许多研究发现，动力和热力条件的不同配置会影响锋生的变化。郑婧等（2014）和李娜等（2013）的研究发现，局地大气垂直运动的加强可促进倾斜项锋生的发展，而对流层低层的强辐合和超低空急流（赛瀚和苗峻峰，2015）的出现会导致水平项锋生的增强，边界层锋生则主要来自水平运动的形变。相反的，锋生发展也会改变大气的动热力环境。王伏村等（2016）在分析陇东一次暴雨过程时指出，对流层低层锋生的出现为不稳定能量释放提供了有利条件，导致陇东大暴雨发生的一个重要原因就是锋生的发展使得切变线上的垂直涡度加强，辐合增大，促使不稳定能量的释放; 李银娥等（2015）和王宗敏等（2014）的研究也发现，江淮和华北多类暴雨的触发由低层锋生强迫促使垂直运动增强，进而对流-对称不稳定能量释放所致; 郭英莲等（2014）研究则显示，不同高度的锋生对大气环境场的影响各不相同，对流层低层锋生有助于水汽辐合和垂直运动的加强，而对流层中层锋生则能促进大气层结对流不稳定的形成。此外，还有研究发现，局地锋生和对流发展之间存在类似CISK机制，两者的生成发展相互有正反馈作用，中尺度对流发展会增强局地锋生，而局地锋生有助于中尺度对流系统趋向组织化发展（蒙伟光等，2012）。刘海文等（2014）和张芳华等（2014）对2012年北京“7·21”特大暴雨过程的分析也发现，局地锋生的加强导致条件对称不稳定层结发展，锋前暖区中上升速度增强，进而形成强的中尺度雨带。实况观测的对比检验显示，暴雨增幅伴随着局地锋生的增强，最强降水时刻正好对应锋生函数最大值。由上述研究可见，锋生与暴雨发生过程中的中尺度系统发生发展、不稳定能量的释放以及水汽辐合抬升等关系密切，而中尺度系统的发展演变、不稳定能量的释放以及水汽的输送和辐合正是强降水出现的重要条件。因此，深入分析局地锋生的变化过程有助于增进对暴雨发生发展机制的认识。

我国华南地区的锋生特征相比中纬度地区，差异显著。中纬度地区的锋生主要由大尺度地转风的水平运动所致，这类锋生过程属于准地转的锋生，往往具有斜压性（杨贵名等，2008; 高守亭等，2014; 查书瑶等，2015），大气的水平形变和辐合辐散在锋生演变以及锋面的维持过程中起更重要的作用。而华南大多数锋生过程中热力作用显著，主要是局地中尺度锋生，斜压性较弱。华南各类型的锋生过程常触发强降水，其中由于冷空气补充及南方暖湿气流增强导致已减弱的锋面再次加强是极易造成持续性强降水的一类。在这类过程中，由于冷暖空气相互作用形成的对流激发了局地锋生，锋生的增强又反过来促进了对流的组织化，进而形成中尺度雨团触发暴雨（Chen and Kpaeyeh，1993; 蒙伟光等，2012）。目前对华南地区锋生的研究主要聚焦前汛期和夏季风盛行期的对流过程，对秋季的对流过程研究较少，且研究的区域多限于两广地区，极少涉及海南岛。海南岛虽属华南，但地处热带，其天气气候特征相比位于热带和副热带过渡地区的广东、广西差异显著（韩芙蓉等，2017; 王凌梓等，2020）。两广地区锋生的特征之于热带地区，代表性不足，因此很有必要对海南岛的锋生特征进行深入研究，以期增进对热带地区锋生及其与对流系统发展之间反馈机制的认识。

