海南島秋汛期特大暴雨局地鋒生的特征及其對對流系統發展的影響

馮文 吳冰雪 楊薇

摘要 基于WRF模式的模擬結果，結合地面觀測資料、雷達回波資料以及ECMWF ERA5再分析資料，對2010年10月1—8日發生在海南島的一次持續性秋汛期特大暴雨過程中局地鋒生與對流發展的相互作用機制進行了深入分析，發現：在海南島秋汛期特大暴雨的鋒生過程中，環境場起到主要作用。非絕熱加熱項F1和水平運動項F3在局地鋒生的過程中貢獻最大，且兩者的正極大值區在強降水地區多時次重疊出現，表明非絕熱加熱和水平形變輻散是導致強降水區強烈鋒生的主要原因。此外，模擬結果和實況觀測對比分析發現，較低的凝結高度導致最強降水時段對流低層出現強潛熱釋放，對流區低層氣團內部增暖，形成強烈鋒生效應，低層強的鋒生導致上升氣流加速，深對流發展加強，暴雨增幅。與垂直運動有關的傾斜項F2相比，非絕熱加熱項F1和水平運動項F3貢獻雖小，但在夜間有增大的現象，分析表明夜間暴雨區垂直速度ω水平分布的差異性對深對流的加強有重要作用。

關鍵詞 海南島; 特大暴雨; 鋒生函數; 對流發展; 模擬分析

許多研究發現，動力和熱力條件的不同配置會影響鋒生的變化。鄭婧等（2014）和李娜等（2013）的研究發現，局地大氣垂直運動的加強可促進傾斜項鋒生的發展，而對流層低層的強輻合和超低空急流（賽瀚和苗峻峰，2015）的出現會導致水平項鋒生的增強，邊界層鋒生則主要來自水平運動的形變。相反的，鋒生發展也會改變大氣的動熱力環境。王伏村等（2016）在分析隴東一次暴雨過程時指出，對流層低層鋒生的出現為不穩定能量釋放提供了有利條件，導致隴東大暴雨發生的一個重要原因就是鋒生的發展使得切變線上的垂直渦度加強，輻合增大，促使不穩定能量的釋放;李銀娥等（2015）和王宗敏等（2014）的研究也發現，江淮和華北多類暴雨的觸發由低層鋒生強迫促使垂直運動增強，進而對流-對稱不穩定能量釋放所致;郭英蓮等（2014）研究則顯示，不同高度的鋒生對大氣環境場的影響各不相同，對流層低層鋒生有助于水汽輻合和垂直運動的加強，而對流層中層鋒生則能促進大氣層結對流不穩定的形成。此外，還有研究發現，局地鋒生和對流發展之間存在類似CISK機制，兩者的生成發展相互有正反饋作用，中尺度對流發展會增強局地鋒生，而局地鋒生有助于中尺度對流系統趨向組織化發展（蒙偉光等，2012）。劉海文等（2014）和張芳華等（2014）對2012年北京“7·21”特大暴雨過程的分析也發現，局地鋒生的加強導致條件對稱不穩定層結發展，鋒前暖區中上升速度增強，進而形成強的中尺度雨帶。實況觀測的對比檢驗顯示，暴雨增幅伴隨著局地鋒生的增強，最強降水時刻正好對應鋒生函數最大值。由上述研究可見，鋒生與暴雨發生過程中的中尺度系統發生發展、不穩定能量的釋放以及水汽輻合抬升等關系密切，而中尺度系統的發展演變、不穩定能量的釋放以及水汽的輸送和輻合正是強降水出現的重要條件。因此，深入分析局地鋒生的變化過程有助于增進對暴雨發生發展機制的認識。

