引言

我国对低纬地区汛期强降水的研究主要聚焦于华南前汛期或登陆热带气旋的影响(薛纪善，1999；林爱兰等，2013；伍红雨等，2011；袁媛等，2012；王东海等，2011；赵玉春等，2009；李晓娟等，2012；刘尉等，2014；张耀华等，2012), 且影响区域多限于广东、广西等地，对海南岛的强降水，鲜少提及。海南岛从地理位置上隶属华南区，但汛期降水分布特征差别甚大。广东、广西等地汛期降水的主峰期出现在前汛期内，为4月中旬至6月中旬(黄士松等，1986)，而海南汛期降水的主峰期出现在后汛期内，出现时间较晚，为9月中旬至10月中旬。华南地区后汛期通常被定义为7—9月(高辉等，2013；李丽平等，2012；张婷等，2009)，观测事实表明，海南进入后汛期的时间为8—10月，相比华南大多数地区要晚(图 1a)。从汛期降水的分布特征来看，海南岛相比更接近于中南半岛的东部地区。Chang等(2005)对中南半岛地区季风降水的年循环规律进行研究，发现东亚夏季风向冬季风转换过程中，中南半岛地区的对流发展经历了一次逐渐增强的过程。Chen等(2012)在越南中部降水年际变化的研究中也指出，越南中部的强降水事件经常出现在10—11月，Walter(1974)通过对1951—1965和1968年观测数据的统计也证实：越南、柬埔寨及泰国等国家10月仍处雨季的主汛期，某些地区峰期甚至持续至11月中旬。此外，对于10°N附近的中南半岛东部地区，许多研究也表明，季风降水最大峰期出现在秋冬季(Nguyen et al，2007；Yokoi et al，2008; Yatagai et al, 2009；Yokoi et al，2010; Yen et al，2011)。这可能与南海夏季风撤退速度有关。南海夏季风维持到10月才出现明显的南撤; 而印度夏季风撤退速度则相对迅速，在9月就撤退到10°N以南(潘静等，2006)。因此，受南海夏季风南撤影响的主要区域，如中国华南地区、中南半岛东部地区，雨带随季节的南落速度较印度半岛更为缓慢。由于纬度较上述中南半岛诸国偏北，海南岛于9月中旬提前进入后汛期降水峰期，峰期维持至10月中旬。

海南岛汛期强降水发生频繁，其中以9—10月后汛期内极端降水时间出现的频次最为密集，特大暴雨日数(单测站降水＞250 mm)接近全年的50%(图 1b)。这段时期内出现的特大暴雨过程，除了个别过程由热带气旋直接引发强降水外，其他暴雨过程主要由冷暖系统相互作用形成的偏东低空急流所引发，这种特定的天气系统配置触发的暴雨过程往往更加强烈，持续时间也更长(马学款等，2012)。这类暴雨主要出现在9月下旬至10月中旬，受季风交替期间冷暖系统相互作用影响，其形成条件复杂，降水强度大，暴雨特征远不如单一热带气旋引发的暴雨明显，给预报带来了巨大的困难，其造成的危害甚至比热带气旋直接影响造成的危害更大，所以海南省气象台把这类特大暴雨专门定义为后汛期特大暴雨。进入2000年以来，符合后汛期特大暴雨天气系统配置特征及降水强度标准(单测站降水＞250 mm)的极端降水过程共出现了7次，出现频次似有进一步增加的趋势，且强度更强。其中的3次过程引发了近40年来海南岛受灾最严重的3次洪涝事件(出现时间：2000年10月11—16日、2008年10月12—14日和2010年10月1—8日), 造成的经济损失总数超过100亿(海南省气象局《海南省天气预报技术手册》编写组，2013)。

南海海域是南海夏季风的源地，海南岛地处南海与亚洲大陆的交界处，海气相互作用显著，为了增进对南海海域天气气候特征的了解，提高对热带海岛极端强降水形成机制的认识。本文拟以2000年10月11—14日、2008年10月12—14日和2010年10月1—8日3次发生在海南岛的持续性特大暴雨过程为例，借助NCEP一天4次全球再分析和地面常规测站数据, 从高低空形势场对其环流特征进行分析，希望能为我国热带地区的降水研究及预报提供一定的线索。

