每年的6—7月,受西太平洋副热带高压和北方冷空气共同影响,江淮流域常会出现持续阴雨天气即梅雨,梅雨带的南北摆动直接影响长江中下游地区夏季的天气气候,因此成为气象专家和学者多年来关注的重点之一。研究表明,西太平洋副热带高压脊线的变动是梅雨期暴雨发展的决定性因素^[1-2]。梅雨锋在多尺度天气系统共同作用下产生^[3-4],暴雨系统总是在梅雨锋附近发生,沿梅雨锋等相当位温面发展和移动^[5]。低空急流在暴雨过程中起着输送能量和水汽的作用,并以中尺度扰动的方式沿着急流轴传播,中尺度对流云团的组织结构、传播特征与低层风场的风速脉动密切相关,低空急流轴的形态结构及急流核的位置与暴雨强度和落区相对应^[6-7],梅汛期暴雨是影响浙江的主要灾害性天气之一,其带来的强降水及次生灾害往往造成重大经济损失。

浙江梅汛期暴雨可分为冷切低涡型、低槽型、东北冷涡型、暖锋切变型,其中冷切低涡型出现次数最多^[8]。暖锋切变型属于暖区暴雨,与冷切低涡型相比,更具突发性,且不确定性大,触发机制复杂,一直是预报中的难点。研究表明,锋区对流扰动激发低层重力波,沿低层稳定层向具有很强不稳定能量的暖区传播,激发暖区低层上升运动,最终导致暖区暴雨发生^[9]。华南暖区暴雨可分为边界层辐合线型、偏南风风速辐合型、强西南气流型^[10],而长江中下游地区暖区暴雨按天气形势划分为冷锋前暖区暴雨、暖切变暖区暴雨以及西太平洋副热带高压边缘暖区暴雨3种类型^[11]。

2020年浙江省于5月29日入梅,7月18日出梅,梅期50 d,梅汛期具有梅期长、梅雨总量大、强降水雨区重叠、“梅中有伏”等特征,全省平均梅雨量548 mm,为1981年以来历年梅雨量第一位,有14个县(市、区)国家气象站累计雨量突破本站历史同期纪录,强降水导致省内多座水库水位迅速上涨并出现灾情。梅汛期共出现7轮强降水过程,其中6月3日、6月30日两次过程(分别简称为“6·03”、“6·30”过程)均出现在浙西地区,常用业务模式(ECMWF、NCEP等)对两次过程雨量量级预报均明显偏小,落区预报偏北,在中短期时效中预报误差均较大,因此对这两次暴雨过程进行诊断分析十分必要。本文从环流背景、水汽条件、动力热力条件等方面,对这两次暴雨过程的不同特点进行对比分析,以期为今后这两类梅汛期暴雨预报提供一定参考。

利用浙江省103个国家站和3708个区域站2021年6月2日20:00(北京时,下同)至3日20:00、6月29日20:00至30日20:00逐时降水量进行降水实况分析;利用同时段欧洲中期天气预报中心分辨率为0.25°×0.25°的逐小时再分析资料(ERA5),包括位势高度、风、水汽通量散度、假相当位温、垂直速度、锋生函数等物理量,分析产生暴雨的主流形势和物理量特征;利用同时段FY-4A卫星黑体亮度温度(TBB)资料分析暴雨云团的云顶亮温。

图1为浙江省2次过程雨量分布,该图基于浙江省标准地图服务网站下载的审图号为浙S(2021)41号的标准地图制作,底图无修改。

“6·03”过程[图1(a)](6月2日20:00至3日20:00),全省平均雨量31.9 mm,雨带为东西带状分布,降水主要集中在浙西地区,衢州平均雨量达96.7 mm,降水主要集中在2日20:00至3日04:00,124站雨量超过150 mm,最大雨量出现在开化池淮镇(195.4 mm),最大雨强出现在江山早田坂村(53.3 mm·h^-1)。

“6·30” 过程[图1(b)](29日20:00至30日20:00),全省平均雨量为37.8 mm,雨带东西向分布更明显,降水中心有2个,一个位于浙西,衢州平均雨量为139.5 mm,降水主要集中在6月29日22:00至30日10:00,有82站雨量超过150 mm,最大为常山西源村(283.5 mm),最大雨强出现在开化(67.1 mm·h^-1),另一个位于浙中绍兴南部,雨量较前一个中心明显偏小,绍兴平均雨量仅43.8 mm。

