江淮梅雨期不同類型暴雨過程鋒生特征分析

金小霞 劉梅 李楊 王磊 李馳欽 陳蔚

摘要 利用ERA5再分析資料和江蘇省自動站降水量資料，根據運動學鋒生原理，分析了2020年江淮梅雨期鋒生特征和兩類不同性質暴雨鋒生的差異，揭示了不同層次鋒生與降水的對應關系。研究結果表明：1）2020年梅雨期鋒生特征顯著，強降水與中低層鋒生有較好對應關系，其中形變項占主要貢獻，散度項次之，傾斜項最弱。強降水時段總鋒生、散度和形變鋒生作用疊加。2）江蘇地區自北向南鋒生特征有差異，強度逐漸減弱，鋒生發展高度逐漸降低。不同類型降水鋒生特征不同，對流性降水鋒生范圍偏大、發展層次高、鋒生中心偏強，總鋒生和各分解項疊加作用顯著，穩定性降水鋒生特征反之。3）典型過程對流降水“6.28”和穩定性降水“7.11”對比表明：鋒區位置相近，鋒生作用均出現在江淮切變線附近，鋒區、切變線和θse密集帶三者對應較好。降水落區有差異，對流性降水過程中，由于干冷空氣的顯著南壓，使得主要降水發生在鋒面南側暖區，與多個次鋒生中心相對應;穩定性降水過程中冷暖空氣勢力相當，降水主要集中在主鋒區附近，觸發機制和降水性質不同導致降水分布差異。4）兩次過程垂直鋒區由低到高均有向北傾斜的特征，“6.28”過程鋒區南側有顯著暖濕氣流輸送，鋒區內為強烈上升運動，低層輻合高層輻散的環流場使得鋒區維持。“7.11”過程垂直上升運動高度偏低，高空沒有顯著輻散場，對流性較弱。對兩類降水垂直鋒區的合成分析表明，對流性降水的低層鋒生明顯強于穩定性降水，由低層鋒區造成的抬升觸發作用對強降水形成更加有利，同時垂直風場的合成中上升運動也更加強烈。兩類降水中，中低層散度和形變鋒生由低到高均為先增大后減小，強降水主要由700 hPa以下鋒生增強導致，中高層大氣基本為鋒消作用。

關鍵詞江淮梅雨;鋒生函數;暴雨;強對流;垂直鋒區

梅雨鋒是造成梅雨期降水的重要影響系統，是暖濕的季風氣團與相對干冷的中緯度氣團之間的鋒面（閔錦忠等，2018）。梅雨鋒一般維持在江淮一帶，但受到低空急流和冷空氣等因素的影響，會出現明顯的南北擺動特征，雨帶也隨之擺動（劉梅等，2014;王志毅等，2017），因此梅雨鋒的位置決定了主要的暴雨雨帶。梅雨鋒的產生由多尺度、不同高度天氣系統相互作用而形成，包括南亞高壓、副熱帶高壓、中緯度西風槽、季風、鋒面氣旋及中尺度波動等（鄭婧等，2015;金瓊等，2020），其中梅雨鋒上中尺度對流系統常是造成梅雨鋒暴雨的直接系統（王伏村等，2016;趙宇等，2018），暴雨對流系統總是沿著梅雨鋒上等相當位溫面發展和移動（Cui et al.，2003），當中尺度系統向下游移動，常給受影響地區造成持續的降水天氣（苗春生等，2017），另外暖切變型梅雨鋒也有利于持續性大暴雨的產生（胡伯威和彭廣，1996;胡伯威，1997）。梅雨鋒暴雨和梅雨鋒之間又存在著強烈的相互作用和正反饋機制，梅雨鋒上連續發生的中尺度對流雨團造成的潛熱釋放對鋒生有反饋作用，有利于鋒生強度的加強，因此梅雨鋒提供了對流云團發展的有利環境，同時對流降水又使得梅雨鋒面加強（Chen et al.，1998）。可見，梅雨鋒暴雨的發生發展、強度和落區，與梅雨鋒的結構、強度和演變特征應當有著密切的關聯。

