1 引言
锋面是产生暴雨常见的天气系统之一， 而锋面活动过程中常伴有锋生（消）现象， 与锋生相联系的锋区横向环流是中尺度对流系统和中尺度雨带的启动机制之一（何齐强等， 1994）。朱乾根等（2007）认为， 锋生导致水平位温梯度随时间增加， 导致热成风平衡破坏， 根据地转偏差与加速度关系， 形成垂直于锋区暖区上升、 冷区下沉的次级环流。邱贵强等（2018）通过研究一次由高空槽后干冷空气推动副高边缘暖湿气流所导致的一次锋生型强降水， 发现低层强锋生和次级环流圈的出现与强降水的发生时间和位置对应较好。沈阳等（2019）研究伴有冷暖锋结构的江淮气旋暴雨过程发现垂直运动分布和暖锋的移动与强降水的发生关系密切。
暴雨的发生离不开高低空环流形势的合理配置， 特别是高低空急流耦合所形成的次级环流可以加强降雨区的上升运动， 是暴雨发生的重要原因（刘鸿波等， 2014； 冯晋勤等， 2018； 赵宇等， 2018； ）。赵强等（2017）通过对比两次陕北暴雨过程发现， 大暴雨出现在高低空急流耦合的强上升运动区内。全美兰等（2013）研究了高空急流对北京“7.21”暴雨的作用， 发现暴雨的发生和西来的高空急流东移至北京上空有关， 高空急流及其散度场和与高空急流相伴随的次级环流对“7.21”暴雨的发生起重要的动力作用。张芹等（2018）对2017年山东雨季首场暖区暴雨的环流背景、 大气垂直结构特征以及对流的触发机制等方面进行分析。发现西南风低空急流的快速加强及向下传播会触发不稳定能量释放， 是本次暴雨的触发机制。高空西风急流的强"抽吸"作用， 加强了上升运动， 从而形成暴雨天气， 低空和超低空急流的预报可以作为日常暖区暴雨的预报着眼点。
黑龙江省夏季平均每年出现区域性暴雨过程4~5天（杨卫东， 2017）， 就影响系统而言， 暖锋暴雨较为常见， 平均每年至少出现一次。但盛夏时节在副高北侧暖锋锋生所致暴雨的过程比较罕见， 除2003年出现一次外， 近年来只出现两次： 2017年8月1日和2018年8月2 -3日在副高加强西伸北抬及有台风活动的背景下， 受暖锋锋生影响黑龙江省中南部地区出现了暴雨天气。这两次过程无论是数值预报还是预报员主观预报均与实况相差较大， 所以有必要对这两次过程进行细致的研究。本文使用常规气象观测资料及NCEP FNL再分析资料（水平分辨率为1°×1°， 时间分辨率为6 h）对两次暴雨过程中的高低空急流的演变及耦合的垂直运动特征、 暴雨过程中动力、 热力及不稳定特征和锋生机制进行诊断分析， 探讨两次暴雨成因， 以期为暖锋暴雨预报提供可供借鉴的参考依据。
2 暴雨概况
2017年8月1日， 黑龙江省南部地区出现大范围的暴雨天气， 暴雨主要出现在夜间， 降水强度大、 局地性强（简称“0801”过程）。8月1日08:00（北京时， 下同）至2日08:00黑龙江省24 h累积降水量分布［图1（a）， 图1使用国家测绘地理信息局地理信息综合服务网站“天地图”， 审图号GS（2019）1719号-甲测资字1100471， 底图无修改］， 暴雨区位于黑龙江南部呈准东西带状结构， 具有β中尺度特征， 最大单日降水量出现在绥化市北安乡， 为174.2 mm。暴雨中心逐小时降水量图上［图1（b）］， 降水强度大、 强降水时段集中， 连续4 h（1日20:00 -23:00）出现>20 mm·h-1的短时强降水， 最大小时雨强为36.5 mm·h-1（1日20:00）。
图1 2017年8月1日08:00至2日08:00和2018年8月2日20:00至4日08:00黑龙江降水量分布（a， c）, 绥化市北安站（b）及海伦站和汤原站（d）逐小时雨量变化Fig.1 The observed precipitation in Heilongjiang province （a, c） and hourly precipitation at rainstorm central stations (b, d)from 08:00 on 1 to 08:00 on 2 August 2017 (a, b) and from 20:00 on 2 to 08:00 on 4 August 2018(c, d) |