可见,两次过程雨量均集中在浙西地区,呈东西向带状分布,但“6·30”过程暴雨区范围更广,暴雨中心雨量和过程雨量更大,雨强更强,强降水持续时间也更长。

图2是两次过程不同时刻高度场、风场及TBB分布,该图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(2019)1652号的标准地图制作,底图无修改。

2020年6月2日20:00 500 hPa中高纬(40°N以北)地区为两脊一槽型[图2(a)],两脊分别位于贝加尔湖及我国东北地区,一槽位于蒙古一带,中低纬地区湖北到安徽北部为宽广的低槽,南支浅槽位于川贵地区,西太平洋副热带高压(简称“副高”)势力强盛,呈东西向带状分布在华南沿海,浙江省处于季风槽前的西南气流中。湖南、湖北、江西三省交界处850 hPa为低涡,低涡前部的暖切变向东延伸到浙皖交界,浙西南处于暖切变南侧的西南气流中;3日02:00[图2(b)],低槽略有东移,槽前暖湿气流加强,与季风槽前的西南气流合并,向长江中下游地区输送大量水汽,850 hPa低涡也随之东移,浙西暖切变增强,浙西南有强西南风风速辐合;3日08:00以后辐合位置东移北抬,降水减弱。

6月29日20:00 500 hPa我国中高纬地区经向型环流明显[图2(c)],为一槽一脊型,脊位于贝加尔湖和我国西北地区,槽位于我国东北和华北,东北冷涡中心位于华北,脊前槽后的西北气流已南压到江苏中部。副高呈带状分布位于华南沿海,西伸点为108°E附近;浙北850 hPa为冷切变,浙中处于冷切变南侧的西到西南气流中。30日02:00(图略),冷涡东移,引导冷空气继续南压,副高减弱南退,冷暖气流在浙江省上空交汇。850 hPa冷切变南压至浙北,急流强度维持,浙西降水增强。3日08:00[图2(d)]后,浙西逐渐转为冷切变后部的西北气流控制,850 hPa急流减弱,降水也随之减弱。

可见,两次过程的环流背景不同,“6·03”过程发生在季风槽背景下,处于槽前西南气流中,850 hPa为暖切变;而“6·30”过程发生在东北冷涡背景下,处于冷暖气流交汇中,850 hPa为冷切变。

利用FY-4A卫星云图资料和自动站逐小时风场、雨量资料分析降水云团的发展演变过程。6月2日15:00,江西、福建交界已有中-α尺度对流云团发展,并向东北方向移动,17:00(图略)开始影响浙西地区,同时由于西南急流增强,湖南中部不断有中-β尺度云团生成,东移北抬过程中与前方对流云团合并。图3是两次过程不同时刻高度场、风场及TBB分布,该图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)1600号的标准地图制作,底图无修改。21:00[图3(a)]在湖南、江西、浙江形成了一条东北西南向的带状云带,其中暴雨区上空的A云团云顶高度较高,云顶亮温较低,TBB中心值达-61 ℃,垂直方向对流发展旺盛。同时浙西衢州中部生成东北西南向的地面中尺度辐合线[图3(a)黑色粗实线],但辐合线两侧风速较小,仅2~3 m·s^-1,未来1 h 20 mm以上降水落区[图3(a)黑圈]主要集中在云团中心附近,最大小时雨量39 mm。

6月2日23:00[图3(b)],A云团移至浙江中北部,强度减弱较快,江西、浙江交界处又有B对流云团东移北抬影响浙西地区,由于衢州中部的地面辐合线减弱消亡,不利于水汽辐合和对流发展,因此B云团进入浙江后逐渐减弱,未来1 h衢州地区20 mm以上的强降水范围[图3(b)黑圈]减小,最大小时雨量27 mm。3日03:00—04:00[图3(c)]分别又有C、D云团快速东移至浙西地区,但尺度较A、B云团明显偏小,东移速度偏快,小时雨量减弱为10~20 mm。3日06:00后江西、湖南中部新生对流单体减少,云带断裂,云顶亮温升高,浙西地区降水效率进一步减弱。可见暴雨主要由4个中尺度对流云团连续影响造成,“列车效应”显著。

