1. 1998年、2017年暴雨天气过程简述
1998年整个长江中下游地区的特大洪水主要是由6月中下旬和7月下旬的两段特大暴雨造成。6月中下旬200 mm以上的降雨区位于长江以南，主雨带位于江南北部、两湖地区；7月下旬，200 mm以上的降雨区向西扩展至嘉陵江、金沙江等地，但主雨带仍然位于两湖地区。长江以南地区梅雨期累积降雨量都在500 mm以上，700 mm以上强降雨中心位于两湖地区(图1(a))。持续性强降水造成长江沿岸出现流域性的洪涝灾害，损失巨大。
2017年6月下旬到7月上旬初，长江中下游尤其是两湖地区出现了历史罕见的大暴雨天气，主雨带位于江南中北部，两湖地区最大累积雨量达到600 mm，其中湖南中北部旬降水量超过300 mm (图1(b))，多地日降雨量超历史极值，湘江长沙站水位39.5米，创历史新高，超过1998年39.18米，湘江流域出现历史罕见的洪涝灾害。
(a) 
(b)
Figure 1. Accumulated precipitation during Meiyu period in 1998 and 2017 (Unit: mm)
图1. 1998年、2017年梅雨期累积降水(单位：mm)
2. 天气形势分析
利用NCEP 2.5˚ × 2.5˚的月平均高度场再分析数据，计算1998年、2017年6月500 hPa位势高度及距平场，如图2。1998年6月，500 hPa亚欧中高纬为两脊一槽的双阻型天气形势，两脊分别位于乌拉尔山地区及鄂霍茨克海附近。两脊在500 hPa高度场上异常发展，乌拉尔山高压脊正距平达80位势米，鄂霍茨克海高压脊正距平达60位势米，西阻强于东阻。贝加尔湖以东的蒙古地区是一个向西倾斜的低压槽，槽后西北风引导北方冷空气南下到达长江中下游地区。在低纬度地区，西太平洋副热带高压成带状分布，高压中心位于(25˚N，160˚E)附近，其588线西伸至华南沿海，脊线位于20˚N附近。长江中下游地区多短波槽活动。中高纬度的阻塞形势使蒙古地区的低槽稳定少动，来自贝加尔湖西侧的槽后偏北气流源源不断向南输送，与来自副高西侧的西南暖湿气流汇合于长江流域，为梅雨锋暴雨提供充足的水汽条件及动力条件。
Figure 2. Monthly mean geopotential height (curve) and anomaly (shade) at 500 hPa in June 1998 and June 2017 (Unit: 10 gpdm)
图2. 1998年6月、2017年6月500 hPa月平均高度场(曲线)及距平(阴影) (单位：10 gpdm)
2017年6月，亚欧中高纬地区为两槽一脊的单阻型天气形势，两低压槽分别位于乌拉尔山西侧的东欧平原及勘察加半岛至日本岛一直延伸至长江中下游一带。乌山西侧低槽在500 hPa高度的负距平达100位势米以上，日本岛附近的槽明显向东倾斜，槽区宽广，长江中下游地区位于低槽底部；冷空气主要从贝加尔湖以东沿低槽后部南下到达长江流域。高压脊位于贝加尔湖与巴尔喀什湖之间，脊内正距平达80位势米，强度与1998年乌山阻高相当。低纬度地区，西太平洋副热带高压成带状，高压中心位于(28˚N，180˚E)附近，相对于1998年偏北偏东，对日本岛附近的低槽东移入海有一定阻挡作用。副高588线西伸至华南沿海，脊线位于18˚N附近，较1998年略偏南。
对比1998年及2017年500 hPa大尺度环流形势可知，不论是中高纬的阻塞形势，还是副高的强度、位置，二者均存在明显差别，其造成的暴雨强度也大不相同。下面将对影响暴雨的大尺度环流因子进行逐一对比分析。
3. 阻塞高压
大量研究发现，用相对于当日全纬圈平均高度的正偏差表示阻高强度比相对于格点的多年平均高度的距平更合理 [1] 。因此，参考陈菊英 [2] 关于乌山阻高强度指数(UBHII)的计算方法，采用NCEP 2.5˚ × 2.5˚的逐日高度场资料，计算500 hPa乌山地区(30~100˚E，45~65˚N) UBHII的日值以进行后续分析。
3.1. 乌山阻高强度指数(UBHII)
1998年6~7月，两湖地区多次发生暴雨及大暴雨，取桑植、沅陵、常德、岳阳四站的平均日雨量与乌山阻高强度指数(UBHII)分析见图3(a)。1998年6月上半月，乌山阻高持续增强，14~17日 UBHII > 1.0，其中16日达到极大值1.58，17日开始UBHII急剧减小，21日后出现第2个减弱期，23~25日湖南地区出现暴雨。同样，在7月19日UBHII达到极大值1.26又迅速减弱后，22~23日对应有大暴雨出现。由此可见，在乌山阻高异常加强后又突然崩溃的减弱时段湖南地区对应有强降水过程出现。
