湖南一次持续性极端暴雨过程成因分析

杨志军，向钢，唐佐阳，向伟，唐娅琼，王晶晶

（1.湖南省邵阳市气象局，湖南 邵阳422000；2.湖南省岳阳市气象局，湖南 岳阳414000）

前言

持续性暴雨过程由于其持续时间长，影响范围广，给人民群众带来了巨大的生命财产损失，因此其发生发展机理一直是科学界研究的重点[1]。科学家对多地持续性暴雨进行了系统地研究[2-4]，鲍名[5]利用50 年逐日降水资料统计分析了影响我国几种持续性暴雨的大尺度环流条件。林爱兰[6]等重新定义了广东暴雨日指标，分析了广东51a 持续性暴雨变化特征，诊断了持续性暴雨过程的环流和水汽输送特征。黄荣辉[7]等对长江流域洪涝灾害和持续性暴雨发生特征和成因进行了研究，发现1977年之后长江持续性暴雨增多，且持续性暴雨都发生在“鞍”型环流场下。汪汇洁[8]等分类研究了我国南方近30 年区域持续性暴雨过程。刘国忠[9]等基于配料法和概念模型探究了广西持续性暴雨的预报方法。陈彩珠[10]等分析了福建典型持续性暴雨过程的大气低频变化特征并建立了福建持续性暴雨的大气低频扰动概念模型。

2017 年6 月22～7 月2 日，湖南省出现了历史罕见的持续性强降水过程（简称“6·22”持续暴雨过程），此过程降水强度大、持续时间长，发生了严重洪涝、山洪、泥石流和滑坡等地质灾害，共造成全省12市州的105 县（市）受灾。受灾人口达411.4 万，因灾死亡10人，房屋倒塌8645间，房屋损毁91971间，共306.8×103hm3作物受灾，直接经济损失达82.6亿元。这次暴雨过程给湖南人民带来了巨大的生命财产损失，而持续性暴雨是此次致洪成灾的直接原因。目前，研究湖南持续性暴雨过程的文章较少。因此，对此次持续性极端暴雨过程进行深入研究具有重要的意义。

1 资料与方法

该文所用资料为6月22日～7月2日湖南省地面加密自动站降水观测资料、常规降水观测资料，NCEP/NCAR 的逐6 小时FNL 再分析资料[11]（要素包括：500hPa 位势高度、850hPa 风场、700hPa 风场、相对湿度场），资料分辨率为1°×1°。通过对比分析三个不同降水时段的环流形式和物理量场，找出各时段强降水分布和强度变化的原因。

2 成因分析

2.1 降水实况

持续性极端暴雨过程自6 月22 日开始，持续到7月2日结束，其降水强度大、持续时间长，为历史所罕见，多站破历史极值。其降雨时空分布特征分析如下：湖南省97个国家气象观测站中，有6站累计雨量超过500mm（辰溪576.1 mm、泸溪504.4 mm、安化521.9、临 湘 514.9mm、平 江 525.8mm、长 沙567.3mm），14 站为400～500 mm，18 站为300～400 mm，其他站累计降水均在100 mm以上。持续暴雨过程大致分为强、弱、强三阶段:6 日22 日20 时～26 日08 时，大暴雨最先开始于湘中偏北，暴雨中心位于湘西偏北的怀化；6日26日08时～29日08时，暴雨雨带开始南移至湘中以南，降水有所减弱，暴雨中心位于湘南的邵阳南部、永州北部；6月29日08时～7月2日20 时暴雨雨带北抬增强，范围扩大，出现两个暴雨中心，分别位于湘中偏北的长沙和湘西偏北的怀化。强降雨带呈北—南—北型摆动。

2.2 环流形势

大尺度环流条件是制约暴雨发生、发展的重要因素之一。暴雨都是在有利的环流背景下发生的[12-14]。持续性暴雨经常出现在长波系统稳定少动时期，天气尺度和中尺度降水系统出现在同一地区或沿相同路径移动时，将造成很大的累积雨量[15]。王东海[16]等通过分析多次华南前汛期暴雨大尺度环流条件，发现500hPa 高度场负异常出现在华北、东北地区时，冷空气活动将比较频繁，而当孟加拉湾出现负异常时，则暖湿气流输送旺盛，从而有利于华南持续性暴雨的发生发展。

