海南島秋汛期特大暴雨局地鋒生的特征及其對(duì)對(duì)流系統(tǒng)發(fā)展的影響

馮文 吳冰雪 楊薇

摘要 基于WRF模式的模擬結(jié)果，結(jié)合地面觀測(cè)資料、雷達(dá)回波資料以及ECMWF ERA5再分析資料，對(duì)2010年10月1—8日發(fā)生在海南島的一次持續(xù)性秋汛期特大暴雨過(guò)程中局地鋒生與對(duì)流發(fā)展的相互作用機(jī)制進(jìn)行了深入分析，發(fā)現(xiàn)：在海南島秋汛期特大暴雨的鋒生過(guò)程中，環(huán)境場(chǎng)起到主要作用。非絕熱加熱項(xiàng)F1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng)F3在局地鋒生的過(guò)程中貢獻(xiàn)最大，且兩者的正極大值區(qū)在強(qiáng)降水地區(qū)多時(shí)次重疊出現(xiàn)，表明非絕熱加熱和水平形變輻散是導(dǎo)致強(qiáng)降水區(qū)強(qiáng)烈鋒生的主要原因。此外，模擬結(jié)果和實(shí)況觀測(cè)對(duì)比分析發(fā)現(xiàn)，較低的凝結(jié)高度導(dǎo)致最強(qiáng)降水時(shí)段對(duì)流低層出現(xiàn)強(qiáng)潛熱釋放，對(duì)流區(qū)低層氣團(tuán)內(nèi)部增暖，形成強(qiáng)烈鋒生效應(yīng)，低層強(qiáng)的鋒生導(dǎo)致上升氣流加速，深對(duì)流發(fā)展加強(qiáng)，暴雨增幅。與垂直運(yùn)動(dòng)有關(guān)的傾斜項(xiàng)F2相比，非絕熱加熱項(xiàng)F1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng)F3貢獻(xiàn)雖小，但在夜間有增大的現(xiàn)象，分析表明夜間暴雨區(qū)垂直速度ω水平分布的差異性對(duì)深對(duì)流的加強(qiáng)有重要作用。

關(guān)鍵詞 海南島; 特大暴雨; 鋒生函數(shù); 對(duì)流發(fā)展; 模擬分析

許多研究發(fā)現(xiàn)，動(dòng)力和熱力條件的不同配置會(huì)影響鋒生的變化。鄭婧等（2014）和李娜等（2013）的研究發(fā)現(xiàn)，局地大氣垂直運(yùn)動(dòng)的加強(qiáng)可促進(jìn)傾斜項(xiàng)鋒生的發(fā)展，而對(duì)流層低層的強(qiáng)輻合和超低空急流（賽瀚和苗峻峰，2015）的出現(xiàn)會(huì)導(dǎo)致水平項(xiàng)鋒生的增強(qiáng)，邊界層鋒生則主要來(lái)自水平運(yùn)動(dòng)的形變。相反的，鋒生發(fā)展也會(huì)改變大氣的動(dòng)熱力環(huán)境。王伏村等（2016）在分析隴東一次暴雨過(guò)程時(shí)指出，對(duì)流層低層鋒生的出現(xiàn)為不穩(wěn)定能量釋放提供了有利條件，導(dǎo)致隴東大暴雨發(fā)生的一個(gè)重要原因就是鋒生的發(fā)展使得切變線上的垂直渦度加強(qiáng)，輻合增大，促使不穩(wěn)定能量的釋放;李銀娥等（2015）和王宗敏等（2014）的研究也發(fā)現(xiàn)，江淮和華北多類暴雨的觸發(fā)由低層鋒生強(qiáng)迫促使垂直運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)，進(jìn)而對(duì)流-對(duì)稱不穩(wěn)定能量釋放所致;郭英蓮等（2014）研究則顯示，不同高度的鋒生對(duì)大氣環(huán)境場(chǎng)的影響各不相同，對(duì)流層低層鋒生有助于水汽輻合和垂直運(yùn)動(dòng)的加強(qiáng)，而對(duì)流層中層鋒生則能促進(jìn)大氣層結(jié)對(duì)流不穩(wěn)定的形成。此外，還有研究發(fā)現(xiàn)，局地鋒生和對(duì)流發(fā)展之間存在類似CISK機(jī)制，兩者的生成發(fā)展相互有正反饋?zhàn)饔?，中尺度?duì)流發(fā)展會(huì)增強(qiáng)局地鋒生，而局地鋒生有助于中尺度對(duì)流系統(tǒng)趨向組織化發(fā)展（蒙偉光等，2012）。劉海文等（2014）和張芳華等（2014）對(duì)2012年北京“7·21”特大暴雨過(guò)程的分析也發(fā)現(xiàn)，局地鋒生的加強(qiáng)導(dǎo)致條件對(duì)稱不穩(wěn)定層結(jié)發(fā)展，鋒前暖區(qū)中上升速度增強(qiáng)，進(jìn)而形成強(qiáng)的中尺度雨帶。實(shí)況觀測(cè)的對(duì)比檢驗(yàn)顯示，暴雨增幅伴隨著局地鋒生的增強(qiáng)，最強(qiáng)降水時(shí)刻正好對(duì)應(yīng)鋒生函數(shù)最大值。由上述研究可見，鋒生與暴雨發(fā)生過(guò)程中的中尺度系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展、不穩(wěn)定能量的釋放以及水汽輻合抬升等關(guān)系密切，而中尺度系統(tǒng)的發(fā)展演變、不穩(wěn)定能量的釋放以及水汽的輸送和輻合正是強(qiáng)降水出現(xiàn)的重要條件。因此，深入分析局地鋒生的變化過(guò)程有助于增進(jìn)對(duì)暴雨發(fā)生發(fā)展機(jī)制的認(rèn)識(shí)。

