肖云，努爾夏提，馬博涵，李歡歡，馬中元

(1.新余市氣象局，江西 新余 338025；2.克州氣象局，新疆 克州 845350；3.江西省氣象科學研究所，江西 南昌 330046)

引言

極端降水事件是一種損害性大、突發(fā)性強的小概率事件，根據(jù)概率分布，近些年表現(xiàn)出極端降水出現(xiàn)概率增大，即更容易發(fā)生極端降水事件。我國氣象學者[1-8]在極端降水事件方面已經做了大量工作，研究了我國各地區(qū)的極端降水事件的變化特征，得出一些較有意義的結論。楊涵洧等[9]利用逐日降水資料對中國東部夏季極端降水進行檢測，并對轉變前后的特征進行對比分析，進而從海、陸對增溫的響應不同導致的環(huán)流調整給出成因分析。盧睿等[10]基于1961—2016年淮河流域四省(江蘇、安徽、河南、山東)逐日降水觀測資料及全球大氣再分析資料，利用K均值聚類、旋轉經驗正交函數(shù)分解對淮河流域夏季極端降水頻次分布進行了客觀分類，利用統(tǒng)計診斷和數(shù)值模擬的手段討論了其相關環(huán)流異常和形成機理。李湘瑞等[11]研究了1961—2016年中國北方東部地區(qū)夏季極端降水日數(shù)和極端降水貢獻率的年代際變化特征，并進一步分析了該地區(qū)極端降水和普通降水的大氣環(huán)流和水汽輸送的差異。遲靜等[12]利用ERA-Interim再分析資料、常規(guī)氣象觀測資料、CMORPH(CPC MORPHing technique)融合降水資料以及WRF(Weather Research and Forecasting)高分辨率數(shù)值模擬結果，對2017年7月13—14日吉林地區(qū)極端降水天氣過程的環(huán)流背景和觸發(fā)機制進行了分析。任偉等[13]利用NCEP再分析資料，結合HYSPLIT軌跡模式對 2018年6月25日發(fā)生在濟南遙墻國際機場的一次大暴雨過程的水汽條件及輸送過程進行了分析。刁秀廣和侯淑梅[14]利用多普勒天氣雷達VWP資料，結合探空資料和降水實況，對4次大暴雨降水過程雷達徑向速度和超低空西南急流特征進行了分析。趙海軍等[15]統(tǒng)計分析了2010—2017年山東臨沂地區(qū)暴雨過程中的多普勒雷達觀測資料，發(fā)現(xiàn)暴雨過程中風暴內的垂直環(huán)流是造成逆風區(qū)發(fā)生發(fā)展的直接原因。孫興池[16]應用常規(guī)觀測資料、NCEP 1°×1°再分析資料，分析了山東不同天氣類型的暴雨過程，發(fā)現(xiàn)在有冷暖空氣相互作用的鋒面過程中，地面倒槽頂部是首要的暴雨落區(qū)。張家國等[17]利用2008—2015年5—9月湖北省60例極端降水過程常規(guī)觀測資料和物理量資料及中尺度觀測資料，主要應用天氣診斷分析方法，研究了降水過程影響天氣系統(tǒng)的演變機制、熱力動力特征和強降水形成、維持原因，歸納出長江中游地區(qū)極端降水天氣類型主要有鋒面氣旋、西南渦切變、西南渦-東北氣旋、暖倒槽和登陸臺風5類，其中前兩類是最主要的極端降水類型。陳紅專[18]基于湖南省97個國家級地面氣象觀測站1981—2018年共38 a的逐日降水資料、常規(guī)高空和地面觀測資料、ERA-Interim再分析資料和臺風路徑資料，采用氣候統(tǒng)計、天氣學分析和分類合成方法，分析了湖南省極端降水的氣候特征，并對影響系統(tǒng)進行了分型研究。鐘敏等[19]選取1960—2012年共139例極端降水個例，對其降水特征、天氣形勢及物理量異常度進行了分類對比研究。

袁河位于江西省西部，發(fā)源于江西省武功山，經過萍鄉(xiāng)市蘆溪縣向東奔流，流經宜春、分宜、新余和樟樹市昌傅鎮(zhèn)以及新干縣三湖鎮(zhèn)，最后在樟樹市區(qū)注入贛江，為贛江水系，河道全長273 km，流域面積6 286 km2。目前針對袁河流域的極端降水機理和成因研究還很少。本文通過對袁河5次極端暴雨天氣過程的分析，總結歸納出袁河流域極端降水發(fā)生時天氣系統(tǒng)的位置及物理量、水汽通道、探空的具體特征，構建袁河流域極端降水天氣學概念模型，對提高袁河流域暴雨預報質量和提高該區(qū)域的防災減災能力，有重要的意義和作用。

