引言

我国是一个多暴雨的国家，持续性暴雨事件多发生在华南和江淮流域。华南地区的暴雨一直是气象学家研究和关注的重点之一，但大量的研究多关注的是华南前汛期暴雨或夏季暴雨。关于华南前汛期降水，已有的研究表明，其主要发生在夏季风脉动或加强期^[1]。在华南前汛期，高纬度多呈现稳定的两槽一脊环流形势，低纬度存在偏南的西太平洋副热带高压，这种环流形势有利于西南的暖湿气流和北方的干冷空气在华南交汇的环流形势^[2-4]。高空南亚高压的位置会影响华南夏季降水的强度，南亚高压位置偏西，则华南降水偏强^[5]。在华南夏季风降水盛期，对流发展极其旺盛，大气表现为不稳定层结^[6]。

相对于华南前汛期暴雨或夏季暴雨，华南冬季暴雨以往发生较少，对其研究也相对较少。但近年来随着全球变化，极端天气事件的增多，华南冬季暴雨发生的频率也大大增加。近几年对华南冬季暴雨的相关研究也得出了一些有意义的结论，研究表明，稳定的“北脊南槽”为持续的低温雨雪冰冻天气提供了稳定的环流背景，使冷暖气流在广东上空交汇^[7]。南支锋区上短波槽东移配合低层冷空气活动，在华南形成锋生，也可形成有利于华南冬季暴雨生成条件^[8]。在华南局地锋生中，非绝热项和倾斜项是主要影响因子，而水平辐合项和形变项的作用却比较小^[9]。由于华南冬季大气层结较为稳定，不容易出现深厚的对流不稳定层结，冬季暴雨往往以系统性降水为主，通常缺乏强对流天气出现的明显条件，因此很难作出及时准确的预报。

2015年12月1—10日广东省出现大范围持续性降水，其中12月9日广东中东部降水达到暴雨量级，梅州、揭阳、汕头、潮州、汕尾等多个站点日降水量远超历史同期水平。本文利用ECMWF再分析资料和诊断分析方法，从环流形势、水汽条件、层结稳定度及锋生因子等几个方面，分析了12月1—8日的降水过程以及9日暴雨的产生机制，以期对今后华南冬季暴雨的预报提供一些参考和借鉴。

1 资料和方法 1.1 资料

研究所用资料包括：欧洲中心天气预报中心(ECMWF)提供的每日4次的再分析资料，水平分辨率为0.5°×0.5°；全球GTS降水资料和广东省气象局提供的2015年12月1—11日广东省86个站的逐日12时—12时(UTC，下同)的累积降水资料和12月9日的逐小时降水资料。

1.2 诊断方法 1.2.1 位涡诊断

位涡是综合反映大气热力和动力性质的物理量。通过分析此次降水过程中干位涡的时空变化，可以追踪冷空气活动，探究冷空气对激发暴雨的作用。在绝热无摩擦的干空气中，由于干位涡具有守恒性质，使得其在暴雨研究中得到广泛应用^[10-12]。在p坐标系下忽略ω的垂直变化后，干位涡可以写为：

$ PV = - g\left( {{\zeta _p} + f} \right) \cdot \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}} + g\left( {\frac{{\partial v}}{{\partial p}} \cdot \frac{{\partial \theta }}{{\partial x}} - \frac{{\partial u}}{{\partial p}} \cdot \frac{{\partial \theta }}{{\partial y}}} \right) $

(1)

式中，ζ_p为相对涡度，f为科氏参数，θ为位温。(1)式右端第一项表示静力稳定性的贡献，第二项表示水平风垂直切变的贡献。在冬季，由于冷空气的静力稳定度比较大，因此在不考虑水平风垂直切变的情况下，高位涡可以用来描述冷空气的活动。袁佳双等^[13]的研究表明，位涡场能比高度场和温度场更清楚、简洁地示踪冷空气。

1.2.2 锋生诊断

冬季大气往往比较稳定，不容易出现深厚的对流不稳定层结，因此冬季暴雨的形成和加强往往与锋面活动有关。通过诊断锋生函数，可以分析锋面强度变化对暴雨的影响。锋生函数可以定量的分析锋区变化，可写为：

$ F{\rm{ = }}\frac{{\rm{d}}}{{{\rm{d}}t}}\left| {\nabla {\theta _{{\rm{se}}}}} \right| = {F_1} + {F_2} + {F_3} $

(2)

$ {F_1}{\rm{ = - }}\frac{1}{2} \cdot \left| {{\nabla _p}{\theta _{{\rm{se}}}}} \right| \cdot D $

(3)

