2017年湖南一次极端降雨过程特征及成因分析

许 霖 ，姚 蓉 *，陈红专 ，苏 涛 ，周 莉

（1.湖南省气象台，湖南 长沙410118；2.气象防灾减灾湖南省重点实验室，湖南 长沙410118；3.怀化市气象局，湖南 怀化 419599）

暴雨是湖南最主要的灾害性天气之一，湖南处于季风影响区，主汛期暴雨过程频繁，而极端降雨、持续强降雨则多出现在6—7月，其致灾性尤为严重，常导致洪涝灾害、地质灾害及城市积涝的发生。近年来我国学者对暴雨和极端降水天气过程在时空变化特征[1-6]、天气学诊断分析[7-13]、数值模拟[14-19]及预报方法探讨[20-23]等方面都做了广泛的研究，这些成果对于强降雨的成因和预报有重要指示作用。高涛等[4]分析了中国近50 a来极端降水事件，发现极端降水事件的频率和强度均有升高的趋势，但存在明显的区域差异：长江中下游、东南地区和西北的部分区域极端降水有增加趋势，而华北、东北和西南的部分地区有减少趋势。极端降水总是在有利的大尺度环流背景下，引发中小尺度对流性天气系统产生的。武文博等[7]通过对1961—2014年中国东部地区降水资料和NCEP再分析资料进行分析，发现极端降水的变化与大气内部的动力作用和能量的传播有密切的关系。岳甫璐等[14]利用WRF中尺度模式对2012年7月21—22日发生在北京的极端降水过程进行了数值模拟，探讨了地形改变后对此次暴雨过程的影响。然而，极端降雨是小概率事件，日常业务值班中常对降水极端性的估计和强降水持续时间的预报都存在不足，此外，数值预报模式对强降雨的预报和模拟能力有限，且其发生机理尚未完全明了，因此极端降雨预报问题仍是目前业务预报和服务工作面临的极具挑战的难题。

2017年6月22日—7月2日湖南出现了一次罕见的大范围持续暴雨、大暴雨过程，共有73县市出现极端降水事件。受强降雨影响，湘江发生了流域性特大洪水，资水及沅江发生了大洪水，湘江、资水、沅江3条河流洪水同时在洞庭湖相遇，形成了洞庭湖区大洪水。虽然对此次强降水过程的落区和移动特点有较好的预报，但对其极端性的把握明显不足，因此有必要对此类极端降水天气成因做深入的分析。本文利用常规探测资料、NCEP/NCAR再分析资料、株洲炎陵自动站资料，分析该过程的背景场和极端降水成因，并探讨湖南特殊地形对降水的影响，通过总结极端降水形成的关键因子，以期提高湖南极端降雨的预报预警准确率，为预报及服务提供科学的参考依据。

1 降水特征

1.1 极端降水特征

本轮过程持续时间长达11 d，创湖南历史新高；此外，日雨量和累积雨量共有73县市达极端降水标准（基于湖南省地方标准《湖南极端降水事件监测方法与判别指标》[24]，利用百分位法选取长期降水序列高于90%的百分位值作为阈值，当指标值达到或超过对应阈值时，认为该值是极端值，所表征的事件为极端事件）。本文根据强降雨带基本稳定少动的时段作为强降雨阶段划分标准，将本轮过程分为3个阶段：6月22—25日强降水主要位于湘中以北地区，6月26—28日主要影响湘南地区，6月29日—7月2日强雨带北抬至湘中以北及湘西南地区。省内共有111县市2247站累计雨量超过200 mm，其中92县市1307站超过300 mm，62县市618站超过400 mm，36县市183站超过500 mm，13县市28站超过600 mm，6个站超过700 mm，最大为923.8 mm，出现在娄底涟源安平。全省平均过程降雨量292.4 mm，较常年同期（81.74 mm）偏多257.8%，位居1951年以来历史同期第一高位。

