每年发生在春夏过渡季节的华南前汛期降水与锋面的频繁活动密切相关(黄士松等，1986)，尤其是局地强暴雨、雷雨大风等灾害天气的形成与频繁活动于锋面云系中的中尺度对流系统(MCS)直接有关(周秀骥等，2003)。关于这些中尺度对流系统的形成发展及其与锋面系统之间的相互关系一直受到人们的关注(Ding，1992；李玉兰等，1993；Chen et al，1988；Lau et al，1988)，是提高定量降水预报水平需要考虑的重要因素。

关于华南前汛期的锋面系统，陶诗言等(1957)指出，其与长江的梅雨锋相似，都是亚洲夏季风的成员之一，是在夏季风由南向北推进过程中，冷暖气团在不同纬度带交汇的一种表现。因此，中国台湾学者也将前汛期影响华南及台湾地区降水的锋面系统称为梅雨锋(Chen et al，1980)。针对华南梅雨锋，过去已有不少研究，已认识到此类锋面系统与位于日本邻近地区的梅雨锋不完全相同，华南梅雨锋多数较为浅薄，温度梯度也不大，但风的水平切变强，常具有暖心的正压结构，而日本梅雨锋的结构却更多地具有与中纬度锋面相似的结构(Chen，1983)。

为此，人们提出了华南梅雨锋不同于中纬度锋面以斜压过程为主的形成机制，认为以弱斜压性为特征的华南梅雨锋，潜热加热在其形成和维持过程中扮演着更重要的角色。Kuo等(1982)最早提出了潜热加热的重要性，认为除了斜压过程之外，锋面系统中对流发展所释放的凝结潜热加热对此类梅雨锋的维持也有重要影响。Cho等(1995)通过数值试验指出，在此类锋面系统中，主要是低层位涡异常与对流之间的相互作用通过类似于第二条件不稳定(CISK)机制引起了锋生的增强。在这一过程中，锋面的形成对对流发展起到组织作用，而对流所释放潜热的加热则可引起低层位涡增大，并通过辐合作用导致尺度收缩而引起沿锋面切变涡度的迅速增大。这种机制的有效性也得到了观测和模拟结果的证实(Chen et al，1998； Chen et al，2003)。

但也有研究(Chen，1993)指出，华南梅雨锋的弱斜压特征更主要的是表现在6月中旬长江流域梅雨季节开始以后，在此之前，华南多数锋面系统也可具有较强的斜压特性。Chen等(2007)曾研究了一次阻塞形势下具有强斜压特征华南梅雨锋的锋生过程，发现梅雨锋的锋生及其维持与锋生函数中的形变项和辐合项有着更大的关系。华南另一种值得关注的现象是所谓的局地锋生或中尺度锋生，这种过程主要表现为前一次冷空气南下影响之后，已逐渐减弱的锋面系统会由于北方冷空气的南下补充或南面暖湿空气的加强而得以重新加强。在这一过程中，对流引发锋生，而锋面的组织作用则可促进对流的进一步发展，形成中尺度对流系统并带来暴雨和强对流等灾害天气。到目前为止，关于此类局地锋生及其相关对流系统发展过程的研究尚少，值得深入探讨。

2009年华南地区入汛较早，3月28日发生在广东省西部及珠三角一带的暴雨和强对流天气即为一次与局地锋生相关的典型过程。受西南暖湿气流及冷空气和低槽的共同影响，在新生锋面的组织作用下，对流云团在两广交界一带形成后向东移动发展并演变为中尺度对流系统，为广东省西部至珠三角地区带来了雷暴、暴雨、冰雹等多种灾害天气。本文应用实际观测资料和再分析资料，对此次局地锋生过程的发展演变特征进行了分析，并通过对成功数值模拟结果的诊断分析，研究了影响锋生的主要物理过程及其对对流降水系统发展的影响。 2 资料及方法

天气形势分析主要使用美国NCEP-FNL再分析资料，该资料也被用作数值模式的初、边值条件。此外，来自当地的自动站观测资料、雷达回波资料等被用于对流降水发展过程的分析及模拟结果的验证。云的识别分析利用日本MTSAT卫星的红外云图资料。