鋒生函數可以從動力和熱力因子等方面很好的表征梅雨鋒的結構、強度和時空演變特征（王建捷和陶詩言，2002），氣象工作者通常采用其診斷分析梅雨鋒與暴雨的關系。尹東屏等（2010）利用平均場的方法研究了發生暴雨時的梅雨鋒結構，發現暴雨發生有明顯的鋒區，降水量和鋒區強度成正比，暴雨發生在鋒區中低空急流的北部，鋒生函數切變變形場與暴雨的落區重疊，經向鋒生函數與南風等風速線密集區相重疊，緯向鋒生函數指示了暴雨區的范圍。郭英蓮等（2014）分析了2011年3次暴雨過程的鋒生特征，認為3次過程中層鋒生主要由垂直鋒生造成，有利于對流不穩定的發生，低層由水平鋒生造成，有利于水汽輸送和輻合抬升。當中層和低層均有鋒生時，有利于降雨強度的加強。同時，鋒生的水平和垂直結構及強度對暴雨范圍也有顯著的影響（張恒德等，2011）。徐亞欽等（2019）分析了2016年的一次典型梅雨，認為強降水區與中低層鋒生區有較好的對應關系，在鋒區存在低層地轉偏差輻合、高層輻散的上升運動，形成次級環流上升支，鋒后反之。另外，鋒生函數中所包含的不同鋒生項對暴雨作用的闡釋有顯著的不同（馮文等，2023）。孫淑清和杜長萱（1996）認為鋒生函數的形變項是一個主要項，它與鋒生的維持有直接的關系，而散度鋒生則與梅雨鋒上的中尺度擾動相關，其正值區與暴雨區相對應。段旭等（2019）認為非絕熱加熱項對鋒面的生消作用較小，但存在顯著的日變化，輻合輻散項和水平形變項是鋒生函數變化的主要貢獻項。李娜等（2013）分析了北京“7.21”暴雨的鋒生特征，發現變形項對引發暴雨的低層鋒生有重要貢獻，鋒生能夠引發大氣動力和熱力結構的調整，伴隨大氣鋒生過程的高空急流的加強，帶動低層空氣輻合，有助于暴雨的加強維持。

在預報業務中，預報員通常分析的是不同層次環流形勢和常規水汽、動力物理量，對于鋒生的計算分析明顯缺乏，而鋒生包含了大氣水平、垂直運動和熱力等因素，與降水有著密切的關聯，因此加強鋒生的分析和應用，能夠幫助預報員更精細地判斷降水強度和可能的強降水落區，對認識天氣過程發生機理和降水預測均有重要意義。2020年梅雨期江淮地區出現11次暴雨過程，不同類型過程降水性質、強度、分布特點具有明顯差異，這種差異和過程期間鋒生特征是否具有一定的關系是值得我們深入研究的問題，也是預報員分析判斷的依據。為此，本文分析了2020年梅雨期的鋒生特征、環流結構及與強降水之間的關系，通過不同類型降水鋒生特征的對比，幫助預報員更好地認識鋒生形成的特點及其在強降水過程中的作用，為利用鋒生特征進行不同類型降水預報和訂正提供參考依據。

1 資料與方法

1.1 資料

文中所用降水實況數據：1）2020年江蘇省常規氣象自動站（基本站和加密站共1 365站）雨量資料，包括逐小時降水量和24 h降水量;2）鋒生函數計算和形勢場分析采用ERA5高分辨率再分析數據，時間分辨率為6 h，水平空間分辨率為0.25°×0.25°，垂直方向為21層。

1.2 鋒生函數計算方法

鋒生函數是表征大氣水平運動、垂直運動、非絕熱變化和摩擦等因素對鋒生作用的物理量，可作為定量指標表示大氣的動力和熱力特征及鋒生結構。本文采用Miller鋒生計算公式（Miller，1948），將鋒生函數分解為4項，在P坐標系下的表達式為：

Fh=ddt|SymbolQC@hθ|=T1+T2+T3+T4。? （1）

其中：

T1=-θxxdθdt+θyydθdtSymbolQC@hθ，（2）

T2=-ωxθx+ωyθyθpSymbolQC@hθ，（3）

T3=-12DSymbolQC@hθ，（4）

T4=-12Eθx2+2Fθxθy-Eθy2SymbolQC@hθ。（5）

式（5）中：E=u/x-v/y表示伸展形變；F=v/x+u/y表示切變形變；θ為位溫；ω為垂直速度。

鋒生函數描述了水平位溫梯度隨質點運動的變化率，Fh>0表示鋒生，Fh<0表示鋒消。由Fh表達式可知，影響鋒生的因子有4項，其中T1為非絕熱加熱項，即非絕熱加熱梯度產生的鋒生作用，在濕絕熱條件下，此項可忽略;T2為傾斜項，表示沿已存在的溫度梯度方向垂直速度的不同而產生的鋒生或鋒消，若大氣為穩定層結θp<0，當暖氣團中有下沉運動而冷氣團中有上升運動，冷暖氣團溫度差異增大，則鋒生，反之為鋒消。若大氣層結不穩定θp>0，則與上述結論相反；T3為散度項，表示在已有的水平溫度梯度的情況下，水平輻合（D＜0）或輻散（D＞0）產生的水平溫度梯度的增加（或減弱），即鋒生或鋒消；T4為形變項，即整個水平變形產生的鋒生作用。濕對流大氣中可用濕位溫代替位溫進行鋒生計算（郭英蓮等，2014），本文著重分析總鋒生函數Th、傾斜項T2、散度項T3和形變項T4對鋒生的作用。

