相似環流背景下粵西沿海暖區降水迥異的對比分析*

陳芳麗 姜 帥,2 張 東 劉顯通 雷衛延 曾丹丹

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 廣東省氣象臺，廣州 510080 4 中國氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所，廣州 510080 5 廣東省河源市氣象局，河源 517000

提 要：在相似的大氣環流背景條件下，2020年6月2日和3日廣東粵西沿海的降水特征出現了較大差異，其機理機制值得深入探究?；贓RA5再分析資料、風廓線雷達產品和實況觀測數據等，對比分析了這兩日粵西沿海大氣環流和物理量場的差異，并討論了低空急流對該區域暖區降水的觸發和維持機制。結果表明：當低空西南急流軸位于桂東，南海西北部邊界層偏南急流在夜間加強，其前側到達粵西沿海且長時間維持時，邊界層偏南急流前側風速輻合和粵西沿海地形對偏南向氣流的阻擋作用造成的動力輻合抬升有利于該地區對流觸發，同時冷池的存在和維持有利于粵西沿海暖區暴雨的發展和維持。當低空急流顯著加強且東擴北收，邊界層急流轉為西南向并伸展至珠江三角洲北部時，不利于粵西沿海對流觸發和發展。

引 言

目前，在我國暴雨的研究和業務中，暖區暴雨仍屬熱點和難點。20世紀70年代至今，我國通過開展多次外場觀測科學試驗(如南海季風試驗)和國家重點基礎研究發展計劃(973計劃)項目等，在暖區對流發生發展機制等方面取得了諸多進展，已有的研究成果普遍認為暖區暴雨基本伴有低空西南急流發展或邊界層急流加強(林良勛等，2006；何立富等，2016；壽紹文，2019；諶蕓等，2019),并且在1500 m以下存在溫濕度差異較大的不同特性的急流。早在20世紀80年代，周軍(1986)就討論了華南暴雨中邊界層偏南風急流(SBLJ)和低空急流(LLJ)的區別，以及SBLJ形成的原因。近年來，諸多學者針對低空急流對暖區暴雨的觸發機制等進行了研究，如趙玉春等(2008)認為季風涌對暖區暴雨的影響更為直接，尤其是越赤道氣流加強后造成華南南部和南海北部西南低空急流的加強，導致暖區有利的中尺度環境形成；于鑫等(2017)指出北部灣低壓(槽)發展導致的強盛低層西南氣流為粵西沿海的一次暴雨過程發生提供了充沛的水汽；黃小彥等(2020)指出低空急流下邊界不斷向下擴展過程中在地形抬升作用下觸發了迎風坡上初始雷暴等。針對暖區暴雨與LLJ的統計分析，苗春生等(2017)將華南沿海暖區暴雨分為偏南向型和西南向型；丁治英等(2011)、陳翔翔等(2012)、劉瑞鑫等(2019)統計得出在南風影響下的暖區暴雨發生頻率較高、影響較大，低層南風輻合是產生暖區暴雨的重要機制之一。同時，許多學者也關注了邊界層急流對暖區暴雨的作用，如孫建華和趙思雄(2000)對暖區暴雨數值模擬的結果表明邊界層過程對強的對流性降水的模擬是不可忽略的；張端禹等(2014)指出邊界層偏南風急流的生消活動與水平尺度的演變對于華南前汛期暖區暴雨均較重要；蔡景就等(2019)、陳芳麗等(2021)指出邊界層偏南急流的演變是造成粵東沿海暖區極端暴雨的重要機制之一；曾智琳等(2019)指出夜間邊界層西南急流的建立是強迫地面風速水平切變、邊界層風速垂直切變產生的主要原因；Wu et al(2020a)通過對比鋒面暴雨和暖區暴雨的差異，提出了海陸風、邊界層急流和海岸地形作用下影響暖區暴雨發生發展的邊界層天氣概念模型；Du et al(2020a)指出更強的南海邊界層急流更有利于華南海岸附近初始對流的觸發和發展等。不同于只針對低空急流或邊界層急流對暖區暴雨的研究，Du and Chen(2018;2019a;2019b)研究指出華南沿海暖區暴雨的發生發展與邊界層急流(BLJ)、天氣尺度低空急流(SLLJ)的相互作用和日變化特征有密切關系，并提出了雙低空急流觸發海岸附近對流的概念模型。然而，在業務實踐中發現，雙低空急流起主導作用觸發的粵西沿海暖區暴雨過程中，二者的位置有時并非完全上下一致，且當低空急流加強到一定程度后會成為輸送通道，反而不利于沿海降水的發生發展，目前的研究成果尚未給出粵西沿海暖區暴雨發生時，低空急流和邊界層急流最有利的位置配置和強度等。

