大别山地区极端降水天气事件的天气背景分型研究

张伟勇 王其伟

(南京大学 中尺度灾害性天气教育部重点实验室/大气科学学院，南京 210023)

引 言

大别山位于我国安徽省、湖北省、河南省三省交界处，平均海拔600～800 m，主峰最高处约1 500 m。近年研究发现大别山地区是受地形影响暴雨的多发区，降水成因不同，导致降水的分布在地形影响下有显著区别[1-4]。诸多学者研究了大别山地形与降水的关系。如苗春生等[4]利用数值模拟研究了大别山对梅雨期暴雨低涡的影响；张家国等[5]利用卫星云图研究了大别山西侧降水的对流结构特征；郭蕊等[6]通过敏感性实验研究了大别山地形在梅雨锋暴雨中的作用；翟盘茂等[7]总结了大别山所在江淮流域持续性极端降水的预报方法。这些研究都表明大别山地区是降水及极端降水发生的高频区域。

部分学者统计了大别山及其周围山区的降水情况[8-9]，这些统计研究主要使用我国常规气象台站的降水观测数据，但观测网分辨率有限，还不能分辨大别山地区中小尺度降水分布的结构。另外，这些降水的统计分布与大别山地形的联系还不清晰，特别是在什么样的天气背景下大别山地形在何地容易诱发极端降水天气事件。因此，需要使用更高分辨率的降水观测资料对大别山地区的极端降水事件进行天气背景的分类和统计分析。目前，我国自动气象站与CMORPH(Climate Prediction Center Morphing)降水产品融合的逐时降水量网格数据集为进一步研究提供了条件。一些学者利用该资料进行了降水研究，并且取得了较好的结果，如周璇等[10]利用该资料对中国南方短时强降水进行了分析，并与国家级观测站地面资料进行了对比，发现该资料能够更好地描述地形作用；JIANG, et al[11]分析了日平均与月平均统计指数研究了该资料在黄河流域的适用性。

在降水分布的分类方法上，自组织特征映射(Self-Organizing Map， SOM)是一种基于神经网络的聚类方法，它可以把一类样本按照相似性分成指定的类型数，进而使得同一类样本之间尽可能相似，而不同类间的样本尽量不同。该方法不需要外部指导信息，能对输入的数据进行聚类，对数据的适应性良好。王彦磊等[12]用SOM方法建立了风预报模型；闵晶晶等[13]用此方法对京津冀地区的天气形势进行了客观分类，得到了不同类型的天气形势特征和造成的强对流天气类型；罗未萌等[14]利用SOM方法对中国东部夏季降水进行了分型，发现SOM比EOF方法能够更真实地描述降水分布。本文将采用SOM方法对大别山地区极端降水的天气背景进行分型研究。

1 资料与方法

1.1 选用资料

采用的降水资料为2008—2014年自动气象站与CMORPH降水产品融合的逐时降水量网格数据集。此数据集基于全国3万多个自动气象观测站(包括国家级自动站和区域自动站)上传的逐小时降水资料以及CMORPH卫星反演降水产品，采用融合方法生成了逐小时0.1°×0.1°分辨率的降水数据。背景场资料为NCEP/NCAR再分析数据集，分辨率为1°×1°，包括海平面气压、近地面温度、850 hPa风场、850 hPa相对湿度、500 hPa高度场和500 hPa温度场等要素。背景场时次分别为00时、06时、12时和18时(世界时，下同)，对应北京时08时、14时、20时和次日02时。为了使两套资料在分辨率和时序上相符合，将降水资料从逐小时累加为逐6 h，用插值的方法将背景场资料内插到与降水资料一致的0.1°×0.1°分辨率的网格上。为了使在该背景场下产生的降水与背景场相匹配，将当前时刻的背景场与随后6 h产生的累积降水建立了对应关系。

降水资料与背景场资料选取的范围如图1所示，划定在大别山及其周边地区(28°～34°N，112°～120°E)。

图1 大别山及其周边地形高度分布(阴影为地形高度，单位：m；黑色虚线方框为极端降水天气事件筛选区域)Fig.1 Terrain height of the Dabie Mountains and surrounding areas(terrain height is shaded, unit: m; the black dashed box outlines where the focused extreme precipitation events occurred)

