引言

华南暖区暴雨指产生在地面锋线以南暖区里的暴雨，一般发生在地面锋面系统前200~300km的位置，有时发生在西南风和东南风的汇合气流中，甚至无明显切变的西南气流里，是华南地区独特的强降雨现象^[1]。气象学家们对此高度重视，先后开展了多次野外观测试验，对暖区暴雨的时空分布规律和成因进行了统计分析和物理诊断分析，在暖区暴雨形成的环境条件及其热力、动力特征方面均给出了一些有益的结论^[2-5]。如指出暖区降水强度比锋区大得多，但降水面积却比锋区小得多; 华南暖区暴雨的形成与一定的地形有关，华南暴雨发生在地面锋前暖区和锋面附近有若干扰动活动的地方等。已有的研究还提出了华南暖区暴雨的一种中高层重力波触发机制，锋面中尺度对流系统在其中高层稳定层结区激发出重力波列向下游传播，在中低层暖区，触发暖区不稳定能量的释放，形成暖区暴雨^[6]，并从影响华南暖区暴雨的中尺度对流系统、低空急流、下垫面地形等方面进行了研究^[7-9]，加深了对华南暖区暴雨的认识。然而对暖区暴雨在动力、热力物理属性特征及造成这些特征的物理原因的相关研究尚不多见，暖区暴雨形成机制仍是一个值得深入研究的问题。

2005年5月8—9日，广西出现了一次大范围暴雨天气过程。强降水集中出现在850hPa切变线和地面冷锋以南2~3个纬度的区域内，具有明显的华南暖区暴雨特征。本文利用2005年5月8日08时到9日20时探空、地面资料和同期逐6小时的NCEP再分析资料(水平分辨率1°×1 °)，采用MM5V3.7对这场暴雨进行模拟，利用模式输出的高时空分辨的资料探讨了该场暴雨在暖区发生发展的机制，以加深对华南前汛期暖区暴雨机制的认识。

1 过程概况 1.1 天气背景

暴雨过程发生前5月8日20时(北京时，下同)，500hPa层上，东北冷涡中心从48°N、118°E东移南压至43°N、125°E附近，东亚大槽从我国东北延伸到华北、华东一带，从我国东北至高原东部为槽后强盛的西北到偏北气流，副高北缘在18°N附近，脊线在15°N附近，西脊点在115°E以东，南支槽移至云南西部一带，广西处在南支槽前和副高西北侧的西南气流中；700hPa层上，高原东部有一个低涡，低涡中心位于28°N、104°E附近；850hP a层上，湖南、贵州的中南部存在一支冷式切变线；在地面图上，有一条清晰的冷锋从东北冷涡附近自东北向西南伸展，冷锋西段经湖南、贵州南部到达云南东北部一带，广西处在冷锋前缘(图 1)。暴雨过程中，东亚大槽东移，南支槽东移北收，700hPa的低涡、850hPa的切变线和锋区南北摆动幅度小，副热带高压的脊线在10°~15°N之间维持；5月8日夜间至5月9日早上，南支槽东移，副热带高压西伸，南支槽与副高之间的气压梯度加大，副高与南支槽之间形成的对流层中低层的西南急流加强，暖区暴雨正是发生在锋区尚未南下，西南急流加强的时间段内。

1.2 暴雨空间分布

利用2005年5月8日20时至9日20时广西90个观测站逐小时降水资料进行统计，得到24小时降雨量≥100mm的有2站，50~100mm的有25站，25~50mm的有17站(图 2)。暴雨集中出现在广西南部即21.5°~24°N之间，锋面附近降水较弱。强降水区横跨东西约5~6个经度，南北约3个纬度，由两条强雨带和一个相对弱的雨区构成，其中两条强降雨带呈东北—西南走向，分别居于广西贺州到广西崇左一带和广西、广东交界处到广西北海一带，两条强降雨带之间是一个相对弱的雨区；广西北部为少雨区或无雨区。黄士松^[1]等曾指出的华南暖区暴雨的最大特点是降水强度大，一般比锋面附近降水大3~5倍。此次过程的降水观测事实正好与之相符。分析该时段广西逐小时降水(图 3)发现，降水主要发生在5月9日0— 7时这7个小时内。降水主要集中在距离锋区约3个纬度的几个较小的区域里，具有强度大、雨量集中及时空尺度小的特点，属于华南前汛期典型的暖区暴雨。

