引言

暖区暴雨的定义最早由黄士松(1986)针对华南前汛期提出，此类暴雨具有强度大、降水集中、对流性质明显的特点。最近的业务预报和研究分析中都发现，在长江中下游地区一些强降雨过程也常发生在暖湿气流中，其特点与华南暖区暴雨有类似之处。相对于锋面暴雨而言，暖区暴雨成因的认识更加不清楚，业务预报效果通常也更差，有必要对暖区暴雨展开进一步研究。

在针对华南暖区暴雨的历史统计研究上，丁治英等(2011)、陈翔翔等(2012)分析了华南暖区暴雨的气候背景，得出西风槽、西太平洋副热带高压(以下简称副高)和南亚高压脊线以及西南季风对暖区暴雨的影响。

在形成暖区暴雨的天气背景和环境条件方面，沈杭锋等(2015)认为华南暖区暴雨存在明显的中尺度铅直运动和波状结构。上升运动主要发生在暖湿气流中，低层没有明显的冷空气入侵，主要天气系统为中低层西南风急流和高层西风急流(师锐等，2010)。苏贵睦等(2010)、卢伟萍等(2010)认为充沛的水汽供应、强烈辐合以及强上升运动并形成有组织的对流活动，是产生暖区暴雨的必要条件。暖区暴雨与锋面降雨对比(周明飞等，2014；孙兴池等，2006；2015；赵玉春等，2008；2009)，伴有更强的对流不稳定能量的重建和释放过程，且只需存在一定的抬升机制，不稳定能量很容易被触发而形成对流(谌芸等，2012；王淑莉等，2015；文丹青等，2011；徐燚等，2013)。

国内研究者在暖区暴雨的形成机理上也有诸多研究成果，程正欣等(1990)指出江淮地区暖区暴雨中几种大尺度系统共同作用产生强风速切变激发出重力内波，重力内波发展后激发和维持中尺度系统引起暴雨。孙健等(2002)、刘蕾等(2012)认为地形的阻挡和绕流作用，使得低层气流辐合加强，形成中尺度对流系统，地形诱导的重力波提供了中尺度触发机制。罗建英等(2009)认为超低空和低空急流的爆发并以接力振荡的形式快速东传，有利于暖区产生强风速辐合并累积充沛的水汽。

但需要指出的是，以往研究多为针对华南暖区暴雨的个例研究，对于江淮地区暖区暴雨的统计性研究相对较少。因此本文将统计长江中下游地区的暖区暴雨过程，得到特定天气背景下的暖区暴雨过程的时空统计特征，建立降水发生时的概念模型，为长江中下游地区的暖区暴雨预报提供一定参考。

1 所用资料和长江中下游地区暖区暴雨的定义

本文使用的资料包括长江中下游地区(包括江苏、安徽、浙江、湖北、湖南和江西六省)(魏凤英，2006)2007—2013年5—9月间常规地面资料、卫星资料和探空站资料、逐小时自动站降水资料、1°×1° 6 h NCEP再分析资料。

长江中下游区域性暴雨过程主要定义为超过3个相邻的国家基本站08—08时的累积降水达到50 mm以上。排除了登陆台风或者残留低压系统直接影响下的暴雨过程后，按照该地区暖区暴雨的天气背景系统进行分类，所选个例的基本天气形势可划分为三类。

(1) 冷锋型:移动性冷锋在南下过程中，在长江中下游地区与南边的暖湿气流交汇，除锋面本身的降水带外，在锋前暖区中产生的强降水。

(2) 暖切变型：天气背景与典型梅雨锋形势类似，地面没有典型意义上的锋面，850 hPa存在西南风与东南风构成的暖式切变线，切变线南北摆动幅度小，在切变线上可能有低涡活动，暴雨区域位于切变线以南的暖湿气流内。

