据统计，21世纪以来我国各地暴雨强度不断突破其历史的极值，极端强降水事件趋于增多^[1-2]，极端强降水事件虽然发生概率小，但致灾性强，业务中此类天气过程的强降水落区、强度等预报难度大，因此极端强降水一直是业界的研究热点和难点，关于我国极端强降水的气候统计分析^[3-5]、不同地区极端暴雨的基本特征研究^[6-7]，以及流域大水年夏季降水的季节内特征^[8]、区域持续性强降水过程指标的定义^[9]等已有一些成果。近年来广东境内极端强降水也是频发，引起业界高度重视，如伍红雨等^[5]指出广东1 h极端强降水频率年和后汛期呈显著增加趋势；吕心艳等^[10]和司东等^[11]指出2005年“05.6”广东特大暴雨过程与东亚夏季风的异常和副热带高压西伸等影响系统变化有密切关系；程正泉等^[12]指出登陆后造成连续强降水的台风过程中低空暖平流是大气层结不稳定维持的根本原因；伍志方等^[13]和曾智琳等^[14]分析了广州2017年“5.7”暖区特大暴雨的中尺度系统特征；2018年8月下旬后期的由季风低压环流引起的粤东沿海持续性特大暴雨，从边界层触发条件、降水回波的“列车效应”特征，以及综合分析等不同角度进行了研究^[15-17]。许多学者也基于广东不同类型暴雨的形成机理进行了模拟和分析，如张端禹等^[18]指出2010年华南东部前汛期末期暴雨过程中较大尺度偏南风边界层急流基本维持；苗春生等^[19]和王坚红等^[20]模拟分析了华南沿海暖区暴雨的低层环流，提出了暖区暴雨主要影响系统为偏南向和西南向两类辐合线低值系统；Du等^[21]研究了与华南暴雨相关联的双低空急流，指出边界层急流(BLJs)与暖区暴雨关系更加密切；杜爽等^[22]分析了华南降水-云宏微观垂直特性，对比了华南陆地在回波顶高方面与南海洋面的异同。综合已有研究成果，广东极端强降水可发生在登陆台风残余环流、季风低压或弱大气环流背景下，影响天气系统复杂，不同影响系统下强降水产生机理各不相同，导致的降水落区和持续时间都有很大差异，最强降水落区往往非常局地，因此，业务预报中难度很大，或空漏报，或低估降雨量级等。

根据陈芳丽等^[23]统计，粤东暴雨中心范围自西向东包括惠州惠东东部山区、汕尾全市、揭阳中部和汕头西部，地处惠东东部山区的高潭强降水日数不是最大，但最易出现破历史记录的极值。1949以来，高潭出现了多次持续长时间的极端强降水过程，其中，2013年8月和2018年8月两次过程中滑动24 h最大降雨量更是接近或超过1 000 mm，影响大，灾情重。从战略角度来讲，高潭镇地处惠州市惠东县东部山区的白盆珠水库东侧，1985年8月建成的白盆珠水库为东江支流西枝江的源头，是防洪、灌溉、发电和改善航运等综合利用的大型水库，2013年8月和2018年8月持续长时间的极端强降水对水库的抗洪和泄洪带来巨大的挑战，因此，高潭极端强降水引起业界和相关政府部门的高度重视。目前高潭强降水的研究是从个例和粤东暴雨中心大范围角度出发^{[16, 23-24]}，缺少对所有强降水过程的归纳凝练和对比分析。因此，在现有研究的基础上，本研究着眼于3次高潭极端强降水过程，对其影响天气系统、触发和维持机制进行分析，进一步加深认识和了解，研究结论可在业务中起到指导作用，也可为高潭暴雨防灾减灾提供可靠、有效的气象理论依据。

本研究采用1979年9月、2013年8月和2018年8月ECMWF的ERA-Interim逐6 h全球大气再分析数据，水平分辨率为0.5 °×0.5 °，垂直分辨率共24层；上述时段内MICAPS实况数据、广东省气象监测站降水和探空站气象数据；地形数据来自Satellite Geodesy。

