毛紫怡，李國平，許霖

(1.成都信息工程大學大氣科學院，成都 610225；2.云南大學地球科學學院，昆明 650500；3.湖南省氣象臺，長沙 410118)

引言

暴雨是我國南方地區(qū)主要的災害性天氣之一，特別是持續(xù)性暴雨，由于其持續(xù)時間長，往往形成較大的累積降雨量，極易引發(fā)流域性洪澇災害和次生災害，嚴重危及人民群眾生命財產安全，甚至造成巨大經濟損失(陳文等，2013)。在全球氣候變暖的大背景下，由于變暖導致的水循環(huán)加快與大范圍環(huán)流調整，使得極端暴雨事件急劇增多、暴雨強度增大(Allen and Ingram，2002；翟盤茂和潘曉華，2003；楊金虎等，2008)，造成的災害損失日趨嚴重、影響越來越大。近年來，我國學者對持續(xù)性極端降水事件從時空變化特征(任正果等，2014；高濤和謝立安，2014；蘇志重等，2016；董旭光等，2017；楊瑋等，2017)、天氣學診斷(陳貴川等，2013；杜小玲等，2016；陶健紅等，2016；楊康權等，2017；武文博等，2018)、數(shù)值模擬(寧貴財?shù)龋?014；曹巧蓮等，2016；祁海霞等，2017；趙桂香等，2017；張杰等，2017)及預報方法(廖玉芳等，2014；龍柯吉等，2016；邱學興和Zhang，2016；翟盤茂等，2016)等方面作了廣泛研究，其成果對揭示持續(xù)性極端降水過程成因和開展暴雨業(yè)務預報具有重要的指導意義。

暴雨的形成需要持續(xù)的水汽供應，尤其是持續(xù)性暴雨。早期研究表明，中國夏季降水的水汽來自副熱帶高壓南側或印度低壓東南側(Murakami et al.，1959；謝義炳和戴武杰，1959)。夏季中國大陸的水汽輸送主要分為與南亞季風對應的西南通道、南海季風對應的南海通道和副熱帶季風對應的東南通道(田紅等，2004)。而2012 年“7·21”北京特大暴雨過程的水汽輸送通道不僅包括孟加拉灣、南海北上路徑、我國東部海域北折高濕路徑，還有西風帶干空氣西北路徑(王婧羽等，2014)。也有人針對其他不同地區(qū)出現(xiàn)的暴雨過程，研究了水汽輸送在強降水發(fā)生發(fā)展中的重要作用(王佳津等，2015；梁萍等，2007；Wang et al.，2019)。近年來，許多學者使用拉格朗日法分析水汽的來源，進而定量研究不同水汽通道的貢獻。例如，Yi 等(2020)研究指出，中國東部地區(qū)雨帶在由南向北推進的過程中，華南前汛期最重要的水汽輸送通道來自西太平洋(33.3%)和印度洋(24.6%)，但南海夏季風爆發(fā)后，雖然雨帶仍在華南，但印度洋的軌跡比重增加；對于江淮流域梅雨期降水，印度洋通道是最重要的水汽通道；對于華北雨季，最重要的水汽通道則是中緯度西風通道和太平洋通道。李瑩等(2017)也基于氣流軌跡模式研究了華南前汛期鋒面降水和季風降水的水汽輸送軌跡，并對比分析了兩種類型降水在偏多年和偏少年各輸送軌跡的水汽貢獻率。陳紅專等(2019)分不同階段定量分析了2017 年湖南一次特大致洪暴雨過程的強降雨區(qū)各邊界水汽收支狀況及各水汽軌跡的貢獻。

