田瑩 葉成志 姚蓉

摘要 利用2008—2018年常規(guī)地面資料、探空站資料、逐小時(shí)自動(dòng)站降水資料，NCEP/NCAR再分析資料及FY2E衛(wèi)星TBB資料對(duì)江南暖區(qū)暴雨進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析和可能影響因子研究。2008—2018年共發(fā)生65次江南暖區(qū)暴雨，分為切變型、副高型、副高和切變相互作用型和西南急流型4類，可進(jìn)一步細(xì)分為暖切變型、冷切變型、暖切變與副高相互作用型、冷切變與副高相互作用型、副高邊緣型、副高內(nèi)部型和西南急流型，其中以冷切變型最多且分布最廣，西南急流型最少，暖切變型降水強(qiáng)度大且極端性明顯。江南暖區(qū)暴雨多出現(xiàn)于江南中部?jī)?nèi)陸平原地區(qū)，其與華南暖區(qū)暴雨相互獨(dú)立。東北冷渦南側(cè)低槽對(duì)江南暖區(qū)暴雨的作用顯著，高原槽的影響次之。江南暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)多伴隨急流，春季和初夏時(shí)節(jié)伴隨低空急流的概率要遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于盛夏時(shí)節(jié)，兩支影響江南暖區(qū)暴雨的水汽輸送通道均通過西南急流向江南地區(qū)輸送水汽。江南暖區(qū)暴雨除西南急流型（具有較低的對(duì)流指數(shù)）和副高內(nèi)部型（具有較高的對(duì)流指數(shù)）外普遍具有較為明顯的 CAPE（>500 J/kg）和K指數(shù)（>35 K），而CIN（<100 J/kg）和LI（<0）則較小，LCL大部分處于920～980 hPa，LFC處于800～900 hPa，0 ℃層高度處于4 500～5 500 m，假相當(dāng)位溫處于340～360 K。

關(guān)鍵詞江南;暖區(qū)暴雨;統(tǒng)計(jì)分析

暖區(qū)暴雨最早針對(duì)華南前汛期提出，定義為遠(yuǎn)離地面冷空氣或鋒面南側(cè)（包括冷鋒和靜止鋒）大約200 km以外發(fā)生的暴雨（黃士松等，1986）。此后暖區(qū)暴雨定義被廣義化，不受冷空氣影響的暴雨可稱為暖區(qū)暴雨。暖區(qū)暴雨具有降水強(qiáng)度大、降水集中、對(duì)流性明顯的特點(diǎn)，眾多學(xué)者已開展廣泛的研究（Jiang et al.，2017;丁治英等，2017;Yang et al.，2017）。暖區(qū)暴雨往往發(fā)生在鋒前西南暖濕氣流中，有時(shí)則發(fā)生在西南風(fēng)和東南風(fēng)匯合氣流里，或一致的西南氣流輻合區(qū)，發(fā)生前天氣尺度擾動(dòng)的信號(hào)較弱，觸發(fā)機(jī)制不明顯。同時(shí)華南地區(qū)復(fù)雜的地形以及海陸熱力差異等外強(qiáng)迫作用，使得業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)中經(jīng)常出現(xiàn)誤報(bào)和漏報(bào)現(xiàn)象。暖區(qū)暴雨作為預(yù)報(bào)中的一個(gè)難點(diǎn)，也成為暴雨研究中的一個(gè)熱點(diǎn)（Jiang et al.，2017;高守亭等，2018;智協(xié)飛等，2020）。高守亭等（2018）指出華南暖區(qū)暴雨的形成主要發(fā)生在低空南風(fēng)向北推進(jìn)過程中，由海岸線及地形抬升而產(chǎn)生位勢(shì)不穩(wěn)定造成強(qiáng)上升運(yùn)動(dòng)。此外，由于南風(fēng)低空急流向北發(fā)展時(shí)會(huì)產(chǎn)生急流前部的輻合而發(fā)生流線分叉，向左分叉時(shí)會(huì)使低層低渦發(fā)展，促進(jìn)垂直運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)或使正渦度集中，從而產(chǎn)生低渦性質(zhì)或強(qiáng)對(duì)流性質(zhì)的暴雨。

在華南以外的其他地區(qū)也可產(chǎn)生暖區(qū)暴雨，如北方暖區(qū)暴雨具有開始時(shí)間早，強(qiáng)降水中心分散，持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)的特點(diǎn)，主要受低渦切變、低空急流、地面輻合線、地形等作用，在邊界層極端高濕區(qū)觸發(fā)和維持（侯淑梅等，2014;何麗華等，2020）。長(zhǎng)江中下游暖區(qū)暴雨多發(fā)生于距離地面冷鋒或850 hPa暖切變以南100～300 km的暖區(qū)范圍內(nèi)，甚至是副熱帶高壓邊緣等（陳玥，2015）。江南地處長(zhǎng)江中下游平原，地形上呈南高北低之勢(shì)，其北部地勢(shì)平坦，以平原為主，南部則分布有一些山地丘陵，降水豐富，江南地區(qū)河道棋布、湖泊眾多。江南與華南北部接壤，特別是江南南部地區(qū)，受華南前汛期降水影響明顯，許多影響嚴(yán)重、范圍小的大暴雨和特大暴雨過程，尤其是局地性特大暴雨大都發(fā)生在暖區(qū)里。

由前期的研究（陳玥，2015;汪玲瑤等，2018）可知，華南暖區(qū)暴雨的影響系統(tǒng)（西太平洋副熱帶高壓、南亞高壓、副熱帶西風(fēng)急流、高空低槽、地面氣旋、鋒面、低空切變、低渦、低空急流及超低空急流）同樣適用于其他地區(qū)暖區(qū)暴雨（李建輝，1982;黃士松等，1986;廖慕科等，2010;丁治英等，2011;陳翔翔等，2012;何立富等，2016），華南暖區(qū)暴雨的定義在江南地區(qū)同樣適用。陳玥（2015）等對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)的暖區(qū)暴雨進(jìn)行了研究和分型，按天氣形勢(shì)將暖區(qū)暴雨劃分為冷鋒前暖區(qū)暴雨，暖切變暖區(qū)暴雨及副熱帶高壓內(nèi)部暴雨3種類型。汪玲瑤等（2018）將2010—2016年夏季江南地區(qū)暖區(qū)暴雨分為了暖切變型、冷鋒鋒前型、副熱帶高壓型和強(qiáng)西南急流型，統(tǒng)計(jì)了江南暖區(qū)暴雨的時(shí)空分布特征和降水性質(zhì)等，并對(duì)暖區(qū)暴雨的形成原因進(jìn)行初步分析。

本文利用常規(guī)和非常規(guī)觀測(cè)資料根據(jù)主要影響系統(tǒng)對(duì)江南暖區(qū)進(jìn)行了分型，分類型和月份分析了江南暖區(qū)暴雨時(shí)空分布特征，并對(duì)江南暖區(qū)暴雨和主要影響系統(tǒng)的配置關(guān)系進(jìn)行了探討，以期提高對(duì)江南暖區(qū)暴雨的認(rèn)識(shí)，尋找江南暖區(qū)暴雨的預(yù)報(bào)著眼點(diǎn)和預(yù)報(bào)指標(biāo)。

