邊界層急流在粵東暴雨中心兩次極端強降水過程中的作用*

陳芳麗 姜 帥,2 李明華,3,4 曾丹丹 馬澤義,2 李嬌嬌,2 甘 泉

1 廣東省惠州市氣象局，惠州 516001 2 廣東省惠州市突發事件預警信息發布中心，惠州 516001 3 深圳市氣象局(臺)，深圳 518040 4 深圳南方強天氣研究重點實驗室，深圳 518040

提 要： 基于廣東省氣象觀測資料、汕尾多普勒天氣雷達產品和全球再分析資料CSFR，分析了2013年8月和2018年8月發生在粵東暴雨中心的破紀錄極端強降水過程，闡明邊界層急流的作用。結果表明：(1)兩次過程的主要影響系統分別為長時間緩慢移動的1311號臺風尤特殘余環流和季風低壓外圍環流，當粵東暴雨中心處于臺風環流東南側和季風低壓東側時，邊界層急流在該區域輻合抬升，形成的中尺度能量鋒利于強降水的觸發；(2)邊界層急流為強降水提供了充沛的、源源不斷的水汽條件，同時配合特殊地形的摩擦、阻擋等作用，在粵東暴雨中心內形成了明顯的水汽通量輻合；(3)持續性強降水發展期間，大氣層結長時間處于不穩定狀態與對流層低空暖濕平流的不斷輸送密切相關。兩次過程中不同點主要表現為邊界層急流強度和風向不同，由此帶來的氣流輻合方式和強降水范圍有明顯的差異，季風低壓影響過程中邊界層急流作用更顯著。

引 言

對流層低層的暖濕水汽輸送是華南暴雨過程中不可或缺的條件之一，而暖濕水汽的輸送往往是由低空急流完成的。據統計，大約75%的暴雨在出現前一天有低空急流，20%的暴雨與低空急流同時出現(林良勛等，2006)。低空急流不僅為暴雨的發生發展提供了充沛的水汽條件，在其前方產生水汽通量輻合，也使得大氣層結產生熱力不穩定等(梁紅麗和程正泉，2017；鄭婧等，2018；陳健康等，2019)，與暴雨之間也存在正反饋現象(王春紅和蔣全榮，1997；劉鴻波等，2014；何立富等，2016)。近年來有許多學者關注華南暴雨中低空急流的作用(劉淑媛等，2003；陳炳洪等，2011；何立富等，2016；苗春生等，2017；馮晉勤等，2017；文萍等，2019；蔡景就等，2019)，或索馬里急流越赤道輸送對我國初夏降水的影響(石文靜和肖子牛，2013)，也有一些學者聚焦邊界層急流的重要性，張端禹等(2014)指出華南前汛期暖區暴雨過程中，邊界層偏南風急流的生消活動與水平尺度均較重要。孔期和林建(2017)分析一次華南暴雨過程時指出廣東東南部暖區暴雨由邊界層風速輻合及地形海岸線作用產生，邊界層輻合特征最清楚。曾智琳等(2019)在探討一次華南沿海強降水過程的對流觸發與維持時，提出了邊界層風場與汕尾海陸邊界及特殊地形結構配合下形成的一種對流維持機制。Du and Chen(2018;2019a)和Chen et al(2018)對低空急流(LLJs)和南海的邊界層急流(BLJs)以及季風日變化等方面做了大量研究，指出南海的BLJs與暖區暴雨關系更加密切。基于上述成果，本研究旨在探討邊界層急流在惠東高潭和汕尾附近地區近10年來的兩次超歷史紀錄的極端強降水過程的作用。

