2004, 15 (1): 21-31
我国梅雨锋上的两类主要暴雨———中-β 尺度的对流性暴雨和梅雨锋东部(115°E 以东)的初生气旋暴雨主要发生在我国大陆境内的梅雨锋东段。过去的研究[1～3]指出，梅雨锋具有东西差异:东部(日本)具有斜压性，西部的正压性强。梅雨锋东西段的动力热力差异必然导致梅雨锋东西段上的暴雨具有不同的性质。位于梅雨锋西端的鄂西、湘西以及四川，在梅雨后期有时候会出现对流层深厚的低压槽，由于这类高空槽移动甚慢，高空槽前出现持续的暴雨。这类暴雨会造成严重的洪水灾害。1935年7月3～5日宜昌、1981年7月9～14日川西、1996年7月14～17日洞庭湖流域持续性大暴雨都属于这种类型的暴雨。陶诗言[4]在《中国之暴雨》一书中，已对1935年7月3～7日的这次大暴雨进行了详细、深入的分析。Kuo 等[5]对1981年7月川西大暴雨也进行了数值模拟分析。
1996年7月14～17日洞庭湖流域出现了大暴雨和特大暴雨，4天的降水量接近年平均值的1/3。持续、频繁的暴雨使雨水和梅雨前期降水所造成的洪水叠加，洞庭湖水位急剧上涨。1996年7月下旬洞庭湖水位全面超过1954年，达到历史最高水位。高水位使得洞庭湖出现145个堤垸溃决，洞庭湖区大堤出现3000多处险情，直接经济损失303.64亿元[6]。本文对这次持续性暴雨过程进行分析。
1 资料说明本论文分析所用的资料主要是1996年7月的地面观测资料和对应时间湖南省的探空资料、NCEP/NCAR 再分析的1°×1°格点资料、GMS 的0.25°×0.25°的3 h 一次的TBB 资料。
2 天气背景分析1996年梅雨锋异常活跃，长江中、下游于6月2日进入梅雨期，7月21日梅雨结束,梅雨期长达50天。长江中、下游地区出现了大范围的洪涝灾害，尤其是7月在长江中游的洞庭湖流域出现了严重的大洪水，湖南省出现了50年一遇的特大洪水。6月2日入梅后，洞庭湖流域强降水不断(图略)，7月14～17日连续几天流域内的区域日平均降水超过20 mm，16日达最大，超过45 mm。14～18日，洞庭湖流域的大部分地区出现了暴雨(图略)，部分地区出现了特大暴雨。在这次持续性强降水过程之前，洞庭湖水系一直降水不断，土壤已经达到饱和，湘江水位已超过警戒水位。这次突发性大暴雨过程使洞庭湖水系的径流增加，使已经出现的高水位再增加，最终导致洞庭湖围湖所建的几个县、市遭受严重洪涝灾害。
1996年7月10日20:00～13日08:00(北京时，下同)，地面梅雨锋一直维持在我国25°～30°N 之间的江南地区，13日20:00，梅雨锋移到30°N 附近，与此同时，在宜昌附近有低涡生成。随后的几天时间内，梅雨锋一直在30°N 附近摆动(图略)。7月13日，广西桂平地区出现12 m·s-1以上的强西南风；14日强西南风中心出现在湖南的湘江上游，衡阳和南岳以及双峰的风速超过16 m·s-1，持续的强西南风一直维持到7月19日才有所减弱，表明低空西南急流很强。对流层中层的500 hPa 上，西太平洋副热带高压13日向西深入我国大陆，华南和长江下游的浙江、江西西部处于强大的副高控制之下，直到7月21日，副高逐渐东退到台湾以东的洋面上。夏季在我国，西风带南缘和副高北侧之间的地区最容易发生暴雨。而7月13～20日的几天内，长江中游的洞庭湖流域正好位于副高脊线的西北侧和西风带南缘之间的过渡带。7月14～18日，深厚的高空低压槽一直维持在30°N 、110°E 附近(图 1)，来自西伯利亚的冷空气随高空低压槽后不断流入长江中游地区。这支干冷气流与对流层低层随低空急流北上的暖湿气流交汇，在低压槽前形成大片持续暴雨区。
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图 1. 1996年7月14～18日500 hPa 平均位势高度分布(单位:gpm)
(阴影表示TBB ≤-32 ℃；粗实线表示槽线) |
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为了更直观地反映这次持续大暴雨过程中水汽输送的三维结构，我们作了等熵分析。图 2是表示对流层低层的1996年7月13～18日逐日08:00的θ=310 K 等熵面的风、气压、比湿的分布(其中105°E 以西的高水汽中心位于青藏高原所在区域，是虚假值)。7月13～14日，来自南海的湿空气沿等熵面向北上升，将大量水汽输送到长江中游。7月13日当地面最大西南风出现在广西西北部时，低空急流携带大量的水汽到达25°N 附近(以θ=310 K 等熵面上的等10 g·kg-1线为标准)；14日随着低空急流的加强，洞庭湖西南面的水汽含量增加，超过12 g·kg-1。7月15日，中高纬度的等压线在105°～120°E 的范围内呈漏斗状分布，来自高纬地区的冷空气沿等熵面随“漏斗”边缘下滑，与来自南面随等熵面爬升的西南暖湿气流在30°N 附近交汇。持续的水汽积累到7月18日08:00随着低空急流的减弱才有所减弱。
