汪海恒，张曙，伍志方 ，陈浩伟，庞菁菁

（1. 韶关市气象局，广东 韶关512028; 2. 广东省气象台，广东 广州510641;3. 中国气象局广州热带海洋气象研究所/广东省区域数值天气预报重点实验室，广东 广州510641；4. 乳源瑶族自治县气象局，广东 乳源512700）

1 引 言

暴雨常常导致山体滑坡、泥石流、崩塌、山洪、城市内涝等严重的自然灾害，给人民的生命财产带来严重安全威胁。研究[1-2]表明，近年来全球暴雨事件呈现出逐渐增多的趋势，并且随着近地面气温的升高降水将继续增多。2013 年以来，华南粤北地区暴雨事件频发，2013 年5 月15—17 日特大暴雨；2013年8月15—18日特大暴雨，受到台风“尤特”的影响，广东省韶关市录得最大累计雨量690.7 mm；2017年7月2—3日，韶关市辖三区所有气象站累计雨量均超100 mm；2019年5月18日特大暴雨过程(简称“5.18”暴雨)，6 h 内韶关录得最大过程累计雨量为257.6 mm 和最大1 h 雨量为114.3 mm。2012—2019年韶关全市年平均降雨量统计中，2014 年和2017 年较常年偏少7%～11%，2018年偏少3%(基本持平)，其余年份均偏多8%～35%，在暴雨事件增多的趋势下，暴雨精细化预报对于城市防灾减灾意义重大，是汛期预报的重中之重。

暴雨的形成需要三个条件，即充足的水汽供应、强烈的上升运动和较长的持续时间[3]。此外，暴雨一般和α中尺度或天气尺度系统的变化密切相关[4-5]，如西太副高的西伸和北跳[6]，台风暴雨[7]或由天气尺度低涡或气旋的发展造成的暴雨[8-9]。同时，暴雨中往往伴随着β或γ中尺度系统造成的短时强降水[10-11]，已有研究[12]表明，华南是中国短时强降水两大高发区之一，并且当中有一类降水经常没有锋面、台风或其他明显的天气系统影响。黄土松[13]针对华南前汛期暴雨提出了“暖区暴雨”的概念，指出华南暖区暴雨多指南岭附近至南海北部没有锋面存在，华南不受冷空气或变性冷高脊控制时产生的暴雨。广东的暖区暴雨根据影响系统，可分为三类：回流暴雨、强西南急流引起的暴雨、由高空槽前和副热带急流共同作用引起的暴雨[14]。何立富等[15]总结提炼出了三类华南暖区暴雨类型——边界层辐合线型、偏南风风速辐合型，以及强西南急流型的天气系统配置及触发因子。我国华南地区暖区暴雨的大量研究认为，暖区暴雨多发生在850 hPa低空急流的后部，低层南风辐合是产生暖区暴雨的重要机制之一，地面较强的温湿对比区的热力作用对于β中尺度系统的触发可能有重要的影响[16-17]。极端性的暴雨过程中，伴有明显的中尺度特征[18-24]，正是由于这种独特的中尺度对流特征，一直是气象研究和预报业务的难点问题。

处于粤北山区的韶关，拥有“三江六岸”密布水网及山地丘陵等复杂地形的下垫面背景下，暴雨业务预报难度很大，前文所述的几次明显的暴雨过程除了2019 年“5.18”暴雨，都与明显的天气尺度系统密切相关，并且降雨范围较大，至少涉及韶关一半区域范围，而“5.18”则是在弱天气形势背景下产生的暴雨，同时又具有突发性强、历时短、降雨强度大、强降雨范围集中等特点。本次暴雨过程高空没有明显冷空气影响，地面无冷锋南下，斜压性弱，各个数值预报模式均漏报了此次过程，未能捕捉到影响本次过程的主要天气系统，预报难度大，短期预报的雨量小和雨强弱，出现了暴雨过程漏报。因此，有必要对本次暖区特大暴雨过程的天气尺度背景、中尺度对流系统的触发和演变、极端雨强的成因以及长时间的维持机制进行详细分析，通过数值模拟分析，探讨本次过程发生的极端性成因和关键触发因子。