2 2020年江淮梅雨概況及暴雨過程劃分

2020年6月9日—7月21日江淮地區經歷了1961年以來的最強梅雨（張芳華等，2020），江蘇地區梅雨期共43 d，為有氣象記錄以來第二位，淮河以南地區平均梅雨量582.5 mm，為常年梅雨量的2.5倍，為有氣象記錄以來第二多值。連續性極端強降水造成江蘇省內長江、太湖、淮河流域相繼發生洪水，32條河湖、59個站點超警戒水位，造成嚴峻的防汛抗洪形勢。梅雨期降水強度大、持續時間長，夜間雨勢增強特征明顯，江蘇地區共經歷了11次暴雨過程，過程間的關鍵影響系統和暴雨落區存在一定差異，大部分暴雨過程都伴隨高空槽、低空急流和切變線，也有一部分過程伴隨低渦和地面氣旋，暴雨落區主要在江蘇南北緯度帶上擺動。

首先將11次暴雨過程進行分類，對于24 h累積降水，目前沒有一個明確的標準可以劃分穩定性降水和對流性降水，主要是由于兩者在暴雨生消演變的過程中既可存在水平和垂直空間上的疊加，也可能存在時間的更替，因此可根據兩者出現的比例，按照一定的客觀標準劃分為以穩定性降水為主和以對流性降水為主的暴雨過程。根據蘇翔等（2022）的劃分方法，采用逐小時站點降水觀測數據進行劃分，將暴雨（≥50 mm·d-1）站點上的24 h累積降水拆分為逐小時降水，計算其中短時強降水（≥20 mm·h-1）小時數與降水（>0 mm·h-1）小時數的比值r;若r≥5％，則判斷為對流性降水（為主）;若r<5％，則判斷為穩定性降水（為主）。按此標準，2020年江淮梅雨期暴雨過程可劃分為對流性強降水6次和穩定性降水5次（表1）。本文通過兩類暴雨過程鋒生特征和差異對比，探討不同類型降水鋒生對暴雨強度、區域的影響，為暴雨預報提供訂正思路。

3 梅雨期鋒生特征分析

首先對梅雨期6月11日—7月24日江蘇地區鋒生演變特征與降水過程進行對比分析。由于江蘇南北跨度較大，鋒生特征和降水性質有差異，因此在南北向將江蘇地區分為沿淮和淮北地區、江淮之間、沿江和蘇南3個區域進行分析，計算范圍是117°～121°E、31°～35°N，其中以32°N和33.5°N為南北三個區域的分界線。在圖中標出了3個區域中雨（≥10 mm）以上的降水日（圖1），并將850 hPa和700 hPa兩層的鋒生值累加，以此反映中低層鋒生和降水的對應關系。

由圖可見，2020年梅雨期有較強的鋒生特征，鋒生強度呈波動變化，降水時段鋒生函數及各分解項有顯著的增強特征，無降水時段鋒生基本為0。從不同區域鋒生特征看，沿淮和淮北地區（圖1a）鋒生強度相比于中南部地區明顯偏強，最為明顯的鋒生過程有3次，分別為6月16日、6月28日和7月11日前后，鋒生值達到10×10-9 K·s-1·m-1左右，對應的降水也是最強的。總鋒生Fh和各分解項量級基本相當，其中形變項T4在降水時段增強幅度最大，散度項T3次之，傾斜項T2最弱，甚至為鋒消。從江淮之間和沿江蘇南地區來看（圖1b、c），形成強降水所需的鋒生強度相對沿淮淮北地區明顯偏弱，6月15日沿江蘇南和6月28日江淮之間大暴雨過程鋒生強度均在5×10-9 K·s-1·m-1，各鋒生分解項的貢獻與北部地區類似。因此，2020年梅雨期江蘇地區自北向南鋒生強度減弱，降水過程與鋒生增強有較好對應關系，其中形變項對引發暴雨的低層鋒生貢獻最大，輻合輻散造成的散度鋒生貢獻次之，傾斜項相對最弱。

