洞庭湖地區一次持續性暴雨特征診斷分析

蔣帥 尹依雯

（湖南省岳陽市氣象局，岳陽 414000）

0 引言

為推動深入實施促進中部地區崛起戰略，促進長江中游城市群一體化發展和長江全流域開發開放，國務院于2014年4月批復成立洞庭湖生態經濟區（以下簡稱洞庭湖區）。洞庭湖區位于長江中游地區，屬于亞熱帶季風區，降水豐沛，加之其水陸分布、地理特征獨特，除廣闊的洞庭湖水體外，內湖內河及港汊眾多，使得湖區洪澇災害頻發[1]，城市內澇時有發生，這對該地區的經濟、社會生活造成了重大影響[2-3]。

持續性暴雨事件降雨量大、持續期長，因而經常引發洪澇災害，對經濟和生命財產造成的損失較大，如1998和1999年的長江流域洪澇[4-5]，2007年的淮河流域洪澇[4]。胡婭敏等[6]研究了河南“75·8”強降水事件的極端異常特征。發現強降水事件是在中高緯度環流異常和臺風共同作用下發生的，貝加爾湖以東阻塞高壓和副熱帶高壓（以下簡稱副高）合并阻擋了7503號臺風北上。河南“75·8”強降水的水汽來源與7503號臺風具有十分密切的聯系。周慧等[7]分析了2016年7月湖南一次極端持續性暴雨成因，結果表明：中緯度高空槽的東移、帶狀分布且穩定少動的副高為中低層西南低渦不斷生成發展及“人”字型切變線的維持提供了有利的環流條件；低空、超低空西南急流異常旺盛，中尺度對流發展旺盛是造成持續性降水重要原因。孫建華等[8]利用HYSPLIT模式，對中國江淮流域持續性暴雨過程的江南型和江北型過程的水汽源地進行分析。發現江淮流域的持續性降雨過程中，來自南方的水汽輸送主要受索馬里越赤道急流、孟加拉灣南部和印度尼西亞群島附近越赤道氣流，以及西太平洋副高這些系統的影響。

2017年6月29日—7月1日洞庭湖地區出現了罕見的持續性暴雨過程，加之上游四水流域來水，洪峰在洞庭湖遭遇，形成惡劣形勢，洞庭湖3471 km一線大堤全線超警，這給當地經濟社會造成嚴重危害。鑒于以上原因本文針對2017年6月29日—7月1日的持續性暴雨展開分析，重點分析了暴雨發生發展的高低空配置和物理量場。以便認識洞庭湖此次持續性暴雨特征，為做好持續性暴雨預報預測提供依據。

1 資料與方法

1.1 資料

本文使用的資料包括洞庭湖地區國家站、區域站站點資料[9]，以及NCEP再分析資料（時間分辨率6 h一次，水平分辨率為2. 5°×2.5°）中的大氣環流資料，變量包括1000～10 hPa（共17層）上的位勢高度、溫度、緯向風和經向風，1000～300 hPa各層比濕及1000～100 hPa的各層垂直速度。

1.2 軌跡模擬方案

選擇模擬區域：洞庭湖地區域（28°—30.5°N，110.5°—114°E），初始場水平分辨率為0.5°×0.5°，垂直共三層（模擬初始點為90個）。模擬日期為強降水時段2017年6月29日08時（北京時，下同）—7月1日20時。由于水汽主要存在于大氣對流層的中低層，因此本文選取3000、1500、700 m，分別代表700、850、925 hPa，作為HYSPLIT的模擬的初始高度。后向模擬氣塊三維軌跡時間長度為264 h（11 d），每6 h輸出氣塊的位置，并插值得到相應位置的空氣塊的物理屬性（相對濕度、溫度、高度），每隔6 h所有軌跡模擬初始點重新后向模擬追蹤264 h[10]。