我國華南地區的鋒生特征相比中緯度地區，差異顯著。中緯度地區的鋒生主要由大尺度地轉風的水平運動所致，這類鋒生過程屬于準地轉的鋒生，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程中起更重要的作用。而華南大多數鋒生過程中熱力作用顯著，主要是局地中尺度鋒生，斜壓性較弱。華南各類型的鋒生過程常觸發強降水，其中由于冷空氣補充及南方暖濕氣流增強導致已減弱的鋒面再次加強是極易造成持續性強降水的一類。在這類過程中，由于冷暖空氣相互作用形成的對流激發了局地鋒生，鋒生的增強又反過來促進了對流的組織化，進而形成中尺度雨團觸發暴雨（Chen and Kpaeyeh，1993;蒙偉光等，2012）。目前對華南地區鋒生的研究主要聚焦前汛期和夏季風盛行期的對流過程，對秋季的對流過程研究較少，且研究的區域多限于兩廣地區，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渡地區的廣東、廣西差異顯著（韓芙蓉等，2017;王凌梓等，2020）。兩廣地區鋒生的特征之于熱帶地區，代表性不足，因此很有必要對海南島的鋒生特征進行深入研究，以期增進對熱帶地區鋒生及其與對流系統發展之間反饋機制的認識。

2010年10月上旬，海南島出現了一次極端降水事件，其日降水量、過程降水量、大暴雨持續日數均創有觀測記錄以來的歷史極值。僅10月5日08時—6日08時（北京時，下同），海南島就有接近半數地區的日雨量達到100 mm，有3個國家基準站測到250 mm以上的特大暴雨量級降水，其中瓊海站日雨量達到701.9 mm，自動站測到的雨量更為驚人，瓊海市博鰲鎮10月5日的日降雨量高達881.8 mm。該過程由弱冷空氣和低壓擾動共同影響，在鋒生的組織下，深對流在海南島東部持久穩定發展給該地區帶來了持續性強降水，是典型的海南島秋季暴雨過程。本文將以該次過程最強暴雨日（10月5日）為例，基于最強降水時段的鋒生函數演變情況，分析影響熱帶地區鋒生的主要物理過程以及鋒生對中尺度對流系統發展的影響。

1 天氣實況和環流背景

研究的個例對象為受弱冷空氣和南海熱帶擾動共同作用所致的一次典型海南秋汛期特大暴雨過程。這次過程自2010年10月1開始，10月8日結束，持續暴雨天數長達8 d，其中日雨量以10月5日最強。從環流形勢場可見，從9月30日始對流層中層上有西風槽自我國西北地區移向華北地區，受西風槽東移影響，10月1日起槽后冷空氣自北向南影響我國中東部地區，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，此時海南島南部海面至西沙群島附近海面之間存在熱帶擾動。受熱帶擾動外圍環流、副熱帶高壓西南側東南氣流與中國大陸冷高壓東南側的東北風匯合影響，巴士海峽至北部灣一帶出現偏東低空急流，暴雨隨之出現在海南島東半部地區（圖1a）。之后隨著熱帶擾動加強成為熱帶低壓，南海北部的低空急流進一步增強，暴雨區深入至海南島西部內陸，此時海南島東部的暴雨強度也升至峰值（圖1b）。10月8日后隨著副高加強西伸，熱帶低壓減弱消失，暴雨過程結束。

2 資料和模擬試驗

2.1 資料選取

天氣學分析所使用的數據來自歐洲數值中心ERA5再分析資料（0.25°×0.25°），數值模擬使用的初始邊界條件來自NCEP逐6 h的FNL資料（空間分辨率為1°×1°），而海南省18個市縣基準測站和387個區域自動觀測站降水資料和海口多普勒雷達數據用于降水實況分析和模式模擬驗證。

2.2 模擬試驗設計

用于模擬研究的中尺度氣象數值模式為WRF3.2.1，模式設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，分辨率為10 km（D1層），內層研究區域的水平分辨率為3.33 km（D2層），包含整個海南島。垂直方向上分為35層。模式層頂氣壓為100 hPa，2 km以下設有24層。研究區域為內層區域，覆蓋了海南島及其周邊地區。D1中采用了Kain-Frisch積云對流參數化方案，而D2則未使用任何積云對流參數化方案;輻射方案采用Dudhia短波輻射方案、RRTM長波輻射方案，微物理參數化方案選取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據（水平分辨率0.9 km）（楊薇等，2014;汪雅等，2015）。模式結果輸出時間間隔為每半小時，取積分15 h后的結果進行分析。