1 典型个例的天气学特征对比分析 1.1 降水特征

2000年10月11日08时至17日08时海南岛共有9个市(县)总雨量超过500 mm，其中位于东半部的琼海市、定安县、屯昌县均超过700 mm。共有6个市(县)连续3日降雨量超过100 mm，3个市(县)日降雨量超过250 mm, 其中屯昌县14日08时至15日08时降雨量高达443 mm。

2008年10月12日08时至15日08时海南岛西半部地区过程累计雨量100~300 mm，东半部地区累计雨量300~600 mm，其中屯昌县12日08时至13日08时降雨量达255.9 mm。

2010年10月1日08时至9日08时，海南岛西半部普降大雨到暴雨，东半部普降暴雨到大暴雨，东北部地区连日出现特大暴雨，全省平均过程降水量达648.3 mm，是常年同期(93.1 mm)的6倍，为历史同期最多值，也突破历史以来暴雨过程平均雨量最高纪录。强降雨区覆盖16个市(县)，为历史最大范围的强降雨过程。其中琼海市博鳌镇5日08时至6日08时降雨量达881.8 mm。文昌市区过程总雨量高达1754 mm。

三次后汛期特大暴雨过程的雨量地理分布特征十分相似，最强降水区域均出现在海南岛东半部地区，整体呈一致的自东向西逐渐减弱的态势(图 2a~2c)。这与近10年来所有后汛期特大暴雨过程的极值降水分布统计特征完全一致(图 2d)。这种独特的落区分布态势与海南岛中间高四周低的钟形地形可能有较大关联。海南岛的北部、中部、东部地区处于五指山的迎风坡，由沿海、丘陵到山地，地势逐渐增高。这种特殊的钟形地形对降雨具有增幅作用(郭欣等, 2013)，当偏东气流受五指山阻挡会产生爬山运动，暖湿空气的抬升作用增强，导致迎风坡和背风坡雨量分布出现不同变化，使得暴雨中心主要在海南岛的北部、中部、东部地区(冯文等，2009)。此外有研究表明，华南沿海海陆风效应显著，在某些特殊的海岸地区容易形成辐合中心，从而使降水加强，导致沿海降水出现日变化(朱乾根等, 2007)。海南岛四周环海，夜间由于陆地降温幅度比海洋大，陆风效应明显。海南岛内陆向周围海洋吹陆风，其中东部地区的偏西陆风与偏东背景风场交绥在东部沿海地区，极易形成中尺度辐合线，这可能是后汛期特大暴雨过程中夜间常常出现强降水增幅的一个重要因素。

1.2 天气系统配置 1.2.1 南亚高压

对流层上部的天气系统较为稳定，日际变率较小，若存在水平风辐散中心，将有利于低层的对流发展和维持(刘还珠等，2006)，这也是短期天气预报中常作为诊断强天气发生、维持和发展的重要参考因素。在上述3次典型个例中，最强降水日海南岛所处的南海北部对流层上部(200 hPa)均出现了大范围的反气旋性闭合环流，且闭合环流的中心基本位于海南岛上空，这表明南亚高压的主体已经移至南海北部(图 3a~3c), 这比相应时段的南亚高压气候平均位置要明显偏东且略有偏南(图 3d)。这种相对气候平均态的异常分布，显示南海北部地区在后汛期特大暴雨过程中，其高层存在显著的水平风辐散，对该地区对流层低层的辐合上升运动提供了十分有利的条件，是后汛期特大暴雨过程中对流得以旺盛发展和长时间维持的重要环流背景。

