降雨集中期

釋義：形容夏季降水集中的一段時間，一般是在5-10月，在我國季風區的一定的範圍內持續出現大到暴雨。它的特點：降水時間較長，降水範圍更加集中，強度普遍較強。

基本介紹

• 中文名：降雨集中期
• 釋義：形容夏季降水集中的一段時間
• 出現時間：5-10月
• 特點：降水時間較長

過程

中國東部有一個雨期較長、雨量比較集中的明顯雨季，由大體上呈東西向的主要雨帶南北位移所造成，是東亞大氣環流在春夏之交季節轉變其間的特有現象。造成雨帶南北位移的主要是副熱帶高壓，它是全球性的大氣環流系統。它通常活動在較低緯度上空，夏季最強，冬季最弱。太平洋副熱帶高壓中心有時只有一個，位於夏威夷附近；有時分裂成兩個，分別位於東、西太平洋上。西太平洋副熱帶高壓（簡稱副高），對我國天氣、氣候影響最直接。它的強弱、進退，幾乎決定著我國東部地區主要雨帶的分布以及水旱災害的發生。夏半年，隨著副熱帶高壓位置的季節性北移和加強，從海洋上來的暖濕氣流隨之逐漸北進，而北方來的冷空氣勢力逐漸減弱，冷暖空氣在副高北側交鋒形成降雨帶。而由於冷暖空氣勢力均衡，於是便在副高北側長時期的集中出現強降雨天氣，由此進入降雨集中期。 在春末，副高位置大約在北緯15°~20°之間，雨帶主要集中在華南地區，由此華南進入降雨集中期，也稱為華南的前汛期。6月中、下旬，副高脊線北跳，並穩定在北緯20°～25°之間，雨帶隨之北移，長江中下游、江淮地區直到日本南部都將進入雨季，7月上、中旬，副高脊線再次北跳，擺動在北緯25°～30°，這時黃河下游地區進入雨季。長江中下游地區降雨結束，進入盛夏。由於處於高壓脊控制，出現伏旱；7月末至8月初，副高脊線跨越北緯30°，到達一年中最北位置，雨帶隨之北移到華北、東北地區；8月底或9月初，副高開始南退，雨帶隨之南移。10月以後，高壓脊退至北緯20°以南，大部分地區雨季結束。

影響

副高的位置和強弱如若出現異常，就會引起我國不同地區的水旱災害。當有的年份夏季副高位置持續偏南時，雨帶長期停滯江南地區，易造成江南地區洪澇災害，而我國北方地區則發生乾旱。相反，當副高季節性北移時間提前、位置較常年偏北時，我國北方地區就容易出現洪澇災害，南方地區則易出現乾旱。

區別

區域梅雨的認定，就降雨本身的標準而言，是由上海、南京、武漢、蕪湖、九江這五個代表站來確定雨日和梅雨期。若某日五個站中至少有兩個站雨量不小於0.1毫米，且五個站日降雨量累加不小於10毫米，為一個雨日；有6個以上雨日，五個站日降雨量大於25毫米，為一段梅雨期。 長江中下游地區正常的梅雨約在6月中旬開始，7月中旬結束，也就是出現在"芒種"和"夏至"兩個節氣內。梅雨期長約20-30天，雨量在200-400毫米之間。"小暑"前後起，主要降雨帶就北移到黃(河)、淮(河)流域，進而移到山東和華北一帶。長江流域由陰雨綿綿、高溫高濕的天氣開始轉為晴朗炎熱的盛夏。據統計，這種正常梅雨，大約占總數的一半左右。

隨著全球氣候變暖，東亞大氣環流逐漸不穩定，梅雨天氣逐漸開始不規則。時常出現“早梅”、“晚梅”、“空梅”、“短梅”等。“入梅”和“出梅”的時間變化過大，降水時間偏短，降水範圍更加集中，強度更強。因此有些地方在預報梅雨的觀念隨之淡化。而更多的採用“降雨集中期”來代表某一地區長期的強降雨天氣。

