(第2阶段)Table 2 Same as Table 1,but for 20：00 BT 7 to 20：00 BT 8 July 2019.

第3 阶段(7 月8 日20 时—10 日08 时)水汽输送模拟轨迹见图6a。经过聚类，此阶段水汽来源有三条路径(图6b)，其中两条与第2阶段类似，即孟加拉湾—南海路径(路径A)和孟加拉湾路径(路径B)，第三条是东北路径(路径D)，水汽主要来源于我国东部沿海，并经安徽、湖北从东北方向输送到湖南暴雨区。

从图6 中水汽输送轨迹的空间分布看，路径A、B的轨迹高度变化也与第2 阶段类似，即前期气团高度较低，进入我国后其高度上升，其中路径B的气团高度抬升更明显。路径D 在前期气团高度比路径A、B 的略高，与其来源复杂有关(除来自东南部沿海外，也有来自我国东北和欧洲西部的水汽)，后期气团高度增加与湖北东部的大别山、幕阜山地形抬升作用有关，受其影响，水汽主要在850 hPa 及以下各层输送(图6c)。从气团的水汽通量的空间变化看，三条路径的水汽均源自海洋，前期水汽通量均大于10 g·cm-1·hPa-1·s-1，后期气团由海洋进入内陆时受到地形抬升的影响，其水汽通量均有不同程度的减小，最后进入湖南暴雨区时，路径B 的水汽通量最大，路径A 的次之，路径D 的最小(图6d)。

图6 同图4，但为2019年7月8日20时—10日08时(第3阶段)Fig.6 Same as Fig.4,but for 20:00 BT 8 to 08:00 BT 10 July 2019.

比较第3 阶段各路径最终位置(暴雨区)的水汽输送轨迹总数及其比湿、水汽通量贡献率与平均假相当位温可知(表3)，三条路径中，路径A、B 的轨迹数最多(约各占40%)，路径D的最少。同时，路径A的比湿贡献率虽然大于路径B的，但其水汽通量贡献率却小于路径B(其水汽通量贡献率接近50%)，路径D的比湿和水汽通量贡献率最小。这说明此阶段强降雨的主要水汽来源是低纬孟加拉湾，水汽经此自我国西南地区输送到暴雨区。从不同路径的θse值看，路径A、B的水汽由于均来源于暖湿的低纬热带洋面上，其值均较高(接近350 K)，而路径D的θse值不足340 K，正好印证了其水汽来源于干冷气流的输送。

表3 同表1，但为2019年7月8日20时—10日08时(第3阶段)Table 3 Same as Table 1,but for 20：00 BT 8 to 08：00 BT 10 July 2019.

4.2 暴雨区水汽收支分析

为分析“19·7”湖南暴雨过程3个阶段暴雨区内水汽收支特征，分别计算了各阶段强降雨重叠区(111°—114°E，26°—28°N)边界水汽流入和区域水汽收支，其结果见图7。

图7 “19·7”湖南暴雨过程第1阶段(a)、第2阶段(b)和第3阶段(c)各边界水汽通量收支(单位:107 kg·s-1)Fig.7 Averaged vertically integrated water vapor flux(unit:107 kg·s-1)along the different boundaries at(a)first,(b)second and(c)third stages of the heavy rain event occurred in Hunan during July 6 to 9 of 2019.

从图7 中可见，此次湖南暴雨区的南边界和西边界为水汽流入，东边界为水汽流出。且在第1 和第2阶段北边界是水汽流出，第3 阶段则变成水汽流入。大尺度环流背景分析和轨迹分析表明，来自低纬热带洋面的水汽主要是通过西南暖湿气流经我国西南地区和华南地区输入暴雨区。第1 阶段，虽然路径B 也有水汽输入(约占1/4)，但从聚类后的水汽输入轨迹看(图4b)，路径B 水汽主要是从西边界流入，因此第1 阶段北边界为水汽流出，而在第3阶段，路径D水汽从湘东北流入暴雨区，因而此阶段水汽从北边界流入。另外，暴雨区均有水汽收入，即暴雨区是水汽辐合区。从3 个阶段边界水汽净收支看，第1 阶段最多，第3 阶段次之，第2阶段最少。不同降水阶段，各边界水汽流入差异明显。第1阶段西边界水汽输入最多(图7a)，从水汽输送轨迹分析可知(图4b)，西边界的水汽流入，除来自低纬路径A的西南气流外，还有来自西北侧的路径B。第2阶段南边界水汽流入最多(图7b)，这与低空急流增强有关，且此阶段自南边界和西边界的总水汽流入量最多，但其净水汽收入在3阶段最少，也与西南气流增强导致北边界和东边界流出多有关。第3阶段(图7c)，水汽除从北边界伴随冷空气流入外，南边界和西边界的水汽输入在3阶段中最弱，究其原因，是因为此阶段西南气流有所减弱，暴雨过程后期随冷空气南下，低空急流南撤，南边界和西边界的水汽流入明显减弱，南边界甚至转为水汽流出。