1 資料和方法

1.1 指標站的選取和流域暴雨日、暴雨過程的界定

袁河流域將萍鄉(xiāng)、宜春、分宜、新余、新干、樟樹6個國家級地面氣象觀測站作為流域指標站(圖1)，流域降水量指6個指標站平均降水量。當24 h(20時—次日20時)降水量大于等于50 mm的指標站≥2站，即為一次流域暴雨天氣日；當暴雨日間隔不超過1 d時為一次暴雨天氣日；當暴雨日超過2 d為一次連續(xù)性暴雨過程。

圖1 袁河流域位置以及所經臺站Fig.1 Location of the Yuan River Basin and the stations it passes by

1.2 袁河流域極端降水天氣過程的選取

流域雨量采用算術平均法計算，即袁河流域雨量為萍鄉(xiāng)、宜春、分宜、宜春、新干、樟樹6個國家級地面氣象觀測站同時期的降水量平均。選取如下5次重要的暴雨天氣過程進行分析，分別是：①1982年6月14—16日(過程流域降水量為203.2 mm，過程持續(xù)時間為3 d)；②2012年7月15—16日(過程流域降水量為158.2 mm，過程持續(xù)時間為2 d)；③2019年7月7—9日(過程流域降水量為305.2 mm，過程持續(xù)時間為3 d)；④2019年6月22日(過程流域降水量為139.8 mm，過程持續(xù)時間為1 d)；⑤2020年7月9—10日(過程流域降水量為149.2 mm，過程持續(xù)時間為2 d)。如表1所示，過程③累計降水量最大，達305.2 mm；過程①累計降水量次之，為203.2 mm；過程②和過程⑤分列袁河流域近20 a連續(xù)2 d降水量累計的第一、第二位；過程④降水強度最大，1 d降水量為139.8 mm。

表1 5次極端降水過程6站點和袁河流域降水量Table 1 Precipitation of 6 stations and the whole Yuan River Basin during 5 extreme precipitation processes

1.3 軌跡模式介紹

借鑒美國HYSPLIT模式模擬分析氣流路徑的思路，假定質點的軌跡是隨著風場而運動的，軌跡是質點在空間和時間上的積分。質點所在位置的矢量速度在時間和空間上都是線性插值得出的，最終位置由初始位置P和第一猜測位置P′的平均速率計算得到，其具體計算公式如下：

P′(t+ Δt)=P(t)+V(P，t)Δt，

(1)

P(t+Δt)=P(t)+0.5[V(P，t)+V(P′，t+Δt)]Δt，

(2)

式中，t時刻間隔Δt時間后的質點的位置是由上一時刻的平均速度和第一測值所在點的速度平均后與時間步長的乘積而得到的。其中積分時間步長是1 h，模擬過程中輸入模式的資料均為NCEP GDAS 1°×1°再分析資料。引入簇分析的方法對軌跡進行聚類，其基本思想是按照軌跡路徑最接近的原則進行多條軌跡合并分組，即假設有N條軌跡，定義每個簇的空間方差為簇內每條軌跡與簇平均軌跡對應點的距離平方和，每條軌跡在起始時刻分別定義空間方差為零，且各自為獨立的一個簇，算出所有可能組合的兩個簇的空間方差，任選兩個簇合并為一個新簇，以使得合并后所有簇的空間方差之和比合并前增加最小，一直進行到所有軌跡合并成為一簇。

2 袁河流域暴雨日氣候特征

1960—2020年，袁河流域共有377個暴雨日，336個暴雨天氣過程，其中連續(xù)2 d以上的暴雨過程有38個，連續(xù)3 d的暴雨過程有3個。最大流域日降水量為151.7 mm，出現(xiàn)在1995年6月26日，超過100 mm的流域日降水量有19 d，最大流域過程降水量出現(xiàn)在2019年7月7—9日，達317.4 mm。袁河流域年平均有6.3個暴雨日，除1963年和1978年外，每年都有暴雨發(fā)生，最多暴雨日出現(xiàn)在1977年和2012年，達12 d。由1960—2020年暴雨日月分布(圖略)可以看出，袁河流域暴雨日數(shù)6月出現(xiàn)最多，達112 d，5月次之，為76 d，12月和1月出現(xiàn)的暴雨日最少，分別都只出現(xiàn)3 d。