用于模拟研究的中尺度气象数值模式为WRF模式，水平分辨率分别为12 km和4 km的两重网格嵌套，模拟区域中心设置为23.0°N，113.0°E，网格区域大小均取为220×184，垂直分层35层，单向运行。模式物理过程方案的设置为：(1)WSM6云物理方案和KF积云对流参数化方案；(2)RRTM长波辐射方案和Duhdia短波辐射方案；(3)地表及边界层过程分别选择了莫宁-奥布霍夫地表方案、Noah 陆面过程方案以及YSU边界层方案等(Skamarock et al，2008)。

锋生过程的诊断采用Miller形式的锋生函数公式(Miller，1948)

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本文不同之处在于将位温θ替换成了相当位温θ_e。式中，u，v为水平风分量，w= dz dt 为垂直风分量，∇_h为水平梯度算子。在传统的极锋锋生理论中，锋生过程表示为水平温度(位温)对比的增大过程，但在副热带锋面系统中，如在江南及华南一带，有研究(顾震潮，1953)指出锋面两侧露点温度的差异比温度本身的对比更为明显。不少针对梅雨锋的研究多采用相当位温θ_e水平梯度的变化表示锋面强度变化(Ninomiya，1984；丁一汇，1993)。由于θ_e综合考虑了干空气温度和水汽的影响，采用θ_e水平梯度变化来描述华南的锋生过程是合适的。锋生函数计算时，采用了WRF模式的后处理程序RIP4。 3 天气尺度环流条件 3.1 地面天气形势

分析2009年3月27—28日地面天气图(图 1)表明，受脊后槽前、东高西低气压场影响的华南地区(图 1a)，在偏南暖湿气流和冷空气补充南下影响下，于28日白天有局地中尺度锋生过程发生。在28日00时(世界时，下同)地面图上(图 1b)，地面锋线处于从广西向东伸展的低压槽中，位于25°N附近并呈东西走向。 此时锋面偏北一侧可观测到偏北气流的活动，从110°E 附近位于锋线南北方向大约相等距离的2个测站(梧州和桂林)的温度差异看，两地相距约200 km的温差为4℃，即锋区的强度大约为2°C/(100 km)。

图 1 2009年3月27日00时(a)和28日00时(b)的地面天气图(细实线为地面等压线，hPa；粗实线为地面锋线位置；分析图来自香港天文台)Fig. 1 Surface weather maps for(a)00:00 UTC 27 and (b)00:00 UTC 28 Mar 2009(sea level pressure: thin solid line in hPa; front position: thick solid line. Adopted from Hong Kong Observatory)

图选项

在3月28日00时850 hPa等压面(图 2a)上，冷空气主力在28°N以北，此时由于受与地面西南低压相对应气旋性环流的控制，广西、广东及其以北大部分地区主要受西南暖湿气流影响，气旋环流东南部有相应的西南低空急流(风速>12 m/s)相配合，一致的西南气流将暖湿空气一直输送到了25°N以北地区，其北端的锋区或等温线密集区主要位于26°—27°N。锋生是由于小股冷空气沿西路南下与暖湿空气相遇，引发对流发生而促成。12时(图 2b)补充南下的冷空气前沿已到达25°N附近，偏北气流与其前部的西南风形成冷式切变，等温线密集区向南移至25°N附近及其以南地区。

图 2 2009年3月28日由NCEP-FNL 资料分析的等压面形势(a、b．850 hPa 00、12时，c、d．500 hPa 00、12时；阴影为风速，细实线：等位势高度线，gpm；细虚线：等温线，℃；粗虚线：风场切变线或槽线)Fig. 2 NCEP-FNL analyses of 850 hPa(a，b) and 500 hPa(c，d)geopotential height(thin solid line in gpm)，temperature(thin dash line in ℃) and horizontal wind(barb in m/s)at 00:00 UTC and 12:00 UTC 28 March 2009(Thick dash lines denote the wind shear line or trough line，shading areas were for the wind speed greater than 10 m/s on 850 hPa(a，b) and 24 m/s on 500 hPa(c，d))