特徵

(1)降雨集中期主要集中發生在5—8月汛期期間。這主要是因為我國夏季的降水和暴雨深受來自印度洋和西太平洋夏季風的影響。我國大範圍的雨季一般開始於夏季風的爆發（華南要早一些）而結束於夏季風的撤退。降雨強度和變化與夏季風脈動密切相關。 (2)暴雨強度大，極值高。如果與相同氣候區中的其他國家相比，我國的暴雨強度是很大的，不同時間長度的暴雨極值都很高。如5分鐘的暴雨極值是531 mm（陝西梅桐溝，1971年7月1日），1小時暴雨極值是1983 mm（河南林莊，1975年8月5日），24小時降水極值是1248 mm（台灣地區，1963年9月10日），雖然這些值並沒有打破1870 mm/（24 h）的世界記錄（西南印度洋，留尼旺），但比類似氣候區（如美國）的記錄要大得多。如美國的24小時降水極值是983 mm（佛羅里達州）。

（3）暴雨持續時間長。我國暴雨持續的時間從幾小時到63 d，有人認為1896年的梅雨達到了65 d。主要暴雨長度是2 d到一周。暴雨的持續性是我國暴雨的一個明顯特徵，無論是華北，長江流域和華南暴雨都有明顯的持續性。

（4）暴雨區的範圍大。我國暴雨區的大小一般劃分為四類，局地暴雨，區域性暴雨，大範圍暴雨和特大範圍暴雨，它們影響的範圍依地區和暴雨強度差異而不同。根據各地區四類暴雨的統計，在北方（華北，東北，西北）以局地暴雨頻數為最多，如東北地區，一般可達71%~88%，尤其是在西北地區，大多數暴雨都是局地性的或小範圍的。西北西部，局地性更強。在北方特大範圍暴雨出現的次數為10%以下。在華北的半濕潤氣候區，特大暴雨的面積可達10~20萬km2。雨帶多呈南北向或西南—東北向，其面積接近長江流域的暴雨區面積。長江流域的暴雨區面積在全國是最大的，雨帶多呈東西走向。1954年和1998年特大持續性暴雨僅600 mm以上的雨量區就覆蓋了長江流域的絕大部分地區，面積在幾十萬平方千米，1991年的江淮流域特大暴雨面積也達十幾萬平方千米。因而江淮流域的暴雨區不但範圍大，持續時間長，而且強度大，是世界上位於副熱帶季風區著名的暴雨區之一。在華南，暴雨區以區域性暴雨居多，特大範圍暴雨也不少見，它們主要由冷鋒和熱帶系統（如颱風或熱帶低壓）造成。

降雨分布特點

我國地形複雜，氣候多樣，各地的年總雨量分布得極不均勻。東南沿海地區年總降水量可達2000 mm以上，而西北地區普遍在200 mm以下。總體而言，降水自東南向西北逐漸減少，但各地的降水特點又有明顯差異。

總體來說，我國各地區的年降雨量有兩個顯著的特徵：

首先，無論年總降雨量的多寡，我國的降雨主要集中在夏季，並且越往西和北，降雨就越集中。所謂雨季，就是指降雨集中期，因而夏季是我國最主要的雨季發生時期。

其次，全國大部地區的年降水錶現為單峰型分布，峰值出現在夏季；但華南地區、長江中下游和華西地區的年降水量表現出了多峰型分布，除夏季外，春季和秋季的降水也非常顯著，在不同地區造成了雨季的持續。

其中，華南地區為典型的雙峰型降水，主峰值出現在6月中旬，峰值雨量平均超過50 mm，被稱為華南前汛期雨季。隨後，雨量迅速減小，並於7月中下旬降到谷值。到8月中旬，降雨會再次活躍而出現次峰值，稱為華南後汛期雨季，該雨季主要由熱帶氣旋的活動影響造成。兩次降雨峰值之間大約間隔一個月。雖然華南的春雨和主峰值之間並沒有出現明顯的中斷，但該地區的春雨是非常顯著的，春季降雨量（3—5月）可占年總雨量的35%，與夏季（6—8月）的38%基本持平。

