引言

暖区暴雨是由黄士松(1986)在华南前汛期暴雨试验中提出，不同于大范围系统性降水，其具有强度大、范围小、对流性明显、降水时段集中(林良勋，2006；慕建利等，2008；赵玉春等，2008)、突发性强和阶段性明显等特点(刘淑媛等，2007；罗建英等，2009；张晓美等，2009；曹亚平等，2011)。经过长期的研究和业务应用，华南暖区暴雨已经引起预报员的重视，并在预报实践中有所考虑。而在华南地区以外的其他地区也可产生暖区暴雨，多发生于距离地面冷锋或850 hPa暖切变以南100~300 km的暖区范围内，甚至是副热带高压(以下简称副高)边缘等(陈玥等，2016)，但预报员对这些地区暖区暴雨的特点和成因认识不足，往往会导致降水预报偏晚或量级偏小。我国暴雨频发的江南地区的暖区暴雨也是值得研究的一个问题(陈云辉等，2015；陈娟等，2015)。

研究发现，欧亚中高纬地区环流形势、西太平洋副高、南亚高压及副热带西风急流是华南暖区暴雨的主要天气尺度系统，对垂直切变、对流稳定性、水汽分布等对流环境条件的配置和调整过程具有十分重要的作用(李建辉，1982；黄士松，1986；丁治英等，2009；2011；廖慕科等，2010)，并总结了华南暖区暴雨典型的环流系统配置(黄士松，1986；林良勋，2006；陈翔翔等，2012；何立富等，2016)。充沛的水汽、强辐合及强上升运动，同时形成有组织的对流活动，是产生暖区暴雨的必要条件(苏贵睦等，2010；卢伟萍等，2010)，而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(李建辉，1982；孙健等，2002)。暖区低空急流有利于水汽和能量输送，同时能反复组织对流活动发生，最终导致暖区降水强度明显增大(罗建英等，2009)；而次天气及以下尺度的抬升条件，如地面辐合线、低空切变、超低空急流及低空急流出口的风速辐合等对降水的作用也不容忽视(徐珺等，2014；刘蕾等，2011；谌芸等，2012；周明飞等，2014；孔凡超等，2016)。

目前对于江南暖区暴雨的研究甚少，且全球和中尺度数值模式对暖区降水的预报能力有限，不能提供有用的信息，业务预报中常出现漏报、预报偏小及降水时间偏晚等，因此江南地区暖区暴雨的特点和预报着眼点是值得进一步深入分析的问题。本文利用常规和非常规观测资料分析江南暖区暴雨时空分布特征和降水性质等，并对暖区暴雨的中尺度雨团活动特征进行分析，初步探讨暴雨形成的原因，以期提高对江南暖区暴雨的认识；建立江南暖区暴雨的系统配置关系，寻找江南暖区暴雨的预报着眼点。

1 资料选取及江南暖区暴雨的分类

本文研究的江南地区(24.5°~32.3°N、108.8°~123°E)主要包括长江至南岭间的湖南、江西、浙江、安徽(南部)、上海和福建等省(市)。所用的资料包括2010—2016年5—9月的常规、非常规观测资料，以及美国环境预报中心(NCEP)的FNL全球分析资料(1°×1°)。

江南暖区暴雨一般是指发生在距地面冷锋或850 hPa暖切变以南100~300 km，且不受明显冷空气或台风等热带系统直接影响，形成的3个相邻国家基准站或者5个分散站日降水量≥50 mm·d^-1(08时至次日08时)的降水过程。结合2010—2016年5—9月的实况与再分析资料，挑选满足上述一般定义的江南暖区暴雨个例，采用相互排他原则对相似的天气形势进行归类，最终将江南暖区暴雨分为以下四类：

(1) 暖切变型：低层850 hPa有暖式切变线，暴雨区常位于暖式切变线以南100~300 km的暖湿气流内(一般风速≤16 m·s^-1)。暖式切变线包括低涡暖切变以及西南风同东南风或南风同东风或东南风同东北风的中尺度暖切变(陶诗言等，1979)。

(2) 冷锋锋前型(以下简称冷锋型)：江南地面以北有冷锋活动，暴雨区常位于锋前100~300 km，且不受其直接影响。

(3) 副高型：江南地区被西太平洋副高控制，低层暖湿显著，暴雨区常位于副高内部的边界层(925 hPa)中尺度辐合线附近。

(4) 强西南急流型：西太平洋副高主体偏南，脊线位于20°N以南，低层850 hPa强西南急流(风速≥16 m·s^-1)推进至江南上空但无切变形成，且地面无明显冷空气活动，暴雨区常位于沿低空甚至超低空急流轴传播方向的中尺度风速脉动附近。