“6·30”过程主要由中尺度对流云团后向传播造成。6月29日20:00(图略),在安徽南部冷切变南侧,即安徽和江西北部交界处有多个弱对流云团生成,在500 hPa西偏北气流引导下东移过程中略有南压,表明冷空气已开始影响,同时安徽和浙西交界处已有地面中尺度气旋存在。许爱华等^[12]研究认为,边界层辐合线的动力扰动往往是强对流天气的重要触发者和组织者。29日23:00(图略),云团东移与地面中尺度气旋相遇,受其辐合抬升影响,得到合并加强发展,TBB中心值降为-53 ℃,此时云团降水效率还不高,22:00—23:00小时雨量在10 mm以下。30日00:00(图略),云团继续东移加强,并合并为一个中尺度对流云团,云团西侧TBB梯度增大,云顶中心TBB达-59 ℃,降水效率增大,23:00—24:00小时雨量增大至10~20 mm,同时在浙西衢州东部有东北西南向的地面辐合线生成。30日01:00[图3(d)]、02:00[图3(e)],地面辐合线[图3(d)、图3(e)中黑色粗实线]两侧风速增强为2~4 m·s^-1,该云团在中尺度辐合线附近继续加强,范围增大,强度增强,同时与其南侧的中-α尺度云团合并,小时雨量20 mm以上的降水落区位于辐合线北侧[图3(d)、图3(e)中黑圈]。之后地面辐合线稳定少动,且辐合有所加强,两侧风速增强至4~6 m·s^-1,有利于边界层水汽辐合和对流发展;01:00—08:00,对流云团在东移南压过程中出现后向传播特征,尤其是03:00[图3(f)]前后,其后部云团向西发展并加强。结合该时段降水分布,衢州地区平均雨量为80 mm,最大小时雨量67 mm,小时雨量20 mm以上的强降水落区[图3(f)中黑圈]主要位于云团中心附近及其后部TBB等值线梯度大值区,可见该云团是造成此次强降水过程最主要的中尺度对流云团,其特殊的传播路径是造成此次暴雨的主要原因之一。研究表明,中尺度对流系统(mesoscale convective system, MCS)后向传播的重要意义在于它会延长强降水在一个区域的持续时间,进而导致暴雨洪涝^[13]。分析29日20:00衢州站探空T-ln P图(图略),整层环境风都很弱,最大风速出现在750~650 hPa之间,仅8 m·s^-1,中低层为一致的偏西风,垂直风切变也很弱,低层为暖平流,中尺度对流云团正好位于水汽通量辐合中心附近,这与聂云等^[14]研究结论“MCS后向传播系统中 MCS形成于上层风较弱环境、没有正涡度平流或正涡度平流很弱的地区,且沿着水汽辐合轴后向传播,低层有暖平流”一致。30日09:00后,中尺度云团在东移南压过程中迅速减弱。

形成暴雨必须有充足的水汽供应。从低空急流和水汽通量散度变化可以看到,6月2日08:00(图略),西南急流位于浙南、福建及其沿海一带,中心位于福建北部,对应为水汽通量弱辐合区,暴雨中心上空700 hPa已达到急流强度(12 m·s^-1),但850 hPa西南气流仅8 m·s^-1,尚未到急流强度。图4是两次过程过暴雨中心的风场时间-高度剖面及典型时刻西南急流、水汽通量散度、未来6 h雨量大于20 mm 站点分布,该图审图号同图3。2日20:00[图4(a)]后,两支急流均迅速增强北抬,暴雨中心700 hPa急流增强至16 m·s^-1,并于2日23:00、3日02:00出现大值中心,强度分别达17、19 m·s^-1;2日20:00浙西的水汽通量散度也迅速增强,中心超过-8×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1,未来6 h强降水正好位于急流前方和水汽通量辐合中心[图4(c)],可见暴雨产生在急流加强过程中,低空急流输送水汽和暖湿气流,有利于大气产生不稳定层结和强上升运动,进而触发暴雨形成。30日08:00(图略)暴雨区上空急流强度略有减弱,水汽通量散度减小,降水也随之减弱,未来6 h未出现50 mm以上强降水。