湖南是我國主要的暴雨區(qū)，地勢高低起伏，地貌類型復雜多樣，每年均會因暴雨造成嚴重的洪澇災害(葉成志等，2016)。2019 年7 月6—9 日，湖南出現(xiàn)一次持續(xù)性暴雨天氣過程(以下簡稱“19·7”湖南暴雨過程)，致使湘江干流及一級支流洣水三段共6處決堤，衡陽等6縣市連續(xù)3 d降水量突破有氣象記錄以來極值，洞口、衡山、衡東、攸縣等11縣市出現(xiàn)重度氣象洪澇(陸魁東等，2004)，共造成11 個市州81 個縣(區(qū))325 萬余人受災，因災死亡或失蹤17 人，直接經濟損失達69.9 億元。暴雨的發(fā)生必須滿足充分的水汽供應、強烈的上升運動和較長的持續(xù)時間三個條件，其中充分的水汽供應是先決條件，定量探討暴雨個例中局地水汽收支和具體輸送路徑都能加深對暴雨過程水汽輸送特征的了解和認識。為此，本文基于常規(guī)觀測資料和再分析資料，分析了此次持續(xù)性暴雨天氣過程的大氣環(huán)流背景，并結合軌跡模式HYSPLIT定量分析不同降水階段的水汽輸送特征，研究區(qū)域水汽的收支情況，以期為提高此類高影響天氣預報預警能力提供參考依據(jù)。

1 資料與方法

1.1 資料說明

本文所用資料包括：2019年7月6—9日常規(guī)氣象觀測資料、歐洲中心ERA-interim 再分析資料(空間分辨率0.5°×0.5°，時間間隔6 h)；NCAR/NCEP逐6 h全球再分析資料(分辨率2.5°×2.5°)，該資料已由NOAA 轉換成可用于HYSPLIT軌跡模式的ARL數(shù)據(jù)格式。

1.2 研究方法

本文后向軌跡分析采用的是美國NOAA 空氣資源實驗室開發(fā)的HYSPLIT4 模式，其平流和擴散計算采用拉格朗日方法。該模式對氣流軌跡的分析思路為粒子的移動軌跡是其在時間和空間上位置矢量的積分，粒子的最終位置由初始位置和第一猜測位置的平均速度計算得到。該模式采用地形坐標，輸入的氣象數(shù)據(jù)在垂直方向上需要內插到地形追隨坐標系統(tǒng)上。該模式可對軌跡進行聚類，按照軌跡路徑最接近原則進行分組。有關該模式以及聚類方法詳見Draxler和Hess(1998)的文獻。

“19·7”湖南暴雨過程分為3 個階段，其中湘中及以南地區(qū)是強降水重疊區(qū)，該地區(qū)持續(xù)3 d 均出現(xiàn)大范圍暴雨或大暴雨，因此設計軌跡模擬也分三個階段，模擬區(qū)域為3 個階段強降水重疊的區(qū)域(111°—114°E，26°—28°N)，在這個模擬區(qū)域內，經向和緯向每隔1°取一個模擬點，因此每一層有3×4(12)個點。垂直方向選取500、1 500、3 000 m 三個高度作為初始高度，共3層，則每個模擬時間有36個模擬點。3個階段的持續(xù)時間不一樣，模擬的時間也不相同：第一階段分別為6日08時、6日20時和7日08時；第二階段分別是7 日20 時、8 日08 時；第三階段分別是8 日20 時、9日08 時和9 日20 時。3 個階段模擬時間點分別為3、2、3 個。因此，3 個階段總路徑數(shù)分別為108、72 和108。從各個模擬時間點后向追蹤10 d，輸出逐小時軌跡及逐6 h 物理量場，每隔12 h 所有軌跡初始點重新后向追蹤10 d。

為了分析不同路徑的水汽貢獻率，根據(jù)各條軌跡在某一時刻所處位置，統(tǒng)計各路徑軌跡數(shù)及其物理屬性(江志紅等，2011)，其路徑的比濕或水汽通量貢獻率(Qa)計算式為