2018年8月2 -3日， 黑龙江省中部地区连续36 h出现大范围的暴雨天气， 降水范围更广， 持续时间更长的（简称“0803”过程）。8月2日20:00至4日08:00累计降水量分布图上［图1（c）］， 暴雨区位于黑龙江省中部也呈准东西带状结构， 只是暴雨带更宽、 更长、 范围更大， 降水量及雨强均是西部大于东部地区。从西部海伦站和东部汤原站的逐小时降水量［图1（d）］来看， 海伦站降雨开始于3日凌晨， 最大雨强22.3 mm·h-1（3日09:00）， 汤原站降雨开始时间比海伦晚3 h， 最大雨强10.5 mm·h-1（3日17:00）。可见本次降雨过程是自西向东传播的， 东部雨强小， 但降雨持续时间长。
3 环流形势演变特征
“0801”过程， 500 hPa， 2017年8月1日08:00［图略］， 副高位置偏西偏北， 588 dagpm线西伸到华北； 1710号台风“海棠”减弱为热带低压移至江西北部， 沿副高西侧北上； 西西伯利亚平原有冷涡向东南方向移动， 在其南侧锋区上100°E有高空槽引导冷空气东移， 位置和移速均超前于冷涡。20:00［图2（a）， 下文涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）2879号的中国地图制作， 底图无修改］， 副高北界超过40°N， 向北扩展到辽宁东部； 高空槽东移至108°E与副高更加接近； 贝加尔湖北部有新生冷涡活动， 冷涡东南象限有短波槽引导冷空气旋转南下， 冷空气与副高西侧的偏南暖湿气流交绥， 形成大范围的强降水天气。850 hPa上， 1日20:00［图2（c）］， 台风环流中心北上到华东北部， 位于副高南侧； 东北地区在副高北侧， 其中南部为西南风， 风速向北增强， 在黑龙江南部风速增大到12 m·s-1， 与北侧的偏东风形成切变线， 同时锋区在切变线附近加强。副高外围的暖湿空气在切变线处辐合抬升， 黑龙江省南部地区辐合最强， 形成中心值为 -7×10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1的低层水汽辐合中心， 造成暴雨天气。
图2 2017年8月1日和2018年8月3日高空形势场实线为高度场（单位: dagpm）; 风羽为风场（单位: m·s-1）; 虚线为温度场（单位: ℃）; 阴影为水汽通量散度（单位: ×10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1） Fig.2 The geopotential height (solid lines, unit: dagpm), wind field (barb, unit: m·s-1), temperature field (dotted lines, unit: ℃) and the vapor flux divergence(the shaded, unit: ×10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1) on 1 August 2017 and on 3 August 2018 |
“0803”过程， 2018年8月副高位置一直偏西偏北， 北界维持在45°N以北、 西界在110°E以西， 呈带状； 副高南侧有1812号台风云雀沿着副高南侧偏东气流向西移动。8月3日08:00［图2（b）］， 台风云雀向西移动到东海东北部， 副高南部被挤压， 588 dagpm线向北凹进， 副高北界位置稳定。极圈附近有极涡活动， 有冷空气分裂东移南下， 在蒙古国形成短波槽引导冷空气南下， 与副高北侧的暖空气交绥， 给黑龙江省带来大范围的强降水天气， 之后24 h副高稳定少动， 强降水区自西向东传播。850 hPa上， 3日08:00［图2（d）］， 台风环流中心接近华东地区， 位于副高南侧； 东北地区在副高北侧。内蒙古东北部有低涡活动， 低涡东侧为偏东风与西南风形成的切变线。切变线南侧为副高外围的西南低空急流， 越向北偏西分量越大。这种强暖平流的作用使黑龙江省南部地区的锋区迅速加强， 强度最大达4~6 ℃·（100 km）-1。暖湿空气在切变线处辐合抬升， 在切变线附近造成暴雨天气。之后， 西南低空急流及强锋区向东移动， 强降水区随之向东扩展。