2 资料和方法

文中使用多源观测资料做综合分析：(1) 中国探空观测资料和地面国家观测站资料，用于环流形势和对流环境条件分析；(2) 逐5 min 和逐时的韶关加密区域自动气象站观测资料，用于分析降雨强度、雨量分布、地形环流；(3) 韶关SA 多普勒双偏振天气雷达VCP21 模式下逐6 min 体扫资料，用于分析对流系统演变和中尺度结构；(4) 一天4 次的NCEP 0.25 °再分析资料，用于大尺度环流及物理量诊断；(5) 韶关地区0.05 °高分辨率地形资料，用于分析地形对降水的影响；(6)GRAPES 短临3 km 预报模式，用于模拟分析强降雨的触发条件与维持机制。

3 过程概况及特点

2019 年5 月18 日00 时至早上(北京时，下同)，广东韶关出现了突发性极端强降水过程，造成韶关曲江和翁源出现严重的泥石流、山体滑坡、山洪等灾害，导致多处公路边坡塌方，造成高速、国道与省道多处主要交通干道交通中断，车辆滞留，直接经济损失2 000 多万。本次降水过程主要有以下几个特点。(1) 暴雨范围小，局地性强，暴雨以上的站点主要发生在韶关的曲江区、翁源县西北部、乳源县南部和武江区南部，并且在曲江出现了局地特大暴雨，其余地区多以小到中雨为主(图1a)。(2) 强降雨持续时间短。过程降雨主要集中在18 日02—08 时，强降雨持续时间只有6 h，个别站点只有2～3 h，降雨来势迅猛，08时之后全市降雨减弱，以分散性小雨为主(图1b)。(3) 降雨强度及累计雨量刷新历史极值：02—08时，曲江区的樟市镇政府、樟市镇南约村委会、乌石镇坑口石角分别录得雨量257.6 mm、246.2 mm、242.8 mm，三个站均打破韶关市6 h降水量历史极值；曲江区乌石镇坑口石角3 h雨量206.1 mm(05—08时)和1 h雨量114.3 mm(06—07 时)均刷新了韶关市3 h 雨量和1 h雨量的历史极值。

图1 2019年5月17日20时—18日20时韶关全市累计雨量图(a)、韶关乌石坑口石角、樟市镇自动站逐时雨量分布图(b)

4 环流形势及对流环境条件

4.1 环流形势分析

5月17日20时，500 hPa中低纬受弱高空脊所控制(图2a)，两广上空处于偏西到西北偏西风流场控制中，副热带高压处于南海，588 线位于广东海岸线，西脊点位于中南半岛中部。700 hPa 高空槽线位于云南与广西交界，粤北处于脊区，风速小，位于湖南郴州、江西赣州和广东清远三个探空站的T-Td≤3 ℃，该高度层湿度大。850 hPa 切变线位于湖南省中部，郴州、清远、梧州等探空站T-Td均在2 ℃以下，韶关处于显著湿区内，同时也处于24～25 ℃的显著高温区，可见低层高温高湿；广西、海南和广东均受西南气流控制，流线穿过韶关南部，但总体呈反气旋性弯曲；贵州南部、广西北部和湖南中部一带存在冷中心，粤北在其东南侧，显示等温线密集度较大。925 hPa 有暖式切变位于粤北(图略)，但偏南气流只有6 m/s，而郴州和清远T-Td≤2 ℃，湿度大，同时北部湾西南风较大，达到了12 m/s，同时上游区域北海、梧州、海口等探空站明显偏暖。200 hPa 湖南南部受偏西急流控制(图2b)，粤北为西北偏北到西北气流，呈扇形展开，风场辐散，但粤北的风速不大，均在12 m/s 以下，高空急流并未在粤北爆发。地面图上可见完整的西南低压中心位于云南，24小时变压在湖南、贵州一带为正变压(图略)，说明有弱冷空气渗透到南岭北部。故从17 日20 时天气形势分析，韶关南部具有暴雨潜势，但难以判断其极端性。18 日02时500 hPa与700 hPa形势基本不变，850 hPa阳江站西南风增强至10 m/s，925 hPa 清远和阳江西南风增大为10 m/s，说明边界层暖湿气流有增大北上的迹象(图略)；而在05 时地面图来看(图略)，湖南、贵州24 h 正变压消失，说明冷空气偏弱，并未越过南岭。从上述分析可得出，本次极端暴雨过程并没有锋面、高空槽等明显的天气尺度系统影响，但整个大气的低层水汽条件较好，高温高湿，边界层切变线和超低空急流输送粤北造成辐合，因此认为本次过程是处于较弱的大尺度天气环流背景下发生的极端性暖区暴雨。