上文分析了“19·7”湖南暴雨过程各阶段不同边界的水汽收支情况，下文通过式(2)计算区域水汽收支来分析暴雨区内各层水汽收支及其来源。图8(见上页)给出“19·7”湖南暴雨过程不同阶段水汽收支的垂直廓线，其中水汽收支方程中的局地变化项比散度项、垂直输送项小1个量级，因此忽略不计。不同阶段水汽散度项在低层辐合区伸展高度不同：第1阶段辐合区在500 hPa 以下，第2 阶段在800 hPa 以下，第3 阶段高达400 hPa，但大值区主要位于低层，说明低层水汽收支主要来源于区域外，由西南暖湿气流在暴雨区辐合所致。垂直输送项低层为正、中高层为负，说明中高层水汽收支主要来源于低层，并通过垂直上升运动由低层输送至中高层。

图8 “19·7”湖南暴雨过程第1阶段(a)、第2阶段(b)和第3阶段(c)区域平均水汽收支垂直廓线(实心圆为散度项，实心方框为垂直输送项，实心三角形为局地变化项，单位:10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1)Fig.8 Profiles of region-averaged moisture budget(unit:10-8g·cm-2·hPa-1·s-1)at(a)first,(b)second and(c)third stages of the heavy rain event occurred in Hunan during July 6 to 9 of 2019.Solid circles,rectangles and triangles indicate divergence term,vertical transport term and local variation term of moisture budget,respectively.

5 结论与讨论

本文利用多种资料，分析了湖南一次持续性暴雨天气过程的大尺度环流背景，并利用轨迹模式HYSPLIT分阶段定量研究了暴雨区的水汽输送特征，最后分析了各阶段的区域水汽收支情况。主要结论如下：

(1)此次降水过程分为三个阶段，第1阶段是由冷涡底部的冷空气和副热带高压北侧的暖湿气流交汇形成的冷切变暴雨，第2 阶段是由地面暖低压倒槽发展为暖切变线造成的暖区暴雨，第3 阶段是低槽东出引导低层冷空气分裂南下造成的冷锋暴雨。

(2)此次暴雨过程的水汽主要来源于孟加拉湾，不同阶段各条路径的水汽输送比例和输送高度不同，第1阶段来自孟加拉湾的水汽占比约为3/4，主要输送至850 hPa以下各层，来自高纬内陆的水汽占1/4，主要输送至700 hPa；第2 阶段水汽全部来自低纬热带洋面，主要输送至700 hPa以下各层；第3阶段水汽主要来自孟加拉湾，但受冷空气影响，来自中国东部沿海并自湘东北输入的水汽占10%以上。

(3)此次持续性暴雨所需水汽主要由低层南边界和西边界输入并在暴雨区低层辐合(第3 阶段北边界也有一定的水汽输入)，再经上升运动输送至中高层导致降水。但由于影响系统的复杂多变，不同阶段各边界水汽输入输出大小、区域内水汽辐合强度和水汽辐合来源有所不同。

本文通过对湖南一次持续性暴雨天气过程水汽输送和水汽收支特征的研究，揭示了该过程的主要水汽输送路径，但各水汽输送路径所占比例并不一定等于水汽对实际降水的贡献率(Yi et al.，2020)，水汽在从洋面进入陆地的过程中受地形影响会因蒸发作用而出现大量损失，区域内局部水汽再循环对区域降水也起到重要作用。对于其中的物理机制和原因，还有待下一步通过中尺度数值模拟以及陆面过程敏感性试验，深入研究暴雨中尺度特征，尤其是局地地表状况对陆-气热通量的影响及其在局地水汽再循环中的作用，以加深对持续性暴雨成因和机理的认识，为此类高影响天气预报预警提供更多的着眼点和预报指标。