3 袁河流域極端降水過程成因分析

3.1 天氣系統(tǒng)

如表2所示，5次極端降水過程有4次過程(過程①、②、③、⑤)都為較明顯的系統(tǒng)性降水，降水時間長(不少于2 d)，有相似的環(huán)流形勢和影響系統(tǒng)。主要表現(xiàn)在：袁河流域高層100 hPa處于南亞高壓東北側，為西北或者偏西輻散氣流控制；中層500 hPa副熱帶高壓(以下簡稱“副高”)588 dagpm等值線呈東北—西南走向位于東南沿海，584 dagpm線位于袁河流域上空或南北200 km內呈南北向擺動，且不斷有短波槽東移，700 hPa切變線位于袁河流域北側50 km到長江流域之間擺動，有時由西南急流建立；低層850 hPa袁河流域位于風速和風向切變線南側50～100 km處，降水最大時，時常有低渦環(huán)流形成，西南或南側有12 m·s-1以上西南急流建立，925 hPa有明顯低渦環(huán)流生成發(fā)展，袁河流域位于925 hPa低渦環(huán)流中心或者西南側，低層西南急流的強度和過程小時降水強度有很大關系。過程④屬于暖區(qū)降水，降水時間短(1 d)，但降水強度大，過程出現(xiàn)7站次30 mm·h-1的短時強降水。相比另外4次過程，此過程袁河流域高層100 hPa位于南亞高壓東南側，為偏北或東北氣流控制，中層500 hPa袁河流域位于副高588 dagpm線邊緣，584 dagpm線位于長江以北，700 hPa切變線位置偏北，袁河流域處于一致的西南氣流中，850 hPa有風速大于16 m·s-1強西南急流建立，且有較弱風速切變輻合，925 hPa袁河流域位于低渦切變線南側，有弱風速輻合。

表2 5次極端降水過程主要影響系統(tǒng)Table 2 Main circulation systems affecting 5 extreme precipitation processes

下一步先根據(jù)每次極端降水過程開始前20時到結束時20時逐小時資料，分別計算該次過程的平均場，再對5次極端降水過程計算總的平均場，以便分析總結極端降水過程影響系統(tǒng)的平均位置，以及動力、水汽等物理量的平均分布情況。

3.2 平均形勢場

極端降水發(fā)生過程中，袁河流域高空100 hPa(圖2a)和200 hPa(圖略)位于南亞高壓偏東位置，高空急流出口區(qū)右側，受偏北或西北輻散氣流控制，200 hPa我國東北地區(qū)存在一個-56 ℃的冷中心。500 hPa(圖2b)副高位于南海以東，脊線位于18°N左右，袁河流域處于584 dagpm槽前西南氣流控制中，風速約12 m·s-1，有利于來自孟加拉灣和南海的水汽輸送，中緯度地區(qū)為“兩槽兩脊”多波動型，兩個低槽分別位于巴爾喀什湖和貝加爾湖，有利于中高空北方弱冷空氣南下，溫度場上30°N附近存在弱的溫度鋒區(qū)。700 hPa(圖略)有兩個低渦環(huán)流分別位于我國西南地區(qū)和山東半島地區(qū)，華南大部受強盛西南氣流(風速為12 m·s-1)控制，長江流域存在風速和風向的切變線，袁河流域位于切變線南側西南急流中，溫度場上河北北部—河南—湖北西部—西南地區(qū)東部存在著一個東北—西南走向的溫度槽，華南大部為暖舌控制，西南急流與等溫線夾角很大，表面有很強的暖平流輸送。850 hPa(圖2c)華南大部為西南暖濕氣流控制，風速為10～12 m·s-1，溫度為20～22 ℃，西南低渦環(huán)流明顯，低

圖2 5次極端降水過程平均形勢場(a. 100 hPa， b. 500 hPa， c. 850 hPa， d. 925 hPa；棕線：高度，單位：dagpm；紅線：溫度，單位：℃)和每次過程中梅雨鋒的平均位置(e)Fig.2 Composite circulation pattern (a. 100 hPa, b. 500 hPa, c. 850 hPa, d. 925 hPa; brown isoline: geopotential height, units: dagpm; red isoline: temperature, units: ℃) of 5 extreme precipitation processes and mean position of Meiyu front (e) in each process