其中，Qi、Qj是路徑終點比濕或水汽通量；m為某一路徑的軌跡數(shù)；n為所有路徑的軌跡總數(shù)；i是同一路徑的軌跡編號，j是所有路徑的軌跡編號。

根據(jù)丁一匯(1989)的文獻，區(qū)域平均水汽收支方程可表達為

式(2)中，σ是計算所選定的區(qū)域；Ps是地面氣壓；Pt是頂層氣壓；q是比濕；V是水平風場矢量；ω是垂直速度；m是凝結項；E是蒸發(fā)項；其他為常用算子。方程左邊第一項是局地變化項，第二項是水汽通量散度項，第三項是垂直輸送項。

2 降水實況與大尺度環(huán)流背景

2.1 降水實況

“19·7”湖南暴雨過程期間，湖南全省平均過程降水量為110.8 mm，其中湘中偏南地區(qū)出現(xiàn)大暴雨或特大暴雨(圖1d)。根據(jù)造成強降雨的主要影響系統(tǒng)，該過程分為三個階段。第1 階段在7 月6 日08 時(北京時，下同)—7 日20 時，強降雨主要集中在6日晚上，兩個強降雨中心分別位于湘西南和湘東地區(qū)(圖1a)，最大累積降雨量156.4 mm (邵陽市城步縣南山站)，最大小時雨量為72.7 mm。第2階段(7日20時—8日20時)，強降雨發(fā)生在湘中及以南地區(qū)，呈東西帶狀分布(圖1b)，該過程最強降雨時段出現(xiàn)在此階段，湘中及以南地區(qū)出現(xiàn)大暴雨或特大暴雨，最大累積降雨量385.7 mm(株洲市茶陵縣白沙村站)，最大小時雨量為61.9 mm。第3階段(8日20時—10日08 時)，強降雨帶分布在湘東南地區(qū)(圖1c)，強降雨集中在8 日晚上，9日20 時后降雨基本結束，最大累積降雨量222.8 mm(衡陽市衡陽縣樟樹站)，最大小時雨量為67.5 mm。

圖1 2019年7月6日08時—7日20時(a)、7日20時—8日20時(b)、8日20時—10日08時(c)以及6日08時—10日08時(d)的湖南省累積降雨量分布(單位: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 環(huán)流背景

“19·7”湖南暴雨過程開始前，7月4—5日500 hPa亞歐大陸中高緯地區(qū)維持兩槽一脊環(huán)流形勢，50°N以北貝加爾湖以東地區(qū)為一阻塞高壓，阻塞形勢對西風帶系統(tǒng)東移南下起到阻擋作用。我國東北地區(qū)至日本海一帶為一寬廣低槽區(qū)，冷溫槽較為明顯。在較強偏北氣流引導下，冷空氣沿河套以東地區(qū)南下影響長江流域，使得副熱帶高壓主體從華南陸地南退至洋面上。第1 階段，6 日08 時500 hPa 東北冷槽區(qū)發(fā)展成一準南北向東北冷渦(圖2a)，冷渦后部河套以西為一高壓脊。湖南位于冷渦南側高空槽底部，氣流較平直，但多淺槽東移。低層850 hPa 暴雨開始時急流不明顯，但6 日晚隨著西南暖濕氣流加強，低空急流建立，降雨隨之加強，7 日08 時低空急流向北推進到湖南南部(圖2b)，冷式切變線則由湘西北南壓到湘中一線，配合高空冷渦后部偏北氣流攜帶的冷空氣南下，冷暖氣流在湖南中南部交匯，暴雨持續(xù)發(fā)展。但隨著高空冷渦東移入海，湖南受冷渦后部暖脊控制，同時低層西南氣流減弱，降雨隨之減弱。

圖2 2019年7月6日08時(a)、7日08時(b)及8日08時(c)和20時(d)的500 hPa高度場(等值線，單位:dagpm)、850 hPa風場(箭矢，單位:m·s-1)與≥12 m·s-1急流區(qū)(填色區(qū))疊加圖(紅色粗實線表示850 hPa切變線)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 階段，7 日20 時后，隨著高空暖脊東移，湖南轉為脊后西南氣流控制，低層西南氣流再度加強；8日08 時，湘南地區(qū)850 hPa 西南氣流加強到16m·s-1(圖2c)，與此同時西南地區(qū)東部有弱西南渦生成，西南渦東側暖式切變線呈準東西向分布于湘中一線。地面圖上可見明顯的暖低壓倒槽發(fā)展(圖略)，此階段強降雨主要出現(xiàn)在暖切變線南側和地面暖低壓倒槽附近，屬于典型的暖區(qū)暴雨。

