湖南一次持續性極端暴雨過程成因分析

楊志軍，向鋼，唐佐陽，向偉，唐婭瓊，王晶晶

（1.湖南省邵陽市氣象局，湖南 邵陽422000；2.湖南省岳陽市氣象局，湖南 岳陽414000）

前言

持續性暴雨過程由于其持續時間長，影響范圍廣，給人民群眾帶來了巨大的生命財產損失，因此其發生發展機理一直是科學界研究的重點[1]?？茖W家對多地持續性暴雨進行了系統地研究[2-4]，鮑名[5]利用50 年逐日降水資料統計分析了影響我國幾種持續性暴雨的大尺度環流條件。林愛蘭[6]等重新定義了廣東暴雨日指標，分析了廣東51a 持續性暴雨變化特征，診斷了持續性暴雨過程的環流和水汽輸送特征。黃榮輝[7]等對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生特征和成因進行了研究，發現1977年之后長江持續性暴雨增多，且持續性暴雨都發生在“鞍”型環流場下。汪匯潔[8]等分類研究了我國南方近30 年區域持續性暴雨過程。劉國忠[9]等基于配料法和概念模型探究了廣西持續性暴雨的預報方法。陳彩珠[10]等分析了福建典型持續性暴雨過程的大氣低頻變化特征并建立了福建持續性暴雨的大氣低頻擾動概念模型。

2017 年6 月22～7 月2 日，湖南省出現了歷史罕見的持續性強降水過程（簡稱“6·22”持續暴雨過程），此過程降水強度大、持續時間長，發生了嚴重洪澇、山洪、泥石流和滑坡等地質災害，共造成全省12市州的105 縣（市）受災。受災人口達411.4 萬，因災死亡10人，房屋倒塌8645間，房屋損毀91971間，共306.8×103hm3作物受災，直接經濟損失達82.6億元。這次暴雨過程給湖南人民帶來了巨大的生命財產損失，而持續性暴雨是此次致洪成災的直接原因。目前，研究湖南持續性暴雨過程的文章較少。因此，對此次持續性極端暴雨過程進行深入研究具有重要的意義。

1 資料與方法

該文所用資料為6月22日～7月2日湖南省地面加密自動站降水觀測資料、常規降水觀測資料，NCEP/NCAR 的逐6 小時FNL 再分析資料[11]（要素包括：500hPa 位勢高度、850hPa 風場、700hPa 風場、相對濕度場），資料分辨率為1°×1°。通過對比分析三個不同降水時段的環流形式和物理量場，找出各時段強降水分布和強度變化的原因。

2 成因分析

2.1 降水實況

持續性極端暴雨過程自6 月22 日開始，持續到7月2日結束，其降水強度大、持續時間長，為歷史所罕見，多站破歷史極值。其降雨時空分布特征分析如下：湖南省97個國家氣象觀測站中，有6站累計雨量超過500mm（辰溪576.1 mm、瀘溪504.4 mm、安化521.9、臨 湘 514.9mm、平 江 525.8mm、長 沙567.3mm），14 站為400～500 mm，18 站為300～400 mm，其他站累計降水均在100 mm以上。持續暴雨過程大致分為強、弱、強三階段:6 日22 日20 時～26 日08 時，大暴雨最先開始于湘中偏北，暴雨中心位于湘西偏北的懷化；6日26日08時～29日08時，暴雨雨帶開始南移至湘中以南，降水有所減弱，暴雨中心位于湘南的邵陽南部、永州北部；6月29日08時～7月2日20 時暴雨雨帶北抬增強，范圍擴大，出現兩個暴雨中心，分別位于湘中偏北的長沙和湘西偏北的懷化。強降雨帶呈北—南—北型擺動。

2.2 環流形勢

大尺度環流條件是制約暴雨發生、發展的重要因素之一。暴雨都是在有利的環流背景下發生的[12-14]。持續性暴雨經常出現在長波系統穩定少動時期，天氣尺度和中尺度降水系統出現在同一地區或沿相同路徑移動時，將造成很大的累積雨量[15]。王東海[16]等通過分析多次華南前汛期暴雨大尺度環流條件，發現500hPa 高度場負異常出現在華北、東北地區時，冷空氣活動將比較頻繁，而當孟加拉灣出現負異常時，則暖濕氣流輸送旺盛，從而有利于華南持續性暴雨的發生發展。