6月29日08:00[图4(b)],西南急流已发展旺盛,呈东北—西南向分布在华东沿海,暴雨中心上空700 hPa急流强度达20 m·s^-1;20:00急流转为偏西方向并减弱至16 m·s^-1,而水汽通量辐合却有所增强[图4(d)],可见急流强度虽然减弱,但仍能为暴雨区提供充沛水汽,未来6 h强降水位于急流轴附近,与水汽通量辐合区相对应。30日02:00急流中心略东移,暴雨区上空急流减弱至14 m·s^-1,但水汽通量辐合增强至-10×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1,同时浙中一带水汽通量辐合也有所增强,未来6 h强降水分布与水汽通量辐合区走向、强度基本一致;08:00急流和水汽通量辐合同时减弱,暴雨区上空转为水汽通量辐散区,10:00后降水显著减弱。

综上分析,“6·03”过程强降水主要发生在西南急流增强过程中,降水落区位于急流前方的水汽通量强辐合区内;而“6·30”过程强降水发生在西南急流缓慢减弱过程中,降水落区位于急流轴附近的水汽通量强辐合区内。两次过程水汽通量散度变化与未来6 h降水强度变化基本一致,且“6·30”过程水汽通量辐合更强,这是造成暴雨中心雨强更强的原因之一。两次过程降水均与急流密切相关,但不同类型的强降水落区发生在急流的不同位置,700 hPa水汽通量辐合大值区及强度与未来6 h强降水落区、强度对应较好,在今后的梅汛期暴雨预报中可以参考。

从“6·03”过程暴雨中心(118°E,29°N)温度平流垂直分布[图5(a)]和逐小时降水演变[图5(c)]可以看出,2日20:00至3日05:00随着低空急流的加强,中低空暖平流发展旺盛,暴雨中心降水也集中在这段时间。3日05:00左右,边界层975 hPa以下、500~400 hPa同时有弱冷空气侵入,且低层冷空气逐渐向上扩展,降水明显减小,因此此次暴雨主要产生在暖区中。2日21:00—23:00、3日03:00前后700 hPa附近形成θ_se暖脊,这与低空急流大值中心出现时间基本一致,因此急流的增强导致中低层增温增湿,同时600 hPa附近存在θ_se低值中心,θ_se随高度减小,大气处于不稳定层结状态,以对流性降水为主。另外分析850 hPa θ_se和风场(图略),2日20:00浙北存在θ_se等值线密集区,即梅雨锋区所在,但强度偏弱,锋区两侧为一致的西南气流,虽然未达到急流强度,但浙西地区有明显的风速辐合,有利于产生辐合上升运动,30°N以北安徽西部与江西交界处有弱的暖切变生成,切变两侧为西南风与东南风,3日02:00浙北的锋区减弱,其南侧的θ_se暖舌加强北抬至30°N附近,暖切变东伸至119°E附近安徽南部地区,因此强降水产生在暖区加强、暖切变东伸过程中。根据陈钥等^[11]对长江中下游地区暖区暴雨的分型,暖切变型暖区暴雨一般低层850 hPa有暖式切变线,暴雨区位于暖式切变线以南100~300 km的暖湿气流内(一般风速小于等于16 m·s^-1),因此这次过程属于暖切变型暖区暴雨。

从“6·30”过程的θ_se演变[图5(b)]可以发现,整个过程中θ_se均随高度减小,在500 hPa形成冷中心,表明大气始终处于对流不稳定层结状态,但逐小时降水变化显著[图5(d)],这也与低空急流变化密切相关。29日20:00—23:00,900 hPa以下为冷平流,900~650 hPa为暖平流,上暖下冷的分布不利于降水产生,对应小时雨量均在8 mm以下。29日23:00至30日10:00,低空急流减弱导致暖湿平流输送减弱,利于高空冷空气向下扩散,形成上冷下暖分布,且500 hPa以下θ_se随高度减小,大气斜压性加强导致降水强度增强,暴雨区强降水主要产生在这段时间内,5个时次小时雨量超过40 mm。30日11:00后低空急流进一步减弱至10 m·s^-1以下,导致中层暖平流也继续减弱,冷空气扩展至边界层,降水过程结束。从850 hPa θ_se和风场水平分布(图略)可以看出,江苏南部为梅雨锋区所在,锋区两侧为西南风和西北风,属于西风辐合型锋生^[15]。浙中北上空存在θ_se大值中心,强度达354 K,较“6·03”偏强,因此热力条件更好。30日02:00梅雨锋南压至浙北,梯度加大,锋后冷中心由20:00的328 K减小至322 K,表明冷空气加强,梅雨锋区加强,这是02:00后降水增强的原因之一。08:00梅雨锋维持,暴雨区上空形成356 K的θ_se大值中心,为暴雨的维持提供了充足的能量条件。