對于華南沿海地區，一線業務人員在預報預測業務中發現有時在沒有850 hPa急流存在或西南風速較弱的情況下，925 hPa偏南氣流的擾動也可引起暖區暴雨，這說明邊界層氣流對于華南沿海暴雨不可忽視的作用。在2018年8月超歷史紀錄的極端強降水過程中(以下簡稱“18·8”)，雨帶基本位于廣東中、東部沿海地區，最強降水中心位于粵東暴雨中心區域內。對于此次過程，陳芳麗等(2018)、李明華等(2019a)、蔡景就等(2019)研究發現925 hPa及其以下的邊界層急流起著非常重要的作用。與“18·8”過程相隔僅5年的2013年8月極端強降水過程(以下簡稱“13·8”)，降水范圍覆蓋整個廣東省，但最強降水落區也是出現在粵東暴雨中心內，分析發現強盛的季風急流對此次過程起關鍵性作用(陳芳麗等，2014；程正泉等，2014；羅秋紅等，2015)。即兩次不同大氣環流背景形勢下的極端強降水，最強降水中心都出現在粵東暴雨中心，過程中邊界層急流作用不可忽視，那么邊界層急流在粵東暴雨中心極端強降水過程中的作用是什么？這是個值得探討的問題。

此外，“13·8”和“18·8”極端強降水造成粵東暴雨中心內嚴重的洪澇、地質等災害，給兩大關系民生的惠東白盆珠水庫和汕尾公平水庫的庫容和泄洪等提出巨大挑戰。由于經歷和總結分析了“13·8”過程，當地氣象局在預報和決策服務“18·8”過程中及時應對(李明華等，2019b)，為政府防災減災救災提供了可靠、有效的氣象保障。因此，對“13·8”和“18·8”過程進一步的深入研究非常有必要和意義。因此，本研究著眼于兩次過程中以惠東高潭為代表站的最強降水時段內，邊界層急流對粵東暴雨中心極端強降水的作用進行論述，以期為今后該區域強降水的預報預測提供理論依據。

1 資料與方法

本研究主要通過天氣學統計進行分析和歸納總結，所用數據包括再分析資料和地面觀測數據等：2013年8月和2018年8—9月美國國家環境預報中心的CFSR(NCEP Climate Forecast System Reanalysis)逐6 h全球再分析數據，水平分辨率為0.5°×0.5°，垂直分辨率共37層；2013年8月和2018年8—9月廣東省地面氣象監測站點的降水、風和氣溫，陽江、香港和河源探空站數據，以及汕尾新一代多普勒天氣雷達產品；地形圖取自華南區域衛星遙感數據分析與應用平臺。

粵東暴雨中心范圍自西向東包括惠州惠東東部山區、汕尾全市、揭陽中部和汕頭西部(陳芳麗等，2019)，而最核心區域主要是沿蓮花山山脈兩側的汕尾中北部和惠東高潭附近地區。“13·8”過程最強降水時段為2013年8月16日14時至17日14時，“18·8”過程最強降水時段為2018年8月30日05時至31日05時。

2 “13·8”和“18·8”兩次極端強降水過程特征

2.1 過程概況

兩次過程均具有極端強降水落區集中、雨量超歷史紀錄的特征。圖1給出了“13·8”和“18·8”過程中最大24 h降水時段的空間和時間分布。在“13·8”過程中降水最強時段雨帶呈西北—東南向(圖1a)，降水范圍較廣，但超過250 mm的強降水區主要集中在粵東暴雨中心，24 h最大降水量為惠東高潭的924.3 mm，惠東白盆珠596.4 mm次之；“18·8”過程中降水最強時段雨帶集中在粵東沿海地區呈東西帶狀分布(圖1b)，24 h最大降水量也為惠東高潭達1 056.7 mm，破了廣東省有氣象記錄以來降水極值，其次為惠東高潭的885.4 mm和惠東白盆珠的793.5 mm。

同時具有雨強強、強降水持續時間長的特征。如圖1c，1d，在“13·8”過程中有19個時次小時降水量超過20 mm，7個時次超過50 mm，小時降水量最大為118.9 mm；在“18·8”過程中19個時次小時降水量超過20 mm，10個時次超過50 mm，小時降水量最大為98.6 mm。

圖1 2013年8月16日14時至17日14時(a，c)以及2018年8月30日05時至31日05時(b，d)廣東降水的空間分布(a，b)和惠東高潭小時降水量的時間序列(c，d)Fig.1 Accumulative precipitation in Guangdong (a， b) and hourly precipitation at Gaotan of Huidong (c， d) during (a， c) 14:00 BT 16 to 14:00 BT 17 August 2013 and (b， d) 05:00 BT 30 to 05:00 BT 31 August 2018