2010年10月上旬，海南岛出现了一次极端降水事件，其日降水量、过程降水量、大暴雨持续日数均创有观测记录以来的历史极值。仅10月5日08时—6日08时（北京时，下同），海南岛就有接近半数地区的日雨量达到100 mm，有3个国家基准站测到250 mm以上的特大暴雨量级降水，其中琼海站日雨量达到701.9 mm，自动站测到的雨量更为惊人，琼海市博鳌镇10月5日的日降雨量高达881.8 mm。该过程由弱冷空气和低压扰动共同影响，在锋生的组织下，深对流在海南岛东部持久稳定发展给该地区带来了持续性强降水，是典型的海南岛秋季暴雨过程。本文将以该次过程最强暴雨日（10月5日）为例，基于最强降水时段的锋生函数演变情况，分析影响热带地区锋生的主要物理过程以及锋生对中尺度对流系统发展的影响。

1 天气实况和环流背景

研究的个例对象为受弱冷空气和南海热带扰动共同作用所致的一次典型海南秋汛期特大暴雨过程。这次过程自2010年10月1开始，10月8日结束，持续暴雨天数长达8 d，其中日雨量以10月5日最强。从环流形势场可见，从9月30日始对流层中层上有西风槽自我国西北地区移向华北地区，受西风槽东移影响，10月1日起槽后冷空气自北向南影响我国中东部地区，直至华南。地面冷高压中心位于华中一带，冷锋锋面延伸至湛江和北海，此时海南岛南部海面至西沙群岛附近海面之间存在热带扰动。受热带扰动外围环流、副热带高压西南侧东南气流与中国大陆冷高压东南侧的东北风汇合影响，巴士海峡至北部湾一带出现偏东低空急流，暴雨随之出现在海南岛东半部地区（图1a）。之后随着热带扰动加强成为热带低压，南海北部的低空急流进一步增强，暴雨区深入至海南岛西部内陆，此时海南岛东部的暴雨强度也升至峰值（图1b）。10月8日后随着副高加强西伸，热带低压减弱消失，暴雨过程结束。

2 资料和模拟试验

2.1 资料选取

天气学分析所使用的数据来自欧洲数值中心ERA5再分析资料（0.25°×0.25°），数值模拟使用的初始边界条件来自NCEP逐6 h的FNL资料（空间分辨率为1°×1°），而海南省18个市县基准测站和387个区域自动观测站降水资料和海口多普勒雷达数据用于降水实况分析和模式模拟验证。

2.2 模拟试验设计

用于模拟研究的中尺度气象数值模式为WRF3.2.1，模式设置为二重双向嵌套模拟（图2），外层以海南岛为中心，涵盖华南和南海大部分地区，分辨率为10 km（D1层），内层研究区域的水平分辨率为3.33 km（D2层），包含整个海南岛。垂直方向上分为35层。模式层顶气压为100 hPa，2 km以下设有24层。研究区域为内层区域，覆盖了海南岛及其周边地区。D1中采用了Kain-Frisch积云对流参数化方案，而D2则未使用任何积云对流参数化方案; 辐射方案采用Dudhia短波辐射方案、RRTM长波辐射方案，微物理参数化方案选取Thompson方案，近地面方案为Monin-Obukhov方案，陆面方案为Noah方案; 边界层方案使用YSU方案; 使用水平分辨率为1 km的GTOPO30地形资料和基于MODIS全球陆面遥感资料得到的地表植被类型数据（水平分辨率0.9 km）（杨薇等，2014; 汪雅等，2015）。模式结果输出时间间隔为每半小时，取积分15 h后的结果进行分析。

2.3 模拟能力检验

对比实况观测与模拟结果可见，D2区域的模拟的累积降水量和分布形态都与实际观测结果较为相似，累积降水量均呈自西向东递增分布，最大值都出现在琼海市，超过800 mm。略有不同的是模拟的强降水范围整体上要比观测结果更大一些，尤其是400 mm以上强降水区域扩展到了琼中东部和万宁沿海一带，雨带较宽呈现南北走向，实况观测的强雨带略窄，呈西北-东南走向（图3a、b）。