2 結果

2.1 實況及天氣形勢演變

2.1.1 實況

為了深入分析洞庭湖地區持續性暴雨特征，選取了2017年6月29日—7月1日的洞庭湖地區的一次少見的特大暴雨過程。從過程雨量分布來看（圖1a），空間分布整體呈現北少南多，除松滋、荊州、公安、石門、澧縣外，其他站點均大于或等于50 mm。洪湖、岳陽、赫山和安化沿線以南均超過了200 mm，安化、平江超過了300 mm。從區域站統計來看，此次過程50～100 mm達69站次，100～250 mm達390站次，250～500 mm達79站次。另外選取了岳陽站（29.4°N，113.1°E）和汨羅站（28.9°N，113.1°E）作時間序列圖。圖1b為岳陽站和汨羅站6月29日09時—7月1日20時的逐小時降水圖。從圖中可以看出此次強降水主要對應兩次強降水時段，分別是29日晚至30時上午（第一階段）和30日晚上至1日白天（第二階段），岳陽和汨羅均有多時次降水超過20 mm/h，前一個階段的降水強度要大于后一階段。

圖1 2017年6月29日—7月1日洞庭湖地區累計降水（a），岳陽站和汨羅站逐小時降水（b）Fig. 1 Accumulated precipitation from June 22 to July 1 (a)and hourly precipitation at Yueyang and Miluo stations (b)in 2017

2.1.2 環流背景

持續性暴雨的發生必須要相對穩定的大尺度環流背景，影響系統有可能在同一地區反復出現或沿同一路徑移動，從而造成很大的累積雨量。此次過程中低緯西太平洋副高穩定維持，洞庭湖地區處于副高西側的強水汽輸送帶中，有利于水汽源源不斷往暴雨區輸送。

分析天氣尺度系統配置及其演變發現，第一階段6月29日20時高空200 hPa為分流輻散區，有利于加強高空散熱和通風，進而加強對流云團的發生發展。500 hPa副高南壓至廣東至福建一帶。高空低槽多波動，高空槽位于湖北至湖南西部，洞庭湖區處于槽前偏西南氣流控制下，中低空西南急流位于湘中一帶。30日08時，200 hPa輻散維持。500 hPa副高穩定維持，高壓泵效應明顯。夜間伴隨低槽發展加強，低渦系統發展深厚（700、850 hPa），位于湖北東部地區。中低層700、850 hPa切變線北推，呈人字形分布。另外切變線南側的急流和925 hPa超低空急流在夜間顯著發展，急流近乎平行切變線。洞庭湖地區處于850、925 hPa出口區的左側，有利于洞庭湖地區上空水汽輻合抬升。以上系統配置造成洞庭湖區第一階段強降水發生。

第二階段6月30日20時，對應200 hPa為穩定的輻散區，提供持續的抽吸作用。500 hPa副高有所南壓，新生低槽呈南北向且緩慢東移，位于湖南省西部。中低層切變位于湖北西部和湖南北部。7月1日08時，夜間低槽東移且順轉加強，低渦東移南壓，其南側的中低層切變線南擺，系統發展深厚。925 hPa超低空急流猛烈發展，洞庭湖地區處于超低空急流出口區，存在明顯的風速輻合，有利于強降水云團發生發展。以上系統配置造成了洞庭湖區第二階段強降水發生。