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图 2. 1996年7月13～18日逐日08:00 θ=310 K 等熵面天气形势分布
(实线为等压线(单位:hPa)；风标表示风场(单位:m·s-1)；粗虚线为比湿(单位:g·kg-1)；阴影区为比湿≥10 g·kg-1) |
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θ=330 K 等熵面上的风、气压、比湿和蒙哥马利流函数的分布与θ=310 K 等熵面基本一致(图略)。该等熵面上的蒙哥马利流函数的分布清楚反映出西太平洋副热带高压向西深入我国大陆的过程。7月13日08:00，蒙哥马利流函数的等3306 ×102m2·s-2线最西端位于台湾海峡上空，14日08:00，等3306 ×102m2·s-2线西伸到华南地区，并一直持续到17日东退到西太平洋上空。从7月13日开始，有大量来自孟加拉湾和南海的水汽在长江上、中游地区积累，随后的几天这些地区一直保持高的水汽积累，水汽舌正好位于副热带高压的西北侧。
等熵分析表明，持续维持在30°～50°N 、105°～120°E 之间的高空低压槽有利于槽后冷空气下沉南侵，与来自孟加拉湾和南海沿等熵面上升的暖湿气流在洞庭湖水系交汇，促发中尺度对流系统(MCS)持续发生。
Maddox[7]曾经将美国的暴雨划分为三类:天气型、锋面型和中尺度高压型，即中尺度对流复合体(MCC)。前面的分析表明，1996年7月14～17日的洞庭湖流域大暴雨与美国的天气型暴雨相似。美国气象预报员[8～9]在预报天气型暴雨时，给出暴雨预报的7个指标:(1)气层的水汽含量情况(美国的指标为可降水量达到多年平均的120 %～150 %)；(2)低层的水汽通量；(3)K指数(K ≥30)；(4)整层水汽的相对湿度达到70 %以上；(5)高空急流的结构；(6)低空θe的分布；(7)1000～500 hPa 厚度散开区。
针对长江流域梅雨锋暴雨的特点，我们对这7个指标作了某些修正，分析这次梅雨锋西端的暴雨。
3 中尺度物理过程及机制分析7月14日20:00，在芷江附近尺度约为300 km 、TBB 值低于-50 ℃的MCS 发生(图 3)；23:00 ,MCS 移到洞庭湖流域的暴雨区上空，并有新的对流单体在芷江西南面生成。此后的7月15日，不断有新的对流单体在暴雨区的西南面生成并移入暴雨区。7月15日20:00，贵州南部有新的中-β 尺度的MCS 生成，中心值超过-75 ℃，对流非常旺盛。7月15日23:00，该MCS 发展东移，16日进入暴雨区，16日23:00，MCS 逐渐减弱，向长江下游移去。17日02:00，西南面的MCS 又逐渐移入暴雨区，持续到17日17:00减弱消失(图略)。13日08:00至14日14:00也不断有MCS 在暴雨区的南、西南生成，移入暴雨区。MCS 多次在洞庭湖水系生消，其中14～16日在暴雨区持续超过48 h，是造成洞庭湖流域和沅江、湘江连日暴雨的一个重要原因。
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图 3. 1996年7月14日20:00～16日23:00每3 h 一次的TBB 分布
(阴影区由浅到深分别代表TBB 值为-32 、-40 、-50 、-60 、-70 ℃) |
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MCS 在洞庭湖水系长时间停滞少动，有利于降水的持续发生。那么，水汽的输送如何呢? 图 4是1996年7月12～17日逐日的整层(地面至300 hPa)的水汽通量
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图 4. 1996年7月12～17日逐日的整层(地面至300 hPa)水汽通量