圖1 為6 月22 日20 時～26 日08 時，6 月26 日14時-29日08時，6月29日14時～7月2日20時三階段500hPa平均高度場和850hPa風場，圖中矩形框區域為湖南省。從圖（1a）中可以看到中高緯地區（35°～55°N）為一槽一脊的環流形式，貝加爾湖到新疆北部為高空脊控制，東北及華北地區有一較深橫槽，副熱帶高壓脊線穩定維持在30°N 附近，湖南西側不斷有短波槽東移，高空形勢對長江中下游暴雨的形成較為有利。850hPa 平均風場上存在一支從廣西延伸至長江中下游的低空急流，湘北位于低空急流左側，槽區為東西向切變，切變線在湘中以北擺動。圖1b為第二階段平均環流形式，中高緯仍維持一槽一脊的環流形式，橫槽開始轉豎。雖湖南上空低槽加深，但副高減弱南壓，850hPa的低空急流消失，大風速帶南壓，水汽輸送也隨之減弱，導致此階段降水減弱。后期（圖1c）橫槽已轉豎，且進一步加深，帶動冷空氣南下，副高位于東部沿海，阻擋湖南上空深厚的高空槽東移，導致高空槽長時間維持在湖南上空；850hPa 西南風增強，低空急流重新出現，最大平均風速達到14m·s-1。總體來看，湖南此次持續性暴雨是在低空急流和高空槽共同作用下發生的。

2.3 低空急流的演變特征

劉鴻波[17]等認為低空急流是所有天氣系統中與降水關系最為緊密的系統。丁治英[18]等統計2005～2008年華南暖區暴雨發現，5月和6月的各類暖區暴雨與850hPa急流關系密切。低空急流是向中緯度暴雨和強風暴提供水汽和動量的最重要機制[19]，同時也是對流不穩定層結的建立和維持者、不穩定能量的觸發者[20]。從2.2節中可看到低空急流與湖南該次持續性暴雨關系密切，故本節重點分析低空急流在其過程中的作用。

圖1（a）2017年6月22日20時～26日08時，（b）6月26日14時～29日08時，（c）6月29日14時～7月2日20時500hPa平均高度場（單位：gmp）和850hPa風場（m/s），矩形框區域為湖南省。

圖2a（見彩頁）為850hPa（109°～114°E）經向平均低空急流隨時間的變化,可以看到850hPa 低空急流隨時間和緯度變化明顯。6 月22 日20 時～25 日14時低空急流一直存在，最大風速值達到16 m·s-1，大值中心位于27.5°N附近，強降水中心位于急流北側；25日14時以后風速開始減弱，急流消失，而此時第一階段的強降水也接近尾聲。在降水相對較弱的第二階段（26日08～-29日08時），急流較弱，位置偏南，強降水位置出現在湘中偏南，與急流位置對應較好。29 日08 時以后低空急流明顯增強，中心最大風速達到18m·s-1，風速中心北抬，急流覆蓋范圍擴大，第三階段強降水也開始增強，雨帶北抬，范圍擴大。三個階段強降水中心均位于急流中心北側附近。

圖2b（見彩頁）為700hPa（109°～114°E）經向平均低空急流隨時間的變化,可以看到700hPa 低空急流的變化與850hPa 類似。第一階段（6 月22 日20時-25日14時）急流位置到達29°N附近，強度雖較弱，但最大風速值達到17m·s-1；26 日08 時～29 日08時700hPa急流處于最強階段，中心風速達到18m·s-1，位置在27.5°N以南，與降水位置對應較好，但與降水強度對應較差，這與此階段850hPa水汽輸送較弱有關（圖3b，見彩頁）。29日08時以后急流中心北抬，急流覆蓋范圍擴大，配合850hPa 較強的水汽輸送，使降水增強，雨帶北抬，范圍擴大。在三個階段850hPa 風場上，湖南地區均存在低層切變線，前兩個階段為冷式切變，第三階段為暖式切變。低空急流與低空切變線配合觸發了湖南此次持續性極端暴雨過程。

2.4 動力特征

垂直運動有利于水汽的輻合抬升，可為強降雨提供有利的動力條件[21]。圖3a（見彩頁）為懷化辰溪站（28.01°N,110.12°E）垂直速度的垂直時間剖面，“6·22”持續性暴雨期間，辰溪站暴雨中心從近地面到高層200hPa一直維持觸發對流運動的垂直氣流，700hPa以下始終存在速度大于-1.2Pa/s的垂直上升速度。強降水第一階段，6月22日20時～24日20時辰溪站近地面層和高層均為上升運動區，出現兩個上升運動中心，分別位于850hPa 和300hPa，它們的強度分別為-2Pa/s 和-1.6Pa/s。24 日20 時～29 日08 時，高低層上升運動中心均有所減弱。而從29日08時以后上升運動發展，從850hPa 一直延伸至250hPa 附近，中心強度達到-3.6Pa/s。辰溪站垂直速度隨時間的變化與強降雨變化一致，可見垂直上升氣流能夠在該次持續性極端暴雨過程中觸發對流持續發展。

圖3b（見彩頁）為6 月22 日20 時～7 月2 日20 時109°～114°E經向平均850hPa垂直速度隨時間和緯度的變化圖。由圖可見25.5°～27°N和28°～30°N附近850hPa上升氣流一直維持，與強降水對應可分為強、弱、強三個階段。第一階段在25.5°～27°N和28°～30°N 附近出現兩個垂直運動中心，中心強度分別達到-0.6Pa/s 和-1Pa/s，而27°～28°N 垂直速度較弱；25 日08 時以后兩個垂直運動中心消失，此時湖南地區降水開始減弱。第二階段垂直上升速度一直較弱，在-0.2Pa/s左右；27日20時以后25.5°～27°N附近垂直運動中心重新出現，強度為-0.6Pa/s，本階段降水主要出現在27°N以南，降水也相對較弱。第三階段垂直上升運動中心范圍和強度均有所增大，最大垂直速度達到-1Pa/s?？傮w來說，垂直上升氣流區與強降水中心在時間和空間上都對應很好，垂直上升氣流為此次持續性暴雨提供了很好的動力條件。

