引言

广东地处中国大陆最南端，临近南海、孟加拉湾及西太平洋，水汽来源丰富，又频受西风带天气系统和热带天气系统影响，年平均雨量大，暴雨日数多，汛期持续时间长(林良勋等，2006)。近年来，广东地区致灾极端强降水事件频发，如2013年1311号台风“尤特”特大暴雨(程正泉等，2014)、2016年信宜“5·20”暖区特大暴雨(徐明等，2018)、2017年广州“5·7”暖区特大暴雨(伍志方等，2018)，最大日雨量均超过450 mm，且打破了当地日雨量历史记录。发生在广东地区的极端强降水大多为台风暴雨或前汛期暖区暴雨，季风低压造成的降水往往只能达到暴雨或大暴雨级别，极端性不突出。

季风低压一般是指与西南季风相连的气旋性扰动系统。南海季风槽中偶有季风低压生成，季风低压携带着大量水汽和涡动能量，在有利的环流形势下，登陆华南的季风低压会产生持续性暴雨。梁必琪等(1985, 1988, 1993)在20世纪80—90年代对南海季风低压的结构特征和形成机制进行了较为系统的研究，指出南海季风低压大多数形成于南海中北部偏东区域，季风低压暴雨区主要出现在低压前进方向偏北1~ 2个纬距处。此外，蒋建莹等(2007)对2005年夏季华南一次大暴雨过程季风低压三维结构进行了分析，结果表明水平方向上，季风低压南侧是一条对流云带，对应着对流层中低层的湿舌、辐合区和很强的涡度带；垂直方向上，季风低压气旋性环流可达400 hPa附近。总体而言，由于季风低压与台风相比，其结构较为松散，降水极值往往不大，在过去引起学者们的关注并不多，国内关于季风低压暴雨的机理研究偏少。另一方面，季风低压低层往往伴随着明显的西南季风低空急流。西南季风低空急流传播至华南地区时可为暴雨的发生带来充沛水汽、能量和不稳定条件(史学丽和丁一汇，1994；林爱兰等，2007)。广东历史上最强的3次持续性极端强降水过程(过程最大雨量均超过1 000 mm)，即“05·6”华南特大暴雨(何立富等，2010)、1311号台风“尤特”特大暴雨(程正泉等，2014)以及本文研究的“18·8”季风低压特大暴雨，均发生在西南季风急流大规模向北推进并异常停滞在广东上空的天气形势下，低空急流对华南持续性暴雨过程起着重要作用。

2018年8月27日—9月1日，受季风低压影响，广东地区出现了一次历史罕见的持续性特大暴雨过程(以下简称“18·8”季风低压特大暴雨)，多站降水量打破历史极值，且单站最大日雨量超过1 000 mm，造成了严重的经济损失和人员伤亡。据广东省民政厅统计，广东沿海共29个县(市、区)遭受洪涝灾害，受灾人口188.19万人，因灾死亡2人，失踪2人，直接经济损失37.15亿元。为此，本文利用NCEP FNL1°×1°再分析资料、地面观测和广东雷达等资料，对本次广东季风低压持续性特大暴雨过程成因及其伴随的多尺度天气系统进行综合分析，揭示其形成机理，以期为华南地区的暴雨预报提供有益参考。

1 降水特征分析

“18·8”季风低压特大暴雨过程，具有降水持续时间长、降水总量大、强降水落区集中及雨量破历史记录等特点。强降水过程持续了5 d，全省过程平均雨量达180.6 mm，共有651个(1 424个)自动站过程雨量超过250 mm (100 mm)，特大暴雨主要集中出现在珠江口两侧及粤东市县(图 1a)，其中惠州高潭镇录得过程最大累积雨量1 394.9 mm，且29日21时—30日21时(世界时，下同) 24 h累积雨量高达1 056.7 mm，刷新了广东省过程雨量极值，同时打破了由1311号强台风“尤特”导致的广东地区日雨量极值记录924.3 mm (程正泉等，2014)，位列中国大陆最强日降水记录第二位，仅次于河南“75·8”特大暴雨的1 060.3 mm雨量(丁一汇等，1975)。