我國(guó)華南地區(qū)的鋒生特征相比中緯度地區(qū)，差異顯著。中緯度地區(qū)的鋒生主要由大尺度地轉(zhuǎn)風(fēng)的水平運(yùn)動(dòng)所致，這類鋒生過(guò)程屬于準(zhǔn)地轉(zhuǎn)的鋒生，往往具有斜壓性（楊貴名等，2008;高守亭等，2014;查書瑤等，2015），大氣的水平形變和輻合輻散在鋒生演變以及鋒面的維持過(guò)程中起更重要的作用。而華南大多數(shù)鋒生過(guò)程中熱力作用顯著，主要是局地中尺度鋒生，斜壓性較弱。華南各類型的鋒生過(guò)程常觸發(fā)強(qiáng)降水，其中由于冷空氣補(bǔ)充及南方暖濕氣流增強(qiáng)導(dǎo)致已減弱的鋒面再次加強(qiáng)是極易造成持續(xù)性強(qiáng)降水的一類。在這類過(guò)程中，由于冷暖空氣相互作用形成的對(duì)流激發(fā)了局地鋒生，鋒生的增強(qiáng)又反過(guò)來(lái)促進(jìn)了對(duì)流的組織化，進(jìn)而形成中尺度雨團(tuán)觸發(fā)暴雨（Chen and Kpaeyeh，1993;蒙偉光等，2012）。目前對(duì)華南地區(qū)鋒生的研究主要聚焦前汛期和夏季風(fēng)盛行期的對(duì)流過(guò)程，對(duì)秋季的對(duì)流過(guò)程研究較少，且研究的區(qū)域多限于兩廣地區(qū)，極少涉及海南島。海南島雖屬華南，但地處熱帶，其天氣氣候特征相比位于熱帶和副熱帶過(guò)渡地區(qū)的廣東、廣西差異顯著（韓芙蓉等，2017;王凌梓等，2020）。兩廣地區(qū)鋒生的特征之于熱帶地區(qū)，代表性不足，因此很有必要對(duì)海南島的鋒生特征進(jìn)行深入研究，以期增進(jìn)對(duì)熱帶地區(qū)鋒生及其與對(duì)流系統(tǒng)發(fā)展之間反饋機(jī)制的認(rèn)識(shí)。