第3 階段，8 日20 時后，高空槽東移靠近湖南(圖2d)，引導北方冷空氣南下，低層偏北氣流加強南下，低空急流雖然維持，但東西向暖式切變線逐漸轉為東北—西南向冷式切變線；同時，地面暖低壓南移(圖略)，地面倒槽鋒生，冷鋒快速南下到湘中偏南地區(qū)，配合高空系統(tǒng)，湘東南出現(xiàn)較強冷鋒暴雨。9日20時后，隨著高空槽東移，湖南轉為槽后偏北氣流控制，降水過程趨于結束。

3 低空急流的演變特征

從7 月6—8 日不同時刻850 hPa 圖上≥12 m·s-1低空急流演變看(圖2)，其在6日夜間開始加強，主要出現(xiàn)在8日，整個過程急流區(qū)范圍并不大，主要出現(xiàn)在華南和湖南南部。從“19·7”湖南暴雨過程強降雨區(qū)南側的桂林和郴州兩個探空站850 hPa 的風速演變看(圖3)，低空急流在6日和7日表現(xiàn)為夜間加強、白天減弱的日變化特征，急流主要位于華南地區(qū)，此時段湖南強降水發(fā)生在急流北側冷式切變線附近。7 日夜間，低空急流急劇增強北進；8 日08 時，桂林和郴州兩站850 hPa西南風速均達到16 m·s-1，且8 日白天急流無明顯減弱，桂林強西南風一直維持，郴州風速略有減小，但低空急流仍維持，湘南位于急流出口區(qū)左側以及暖式切變線附近，源源不斷的水汽和不穩(wěn)定能量輸送以及有利的動力條件是導致第2 階段降雨最強的主要原因(圖1b)。8 日夜間，由于冷空氣快速南下，急流南撤到華南中南地區(qū)，暴雨區(qū)南側西南風明顯減弱。

圖3 2019年7月6日08時—10日08時桂林和郴州站850 hPa風速時序圖(單位: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 水汽輸送特征分析

4.1 水汽輸送及源地

第1 階段(7 月6 日08 時—7日20時)水汽輸送模擬軌跡見圖4a。經過聚類，這一階段水汽來源共有兩條路徑(圖4b)，一條是孟加拉灣—南海路徑(路徑A)，水汽主要來源于東部印度洋，其源頭是東印度洋越赤道氣流的輸送，水汽經由孟加拉灣南部到中南半島之后，其中一部分進入南海北部，再自華南向湖南暴雨區(qū)輸送；另一條是中亞—新疆路徑(路徑B)，水汽主要來源于亞歐大陸中高緯度地區(qū)，其湖南最遠可以追溯到北大西洋，水汽經由中亞、新疆至河西走廊向湖南暴雨區(qū)輸送。

從圖4 中水汽輸送軌跡的空間分布看，由于路徑A的水汽來源于低緯熱帶洋面，前期軌跡高度較低，大都在950 hPa 以下，后期由于在經過中南半島和華南地區(qū)時受地形抬升影響，氣團上升到暴雨區(qū)850 hPa。路徑B的氣團高度變化相對較為穩(wěn)定，其變化幅度小，水汽輸送至暴雨區(qū)750 hPa(圖4c)。從氣團的水汽通量的空間變化看，路徑A的氣團由于源自低緯熱帶洋面，其水汽通量要大于源自高緯內陸的路徑B，氣團在到達中南半島和華南地區(qū)時其水汽通量略有減小，進入湖南暴雨區(qū)時水汽通量大于11 g·cm-1·hPa-1·s-1(圖4d)。