图选项

冷暖空气的活动在500 hPa等压面图上也有清楚表现(图 2c、d)。3月28日00时，中国东北、华北一带主要受已向东移动的东亚大槽后部西北气流的影响，孟加拉湾及高原东部一带分别有南北支短波槽的活动。28日12时南北短波槽分别向东和向南移动影响华南，高原东部北支短波槽后的偏北气流变得更为明显，尤其是南支槽在移近广西时其槽前的西南气流增大，出现了风速超过28 m/s的大值中心，反映出高空短波槽活动也为降水过程的发生提供了有利条件。

图 3分别给出的是与图 2对应的2个时次沿113°E的经向垂直剖面，针对等相当位温(θ_e)线的分析可以清楚地反映出锋生过程的发生。28日00时(图 3a)，用等θ_e线分布密集区表示的锋区位于25°N以北，此时高低层θ_e的水平梯度大小仍较为接近，锋区的范围比较宽阔。锋区南侧，θ_e值比其北侧的高，南侧的θ_e高值区一直可伸展到700 hPa，并且从近地层到600 hPa附近，锋区中均有明显的气流辐合。28日12时(图 3b)，随着对流系统的发展和锋生过程的增强，θ_e水平梯度在低层明显增大，等θ_e线相对密集区已向南越过25°N，近地层的辐合中心也移到了地面锋区前沿的23°—24°N一带，并对应有上升运动发展，表明锋区前沿对流系统的发展对锋生过程有贡献。

图 3 2009年3月28日00时(a)和12时(b)沿113°E 的经向垂直剖面(细虚线为等相当位温线(K)，粗虚线为锋区位置，阴影为风场辐合区，箭矢为经向垂直环流)Fig. 3 Vertical cross-sections along 113°E at 00:00 UTC(a) and 12:00 UTC(b)28 Mar 2009(Equivalent potential temperature: thin dash line in K; front zone: thick dash line; wind convergence zone: shaded in 10-5 s-1; meridional circulation: vector)

图选项

在卫星云图上，影响广东西部及珠三角地区的对流云于28日06时前后形成于锋面低压槽中的广西梧州附近(图 4a)，之后对流云系向东移动发展(图 4b)，并于09时以后开始影响珠三角地区。10时(图 4c)广州附近的对流云团发展最为强盛，云顶温度<-72℃，傍晚时分发生在广州市区的强雷雨天气正是受此对流云系影响所造成的。从云图演变特征看，开始时对流云系主要呈东北—西南走向，随后随着锋面系统的加强并在锋面的组织作用下，形成中尺度对流系统，而且，由于有新的对流系统在原对流云团西—西南一侧发生，整个云系分布逐渐呈现为与地面锋线走向趋于一致，表现为准东西向的分布，形成了与锋面相对应的锋面云带。但尽管如此，仍然可以看到锋面云带的不连续性，云带中对流云发展的特征较为明显。

图 4 2009年3月28日06—12时间隔2 h的MTSAT卫星IR1通道云图Fig. 4 MTSAT IR1 cloud images at 2 h intervals from 06:00 UTC to 12:00 UTC 28 Mar 2009(The shading scale(℃)is indicated)

图选项

对流系统的发展在雷达回波图上也有清楚反映。图 5是华南组网雷达的逐时组合反射率。28日07时在两广交界的梧州附近开始发展的对流云向东移动到广东的中西部地区(图 5a)，对流回波发展强度达到50 dBz以上。此后强对流回波进一步向东南移动发展(图 5b、c)，28日09时以后，强回波开始影响珠三角地区，图 5c、d中强回波位于广州市附近，强度大于45 dBz的范围比前2个时次有所扩大。

图 5 2009年3月28日组网雷达07—10时逐时(a—d)组合反射率Fig. 5 Radar echoes(the composite reflectivity in dBz)observed from the radar network at 1 h intervals from 07:00 UTC to 10:00 UTC 28 Mar 2009(The shading scale(dBz)is indicated;(a)07:00 UTC，(b)08:00 UTC，(c)09:00 UTC，and (d)10:00 UTC)