1.2 中尺度降水特征

本轮降雨过程中出现了大范围短时强降水，表1为强降雨过程的3个阶段不同强度雨强发生站次。第一阶段6月22日20时—25日20时强降雨时段小时雨强≥20 mm有2471站次，≥50 mm有119站次；第二阶段6月25日20时—28日20时湘南强降雨时段小时雨强≥20 mm有276站次，≥50 mm仅有4站次；第三阶段6月28日20时—7月2日20时强降雨时段小时雨强≥20 mm有2513站次，≥50 mm有117站次。从表1中可以看出，第一、三阶段降水强度大，出现短时强降水站次多，多中尺度雨团活动，第二阶段湘南降水强度最小，且出现站次明显偏少，对流性降水偏弱。

2 极端降水成因

2.1 有利的大气环流背景

过程期间东亚中高纬大气环流以经向环流为主，呈一脊一槽型，贝加尔湖为阻高，阻高前部低涡带动横槽缓慢南压，西太平洋副高较为稳定，脊线较长时间维持在23°~24°N，较常年位置偏南，带状副高与北方冷涡对峙，导致了梅雨锋雨带在湖南摆动。此外，副高边缘存在高不稳定能量和充沛的水汽输送，在有利的大尺度环流背景与天气尺度系统强迫、中低层低涡及切变线、地面辐合线等中小尺度系统影响和触发下，导致湖南持续暴雨和大暴雨的发生。

2.2 高低空急流配置

在过程的第一阶段，200 hPa南亚高压呈东西向带状控制从青藏高原到长江以南的广大区域，其北侧为高空槽，高空西风急流位置偏北。低空西南风急流在过程开始时就已经建立，位置偏南，位于广西境内，在过程前期不断加强北推，23日20时西南低空急流北推到湘北（图1a），长沙站西南风达20 m/s，怀化站16 m/s。但由于高空急流位置偏北，高低空急流的耦合形式没有建立，暴雨区的强上升运动主要来自低空急流北侧的强风速辐合以及切变线上的风向切变，因此暴雨主要位于低空急流的出口区。24日08时（图1b），西南低空急流仍维持在湘中以北，其北侧强上升运动导致湘中偏北地区出现大范围暴雨和大暴雨。24日08时后，低空急流明显减弱南退，雨带南移到湘中以南地区，200 hPa高空槽后高空急流逐渐减弱消失。

第二阶段，低空急流减弱消失，切变维持在湘中以南，200 hPa高空槽进一步加深，槽前西风急流转为西南风高空急流并南压，从26日20时的配置可看出（图2a），湖南位于西南风高空急流入口区的右侧，但由于低空急流消失，并没有建立高低空急流的耦合形势，27日20时（图2b），槽前高空急流进一步南压，湖南仍处在高空急流入口区的右侧，同时高空槽西侧西北气流开始加强，但由于低空西南风较弱，高低空急流耦合形势并没有建立。

表1 湖南省6月22日20时—7月2日20时雨强统计

第三阶段，低层西南风加强，850 hPa低空急流重新建立并向北推进，与此同时200 hPa东西向的南亚高压断裂，南亚高压中心西移到青藏高原和印度半岛之间，高空槽进一步加深，槽前与槽后的高空急流也加强南压。29日20时（图3a），200 hPa西侧的西北风高空急流往东南方向推进到我国西南地区东部，湖南处于西侧高空急流出口区的左侧和东侧高空急流入口区的右侧，两支高空急流辐散区的叠加有利于高空强抽吸作用的加强，同时湘中以北地区处在低空急流出口的北侧，高低空急流的耦合形势建立，高空急流入口区的直接环流的上升支与低空急流出口区的间接环流的上升支重合，加强次级环流的形成，增强了暴雨区的上升运动，导致湘中以北出现大范围暴雨和大暴雨，第三阶段持续时间最长、暴雨区范围最广，与耦合形势的建立密切相关。耦合形势一直维持到30日20时（图3b），之后湘西南的低空急流南撤到广西北部，1日20时低空急流进一步往东南方向移动，高空两支急流合并成一支，湘东南仍然维持高低空急流的耦合形势，湘东南仍有较强降水发生。