从2018年27日00时—9月1日00时的逐日雨量演变来看(图 1b—f)，27日降水处于发展初期，暴雨分散出现于广东省境内，最大日雨量(00—00时，下同)出现在湛江雷州(196.5 mm)。28日开始，强降水逐步向珠三角和粤东地区集中，暴雨范围及强度均略有加大，最大日雨量出现于东莞松山湖区(210.5 mm)。29日暴雨区明显扩大，雨带呈东北-西南走向并横跨广东沿海大部，长度约600 km左右，宽度仅为80—100 km，最大日雨量出现在中山市南朗镇(492.5 mm)。30日暴雨区出现明显东移，大暴雨及特大暴雨主要位于粤东的莲花山脉附近，其中惠州高潭镇(1 034.3mm)、汕尾河口镇(619.9 mm)、河源南岭镇(492.8 mm)、揭阳鲘溪乡(487.4 mm)等地均出现了建站以来最强日降水。31日强降水渐趋于减弱，但广东局地仍出现了特大暴雨以上等级降水，其中阳西溪头镇录得最大日雨量为293.2 mm。从过程单日单站降水最强的惠州高潭镇雨量(1 034.3 mm)时间演变来看(图 2)，小时雨量超过20 mm的时间长达19 h，超过50 mm的时间长达9 h，小时最大雨量高达98.6 mm (30日19—20时)，表明该地长时间维持高效率强降水，导致发生了历史罕见的极端强降水。

2 季风低压系统发展演变 2.1 大尺度环流形势和低空急流的演变

图 3a给出暴雨发生初期2018年8月27日00时的大尺度环流形势。分析可知，200 hPa，南压高压盘踞在青藏高原上空，高压中心稳定少动，我国大部为其环流所控制，华南上空位于高压东南侧的持续辐散流场中。500 hPa，亚欧大陆中高纬为两槽一脊的形势，槽脊移动缓慢，南北跨度较小，影响区域偏北；西太平洋副热带高压(以下简称副高)呈双脊线形态，副高主体位置较同期偏北，北脊线大致位于30°N附近，且在30°—37°N之间的江淮、黄淮地区形成一个带状高压坝，从贝加尔湖高压脊东侧分裂的小槽在高压坝北侧移过，副高南侧为向西南方向延伸的高压脊。此时，西南季风强盛，印度次大陆至孟加拉湾一带的印缅季风槽稳定维持，其下游向北输送影响我国的季风气流受副热带高压坝的阻挡，主要活跃在30°N以南地区。暴雨发生发展期间，西南季风把低纬度的暖湿气流源源不断地输送到季风低压中，季风低压加强发展；同时，季风低压受到副高双脊的包围，这种形势即有利于其气旋性环流的维持，也抑制了季风低压的北上东退，迫使椭圆形的季风低压沿其长轴方向缓慢偏西移，长时间影响广东地区，为暴雨的发生发展提供了有利条件。对流层中低层环流形势与卢山等(2008)分析的8个伴随季风槽(涌)登陆华南地区的热带气旋登陆当天合成场相似(见其文中图 1)，季风槽(涌)对登陆热带气旋暴雨具有强烈增幅作用，最为典型的例子是强热带风暴Bilis (0604)。Bilis在登陆1 d左右减弱为热带低压，但与季风槽(涌)的相遇并产生相互作用后，低压环流经久不衰，在陆地上维持了4 d，造成的暴雨强度之大、范围之广和持续时间之长为历史罕见(康志明等，2008)，其环流形势与本次季风低压过程较为相似。