進一步分析了不同區域垂直方向的鋒生情況（圖2），從沿淮和淮北地區（圖2a）來看，鋒生作用呈現不連續、階段性的特點，分別在6月17日、6月28日和7月11日前后有3次明顯鋒生過程，與圖1a中相一致，強烈鋒生作用與降水對應較好。鋒生發展高度從1 000 hPa至500 hPa附近，總鋒生函數與散度項、形變項量級相當，在時空分布上有較好的對應關系，在強鋒生時段三者幾乎重合，造成強降水發生。江淮之間和沿江蘇南地區（圖2b、c）鋒生作用較為連續，強度呈波動特征，降水時段鋒生發展高度相比沿淮淮北地區偏低，主要與中低層散度和形變鋒生有較好的對應關系。同時，沿江和蘇南地區總鋒生函數的作用相比于中北部地區明顯偏弱，這可能是由于偏南地區冷空氣較弱引起。

根據表1對11次暴雨過程的分類，整體分析了兩類不同性質暴雨的鋒生情況。對流性暴雨主要發生在6月中下旬和7月中旬末—下旬初，從整體的強度看對流性強降水發生時鋒生發展的層次較高，從1 000 hPa發展至500～600 hPa，鋒生中心強度達3×10-9 K·s-1·m-1，同時總鋒生函數、散度項和形變項的疊加作用更大，說明在強對流發生過程中各項的鋒生作用均較為顯著。穩定性降水主要發生在7月上中旬，這一階段的鋒生強度偏弱，中心值基本在2×10-9 K·s-1·m-1，鋒生發展的高度相對偏低，主要維持在中層900～600 hPa，同時降水過程中各鋒生項的疊加作用相對較弱。另外，兩類降水鋒生區域范圍也存在一定差異，對流性降水明顯時段（6月27—29日、7月21—23日）江蘇自南向北均存在明顯鋒生，且形變鋒生自地面到中層均發展旺盛。穩定降水時段（6月16—18日、7月2—3日、7月5—7日、7月11—12日、7月14—17日）鋒生區域范圍南北跨度明顯偏小，近地面形變鋒生僅出現在較固定區域內，且發展高度相對較低。

4 不同類型暴雨過程鋒生特征對比分析

為了進一步分析對流性強降水和穩定性降水的鋒生特征和機制，分別選取了表1中降水強度大且鋒生作用顯著的兩次過程20062720—20062908、20071108—20071220（以下簡稱“6.28”和“7.11”）作為典型過程進行對比分析。“6.28”對流降水過程中副高勢力強盛（圖3a），東北冷渦和高空槽攜冷空氣南下，中低層有西南渦東移影響，且低渦南側有20 m／s以上西南急流相配合。“7.11”穩定性降水過程發生在副高減弱東退，中緯度西風槽東移的形勢下（圖3b），中低層有東西向切變維持在江蘇中北部地區，切變線南側為西南急流，整個系統影響過程中，無明顯冷空氣影響。兩次過程均歷時36 h，累積雨量和雨強有顯著差異，“6.28”暴雨過程（圖4a）全省大部累積降水達到50 mm以上，江淮之間100～250 mm，局部超過250 mm以上，整體雨強大范圍廣，最大雨強42 mm·h-1，超過1／3降水站點雨強在20 mm·h-1以上，達到文中定義的對流性降水標準。

“7.11”過程（圖4b）沿淮和淮北地區降水持續時間較長，累積雨量在50 mm以上，部分地區100～250 mm，淮河以南大部分地區雨量較小，全省雨強基本在10 mm·h-1以下，淮北局部站點超過20 mm·h-1，為穩定性降水過程。下文將從鋒生作用的角度來分析造成兩次過程降水顯著差異的成因，以此來初步總結對流性降水和穩定性降水在鋒生特征方面的不同。

4.1 水平鋒生特征對比分析

假相當位溫θse的分布反映了大氣溫濕特性和濕斜壓能量的分布，在“6.28”過程中，降水初期蘇北地區有一條自東向西的θse冷帶，最低值在324 K，而淮河以南地區為大范圍的高溫高濕區，θse中心值達到348 K以上。兩個溫濕特性顯著差異的氣團在江淮流域對峙，從而形成了該地區θse的密集帶即梅雨鋒，對應的鋒生函數計算結果表明安徽北部至江蘇中南部地區有顯著的鋒生帶形成，同時風場上有一條東西向切變系統與鋒區相對應，則形成了以θse密集帶和東西向切變線為主要特征的江淮梅雨鋒。南側θse大值區所代表的低空西南暖濕急流，將水汽源源不斷的輸送到鋒生帶，為梅雨期降水提供水汽和能量。29日02時（圖5a），西南急流進一步加強北抬，θse高能區明顯北抬范圍擴大，同時由于冷渦高空槽攜冷空氣南下（圖3a），θse冷舌范圍明顯擴大。冷暖氣團強烈對峙，形成大范圍鋒生作用且強度極強，鋒生帶主要發生在低渦切變系統的東段、西南急流的頂端，鋒生中心位于江蘇東北部地區達到26×10-9 K以上，同時在主鋒面南側的θse大值區受急流和低層擾動的影響形成多個次鋒生中心。