3.3 平均動力場

用渦度、散度和垂直速度表征動力場的物理量，5次極端降水過程平均動力場分布如圖3所示。100 hPa散度場(圖3a)上，長江以南都為高層輻散區(qū)，最大輻散中心位于云南和廣西交界處，為12×10-6s-1，袁河流域輻散強度在8×10-6～10×10-6s-1之間；渦度場(圖3a)上，云南和廣西交界處的輻散中心對應強的負渦度中心，中心值約為-30×10-6s-1，袁河流域負渦度為-20×10-6～25×10-6s-1。200 hPa散度場和渦度場(圖3b)上袁河流域位于輻散和負渦度中心，輻散中心強度約為-10×10-6s-1，負渦度中心為-35×10-6s-1。垂直運動場上，上升運動中心與100 hPa散度場輻散中心對應，上升運動中心在-24×10-2～-20×10-2Pa·s-1之間，袁河流域的上升運動為-16×10-2～-12×10-2Pa·s-1。500 hPa散度場(圖3c)上，江西北部都在-2×10-6s-1～0之間，接近0輻散，渦度為5×10-6s-1，渦度較弱；垂直速度場上，上升運動中心正好位于袁河流域附近，強度為-28×10-2～-24×10-2Pa·s-1。700 hPa(圖3d)袁河流域同時是正渦度中心、輻合中心和垂直上升運動中心，其散度輻合強度達-8×10-6s-1，渦度中心強度達20×10-6～25×10-6s-1，垂直上升運動達-24×10-2～-20×10-2Pa·s-1。850 hPa(圖3e)長江以南存在輻合和正渦度的兩個中心，一個位于廣西北部和貴州南部交界處，與形勢場上的西南低渦對應，中心輻合強度為-12×10-6s-1，正渦度強度為25×10-6s-1，同時該中心附近也存在上升運動中心，上升運動在-24×10-2～-20×10-2Pa·s-1之間。另外一個輻合中心和正渦度中心位于袁河流域，輻合中心強度為-8×10-6s-1，正渦度為20×10-6～25×10-6s-1，垂直上升運動弱，僅在-16×10-2～-12×10-2Pa·s-1之間。925 hPa動力場(圖3f)與850 hPa較為類似，同樣存在兩個輻合和正渦度中心，最強的中心相比850 hPa最強中心略微偏南，輻合中心強度達-12×10-6s-1，正渦度中心達25×10-6s-1，袁河流域處于較弱輻合和正渦度中心控制中，輻合中心強度為-8×10-6～-6×10-6s-1，正渦度中心在15×10-6～20×10-6s-1之間。

圖3 5次極端降水過程高空平均動力場(a. 100 hPa， b. 200 hPa， c. 500 hPa， d. 700 hPa， e. 850 hPa， f. 925 hPa；紅線：散度，單位：10-6 s-1；藍線：渦度，單位：10-6 s-1；色標：垂直速度，單位：10-2 Pa·s-1)Fig.3 Composite dynamic field (a. 100 hPa, b. 200 hPa, c. 500 hPa, d. 700 hPa, e. 850 hPa, f. 925 hPa; red isoline: divergence, units: 10-6 s-1; blue isoline: vorticity, units: 10-6 s-1; color scale: vertical velocity, units: 10-2 Pa·s-1) of 5 extreme precipitation processes

3.4 平均水汽場以及水汽輸送通道聚類分析

3.4.1 平均水汽場

本文通過比濕、相對濕度、水汽通量散度來表征水汽的物理量。如圖4所示，5次極端降水過程中水汽場有以下特征。(1)相對濕度場上，袁河流域從低層925 hPa到高層100 hPa都有較大的相對濕度，500 hPa以上有70%～80%的相對濕度，500 hPa以下相對濕度都在80%～90%之間。(2)比濕場上，從低層到高層呈現(xiàn)隨高度減小的趨勢，且低層925 hPa和850 hPa袁河流域位于高比濕區(qū)邊緣，其水汽含量在18～20 g·kg-1之間。(3)水汽通量散度場上，中低層700、850、925 hPa袁河流域都是水汽輻合的最強中心，850、925 hPa水汽通量輻合強度都在-14×10-8g·cm-2·hPa-1·s-1以上，700 hPa大于-4×10-8g·cm-2·hPa-1·s-1，500 hPa到高層100 hPa水汽通量輻合接近為0。

