刘红武，胡 燕，张 海，唐明晖，蔡瑾婕，陈红专
(1．湖南省气象台，湖南 长沙 410006；
2.气象防灾减灾湖南省重点实验室，湖南 长沙 410006，3.怀化市气象局，湖南 怀化418000)
暴雨是中国南方区域影响范围最广，发生频次最多，次生灾害最为严重的自然灾害天气。对暴雨发生时段、落区的准确预报，是发展预报预警技术的重要目的。因复杂地形、不同天气尺度系统相互之间的影响等因素，极端性、局地性强的暴雨天气往往难以被捕捉。目前已有许多学者开展了针对强降水预报偏差的研究。胡宁等[1]南前汛期暴雨个例偏差分析发现WRF模式较好地模拟出暖区线状MCS有组织化发展的过程，张萍萍等[2]对2016年7月一次暖区极端降水的预报结果进行了偏差分析，研究发现数值模式对暖区降水过程的预报能力有限，提出短期时段可以从气象因子异常值着手，短时或邻近时刻可关注实况以及更高分辨率的数值预报结果。有关研究表明[3-7]，北京“7.21”大暴雨过程出现预报偏差的原因是多方面的，中尺度环境条件、太行山地形增幅作用、降水效率等都是此次极端降水过程预报偏差的形成原因。曹艳艳等[8]对宁波出现的特大暴雨预报进行了预报偏差分析，认为中尺度雨团受地形影响持续时间延长。符娇兰等[9]对华北两次冷涡降水成因和预报偏差的对比分析得出数值模式的误差主要来源于对动力条件预报过强导致的降水空报(冷涡成熟期)。赵强[10]分析了陕西一次暴雨过程预报偏差成因，发现地面锋生是对流性暴雨的触发条件。周慧等[11-12]对长江流域三类暴雨过程检验预报性能，发现模式对降水预报的偏差主要为100 mm以上的大暴雨中心位置及强度有较大偏差，天气系统偏差是导致降水偏差的主要成因。2016年主汛期各家主流模式对西南涡降水预报能力最差，对高空槽降水预报较好[13]。由于全球模式对于暖区暴雨预报能力有限，无法准确理解局地地形对暴雨的抬升等作用，导致暖区暴雨偏差较大，多个例分析表明锋前强西南急流中的水汽辐合区是预报的一个重要预报指标[14]。
湖南地处亚热带季风湿润气候区，据1961年以来55年数据统计，表明6月暴雨发生频次最多，湘西、湘北区域性暴雨最多[15]。2020年6月8—10日湖南出现一次局地性强，短时雨强大、大暴雨分散的对流性暴雨天气，因灾死亡7人，失踪1人，直接经济损失达8.54亿元，仅湘西州保靖县就发生3起地质灾害，其中碗米坡镇拔茅村发生1起山体滑坡，造成4人死亡。主流数值模式预报和预报员经验暴雨预报均预报失败，暴雨落区出现较大偏差。本文拟从高低空系统相互作用、水汽输送特征、动力特征等方面进行成因分析，以期找出降水预报偏差的原因，为今后对流性暴雨提供一定参考。
2020年6月8—9日，湖南出现了一次极端性、局地性强的暴雨天气过程，本次过程具有单站雨量累计雨量大、大暴雨落区分散、短时降雨强等特点。其中9日08:00至10日08:00(北京时，下同)湖南共计381个站出现暴雨，67个站出现大暴雨，日最大雨量211.1 mm(湘西州保靖县)，出现433站短时暴雨，其中最大小时雨强85.4 mm(长沙市雨花区政府站，9日21—22时)。
对比欧洲中心数值预报(简称：ECMWF)、中国气象局全球同化预报系统(简称：CMA-GFS)、中国气象局上海数值预报模式系统(简称：CMA-SH9)8日20:00起报的9日08:00至10日08:00 24 h降雨量预报(图1)，发现模式对湘西地区(张家界、湘西州)的暴雨、大暴雨中心出现漏报；
对湘中地区(怀化中部、娄底、湘潭)的大到暴雨，各家模式都有预报，但强度偏弱、落区偏南；
对湘东南地区(株洲、郴州、永州、株洲南部)均做出了暴雨到大暴雨的预报，出现明显空报。进一步检验模式的稳定性发现(图略)：以6月9日08：00至10日08：00 ECMWF降雨预报为例，随着预报时效的临近，强降水中心的范围有所减小，对湘中地区的降雨有所预报，但强度远小于实况，且主要降水中心位置偏南。模式降雨预报与实况落区、强度偏差大，但主流模式预报较为稳定，使得预报员不倾向于对模式做出过多调整。因此，9日省台主观预报(图略)为湘东南暴雨，湘东北大雨，其他地区小到中雨，落区和量级均出现较大偏差。