综上分析,两次过程均为对流不稳定性降水,但“6·03”为暖切变型暖区暴雨,梅雨锋不典型,降水主要产生在暖区加强、暖切变东伸过程中,从水汽条件分析可知,暴雨过程中700 hPa低空急流随时间推移出现多个大值中心,这与陈玥等^[11]研究指出暖切变型暴雨的主要特点为低空风速大值不断以振荡形式快速东传,有利于积累大量水汽并产生有组织对流的结论一致,但此次过程500 hPa与850 hPa的θ_se差值较小,对流不稳定性较弱,梅雨锋也较弱;而“6·30”过程梅雨锋为西风辐合型锋生,暴雨产生在冷锋前,雨强在锋区加强南压时再次增强,对流不稳定性较“6·03”强,这是此次过程降水强度更强的原因之一。

锋生函数能表征梅雨锋的锋生结构及其演变特征,对梅雨锋暴雨强度和范围具有指示意义^[16-17]。

梅雨期降雨过程中空气湿度较大,上升下沉运动可近似看成湿绝热过程,可以用θ_se作为气象参数来计算锋生函数^[18]。计算公式为

在湿绝热条件下非绝热加热项可忽略,因此公式中未考虑非绝热加热对锋生的作用,T₁表示水平锋生,T₂表示垂直锋生,F为总锋生,三者单位均为10^-10 K·m^-1·s^-1。

从6月2日20:00沿118°E的锋生函数垂直剖面图[图6(a)]可以看出,垂直方向上锋生最强出现在850~700 hPa之间,锋后冷空气形成的干冷中心位置偏北(在31°N以北),锋前中低层暖湿气流发展旺盛,使暖平流加强,在650 hPa形成暖平流中心,强度达3.2×10^-5 K·s^-1,锋生区与暖平流对应,暖平流的加强促使暖锋锋生,暖锋锋生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,造成更强降水^[19]。750 hPa在29°N、30°N附近分别存在2个锋生中心,前者位于锋区南侧,与未来1 h强降水[图6(c)]相对应,后者对应下沉气流,因此未产生强降水。3日02:00[图6(b)],暖湿气流明显北抬,在30°N附近形成强烈的上升运动中心,锋前暖平流有所减弱,750 hPa上形成3个锋生中心,其中28.5°N的锋生中心上升运动较弱,对应弱降水,31°N的锋生中心为下沉运动,未出现降水,29.5°N的锋生中心为上升运动,对应未来1 h强降水[图6(d)]。

从6月30日02:00沿118°E的锋生函数垂直剖面图[图6(c)]可以看出,梅雨锋位于31°N上空,整层向南倾斜为主。锋后冷空气较“6·03”过程强,650 hPa θ_se中心达326 K,锋前中低层暖湿气流范围狭窄,只存在于29°N—29.5°N之间,暖平流较“6·03”偏弱,750 hPa暖平流中心仅为1.6×10^-5 K·s^-1。垂直方向上锋生最强出现在900~650 hPa之间,但750 hPa以下的强锋生区均对应下沉运动,不利于强降水发生,700 hPa在28.5°N、30°N附近存在2个锋生中心,前者位于锋前暖区内,对应暖平流,为暖锋锋生,未来1 h出现14 mm的强降水[图6(g)],为锋前暖区局地对流性强降水,后者位于梅雨锋区上,对应冷平流,为冷锋锋生,强度超过6×10^-10 K·m^-1·s^-1,比前者更强,未来1 h出现23 mm的强降水,可见锋生越强,产生的降水强度也更强。30日08:00[图6(f)],梅雨锋南压至30°N附近,锋后冷平流显著增强,θ_se等值线密集,梅雨锋增强。锋前700 hPa附近与上升运动配合的锋生区未来1 h均产生降水,但雨强偏弱,最强锋生中心位于29°N上空的梅雨锋上,与冷平流相对应,未来1 h出现13 mm的强降水[图6(h)]。