$ {F_2}{\rm{ = - }}\frac{1}{{2\left| {{\nabla _p}{\theta _{{\rm{se}}}}} \right|}} \cdot \left\{ {\left[ {{{\left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}}} \right)}^2} - {{\left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right)}^2}} \right] \cdot A + 2\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} \cdot \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}} \cdot B} \right\} $

(4)

$ {F_3}{\rm{ = - }}\frac{1}{{\left| {{\nabla _p}{\theta _{{\rm{se}}}}} \right|}} \cdot \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial p}} \cdot \left( {\frac{{\partial \omega }}{{\partial x}} \cdot \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} + \frac{{\partial \omega }}{{\partial y}} \cdot \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right) $

(5)

式中，F为锋生函数，当F＞0时对应锋生，当F＜0时对应锋消。F₁为水平辐散项，F₂为水平变形项，F₃为与垂直运动项，A为气流的伸展变形，B为气流的切变变形，D为气流的水平辐合，具体表示如下：

$ A = \frac{{\partial u}}{{\partial x}} - \frac{{\partial v}}{{\partial y}}, B = \frac{{\partial u}}{{\partial y}} + \frac{{\partial v}}{{\partial x}}, D = \frac{{\partial u}}{{\partial x}} + \frac{{\partial v}}{{\partial y}} $

2 雨情介绍

2015年12月1—10日，广东出现大范围冬季持续降水，图 1a和图 1b分别给出了广东12月1—11日86站平均的日降水量以及12月8日20时—9日20时粤东(115°—116.5°E，22.5°—24.5°N，下同)20站逐小时降水量演变。分析可知，降水过程于12月1日00时开始，9日12时迎来降水峰值，之后降水逐渐减弱，10日04时降水结束。在10天的降水过程中，12月9日广东中东部地区降水达到暴雨量级，其中佛冈、新丰的日降水量超过100 mm，达到大暴雨量级，9日07—12时为粤东暴雨的降水最强时段，降水量达12.2 mm。图 1c给出了12月8日12时—9日12时的24 h累积降水，其中梅州(78.4 mm)、揭阳(94.9 mm)、汕头(87.1 mm)、潮州(106.2 mm)、汕尾(63.6 mm)5个站的日降水量均远超历史同期水平，强降水范围遍布整个粤东地区。

3 环流背景分析

通过分析逐日环流演变(图略)可知，此次降水过程中，亚欧中高纬始终保持两槽一脊或两脊一槽的形势，低纬有活跃的南支槽，这构成了有利冬季持续性降水的环流背景。而由图 1a可看出，此次冬季降水过程虽历时10 d，但仅在12月9日产生暴雨。因此，为了进一步分析暴雨产生的原因，首先分析暴雨期间的位势高度场以及相对于1—8日的平均位势距平场。

在12月9日12时，降水强度达到最强，图 2a给出了12时500 hPa位势高度场及相对于12月1—8日平均环流的距平场。由图可见，中高纬西伯利亚地区有一高压脊，东欧平原有一个高压脊强烈发展，形成阻塞形势；中低纬原本位于孟加拉湾的南支槽东移至我国华南地区，广东位于槽线附近，500 hPa高度场呈现出稳定的北高南低的环流特征，这有利于引导高纬的强冷空气南下，低纬度的暖湿气流北上，在我国的华南地区汇合。值得注意的是槽脊处分别对应负、正距平，这说明在降水最强时刻，高空槽脊均比此次降水过程的环流平均态偏强，且广东位于冷槽附近，受冷空气影响明显。图 2b给出了12时850 hPa的流场分布，在广东中东部暴雨区，存在一条明显的辐合带，有利于低空气流的辐合上升，这为暴雨发生提供了动力条件。

图 2c、2d给出了9日12时的500 hPa和700 hPa的风场和湿度场。从2c可见，500 hPa中高纬的干冷气流沿东欧阻塞高压南下(阴影)，干冷气流输送至青藏高原西侧时分为两支，北支沿青藏高原北侧绕流，并与来自西伯利亚的冷空气汇合后南下，南支沿高原南侧绕流，值得注意的是在中低纬南支槽西侧的孟加拉湾地区存在一个明显的反气旋式环流，环流控制范围的湿度较小，气流偏干，绕青藏高原南侧的干冷气流在这个反气旋的挟卷作用下向东南方向输送，并沿南支槽抵达华南。图 2d表明，在700 hPa，来自中南半岛和南海的暖湿气流为广东上空提供充足的水汽，广东为湿度大值区。