1.2 极端降水筛选方法

将逐6 h累积降水及其对应的背景场视为一个成员，2008—2014年间共有10 228个成员。首先，挑选出现极端降水的成员。重点关注的极端降水天气事件，将出现极端降水的判定范围限定在受大别山影响地区，即图1中黑色虚线区域(30°～33.5°N，112.5°～117.5°E)，其右下角为大别山主体，向西北延伸为高度较低的山脊。大别山西南方为九岭山和慕阜山地区(统称幕阜山地区)，其东南方为黄山及其周边山区(统称黄山地区)。采取了阈值划分的方法选取极端降水天气事件的过程，对于一个成员，如果至少有一个格点的6 h降水量超过50 mm，则将该成员挑选为极端降水成员，即阈值定为50 mm/(6 h)。经统计，2008—2014年极端降水成员总计343个，单点最大降水量为所有成员的前96.9%。可见，这一阈值基本保证了各成员极端降水的代表性。

区域降水总量的方法也广泛用于极端降水的筛选。翟盘茂等[7]和丁建隆等[8]分别用这种方法分析了江淮地区和安徽省降水。为了对比区域降水总量法和格点阈值法划分极端降水的效果，本文利用区域降水总量法对这些已经筛选出的成员进行再计算。将选定区域的同一时次各个格点的降水累加，获得该区域的降水总量，并对其排序。通过计算，这343个成员中95%都在区域降水总量的前88%。从这一方面来看，50 mm/(6 h)的阈值和格点阈值划分法既满足了格点降水的极端性，也从一定程度上体现了区域降水总量的极端性。

1.3 极端降水分类方法与结果统计

本研究利用Philipp, et al[15]开发的cost733class分类软件(http:∥cost733.geo.uni-augsburg.de)中的SOM分类方法，对挑选出的343个成员分类。由于强对流天气过程十分复杂，在不同的条件下，影响天气发生发展的因素不同，利用天气分型的方法研究极端降水天气事件，能够考察极端降水天气事件形成的天气型及主要原因，有助于提高极端降水天气事件预报的准确率。一般认为，形成降水的基本条件有水汽条件、抬升条件和不稳定层结。为了同时考虑上、中、下各层的天气环境对极端降水的影响，选取背景场的7个要素进行分类，分别为海平面气压、近地面温度、850 hPa风场、850 hPa相对湿度、500 hPa高度场和500 hPa温度场，各个物理量在分型过程中的权重取值设为相等。因大别山地区极端降水的水汽主要来源于东南方，本文分类的背景场区域选取了图1中比降水筛选区更大的范围(28°～34°N，112°～120°E)。通过不同类型数设定结果，发现当分为四类时，聚类情况比较合理，可以同时满足类型丰富且各类型相对独立而不重复。

图2为SOM分类方法得到的分类结果。其中，占比明显的两类是第Ⅰ类和第Ⅱ类，各有157和145个成员，分别占总成员的45.77%和42.27%。第Ⅲ类型相对较少，有39个成员，占总成员数的11.37%。而第Ⅳ类型仅有两个成员，回查后发现其涉及一次特殊的天气过程，并不具有代表性，本文将详细讨论前三类型的极端降水天气事件。

图2 2008—2014年大别山地区不同类型极端降水天气事件的频数统计Fig.2 Frequency of different-type extreme precipitation eventsover the Dabie Mountains during 2008-2014

将各类型按月份进行排序，如图3所示，则类型Ⅰ和类型Ⅱ的极端降水分别集中在6—8月和7—9月，代表了夏季极端降水，而类型Ⅲ主要出现在每年的3—6月及10—11月，可以认为是春秋季节的极端降水。大别山地区夏季天气系统活跃，水汽条件充足，当不同的天气系统在此交汇时，特定的抬升条件和降水维持条件容易导致极端降水天气事件的发生，类型Ⅰ和类型Ⅱ对应夏季极端降水天气事件，占比达88.04%。以下分别分析这三类极端降水天气事件的天气背景和降水条件。

图3 2008—2014年大别山地区不同类型极端降水天气事件的月分布Fig.3 Monthly distribution of different-type extremeprecipitation events over the Dabie Mountains during 2008-2014