季风低压南侧及东侧为强盛的西南季风低空急流，其演变特征与上游季风涌的加强及减弱密切相关。上游中南半岛西海岸附近地区(100°E)上空的西南季风涌在28日白天呈明显加强趋势，此后在10°—15°N之间维持14 m·s^-1以上的急流强度至30日00时(图 3c)，驱使下游位于南海北部的低空急流随时间逐步向北推进并小幅加强(图 3d)，其中29日00时850 hPa上大于12 m·s^-1的急流核前沿登陆广东沿海，急流核的左前方是水汽辐合和动力抬升最有利的区域，有利于暴雨的发生发展。30日00时广东珠江三角洲南部地区上空受14 m·s^-1左右的急流核控制，低空急流强度达到过程最强，广东沿海暴雨范围也同步达到最大(图 1d)。从30日白天开始，副高南脊加强西伸北抬控制南海北部上空，季风低压开始减弱并进一步西移远离(图 3b)，上游季风涌和南海北部的850 hPa低空急流强度同步趋于减弱(图 3b—c)。当天，受低压向东北方伸展的倒槽影响，远离季风低压中心的粤东地区反而出现了过程最大的超过1 000 mm的破记录强降水(图 1e)。陈联寿和许映龙(2017)的研究指出历史上发生在中国的7场(其中6场发生在台湾，1场发生在大陆) 24 h雨量超过1 000 mm的特大暴雨，均由台风或其残涡造成，这类台风或残涡往往在陆面或近海海面上维持，经久不衰并停滞少动，水汽通道在极端暴雨形成过程中起着极为重要作用，而极端暴雨往往可由台风辐合倒槽产生，本次粤东极端暴雨也具有类似台风倒槽极端暴雨的特征，目前这些极端暴雨的预报还很困难。31日00时起，低空急流快速减弱(图 3b)，强降水过程也逐渐趋于结束。

综上所述，在南亚高压稳定少动、副高呈异常双脊形态、强盛的西南季风低空急流北抬的大尺度环流背景下，季风低压显著发生发展，并缓慢偏西移，促使了本次广东持续性特大暴雨过程的发生。然而，30日粤东极端特大暴雨由季风低压外围倒槽造成，发生在副高南脊加强西伸北抬控制南海北部、季风低压减弱远离、850 hPa低空急流同步减弱的背景下，其环流形势极具特殊性，与传统的后汛期华南季风倒槽暴雨概念模型不同(林良勋等，2006)。

2.2 季风低压系统的演变及其与暴雨的联系

季风低压系统的发展演变与本次暴雨过程的发生发展是密不可分的。追溯季风低压的整个生命史可知，季风低压早期于2018年8月20日前后在粤东近海海域生成，生成后环流逐渐加强、结构趋于紧密，此后5 d在南海东北部海域一带缓慢回旋，并于26日前后登陆粤东沿海，登陆后为广东带来了持续特大暴雨。据统计，南海季风低压的生命期比较短，一般为3 d左右(梁必琪等，1993)，而本次暴雨过程的季风低压生命史高达11 d左右，实属历史罕见。

图 4给出季风低压850 hPa环流中心的强度(用中心最低位势高度来代表)和路径演变图。分析可知，低压的强度演变大致可以划分为两个阶段：(1)波动发展阶段(8月27日00时—8月30日00时)。前期小幅波动加强，后期快速增强，该阶段低压受副高南北双脊包围，环境引导气流较弱，移速总体较缓慢，沿季风低压长轴方向大致西南行，中心强度于30日00时达到最强，为1 395 gpm。(2)减弱消亡阶段(8月30日00时—9月1日00时)。此阶段副高加强西伸北抬进入南海，并逐步形成南海高压(图 3b)，导致季风低压转向西北行，移速明显加快，同时低压中心经过区域的海拔高度在逐渐上升，地形摩擦填塞效应加剧，低压强度出现快速减弱。9月1日前后，低压移到青藏高原东南侧后减弱消失。

在低压波动发展阶段，南海北部的低空急流是逐步北推加强的(图 3d)，两者几乎同时在30日00时达到最强，此后快速减弱，这表明低压和南海北部的低空急流演变是一体的，均受上游地区的季风涌的脉动所驱动。此外，由图 4a可知，随着低压强度的加强(减弱)，广东省境内出现20 mm·h^-1及以上强度的短时强降水站次也逐渐增多(减少)，特别是在29日00时—30日00时季风低压快速加强时段，6 h时段累计的短时强降水保持在370站次以上水平，且两次峰值(29日06时及30日00时)均发生在850 hPa位势高度显著下降时段，这表明季风低压的发展是导致广东地区短时强降水天气发展的原因。