1 資料和方法

本文使用的資料包括江南地區(qū)2008—2018年2—9月常規(guī)地面資料、探空站資料和逐小時(shí)自動(dòng)站降水資料，美國(guó)氣象環(huán)境預(yù)報(bào)中心和美國(guó)國(guó)家大氣研究中心（NCEP/NCAR）再分析資料（2.5°×2.5°）及中國(guó)氣象局國(guó)家衛(wèi)星氣象中心2010—2018年逐小時(shí)FY2E衛(wèi)星Black Body Temperature（TBB）資料（0.1°×0.1°）。

對(duì)于江南的定義，Tian and Yasunari（1998）定義其間南北范圍為25°～30°N;萬日金和吳國(guó)雄（2008）的研究中認(rèn)為長(zhǎng)江以南、南嶺以北的地區(qū)即為江南;黃埡飛等（2021）研究的江南地區(qū)取上海、浙江、福建、江西、湖南5個(gè)省級(jí)行政區(qū)域，包括352個(gè)氣象觀測(cè)站;汪玲瑤等（2018）在對(duì)江南暖區(qū)暴雨進(jìn)行篩選時(shí)取108.8°～123°E、24.5°～32.3°N為研究區(qū)域。在前期研究的基礎(chǔ)上，本文綜合考慮地形因素（長(zhǎng)江以南，南嶺以北）和行政區(qū)劃（至少包含省區(qū)行政區(qū)劃的一半以上），定義江南地區(qū)為108°～125°E、25°～32°N范圍內(nèi)長(zhǎng)江以南的區(qū)域，包括湖南、江西、浙江、福建和上海。

關(guān)于暖區(qū)暴雨形成的環(huán)流特征的定義、統(tǒng)計(jì)和分類工作（黃士松等，1986;丁治英等，2011;陳翔翔等，2012;陳玥，2015;何立富等，2016;汪玲瑤等，2018;劉瑞鑫等，2019）已有很多，但存在研究時(shí)間段偏短，標(biāo)準(zhǔn)不完全統(tǒng)一的問題。在前期的暖區(qū)暴雨個(gè)例的研究中，一般而言，相對(duì)于鋒面暴雨，暖區(qū)暴雨斜壓性弱，然而暖區(qū)暴雨的發(fā)生、演變亦會(huì)受到環(huán)境斜壓性的影響（黃士松等，1986;劉瑞鑫等，2021）。黃士松等（1986）指出在暖區(qū)發(fā)生的暴雨，也往往與中尺度斜壓區(qū)有密切關(guān)系，淺薄的冷空氣突入暖區(qū)可以觸發(fā)暖區(qū)暴雨。劉瑞鑫等（2021）利用Eady增長(zhǎng)率（Hoskins and Valdes，1990）計(jì)算不同類型暖區(qū)暴雨背景環(huán)境場(chǎng)斜壓性，發(fā)現(xiàn)大部分暖區(qū)暴雨個(gè)例的環(huán)境場(chǎng)都存在一定的斜壓性，降水區(qū)主要位于西風(fēng)帶短波槽槽前，低層均有低空急流的影響。但因?yàn)樾眽盒缘某潭容^小，所以在做診斷分析和天氣預(yù)報(bào)的過程中往往出現(xiàn)低估或者漏報(bào)的情況。

本文在對(duì)于江南暖區(qū)暴雨過程定義時(shí)沿承了前期學(xué)者（黃士松等，1986;丁治英等，2011;陳翔翔等，2012;陳玥，2015;何立富等，2016;汪玲瑤等，2018;劉瑞鑫等，2019）對(duì)于暖區(qū)暴雨的定義，著重考慮了地面沒有冷鋒影響的情況（或有冷鋒存在，但降水區(qū)位于冷鋒南側(cè)的暖區(qū)中），同時(shí)因?yàn)殇h區(qū)是一個(gè)三維空間結(jié)構(gòu)，降水區(qū)也需要位于低層切變線南側(cè)沒有明顯冷平流入侵的區(qū)域內(nèi)，但這些暖區(qū)暴雨中仍然可能存在某一層或者某幾層中有較弱的冷平流的侵入，為暖區(qū)暴雨的觸發(fā)提供條件。本文定義江南暖區(qū)暴雨為江南地區(qū)超過6個(gè)相鄰的國(guó)家基本站的24 h（08時(shí)—次日08時(shí)，北京時(shí)，下同）累積降水達(dá)到50 mm以上，且站點(diǎn)同時(shí)跨越兩省以上，暴雨發(fā)生時(shí)未受明顯冷空氣或變性冷高壓脊控制（即地面無鋒面存在，或降水區(qū)位于地面鋒面或低層切變線南側(cè)200 km以外）。

依據(jù)上述標(biāo)準(zhǔn)，11 a間江南地區(qū)共出現(xiàn)暖區(qū)暴雨65例。影響暖區(qū)暴雨的主要天氣和次天氣尺度系統(tǒng)主要有高空低槽、西太平洋副熱帶高壓（以下簡(jiǎn)稱副高）、低空切變、低空急流、超低空急流、冷鋒、地面輻合線等。通過對(duì)65例江南暖區(qū)暴雨的天氣形勢(shì)進(jìn)行分析，采用主要影響系統(tǒng)作為分類依據(jù)，根據(jù)暴雨發(fā)生時(shí)各個(gè)影響系統(tǒng)距離暴雨區(qū)中心的距離判斷主要影響系統(tǒng)，將65例江南暖區(qū)暴雨分為副高型、切變型、副高和切變相互作用型（當(dāng)副高和低空切變同時(shí)為暖區(qū)暴雨的主要影響系統(tǒng)）和西南急流型（當(dāng)僅有西南急流為主要影響系統(tǒng)時(shí)）4大類，而在4大類的基礎(chǔ)之上，又將江南暖區(qū)暴雨細(xì)分為7類（圖1）。各類暖區(qū)暴雨的特點(diǎn)如下：

1）副高型暖區(qū)暴雨：主要影響系統(tǒng)為西太平洋副熱帶高壓，此類暖區(qū)暴雨常位于副高內(nèi)部或距離副高（5 880 gpm）200 km以內(nèi)受其影響大的區(qū)域，低層暖濕氣流顯著，沒有明顯的切變系統(tǒng)影響。副高型暖區(qū)暴雨又可以分為副高邊緣型和副高內(nèi)部型。

2）切變型暖區(qū)暴雨：主要影響系統(tǒng)為低空切變線，此類暖區(qū)暴雨通常發(fā)生在低層（700～850 hPa）切變線（冷/暖）東側(cè)或南側(cè)（100～300 km）的暖濕氣流里，常伴隨有低空急流。其中，冷式切變線指偏北風(fēng)與西南風(fēng)的輻合，常對(duì)應(yīng)冷鋒;暖式切變線指東南風(fēng)和西南風(fēng)的輻合，常對(duì)應(yīng)暖鋒。由于以上兩種切變線結(jié)構(gòu)上存在差異，且造成暴雨的機(jī)制也不相同，因此將切變型暖區(qū)暴雨分為冷切變型和暖切變型。

3）副高和切變相互作用型：主要影響系統(tǒng)包括副高和切變線，此類暖區(qū)暴雨通常位于副

高（5 880 gpm）北側(cè)400 km以內(nèi)，700～850 hPa切變線系統(tǒng)以南，副高與切變線系統(tǒng)共同作用導(dǎo)致暴雨發(fā)生，低層常伴隨有低空急流，暖濕氣流顯著。參考第二類，此類暖區(qū)暴雨亦可分為副高與暖切共同作用型和副高與冷切共同作用型。