图 1 200 hPa全风速（黑色等值线，≥30 m/s，单位：m/s）、850 hPa全风速（红色等值线，≥12 m/s，单位：m/s）以及其后24 h降雨量（色斑，单位：mm）（a为23日08时；b为24日08时）

图2 200 hPa与850 hPa全风速以及之后24 h降雨量（a为26日20时；b为27日20时）

2.3 热力与不稳定条件

假相当位温θse垂直剖面清楚地显示锋面活动和不稳定层结的情况，因此对比分析了此次过程不同阶段θse和垂直速度的剖面图。在第一个阶段，从23日 20时沿 110°E 的剖面图发现（图 4a），θse具有鞍形场结构：暴雨区北侧为θse等值线密集带（锋区），锋区在500 hPa以下呈陡立状，500 hPa以上向北倾斜。锋区的动力强迫有利于低层能量和水汽向上输送，同时θse的陡立区容易出现涡度的倾斜发展，是涡旋发展的重要区域；暴雨区低层为θse大值区，存在向高层伸展的高θse舌区，为对流不稳定层结；中层θse等值线稀疏并向下凹，呈漏斗状分布，为中性层结；高层为稳定层结。强垂直上升运动出现在锋前暖区中，其结构也呈陡立状，θse的这种垂直分布是典型的有利于对流性天气产生的模型。分析相对湿度和垂直速度的剖面图（图4b）可以发现，暴雨区存在从低层直达高层的相对湿度＞90%的深厚饱和气柱，与强上升运动形成互耦结构，饱和气柱南北跨度大，湖南区域大都位于此高度高湿区内，暴雨就发生在锋前高温高湿的不稳定层结和强上升运动区。

在过程的第二个阶段，随着系统的南压，强降雨带也南压到湘中以南，从27日20时沿113°E的θse剖面图发现（图5a），虽然在暴雨区北侧也存在θse的密集区和鞍形场结构，但锋区呈倾斜状向北和向高层伸展;与第一阶段锋区在500 hPa以下呈陡立状的结构明显不同，上升运动区虽然也位于锋前暖区中，也呈倾斜状，但上升运动的强度较第一阶段弱，相对湿度的剖面图上（图5b），锋前也存在高湿区；因此虽然第二阶段强降雨也出现在锋前高温高湿的不稳定层结区，但降雨强度较第一阶段弱。

第三阶段雨区北抬到湘中以北地区，从29日20 时沿 113°E 的 θse剖面图发现（图 6a），θse的垂直结构具有与第一阶段类似的不稳定层结，暴雨区北侧存在θse的密集区和鞍形场结构，中低层θse呈陡立状，锋前暖区也是高湿区（图6b）。与第一阶段的区别是，垂直上升运动区虽然也呈陡立状，但上升运动的强度较第一阶段弱，而且强上升运动区位置较高，位于400 hPa附近，另外中低层上升运动区之间有弱的下沉运动。在其后的演变中，强上升运动中心逐渐下降，30日20时强上升运动中心位于600 hPa附近，中心强度也逐渐加强。

图 4 23日 20时沿 110°E 假相当位温（等值线，单位：K）、垂直速度（色斑，单位；Pa/s）（a）和沿 110°E相对湿度（等值线）、垂直速度（色斑，单位；Pa/s）（b）

2.4 水汽异常

极端降水和持续强降水过程，常伴有超强的水汽输送与汇合。从30 a平均和过程期间平均整层水汽通量上看（图7），北澳冬季风水汽输送较常年同期有所加强，达到 350 kg·m-1·s-1以上，南亚季风的水汽输送大值中心较常年东移，在孟加拉湾上空达到600 kg·m-1·s-1以上，加之西太副高南侧输送至南海的东风水汽也有所加强，使得南海南部的水汽强度明显提升。因此，来自孟湾、南海和副高南侧的3条水汽通道源源不断地将水汽输送至湖南上空，使得湖南水汽较常年同期显著增强，除湘西北外，其余大部分地区整层水汽通量达300 kg·m-1·s-1以上，其中湘南地区达 500 kg·m-1·s-1以上。