長江中下游的降水在一年中出現了三個峰值，對應的時間依次為：5月中上旬， 6月下旬和8月下旬，分別代表了春、夏和秋三個季節的降雨盛期。長江中下游的春雨非常顯著，整個春季的降水能占年總降水的32%，且降水在長江三角洲尤其明顯，雨量僅略小於夏季峰值。其夏季主峰值為梅雨雨季。而第三峰值同樣由颱風或季風雨帶南退時在長江流域停滯造成，平均雨量較小。

華西地區也為雙峰雨型，降水的兩峰值分別出現在7月初和9月初。兩次峰值之間的間隔較短且雨量差別小，降雨次峰值反映出非常顯著的秋雨現象，一般認為秋雨由冷空氣活動造成，雨量不大，但雨日多。

降雨區域性

華南前汛期：我國大陸的廣東、廣西、福建和湖南、江西南部和海南統稱華南，每年受夏季風的影響最早（4月前後），結束最晚（10月前後），汛期最長（約4~9個月），由於影響降雨的大氣環流形勢和天氣系統不同，通常有前汛期（4—6月）和後汛期（7—9月）之分。前汛期受西風帶環流影響，產生降雨和暴雨的天氣系統主要是鋒面、切變線、低渦和南支槽等。暴雨歷時最短的不足1d，長的可達5～7d。暴雨強度很大，24小時雨量在200～400mm是很平常的，特大暴雨可達800mm以上。根據多年的實測資料統計，華南地區歷時最長的特大暴雨幾乎都發生於前汛期。

江淮初夏梅雨期：每年初夏時期（6月中旬至7月下旬），在長江中下游、淮河流域至日本南部這一近似東西向的帶狀地區，都會維持一條穩定持久的降雨帶，形成降雨非常集中的特殊連陰雨天氣，其降雨範圍廣，持續時間長，暴雨過程頻繁，是洪澇災害最集中的時期。因此時正是江南特產梅子成熟之際，故稱“江淮梅雨”或“黃梅雨”；又因梅雨期氣溫較高，空氣濕度大，衣物、食品等容易霉爛，故又有“霉雨”之說。梅雨一般在6月中旬前後開始，稱為“入梅”；7月上中旬結束，稱為“出梅”。但是，每年入梅和出梅時間的早晚、梅雨期長短以及梅雨量大小的差別很大。一般梅雨期可持續25d左右，最長的可達60d以上，而最短的只有幾天。若連續降雨日不足6d，則稱為“空梅”。

北方盛夏期：江淮梅雨結束後，7月中下旬我國的主要降雨帶北跳至華北和東北一帶，北方地區進入降雨集中期。由此造成這些地區暴雨的頻繁發生。很多影響大、致災嚴重的特大暴雨都發生在這一時期，如：1975年8月河南特大暴雨、1963年8月海河特大暴雨、1953年8月遼河大暴雨和1981年7月四川盆地大暴雨等。這個時期發生的暴雨具有顯著的特點：強度大，降雨範圍比較集中，24小時最大暴雨量一般可達300～400mm，在山地迎風坡甚至可達2000mm以上。

華南後汛期：這一階段的暴雨主要由熱帶氣旋造成，而受影響的主要區域為我國東南沿海一帶。熱帶氣旋暴雨是造成我國沿海地區洪澇災害和風暴潮災害的重要因素。根據1951—2000年的統計資料，每年影響我國的熱帶氣旋平均為15.5個。且影響我國的熱帶氣旋主要在西北太平洋（包括我國南海地區）上生成。熱帶氣旋是最強的暴雨天氣系統，我國很多特大暴雨都是由熱帶氣旋或受其影響造成的，如1967年10月，台灣省新寮地區受熱帶氣旋影響，1天的暴雨量就達1672mm。並且，熱帶氣旋深入內陸以後也會產生暴雨，導致嚴重災害。1975年8月河南林莊特大暴雨的一個重要原因就是颱風影響，暴雨雨量1060.3mm。