4）西南急流型暖區(qū)暴雨：此類暖區(qū)暴雨既不在切變線附近，也不直接受副高的影響，而是處于無明顯切變的寬廣的偏南氣流中。此類暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)，副高主體偏南，脊線位于20°N以南，低層850～700 hPa強(qiáng)西南急流（風(fēng)速≥16 m/s）推進(jìn)至江南上空但無切變形成，且地面無明顯冷空氣活動(dòng)，暴雨區(qū)常位于沿低空甚至超低空急流軸傳播方向的中尺度風(fēng)速脈動(dòng)附近。

2 結(jié)果分析

2.1 江南暖區(qū)暴雨的時(shí)空演變特征

2.1.1 時(shí)間分布特征

從年際和月際變化序列（圖2）來看，江南暖區(qū)暴雨表現(xiàn)出明顯的年際和月際變化特征。從江南暖區(qū)暴雨的年際變化情況來看，2008—2018年每年的發(fā)生頻次平均約為6次，2009年是頻次最少的年份（2次），2012年最多（10次），2008—2012年之間為波動(dòng)中增長(zhǎng)，而2012—2017年之后則為波動(dòng)下降的趨勢(shì)，2018年有一個(gè)較大幅度的增加。從月際變化情況來看，江南暖區(qū)暴雨全部發(fā)生在4—8月，6月最多，達(dá)到26例，占江南暖區(qū)暴雨總數(shù)量的40%，8月最少為5例。由此可見，對(duì)于江南地區(qū)，暖區(qū)暴雨表現(xiàn)出了明顯的月際變化特征，其多發(fā)時(shí)段為初夏。

進(jìn)一步分析不同類型江南暖區(qū)暴雨的月際變化特征（表略）可知，切變型暖區(qū)暴雨共35次，占據(jù)江南暖區(qū)暴雨的大部分（53.85%），其中冷切變型暖區(qū)暴雨占36.92%（24次），暖切型暖區(qū)暴雨占16.93%（11次），而且切變型的暖區(qū)暴雨主要發(fā)生在4—6月，7—8月較少，而與副高相伴隨的切變型暖區(qū)暴雨發(fā)生在6—8月。

其次，與冷切變相關(guān)的暖區(qū)暴雨（包括冷切變型和冷切變與副高相互作用型）占切變型暖區(qū)暴雨的58.46%（38次），所以雖然地面沒有冷空氣影響，但冷切變?nèi)愿自斐山吓瘏^(qū)暴雨。再次，副高型暖區(qū)暴雨較少，僅占總數(shù)的10.77%（7次），但副高與切變相互作用產(chǎn)生暖區(qū)暴雨占江南暖區(qū)暴雨總數(shù)的32.31%（21次）。另外，西南急流型江南暖區(qū)暴雨數(shù)量極少，11 a中只有2例，且均發(fā)生于4月。

降水日變化受局地下墊面強(qiáng)迫和大氣環(huán)流的綜合影響，涉及復(fù)雜的云、雨形成和演變過程，對(duì)地球系統(tǒng)水循環(huán)和能量循環(huán)以及人類日常生活都有重要影響。隨著現(xiàn)代氣象觀測(cè)網(wǎng)的完善與數(shù)值模擬、雷達(dá)估算、衛(wèi)星反演等手段獲取的降水產(chǎn)品日趨豐富（沈艷等，2013），國(guó)際上許多學(xué)者圍繞著不同區(qū)域的降水日變化特征開展了系統(tǒng)的研究工作。Chen et al.（2009）發(fā)現(xiàn)在我國(guó)夏季短時(shí)強(qiáng)降雨的日變化特征與中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCSs）的日變化是相一致的。

本文根據(jù)江南地區(qū)紅外黑體亮溫（TBB）的日變化來揭示暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)段內(nèi)的降水的日變化特征（圖3）。為避免不同衛(wèi)星參數(shù)的不同而給結(jié)果造成影響，本文統(tǒng)一采用FY2E衛(wèi)星2010—2018年的數(shù)據(jù)，期間有少部分時(shí)次數(shù)據(jù)缺失，為減少誤差，以相鄰時(shí)次的TBB來代替相應(yīng)時(shí)次的數(shù)據(jù)資料。如圖3所示，江南地區(qū)TBB均表現(xiàn)出了明顯的日變化特征。湖南地區(qū)的日變化相對(duì)其他幾個(gè)省份所在區(qū)域來說相對(duì)平穩(wěn)，其最大值出現(xiàn)在午夜（23時(shí)），而最小值出現(xiàn)在凌晨（04時(shí)）左右。江西、福建、浙江及上海三區(qū)域的日變化特征較為一致，其最大值出現(xiàn)在上午（約08—11時(shí)），而最小值出現(xiàn)在午后（17—20時(shí)）。Chen et al.（2013） 發(fā)現(xiàn)長(zhǎng)江中下游地區(qū)短時(shí)強(qiáng)降水多出現(xiàn)于傍晚（17—20時(shí)），這與江西等3區(qū)域的曲線比較一致，而四川和貴州的短時(shí)強(qiáng)降水卻有兩個(gè)高發(fā)時(shí)段：18—20時(shí)和02—04時(shí)。由于湖南地區(qū)東西跨度較大，其兼具東、西部?jī)商幍奶卣?，兩者相抵消而造成其波?dòng)較小的特征，這與林春澤等（2016）的分析也具有一致性。

2.1.2 空間分布特征

從2008—2018年江南地區(qū)各站點(diǎn)暖區(qū)暴雨的頻次來看，主要集中在1～18次，其中超過10次的站點(diǎn)多集中于江南地區(qū)中北部，包括湖南中部、江西中北部、浙江西南和福建西北部地區(qū)，說明江南暖區(qū)暴雨與華南暖區(qū)暴雨是相互獨(dú)立的，盡管華南暖區(qū)暴雨可以向北延展進(jìn)而影響江南地區(qū)，但影響程度較小。

從圖4還可看出，江南地區(qū)暖區(qū)暴雨多出現(xiàn)于內(nèi)陸地區(qū)，沿海地區(qū)站點(diǎn)的發(fā)生頻次均在10次以下，多數(shù)沿海站點(diǎn)的發(fā)生頻次小于等于5次。進(jìn)一步將發(fā)生頻次與江南地形對(duì)比發(fā)現(xiàn)，暖區(qū)暴雨多發(fā)于靠近較低海拔地帶，尤其是平原地區(qū)。

從逐月暖區(qū)暴雨的空間分布特征進(jìn)行看（圖5），4月的暖區(qū)暴雨發(fā)生次數(shù)少，主要集中在江南中北部地區(qū)（湖南北部、江西中部、浙江東北和福建中西部地區(qū)），日雨量極大值約為100～200 mm，大部處于江西北部地區(qū)。5月隨著南海夏季風(fēng)的爆發(fā)，暖區(qū)暴雨數(shù)量明顯增多，影響區(qū)域擴(kuò)大，江南大部地區(qū)均有暖區(qū)暴雨出現(xiàn)，日雨量極大值仍處于100～200 mm，且多發(fā)于江南中部。6月暖區(qū)暴雨的范圍達(dá)到最廣，頻次也最多，江南大部地區(qū)都有暖區(qū)暴雨出現(xiàn)，但高發(fā)區(qū)域仍然位于江南中部。

本月日雨量極值有了明顯的增大，尤其是江南中部地區(qū)，出現(xiàn)了多處24 h降水量大于300 mm，這些極值多出現(xiàn)在地形復(fù)雜的區(qū)域，如羅霄山脈、武夷山脈和鄱陽湖附近。