伍红雨等^[5]定义24 h广东极端强降水的标准为：24 h降雨量(20:00—次日20:00)≥250 mm。基于高潭G1730气象监测站降雨量数据(2003年4月建成)、《惠州市自然灾害灾情实录》和实地走访，1949—2019年高潭共出现了5次极端强降水天气过程，分别出现在1966年、1979年、2008年、2013年和2018年。根据降雨数据有无和造成洪涝严重程度，本研究选取了24 h降雨量≥500 mm的3次过程，即1979年9月23—25日(简称“79.9”)、2013年8月13—18日(简称“13.8”，最强时段为16—17日)、2018年8月27日—9月1日(简称“18.8”，最强时段为8月30—31日)。

各过程的降水范围和强度存在差异。如图 1所示，过程降雨量超过250 mm的范围“13.8”最大，高潭及其附近地区为最强降水中心，高潭录得过程最大降雨量达到1 145.6 mm，最大滑动24 h雨量为924.3 mm(16日14:00—17日14:00(北京时间，下同)，图 2a)。其余2次范围较局地，“79.9”强降水落区位于惠州中南部-汕尾，距离高潭偏西方约30 km的惠东县石简水文站测得24 h降雨量为573.5 mm，“18.8”中强雨带沿莲花山脉分布，最强降雨落区也是高潭及其附近地区；单站最大滑动24 h和过程累积降雨量出现在“18.8”过程中，即高潭录得了刷新广东历史记录的最大过程累积雨量1 394.6 mm和最大滑动24 h降雨量1 056.7 mm (30日05:00—31日05:00，图 2b)；小时雨量“13.8”和“18.8”分别为118.9 mm和98.6 mm，“79.9”无小时雨量记录。

图 1

图 1 广东省“79.9”(a)、“13.8”(b)和“18.8”(c)过程累积降雨量空间分布特征(单位：mm)

图 2

图 2 2013年8月16日14:00―17日14:00(a)和2018年8月30日05:00―31日05:00(b)惠东高潭G1730降水的时间序列

广东境内三大暴雨中心的形成离不开地形的作用。粤东暴雨中心(图 3)降水主要集中在沿莲花山山脉两侧的汕尾中北部和惠东高潭附近地区，其南临南海，境内有东北-西南走向的莲花山山脉与西北-东南走向的大南山和南阳山系组成了“人”字型地形。汕尾海丰境内的莲花山主峰海拔约1 337 m，其北侧的惠东东部山区呈向西南开口的西南型山谷地貌，高潭镇位于此山谷底部，最特别的是高潭附近的莲花山脉地势低坳形成一“缺口”。在恰当的天气系统影响下，如“18.8”过程中偏南向的边界层急流起主导作用时，这种地形对强降水的增幅作用显著^[15-16]。

图 3

图 3 粤东暴雨中心地理位置特征

广东极端强降水影响系统较复杂，在地形阻挡、辐合抬升等作用的配合下，是什么样的天气系统导致高潭出现了“79.9”、“13.8”和“18.8”这样极端的强降水，不同过程影响天气系统的异同点又是什么？水汽条件、强降水的触发和维持机制有什么异同？

3次过程发生在台风或低压系统的长时间影响下，各天气系统的有利配置造成了持续性强降水的发生发展。分析500 hPa高度场和850 hPa风场特征(图 4a~4c)，“79.9”过程的主要影响系统为7913号台风Mac本体环流(图 4a)，同时东北急流、副热带高压和7914号台风Nancy同样起着重要的作用。台风Mac强度较弱，9月23日20:00至珠江口附近时中心风速出现加强至25 m/s，随之在珠江口西侧登陆后转向东移，强度逐渐减弱，高潭附近最强降水出现在23日夜间—24日夜间。东亚大槽较深厚，引导北方冷空气南下，850 hPa东北急流轴位于两广交界至中南半岛东北部，30 °N以南受副热带高压和台风影响，副热带高压呈东退趋势，西太平洋和南海区域台风活跃，Nancy与Mac之间双台风效应明显，但对流层低层西南季风不显著。