2020年“龍舟水”期間，廣東強降水頻發，其中6月1—4日出現了一次由夏季風爆發引發的典型暖區暴雨過程。該過程最大特點和預報難點是粵西沿海暴雨觸發的時段和強度預報，期間在大氣環流形勢場特征相似的情況下，2日粵西沿海出現了暴雨到大暴雨、局部特大暴雨，最大降水量達到459.6 mm，而3日只出現了一些分散性陣雨，降水量級差異很大。此次過程中各家數值模式對于低空急流附近的降水預報效果更好，而對于邊界層急流引發的粵西沿海降水能力較弱，當2日低空西南急流軸位于桂東時，粵西沿海暖區暴雨漏報；3日低空急流東擴入粵后，粵西沿海降水反而不明顯，因此，此次雙低空急流造成粵西沿海暴雨的機制值得深入探究。本研究將分析2020年6月2日和3日大氣環流背景場和粵西沿海降水的差異，并探討粵西沿海區域內強降水的觸發和維持機制，研究結果有望于加深對雙低空急流作用下廣東沿海暖區暴雨形成機理的認識。

1 資料與方法

根據天氣學分析方法，采用2020年6月1—4日ERA5(the fifth generation European Centre for Medium-Range Weather Forecasts reanalysis)逐小時全球再分析數據，空間分辨率為0.25°×0.25°，垂直分辨率為17層，以及實況觀測數據進行天氣形勢和物理量分析；采用廣東省地面氣象監測站點的降水和風、陽江探空站數據、陽江海陵島風廓線雷達產品，以及廣東天氣雷達拼圖產品，分析降水時空分布特征、實況風演變和降水回波特征等。

2 降水差異分析

從6月2日和3日08時(北京時，下同)實況觀測數據可以看出(圖1)，華南上空兩日的大氣環流形勢很相似，588 dagpm線均位于華南沿海，對流層低層的影響系統為低空西南急流和邊界層偏南急流。從天氣學分類來看，該次降水屬于廣東暖區暴雨型中的一類，即高空槽前和副熱帶高壓(以下簡稱副高)邊緣西南(偏南)急流造成的暖區暴雨(林良勛等，2006；陳芳麗等，2014)。在這兩日相似的大氣環流背景場影響下，造成了粵西沿海迥異的降水。

圖1 2020年6月(a)2日08時和(b)3日08時500 hPa高度場(等值線，間隔4 dagpm，棕紅色線表示槽線)、850 hPa(紅色風羽)和925 hPa(藍色風羽)風場

從2020年6月1日20時至3日20時廣東累計降水量時空分布特征(圖2)可以發現，2日粵西沿海(圖中紅框區域內)的茂名東部—陽江—江門南部—珠海西部一帶出現了暴雨到大暴雨、局部特大暴雨(圖2a)，該區域內過程累計降水量大、雨強強，其中陽江的6個站點降水量超過250 mm，最大小時雨強為98.1 mm·h-1(陽東塘坪，2日04—05時)，最大單站24 h累計降水量為459.6 mm(江城白沙氣象監測站)；2日20時至3日20時粵西沿海大部分地區降水量均不足10 mm(圖2b)。從白沙氣象監測站降水的時間分布來看(圖2c)，強降水2日凌晨被觸發，夜雨特征明顯；強降水持續時間長，04—12時連續9 h時降水量超過20 mm，04—05時最大降水量達66.4 mm。

圖2 2020年6月(a)1日20時至2日20時和(b)2日20時至3日20時廣東省24 h累計降水量及(c)陽江江城白沙氣象監測站1日20時至3日20時逐時降水量序列

天氣雷達回波也可清晰反映出2日和3日粵西沿海降水的差異和特征。分析2—3日凌晨雷達回波的演變特征(圖3)，2日粵西沿海的初始回波出現在01時后，隨后不斷發展，03時后組織化進一步加強，降水強度明顯增強，最大小時雨強超過50 mm·h-1，此時回波呈現為準靜止狀態，陽江上空45 dBz 以上的強回波長時間駐留，造成了連續9 h的短時強降水，為典型的粵西沿海暖區暴雨特征。相較于2日的強回波駐留和發展，3日凌晨粵西沿海只生成了一些較弱的分散回波，對流強度顯著偏弱。