7月暖區(qū)暴雨的頻次和范圍均開始減少，受副高的影響，高發(fā)范圍向西北方向發(fā)展，江西、浙江、福建境內(nèi)的暖區(qū)暴雨有明顯的減少，而湖南西北部的暖區(qū)暴雨有所增多。與此同時(shí)，暖區(qū)暴雨日雨量的極值也主要出現(xiàn)在湖南北部和江西西北部地區(qū)。8月的暖區(qū)暴雨減少更為明顯，且其主要分布區(qū)域分為兩片，一片位于湖南西部，另一片則位于江西中南部地區(qū)。

以上分析說明江南中部地區(qū)（包括江西大部和湖南東部、浙江西南部、福建西北部部分地區(qū)）為暖區(qū)暴雨多發(fā)地，從4月到8月均有暖區(qū)暴雨發(fā)生，且數(shù)量多，而其他地區(qū)暖區(qū)暴雨多發(fā)于5—7月，4月和8月較少。從暖區(qū)暴雨的雨量分布來看，6月的暖區(qū)降雨對(duì)流性特征更加明顯，日雨量極值超過300 mm，且極值多發(fā)于山脈和湖泊附近的地形復(fù)雜處，地形的增強(qiáng)效應(yīng)顯著。

由江南暖區(qū)暴雨的空間分布來看，切變型暖區(qū)暴雨數(shù)量最多，分布最廣。江南中部是冷切變型（含冷切與副高相互作用型）暖區(qū)暴雨降水集中且高發(fā)區(qū)，其中江西中北部、武夷山區(qū)、浙江西部和湖南中部降水發(fā)生頻次最高。大部分地區(qū)的最大降水中心強(qiáng)度為100～200 mm/（24 h），個(gè)別高地勢(shì)區(qū)或湖區(qū)可達(dá)200 mm/（24 h）以上。由此可見，冷切變型降水范圍廣、強(qiáng)度較大且具有一定的極端性，降水主要位于江南中部地區(qū)，山區(qū)附近降水強(qiáng)度大。暖切變型（含暖切與副高相互作用型）數(shù)量明顯少于冷切變型且主要集中在江南中部地區(qū)，暖切變與副高共同作用型暖區(qū)暴雨降水范圍廣且極端性強(qiáng)，多個(gè)特大暴雨中心（>300 mm/（24 h））位于江南中部的閩贛交界處，可能與此地多山地、局地水汽充沛且不均勻下墊面的局地?zé)崃?qiáng)迫作用有關(guān)。由此可見，暖切變型暖區(qū)暴雨降水強(qiáng)度大且極端性明顯，主要分布于江南中部，特大暴雨集中在閩贛交界山區(qū)附近。

副高型暖區(qū)降水分布與副高位置有關(guān)，通常5 880 gpm線北側(cè)400 km以內(nèi)受到副高影響比較大，同時(shí)也有暴雨發(fā)生在副高內(nèi)部。由圖6a、d可見，純副高影響的暖區(qū)暴雨數(shù)量少，高頻區(qū)主要位于江南中東部（副高邊緣型暖區(qū)暴雨主要發(fā)生在福建和湘贛交界處附近，副高內(nèi)部型暖區(qū)暴雨主要發(fā)生在贛中及以南地區(qū)），其日雨量極值均在200 mm以下。當(dāng)副高加強(qiáng)西伸時(shí)，湘東、湘西、武夷山區(qū)附近有超過200 mm/（24 h）的大暴雨點(diǎn)，尤其是武夷山區(qū)受到副高和暖切變的共同影響出現(xiàn)了超過300 mm/（24 h）的降水量。由此可見，單純副高型暖區(qū)暴雨強(qiáng)度相對(duì)偏弱，降水多發(fā)于江南中東部，而與切變共同作用時(shí)，暖區(qū)暴雨強(qiáng)度強(qiáng)，降水極端性明顯。

西南急流型暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)，西太平洋副高主體偏南，江南地面無鋒面活動(dòng)，低層850 hPa強(qiáng)西南急流推進(jìn)至江南上空，從500 hPa到925 hPa均為西南氣流控制。研究表明，常伴低空急流區(qū)的暖舌與急流兩側(cè)的冷舌相配合使得低層假相當(dāng)位溫增大，局地層結(jié)不穩(wěn)定增大，有利于對(duì)流發(fā)展（陶祖鈺，1980），若低空急流中存在風(fēng)速脈動(dòng)，低空急流的大風(fēng)核沿急流軸向前傳播時(shí)，可能導(dǎo)致重力波并觸發(fā)對(duì)流性暴雨（巢紀(jì)平，1980）。由圖6g所示，西南急流型暖區(qū)暴雨數(shù)量最少，影響范圍也最少（湖南和江西境內(nèi)），并且僅有1個(gè)站點(diǎn)的日降水量超過200 mm。

2.2 江南暖區(qū)暴雨的環(huán)流特征及概念模型

2.2.1 江南暖區(qū)暴雨的500 hPa高空槽特征

對(duì)華南各類型暖區(qū)暴雨的500 hPa中層系統(tǒng)的分析發(fā)現(xiàn)一些連續(xù)的、影響范圍廣、降水量大的暴雨常常與高空槽系統(tǒng)相聯(lián)系，對(duì)流層中層的槽為暖區(qū)暴雨的發(fā)展提供了動(dòng)力條件（陳翔翔等，2012）。對(duì)65例江南暖區(qū)暴雨的高空槽進(jìn)行分析后發(fā)現(xiàn)不同類型暖區(qū)暴雨對(duì)應(yīng)的高空槽也不盡相同。統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)：65次江南暖區(qū)暴雨中除3例副高內(nèi)部型和1例副高邊緣型暖區(qū)暴雨沒有受到500 hPa高空槽影響外，其他61例均在500 hPa高空低槽的影響之下?？蓪⒂绊懡吓瘏^(qū)暴雨時(shí)的高空槽系統(tǒng)分為4種（圖7）：1）東北冷渦南側(cè)低槽影響，低槽為東北西南向，深度較深;2）華北冷渦由北向南移動(dòng)，南側(cè)低槽加深增強(qiáng)，并且穩(wěn)定維持在我國(guó)中部地區(qū);3）高原槽移出高原后，東移發(fā)展直接影響江南地區(qū);4）貝加爾湖附近低渦東移南下，形成強(qiáng)盛的低槽維持于我國(guó)中部地區(qū)。

各類型暖區(qū)暴雨中受到高空槽影響的次數(shù)及類型如表1所示，從不同高空影響槽的作用來看，東北冷渦南側(cè)低槽對(duì)江南暖區(qū)暴雨的作用顯著，共有25次暖區(qū)暴雨是在東北冷渦南側(cè)低槽的影響之下產(chǎn)生;其次為高原東移槽形勢(shì)，由高原槽東移直接導(dǎo)致的暖區(qū)暴雨有22次，華北冷渦南側(cè)低槽的影響明顯少于前兩種，其主要由蒙古或俄羅斯一帶的低渦南移至華北一帶而形成，有8次過程;貝湖冷渦低槽形勢(shì)下的暴雨主要由貝湖南側(cè)的冷渦南伸的低槽影響而成，有6次。因此在分析暖區(qū)暴雨時(shí)要特別關(guān)注500 hPa東北冷渦低槽和高原東移槽的作用。

