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user: 4. 物理量分析 4.1. 动力条件 4.1.1. 涡度 涡度(见表1)是度量大气旋转的物理量，表示大气旋转的方向和大小。涡度值为正值，空气表现出逆时针旋转，即为气旋式涡度；涡度值为负值，空气表现出顺时针旋转，即为反气旋性涡度。 针对此次暴雨天气过程，沿着强降水中心都江堰站(31˚N)，绘制出2020年8月16日02时至20时之间的涡度纬向垂直剖面图(见图5)。16日02时(见图5(a))，东经105˚附近的正涡度向西延伸，范围扩大，已影响东经104˚附近在700 hPa中层区域，其西侧低层为负涡度，说明此时对流活动开始发展；16日08时(见图5(b))至14时(见图5(c))，对流活动达到旺盛阶段，正涡度中心值增强到20 × 10 −5 s −1 ，且正涡度柱高度上升到150 hPa高度附近；负涡度中心也同样增强到−16 × 10 −5 s −1 ，因此，在高层负涡度、低层正涡度的垂直配合下，为暴雨的发展提供了良好的动力条件，雨势达到峰值；16日20时(见图5(d))，正涡度中心强度减弱，正值区高度也有所下降，对流活动趋于减弱。以上分析可知，低空正涡度的存在是暴雨天气系统发生发展的重要影响因素之一，与此同时，低层强正涡度中心的强辐合，利于降雨区上空形成剧烈上升运动，为暴雨的演变提供有利的动力抬升条件。 图5. 2020年8月16日02:00 (a)、08:00 (b)、14:00 (c) 和20:00 (d) 沿强降雨中心都江堰站(31˚N)的涡度分布(实线：正值，虚线：负值，单位：× 10 −5 s −1 ) 4.1.2. 散度 散度(见表1)可以表示水平风场的辐散、辐合程度，其严格意义上的定义是描述空气从周围汇合到某一处或从一处流散开来的程度的物理量。散度为负值表示辐合；为正值表示辐散。 分析此次过程，沿强降水中心都江堰站(31˚N)，绘制出2020年8月16日02时至20时之间的散度纬向垂直剖面图(见图6)。16日02时(见图6(a))，东经104˚附近700 hPa以下完全在负值区控制范围之内，负值中心强度 ≤ −18 × 10 −5 s −1 ，中高层则被正散度所控，正值中心强度 ≥ 20 × 10 −5 s −1 ，此时低层强烈辐合上升，利于低层水汽的向上输送；高层强烈辐散，有利于高层形成“抽吸作用”，同时为对流活动和热量的垂直输送提供了有利的动力条件，本次暴雨天气过程正是在这种低层辐合上升，高层辐散相互叠加的形势下所产生；08时(见图6(b))，东经104˚附近高层正值中心下降到600 hPa以下，低层正值区的辐合强度也有所减缓，且有较小正散度，此时对流活动有所减弱；14时(见图6(c))，对流活动再次兴起，东经104˚附近700 hPa以下区域负散度，负值中心强度 ≤ −18 × 10 −5 s −1 ，且负值区域最高达500 hPa，中高层则继续在正散度范围内，正值中心强度 ≥ 20 × 10 −5 s −1 ；20时(见图6(d))，低层的负散度减弱，中心强度降至−6 × 10 −5 s −1 ，高层的正散度同样大幅度减弱，中心强度仅为6 × 10 −5 s −1 ，对流活动趋于结束。上述的分析表明，低层负散度，高层正散度，有利于引发“抽吸效应”，引起强烈的垂直上升运动。 图6. 2020年8月16日02:00 (a)、08:00 (b)、14:00 (c) 和20:00 (d) 沿强降雨中心都江堰站(31˚N)的散度分布(单位：× 10 −5 s −1 ) 4.1.3. 垂直速度 水汽、能量等的垂直输送离不开垂直速度(见表1)，低层物理量能够输送到高层，垂直速度功不可没，并且由于这种对流层的垂直运动对于暴雨的发生发展有重要作用，所以垂直速度的分析也尤为重要。垂直速度为负(ω < 0)，代表上升运动。 图7. 2020年8月16日02:00 (a)、08:00 (b)、14:00 (c) 和20:00 (d) 沿强降雨中心都江堰站(31˚N)的垂直速度分布(单位：Pa∙s −1 ) 分析此次暴雨天气过程沿强降水中心都江堰站(31˚N)，绘制出2020年8月16日02时至20时之间的垂直速度纬向垂直剖面图(见图7)。