貴州銅仁一次持續性暴雨水汽收支定量分析

呂春艷，陳軍，劉藝朦，楊群，向楠，符晴

(1.貴州省銅仁市氣象局，銅仁 554000；2.海南省氣象探測中心，?？?570203；3.貴州省印江縣氣象局，印江 555200）

引言

暴雨由于持續時間久，累積降水量大，常引起城市洪澇、山體滑坡、泥石流等災害，造成嚴重的經濟損失和人員傷亡(陳文等，2013)。它是我國主要的氣象災害之一，主要發生在亞洲夏季風爆發和盛行時期(陶詩言，1980)。在全球變暖背景下，極端降水事件增多，強度增大，暴雨災害造成的損失日趨嚴重，影響也越來越大(Jiang et al.，2014；Ma et al.，2015)，因此加強對暴雨形成機制的理解和預報方法的研究極為重要。

充沛的水汽供應是暴雨發生、發展和維持的重要條件。暴雨的發生，不僅需要暴雨區大氣柱中的水汽含量高，還需要大氣環流將外部的水汽源源不斷地向暴雨區輸送并產生局地輻合(陶詩言，1980)，因此暴雨過程的水汽輸送一直是氣象學者的研究重點。夏季影響中國大陸的水汽輸送在低緯地區主要有三條通道，分別是南亞季風影響的西南通道、南海季風影響的南海通道和副熱帶季風影響的東南通道，在高緯還有一條很弱的受西風帶影響的西北通道(Simmonds et al.，1999；田紅等，2004；王婧羽等，2014；孫建華等，2016)，其中西南通道和南海通道是我國西南地區暴雨的主要水汽來源(陳紅專等，2019；李曉容等,2020；王欽等，2022)。上述對水汽輸送的研究主要基于歐拉方法，該方法無法定量估計各水汽輸送對暴雨的具體貢獻，因此一些學者利用基于拉格朗日方法的HYSPLIT4 (Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model)模式來客觀識別水汽源地并定量估計各源地貢獻。如王佳津等(2015)分層次研究了四川盆地夏季暴雨的水汽輸送情況，指出950 hPa 的水汽源地有四個，其中阿拉伯海-孟加拉灣地區的水汽輸送貢獻最大(44.1%)，中南半島-南海地區的水汽貢獻次之(33.1%)，巴爾喀什湖地區(15.7%)和貝加爾湖地區(7.1%)的水汽貢獻相對較弱。850 hPa也有四個水汽源地，阿拉伯海地區的水汽最重要(89.4%)，從巴爾喀什湖-貝加爾湖來的干冷空氣相對較弱(6.3%)，而孟加拉灣(3%)和局地(1.3%)水汽貢獻非常小。施逸等(2022)也追蹤了1961—2010年中國東部地區各雨季不同垂直層上水汽輸送路徑與水汽貢獻。受地形影響，孟加拉灣通道的水汽主要輸送至暴雨區700 hPa，其它低緯洋面的水汽主要輸送到850 hPa 及以下高度(王佳津等，2015；陳紅專等，2019)，源于中緯西風帶的水汽輸送主要集中在對流層中上層(周曉霞等，2008；施逸，2022)。

銅仁位于貴州東北部，武陵山區腹地，西高東低，在其中部有一近南北向的主峰“梵凈山”，最高海拔2 572 m。受梵凈山阻擋，當低層盛行偏東氣流時，梵凈山東側常發生強降水(陳軍等，2020)，此外西南風水汽輸送對強降水過程也有重要影響(周濤等，2017；廖洪敏等，2020)。以往對銅仁暴雨的研究主要集中在大氣環流背景、環境場等方面(陳軍等，2020；聶云等，2021；楊群等，2016,2021)，而針對水汽輸送特征及源地等問題的研究較少。2014年7月13—16日，銅仁出現持續性暴雨，強降水導致銅仁多個區縣發生城市內澇，錦江河水暴漲，機場航班延誤，多條高速公路關閉，湘黔鐵路中斷(杜小玲等，2016)，造成嚴重的經濟損失。本文分析了此次暴雨過程的環流背景、水汽輸送特征，并利用HYSPLIT4 模式確定水汽源地及各源地貢獻，以期加深對銅仁暴雨形成機理的認識，把握銅仁暴雨發生的先兆信號，為提高銅仁暴雨預報預警業務及服務能力提供參考依據。

