淮河流域2003年7月20-22日暴雨過程分析研究

金浩宇，鞠 琴，郝振純，劉 晶，榮艷淑

(1.河海大學水文水資源學院，南京 210098；2. 河海大學水文水資源與水利工程科學國家重點實驗室，南京 210098；3.南京水利科學研究院，南京 210029)

淮河流域地處中國東部，中國南北劃分亦由秦嶺淮河作為分界線。由于流域60%以上處于平原地區，河水流速緩慢，夏季易受梅雨臺風氣候的影響，容易發生暴雨洪水災害[1-3]。畢寶貴等[4]利用NCEP再分析資料研究了淮河流域2003年7月3-4日暴雨過程，得出7條有關暴雨形成的天氣原因。趙淑芳等[5]通過對淮河流域2015年6月24日暴雨過程分析，表明較強的上升運動把水汽輸送到高層，有利于暴雨的產生。辜旭贊等[6]利用T213L31模式大氣資料，通過天氣學凝結函數降水、水汽通量散度降水、對流不穩定降水和氣塊(團)不穩定降水四種降水方式對淮河流域2007年7月暴雨過程進行了診斷計算分析。唐娟等[7]利用常規觀測資料、NCEP每日4次的再分析資料，從環流背景、水汽條件、動力條件等方面進行分析，總結了2010年6月7-10日淮河流域暴雨成因。王曉芳[8]分析了2007年7月8-9日淮河暴雨中MCS活動對天氣系統和降水的影響。宋巧云等[9]對2003年7月4-6日淮河流域出現的暴雨過程利用中尺度數值模式WRF輸出的結果進行了診斷分析，結果表明該模式能較好展現暴雨中尺度天氣系統的發生、發展、加強及衰減變化。

淮河流域多年平均降水量約為883 mm，但降水有年際變化大分布不均勻的特點[10,11]。2003年淮河年降雨量達1 282 mm，比常年偏多4成，居新中國成立以來第四位[8]。其中，淮河水系降水總量達1 331 mm，而6月下旬到7月中旬降水量累計達400～600 mm，比常年同期偏多近兩倍。本文對2003年7月20-22日淮河流域一次暴雨過程進行研究，著重分析了產生此處暴雨的原因及暴雨中心處信陽和東臺兩地的天氣系統變化。對淮河流域夏季暴雨產生原因及暴雨災害預報和防治方面都具有重要的參考意義。

1 數據介紹

降水資料來源于淮河流域25個降水站記錄的數據，記錄時長為12 h，一天數據分為20∶00-8∶00，8∶00-20∶00兩個時段。天氣分析資料來源于NCEP/NCAR再分析數據，該數據集分為等壓面資料、地面資料、通量資料3種類型。數據以壓縮二進制的NCDF (Netware Communication Data Format)格式進行存儲。本文研究淮河流域降水形成過程用到的NCEP/NCAR再分資料為等壓面資料中的位勢高度、垂直速度、相對濕度、比濕、緯向風速、經向風速等數據集。

2 降水過程分析

2003年6月下旬到7月中旬，淮河流域先后出現7次強降水過程，降水量大，強降水集中，汛期發展迅速，是繼1991年淮河流域大暴雨事件后又一次重大暴雨洪水事件[12]。2003年7月20-22日的降水過程如圖1所示，每日降水按20∶00-

圖1 淮河流域2003年7月20日降水過程Fig.1 The precipitation process of Huaihe River Basin from 20 July, 2003