图2 基于MICAPS资料得到的2019年5月17日20时天气尺度背景 图中方框为韶关区域。a. 500 hPa位势高度图(等值线单位：dagpm)和风场；b. 200 hPa流场(填色单位：m/s)。

4.2 对流环境条件分析

4.2.1 层结不稳定条件

由于韶关没有探空站，而且强降水主要集中在曲江，故选取离韶关曲江最近的清远探空站作为研究站。17 日20 时，清远探空站的T-lnP图中的曲线呈“上干冷下暖湿”的不稳定形势(图3a)，这种形势比较有利于雷暴大风的出现。而在降水临近起始状态时的18 日02 时清远T-lnP图中(图3b)，在500～400 hPa 高度上喇叭口形势更明显，中层有干空气入侵。

图3 2019年5月17日20时(a)和18日02时(b)的清远探空站T-ln P图

分析由清远探空计算出来的物理量(表1)，自由对流高度(LFC)显著下降，抬升凝结高度(LCL)略有下降，而平衡高度(ELC)则上升，说明气块被外力抬升的高度非常低，所需要的外部抬升力更小，气块更容易被抬升到自由高度，引起自由上升，对流更容易发生，自由上升所到达的高度也更高；对流有效位能(CAPE)增大了一倍，对流抑制能量(CIN)降为0，对流基本不再受抑制，十分有利于对流的触发；层结上层辐散风场风速加大，有抽吸作用。另外，清远站及其上游的阳江站的K指数和SI指数均反映出层结的不稳定。

表1 2019年5月17日20时和18日02时的清远和阳江探空站物理量

4.2.2 水汽条件

700～925 hPa 各层次的水汽通量来看(图4a～4c)，18 日02 时，在强降水即将发生之前，700 hPa韶关大部处于水汽通量值为8 g/(cm·hPa·s)的区域范围内，并处于西北偏西风场，其大值区位于清远与贺州交界处，其值为12 g/(cm·hPa·s)；850 hPa 韶关中南部水汽通量为8 g/(cm·hPa·s)，其核心大值区位于肇庆与梧州交界处，处于韶关西南风场的上游，其值达到了20 g/(cm·hPa·s)；925 hPa水汽通量在广东省的分布呈南强北弱的状态，韶关中南部为6 g/(cm·hPa·s)，而其上游区域达到了12～15 g/(cm·hPa·s)。因此中低层存在水汽持续输送的条件。

图4 2019年5月18日02时700 hPa(a)、850 hPa(b)、925 hPa(c)水汽通量图 水汽通量单位：g/(cm·hPa·s)。

再从图3a 和图3b 来看，18 日02 时，600 hPa以下露点曲线和层结曲线都比17 日20 时更靠近，表示中低层水汽越来越好，湿度在增加，这个趋势有利于降水的条件变化的，也与图4 的分析相吻合。

4.2.3 垂直速度

图5 是18 日02 时850 hPa、500 hPa、200 hPa的垂直速度图，850 hPa、500 hPa 均为负，可见气流主要从850 hPa 开始上升。而对于韶关曲江这个关键点来看，850 hPa 和500 hPa 垂直上升速度大值区位于曲江南部附近，与强降水中心非常接近；而在200 hPa，曲江南部垂直速度仍然为负值。因此，从上述数据可得出，在韶关强降水即将开始时，曲江及其以南的区域位于垂直速度中心大值区，气流上升强度强、高度高，为即将发生的对流提供了有利的环境条件。