圖4 5次極端降水過程平均水汽場(a. 500 hPa， b. 700 hPa， c. 850 hPa， d. 925 hPa；紅線：水汽通量散度，單位：10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1；藍線：相對濕度，單位：%；色標：比濕，單位：g·kg-1)Fig.4 Composite water vapor field (a. 500 hPa, b. 700 hPa, c. 850 hPa, d. 925 hPa; red isoline: water vapor flux divergence, units: 10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1; blue isoline: relative humidity, units: %; color scale: specific humidity, units: g·kg-1) of 5 extreme precipitation processes

3.4.2 水汽輸送通道聚類分析

由于大氣中高層水汽含量很少，絕大部分集中于對流層中低層，因此選取500、1 500、3 000和5 000 m 四個層次分別作為模擬的初始高度，以H點(28°N，115°E)為中心代表袁河流域，采用HYSPLIT模式分別模擬每次極端降水過程開始前20時到結束時20時逐小時120 h后向(即前5 d)，時間步長為1 h。由于HYSPLIT模式數(shù)據(jù)從2005年5月開始，故過程①沒有資料。其余極端降水過程②、③、④、⑤中，500、1 500、3 000和5 000 m四個層次水汽的平均輸送路徑及對應路徑上的軌跡百分比見圖5。這4次極端降水過程每個層次有192條軌跡，四層共形成768條軌跡。

500 m水汽輸送的平均軌跡有4條(圖5a)，可以分為北方路徑和南方路徑。北方路徑占所有軌跡數(shù)的28%，來源于安徽北部，氣塊先往東移動，然后再南下到達袁河流域降水區(qū)。南方路徑占總軌跡數(shù)的72%，其中所有軌跡的10%產生于孟加拉灣，氣塊經過中南半島北部進入我國廣西，再經過湖南南部到達降水區(qū)；來源于我國南海的軌跡最多，占總數(shù)的61%，氣塊在南海產生后，經過我國海南后進入廣東西部，再北上進入袁河流域。

1 500 m水汽輸送的平均軌跡有8條(圖5b)，大致可以分為北方路徑、東北路徑、原地路徑和西南路徑。北方路徑較少，約占所有軌跡數(shù)的3%，來源于蒙古，南下進入袁河流域。東北路徑約占8%，產生于我國東海，氣團先西移，然后再由西南方向移動進入降水區(qū)，此條路徑產生的原因是4次極端降水發(fā)生過程中，原地路徑氣團產生于袁河流域周邊100 km以內，氣團產生后先向北移動，然后再南下進入降水區(qū)，此類路徑約占15%。西南路徑在1 500 m高空最多，一共占所有軌跡數(shù)的70%，其中有9%是產生于我國海南島附近，然后北移進入袁河流域，4%產生于印度半島以西，經過印度半島、孟加拉灣和中南半島，再進入我國南海，北上進入降水區(qū)。西南路徑最多的占軌跡數(shù)57%來自于孟加拉灣和中南半島南部，經過我國南海北上進入袁河流域降水區(qū)。

3 000 m高空水汽輸送的平均軌跡有6條(圖5c)。其中只有2%來自于我國新疆地區(qū)，長距離東移輸送至降水區(qū)；有19%來自于袁河流域西北500 km左右的地區(qū)，氣塊先向東北移動再由西南轉向進入袁河流域；其余79%均來源于袁河流域西南方向，其中19%來自于中南半島南部，東移后轉向進入我國南海，再北抬進入廣西，最后由東北方向移動進入袁河流域；來自于孟加拉灣附近區(qū)域的最多，占軌跡總數(shù)的59%，該氣團經過中南半島北部進入我國廣西，然后朝東北方向輸送至袁河流域。

5 000 m高空水汽輸送的平均軌跡有7條(圖5d)。其中西北路徑有3條，占軌跡總數(shù)的20%；西南路徑有4條，占軌跡總數(shù)的80%。有9%的經過我國新疆地區(qū)，然后自東南方向長距離輸送至降水區(qū)；11%的軌跡來源于我國西南地區(qū)，而后東移至袁河流域。西南路徑中，占個例總數(shù)的18%來源于我國云南西部，20%來源于我國南海，其余43%來源于孟加拉灣及其以西洋面。