对比两次暖锋暴雨过程， 发现均在华东地区有台风活动， 造成副高西伸北抬， 黑龙江省均处于副高北侧。贝加尔湖到蒙古国一带有短波槽引导弱冷空气南下与副高外围暖湿空气交汇， 形成有利的环境场。副高外围的西南低空急流向北输送大量高动量的暖湿空气。两次过程均在黑龙江省南部地区有暖式切变维持， 低空急流向北输送的水汽持续在切变线处辐合抬升， 从而形成暴雨天气。不同之处在于“0803”过程副高更加偏西偏北， 位置更加稳定， 副高外围西南风更大， 低层锋区更强； 内蒙古东北部有完整的低涡环流。
4 水汽条件
两次暴雨过程都伴有充沛的水汽输送， “0801”过程［图3（a）］， 沿着副高外围， 从东海、 黄渤海到暴雨区为水汽通道， 将海上的水汽源源不断地向北输送， 相应的在大气可降水量分布图上， 黑龙江省西南部地区， 可降水量≥50 mm。而“0803”过程［图3（b）］， 有两个水汽通道： 副高北侧的偏西气流和源自东海、 黄渤海的西南气流。对比发现西南通道上水汽输送量更大， 是暴雨区的主要水汽来源。由大气可降水量分布可知（图3）， 除台风附近可降水量大以外， 在两条水汽通道上均有较大的可降水量。副高外围有带状的大值区， 可降水量≥45 mm； 西南水汽通道上可降水量≥40 mm， 两支水汽通道在黑龙江省西南部交汇， 此处大气可降水量最大（≥50 mm）。可见两次过程， 均有从海上来的西南气流源源不断的向北输送水汽， 为暴雨提供了充沛的水汽条件。
图3 2017年8月1日20：00和2018年8月3日14：00两次暴雨过程的大气可降水量(阴影, 单位: mm)和850 hPa水汽通量(矢量， 单位: g·s-1·cm-1·hPa-1)Fig.3 The precipitable water (the shaded， unit: mm) and 850 hPa vapor flux (vector， unit: g·s-1·cm-1·hPa-1) of two rainstorm processes at 20：00 on 1 August 2017 and at 14:00 on 3 August 2018 |
5 高低空急流的动力作用
高、 低空急流与暴雨关系密切， 为暴雨提供了有利的动力、 热力和水汽条件（刘奕辰等， 2018； 任丽等， 2018）。2017年8月1日14:00［图略］， 45°N附近为高空西风急流， 最大风速>40 m·s-1， 位于内蒙古东北部； 东北地区南部有风速8~10 m·s-1的西南大风速带。1日20:00［图4（a）］， 高空西风急流东移， 急流中心移至内蒙古东北部到吉林西部， 中心风速增大到>50 m·s-1， 暴雨区位于急流核左前侧的高空正涡度平流区及高空辐散区， 有利于低层上升运动的加强。850 hPa上， 低空西南大风区向北扩展到黑龙江省西南部， 最大风速12 m·s-1。暴雨区位于西南大风速带前侧辐合区及其与偏东气流形成的切变线附近， 此处正是低层辐合抬升最强的区域。高空急流核左前侧的辐散作用有利于低空西南大风的加强及上升运动的发展。2日02:00［图4（b）］， 高空急流核减弱东移， 低空急流范围向南收缩， 黑龙江省南部地区降水强度减弱。
图4 2017年8月1日20:00至2日02:00和2018年8月3日08:00 -14:00高低空急流演变风矢量和风羽分别为200 hPa和850 hPa风场, 等值线和阴影风别为200 hPa和850 hPa风速（单位: m·s-1） Fig.4 The evolution of upper lever jet and low lever jet from 20:00 on 1 to 02:00 on 2 August 2017, and from 08:00 to 14:00 on 3 August 2018.The wind vector and the wind barb denote wind field at 200 hPa and 850 hPa, the contour and shaded denote wind speed at 200 hPa and 850 hPa (unit: m·s-1) |