图5 2019年5月18日02时850 hPa(a)、500 hPa(b)、200 hPa(c)垂直速度图 垂直速度单位：Pa/s。

5 中尺度系统及其触发机制

5.1 雷达回波特征分析——对流系统的触发及长时间维持机制

前文所述本次降雨过程主要出现在18 日02:00—08:00，因此重点分析该时段的雷达回波特征(图6)。18日01:24，在韶关雷达50 km范围内的曲江区以南区域(注:曲江在雷达的南偏东13 km 附近，几个大暴雨自动站点位于雷达南偏东及偏西30 km 附近)，出现了强度为25～35 dBZ 的分散性回波，02:00，在雷达210 °/40 km 处回波已增强至50 dBZ 以上，在250 ～235 °的位置上也开始有50 dBZ的回波进入50～70 km范围内，但此时各个回波面积较小，同时分布分散。02:00—03:00，上述回波迅速发展，之前70 km 处的回波分别往东和北两个方向发展，并且与后续东移的回波合并，在雷达西北42 km 处，形成了西北-东南走向的条块状回波，接着在回波合并后，又于03:18 分裂成南北两块，南部回波移动较快。从03:36 的雷达强度图(图6c)和雷达速度图(图6e)分析，图6c的红色方框对流单体B 西北侧的出流不断触发了其后侧回波的生成，而其后侧回波(图6e 红色圆圈，单体A)的东南前方有东南风的入流，根据雷达风速图定义，单体A 的西北后侧有西北风，此西北风不断引导近地面层冷池持续东南移，这是造成回波列车效应的一个重要原因。从图7可看到，回波所对应的径向速度比前方偏大4 m/s，造成强风速辐合，同时位于曲江回波前部已开始减弱，但出现了后向传播，因此与南部回波合并，形成了大块回波，面积达到了500 km2以上，强度普遍在40 dBZ 以上，最大单点在50 dBZ 以上。04:00 之后，大块回波面积和强度继续维持，并且04:06在1.5 °速度图上出现了大片风速辐合辐散区，在风速辐合辐散区减弱后，回波有减弱迹象，但其上游地区又有多块新回波生成，并逐渐发展东移，与之合并后又再次增强；在雷达偏西方向约50 km 处在速度图上也出现了风速辐合辐散区，随着风速辐合辐散区南压，此处回波也逐渐减弱，虽然也继续往东北方向移动影响韶关的中北部地区，但降雨不强。

05:00开始(图7)，从雷达站以西东移的回波有南压的趋势，进入风速辐合辐散区时，从偏西和西南方向而来的回波都在曲江一带合并、发展，到了05:42，已形成了面积约800 km2的强回波块，呈东西走向块状，普遍强度在45 dBZ 以上，最大强度达到58 dBZ，并且移动缓慢，在发生后向传播的同时，其上游的小单体也在不断并入(图略)，结构一直维持密实，强度维持，对曲江到翁源一带造成了长时间的“列车效应”。同时由图7d～7f可判断出在相应回波(图7a～7c 后部，即北侧)西北侧和东北侧存在着偏北风分量(可参考图7e 中红色的箭头部分在暖色调区域内，暖色调为离开雷达的分量)，偏北风高度约为1 100 m 到近地面层，引导近地面冷池气体继续向南侵入，而同时中低空西南暖湿气流持续加大叠加在冷池之上，促使风速辐合辐散区继续发展，因而“列车效应”得到长时间维持。到了06:00，可观测到有中气旋，之后风速辐合辐散区强烈发展并东移，风速在06:30 达到最大的16 m/s，之后略有减弱，但风速辐合辐散区一直存在，一直到07:48开始，才明显减弱，强回波也一直持续到这个时间。08:00 之后，风速辐合辐散区减弱消失，回波逐渐减弱消散，强降雨过程结束，后续仍然有一些小块状的回波，降雨也只是分散点的局部降雨，降雨均在10 mm 以下。另外可看到，回波东移过程中，有南压的迹象，因而翁源的西北部和清远英德东北角出现了强降雨。

图6 2019年5月18日韶关雷达1.5 °的01:24(a)、02:36(b)、03:36(c)的基本反射率因子和1.5 °的02:00(d)、03:36(e)、04:06(f)的径向速度

图7 2019年5月18日韶关雷达1.5 °的05:42(a)、06:00(b)、07:00(c)的反射率因子和1.5 °的05:42(d)、06:00(e)、06:30(f)的径向速度(红色圆框为中气旋)

