引言

暖区暴雨概念源自华南暖区暴雨研究，华南暖区暴雨长期以来一直是大气科学研究和定量降水预报业务中的难点问题。20世纪70年代至今，针对华南前汛期暴雨，我国开展了多次较大规模的外场加密观测科学试验，1977—1982年首次华南前汛期暴雨试验表明，华南前汛期暴雨往往发生在锋前西南暖湿气流中，有时则发生在西南风和东南风汇合气流里，或者风向一致的西南气流辐合区中(包澄澜等, 1979, 1986；黄士松，1986)。1983—1993年中国台湾地区开展中尺度试验TAMEX，对华南暴雨锋面性质及中尺度对流系统(MCS)的形成及发展有了许多新的认识(Chen et al., 1995)；1994—1998年，中国气象局开展“海峡两岸及邻近地区暴雨试验研究”(简称为华南暴雨科学试验，HUAMEX)，应用自动气象站、风廓线仪、多普勒天气雷达、气象卫星、全球定位探测系统以及机载下投式探空等新型遥感探测技术和手段，在华南暴雨监测分析和中尺度结构及变化特征分析等方面取得了大量成果(陈红等，2004)。近10 a来，基于“我国重大天气灾害形成机理与预测理论研究”和“我国南方致洪暴雨监测与预测的理论和方法研究”两个973国家重点基础研究发展计划项目，针对中国南方地区α-β中尺度及中尺度暴雨系统的结构、机理展开了深入研究(倪允琪等，2006)。2013年后中国气象局持续推进南海季风降水试验SCRMEX(Luo et al., 2017)，在新型中尺度观测技术、暖区对流发生发展机制、精细化定量降水预报技术等方面取得了诸多进展。

除我国华南地区外，近年来在我国其它地区也出现多次造成严重影响的暖区对流性暴雨事件(周明飞等，2014)。研究表明2012年北京“7·21”极端降水分为暖区降水和锋面降水两个阶段，暖区强降水发展时间早、持续时间长、降雨强度大，主流业务数值预报(ECWMF-IFS、NCEP-GFS等)降水预报偏差明显(方翀等，2012；谌芸等，2012；孙军等，2012；陈明轩等，2013；孙建华等，2013；姜晓曼等，2014)。在2008年济南“7·18”极端暴雨(盛日锋等，2011)、西南地区低涡暴雨(陈涛等，2012；宗志平等，2012)等造成严重影响的暴雨过程中，与锋面暴雨、低涡暴雨混合出现的暖区对流性暴雨在强降水发展机制、暴雨落区和量级以及可预报性估计都是业务预报中的难点问题(杨晓霞等，2009；侯淑梅等，2014；陈玥等，2016；孔凡超等，2016)。

中纬度地区的暴雨过程往往受到锋面、低层切变线和高空槽等天气系统影响，天气尺度抬升作用明显，如我国梅汛期暴雨过程与西太平洋副热带高压、低层切变线和高低空急流等天气系统配置密切相关；而华北东北暴雨则与副热带高压、东北冷涡、锋面等天气系统密切相关。华南地区典型暖区暴雨过程出现在暖湿气团中，大气环境具有显著的对流不稳定性，但天气尺度斜压强迫较弱，MCS触发和发展机制复杂，降水过程受地形、海陆、辐射等复杂物理过程影响，主客观预报都缺乏预报技巧(王丛梅和俞小鼎，2015)。为提高对暖区暴雨的科学认识，本文将在回顾近40 a华南暖区暴雨研究基础上，结合华南及以外地区暖区暴雨的研究现状，围绕暖区暴雨基本特征、对流触发机制、对流组织特征、可预报性等问题进行总结，为暖区暴雨预报提供理论依据。

1 华南暖区暴雨的提出及研究

2009—2013年华南地区前汛期年平均暴雨降水量的分布特征如图 1所示，由图可见，主要暴雨中心位于广西北部和南部沿海、广东中部、广东沿海阳江以及汕尾地区。华南前汛期暴雨主要是暖区暴雨，暖区暴雨产生的降雨量一般远大于锋面系统形成的降雨量，降水对流性特征明显，具有明显的中尺度特征，因此华南前汛期暴雨往往表现为显著的双雨带特征，赵玉春等(2008)表明在华南双雨带暴雨过程中暖区雨带与锋面雨带在中尺度雨团的活动、系统的动力结构、大气的不稳定机制和大气的加热结构等存在明显差异，同时在水汽的输送、中尺度背景以及与强降水有关的垂直环流之间也存在着不同。暖区暴雨落区一般仅占整个暴雨区面积的1/4~1/3以下，有的特大暴雨区范围仅20~30 km (罗建英等，2009；曹亚平等，2011)，降水时效短、时段集中。暖区降水阶段可由一个雨团独立发展，或多个中尺度雨团同时发展形成(慕建利等，2008)。在较高地势附近，暖区暴雨的发生次数及强度较大。暖区暴雨中短时强降水贡献大，且降水强度越大，短时强降水所占比例越大(陈玥等，2016；汪玲瑶等，2018)。