(箭矢所示，单位:10-3kg·m-1s-1)和水汽通量散度(单位:10-3kg·m-2·s-1)分布(a)12日,(b)13日,(c)14日,(d)15日,(e)16日,(f)17日 |
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7月14～18日湖南省大部分地区出现强降水，雨带呈西南—东北向(图略)。由于资料所限，湖南省的探空资料甚少，我们只能用怀化的探空资料分析这次暴雨过程。怀化的探空记录计算结果(表 1)表明:7月14～15日的K 指数值均超过37，并在7月14日08:00达到最大，为40 ；可降水在7月15日最大，08:00和20:00分别为69.8 mm 和68.6mm，14日08:00和20:00的可降水也超过60 mm ；整层水汽分布显示，从13日20:00到16日20:00，整层水汽都很充足，14日地面水汽含量最高，超过18 g·kg-1 ；15日08:00 ～16日08:00，对流层中上层维持较高的水汽含量，地面到300 hPa 整层空气的相对湿度都在85 %以上。怀化的探空计算分析结果表明，各项物理指标有利于在7月14～15日发生强降水，16日08:00，怀化上空的各项物理指标仍然比较有利于强降水的发生，但由于对流有效位能在15日已完全释放，其降水远远低于14日和15日。14～15日怀化的探空曲线图(图略)还表明，怀化上空从行星边界层到对流层上层均为西南风，风的垂直切变很小，这保证强降水都降在怀化，有利于大暴雨的发生。
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表 1 1996年7月13～16日怀化探空记录计算结果 |
前面的分析表明，大尺度环流背景有利于持续性暴雨的发生。与中-β 尺度的对流性暴雨[10]相比，对流有效位能(CAPE)不大，中小尺度的条件很难产生强的持续性的上升运动。这种情况下，大尺度的强迫就显得尤为重要。
图 5是7月12～17日的对流层中层(600～400 hPa)Q矢量及其散度的分布。7月12日，洞庭湖流域处于Q矢量的辐散区，表明这些地区维持下沉运动；13日，长江以南的地区处于Q矢量的辐合区，辐合中心位于洞庭湖的南面；14日，Q矢量的辐合区扩展到长江中游的江北地区，在贵州和湖北分别出现了辐合中心，辐合强度增加，表明大尺度的强迫在长江中游地区产生了强的上升运动；15～17日在长江中游仍然维持强的Q矢量辐合，大尺度的强迫使得这些地区一直长时间保持较强的上升运动。
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图 5. 1996年7月12～17日Q 矢量(单位:10-12 m·hPa-1·s-3)及其散度 ·Q(单位:10-17 hPa-1·s-3)的分布
(a)12日,(b)13日,(c)14日,(d)15日,(e)16日,(f)17日 |
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7月13～17日20:00，在对流层低层的700 hPa 长江中、上游地区一直维持强的暖平流(图略)。对流层低层的暖平流通过天气尺度的强迫，触发了中尺度对流系统(MCS)的发生。当MCS 发生后，低空急流携带大量具有高位势不稳定能量的暖湿气流向暴雨区辐合，使MCS 形成后得以长时间维持。图 6是1996年7月12～19日暴雨区θe 、比湿(q)、水汽通量散度( ·qV)、涡度(ζ)、散度( ·V)、垂直速度(ω)的时间-高度剖面。低层随西南气流持续北上的暖湿气流使7月13～17日暴雨区在对流层中层以下的空气具有高的位势不稳定能量，最不稳定是在16日，其次是14日。13～18日，暴雨区从地面到对流层低层都维持很强的水汽辐合，其中13日08:00～14日08:00以及15日08:00～16日08:00，水汽的辐合高度直到300 hPa。持续的水汽辐合和位势不稳定能量的输送，使洞庭湖流域从7月13日起对流层中低层出现辐合，高层辐散，长时间维持上升运动，上升运动到达对流层上层。
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图 6. 1996年7月12～19日暴雨区各物理量的时间-高度剖面