图选项

如上所述，模拟研究基于WRF模式并采用水平分辨率分别为12 km(D1)和4 km(D2)的两重网格嵌套，单向运行。模式积分步长分别取为72和24 s，从2009年3月28日00时开始积分，积分24 h。图 6给出了不同分辨率网格模拟的降水最集中6 h(3月28日07—13时)的累积雨量和实际观测的雨量分布。

图 6 2009年3月28日07—13时观测的6 h累计雨量(a)和模式D1(b)、D2(c)区域模拟的雨量Fig. 6 Simulated and observed 6 hours from 07:00 UTC to 13:00 UTC 28 Mar 2009 accumulated precipitation(a. observation，b. D1 simulation，c. D2 simulation)

图选项

可以看出，不同分辨率区域的模拟结果不论是雨量大小还是分布特征都与实际观测结果较为接近，模拟的雨带分布与观测结果相似也呈东西向分布，最大雨量中心位于珠三角的广州附近，均超达80 mm。不同的是模拟的降水范围比实际观测结果要大，尤其是D2区域模拟的25 mm的雨量范围南部伸展到了珠江口一带，西部可达广西东部地区，广东的东部偏北一带也出现了大于25 mm的降水，与实际观测的25 mm降水范围主要落在广州及其东西两侧一线有一定的差别。

图 7进一步给出的是对流系统发展前几个时次，由D2区域模拟结果反算得到的雷达回波组合反射率。与图 5的实际观测结果相比较，模式对对流系统的初始发展过程及其向东移动的特征均有较好的再现能力。如模拟的对流回波开始时也是在28日午后的早些时候在广东中西部与广西的交界处发展起来，到28日07时(图 7a)，模式模拟出了位于112°E附近的强回波区，其强度与观测回波相似也达到了50 dBz以上。随后的几个时次，模拟的强回波区与观测回波相似也是向东移动发展，并在28日09时左右开始影响珠江三角洲及广州地区(图 7c)。但在具体位置上两者仍有差异，如在对流开始发展阶段的07时，模式虽然模拟出了位于112°E附近的强回波，但同时在其东西两侧也模拟出了一些虚假的回波，而且，在几个不同时次中模式均模拟出了多个大于50 dBz的回波区，这与观测结果是有差异的。尽管如此，总体上WRF模式对于本次降水过程的模拟是比较成功的。

图 7 模式D2区域模拟的2009年3月28日07—10时雷达逐时(a—d)组合反射率(矩形区为图 8分析的范围)Fig. 7 Model(D2)simulated radar echoes(the composite reflectivity in dBz)at 1 h intervals from 07:00 UTC to 10:00 UTC(a-d)28 Mar 2009(The shading scale(dBz)is indicated. Rectangular box in Fig. 7a is the analysis area as is done in the following Fig. 8)

图选项

尽管锋面可为对流发展提供有利的大尺度环流条件，但对流在何时、何处发展起来与中尺度环境场有更直接的关系。对模拟结果的分析表明，午后在锋面附近发展起来的对流系统起始形成于一个东西走向的近地面中尺度辐合线附近。图 8a为在图 7a中矩形区域范围内，由D2模拟的3月28日07时地面流场及降水强度超过 5 mm/h的雨量场分布，可以看到，模拟结果在广西梧州南侧至广东的中西部地区，存在一东西走向的中尺度辐合线，长度约200 km，南北方向气流辐合于中尺度辐合线上，最大辐合中心值超过-2×10^-3 s^-1。与观测分析(图 8a)相比较，虽然两者仍存在差异，差异较大的是辐合线北侧的流场，模拟流场为较为一致的偏北气流，实际风场则较为凌乱，南侧模拟流场还出现了一条尺度更小的辐合线，这些均与模式对强降水中心具体位置模拟仍有一定偏差有关系，但尽管如此，总体上两者辐合区沿东西方向分布的特征仍有很大相似之处，模拟的大于5 mm/h的降水强度也与观测相似，均是沿着辐合线呈东西向分布。