陶诗言(1980)研究表明，在华南前汛期期间有相当一部分降水出现在冷锋前的暖区内，并针对由地形抬升、海陆风环流触发的两次暖区暴雨个例进行了较为细致的中尺度分析(图 2)，指出海陆风效应或海风锋能够触发暖区中尺度对流系统产生。基于首次华南前汛期暴雨试验观测数据分析，黄士松(1986)指出暖区暴雨发生在地面锋面南侧暖区里，一般距离地面锋面前方200~300 km，且没有受到冷空气或变性冷高压脊影响，具有降水强度大、范围小、对流性强，降水量相对集中的特点。

2 暖区暴雨的多尺度天气学特征

华南暖区暴雨多发生在每年4—6月期间的华南前汛期，西太平洋副热带高压脊线位于15°—20° N左右(朱乾根等，2000)，副高北侧的华南地区上空中纬度西风带多短波槽东移，引导冷空气南下，同时南支西风带有低槽自青藏高原南侧东移，在槽前输送大量暖湿空气，冷暖空气在华南地区上空交汇，造成华南前汛期暴雨；华南前汛期前期冷空气活动频繁，降水主要位于江南北部到华南北部，暖区内雷暴大风、冰雹等强对流天气事件多发；南海季风爆发后，副热带高压西侧和北侧天气尺度的西南低空急流活跃，增强了华南沿海地区水汽和能量的输送，同时能反复组织对流活动发生，导致暖区降水强度明显增大(罗建英等，2009)，蒙伟光等(2007)表明华南前汛期期间经常出现锋面雨带和沿海暖区雨带的双雨带特征。

暖区暴雨是多尺度天气系统共同作用的结果，在稳定的天气形势下，往往连续多天出现暖区对流性暴雨(慕建利等，2008；何立富等，2016)。西太平洋副热带高压、副热带西风急流和西南低空急流是华南前汛期期间的重要的天气影响系统，在很大程度上控制了对流环境条件建立和调整的过程；而华南准静止锋波动、锋前中尺度低空急流、锋前暖区的中尺度辐合区、中尺度辐合线等是形成暖区暴雨的重要中尺度系统；连续发展的MCS、形成“列车效应”的线状对流系统等有组织的中小尺度对流系统直接造成暖区暴雨(李建辉，1982；廖慕科等，2010)。

对于华南暖区暴雨的天气学研究相对较为充分，但目前在大气科学研究领域对于暖区暴雨的定义和典型个例选择尚无统一标准。陶诗言(1980)认为华南暖区暴雨从天气特征上可分为暖切变暴雨、沿海急流暴雨和锋前急流暴雨。其中暖切变暴雨与暖区内具有一定斜压性的西南风与东南风的辐合相关，沿海急流暴雨与南海北部的低空急流相关，可形成对应的沿海强降雨带；此外，锋前低空急流附近的风速脉动或风速辐合区也可能触发锋前暖区对流性暴雨。

华南本地预报员将华南暖区暴雨典型环流特征归纳为回流型暴雨、高空槽型暴雨和强西南季风型暴雨(林良勋，2006)。回流暴雨一般出现在4月初—5月中旬的入海高压后部，表现为暖区边界层有弱斜压性，高压后部回流东风或东南风与西南风辐合形成中尺度暴雨区；高空槽型暖区暴雨主要表现为华南沿海地面为较为一致的偏南风，强烈的边界层风速辐合及地形强迫抬升效应，或由地面中尺度低压、中尺度切变线所触发的中尺度暴雨；强西南季风型暖区暴雨多出现在5月中旬以后，主要表现为华南地区低压槽强烈发展，季风气流加强推进到南海北部和华南上空，低空急流轴或大风核以及边界层风速脉动、地形抬升效应等中尺度触发机制与暖区暴雨的形成有密切关系。