图 5给出2018年8月27日00时—9月1日00时季风低压中心附近区域(3°×3°)平均涡度、散度和垂直速度的廓线分布图。分析可知，27日00时，低压处于发展初期，涡度大值区位于700—850 hPa之间，值约为5×10^-5 s^-1，散度和垂直速度均较弱(图 5a)。28日00时— 29日00时，对流层低层涡度明显发展，且涡度大值中心(约8×10^-5 s^-1)下移到925 hPa，边界层内辐合加强，整层的上升运动也同步加强(图 5b、c)。30日00时，低压涡度发展到最强，400 hPa以下层为大于5×10^-5 s^-1的强涡度柱，涡度中心出现在800 hPa且值超过12×10^-5 s^-1；散度以600 hPa为界，低层辐合高层辐散，辐合、辐散中心分别位于850 hPa和200 hPa，整层大气柱为强上升运动状态(图 5d)。31日00时，800 hPa以下涡度、散度和垂直速度均明显减弱，800 hPa以上涡度小幅减少，为此涡度中心上移到700 hPa附近，且垂直速度也在该层达到过程最强(约为-1 Pa·s^-1)，低压低层的快速减弱可能与其沿地形爬坡导致的摩擦填塞加强有关(图 5e)。9月1日00时，涡度、散度和垂直速度均显著减弱，预示着低压趋于消亡。综上还可知，暴雨发展得最为强盛的时段(29日00时—31日00时)，低压中心最大涡度所在的高度是逐渐上升的，这可能与季风低压在西移过程中受其西侧的大地形强迫抬升作用有关，导致环流涡度中心上移。

从季风低压的强度演变(图 4a、图 5)以及暴雨落区范围大小的逐日分布(图 1b—f)来看，两者的变化是同步的。季风低压处于发展加强阶段，暴雨范围逐日扩大(图 1b—d)；季风低压处于减弱消亡阶段，暴雨范围逐日减小(图 1e—f)。此外，整个过程季风低压是偏西移的，但强降水主要集中在广东沿海一带，这与西南季风低空急流北抬后长时间在广东沿海一带维持有关(图 3a—b)。但是，季风低压强度与日最大降水量两者间的演变仅在低压加强阶段保持一致，即低压加强日最大降水量也逐日增大，而在减弱消亡阶段表现并不一致。正如上文所提及，30日暴雨范围较29日是明显减小的，但是粤东却发生了破纪录的强降水，该时段季风低压处于由强转弱状态且逐渐远离暴雨区，低压中心距暴雨区距离更是高达900 km以上，这预示着季风低压本体对粤东极端暴雨所起的作用较小。极端强降水的发生并不完全受天气尺度环境条件所制约，而是由中尺度对流的触发、发展和长时间维持所决定。

综上所述，季风低压的生命史可划分为两个阶段：波动加强阶段与减弱消亡阶段。季风低压的加强伴随着南海北部低空急流的加强，低压中心位势高度的下降，涡度、散度和垂直速度的加强，以及短时强降水天气的发生发展，减弱阶段则反之。在暴雨盛期，低压环流涡度中心存在上移现象。季风低压的强度演变与暴雨落区范围大小的逐日分布是同步的，但与日最大降水量逐日演变仅在低压加强阶段保持一致。

3 暴雨关键区上空物理量演变特征

早在20世纪80年代，黄士松(1986)就指出南海季风加强促使华南地区低空急流的形成，该低空急流主要造成粤东沿海特大暴雨。赵平等(2003)认为南海低空急流的形成可解释为南海季风的加强，其形成机制与华南西部天气尺度低压和西太平洋高压扰动的相互作用有关。