不同種類的低槽與雨區(qū)的相對(duì)位置有所不同。60%以上的東北冷渦南側(cè)低槽和華北冷渦南側(cè)低槽影響的暖區(qū)暴雨雨區(qū)與低槽的距離小于200 km;54.55%的高原東移槽影響的暖區(qū)暴雨雨區(qū)與低槽距離處于300～500 km;貝湖冷渦影響的暖區(qū)暴雨距離特征不明顯。

為了研究不同類型高空槽影響下江南暖區(qū)暴雨發(fā)生位置不同的原因，本文對(duì)高原槽和東北冷渦影響下暴雨發(fā)生時(shí)的500 hPa溫度平流進(jìn)行合成。為了去除暴雨發(fā)生區(qū)域不同對(duì)結(jié)果的影響，合成的標(biāo)準(zhǔn)如下：首先暖區(qū)暴雨主要發(fā)生在江西和福建中部;其次，時(shí)次選取暴雨發(fā)生前6 h，由此挑選出高原槽個(gè)例5例：2014年5月21日、2014年6月19日、2015年5月7日、2015年8月12日和2017年03月30日，東北冷渦低槽個(gè)例5例：2010年6月14日、2012年4月29日、2012年6月10日、2012年6月23日和2016年7月17日。對(duì)這些個(gè)例中江南暖區(qū)暴雨發(fā)生前6 h的500 hPa溫度平流進(jìn)行合成（圖8），結(jié)果表明，高原東移槽形勢(shì)下的江南地區(qū)暖平流強(qiáng)盛，低槽后側(cè)冷平流較弱，對(duì)暖區(qū)暴雨的影響不顯著，而東北冷渦低槽影響之下江南暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)，江南地區(qū)雖均為暖平流，但強(qiáng)度明顯低于高原東移槽形勢(shì)，并且槽后的冷平流強(qiáng)。當(dāng)江南地區(qū)上層有弱的冷平流作用，而低層冷空氣不明顯，處于上冷下暖的溫度層結(jié)之下，更有利于產(chǎn)生對(duì)流性降雨。而根據(jù)預(yù)報(bào)經(jīng)驗(yàn)可知，溫度槽一般距離高空低槽位置較近，這是東北冷渦低槽影響下的暖區(qū)暴雨距離低槽距離近的主要原因。

2.2.2 水汽輸送特征

暴雨的形成離不開大尺度范圍的水汽持續(xù)輸送和水汽在暴雨帶的輻合。丁一匯和胡國(guó)權(quán)（2003）針對(duì)1998年長(zhǎng)江流域水汽收支的研究中明確指出，水汽輸送是一個(gè)大尺度甚至是全球性的問題。因此，通過分析不同類型暖區(qū)暴雨水汽通量和水汽通量散度的分布，可以反映出水汽的全球性分布對(duì)江南暖區(qū)暴雨過程的貢獻(xiàn)，對(duì)理解暖區(qū)暴雨的水汽條件非常重要。

由2008—2018年4—8月11 a平均的水汽通量場(chǎng)（圖略）來看，影響江南地區(qū)的水汽輸送主要有兩條通道，首先是來自孟加拉灣經(jīng)中南半島向北輸送的西南風(fēng)水汽輸送通道，這支水汽輸送帶的上游與索馬里越赤道氣流相連接，其次為來自中國(guó)南海的偏南風(fēng)水汽輸送通道（包含了來自副熱帶高壓西南側(cè)的偏東氣流和來自孟加拉灣的偏西氣流匯合后轉(zhuǎn)向向北輸送）。

統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，2009年僅有2次江南暖區(qū)暴雨發(fā)生，而2012年則有10次江南暖區(qū)暴雨發(fā)生，兩者數(shù)量懸殊。對(duì)比2009年（最少年）和2012年（最多年） 4—8月850 hPa的水汽輸送異常場(chǎng)的情況（圖略）可以發(fā)現(xiàn)：2009年南海地區(qū)以偏北風(fēng)氣流輸送異常為主，因此，輸送入江南地區(qū)的水汽異常主要來自西北太平洋，且量級(jí)較小，偏冷。2012年的水汽輸送異常中，南海地區(qū)水汽輸送以偏西分量為主，同時(shí)伴有一定量的偏南分量，而且南海的偏西水汽輸送經(jīng)西北太平洋洋面氣旋性旋轉(zhuǎn)輸送到江南地區(qū)，形成了一個(gè)氣旋式的水汽輸送環(huán)流，其水汽收入遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于2009年。

將不同類型江南暖區(qū)暴雨發(fā)生前6 h的850 hPa水汽通量進(jìn)行合成（圖9）可知，在江南暖區(qū)暴雨發(fā)生期間，南海北部、華南沿海至西北太平洋區(qū)域的水汽輸送明顯增強(qiáng)，江南地區(qū)大部都是水汽通量輻合區(qū)，說明對(duì)流層低層水汽通量輻合是強(qiáng)降水的必要條件。不同類型江南暖區(qū)暴雨的水汽輸送異常部分主要來源有較大差異。西南急流型、冷切變型、暖切變型和副高邊緣型江南暖區(qū)暴雨的水汽輸送異常主要來源于熱帶西太平洋，隨副高邊緣氣流向江南地區(qū)輸送，而經(jīng)由索馬里越赤道氣流向東北輸送的水汽為負(fù)異常，且西南急流型、冷切變型和暖切變型的水汽輸送異常中有一小部分來自我國(guó)中低緯度地區(qū)隨偏北氣流向南回流的水汽輸送。而副高型江南暖區(qū)暴雨中除副高邊緣型外，其他類型暖區(qū)暴雨（包含與切變相互作用類）越赤道氣流較常年偏強(qiáng)，所以水汽輸送異常主要來源于經(jīng)越赤道氣流向北的熱帶西南季風(fēng)的水汽輸送，僅有小部分來源于副高邊緣。

2.2.3 低空急流特征

充足的水汽輸送對(duì)暖區(qū)暴雨有重要貢獻(xiàn)，西南季風(fēng)的加強(qiáng)帶來大量的水汽從而影響暖區(qū)暴雨增強(qiáng)，同時(shí)配合低槽帶來大量暖濕氣流及渦度平流（夏茹娣等，2006）。地面低壓的發(fā)展，使大氣低層已經(jīng)具有一定熱力條件，西南低空急流的加強(qiáng)使得低層暖濕條件加強(qiáng)，配合中高層大氣不穩(wěn)定的動(dòng)力作用，使得上升運(yùn)動(dòng)進(jìn)一步發(fā)展，地面輻合線鋒生觸發(fā)暴雨形成（周明飛等，2014）。

朱乾根等（2000）定義850 hPa和700 hPa低空急流的標(biāo)準(zhǔn)為超過12 m/s，而對(duì)于925 hPa可以適當(dāng)減小為10 m/s。對(duì)65例暖區(qū)暴雨的分析發(fā)現(xiàn)，63.1%的暖區(qū)暴雨伴隨著700 hPa急流，有53.85%伴隨850 hPa急流，而只有41.54%伴隨925 hPa的超低空急流。說明隨著高度的下降，地面的摩擦效應(yīng)隨之增強(qiáng)，急流出現(xiàn)的可能性在降低，但仍然有接近一半的出現(xiàn)概率。