1 資料與方法

1.1 資料說明

使用的數據包括：(1)貴州銅仁181 個站點(包含國家站和區域站)逐小時降水量資料；(2)歐洲中期天氣預報中心第五代大氣再分析數據集(ERA5)，包括高度場、風場、比濕等，水平分辨率為0.25°×0.25°；(3)NCEP GDAS(National Centers for Environmental Prediction,Global Data Assimilation System)全球再分析數據，時間分辨率為6 h，水平分辨率為1.0°×1.0°，垂直方向共17 層(1 000—10 hPa)，用來基于HYSPLIT4 模式對氣塊軌跡進行追蹤；(4)全球1 km 基礎高程的ETOPO2V2地形數據，來源于美國國家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration,NOAA)網站(https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/topo/topo.html)。以上數據選取時段為2014年7月13—16日。

1.2 HYSPLIT4模式及模擬方案

本文使用美國國家海洋和大氣管理局空氣資源實驗室和澳大利亞氣象局聯合研發的基于拉格朗日方法計算的HYSPLIT4 模式(Draxler and Hess,1998)。HYSPLIT4模式分析氣流軌跡的思路是假設空氣中的粒子隨風飄動，粒子的移動軌跡是其在時間和空間上位置矢量的積分，最終位置由初始位置和第一猜測位置決定(Draxler and Hess，1998)。

為深入研究銅仁暴雨時段(2014年7月13日20時—16日20時，北京時，下同)水汽輸送特征，將模擬區域設置為107.5°—109.5°E，27°—29.5°N，水平分辨率為0.5°×0.5°，模擬空間的軌跡初始點有30個。垂直方向上選取1 500 m(850 hPa)、3 000 m(700 hPa)和5 500 m(500 hPa)為模擬的起始高度，后向追蹤所有空氣塊的三維運動軌跡，每6 h輸出一次軌跡點的位置，利用GDAS資料插值得到相應位置的物理屬性，如氣溫、比濕等。

1.3 水汽收支及水汽源地定量貢獻

為了估計水汽輸送對目標區域暴雨的影響，本文計算了整層大氣水汽通量，公式如下

由于300 hPa 高度以上的空氣非常干燥，對水汽輸送的貢獻不大(Sun et al.,2014)，因此本文從地面到300 hPa 對水汽通量進行積分。公式（1）包含了緯向(Qlat)和經向(Qlon)的水汽輸送通量

各邊界緯向(Alat)和經向(Alon)的水汽收支量：

公式中，q、g、ps、和Q分別代表比濕，重力加速度，地表氣壓，水平風速和水汽通量，x1、x2和y1、y2為邊界的起始、終點經度和緯度(劉菊菊等，2019)。通過公式(4)和(5)，計算了目標區域東、西、南、北四個邊界的水汽收支，而目標區域水汽凈收支取決于四個邊界的水汽收支和。

根據江志紅等(2011)定義水汽通道貢獻率的方法，本文將初始點后向追蹤120 h 的三維運動軌跡劃分為不同的水汽源地，并計算不同源地對目標區域暴雨的水汽貢獻。

其中，Qs為水汽貢獻率，qlast為最終位置的比濕，m為水汽源地所包含的軌跡條數，n為總軌跡數。

2 降水實況與環流形勢

2014 年7 月13 日夜間銅仁東北部開始出現強降水，14 日白天降水范圍逐漸擴大，強降水區域位于銅仁中部偏北一帶，最大小時雨量為125.4 mm(石阡甘溪鎮)。其中14日07—13時松桃九江鎮小時雨量一直大于20 mm(最大為72.9 mm)，導致該地區24 h降水量達272.5 mm。此階段為此次持續性暴雨的發展階段，以局地強降水為主(圖1a)。之后強降水繼續發展，范圍擴大，強中心位置南移至銅仁中部偏南一帶，有134站降水量達50 mm以上，最大小時雨量為47 mm(印江合水鎮，15 日00—01 時)。此階段小時雨量不及發展階段，但強降水時間維持長，24 h 最大累積降水量為300.4 mm(松桃大興街道)。該階段為暴雨強盛階段，以區域性強降水為主(圖1b)。15日20時—16日20時為暴雨減弱階段，降水強度減弱，范圍北縮(圖1c)。