5.2 回波垂直结构——极端雨强的成因

图8 是在曲江区南部三个自动站降水达到最强期间，沿相同方位和距离做剖面的反射率、径向速度图、协相关系数(CC)和差分相移率(Kdp)。

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从图8a 来看，回波整体发展较高，40～45 dBZ回波达到10 km左右，说明对流发展深厚。强回波质心较低，50 dBZ 以上的最强回波区位于2～7 km 高度之间，02 时清远探空站0 ℃层位于5.4 km 左右，因此大部分强回波在0 ℃层以下。根据图8c的CC显示，在回波所对应的2～7 km 高度区域，CC 大部分在0.95 以上，说明大部分回波属于均一性质的降水粒子，只有距离剖面起始点5 km 处的4～5 km 之间的区域在0.80～0.95 之间，此处也是最强回波达到了60 dBZ 以上的区域，正好与零度层亮带对应，说明该区域为融化层，因此可判断该降水为暖云主导型对流降水，属于暖区降水的结构特性。差分相移率(Kdp)是空中水含量的直接反应，从图8d 的Kdp来看，其大值区与图8a 强回波区也有很好的对应关系，大值区几乎完全重叠，说明降水回波对应的降水强度大，对降水量预测有很好的预警作用。

图8b是径向速度剖面图，在40 km 附近，存在近地面辐合，低层西南气流在径向方向上游气流爬升，向上伸展可达10 km 左右的高度，径向辐合深厚。径向辐合速度爬升时随高度增加，在5 km左右的高度达到最大的19 m/s，之后随高度减小，整个速度中心大值区位于距离34～40 km 范围内。在9 km 高度的上空，存在辐散，辐散出流的速度达到10 m/s。可见低层辐合高度深厚，其后侧存在速度大值辐散。低层气流爬上辐合和高层辐散的区域与图8a 的强回波区域能很好的对应，也解释了强回波产生的原因。入流径向速度仍达到10 m/s，说明在超级单体强盛期，仍有较强的垂直上升气流进入回波核心区，因此单体能较长时间维持下去。

图8 2019年5月18日06:30沿180.4 ° 27～46 km的反射率(a)、径向速度(b)、协相关系数(c)和差分相移率(d)的垂直剖面图 d图中Kdp红色部分中的黑色方框是c图中相应区域小于0.9，Kdp被认为数据不可靠而不再显示。

差分相移率Kdp与空中水含量关系密切，其值与雨滴数密度关系最大，同时雷达垂直液态含水量VIL 的突变加大(图略)也与雨滴密度的变化密切相关[25-27]。如上文所述，因回波单体移动和触发方向基本上自西向东，图9 取地面降水大值区乌石镇、樟市镇一带作自西向东剖面(图9 白色横线)，差分反射率Zdr剖面显示5 km 高度之上基本上为接近0 dB 的状态的小冰晶粒子或小于0.3 mm 的过冷水滴，5～4 km 为融化层。从Zdr数值大小的高度变化判断，小滴粒子在下降过程中通过碰并有所加大，到近地面层达到最大，但其大小总体而言变化不大(图9d 红色椭圆区域)，大量粒子直径处于0.5～1.5 mm 之间，而且直径小于1 mm的水滴占绝大多数。从Zdr的时间变化随空间的变化看，回波单体西侧(图9 各子图的右侧)不断东移合并加强的过程中，Zdr的变化不大。从Kdp及图7中强度、径向速度的演变结合地面自动站雨量变化(地面雨强随着回波移动自西向东增强)，地面雨强变化更多取决于低层辐合增强后中低层水汽凝结导致雨滴密度在高度上的增加，此变化可由图9b 及图9e 的变化所印证Kdp变化在雷达型号固定主要和水滴轴比(即雨滴大小)及数密度相关，在图9e 中显示在本次小时雨强最大时，其本身回波及上游回波的高空5～8 km 的小水滴数密度急剧加大，图中红色椭圆显示近地面的数密度也比西侧上游地面大。因当地没有雨滴谱仪，故相关细节还需做进一步的研究，本文只能做定性分析。从Zdr、Kdp的分布和变化及与之相应的雨滴变化分析，这和广州2017 年“5.17”特大暴雨所提供的水滴粒子分布基本相同，是一次典型的暖性极端降水。