从模拟反算的组合反射率与实况雷达组合反射率对比上看，在强回波初起时期（5日09时）和琼海站5日小时最强降水出现期（14时），D2区域模拟的回波强度、形态与实况雷达观测均较为接近（图4）。在强回波初起时（图4a1），对实况观测中呈“人”字形态的两条强回波，D2区域模拟的结果有着极为相似分布形态。在对流最为强盛，超过100 mm小时降水出现期间，虽然对岛上强回波的模拟略为偏弱，但对整条南北向强回波带的模拟，仍然比较接近实况。总体而言，模式对对流系统的初始发展过程及强降水期强回波的形态均有较好的再现能力，模拟结果比较理想。

3 数值模拟结果分析

3.1 水汽与锋生分布的特征

不同于中高纬度锋生过程中经常出现的高温度梯度，很多时候热带地区水平温度梯度较小，但是湿度分布差异大，在锋生过程中，水汽空间变化的作用明显。对数值模拟结果的分析可见，最强暴雨日（10月5日）中对流初起时（09时），海南岛及附近海域对流层低层有东北风和东南风两支气流交汇，$\left|\nabla {\theta }_{\mathrm{e}}\right|$值域分布形态各异（图5a1）。其中，海南岛西北侧出现一条西南-东北向呈螺旋状的弱$\left|\nabla {\theta }_{\mathrm{e}}\right|$大值带。由温度和比湿的分布发现，该螺旋状$\left|\nabla {\theta }_{\mathrm{e}}\right|$大值带正是干湿区和冷暖区的分界线，温度锋和湿度锋在此重叠（图5a1、a2），是不同气团之间的过渡带，其锋生由大尺度的风场形变辐合驱动，属于准地的锋生。而分界线右侧的海南岛东南部海面等温线稀疏，无明显的温度梯度，但却出现多处絮状$\left|\nabla {\theta }_{\mathrm{e}}\right|$大值区。这些大值区尺度很小，几公里至几十公里不等，中尺度特征明显，$\left|\nabla {\theta }_{\mathrm{e}}\right|$值要远大于上述分界带上的$\left|\nabla {\theta }_{\mathrm{e}}\right|$值，中尺度局地锋生特征显著。由比湿和相当位温的分布（图5a2）可以发现，海南岛东南部海面的相当位温θ_e大值区的分布与比湿分布几乎重合，说明该区域的锋区主要是湿度锋区。15时，海南岛西北侧的东北风有所减弱，东北风和东南风切变线北抬，同时受白天太阳辐射增温的影响，海南岛上空20℃区域向西向北有所外扩，温度水平梯度减弱，准地转锋消作用明显，海南岛西北侧的西南-东北向螺旋状弱θ_e大值带逐渐碎片化（图5b1）。此时，海南岛大部地区相当位温与比湿大小分布高度重合（图5b2），岛上局地锋区转为湿度锋区，由此可见水汽的凝结潜热加热可能是5日暴雨过程中中尺度局地锋生的重要原因。

3.2 锋生的诊断分析及对对流组织发展的影响机制

锋生函数作为一个综合考虑大气动力和热力学条件的物理量，一直以来被广泛应用于暴雨过程的诊断分析。早期国外的学者们常用位温梯度来定义锋面的强度变化（Miller，1948）。最初Hoskins and Bretherton（1972）的锋生半地转理论模型中把位温梯度的局地变化作为锋生锋消的依据。位温表征的是干空气的绝热变化状态，但很多观测研究发现空气运动事实上并非是理想的干绝热形态，锋面附近水汽梯度常比预想的要大，因此多名科研工作者（李振军和赵思雄，1997; 高守亭等，2014; 杜正静等，2015）在后来的研究中开始引入假绝热过程中的假相当位温θ_se（或相当位温θ_e）作为特征量诊断锋生区的大气温湿特征。