图 4

图 4 500 hPa高度场(等值线，间隔2 dagpm)、850 hPa风场(风向杆) (a~c)以及925 hPa风场(d~f) 阴影区风速≥10 m/s。a、d. 1979年9月24日08:00；b、e. 2013年8月16日20:00；c、f. 2018年8月30日08:00。

“13.8”过程的主要影响系统为1311号超强台风“尤特”登陆后的残余环流(图 4b)，高潭强降水发生在台风中心位于粤桂湘三省区交界附近缓慢折向西南方移动时，此时对流层低层有强盛的西南(偏南)季风从“尤特”东南侧卷入台风环流。不同于“79.9”过程，此过程中大陆副热带高压与西太平洋副热带高压连通，呈东西带状分布于30~ 40 °N之间，副热带高压脊线较气候平均值明显偏北，15 °N以南也是反气旋环流控制，即“尤特”登陆后处于两高之间，引导气流不明显，有利于“尤特”中心移动缓慢或维持少动。

“18.8”过程主要天气影响系统为季风低压外围环流(图 4c)，此低压8月25—26日生成于华南沿海，随后西移，28日夜间中心至北部湾附近后停滞或移动缓慢，期间季风低压呈东-西向椭圆形态。高潭强降水发生在30—31日粤东沿海转偏南气流影响时。与“13.8”过程中台风“尤特”环流相比，“18.8”中季风低压的位置偏西偏南，强度偏弱，结构明显不对称，因此，二者引起的风场结构存在明显的差异，“18.8”中低压中心东侧有类似于台风倒槽的暖式切变线，边界层为偏南向急流。副热带高压形状与“13.8”中类似，但低压东侧586 dagpm和588 dagpm线的位置不同，且季风低压与副热带高压之间在粤东区域存在明显的气压梯度大值区，利于该区域低层风速的加强。

综上所述，引发3次极端强降水的主要天气影响系统不同，分别为台风本体环流、登陆台风残余外围环流和季风低压外围环流，相同点是天气影响系统长时间稳定少动，强降水均持续了24 h或以上。

登陆台风和季风低压环流长时间维持为高潭极端强降水提供了有利的大气环流背景条件，随之卷入台风和季风低压环流的低空西(偏)南气流也为极端强降水的发生发展提供了必不可少的水汽条件。首先分析850~925 hPa风速(图 4给出典型时刻形势场)，以及阳江、香港和河源探空站风速实况(表 1、表 2)，“79.9”中对流层低层西南风风速较小，并未达到急流强度，但经中南半岛到暴雨区的水汽通道建立了，“13.8”和“18.8”中则伴随着强盛的西南急流，且具有明显的季风日变化特征，西南急流风速夜间加强至早晨达最大，因“13.8”过程雨带还受制于“尤特”东南侧急流卷入位置的变化，高潭最强降雨出现在16日20:00前后，其小时雨量与季风脉冲并没有很好的对应关系，而对于“18.8”由边界层偏南气流引发的极端强降水过程中，高潭上游香港探空站925 hPa风速脉冲与高潭雨强变化一致，夜间风速加大时暴雨区南侧(香港)风速明显大于北侧(河源)，31日凌晨出现过程最强雨强时925 hPa风速也达最大。两次过程中这种低空急流的演变特征在高潭南侧单点(115.5 °E，23 °N)的风速垂直分布上也有很好的表现(图 5)。

表 1

表 1 2013年8月15日20:00—17日20:00阳江、香港和河源探空站风速统计表 时间 850 hPa风速/(m/s) 925 hPa风速/(m/s) 阳江 香港 河源 阳江 香港 河源 15日20:00 16 9 15 15 9 10 16日08:00 17 14 18 14 12 12 16日20:00 11 12 12 10 8 9 17日08:00 14 15 11 11 8 9 17日20:00 12 8 8 9 3 10