比較第1 階段路徑A、B 最終位置(暴雨區(qū))的水汽輸送軌跡總數(shù)及其比濕、水汽通量貢獻率與平均假相當位溫可見(表1)，路徑A的軌跡數(shù)是路徑B軌跡數(shù)的2倍，在比濕和水汽通量貢獻率上，路徑A的貢獻率占總貢獻率的3/4 左右，路徑B 僅占1/4。這說明此階段強降雨的主要水汽來源為低緯孟加拉灣(以及南海地區(qū))，水汽自華南向暴雨區(qū)輸送。從不同路徑的假相當位溫(θse)值看，路徑A 的θse為352 K，比路徑B 的θse大，這也印證了路徑A 的水汽來源于低緯熱帶洋面上暖濕氣流的輸送，而路徑B的水汽則來源于高緯內陸干冷氣流的輸送。

表1 2019年7月6日08時—7日20時(第1階段)路徑A、B的軌跡總數(shù)及其比濕、水汽通量貢獻率與平均假相當位溫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階段(7月7日20時—8日20時)水汽輸送模擬軌跡見圖5a。經過聚類，本階段水汽來源也是兩條路徑(圖5b)，一條是孟加拉灣—南海路徑(路徑A)，水汽來源與第1階段類似，但其位置較第1階段略偏南；另一條是孟加拉灣路徑(路徑C)，水汽來源于中部印度洋越赤道氣流和西部索馬里越赤道氣流的輸送，水汽從西南方向被輸送到湖南暴雨區(qū)。

圖5 同圖4，但為2019年7月7日20時—8日20時(第2階段)Fig.5 Same as Fig.4,but for 20:00 BT 7 to 20:00 BT 8 July 2019.

從圖5 中水汽輸送軌跡的空間分布看，路徑A、C的水汽均來源于赤道印度洋并向湖南暴雨區(qū)輸送，其開始時位于950 hPa，進入我國后受地形影響而有所抬升，路徑C氣團受到的抬升作用更明顯，達到700 hPa；而路徑A 的氣團抬升高度只到850 hPa 附近(圖5c)。從不同路徑氣團的水汽通量空間變化看，兩條路徑氣團的水汽通量在前期和到達大陸時均持續(xù)減小，在其進入孟加拉灣和臨近湖南暴雨區(qū)時則持續(xù)增加，此期間路徑C的水汽通量大于路徑A的(圖5d)。

比較第2 階段路徑A、C 最終位置(暴雨區(qū))的水汽輸送軌跡總數(shù)及其比濕、水汽通量貢獻率與平均假相當位溫可見(表2)，路徑C 的軌跡數(shù)略多于路徑A 的。此外，兩條路徑的比濕貢獻率基本相同(路徑A略大)，但水汽通量貢獻率則明顯不同，路徑C的貢獻率明顯偏大，占總貢獻率的2/3，路徑A 僅占1/3，這說明此階段強降雨的水汽主要來源低緯孟加拉灣，水汽由此經我國西南地區(qū)輸送到暴雨區(qū)。從不同路徑的θse值看，路徑A和C的θse高達350 K左右，其水汽均來源于低緯熱帶洋面上暖濕氣流的輸送。

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

第3 階段(7 月8 日20 時—10 日08 時)水汽輸送模擬軌跡見圖6a。經過聚類，此階段水汽來源有三條路徑(圖6b)，其中兩條與第2階段類似，即孟加拉灣—南海路徑(路徑A)和孟加拉灣路徑(路徑B)，第三條是東北路徑(路徑D)，水汽主要來源于我國東部沿海，并經安徽、湖北從東北方向輸送到湖南暴雨區(qū)。