图9 2019年5月18日05:24(a、b、c)和06:24(d、e、f)差分反射率(a、d)、差分相移率(b、e)、反射率因子(c、f)东西向垂直剖面图

5.3 地形环流触发与维持机制

由前文所述，18 日01:24—02:00，对流初生位置位于曲江区以南的区域，根据地形图(图10a)，该位置为曲江与清远英德交界的山地迎风坡前(图10a 中的A)，此时山前地面及高空均为西南偏南风，因此山前迎风坡对初生对流有触发作用。同时图10a 中的B 的南面为峡谷地形，C 附近为峡谷和喇叭口地形，地面和低层南风经过峡谷和喇叭口灌入B 和C 产生辐合，因而对流得到了加强与维持。对于B 区域，其西部和北部均为迎风坡，从图10b 看，在18 日03 时，此处风向为西北风，与前文5.1 节分析风速有西北分量相一致，因而与偏南气流形成山前辐合线，在迎风坡的加持作用下，产生更强的气流辐合，因而对流继续得到加强与维持；对于C 区域，西部为B 区域，东部为高山，北部为曲江区城区，城区属于高温区，并且向南延伸至C 区域，形成一个范围较大的高温区(城市热岛)，当对流云团进入C 区域时，在热力作用下继续维持，同理根据5.1 节分析风速有偏北分量，此处有辐合线，因此对流将在C 区域继续加强和长时间维持，而B 区域的云团在西北风引导下东移，与C区域的云团合并加强，造成C 区域的暴雨持续发生。

此外，研究表明[28]，由城市热岛形成的水平温度梯度可在迎风坡强迫产生相对独立的中尺度垂直切变，由此产生的低空垂直切变是维系中尺度对流降水发生、发展的重要条件，一旦迎风坡出现降水，将形成吹向迎风坡的风速与降水强度之间的正反馈现象。根据孙继松等[28]提出的计算城市热岛效应的方法，利用靠近韶关的清远探空站临近时刻(18 日02 时)资料计算得到边界层气温垂直递减率，将分布在不同高度上的气象自动站气温订正到50 m 高度的同一水平面上，然后计算得到每个站点在这一高度上的气温与区域平均气温(即所有自动站订正气温的算术平均值)之间的差值。从图10c 可知，18 日03 时，C 区域附近存在较明显的水平温度梯度，约为1.5 K/(10 km)。根据孙继松等[28]提出的理论，当水平温度梯度为1 K/(10 km)量级时，形成强对流切变环境的响应时间只需要十几分钟到1小时。因此，山前形成的较强水平温度梯度激发了垂直风切变的增强，为对流发生提供了有利的环境条件。需要指出的是，根据自动站实况统计(图略)，17日17时，曲江区天气为阴天，云量显示10 份云，樟市(图10a 的C 区域)29.4 ℃，其西部和西北部山区站(图10a 的B 区域的东部和西北部)分别为31.4 ℃、28.6 ℃、29.0 ℃、30.9 ℃，20 时曲江处于多云的云天状况，云量为7 份云，山区站更容易产生辐射降温，均比C 区域的樟市镇、乌石坑口石角站要低，之后各站气温均有不同程度的下降，因此在夜间形成的温度梯度增大，更容易触发中尺度暴雨。再根据孙继松[29]提出的城市热岛效应与地形相互作用形成山前暴雨的物理概念模型，由于山体阻滞了城市热岛的水平扩散，在山前地区形成了最强的水平温度梯度，水平温度梯度不仅造成山坡下滑冷气流与城市暖空气流出气流之间形成了山前水平辐合气流，形成抬升运动，而且强的水平温度梯度将强迫风的垂直切变增强，形成边界层顶的气流加强，从而形成强迫抬升运动，在垂直风切变环境中，触发对流发生；当初生对流出现降雨之后，地面气温迅速下降，造成山前的水平温度梯度进一步加强，边界层急流加速，抬升运动也在加速，造成山前对流进一步加强，形成了温度梯度与对流强度之间的正反馈过程，山前对流不断发展且位置少动。从图10c 可看出，18 日03 时小尺度地形存在山前冷气流下滑，在山前形成地面辐合线，再从图10d 看出，当降雨出现后的05 时，温度梯度加大，山前冷气流维持，符合上述所说的山前暴雨物理概念模型，因此也说明了对流持续发展与维持的原因。需要指出的是，山前水平辐合区的暖气流由曲江与清远英德交界处的偏南气流经过峡谷或喇叭口汇合而来，而不是纯粹地来源于城市热岛的暖空气。