2010年10月上旬，海南島出現(xiàn)了一次極端降水事件，其日降水量、過(guò)程降水量、大暴雨持續(xù)日數(shù)均創(chuàng)有觀測(cè)記錄以來(lái)的歷史極值。僅10月5日08時(shí)—6日08時(shí)（北京時(shí)，下同），海南島就有接近半數(shù)地區(qū)的日雨量達(dá)到100 mm，有3個(gè)國(guó)家基準(zhǔn)站測(cè)到250 mm以上的特大暴雨量級(jí)降水，其中瓊海站日雨量達(dá)到701.9 mm，自動(dòng)站測(cè)到的雨量更為驚人，瓊海市博鰲鎮(zhèn)10月5日的日降雨量高達(dá)881.8 mm。該過(guò)程由弱冷空氣和低壓擾動(dòng)共同影響，在鋒生的組織下，深對(duì)流在海南島東部持久穩(wěn)定發(fā)展給該地區(qū)帶來(lái)了持續(xù)性強(qiáng)降水，是典型的海南島秋季暴雨過(guò)程。本文將以該次過(guò)程最強(qiáng)暴雨日（10月5日）為例，基于最強(qiáng)降水時(shí)段的鋒生函數(shù)演變情況，分析影響熱帶地區(qū)鋒生的主要物理過(guò)程以及鋒生對(duì)中尺度對(duì)流系統(tǒng)發(fā)展的影響。

1 天氣實(shí)況和環(huán)流背景

研究的個(gè)例對(duì)象為受弱冷空氣和南海熱帶擾動(dòng)共同作用所致的一次典型海南秋汛期特大暴雨過(guò)程。這次過(guò)程自2010年10月1開始，10月8日結(jié)束，持續(xù)暴雨天數(shù)長(zhǎng)達(dá)8 d，其中日雨量以10月5日最強(qiáng)。從環(huán)流形勢(shì)場(chǎng)可見，從9月30日始對(duì)流層中層上有西風(fēng)槽自我國(guó)西北地區(qū)移向華北地區(qū)，受西風(fēng)槽東移影響，10月1日起槽后冷空氣自北向南影響我國(guó)中東部地區(qū)，直至華南。地面冷高壓中心位于華中一帶，冷鋒鋒面延伸至湛江和北海，此時(shí)海南島南部海面至西沙群島附近海面之間存在熱帶擾動(dòng)。受熱帶擾動(dòng)外圍環(huán)流、副熱帶高壓西南側(cè)東南氣流與中國(guó)大陸冷高壓東南側(cè)的東北風(fēng)匯合影響，巴士海峽至北部灣一帶出現(xiàn)偏東低空急流，暴雨隨之出現(xiàn)在海南島東半部地區(qū)（圖1a）。之后隨著熱帶擾動(dòng)加強(qiáng)成為熱帶低壓，南海北部的低空急流進(jìn)一步增強(qiáng)，暴雨區(qū)深入至海南島西部?jī)?nèi)陸，此時(shí)海南島東部的暴雨強(qiáng)度也升至峰值（圖1b）。10月8日后隨著副高加強(qiáng)西伸，熱帶低壓減弱消失，暴雨過(guò)程結(jié)束。

2 資料和模擬試驗(yàn)

2.1 資料選取

天氣學(xué)分析所使用的數(shù)據(jù)來(lái)自歐洲數(shù)值中心ERA5再分析資料（0.25°×0.25°），數(shù)值模擬使用的初始邊界條件來(lái)自NCEP逐6 h的FNL資料（空間分辨率為1°×1°），而海南省18個(gè)市縣基準(zhǔn)測(cè)站和387個(gè)區(qū)域自動(dòng)觀測(cè)站降水資料和海口多普勒雷達(dá)數(shù)據(jù)用于降水實(shí)況分析和模式模擬驗(yàn)證。

2.2 模擬試驗(yàn)設(shè)計(jì)