圖3 2020年6月(a,b,c,d)2日和(e,f,g,h)3日02—08時廣東2.5 km高度雷達反射率因子

Wu et al(2020b)指出由于缺乏“鋒面、切變、低渦”等經典風向輻合型的天氣尺度系統強迫，目前對于暖區暴雨及其相關的熱力環境條件的模式可預測性是有限的，在業務上很難預報，有時甚至事后亦難以系統地解釋；陳濤等(2020)指出比較鋒面降水和暖區降水的集合預報敏感性表明，鋒面降水對于鋒前低壓槽、低空急流等天氣系統強迫具有較高預報敏感性。針對暖區暴雨的難點，覃武等(2020)、付煒等(2020)、胡寧等(2020)也從暖區暴雨的模式預報失敗案例中總結經驗和進行可預報性探討等。對于此次粵西沿海的降水過程，從多家數值模式降水預報來看(圖4)，ECMWF高分辨率數值預報、NCEP_GFS以及CMA-TRAMS(9 km南海臺風模式)和CMA-GD(3 km 廣東模式)對于2日和3日的降水預報均不理想，其中ECMWF細網格、CMA-TRAMS和CMA-GD模式預報的降水落區和強度與實況偏差很大，對于2日粵西沿海只報出小到中雨量級的降水，強降水基本漏報；NCEP_GFS模式預報效果略好，顯示2日粵西沿海和近海區域內有中到大雨量級的降水，但強降水范圍和量級明顯偏弱于實況，3日中到大雨降水范圍有所縮小，相較于實況則量級偏強范圍偏大。因此，若根據數值模式的降水預報產品，并不能預報出2日和3日降水量級的差異，且容易造成2日強降水漏報、3日空報。

圖4 2020年6月1—3日各家數值模式5月31日20時起報對應時段的24 h降水量預報

通過對比分析各家數值模式預報的對流層低層風場、高度場和降水可以發現(圖略)，2日和3日各家模式預報降水落區主要位于副高西北側的低空急流輻合區附近。由于2日NCEP_GFS預報588 dagpm線和低空急流位置較實況偏東，ECMWF和CMA-GD模式預報接近實況；邊界層急流的預報也有明顯的差異，NCEP_GFS預報南海西北部至粵西沿海為偏南風，而ECMWF和CMA-GD預報則為西南風，因此NCEP_GFS預報強降水落區較其余幾家模式更為偏東，粵西沿海降水更明顯。3日各家均預報588 dagpm 線東移，但低空急流演變預報不一致，ECMWF和CMA-GD模式預報與實況基本一致，強度明顯增強，NCEP_GFS預報位置變化不大、強度略有增強；NCEP_GFS預報邊界層氣流靠近珠江口一側轉為西南風，因此NCEP_GFS預報降水強度變化不大，但粵西沿海落區減小，ECMWF和CMA-GD預報廣東境內降水落區變化不大，但強度減弱。因此，各家數值模式對于2日和3日對流層低層風場的預報差異主要表現在低空急流軸位置和邊界層急流風向變化等。

3 天氣系統和物理量場對比分析

在500 hPa高空槽和副高的影響下，6月1—4日華南地區對流層低層風場經歷了起始—強盛—減弱的季風爆發過程，2—3日為發展的強盛期(圖5)，期間850 hPa西南低空急流大風速核強度呈加強趨勢，且桂東向東北方向推進和向東擴展，950 hPa偏南(西南)急流位于北部灣和南海西北部，南海西北部急流在粵西沿海風速明顯減小，急流強度變化也與850 hPa西南急流有所不同，凌晨加強最顯著。

圖5 2020年6月1—3日850 hPa全風速(等值線，≥12 m·s-1)和950 hPa全風速(填色)

2日850 hPa急流軸主要位于廣西東部，南海西北部950 hPa急流前側至陽江附近沿海，邊界層急流前側輻合區內觸發了暖區強降水，高空槽前和850 hPa切變線附近的降水不明顯；3日850 hPa急流軸強度增強，在高空槽東移和副高東退的影響下，其大風速核明顯向東北和東擴展，期間高空槽和切變線附近的桂西北至贛北一帶降水明顯被觸發，形成主雨帶，而處于850 hPa西南急流后側的粵西沿海暖區降水明顯減弱，此時在850 hPa低空急流增強的耦合帶動下，950 hPa急流也隨之增強，且向東北方伸至珠江三角洲北部，這種形勢更有利于珠江三角洲北部的清遠、韶關南部—廣州、惠州北部一帶地區(圖2b 中強降水區)對流的觸發。因此，在有利的大氣環流背景下，粵西沿海強降水與低空西南急流和邊界偏南(西南)急流變化相關，尤其是與邊界層急流的演變關系更為密切，但由于南海北部氣象探空站稀疏，并不能根據海上實況監測來判斷粵西沿海暴雨區上游邊界層風速的變化特征，這也是廣東沿海暖區暴雨預報中的困難所在。