(a)θe(单位:K)，(b) q(单位:g·kg-1)，(c) ·q V(单位:10-7s-1),(d)ζ(单位:10-5s-1)，(e) ·V(单位:10-5s-1)，(f) ω(单位:10-1 Pa·s-1) |
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4 结论和讨论
通过前面的分析，归纳出长江中游的洞庭湖流域1996年7月持续性大暴雨的一些主要特征及降水成因:
(1) 这次大暴雨是出现在洞庭湖流域及沅江、湘江的大范围持续性暴雨；
(2) 高空槽长时间维持在长江中游地区，MCS 不断在槽前的暴雨区生消，导致高空槽前对流活动持续活跃，引起长时间的强降水；
(3) 对流层低层的暖平流通过天气尺度的强迫，触发了中尺度对流系统(MCS)的发生。当MCS 发生后，低空急流携带大量具有高位势不稳定能量的暖湿气流向暴雨区辐合，使MCS 形成后得以长时间维持。
用产生降水的物理条件分析1996年7月洞庭湖流域的大暴雨的结果说明，美国的暴雨预报指标对我国暴雨预报有一定参考意义，二者产生降水的物理条件是相同的:即降水的多少决定于水汽的含量、降水持续时间和水汽的垂直输送速度。但由于地理位置的差异、气候因素的不同，暴雨的成因和暴雨的预报也有不同。
| [1] | Kato K, Airmass transformation over the semi-arid region around north China and abrupt change in the structure of the Baiu front in early summer. J. Meteor. Soc. Japan, 1987, 65: 737–750. |
| [2] | Kato K, On the abrupt change in the structure of the Baiu front over the China continent in late May of 1979. J. Meteor. Soc. Japan, 1985, 63: 20–36. |
| [3] | Akiyama T, Large, synoptic and mesoscale variations of the Baiu front during July 1982. J. Meteor. Soc. Japan, 1989, 67: 57–81. |
| [4] | 中国之暴雨, 北京: 科学出版社, 1980: 1-225. |
| [5] | Kuo Y H, Cheng L S, Anthes R A, Mesoscale analysis of the Sichuan flood catastrophe 11-15 July 1981. Mon. Wea. Rev., 1986, 114: 1984–2003. DOI:10.1175/1520-0493(1986)114<1984:MAOTSF>2.0.CO;2 |
| [6] | 中国大洪水-灾害性洪水述要, 北京: 中国书店出版, 1996: 1-434. |
| [7] | Maddox R A, Chappell ${referAuthorVo.mingEn}, Hoxit ${referAuthorVo.mingEn}, Synoptic and meso-α scale aspects of flash floods. Bull. Amer. Meteo. Soc., 1979, 60: 116–123. |
| [8] | Doswell C A, Brooks H E, Maddox R A, Flash flood forecasting: An ingredients-bases methodology. Weather and Forecasting, 1996, 11: 560–581. DOI:10.1175/1520-0434(1996)011<0560:FFFAIB>2.0.CO;2 |
| [9] | Junker N W, Heavy rain forecasting manual. National Weather Service Training Center, 1992: 1–91. |
| [10] | 张小玲, 陶诗言, 张庆云. 1998年7月20-21日武汉地区梅雨锋上突发性中-β系统的发生发展分析. 应用气象学报, 2002, 13, (4): 385–397. |