(3) 副高边缘型：副高控制长江中下游地区，低层为偏南气流，带来大量水汽，中层可能有高空槽活动，副高边缘区域产生局地性降水。

在冷锋型和暖切变背景下的暖区暴雨过程中，无论地面是否有经典意义的锋面(即在天气图上温度水平梯度大而窄的区域，且随高度向冷区倾斜，由冷气团和暖气团形成的密度不连续面，锋区内垂直温度梯度小，锋面附近风场具有气旋性切变，锋面两侧气压梯度也不连续，锋区处于低压槽中)，在低层925~700 hPa一般都存在有较为明显的风场水平切变线，若从典型的天气图上分析，暖区暴雨总是发生在低空切变线，或者锋面以南的暖湿气团中。通过对这两类暖区暴雨站点与切变线之间距离为100~400 km内出现降水的站点进行统计(图 1)，得到100~250 km出现降水的站点占总站点数的百分比已达到90%，100~300 km内达到95%。

按照上述结果，进一步细化暖区暴雨的指标，冷锋型为距离地面冷锋100~300 km内，但不直接受冷锋系统影响的锋前暖区内产生的暴雨，暖切变型为距离850 hPa切变线100~300 km内暖区一侧产生的暴雨，副高边缘型为降水无移动性且位于副高边缘范围。

2 三类暖区暴雨的统计特征 2.1 时间分布特征

三类暖区暴雨的个例数统计如表 1，共挑选暖区暴雨220例，其中冷锋型占30%，暖切变型占68%，副高边缘型占2%，其中85%的冷锋型、92.96%的暖切变型以及副高边缘型都发生在季风爆发以后(http://cmdp.ncc-cma.net/Monitoring/monsoon.php)，东亚季风爆发后中国南方地区低层转为西南风控制，带来大量暖湿气流，此时长江中下游地区温度升高且水汽充沛，更有利于产生暖区暴雨。

分析三类暖区暴雨逐月的降水次数(图 2)及总降水量(图略)得到，暖切变型暴雨发生次数最多，总降水量最大，2007—2013年共发生150次，主要发生在6月中下旬到7月上旬，两月降水量之和占5—9月所统计的所有暖切变型暖区降水总量的76.6%，随着副高北抬，其副热带高压脊线位置移到22°~25°N，使得切变线多位于江淮流域，此时长江中下游地区常处于梅雨季节，地面有准静止锋停滞(梅雨锋)，低层为江淮切变线。

冷锋型暴雨主要发生在5月中下旬到6月上中旬，两月降水量之和占5—9月总降水量的80.6%，由于此时处于春、夏交替，北方冷空气南下活动频繁，锋面系统活跃，而此时长江中下游地区及以南地区大部分受温暖湿润的低层偏南气流控制，受锋面系统影响时容易在暖区形成暴雨过程。

副高边缘型暖区暴雨发生次数最少，主要产生于7月下旬到8月，这是由于在7月中旬以后，副高西伸北跳，副热带高压脊线位置北移到30°~35°N，基本控制江淮流域，在其边缘易产生降水，7、8月降水量之和占5—9月总降水量的87.3%。

2.2 空间分布特征

从每类暖区暴雨在2007—2013年5—9月间发生的频次、所有过程总降水量、每次暴雨过程中的最大日降水量站点分布以及2007—2013年站点的平均降水量等方面对三类暖区暴雨的空间分布特征进行分析。

冷锋型降水频次图(图 3a)上站点主要分布在115°~120°E，此处位于江西、浙江、安徽的交界处，图上可以看到该地区地形高度较周围稍高，为大别山和皖南山区，此外该型中出现的降水次数较少，基本为1~3次。总降水量图(图 3b)的分布特征与频次图基本相同，降水量大值区主要位于皖南山区和大别山区。平均降水量(图 3c)基本在60 mm以下，其中湖南南部、浙江南部有站点的平均降水量较大，浙江南部局部达到130 mm以上，但此站点降水频率不高，因此表明冷锋系统造成的暖区暴雨整体上在三类暖区暴雨中强度是最小的，但局部地区也可产生较强降水，具有局地性和突发性。最大降水量(图 3d)主要分布在江西、安徽交界处，可能受到复杂地形条件的影响，其中4个站点最大降水量超过120 mm，但79%的站点最大降水量 < 120 mm，因此可以看出冷峰前暖区降水的强度在三类中是最弱的。