2 极端降水天气事件的天气背景类型

2.1 降水场分析

根据以上分型，得到各类型6 h极端降水场的平均场(图4)。极端降水平均值的分布从一定程度上体现了极端降水集中程度。平均值高的区域可视为极端降水发生的关键区，因不同类型天气环境下极端降水的强度和集中程度会有所不同，图4中选用不同的平均阈值来标示这些区域，将类型Ⅰ、类型Ⅱ和类型Ⅲ的平均阈值分别取为11 mm/(6 h)(红色)、7 mm/(6 h)(绿色)和14 mm/(6 h)(紫色)。可以看到，各类型极端降水的关键区域主要集中在大别山附近。类型Ⅰ在大别山主体及其东南方与黄山之间，类型Ⅱ在大别山往西北延伸的低矮山脊两侧，类型Ⅲ主要在大别山西南侧及其西南方与幕阜山之间。

图4 2008—2014年大别山地区各类型极端降水天气事件的平均降水场:(填色为降水平均值，单位：mm/(6 h)；黑色实线为200 m和800 m地形高度等值线；红色、绿色和紫色实线分别表示为11、7和14 mm/(6 h)的区域Fig.4 The averaged precipitation of different-type extreme precipitation events over the Dabie Mountains during 2008-2014 (The averaged precipitation is shaded，unit: mm/(6 h)； the terrain height is outlined at 200 m and 800 m levels；the solid red，green，purple lines outline the 11，7，14 mm/(6 h) area respectively)

图5为三类极端降水天气事件发生的频次统计，可更清晰地表明极端降水的集中程度。可见，降水在某点超过50 mm/(6 h)时，则在该点记为发生一次极端降水天气事件。比较极端降水平均值中心(实线区域)与高频区(填色区域)，发现对类型Ⅰ和类型Ⅲ，两者重合程度较高，使得类型Ⅰ和类型Ⅲ的极端降水平均值高，而类型Ⅱ的频数分布相对分散，使其极端降水平均值偏低。实际上，比较三类极端降水平均值的最大值，发现类型Ⅰ(63.52 mm/(6 h))和类型Ⅱ(63.99 mm/(6 h))接近，都大于类型Ⅲ(59.65 mm/(6 h))，表明夏季降水(类型Ⅰ和类型Ⅱ)的极端程度要高于春秋季节(类型Ⅲ)。

图5 2008—2014年大别山地区各类型极端降水天气事件的频次(填色图为频次，黑色实线为200 m和800 m地形高度等值线，红色、绿色和紫色实线分别表示为11、7和14 mm/(6 h)的区域)Fig.5 Frequency of different-type extreme precipitation events over the Dabie Mountains during 2008-2014(The frequency is shaded； the terrain height is outlined at 200 m and 800 m levels； the solid red，green，purple lines outline the 11，7，14 mm/(6 h) area respectively)

2.2 背景场分析——类型Ⅰ

结合三类极端降水的平均背景场，分别分析导致相应极端降水分布的原因。

类型Ⅰ的极端降水关键区域大致分为两个中心：一个在大别山上空；另一个在大别山和黄山之间的的河谷地带。产生此类极端降水的背景场有以下特征：在500 hPa上，风向为西南偏西风(图6a，风近似沿等高线吹)，对比等高线对应的风场和温度场配置可看到有暖平流输送到大别山上空(图6b)；在850 hPa上，大别山西北侧存在气旋式环流，环流中心风速较弱，环流东南侧为西南风，西南风在大别山上空维持一定强度，从大别山到黄山逐渐增强(图6c)，而相对湿度在大别山地区较大，由于大别山的阻挡作用，相对湿度在大别山上空最大，大别山和黄山之间的喇叭口地形的辐合作用[16]也使得两山之间的相对湿度偏大(图6d)，850 hPa上的西南风配合大别山上空延伸至黄山的高湿度区，则易于产生强降水，这与类型一极端降水的关键区域相对应；850 hPa的环流中心对应于海平面上的西南—东北向延伸的低压区，低压中心位于大别山西南(图6e)，大别山上空至黄山之间正处于该低压系统东侧的气旋式环流区，1 000 hPa上的温度场分布(图6f)显示该区域对应有暖平流。由于导致此类极端降水的明显环流特征是低压系统东南侧较强的西南气流，称此类极端降水为强西南气流型。