用于模擬研究的中尺度氣象數(shù)值模式為WRF3.2.1，模式設(shè)置為二重雙向嵌套模擬（圖2），外層以海南島為中心，涵蓋華南和南海大部分地區(qū)，分辨率為10 km（D1層），內(nèi)層研究區(qū)域的水平分辨率為3.33 km（D2層），包含整個(gè)海南島。垂直方向上分為35層。模式層頂氣壓為100 hPa，2 km以下設(shè)有24層。研究區(qū)域?yàn)閮?nèi)層區(qū)域，覆蓋了海南島及其周邊地區(qū)。D1中采用了Kain-Frisch積云對(duì)流參數(shù)化方案，而D2則未使用任何積云對(duì)流參數(shù)化方案;輻射方案采用Dudhia短波輻射方案、RRTM長(zhǎng)波輻射方案，微物理參數(shù)化方案選取Thompson方案，近地面方案為Monin-Obukhov方案，陸面方案為Noah方案;邊界層方案使用YSU方案;使用水平分辨率為1 km的GTOPO30地形資料和基于MODIS全球陸面遙感資料得到的地表植被類型數(shù)據(jù)（水平分辨率0.9 km）（楊薇等，2014;汪雅等，2015）。模式結(jié)果輸出時(shí)間間隔為每半小時(shí)，取積分15 h后的結(jié)果進(jìn)行分析。

2.3 模擬能力檢驗(yàn)

對(duì)比實(shí)況觀測(cè)與模擬結(jié)果可見，D2區(qū)域的模擬的累積降水量和分布形態(tài)都與實(shí)際觀測(cè)結(jié)果較為相似，累積降水量均呈自西向東遞增分布，最大值都出現(xiàn)在瓊海市，超過(guò)800 mm。略有不同的是模擬的強(qiáng)降水范圍整體上要比觀測(cè)結(jié)果更大一些，尤其是400 mm以上強(qiáng)降水區(qū)域擴(kuò)展到了瓊中東部和萬(wàn)寧沿海一帶，雨帶較寬呈現(xiàn)南北走向，實(shí)況觀測(cè)的強(qiáng)雨帶略窄，呈西北-東南走向（圖3a、b）。

從模擬反算的組合反射率與實(shí)況雷達(dá)組合反射率對(duì)比上看，在強(qiáng)回波初起時(shí)期（5日09時(shí)）和瓊海站5日小時(shí)最強(qiáng)降水出現(xiàn)期（14時(shí)），D2區(qū)域模擬的回波強(qiáng)度、形態(tài)與實(shí)況雷達(dá)觀測(cè)均較為接近（圖4）。在強(qiáng)回波初起時(shí)（圖4a1），對(duì)實(shí)況觀測(cè)中呈“人”字形態(tài)的兩條強(qiáng)回波，D2區(qū)域模擬的結(jié)果有著極為相似分布形態(tài)。在對(duì)流最為強(qiáng)盛，超過(guò)100 mm小時(shí)降水出現(xiàn)期間，雖然對(duì)島上強(qiáng)回波的模擬略為偏弱，但對(duì)整條南北向強(qiáng)回波帶的模擬，仍然比較接近實(shí)況?？傮w而言，模式對(duì)對(duì)流系統(tǒng)的初始發(fā)展過(guò)程及強(qiáng)降水期強(qiáng)回波的形態(tài)均有較好的再現(xiàn)能力，模擬結(jié)果比較理想。

3 數(shù)值模擬結(jié)果分析

3.1 水汽與鋒生分布的特征

不同于中高緯度鋒生過(guò)程中經(jīng)常出現(xiàn)的高溫度梯度，很多時(shí)候熱帶地區(qū)水平溫度梯度較小，但是濕度分布差異大，在鋒生過(guò)程中，水汽空間變化的作用明顯。對(duì)數(shù)值模擬結(jié)果的分析可見，最強(qiáng)暴雨日（10月5日）中對(duì)流初起時(shí)（09時(shí)），海南島及附近海域?qū)α鲗拥蛯佑袞|北風(fēng)和東南風(fēng)兩支氣流交匯， |值域分布形態(tài)各異（圖5a1）。