图10 a. 韶关与清远英德的地形图(单位：m，A为02时初生对流位置，B和C为03—06时强降水发生位置，圆圈为峡谷地形，方框为喇叭口地形)；b. 18日03时韶关与清远英德气温分布(填色，单位：℃)和自动站10 m风场(虚线为地面辐合线)；18日03时(c)和18日05时(d)韶关与清远英德订正气温距平分布(填色，单位：℃)和地面自动站10 m风场(虚线为地面辐合线)。

利用GRAPES短临3 km预报模式，结合18日02时实况资料，同化模拟出18日03—08时的地面2 m 气温和10 m 风分析场进行分析。从图11a 看出，模式可模拟出城区的高温区和山地的低温区，图10a 所示的B 区域处于高温区和低温区之间的温度梯度大值区。对照图10b，图11a 基本能模拟出高温区和温度梯度大值区的空间分布，只是梯度大值区略有偏西；在图10a所示的峡谷和喇叭口位置，地面风场相对周边较大，同时在山前也能模拟出地面辐合线，但B 区域的西北风未能模拟出来，故地面辐合线也较偏西。再从图11b 来看，对照图10d，地面风场在峡谷和喇叭口的风速更明显，地面辐合线也更加偏西，但仍处于强降水出现区域附近，值得注意的是，该时刻能模拟出山前的西北气流，并且位于温度梯度的位置。对于06 和07时，辐合线及温度梯度基本维持，08时温度梯度仍存在，但辐合线消失。因此GRAPES 短临3 km预报模式模拟出的地面温度场和风场基本与前文分析一致，说明同化分析场具有一定的使用价值。

图11 2019年5月18日03时(a)和05时(b)的GRAPES短临3 km预报模式2 m气温分析场(单位：℃)和10 m风场

6 总结与讨论

(2) 暴雨发生之前，韶关一直处于偏南暖湿气流控制的区域，并且随着对流抑制减小为0，对流有效位能增强，自由对流高度下降至近地面，使得气块更容易被强迫抬升。

(3) 降雨过程开始初期，出现了多个小块强回波单体，经过持续的发展与合并后，形成面积较大的、生命史较长的块状回波，在“列车效应”下，造成持续性的短时强降水，进而发展成大暴雨、局部特大暴雨；近地面冷池维持并向南楔入，低层西南风加强叠加于冷池上导致强辐合辐散区和中气旋的出现，是维持强回波持续发展的重要原因；回波垂直结构上呈暖区降水的结构特性，属于暖云主导型对流降水，同时也呈现出低层有冷池对暖湿气流强迫抬升的结构特征，侧面说明了强降水触发机制。

(4) 地形对对流触发和暴雨的增幅有重要影响，峡谷和喇叭口地形加强了偏南气流的汇入及辐合作用，山前迎风坡除了地形抬升作用外，位于山前的地面辐合线对于对流既有触发又有加强与维持的作用。

(5) 山前强水平温度梯度为对流发生提供了有利的环境条件，当初生对流出现降雨之后，造成山前的水平温度梯度进一步加强，形成了温度梯度与对流强度之间的正反馈过程，山前对流不断发展且位置少动，因而对流持续发展并维持。

当数值模式难以对暖区暴雨做出准确判断时，尤其是在天气尺度弱背景场下，对于此类持续性的短时强降水造成的暖区暴雨，监测和短临预警仍然是主要手段。预报员可通过中尺度分析预报暴雨潜势，滚动跟踪短临预报模式的演变，以及依靠双偏振多普勒雷达分析速度图的辐合辐散区、中气旋、回波垂直结构特征、双偏振特征量等数据，判断出未来0～3 小时的极端短时强降水。Kdp的高度(厚度)变化与短时雨强关系密切，可作为短临预警的一个主要提前量，但本文缺乏当地雨滴谱仪的实际验证，还需要做进一步的研究；韶关位于粤北山区，以山地丘陵盆地的地形为主，地形对强降水有重要的影响，但目前关于粤北山区对强降水的影响缺乏归纳总结与模型细化，本文关于地形对暴雨影响的研究方法，若能继续查阅相关文献，综合考虑前人更多的研究方法，对历次暴雨进行深入研究，是否能够得出粤北山区“雨窝”点？有待今后进行进一步的深入对比与研究。