图 8 2009年3月28日07时D2区域模拟(a)和观测(b)的10 m高度流场及降水强度分布(阴影区域表示降水强度大于5 mm/h，间隔5 mm/h，粗虚线为辐合线)Fig. 8 Model(D2)simulated(a) and observed(b)10 m airflows and 1 h precipitation(mm)at 07:00 UTC 28 March 2009(Precipitation intensity greater 5 mm/h is shaded at 5 mm/h increments;the thick dash line denotes the convergence line)

图选项

较强的降水在辐合线附近的一些局部地方发展，表明除了低层提供的辐合条件之外，其他一些因素如局地的水汽输送强度、不稳定度等也会影响到对流的发展过程。为深入认识这种影响，基于D2区域模拟结果，分析了28日07时沿图 8a中AB线的垂直剖面(图 9)。剖线中点位于23°N，图 9a给出了比湿、散度及垂直流场的分布，阴影区为云水及雨水之和大于0.2 g/kg的区域，用于指示对流发展位置。图 9b为基于每个三维空间格点计算得到的对流有效位能及对流抑制能量和垂直运动的分布。可以看到，由于受低层偏南气流及边界层辐合的影响，对流起始发展位置低层的比湿普遍高于周围地区，整个湿层厚度也比周围的厚，表明边界层辐合通过加深局地的湿层厚度，为对流发展创造了有利条件。此外在这种情况下，由于受午后气温升高的影响，低层变暖变湿的空气导致了相应位置上对流有效位能普遍增大，对流抑制能量则变小。比较图 9a、b可知，对流正是在对流有效位能较大、对流抑制能量较小的区域由边界层辐合提供的上升运动所引发。当然也要指出，除了边界层的辐合外，图 9a中850至600 hPa层次上也看到有相应的辐合中心存在，表明对流的发展与低层切变线和高空短波槽的影响也有关系，尤其是在对流的持续发展中，高低层流场的有利配置也会起到重要作用。

图 9 2009年3月28日07时基于D2区域模拟结果沿图 8a AB线的垂直剖面(a．粗实/粗虚线为辐散/辐合等值线，间隔40×10-5 s-1；细实线为比湿，间隔2 g/kg；阴影区为云水雨水之和；b．粗实/粗虚线为下沉/上升垂直运动等值线，间隔5 Pa/s；细实线为对流有效位能，间隔200 J/kg；阴影区为对流抑制能量)Fig. 9 Vertical cross-section along the line AB in Fig. 8a at 07:00 UTC 28 Mar 2009 based on the model(D2)simulation((a)Divergence and convergence are contoured at 40×10-5 s-1 intervals with thick solid and dash lines，respectively; specific humidity is contoured at 2 g/kg intervals with the thin solid line; shaded areas are the cloud water plus rain water greater than 0.2 g/kg，representing the position of convection; and (b)vertical motions are contoured at 50 dPa/s intervals with thick solid lines(downward motion) and dash lines(upward motion)； the Convective Available Potential Energy is contoured at 200 J/kg intervals with the thin solid line; shaded areas are the Convective Inhibition Energy at 10 J/kg increments)

图选项

采用第2节所描述的方法，利用D1区域模拟结果计算了Miller形式的锋生函数。图 10、11分别给出了3月28日07和12时两个时次850 hPa上锋生函数F各项的分布，图上相应还给出了θ_e的水平梯度(|∇_hθ_e|)，用于表示锋区的强度。对流开始发展以后，850 hPa上华南地区23°N偏北一侧的110°—113°E范围内存在一条沿东西向分布的θ_e水平梯度(|∇_hθ_e|)相对大值区，该|∇_hθ_e|大值区与其北侧25°N附近和主体冷空气相关的|∇_hθ_e|大值区不同，是由于该区域对流所引发的局地锋生的一种表现。从28日07至12时，随着对流的进一步发展，这一锋生区有较大的增强过程，从开始的10 K/(100 km)左右增大至30 K/(100 km)以上，并且，随着对流系统的向东移动发展而扩展。