1.2.2 热带低值系统、中纬槽后冷高压和副高

三次暴雨过程中，对流层中、低层和地面的天气系统配置呈现出非常相似的分布特征。15°N、110°E附近都存在一个热带低值系统; 30°~40°N附近的东亚大陆上有中纬槽后的冷高压；副热带高压(以下简称副高)形态基本呈带状或方头状，且热带低值系统都位于副高的西南侧；20°N附近都出现了一条长达15个经距，横跨整个南海北部的偏东风低空急流(图 4a~4c)。由这些独特的天气系统配置，可以清楚地看到低压扰动和中纬槽后冷高压的相互作用，导致南北气压梯度加大，冷暖空气交绥于南海北部，19°~20°N的海南岛上空低层弱锋区结构得以建立(图 5)；而副高和热带低值系统的相互作用，则导致东北—西南向气压梯度加大，气流加强。风的切变作用使得涡旋增强，利于对流维持和发展。这与孙建华等(2004)等提出的梅雨锋暴雨的天气学模型虽有相似，但又有所不同。梅雨锋暴雨天气学模型强调的是南海季风涌、西太平洋副高、中高纬冷空气活动以及高原东坡的α中尺度扰动东移, 这4个多尺度天气系统的协同作用时, 梅雨锋上出现强暴雨。后汛期特大暴雨过程中，南海北部并无自西向东的扰动影响。

1.2.3 低空急流

强盛的偏东风低空急流是后汛期特大暴雨的天气学特征中最显著的强信号。上述3个个例中，急流核的最大风速都超过了20 m·s^-1，存在的时间都在5 d以上，长度跨越15个经距(图 6)。其风速之强，时间尺度之长，空间尺度之大都是其他非台风类暴雨中所罕见的。由前面的分析可知，热带低值系统、中纬槽后冷高压和副高三者之间的相互作用，导致南北向和东北—西南向气压梯度的加大，是后汛期特大暴雨过程中偏东低空急流出现的主要原因。急流的形态和流向也表明，其由热带低值系统东北侧的东南风，冷高压前缘的东北风和副高南缘的偏东风汇合而成。许多研究证明(辜旭赞等，1996；Cook, 1999；Elinor et al，2011；赛翰等，2012；刘鸿波等，2014)，低空急流不仅能把低层水汽、热量集中往下游输送，使下游地区造成或增大位势不稳定，且能在其左前方范围内造成强烈的辐合上升运动。而海南岛正处于这支偏东低空急流的出口区左侧(图 4)，风向风速辐合明显，急流的存在为暴雨过程提供了充沛的水汽输入和辐合抬升条件，是触发强降水的最关键原因。

三次过程中急流的垂直结构随时间的变化也存在较为一致的特征。图 6为最强降水日急流核(最强风速区)随时间的分布。假设t为最强降水日，则图中数字1, 2, 3, 4, 5依次代表t-3, t-2, t-1, t, t+1, 即最强降水日出现前第三天，前第二天，前一天，最强降水日当日和后一天。由图可见，后汛期特大暴雨过程中急流的变化都呈现出3个明显的特征：

(1) 最强降水日前1~2 d急流核有自东向西移动的现象。图 6a中急流核3→4移动了近2个经距；图 6b中急流核3→4移动了近6个经距；图 6c中急流核2→3→4移动了2个经距。急流核在最强降水出现当日都移入或移近海南岛。海南岛上空急流的加强为极端强降水的出现提供了有利条件。

(2) 急流核风速存在脉动现象。最强暴雨日出现的前3 d，急流核风速值逐日增大。图 6a中急流核风速值由16 m·s^-1→22 m·s^-1→26 m·s^-1；图 6b中急流核风速值由12 m·s^-1→14 m·s^-1→16 m·s^-1；图 6c中急流核风速值由18 m·s^-1→20 m·s^-1→22 m·s^-1。且急流核厚度也在最强暴雨日出现前一天达到最大(见图中数字3所在的等值圈)。有研究表明，低空急流轴上出现风速的急增时，气压场变化尚很迟缓，以致出现很强的超地转的不平衡。大气运动的适应理论指出，地转偏差能够激发出重力惯性波。重力惯性波强度与地转偏差强度成正比，这种重力波系与中尺度的辐合场的形成与加强有直接联系(孙淑清，1979)。在后汛期特大暴雨过程中，正是因为低空急流的脉动，导致了中尺度辐合线的产生和中尺度低云的发展，进而促发了暴雨。从图中还可以看到，随着重力惯性波对能量的频散，超地转现象逐渐消失，这时急流轴上的脉动也相应缓和，风速变小，厚度变薄，急流核高度有所下降，暴雨强度也很快减弱了。