2.3 模擬能力檢驗

對比實況觀測與模擬結果可見，D2區域的模擬的累積降水量和分布形態都與實際觀測結果較為相似，累積降水量均呈自西向東遞增分布，最大值都出現在瓊海市，超過800 mm。略有不同的是模擬的強降水范圍整體上要比觀測結果更大一些，尤其是400 mm以上強降水區域擴展到了瓊中東部和萬寧沿海一帶，雨帶較寬呈現南北走向，實況觀測的強雨帶略窄，呈西北-東南走向（圖3a、b）。

從模擬反算的組合反射率與實況雷達組合反射率對比上看，在強回波初起時期（5日09時）和瓊海站5日小時最強降水出現期（14時），D2區域模擬的回波強度、形態與實況雷達觀測均較為接近（圖4）。在強回波初起時（圖4a1），對實況觀測中呈“人”字形態的兩條強回波，D2區域模擬的結果有著極為相似分布形態。在對流最為強盛，超過100 mm小時降水出現期間，雖然對島上強回波的模擬略為偏弱，但對整條南北向強回波帶的模擬，仍然比較接近實況。總體而言，模式對對流系統的初始發展過程及強降水期強回波的形態均有較好的再現能力，模擬結果比較理想。

3 數值模擬結果分析

3.1 水汽與鋒生分布的特征

不同于中高緯度鋒生過程中經常出現的高溫度梯度，很多時候熱帶地區水平溫度梯度較小，但是濕度分布差異大，在鋒生過程中，水汽空間變化的作用明顯。對數值模擬結果的分析可見，最強暴雨日（10月5日）中對流初起時（09時），海南島及附近海域對流層低層有東北風和東南風兩支氣流交匯， |值域分布形態各異（圖5a1）。

為了更直觀、深入地剖析5日暴雨過程中鋒生的機制及其對對流組織發展的影響，特別選擇該日降雨量最大的站點——博鰲站的白天和夜間兩個階段降水最強時次（5日18時、6日02時），將研究區域縮小至晝夜不同階段最強小時降水出現的區域（瓊海地區），對鋒生函數展開的各項進行分析診斷。

由鋒生各項的分布發現，在主要鋒生區中鋒生函數各項多為正值，正值區域也比負值區域范圍要大得多，表明5日的過程中整個環境場均利于鋒生，鋒生過程中環境場起到主要作用。非絕熱加熱項 F 1和水平運動項 F 3在5日強降水時段局地鋒生的過程中貢獻相當，無論是白天強降水時段還是夜間強降水時段，其最高值均可達10×10 -7 K -1·m -1·s -1左右（圖6、7）。非絕熱加熱項 F 1和水平運動項 F 3的正極大值區在瓊海東南側白天和夜間多次出現重疊，這說明非絕熱加熱和水平形變輻散共同作用導致該處的強烈鋒生。相比非絕熱加熱項 F 1和水平運動項 F 3而言，與垂直運動有關的傾斜項 F 2貢獻較小，幾乎在所有時次都相差一個量級左右。這與蒙偉光等（2012）對華南春季暖區暴雨局地鋒生的研究結果及Chen et al.（2007）對阻塞形勢下華南梅雨鋒大尺度鋒生的研究成果均有明顯差別。華南春季暖區暴雨局地鋒生中傾斜項 F 2貢獻最大，其次為非絕熱加熱項 F 1，水平運動項 F 3最小，而阻塞形勢下華南梅雨鋒大尺度鋒生中則是水平運動項 F 3起主要作用，傾斜項 F 2最小。這說明海南島秋汛期特大暴雨鋒生過程主要由局地熱力和大尺度動力作用共同驅動。

但是值得注意的是，與垂直運動有關的傾斜項 F 2在夜間有增大的現象，而且正值區分布和帶狀強鋒生區的分布形狀較為一致（圖7c）雷達和降水觀測實況顯示，5日夜間到6日凌晨，對流和降水出現二次增強，這表明夜間的對流加強可能與傾斜項 F 2的變化有關。