为进一步说明本次暴雨过程发生发展的物理机制，本节将珠三角及粤东附近地区(112°—117° E，22°—24°N)定义为暴雨的关键区，以便下文分析。图 6a给出暴雨关键区南边界(22°N)平均的全风速时间-高度演变图，分析可知，随着季风低压的发展加强，南海北部西南季风低空急流也出现了明显加强，28日12时起强风轴同时向上下层扩展，29日18时大于12 m·s^-1急流核控制了500—950 hPa层次，且近地面层风速也达约8 m·s^-1，这表明暴雨区南边界低空急流异常深厚、强盛。对于暴雨关键区北边界(24°N)的广东内陆地区（图 6b），925 hPa以下的风速一直较小，与南边界形成鲜明的对比；而对流层中低层的风速前期较小，后期明显增大，导致南北边界风速差异缩小甚至逆转。结合图 6c也可知，低层的辐合主要出现在边界层内，且存在着明显的日变化特征，与短时强降水发生频次存在明显日变化特征相一致(图 4a)。此外，值得注意的是，30日起400—700 hPa层次辐合逐渐发展加强，叠加在边界层强辐合区上，为30日粤东极端暴雨的发生提供了极为有利的动力抬升背景。400—700 hPa辐合的加强与南海高压的形成及季风低压环流涡度中心上移有关，南海高压与季风低压间相互作用致使对流层中层出现强风速带(赵平等，2003)，而强风核心正好位于暴雨关键区上空附近(图 7)，强风核前方出口为明显的辐合区。图 6d给出暴雨关键区上空假相当位温θ_se的时间-高度演变图，对流层低层始终维持着较强的对流不稳定，这与低空急流持续输送深厚暖平流有关(图 6e)，尤其是在30日前后，暖平流从地面延伸到500 hPa附近，且呈双层叠加分布，两层中心值均超过4×10^-5 K·s^-1。对于低空急流输送的水汽通量，其辐合主要出现在边界层内，与图 6c中的散度分布相一致(图 6f)。

综合而言，季风低压和西南低空急流的发展为大范围持续性暴雨提供了有利的动力、热力和水汽条件，中层南海高压与季风低压的相互作用也是导致暴雨增幅的有利因子。在粤东高潭镇录得过程24 h最大累计雨量1 056.7 mm期间(29日21时—30日21时)，对流层中低层风速辐合、边界层水汽辐合均处于过程最强阶段。此外，尽管500 hPa以下均是暖平流，但是由于中低层水汽平流的差异，造成了对流层中层假相当位温处于不断降低的状态，而边界层内的位温变化不大，因而对流不稳定条件也处于不断增强过程中。因此，在季风低压和低空急流强度趋于减弱的阶段，边界层内物理量的增强表明近地面层的环境为对流加强提供了非常理想的抬升条件、水汽条件和不稳定条件，使对流不断发展、增强和维持，是形成粤东极端强降水的主要机制和关键因素。

4 雷达回波演变特征与极端强降水回波触发维持机制 4.1 雷达回波演变特征

季风低压和低空急流为持续性暴雨的发生提供了必要的环境条件，而中尺度对流系统(MCS)是暴雨的直接制造者。MCS的发展演变在很大程度上决定了暴雨的分布和强度。为此，为加强对季风暴雨成因的认识，本节结合环流形势及雷达回波演变特征，将回波动态演变过程大致分为三个阶段：

(1) 块状弱回波西移阶段。27日00时—28日12时，回波主要出现在低压中心东侧，整体呈块状分布，结构相对松散，强度梯度较小，回波强度多在35~45 dBz，局地达50 dBz (图 8a)；回波移速较快，随着低压系统的西移而整体向西移动。强度弱且维持时间短，造成的降水相对分散，暴雨范围小。

(2) 带状回波叠加强短雨带东北移阶段(28日12时—31日06时)。此阶段回波发展最为旺盛、降水效率最高且持续时间长，强降水回波为广东沿海市县带来了持续性的暴雨。这一阶段根据低空急流的活动及位置又可细分为两段：1)前期低空急流主体在海上，回波主要在近海生成并在沿岸发展加强，回波沿着海岸线呈密实带状分布，中心强度最大达55 dBz，个别时刻接近60 dBz，回波上岸后开始迅速减弱，内陆地区回波整体不强。强回波沿海岸线从阳江往东一直到粤闽交界呈带状分布，在沿岸和近海不断有对流单体新生发展加强并往东北移动，与已有回波单体连结形成若干西南-东北走向的强短雨带，形成列车效应(孙继松等，2013)不断影响沿海地区(图 8b)。2)后期低空急流北抬加强，珠江口以东的沿海地区有强回波继续不断地新生发展，并向内陆伸展，内陆地区的回波明显加强，中心最强达50~55 dBz (图 8c)，且与前一时期相比，粤东地区强回波分布的范围更广，维持时间更长。