对F各不同影响因子的分析表明，非绝热项F₁及倾斜项F₄在这一局地锋生过程中的贡献最大。如图 10中，沿着锋生区，主要分布为F₁及F₄的正值区，其值可超过10 K/(100 km·h)，而散度项F₂及形变项F₃的值此时均不及10 K/(100 km·h)。这一特征在28日12时的图 11中也有相似的表现，尽管沿着锋生区该时刻F₂及F₃也出现了大于10甚至20 K/(100 km·h)以上的正值区，但相对于非绝热项F₁尤其是倾斜项F₄来说，其值仍然相对较小、范围也小。如沿着锋生区，F₁出现了较大范围的正值区，强度多在20 K/(100 km·h)以上，F₄也是如此，一些区域的正值甚至超过80 K/(100 km·h)。

图 10 2009年3月28日07时用D1区域模拟结果计算的850 hPa 锋生函数(a．非绝热项F1，b．散度项F2，c．形变项F3，d．倾斜项F4；阴影区表示θe的水平梯度；等值线为锋生函数各项，K/(100 km·h)，绘制了-160，-80，-40，-20，-10，10，20，40，80，160等值线，加粗线为20，80)Fig. 10 850 hPa frontogenesis function at 07:00 UTC 28 Mar 2009 calculated based on the D1 simulation(Shadings are for magnitudes of the θe gradient with a scale shown at the bottom; contour lines(only -160，-80，-40，-20，-10，10，20，40，80，and 160 are drawn，with the thick lines for the 20，80 contour lines)，which are for the frontogenesis(K/(100 km·h))from the different forcing terms:(a)diabatic effects F1;(b)horizontal convergence F2;(c)deformation F3; and (d)tilting F4)

图选项

图 11 同图 10，但为2009年3月28日12时Fig. 11 As in Fig. 10 but for 12:00 UTC 28 Mar 2009

图选项

此外还可注意到，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，表明环境场此时主要起到锋生作用。图 12进一步给出了850 hPa上主要锋生区(22.5°—24°N，112°—115°E)由各正值格点平均计算得到的锋生函数各项的时间演变，同时也给出了该区域锋区平均强度的变化。可以看到，从28日09时起锋区强度明显增大，其平均值从3—4 h之前的5—6 K/(100 km)增大至8 K/(100 km)左右，增强过程一直持续到13时，最大时其值接近15 K/(100 km)，之后锋区强度才逐渐减弱。与锋区强度的这种变化相对应，锋生函数各项的正值也有相应的增强过程，而且，其开始明显增大的时间与锋区强度开始增大的时间是同步的，表明锋区强度的增强与这一局地锋生过程密切相关。

图 12 2009年3月28日850 hPa主要锋生区(22.5°—24°N，112°—115°E)由正值格点平均计算得到的各项锋生函数的时间演变(直方柱为平均的θe梯度)Fig. 12 Time series for the four components of the 850 hPa frontogenesis function(K/(100 km·h))averaged for the major frontogenesis area(112-115°E，22.5-24°N)over the grids with positive value(Bars in the figure are the averaged θe gradient)

图选项

比较而言，锋生过程中倾斜项F₄的贡献最大，其次为非绝热项F₁，而形变项F₃则相对较小，最小为散度项F₂。锋生函数的这种变化特征与大尺度锋生过程存在差异，如与Chen等(2007)针对阻塞形势下华南梅雨锋锋生的研究相比，两者颇有不同之处，在其所研究的例子中发现，形变项和散度项与非绝热项起相反作用，抵消了由锋面降水在暖区一侧蒸发冷却以及冷区一侧日间感热加热增强等非绝热过程所导致的锋消作用，从而在锋生以及锋面的维持过程中起更主要的作用。这种锋生过程属于准地转的锋生，由大尺度的地转风形变驱动。而在局地或中尺度的锋生过程中，主要是由热力直接的非地转环流驱动。