8∶00，8∶00-20∶00分兩次記錄累積降水量。從圖1(a)可以看出從19日20時到20日8時降水主要集中在淮河上游信陽、固始地區中心雨量分別達9.8 mm和10.2 mm，而20日8∶00-20∶00流域降水范圍減少，降水集中在信陽地區，但降水量顯著上升達21.6 mm。20日20∶00到21日8∶00，降水中心東移，且出現多個次降水中心，其中阜陽雨量站測得的降水量最大，達56.5 mm。21日8時到20時，流域降水達到頂峰，幾乎全流域范圍內都有降水產生，其中降水中心信陽地區降水量達60.3 mm，次降水中心許昌地區降水量達42.2 mm，阜陽地區降水量達38.6 mm，商丘地區降水量達34.2 mm，淮河干流蚌埠地區降水量達到32.1 mm，盱眙地區則達33 mm。整個流域內不僅降水范圍大而且降水量也大。21日20時到22日8時降水主要集中于流域中下游，流域上游大暴雨過程基本結束，降水中心在東臺地區，降水量達39.5 mm，其中降水次中心宿縣地區降水量達17.1 mm，蚌埠地區降水量達15.9 mm。22日8時到20時流域內大部分降水已經消停，主要降水在流域下游東臺地區，降水量達15.4 mm，但由于降水位置遠離淮河主要干支流，所以對流域洪水形成貢獻不大，本輪20-22日降水基本結束。本次降水過程從西向東發展，在21日8∶00到20∶00達到頂峰后逐漸消退，其中流域上游信陽地區3日降水累積量達117.4 mm，為流域內此輪降水最多的地方。

3 天氣過程分析

3.1 環流背景和影響系統

2002年5月-2003年2月全球經歷了一次厄爾尼諾事件，關于厄爾尼諾現象影響我國降水的機制很多研究中都有論述，大多數研究都認為厄爾尼諾現象對中國降水的影響主要是以西太平洋副熱帶高壓作媒介[13]。西副高脊線的南北變動對我國夏季主要雨帶位置和旱澇分布有很大影響[14]。一般厄爾尼諾事件發生的次年江淮流域的長江以南淮河流域夏季降水會偏多[15]。

從圖2(a)、(b)、(c)看出2003年7月20-22日500 hPa高度場上中國地區呈一脊一槽型，被高緯度低壓和副熱帶高壓控制，而兩者邊緣交匯處正好位于淮河流域上空。低壓中心在貝加爾湖偏東位置，東北境內有一條低壓槽勢力較強，使得副熱帶高壓被壓制，副熱帶高壓脊線處于北緯20°～25°左右，難以北跳。22日副熱帶高壓北移，淮河流域大部分被副熱帶高壓控制，流域降水也基本結束。7月20-22日三日平均位勢高度圖中副熱帶高壓位置偏低[圖2(d)]，而淮河流域上空正好為亞洲低壓邊緣和副熱帶高壓邊緣交匯處，形成低壓暖鋒，使得淮河流域成為位于高壓北側高空急流入口區南側的上升運動區中，有利于淮河流域強降水的發生和維持。

3.2 水汽輸送及比濕分布

暴雨的產生離不開源源不斷輸送到降水區的水汽，一般本地的水汽量很難支撐一場較大暴雨的產生。水汽的來源與輸送直接關系到降水強度的大小，暴雨是在大氣飽和比濕達到相當大的數值后形成的。大氣中的水汽大部分集中在對流層低層，水汽通過邊界層向暴雨區集中輸送，為暴雨天氣的發生提供充足的水汽條件[16]。

從圖3(a)可以看出，20日水汽輸送通道有兩條，一條是從南海經廣東、江西湖南交界，到達湖北安徽河南大別山區，由于受到阻塞高壓作用水汽沒有北上，而是轉向向東輸送，該水汽方向偏淮河南岸。另一條水汽從孟加拉灣，經緬甸云南貴州湖南到湖北后與上一條水汽匯合，但整體水汽輸送量占比較少，在21日該水汽通道已經消失。21日只有從南海輸送到淮河流域的水汽通道，水汽輸送量已經減弱，但淮河流域上空水汽得到聚集并沒有向東繼續移動，這也是21日全流域范圍產生大暴雨的原因。22日水汽輸送通道為沿中國沿海向北輸送，水汽在韓國濟州島上空聚集，該水汽通道邊緣經過淮河流域中下游地區，但水汽輸送量不大。從圖3(d)的三日總水汽輸送圖可以看出淮河流域是水汽通道經過區并且水汽在流域上空匯聚，為20-22日暴雨提供了充足水汽。

圖3 2003年7月20日、21日、22日及三日平均850 hPa水汽輸送[單位：kg/(m·s)]及風速(紅色實線,單位：m/s)分布圖Fig.3 Water vapor transport and wind speed distribution map on 850 hPa of July 20, 21, 22 and the average of the three days in 2003