(3) 回波减弱东南移阶段(31日06时—9月1日00时)。西南急流明显减弱，降水回波同步减弱，中高层引导风由西南风转为西北风，回波整体呈减弱趋势并向东南方向移动，其中粤东地区回波减弱出海消亡，而广东西部地区出现了分散的块状强回波(图 8d)，但总体持续时间不长，造成的暴雨范围不广。

为进一步阐明强降水回波的三维结构特征，下文结合阶段2中降水较强时刻2018年8月31日04:24的回波(图 9)为例加以说明：整个过程回波发展不高，回波顶高普遍在8 km左右，最强盛时期11—12 km，强回波质心低，回波中心普遍在2—4 km左右，40 dBz以上强度回波主要在5 km以下，即强回波普遍位于0 ℃层之下(图 9a)，回波整体呈倾斜结构，强回波向移动方向倾斜，呈明显低质心的暖云降水结构。整个过程回波带的垂直累积液态水含量偏小，主体都在30 kg·m²以下(图 9b)；径向辐合旺盛，从地面延伸4 km左右的高度，径向辐合强度向上递减，最大径向辐合位于近地层(图 9c)。部分对流单体低仰角(0.5°)体扫上有较明显的正负速度辐合对配合和反弓形特征(图 9d)，表现出低层强烈的辐合上升运动，但整个过程中正负速度辐合对的旋转速度以及伸展厚度均未达到中气旋的标准。

综上所述，雷达回波的演变可划分为三个阶段：(1)块状弱回波西移阶段；(2)带状回波叠加强短雨带东北移阶段；(3)回波减弱东南移阶段。不同阶段回波结构、组织形态和移动方向均有明显差异。此外，整个过程回波整体发展不高，强回波质心低(3 km左右)；垂直累积液态水含量偏小(主体20~25 kg·m²)，为典型的低质心暖云对流降水结构；低层径向辐合极为旺盛，部分时刻速度图上可看到正负速度辐合对(未达中气旋标准)和“反弓形”特征。

4.2 极端强降水回波触发和维持机制

早期研究指出，华南地区汛期存在多个暴雨中心，其中大部分暴雨中心与局地地形的抬升和阻挡作用密切相关(赵玉春和王叶红，2009；Xu，2013；叶朗明和苗峻峰，2014；Chen et al., 2014)。此外，山脉地形在24 h雨量超过1 000 mm的极端暴雨的形成中均起着重要作用，Nina (7503)台风残涡在河南地区造成的“75·8”极端暴雨和境内伏牛山喇叭口地形有关，而发生在我国台湾岛的几次台风倒槽极端暴雨都和中央山脉地形作用有关。山脉地形除了对低层环流的强迫抬升作用外（徐祥德等，2014），还常使台风的残涡环流在地形附近形成小涡或地形辐合线，这些中小尺度系统会显著地加强雨量(陈联寿和许映龙，2017)。Srock和Bosart (2009)在研究登陆美国东南部沿海的一个弱风暴所引发的远距离极端暴雨时发现，受阿帕拉契山脉地形阻挡作用，风暴早期触发的强降水会在山脉斜坡处形成局地冷池，冷池与来自海洋的暖湿气流相互作用导致中尺度辐合线的形成并长时间维持，促使了海岸附近极端暴雨的发生。