在所有的暖區(qū)暴雨事件中，春季和初夏時(shí)節(jié)伴隨低空急流的概率要遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于盛夏時(shí)節(jié)，以700 hPa為例，6月及之前伴隨急流的暖區(qū)暴雨事件占75.51%，7月及之前的概率為66.67%，而截止到8月的概率下降為63.1%。對(duì)8月的平均環(huán)流形勢(shì)進(jìn)行分析，副高脊線位于30°N附近，而長(zhǎng)江流域整體處于東風(fēng)系統(tǒng)的控制之下，在出現(xiàn)暖區(qū)暴雨的個(gè)例中，高空有低槽東移，迫使副熱帶高壓南撤明顯，但5 880 gpm等值線仍然控制華南及以南地區(qū)，不利于南海及孟加拉灣的水汽北上西南急流增強(qiáng)，因?yàn)槭⑾募竟?jié)江南地區(qū)本身水汽旺盛，熱量充足，只要有觸發(fā)條件存在，仍然會(huì)有暴雨天氣出現(xiàn)。

2.2.4 中尺度對(duì)流系統(tǒng)物理量特征

近年來，隨著高分辨率觀測(cè)資料的投入使用，更深入的研究暖區(qū)暴雨中中小尺度對(duì)流系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)特征成為可能，研究表明暖區(qū)暴雨往往范圍小、降水對(duì)流性強(qiáng)（林良勛，2006）。本次研究中也發(fā)現(xiàn)暖區(qū)降雨對(duì)流性特征明顯，日雨量極值甚至超過300 mm，且極值多發(fā)于山脈和湖泊附近的地形復(fù)雜處，地形的增強(qiáng)效應(yīng)顯著。

對(duì)7類暖區(qū)暴雨過程中與中尺度對(duì)流關(guān)聯(lián)緊密的物理量特征進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析。結(jié)果表明，西南急流型暖區(qū)暴雨過程的環(huán)境場(chǎng)物理量特征與其他類型有較大差別（圖10），表現(xiàn)為較小的對(duì)流有效位能（CAPE）、K指數(shù)（K INDEX）、零度層高度（H0）、自由對(duì)流高度（LFC）和假相當(dāng)位溫（Thetase），而對(duì)流抑制能量（CIN）、抬升凝結(jié)高度（LCL）和抬升指數(shù)（LI）則較大。副高內(nèi)部型暴雨過程的環(huán)境場(chǎng)物理量特征相較其他幾類則表現(xiàn)為較大的CAPE、CIN、K INDEX、H0、Thetase和LCL，而Li和LFC卻相對(duì)較小。其他類型暖區(qū)暴雨的物理量值差別不明顯，其發(fā)生顯然存在統(tǒng)計(jì)意義閾值，其物理量特征如下：較為明顯的CAPE（>500 J/kg）;較小的CIN（<100 J/kg）;較大的K指數(shù)（>35 K）;LI<0;LCL大部處于920～980 hPa;LFC處于800～900 hPa;0 ℃層高度處于4 500～5 500 m;Thetase處于340～360 K。

2.2.5 江南暖區(qū)暴雨概念模型

通過以上對(duì)江南暖區(qū)暴雨發(fā)生中的環(huán)流形勢(shì)的分析，利用中尺度天氣分析技術(shù)規(guī)范（張小玲等，2012），可以對(duì)形成各類江南暖區(qū)暴雨的中尺度關(guān)鍵條件進(jìn)行分析，并結(jié)合統(tǒng)計(jì)分析結(jié)果總結(jié)出不同類型暖區(qū)暴雨的概念模型。

在副高邊緣型江南暖區(qū)暴雨中，西太平洋副熱帶高壓北界接近或位于江南地區(qū)，暖區(qū)暴雨雨區(qū)處于副高邊緣，500 hPa有弱的低槽東移，500 hPa以下無切變系統(tǒng)及冷空氣影響，低空急流與超低空急流帶來豐沛的熱量和水汽，使江南地區(qū)處于暖濕空氣當(dāng)中，同時(shí)高空急流入口區(qū)右側(cè)的分流區(qū)疊加在低空急流上導(dǎo)致大氣層結(jié)不穩(wěn)定增強(qiáng)，暖區(qū)降水主要由邊界層輻合線的抬升作用和中空的弱冷空氣觸發(fā)能量釋放形成。副高內(nèi)部型江南暖區(qū)暴雨中，太平洋副熱帶高壓控制江南地區(qū)，使得江南地區(qū)處于強(qiáng)暖濕環(huán)境中，中層無低槽影響，低層無急流，暖濕空氣在移動(dòng)過程中受地形或熱力條件影響而形成弱的切變輻合，進(jìn)而觸發(fā)降水，同時(shí)配合高空分流區(qū)的抽吸作用，暖區(qū)暴雨形成。

切變型（冷切）江南暖區(qū)暴雨中，西太平洋副熱帶高壓脊線常位于20°N以南，而發(fā)展旺盛的低槽冷鋒延伸至江南西北部，或前傾的冷鋒快速東移至長(zhǎng)江流域。鋒前暖濕低空急流上空疊加200 hPa高空輻散場(chǎng)，配合中層弱冷平流入侵、低空風(fēng)速輻合、地面輻合線、地形或局地加熱不均勻等的作用使得不穩(wěn)定能量釋放，觸發(fā)暖區(qū)暴雨。暖切變型江南暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)，江南中部一般位于青藏高原東移的西南低渦暖切變南側(cè)的暖濕氣流里，低空急流旺盛，地面倒槽發(fā)展，地面輻合線和地形抬升觸發(fā)暖區(qū)暴雨。

當(dāng)切變線與副高共同作用形成暖區(qū)暴雨時(shí)，副熱帶高壓脊線一般位于20°N左右，并且5 880 gpm線穿過江南地區(qū)，降水發(fā)生在副高西北側(cè)的西南氣流中，中層?xùn)|北冷渦或華北冷渦低槽東移南下，與副高形成對(duì)峙，移動(dòng)緩慢，致使雨區(qū)在江南地區(qū)長(zhǎng)時(shí)間維持，形成暴雨。冷渦后部冷空氣較強(qiáng)時(shí)，低層為冷式切變，此時(shí)一般為前傾結(jié)構(gòu)，降水出現(xiàn)在鋒前暖區(qū)中，當(dāng)冷渦后部冷空氣較弱時(shí)，切變較淺薄，主要在中層維持，低層為輻合線觸發(fā)暖區(qū)暴雨。

西南急流型暖區(qū)暴雨發(fā)生時(shí)，中低層強(qiáng)西南急流推進(jìn)至華南-江南上空，帶來豐沛的熱量和水汽，使得大氣處于層結(jié)不穩(wěn)定狀態(tài)。江南山區(qū)平原交界處等不均勻下墊面附近常出現(xiàn)低空急流軸上的中尺度風(fēng)速脈動(dòng)（汪玲瑤等，2018）。高空強(qiáng)西風(fēng)急流右側(cè)分流區(qū)疊加在低空風(fēng)速輻合區(qū)上，并配合地面中尺度輻合線觸發(fā)局地強(qiáng)降水。西南急流型江南暖區(qū)暴雨多發(fā)于春季，此時(shí)副高脊線一般位于20°N以南。

3 討論和結(jié)論

利用探空資料、地面觀測(cè)資料、衛(wèi)星資料、NCEP/NCAR再分析資料和FY2E衛(wèi)星TBB資料對(duì)2008—2018年4—8月共計(jì)65次江南暖區(qū)暴雨進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，得到以下結(jié)論：

1）江南暖區(qū)暴雨可分為切變型、副高型、副高和切變相互作用型、和西南急流型4類;4類又可進(jìn)一步細(xì)分為冷切變型、暖切變型、暖切變與副高相互作用型及冷切變與副高相互作用型、副高邊緣型、副高內(nèi)部型和西南急流型7種，江南暖區(qū)暴雨以冷切變型為最多，西南急流型最少。