图1 为6 月22 日20 时～26 日08 时，6 月26 日14时-29日08时，6月29日14时～7月2日20时三阶段500hPa平均高度场和850hPa风场，图中矩形框区域为湖南省。从图（1a）中可以看到中高纬地区（35°～55°N）为一槽一脊的环流形式，贝加尔湖到新疆北部为高空脊控制，东北及华北地区有一较深横槽，副热带高压脊线稳定维持在30°N 附近，湖南西侧不断有短波槽东移，高空形势对长江中下游暴雨的形成较为有利。850hPa 平均风场上存在一支从广西延伸至长江中下游的低空急流，湘北位于低空急流左侧，槽区为东西向切变，切变线在湘中以北摆动。图1b为第二阶段平均环流形式，中高纬仍维持一槽一脊的环流形式，横槽开始转竖。虽湖南上空低槽加深，但副高减弱南压，850hPa的低空急流消失，大风速带南压，水汽输送也随之减弱，导致此阶段降水减弱。后期（图1c）横槽已转竖，且进一步加深，带动冷空气南下，副高位于东部沿海，阻挡湖南上空深厚的高空槽东移，导致高空槽长时间维持在湖南上空；850hPa 西南风增强，低空急流重新出现，最大平均风速达到14m·s-1。总体来看，湖南此次持续性暴雨是在低空急流和高空槽共同作用下发生的。

2.3 低空急流的演变特征

刘鸿波[17]等认为低空急流是所有天气系统中与降水关系最为紧密的系统。丁治英[18]等统计2005～2008年华南暖区暴雨发现，5月和6月的各类暖区暴雨与850hPa急流关系密切。低空急流是向中纬度暴雨和强风暴提供水汽和动量的最重要机制[19]，同时也是对流不稳定层结的建立和维持者、不稳定能量的触发者[20]。从2.2节中可看到低空急流与湖南该次持续性暴雨关系密切，故本节重点分析低空急流在其过程中的作用。

图1（a）2017年6月22日20时～26日08时，（b）6月26日14时～29日08时，（c）6月29日14时～7月2日20时500hPa平均高度场（单位：gmp）和850hPa风场（m/s），矩形框区域为湖南省。

图2a（见彩页）为850hPa（109°～114°E）经向平均低空急流随时间的变化,可以看到850hPa 低空急流随时间和纬度变化明显。6 月22 日20 时～25 日14时低空急流一直存在，最大风速值达到16 m·s-1，大值中心位于27.5°N附近，强降水中心位于急流北侧；25日14时以后风速开始减弱，急流消失，而此时第一阶段的强降水也接近尾声。在降水相对较弱的第二阶段（26日08～-29日08时），急流较弱，位置偏南，强降水位置出现在湘中偏南，与急流位置对应较好。29 日08 时以后低空急流明显增强，中心最大风速达到18m·s-1，风速中心北抬，急流覆盖范围扩大，第三阶段强降水也开始增强，雨带北抬，范围扩大。三个阶段强降水中心均位于急流中心北侧附近。

图2b（见彩页）为700hPa（109°～114°E）经向平均低空急流随时间的变化,可以看到700hPa 低空急流的变化与850hPa 类似。第一阶段（6 月22 日20时-25日14时）急流位置到达29°N附近，强度虽较弱，但最大风速值达到17m·s-1；26 日08 时～29 日08时700hPa急流处于最强阶段，中心风速达到18m·s-1，位置在27.5°N以南，与降水位置对应较好，但与降水强度对应较差，这与此阶段850hPa水汽输送较弱有关（图3b，见彩页）。29日08时以后急流中心北抬，急流覆盖范围扩大，配合850hPa 较强的水汽输送，使降水增强，雨带北抬，范围扩大。在三个阶段850hPa 风场上，湖南地区均存在低层切变线，前两个阶段为冷式切变，第三阶段为暖式切变。低空急流与低空切变线配合触发了湖南此次持续性极端暴雨过程。

2.4 动力特征

垂直运动有利于水汽的辐合抬升，可为强降雨提供有利的动力条件[21]。图3a（见彩页）为怀化辰溪站（28.01°N,110.12°E）垂直速度的垂直时间剖面，“6·22”持续性暴雨期间，辰溪站暴雨中心从近地面到高层200hPa一直维持触发对流运动的垂直气流，700hPa以下始终存在速度大于-1.2Pa/s的垂直上升速度。强降水第一阶段，6月22日20时～24日20时辰溪站近地面层和高层均为上升运动区，出现两个上升运动中心，分别位于850hPa 和300hPa，它们的强度分别为-2Pa/s 和-1.6Pa/s。24 日20 时～29 日08 时，高低层上升运动中心均有所减弱。而从29日08时以后上升运动发展，从850hPa 一直延伸至250hPa 附近，中心强度达到-3.6Pa/s。辰溪站垂直速度随时间的变化与强降雨变化一致，可见垂直上升气流能够在该次持续性极端暴雨过程中触发对流持续发展。

图3b（见彩页）为6 月22 日20 时～7 月2 日20 时109°～114°E经向平均850hPa垂直速度随时间和纬度的变化图。由图可见25.5°～27°N和28°～30°N附近850hPa上升气流一直维持，与强降水对应可分为强、弱、强三个阶段。第一阶段在25.5°～27°N和28°～30°N 附近出现两个垂直运动中心，中心强度分别达到-0.6Pa/s 和-1Pa/s，而27°～28°N 垂直速度较弱；25 日08 时以后两个垂直运动中心消失，此时湖南地区降水开始减弱。第二阶段垂直上升速度一直较弱，在-0.2Pa/s左右；27日20时以后25.5°～27°N附近垂直运动中心重新出现，强度为-0.6Pa/s，本阶段降水主要出现在27°N以南，降水也相对较弱。第三阶段垂直上升运动中心范围和强度均有所增大，最大垂直速度达到-1Pa/s。总体来说，垂直上升气流区与强降水中心在时间和空间上都对应很好，垂直上升气流为此次持续性暴雨提供了很好的动力条件。