2 数值模拟 2.1 模拟方案

利用2005年5月8日08时到9日20时探空、地面资料和同期逐6小时的NCEP再分析资料(水平分辨率1°×1°)，采用由PSU/NCAR开发的MM5V3.7对这场暴雨进行模拟。从2005年5月8日08时起，积分36小时，动力学过程采用流体非静力平衡方案，模式采用Grell积云对流参数化方案和Blackadar边界层参数化方案，依据时变海绵侧边界条件取双重嵌套网格，区域中心在23°N、110°E，粗、细网格格距分别为45km和15km，粗、细嵌套网格格点数均为61 ×61×20，模式顶气压100hPa，积分步长90s，每小时输出一次模拟结果。

2.2 模拟结果分析

对数值模拟结果与实况进行对比分析，结果为地面、850hPa、700hPa、500hPa形势场基本一致(图略)，如图 4所示，模拟的5月8日20时的850hPa低空流场图中，实况中位于112°E以东的反气旋环流中心，模拟中略向西偏移到了112°E以西，但长江以南地区的流场形势还是被很好地模拟出来了。模拟图中在27°N附近也存在一支准东西向的切变线，其位置与风场实况基本相符；在广西沿海到广东一带的急流带也被较好地模拟出来，但模拟的风速比实况的稍大，模拟的急流带比实况的略宽广，延伸到了广西中部；到5月9日08时，实况风场上的切变线没有南压，在华南沿海的强风速带发生了东移(图略)，相应的模拟结果也很好地体现了这一变化。模拟的降水落区、时段和降水量与实况也几乎相同(图 2)。如图 2阴影区所示，模式基本模拟出了广西南部的暴雨区，雨区位置与实况雨区位置很接近，雨带形状相似，并且模拟出了两条强雨带和一个弱雨区，雨带上强降水中心的强度与实况接近，模拟的弱雨区的强度比实况稍大。最为显著的是，模拟图上也是在广西北部为无雨区或少雨区，雨势强弱的南北分界相当清楚，与实况非常接近。

可见数值模拟较真实地再现了这一次暖区暴雨过程，可以利用模式输出的高时空分辨的资料进一步探讨此次暴雨在锋前暖区发生和发展的机制。

3 暴雨集中在暖区发生的触发机制 3.1 有利的高低空急流配置

图 5给出了模拟的暴雨发生前、过程中和结束时的高低空急流演变特征。可以看出，自5月8日20时开始，在200hPa高层，从贵州北部、湖南中部到长江中下游地区有一支近于东西走向的平直的高空急流，广西位于高空急流的入口区。暴雨发生前、过程中和结束时这支高空急流的位置稳定少动，高空急流核在暴雨过程中有所发展，其中5月9日06时高空急流核风速达到50m·s^-1并向西推进了3个经度。在850hPa低层，有一支低空急流位于越南北部，5月8日20时(图 5a)暴雨发生前这支低空急流位于104°E以西，急流核在20°N、102° E附近，低空急流轴远离高空急流轴，5月8日23时起低空急流逐渐向北向东伸展，低空急流核东移，低空急流轴逐渐向高空急流轴靠近，暖区降水开始发生；9日06时低空急流核较8日20时已经东移了4个经度(图 5b)，低空急流区到达北部湾北部，高、低空急流轴相对位置稳定，低空急流轴左前方(低空急流出口区)与高空急流轴右侧的入口区在广西南部叠加，暖区暴雨在此时段内最强盛。9日07时以后低空急流继续东移，到10时(图 5c)急流核移到20°N、107°E附近，急流区从广西沿海地区一直延伸到广东南部，急流轴沿海岸线伸向广东南部，高低空急流轴的距离进一步缩小，此时广西已处于低空急流左后侧，暖区强降水趋于结束。低空急流向高空急流靠近的过程与暖区降水增强的过程是比较一致的，说明暖区暴雨与高、低空急流的演变密切相关。一方面高空急流稳定维持，有利于低层西南风受到抬升，使在低空急流左方出现强降水的几率加大；另一方面，高空急流入口区右侧为气流的辐散区，低空急流的左侧为气流的辐合区，两者叠加区域里构成了高空辐散低空辐合的配置，这种配置的抽吸作用在低空急流轴左前方表现最明显，从而有利于强降水在暖区发生。