2）江南暖區(qū)暴雨表現(xiàn)出了明顯的年際、月際和日變化特征：2009年暖區(qū)暴雨次數(shù)最少，2012年暖區(qū)暴雨次數(shù)最多;其多發(fā)季節(jié)為初夏;湖南地區(qū)的暖區(qū)暴雨日變化相對(duì)其他4個(gè)省份來說不明顯，江西、福建、浙江和上海的日變化特征較為一致，其TBB最大值出現(xiàn)在上午（約08—11時(shí)），而TBB最小值出現(xiàn)在午后（17—20時(shí)），說明17—20時(shí)為暖區(qū)暴雨多發(fā)時(shí)段。

3）江南暖區(qū)暴雨多出現(xiàn)于江南中部?jī)?nèi)陸平原地區(qū)，閩浙沿海地區(qū)出現(xiàn)暖區(qū)暴雨的站點(diǎn)少，其與華南暖區(qū)暴雨相互獨(dú)立。從暖區(qū)暴雨的雨量分布來看，日雨量極值多發(fā)于山脈和湖泊附近的地形復(fù)雜處，地形的增強(qiáng)效應(yīng)顯著。冷切變型降水分布范圍最廣，暖切變型降水極端性明顯，極端降水主要分布于江南中部閩贛交界山區(qū)附近。

4）除副高內(nèi)部型外，江南暖區(qū)暴雨多受到高空槽的影響，其中東北冷渦南側(cè)低槽對(duì)江南暖區(qū)暴雨的作用顯著，其次是高原槽的影響，受中層冷平流觸發(fā)影響，東北冷渦和華北冷渦低槽影響下的江南暖區(qū)暴雨距離低槽的距離較近。

5）不同類型暖區(qū)暴雨的水汽來源略有差異，均通過西南急流向江南地區(qū)輸送水汽。隨著高度的下降，地面的摩擦效應(yīng)隨之增強(qiáng)，急流出現(xiàn)的概率降低，但仍達(dá)50%以上，春季和初夏時(shí)節(jié)伴隨低空急流的概率要遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于盛夏時(shí)節(jié)。

6）江南暖區(qū)暴雨除西南急流型（具有較低的對(duì)流指數(shù)）和副高內(nèi)部型（具有較高的對(duì)流指數(shù)）外普遍具有較為明顯的 CAPE（>500 J/kg）和K指數(shù)（>35 K），而CIN（<100 J/kg）和LI（<0）則較小，LCL大部處于920～980 hPa，LFC處于800～900 hPa，0 ℃層高度處于4 500～5 500 m，Thetase處于340～360 K。

參考文獻(xiàn)（References）

巢紀(jì)平，1980.非均勻?qū)咏Y(jié)大氣中的重力慣性波及其在暴雨預(yù)報(bào)中的初步應(yīng)用[J].大氣科學(xué)，4（3）：230-235. Chao J P，1980.The gravitational wave in non-uniform stratification atmosphere and its preliminary application for the prediction of heavy rainfall[J].Chin J Atmos Sci，4（3）：230-235.（in Chinese）.

Chen G X，Sha W M，Iwasaki T，2009.Diurnal variation of precipitation over southeastern China：spatial distribution and its seasonality[J].J Geophys Res：Atmos，114（D13）：D13103.doi：10.1029/2008JD011103.

Chen J，Zheng Y G，Zhang X L，et al.，2013.Distribution and diurnal variation of warm-season short-duration heavy rainfall in relation to the MCSs in China[J].Acta Meteor Sin，27（6）：868-888.doi：10.1007/s13351-013-0605-x.

陳翔翔，丁治英，劉彩虹，等，2012.2000—2009年5、6月華南暖區(qū)暴雨形成系統(tǒng)統(tǒng)計(jì)分析[J].熱帶氣象學(xué)報(bào)，28（5）：707-718. Chen X X，Ding Z Y，Liu C H，et al.，2012.Statistic analysis on the formation system of warm-sector heavy rainfall in May and June from 2000—2009[J].Trop Meteor，28（5）：707-718.（in Chinese）.

陳玥，2015.長(zhǎng)江中下游地區(qū)暖區(qū)暴雨過程特征分析[D].南京：南京信息工程大學(xué). Chen Y，2015.Analysis of warm-sector rainstorms characteristics over the middle-lower reaches of the Yangtze River Valley[D].Nanjing：Nanjing University of Information Science & Technology.（in Chinese）.

丁一匯，胡國(guó)權(quán)，2003.1998年中國(guó)大洪水時(shí)期的水汽收支研究[J].氣象學(xué)報(bào)，61（2）：129-145. Ding Y H，Hu G Q，2003.A study on water vapor budget over China during the 1998 severe flood periods[J].Acta Meteorol Sin，61（2）：129-145.（in Chinese）.

丁治英，劉彩虹，沈新勇，2011.2005—2008年5、6月華南暖區(qū)暴雨與高、低空急流和南亞高壓關(guān)系的統(tǒng)計(jì)分析[J].熱帶氣象學(xué)報(bào)，27（3）：307-316. Ding Z Y，Liu C H，Shen X Y，2011.Statistical analysis of the relationship among warm sector heavy rainfall，upper and lower tropospheric jet stream and south Asia high in may and June from 2005 to 2008[J].J Trop Meteor，27（3）：307-316.doi：10.3969/j.issn.1004-4965.2011.03.003.（in Chinese）.

丁治英，王爽，高松，2017.一次華南雙雨帶暴雨中的位渦演變與雨帶間的相互作用[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，40（5）：653-662. Ding Z Y，Wang S，Gao S，2017.Potential vorticity evolution of a double rainbands storm in South China and interactions between the rainbands[J].Trans Atmos Sci，40（5）：653-662.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20151226002.（in Chinese）.

高守亭，周玉淑，冉令坤，2018.我國(guó)暴雨形成機(jī)理及預(yù)報(bào)方法研究進(jìn)展[J].大氣科學(xué)，42（4）：833-846. Gao S T，Zhou Y S，Ran L K，2018.A review on the formation mechanisms and forecast methods for torrential rain in China[J].Chin J Atmos Sci，42（4）：833-846.doi：10.3878/j.issn.1006-9895.1802.17277.（in Chinese）.

何立富，陳濤，孔期，2016.華南暖區(qū)暴雨研究進(jìn)展[J].應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，27（5）：559-569. He L F，Chen T，Kong Q，2016.A review of studies on prefrontal torrential rain in South China[J].J Appl Meteor Sci，27（5）：559-569.（in Chinese）.

何麗華，王詠青，隆璘雪，等，2020.弱天氣強(qiáng)迫下一次暖區(qū)MCSs發(fā)生發(fā)展研究[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，43（5）：810-823. He L H，Wang Y Q，Long L X，et al.，2020.Study of the occurrence and development of warm-sector MCSs for weak synoptic forcing[J].Trans Atmos Sci，43（5）：810-823.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20191104002.（in Chinese）.

Hoskins B J，Valdes P J，1990.On the existence of storm-tracks[J].J Atmos Sci，47（15）：1854-1864.doi：10.1175/1520-0469（1990）047<1854：oteost>2.0.co;2.

侯淑梅，孫興池，范蘇丹，等，2014.切變線冷區(qū)和暖區(qū)暴雨落區(qū)分析[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，37（3）：333-343. Hou S M，Sun X C，F(xiàn)an S D，et al.，2014.Analysis on cold and warm sector heavy rain area of shear line[J].Trans Atmos Sci，37（3）：333-343.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.2014.03.008.（in Chinese）.