何立富等(2016)依据中央气象台预报实践经验以及华南暖区暴雨天气形势特征，总结了边界层辐合线型、偏南风风速辐合型、和强西南急流型三类暖区暴雨天气系统配置模型。其中边界层辐合线型表现为：暖区暴雨主要由边界层西南风与东南风或偏南风的辐合配合中尺度地形抬升，华南大部为西南或偏南风，华南东部为南到东南风，两者形成辐合渐近线，或北部湾附近出现低压倒槽，华南中西部沿海为暖式切变；地面东海以东为出海的变性高压区，华南东部沿海为来自其南侧的偏东风。偏南风风速辐合型暖区暴雨主要与华南沿海强烈的低层偏南风风速辐合加上地形的抬升效应，以及地面中尺度暖式切变线或中尺度低压所触发。强西南急流型暖区暴雨主要由低空急流以及边界层风速脉动配合地形抬升过程相关。

刘瑞鑫等(2019)利用逐小时降水资料，采用客观方法对1982—2015年期间177例华南地区暖区暴雨进行了筛选和分类研究，表明产生华南暖区暴雨的天气形势主要有切变线型、低涡型、南风型和回流型四种类型，其中南风影响下的暖区暴雨发生频率较高；广东沿海和内陆地区、广西沿海和内陆地区的暖区暴雨影响系统有较明显区别。苗春生等(2017)以低层风场特征分析了两类华南沿海暖区暴雨的天气特征(图 3)。第一类为偏南风向型，即珠江口以西经向性偏南向辐合线型，由东南、偏南、西南三支气流汇合；第二类为西南风向型，即珠江口以东纬向性西南向辐合线型，由偏西和西南风两支气流汇合。南海夏季风爆发后，两种类型发生频数均明显增加。

相对而言，针对华南以外地区暖区暴雨过程多以个例分析为主，统计分析相对较少。陈玥等(2016)在长江中下游地区建立了冷锋型、暖切变型以及副高边缘型3种暖区暴雨天气概念模型，凌婷(2016)认为江淮地区以典型的暖切变型暖区暴雨为主；汪玲瑶等(2018)针对江南地区建立了暖切变型、冷锋型、副高型以及强西南急流型4种暖区暴雨天气概念模型(图 4)；吕伟绮(2017)将黄淮暖区暴雨划分为冷锋锋前型、暖式切变型以及气旋南部型天气概念模型。

3 暖区暴雨的发生发展机制 3.1 环境热动力特征

暖区暴雨常出现在对流有效位能大、对流抑制能量小、地面抬升指数低以及气柱含水量高等有利的环境条件中(赵玉春等，2008；赵金彪等，2010；Wang et al., 2014)，整层高湿环境和深厚的对流不稳定层结能够降低暖区暴雨对抬升条件的要求(Weckwerth et al., 2008；叶朗明和苗峻峰，2014)。统计表明，多数暖区暴雨事件中的中层垂直切变(700-400hPa)较弱，而925 hPa以下往往有低空急流活动，低空风速脉动形成的中尺度辐合、强上升运动，有利于形成较强的短时降雨(赵玉春等，2008；叶朗明等，2014)。

3.2 低空急流与暖区暴雨

低空急流(Low Level Jet, LLJ)是形成华南暖区暴雨的重要天气系统，统计表明，大约75%~80%的华南暴雨与低空急流有关，而暖区暴雨基本伴有低空西南急流发展或边界层急流加强。研究表明，LLJ形成的动力抬升和气旋式切变是利于产生强降水；陶祖钰(1980)分析表明低空急流区总是与暖舌相结合，低层θ_se增大伴随着局地对流不稳定发展，同时急流轴上风的不均匀性也是水汽聚集的主要因素；巢纪平(1980)研究表明，若低空急流中存在风速脉动，低空急流的大风核沿急流轴向前传播时，可能导致重力波产生并触发对流性暴雨及相应的雨量振动；赵平等(2003)、林永辉等(2003)对低空急流的研究也揭示了类似规律。汪永铭和薛纪善(1985)计算三维空间流场发现，低空急流轴前方左侧为辐合上升区，其上层有辐散中心配合，并与右侧的下沉运动组成了一个大的垂直次级环流圈，高低空急流同时存在的环境场有利于中尺度对流活动的发展。