從強降水落區看，主要分為兩部分，一部分降水集中在切變線主鋒區附近，其余主要發生在梅雨鋒南側的暖區當中，且降水范圍大、強度更強，暖區中有利的溫度和水汽條件與滲透的冷空氣相結合，形成了極不穩定的大氣層結，并產生了局地鋒生，在切變線、急流等輻合抬升系統的觸發下，形成大范圍強降水，體現了強對流降水的特點，而鋒面附近由于干冷空氣的壓制，反而強降水站點偏少。

從穩定性降水過程“7.11”來看，華東地區前期為大范圍西南暖濕氣流，對應θse高能區，θse冷舌位于蘇北地區，在蘇中地區形成θse密集帶，風場上西南急流在蘇中地區逐漸轉為東南風并形成東西向暖式切變線，切變線與θse密集區相對應產生較強鋒生，鋒區附近有分散性降水發生。12日02時（圖5b），西南急流逐漸加強北抬，θse高能區和切變線也北抬至蘇北地區，鋒生作用主要發生在切變線上和θse密集帶內，三者均為東西走向呈現較好的一致性，且鋒生強度明顯加強，最大中心超過了16×10-9 K，降水區域相對于“6.28”對流性降水更為集中，1 h降水量大于10 mm的站點與θse密集帶和鋒區位置有較好的對應關系。

對比兩次過程，鋒生特征有明顯異同點，鋒生作用均出現在切變線上和θse密集區內，鋒面、切變線和θse密集帶三者有較好對應關系。對流性降水鋒生作用強度顯著大于穩定性降水，且鋒面寬度更寬，主要的鋒區位于348～332 K，冷暖空氣作用明顯，鋒區內等θse線更為密集梯度更大；穩定性降水的鋒區主要位于352～340 K，以暖濕氣流為主，等θse線相對稀疏。降水落區有顯著差異，對流性降水一部分集中在主鋒區附近，其余分散在主鋒面南側的θse高能高濕區內，與多個分散弱鋒生中心相對應；穩定降水則更為集中幾乎均發生在主鋒區附近。降水性質和觸發機制的不同導致降水分布不同。

進一步分析了鋒生函數各分解項與強降水之間關系（圖6），從圖中可以看出兩次過程鋒生函數各分解項量級相當，且范圍明顯重疊，說明降水過程中各分解項疊加作用明顯。其中散度項和形變項形態接近，傾斜項范圍偏南，強降水與鋒生作用疊加的區域有較好對應關系。根據不同層次水平分解項的分析，發現兩次降水過程均與中低層850 hPa以下的鋒生作用對應較好，700 hPa鋒生作用次之，中高層相對較弱。對比兩次過程的不同點發現，“6.28”降水（圖6a）主要發生在34.5°N鋒面附近及南側散度項和形變項疊加的區域，主鋒區附近強降水相對偏少，對流降水主要集中在切變線鋒區南側的對流不穩定區，反映了強對流天氣的特征。此外，有少部分降水站點僅發生在黑色線條對應的傾斜鋒生區內，可見沿溫度梯度方向垂直速度的不同而引起的傾斜鋒生，也可觸發強對流天氣。“7.11”降水（圖6b）過程中，無冷空氣影響，對流性弱，強降水基本集中在主鋒區內，散度和形變鋒生作用疊加的區域。因此，利用鋒生進行降水分析時應重點關注各鋒生項疊加的區域，同時強對流天氣過程中垂直運動對應的傾斜鋒生也需關注。

4.2 垂直鋒區結構對比分析

進一步分析鋒區垂直結構與強降水的關系。“6.28”過程中（圖7a）垂直鋒區主要位于32°～36°N，從低到高鋒區向北傾斜。結合假相當位溫可見，鋒區南側850 hPa以下為暖濕空氣，500～850 hPa相對干冷，形成低層暖濕高層干冷的不穩定層結，鋒區北側為假相當位溫低值區，說明有干冷空氣侵入形成鋒生，在一定的擾動觸發下，導致對流降水發生。在500 hPa以下主鋒區，有4個顯著的鋒生中心，其中最強中心位于800 hPa、33°N附近，與最強降水區相對應，在低層32°N也有一個鋒生中心，產生了局地暖區降水，34°N附近的降水則與700 hPa和500 hPa鋒生中心相對應。從垂直風場可見，500 hPa以下鋒區南側為一致的偏南氣流，垂直運動較小，鋒區上則以強烈的上升運動為主，至300 hPa附近形成南北兩支輻散氣流，在鋒區兩側下沉，北支攜帶冷空氣向梅雨鋒輸送，南支則與梅雨鋒上升氣流構成經向垂直反環流，加強鋒區的上升運動，低層輻合高層輻散的環流場，使得鋒區維持。