表 1 2013年8月15日20:00—17日20:00阳江、香港和河源探空站风速统计表

表 2

表 2 2018年8月29日20:00—31日20:00阳江、香港和河源探空站风速统计表 时间 850 hPa风速/(m/s) 925 hPa风速/(m/s) 阳江 香港 河源 阳江 香港 河源 29日20:00 9 12 11 11 10 7 30日08:00 18 15 14 16 10 8 30日20:00 9 7 10 8 5 7 31日08:00 13 13 10 12 11 8 31日20:00 7 6 10 8 6 8

表 2 2018年8月29日20:00—31日20:00阳江、香港和河源探空站风速统计表

图 5

图 5 “13.8”(a)和“18.8”(b)过程中单点(115.5 °E，23 °N)不同时次的风速垂直分布

由4.1节可知，不同过程中低空西南(偏南)气流的方向、强度等存在差异，因此，各过程中水汽通量和水汽通量散度的特征也不同(图 6)。从高潭南侧单点(115.5 °E，23 °N)水汽通量散度场的垂直-时间剖面图上来看(图 6a~6c)，最强降水时段均有水汽的辐合，且辐合主要集中在边界层内，尤其是“18.8”，因此，主要分析边界层水汽通量和水汽通量散度(图 6d~6f)，“79.9”过程主要是由台风Mac环流带来的东南风与冷空气南下的东北风在高潭及其以西区域形成了明显的切变线，使得水汽在切变线附近聚集，水汽通量辐合增强与强降水的发生时间一致；“13.8”中伴随“尤特”环流而来的不断增强的强盛西南和偏南季风形成季风涌，同时西南气流与偏南气流发生碰撞形成了辐合渐近线，增强了暴雨区附近的水汽辐合，另外，水汽辐合区随时间由西往东移，16日傍晚前后至17日中午，高潭附近出现了明显的水汽辐合，结合地形作用，沿莲花山脉-南阳山和大南山一带触发了区别于台风螺旋雨带的降水回波，回波长时间不断生消形成显著的“列车效应”；“18.8”过程中水汽辐合并不显著，强降水落区沿莲花山脉呈东西带状分布，此次过程中降水回波“列车效应”也非常显著。当副热带高压向西南伸展时，迫使低压东侧的暖式切变东段北抬，使得粤东暴雨中心西南风逐渐逆转为偏南风，加上边界层偏南急流的脉冲，在地形阻挡和侧向摩擦等作用的显著影响下，高潭附近一直存在水汽辐合，在最强降水开始时即30日凌晨水汽辐合最明显。即低空西南(偏南)气流为暴雨区提供了充沛的水汽条件，但造成水汽辐合的原因不同，分别有东南气流和东北气流的切变辐合、西南气流与偏南气流的交汇、季风涌，以及地形对边界层急流阻挡等。

图 6

图 6 水汽通量(矢量箭头)和水汽通量散度(阴影区) a~c.单点(115.5 °E，23 °N)的垂直-时间剖面图；d~f. 925 hPa沿23 °N的时间-纬向剖面图。时段分别为1979年9月23日14:00—25日08:00(a、d)、2013年8月16日02:00—17日20:00(b、e)和2018年8月29日14:00—31日08:00(c、f)。

一次持续性强降水过程的完成，不仅需要低空急流给暴雨区输送源源不断的暖湿水汽，强降水触发机制，以及触发后的维持机制等都是缺一不可。伴随低空暖湿气流风速的加大和脉冲，高潭附近出现明显的增暖增湿，对流层低层假相当位温θ_se随之加大(图 7a~7c)，且长时间维持高温高湿状态，并随着影响系统的演变，带动低层暖湿平流北推或东移，逐渐移近暴雨区时，在850 hPa及其以下暖湿气团与冷气团或环境气团之间形成中尺度能量锋，即θ_se场上的等值线密集区(图 7d~7f)，但每次过程的中尺度能量锋特征最明显层和锋区强弱及形状的差异都很大，“79.9”和“13.8”锋区强度约6 K/(150 km)，“18.8”显著层上锋区明显弱很多。结合降水小时雨量的时序变化特征(图 2)，中尺度能量锋影响高潭附近时，也对应该地区强降水的开始。分析散度场和垂直速度场(图略)，粤东暴雨中心区域内中尺度能量锋附近低空辐合、垂直上升运动等特征明显。因此，暴雨区附近形成和维持的中尺度能量锋，伴随明显的低空辐合和上升运动，利于强降水的触发。