本文对5日暴雨过程的锋生诊断采用的锋生函数主要来自Miller的研究结果（Miller，1948），但由于热带地区水汽充足，锋面附近的水汽梯度较大，并非理想化的干绝热状态，因此在Miller锋生函数中以相当位温代替位温。

方程右边展开后可知，锋生函数F其实是由3项组成:

其中:F₁为非绝热加热项:

F₂为与垂直运动有关的倾斜项:

F₃为水平运动项:

式中:θ_h为相当位温; u、v为水平风分量; ω为垂直风分量; ${\nabla }_{\mathrm{h}}$为水平梯度算子。

为了更直观、深入地剖析5日暴雨过程中锋生的机制及其对对流组织发展的影响，特别选择该日降雨量最大的站点——博鳌站的白天和夜间两个阶段降水最强时次（5日18时、6日02时），将研究区域缩小至昼夜不同阶段最强小时降水出现的区域（琼海地区），对锋生函数展开的各项进行分析诊断。

由锋生各项的分布发现，在主要锋生区中锋生函数各项多为正值，正值区域也比负值区域范围要大得多，表明5日的过程中整个环境场均利于锋生，锋生过程中环境场起到主要作用。非绝热加热项F₁和水平运动项F₃在5日强降水时段局地锋生的过程中贡献相当，无论是白天强降水时段还是夜间强降水时段，其最高值均可达10×10^-7 K^-1·m^-1·s^-1左右（图6、7）。非绝热加热项F₁和水平运动项F₃的正极大值区在琼海东南侧白天和夜间多次出现重叠，这说明非绝热加热和水平形变辐散共同作用导致该处的强烈锋生。相比非绝热加热项F₁和水平运动项F₃而言，与垂直运动有关的倾斜项F₂贡献较小，几乎在所有时次都相差一个量级左右。这与蒙伟光等（2012）对华南春季暖区暴雨局地锋生的研究结果及Chen et al.（2007）对阻塞形势下华南梅雨锋大尺度锋生的研究成果均有明显差别。华南春季暖区暴雨局地锋生中倾斜项F₂贡献最大，其次为非绝热加热项F₁，水平运动项F₃最小，而阻塞形势下华南梅雨锋大尺度锋生中则是水平运动项F₃起主要作用，倾斜项F₂最小。这说明海南岛秋汛期特大暴雨锋生过程主要由局地热力和大尺度动力作用共同驱动。

但是值得注意的是，与垂直运动有关的倾斜项F₂在夜间有增大的现象，而且正值区分布和带状强锋生区的分布形状较为一致（图7c）雷达和降水观测实况显示，5日夜间到6日凌晨，对流和降水出现二次增强，这表明夜间的对流加强可能与倾斜项F₂的变化有关。

3.2.1 非绝热加热项

非绝热加热项F₁所反映的是准静止锋和外界之间的热量交换过程。如果把大气作为整体来考虑，过程则主要包括辐射、感热输送和潜热释放。辐射与日变化有关，感热输送与下垫面有关。对同一地区较为稳定的同一气团内部而言，辐射和感热输送的作用都是相对均匀的，对中小尺度局地锋生的作用很小，因此起主要作用显然是潜热释放。由非绝热加热项F₁的垂直分布发现一个显著的现象，就是非绝热加热项的正大值区大量出现在900~800 hPa（图9a），其值最强处可达6×10^-7 K^-1·m^-1·s^-1。从模式模拟高度场数据可知，18时对流区的900~800 hPa的高度约为930~2 000 m。根据当日的探空观测数据计算所得的抬升凝结高度和对流凝结高度（表1）显示，5日暴雨过程中水汽的凝结高度很低，上升气流在不足1 000 m的高度即可达到饱和凝结，而900~800 hPa的高度正好在凝结高度之上，因此水汽进入900 hPa之上后会开始凝结，释放大量潜热。900~800 hPa之间的厚度达1 000~1100 m，又是垂直层上水汽开始凝结的第一层次，所以该处水汽凝结量或者凝结强度理应最大。这点由该时次海口S波段STI风暴追踪产品和雷达基本反射率剖面（图8a）可以证实。STI产品可以识别雷达探测范围内每个对流风暴的风暴单体质心（单体最大反射率因子值）所在的高度位置。由5日18时00分各个质心高度分布可见，大多数的风暴单体质心在2 km以下（图8b），这说明该时次强回波高度偏低，即大降水粒子的位置偏低，该处凝结强度大，潜热释放相对其他高度更大。由该时次的雷达基本反射率剖面图也可以发现，55 dbz以上的强回波面积中绝大部分都在800 hPa以下（图8a）。