华南及南海北部天气尺度低空急流的形成一般被认为与季风气流、高低值系统间的气压梯度加强等因素有重要关系。黄士松(1986)将华南地区低空急流的生成和发展分为有两类：一类是由于副高加强及其西侧低值系统的发展而形成；另一类与中南半岛和南海北部西南季风的加强有关，这类急流往往强且持续时间长。有时随着长江流域切变线的形成和南压，可在华南低空出现两支西南急流。Chen等(1995)研究梅雨锋LLJ加强机制后指出，热成风调整、对流、惯性及条件对称不稳定对低空急流的形成非常重要，并认为梅雨锋的南支环流由锋面垂直深对流驱动，低层环流的返回气流能通过地转调整产生LLJ；数值模拟结果也表明，低空西南急流在与凝结潜热释放相互作用过程中得以维持和加强，同时又对急流维持及其中心东移有明显反馈作用。Du and Chen (2019)研究认为华南沿海暖区暴雨的发生发展与边界层急流、天气尺度急流的相互作用和日变化特征有密切关系(图 5)。

3.3 暖区暴雨对流系统触发机制

在弱天气强迫背景下，暖区暴雨对流触发机制与非均匀下垫面强迫、大气内部多类不稳定热动力、边界层浅薄冷空气活动、海陆分布和地形等因素相关，暴雨尤其是特大暴雨经常出现在喇叭口状地形、山地迎风坡、山谷风和海岸线、气流汇合的河谷等地区(袁恩国等，1991)。黄士松(1986)指出华南地区地形对锋面暴雨和锋前暖区暴雨的影响有所区别，由于复杂山脉地形对南侵冷空气的阻挡，使得华南易形成多个离散的降水中心；地形对暖区暴雨的影响主要体现为地形对暖湿气流的动力抬升作用、喇叭口地形对气流的强迫辅合作用等。

孙健等(2002)通过对一次华南强降水过程的数值模拟表明，华南复杂地形的动力作用使暖湿空气受到阻挡，造成低层大气中水汽聚集，冷暖空气在此处交汇形成暴雨；夏茹娣等(2006)研究表明，珠江三角洲的中尺度地形对暴雨的强度和落区有重要影响。在“5·7”广州局地突发特大暴雨研究中发现，在偏东风和低层切变有利的天气背景下，喇叭口地形增强风速辐合，地形阻挡抬升和辐射降温配合城市热岛效应导致对流触发(徐珺等，2018；曾智琳等，2018)。Chen等(2016)研究表明华南沿海地形与海陆的共同作用下，对边界层中尺度辐合区的位置和强度、沿海次级环流结构有重要影响(图 6)。

但也有研究表明，中尺度地形对大尺度雨带影响不大，决定暴雨是否发生的主要因子仍是大尺度环境场，但中尺度地形尤其是喇叭口地形对暴雨强度和落区有一定影响，对华南暴雨有明显的增幅作用(孙建华和赵思雄，2002)。孙健等(2002)发现，华南地区复杂地形可通过动力阻挡造成多支气流汇合，从而形成暴雨。崔武全等(1997)认为复杂海岛地形对海陆风作用明显，在各个季节都存在明显的绕流、爬升运动；地形分布改变了大尺度环流下的盛行风场，使岛屿周边出现许多区域性中小尺度环流。景丽等(2004)分析表明，台湾岛特殊地形是锋面降水加强的主要原因。王鹏云等(2001)将卫星遥感地表植被数据应用到中尺度模式后对华南暴雨进行数值试验发现，地表参数改变不仅影响降水预报，对低层大气的动力热力结构也有一定影响，高分辨率的地表特征对改进暴雨中尺度模拟预报十分重要。李博等(2017)通过三组数值试验发现，华南地区数百米山地能影响对流层中上层环流变化；改变局地地形后，特定区域内将造成近地层福合上升运动增强，甚至形成垂直方向上闭合的环流圈，引起局地中尺度对流发展。

暖区暴雨的发生与暖湿气流内部的不稳定有关，如对称不稳定、重力惯性波不稳定等。程正欣等(1990)发现在暖湿气流内部，强的风速水平和垂直切变激发出重力内波，重力内波又组织和激发了中尺度系统，从而引发暴雨。徐燚等(2013)提出了华南暖区暴雨的一种低层重力波触发机制，指出锋区对流扰动激发低层重力波，沿低层稳定层向具有很强不稳定能量的暖区传播，激发暖区低层上升运动、触发不稳定能量释放，导致对流发展，并在对流反馈机制下上升运动迅速增强，最终导致暖区暴雨发生。