從“7.11”過程（圖7b）的分析可見，34°N低層鋒區為垂直分布，中高層逐漸向北傾斜，鋒區南側有顯著暖濕氣流輸送，最強鋒生中心位于700 hPa附近且與低層鋒生中心相對應，鋒生層次較厚，導致區域內強降水發生。鋒區北側假相當位溫所代表的冷空氣相對較弱，風場上垂直上升運動的高度僅達到500 hPa左右，且高空沒有對應的輻散場，因此對流性較弱，降水發生在偏冷的θse中。此次穩定性降水是在1 000～700 hPa顯著垂直鋒區中形成，中低層鋒生作用相疊加，產生了較強降水。

在垂直鋒區中各分解項的分析中，將散度項和形變項、傾斜項分為兩部分進行分析。從圖7中可以看出，各鋒生項量級相近，散度項和形變項均呈現向北傾斜的特征，且鋒生范圍相對集中，傾斜項形態不規則范圍較大。“6.28”過程（圖8a）中整層大氣散度鋒生和形變鋒生有較好對應關系，在中低層800 hPa以下33.5°N附近，散度鋒生和形變鋒生最為顯著，兩者共同作用產生大范圍強降水。此外，500 hPa和700 hPa上34.5°N也分別有兩個鋒生中心相對應，但由于鋒生的層次較高，水汽條件和上升運動相對減弱，因此降水較為分散。從對應的傾斜項（圖8b）看，降水區整層大氣幾乎都是傾斜鋒消，因此在此次對流性強降水過程中主要是中低層700 hPa以下的散度鋒生和形變鋒生而產生的，傾斜項為鋒消。

從“7.11”過程來看，散度項和形變項（圖8c）也對應較好，均有向北傾斜特征，34°N降水區所對應的低層800 hPa以下鋒生相對偏弱。700 hPa上有一個較強散度鋒生中心和形變鋒生中心相對應，但由于是下沉氣流，因此沒有產生降水。從對應的傾斜項（圖8d）來看，34°N降水區在700 hPa以下均為顯著的傾斜鋒生，從而彌補了散度鋒生和形變鋒生在中低層的不足，通過累加作用使得總鋒生作用加強產生強降水，這與圖5b中700 hPa以下總鋒生強度較強的計算結果是一致的。因此在此次穩定性降水的過程中主要是800 hPa以下散度鋒生和形變鋒生，以及700 hPa以下的傾斜鋒生共同作用而形成。

綜上分析，可以看出降水過程中鋒生各項的特征和作用是有所不同的，對流降水和穩定降水，在降水發生發展過程中散度項和形變項有較好的一致性，與降水加強和減弱的變化趨勢相對應，這與兩項的定義直接相關。而傾斜鋒生的變化則有所不同，在對流降水“6.28”過程中為鋒消，在穩定降水“7.11”過程中主要為鋒生作用，根據傾斜項的定義，在穩定層結中，暖氣團中有下沉運動而冷氣團中有上升運動，則產生鋒生，反之為鋒消，若大氣層結不穩定，與上述結論相反。因此，傾斜項對于不同的降水類型作用有所不同，在對流性較強的時段可產生鋒消作用，在層云穩定降水階段可能產生鋒生作用。

為了更清晰地對比兩類不同性質降水的鋒生結構差異，進一步將兩類降水分別進行合成分析，對流性降水選取了4次過程，分別為：20061208—20061408、20062220—20062320、20062720—20062908、20071720—20071920;穩定性降水選取了3次過程，分別為：20061608—20061808、20070220—20070308、20071108—20071220。通過合成后的鋒生強度較典型個例有所減小，但仍可看出兩類降水的顯著差異，其中對流性降水（圖9a）在中低層800 hPa以下鋒生更加顯著，穩定性降水（圖9b）鋒生大值區主要在中層800 hPa附近，低層鋒生明顯偏弱。可見，在對流降水過程中由低層鋒區造成的抬升觸發作用對強降水形成更加有利，垂直風場的合成也表明在對流降水過程中上升運動更加強烈。

