湖南两次不同类型致灾暴雨水汽特征分析*

胡 燕，刘红武，曾钰婷，苏 涛，刘焕乾

(1.湖南省气象台，湖南 长沙 410000；2. 气象防灾减灾湖南省重点实验室，湖南 长沙410000；3.中国民用航空局西南空中交通管理局气象中心，四川 成都 610000；4. 湖南省大气探测技术保障中心，湖南 长沙 410000)

区域性暴雨常具有累积雨量大、持续时间长、强降雨落区重叠的特点，极易引发流域性洪涝灾害以及山洪、城市内涝等次生灾害[1]。1998年长江及以南地区持续性暴雨过程导致大范围的流域性洪水[2-3]，2021年7月河南极端区域性暴雨造成严重的生命财产损失。充沛的水汽条件、持久稳定的水汽输送是暴雨的必要条件[4]，水汽输送演变影响降水天气状况[5]。近年来气象学者开展了水汽输送与区域性暴雨的研究，引入HYSPLIT气团追踪模式对各个地区降雨过程的水汽特征开展分析，获得水汽主要输送路径及源地、以及对暴雨区的贡献[6-11]。丁一汇等[12]分析发现中国强降水事件发生过程中存在强的季风水汽输送带。江志红等[13]提出不同路径的水汽输送对暴雨区的贡献大小可用来定量描述大气水循环的机理。王秀荣等[14]认为大气的水汽输送直接影响水循环过程，周玉淑等[15]应用拉格朗日方法对比了四川盆地两次暴雨过程，发现对流层低层水汽源于孟加拉湾和印度洋，中层水汽大部来自地中海、黑海等区域。苗长明等[16]通过50年江南地区夏季降雨与水汽输送的研究，得出雨季期间纬向水汽输送明显大于经向水汽输送。陈红专等[17]对湖南夏季一次暴雨过程水汽特征研究，发现西南季风和南海夏季风是暴雨区的主要水汽来源。

湖南地处亚热带湿润季风区，受山地、丘陵地貌及气候条件影响，统计表明1990年以后湖南区域性暴雨呈梯度上升态势[18]，6—8月湘中以北发生频次明显高于湘南[19]。2020年6月21—25日、7月5—9日湖南出现两次区域性致灾暴雨过程(以下简称过程一、过程二)，分别达到强和特强等级，暴雨落区重叠，导致多县(区)大面积洪涝灾害(表1)。过程一累积降雨量共计545站超过100 mm，最大456.7 mm(怀化桂花园站)，连续5 d暴雨笼罩面积超过0.5万 km2；过程二累积降雨量共计927站超过100 mm，最大395.4 mm(张家界罗塔坪站)，暴雨笼罩面积14.08万 km2(占湖南总面积66.44%)(图1)。两次过程间隔时间短、主要影响系统不同，但降雨落区重叠度高，预报难度大，本文从环流背景展开探讨，引入气块轨迹追踪模式HYSPLIT v4.9比较分析水汽来源及输送特征、水汽收支状况，以期得出湖南中部以北区域致灾暴雨的关键成因。

1 资料和方法

1.1 资料来源

本文选取资料包括2020年6—7月中国气象局区域自动站步长为1 h的实时降雨观测数据；美国国家环境预报中心提供的NCAR/NCEP逐6 h再分析资料，空间分辨率为1°×1°；美国国家环境预报中心驱动气块追踪模式的分辨率为2.5°×2.5°的GDAS数据(以下已换算为北京时)，数据来源于https://ready.arl.noaa.gov/index.php，包括17层位势高度、经向风、各层比湿等不同要素。

