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user: 4. 物理量分析 4.1. 水汽条件 外来水汽源源不断地输入，并且在降水区附近辐合上升是暴雨形成的充分条件。水汽通量是单位时间通过单位面积水汽输送量的大小；水汽通量散度是单位体积水汽水平辐合的大小。这两个物理量正好体现了水汽的输入和辐合情况，因此下面将通过水汽通量和水汽通量散度这两个物理量来讨论本次暴雨过程的水汽条件。 4.1.1. 水汽通量 大规模的水平气流将源地的水汽输送到降水区，图5是低空水汽通量的分布，从图中可以看到四川盆地低层的水汽主要来自东海、南海洋面。7月9日08时图5(a)暴雨初期，在四川西部上空就有一水汽通量最大值中心；7月10日08时图5(b)水汽输送向东移动；7月10日20时图5(c)水汽通量最大值中心位于四川盆地上空附近；7月11日08时图5(d)四川西部的水汽输送显著增强，最大超过30 g(cm∙hPa∙s) −1 ；到7月12日(图略)水汽输送减弱，暴雨过程逐渐结束。从低空的水汽通量分布可以看出，在本次暴雨过程中水汽通量的最大值中心基本稳定在四川盆地上空附近，表示在整个强降水期间都有持续不断的充沛的水汽供应。 图5. 700 hPa和850 hPa水汽通量 单位：g(cm∙hPa∙s) −1 4.1.2. 水汽通量散度 当水汽从东海、南海洋面输送到四川盆地时，必须还要有水汽的水平辐合，才可以上升、冷却、凝结成雨。在图6低空水汽通量散度场中，当水汽通量散度小于零时，就表示有水汽的辐合。7月9日08时图6(a)在暴雨初期四川盆地西部低空已出现明显的水汽辐合分布；7月10日08时图6(b)四川盆地的水汽辐合增强，整个盆地都为强烈的水汽辐合区；7月10日20时图6(c)，四川盆地的水汽辐合达到最强，中心强度为−45∙10 −8 g∙cm −2 ∙hPa −1 ∙s −1 ；7月11日08时图6(d)四川盆地的水汽辐合有所减弱，但整体仍然呈明显的辐合形势；7月12日(图略)四川盆地的水汽呈辐散分布，暴雨过程随之结束。 图6. 700 hPa和850 hPa水汽通量散度 单位：10 −8 g∙cm −2 ∙hPa −1 ∙s −1 4.2. 动力条件 4.2.1. 散度 ω p − ω p 0 = ∫ p p 0 ( ∂ u ∂ x + ∂ v ∂ y ) d p       ω p = ∫ p p 0 ( ∂ u ∂ x + ∂ v ∂ y ) d p (1) ω 0 − ω p = ∫ 0 p ( ∂ u ∂ x + ∂ v ∂ y ) d p       ω p = − ∫ 0 p ( ∂ u ∂ x + ∂ v ∂ y ) d p (2) 上式 [ 6 ] p 0 表示地面的气压，0为大气层顶的气压，ω表示垂直速度。由(1)式可知p层的垂直速度由p层以下整层水平散度之和所决定，当下层为水平辐合时p层有上升运动，当下层为辐散时p层有下沉运动；由(2)式可知p层的垂直速度由p层以上整层水平散度之和所决定，当上层为辐散时p层有上升运动，当上层为辐合时p层有下沉运动。综上分析，当低层辐合、高层辐散时就会有上升运动。从中图7可以看到，在暴雨发生的时段，四川盆地上空低层的散度场之和小于0，为辐合区；高层的散度场之和大于0，为辐散区。低层辐合、高层辐散，使四川盆地上空有强烈的上升运动，可以促进暖湿气流向上输送，形成深厚的湿层，有利于暴雨的维持和发展。 图7. 7月10日20时散度场之和 单位：10 −5 ∙s −1 4.2.2. 涡度 在很多研究中已表明，青藏高原特殊的地形影响与特定的环流条件下形成的西南低涡是造成四川盆地暴雨天气发生、发展的重要系统，它是主要出现在川西高原以及四川盆地700 hPa或者850 hPa等压面上具有气旋性环流特征的中尺度闭合低压系统 [ 14 ] [ 15 ]。