從850hPa渦度場（圖4，見彩頁）演變來看，降水較強的第一階段，低空急流附近對應正渦度帶，正渦度帶呈東北—西南向，正渦度帶與低空急流位置幾乎重合，兩個正渦度輻合中心分別位于湘東北和懷化，強度分別為5×10-5s-1和3×10-5s-1。正渦度中心氣流輻合上升強烈，有利于強降水的產生，這與黃翠銀[17]等通過分析2013年廣西一次暴雨過程得出相似的結論。降水減弱南壓階段，低空急流附近的正渦度特征仍然明顯，正渦度帶也隨之南壓減弱，強度在2～3×10-5s-1之間（圖4b，見彩頁）。此后，隨著強降水雨帶北抬，正渦度帶也北抬，再次呈東北——西南向分布，正渦度中心又回到湘東北和懷化，強度都達到8×10-5s-1（圖4c，見彩頁）。

上述分析表明，低空急流活動期間，有正渦度帶與低空急流配合。當低空急流減弱南壓時，正渦度帶范圍縮小南壓，正渦度減弱明顯；低空急流的整個演變過程中，正渦度帶的覆蓋范圍較大、維持時間較長；低空急流附近有多個正渦度中心，有利于上升運動維持，從而帶來強降水。

2.5 水汽特征

充沛的水汽供給及其在某區域的輻合上升是暴雨產生的重要條件，而水汽輸送往往依靠低空急流實現[22]。圖5（見彩頁）是三個不同降水時段850hPa的平均水汽通量，從圖5a 中可以看出，有一來自孟加拉灣穿過中南半島，經南海到達華南及長江中下游的水汽通道，最強水汽中心位于印度半島附近，湖南地區為一水汽中心，中心值達到18g·s-1·cm-1·hPa-1。第二階段（圖5b，見彩頁）印度半島附近的水汽中心雖有加強，中心強度達到24g·s-1·cm-1·hPa-1，但隨著850hPa 急流消失，西南風減弱，湖南地區水汽輸送減弱，水汽通道也有所南壓，與第二階段降水較為吻合。第三階段（圖5c，見彩頁）印度半島附近水汽中心強度維持在24g·s-1·cm-1·hPa-1，隨著850hPa 和700hPa 急流增強、北抬，湖南地區水汽輸送也迅速增加，中心位置達到22 g·s-1·cm-1·hPa-1，此階段湖南地區水汽輸送主要來自孟加拉灣的西南氣流和副高西側的東南氣流?？傮w來看，三個階段的水汽輸送與低空急流的配置是相對應的，水汽輸送集中在中低層，水汽主要來源于孟加拉灣。副高西南側的水汽加入使第三階段湖南地區的水汽輸送最強，降水量和降水強度最大。在整個暴雨過程中，正是由于孟加拉灣及印度洋西南暖濕氣流的存在，將大量水汽源源不斷向湖南地區輸送，暴雨區對流層下層的水汽通量和水汽輸送才維持較高的強度。整個過程中對流層下層始終維持充足的水汽條件。

3 結論與討論

通過以上分析，得出以下幾點結論：

（1）湖南“6·22”持續性暴雨過程按雨帶變化可分為強、弱、強三階段。該過程是在橫槽轉豎帶動冷空氣南下、副高偏強阻擋湖南上空深厚的高空槽東移，導致高空槽長時間維持在湖南上空的環流背景下產生的。

（2）低空急流隨時間和緯度的強弱及位置變化，影響降水強度和強降水位置。三個階段強降水中心均位于850hPa急流中心北側附近。109°～114°E經向平均700hPa、850hPa低空急流的強度和位置隨時間和緯度變化明顯，第二階段700hPa急流最強，位置偏南，與降水位置對應較好，與降水強度對應較差。

（3）在三個階段850hPa 風場上，湖南地區均存在低層切變線，前兩個階段為冷式切變，第三階段為暖式切變。低空急流與低空切變線配合觸發了該次持續性暴雨過程。垂直速度隨時間和空間的變化與強降雨的變化一致，垂直上升氣流能夠在持續性暴雨過程中觸發對流持續發展，為其提供了很好的動力條件。

（4）850hPa 持續強勁的西南低空急流將孟加拉灣暖濕氣流經南海源源不斷向湖南暴雨區輸送，并在暴雨區形成了持續的輻合上升運動。三個階段850hPa 低空急流的變化，導致低層水汽輸送也隨之出現強弱變化，特別是副高西側東南水汽的加入，使第三階段水汽輸送最強、降水量最大。低空急流活動期間，有正渦度帶與低空急流配合，有利于上升運動維持，從而帶來強降水。