2.2 物理量診斷分析

2.2.1 水汽條件

對流層中低層水汽通道的建立和水汽的大量集中為對流系統的發展提供了有利的水汽和不穩定條件，進而引發強降水的發生發展。從中低層850 hPa水汽通量圖（圖2）上可以發現，6月29日20時的水汽通量大值區位于廣西至湖南一帶，但強度較弱，其水汽通量散度通量同樣較弱（圖3）。夜間水汽輸送發展增強，且從水汽通量散度來看，6月30日08時洞庭湖地區南部存在顯著負值區，較6月29日20時明顯增強，水汽輻合旺盛發展（圖3）。對應實況上，6月29日20—6月30日08時在洞庭湖地區南部出現大暴雨和局地特大暴雨天氣。6月30日下午到20時（圖略），水汽通量有所減弱，并有所南壓，對應洞庭湖地區雨強減小。6月30日20時水汽通量較弱，7月1日凌晨，水汽輸送強度再次增強，洞庭湖地區存在較強的水汽輻合（圖3），但較上階段輻合相對較弱，輻合區域較小，對應實況降水強度也弱于上階段。7月2日水汽通量減弱（圖略），位置東移南壓，對應水汽輻合減弱東移南落（圖3），降水減弱結束。以上分析表明，850 hPa水汽通量增強（減弱）對強降水來臨（結束）具有較好指示意義，此外水汽強輻合帶（中心）對暴雨落區有較好對應關系。

圖2 2017年6月29日20時（a）、30日08時（b）、30日20時（c）和7月1日08時（d）850 hPa水汽通量（單位：10-5 g/（cm·hPa·s））Fig. 2 850 hPa water vapor flux (unit: 10-5 g/(cm·hPa·s)) at 20:00 BT 29 June (a), 08:00 BT 30 June (b),20:00 BT 30 June (c) and 08:00 BT 1 July 2017 (d)

圖3 同圖2，但為水汽通量散度（陰影）分布（單位：10-5 g/（cm2·hPa·s））Fig. 3 Same as Fig.2, but for divergence (shading) distribution of moisture flux (unit:10-5 g/(cm2·hPa·s) )

為了分析此次持續性暴雨過程的水汽輸送來源，本文利用HYSPLIT模式模擬此次過程中水汽輸送路徑和各源地輸送貢獻，軌跡模擬方案如方法介紹。本文根據文獻[10]劃分了歐亞大陸、局地、印度洋、孟灣—南海和太平洋水汽源地（圖4a）。從圖4b可以看到，水汽來源主要位于海洋地區，一支起源于印度洋地區，包括印度西部或為索馬里地區和印度洋中部地區，二者經由印度洋東北部共同輸送至洞庭湖地區；另一支起源于南海附近經由中南半島地區輸送水汽。太平洋水汽輸送主要起源于菲律賓，輸送軌跡相對較少。從各源地水汽輸送貢獻來看（圖4b），歐亞地區和局部地區的北方源地的沒有水汽輸送，主要輸送源地為南方的海洋源地，包括印度洋、孟加拉灣—南海、太平洋地區。從圖4c可以看到，印度洋水汽為最重要的水汽輸送源地，濕（干）空氣輸送貢獻達70.1%（73.6%），其次是孟加拉灣—南海，占20.0%（16.6%），再次是太平洋地區9.9%（9.8%）。

2.2.2 動力條件

圖4 水汽源地劃分（a）、強降水時段水汽輸送軌跡（b）、各源地水汽輸送貢獻（c）Fig. 4 Classification of water vapor source (a), trajectory of water vapor transport during heavy precipitation (b), and contribution of each source to water vapor transport (c)

高低空急流是暴雨發生、發展最重要的大尺度動力環境因素，特別是低空急流作為一種動量、熱量和水汽的高度集中帶，被認為是給中緯度暴雨提供水汽和動量的最重要的機制。本文基于汨羅站對應經度113.1°E作各層風速時間—緯度剖面圖（圖5）分析此次過程發現，這次過程中高低空急流耦合明顯，從200 hPa（圖5a）看，高空急流表現為前期強度偏弱，后期增強，對應南亞高壓脊線（偏西風位置）有所南征，同樣具有兩次急流顯著加強過程，最大急流風速達18 m/s。700 hPa同樣具有兩次急流加強過程，但前一次明顯較后一次位置偏北，強度更強，這與前一次降水更強相對應。不難發現，暴雨發生區域在切變線南側，急流軸左側，具有顯著的梅雨特征。從同一時段汨羅站逐小時降雨量（圖1b）可以發現，對應兩次西南急流的加強，洞庭地區也有兩次較強的降雨過程，汨羅站最強小時降雨量達55.7 mm/h（6月30日06—07時）。7月1日20時隨著急流減弱南壓，雨勢減弱，雨帶南壓。