從圖6 中水汽輸送軌跡的空間分布看，路徑A、B的軌跡高度變化也與第2 階段類似，即前期氣團高度較低，進入我國后其高度上升，其中路徑B的氣團高度抬升更明顯。路徑D 在前期氣團高度比路徑A、B 的略高，與其來源復雜有關(除來自東南部沿海外，也有來自我國東北和歐洲西部的水汽)，后期氣團高度增加與湖北東部的大別山、幕阜山地形抬升作用有關，受其影響，水汽主要在850 hPa 及以下各層輸送(圖6c)。從氣團的水汽通量的空間變化看，三條路徑的水汽均源自海洋，前期水汽通量均大于10 g·cm-1·hPa-1·s-1，后期氣團由海洋進入內陸時受到地形抬升的影響，其水汽通量均有不同程度的減小，最后進入湖南暴雨區(qū)時，路徑B 的水汽通量最大，路徑A 的次之，路徑D 的最小(圖6d)。

圖6 同圖4，但為2019年7月8日20時—10日08時(第3階段)Fig.6 Same as Fig.4,but for 20:00 BT 8 to 08:00 BT 10 July 2019.

比較第3 階段各路徑最終位置(暴雨區(qū))的水汽輸送軌跡總數(shù)及其比濕、水汽通量貢獻率與平均假相當位溫可知(表3)，三條路徑中，路徑A、B 的軌跡數(shù)最多(約各占40%)，路徑D的最少。同時，路徑A的比濕貢獻率雖然大于路徑B的，但其水汽通量貢獻率卻小于路徑B(其水汽通量貢獻率接近50%)，路徑D的比濕和水汽通量貢獻率最小。這說明此階段強降雨的主要水汽來源是低緯孟加拉灣，水汽經此自我國西南地區(qū)輸送到暴雨區(qū)。從不同路徑的θse值看，路徑A、B的水汽由于均來源于暖濕的低緯熱帶洋面上，其值均較高(接近350 K)，而路徑D的θse值不足340 K，正好印證了其水汽來源于干冷氣流的輸送。

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

4.2 暴雨區(qū)水汽收支分析

為分析“19·7”湖南暴雨過程3個階段暴雨區(qū)內水汽收支特征，分別計算了各階段強降雨重疊區(qū)(111°—114°E，26°—28°N)邊界水汽流入和區(qū)域水汽收支，其結果見圖7。

圖7 “19·7”湖南暴雨過程第1階段(a)、第2階段(b)和第3階段(c)各邊界水汽通量收支(單位: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.

從圖7 中可見，此次湖南暴雨區(qū)的南邊界和西邊界為水汽流入，東邊界為水汽流出。且在第1 和第2階段北邊界是水汽流出，第3 階段則變成水汽流入。大尺度環(huán)流背景分析和軌跡分析表明，來自低緯熱帶洋面的水汽主要是通過西南暖濕氣流經我國西南地區(qū)和華南地區(qū)輸入暴雨區(qū)。第1 階段，雖然路徑B 也有水汽輸入(約占1/4)，但從聚類后的水汽輸入軌跡看(圖4b)，路徑B 水汽主要是從西邊界流入，因此第1 階段北邊界為水汽流出，而在第3階段，路徑D水汽從湘東北流入暴雨區(qū)，因而此階段水汽從北邊界流入。另外，暴雨區(qū)均有水汽收入，即暴雨區(qū)是水汽輻合區(qū)。從3 個階段邊界水汽凈收支看，第1 階段最多，第3 階段次之，第2階段最少。不同降水階段，各邊界水汽流入差異明顯。第1階段西邊界水汽輸入最多(圖7a)，從水汽輸送軌跡分析可知(圖4b)，西邊界的水汽流入，除來自低緯路徑A的西南氣流外，還有來自西北側的路徑B。第2階段南邊界水汽流入最多(圖7b)，這與低空急流增強有關，且此階段自南邊界和西邊界的總水汽流入量最多，但其凈水汽收入在3階段最少，也與西南氣流增強導致北邊界和東邊界流出多有關。第3階段(圖7c)，水汽除從北邊界伴隨冷空氣流入外，南邊界和西邊界的水汽輸入在3階段中最弱，究其原因，是因為此階段西南氣流有所減弱，暴雨過程后期隨冷空氣南下，低空急流南撤，南邊界和西邊界的水汽流入明顯減弱，南邊界甚至轉為水汽流出。