3.2.1 非絕熱加熱項

非絕熱加熱項 F 1所反映的是準靜止鋒和外界之間的熱量交換過程。如果把大氣作為整體來考慮，過程則主要包括輻射、感熱輸送和潛熱釋放。輻射與日變化有關，感熱輸送與下墊面有關。對同一地區較為穩定的同一氣團內部而言，輻射和感熱輸送的作用都是相對均勻的，對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 F 1的垂直分布發現一個顯著的現象，就是非絕熱加熱項的正大值區大量出現在900～800 hPa（圖9a），其值最強處可達6×10 -7K -1·m -1·s -1。從模式模擬高度場數據可知，18時對流區的900～800 hPa的高度約為930 ～2 000 m。

根據當日的探空觀測數據計算所得的抬升凝結高度和對流凝結高度（表1）顯示，5日暴雨過程中水汽的凝結高度很低，上升氣流在不足1 000 m的高度即可達到飽和凝結，而900～800 hPa的高度正好在凝結高度之上，因此水汽進入900 hPa之上后會開始凝結，釋放大量潛熱。900～800 hPa之間的厚度達 1 000～ 1100 m，又是垂直層上水汽開始凝結的第一層次，所以該處水汽凝結量或者凝結強度理應最大。這點由該時次海口S波段STI風暴追蹤產品和雷達基本反射率剖面（圖8a）可以證實。STI產品可以識別雷達探測范圍內每個對流風暴的風暴單體質心（單體最大反射率因子值）所在的高度位置。由5日18時00分各個質心高度分布可見，大多數的風暴單體質心在2 km以下（圖8b），這說明該時次強回波高度偏低，即大降水粒子的位置偏低，該處凝結強度大，潛熱釋放相對其他高度更大。由該時次的雷達基本反射率剖面圖也可以發現，55 dbz以上的強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的上方，出現了大片鋒消負值區，范圍自800 hPa直達500 hPa附近，其絕對值大小與正值區相當。根據前面關于探空和雷達實況的分析推測，這可能是因為大量的水汽在900～800 hPa凝結變成水滴脫離氣柱，800 hPa之上形成相對干區，比濕僅為0.005～0.015 kg·kg -1（圖9a），遠小于800 hPa以下（0.015～0.02 kg·kg -1），水汽凝結量劇降，潛熱釋放大大減少。同時由于低層的非絕熱加熱鋒生強烈，對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之間甚至出現了超過 10 m·s -1的強上升中心區（圖9b），如此高的上升速度對落下的水滴勢必有強大的托舉作用，減弱水滴下落的速度，延緩水滴在對流層中層到中低層相對干區中停留的時間，因此該層的蒸發冷卻作用比潛熱釋放作用更為顯著，出現鋒消。

由上面的分析可知，5日暴雨過程中由于較低的凝結高度導致上升氣流中的水汽在對流低層出現強潛熱釋放，對流區低層氣團內部劇烈增暖，形成強烈鋒生效應，而低層強的鋒生反過來又促進上升氣流加速，對流加強，凝結潛熱釋放和鋒生之間形成正反饋機制，這是該類暴雨中深對流發展暴雨增幅的重要原因。

3.2.2 與垂直運動有關的傾斜項

在5日的暴雨過程中，傾斜項 F 2相比非絕熱加熱項 F 1和水平運動項 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大小的一個變量。整個5日對流區的垂直方向上，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，中性層結特征顯著，因此傾斜項 F 2絕大部分時次值都很小，相比其他兩項要小一個量級以上（圖略）。但決定 F 2大小的還有一個變量，就是垂直速度ω水平分布的差異性。5日的過程中，大部分時次，垂直速度都在2～3 m·s -1以下，對流發展強盛時，會升至5～6 m·s -1。小時最大降水出現前后，明顯看到對流區上空的垂直速度有一個劇烈增加的過程，中心最高值可達10 m·s -1以上（圖10），傾斜項 F 2的值也隨即相對其他時次出現躍增，在垂直速度大值區右半側出現了上下兩個相鄰的鋒生和鋒消區，其中心最大絕對值可達0.8×10 -7K -1·m -1·s -1。這是由于鋒區上對流系統的發展，在垂直速度大值區右側誘發次級環流，雖然此時層結接近中性，但仍存在非常弱的不穩定條件（ θe/p=-0.000 5＜0；圖10），因此在次級環流上升支上，對流區暖氣團被迅速抬升至對流層中層絕熱冷卻，形成鋒消，進而對對流向更高層發展形成一定的抑制作用。