此外，边界层内侵入的浅薄冷空气对华南暖区暴雨的触发起到重要作用(Menard et al., 2009；赵思雄和周晓平，1984)。常越等(2008)提出一种类似干侵入的动力过程可能是我国南方暖区暴雨触发机制之一，在暖区降雨发展中，中层锋区南侧常伴随相对较冷的干核，这种干冷空气向下倾入高湿区，触发不稳定能量释放可产生暖区暴雨，同时，中层锋区以及下方的对流中性层结有利于倾斜涡度发展，使得降水加强。

华南沿海地形和海陆分布造成的日变化特征是许多中尺度辐合系统发生的原因(卢伟萍等，2010)，华南沿海地区海陆风伸展高度在600 m左右，对海陆风散度场的计算发现，与海陆风的日变化相对应，散度场也有明显的日变化，后半夜到次日凌晨辐合中心强度较大。华南地区降水过程特别是与强西南季风相伴的暖区暴雨具有明显日变化。对2005年6月22—24日华南暖区暴雨过程分析显示，广东沿海暴雨有明显的日变化，一般在凌晨到上午降水增强，03:00—11:00(北京时)降水出现峰值，午后到上半夜急剧减弱。华南沿海实测风的日变化分析表明，低空急流也有明显的日变化特征，一般早晨较强，傍晚前后风速较小，清晨风速的加强对于加剧低层的不稳定性有一定作用，可解释许多暖区大暴雨的夜发性。对广西暖区暴雨过程统计研究发现，近三分之一的暖区暴雨过程伴有海风锋系统，中-β尺度的海风锋系统是触发北部湾暖区暴雨的一个重要机制(王建捷等，1997，2002)。

3.4 暖区暴雨MCS组织与发展特征

国外于20世纪70年代开始建设多普勒雷达天气观测网，因此对于暖季MCS开展研究较早。Blustein等(1987)、Moore等(2003)等对MCS的分类、组织模型和环境特征进行了大量统计分析，Parker等(2000)重点对TS, LS, PS型线状对流系统的发展过程与环境场垂直切变特征的关系。Doswell等(1996)研究表明MCS组织结构、移动方向对降水落区及强度有重要影响，当多个线状排列的雷暴单体线状排列形成列车效应(Echo Training Effects)时，能够形成局地较高的降雨量。Schumacher等(2005)对形成美国中西部暴洪的MCS组织结构区分为Training line or adjoining stratiform(TL/AS)与Back-Building(BB)两种组织结构，并分析了两类MCS的对应环境特征(图 7)。

国内研究也表明有组织发展的各类MCS是造成暖区暴雨的直接或主要原因。Zheng等(2013)综合考虑我国中东部地区MCS的组织形态与不同灾害性天气的联系，并探讨了干、湿环境下MCS形成的环流背景及地面特征；王晓芳和崔春光(2012)统计长江流域梅雨期MCS的组织形态中补充了Embedded Line(镶嵌线型)和Long Line(长带形层状型)2类；Luo等(2014)、Wang等(2014)在华南沿海极端暴雨过程分析中，重点分析了地面冷池、中尺度地形、海岸边界在对流触发及组织过程中的影响，并提出了Rainband-training、Echo-training等新型MCS结构模型(图 8)。暖区降水对流系统具有低质心性回波特征，降水强度高，在2017年广州“5·7”暴雨中形成极端短时强降雨(徐珺等，2018；陈涛等，2019)。暖区暴雨中对流组织结构和发展方式及其对降水机制、降水效率的影响等问题都有待于进一步研究。

4 暖区暴雨的可预报性

暖区暴雨降水预报难点体现在降雨强度、雨带位置、极端性估计等方面。近年来针对暖区对流性降水的预报问题，美国灾害性天气预报试验(HWT)组织多个对流尺度集合预报模式参与暖季预报，在中尺度模式检验、高分辨率集合产品应用等方面取得了令人鼓舞的结果(Clark et al., 2012；Xue et al., 2013)。国内对于华南暖区暴雨的数值预报试验以个例研究为主(张立凤等，2000；张庆红等，2000；孙健等，2002)，其中针对下垫面特征、降水物理过程开展预报敏感性研究，如系统性的暖区暴雨数值预报检验和可预报性分析相对较少。伍志方等(2018)对广州“5·7”暴雨的可预报性进行了分析，指出加强的温度梯度及地面风场辐合可能是本次局地强降水的重要触发因子；陈涛等(2019)利用集合预报敏感性方法讨论了局地暴雨与初始条件的预报敏感性，并利用对流尺度集合预报分析了关于初始风场、温度场扰动和降水物理过程的预报敏感性(图 9)。