圖1 銅仁市2014年7月13日20時—14日20時(a)、14日20時—15日20時(b)、15日20時—16日20時(c)和13日20時—16日20時(d)的累積降水量(單位：mm)的空間分布Fig.1 The spatial distribution of accumulated precipitation(unit:mm)in Tongren(a)from 20∶00 BT 13 to 20∶00 BT 14,(b)from 20∶00 BT 14 to 20∶00 BT 15,(c)from 20∶00 BT 15 to 20∶00 BT 16,and(d)from 20∶00 BT 13 to 20∶00 BT 16 July 2014

此次暴雨過程累積降水量大，最大為547 mm。降水大值區主要出現在思南、印江、江口和松桃境內(圖1d)，其中印江、松桃、思南、江口城區累積降水量分別達384.7 mm、361.5 mm、339.7 mm和309.1 mm，均突破歷史極值(楊群等，2016)。

圖2 為2014 年7 月13—15 日對流層高、中、低層環流形勢圖，從圖2a可見，暴雨發展階段，位于日本海上空的副熱帶西風急流中心強度達55 m·s-1，一直向西延伸到四川北部。南壓高壓向東伸展影響我國西南地區東部。500 hPa中高緯穩定維持“兩槽一脊”的形勢，高壓脊位于貝加爾湖西側，西部槽位于烏拉爾山，東部槽位于東亞，東亞大槽槽底區域對應高空急流。西太平洋副熱帶高壓(以下簡稱副高)位置偏西、偏北，穩定控制貴州南部以南區域，在其西北側穩定維持近東西向的短波槽，此時銅仁位于南亞高壓東側、西風急流入口區右側和副高西北側短波槽前，高層有很強的輻散(高曉梅等，2023)。700 hPa和850 hPa偏南氣流顯著，在銅仁有明顯的風速輻合，同時850 hPa銅仁中北部存在暖式切變線(圖2d、g)。

隨著東亞西風急流右后側向南移動靠近銅仁，高層輻散氣流更強。700 hPa 在貴州北部出現切變線，西南氣流增強達到急流強度，銅仁位于急流左側，850 hPa 偏南氣流增強，兩者相互作用向暴雨區輸送更多的水汽、熱量和動量，使得銅仁低層輻合更明顯，降水更強(圖2b、e、h)。暴雨減弱階段，南壓高壓西退，西風急流東縮至安徽，副高東退南壓至廣西東南部，高層仍有強輻散。700 hPa和850 hPa在貴州北部有明顯的低渦切變，此時偏南急流位置北抬，導致明顯輻合區位于銅仁北部(圖2c、f、i)，強降水中心位置北移。

3 水汽輸送特征和水汽收支分析

3.1 水汽輸送特征

從地面到300 hPa對暴雨時段的水汽進行積分得到了整層水汽通量及其散度的分布(圖3)。暴雨發展階段(圖3a)，影響銅仁暴雨水汽主要源于阿拉伯海、孟加拉灣，經中南半島向北輸送到銅仁；還有部分水汽直接從南海向北輸送到銅仁，使得水汽在銅仁發生明顯輻合(圖3b)。隨著印度半島熱帶氣旋向西移動，源于阿拉伯海、孟加拉灣的更多水汽被輸送到銅仁。然而由于臺風“威馬遜”加強，源于南海的部分水汽隨著臺風環流在菲律賓群島附近發生輻合，少量水汽繼續向北輸送到銅仁(圖3c)。此時銅仁水汽輻合增強，與降水強度增強相對應(圖3d)。

暴雨減弱階段，印度半島熱帶氣旋繼續西移，導致從阿拉伯海、孟加拉灣向東、向北輸送到銅仁的水汽減少。同時臺風“威馬遜”西移，副高東退南壓，少量水汽從北印度洋一直向東輸送，在“威馬遜”影響下，從南海直接向北輸送到銅仁的水汽也減少(圖3e)。此次過程，副高和印度半島熱帶氣旋穩定維持將源于阿拉伯海、孟加拉灣和南海的水汽源源不斷的輸送到銅仁，這為暴雨的發生提供了充沛的水汽條件。

3.2 暴雨區水汽收支分析

通過對水汽通量的分析，發現影響銅仁持續性暴雨的水汽主要源于銅仁南側海洋，為了理清楚這些水汽在垂直方向上的分布，將整層空氣柱分成500—300 hPa(高層)、700—500 hPa(中層)和地面—700 hPa(低層)來定量分析銅仁四個邊界水汽的收支(圖4)。