為了更直觀、深入地剖析5日暴雨過(guò)程中鋒生的機(jī)制及其對(duì)對(duì)流組織發(fā)展的影響，特別選擇該日降雨量最大的站點(diǎn)——博鰲站的白天和夜間兩個(gè)階段降水最強(qiáng)時(shí)次（5日18時(shí)、6日02時(shí)），將研究區(qū)域縮小至?xí)円共煌A段最強(qiáng)小時(shí)降水出現(xiàn)的區(qū)域（瓊海地區(qū)），對(duì)鋒生函數(shù)展開的各項(xiàng)進(jìn)行分析診斷。

由鋒生各項(xiàng)的分布發(fā)現(xiàn)，在主要鋒生區(qū)中鋒生函數(shù)各項(xiàng)多為正值，正值區(qū)域也比負(fù)值區(qū)域范圍要大得多，表明5日的過(guò)程中整個(gè)環(huán)境場(chǎng)均利于鋒生，鋒生過(guò)程中環(huán)境場(chǎng)起到主要作用。非絕熱加熱項(xiàng) F 1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3在5日強(qiáng)降水時(shí)段局地鋒生的過(guò)程中貢獻(xiàn)相當(dāng)，無(wú)論是白天強(qiáng)降水時(shí)段還是夜間強(qiáng)降水時(shí)段，其最高值均可達(dá)10×10 -7 K -1·m -1·s -1左右（圖6、7）。非絕熱加熱項(xiàng) F 1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3的正極大值區(qū)在瓊海東南側(cè)白天和夜間多次出現(xiàn)重疊，這說(shuō)明非絕熱加熱和水平形變輻散共同作用導(dǎo)致該處的強(qiáng)烈鋒生。相比非絕熱加熱項(xiàng) F 1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3而言，與垂直運(yùn)動(dòng)有關(guān)的傾斜項(xiàng) F 2貢獻(xiàn)較小，幾乎在所有時(shí)次都相差一個(gè)量級(jí)左右。這與蒙偉光等（2012）對(duì)華南春季暖區(qū)暴雨局地鋒生的研究結(jié)果及Chen et al.（2007）對(duì)阻塞形勢(shì)下華南梅雨鋒大尺度鋒生的研究成果均有明顯差別。華南春季暖區(qū)暴雨局地鋒生中傾斜項(xiàng) F 2貢獻(xiàn)最大，其次為非絕熱加熱項(xiàng) F 1，水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3最小，而阻塞形勢(shì)下華南梅雨鋒大尺度鋒生中則是水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3起主要作用，傾斜項(xiàng) F 2最小。這說(shuō)明海南島秋汛期特大暴雨鋒生過(guò)程主要由局地?zé)崃痛蟪叨葎?dòng)力作用共同驅(qū)動(dòng)。

但是值得注意的是，與垂直運(yùn)動(dòng)有關(guān)的傾斜項(xiàng) F 2在夜間有增大的現(xiàn)象，而且正值區(qū)分布和帶狀強(qiáng)鋒生區(qū)的分布形狀較為一致（圖7c）雷達(dá)和降水觀測(cè)實(shí)況顯示，5日夜間到6日凌晨，對(duì)流和降水出現(xiàn)二次增強(qiáng)，這表明夜間的對(duì)流加強(qiáng)可能與傾斜項(xiàng) F 2的變化有關(guān)。

3.2.1 非絕熱加熱項(xiàng)

非絕熱加熱項(xiàng) F 1所反映的是準(zhǔn)靜止鋒和外界之間的熱量交換過(guò)程。如果把大氣作為整體來(lái)考慮，過(guò)程則主要包括輻射、感熱輸送和潛熱釋放。輻射與日變化有關(guān)，感熱輸送與下墊面有關(guān)。對(duì)同一地區(qū)較為穩(wěn)定的同一氣團(tuán)內(nèi)部而言，輻射和感熱輸送的作用都是相對(duì)均勻的，對(duì)中小尺度局地鋒生的作用很小，因此起主要作用顯然是潛熱釋放。由非絕熱加熱項(xiàng) F 1的垂直分布發(fā)現(xiàn)一個(gè)顯著的現(xiàn)象，就是非絕熱加熱項(xiàng)的正大值區(qū)大量出現(xiàn)在900～800 hPa（圖9a），其值最強(qiáng)處可達(dá)6×10 -7K -1·m -1·s -1。從模式模擬高度場(chǎng)數(shù)據(jù)可知，18時(shí)對(duì)流區(qū)的900～800 hPa的高度約為930 ～2 000 m。