1.2 方法简介

1.2.1 HYSPLIT模式

HYSPLIT v4.9模式是NOAA和澳大利亚气象局研发的计算与分析气团在时间和空间上平流、扩散轨迹的模型[20]。该模式基于拉格朗日方法，可追踪指定区域、不同高度的气团轨迹，对于暴雨过程根据模拟轨迹可确定水汽来源及输送通道[21-22]。该模式聚类的原理是运行所有轨迹组成的集群，从N个轨迹(簇)开始，进行类似簇的配对，直到所有轨迹都位于一个簇中。每次迭代后，再计算总空间方差(TSV)，TSV出现陡增时，表明组合的簇不相似。选取TSV陡增点之前的数量为后向轨迹聚类数。该聚类方法可分析气团主要输送通道及占比数。

本文选定过程一模拟区域为26°～30°N，108°～112°E，过程二模拟区域为26.5°～30°N，108°～114°E，以24 h为间隔,模拟气团后向240 h运动轨迹，每隔1 h对全部轨迹初始点完成后向模拟，计算模拟区域内各通道贡献率。

1.2.2 计算水汽收支的方法

选定两次模拟区域代表南、西、东、北四个边界的经纬度坐标，计算暴雨区各边界平均水汽输送通量。计算水汽收支方程的左边三项(水汽局地变化项、水汽通量散度项和垂直输送项)，定量分析暴雨区的水汽收支特点。

(1)

式中：q为比湿，V是水平比湿，ω为垂直速度，m为凝结率，E是蒸发率。本文采用从大气底至大气顶积分，获得整层水汽收支，再对选定暴雨区进行平均，获得区域水汽收支。

2 环流背景对比分析

两次过程环流背景分析表明，过程一高空急流位于长江流域以北，500 hPa中高纬为平直的纬向环流，低纬副高稳定维持在海上。850 hPa长江流域以南为一致的西南急流，湘西、湘西北处于低空急流出口区(图2a)，属于副高边缘类暴雨。过程二500 hPa中高纬为两槽一脊的经向环流，巴湖至贝湖之间低槽向南加深过程中不断有短波槽分裂南传影响湖南地区，中低纬副高呈东北—西南块状分布，588 dagpm北界位于华南沿海。850 hPa低涡中心在湖南西部停留3 d以上，为低涡冷槽型暴雨(图2b)。过程一副高势力更强，过程二环流经向度大，高空辐散更强，低涡冷槽东移缓慢，低空急流核更强，动力、水汽输送条件更好。

图1 湖南累积降水量分布(单位:mm)

表1 两次区域性暴雨过程灾情对比

图2 500 hPa平均高度场(等值线，单位：dagpm)、200 hPa急流(色斑表示风速大于等于30 m/s)叠加 850 hPa平均风场分布(箭头，m/s)(注：基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站审图号为GS(2016)2948号和GS(2016)1550标准地图制作，底图无修改，下同。)

图3 1948—2020年湖南地区多年平均水汽通量垂直廓线

图4 地面至300 hPa整层水汽通量(矢量，单位：kg·m-1·s-1)及水汽通量散度(色斑，单位：×10-5 kg·m-2·s-1)总平均场叠加500 hPa高度场 (黑色等值线)

3 水汽条件异同

根据湖南1948—2020年6月和7月多年平均水汽通量高度垂直廓线(图3)可知，地面至850 hPa水汽是迅速增长的，对流层中低层至边界层是湖南降雨主要输送层次。6月各层水汽通量略高于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。本文中的两次过程分别发生在6—7月，分析主要贡献层次的水汽输送特征对暴雨成因探讨十分必要。

比较分析发现(图略)，过程一水汽主要集聚于800 hPa以下的对流层低层，最大汇合中心出现在22日08：00—23日08:00 925 hPa附近，与强降水时段一致。过程二对流层中低层水汽均表现为强汇合，5日20:00 850 hPa水汽辐合达最强，水汽汇合层向下、向上伸展，湿层深厚，雨强最大。