2 四类江南暖区暴雨的统计特征

利用2010—2016年5—9月国家基准站的日降水、常规观测以及NCEP/NCAR再分析资料，结合上述定义挑选出四类江南暖区暴雨的典型个例，其中暖切变型为10例，冷锋型为11例，副高型为8例，强西南急流型为3例。

2.1 空间分布特征

利用自动站逐时降水资料绘制四类江南暖区暴雨的日平均雨量、降水频次及最大日雨量站点分布综合图(图 1~图 4)分析降水的空间分布特征。

暖切变型(图 1，10例)降水高频区较分散，呈西多东少型，主要集中在江南中西部，其中湘东(4例)、湘赣鄂交界(3例)及赣东(3例)的山区、平原和湖泊交界处降水发生频次最高(图 1中椭圆)。降水分布与暖切变的位置(图 1中绿色虚线框)密切相关。统计发现，青藏高原东南坡的云贵高原常出现低涡暖切变(7例)，且高原东移的西南低涡在长江中下游发展后，其东部偏南和偏东风易形成暖式切变(3例)，降水多发的江南中西部常位于这两类暖式切变线南侧的暖湿气流里。暖切变型降水范围广，多个大暴雨中心(140~180 mm·d^-1)位于江南中西部东—西走向雨带及徽南、闵东山区(图 1中紫色方框, 其中安徽江北的降水高发区可能包含切变线附近降水，因此被考虑入内)，其中湘西、赣西两山区之间的倒“V”型类沟壑的地带(图 1中紫色方框及椭圆的重叠区)降水频发且雨量大，可能与此地多河流湖泊、局地水汽充沛且不均匀下垫面的局地热力强迫作用有关。56.7%的暖区大暴雨点日雨量超过120 mm·d^-1。特大暴雨点(图 1中三角形)多位于湘西高海拔山区，且最大日雨量超过400 mm·d^-1。由此可见，暖切变型降水范围广且强降水中心较为分散、强度大且极端性明显，降水呈西多东少型，主要分布于江南中西部，特大暴雨集中在湘西山区附近。

夏季，当蒙古气旋发展旺盛、气旋冷锋穿过低压中心延伸至江南西北部，有时冷锋也会快速东移南下至长江中下游，江南中部地区常位于地面冷锋的前部(图 2中绿色虚线框)。由图 2可见：江南中部是冷锋型降水(11例)集中且高发区，其中赣中及其北部(5例)、赣闵交界(4例)的山区、平原和湖泊交界处降水发生频次最高(图 2中椭圆，其中冷锋移动至江南中部是赣闵交界等地暖区降水形成的原因)。多个大暴雨中心位于赣北的山区、平原和湖泊交界处及闵西北山区附近(图 2中紫色方框)，低地势区的降水中心强度多为80~100 mm·d^-1，高地势区可达120~160 mm·d^-1。52%的单站大暴雨点日雨量超过120 mm·d^-1，且山区特大暴雨点较少(图 2中三角形)。由此可见，冷锋型降水强度较大且具有一定的极端性，降水集中且主要位于江南中部地区，山区附近降水强度大。

副高型降水分布与副高位置有关，通常588 dagpm线北侧位于30°N附近(图 3中绿色虚线框)，暴雨发生在副高内部。由图 3可见：副高型降水(8例)高频区主要位于江南中东部，赣东北(3例)、闵东北(3例)的山区平原交界处最大(图 3中椭圆)。多个大暴雨中心主要位于江南中东部东北-西南走向雨带及闽东北山区附近(图 3中紫色方框，其中湖南西南部大值中心为一次复杂的降水过程，不被考虑入内)。当副高加强西伸时，湘西山区附近(图 3中紫色方框)有超过200 mm·d^-1的大暴雨点(图 3中三角形)，且此地暖区降水强度通常比江南中东部的强度更大，可能是受湘西山区更高海拔的影响。多数大暴雨点(69.7%)的日雨量不超过120 mm·d^-1，也未出现特大暴雨点。由此可见，副高型暖区暴雨强度相对偏弱，降水多发于江南中东部山区平原交界处。