黃士松，李真光，包澄瀾，等，1986.華南前汛期暴雨[M].廣州：廣東科技出版社. Huang S S，Li G Z，Bao C L，et al.，1986.The pre-flood season rainstorm in South China[M].Guangzhou：Guangdong Science and Technology Press.（in Chinese）.

黃埡飛，管兆勇，蔡倩，等.2021.近41年來江南地區(qū)暴雨洪澇災(zāi)害時(shí)空變化特征分析[J].氣象學(xué)報(bào)，79（4）：582-597. Huang Y F，Guan Z Y，Cai Q，et al.，2021.Spatiotemporal variation characteristics of rainstorms and related flood disasters in Jiangnan region in the recent 41 years[J].Acta Meteorol Sin，79（4）：582-597.doi：10.11676/qxxb2021.044.（in Chinese）.

Jiang Z N，Zhang D L，Xia R D，et al.，2017.Diurnal variations of presummer rainfall over Southern China[J].J Climate，30（2）：755-773.doi：10.1175/jcli-d-15-0666.1.

李建輝，1982.華南初夏的超低空急流及其對(duì)暴雨的影響[J].氣象學(xué)報(bào)，40（3）：319-326. Li J H，1982.Ultra low-level jets and the heavy rain in early summer over South China[J].Acta Meteorol Sin，40（3）：319-326.（in Chinese）.

廖慕科，唐橋義，伍靜，等，2010.2010年4月桂東北一次暖區(qū)暴雨天氣分析[J].氣象研究與應(yīng)用，31（4）：20-22. Liao M K，Tang Q Y，Wu J，et al.，2010.Analysis of the warm sector rainstorm in the Northeast of Guangxi on April 2010[J].J Meteor Res Appl，31（4）：20-22.doi：10.3969/j.issn.1673-8411.2010.04.005.（in Chinese）.

林春澤，劉琳，林文才，等，2016.湖北省夏季降水日變化特征[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，39（4）：490-500. Lin C Z，Liu L，Lin W C，et al.，2016.Characteristics of summer precipitation diurnal variations in Hubei Province[J].Trans Atmos Sci，39（4）：490-500.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160130001.（in Chinese）.

林良勛，2006.廣東省天氣預(yù)報(bào)技術(shù)手冊(cè)[M].北京：氣象出版社：143-152. Lin L X，2006.Technical guidance on weather forecasting in Guangdong Province[M].Beijing：China Meteorological Press：143-152.（ in Chinese）.

劉瑞鑫，孫建華，陳鮑發(fā)，2019.華南暖區(qū)暴雨事件的篩選與分類研究[J].大氣科學(xué)，43（1）：119-130. Liu R X，Sun J H，Chen B F，2019.Selection and classification of warm-sector heavy rainfall events over South China[J].Chin J Atmos Sci，43（1）：119-130.（in Chinese）.

劉瑞鑫，孫建華，傅慎明，2021.不同類型華南暖區(qū)暴雨過程的環(huán)流特征[J].氣候與環(huán)境研究，26（4）：359-373. Liu R X，Sun J J H，F(xiàn)U S M，2021.Comparison of synoptic circulation characteristics in different types of warm-sector heavy rainfall events over South China [J].Climatic Environ Res，26 （4）：359-373.（in Chinese）.

沈艷，潘旸，宇婧婧，等，2013.中國(guó)區(qū)域小時(shí)降水量融合產(chǎn)品的質(zhì)量評(píng)估[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，36（1）：37-46. Shen Y，Pan Y，Yu J J，et al.，2013.Quality assessment of hourly merged precipitation product over China[J].Trans Atmos Sci，36（1）：37-46.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.2013.01.005.（in Chinese）.

陶祖鈺，1980.濕急流的結(jié)構(gòu)及形成過程[J].氣象學(xué)報(bào)，38（4）：331-340. Tao Z Y，1980.The structure and formation of the moist jet stream[J].Acta Meteorol Sin，38（4）：331-340.（in Chinese）.

Tian S F，Yasunari T，1998.Climatological aspects and mechanism of spring persistent rains over central China[J].J Meteor Soc Japan，76（1）：57-71.doi：10.2151/jmsj1965.76.1_57.

萬日金，吳國(guó)雄，2008.江南春雨的時(shí)空分布[J].氣象學(xué)報(bào)，66（3）：310-319. Wan R J，Wu G X，2008.Temporal and spatial distribution of the spring persistent rains over southeastern China[J].Acta Meteorol Sin，66（3）：310-319.doi：10.3321/j.issn：0577-6619.2008.03.002.（in Chinese）.

汪玲瑤，諶蕓，肖天貴，等，2018.夏季江南地區(qū)暖區(qū)暴雨的統(tǒng)計(jì)分析[J].氣象，44（6）：771-780. Wang L Y，Chen Y，Xiao T G，et al.，2018.Statistical analysis of warm-sector rainstorm characteristics over the southern of middle and lower reaches of the Yangtze River in summer[J].Meteor Mon，44（6）：771-780.（in Chinese）.

夏茹娣，趙思雄，孫建華，2006.一類華南鋒前暖區(qū)暴雨β中尺度系統(tǒng)環(huán)境特征的分析研究[J].大氣科學(xué)，30（5）：988-1008. Xia R D，Zhao S X，Sun J H，2006.A study of circumstances of meso-β-scale systems of strong heavy rainfall in warm sector ahead of fronts in South China[J].Chin J Atmos Sci，30（5）：988-1008.（in Chinese）.

Yang S，Zuo Q J，Gao S T，2017.Revisit to frozen-in property of vorticity[J].Chin Phys B，26（8）：089201.doi：10.1088/1674-1056/26/8/089201.

張小玲，諶蕓，張濤，2012.對(duì)流天氣預(yù)報(bào)中的環(huán)境場(chǎng)條件分析[J].氣象學(xué)報(bào)，70（4）：642-654. Zhang X L，Chen Y，Zhang T，2012.Meso-scale convective weather analysis and severe convective weather forecasting[J].Acta Meteorol Sin，70（4）：642-654.（in Chinese）.

智協(xié)飛，董甫，張玲，等，2020.基于不同微物理過程的廣西沿海南風(fēng)型暖區(qū)暴雨的數(shù)值模擬研究[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，43（5）：867-879. Zhi X F，Dong F，Zhang L，et al.，2020.Numerical simulation of southerly type warm-sector heavy rainfall in the coastal region of Guangxi using various cloud microphysics parameterization schemes in the WRF Model[J].Trans Atmos Sci，43（5）：867-879.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20200106001.（in Chinese）.

周明飛，杜小玲，熊偉，2014.貴州初夏兩次暖區(qū)暴雨的對(duì)比分析[J].氣象，40（2）：186-195. Zhou M F，Du X L，Xiong W，2014.Comparison analysis of two warm-area torrential rain systems in early summer in Guizhou[J].Meteor Mon，40（2）：186-195.doi：10.7519/j.issn.1000-0526.2014.02.006.（in Chinese）.

朱乾根，林錦瑞，壽紹文，等，2000.天氣學(xué)原理和方法[M].3版.北京：氣象出版社. Zhu Q G，Lin J R，Shou S W，et al.，2000.The theory and methodology of synoptic meteorology[M].3ed.Beijing：China Meteorological Press.（in Chinese）.

（責(zé)任編輯：劉菲）