暴雨發展階段，水汽通過西邊界、南邊界進入銅仁，通過北邊界、東邊界流出銅仁。南邊界低層水汽流入值最大，到了中高層，隨著比濕減少，水汽流入值減??；西邊界由于海拔相對較高，水汽流入值在中層最大，高層次之，低層最小。北邊界水汽流出值從低層到高層遞減；東邊界水汽流出值在中層最大，低層次之，高層最小。通過計算各層水汽凈收支，發現水汽凈流入在低層最大，中層次之，高層最小，整層水汽凈流入為1 756.67 kg·s-1(圖4a1—a4)。

暴雨強盛階段，通過南邊界和西邊界的水汽流入顯著增加，分別為5 063.86 和2 700.91 kg·s-1，南邊界整層水汽流入顯著增加，西邊界在低層增加，在中層略微減少。與發展階段相比，南(西)邊界水汽流入值增加了1 421.99(318.04)kg·s-1。雖然東邊界的水汽流出值增加了1 821.11 kg·s-1，但北邊界在低層水汽流出值顯著減少，且中層和高層由水汽流出變為水汽流入，整層水汽流出值減少827.63 kg·s-1，為2 503.12 kg·s-1，比發展階段增加了446.55 kg·s-1。

暴雨減弱階段，西邊界水汽流入顯著減少，為1 975.86 kg·s-1，其中，中高層流入值比前兩個階段小,而低層比強盛階段小(小179.39 kg·s-1)，但比發展階段大(大298.3 kg·s-1)；南邊界水汽流入值在低層繼續增加至4 296.31 kg·s-1，在中層與強盛階段相當，為1 175.9 kg·s-1，在高層略微減少，整層水汽凈流入值為5 549.56 kg·s-1，較強盛階段略微增加。東邊界水汽流出值為4 602.86 kg·s-1，比強盛階段減少600.77 kg·s-1，但比發展階段增多1 220.34 kg·s-1。北邊界整層水汽流出值比強盛(發展)階段減少(增加)410.06(417.57)kg·s-1，為475.59 kg·s-1。

綜上，暴雨時段水汽主要通過西邊界和南邊界進入銅仁，這與水汽通量表現一致。南(西)邊界的水汽流入增多、北邊界水汽流出顯著減少是導致水汽集中在銅仁，進而產生強降水的主要原因。

4 水汽來源追蹤和水汽源地定量分析

4.1 24 h和48 h水汽來源特征

暴雨發生前24 h、48 h 是預報預警和防汛減災的關鍵時段，因此本文利用HYSPLIT4 模式分析暴雨時段區域內所有空氣塊后向追蹤24 h(圖5)和48 h(圖6)的高度、比濕和相對濕度的分布。從圖5 可見，影響銅仁暴雨的大部分空氣塊源于銅仁南側地區，最遠可追蹤到南海，輸送到暴雨區850 hPa、700 hPa 和500 hPa。大部分空氣塊高度在1 500 m 以下，比濕在11～22 g·kg-1之間，相對濕度為70%～98%；少數空氣塊在1 500～3 000 m 之間，比濕約8 g·kg-1，相對濕度為60%～70%(圖5a1、b1、c1、a2、b2、c2)；極少量空氣塊高度在4 500～6 000 m之間，比濕在2～6 g·kg-1之間，相對濕度為30%～60%(圖5a3，b3，c3)。

圖6 同圖5，但為48 hFig.6 Same as Fig.5,but for 48 h

其余空氣塊來自銅仁以北地區，最遠可追溯到甘肅，主要輸送到暴雨區500 hPa，高度在4 500～6 000 m之間，其中少量空氣塊輸送到850 hPa和700 hPa，高度在3 000 m左右(圖5a1—a3)。來自銅仁北側空氣塊的比濕和相對濕度明顯小于來自其南側地區的空氣塊，且緯度越高，比濕和相對濕度值越小，比濕在1～4 g·kg-1之間，相對濕度為70%～100%(圖5b1—b3、圖5c1—c3)。當空氣塊輸送到銅仁上空850 hPa、700 hPa和500 hPa時水汽所有增加，相對濕度為80%～100%，比濕分別在11～13 g·kg-1、8～9 g·kg-1和5 g·kg-1之間。