强西南急流型发生时，西太平洋副高主体偏南，江南地面无锋面活动，低层850 hPa强西南急流推进至江南上空(图 4中绿色虚线箭头)。研究表明，常伴低空急流区的暖舌与急流两侧的冷舌相配合使得低层θ_se增大，局地层结不稳定增大，有利于对流发展(陶祖钰，1980)，若低空急流中存在风速脉动，低空急流的大风核沿急流轴向前传播时，可能导致重力波并触发对流性暴雨及相应的雨量振动(巢纪平，1980)。

强西南急流型个例较少(3例)，故将此类当做特例分析。由图 4可见：强西南型降水落区范围小，在江南西部的湘西及西南山区平原交界处多次(2例)出现大暴雨(图 4中紫色方框及椭圆的重叠区)。降水强度一般在100~120 mm·d^-1，最大日雨量出现在湘西山区，且不超过180 mm·d^-1(图 4中三角形)。

综上所述，四类暖区降水的空间分布主要因其影响系统位置的不同而存在一定差异，但均表现为强降水中心分散，多发于山地、平原和湖泊交界处等不均匀下垫面附近，湘西山区附近暴雨量级往往更大且易出现极端降水事件。

2.2 时间分布特征 2.2.1 站点降水日变化

统计四类暖区暴雨中降水强度分别≥10，20和30 mm·h^-1的站点数随时间的变化发现(图 5)：暖切变型(图 5a)和副高型(图 5c)站点降水呈明显的单峰型，强西南急流型(图 5d)呈双峰型，冷锋型(图 5b)日变化不明显，各时段降水站点数相当。其中，暖切变型的日变化较平缓，峰值出现在凌晨至日出后(03—08时)；副高型的日变化剧烈，峰值出现在午后至夜间(14—21时)，这多与夏季地表受日射而强烈加热，在近地层附近易形成绝对不稳定层结，且副高内部无法保证水汽的持续供应有关；强西南急流型降水站点数在傍晚至上半夜(19—23时)出现第一个峰值，凌晨至日出前(00—04时)再次加强，研究发现低空急流一般在日落之后开始增大，凌晨日出前达到最大(丁一汇，1991)，且超低空急流受地面气温的日变化影响一般在下午至傍晚较弱，后半夜至清晨较强(李建辉，1982)，因此低空甚至超低空暖湿急流对强西南急流型暖区暴雨的形成至关重要。

2.2.2 站点降水持续时间

由四类暖区暴雨的站点降水持续时间由图可见(图 6)：暖切变型总降水持续时间最长，85.61%的站点集中在11~21 h；冷锋型多数站点(86.74%)的总降水时间集中在6~18 h；副高型和强西南急流型总降水持续时间相对较短，分别有81.49%和82.08%集中在5~16 h。

对于短时强降水(≥20 mm·h^-1)的持续时间(图 6中圆形)，暖切变型(96.68%)和冷锋型(98.71%)集中在1~3 h，副高型(97.15%)和强西南急流型(98.13%)集中在1~2 h。站点降水强度≥50 mm·h^-1的极端事件(图 6中菱形)发生的概率均很小(低于7%，暖切变型不到1%)，且一般维持1 h左右。但暖切变型和冷锋型均出现过单站降水强度≥50 mm·h^-1且维持4~5 h的情况，表明这两类暖区暴雨易出现极端性。综上所述，一般单站出现对流性降水(20~50 mm·h^-1)的持续时间不超过3 h，≥50 mm·h^-1强降水一般维持时间 < 1 h，若超过1 h就易形成极端降水事件。

2.3 降水性质

进一步分析所选个例中日雨量超过50和100 mm·d^-1的站点小时雨量(表 1和表 2)，讨论暴雨的降水性质。当日雨量≥50 mm·d^-1时：副高型暖区降水的对流性最明显，出现短时强降水(≥20 mm·h^-1)的站点比例高达80.03%(部分个例可达99%)，对流性降水占比也超过一半(55.51%)；其次是冷锋型和强西南急流型，两者中短时强降水的站点比例超过70%，且对流性降水占比接近一半；暖切变型的对流性相对较弱，短时强降水站点比例超过一半，但对流性降水占比仅为28.92%。当日雨量≥100 mm·d^-1：四类暖区暴雨中出现短时强降水的站点比例均有增加，暖切变型和冷锋型中几乎所有站均出现过短时强降水；四类暖区暴雨中对流性降水也有增加，占比均能接近或超过一半。