兩次過程均屬典型暖區對流性降水(圖2)，即回波質心低、降水效率高。對流強度“13·8”過程稍強，最大組合反射率都在60 dBz左右，≥45 dBz強回波垂直高度都在0～6 km，回波質心非常低，但≥30 dBz回波垂直高度及回波頂高(圖略)“13·8”過程比“18·8”過程要高一些。強降水回波主要沿蓮花山山脈(地形見圖9)呈西南—東北向不斷發展，這一現象在“18·8”過程中表現更為顯著(李明華等，2019a)。

圖2 2013年8月16日19:30(a，b)和2018年8月31日04:00(c，d)汕尾雷達組合反射率(a，c)和剖面(b，d)(圖2a，2c中黑虛線箭頭為剖面位置和方向)Fig.2 Combined reflectivity (a, c) and profile (b, d) of Shanwei Radar at 19:30 BT 16 August 2013 (a, b) and 04:00 BT 31 August 2018 (c, d) (the dotted black arrows represent the position and direction of the section in Figs.2a and 2c)

此外，從香港探空圖(圖3)和物理量要素統計來看(表1，表2)，濕層深厚，并長時間維持較大的對流有效位能(CAPE)和非常低的抬升凝結高度(LCL)，暖云層亦深厚，厚度達4 000～4 400 m，可降水量為70～80 kg·m-2，地面露點溫度維持在25～26℃，但ΔT85-50(850～500 hPa溫度差)小于25℃，介于22～23℃，0～6 km風矢量差最大為13.9 m·s-1(2018年30日20時)，其余均小于12 m·s-1。因此，兩次過程中對流層中下層均處于弱的條件不穩定，深層垂直風切變較弱，存在利于較高降水效率的深厚暖云層和濕層等，這種大氣環境場的配置非常有利強降水甚至極端強降水的發生發展，而不利于雷暴大風和冰雹的發生(俞小鼎等，2012；俞小鼎，2013；孫繼松等，2014)。

表1 “13·8”過程中香港探空站物理量要素統計表Table 1 Statistics of elements of Hongkong Sounding in the August 2013 process

表2 “18·8”過程中香港探空站物理量要素統計表Table 2 Statistics of elements of Hongkong Sounding in the August 2018 process

圖3 2013年8月17日08時(a)和2018年8月31日08時(b)香港探空圖Fig.3 T-lnp maps of Hongkong Sounding at 08:00 BT 17 August 2013 (a) and 08:00 BT 31 August 2018 (b)

2.2 強盛的邊界層急流助力粵東極端強降水

兩次過程均發生在東亞夏季風強盛期。從全球大氣環流形勢場(圖略)和中國氣象局國家氣候中心發布的季風監測簡報可以看出，2013年和2018年東亞副熱帶夏季風(6—8月)強度較常年同期偏強，尤其是2018年強度異常偏強，兩次過程中南海監測區平均緯向風也較常年異常偏強，這種形勢非常有利于1311臺風尤特殘余環流和“18·8”過程中的季風低壓長時間維持，反過來臺風殘余環流和季風低壓的長時間維持非常有利于西南—東南氣流沿臺風(低壓)環流向華南大陸上空輸送。

卷入臺風(低壓)的西南(偏南)急流的風速、風向的輻合抬升方式不同。圖4給出“13·8”和“18·8”兩次過程中500 hPa高度場和925 hPa風場形勢如圖4a所示，“13·8”過程的主要誘因為1311號超強臺風尤特登陸減弱后的殘余環流。由于受北側偏強的大陸副熱帶高壓環流影響，向東北方向移動的臺風殘余環流中心至桂東北部時移速減緩，隨后折向西南，臺風中心在桂東北維持約2 d，期間卷入“尤特”環流的強盛季風在臺風東南側形成西南風和東南風的匯合，引發了粵西北至粵東一帶持續性強降水；從圖4b中可以看出，“18·8”過程主要誘因是季風低壓外圍環流，季風低壓中心自南海北部西移至北部灣附近后，在北部灣附近緩慢擺動約2.5 d，期間呈不對稱的橢圓形態，低壓東側環流形成氣旋式彎曲的暖式切變，隨著切變的北推，偏南急流在粵東沿海形成輻合抬升。還有一點與“13·8”過程不同的是，“18·8”過程中副熱帶高壓西側與低壓東側形成大的氣壓梯度，從而有利于南海北部至粵東沿海的邊界層急流加強，在上述有利的大氣環流形勢下粵東暴雨中心出現了破紀錄的極端強降水。因此，兩次過程的共同特征是均伴有強盛的西南(偏南)急流，由于影響天氣系統的不同，造成粵東暴雨中心區域內急流輻合抬升的機制存在差異。