根據(jù)當(dāng)日的探空觀測(cè)數(shù)據(jù)計(jì)算所得的抬升凝結(jié)高度和對(duì)流凝結(jié)高度（表1）顯示，5日暴雨過(guò)程中水汽的凝結(jié)高度很低，上升氣流在不足1 000 m的高度即可達(dá)到飽和凝結(jié)，而900～800 hPa的高度正好在凝結(jié)高度之上，因此水汽進(jìn)入900 hPa之上后會(huì)開始凝結(jié)，釋放大量潛熱。900～800 hPa之間的厚度達(dá) 1 000～ 1100 m，又是垂直層上水汽開始凝結(jié)的第一層次，所以該處水汽凝結(jié)量或者凝結(jié)強(qiáng)度理應(yīng)最大。這點(diǎn)由該時(shí)次海口S波段STI風(fēng)暴追蹤產(chǎn)品和雷達(dá)基本反射率剖面（圖8a）可以證實(shí)。STI產(chǎn)品可以識(shí)別雷達(dá)探測(cè)范圍內(nèi)每個(gè)對(duì)流風(fēng)暴的風(fēng)暴單體質(zhì)心（單體最大反射率因子值）所在的高度位置。由5日18時(shí)00分各個(gè)質(zhì)心高度分布可見，大多數(shù)的風(fēng)暴單體質(zhì)心在2 km以下（圖8b），這說(shuō)明該時(shí)次強(qiáng)回波高度偏低，即大降水粒子的位置偏低，該處凝結(jié)強(qiáng)度大，潛熱釋放相對(duì)其他高度更大。由該時(shí)次的雷達(dá)基本反射率剖面圖也可以發(fā)現(xiàn)，55 dbz以上的強(qiáng)回波面積中絕大部分都在800 hPa以下（圖8a）。

由圖9a可見，緊鄰900～800 hPa非絕熱加熱鋒生大值區(qū)的上方，出現(xiàn)了大片鋒消負(fù)值區(qū)，范圍自800 hPa直達(dá)500 hPa附近，其絕對(duì)值大小與正值區(qū)相當(dāng)。根據(jù)前面關(guān)于探空和雷達(dá)實(shí)況的分析推測(cè)，這可能是因?yàn)榇罅康乃?00～800 hPa凝結(jié)變成水滴脫離氣柱，800 hPa之上形成相對(duì)干區(qū)，比濕僅為0.005～0.015 kg·kg -1（圖9a），遠(yuǎn)小于800 hPa以下（0.015～0.02 kg·kg -1），水汽凝結(jié)量劇降，潛熱釋放大大減少。同時(shí)由于低層的非絕熱加熱鋒生強(qiáng)烈，對(duì)上升氣流有加速作用，垂直速度自下而上逐層增加，在300～600 hPa之間甚至出現(xiàn)了超過(guò) 10 m·s -1的強(qiáng)上升中心區(qū)（圖9b），如此高的上升速度對(duì)落下的水滴勢(shì)必有強(qiáng)大的托舉作用，減弱水滴下落的速度，延緩水滴在對(duì)流層中層到中低層相對(duì)干區(qū)中停留的時(shí)間，因此該層的蒸發(fā)冷卻作用比潛熱釋放作用更為顯著，出現(xiàn)鋒消。

由上面的分析可知，5日暴雨過(guò)程中由于較低的凝結(jié)高度導(dǎo)致上升氣流中的水汽在對(duì)流低層出現(xiàn)強(qiáng)潛熱釋放，對(duì)流區(qū)低層氣團(tuán)內(nèi)部劇烈增暖，形成強(qiáng)烈鋒生效應(yīng)，而低層強(qiáng)的鋒生反過(guò)來(lái)又促進(jìn)上升氣流加速，對(duì)流加強(qiáng)，凝結(jié)潛熱釋放和鋒生之間形成正反饋機(jī)制，這是該類暴雨中深對(duì)流發(fā)展暴雨增幅的重要原因。