2018年8月3日02:00［图略］， 50°N附近有偏西风高空急流， 急流核位于俄罗斯远东地区， 最大风速>60 m·s-1； 内蒙古地区有低空西南急流， 风速12~18 m·s-1。3日08:00 ［图4（c）］， 高空西风急流核加强东移， 中心风速增大到>70 m·s-1， 暴雨区位于急流核右后侧的高空辐散区和高空正涡度平流区， 有利于低层上升运动的加强。850 hPa上， 低空西南急流北段向东向北扩展到黑龙江省西南部， 与其北部的偏东大风形成切变线， 暖湿空气在此处辐合抬升形成暴雨。3日14:00 ［图4（d）］， 高空急流核位置稳定少动， 中心风速减小； 低空西南急流继续东移缩短， 仅维持在东北地区南部， 暴雨区随之东移， 雨强维持较大。强降水时段垂直于西南低空急流（大风速带）做剖面［分别沿图4（a）和图4（c）中斜线（见下文）］可以看出高低空急流发生耦合， 可见高低空急流耦合是产生暴雨天气的重要原因。
分析高低空急流演变特征可以发现， 两次暴雨过程均有稳定的高空西风急流， 急流核在纬向上自西向东移动， 强降水时段急流核强度最大， 暴雨区位于高空急流核左前侧或右后侧的高空辐散区和高空正涡度平流区， 有利于低空西南大风的加强及上升运动的发展。副高西伸加强与内蒙古东北部低涡之间的气压梯度增大， 形成西南低空急流（大风速带）， 向北输送大量的水汽和热量。暖湿空气在急流前部暖切变线附近辐合抬升， 大量的水汽辐合是产生暴雨的直接原因。低空急流和切变线也是暴雨的动力来源。比较而言， “0803”过程高空急流更强， 位置更稳定、 更偏北， 低空急流强度更大持续时间更长， 因此“0803”过程降水持续时间更长， 强降水范围大， 过程降水量也更大。
从高低空的散度配置来看， 2017年8月1日20:00［图5（a）］， 200 hPa高空强辐散区位于黑龙江省中南部地区， 中心强度3×10-5 s-1。东北地区的低空辐合区主要位于低空大风速带左前侧， 黑吉交界附近为-4×10-5 s-1的辐合中心。黑龙江省南部地区是高空辐散和低空辐合的叠置区域， 有强水汽输送［图3（a）］和水汽辐合［图2（c）］， 形成中心值为 -7×10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1的低层水汽辐合中心， 造成暴雨天气。2018年3日08:00［图5（b）］， 黑龙江省中部地区处于高空急流核右后方， 为高空强辐散区， 中心强度4×10-5 s-1。黑龙江省西南部为低空辐合区， 辐合中心位于黑吉交界附近， 强度为-4×10-5 s-1。副高外围有强水汽输送， 并在黑龙江省南部形成中心值为-6×10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1的强水汽辐合区， 形成暴雨天气。3日14:00 ［图5（c）］， 高空强辐散区东移加强， 中心强度7×10-5 s-1， 低空强辐合区东移至黑龙江省南部地区， 范围和强度进一步增大， 有东西两个辐合中心， 强度均为-6×10-5 s-1。强降水区东移， 范围扩大。
对比两次降水过程， 发现均存在低空强辐合区， 在其北侧为高空强辐散区， 低层辐合和高层辐散的强度相当， 850 hPa水汽辐合区位于两者之间。强降水区与低层水汽强辐合区对应。“0801”过程， 低层辐合和高层辐散的范围和强度均较“0803”过程小， 持续时间短， 所以造成的强降水范围较小， 持续时间较短。“0801”过程为对流性降水， 个别站点雨强较大。
2018年8月3日08:00 ［图6（b）］， 低空西南急流左前方的强辐合区与高空急流核右后侧的强辐散叠加的区域， 从低层到300 hPa均为上升运动区， 最大上升速度位于700~600 hPa， 达2.0 Pa·s-1。3日02:00 -08:00， 暴雨区6 h降水量普遍在30~50 mm， 强降水范围较“0801”过程大。下沉运动位于低空急流右后侧。