圖4 2013年8月16日08時(a)和2018年8月30日08時(b)500 hPa高度場(等值線，間隔2 dagpm)和925 hPa風場(風向桿，填色區風速≥10 m)Fig.4 The 500 hPa geopotential height field (contours, interval 2 dagpm) and 925 hPa wind field (wind barb, colored indicates area ≥ 10 m·s-1) at 08:00 BT 16 August 2013 (a) and 08:00 BT 30 August 2018 (b)

兩次過程中季風急流也存在明顯的日變化和風速的差異。廣東沿海的陽江、香港和粵東暴雨中心北部的河源探空站風速實況如表3和表4所示，除850 hPa風速達到急流外，925 hPa風速也可達到或超過12 m·s-1。強降水時段“13·8”過程風速大于“18·8”過程，且均在每日08時出現明顯的風速增大，即季風在凌晨形成一次脈沖。過程最大風速出現在強降水時段開始前或開始時。還有一點差異是925 hPa風速的演變，“18·8”過程中河源站風速一直維持較小，且波動不大，這說明在“18·8”過程中邊界層急流的作用比“13·8”更突出。進一步分析850～1 000 hPa 風場和散度場(圖5)，發現兩次過程輻合大值區均集中在900 hPa以下的邊界層內，“13·8”過程輻合更強烈。總之，強盛的邊界層急流有利于粵東極端強降水的發生發展，但由季風低壓引發的“18·8”過程中邊界層急流作用更顯著。

圖5 23°N、115.5°E單點散度場(填色，單位：10-1 s-1)和風場(風向桿)的垂直-時間剖面(a)2013年8月16日08時至18日02時，(b)2018年8月29日20時至31日14時Fig.5 The height-time cross section of divergence (colored, unit: 10-1 s-1) and wind field (wind barb) at 23°N, 115.5°E from 08:00 BT 16 to 02:00 BT 18 August 2013 (a) and from 20:00 BT 29 to 14:00 BT 31 August 2018 (b)

表3 2013年8月15日20時至18日08時陽江、香港和河源探空站風速統計表Table 3 High-altitude wind speed at Yangjiang, Hongkong and Heyuan stations from 20:00 BT 15 to 08:00 BT 18 August 2013

表4 2018年8月29日20時至9月1日08時陽江、香港和河源探空站風速統計表Table 4 High-altitude wind speed at Yangjiang, Hongkong and Heyuan stations from 20:00 BT 29 August to 08:00 BT 1 September 2018

綜上所述，不管是由臺風殘余環流，還是季風低壓為誘因造成的粵東暖區極端強降水，其共同點就是過程中均伴有強盛的、持續長時間的低空季風急流，尤其是邊界層急流的作用不容忽視，那么邊界層急流(氣流)在這兩次極端強降水過程中究竟起什么作用呢？

3 邊界層急流作用分析

研究表明(Trier et al，2006；Tuttle and Davis，2006；程正泉等，2014；Du and Chen，2019b；Chen et al，2017)，低空急流通過輸送濕熱氣流為暴雨區提供了有利的熱力、動力和水汽條件。從第2節概述可以看出，盡管由于主要誘因不同，造成邊界層急流來向不同，但對于降水的觸發和維持，即邊界層急流所起的作用是相同的，區別在于強弱程度和影響范圍。

3.1 邊界層急流輻合形成中尺度能量鋒有利于強降水的觸發

中尺度能量鋒是觸發華南暴雨的機制之一。兩次過程中邊界層急流風向和風速的輻合使得暴雨區內大氣中能量不斷累積，形成等假相當位溫(θse)線密集區，即中尺度能量鋒區，并伴有鋒生和明顯的垂直上升運動，有利于該區域內強降水的觸發。