由图9a可见，紧邻900~800 hPa非绝热加热锋生大值区的上方，出现了大片锋消负值区，范围自800 hPa直达500 hPa附近，其绝对值大小与正值区相当。根据前面关于探空和雷达实况的分析推测，这可能是因为大量的水汽在900~800 hPa凝结变成水滴脱离气柱，800 hPa之上形成相对干区，比湿仅为0.005~0.015 kg·kg^-1（图9a），远小于800 hPa以下（0.015~0.02 kg·kg^-1），水汽凝结量剧降，潜热释放大大减少。同时由于低层的非绝热加热锋生强烈，对上升气流有加速作用，垂直速度自下而上逐层增加，在300~600 hPa之间甚至出现了超过10 m·s^-1的强上升中心区（图9b），如此高的上升速度对落下的水滴势必有强大的托举作用，减弱水滴下落的速度，延缓水滴在对流层中层到中低层相对干区中停留的时间，因此该层的蒸发冷却作用比潜热释放作用更为显著，出现锋消。

由上面的分析可知，5日暴雨过程中由于较低的凝结高度导致上升气流中的水汽在对流低层出现强潜热释放，对流区低层气团内部剧烈增暖，形成强烈锋生效应，而低层强的锋生反过来又促进上升气流加速，对流加强，凝结潜热释放和锋生之间形成正反馈机制，这是该类暴雨中深对流发展暴雨增幅的重要原因。

3.2.2 与垂直运动有关的倾斜项

在5日的暴雨过程中，倾斜项F₂相比非绝热加热项F₁和水平运动项F₃要小很多。这是可以理解的，由公式（4）可知，$\partial {\theta }_{\mathrm{e}}/\partial p$是决定F₂大小的一个变量。整个5日对流区的垂直方向上，整层$\partial {\theta }_{\mathrm{e}}/\partial p$的值都非常小，200 hPa以上的层次，值在-0.000 5左右，几乎接近于零，中性层结特征显著，因此倾斜项F₂绝大部分时次值都很小，相比其他两项要小一个量级以上（图略）。但决定F₂大小的还有一个变量，就是垂直速度ω水平分布的差异性。5日的过程中，大部分时次，垂直速度都在2~3 m·s^-1以下，对流发展强盛时，会升至5~6 m·s^-1。小时最大降水出现前后，明显看到对流区上空的垂直速度有一个剧烈增加的过程，中心最高值可达10 m·s^-1以上（图10），倾斜项F₂的值也随即相对其他时次出现跃增，在垂直速度大值区右半侧出现了上下两个相邻的锋生和锋消区，其中心最大绝对值可达0.8×10^-7 K^-1·m^-1·s^-1。这是由于锋区上对流系统的发展，在垂直速度大值区右侧诱发次级环流，虽然此时层结接近中性，但仍存在非常弱的不稳定条件（$\partial {\theta }_{\mathrm{e}}/\partial p$=-0.000 5＜0; 图10），因此在次级环流上升支上，对流区暖气团被迅速抬升至对流层中层绝热冷却，形成锋消，进而对对流向更高层发展形成一定的抑制作用。而在次级环流的下沉区，下沉的气流在达到低层时与沿锋面下滑的气流一起，对其前缘的暖湿空气形成抬升作用，故而在对流层低层形成下部锋生。由于倾斜项锋生锋消一般发生在上升速度较大的深对流区域，而对流较强之处对应的正是锋区，这就是倾斜项锋生锋消分布的形态与锋区相似的主要原因（图6、7）。