从850hPa涡度场（图4，见彩页）演变来看，降水较强的第一阶段，低空急流附近对应正涡度带，正涡度带呈东北—西南向，正涡度带与低空急流位置几乎重合，两个正涡度辐合中心分别位于湘东北和怀化，强度分别为5×10-5s-1和3×10-5s-1。正涡度中心气流辐合上升强烈，有利于强降水的产生，这与黄翠银[17]等通过分析2013年广西一次暴雨过程得出相似的结论。降水减弱南压阶段，低空急流附近的正涡度特征仍然明显，正涡度带也随之南压减弱，强度在2～3×10-5s-1之间（图4b，见彩页）。此后，随着强降水雨带北抬，正涡度带也北抬，再次呈东北——西南向分布，正涡度中心又回到湘东北和怀化，强度都达到8×10-5s-1（图4c，见彩页）。

上述分析表明，低空急流活动期间，有正涡度带与低空急流配合。当低空急流减弱南压时，正涡度带范围缩小南压，正涡度减弱明显；低空急流的整个演变过程中，正涡度带的覆盖范围较大、维持时间较长；低空急流附近有多个正涡度中心，有利于上升运动维持，从而带来强降水。

2.5 水汽特征

充沛的水汽供给及其在某区域的辐合上升是暴雨产生的重要条件，而水汽输送往往依靠低空急流实现[22]。图5（见彩页）是三个不同降水时段850hPa的平均水汽通量，从图5a 中可以看出，有一来自孟加拉湾穿过中南半岛，经南海到达华南及长江中下游的水汽通道，最强水汽中心位于印度半岛附近，湖南地区为一水汽中心，中心值达到18g·s-1·cm-1·hPa-1。第二阶段（图5b，见彩页）印度半岛附近的水汽中心虽有加强，中心强度达到24g·s-1·cm-1·hPa-1，但随着850hPa 急流消失，西南风减弱，湖南地区水汽输送减弱，水汽通道也有所南压，与第二阶段降水较为吻合。第三阶段（图5c，见彩页）印度半岛附近水汽中心强度维持在24g·s-1·cm-1·hPa-1，随着850hPa 和700hPa 急流增强、北抬，湖南地区水汽输送也迅速增加，中心位置达到22 g·s-1·cm-1·hPa-1，此阶段湖南地区水汽输送主要来自孟加拉湾的西南气流和副高西侧的东南气流。总体来看，三个阶段的水汽输送与低空急流的配置是相对应的，水汽输送集中在中低层，水汽主要来源于孟加拉湾。副高西南侧的水汽加入使第三阶段湖南地区的水汽输送最强，降水量和降水强度最大。在整个暴雨过程中，正是由于孟加拉湾及印度洋西南暖湿气流的存在，将大量水汽源源不断向湖南地区输送，暴雨区对流层下层的水汽通量和水汽输送才维持较高的强度。整个过程中对流层下层始终维持充足的水汽条件。

3 结论与讨论

通过以上分析，得出以下几点结论：

（1）湖南“6·22”持续性暴雨过程按雨带变化可分为强、弱、强三阶段。该过程是在横槽转竖带动冷空气南下、副高偏强阻挡湖南上空深厚的高空槽东移，导致高空槽长时间维持在湖南上空的环流背景下产生的。

（2）低空急流随时间和纬度的强弱及位置变化，影响降水强度和强降水位置。三个阶段强降水中心均位于850hPa急流中心北侧附近。109°～114°E经向平均700hPa、850hPa低空急流的强度和位置随时间和纬度变化明显，第二阶段700hPa急流最强，位置偏南，与降水位置对应较好，与降水强度对应较差。

（3）在三个阶段850hPa 风场上，湖南地区均存在低层切变线，前两个阶段为冷式切变，第三阶段为暖式切变。低空急流与低空切变线配合触发了该次持续性暴雨过程。垂直速度随时间和空间的变化与强降雨的变化一致，垂直上升气流能够在持续性暴雨过程中触发对流持续发展，为其提供了很好的动力条件。

（4）850hPa 持续强劲的西南低空急流将孟加拉湾暖湿气流经南海源源不断向湖南暴雨区输送，并在暴雨区形成了持续的辐合上升运动。三个阶段850hPa 低空急流的变化，导致低层水汽输送也随之出现强弱变化，特别是副高西侧东南水汽的加入，使第三阶段水汽输送最强、降水量最大。低空急流活动期间，有正涡度带与低空急流配合，有利于上升运动维持，从而带来强降水。