圖6給出強降水時段的風場、θse場和鋒生函數。結合第2.2節，從圖6a中風場的垂直剖面可以看出，在“13·8”過程中，由于1311號臺風尤特環流東南部不同方向氣流的旋轉匯入，使得位于惠東高潭附近地區上空出現了西南、偏南和東南三股氣流的輻合抬升，這種不同風向的輻合在850 hPa表現得最為顯著。而從圖6c風場的垂直剖面可以看出，“18·8”過程中在最強時段主要表現為較一致的偏南氣流影響，這是由于惠東高潭位于季風低壓的東側，隨著季風低壓倒槽的北推，粵東沿海由西南氣流逐漸轉為偏南氣流。因此，由于輸入暴雨區的對流層急流存在差異，兩次過程中的中尺度能量鋒特征不同。θse大值區均位于對流層低層，但“13·8”過程較“18·8”過程更深厚。從圖6b，6d中θse水平場可見，不同氣團之間產生的斜壓性有明顯的差異，“13·8”過程最明顯時段為16日20時，粵東暴雨區等θse線最密集層為850 hPa，此時115°E附近Δθse約為6 K·(150 km)-1，呈南北向分布，影響區域較廣。而在“18·8”過程中，最顯著層為1 000 hPa，115°E附近Δθse約為6 K·(200 km)-1，鋒區強度較弱，但鋒區隨系統北抬后在珠江口到粵東沿海長時間維持。結合鋒生函數的變化可以發現，在中尺度能量附近鋒生函數為負值，即伴隨有鋒生現象，這一特征在“13·8”過程中更顯著，而主要由邊界層偏南氣流輻合引發的“18·8”過程中鋒生現象并不明顯。同時，粵東暴雨中心附近及其以南的區域均存在明顯的上升運動(圖7)，對流層低層的散度場隨高度增加也表現為輻合-輻散的垂直配置,即900 hPa以下為強輻合，900～750 hPa為輻散(圖5)。

圖6 2013年8月16日20時(a，b)和2018年8月31日02時(c，d)θse場(等值線，單位：K)、鋒生函數(填色，單位：10-9 K·m-1·s-1)和風場(風向桿)，(a，c)沿23°N的垂直-緯向剖面，(b)850 hPa，(d)975 hPaFig.6 Pseudo-equivalent potential temperature (contours, unit: K), frontogenesis function (colored, unit: 10-9 K·m-1·s-1) and wind field (wind barb) at 20:00 BT 16 August 2013 (a, b) and 02:00 BT 31 August 2018 (c, d) (a, c) vertical profile along 23°N, (b) 850 hPa, (d) 975 hPa

圖7 2013年8月16日20時(a，b)和2018年8月31日02時(c，d)垂直速度的垂直剖面(單位：10-1 Pa·s-1) (a，c)沿23°N，(b，d)沿115.5°EFig.7 Vertical profile of vertical velocity (unit:10-1 Pa·s-1) at 20:00 BT 16 August 2013 (a， b) and 02:00 BT 31 August 2018 (c， d)(a， c) along 23°N, (b， d) along 115.5°E

綜上所述，兩次過程中形成的中尺度能量鋒有利于該地區強降水的觸發，但“13·8”過程中低空不同風向的氣流輻合所形成的中尺度能量鋒較“18·8”過程更為深厚，強度更強。

3.2 邊界層急流提供了源源不斷的水汽輸送

暴雨區水汽輸送至關重要。1311號臺風尤特殘余環流和季風低壓外圍環流卷入強盛的東亞夏季風，在東亞夏季風與低渦環流的共同作用下，邊界層急流向粵東暴雨中心輸入充沛的、足夠支撐起持續性強降水的水汽，同時由于特殊地形對急流的摩擦和阻擋等作用，粵東暴雨中心區域內出現了明顯的水汽通量散度輻合，從而使得該區域出現顯著高于其余地區的極端強降水。