2.1 环流特征
分析200 hPa高空急流演变(图2)，8日20:00至9日08:00 200 hPa河套至长江流域地区西风急流显著增强，湖南中西部地区处于高空急流入口区右侧，有利于与低层辐合系统形成耦合作用，加强对流上升运动。500 hPa (图略)9日08:00中高纬为两槽一脊的经向环流，贝加尔湖以东地区为高压脊控制，河套至青藏高原东部有一深厚低槽发展，长江以南大部分地区均为正变高；
9日20:00副热带高压西伸加强，588 dagpm脊线位于20°N，西脊点延伸至110°E，湖南处于副高北界边缘暖湿不稳定气流中，高空锋区稳定在40°N以北，表明此次过程强降雨期间，湖南无明显冷空气影响，强降雨表现为暖区暴雨的特点。ECMWF、CMA-GFS、CMA-SH9模式均对副高西脊点预报偏东5～10个经度，对副高强度预报偏弱，这也是导致暴雨落区模式预报偏南的主要原因之一。
850 hPa风场表明整个暴雨期间湖南上空有两支暖湿急流的存在(图3),一支从印度洋上空经中南半岛，将孟加拉湾的水汽输送至华南-江南一带，另一支将副热带高压西北侧的水汽从南海输送至湖南上空，强烈的暖湿急流使得湖南上空形成高能高湿的大气不稳定层结。从急流日变化可以看出，8日20:00西南急流呈东北-西南走向，急流轴位于湘南—华南，急流中心最大风速达20 m/s，副热带高压西北侧的西南风进入内陆后转向为东风或东南风，在长江流域至湖南北部与西南急流形成气旋性辐合，9日08:00湘西地区位于西南风与东南风切变中，且位于高空急流入口区右侧，动力抬升增强，出现区域性暴雨或大暴雨，9日20:00长江流域一带的东南风转为东北风，低空气旋性涡旋增强，进一步加强了大气的斜压不稳定性，同时低空西南急流略有东移南压，低涡缓慢东移至湘中地区，是造成该地区出现暴雨天气的直接原因。ECMWF、CMA-GFS、CMA-SH9模式预报低空切变线位置明显偏南，急流预报在湘东南地区，急流出口区均比实况偏南(图略)。
图1 2020年6月9日08：00至10日08：00累计降雨量分布及各中心数值模式预报系统8日20:00起报的9日08：00至10日08：00雨量比较(mm)
图2 200 hPa流场与风矢量图(m/s)(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，下文同)
图3 850 hPa风场变化
2.2 水汽条件及输送特征
2.2.1 水汽输送路径
水汽通量散度和比湿分析表明(图略)，比湿大于16g/kg的大值区位于湖南中西部地区，湖南西北部、东部水汽通量散度均达-12×10-6g·m·kg-1·s-2，表示该区域内绝对湿度大、且有显著水汽汇合和聚集。利用HYSPLIT4.0模式的拉格朗日追踪算法，以12 h为间隔输出一次后向轨迹。采用簇分析算法聚类模拟后向轨迹，根据所有簇的空间方差增长率(TSV)变化确定最终聚类轨迹条数。首先计算3个暴雨区域的后向轨迹，初始高度选取800 m、1 500 m、3 000 m代表925 hPa、850 hPa、700 hPa，初始时间分别选择6月9日08:00和 6月10日08:00，追踪时间间隔为12 h的后向168 h水汽气团轨迹，模拟高度最大不超过10 km。