暖切变型的暖区降水分布范围广，强度大。其频次分布和总降水量的分布特征较为一致(图 4a和4b)，降水次数越多的地区总降水量就越大，均呈南多北少的分布状态，其南部大值区呈东北—西南走向，频次大都在4次以上，最多的站点达到13次，5年总降水量为1075.5 mm，北部大都在3次以下。其分布形式与暖式切变线位置相关，此时切变线主要位于副高北侧的长江中下游北部地区，则该类暴雨常发生在所选区域的南部。在江西、浙江的交界处出现明显的频次和总降水量大值中心，基本处于大别山区、皖南山区复杂地形区域内，中尺度地形对对流系统的触发可能是造成此处降水偏多的原因，这与孙健等(2002)认为华南地区的地形为部分暖区暴雨提供了主要的动力条件的结论相一致。平均降水量图(图 4c)中偏南区域降水量在40~80 mm，而偏北地区(方框处)出现100 mm，局部200mm的强降水，同频次和总降水量的分布几乎相反，表明单次暖区降水经常有很强的降水效率，降水区域小，局地性强。最大日降水量的站点整体分布(图 4d)范围较广，大值区主要出现在长江中下游地区偏南的呈东北—西南向的带状区域，在地形复杂的大别山区、皖南山区分布最为密集，63.8%的站点最大降水量超过80 mm，46.4%的站点超过100 mm。

通常情况下，副高控制下为下沉气流，抑制较大范围的对流活动；但在其边缘地区可能积累不稳定能量，结合一定的水汽条件和对流触发机制时，也会出现局地的对流性暴雨。由于其对流产生条件的特殊性，副高边缘型暖区暴雨发生次数最少(傅云飞等，2005；冯沙等，2008)。副高边缘型暖区暴雨的降水频次(图 5a)、总降水量(图 5b)和平均降水量(图 5c)空间模态分布较为一致，副高边缘型降水在大部分区域降水频次为0~1次，在江西浙江交界处频次稍大为2次。

最大降水量站点主要(图 5d)位于30°N、118°E附近，此处降水频次和年降水量也为大值中心，与暖切变型暖区暴雨频发的位置相类似，同为大别山和皖南山区(圆圈区域)，中尺度地形对暖区对流系统的触发作用可能是造成该类型暴雨的重要原因。其中75%的站点超过100 mm，最大达到130 mm，副高边缘型暖区暴雨过程也能形成较大的降水强度。

2.3 暖区暴雨的降水性质分析

统计所选个例24 h总降水量在50和100 mm以上的站点中，出现短时强降水的站点的百分比(表 2)。当日降水量超过50 mm时，冷锋型暖区暴雨小时雨量>20 mm的站点平均占到25.54%，且降水量平均占日降水量的51.15%(表 3)；暖切变型中站点比例为26.92%，其降水量比例为49.48%；副高边缘型中站点比例为17.2%，降水量比例为62.09%, 即小于1/4的站点贡献了一半以上的降水。日降水量超过100 mm时, 冷锋型中站点比例为31.66%，暖切变型为35.74%，副高边缘型为21.53%，降水越强出现短时强降水的站点越多，对总降水的贡献越大，在部分个例中，三种类型的短时强降水对日降水量的贡献都可以达到90%以上，因此三类暖区暴雨过程的中尺度特征十分明显。

3 三类暖区暴雨的概念模型

利用中尺度分析规范(寿绍文等，1993；1997；2003)，挑选12个暖区暴雨的典型个例，每种类型4个，对其中尺度系统环境场条件进行诊断分析，得到每类个例的环境场配置，并综合之前得到的统计结果建立其暴雨发生时的概念模型。