田红等[23]研究发现夏季我国有西南、南海、东南等4条主要水汽通道，取地面至300 hPa整层水汽通量积分(图4)分析可知，过程一有两支水汽输送带，一支源于阿拉伯海的西南气流绕过印度转为偏西气流，经孟加拉湾转为偏南气流越中南半岛后再转为偏西气流，与另一支源于南海的偏南气流会合，整层水汽通量在湖南西部最大达600 kg·m-1·s-1，两支气流叠加以西南水汽带输送至湖南区域。过程二两支水汽输送带一支源于阿拉伯海，以西南气流越印度转为偏西气流后向孟加拉湾输送，再转为西南气流经云贵高原爬坡后转为偏西气流，汇入湖南暴雨区。另一支源于西太平洋洋面，沿副高南部边缘先以偏东气流传输至南海，再转向偏南气流向北输送，两支气流在广西、贵州一带汇合成西南气流流入湖南区域，整层水汽通量达800 kg·m-1·s-1以上。过程二水汽通量大于过程一。

4 水汽轨迹追踪分析

4.1 水汽源及输送通道对比

选定1 500 m、800 m、500 m为暴雨区后向轨迹模拟初始高度，模拟初始时间分别为6月25日08:00、7月10日08:00，模拟高度在10 km以下。

轨迹追踪结果表明(图5)，过程一对流层低层及边界层水汽均来自南海，1 500 m高度气团以偏南气流维持近地面的高度向北传输至贵州，再以偏东路径传输至湖南西部，800 m气团先以偏东气流传输再转为偏南气流，在传输过程中高度起伏大；近地层气团从孟加拉湾以西南路径越中南半岛转为偏南气流输送至暴雨区，高度在边界层以下波动起伏。21日08:00强降雨开始时各层气团均降至地面汇合，共同向暴雨区提供充沛的水汽来源，传输至雪峰山脉后各层气团爬升，上升运动加强导致湖南西部持续性大暴雨。这跟前述环流特征及整层水汽通量分析结论一致。过程二800 m气团来自大西洋东北部，以偏西气流横贯欧洲大陆翻越新疆天山山脉，之后转为西北气流经河套地区到达长江流域后，再次转为偏东气流流入暴雨区；1 500 m高度气团从里海附近以西南路径经蒙古高原爬升，再转为西北路径传输至河套地区，到达长江中下游后转为偏东气流输送至湖南暴雨区；1 500 m和800 m水汽越过秦岭山脉后气团下坡、高度明显下降，到达长江流域降至近地层，两支气团叠加传输汇入暴雨区。近地面有一支源于孟加拉湾经中南半岛北上的西南水汽输送带，气团传输至云贵高原高度抬升至2 000 m附近，进入湖南后高度下降向暴雨区输送。

4.2 水汽轨迹聚类分析

依前述，选择两次过程主要水汽辐合层925 hPa(过程一)和850 hPa(过程二)高度，依据空间方差变化率(TSV)确定3条通道聚类。过程一中来自赤道附近暖洋面的通道一水汽贡献率为52%，以西南气流向孟加拉湾传输，经中南半岛-南海向北传输至湖南西部地区，为主要水汽通道；源于西太平洋的通道三为次传输通道，三支通道在北部湾会合向暴雨区输送(图6a)。过程二中来自孟加拉湾的通道二为主要水汽传输通道，水汽贡献率达63%；来自南海的通道一为次要通道；通道三源于巴尔喀什湖，以偏西气流经蒙古高原，转为西北气流传输经河套地区抵达长江流域后，转为偏东气流输送至暴雨区，南北气流交汇为暴雨区提供丰富水汽(图6b)。

注：实线代表气块所在高度(红线：1500，蓝线：800，绿线：500；单位：m)图5 湖南暴雨区空气块后向240 h轨迹追踪

图6 湖南暴雨区水汽后向轨迹聚类及对应的轨迹数量百分比

对比分析两次过程不同输送路径的空气块气压、比湿演变特征(图7)，过程一路径1和路径3源自西太平洋和孟加拉湾的海洋气团初始高度低、水汽含量较大，比湿达15 g·kg-1，经过南海诸岛受地形影响水汽部分损失，比湿略有下降，两支气流到达海南岛附近会合，比湿均从14 g·kg-1逐渐增长至18 g·kg-1，水汽含量增长。路径2源于阿拉伯海的气团初始高度在850 hPa附近，经过印度洋暖洋面水汽含量增大，以西南气流传输至中南半岛，气块高度升高至2.5km，在海南岛附近与路径1和路径3水汽叠加传输，比湿从12 g·kg-1陡增至18 g·kg-1。三条通道水汽传输至湖南西部时，受雪峰山脉阻挡影响，高度升高、比湿略有下降。