從垂直層面來分析低空急流的垂直演變差異，做降水范圍內(111°～113°E)平均風場的垂直-經向剖面，以及2日和3日02時相較于整個過程(1日08時至4日20時)平均風場的距平場。2日凌晨(圖6a)，對流層低層風速較過程平均風場變化不大，低空西南急流位置較高，中心位于650 hPa附近，邊界層急流中心較低，中心在950 hPa；3日凌晨(圖6b)，對流層低層風速整體顯著增強，西南低空急流中心下沉至800 hPa附近，而邊界層急流中心略有所抬升，且向北明顯延伸，即邊界層急流前側已越過陽江沿海上空，也就是說，3日對流層低層大氣環流形勢較2日更有利暖濕水汽和能量向北輸送，導致沿海暖濕能量輻合抬升潛勢的減弱。

圖6 2020年6月(a)2日02時,(b)3日02時111°～113°E范圍內平均風場(風矢，風速≥10 m·s-1以等值線顯示)和風速距平場(填色)的垂直-經向剖面

從探空站實況風場的變化為更直觀地分析粵西沿海強降水附近低空西南急流和邊界層偏南(西南)急流風速的演變特征，選取最靠近海岸和邊界層急流的陽江探空站風場做風速廓線圖(圖7)，從圖7a可以看出，2日02時探空站處于低空急流軸右側和南海邊界層急流前側(圖5b)，950～925 hPa附近風速為11 m·s-1，850 hPa風速只有8 m·s-1。3日凌晨(圖7b)，950～850 hPa風速明顯增大，且850 hPa風速超過950 hPa風速，此時探空站已處于低空急流和南海邊界層急流影響下(圖5e)。

圖7 2020年6月(a)2日02時和(b)3日02時陽江探空風速

陽江風廓線雷達產品能更高時間和垂直分辨率的反映出對流層低層風場的變化。陽江風廓線雷達位置如圖2b所示，位于陽江海陵島，處于強降水區上游，島內只在2日20時前后出現了不足10 mm的降水量。從陽江海陵島的風廓線風場變化特征來看(圖8)，該地區2—3日對流層低層風速最大的差異在于邊界層風速的變化。2日00時開始400 m上下的陽江上空風速開始加大，03時前580 m以下至近地層偏南風風速出現明顯加大，風速增大的時間與粵西沿海對流初始觸發時間一致，即邊界層急流的脈沖與該區域降水有直接關系。3日凌晨100 m風速較之2日偏弱，且風向為西南向，此時顯著的特點是大風速范圍垂直向上伸展，對應于實況850 hPa西南風風速的顯著增大，有利于暖濕水汽沿西南急流向內陸輸送，粵西沿海只出現了一些分散性陣雨，強降水落區主要集中在其東北方的珠江三角洲北部地區。因此，結合降水實況，粵西沿海的強降水與邊界層急流的關系更為密切。

圖8 2020年6月1日21時至3日20時陽江風廓線雷達風羽圖(間隔1 h)

上述大氣環流的演變導致兩日內物理量場也有所差異，從2日降水發生前(圖9a)和3日凌晨(圖9b)陽江探空圖來看，探空站位于強降水區南側，兩個時次K指數相當，分別為38.2℃和38.4℃，均超過強對流天氣閾值35℃。大氣可降水量分別為64.4 kg·m-2和74.2 kg·m-2。對流有效位能(CAPE)值差異較大，分別為1777.6 J·kg-1和600.1 J·kg-1，對流抑制能(CIN)值則是后者大于前者。此外，3日凌晨地面溫度較2日低了約3℃，且存在逆溫現象?？傊?，2日和3日凌晨,陽江附近的大氣層結均處于不穩定狀態，但2日凌晨較之3日更為不穩定，3日對流的觸發需要更強的抬升條件，即2日更有利于強降水的發生。

圖9 2020年6月(a)2日02時和(b)3日02時陽江探空圖

綜上所述，在弱高空槽和副高的影響下，低空西南急流和邊界層偏南急流的演變是2日和3日陽江及附近粵西沿海地區是否產生降水的重要影響系統，而2日凌晨由于南海西北部邊界層偏南急流脈沖形成的風速輻合是陽江附近強降水的關鍵原因。