3.2.2 與垂直運(yùn)動(dòng)有關(guān)的傾斜項(xiàng)

在5日的暴雨過(guò)程中，傾斜項(xiàng) F 2相比非絕熱加熱項(xiàng) F 1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3要小很多。這是可以理解的，由公式（4）可知，θe/p是決定 F 2大小的一個(gè)變量。整個(gè)5日對(duì)流區(qū)的垂直方向上，整層θe/p的值都非常小，200 hPa以上的層次，值在-0.000 5左右，幾乎接近于零，中性層結(jié)特征顯著，因此傾斜項(xiàng) F 2絕大部分時(shí)次值都很小，相比其他兩項(xiàng)要小一個(gè)量級(jí)以上（圖略）。但決定 F 2大小的還有一個(gè)變量，就是垂直速度ω水平分布的差異性。5日的過(guò)程中，大部分時(shí)次，垂直速度都在2～3 m·s -1以下，對(duì)流發(fā)展強(qiáng)盛時(shí)，會(huì)升至5～6 m·s -1。小時(shí)最大降水出現(xiàn)前后，明顯看到對(duì)流區(qū)上空的垂直速度有一個(gè)劇烈增加的過(guò)程，中心最高值可達(dá)10 m·s -1以上（圖10），傾斜項(xiàng) F 2的值也隨即相對(duì)其他時(shí)次出現(xiàn)躍增，在垂直速度大值區(qū)右半側(cè)出現(xiàn)了上下兩個(gè)相鄰的鋒生和鋒消區(qū)，其中心最大絕對(duì)值可達(dá)0.8×10 -7K -1·m -1·s -1。這是由于鋒區(qū)上對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)展，在垂直速度大值區(qū)右側(cè)誘發(fā)次級(jí)環(huán)流，雖然此時(shí)層結(jié)接近中性，但仍存在非常弱的不穩(wěn)定條件（ θe/p=-0.000 5＜0；圖10），因此在次級(jí)環(huán)流上升支上，對(duì)流區(qū)暖氣團(tuán)被迅速抬升至對(duì)流層中層絕熱冷卻，形成鋒消，進(jìn)而對(duì)對(duì)流向更高層發(fā)展形成一定的抑制作用。

由18時(shí)三項(xiàng)的鋒生（消）分布可以看出，在水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng)中，輻散項(xiàng)和水平切變項(xiàng)的鋒生分布與鋒區(qū)形態(tài)較為相似，而且值普遍較大，而拉伸項(xiàng)只有在瓊海東南部的強(qiáng)鋒區(qū)中有所表現(xiàn)，其他區(qū)域的值都較小（圖11）。由對(duì)應(yīng)時(shí)次（18時(shí)）的 D 2、 D 3分布（圖12）也可發(fā)現(xiàn)，瓊海市區(qū)南部和東北部風(fēng)向風(fēng)速輻合顯著的地方對(duì)應(yīng)輻射項(xiàng)鋒生大值區(qū)，而瓊海市區(qū)南部水平風(fēng)切變明顯的地方出現(xiàn)切變項(xiàng)的大值區(qū)，這兩項(xiàng)與總鋒生大值區(qū)分布基本一致，表明風(fēng)場(chǎng)的輻合和風(fēng)向的切變是導(dǎo)致5日暴雨過(guò)程鋒生的重要原因。

4 結(jié)論

2010年10月1—8日海南島發(fā)生了一次持續(xù)性秋汛期特大暴雨過(guò)程，為了探討暴雨發(fā)生過(guò)程對(duì)流發(fā)展與局地鋒生的相互作用機(jī)制，本文基于WRF模式的模擬結(jié)果，結(jié)合地面觀測(cè)資料、雷達(dá)回波資料以及再分析資料，對(duì)局地鋒生對(duì)對(duì)流發(fā)展的組織作用以及對(duì)流發(fā)展對(duì)鋒生的影響進(jìn)行了分析，主要得到以下結(jié)論：