对比两次暴雨过程， 发现两次过程均出现了垂直于低空急流在其左前侧上升， 右后侧下沉的垂直次级环流， 暴雨区均位于次级环流的上升支。“0801”过程上升运动伸展高度更高， 强上升运动中心位于600~500 hPa， 对流性降水造成的雨强更大， 局地性更强。“0803”过程强上升运动中心位于700~600 hPa， 由于本次过程低层锋面强度更大， 由锋面辐合抬升形成的上升运动范围更广， 造成更大范围的强降水天气。
6 暴雨形成的热力动力诊断
6.1 大气热力及不稳定特征
2017年8月1日14:00 ［图7（a）］， 假相当位温θ se垂直剖面上， 45°N以南低层（800 hPa以下）为θ se高值区， 中心值>348 K， 表明低层西南暖湿气流向北推进， 造成低层增湿和湿层增厚。中层（800~500 hPa）有θ se低值区， 中心值<328 K， 表明高空短波槽后有冷空气向南输送， 此处存在对流不稳定。可见暴雨发生前， 暴雨区（46°N -47°N）位于暖锋附近， 大气层结稳定， 以稳定性降水为主。20:00 ［图7（b）］， 随着暖湿气流的进一步北推， 暴雨区低层比湿达到12~16 g·kg-1， 湿层进一步增厚， 同时中低层θ se随高度减小， 表明该地区存在对流不稳定。此处正是高低空急流耦合形成垂直次级环流的上升支［图5（a）］， 锋面辐合抬升及次级环流上升气流的共同作用触发对流， 促使不稳定能量释放， 产生更强烈的上升运动， 形成强度更大的降水。
图7 2017年8月1日14:00 -20:00和2018年8月3日08:00 -14:00假相当位温(实线; 单位: K)和比湿(阴影, 单位: g·kg-1) 沿126°E垂直剖面下方白色区为地形 Fig.7 The vertical cross-sections along 126°E of the specific humidity (the shade, unit: g·kg-1) and the pseudo-equivalent potential temperature (solid lines, unit: K) from 14:00 to 20:00 on 1 August 2017 and from 08:00 to 14:00 on 3 August 2018.The below white area denote terrain |
2018年8月2日20： 00［图略］， 45°N -48°N地区800~600 hPa大气为θ se高值区， 且比湿>10 g·kg-1， 即中空存在暖湿空气， 800 hPa以下为干冷空气， 大气表现为对流稳定； 锋区位于48°N附近的大气中高层。之后， 随着西南暖湿气流的增强， 上述地区的中空暖湿空气增强并向下扩展。3日08:00［图7（c）］， θ se高值区位于800 hPa， 中心值>352 K， 比湿达到12~14 g·kg-1， 900 hPa以下为θ se<332 K， 比湿4~8 g·kg-1的干冷空气， 大气层结更加稳定。中层暖湿空气沿着锋面缓慢爬升， 增大了中层大气斜压不稳定， 利于中层锋生， 强降水得到维持。暴雨区（47°N -48°N）同样是位于高低空急流耦合形成的垂直次级环流的上升支［图7（b）］， 由于中低层大气非常稳定， 不利于对流发展。3日14:00 ［图7（d）］， 受低层暖湿平流的影响， 暴雨区低层显著增湿， 比湿达到12~14 g·kg-1， 与中空暖湿空气连接起来。暖锋锋区加强， 变得更加陡立， 并伸向地面， 中低层深厚的暖湿空气位于暖锋锋后， 并沿暖锋爬升， 产生持续时间长的强降水。暴雨区依然维持稳定层结。
2017年8月1日20:00 ［图8（a）］， 黑龙江省南部地区对流有效位能（CAPE）值普遍>600 J·kg-1， 对流有效位能较大， 且降水过程中大气垂直温差较大， =24~28 ℃， 有利于对流发展。2018年8月3日08:00 ［图8（c）］， 黑龙江省南部地区CAPE基本为0 J·kg-1， 降水过程中大气垂直温差较小， <22 ℃， 不利于对流的发生发展。存在降水的湿过程中， 若不考虑摩擦和非绝热加热， 湿位涡（MPV）守恒， 如果对流层结稳定， 且MPV<0， 则大气条件对称不稳定（CSI）（陆汉城和杨国祥， 2004）。“0801”过程在锋前低层（850 hPa）有小范围MPV<0区， 或许存在CSI［图8（b）］。“0803”过程， 锋区上为由斜压项造成的MPV异常大值区， 特别是在低层可达3 PVU。锋后中层（700 hPa上下）存在较大范围的MPV<0区［图8（d）］， 此处为对流稳定层结， 表明锋区上存在CSI。