華西秋雨季：每年9—10月，影響我國東部地區的夏季風向南撤退，大陸地區陸續進入秋季，降雨明顯減少。但在我國西南部，包括陝西、甘肅南部、雲南、貴州、四川西部、漢江上游和長江三峽地區在內的華西地區，出現了第二個降雨集中期，稱為“華西秋雨期”。此間也會出現暴雨，暴雨中心位於四川東北部大巴山一帶，降雨範圍大，持續時間長，而降雨強度一般。

西北暴雨：西北地區多數地方年降雨量少，日降雨量達到50mm的機會也很少，特別是新疆，80%的測站從未出現過日雨量50mm以上降水。因而，按日雨量計算，西北很難達到通常定義的暴雨或特大暴雨的標準，暴雨極少。但實際上，由於西北地區容易出現相對較強的短歷時暴雨，因而經常發生暴雨危害，會引起地面徑流沿坡溝地形迅速下瀉，匯集成局地洪水和土石流。因而，西北各省區都根據各自的經驗重新劃定對當地有影響的強降水日雨量作為暴雨標準。西北地區大到暴雨（日雨量≥25mm）降水頻數自東南和西北兩方面向中間減少，新疆東部最少，並且有向山脈附近集中的趨勢，但山區暴雨並不向山頂集中。

我國東部的主雨季具有明顯的區域一致性，呈帶狀自南向北相繼開始，達到盛期，最後結束；而西部的主雨季則表現出了很強的局地性。大體上看，我國西部的西北和東南地區雨季開始早，而東北和西南地區雨季開始晚。主雨季達到盛期的時間分布也表現出了同樣的特點。而就主雨季的結束時間看，北部早而南部晚。包括西藏中東部，四川中北部，甘肅南部，陝西等地在內地區的主雨季最晚結束。我國西部主雨季的持續時間較長，大都在10候以上，有的地區甚至達到14候。主雨季的雨量占到全年雨量的40%以上，一些地區甚至達到60%。這也從一個側面反映出我國西部降水比較集中，乾濕季節分明的特點。我國華西地區（包括四川、甘肅南部和陝西等地）的降水具有非常鮮明的特點——秋雨現象顯著。從區域平均的氣候逐日降水序列了解到，該地區的降水也成明顯的雙峰形態分布，第一峰值出現在37候（6月30日—7月4日）左右，第二峰值出現在約49候（8月29日—9月2日）。該地區的雙峰雨型還表現出了兩個峰值之間降水中斷較不明顯且雨量差別小的特點。一般認為秋雨由冷空氣活動造成。

降雨條件

暴雨一般發生在中小尺度天氣系統中，其時間尺度從幾十分鐘到十幾小時，空間尺度從幾千米到幾百千米，而形成暴雨的中小尺度系統又是處於天氣尺度系統內，兩者通常有著密切的關係。因而上兩類天氣系統的集合系統稱為降水系統。

降水系統中降水的形成和強度主要與6個條件有密切的關係：（1）水汽分布和供應；（2）上升運動；（3）層結穩定度和中尺度不穩定性；（4）風的垂直切變；（5）雲的微物理過程；（6）地形。

水汽分布和供應

? 為了使暴雨得以發生、發展和維持，必須有豐富的水汽供應，計算表明僅僅依靠降水區氣柱內所含的水分是不夠的，即使氣柱中所含的水汽全部降下也只能達到50~70 mm的降水量。但是暴雨的降水量，尤其是大暴雨或特大暴雨的降水率十分強，每小時可達100 mm，因而必須有外界水汽向暴雨區迅速地集中和不斷地供應。對於持久性的暴雨，要求水汽有源源不斷的輸送，以補充暴雨發生不斷耗損的水汽量，這種水汽輸送，需要特別有效的機制能在較短時間內在更大範圍內為暴雨區收集所必需的水汽量。

上升運動?