在前面低空环流形势的分析中已经提到，西南涡与本次四川盆地西部区域性暴雨过程的发生、发展和加强息息相关。在图8的850 hPa涡度场中可以清楚地看到，在整个暴雨过程中都有一个正涡度大值中心，对应着西南涡的中心，持续稳定在四川盆地的上空。7月8日20时图8(a)暴雨发生之前，四川盆地上空850hPa已经存在一个正涡度区，中心强度为20∙10 −5 ∙s −1 。到7月9日08时图8(b)暴雨初期，涡度有所增强，中心值为30∙10 −5 ∙s −1 。在7月11日08时图8(c)涡度达到最强，中心值大于65∙10 −5 ∙s −1 ，低涡中心强烈的辐合上升运动为暴雨过程的发生、发展提供了充分的动力条件。7月11日20时图8(d)涡度中心值有所降低，降水强度也随之减弱。 图8. 850 hPa涡度场 单位：10 −5 ∙s −1 4.2.3. 垂直速度 原桂英等 [ 16 ] 指出四川暴雨发生时500 hPa上升运动区一般与暴雨落区相吻合，500 hPa的垂直速度一般 < −40。从图9可以看到暴雨期间四川盆地上空有一垂直速度大值中心，在7月10日08时图9(a)最大值 < −45，7月10日20时图9(b)垂直速度加快，最大值 < −50。 图9. 500 hPa垂直速度 单位：0.1 Pa/s 4.3. 能量条件 4.3.1. 假相当位温 假相当位温θ se (或称绝热相当位温)是能综合表示温度和湿度的参数，它的垂直分布反应了大气的层结稳定状态。当假相当位温随高度升高时 ∂ θ s e / ∂ p < 0 ，层结稳定；当假相当位温随高度减小时 ∂ θ s e / ∂ p > 0 ，层结不稳定；当假相当位温随高度不变时 ∂ θ s e / ∂ p = 0 ，层结呈中性 [ 17 ]。通常情况下，暴雨天气过程就是能量的积累和释放的过程，在四川假相当位温对暴雨的预报有着较好的指示作用。因此，接下来将对比本次降水强度最大的成都、德阳、绵阳、广元四个城市2018年7月9日至7月11日850 hPa和500 hPa的假相当位温，从而大致了解本次暴雨过程的能量情况。刘运成 [ 18 ] 指出，在四川盆地暴雨要求假相当位温 θ s e ≥ 70 ∘ C ，从表2中可以看到，整个暴雨期间四个城市的假相当位温均大于70℃。在暴雨前期(也就是“7·11”特大暴雨发生之前)，500 hPa和850 hPa的假相当位温值都不断增加，是能量累积的过程，尤其是7月10日白天各层能量都增加得比较快，到10日20时能量达到最高值。并且，10日20时500 hPa和850 hPa假相当位温的差也达到最大值6℃，也就是说500 hPa和850 hPa的能量差值达到最大，大气层结不稳定。在10日20时到11日20时期间，850 hPa的假相当位温从85℃左右下降到72℃左右，说明从10日晚上到11日白天有一个明显的能量释放过程，对应图1(f)的24小时降水填图可知，11日20时彭州市和广汉市24小时降水量超过250 mm，达到了特大暴雨标准，说明此次能量的释放，为本次暴雨过程降水强度的增加创造了有利的条件。此后，随着假相当位温的降低，高低层的能量差也逐渐变小，部分地区500 hPa和850 hPa的假相当位温差从负值变为正值，大气层结趋于稳定，降水强度随之减弱。 