垂直運動是成云致雨的關鍵因素，降水的強度一般與中低層的輻合有關。本文選取了汨羅站（28.9°N，113.1°E）分別做垂直速度、散度的時間—垂直剖面圖（圖6）。從垂直速度來看，同樣存在兩次較強的上升速度區（對應著兩次強降水階段），最大超過2 Pa/s。另外從散度時間—垂直剖面圖第一階段（6月29日20時至30日上午）中低層為負值區，以輻合為主，輻合層高度延伸至300 hPa，300 hPa以上高層為強輻散。從第二階段（6月30日晚上至7月1日白天）來看，7月1日凌晨存在低層（850 hPa以下）輻合強烈發展，但在400 hPa與700 hPa之間轉為正值區，對應輻散。這種低層輻合配合高層輻散有利于垂直運動的維持和加強進而觸發強降水的發生。移，洞庭湖區整個過程處于高空急流入口處右側，高空輻散條件較好且持續時間長。此外中低空急流的演變對暴雨的發展有明顯影響。從850 hPa（圖5c）可以發現，6月29日20時—7月1日20時江南有兩次明顯的西南氣流發展加強的過程，大值區超過20 m/s西南急流（最大風速出現在6月30日清晨和7月1日上午），而且西南氣流加強的同時伴有偏東風轉東風偏北氣流，氣流輻合區位于暴雨區北側，形成較強的暖式切變線，從而引起切變線南側、急流北側區域（強降水落區）的輻合增強。925 hPa急流發展也具有相同特

2.2.3 熱力條件

選取了洞庭湖區鄰近探空站點長沙站（黃花站）。分析6月29日20時T-logp圖（圖略）可以發現，LCL（抬升凝結高度）至0 ℃較為深厚，說明暖云層深厚，有利于形成高效率降水。其CAPE呈細長分布對應K指數為39 ℃，SI指數為-1.31 ℃，有利于短時降水的發生。6月30日08時雖然CAPE值減小，但由于低層急流加強，濕空氣的強烈輸送，增強中低層不穩定能量和水汽累積，加強位勢不穩定，對應K指數和SI指數增大，有利于降水維持，對應實況6月30日上午降水持續。6月30日20時，925 hPa至近地面旺盛暖濕氣流輸送形成低層逆溫，且形成一定大小CIN（195.9 J·kg-1），有利于低層的水汽和能量的積蓄。對應K指數和SI指數條件較好，有利于夜間降水增強。7月1日08時K指數為36 ℃，其他指數條件轉差，上午急流再次增強，對應白天CAPE增大至809.5 J·kg-1，降水在白天再次發展。隨著副高南落，急流南壓，能量和水汽轉弱，對應雨帶移出洞庭湖區。

2.3 中尺度特征分析

圖5 2017年6月28日08時至7月3日02時沿著113.1°E風場：（a）200，（b）700，（c）850，（d）925 hPa時間—緯度圖Fig. 5 Time-latitude diagram along the 113.1°E wind field: (a) 200, (b) 700, (c) 850, and (d) 925 hPa from 08:00 BT 28 June to 02:00 BT July 2017

圖6 2017年6月28日08時至7月3日02時汨羅站垂直速度（a，單位：Pa·s-1）、散度（b，單位：10-4 s-1）時間—垂直剖面圖Fig. 6 Time-vertical profile of vertical velocity(a, unit: Pa·s-1) and divergence (b: unit: 10-4·s-1) at Miluo Station from 08:00 BT 28 June to 02:00 BT July 2017