图6 大别山地区强西南气流型(类型Ⅰ)极端降水的平均背景场(灰色实线为200 m和800 m地形等值线；c、d中的实线A1A2、A3A4分别为图7和图8的垂直剖面位置；灰色虚线标示的极端降水关键区域与图4a的红色实线区域相对应):(a)500 hPa高度场(单位：dagpm)；(b)500 hPa温度场(单位：℃)；(c)850 hPa水平风场(单位：m·s-1)；(d)850 hPa相对湿度场(单位：%)；(e)海平面气压场(单位：hPa)；(f)1 000 hPa温度场(单位：℃)Fig.6 Averaged background for extreme precipitation of type Ⅰ over the Dabie Mountains: (a) geopotential height at500 hPa (unit: dagpm); (b) temperature at 500 hPa (unit: ℃); (c)horizontal wind vectors at 850 hPa (unit: m·s-1);(d) relative humidity at 850 hPa (unit: %); (e) sea level pressure (unit: hPa); (f) temperature on 1 000 hPa (unit: ℃)(The gray solid lines represent 200 m and 800 m terrain height; the solid lines A1A2 and A3A4 in (c) and (d) denote the positions of verticalcross sections shown in fig.7 and fig.8， respectively；the grey dotted line corresponds to the red solid line in fig.4a)

对于强西南气流型的环境场，局地充足的水汽条件是大别山上空极端降水形成的重要原因，从图7a可以看到，700 hPa以下，大别山上空存在相对湿度大于85%的高值中心，西南风在大别山地形强迫下抬升触发降水时，此条件可提供充足的水汽条件。此相对湿度场为类型Ⅰ极端降水发生前6 h的平均相对湿度场，此时大别山上空可能已经存在降水，导致相对湿度的高值中心位于大别山上空。然而，图7a的垂直剖面区域较大，涵盖有非降水区域，从总体上看，大别山中心附近的相对湿度确实较大，水汽条件充分。对下面将要讨论的其他类型相对湿度背景场的高值中心有类似情况。大别山主峰最高峰为1 500 m左右，地形的影响集中在中低层。从图7b的水平风速垂直剖面可以看出，沿顺风方向(从A1到A2)，低层风速由大到小。表明大别山地形对于水平风有阻挡作用，为降水提供了抬升条件。另一极端降水形成的关键区域在大别山和黄山之间的河谷地带，峡谷效应形成的急流可对极端降水的形成有一定的影响。水汽集中在峡谷正上方中层(图8a)，为降水提供了水汽条件。从图8b沿西南风方向穿过河谷地带的风场垂直剖面可以看到，地面到850 hPa的峡谷地区风速在入口附近减弱，入口处的辐合会导致一定的抬升，有利于触发和维持对流，另一方面，西南风可改变降水的分布，使降水落区沿风速方向移动，使得这一极端降水关键区域出现了沿西风方向延伸的特征。

图7 沿图6c中A1A2的垂直剖面(黑色虚线表示850 hPa):(a)相对湿度(单位：%)；(b)水平风速(单位：m·s-1)Fig.7 Vertical cross section along A1A2 in fig.6c: (a) relative humidity (unit: %);(b) horizontal wind speed (unit: m·s-1). (The black dotted line denotes 850 hPa level)

图8 同图7，但剖面沿图6c中A3A4Fig.8 Same as fig.7， but along A3A4 in fig.6c

2.3 背景场分析——类型Ⅱ

类型Ⅱ的极端降水落区位于大别山往西北延伸的低矮山脊两侧，其中，位于北侧的落区呈带状往东北偏东远离大别山脊，这一带状降水落区与天气系统有关，在靠近大别山脊处受地形影响明显[17]，这里将重点讨论靠近大别山山脊的极端降水。图9为产生此类极端降水的平均背景场。500 hPa上588 dagpm等值线的位置显示西太平洋副热带高压(以下简称副高)已经逼近了大别山地区，副高西北侧气流(风近似沿等高线吹)位于大别山上空(图9a)，从温度场分布(图9b)看，此气流可输送暖平流至大别山及其西北延伸山脊处。7—9月正是副高北上至江淮流域的时候，由于副高的影响，在副高北部经常会产生降水[18]，这与图9a显示的副高位置与类型Ⅱ极端降水的落区相吻合，说明副高对类型Ⅱ的极端降水有重要影响。副高边缘风速不强，对应850 hPa上的风速较类型Ⅰ也整体偏低(图9c)，而水汽条件则在大别山西北延伸山脊附近较为充沛(图9d)。这样，虽然大别山西北部的山脊不高，也可以部分阻挡较弱的西南气流，在低山脊南侧造成辐合抬升条件，并在水汽条件充沛处形成强降水，如果副高稳定，降水可连续维持一段时间，造成极端降水天气事件，这与大别山西北山脊南侧的极端降水落区相对应。