Table 2 The potential pseudo-equivalent temperature of Chengdu Deyang Mianyang and Guangyuan unit: 9日08时 10日08时 10日20时 11日20时 成都 500 hPa θ se 78 78 80 72 850 hPa θ se 78 80 86 70 500~850 hPa θ se +0 −2 −6 +2 德阳 500 hPa θ se 78 78 80 72 850 hPa θ se 76 80 86 72 500~850 hPa θ se +2 −2 −6 +0 绵阳 500 hPa θ se 78 78 80 72 850 hPa θ se 74 78 86 72 500~850 hPa θ se +4 0 −6 +0 广元 500 hPa θ se 76 76 78 72 850 hPa θ se 74 78 84 74 500~850 hPa θ se +2 −2 −6 −2 表2. 成都、德阳、绵阳、广元假相当位温 单位：℃ 4.3.2. T-logP图 本次暴雨过程发生在四川盆地西部，在有限的资料里能较好地代表这个地区的探空站点只有温江站，因此下面分析温江站7月9日至7月11日的T-logP图。其中红色的线代表状态曲线，蓝色的线代表层结曲线，绿色的线代表露点曲线。朱乾根等 [ 6 ] 指出当温度露点差(T-Td)小于等于4℃~5℃时，是湿区；当温度露点差(T-Td)小于等于2℃时，是饱和区。从图10(a) (b) (c)中可以看出，从近地层到450 hPa的温度露点差基本都小于2℃，达到饱和，说明成都上空有非常深厚的湿层，而湿层越厚，对降水强度的增加越有利。从风的垂直变化来看，本次暴雨过程中低空风向随高度的升高有顺时针旋转，存在暖平流，7月10日图10(b) (c)高空风向随高度的升高有逆时针旋转，但不是很明显，存在弱冷平流，这样上干冷、下暖湿的高低空配置有利于不稳定能量的积累，不稳定层结的发展。于是在7月10日20时图10(c)上空出现了正不稳定能量(CAPE值 > 0)，即位于状态曲线左方和层结曲线右方的面积(与假相当位温分析中7月10日20时500 hPa θ se 和850 hPa θ se 差值最大的情况相吻合)，不稳定能量的释放导致了暴雨的加强，是造成“7·11”特大暴雨的原因之一。然而实际上7月10晚上的CAPE值并不大，仅为377.5 J∙kg −1 ，暴雨过程的其他时段CAPE值也几乎为0 J∙kg −1 ，能量条件似乎并不利于暴雨的持续发展加强，但俞小鼎 [ 19 ] 曾提出，就算在不稳定能量不太大(CAPE值 < 500 J∙kg −1 )的情况下，如果云底比湿q或者露点Td很高，降水效率仍然会很高，降水强度也会很大。例如：1996年7月28日成都出现的一次极端暴雨，在27日20时的探空资料中可以发现当时的不稳定能量很小，CAPE值只有279 J∙kg −1 ，但850 hPa的露点和比湿都很大，分别达到了21℃，和18.4 g∙kg −1 。同样，本次7月11日出现的极端暴雨，尽管10日20时CAPE值只有377.5 J∙kg −1 ，但850 hPa露点达到20℃，850 hPa比湿达到17.3 g∙kg −1 ，Td和q都很高，所以暴雨强度仍然很大。到7月11日20时图10(d)低层湿度明显减小，850 hPa露点只有13℃，850 hPa比湿下降到11.04 g∙kg −1 ，暴雨随之减弱。 图10. 温江站T-logP图 4.4. 小结 综上分析，在本次暴雨过程中水汽条件和动力条件对降水的持续和增强都是十分有利的，但从假相当位温(表2)和T-logP图(图10)的分析中发现，本次暴雨过程只在7月10日晚上存在不稳定能量(CAPE值 > 0)，其他时候大气层结都比较稳定，能量条件不够充分。由此看来，本次暴雨过程具有低能稳定的特点，动力作用在本次暴雨过程中占据主导地位，充沛的水汽供应、强烈的上升运动才是本次暴雨发生的关键。