圖8給出兩次過程降水最強時段的水汽通量和水汽通量散度場。綜合各圖可以發現，惠東和汕尾一帶的粵東沿海地區水汽輻合主要集中在1 000 hPa，該區域850 hPa上已經呈現為水汽通量輻散，這一特點在“18·8”過程中最為顯著，但“13·8”過程中水汽輻合最大值區位于最大強降水區西北側，850～925 hPa最明顯。結合圖1a，1b的降水落區，可以發現925和1 000 hPa的邊界層水汽輻合大值區的重疊部分與強降水落區對應較好。再結合兩次極端強降水過程中逐6 h的925和1 000 hPa水汽通量和水汽通量散度演變情況(圖略)，最強降水時段粵東暴雨中心925和1 000 hPa均維持水汽通量的輻合，更能證實這一特點。另外，綜合粵東暴雨中心內單點(23°N、115.5°E)水汽通量散度場的垂直-時間剖面圖來看(圖略)，均出現了兩次明顯的邊界層水汽通量散度輻合增大過程，這一變化主要發生在凌晨至上午，與季風的日變化息息相關(Chen et al，2018)。在整個過程中降水出現明顯減弱時，對應低空西南—偏南風顯著減弱(圖略)。因此，源源不斷的水汽輸送為暴雨區提供了充沛的水汽條件，而邊界層水汽通量的輻合更有利于粵東暴雨中心極端強降水的發生。

圖8 2013年8月16日20時(a，c，e)和2018年8月31日02時(b，d，f)水汽通量(箭頭，單位：g·cm-1·hPa-1·s-1)和水汽通量散度(填色，單位：10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1)(a，b)850 hPa，(c，d)925 hPa，(e，f)1 000 hPaFig.8 Vapor flux (vector, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) and vapor flux divergence (colored, unit: 10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1) at 20:00 BT 16 August 2013 (a, c, e) and 02:00 BT 31 August 2018 (b, d, f) (a, b) 850 hPa, (c, d) 925 hPa, (e, f) 1 000 hPa

水汽通量的輻合也與特殊地形密切相關。從第2.2節已知，水汽輸送通道和強弱受限于臺風殘余環流、季風低壓、季風等天氣系統的影響，但水汽通量的輻合，既與西南氣流與東南氣流的匯合造成的風向輻合，以及西南—偏南氣流的脈動造成的其前側風速輻合有關，同時與海陸分布、粗糙下墊面摩擦和特殊地形阻擋等因素密不可分，在這兩次過程中粵東暴雨中心恰好符合以上幾點。如圖9所示，粵東暴雨中心南鄰南海，汕尾境內地勢自南向北為平原—丘陵—山脈，最為特殊的是呈東北—西南走向的蓮花山山脈，與呈西北—東南走向的大南山和南陽山系組成了典型的“人”字型地形。蓮花山主峰海拔約為1 337m，蓮花山西端北側為惠東東部山區，呈現為向西南開口的“U”型山谷地貌，其中高潭地處“U”型山谷底部的蓮花山山脈的一處山坳里。因此，當由邊界層急流主導的強降水過程時，這種地形的作用凸顯，因此，在水汽通量散度場上該地區邊界層表現為長時間、明顯的水汽通量輻合區。

圖9 粵東暴雨中心地理特征Fig.9 Geographical feature of the rainstorm center in eastern region of Guangdong

此外，研究已證實(王春紅和蔣全榮，1997；何立富等，2016)，低空急流與降水之間存在一種正反饋作用，低空急流有利于降水觸發，而降水凝結潛熱釋放又可以使低空急流加強，顯然這一特征在這兩次過程也是存在的。綜上所述，邊界層急流為粵東暴雨中心極端強降水提供了充沛的水汽供應，同時在邊界層急流和地形的共同作用下，該區域存在明顯的水汽通量輻合，非常有利于極端強降水的發生發展。

3.3 低層暖濕平流的不斷輸送利于大氣層結不穩定狀態維持

強暖平流的輸送導致不穩定能量持續補充，以補充因強降水導致的能量損耗(程正泉等，2014)。分析溫度平流變化特征，在粵東暴雨中心區垂直層面上(圖10a，10c)，800 hPa以下的對流層低層長時間維持比較強的暖平流，中高層冷平流相對較弱，尤其是“18·8”過程。結合水平溫度平流場(圖10b，10d)和溫度場(圖略)可以發現，暖平流的輸送通道二者不同，“13·8”過程暖平流主要沿“尤特”外圍環流輸送，在粵東暴雨中心附近及其上游形成正溫度平流大值區，廣東上空大氣層結不穩定維持與上游地區高溫區的建立及維持有關(程正泉等，2014)。“18·8”過程亦是如此，“18·8”暖平流大值區主要位于粵西沿海，與粵東沿海之間形成明顯的溫度梯度，同時在30日夜間到31日凌晨，有一支暖平流從南海中部往粵東暴雨區輸送，使得粵東沿海溫度梯度進一步加大。