4 觸發和維持機制

4.1 雙低空急流動力抬升作用對比

從第三節可知，2日粵西沿海處于850 hPa西南急流后部和950 hPa偏南急流前端，這種大氣環流形勢將導致該區域上空對流層低層自下而上形成輻合-輻散的垂直配置，另一方面，邊界層偏南氣流夜間加強形成風速脈沖，使得其前端風速輻合加強(Wu et al，2020a)，二者共同作用使得底層暖濕水汽的輻合抬升，造成粵西沿海大氣層結不穩定潛勢的增長，但3日隨著對流層低層急流強度的明顯增強，使得粵西沿海形成暖濕水汽輸送通道，對流潛勢減弱。

為了論證這一特點，分別做2日和3日02時降水范圍內(111°～113°E)平均的散度場和垂直速度場的垂直-經向剖面。2日凌晨(圖10a)，粵西沿海自低層向高層表現為輻合-輻散交替特征，對應明顯的垂直上升運動，此外，北側的下沉運動一方面使得粵西沿海不穩定區域范圍受限，對流在較小的區域內發生發展，另一方面加強了邊界層急流前側即粵西沿海地區暖濕水汽的堆積抬升，利于強降水的增強和維持；3日凌晨(圖10b)，隨著西南低空急流和邊界層急流的顯著增強和北推，粵西沿海邊界層輻合抬升較2日凌晨有所加強，且向北推進，但700 hPa 以上垂直速度負值區明顯減弱，甚至轉為正值，低層北側正值區也較2日凌晨明顯減弱，對照圖9b陽江探空中CIN值為117.4 J·kg-1，自由對流高度為664.7 hPa，明顯高于700 hPa，即，3日凌晨陽江上空有較強的對流抑制，上升運動未能突破自由對流高度，對流觸發條件較2日凌晨明顯偏差，不利于對流產生。因此，當邊界層急流前側到達粵西沿海時，形成暖濕氣流的輻合抬升更有利于該地區對流的觸發，而當雙低空急流顯著加強，邊界層急流前側超過粵西沿海伸展至珠江三角洲北部時，輻合抬升作用減弱。

圖10 2020年6月(a)2日02時和(b)3日02時111°～113°E范圍內平均散度場(填色)和垂直速度場(等值線，單位：10-1 Pa·s-1)的垂直-經向剖面

4.2 邊界層偏南風風向與地形作用

廣東沿海喇叭口、迎風坡、局地低矮地形等對暖區暴雨起著非常重要的作用(林良勛等，2006；李博等，2013；何立富等，2016；Du and Chen，2019b)，但邊界層南風風向的偏差將帶來差異較大的降水落區和強度，朱乾根等(2007)指出當山的坡度越大，地面風速越大，且風向與山的走向越垂直時，地面垂直運動越強。

陽江市東部、西部和北部為群山所環抱，南面瀕臨南海，呈東北—西南走向的云霧山脈和天露山分別位于陽江西部和東北部，東部與江門之間多為丘陵地貌，天露山海拔在500～1000 m，位于茂名市信宜縣境內的云霧山脈最高峰大田頂海拔為1704 m。此次強降水落區主要位于云霧山脈東南側和天露山西南側的漠江沖擊平原和丘陵地帶。結合上述邊界層風向的變化、雷達回波演變，以及圖11給出的單站降水和極大風的時序圖，單站分別選取降水量最大的陽江江城白沙氣象監測站和風廓線雷達附近的海陵島海洋氣象觀測站，綜合分析可以發現，2日降水開始前和初始時，陽江附近以偏南到東南風為主，3日凌晨較2日風向發生明顯順時針偏轉，平均風向偏轉約20°～30°，以西南風為主。即當2日凌晨邊界層風向以偏南分量為主時，風向與山脈之間的夾角趨于90°，云霧山和天露山南側降水回波不斷發展，長時間維持，且強度最強；3日隨著850 hPa低空西南急流向東擴展，陽江附近邊界層轉為以西南分量為主，此時風向與山脈夾角減小，趨于平行，雷達回波圖上只有較弱的分散回波生成。

圖11 2020年6月1日21時至3日20時陽江海陵島氣象監測站逐時極大風(黑色實線)、江城白沙氣象監測站逐時降水量(柱狀)和溫度(紅色實線)