图8 2017年8月1日20:00和2018年8月3日08:00 CAPE（阴影, 单位: J·kg-1）和 (实线, 单位: K)（a, c, 粗实线为588 dagpm线）, 湿位涡沿126°E经向剖面（等值线, 单位: PVU= 10-6 m2·K·s-1·kg-1）（b, d）Fig.8 The distribution of convective available potential energy cape (the shaded, unit: J·kg-1) and (solid lines, unit: K) (a, c, the heavy line is 588 dagpm), the vertical cross-section of MPV along 126°E (contour, unit: 10-6 m2·K·s-1·kg-1) at 20:00 on 1 August 2017 and at 08:00 on 3 August 2018 |
可见， “0801”过程， 大气对流有效位能较大， 垂直温差较大， 大气层结表现为对流不稳定， 辐合抬升及次级环流上升气流的共同作用触发对流， 促使不稳定能量释放， 产生更强烈的上升运动， 形成强度更大的降水。“0803”过程， 大气层结对流稳定， 锋区中层存在CSI， 有利于降水强度的增强及维持。
6.2 锋生动力学
Gao et al（2004）提出了广义位温的概念， 利用公式定义为：
，
式中： 为位温； q和q s分别为比湿和饱和比湿； L和C pm分别为单位质量的凝结潜热和湿空气的定压比容； 为与湿度有关的凝结可能性函数。用广义位温能更好地体现水汽及其相变的潜热释放特征对强降水维持的作用。
2017年8月1日20:00 沿126°E的广义位温垂直剖面上［图9（a）］， 发现在46°N -47°N上空900~400 hPa有高值广义位温向下伸展， 呈狭窄的漏斗状。漏斗内高值区与凝结潜热加热大值区相对应， 可见凝结潜热释放会引起广义位温高值区向下伸展。漏斗两侧中低层均有广义位温低值区， 北侧更为显著， 即在漏斗两侧有较大的广义位温梯度， 北侧位温梯度尤为显著， 大气表现为显著的湿斜压性， 有利于锋生。利用Hoskins and Bretherton（1972）的锋生函数公式计算结果分析暴雨过程中的锋生情况。2017年8月1日20:00沿126°E的锋生函数分布［图9（b）］， 发现在锋面上［图7（b）］500 hPa以下均存在较显著的锋生， 最强锋生区位于700 hPa， 中心值达1.2 K·h-1·（100 km）-1， 与广义位温最大梯度区相对应。中低空西南气流的增大导致锋区南侧暖平流加强到150×10-6~200×10-6 K·s-1， 强烈的暖平流促使暖锋锋生， 暖锋锋生又加强了高低空急流耦合所形成的垂直次级环流， 形成更加强烈的上升运动， 造成更强的降水（1日20:00小时雨强36.5 mm·h-1）。
图9 2017年8月1日20:00和2018年8月3日08:00广义位温（单位: K）（a, c）, 锋生函数 [阴影, 单位: K·h-1·(100 km)-1]和温度平流（等值线, 单位: ×10-6 K·s-1）（b, d）沿126°E经向剖面下方阴影区为地形 Fig.9 The vertical cross-section along 126°E of generalized potential temperature (unit: K) (a, c), frontogenesisfunction (the shaded, unit: K·h-1·(100 km)-1) and temperature advection(contoured, unit: ×10-6 K·s-1)at 20:00 on 1 August 2017 and at 08:00 on 3 August 2018.The below shaded area denote serrain |