对三个暴雨区域强降雨时段的168 h后向轨迹追踪结果(图4)分析可见，湘西北暴雨区域低层水汽全部来自南海(图4a)，850 hPa及以下层次水汽气团先以偏南气流传输再转为偏东南气流，暴雨发生前24 h以偏东气流传输至暴雨区，水汽呈涡旋输送方式，这与前述分析低空气旋性涡旋加强是本次过程主要动力条件相一致。700 hPa中层水汽来自孟加拉湾，先以西南气流传输至青藏高原以南，传输过程中高度起伏大，到6日08:00气团高度出现上升，可能是遇到青藏高原阻挡，水汽爬升后继续以偏西气流输送至暴雨区。湘中区域暴雨区700 hPa及以下水汽均来自南海(图4b)，先以偏南气流传输到两广地区，随时间变化依次以西南气流、东南气流、东北气流、西北气流传输，传输路径呈现明显的涡旋状输送，类似台风的气旋式环流，这在内陆地区非台风影响的暴雨天气过程中十分罕见，为内地暖区暴雨预报提供新的思路。同时发现，6月9日08时边界层水汽气团出现显著下降，中低层水汽气团上升，这也使湿层加厚，整层高湿为暴雨区提供更有利的水汽条件。湘西暴雨区(图4c)的对流性降雨造成了严重地质灾害，降雨集中时段主要在9日夜间到10日凌晨，追踪水汽轨迹发现，700 hPa中层水汽来自于印度一带，850 hPa水汽来自长江流域中下游地区，而边界层水汽来自东海，水汽传输高度变化不大。
综上，三个暴雨区水汽源地和输送方式明显不同，湘西北、湘中中低层水汽来自南海，以气旋式涡旋传输，湘西中低层水汽来自东海和长江中下游，以偏东路径输送为主。这支以涡旋形式输送的偏东气流各家数值模式风场信息均未能捕捉到，这可能是导致“6.9”暴雨落区漏报的关键原因之一。
2.2.2 水汽贡献率
通过对水汽气团模拟后向运动轨迹进行聚类，分析主要水汽汇合层不同水汽通道对暴雨区的贡献大小。设定湘西北、湘中、湘西三个暴雨区域为追踪区域，采用HYSPLIT4.0模式聚类算法得到空间方差变化率(TSV)，根据方差突变值确定聚类条数。700 hPa、850 hPa、925 hPa的TSV均聚类到4条轨迹时陡增，由前述知800 m和1 500 m水汽轨迹接近，因此对暴雨区选取700 hPa、925 hPa水汽汇合层为代表层分析4条聚类水汽气团轨迹计算贡献率。
分析表明，700 hPa主要有四条水汽传输通道，湘西北暴雨区通道二来自孟加拉湾(图5a)，水汽贡献率占比重最大为40%，通道一来自印度，以西南路径传输至湖南，贡献率为29%；
湘中暴雨区通道四来自南海(图5b)，水汽贡献率占比重最大为41%，通道三来自阿拉伯海，以西南路径经中南半岛传输至湖南，贡献率为31%；
湘西暴雨区通道三来自孟加拉湾，水汽贡献率占比重最大为43%(图5c)。925 hPa主要有四条水汽传输通道，湘西北暴雨区通道一来自南海，西南季风将水汽经中南半岛传输，水汽贡献率占比重最大为47%，通道四来自太平洋，以偏东气流传输至湖南，贡献率为12%(图5d)；
湘中暴雨区有三条通道均来自南海和孟加拉湾(图5e)，其中通道二水汽来自南海，水汽贡献率占比重最大为67%；
湘西暴雨区南海和孟加拉湾水汽输送达47%，也有一支以偏东路径从太平洋输送水汽的通道，贡献率为8%(图5f)。
综上，中低层均存在四条水汽传输通道，其中湘西北、湘西暴雨区对流层中层、边界层水汽源地主要为孟加拉湾和南海，以夏季盛行的西南季风向湖南输送，均存在一支偏东气流传输通道，湘中暴雨区水汽源地中低层均来源于南海。
2.2.3 暴雨区域水汽收支
通过对对流层不同层次湘中以北区域各收支边界的水汽输送量时序变化分析(图6)，各边界的主要水汽输入、输出来源层次均为700 hPa以下的对流层低层。南边界水汽输入700 hPa以下贡献率远大于对流层中、高层，发现对流层低层水汽输入出现2个波峰，且与强降水发生时段相对应，起到很好的指示作用。西边界整层为水汽净收入，水汽输送比南边界小一倍左右。东边界为主要的输出边界，对流层低层水汽输出在暴雨发生后出现明显增大，另外在暴雨发生前东边界也为暴雨区提供了少量水汽流入，这与前述轨迹分析中有旋转的东北气流输入至暴雨区结论一致。北边界是暴雨区域的主要输出边界，基本各层均为净输出。
图4 暴雨区空气块168 h后向轨迹追踪注：实线分别代表气块所在高度(红线800 m，蓝线1 500 m，绿线3 000 m)