过程二中，源于南海和孟加拉湾的路径1、路径2的高度、比湿演变呈同位相变化特征，高度和比湿值接近，初始气团位于900 hPa以下，高度较低，受洋面水汽蒸发影响比湿维持在15 g·kg-1左右，在海面传输过程中高度及比湿变化不大，气团稳定以暖湿的偏南气流向北输送，遇雪峰山脉气团爬坡、比湿少量损失。路径3初始高度在对流层中上层500 hPa附近，比湿仅为2 g·kg-1，空气块以较高高度向东传输至蒙古高原，因途径陆地局地水汽含量少，比湿变化不大，之后气团下山，高度迅速下降至800 hPa，经长江流域局地比湿增大，气团比湿增长，暴雨发生前48h空气质点比湿最大达12 g·kg-1，以偏东北路径输送水汽至暴雨区。

5 暴雨区水汽收支异同

比较两次过程暴雨区各边界的水汽通量收支(图8)，过程一暴雨区域水汽收支为3.4×107kg·s-1，南边界、西边界的水汽流入量分别为13.53×107kg·s-1、7.08×107kg·s-1，东边界、北边界流出量分别为14.25×107kg·s-1，2.96×107kg·s-1，南边界水汽流入量接近西边界一倍，东边界水汽流出显著高于北边界。过程二暴雨区的水汽汇合量达8.44×107kg·s-1，南边界为主要的流入边界，西边界为水汽次流入边界，东、北边界均为流出边界。过程二水汽汇合总量、水汽流入量均高于过程一，暴雨区水汽含量更大。

图7 两次过程不同输送路径气象要素高度变化

图8 暴雨区域各边界的平均水汽收支(单位：107 kg·s-1)

图9 整层水汽收支时序图(实心方框：南边界，空心方框：北边界，实心三角形：西边界，空心三角形：东边界，单位：107 kg·s-1)

从暴雨发生、发展及减弱阶段水汽收支演变看(图9)，过程一南边界、西边界流入量呈现同位相变化，在降雨最强时段(23日08:00—24日08:00)水汽流入增大，之后流入量呈梯度下降、缓慢减小。过程二南边界和西边界水汽稳定流入，低空急流获得持续加强。两次过程南边界均为最大流入边界，东边界为主要流出边界，其中北边界在暴雨发展阶段后期，从水汽流出贡献转为流入贡献，南、西、北三边界共同为暴雨区提供水汽。

6 结论

本文对2020年湖南中部及以北区域两次不同类型暴雨进行对比，分析不同天气系统下造成该地区持续性暴雨的水汽特征，得到以下主要结论：

(1)两次过程的主要天气系统显著不同，过程一为副高边缘类暴雨，过程二为低涡冷槽型暴雨，暴雨落区均位于湘中以北。该暴雨区水汽主要集中在对流层中低层，最强降水时段水汽汇合层可达对流层中上层，且存在一支源于孟加拉湾的水汽输送通道，比湿较大、传输高度较低。主要水汽流入边界是来自南海和孟加拉湾的南边界，南边界和西边界持续稳定输入水汽是持续性暴雨的主要成因。

(2)两次暴雨过程水汽输送特征差异明显。过程一次要传输通道为一支源于西太平洋、沿副高边缘稳定传输的东南气流；过程二源于巴尔喀什湖的偏北气流与西南气流冷暖交汇，这都是导致该区域持续性暴雨的重要原因。另外，强降水发生前48 h，对流层中低层至地面不同高度上的水汽叠加传输也是降雨加强的关键因素。