1）海南島秋汛期特大暴雨最強(qiáng)降雨日的鋒生函數(shù)各項(xiàng)正值區(qū)域范圍遠(yuǎn)大于負(fù)值區(qū)域，這也表明鋒生過(guò)程中環(huán)境場(chǎng)起到了主要作用。秋汛期暴雨過(guò)程中，海南島水平溫度梯度較小，但是濕度分布差異大，在鋒生過(guò)程中，水汽空間變化的作用明顯。

2）非絕熱加熱項(xiàng) F 1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3在海南島秋汛期特大暴雨鋒生的過(guò)程中貢獻(xiàn)最大，這與華南暖區(qū)暴雨鋒生及華南梅雨鋒大尺度鋒生差異明顯。非絕熱加熱項(xiàng) F 1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng) F 3的正極大值區(qū)在最強(qiáng)暴雨中心東南側(cè)的白天和夜間多次出現(xiàn)重疊表明，該處的強(qiáng)烈鋒生來(lái)自局地?zé)崃ψ饔煤痛蟪叨葎?dòng)力作用的共同驅(qū)動(dòng)。

3）由非絕熱加熱項(xiàng)的分析發(fā)現(xiàn)，較低的凝結(jié)高度導(dǎo)致5日暴雨過(guò)程中對(duì)流低層出現(xiàn)強(qiáng)潛熱釋放，對(duì)流區(qū)低層氣團(tuán)內(nèi)部增暖，形成強(qiáng)烈鋒生效應(yīng)，低層強(qiáng)的鋒生導(dǎo)致上升氣流加速，對(duì)流加強(qiáng)。這是該類暴雨中深對(duì)流發(fā)展暴雨增幅的重要原因。

4）在水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng)中，輻散項(xiàng)和水平切變項(xiàng)的鋒生分布與鋒區(qū)形態(tài)較為相似，說(shuō)明風(fēng)場(chǎng)的輻合和風(fēng)向的切變是導(dǎo)致5 d暴雨過(guò)程鋒生的重要原因。相比非絕熱加熱項(xiàng)F1和水平運(yùn)動(dòng)項(xiàng)F3而言，與垂直運(yùn)動(dòng)有關(guān)的傾斜項(xiàng)F2貢獻(xiàn)較小，幾乎在所有時(shí)次都相差一個(gè)量級(jí)左右。但是值得注意的是，與垂直運(yùn)動(dòng)有關(guān)的傾斜項(xiàng)F2在夜間有增大的現(xiàn)象，這表明海南島秋汛期暴雨中夜間常出現(xiàn)的對(duì)流加強(qiáng)現(xiàn)象可能與傾斜項(xiàng)F2的變化有關(guān)。

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Based on the WRF-simulated results，surface observation data，radar data，and the ECMWF ERA-5 reanalysis data，this paper analyzes the characteristics of local frontogenesis and its influence on the development of convective systems during the heavy rainstorm occurred on October 1—8，2010，in Hainan Island.The results show that the environmental field played a major role in the frontogenesis process of this heavy rain event.The non-adiabatic heating term and the horizontal motion term contribute the most to the process of local frontogenesis，and the largest positive value area of the two overlaps many times in the heavy precipitation area，indicating that diabatic heating and horizontal deformation divergence are responsible for the strong frontogenesis in this area.In addition，the comparison and analysis of simulated results and observations show that the lower condensation height leads to strong latent heat release in the lower convective layer during the period of the strongest precipitation，and that the internal warming of the lower air mass in the convective zone creates a strong frontogenesis effect.The strong frontogenesis at the lower level accelerates the updraft，strengthens the development of deep convection，and intensifies the torrential rain.Compared with the diabatic heating term and the horizontal movement term，the contribution of the vertical motion tilting term related to vertical movement is small，but it increases at night.The analysis shows that the difference in the horizontal distribution of vertical velocity at night plays an important role in the enhancement of deep convection in areas with heavy rainfall.

Hainan Island;extreme rainstorm;frontogenesis function;convection development;simulation analysis

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20211207001

（責(zé)任編輯：張福穎）