2018年8月3日08:00 沿126°E的广义位温垂直剖面上［图9（c）］， 45°N -48°N上空800~400 hPa有更高值的广义位温向下伸展， 呈较为宽广的漏斗状， 同样与凝结潜热加热大值区相对应。漏斗两侧和底层有广义位温低值区， 形成较大的广义位温梯度， 北侧和底层广义位温梯度更显著， 大气表现为显著的湿斜压性， 有利于锋生。锋生函数分布上［图9（d）］， 锋面整层均有显著锋生， 最强锋生区位于800 hPa， 达2.5 K·h-1·（100 km）-1， 与广义位温最大梯度区相对应。锋生函数高值区与假相当位温等值线密集区［图7（c）］及广义位温最大梯度区相对应。低空急流的加强导致锋区上暖平流更强烈， 700~900 hPa暖平流中心值达到300×10-6~450×10-6 K·s-1， 强烈的暖平流促使暖锋锋生， 大气斜压性大大增强， 产生强降水。
两次暴雨过程， 在暴雨区上空凝结潜热释放会引起广义位温高值区向下伸展， 中低层湿斜压性显著增大， 促使锋生； 中低层西南急流的加强， 形成强暖平流利于暖锋锋生。锋生作用加强了整层饱和大气的抬升， 利于强降水的维持， 产生暴雨天气。
6.3 动力因子诊断分析
冉令坤和楚艳丽（2009）为了考虑了强降水过程中的水汽效应， 将垂直螺旋度和散度通量与水汽相结合， 引入水汽散度通量 （垂直速度与水汽通量散度的乘积）和水汽垂直螺旋度 （垂直速度与水汽通量涡度的乘积）两个参数［式（2） 和式（3） ］， 它们与暴雨的联系更紧密， 对暴雨发生发展指示作用更显著。
将对流层中低层500 hPa以下的 和 进行积分得到：
暴雨区动力结构通常为低层大气具有正涡度和辐合运动、 高层大气具有负涡度和辐散运动， 从而引发深厚而强烈的上升运动， 和 分别为正值和负值。物理意义上表征对流层中低层水汽辐合以及水汽正涡度的向上输送过程（孙力等， 2015）。两个物理量的垂直积分均是将与降水过程密切相关的物理因子及其在垂直方向上的分布特征综合考量， 所以比一个层次上的单一物理量描述降水过程更具优势。
使用再分析资料分别计算了两次过程的水汽散度通量 和水汽垂直螺旋度H。图10和图11分别为两次过程强降水时段6 h平均垂直积分的水汽散度通量和垂直积分的水汽垂直螺旋度及其对应时段内的6 h累积降水量。2017年8月1日20:00至2日08:00， 较大量级降水出现在黑龙江省中南部地区， 呈近东西向的窄带状分布， 垂直积分的水汽散度通量［图10（a）］和垂直积分的水汽垂直螺旋度［图11（a）］位于暖锋北侧， 也呈东西向带状分布。强降水区与 正值区及H负值区相对应， 位置向南偏移。降水中心与 正值中心相对应， 在H负值区南侧梯度最大的区域。2018年8月3日08:00 -14:00， 正值区及H负值区的范围和强度均较“0801”过程大， 强降水范围也更大。较大量级降水出现在黑龙江省中部地区， 呈西北 -东南向的带状分布， 正值区［图10（b）］和H负值区［图11（b）］也位于暖锋北侧， 呈西北 -东南向带状分布， 与强降水相对应， 只是范围更大。降水中心与 正值中心及H负值中心南侧梯度最大的区域相对应。
图10 2017年8月1日20:00至2日02:00和2018年8月3日08:00 -14:00 6 h平均的水汽散度通量正值区（等值线, 单位: ×10-3 m3·Pa2·kg-1·s-2）和6 h 累积降水量(阴影, 单位: mm)黑实线为地面暖锋 Fig.10 The positive region of 6 hours average moisture divergence flux (contour line, unit: ×10-3 m3·Pa2·kg-1·s-2)and the 6 hours accumulated precipitation (shaded, unit: mm) from 20:00 on 1 to 02:00 on 2 August 2017 and from 08:00 to 14:00 on 3 August 2018.The black solid line is the warm front of the ground |