锋生函数主要由垂直锋生和水平锋生两项组成。分析“6·03”过程可以看到,2日20:00[图7(a)],水平锋生集中在29°N以北的中高层,垂直锋生中低层集中在850~700 hPa之间,28.5°N—29.5°N垂直锋生达4×10^-10 K·m^-1·s^-1,远大于水平锋生,正好与未来1 h强降水[图7(c)]对应。3日02:00(图略)水平锋生集中在800 hPa以下,750 hPa垂直锋生有2个大值区,结合垂直速度分析,28.5°N附近的大值中心对应的上升运动较弱,而29.5°N附近的大值区对应较强的上升运动,对应未来1 h产生强降水。可见此次过程以垂直锋生为主,垂直锋生是发生降水的能量条件和触发条件之一^[19]。

“6·30”过程中,29日20:00 600 hPa暴雨区上空为水平锋生和垂直锋消,叠加后为锋消区。30日02:00[图7(b)],随着降水强度增强,水平锋生和垂直锋生均增强,水平锋生集中在850 hPa以下,垂直锋生集中在850 hPa以上。未来1 h强降水[图7(d)]对应700 hPa水平锋生和垂直锋消,水平锋生越强,降水强度也越强。30日08:00(图略),垂直锋生略有减弱,水平锋生进一步增强,700 hPa水平锋生中心的变化与未来1 h降水强度吻合。因此此次过程以水平锋生为主。水平锋生主要由水平风场汇合造成,水平锋生一方面提供水汽输送,另一方面加强辐合抬升,当中层和低层均有锋生,且中层为垂直锋生、低层为水平锋生时,既有不稳定条件,又有水汽条件,有利于强降雨的发生^[19]。这是此次过程降水强度较“6·03”偏强的原因之一。

可见降水强度与锋生函数密切相关,“6·03”过程为暖锋锋生,以垂直锋生为主,未来1 h强降水与750 hPa锋生区对应较好;而“6·30”过程以水平锋生为主,同时中高层冷平流加强促使冷锋锋生,叠加在低层暖平流上,使大气斜压性大大增强,产生强降水,未来1 h强降水与700 hPa锋生区对应较好。因此不同降水类型与不同锋生相对应,1 h强降水又与不同高度的锋区相对应,因此在梅汛期暴雨预报中要充分考虑不同降水类型与不同锋生作用在不同高度的对应性。

本文利用常规气象观测资料、ERA5逐小时再分析资料和卫星黑体亮温资料,从环流背景、环境场特征、中尺度对流系统演变等方面对2020年梅汛期浙西两次相似落区暴雨进行了对比分析,得到以下结论:

(1)两次过程降水落区相似,暴雨中心在浙西地区,但“6.30”过程暴雨区范围更广,暴雨中心雨量和过程雨量更大,小时雨强更强,强降水持续时间更长。

(2)“6·03”过程发生在季风槽背景下,浙江省500 hPa为槽前西南气流,850 hPa为暖切变;而“6·30”过程发生在东北冷涡背景下,500 hPa冷暖气流交汇,850 hPa为冷切变。

(3)“6·03”过程暴雨主要由4个中尺度对流云团连续影响造成,“列车效应”显著;“6·30”过程主要由中尺度对流云团后向传播造成。

(4)两次过程均为对流不稳定性降水,“6·03”为暖切变型暖区暴雨,降水产生在暖区加强、暖切变东伸、西南急流增强过程中,对流不稳定性较弱,降水落区位于急流前方的水汽通量强辐合区内;而“6·30”过程梅雨锋为西风辐合型锋生,暴雨产生在冷锋前、低空急流缓慢减弱过程中,对流不稳定性较强,降水落区位于急流轴附近的水汽通量强辐合区内。两次降水均与西南急流密切相关,700 hPa水汽通量辐合大值区及强度与未来6 h强降水落区、强度相对应,这在今后的梅汛期暴雨预报中有一定参考性。

(5)“6·03”过程为暖锋锋生,以垂直锋生为主,未来1 h强降水与750 hPa锋生区对应较好;而“6·30”过程为冷锋锋生,以水平锋生为主,未来1 h强降水与700 hPa锋生区对应较好。不同的锋生性质及其所在高度对降水量多少具有一定指示意义。