比濕反映空氣中水汽含量，水汽的輸送能改變比濕大小，是暴雨產生的重要指標。從圖4(a)中可以看出在四川西部的橫斷山脈地區上空存在一個范圍較大的濕空氣氣團，該氣團邊緣沿重慶湖北一直延伸到淮河上游源區的桐柏山地區，空氣比濕在10～12 g/kg。21日[圖4(b)]濕空氣團有了很大發展，沿著重慶湖北安徽江蘇一直到黃海有一條東西橫向濕氣帶，比濕在12～14 g/kg，淮河流域上空被濕空氣團籠罩。22日[圖4(c)]淮河上游空氣比濕下降到8～9 g/kg，淮河下游地區比濕較高在12 g/kg左右，整體上濕空氣團在淮河流域已經漸漸消散?；春又猩嫌?50 hPa上空三日累積比濕在36～40 g/kg之間[圖4(d)]，下游地區比濕在31～36 g/kg之間，總體上空氣濕度非常大，為淮河流域大暴雨的產生提供了條件。

3.3 動力條件

3.3.1 渦 度

暴雨的產生除了需要充足的水汽外還需要一定的天氣條件，以降水集中的21日為例，如圖5所示，低層850 hPa的正渦度為15～24 個單位，說明低層是輻合的，而高層200 hPa的負渦度為-40到-65個單位，說明高層是輻散的。這種低層輻合高層輻散的形勢非常有利于降水的產生。

本次三日累積降水最多的是信陽地區，三日累積降水達117.4 mm，其地理坐標為東經114.05°，北緯32.13°。而22日降水最多的地區是東臺地區，降水達54.9 mm，三日累積降水為63.3 mm，其地理坐標為東經120.32°，北緯32.87°。選擇這兩個地區作為暴雨形成原因的重點分析區域。從圖6中信陽和東臺渦度時間高度剖面可以看出，在低層750～650 hPa高度場之間是最大輻合發生的層間區，在高層250～150 hPa高度場之間是發生最大輻散的層間區。信陽地區最大輻合發生在20日13∶00至21日6∶00期間，東臺地區最大輻合發生在21日18∶00至22日6∶00，根據降水的實測數據，信陽地區最大降水發生在21日8∶00至20∶00，東臺地區最大降水發生在21日20時至22日8時，從中可以看出大輻合開始時間比大降水開始時間早12 h左右，大輻合結束時刻前后會有大暴雨產生。

圖4 2003年7月20日、21日、22日及三日累積850 hPa比濕分布圖(單位：g/kg)Fig.4 850 hPa specific humidity distribution map of July 20, 21, 22 and the average of the three days in 2003

圖5 2003年7月21日850 hPa、200 hPa渦度場(單位：10-6/s)Fig.5 The vorticity field of 850 hPa; 200 hPa on July 20, 2003

圖6 2003年7月20-22日信陽、東臺渦度的時間高度剖面(單位：10-6/s)Fig.6 Vorticity temporal height profile of Xinyang and Dongtai from 20-22 July 2003

3.3.2 水汽通量及水汽通量散度

上述3.2節中表明淮河流域上空有一條東西走向的水汽通道，有源源不斷的水汽向暴雨區輸送。流域低空形成高溫高濕環境，為對流的不穩定性創造了條件。強對流性水汽輻合的最大值一般出現在較高的高度場上，因而邊界層的水汽輸送和輻合對于暴雨尤其是持續性暴雨的產生非常重要[17]。水汽通量和水汽通量散度能定量描述水汽輸送的方向、大小以及水汽在何處聚集。

從圖7(a)可以看出信陽地區上空7月20-22日水汽通量變化，在900～800 hPa高度場間水汽上升最劇烈。從7月20日0∶00至21日14∶00該層一直存在水汽上升運動，21日14∶00后水汽上升運動減弱。水汽上升運動最強時刻發生在21日0∶00，發生在850hPa高度場上，其中心水汽通量值達9.6 g/(cm·hPa·s)，水汽通量主要發生在950～500 hPa層間。圖7(b)是7月21日0∶00以信陽地區地理經度坐標114.05°為基準，對北緯25°～40°做剖面。從圖中可以看出，有一條斜向北并伸向高層水汽輸送強烈的通道，表明水汽是從南向北運移的，這與大尺度水汽輸送方向吻合。水汽由于受到來自北方冷空氣作用而向高層輸送沒有繼續北上，有利于水汽的聚集及降水產生。水汽輸送劇烈的開始高度場在950 hPa，而不是從地面開始，表明絕大部分水汽是直接從外界運移到淮河流域的。