2017年6月下旬至7月上旬初，湘水、沅水流域出现持续性暴雨、大暴雨天气过程，取长沙、株洲、湘潭、益阳、娄底、怀化、邵阳七站平均日雨量与乌山阻高强度指数(UBHII)分析见图3(b)。6月17日UBHII达极大值0.82后开始减弱，21日达极小值；22~26日UBHII波动变化，24~25日湖南出现暴雨天气过程，对应UBHII增大期间；6月28日~7月3日，UBHII再次加强，并在7月3日达到极大值0.51，在此期间，6月30日~7月1日，湖南多地出现大暴雨。强降水出现在乌山阻高加强的时段，这与1998年强降水出现在乌山阻高崩溃期不同。
(a) 
(b)
Figure 3. Daily variation of UBHII (Unit: 100 gpdm) (curve) and area mean daily precipitation in Hunan (Unit: mm) (histogram) in June and July 1998, 2017
图3. 1998、2017年6~7月乌山阻高强度指数(UBHII，单位：100 gpdm)逐日变化(曲线)与湖南面平均逐日降雨量(单位：mm) (直方柱)的对比
3.2. 乌山阻高强度对暴雨过程的影响机理探讨
根据3.1中分析可知，1998年6~7月强降水出现在乌山阻高异常加强后又突然崩溃的减弱时段。选取1998年6月23~26日500 hPa平均高度场(图4)分析如下：23日乌山阻高强度达到588位势十米，UBHII为0.3，在其东西两侧有两个强大的冷涡，乌拉尔山地区环流经向度特别大，24~25日，乌山西侧的强冷空气明显向东移动，迫使乌山阻高也东移，而由于乌山阻高东侧的冷涡东移速度大于其西侧低涡，使得乌山阻高脊区拉宽强度减弱(UBHII减小)，并且脊前冷空气向南扩展到达长江中下游北部。与此同时，23~26日副高明显西伸，西南气流加强。长江中下游地区正好处于西北气流和西南气流的强烈交锋地带，因而发生暴雨。
从500 hPa平均高度场可知，2017年6月27日(图5)阻塞高压位于100˚E附近，并且形成了一个580位势十米的闭合圈，阻高西侧冷低涡向东移动，阻高东侧自日本岛延伸至长江中下游地区的东亚大槽槽区宽广；27~29日阻高西侧低涡东移并推动阻高也向东，由于副高强大且稳定少动，形成一道“高压墙”，迫使阻高挤压变形，UBHII持续增大，极大值达0.5，而东亚大槽断裂成南北两支，北支东移入海，南支在阻塞高压和副热带高压的双重挤压下经向度加大，形成北脊南槽的环流形势；30日，从阻高中分离出的高压前部偏北气流与副高西侧西南急流交汇，两湖盆地出现特大暴雨，特大暴雨发生在阻高强度加强的时段。
Figure 4. Geopotential height at 500 hPa on 23 to 26 June 1998 (Unit: gpdm)
图4. 1998年6月23~26日((a)~(d)) 500 hPa高度场(单位：gpdm)
Figure 5. Geopotential Height at 500 hPa on 27 to 30 June 2017 (Unit: gpdm)
图5. 2017年6月27~30日((a)~(d)) 500 hPa高度场(单位：gpdm)
4. 西太平洋副热带高压
夏季西太平洋副热带高压的强度和位置与长江中下游地区的降水关系密切。副热带高压偏强，中国北方上空偏北气流强盛、南方地区偏南风异常；西太平洋副热带高压西侧暖湿气流北进与北方冷空气在长江流域汇合形成水汽辐合，易使长江流域多雨 [3] 。
利用NCEP 2.5˚ × 2.5˚月平均高度场资料计算1998年、2017年1~6月500 hPa西太平洋副热带高压面积指数、西脊点位置及脊线位置，见表1。2017年副高面积指数在1~3月较历年同期稍强，从4月开始，副高出现爆发性增强，而1998年副高面积指数明显大于2017年，较历年平均显著偏强1~2倍，副高面积指数在6月达到历史极值。从西脊点位置看，1998年1~3月副高588线在北半球可从东太平洋一直延伸至西太平洋(图略)；4~5月588线在北半球连成环状；6月西脊点也明显偏西。这种情况在历史上属于少见，显然出现这种环流形势同副高强度特强有关。2017年，副高西伸脊点较历年同期偏西，但与1998年相比，其位置偏东10˚E左右。另外，1998年6月副高脊线位置较2017年更偏南。
Table 1. Characteristics of subtropical high in the Western Pacific in 1998 and 2017
表1. 1998年、2017年西太平洋副热带高压特征
研究表明，当夏季西太平洋副热带高压脊线比正常偏南或西脊点比正常偏西时，长江流域降水偏多。因为此时500 hPa高度场上经向环流发展，梅雨锋东段南移，抑制西太平洋副热带高压北上，从而使冷暖空气交汇于长江及其以南地区，常在长江流域形成多雨洪涝 [4] 。1998年，副高异常偏西偏南，长江中下游甚至出现“二度梅”，持续性暴雨造成长江全流域性大洪水。2017年副高异常程度较1998年小，仅在洞庭湖水系及长江干流湘水、沅水、资水造成区域性洪水。