图11 2017年8月1日20:00至2日02:00和2018年8月3日08:00 -14:00 6 h平均的水汽螺旋负值区（等值线, 单位: ×10 m3·Pa2·kg-1·s-2）和6 h 累积降水量(阴影, 单位: mm)黑实线为地面暖锋 Fig.11 The negative region of 6 hours average moisture vertical helicity (contour, unit: ×10 m3·Pa2·kg-1·s-2)and the 6 hours accumulated precipitation (the shaded, unit: mm) from 20:00 on 1 to 02:00 on 2 August 2017 and from 08:00 to 14:00 on 3 August 2018.The black solid line is the warm front of the ground |
对比两次过程可以发现， “0803”过程相比于“0801”过程， 锋区强度更大（图7）， 位于锋区北侧的 正值区及H负值区的范围更大、 强度更强， 造成的强降水范围更大。强降水区与 正值区及H负值区相对应， 范围较小且略向南偏移， 降水中心与 正值中心及H负值中心南侧梯度最大的区域相对应。
综合以上分析可以得到， 两次副高外围暖锋暴雨的暖锋结构特征概念模型（图12）： 副高西伸北抬， 黑龙江省处于副高北侧； 副高外围的西南急流向北输送大量高动量的暖湿空气， 暖湿空气在急流前部暖切变线附近辐合抬升， 大量的水汽辐合是产生暴雨的直接原因。暴雨区高层为高空辐散区和高空正涡度平流区， 有利于低空西南急流的增强及上升运动的发展。暴雨区位于地面暖锋前， 与水汽散度通量正值区及水汽垂直螺旋度负值区相对应。
7 结论
对2017年8月1日和2018年8月2 -3日两次副高北侧暖锋暴雨过程的动力和热力机制进行诊断分析， 得到如下结论：
（1） 两次暖锋暴雨过程， 均在华东地区有台风活动， 造成副高西伸北抬， 黑龙江省均处于副高北侧。副高外围的西南低空急流向北输送大量高动量的暖湿空气。两次过程均在黑龙江省南部地区有暖式切变维持， 低空急流向北输送的水汽持续在切变线处辐合抬升， 从而形成暴雨天气。
（2） 两次暴雨过程与高低空急流关系密切： 暴雨区位于高空辐散区和高空正涡度平流区， 有利于低空西南大风的增强及上升运动的发展。低空西南急流（大风速带）， 向北输送大量的水汽和热量。暖湿空气在急流前部暖切变线附近辐合抬升， 大量的水汽辐合是产生暴雨的直接原因。两次过程均出现了垂直于低空急流在其左前侧上升， 右后侧下沉的垂直次级环流， 暴雨区均位于次级环流的上升支。“0801”过程上升运动伸展高度更高， 为对流性降水， 造成的雨强更大， 局地性更强。“0803”过程中高低空急流均更强， 强上升运动中心高度较低， 锋面强度更大， 由锋面辐合抬升形成的上升运动范围更广， 造成更大范围的强降水天气。
（3） “0801”过程， 大气对流有效位能较大， 垂直温差较大， 暴雨发生前大气层结表现为对流不稳定， 辐合抬升及次级环流上升气流的共同作用触发对流， 促使不稳定能量释放， 产生更强烈的上升运动， 形成强度更大的降水。“0803”过程， 对流稳定的大气层结， 不利于对流发展， 锋区中层的CSI有利于降水强度的增强及维持。
（4） 两次暴雨过程， 在暴雨区上空均有凝结潜热释放引起的广义位温高值区向下伸展， 中低层西南急流的加强， 形成强暖平流， 促使中低层湿斜压性显著增大， 利于暖锋锋生。锋生作用加强了整层饱和大气的抬升， 利于强降水的维持， 产生暴雨天气。水汽散度通量和水汽垂直螺旋度能够较好地描述强降水过程， 强降水区与水汽散度通量正值区及水汽垂直螺旋度负值区相对应， 范围较小且略向南偏移， 降水中心与两者中心值南侧梯度最大的区域相对应。