图 5 27日 20时沿113°E 假相当位温（等值线，单位：K）、垂直速度（色斑，单位：Pa/s）（a）和沿 113°E 相对湿度（等值线）、垂直速度（色斑，单位：Pa/s）（b）

图 6 29日 20时沿113°E 假相当位温（等值线，单位：K）、垂直速度（色斑，单位：Pa/s）（a）和沿 113°E 相对湿度（等值线）、垂直速度（色斑，单位：Pa/s）（b）

图7 1981—2010年6月22日—7月2日平均整层水汽通量（a）和2017年6月22日—7月2日平均整层水汽通量（b）（单位：kg·m-1·s-1）

为了进一步分析不同阶段水汽异常对极端降水的贡献，对降水期间不同时段的大气可降水量及其异常进行分析。大气可降水量是指单位截面积垂直大气柱内所包含的水汽总量，6月22—24日湘中及以北地区整层可降水量超过55 mm，局地超过60 mm（图8a），其中，24日整层可降水量超过常年同期2个标准差，具有显著的正异常，实况显示强降水主要集中在湘中以北区域；25日暴雨、大暴雨落区南压至湘中一带，与之相对应湘中地区的整层可降水量超过60 mm（图8b）；26—27日强降水落区进一步南压，湘中及以南地区的整层可降水量超过50 mm（图8c）；28—29日强降水北抬至湘中一带，其整层可降水量达到50~60 mm；6月30日—7月1日整层可降水量超过55 mm的区域扩大至整个湘中、湘西南以及湘东北地区（图8d），呈东北西南走向，其中湘东北地区整层可降水量超过60 mm，超过常年同期2个标准差，湘中、湘东北和湘西南出现大范围大暴雨天气；7月2日整层可降水量超过55 mm的范围南压至湘南地区，超过常年同期2个标准差，强降水主要出现在湘东南地区。由此可见，在此次强降水过程期间，整层可降水量的演变和实际降水对应良好，具有较好的指示作用。

3 地形对极端强降水的影响

湖南地势复杂，东、南、西三面山地围绕，中部丘岗起伏，北部平原、湖泊广布，呈西高东低、南高北低、朝东北开口的不对称马蹄形盆地。雪峰山自西南向东北贯穿省境中部构成了典型的环形层状地貌。湖南的土地利用类型以农田和森林为主，城市多分布在以长株潭为代表的经济区，岳阳、常德所在的洞庭湖区主要以水体和农田为主，地面水覆盖面积广阔，水汽条件常年较好。

地形与气流相互作用的影响下，容易形成致灾性大暴雨，为研究湖南地形与降雨的关系，选取了过程中日雨量200 mm以上站点的时段，讨论不同地形对极端强降水的影响。

3.1 6月22日20时—6月23日20时

沿着强降水中心（岳阳站239 mm和临湘站232.8 mm）作一条东北—西南走向的剖面（图9），可以看到，日降水沿强降水中心的演变曲线上存在3个峰值，分别对应图9中的吉首、安化、岳阳3个大暴雨区，其中吉首附近（110°E，28.2°N）的峰值最小，安化附近（110.5°E，28.8°N）和岳阳附近（113.3°E，29.5°N）的降水较强。受低层偏西风的作用，安化附近的强降水区位于地形背风坡，山后的背风波扰动和动力涡旋对降水有加强作用；岳阳附近的迎风坡为降水提供了一定的抬升条件，但是该区域山地低矮，强降水受地形的影响相对较小，该区域的强降水主要与湖区合适的温湿条件有关。

图8 6月24日08时（a）、25日08时（b）、27日08时（c）、7月1日08时（d）大气整层可降水量（单位：mm）

图9 22日20时—23日20时地形（阴影，单位：km）叠加降水（曲线，单位：mm）沿强降水中心连线剖面

3.2 6月29日20时—6月30日20时

沿着强降水中心（平江站236.2 mm、安化站202.3 mm和泸溪站215 mm）作一条东北—西南走向的剖面（图10），可以看到，日降水沿强降水中心的演变曲线上存在2个明显的峰值，分别对应的是图10中所示的安化、泸溪大暴雨区和平江、汨罗大暴雨区，降水演变曲线的峰值宽度较大，说明大暴雨出现的范围广，强降水的影响区域大。从剖面图的变化可以看出该时段内的强降水与地形密切相关，峰谷交替、地形复杂的区域对应着降水的峰值，两个降水极值都出现在2个较高山峰之间的山区。