图 13给出了3月28日12时，从22°N附近向北500 km沿113°E在约100 km范围内平均得到的锋生函数各项的垂直剖面，锋面上对流系统的发展引发了锋面次级环流的形成，这一次级环流是热力直接环流，由对流加热产生或推动，其上升支对应于锋前对流发展位置，下沉支位于北侧，下沉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。非绝热项F₁在该次级环流800 hPa附近的强上升运动区有一锋生最大值，与潜热释放和加热有直接关系，而其南北两侧对应有锋消区。倾斜项F₄引起的锋生区主要与次级环流的下沉支相对应，其最大值也是位于800 hPa附近，并可到达近地面层，而在上升运动区，尤其在800 hPa以上区域F₄起锋消作用。相对于这两项来说，散度项F₂和形变项F₃依然是小项，而且，主要是在近地面层有更大的作用。

图 13 2009年3月28日12时沿113°E 100 km范围内平均锋生函数各项的垂直剖面(a、b、c、d．非绝热项F1、散度项F2、形变项F3、倾斜项F4，间隔5 K/(100 km·h)；阴影区为云水雨水之和，用于指示对流发展的位置)Fig. 13 Averaged vertical cross-sections for the different terms of the frontogenetsis function(at 5 K/(100 km·h)intervals)over a range of 100 km around 113°E at 12:00 UTC 28 Mar 2009(Shaded areas are the cloud water plus rain water > 0.2 g/kg，denoting the position of convection;(a)diabatic effects F1，(b)horizontal convergence F2，(c)deformation F3，and (d)tilting F4)

图选项

尽管F₁和F₄是引起锋生的两个主要影响因子，但在不同区域这两项的作用是相反的。在次级环流的上升运动区，锋生的非绝热项F₁部分抵消了倾斜项F₄的锋消作用，而在下沉运动区，倾斜项F₄的锋生作用大于非绝热项F₁导致的锋消。图 14进一步给出了锋生函数中4个强迫项综合作用的结果，可以看到，在次级环流下沉支对流层低层至近地面层形成的锋生区，主要是来自于倾斜项F₄的贡献，这与θ_e和垂直运动水平分布的不均匀有关系。从倾斜项F₄的表达式看，由于在次级环流的下沉运动支位置上<0，而在近地面锋区上空<0，<0，即锋上存在不稳定的层结，其结果F₄>0，并且可抵消该区域由F₁所导致的锋消，从而有利于锋生。表明此类局地锋生过程除了与对流潜热释放加热引起的锋生作用有关之外，与由锋面对流发展引发的锋面次级环流尤其是锋上的下沉支气流的形成也有密切联系。

图 14 同图 13，但为锋生函数的综合作用Fig. 14 As in Fig. 13 but for the total frontogenesis function

图选项

锋区附近对流发展引起的次级环流在锋生过程中起重要作用，反之，锋生也可导致对流在锋面附近的进一步发展。从图 13、14均可以看出，由于锋面次级环流下沉支气流可沿着锋面下滑并对其前缘暖湿空气形成抬升作用，这将导致新对流系统的发展，有利于锋附近对流的持续并组织发展成为中尺度对流系统。关于梅雨锋锋生与对流之间的关系，Cho等(1995)、Chen等(2003)的研究结果指出，梅雨锋上的低压扰动可透过积云对流潜热释放与低压间类似于第二条件不稳定(CISK)的相互作用得到发展，而低压发展提供的变形场则可导致锋面增强或锋生。本文简单分析了沿锋区相对涡度场的分布及其与垂直运动发展的关系，用于说明锋生过程对于对流组织发展的影响。

图 15a、b分别给出28日12时850 hPa等压面上相对涡度以及500 hPa等压面垂直运动的分布。可以看到，850 hPa上沿着θ_e水平梯度相对大值区(锋区)，分布有大的正值相对涡度区(图 15a)，从相应的风场分布看，这是水平风场气旋性切变增大的一种表现，也是锋生的一种表现。在过去的研究中，针对梅雨锋水平风场切变比温度场的对比表现更为明显的特征，不少工作建议采用相对涡度代替温度梯度用于表征梅雨锋的强度并用于研究锋生过程。本个例中锋区不仅在θ_e水平梯度场上而且在相对涡度场上均有较明显的表现。