4 降水发生的条件分析 4.1 水汽条件

充沛的水汽输送是产生暴雨的重要条件，通过比较暴雨发生前和暴雨发生过程中水汽条件的差异，可以揭示水汽对暴雨产生的重要作用。

图 3a和图 3b分别给出了12月1—8日和12月9日850 hPa的平均水汽通量和水汽通量散度场。分析可知，暴雨发生前华南受偏东气流影响明显，水汽主要来自于西太平洋，水汽强辐合区位于华南，辐合中心位于24°N附近，辐合中心强度可达2×10^-5 g·cm^-2· hPa^-1·s^-1；暴雨发生期间，来自西太平洋的偏东水汽通量转为东南，对华南的水汽输送减弱，南海地区的偏南水汽通量开始影响华南，并成为华南地区主要的水汽源地，水汽辐合大值区向东移动，并在广东中东部形成一条水汽辐合大值带，辐合中心位于广东中部，强度达到5×10^-5 g·cm^-2· hPa^-1· s^-1。

对比12月1—8日和12月9日的平均水汽通量和水汽通量散度，可发现来自南海源源不断的水汽供应为12月9日的暴雨提供了有利的水汽条件。

4.2 干位涡及冷空气活动

前文对500 hPa的温度场、湿度场和流场的分析表明，12月9日中高纬有强冷空气南下，华南500 hPa高空受冷槽和干区控制。为追踪冷空气的传播，图 4a给出了此次降水过程粤东地区的平均干位涡随高度时间的变化。可以看出，12月7日和12月9日对流层中层存在两个位涡大值区，分别出现在650 hPa和550 hPa，大小分别为0.6×10^-6m^-2· K·kg^-1· s^-1和0.8×10^-6m^-2· K·kg^-1·s^-1。其中12月9日12时的冷空气从800 hPa一直延伸至400 hPa，冷空气较为深厚，势力较强。

图 4b、4c、4d分别给出了12月9日00时、06时、12时的550 hPa干位涡的水平分布。可以看出，9日00时，来自东欧的冷空气南下，在流经青藏高原时，气流被分为南北两支，北支气流沿高原北侧绕流并扩散南下，南支气流沿高原南侧绕流，并在孟加拉湾反气旋的挟卷作用下(图略)，迅速向东南运动，两支气流在云南、贵州一带相汇，并在贵州、湖南一带形成一条东北—西南走向的高位涡带，位涡大值中心处于贵州、湖南两省的交界处。由于冷空气的绕流作用，高原两侧也产生两条明显的高位涡带，南北的位涡大值中心分别达到0.8×10^-6m²·K·kg^-1·s^-1和1.2×10^-6m²·K·kg^-1·s^-1。06时，东北—西南走向的位涡大值区继续向东北方向移动，部分干冷气流向东南沿海扩散，粤东、闽西地区形成南北向的位涡次大值区，粤东地区的位涡值均大于0.4×10^-6 m²·K·kg^-1·s^-1，这表明影响粤东的冷空气势力增强。12时，东南沿海的位涡大值区进一步东移，虽然强度略有减弱，但广东中东部都处在冷空气的势力范围内。整个暴雨期间，华南都处在温度冷槽附近，冷空气影响明显。

由上可见，冷空气对此次暴雨的产生作用明显，冷空气主要来自东欧平原，并经青藏高原绕流后影响华南。

4.3 稳定性分析

图 5为12月9日12时沿116.5°E暴雨中心的假相当位温、层结稳定度∂θ_se/∂p和流场的经向垂直剖面。由图可见，位势不稳定区主要出现在雨区南侧(阴影区)，雨区南侧的700 hPa以下及中层500—400 hPa都存在∂θ_se/∂p＞0区，暴雨区上空没有深厚的位势不稳定层结，只是在700 hPa附近及中空有浅薄的∂θ_se/∂p＞0区；雨区上空850—300 hPa的等θ_se线密集陡峭，沿等θ_se面有强烈的上升运动，上升运动区位于位势稳定区，虽然850 hPa的辐合线为低空气流的上升运动提供了动力条件(图 2b)，但上升运动的维持和发展的动力机制可能与冷空气的活动有关，中空冷空气的活动会引起动力锋生。

4.4 锋生及其次级环流

关于锋生对降水的重要性，已有的研究表明，锋生对气流的抬升起着关键的作用。陈红专等^[14]对冬季暴雪的研究发现，高空锋区最强阶段与暴雪最强阶段一致，高空急流和锋面的耦合加强了暴雪区的上升运动。杜正静等^[14]建立的滇黔春季暴雨物理模型中，指出地面至对流层中高空存在的深厚锋生区对暴雨有重要作用。由于冬季的大气往往比较稳定，不容易出现深厚的对流不稳定层结，因此冬季暴雨的形成和加强一般都与锋面有关，锋面对暖湿气流的抬升对冬季暴雨具有触发作用。