Huang和Luo (2017)利用TIGGE资料对华南前汛期暴雨过程进行了预报检验(图 10)，全球模式如ECMWF IFS\NCEP GFS对于暖区暴雨的预报能力较差，但集合预报产品的解释应用在某种程度上能够提高暖区暴雨的可预报性。EPS系统可预报性主要来自于对模式初值的不确定性估计，一定程度体现了天气事件的实际可预报性(Lorenz et al., 1963, 1969)，通过初始环境场特征的不确定性估计，集合预报对于对流的发生发展能够预估到更多的可能性; 另一方面，内在可预报性信息能够通过比较不同模式物理过程差异进行估计。在不同的降水物理过程中，由于对流参数化、微物理方案在对流潜热反馈、对流性下沉过程等方面的差异，将给地面冷池强度、对流组织结构预报造成明显影响。因此在短时到短期时段的暖区对流性降水预报过程中，需要充分考虑到物理方案差异给暖区对流性降水带来的影响，在某种程度上也表明中尺度集合模式在暖区暴雨预报上具备发展潜力(陈茂钦等，2011；谌芸等，2018；吴亚丽等，2018)。

王晓峰等(2017)给出了华东区域模式对暖区暴雨的应用分析及不同参数化方案和微物理过程的作用

对模式输出结果的影响。针对2016年5月20日的华南锋前暖区暴雨过程看，华东模式预报优于EC高分辨率确定性模式预报结果，但在暖区降水带的空间分布上与实况仍然存在误差；逐3 h降水对比表明，区域模式基本反映了暖区对流带的发展演变过程。区域模式采用非静力方案，有利于解析对流过程；在降水物理过程方面，高分辨率的中尺度模式避免了积云对流参数化方案的一些内在缺陷；通过对复杂地形地区降水预报检验表明，高分辨率中尺度模式对地形性降雨增幅作用预报更为准确。

此外，暖区暴雨发展过程中一些复杂的降水物理过程、边界层物理过程在现阶段数值模式中尚难以准确描述，预报员需要建立正确的中尺度概念模型，在临近到短时预报时段需要综合实况观测和高分辨率模式预报、滚动更新模式预报进行综合分析。中尺度数值预报在资料同化上应该尽量融入关于冷池、地面边界等中尺度信息，通过利用多源观测资料分析诊断多尺度环境场特征对于暖区MCS发生发展的影响，同时从不确定性角度出发要充分应用集合预报产品，基于可预报性角度对暖区暴雨进行充分的估计；在暖区暴雨业务预报流程上也需要进行针对性改进。

5 结语

本文回顾了近40 a暖区暴雨部分研究成果，针对暖区暴雨基本概念、暖区暴雨多尺度天气学特征、暖区暴雨与低空急流的关系、暖区暴雨中尺度对流系统发展特征等问题进行了总结，并提出需要进一步深入研究的科学问题。

暖区暴雨天气尺度斜压性强迫弱、环境大气热动力不稳定性强，在特殊地形和海陆热力差异等外强迫作用影响下，暴雨对流系统触发机制复杂，暴雨突发性、局地性特征明显。目前，全球业务数值预报模式、中尺度数值模式对暖区暴雨的预报能力十分有限。20世纪80年代以来对华南暖区暴雨的天气学特征进行了深入分析，并对华南以外地区暖区对流系统的发展特征进行了总结，指出暖区极端暴雨与线状对流系统发展有密切关系。近年来通过大型科学试验，对造成华南暖区暴雨的对流系统特征、边界层物理特征、降雨云物理过程有了更为深入的认识，其中关于边界层急流、华南沿海地面冷池边界等中尺度特征的分析进一步深化了暖区暴雨对流触发机制研究。

但由于暖区对流性降水的复杂性，目前在暖区暴雨对流触发机制、对流组织过程、对流环境反馈影响等方面仍然存在很多科学问题，其中对华南沿海暖区降水过程中的复杂下垫面影响、中尺度地形影响、日变化特征、降水云物理机制等方面仍然需要更多观测资料进行分析。基于暖区暴雨多尺度天气特征研究，通过构建中尺度暴雨预报概念模型有利于提高短期时段暴雨预报技巧，但对于暖区对流性降水落区、量级的主客观预报仍然有待改进；集合数值预报应用增强了暖区暴雨可预报性分析，高分辨率中尺度数值模式能够提供更为丰富的对流性预报信息，近年来开展的对流尺度集合预报用试验也进一步提高了针对暖区对流性降水的预报能力，但需要针对暖区暴雨发生发展特征进行更为全面的预报检验和解释应用。