圖5 不同高度層(a. 500 m， b. 1 500 m， c. 3 000 m， d. 5 000 m)水汽輸送平均軌跡以及對應軌道的數(shù)量和百分比Fig.5 Average trajectories of water vapor transport at different altitudes (a. 500 m, b. 1 500 m, c. 3 000 m, d. 5 000 m) and the number and percentage of corresponding trajectories

水汽通道的建立與環(huán)流形勢有很大關系，通過對500、1 500、3 000和5 000 m四個層次共計768條軌跡的聚類分析，可以得到袁河流域極端降水上空的水汽路徑總體上可以歸納為5條。它們主要來源于孟加拉灣附近、中南半島南部和云南南部等地區(qū)，從低層500 m到中高層5 000 m都有這樣的西南水汽通道，占768條軌跡的60%。該水汽通道建立的原因，首先是袁河流域極端降水發(fā)生時，副高偏強，500 hPa袁河流域正好處于東北—西南走向的588 dagpm線附近，中高層西南氣流強盛，此時對于氣團的后向軌跡追蹤，就會追蹤到來源孟加拉灣附近、中南半島南部和云南南部的西南水汽通道；其次是來源于我國南海的南方路徑，主要位于1 500 m以下，占軌跡總數(shù)的15%，此路徑產生的原因是袁河流域西南方向受云貴高原阻擋，低層水汽無法翻越高原，只能繞道向南或通過南方水汽通道到達袁河流域降水區(qū)；再者是來源于蒙古或者渤海灣附近低層1 500 m以下的北方路徑，占所有軌跡數(shù)的10%，此通道主要產生于袁河流域降水減弱或停止的降水間歇期，低層切變輻合系統(tǒng)南壓到袁河流域以南，此時袁河流域上空為偏北或西北氣流控制，故產生水汽通道的北方路徑；然后是袁河流域降雨區(qū)附近及其以西500 km左右的水汽輸送，占9.5%，此水汽通道產生原因是近低層產生的氣旋波或降水系統(tǒng)就在袁河流域附近，且移動緩慢少動；最后是來源于我國新疆及其以西地區(qū)、西南地區(qū)西部，主要位于5 000 m中高層的西北路徑，占軌跡總數(shù)的5.5%，此水汽通道產生的原因是高層低槽東移到袁河流域以東，降水區(qū)上空處于西北氣流控制，此時氣團后向軌跡追蹤就會產生西北路徑的水汽通道。不同層次的軌跡從東、南、西、北4個方向向袁河流域降水區(qū)集中，其中以孟加拉灣附近以及中南半島西南路徑水汽輸送貢獻最大，其次是來源于我國南海的南方路徑。

3.5 t-lnp探空資料分析

選取與袁河流域極端降水過程相同月份(即6—7月)中7次一般性暴雨天氣過程，分別是1993年7月1日(50.5 mm)、1994年6月17日(51.6 mm)、1995年6月7日(51.7 mm)、2007年6月13日(53.6 mm)、2008年6月10日(50.8 mm)、2017年6月21日(55.9 mm)、2017年6月25日(53.3 mm)，以(28°N，115°E)作為袁河流域探空代表點做極端降水發(fā)生前20時與一般性暴雨發(fā)生前20時的平均t-lnp探空分析(圖6)?？梢园l(fā)現(xiàn)，袁河流域極端性降水比一般性暴雨天氣過程，能量條件更好，降水對流性更強，水汽條件也更為充沛。袁河流域極端降水發(fā)生前(圖6a)低層為濕區(qū)，中高層為相對干層，主要表現(xiàn)為：750 hPa以下溫度露點差小于4 ℃，750～350 hPa溫度露點差大于4 ℃，600～450 hPa溫度露點差大于5 ℃，整層大氣可降水量約82.7 mm；風隨高度順轉，有暖平流存在，低空(850～700 hPa)西南風風速在10 m·s-1左右，急流尚未形成，1 000～500 hPa垂直風切變在8 m·s-1左右；0 ℃層和-20 ℃層分別位于650 hPa和450 hPa，抬升凝結高度(lifting condensation level，LCL)為947 hPa，自由對流高度(level of free convection，LFC)為806 hPa，平衡高度(equilibrium level，EL)為169 hPa；對流有效位能(convective available potential energy，CAPE)約為950 J·kg-1，近地面層有一定的對流抑制，對流抑制能(convective inhibition，CIN)約為80 J·kg-1。而袁河流域一般性暴雨天氣過程發(fā)生前20時(圖6b)降水區(qū)上空為整層高濕，地面至200 hPa等露點線和等溫線接近，850～200 hPa溫度露點差都在1 ℃以下，不存在中高層的干層；整體風隨高度順轉，有弱的暖平流，垂直風切變較大，1 000～500 hPa風速差在14 m·s-1左右；0 ℃層和-20 ℃層高度比出現(xiàn)極端降水時高，分別位于560 hPa和350 hPa，EL由169 hPa降低到389 hPa，LFC由806 hPa升高到735 hPa，LCL更低，為970 hPa；CAPE和CIN都比發(fā)生極端降水時低，分別為120 J·kg-1和32 J·kg-1。