對空氣塊后向追蹤48 h顯示(圖6)，源于銅仁南側的空氣塊最遠追溯到南海和中南半島，輸送到暴雨區850 hPa的空氣塊高度低于1 500 m，比濕為18～22 g·kg-1，相對濕度為74%～94%(圖6a1—c1)；暴雨區700 hPa 的空氣塊來自3 000 m高度以下，比濕為12～17 g·kg-1，相對濕度為76%～94%(圖6a2—c2)；暴雨區500 hPa 空氣塊來自較高高度，最高達6 000 m，比濕為4～15 g·kg-1，相對濕度為76%～95%(圖6a3—c3)。源于銅仁北側的空氣塊最遠可以追蹤到新疆地區，其中大部分空氣塊來自4 500～7 500 m高度，主要輸送到暴雨區500 hPa，比濕小于2 g·kg-1，相對濕度位10%～70%；少量空氣塊高度在4 500 m以下，主要輸送到暴雨區850 hPa和700 hPa，比濕和相對濕度分別在2～4 g·kg-1、10%～40%之間。

4.2 120 h水汽來源特征

由前面分析可見，隨著后向追蹤時長增加，源自銅仁南側的空氣塊可追蹤到海洋上(南海)，而海洋是陸地降水的主要水汽源地，因此本文繼續分析了后向追蹤120 h的軌跡分布(圖7)。源于銅仁南側的空氣塊來自南海、孟加拉灣和阿拉伯海，高度在1 500 m以下(圖7a1—a3)，比濕為10～20 g·kg-1，相對濕度為70%～94%(圖7b1—b3、圖7c1—c3)。來自銅仁北側的空氣塊大部分來自銅仁以北至歐亞大陸，少數來自大西洋。由于源于歐亞大陸和大西洋的空氣塊所處高度高(高5 000 m以上)，水汽含量少，因此比濕接近0 g·kg-1，相對濕度低于30 %。受西風帶影響，這些空氣塊在120 h內輸送的距離遠大于來自低緯地區的空氣塊。

圖7 同圖5，但為120 hFig.7 Same as Fig.5,but for 120 h

4.3 120 h水汽源地和源地定量貢獻

由于降水的水汽主要來自海洋，因此根據后向追蹤120 h空氣塊的軌跡分布，將水汽源地劃分為4個區域(圖8a)，分別是阿拉伯海-印度半島西部(A)、印度半島東部-孟加拉灣(B)、銅仁以南-南海及附近島嶼和海域(C)和暴雨區以北至歐亞大陸(D)。從圖8b為不同水汽源地不同高度層對銅仁暴雨的貢獻率，可見C區的水汽總貢獻率(850 hPa、700 hPa和500 hPa 之和)最大，為48.29%，B 區(32.17%)次之，A 區(10.47%)和D 區(9.07%)最小，其中源地C、源地B和源地A的水汽貢獻率總和達90.93%，表明影響銅仁暴雨的水汽主要來自低緯海洋。

圖8 不同水汽源地(a)以及不同水汽源地不同高度層對銅仁暴雨的貢獻率(b)(A表示阿拉伯海-印度半島西部、B表示印度半島東部-孟加拉灣、C表示銅仁以南-南海及附近島嶼和海域、D表示暴雨區以北至歐亞大陸區域)Fig.9 (a)The distribution of four water vapor source regions and(b)the contribution percentage of the these water vapor source regions to rainstorm in Tongren(A,B,C and D represent the Arabian Sea-the west of the Indian Peninsula,the east of the Indian Peninsula-the Bay of Bengal,the south of Tongren-South China Sea and its adjacent islands and waters,and the north of Tongren to Eurasia,respectively)

來自銅仁以南—南海及附近島嶼和海域(C)的水汽在850 hPa、700 hPa 和500 hPa 的貢獻率分別為55.82%、45.4%和41.26%。該區域距離銅仁近，位于低海拔的空氣塊攝取C區大量水汽，沿途所經區域地勢相對平坦，且無明顯天氣系統影響和截留(圖2)，這些水汽能很好的留在空氣塊中，最終隨空氣塊輸送到銅仁。來自印度半島東部-孟加拉灣(B)的水汽向東向北輸送過程中受地形影響，水汽貢獻在850 hPa(27.85%)要低于700 hPa (40.35%)，500 hPa 與850 hPa相當，為27.23%。