冷锋型暴雨(图 6a)中，春、夏交替时中高纬500 hPa环流主要有两槽一脊型、两脊一槽型以及多波型，分别从东北路或西路引导冷空气南下，西太平洋副高588线位于22°~24°N，冷暖空气在长江中下游地区交汇易形成冷锋系统，地面锋前暖区水汽充沛，低层常有暖平流，造成暖区暴雨的主要原因是锋前急流与大范围的暖平流造成中尺度抬升或有地形作用，已处于不稳定状态的大气产生对流，此外降水区位于高低空急流耦合处，低层辐合高层辐散，垂直上升运动得以加强。

暖切变型(图 6b)中，6月初南亚高压位于江淮流域上空，使得高空形成辐散区叠加在垂直方向上，副热带急流位于117°~125°E，副高控制华南地区，850 hPa在长江中下游地区维持一条东南风和西南风形成的暖式切变线，地面常伴随有准静止锋(梅雨锋)，从华南到江南地区低层盛行西南风。暖切变型暴雨的主要特点为低空及超低空风速大值不断以振荡的形式快速东传，有利于积累大量水汽并产生有组织的对流，统计表明暖区暴雨区域水汽条件充分，低层相对湿度基本可达到80%以上，局地可达90%以上，整层可降水量大于40 mm，大气的抬升凝结高度都较低，且夏季0℃层高度较高，深厚暖云层有利于出现高的降水效率。200 hPa西风急流与低空急流相配合，大气对流不稳定性增强，当有中尺度地形作用，垂直上升运动更加强烈。

副高边缘型暖区暴雨(图 6c)具有降水强度大和时空尺度小的特点，随着7、8月副高脊线北抬至长江中下游地区，暴雨发生地区长时间处于高温控制，积累了较大的能量，副高边缘地区低层南来的湿暖空气和中层西北干冷空气的前沿在这里叠加，使得大气处于不稳定状态，当低层相对湿度达到80%以上易发生对流。前面统计得到副高边缘型暴雨主要发生在皖南和大别山区，不稳定层结受到中尺度地形的强迫作用，易发生局地性、突发性暴雨。

4 结论与讨论

本文将暖区暴雨影响系统分为暖切变系统、冷锋系统以及副热带高压边缘系统，统计得到长江中下游地区暖区暴雨的定义：即距离地面锋线/切变线100~300 km的暖区一侧产生的暴雨，以及副热带高压边缘产生的暴雨。

对三类暖区暴雨进行了时间和空间上的统计分析，其变化特征取决于环境场条件的变化。暖切变型暴雨常发生在6—7月，在研究区域的偏南部发生频率更高，且降水强度大。冷锋型暴雨常发生在5—6月，发生频率较均匀，降水强度偏弱。副高边缘型暴雨发生次数最少但强度大，常发生在7—8月。三类暴雨的降水次数及强度都在大别山区和皖南山区出现大值中心，复杂的地形作用可能是造成此结果的原因之一。

通过建立三类暖区暴雨的概念模型得到，其水汽通道主要为850和925 hPa偏南风急流，低层充沛的水汽输送和水汽辐合使得整层可降水量大，低层大气保持高湿的特征。冷锋型中低空急流与低层暖平流提供抬升作用，暖平流使得大气柱升高，地面减压造成辐合，高低空急流耦合提供对流发生发展的动力条件，此外局部的中尺度地形也对暴雨的产生有重要影响。暖切变型中，低层大风速的脉冲作用造成强辐合可能对形成有组织的对流起着重要作用，此外南亚高压造成高空辐散区对暴雨的产生有积极作用。副高边缘型中，当低层水汽条件充足，低层南来的湿暖空气和中层西北干冷空气的前沿在这里叠加使得大气不稳定，并与地形相互作用而产生局地短时强降水。暖切变型和副高边缘型中中尺度特征明显，β中尺度对流系统的连续生消作用直接导致了暴雨的产生。