根据气候规律，副高的季节性变化明显，一般在6月中旬副高出现第一次北跳，跳过20˚N，在7月中下旬出现第二次北跳，跳过25˚N，两次北跳时间大致与我国长江中下游的入梅、出梅时间一致，梅雨期主雨带主要位于副高脊线以北6~11个纬距内 [5] 。由图6(a)知，1998年6月第2候，副高初次北跳越过20˚N，并且西伸至100˚E以西(图7(a))，此时梅雨雨带已在两湖之间形成，入梅时间较往年略早几天，入梅后副高持续偏西偏南，因此雨带一直在两湖地区徘徊。6月第5候，副高北跳至24˚N~25˚N之间，雨带从两湖地区移至长江中上游及汉江中下游地区，当7月第2候副高北跳至30˚N，长江中下游梅雨暂时结束。但7月第4候副高脊线突然南退至20˚N~23˚N，同时伴随西伸(图7(a))，此时长江中下游迎来“二度梅”，长江中下游干流及两湖地区出现了持续性的强降雨天气，洪涝程度进一步加重。
2017年6~7月副高西界维持在110˚E附近(图7(b))，6月第3候副高初次北跳越过20˚N(图6(b))，长江中下游地区梅雨开始，第3~5候副高脊线在22˚N~25˚N之间摆动，长江中下游地区出现连阴雨天气，雨带维持在两湖地区至江南南部；6月第6候末副高脊线南落，主雨带也随之向南移至长江支流湘水、沅水及资水流域；7月第2候，副高脊线出现第2次季节性北跳，跳过30˚N，梅雨结束。
5. 南亚高压
南亚高压是东亚夏季风系统的重要成员之一，对长江中国下游地区夏季降水有直接影响。南亚高压夏季存在双模态的分布特征，即南亚高压主要中心在青藏高原和伊朗高原上空相互交替，当南亚高压中心持续为一种环流模态时，往往造成中国夏季降水的持续性异常 [6] 。图8是100 hPa位势高度月平均场，可以看出，1998年和2017年6月，整个亚洲季风区均在强大的南亚高压控制之下。主要高压中心位于青藏高原上空，呈青藏高压模态；1680位势米以上面积1998年大于2017年，高压中心位置1998年较2017年偏东。
(a) 
(b)
Figure 6. Variation of the crest line of the subtropical high in the Western Pacific in June and July 1998, 2017
图6. 1998年、2017年6~7月西太平洋副热带带高压脊线位置变化
(a) 
(b)
Figure 7. Longitude-time evolution of 500 hPa geopotential height (Unit: gpdm) along 25 latitude in June and July 1998 and 2017
图7. 1998、2017年6~7月500 hPa高度场(单位：gpdm)沿25˚N经度–时间演变((a)、(b))
Figure 8. Monthly mean geopotential height at 100 hPa in June 1998 and 2017 (Unit: gpm)
图8. 1998、2017年6月100 hPa平均高度场(单位：gpm)
根据王盘兴等 [7] 关于计算闭合气压系统环流指数的方法，计算1998年、2017年6月南亚高压面积、强度及中心经纬度见表2。1998年、2017年南亚高压面积和强度均大于历年平均，且1998年大于2017年，表明1998年和2017年6月南亚高压均偏强，1998年强于2017年。从高压中心经纬度来看，1998年、2017年南亚高压中心经度位置均比历年同期偏东，而2017年高压中心纬度较常年同期及1998年偏南。可见，南亚高压呈青藏高原模态、偏南偏强，对应中层西太平洋副热带高压也偏南偏强并西伸(见表1)，两者相向而行，造成长江流域多雨。
Table 2. Characteristics of South Asia high and 30-year averages in June 1998 and 2017
表2. 1998年、2017年6月南压高压特征值及30年平均
6. 结论
1) 亚欧中高纬地区存在阻塞形势、副热带高压位置异常偏西偏南、南压高压呈青藏高压模态，三种大尺度天气系统相互作用，提供动力条件、水汽条件，造成1998年、2017年6~7月长江中下游地区出现大范围持续性暴雨。
2) 1998年6月为双阻型阻塞形势，暴雨出现在乌山阻高强度达最大后的崩溃减弱前期；2017年6月为单阻型阻塞形势，暴雨出现在乌山阻高强度加强的时段。
3) 1998年副高强度属历史罕见，副高位置异常偏西偏南，长江中下游出现“二度梅”，2017年副高强度较历年同期偏强、位置偏西偏南，但异常程度低于1998年。南亚高压呈青藏高原模态、偏南偏强，对应中层西太平洋副热带高压也偏南偏强并西伸，两者相向而行，造成长江流域多雨。