图 6给出了暴雨区的锋生函数及其各项的诊断结果。在12月9日12时暴雨区出现中空锋生，锋生大值中心位于700 hPa(图 6a)。进一步分析锋生函数各组成项的作用(图 6b)，可以发现，12时的水平辐散项F₁和水平变形项F₂均为正值，共同作用于锋生，对700 hPa锋生都有正贡献，其中F₂的贡献略大于F₁，垂直运动项F₃出现负的大值，起锋消作用。

为了进一步分析锋生函数各项对中空锋生的作用，对9日12时的风场、散度场和假相当位温进行了诊断。图 7a为12月9日12时700hPa风场、散度场和假相当位温的水平分布。可以发现，700 hPa高空有一条东北-西南向的等θ_se密集带，在粤东的暴雨区北侧25.5°N附近的等θ_se密集带上气流辐合强烈，等θ_se线趋于密集，锋区两侧温度梯度增大，有利于锋生。25.5°N附近东北-西南向的等θ_se线在偏西气流和西南气流的变形场的共同作用下，有利于等θ_se线的加密和拉伸，促进锋生。东北-西南向的等θ_se线满足关系：0＜∂θ_se/∂x＜∂θ_se/∂y。由式(4)可知，当气流的伸展变形项A为正值，切变变形项B为负值时，有利于锋生。图 7b给出了700 hPa上A和B的时间演变，可以看出降水最强时刻A和B都为正值，这意味着伸展变形项起锋生作用，切变变形项起锋消作用，而伸展变形项的贡献比切变变形项更明显，因此水平变形项对锋生有正贡献。

锋生过程是一个非地转过程，这个过程将会强迫出垂直于锋面的横向次级环流。图 8给出了9日12时沿116.5°E的经向环流。由图可见，暴雨区上空出现正的次级环流，从近地面延伸至550 hPa，对应12时700 hPa最大锋生，环流中心位于700 hPa附近，锋面北侧冷空气下沉，南侧暖空气上升，有利于气流沿锋面抬升，上升运动增强，触发暴雨发生。

实际上不同季节锋生次级环流所起的作用往往不同。李银娥等^[16]分析了夏季暴雨低层锋生特征发现，跨锋面次级环流的上升支有利于触发位势不稳定能量的释放，这是由于夏季大气层结常常处在位势不稳定状态，而对于冬季暴雨，冬季大气一般比较稳定，暴雨区上空没有深厚的位势不稳定层结(图 5)，垂直于锋面的次级环流加强了上升气流，这一结果也与顾佳佳等^[17]对河南暴雪的研究结果一致。

5 结论

利用ECMWF的逐日再分析资料及诊断分析方法，对2015年12月9日发生在华南的冬季暴雨过程进行了分析，从环流特征、水汽条件、冷空气活动、大气稳定度及锋生函数等方面进行了诊断，得到以下结论：

(1) 2015年12月1—10日，广东出现大范围降水，9日粤东降水达到暴雨量级，部分站点降水量达到大暴雨量级，降水强度远超历史同期水平。

(2) 华南冬季暴雨期间，500 hPa呈现为典型的北高南低环流形势，中高纬东欧为阻塞高压，西伯利亚为高压脊，中低纬中南半岛到我国华南为南支槽，广东位于槽底附近；850 hPa广东中东部存在一条明显的辐合带，气流辐合强烈，为暴雨发生提供了动力条件。

(3) 12月1—8日，华南降水的水汽来源于西太平洋的偏东气流，华南处在水汽辐合大值区；9日华南弱降水转为暴雨，偏东气流转为偏南气流，南海成为华南主要的水汽源地，其水汽辐合大值区向东移动，辐合中心与暴雨中心一致。

(4) 环流分析和干位涡诊断都发现，此次暴雨的发生与中层冷空气活动密切相关，来自东欧的高纬冷空气南下流经青藏高原时绕过青藏高原南侧，在孟加拉湾反气旋的挟卷作用下经南支槽抵达华南，形成了冷空气的主要通道。

(5) 暴雨区上空等θ_se线陡峭，沿θ_se面有强烈的上升运动，但上升运动区不存在深厚的位势不稳定，这说明位势不稳定不是冬季暴雨发生的必要条件。

(6) 冷空气的南下，使华南暴雨期间在700 hPa出现中空锋生，其中水平变形项和水平辐散项有利于锋生，水平变形项对锋生的贡献最大，主要体现在伸展变形项上；锋生激发出正的次级环流有利于上升气流增强。故锋生及次级环流是暴雨发生发展的触发机制。