由上述分析可知，邊界層偏南急流與地形作用加強了此次強降水，這與王堅紅等(2017)提出粵西沿海暖區暴雨多由偏南向型輻合線系統造成的結論一致，即陽江附近地形對偏南型輻合線系統主要起到山脈地形正面阻擋和狹管輻合上升作用，進一步增強了大氣層結不穩定。

4.3 冷池對降水維持作用

分析2日和3日凌晨1000 hPa水平熱浮力和沿112°E垂直熱浮力演變特征，可以明顯看出，2日02時對流初始觸發時(圖12a、12d)，在沒有冷空氣南侵的背景下，由于海陸熱力差異和邊界層急流加強，水平層上陽江附近出現顯著的南北熱力差異，形成了明顯的中尺度熱力不穩定鋒區，垂直層上表現為正負熱浮力之間較陡峭的鋒面，鋒面兩側正負值均較強，導致了較強的鋒面梯度；3日02時(圖12c、12f)，隨著對流層低層暖濕氣流的加強和北推，陽江南北側熱力差異顯著減小，為很弱的冷熱對峙，此時熱力條件不利于對流維持。因此，陽江北側冷池的存在有利于粵西沿海暖區暴雨的維持。

圖12 2020年6月2日(a,d)02時和(b,e)08時,(c,f)3日02時(a,b,c)1000 hPa熱浮力(填色)和風場(風矢)，及(d,e,f)對應時次沿112°E熱浮力的垂直-經向剖面

粵西沿海強降水從2日凌晨持續至上午，在此期間，陽江白沙溫度變化如圖11所示，呈逐漸下降趨勢，降幅約為4℃，表明由于降水出現較明顯的對流冷池。再分析2日08時粵西沿海熱浮力演變特征(圖12b、12e)，此時陽江北側冷池強度較02時有所減弱，但仍維持較強，且范圍擴大，垂直方向鋒區更明顯，對流回波呈穩定少動態勢，地面10 m風場上(圖13)也可以清晰地分析出由冷池出流和偏南風之間形成的地面中尺度輻合線，在廣東短時臨近天氣預報業務中地面中尺度輻合線的維持是判斷降水是否持續的有力判據，冷池也對降水回波的發展和維持起著重要的作用。

圖13 2020年6月2日08時地面風場

因此，結合2日和3日冷池變化趨勢和降水實況對比，可以得出冷池與暖氣團之間的中尺度鋒區的存在和維持有利于粵西沿海降水回波的發展和維持，是影響暖區暴雨長時間維持的重要原因。

5 結論與討論

通過對比2020年6月2日和3日大氣環流背景場的異同特征，以及分析了粵西沿海強降水的觸發機制，得出以下結論：

(1)此次強降水過程夜雨特征明顯。初始對流在凌晨觸發，至中午減弱，降水集中時段為2日03—12時。

(2)此次粵西沿海暖區暴雨發生在弱高空槽和副高為主要影響天氣系統的背景場下，雙低空急流即低空西南急流和邊界層偏南(西南)急流的演變對2日和3日陽江及附近粵西沿海地區降水發生發展和維持起著非常重要的作用，尤以邊界層偏南急流的加強是強降水發生發展的關鍵因素。

(3)當低空急流軸位于桂東，南海西北部上空的邊界層偏南急流在夜間加強，其前側達到粵西沿海時，形成輻合抬升有利于該區域對流的觸發，同時當邊界層急流為偏南風向時，陽江附近地形對強降水的作用更顯著，但當低空急流顯著加強且東擴北收，邊界層急流轉為西南向，其前側超過粵西沿海伸展至珠江三角洲北部時，該區域輻合抬升作用減弱。

(4)陽江北側冷池的存在和維持有利于降水回波的發展和維持，是影響暖區暴雨長時間持續的重要原因。

本研究為低空急流發生時在相似環流背景下產生的迥異降水事件，通過對比分析，總結了此類天氣粵西沿海暖區降水的預報經驗，以期減少強降水的空報和漏報。當850 hPa急流軸位于兩廣交界附近，南海西北部邊界層急流開始發展，且將在粵西沿海出現顯著的風速輻合時，應重點關注風速輻合區和沿海地形迎風坡一帶強降水的觸發；當粵西沿海上空850 hPa風速明顯增加，且該區域處于低空急流軸后側，邊界層急流也進一步增強，前側輻合區向內陸推進時，粵東沿海將處于低空暖濕氣流的輸送通道內，大氣環流形勢不利于強降水的發生發展。