由于高度较低，850 hPa上显示大部分气流越过了大别山西北延伸山脊，随后减弱并向左偏转(图9c)。大别山西北山脊北侧的带状极端降水落区与这一气流偏转区的位置相对应，说明该带状极端降水源于副高环流背景下在此处形成的气旋式环流系统。此带状极端降水在靠近大别山西北山脊处较强，范围也较大，与此处较高的相对湿度环境有关(图9d)，地形的局地影响也会起到一定的作用，如抬升作用触发更多对流，增幅作用增加降水强度，以及阻挡作用增加降水维持时间等。850 hPa上的气旋式气流偏转区对应海平面上低压系统的北部西侧边缘(图9e)，此低压系统位于副高所在位置的西侧，比类型Ⅰ相应的低压系统要弱，中心位置也偏向西南。从1 000 hPa温度场(图9f)可以看到，该弱低压系统东北部的气旋式环流可输送暖平流到达极端降水落区的位置，为带状极端降水提供低层水汽和不稳定能量条件。

图9 同图6，但为副高西北侧气流型(类型Ⅱ)极端降水的平均背景场(c、d 中的实线B1B2、B3B4分别为图10和图11的垂直剖面位置，灰色虚线标示的极端降水关键区域与图4b中的绿色实线区域相对应)Fig.9 Same as fig.6， but for extreme precipitation of type Ⅱ (The solid lines B1B2 and B3B4 in (c) and (d) denote positions ofvertical cross sections shown in fig.10 and fig.11， respectively; the grey dotted line corresponds to the green solid line in fig.4b)

因此类极端降水出现在副高西北侧并受到副高环流的影响，我们称此类极端降水为副高西北侧气流型。

从相对湿度剖面(图10a、图11a)来看，中低层相对湿度分布均匀，表明较低的地形对于降水落区没有决定性的改变作用。对比中低层水平风速，副高西北侧气流型(图10b、图11b)整体低于强西南气流型(图7b、图8b)，较弱的水平风速有利于降水落区的稳定和维持，促进降水的累积而形成极端降水。带状降水中心东北侧的强降水区域已经远离了大别山主体，实际上受到地形的影响并不大。在这一类型的降水中，地形没有起到决定性作用，更多的是调整降水的落区，夏季的副高西退和北进及其维持是这类降水的主要原因。

图10 同图7，但剖面沿图9c中B1B2Fig.10 Same as fig.7， but along B1B2 in fig.9c

图11 同图7，但剖面沿图9c中B3B4Fig.11 Same as fig.7， but along B3B4 in fig.9c

2.4 背景场分析——类型Ⅲ

类型Ⅲ的极端降水关键区位于大别山南侧及其西南方与幕阜山之间，此类极端降水发生在春秋季节，平均背景场显示大别山500 hPa上空仍为西南气流(图12a，风近似沿等高线吹)，但是500 hPa温度场(图12b)较平直且与等高线夹角较小，无明显的暖平流。在850 hPa上为较强的西南偏南气流，幕阜山附近地区的平均风速达到了约10 m·s-1，气流过大别山之后转向西北偏北(图12c)，大别山西南至幕阜山上空有明显水汽输送(图12d)。850 hPa上的明显水汽输送区位于海平面低压右前方的上空，此低压较副高西北侧气流型对应的低压更弱，位置也更偏向西南(图12e)，低压(对应气旋式环流)和其右侧的温度分布(图12f)的配置显示，低层暖平流可越过幕阜山，到达大别山的南侧，与此类极端降水的关键落区有很好的对应关系。

图12 同图6，但为强偏南气流型(类型Ⅲ)极端降水的平均背景场(c、d中的实线C1C2、C3C4分别为图13和图14的垂直剖面位置，灰色虚线标示的极端降水关键区域与图4c的紫色实线区域相对应)Fig.12 Same as fig.6， but for extreme precipitation of type Ⅲ (The solid lines C1C2 and C3C4 in (c) and (d) denote positions ofvertical cross sections shown in fig.13 and fig.14， respectively; the grey dotted line corresponds to the purple solid line in fig.4c)