图10 地形（阴影，单位：km）叠加降水（曲线，单位：mm）沿强降水中心连线剖面

为了更加直观地展现地形与降水的关系，引入了地形坡度的概念，通常意义上的地形坡度是指地形海拔高度变化与水平距离的比值，表征地形的复杂和陡峭程度。沿强降水中心做剖面，求取该剖面上的地形坡度绝对值，得到地形坡度绝对值与降水的演变情况（图11）。从图11中可以看出地形坡度绝对值与降水量变化十分吻合，地形变化越剧烈降水强度越大。不同站点的降水日变化（图12）显示出，安化、泸溪的降水演变特征相似，表现为全天均匀降水，降水时段长，这与西部地形相对复杂有关，复杂地形的存在常常会增加降水时长，使得降水趋于均匀；平江站降水时段集中，雨强很大，受天气系统的影响相对明显。

图11 湖南地形坡度绝对值和降水（单位：mm）剖面

图12 平江、安化、泸溪3站降水（单位：mm）日变化对比

3.3 6月30日20时—7月1日20时

随着降水雨带逐渐向南发展，长沙和娄底大部分地区出现了大暴雨，其中长沙日雨量238.2 mm，宁乡日雨量218.9 mm。长沙、宁乡地区山地低矮，强降水受地形的影响相对较小，该区域的强降水主要与天气系统和湖区附近合适的温湿条件有关。相对湿度饱和区呈现东北—西南走向，贯穿整个湘中地区，与暴雨带位置一致，长沙、宁乡为代表的湘东地区低层比湿＞18 g/kg，为该地区持续的强降水提供了充沛的水汽条件。

4 结论与讨论

利用多种观测资料以及NCEP再分析资料，选取一次湖南罕见的大范围持续暴雨、大暴雨过程，针对其极端性进行了成因分析，得到以下结论：

（1）西太平洋副高稳定少动，脊线位置较常年偏南，带状副高与北方冷涡对峙，导致梅雨锋雨带在湖南摆动；中低层低涡及切变线、地面辐合线等中小尺度系统是湖南持续暴雨和大暴雨发生的触发条件。

（2）高低空急流提供了有利的动力条件。暴雨第一阶段高空急流偏北，强上升运动来自低空急流北侧的强风速辐合和风向切变；第二阶段低空急流减弱消失，但高空急流南移，湘南位于高空急流入口区的右侧辐散区；第三阶段湖南处于西侧高空急流出口区的左侧和东侧高空急流入口区的右侧，两支高空急流辐散区的叠加有利于高空抽吸作用的加强，同时低空急流再度加强北推，高低空急流的耦合有利于次级环流的形成，增强暴雨区的上升运动，导致湘中以北出现长时间、大范围暴雨和大暴雨。

（3）3个阶段暴雨区北侧均存在θse的密集区和鞍型场结构，锋区的动力强迫有利于低层能量和水汽向上输送，同时暴雨区存在深厚饱和气柱，与强上升运动形成互耦结构，高温高湿的不稳定层结和强上升运动有利于暴雨的产生。

（4）水汽异常偏高也是造成极端降水的一个重要原因。来自孟湾、南海和副高南侧的3条水汽通道的输送使得湖南水汽较常年同期显著增强。其中降水最显著的第一阶段和第三阶段中整层可降水量超过常年同期2个标准差，最大整层可降水量超过60mm，其大值区的演变与实际强降水区域对应较好。

（5）湖南地势复杂，地形对降水有一定的增幅作用。引入地形坡度概念后发现，地形坡度绝对值与降水量变化十分吻合，地形变化越剧烈降水强度越大，而复杂地形的存在常常会增加降水时长，使得降水趋于均匀。