图5 6月7日08:00至11日08:00水汽后向轨迹聚类数量百分比
图6 6月7日08:00—11日08:00湖南暴雨过程对流层低、中、高层水汽收支演变(107 kg·s-1)
分析暴雨区域各边界整层水汽通量演变及收支特征(图7a)，南边界、西边界的水汽输入量分别为6.65×107kg·s-1、5.07×107kg·s-1，东边界、北边界水汽输出量分别为5.43×107kg·s-1，3.67×107kg·s-1，可见南边界是主要的水汽输入边界，西边界次之，北边界和东边界为水汽的输出边界，东、西边界输出、输入水汽通量相当，这与前述水汽输送贡献率的分析结论一致，来自南边界的孟湾和南海水汽对暴雨区贡献率最大，且暴雨区域内水汽收入为正，说明水汽汇合于暴雨区。从整层收支边界演变看(图7b)，南边界、西边界水汽输入呈同位相特征，波峰阶段与暴雨时段相对应。另计算水汽收支方程中左边三项(表1)，发现水汽局地变化项远小于比散度项、垂直输送项，与之相比小两个量级，因此可忽略该项对暴雨区的水汽收支影响。此次过程暴雨区的整层水汽辐合主要受水汽散度项和垂直输送项影响，其中散度项贡献率大于垂直输送项，可见水平水汽通量辐合是暴雨区水汽来源的主要形式。
表1 6月7日08:00至11日08:00的时间平均区域整层水汽收支(单位：10-4 kg·m-2·s-1)
2.3 动力条件
强降水的发生必须有合适的抬升条件和初始扰动相配合，强盛的上升运动有利于克服对流抑制，对流系统获得发展。从物理量沿112°E经向剖面(图8a)可以看出，强降水发生时(9日20时)，湘中以北地区(27°N以北)存在有利的散度场配置，低层辐合、高层辐散结构明显，辐合中心位于925 hPa，辐散中心位于550 hPa，800 hPa附近表现为无辐散层。散度等值线越往北梯度越大，辐合辐散的向上变换越快，说明北侧环流结构相对浅薄，而28°N附近辐合、辐散结构最为完整，散合中心也位于该地区，与9日夜间湘西、湘中暴雨区域吻合。从湘中以北区域平均散度时序演变(109°～113°E，27°～30°N)(图8b)分析，8日20:00—9日08:00地面至边界层出现强上升运动，对流层中低层均为下沉运动，上升区浅薄。整个强降雨期间500 hPa以下均为辐合区，辐合中心出现在9日08:00—20:00 950 hPa，可见“6.9”暴雨过程强的上升运动和低层辐合、高层辐散有利配置存在一定的时间差，这也增加了预报的难度。
为深入分析此次强降水过程的动力特征和环流结构，引入垂直螺旋度和位涡等综合物理量。垂直螺旋度是垂直速度与涡度垂直分量的反映，可表征天气系统动力场结构。从螺旋度和流场的分布(图9a)可以看出，强降水发生时环流结构较为清晰，低纬对流层中低层偏南气流强盛，950 hPa以下尤为明显，与北侧偏北扰动在28°N交汇，辐合线位置随高度向南倾斜，伸展到700 hPa附近，环流结构相对完整但不深厚。低层正螺旋度中心最大值超过0.7×10-6m·s-2，高层负中心，对应着向上伸展的垂直运动和高低层有利的涡旋运动。垂直螺旋度分布是非垂直轴线上正负相对的经典配置，中心轴线随高度向南倾斜，说明此次过程的较大范围垂直环流并不是特别深厚和强盛。位涡可以综合反映大气动力、热力性质的物理量，与降水发生发展的物理机制密切相关。从850 hPa位涡分布来看(图9b)，湖南地区为大片正位涡，东部最大值达0.6 PVU，西部0.4 PVU，但高值区与暴雨落区不完全对应。
图7 6月7日08:00—11日08:00 水汽收支(单位：107 kg·s-1)
图8 物理量剖面图(散度，单位：10-5 s-1;垂直速度，单位: 10-2 m·s-1)
图9 6月9日20:00物理量垂直剖面和空间分布
2.4 热力条件
大气的热力特征和不稳定能量分布决定了对流是否能够自主发展，对强降水的强度和持续时间有着较好的指示意义。9日20:00湖南地区存在一定的对流有效位能(图10a)，湖南东部、西南部大于700 J·kg-1以上，大值区呈块状分布，最大中心达到1 000 J·kg-1；