阿拉伯海區域是三個洋面中對銅仁暴雨貢獻最小的區域，原因有兩點，一是該區域離銅仁距離較遠，該區域的大部分空氣塊在120 h 內還沒被輸送到銅仁；二是受印度半島熱帶氣旋影響，部分水汽被輸送到印度半島北部(圖3)。850 hPa、700 hPa 和500 hPa的水汽貢獻率分別為0.7%、10.25%和25.01%，貢獻率從低層到高層遞增，是因為源于低海拔的空氣塊在低層(850 hPa 和700 hPa)受地形等因素影響，在120 h 內從A 區輸送到銅仁的空氣塊數要小于500 hPa(圖7)。D 區的空氣塊由于路途遙遠且來自高層，攜帶的水汽極少，因此它的貢獻率最小。從850 hPa、700 hPa 和500 hPa的總貢獻率來看，850 hPa和700 hPa是銅仁暴雨主要的水汽貢獻層，貢獻了近3/4 的水汽。500 hPa的總貢獻率最小，為26.01%。

5 結論與討論

本文利用降水觀測數據、ERA5 和NCEP GDAS再分析數據對銅仁一次持續性暴雨過程的大氣環流形勢、水汽收支、水汽源地和源地定量貢獻進行了分析，得出主要結論如下：

(1)東伸的南亞高壓和高低空急流的耦合作用共同增強低層輻合、高層輻散的動力機制，利于水汽輻合上升凝結，形成降水。中層穩定控制貴州南部以南地區的副高及其西北部的短波槽與低緯印度半島的熱帶氣旋協同作用，建立明顯的水汽輸送通道，將海上的水汽源源不斷向暴雨區輸送。同時低層西南急流和副熱帶西風急流耦合作用使得低空西南急流穩定維持，不斷向暴雨區輸送水汽、動量和熱量，利于水汽在暴雨區輻合上升產生強降水。

(2)暴雨期間，水汽通過西邊界和南邊界進入銅仁，通過西邊界的水汽主要集中在中層，通過南邊界的水汽主要集中在低層，這與地形有關。水汽流出通過東邊界和北邊界，東邊界整層都有水汽流出，且高度越低，水汽流出值越大；北邊界在低層為水汽流出層，在中上層由于受天氣系統的影響，在降水強盛時期會從水汽流出層轉變為水汽流入層。中低層是暴雨時段水汽凈流入層，且降水越強，水汽凈流入值越大。

(3)影響銅仁暴雨的空氣塊主要來自阿拉伯海、孟加拉灣、南海，位于較低的高度上，比濕為10～20 g·kg-1，相對濕度為70%～94%；少量空氣塊來自銅仁以北至歐亞大陸、大西洋（所處高度較高），比濕接近0 g·kg-1，相對濕度在0%～30%之間。當這些空氣塊輸送到銅仁上空的850 hPa、700 hPa和500 hPa時，相對濕度變為80%～100%，比濕分別在11～13 g·kg-1、8～9 g·kg-1和5 g·kg-1左右。

(4)此次過程水汽源地主要為銅仁以南-南海及附近島嶼和海域、印度半島東部-孟加拉灣、阿拉伯海-印度半島西部，水汽貢獻率分別為48.29%、32.17%和10.47%。除此之外，銅仁以北至歐亞大陸、大西洋的水汽也有一定貢獻。850 hPa和700 hPa是主要水汽貢獻層，總貢獻率分別是38.1%、35.89%，為銅仁暴雨的發生貢獻了近3/4 的水汽，剩下1/4 水汽由500 hPa貢獻。

本文從水汽輸送角度揭示了銅仁暴雨的動力機制，即穩定的大氣環流形勢背景下，印度半島熱帶氣旋與穩定少動的副高持續協同影響建立明顯的水汽輸送通道，使低緯海洋的水汽源源不斷的向暴雨區輸送，這為銅仁暴雨提供充沛水汽。銅仁處于云貴高原至湘西丘陵的斜坡地帶，地形復雜，水汽進入銅仁須越過高大的地形，空氣在山脈迎風坡被迫抬升冷卻造成水汽凝結產生降水，在山脈背風坡氣下沉增溫變得干燥，而損失大量水汽，那么地形對銅仁暴雨過程水汽輸送的影響和水汽損失有何作用，這需要進一步研究。