上文分析了“19·7”湖南暴雨過程各階段不同邊界的水汽收支情況，下文通過式(2)計算區(qū)域水汽收支來分析暴雨區(qū)內各層水汽收支及其來源。圖8(見上頁)給出“19·7”湖南暴雨過程不同階段水汽收支的垂直廓線，其中水汽收支方程中的局地變化項比散度項、垂直輸送項小1個量級，因此忽略不計。不同階段水汽散度項在低層輻合區(qū)伸展高度不同：第1階段輻合區(qū)在500 hPa 以下，第2 階段在800 hPa 以下，第3 階段高達400 hPa，但大值區(qū)主要位于低層，說明低層水汽收支主要來源于區(qū)域外，由西南暖濕氣流在暴雨區(qū)輻合所致。垂直輸送項低層為正、中高層為負，說明中高層水汽收支主要來源于低層，并通過垂直上升運動由低層輸送至中高層。

圖8 “19·7”湖南暴雨過程第1階段(a)、第2階段(b)和第3階段(c)區(qū)域平均水汽收支垂直廓線(實心圓為散度項，實心方框為垂直輸送項，實心三角形為局地變化項，單位: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 結論與討論

本文利用多種資料，分析了湖南一次持續(xù)性暴雨天氣過程的大尺度環(huán)流背景，并利用軌跡模式HYSPLIT分階段定量研究了暴雨區(qū)的水汽輸送特征，最后分析了各階段的區(qū)域水汽收支情況。主要結論如下：

(1)此次降水過程分為三個階段，第1階段是由冷渦底部的冷空氣和副熱帶高壓北側的暖濕氣流交匯形成的冷切變暴雨，第2 階段是由地面暖低壓倒槽發(fā)展為暖切變線造成的暖區(qū)暴雨，第3 階段是低槽東出引導低層冷空氣分裂南下造成的冷鋒暴雨。

(2)此次暴雨過程的水汽主要來源于孟加拉灣，不同階段各條路徑的水汽輸送比例和輸送高度不同，第1階段來自孟加拉灣的水汽占比約為3/4，主要輸送至850 hPa以下各層，來自高緯內陸的水汽占1/4，主要輸送至700 hPa；第2 階段水汽全部來自低緯熱帶洋面，主要輸送至700 hPa以下各層；第3階段水汽主要來自孟加拉灣，但受冷空氣影響，來自中國東部沿海并自湘東北輸入的水汽占10%以上。

(3)此次持續(xù)性暴雨所需水汽主要由低層南邊界和西邊界輸入并在暴雨區(qū)低層輻合(第3 階段北邊界也有一定的水汽輸入)，再經上升運動輸送至中高層導致降水。但由于影響系統(tǒng)的復雜多變，不同階段各邊界水汽輸入輸出大小、區(qū)域內水汽輻合強度和水汽輻合來源有所不同。

本文通過對湖南一次持續(xù)性暴雨天氣過程水汽輸送和水汽收支特征的研究，揭示了該過程的主要水汽輸送路徑，但各水汽輸送路徑所占比例并不一定等于水汽對實際降水的貢獻率(Yi et al.，2020)，水汽在從洋面進入陸地的過程中受地形影響會因蒸發(fā)作用而出現(xiàn)大量損失，區(qū)域內局部水汽再循環(huán)對區(qū)域降水也起到重要作用。對于其中的物理機制和原因，還有待下一步通過中尺度數(shù)值模擬以及陸面過程敏感性試驗，深入研究暴雨中尺度特征，尤其是局地地表狀況對陸-氣熱通量的影響及其在局地水汽再循環(huán)中的作用，以加深對持續(xù)性暴雨成因和機理的認識，為此類高影響天氣預報預警提供更多的著眼點和預報指標。