图 15 2009年3月28日12时(a)850 hPa相对涡度场(等值线：10-4 s-1，间隔3×10-4 s-1)和(b)500 hPa垂直运动场(等值线：m/s，间隔 1 m/s)(图中风矢量为850 hPa的风场，阴影深浅表示θe梯度)Fig. 15 Distribution of(a)850 hPa relative vorticity(in 3×10-4 s-1 intervals) and (b)500 hPa vertical motion(in 1 m/s intervals)at 12:00 UTC 28 Mar 2009(Vectors are for 850 hPa wind field，shadings are for magnitudes of the θe gradient with a scale shown at the bottom(K/(100 km)))

图选项

与这些正值的相对涡度区相对应，可以看到均伴随有上升运动的发展。如从图 15b给出的500 hPa垂直运动场分布看，与850 hPa(图 15a)上大的正相对涡度区相对应均有较强的上升运动发展区相对应，表明锋生过程引起了水平风切变的增强和相对涡度增大，并引发了垂直运动的发展。这有些类似于第二类条件不稳定机制，但在这里锋面强度的增强或锋生并不完全是由于低层低压发展提供的变形场造成的，而更主要的是来自于锋面次级环流下沉支中倾斜项F₄>0的贡献。这意味着由对流推动的、热力直接的次级环流在锋后形成的强下沉运动，在局地锋生过程中也有很大作用。 6 结 论

2009年3月28日广东中西部及珠三角地区发生了一次暴雨和强对流天气过程，这是一次与局地锋生过程密切相关的天气过程。应用当地的地面自动站观测资料、雷达回波资料、卫星云图以及NCEP-FNL再分析资料等，分析了本次过程发生有利的环流形势和对流系统的发展演变特征。在此基础上，应用WRF模式成功模拟结果的输出，对对流起始发展及其在锋生过程中的作用，以及锋面系统对对流的进一步组织作用进行了研究，考察了对流发展与锋生过程的相互关系，主要发现：

(1)锋生过程发生在前一次冷空气影响后，已转为受脊后槽前、东高西低气压场影响的华南地区，是偏南暖湿气流加强以及北方冷空气补充南下共同影响的结果。主要的对流降水系统发展始于午后，对流首先出现在广西的梧州附近，并在随后几小时向东移动组织发展成为中尺度对流系统，为广东中西部及珠三角地区带来了雷暴、暴雨、冰雹等灾害天气。

(2)观测分析和数值模拟结果的诊断表明，锋面对流系统起始发展于一个东西走向、水平尺度约200 km的地面中尺度辐合线附近，对流易于在辐合线附近具有较大对流有效位能和较小对流抑制能量的区域发展，与活跃的暖湿空气和午后大气热力不稳定度增强有关系。

(3)伴随着对流的发展，锋面强度增强。锋生函数计算发现，非绝热项和倾斜项分别在由对流引起的次级环流的上升运动支和下沉运动支起锋生作用，是引发中尺度锋生的主要影响因子。相对而言，水平辐合项和形变项却作用比较小。表明局地锋生与大尺度的锋生过程有所不同，局地锋生更主要的是由对流加热引起的热力直接环流所驱动。锋前次级环流上升运动支中非绝热项引起的锋生是对流凝结潜热释放加热的结果，下沉运动支中倾斜项的锋生作用，与锋上层结的不稳定和上升运动水平分布的不均匀有关系。

(4)涡度场的演变分析发现，850 hPa锋区大的正涡度区与500 hPa强上升运动区有良好对应关系，表明对流系统发展与局地锋生之间存在着类似于第二类对流条件不稳定机制的相互作用，对流增强了锋生过程，锋面则对中尺度对流系统的发展起组织作用。但锋生并不完全由低层低压发展提供的变形场造成，更主要的是来自于锋面次级环流下沉支中倾斜项的贡献。