圖7 信陽地區水汽通量[單位：g/(cm·hPa·s)]時間高度剖面、緯度高度剖面、水汽通量散度[單位：10-5 g/(cm2·hPa·s)]時間高度剖面、緯度高度剖面Fig.7 Xinyang zone water vapor flux time height profile, latitudinal height profile; vapor flux divergence time height profile, latitude height profile

水汽通量的數值和方向只能表明暴雨過程中的水汽來源，以及水汽輸送和某些天氣系統間的關系。至于暴雨究竟出現在何處，雨量有多大等級，則與水汽通量散度的關系更為密切[18]。從圖7(c)可以看出水汽在20日0∶00至21日12∶00聚集，在21日12∶00至22日24∶00消散，而降水主要發生在21日8∶00至20∶00，這也是水汽集聚末期和水汽開始消散初期，表明水汽狀態從聚集轉為消散期易產生暴雨。從圖7(d)中可以看出縱向緯度方向上水汽聚集區主要在北緯28°～34°之間，而淮河流域以信陽地區所在經度縱切，范圍在北緯31.8°～34.4°之間，這表明淮河流域上空是水汽的主要聚集區，這為暴雨的產生提供了有利條件。

3.3.3 垂直速度與散度

大氣中能量的轉換主要是通過垂直運動得以實現，垂直運動對水汽、熱量、動量、渦度等物理量的輸送及對天氣系統的發展起著極為重要的作用[19]。對暴雨中心信陽地區做垂直速度和散度時間高度及緯度高度(時間選取在21日0：00)剖面，從圖8(a)可以看出7月20日0∶00至21日12∶00在600～250 hPa高度場間有一個上升速度大值區，其最大上升速度達-0.2×10-3hPa/s，21日12∶00至22日24∶00大氣上升運動減弱，沒有出現大值區。與上升運動相對應7月20日0∶00至21日6∶00在700～550 hPa高度場間有較強輻合中心，中心強度達-0.6× 10-5/s，水汽上升運動與輻合相互配合為大降水提供有利條件。從圖8(b)(沿東經114.05°剖面)可以看出發生垂直運動和水汽輻合大值區在北緯30°～35°重合，這大致也是淮河流域在東經114.05°的南北寬度，說明淮河流域上空大氣存在較大的上升運動和輻合。

圖8 信陽地區垂直速度(單位：10-3 hPa/s)、散度(注：白線為散度，單位：10-5/s)時間高度剖面、緯度高度剖面Fig.8 Vertical velocity and divergence (note: white solid line is divergence, unit: 10-5/s) time height profile; latitude height profile of Xinyang zone

3.3.4 假相當位溫

圖9 信陽地區θse時間高度剖面、緯度高度剖面(單位：K)Fig.9 θse time height profile and latitude height profile of Xinyang zone

4 結 論

通過對淮河流域2003年7月20-22日的一次暴雨過程分析發現淮河流域在該時期有一次自西向東的暴雨過程，大暴雨主要發生在7月21日8∶00至20∶00，信陽雨量站測得三日降水達117.4 mm，為流域內最大降水處。

從產生此次暴雨的天氣系統分析發現，在內蒙古呼倫貝爾存在低渦，從吉林到朝鮮半島被低壓槽控制，副熱帶高壓難以北跳且較常年同期位置偏南，在淮河流域上空有一條東西向的切變線。產生本次暴雨的水汽主要是來自南海，到達淮河流域上游后由于受到低壓槽邊緣阻擋轉向向東傳送，在淮河流域發生強烈的輻合，導致強降水的產生。

通過對信陽地區動力條件分析表明，在強降水產生前期都有較強的輻合和上升運動，垂直運動最活躍發生在550～500 hPa高度場之間，而水汽聚集發生850～600 hPa高度場之間。水汽先在低層聚集然后由于強烈的垂直運動使水汽向高層輸送，水汽輻合中心與上升運動相配合，有利于水汽在高層進行聚集凝結從而產生暴雨?；春恿饔蛴捎诘靥幤皆拥榔陆敌?，短時強降水容易使水位暴漲，需要預防河水漫堤的風險。

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