综上所述，四类暖区暴雨由对流性和稳定性降水共同组成。除暖切变型暴雨量级在50~100 mm·d^-1时以稳定性降水为主以外，其余情况及其他类型中对流性降水对暖区暴雨的贡献十分显著，副高型最明显。

2.4 降水成因的初步分析

四类暖区暴雨中对流性降水明显，分析中尺度雨团的活动特征(图 7)，探讨不同类型暖区暴雨特征形成的原因。中尺度雨团定义为相邻三个自动站降水强度≥10 mm·h^-1、生命史超过2 h且水平范围超过几十千米的区域(牛淑贞等，2006；张守保等，2009；常煜，2016；常煜和韩经纬，2015；黄昌兴等，2014)。

大多数雨团移动性明显，源地不同(图 7中绿色虚线框)，且均不在暴雨区内：冷锋型(图 7b)雨团的源地最集中，暖切变型(图 7a)和副高型(图 7c)最分散，且在不均匀下垫面(山区、平原和湖泊等交界处)上极易触发中尺度雨团。雨团移动方向多受暖区中高层西风气流的引导或者低层西南暖湿气流的加强呈现向东移(图 7中紫色线)或者东移北抬(图 7中黑色线)：暖切型(10例)中有东移型(5例)和东移北抬型(4例)；冷锋型(11例)中有东移型(6例)和东移北抬型(1例)；副高型(8例)中东移型(2例)和东移北抬型(5例)；强西南急流型(图 7d，3例)中有东移型(1例)、东移北抬型(2例)。此外可能受北方冷空气向南渗透的影响，冷锋型(11例)还存在东移南落型(图 7中棕色线)(3例)。当雨团途经高地势或局地水汽充沛的河流湖泊等不均匀下垫面附近时，其强度往往较大且移动速度常减慢，易形成局地强降水中心。雨团的持续时间较长(一般7~9 h，最长能达14 h)，易形成较大范围的暴雨，东移型和东移北抬型降水分布常呈多大值中心的长带状分布，东移南落型常呈多大值中心的块状分布(图略)。

少数暖切变型(1例)、冷锋型(1例)和副高型(1例)的中尺度雨团在暴雨落区原地生消，这类静止型雨团(图 7中蓝色图标)仅在山区附近生消发展，局地的热力或水汽条件不足以使单个雨团维持太长(一般不超过4 h)，但其强度均能超过20 mm·h^-1且一次过程中表现为多个雨团同时或接连生消，易形成较大量级的暴雨。

综上所述，在山区、平原和湖泊交界处容易触发中尺度雨团，不同地形和下垫面性质对雨团的强度及生命史等影响不同，从而形成各类暖区暴雨不同的空间分布，长生命史的移动型中尺度雨团是四类暖区暴雨局地性强、雨强大的主要原因。对引发江南地区暖区暴雨的中尺度对流系统的组织形态和结构特征及其与强降水之间的关系等方面的研究将另文讨论。

3 江南暖区暴雨的系统配置

利用中尺度天气分析技术规范(张小玲等，2010；2012)，对形成各类暖区暴雨的中尺度关键条件(水汽、不稳定和抬升条件)进行分析，并结合统计分析结果初步建立各类暖区暴雨的系统配置关系。

在暖切变型(图 8a)暖区暴雨中，江南中西部常位于850 hPa上云贵高原低涡暖切变，或青藏高原东移的西南低涡暖切变南侧的暖湿气流里。山区、平原和湖泊交界处等不均匀下垫面(特别是湘东北)产生的局地热力差异使得大气层结变得不稳定，同时高空急流右侧的分流区叠加低空急流导致大气不稳定增强，暖区降水由边界层(925 hPa)中尺度辐合线的抬升作用触发能量释放形成。此外，低空急流不断为暴雨区输送水汽，低层维持深厚湿层是降水强度大、持续时间长且易出现极端性的原因。500 hPa上西太平洋副高的形态和位置多变(图 8a中深蓝色实线和浅蓝色虚线)，当降水发生在副高西北侧的西南气流中时，中低空维持几乎一致的偏南风，深厚的偏南风不仅能引导雨团的移动，同时有利于系统的垂直发展，使得降水范围大、强度强。