图 7

图 7 a~c为单点(115.5 °E，23 °N)假相当位温场(单位: K)的垂直-时间剖面图，时段同图 6，d~f为单时次假相当位温水平场，分别为1979年9月24日20:00 925 hPa、2013年8月16日14:00 850 hPa、2018年8月30日02:00 925 hPa

强降水触发后，大气层结如何长时间维持不稳定状态？从500 hPa与850 hPa的假相当位温差∆θ_se变化来看(图略)，各过程强降水时段∆θ_se均为负值，即表现为对流性不稳定，同时“13.8”和“18.8”中均维持较大CAPE值，大部分时间介于2 200~2 600 J/kg之间，即强降水触发后暴雨区大气层结一直处于不稳定状态。分析温度场和温度平流的演变可发现，南海西北部有温度大值区向暴雨区输送，在高潭及其西南侧的上游区域形成明显的温度梯度(图 8)，强降水过程进入后半段温度梯度仍维持，低空暖湿平流的输送与大气温度场和流场的演变密切相关，各过程中暖湿平流强度和输送通道特征不相同，但在高潭附近及其上游地区均有明显的暖平流，使得因强降水导致的不稳定能量消耗得以不断补充，暴雨区大气层结不稳定状态得以长时间维持。

图 8

图 8 925 hPa温度场(等值线，间隔0.5 ℃)和温度平流(填色区为正值，单位: 10-4 K/s) a. 1979年9月24日20:00；b. 2013年8月17日08:00；c. 2018年8月31日02:00。

在有利的海陆分布和莲花山脉等特殊地形的作用下，高潭的3次极端强降水的成因存在异同，当边界层偏南气流起主导作用时更易导致高潭极端强降水的发生。

(1) 影响系统不同，分别为台风本体环流、登陆后台风残余环流和季风低压外围环流。相同的是影响系统均移动缓慢或稳定少动，为高潭极端强降水的发生发展和维持提供持续动力条件，使得强降水时段维持约24 h或以上。

(2) 每次过程中卷入的低空西南(偏南)气流的风速大小亦不同，“79.9”中甚至未达到急流强度，但都为高潭极端强降水输送了源源不断的、充足的暖湿水汽，季风涌的出现也增强暴雨的强度。但不同过程中造成水汽辐合的原因不同，分别有东南气流和东北气流的切变辐合、西南气流与偏南气流的交汇、季风涌，以及地形对边界层急流阻挡等。

(3) 高潭及其附近地区形成和维持的中尺度能量锋，伴随明显的低空辐合和上升运动，利于强降水的触发。但中尺度能量锋特征最明显层以及锋区强弱和形状的差异都很大，“79.9”和“13.8”中锋区强度明显强于由结构明显不对称的季风低压外围环流引起“18.8”过程。

(4) 暖平流强度和输送通道特征各不相同，但在高潭附近及其上游地区均有明显的暖平流，使得因强降水导致的不稳定能量消耗得以不断补充，暴雨区大气层结不稳定状态得以长时间维持。

本研究对比分析了惠东高潭的3次极端强降水的影响系统、水汽条件、触发和维持机制等，对当地极端强降水预报有一定指导意义。但由于极端强降水发生频率较低，上述统计结论对一般性暴雨过程预报可能不具有普适性，后续将进一步对粤东暴雨中心不同量级的暴雨过程，对比分析影响系统差异性，为分级暴雨预报提供理论支持。