3.2 超低空和低空急流的爆发和快速东传

5月8日20时至9日20时，南海北部维持着稳定的低空和超低空急流带，急流轴在中南半岛上空出现分叉，一支略偏北，指向广西西南部崇左市一带，另一支沿中南半岛经北部湾到达广西沿海地区和广东，轴线附近大风区域比较宽广。在暖区暴雨发生前大约3小时，925~ 700hPa各层的急流核均在22°N以南出现明显的东移现象，移速约为0.5经度/h，同时急流核风速明显增大。如图 6所示，从8日23时开始，700~925hPa各高度层上，在呈东西走向的低空急流带内均有大风速中心的向东传播，这种向东的传播最先发生在700hPa上，其次是850h Pa, 随之是925hPa，它们在垂直方向上表现出接力东传的形式。超低空和低空急流核主要是在21°~23°N之间以接力振荡的形式快速东传，而不以向北运动为主，这有利于暖区累积充沛的水汽，也有利于有组织的对流在暖区发生，反映在同时次的卫星云图图像上，表现为从中南半岛上空不断有对流云团东移到华南沿海，或在广西南部及沿海地区不断有对流云团生成，最终造成暖区强降水发生。

在广西北部，由于几乎没有低空急流将暖湿气流向北输送，该区域缺乏充沛的水汽和不稳定能量，大气层结比较稳定，最终则没有造成强降水。

3.3 抬升运动与水汽南北分布不均

在8日20时之前，25°N以南两广南部低层为弱的辐散区，高层也是辐散区，8日23时起高层仍为辐散，辐散中心逐渐加强，而低层925hPa则转变成辐合中心，到暴雨发生的主要时段9日00—07时，高层维持辐散，辐散中心进一步加强，同时低层925hPa、850hPa均转变成辐合中心。以9日02时为例，沿110°E制作涡度和散度的经向垂直剖面图(图 7)发现，在21°~24°N之间，散度场垂直分布特征为低层(600hPa以下)为辐合，中高层(600hPa以上)为强烈的辐散。在高层200hPa有强达180×10^-6s^-1的强辐散区和低层800hPa有-100×10^-6s^-1的强辐合区，说明在暖区存在强烈的垂直上升运动区。此时24 °N以北广西北部整层散度接近零值或者为低层正散度，高层负散度的下沉运动的配置(图 7a )。涡度场的垂直分布特征为：在21°~24°N之间的区域上空，在850hPa以上均为正涡度并且涡度随高度升高而增大，其中在21.5°N上空约700hPa高度上有一个正涡度的最大值中心，达到120×10^-6s^-1，在23°N上空550~750hPa的高度上还有一个正涡度的最大值中心，达到120×10^-6s^-1；在24°N以北广西北部，低层到高层的涡度值都接近于0或为负涡度(图 7b)。南北方向上涡度梯度陡峭，涡度值在广西南部(暖区)和北部(靠近锋面的地区)之间分布极不均匀。此时21°~24°N上空存在强散度柱与强涡度柱的相互耦合，在有利的大尺度环流形势背景下，出现这种耦合发展结构的地方更容易形成强的垂直上升运动，有利于在暖区出现有组织的对流活动^[10]。而在24°N以北广西北部地区始终没有出现有利于强上升运动的涡度、散度耦合机制。在同时次的850h Pa水汽通量场(图略)上，与低空急流区域相对应有正的水汽平流由北部湾北部向东延伸至广西西南部及沿海。对应的水汽通量散度剖面图(图略)上，在24°N以北，从低层到高层均为水汽零辐合或弱辐散区；在21°~24°N之间，600hPa以下为水汽通量辐合区并且有两个辐合中心，在两个辐合中心之间还有一个零辐合或弱辐散区，对照图 2可知，水汽通量散度的这种分布与暖区降水呈现“大—小—大”的分布特点一致。强烈的抬升运动造成的有组织的对流运动和充沛的水汽使得在暖区出现强烈的降水。