從鋒生分解項的合成可以看出，對流性降水（圖10a）散度項和形變項具有較好的一致性，低層散度和形變鋒生強度較強，中高層逐漸減弱，穩定性降水（圖10c）低層鋒生偏弱，中層偏強，與圖9中的結果一致。傾斜項的合成表明，對流降水和穩定降水沒有明顯的差異，在散度和形變鋒生對應的區域基本以鋒消為主。因此，兩類降水的鋒生分解項的合成表明，強降水的形成主要由中低層散度和形變鋒生產生，尤其在對流降水過程中，低層鋒生明顯強于穩定性降水。

4.3 鋒生函數及各分解項在暴雨過程中的貢獻

根據兩次過程所對應的強降水區即江淮之間和沿淮淮北地區，計算總鋒生函數和各分解項的區域平均（圖11），從圖中可見“6.28”過程（圖11a）中低層大氣鋒生作用明顯，散度項和形變項以鋒生為主，傾斜項以鋒消為主。鋒生、鋒消均呈雙峰型，1 000～700 hPa散度和形變鋒生先增大后減小，傾斜鋒生和總鋒生先減小后增大，呈反位相分布，最大鋒生鋒消中心均位于850 hPa，達到2.5×10-9 K·s-1·m-1。700 hPa以上散度和形變鋒生強度減弱，鋒消強度增強，最強鋒消達到-3.5×10-9 K·s-1·m-1。因此，此次過程中低層700 hPa以下的散度和形變鋒生共同作用使得強降水發生。

從“7.11”過程（圖11b）可見，鋒生、鋒消作用主要出現在500 hPa以下，呈單鋒結構。1 000～700 hPa散度和形變鋒生迅速增強，總鋒生、散度和項形變鋒生在垂直方向均維持了較強的鋒生厚度，最大值位于700 hPa形變鋒生達到3.2×10-9 K·s-1·m-1，傾斜項基本為鋒消作用;700 hPa以上散度和形變鋒生逐漸減弱，鋒消作用逐漸加強，500 hPa以上鋒生作用趨近于0。可見，此次穩定性降水過程中1 000～700 hPa散度和形變鋒生為主要貢獻，中高層大氣基本為鋒消作用。

5 結論和討論

根據運動學鋒生函數及其分解項的原理，分析了2020年江淮梅雨期鋒生作用的時空分布特征和兩類不同性質暴雨鋒生的差異，闡述了鋒生各項與降水的對應關系。并以兩個典型個例為代表，對比了鋒生特征的異同點。主要結論如下：

1）2020年梅雨期有顯著的鋒生特征，鋒生過程較往年更加頻繁，43 d的梅雨期中有3次強鋒生過程，分別在6月16日、6月28日和7月11日前后，鋒生強度均達到10×10-9 K·s-1·m-1左右，較以往的強降水鋒生更加偏強（徐亞欽等，2019），因此這三次過程也造成了日降水量250 mm以上的極端降水，導致梅雨降水總量異常偏多。強降水與中低層鋒生有較好對應關系，形變項對引發暴雨的低層鋒生有重要貢獻，輻合輻散造成的散度鋒生貢獻次之，傾斜項最弱。強降水時段總鋒生、散度和形變項幾乎重疊，低層無鋒生而中高層有明顯鋒生時段無降水產生。江蘇不同區域鋒生強度有顯著差異，自北向南鋒生強度減弱，沿淮和淮北地區鋒生發展高度最高達500 hPa;江淮之間鋒生高度在700 hPa，中低層散度鋒生和形變鋒生發展明顯，說明中低層輻合和冷空氣鋒生在降水中均有明顯作用;沿江和蘇南地區由于冷空氣較弱使得鋒生發展強度偏弱。

2）不同性質降水鋒生特征差異顯著，對流性強降水鋒生范圍較大，發展層次較高、鋒生中心偏強，散度項和形變項疊加作用較大，共同作用使得強降水發生。穩定性降水鋒生區南北跨度小、強度偏弱，鋒生發展的高度偏低。典型過程對流降水“6.28”和穩定性降水“7.11”對比表明，鋒區與影響系統對應位置相近，主要鋒區均位于低渦切變線附近，鋒區、切變線和θse密集帶三者對應較好。“6.28”過程相對于“7.11”過程鋒生強度更大，鋒面寬度更寬，鋒區內等θse線梯度更大。降水分布有顯著差異，對流性強降水一部分集中在主鋒區附近，一部分位于鋒面南側暖區當中，由于在對流降水過程中，冷空氣顯著的南壓，滲透南下的冷空氣與暖區中的水汽相結合，形成了極不穩定的大氣層結，在切變線和急流等輻合抬升系統的觸發下，形成大范圍強降水，而鋒面附近由于干冷空氣的壓制，反而強降水偏少。穩定性降水過程中，冷暖空氣勢力相當，降水主要集中在主鋒區附近。觸發機制和降水性質的不同，使得降水分布有顯著差異。