3.2.3 水平运动项

水平运动项F₃又可拆分为水平拉伸项F_3.1，水平切变项F_3.2，辐合辐散项F_3.3三项:

式中:$D_1=\left(\frac{\partial u}{\partial x}-\frac{\partial v}{\partial y}\right)$（拉伸变形）; $D_2=\left(\frac{\partial v}{\partial x}+\frac{\partial u}{\partial y}\right)$（水平切变）; $D_3=\left(\frac{\partial u}{\partial x}+\frac{\partial v}{\partial y}\right)$（辐合辐散）。

D₁为拉伸变形算子; D₂为水平切变算子; D₃为辐合辐散算子。由式（6）（7）（8）可知水平拉伸项F_3.1的变化与风场的形变拉伸有关，水平切变项F_3.2则与水平风场的风向切变有关，水平辐合辐散项F_3.3是相当位温梯度和散度的乘积，表示了锋区强度和锋区中辐合辐散状况，等温线越密集、风场辐合越强，则锋生越显著。

由18时三项的锋生（消）分布可以看出，在水平运动项中，辐散项和水平切变项的锋生分布与锋区形态较为相似，而且值普遍较大，而拉伸项只有在琼海东南部的强锋区中有所表现，其他区域的值都较小（图11）。由对应时次（18时）的D₂、D₃分布（图12）也可发现，琼海市区南部和东北部风向风速辐合显著的地方对应辐射项锋生大值区，而琼海市区南部水平风切变明显的地方出现切变项的大值区，这两项与总锋生大值区分布基本一致，表明风场的辐合和风向的切变是导致5日暴雨过程锋生的重要原因。

4 结论

2010年10月1—8日海南岛发生了一次持续性秋汛期特大暴雨过程，为了探讨暴雨发生过程对流发展与局地锋生的相互作用机制，本文基于WRF模式的模拟结果，结合地面观测资料、雷达回波资料以及再分析资料，对局地锋生对对流发展的组织作用以及对流发展对锋生的影响进行了分析，主要得到以下结论:

1）海南岛秋汛期特大暴雨最强降雨日的锋生函数各项正值区域范围远大于负值区域，这也表明锋生过程中环境场起到了主要作用。秋汛期暴雨过程中，海南岛水平温度梯度较小，但是湿度分布差异大，在锋生过程中，水汽空间变化的作用明显。

2）非绝热加热项F₁和水平运动项F₃在海南岛秋汛期特大暴雨锋生的过程中贡献最大，这与华南暖区暴雨锋生及华南梅雨锋大尺度锋生差异明显。非绝热加热项F₁和水平运动项F₃的正极大值区在最强暴雨中心东南侧的白天和夜间多次出现重叠表明，该处的强烈锋生来自局地热力作用和大尺度动力作用的共同驱动。

3）由非绝热加热项的分析发现，较低的凝结高度导致5日暴雨过程中对流低层出现强潜热释放，对流区低层气团内部增暖，形成强烈锋生效应，低层强的锋生导致上升气流加速，对流加强。这是该类暴雨中深对流发展暴雨增幅的重要原因。

4）在水平运动项中，辐散项和水平切变项的锋生分布与锋区形态较为相似，说明风场的辐合和风向的切变是导致5 d暴雨过程锋生的重要原因。相比非绝热加热项F₁和水平运动项F₃而言，与垂直运动有关的倾斜项F₂贡献较小，几乎在所有时次都相差一个量级左右。但是值得注意的是，与垂直运动有关的倾斜项F₂在夜间有增大的现象，这表明海南岛秋汛期暴雨中夜间常出现的对流加强现象可能与倾斜项F₂的变化有关。

参考文献