由18時三項的鋒生（消）分布可以看出，在水平運動項中，輻散項和水平切變項的鋒生分布與鋒區形態較為相似，而且值普遍較大，而拉伸項只有在瓊海東南部的強鋒區中有所表現，其他區域的值都較小（圖11）。由對應時次（18時）的 D 2、 D 3分布（圖12）也可發現，瓊海市區南部和東北部風向風速輻合顯著的地方對應輻射項鋒生大值區，而瓊海市區南部水平風切變明顯的地方出現切變項的大值區，這兩項與總鋒生大值區分布基本一致，表明風場的輻合和風向的切變是導致5日暴雨過程鋒生的重要原因。

4 結論

2010年10月1—8日海南島發生了一次持續性秋汛期特大暴雨過程，為了探討暴雨發生過程對流發展與局地鋒生的相互作用機制，本文基于WRF模式的模擬結果，結合地面觀測資料、雷達回波資料以及再分析資料，對局地鋒生對對流發展的組織作用以及對流發展對鋒生的影響進行了分析，主要得到以下結論：

1）海南島秋汛期特大暴雨最強降雨日的鋒生函數各項正值區域范圍遠大于負值區域，這也表明鋒生過程中環境場起到了主要作用。秋汛期暴雨過程中，海南島水平溫度梯度較小，但是濕度分布差異大，在鋒生過程中，水汽空間變化的作用明顯。

2）非絕熱加熱項 F 1和水平運動項 F 3在海南島秋汛期特大暴雨鋒生的過程中貢獻最大，這與華南暖區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 F 1和水平運動項 F 3的正極大值區在最強暴雨中心東南側的白天和夜間多次出現重疊表明，該處的強烈鋒生來自局地熱力作用和大尺度動力作用的共同驅動。

3）由非絕熱加熱項的分析發現，較低的凝結高度導致5日暴雨過程中對流低層出現強潛熱釋放，對流區低層氣團內部增暖，形成強烈鋒生效應，低層強的鋒生導致上升氣流加速，對流加強。這是該類暴雨中深對流發展暴雨增幅的重要原因。

4）在水平運動項中，輻散項和水平切變項的鋒生分布與鋒區形態較為相似，說明風場的輻合和風向的切變是導致5 d暴雨過程鋒生的重要原因。相比非絕熱加熱項F1和水平運動項F3而言，與垂直運動有關的傾斜項F2貢獻較小，幾乎在所有時次都相差一個量級左右。但是值得注意的是，與垂直運動有關的傾斜項F2在夜間有增大的現象，這表明海南島秋汛期暴雨中夜間常出現的對流加強現象可能與傾斜項F2的變化有關。

參考文獻（References）

Chen G T J，Wang C C，Wang A H，2007.A case study of subtropical frontogenesis during a blocking event[J].Mon Wea Rev，135（7）：2588-2609.doi：10.1175/MWR3412.1.

Chen T C，Kpaeyeh J A，1993.The synoptic-scale environment associated with the low-level jet of the great Plains［J］.Mon Wea Rev，121（2）：416-420.doi：10.1175／1520-0493（1993）121<0416：tsseaw>2.0.co;2.

杜正靜，何玉龍，熊方，等，2015.滇黔準靜止鋒誘發貴州春季暴雨的鋒生機制分析［J］.高原氣象，34（2）：357-367. Du Z J，He Y L，Xiong F，et al.，2015.Analysis on the frontogenesis mechanism of Dian-Qian quasi-stationary front inducing spring rainstorm in Guizhou Province［J］.Plateau Meteor，34（2）：357-367.doi：10.7522／j.issn.1000-0534.2013.00176.（in Chinese）.