6月30日06—07時，洞庭湖區東部小時雨強達到50 mm/h以上的區域自動站18個，其中大于80 mm/h達5站，最大98.6 mm/h。從長沙雷達組合反射率因子來看（圖7），強回波總體呈東北—西南的帶狀分布，其移動方向和帶狀回波的走向夾角很小，利于維持較長的降水時間，最強回波在50～55 dBz。從0.5°徑向速度來看，06時12分（圖7c），在岳陽南部的湘陰和汨羅地區0.9 km高度（折角處）上存在一個東北—西南向的中尺度輻合性風切變，強降水回波（45 dBz以上）主要位于風切變以北的負速度一側，中低空急流強盛且穩定維持，為短時暴雨提供豐富水汽。另外其以下0 m/s速度線呈S型，即為暖平流，有利于增強不穩定層結，這與6月30日清晨急流旺盛發展有關；06時35分，風切變逐漸演化為輻合性的負速度逆風區，強降水回波主要位于逆風區，20 m/s以上的西南急流向下延展到0.7 km高度，此時伴有地面大風，超低空急流得到進一步增強；06時59分，負速度逆風區演化為正速度風場里的弱速度區（10 m/s以下），強降水回波主要位于弱速度區內，超低空西南急流減弱到15 m/s左右，1.5 km以下0 m/s速度線負速度區域大于正速度區域，為低層輻合流場。

分析暴雨區垂直剖面圖發現（圖8a），強回波中多個對流單體呈線形排列，此次降水過程為低質心強回波造成，其降水效率高，雨強大。在有利的天氣系統與中尺度天氣條件下，強回波中多個對流單體呈線

圖7 2017年6月30日06— 07時雷達基本反射率（a，b，c）和基本速度（d，e，f）圖（黃色實線為剖面線）Fig. 7 Radar basic reflectance (a, b, c) and basic velocity (d, e, f) map from 06:00 BT to 07:00 BT June 30 2017. Solid yellow line represents the section line

形排列，回波在長沙雷達站西北偏北地區（湘陰、汨羅和平江）生成，在500 hPa引導氣流的作用下，回波向偏東方向移動，并不斷有新生風暴，受其影響形成“列車效應”。從速度圖剖面圖上（圖8b）來看，強回波區對應速度圖剖面上存在顯著逆風區，從底層一直延伸到4 km上。該逆風區導致湘陰、汨羅短時強降雨（18站＞50 mm，06—07時），可見逆風區的存在與強降水的發生和維持密切相關。

3 結論

1）暴雨發生區域在切變線南側，急流軸左側。副高穩定維持，有利于高低空急流耦合于長期洞庭湖區上空，此外高空槽波動，中低層低渦及其切變線發展，有利于暖濕氣流沿著切變線輻合抬升形成持續性暴雨天氣。

圖8 2017年7月1日06時23分強降水發生時對應基本反射率（a）和速度（b）的剖面圖Fig. 8 Section diagram of the corresponding basic emissivity (a) and velocity (b) diagram when heavy precipitation occurred at 06:23 BT 1 July 2017

2）從水汽條件來看，此次過程中印度洋水汽為最重要水汽輸送源地，其次是孟加拉灣—南海、太平洋地區。850 hPa水汽通量增強（減弱）對強降水來臨（結束）具有較好指示意義，此外水汽強輻合帶（中心）對暴雨落區有較好對應關系。

3）中低空急流的演變對暴雨的發展有明顯影響，中低層西南氣流加強具有兩次急流顯著加強過程，對應兩次強降水時段。高層洞庭湖處于南亞高壓脊線附近，高空輻散條件較好且持續時間長。低空急流強度演變、垂直上升運動和輻合輻散配置與降水變化有較好的對應關系。

4）混合降水回波維持的時間長，強回波因子對降水貢獻大。列車效應導致了強降水的形成，強降水落區的形成與列車效應的存在及其維持時間有密切關系。逆風區和急流的長時間維持與強降雨發生和維持密切相關。