(3) 在最强降水日出现之前，急流核高度有逐日升高的现象。图 6a中急流核1→2→3，高度从900 hPa上升至800 hPa；图 6b中急流核1→2→3→4，高度从950 hPa上升至850 hPa。图 6c中急流核2→3→4，高度从950 hPa上升至800 hPa。这种有规律的现象表明后汛期特大暴雨过程中，南海北部上空的低空急流先于低层形成，在其形成过程中能量从低层向上输送，造成低层的强风速区也向上扩展。这与赵平等(2003)对1998年春夏南海低空急流形成机制的研究结论是一致的。从图中我们还可以发现，最强降水时段结束后，2008、2010年的个例急流核高度明显下降。

2 典型个例的环流异常特征

大气环流异常是造成极端天气出现的最主要原因。除了本文1.2.1节中提到南亚高压异常情况分析外，下面将对上述3个典型个例(2000年10月11—14日、2008年10月12—14日和2010年10月1—8日)的对流层中、低层环流距平特征进行综合分析，寻找暴雨形成过程中的异常信号。

2.1 500 hPa高度距平场

上述3次极端降水过程所处时段的候平均500 hPa高度距平场，呈现出非常一致的特征(图 7a~7c)。由图可见，我国东北地区(东亚中纬槽所在位置)均出现4~10 dagpm的负距平，而我国东部地区至西北太平洋的带状区域(副高所在位置)上，均出现2~4 dagpm的正距平。这说明在后汛期特大暴雨过程的高空天气系统配置上，东亚中纬槽强度及副高强度较常年同期更强, 这与李勇等(2006)对海南岛秋季异常降水大尺度环流场的分析结果是一致的。强的东亚中纬槽所引导的槽后冷空气南下力度比常年同期加大，利于冷空气前缘越过海峡与夏季风前部交汇于南海西北部地区，使得南海西北部地区斜压性增大，冷暖交绥更强烈。呈带状增强的副高，其西脊点位置比常年同期偏西，向我国内陆西伸，使得其南侧的偏东气流更强，利于水汽及东风波动向西传播，出现强烈的上下游效应，使海南岛地区降水增幅显著。本文1.1节中列举的降水观测事实也证明, 东亚中纬槽和带状副高的强度到达一定值域，对后汛期特大暴雨过程的降水强度有增幅作用。图 7a~7c相比显示，2000和2010年的两次极端降水过程，副高区的正距平及东亚槽区的负距平均比2008年过程的距平值大。与之相对应的是，2000和2010年的两次过程的降水强度和暴雨持续时间要远大于2008年的过程。

2.2 925 hPa风场和水汽通量场距平特征分析

三次过程对流层低层的平均风矢量距平场，也存在较为相似的特征。相对气候平均态，后汛期极端降水出现时，我国大陆上有自北向南的风分量，南海中北部洋面则有明显的涡旋结构(图 8a~8c)。这表明后汛期极端降水过程中，南下冷空的强度比常年同期平均值偏强，南海上的涡旋也比常年同期平均更强烈，甚至可达热带低压级别。2000和2010年的两次过程中，南海中北部、菲律宾东部洋面和孟加拉湾海面均有热带低值系统活动，辐合带异常活跃，辐合带南侧偏西风分量比常年同期平均显著加强(图 8a和8c)。而暴雨强度相对较弱的2008年过程，仅南海中北部有气旋活动，10°N以南至赤道附近，相比常年同期平均甚至出现了大范围的偏东风分量(图 8b)。这说明，除了冷空气的强度外，辐合带的活跃程度对后汛期特大暴雨过程的降水强度有显著的影响。

辐合带内涡旋的强度与季风槽的强度是相互对应的。图 8a和8c中孟加拉湾的涡旋结构对应的是印度季风槽，南海中北部的涡旋结构对应的则是南海季风槽，图中可明显看到南海中北部的涡旋结构相比更为显著，而图 8b中，甚至只有南海出现了涡旋结构。这说明后汛期极端降水个例中，南海季风槽发展更为强烈，起主导作用。就季风的气候变化特征而言，这个推论是合理的。有研究表明, 南海夏季风槽撤退缓慢, 维持到10月才出现明显的南撤; 而印度夏季风槽在9月就撤退到10°N以南, 撤退十分迅速。总的来说, 南海夏季风槽爆发早且突然, 撤退缓慢, 维持时间长; 印度夏季风槽则是渐进式的爆发, 撤退迅速, 维持时间较短(潘静等，2006)。但这只是气候平均态，在有气象记录以来最强的两个后汛期特大暴雨个例中，气候距平场显示，2000年10月第三候和2010年10月第二候印度季风槽结构非常明显，位置仍然在10°~15°N附近，南海季风槽的涡旋结构更明显，且位置甚至接近北纬20°N。南海季风槽和印度季风槽的强度和南落的位置对海南岛后汛期极端降水强度有重要的影响。