高守亭，張昕，王瑾，等，2014.貴州凍雨形成的環境場條件及其預報方法［J］.大氣科學，38（4）：645-655. Gao S T，Zhang X，Wang J，et al.，2014.The environmental field and ensemble forecast method for the formation of freezing rain over Guizhou Province［J］.Chin J Atmos Sci，38（4）：645-655.doi：10.3878／j.issn.1006-9895.1403.13250.（in Chinese）.

郭英蓮，王繼竹，李才媛，等，2014.鋒生作用對2011年梅汛期湖北暴雨的影響［J］.氣象，40（1）：86-93. Guo Y L，Wang J Z，Li C Y，et al.，2014.Effect of frontogenesis on rainstorm in Hubei during Meiyu period 2011［J］.Meteor Mon，40（1）：86-93.（in Chinese）.

韓芙蓉，苗峻峰，馮文，2017.多云天氣下海南島海風環流結構的數值模擬［J］.大氣科學學報，40（6）：778-790. Han F R，Miao J F，Feng W，2017.A numerical study of sea breeze circulation under cloudy conditions over Hainan Island［J］.Trans Atmos Sci，40（6）：778-790.doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20160318001.（in Chinese）.

Hoskins B J，Bretherton F P，1972.Atmospheric frontogenesis models：mathematical formulation and solution［J］.J Atmos Sci，29（1）：11-37.doi：10.1175／1520-0469（1972）029<0011：afmmfa>2.0.co;2.

李娜，冉令坤，周玉淑，等，2013.北京“7.21”暴雨過程中變形場引起的鋒生與傾斜渦度發展診斷分析［J］.氣象學報，71（4）：593-605. Li N，Ran L K，Zhou Y S，et al.，2013.Diagnosis of the frontogenesis and slantwise vorticity development caused by the deformation in the Beijing “7.21” torrential rainfall event［J］.Acta Meteorol Sin，71（4）：593-605.（in Chinese）.

李銀娥，王艷杰，李武階，等，2015.低層鋒生型暴雨特征合成分析［J］.氣象科學，35（2）：223-229. Li Y E，Wang Y J，Li W J，et al.，2015.Composite analysis on features of low-level frontogenesis rainstorm［J］.J Meteor Sci，35（2）：223-229.doi：10.3969／2014jms.0097.（in Chinese）.

李振軍，趙思雄，1997.東亞春季強冷鋒結構及其動力學診斷研究II.動力學診斷研究［J］.大氣科學，21（1）：91-98. Li Z J，Zhao S X，1997.A structure and dynamics of cold fronts observed in East Asia during spring part II：dynamics of strong spring cold front［J］.Sci Atmos Sin，21（1）：91-98.doi：10.1088／0256-307X／13／9／012.（in Chinese）.

劉海文，全美蘭，朱玉祥，等，2014.鋒生及其次級環流對北京2012.7.21最大降水增幅和最大降水的影響［J］.熱帶氣象學報，30（5）：911-920. Liu H W，Quan M L，Zhu Y X，et al.，2014.The role of frontogenesis and secondary circulation in maximum precipitation enhancement and maximum precipitation in a 21 July 2012 rain in Beijing［J］.J Trop Meteor，30（5）：911-920.doi：10.3969／j.issn.1004-4965.2014.05.011.（in Chinese）.

蒙偉光，戴光豐，張艷霞，等，2012.華南局地鋒生及對流系統發展的模擬分析研究［J］.氣象學報，70（3）：387-401. Meng W G，Dai G F，Zhang Y X，et al.，2012.Analysis and simulative study of the local frontogenesis and convection development over South China［J］.Acta Meteorol Sin，70（3）：387-401.doi：10.11676／qxxb2012.034.（in Chinese）.

Miller J E，1948.On the concept of frontogenesis［J］.J Meteor，5（4）：169-171.doi：10.1175／1520-0469（1948）005<0169：otcof>2.0.co;2.

賽瀚，苗峻峰，2015.基于NCEP FNL資料的環渤海地區低空急流的時空分布特征［J］.大氣科學學報，38（5）：599-610. Sai H，Miao J F，2015.Spatial and temporal characteristics of low-level jet over the Bohai rim from the NCEP FNL global analysis data［J］.Trans Atmos Sci，38（5）：599-610.doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20130618001.（in Chinese）.