3）對垂直鋒區和環流結構的分析表明，兩次過程垂直鋒區由低層到高層均有向北傾斜的特征，鋒區南側為低層暖濕高層干冷的不穩定層結，北側有干冷空氣侵入，鋒生作用不斷觸發不穩定能量釋放，導致強降水發生。“6.28”過程中鋒區南側為西南暖濕氣流輸送，鋒區內為強烈上升運動，低層輻合高層輻散的環流場使得鋒區維持。“7.11”過程垂直上升運動高度偏低，高空沒有顯著輻散場，對流性較弱。降水過程中散度和形變鋒生疊加作用顯著，降水的強弱變化趨勢與鋒生強度相對應。傾斜項作用有所不同，對流降水“6.28”過程中為鋒消，在穩定降水“7.11”過程中主要為弱鋒生作用。對兩類降水垂直鋒區的合成分析也顯示出與典型個例一致的特征，對流降水過程中由低層鋒區造成的抬升觸發作用對強降水形成更加有利，垂直風場的合成中上升運動也更加強烈。強降水的形成主要由中低層散度和形變鋒生產生，尤其在對流降水過程中，低層鋒生明顯強于穩定性降水。

4）鋒生函數各分解項定量分析顯示，“6.28”過程呈雙峰型結構特征，1 000～700 hPa散度和形變鋒生先增大后減小，傾斜鋒生先減小后增大，850 hPa鋒生達到最強，700 hPa以上鋒生強度減弱，鋒消作用加強，因此700 hPa以下散度和形變鋒生在降水過程中占主要貢獻。“7.11”過程呈單鋒結構，1 000～700 hPa散度和形變鋒生迅速增長，總鋒生、散度和項形變鋒生在垂直方向均維持了較強的鋒生厚度，疊加作用使得強降水發生，中高層大氣基本為鋒消作用。

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·ARTICLE·

Analysis of the frontogenesis characteristics of different types of rainstorms in the Jianghuai Meiyu period

JIN Xiaoxia1，LIU Mei1，2，LI Yang1，WANG Lei1，LI Chiqin1，CHEN Wei1

1Jiangsu Meteorological Observatory，Nanjing 210008，China;

2Key Laboratory of Transportation Meteorology，China Meteorological Administration，Nanjing 210009，China

Abstract This study analyzes the frontogenesis characteristics of rainstorms during the Meiyu period in 2020 using ERA5 reanalysis data and the precipitation data from automatic stations in Jiangsu Province.The main results are as follows：1） The characteristics of frontogenesis during the Meiyu period in 2020 are significant.Heavy rain is associated with middle-low frontogenesis，with deformation frontogenesis being the main contributor.2） Heavy rainfall during the Meiyu period can be categorized into two types.Severe convective rainstorms exhibit a larger frontogenesis range，higher development，greater intensity，and more overlap between total frontogenesis and decomposition terms.However，stable rainfall shows opposite characteristics.3） Two typical cases，namely the strong convective rainfall event on “6.28” and the stable rainfall event on “7.11” are selected.Frontogenesis occurs along shear lines and in regions of significant pseudo-equivalent potential temperature gradient.Strong convective rainfall is observed near the main frontal zone and in high-energy zones of pseudo-equivalent potential temperature，indicating the presence of multiple secondary frontogenesis centers.Stable heavy precipitation，on the other hand，is concentrated near the main frontal zone.These different rainfall distributions arise from variations in triggering mechanism and precipitation properties.4） The vertical front zone in both processes tilts northward from low to high.In the “6.28” process，a notable transport of warm and moist airflow is observed on the south side of the frontal zone，with strong upward motion within the frontal zone.In contrast，the “7.11” process exhibits less pronounced features and weaker convection.The magnitude and impact of frontogenesis differ across various precipitation processes and stages.Rainstorms are primarily generated by divergence and deformation frontogenesis，while the tilting term frontolysis in convective precipitation and frontogenesis in stable precipitation.Quantitative analysis of each decomposition term reveals that low-level divergence and deformation frontogenesis initially increase and then decrease in both processes.Deformation and divergence frontogenesis below 700 hPa are the main contributors，while the middle-high atmosphere experiences frontolysis.

Keywords Jianghuai Meiyu;frontogenesis function;rainstorm;severe convection;vertical frontal zone

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20220727001

（責任編輯：袁東敏）