圖6 降水過程發(fā)生前20時平均t-lnp圖(a. 5次極端降水過程, b. 7次一般暴雨過程)Fig.6 Composite t-lnp diagram at 20:00 before precipitation processes (a. 5 extreme precipitation processes, b. 7 general rainstorm processes)

3.6 地形對降水的影響

袁河流域所經的6個站點海拔高度都在200 m以下，其中萍鄉(xiāng)為118.7 m，宜春為132.3 m，分宜為94.9 m，新余為82.9 m，新干為47.7 m，樟樹為66.2 m，整體呈現(xiàn)西高東低的走勢。其中萍鄉(xiāng)東南側、宜春西南側為武功山，海拔高度約為1 900 m，新干東北側、樟樹東北側為閣皂山，海拔高度約為800 m(圖7)。通過分析發(fā)現(xiàn)，萍鄉(xiāng)站的喇叭口地形對于過程①和過程③造成該地區(qū)降水量明顯偏大有重要影響，原因在于過程①和過程③地面梅雨鋒都位于袁河流域附近，且為東北—西南走向，低層影響系統(tǒng)氣旋性切變由西部進入萍鄉(xiāng)，然后沿著低層切變線東移北抬或者南壓時，由于萍鄉(xiāng)處于朝西南開口的喇叭口中，低層氣旋波受山脈影響會停滯，移動減慢，故造成萍鄉(xiāng)受其影響降水時間增長，萍鄉(xiāng)站雨量最大，形成這兩次過程袁河流域雨量西多東少的格局；其余幾次過程萍鄉(xiāng)降水量低于流域平均值，原因是低層系統(tǒng)不是由西部東移進入袁河流域，且與低層中小尺度系統(tǒng)的位置有很大關系。

圖7 袁河流域周邊地形分布(色階為海拔高度，單位：m)Fig.7 Terrain distribution around the Yuan River Basin(color scale for altitude, units:m)

4 小結和討論

通過對1960—2020年袁河流域暴雨發(fā)生時間和5次極端降水的天氣形勢、主要影響系統(tǒng)、物理量場的診斷分析以及120 h后向軌跡模擬結果的聚類分析，得到以下結論：

(1)袁河流域平均每年有6.3個暴雨日，6月暴雨日最多，12月—次年1月暴雨日最少。

(2)袁河流域極端降水發(fā)生時，高層袁河流域處于南亞高壓東側輻散氣流中，中層副高位置適中，受584 dagpm線附近的西南氣流控制，低層正好處于切變線上，且有強盛的西南氣流向降水區(qū)輸送能量和水汽。

(3)物理量場上，袁河流域附近低層輻合、高層輻散，垂直速度場、水汽分布、水汽通量散度場以及平均層結特征都有利于該區(qū)域出現(xiàn)暴雨天氣。

(4)HYSPLIT模式后向軌跡表明，袁河流域極端降水上空的水汽路徑總體上可以歸納為5條。來源于孟加拉灣附近、中南半島南部和云南南部的西南水汽路徑最多，占軌跡總數(shù)的59.5%；其次是來源于我國南海的南方路徑，主要位于1 500 m以下，占軌跡總數(shù)的15%。

對袁河流域極端降水發(fā)生的平均形勢場、平均影響系統(tǒng)、平均物理量場和平均后向軌跡都進行了分析，但仍存在不少需要進一步探討的研究。①在(影響系統(tǒng))南北風交匯處附近，數(shù)值上取平均會使5次極端降水的物理量中有方向的特征場特征值偏小，不利于指標在實際天氣過程中的應用。②只是討論了降水發(fā)生時有利的形勢特征、影響系統(tǒng)特征、物理量特征以及氣塊后向軌跡特征，但對于降水發(fā)生的持續(xù)性研究還需要做更深入的工作。