30日发生在粤东的季风低压倒槽特大暴雨降水(图 1e)主要位于与广东惠州、汕尾和揭阳等三市相邻的莲花山脉附近(图 10a)，其中日雨量超过500 mm的7个站点均位于汕尾喇叭口地形顶端的莲花山脉主峰迎风坡附近，地形作用明显。喇叭口地形容易产生偏南风辐合区和中尺度辐合线，造成暖湿气流的上升(黄士松，1986)。此外，地形迎风坡的抬升辐合作用也是暴雨增幅的重要原因之一。在本次粤东极端暴雨过程中，受来自海面的偏南暖湿气流北推及前期MCS冷池出流的共同作用下，29日粤东沿海地区形成一条200 km左右长度的辐合线并缓慢北移。到30日00时，辐合线受汕尾市喇叭口地形的影响，移速不均匀，分成东西两段，呈“人”字型分布(图 10a)，两段辐合线北侧附近均不断触发新对流单体并向东北方向移动，其中西段辐合线走向受莲花山脉影响与回波移向近乎平行，其触发的回波形成明显的列车效应(图 10c)。此后，西段辐合线受莲花山脉阻挡移动缓慢近乎停滞，辐合线持续影响莲花山脉附近地区的时间超过20 h (图 10b)，并造成了惠州高潭镇1 d内共19 h录得20 mm以上短时强降水(图 2)，致使了该地极端强降水事件的发生。而东段辐合线向北推进相对明显，30日20时主体已移到汕尾市北部和揭阳市中部（图 10b），回波相应地往内陆推进（图 10d），辐合线影响途经地区的时间较西段偏短，这也是粤东特大暴雨降雨量分布不均匀的重要原因。

上述分析表明，在来自海面偏南暖湿气流北推与前期MCS冷池出流共同作用形成粤东沿海地面辐合线的前提下，莲花山脉的地形阻挡作用和抬升作用对辐合线西段的长时间停滞维持起着关键作用，导致强降水回波在莲花山脉附近地区不断触发和维持，最终造成了粤东极端强降水的出现。

5 结论

2018年8月27日—9月1日，广东地区出现了一次历史罕见的持续性特大暴雨过程，过程雨量和日雨量均打破了广东地区的雨量记录。本文利用NCEP FNL 1°×1°再分析资料、地面观测和广东雷达等资料对该暴雨过程成因进行了综合分析，揭示了季风低压、低空急流和中尺度辐合线等多尺度系统在持续性特大暴雨发生发展过程中起着关键作用，主要结论如下：

(1) 在南亚高压稳定少动、副高呈异常双脊形态、强盛的西南季风低空急流北抬的大尺度环流背景下，季风低压显著发生发展，并缓慢偏西移，促使了本次广东持续性特大暴雨过程的发生。然而，30日粤东极端特大暴雨由季风低压外围倒槽造成，发生在副高南脊加强西伸控制南海北部、季风低压减弱远离、850 hPa低空急流同步减弱的背景下，其环流形势极具特殊性，与传统的后汛期华南季风倒槽暴雨概念模型不同。

(2) 季风低压的生命史可划分为两个阶段：波动加强阶段与减弱消亡阶段。季风低压的加强伴随着南海北部低空急流的加强，低压中心位势高度的下降，涡度、散度和垂直速度的加强，以及短时强降水天气的发生发展，减弱阶段则反之。在暴雨盛期，低压环流涡度中心存在上移现象。季风低压的强度演变与暴雨落区范围大小的逐日分布是同步的，但与日最大降水量逐日演变仅在低压加强阶段保持一致。

(3) 季风低压和西南低空急流的发展为大范围持续性暴雨提供了有利的动力、热力和水汽条件。粤东极端暴雨发生在边界层动力辐合及水汽辐合最强、对流层中低层对流最不稳定阶段，而且中层南海高压与季风低压的相互作用也为暴雨增幅提供了有利条件。此外，来自海面的偏南暖湿气流北推与前期MCS冷池出流共同作用形成粤东沿海地面中尺度辐合线，辐合线西段受粤东莲花山脉的地形阻挡和抬升作用导致长时间停滞维持，致使了极端强降水回波的触发和维持。

(4) 雷达回波的演变可划分为三个阶段：块状弱回波西移阶段、带状回波叠加强短雨带东北移阶段和回波减弱东南移阶段。不同阶段回波结构、组织形态和移动方向均有明显差异。整个过程回波发展不高，强回波质心低，垂直累积液态水含量偏小，为典型的低质心暖云对流降水结构。