降水是發生在空氣的上升運動區，地面或低層的空氣只有通過抬升才能達到飽和，從而產生凝結，降落下來成為降水。對於天氣尺度而言（如鋒區、溫帶氣旋、高空槽前部、副熱帶高壓邊緣等）上升速度只有100cm/s。由這種上升速度引起的降水量約為100~101mm/24 h。因此只靠大尺度系統中的上升運動不能引起暴雨，事實上也很少觀測到上千千米的暴雨區，在水平尺度為100~300 km的中尺度系統中（如中尺度輻合線、颮線、中尺度低壓等）上升速度比大尺度系統中的上升速度大一個量級，達到101cm/s。由這種上升運動引起的降水量大約101mm/h，達到了暴雨的強度。對於積雲尺度的小尺度系統，由於其上升速度可達102cm/s，其所造成的降水強度約102mm/h，達到了大暴雨的量級。因而在不同尺度的天氣系統中，同暴雨直接有關係的是中、小尺度上升運動，因而中小尺度系統是直接造成暴雨的天氣系統。但大尺度的上升運動為中小尺度上升運動的形成和增強提供了必要的環流背景和環境條件，因而大尺度上升運動的存在是暴雨發生髮展的先決條件。

層結穩定度和中尺度不穩定性?

對流性暴雨是一種熱對流現象。大氣中有兩種類型的對流：垂直對流和傾斜對流。它們形成的暴雨系統形態有明顯差別，前者多形成暴雨雨團、強風暴單體、中尺度對流複合體（MCC）、中尺度對流系統（MCS）等，後者主要形成與鋒區有關的對流雨帶。垂直對流和傾斜對流在物理條件上不完全相同，前者主要依靠大氣的層結穩定度，後者除層結穩定度條件外，還必須考慮動力不穩定條件。

風的垂直切變?

風垂直切變對局地強風暴有比較重要的影響，由於強風暴也是引起暴雨，尤其是突發性暴雨，因而風垂直切變也是影響暴雨的重要因素之一。

雲的微物理過程?

由於地形和不同尺度天氣系統或雲系之間的相互作用，可以形成自然的播撒過程，從而使降水增強，形成暴雨。由於地形的作用，在山前形成大範圍層狀雲，其中有許多小雨滴，如果積雨雲由海上或其他地區移入到這片層狀雲區，可以形成積雨雲與層狀雲共存的混合雲系，兩種雲系不同大小的雨滴將發生明顯的相互作用而產生播撒過程。積雨雲中前部流入的強上升氣流將攜帶其中的大雨滴向上，通過0℃層後轉化為冰晶或雪晶，也有一部分成為過冷水滴，由於冰面的飽和水汽壓小於水滴表面的飽和水汽壓，積雨雲中的水汽將凝華到冰晶上，使冰晶增長，由於積雲雨上部的水汽減少，過冷水滴將蒸發以補充水汽，結果發生由過冷水滴向冰晶的迅速轉化（這種不穩定也被稱為膠性不穩定）。通過這種方式增長的大冰晶一部分隨上升氣流被帶到雲砧區，在那裡下落，通過零度層後變成大水滴，以後又落入到低空的層狀雲層內，捕獲在此層懸浮的大量小水滴而增長，最後下落到地面成為強降水。積雨雲上面的另一部分冰晶則隨後面的下沉氣流直接落入層狀雲中，通過碰並過程迅速增長到大雨滴，也使地面降水增加，這種混合雲不但在沿海地區山區迎風面可以觀測到，在梅雨期，颱風季也經常可以觀測到，它使降水增幅形成暴雨。

地形

暴雨與地形有密切關係。夏季，我國各地大到暴雨日頻數分布和雨量分布都受到不同尺度的地形影響，我國的大尺度地形總體上呈東低西高其間有東西向山脈（燕山、南嶺等），因而在夏季盛行東南季風和西南季風時，潮濕空氣受地形抬升，暴雨日數最多的地區大多位於山脈的東側或南側的迎風坡，如太行山、伏牛山、大別山、武夷山和燕山與南嶺山地等。對於區域或局地尺度的暴雨，其雨量分布也與地形有密切關係，例如北京地處華北平原的北部，它的北部是燕山山脈，西部是大行山脈的北端，兩大山系在北京西北部相交，東南部是平原，由於地形的影響，夏季暴雨出現次數最多的是在西部和北坡山坡上，這裡是低層偏南風或偏東風的迎風面，氣流有明顯的抬升作用和地形引起的切變輻合線。?<!--

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