暖湿气流由南向北从幕阜山地区和黄山地区中间穿过，两侧山地形成的“喇叭口”地形，使得气流更加集中，气流最终可到达大别山南侧的迎风坡。随着气流不断地将中低层高温高湿空气推向大别山南坡，地形的抬升作用可触发持续的对流系统，形成强降水[19]，这与此类极端降水在大别山南侧的落区相对应。分布在大别山西南方至幕阜山之间的极端降水与幕阜山地区地形和南北向暖湿气流的相互作用有关。幕阜山地区地形高度较低，抬升作用导致的降水可被平流到背风区，从图12c可以看到，气流越过幕阜山后，风速并没有明显降低，而图12f上显示低层的暖平流已经越过了幕阜山地区，其前缘与此极端降水的落区相对应。

此类型极端降水的背景环流特征为低层偏南强气流，称为强偏南气流型。

从相对湿度剖面(图13a)看，大别山东侧“喇叭口”地形区850 hPa有明显的高值区，为降水提供了水汽和不稳定能量[20，21]。沿南风方向，风速在大别山山前快速减弱(图13b)，表明了大别山地形的阻挡作用使得水汽在山前聚集，可在迎风坡形成极端降水。幕阜山上空相对湿度较大别山南侧偏高(图14a)，湿度中心广泛地分布在850～700hPa的区域上。虽然幕阜山高度偏低，抬升作用偏弱，对风速的影响偏小(图14b)，但是充沛的水汽亦可以在这种情形下形成极端降水。

图13 同图7，但剖面沿图12c中C1C2Fig.13 Same as fig.7， but along C1C2 in fig.12c

图14 同图7，但剖面沿图12c中C3C4Fig.14 Same as fig.7， but along C3C4 in fig.12c

3 结论

本文利用2008—2014年我国自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水资料和相应NCEP再分析背景场资料，将背景场与背景场时刻后6 h的累积降水建立对应关系，共获得10 228个样本。之后设定50 mm/(6 h)为极端降水阈值，用格点降水判定法得到343个极端降水天气事件样本。该格点阈值方法能很好反应极端降水样本在总样本中的极端性，也从一定程度体现了区域降水总量法对极端降水天气事件的判定。

为考察这些极端降水天气事件发生的环境特征，采用自组织特征图映射方法对这些极端降水天气事件的背景场进行了分型。分型考虑了上、中、下各层天气环境对极端降水的影响。选取了海平面气压、近地面温度、850 hPa风场、850 hPa相对湿度、500 hPa高度场和500 hPa温度场为背景要素进行综合分型，各个要素场在分型过程中取相同权重。结果表明，大别山地区极端降水天气事件的背景环境主要可分为三类，分别是西南强气流型(类型Ⅰ)、副高西北侧气流型(类型Ⅱ)和偏南强气流型(类型Ⅲ)。时间上，类型Ⅰ和类型Ⅱ的极端降水分别集中在6—8月和7—9月，代表了夏季极端降水，而类型Ⅲ的极端降水主要出现在3—6月及10—12月，属于春秋季节的极端降水。其中，类型Ⅰ与类型Ⅱ占极端降水天气事件的主要部分，分别占45.77%和42.27%，这是因为夏季大别山地区天气系统活跃，水汽条件充足，当不同的天气系统在此交汇时，特定的抬升条件和降水维持条件容易导致极端降水天气事件的发生。

进一步结合大别山地形与极端降水分布及环境场的配置关系，分析和讨论了各类型极端降水天气事件的成因。发现：

(1)类型Ⅰ的极端降水主要分布在大别山主体及其东南方与黄山之间。在中层的高湿度和强西南气流的条件下，迎风坡动力抬升导致的降水是大别山主体极端降水的主要原因，大别山和黄山之间喇叭口地形的辐合抬升作用使得极端降水也分布于大别山主体东南方与黄山之间。

(2)类型Ⅱ的极端降水主要分布在大别山往西北延伸的低矮山脊两侧。当西太平洋副热带高压北抬和西进后，此极端降水落区位于西太平洋副热带高压的西北侧。此环流背景下，大别山西北低矮山脊处水汽条件充足，地形弱的抬升可增强降水，副高的稳定可使降水长时间维持，导致极端降水的发生。

(3)对类型Ⅲ，偏南气流与大别山及其西南方幕阜山地区地形的配置使得极端降水主要分布在大别山南侧往西南方向。低层暖平流越过幕阜山地区到达大别山南侧，幕阜山地区地形对偏南气流阻挡偏弱，但越过幕阜山地区地形的气流的相对湿度较大，弱的抬升可导致强降水往下游平移。当偏南气流到达大别山南侧时，相对湿度有所减弱，但大别山对偏南气流有明显阻挡，强的抬升条件可导致极端降水的发生。