圖10 “13·8”過程(a)和“18·8”過程(c)溫度平流(填色，單位:10-4 K·s-1)的垂直-時間剖面以及2013年8月17日08時(b)和2018年8月31日02時(d)925 hPa溫度平流場和風場(風向桿)Fig.10 The height-time cross section of temperature advection (colored, unit: 10-4 K·s-1) at 23°N, 115.5°E from 08:00 BT 16 to 02:00 BT 18 August 2013 (a) and from 20:00 BT 29 to 14:00 BT 31 August 2018 (c), temperature advection and wind field (wind shaf) at 925 hPa, at 08:00 BT 17 August 2013 (b) and 02:00 BT 31 August 2018 (d)

為進一步說明低層暖濕氣流與大氣層結不穩定狀態維持的關系，分析?θse/?p的變化特征(圖11)，?θse/?p>0表示條件不穩定，可以看出兩次過程中700 hPa以下均長時間處于條件不穩定狀態，尤其是850 hPa及其以下的對流層低層。由于暖濕氣流的不斷輸送使得不穩定能量得以補充和持續，CAPE值也長時間維持較大，“13·8”過程中除16日20時CAPE值(1 702 J·kg-1)略小外，其余時次介于2 300～2 600 J·kg-1，“18·8”過程08時略小，但20時亦高達2 200～2 600 J·kg-1，大的CAPE值利于對流降水的持續。因此，粵東暴雨中心區域內大氣層結不穩定狀態的維持得益于對流層低層暖濕氣流的不斷輸送，有利于持續性強降水的發展。

圖11 同圖5，但為?θse/?p(填色，單位:10-2 K·Pa-1)Fig.11 Same as Fig.5, but for ?θse/?p (colored, unit: 10-2 K·Pa-1)

4 結論與討論

邊界層急流(暖濕氣流)與粵東暴雨中心暴雨息息相關，配合蓮花山山脈、大南山和南陽山等特殊地形，往往造成該區域內非常可觀的降水過程。對于如“13·8”和“18·8”這種較為少見的極端強降水過程，邊界層急流所起作用如下：

(1)兩次極端強降水過程分別發生在1311號臺風尤特殘余環流和季風低壓外圍環流影響下，臺風與季風低壓的中心位置非常關鍵，使得粵東暴雨中心正好處于臺風中心東南側和季風低壓的氣旋式切變線南側。主要影響系統移動緩慢，在有利于粵東暴雨中心強降水的區域內維持約2 d。

(2)粵東暴雨中心區域內，由于邊界層急流的匯合和不斷增強，與大陸不同性質氣流形成中尺度能量鋒，中尺度能量鋒的存在非常有利于強降水的觸發和維持。

(3)邊界層急流為粵東暴雨中心強降水提供了充沛的水汽供應，同時，邊界層急流在粗糙的沿海下墊面、蓮花山山脈和“人字”型等特殊地形的摩擦和阻擋作用下，形成顯著的水汽通量輻合，為極端強降水的發展創造了非常有利的水汽條件。

(4)強降水持續期間，向粵東暴雨中心不斷輸送的對流層低層暖濕平流，導致該區域內大氣層結長時間處于不穩定狀態中，利于強降水的持續發展。

本文討論了邊界層急流對于粵東暴雨中心極端強降水的作用，但這兩次過程中，強降水落區是非常局地的，暴雨中心區域內各站降水量差異也很大，且最大降水落區均出現在惠東東部山區的高潭附近，這是個值得探討的問題，作者將在以后的相關研究中進一步論述。

致謝：中山大學大氣科學學院陳桂興教授和廣東省氣象局程正泉首席給予本文指導和建議，汕尾市氣象局吳道遠和黃衛東提供汕尾多普勒天氣雷達數據，謹致謝忱！