K指数和抬升指数同样空间上表现为东北-西南走向的带状分布，湖南大部分区域的K指数都处于38 ℃以上，表明具备对流发生的热力条件(图10b)；
抬升指数中心值大于3 ℃，该区域层结相对不稳定，蕴含着较大的能量(图10c)。强对流参数空间分布显示，湘中及偏南地区存在较好的热力条件，有利于该地区对流性暴雨的发生，但对湘西、湘西北区域暴雨指示作用不明显。
图10 6月9日20:00湖南区域物理量分布
图11 6月7日08:00—11日08:00长沙、娄底对流参数对比
图12 6月7日08:00至11日08:00
前述分析可见，此次过程中环境场条件和物理量的配置并不是特别有利，次级环流的完整性以及垂直运动的伸展高度都不是很好。选择模式预报偏差较大的两个暴雨中心(长沙、娄底)从对流有效位能、K指数、抬升指数等强对流参数的演变来分析其有利条件(图11)，强降水开始发展时(9日08:00)，长沙和娄底附近都具有较高的对流潜势，能量不断集聚、孕育对流活动，随着强降水的产生，能量迅速释放，各参数断崖式下降。前期热力参数的极值对比，娄底高于长沙，相应的娄底日降雨量也较大；
同时娄底站对流参数下降时次略早于长沙，表明娄底附近的降水开始得更早，9日白天能量已经开始释放。从假相当位温的垂直梯度演变来看，强降水发生之前两站的梯度超过4 ℃/km，均具有下暖湿上干冷的不稳定层结，强降水发生后，娄底站的大气不稳定性减小，长沙站降为负值、大气层结稳定。
整个强降雨时段高比湿稳定维持(图12a)，为13 g/kg以上，强降雨发生前湿层位于对流层中层，到9日08:00降雨发展时，90%以上的湿层厚度变化不大，湿层高度迅速降低，800 hPa以下的低层相对湿度较高，低层大气趋于饱和，预示着对流性暴雨的接地。垂直风切变相对较小，在降雨最强时(9日20:00)降到最低，小于3 m/s(图12b)。较小的风切变有利于降雨过程中保持相对小的高空风速，减小对流云团的云砧，降低液态水在空中的蒸发，提高降水效率，为对流性降雨的出现提供环境条件。
2020年“6.9”湖南致灾暴雨过程主、客观预报均出现明显偏差，本文从环流背景、水汽条件、动力条件等方面进行偏差成因探讨，得到如下结论：
(1)高低空急流与低空涡旋的有利配置是导致“6.9”暴雨的主要影响系统，高空西风急流显著加强、低空两支暖湿气流汇合时段与降雨加强时段一致。
(2)湘西北、湘中中低层水汽以少见的气旋式涡旋路径传输至暴雨区，湘西中低层水汽以偏东路径输送为主。这支以涡旋形式输送的偏东气流数值模式均未能捕捉到，这可能是导致“6.9”暴雨落区漏报的关键原因之一。
(3)暴雨区中低层存在四支水汽传输通道，水汽源地主要为孟加拉湾和南海，即水汽输入主要来自南边界，西边界次之，且各边界水汽输入、输出均来自对流层低层，暴雨区域内水汽收入为正；
南边界、西边界水汽输入呈同位相特征，波峰阶段与暴雨时段相对应。另外，水汽局地变化中散度项贡献率大于垂直输送项，水平水汽通量辐合是暴雨区水汽来源的主要形式。
(4)暴雨发生阶段，地面至边界层为上升运动，最大辐合中心位于950 hPa附近，但强的上升运动和低层辐合、高层辐散有利配置存在一定的时间差；
垂直螺旋度分布下正上负，中心轴线随高度向南倾斜，为非经典对称的有利配置，位涡也表现为大值区与暴雨落区存在偏差，特别是湘西北、湘中区域。对流参数分析表明湘西、湘西北区域不稳定能量大值与暴雨落区不一致。
(5)大暴雨中心单站物理量特征分析发现，暴雨发生时均具有大的对流潜势，且存在下暖湿上干冷的不稳定层结，湿层高度下降至对流层低层，垂直风切变也较小，随着强降水的产生各参数断崖式下降，大气层结从不稳定转为稳定。
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