王伏村，許東蓓，姚延鋒，等，2016.一次隴東大暴雨的鋒生過程及傾斜渦度發展［J］.高原氣象，35（2）：419-431. Wang F C，Xu D B，Yao Y F，et al.，2016.Frontogenesis process and slantwise vorticity development of a rainstorm process in the eastern Gansu［J］.Plateau Meteor，35（2）：419-431.doi：10.7522／j.issn.1000-0534.2014.00127.（in Chinese）.

王凌梓，苗峻峰，管玉平，2020.多云天氣下海南島地形對局地海風環流結構影響的數值模擬［J］.大氣科學學報，43（2）：322-335. Wang L Z，Miao J F，Guan Y P，2020.Numerical simulation of impact of topography of Hainan Island on structure of local sea breeze circulation under cloudy weather［J］.Trans Atmos Sci，43（2）：322-335.doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20181009008.（in Chinese）.

汪雅，苗峻峰，談哲敏，2015.陸面過程參數化對寧波地區雷暴過程模擬的影響［J］.大氣科學學報，38（3）：299-309. Wang Y，Miao J F，Tan Z M，2015.Impact of land surface parameterizations on simulated thunderstorm process over the Ningbo area［J］.Trans Atmos Sci，38（3）：299-309.doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20130310001.（in Chinese）.

王宗敏，丁一匯，張迎新，等，2014.副高外圍對流雨帶中的對流—對稱不穩定及鋒生的診斷分析［J］.大氣科學，38（1）：133-145. Wang Z M，Ding Y H，Zhang Y X，et al.，2014.Analysis of convective-symmetric instabilities and frontogenesis in a convective rain band on the northwest edge of WPSH［J］.Chin J Atmos Sci，38（1）：133-145.doi：10.3878／j.issn.1006-9895.2013.12206.（in Chinese）.

楊貴名，孔期，毛冬艷，等，2008.2008年初“低溫雨雪冰凍”災害天氣的持續性原因分析［J］.氣象學報，66（5）：836-849. Yang G M，Kong Q，Mao D Y，et al.，2008.Analysis of the long-lasting cryogenic freezing rain and snow weather in the beginning of 2008［J］.Acta Meteorol Sin，66（5）：836-849.doi：10.3321／j.issn：0577-6619.2008.05.016.（in Chinese）.

楊薇，苗峻峰，談哲敏，2014.陸面過程參數化對太湖地區雷暴過程模擬的影響［J］.大氣科學學報，37（6）：804-814. Yang W，Miao J F，Tan Z M，2014.Impact of land surface parameterizations on simulation of a thunderstorm over Tai Lake region［J］.Trans Atmos Sci，37（6）：804-814.doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20121204001.（in Chinese）.

查書瑤，伊蘭，趙平，2015.冬季華南準靜止鋒的結構和類型特征研究［J］.大氣科學，39（3）：513-525. Zha S Y，Yi L，Zhao P，2015.Structure and type characteristics of the winter quasi-stationary front in South China［J］.Chin J Atmos Sci，39（3）：513-525.doi：10.3878／j.issn.1006-9895.1405.14123.（in Chinese）.

張芳華，陳濤，楊舒楠，等，2014.一次冬季暴雨過程中的鋒生和條件對稱不穩定分析［J］.氣象，40（9）：1048-1057. Zhang F H，Chen T，Yang S N，et al.，2014.Diagnosis of the frontogenesis and CSI features during a torrential rainfall event in winter［J］.Meteor Mon，40（9）：1048-1057.doi：10.7519／j.issn.1000-0526.2014.09.002.（in Chinese）.

鄭婧，孫素琴，吳靜，等，2014.梅雨鋒短時大暴雨的多尺度環境場分析［J］.氣象，40（5）：570-579. Zheng J，Sun S Q，Wu J，et al.，2014.Analysis on multi-scale ambient field for short-time severe torrential rain on Meiyu front［J］.Meteor Mon，40（5）：570-579.（in Chinese）.

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

（責任編輯：張福穎）