冷锋型(图 8b)暖区暴雨发生时，通常是发展旺盛且稳定维持的蒙古气旋冷锋延伸至江南西北部，或后倾的气旋冷锋快速东移南下至长江中下游。江南中部的山区、平原和湖泊交界处等不均匀下垫面(特别是湘东北及赣西北)常位于地面冷锋前部的显著湿区内。锋前暖湿低空急流上空叠加200 hPa高空辐散场，并配合边界层(925 hPa)或地面中尺度辐合线的抬升作用，使得不稳定能量释放，触发降水。明显的高、低空急流耦合常形成范围小、强度大且持续久的局地强降水。此外，锋后冷空气强弱可能会对雨团移动产生影响，即冷锋的移动可能会影响锋前暴雨的落区。

副高型(图 8c)暖区暴雨通常发生在588 dagpm线北抬至30°N附近的西太平洋副高内部，此地长时间处于高温控制下，低层暖湿空气和中空冷空气叠加形成大气层结不稳定，积累了较大的能量，同时层结不稳定在夏季午后得到剧烈发展。在高温、高湿背景下，江南中东部山区平原交界处等不均匀下垫面附近(特别是赣西南)，易形成偏西风同偏东风或偏北风同偏南风的边界层(925hPa)中尺度辐合线，触发降水形成。高、中空强辐散，有利于加剧对流发展，午后局地对流性降水明显。但低层西南气流一般较弱，对水汽和能量输送能力有限，降水持续时间一般较短。

强西南急流型(图 8d)暖区暴雨发生时，850 hPa甚至925 hPa上有强西南急流(≥16 m·s^-1)推进至华南—江南西部上空，低层暖湿和中空冷空气叠加使得大气处于层结不稳定状态。江南西部山区平原交界处等不均匀下垫面附近(特别是湘西)常出现低空急流轴上的中尺度风速脉动。高空强西风急流(≥40 m·s^-1)右侧分流区叠加在低空风速辐合区上，并配合地面中尺度辐合线触发局地强降水。此外，江南西部丘陵起伏的河谷区内局地热力差异引起的地形斜压性，往往导致夜间低空急流的形成并加强(郝为锋等，1996)，故夜间强降水明显。

4 结论

可将江南暖区暴雨按天气形势分为暖切变型、冷锋型、副高型和强西南急流型。四类暖区暴雨强降水中心较分散，多发生于山区、平原和湖泊交界处等不均匀下垫面附近。暖切变型发生在850 hPa暖切变南侧，降水范围广、强度最大、极端性最明显且主要位于江南中西部；冷锋型发生在地面冷锋锋前暖区内，降水集中、强度较大且具有一定极端性，主要位于江南中部；副高型发生在副高内部，降水强度较弱且主要位于在江南中东部；强西南急流发生在低空急流的中尺度风速脉动附近，降水范围小且主要位于江南西部。

暖切变型和副高型的降水日变化呈单峰型，峰值分别出现在凌晨(03—08时)和午后—夜间(14—21时)；强西南急流型呈双峰型集中在傍晚至上半夜(19—23时)及凌晨(00—04时)；冷锋型日变化不明显。

暖区暴雨由稳定性和对流性降水共同组成，且降水量级越大，降水的对流性越明显，其中，副高型的对流性最强，暖切变型最弱。单站对流性降水持续时间一般不超过3 h。大多数暖区暴雨过程表现为长生命史的移动型中尺度雨团(一般7~9 h)在不均匀下垫面附近生成，经过高地势区或局地水汽充沛的河流湖泊等附近时，强度常增大、移速常减慢，易形成暖区局地强降水。雨团以东移和东移北抬为主，冷锋型有少数的东移南落型。此外，少数短生命史的静止型雨团(一般≤4 h)在山区的连续生消也能形成暖区大暴雨。

在低层高湿环境下，不均匀下垫面的局地热力差异及上干下湿大气中不稳定能量的积聚等，为江南地区的暖区暴雨提供了有利的背景条件。暖切变型、冷锋型及副高型暖区暴雨多由高低空急流的耦合，配合边界层或地面中尺度辐合线产生，其中暖切变型和冷锋型暴雨落区分别位于低层850 hPa暖切变以南和地面冷锋锋前的显著湿区内，副高型暴雨落区位于副高内局地水汽、热力条件充沛的层结不稳定区内。强西南急流型一般形成于低空急流上的中尺度风速脉动和地面中尺度辐合线附近，暴雨落区常位于强低空急流出口区左前侧的大气层结不稳定内，且低空急流越强，暴雨强度越大。