三次极端强降水个例中，海南岛附近都出现了一个水汽通量模的候平均正距平中心，中心最大值均超过0.06 kg·s^-1·hPa^-1·m^-1(图 8a~8c)。其中2000年个例的候平均距平中心值甚至高达0.18 kg·s^-1·hPa^-1·m^-1, 其候平均值为常年候平均值的3倍多。由距平风矢量的走向可以看出，偏东气流在3个个例中都出现了显著的水汽正距平输送，这表明造成暴雨增幅的水汽主要来自大陆冷高压东南侧的东北气流和副高南侧的偏东气流，这也印证了偏强的大陆冷高压和副高对后汛期特大暴雨的出现有重要的作用。此外来自印度夏季风槽南侧的偏西风水汽输送也是部分极端降水个例的重要水汽来源。2000和2010年的个例中，由于印度季风槽的异常偏强偏北，赤道以北的西北印度洋地区向南海区域的水汽输送出现了显著的正距平，这也是2000和2010年个例的降水强度远比2008年个例大的重要原因。尤其是2000年的过程中，来自印度洋的西南季风支流的异常强烈的水汽输送从孟加拉湾横穿泰国湾直通南海北部，是极端降水发生和维持的重要水汽来源(图 8a)。在后汛期特大暴雨发生发展过程中，正是来自不同方向更加充沛的水汽向南海北部输入，使得海南岛上空在极端降水过程中始终维持源源不断的水汽供应，为极端降水的出现提供了必不可少的条件。

3 结论和讨论

通过对近10年来3个后汛期特大暴雨典型个例的环流配置及异常特征进行分析，得到以下几点结论：

(1) 后汛期特大暴雨落区和降水强度分布非常有规律性，整体呈一致的自西向东逐渐增加的态势，这可能与海南岛地形对暴雨存在增幅作用有关。

(2) 触发后汛期特大暴雨的天气系统配置具有非常相似的特征：在对流层上层，南亚高压正好位于南海北部上空。高层存在稳定的辐散区，利于低层的辐合上升运动加强和维持；在对流层中、低层，热带低值系统、中纬槽后冷高压和副高三者之间的相互作用，使得南海北部地区南北向和东北—西南向梯度加大，海南岛上空锋区结构建立，涡旋增强和维持，同时诱发偏东低空急流。

(3) 强盛的偏东风低空急流是后汛期特大暴雨的天气学特征中最显著的强信号。其由热带低值系统东北侧的东南风，冷高压前缘的东北风和副高南缘的偏东风汇合而成。海南岛正处于这支偏东低空急流的出口区左侧，风向风速辐合明显。后汛期特大暴雨过程中急流的变化呈现出3个明显的特征，即最强降水发生前急流核自东向西移动，高度逐日上升，且风速脉动剧烈。急流位置的移动，风速的剧烈脉动为暴雨过程提供了充沛的水汽输入和辐合抬升条件，是触发强降水的最关键原因。

(4) 在后汛期极端强降水个例中，北半球亚洲区内ITCZ异常活跃，南海季风槽和印度季风槽南撤速度缓慢，比常年平均异常偏北偏强。南亚高压的位置比常年同期明显偏东偏南，东亚中纬槽，副高的强度也比常年明显偏强。异常偏强的天气系统配置为强天气的发生提供了有利的环流背景。

(5) 造成暴雨增幅的水汽主要来自大陆冷高压东南侧的东北气流和副高南侧的偏东气流，这也印证了偏强的大陆冷高压和副高对后汛期特大暴雨的出现有重要的作用。此外，由于印度季风槽的强弱异常导致的西南季风支流向南海区域水汽输送差异，也是造成极端个例的降水强度出现差异的重要原因。