3.4 云水和雨水的不均匀分布

为了更清楚地揭示在相同大尺度环流背景下，强降水只在暖区发生，广西南北部的降水显著不同的原因，本文利用数值模式输出的云水和雨水数据来分析云系的微物理结构。云水和雨水都是空中水物质的重要成员，它们代表了云中的液态水粒子。两者的区别是云水粒子的直径较小(10μm左右)，飘浮在空中，随气流移动；雨水粒子的直径较大(100μm左右)，在空中向下降落^[11]。如图 8所示，在5月9日02时模式输出的雨水和云水沿110°E的垂直剖面图上，在24°N以北广西北部，几乎没有云水和雨水的集中，云水和雨水有规则排列主要出现在21°~24°N之间广西南部上空，雨水的极值中心出现在600hPa高度上，云水的极值中心出现在450hPa高度上，显示出在暖区，动力场的辐合把低层充沛的水汽向上输送，随着上升运动的增强，大量的水汽转化为云水和雨水，促进了云系的对流发展，这是空中云水向降水转化非常重要的条件^[12]。中尺度对流系统在暖区频繁发生，这与红外云图上观察到的对流云团的频繁生消过程非常类似，表明在暖区有β中尺度对流系统反复发生和强降水发生，造成在暖区的降雨量和雨强远大于锋区的降雨量和雨强。

4 小结

通过对一次华南暖区暴雨过程进行诊断和数值模拟分析，得到如下结论：

(1) 此次暴雨过程由高空急流和低空急流共同影响造成，暴雨发生在暖湿的西南气流中，降水主要集中在距离锋区约3个纬距的较小区域里，远远大于锋面附近降水，具有雨强强、雨量集中和时空尺度小的特点，属于华南前汛期典型的暖区暴雨。

(2) MM5V3.7模式对此次华南暖区暴雨具有很好的模拟能力，能较为准确地模拟出暴雨及其系统的发展演变。模拟结果表明西南急流对广西南部的暖湿气流输送远远大于北部，促进了水汽、垂直运动、不稳定能量在广西南北部的分布不均。在暴雨过程期间低空急流轴一直维持在广西南部的沿海地区，并快速东传而没有北抬，导致在距离切变线较远的地方发生强降水，是华南暖区暴雨形成的关键原因。

(3) 在暖区暴雨发生过程中，在对流层低层有低空急流东传现象存在，并从700~925hPa构成自上而下接力东传的形式，激发了低层不稳定能量释放和对流在暖区的发展，最终导致暖区暴雨的发生。

(4) 云降水微物理过程及其动力、湿热力过程之间存在密切的相互作用，本次过程中低空急流在暖区造成了强烈的动力辐合上升，配合充足的水汽供应和大量的不稳定能量，引起了云中相变潜热的释放促使云体强烈发展，导致了在暖区的降雨量和雨强均远大于锋区的降雨量和雨强。

致谢：本文撰写过程中得到国家气象中心李延香正研高工的热情指导，在此表示感谢。