8月16日02时(见图7(a))，东经104˚附近被负值区所控制，上升运动剧烈，强度中心值 ≤ −5 Pa∙s −1 ，且从850 hPa高度往上，至150 hPa高度上下均为上升运动，可以看出此时刻有深厚的对流运动；08时(见图7(b))，上升运动强度有所减弱，但对流运动范围仍在维持，达到150 hPa高度以上；14时(见图7(c))，上升运动强度再次增加，中心值强度 ≤ −3 Pa∙s −1 ，但强对流顶高度降低至400 hPa高度附近；到了20时(见图7(d))，垂直上升运动在强度和厚度方面均在降雨区域减弱，仅有微弱的对流上升运动。由上述分析可知，垂直速度的负值区反映出垂直上升运动，较强的上升运动为水汽等物理量的向上输送提供了动力条件。 4.2. 热力条件 4.2.1. 假相当位温 假相当位温( θ s e ，见表1)，其严格意义上的定义为饱和气块上升过程中，水汽全部凝结所释放的潜热加热空气后达到的位温。并且假相当位温在干绝热和湿绝热的过程中都是保守的，也就是说假相当位温具有数值都是常数的特征。 正是由于这个特殊性质，假相当位温在大气的静力稳定度判断方面可作为静力稳定度判据而被使用。 当 ∂ θ s e / ∂ z < 0 时，条件性不稳定； 当 ∂ θ s e / ∂ z > 0 时，绝对稳定。 除此之外，假相当位温的分布还可以当作大气潜在能量的分析工具，通常取θ se = 340K (67℃)为一般性气团和高能暖湿气团的分界线 [ 13 ]，在假相当位温梯度的极大值处，即假相当位温线密集区，可以表示锋面所在的位置或能量锋区 [ 14 ]。 沿强降水中心都江堰站(31˚N)，绘制出2020年8月16日02时至20时之间的假相当位温纬向垂直剖面图(见图8)，用以分析降雨区域(103˚E~106˚E)内的假相当位温的演变情况。8月16日02时(见图8(a))，在降雨区域上空，500 hpa高度以下一直保持 ∂ θ s e / ∂ z < 0 的状态，有深厚的假相当位温高值区，在垂直方向上延伸至600 hPa高度，最大值达到148℃，高能暖湿气团占据低层，低层暖湿气流为主，高空干冷空气为主，大气层结极不稳定，为暴雨的发生发展积蓄了不稳定能量，利于降水的发生发展。且假相当位温密集区位于东经103˚到东经104˚，说明此区域为锋面所在区域。在之后的时间里，降雨区内假相当位温数值不断降低，东部低值中心逐渐西移到达降雨区，在20时(见图8(d))， ∂ θ s e / ∂ z > 0 ，大气趋于对流稳定。 图8. 2020年8月6日02:00 (a)、08:00 (b)、14:00 (c) 和20:00 (d) 沿强降雨中心都江堰站(31˚N)的假相当位温分布(单位：℃) 4.2.2. 温度平流 引起某些地区温度升高或降低的因素之一是冷暖空气的水平运动，空气由高温区流向低温区，称为“暖平流”；空气由低温区流向高温区，称为“冷平流”，大规模天气变化的原因之一是冷暖平流，而温度平流的变化(见表1)可以很好地反映出冷暖平流的情况。 沿强降水中心都江堰站(31˚N)，绘制出2020年8月16日02时至20时之间的假相当位温纬向垂直剖面图(见图9)。8月16日02时(见图9(a))降雨区域(103˚E~106˚E)内低层暖平流强度达到峰值，其东西两侧均有冷平流与其交汇中心区域强度 > 50 × 10 − 5 ℃∙s −1 ；在高层，冷平流也至02时高空冷平流达峰值，低层暖平流、高层冷平流，利于降水发生发展；随后，暖平流逐渐减弱，高层冷平流控制低层，冷暖平流趋于稳定。 4.3. 水汽条件 动力因素和热力因素对于暴雨的发生发展至关重要，但水汽因素亦不可忽视。暴雨发生需要外界源源不断的输送水汽进行供应，当地原有的水汽是远远不够的，所以充足的水汽是维持降水的主要因素。为了定量地描述水汽大小、形象地看出水汽的源汇地，从而引入水汽通量和水汽通量散度(见表1)。水汽通量的数值和方向可以反映水汽的来源，其主要是表示水汽输送强度的物理量，但是在作降水成因分析时，常常需要进一步考虑从各个方向输送来的水汽是否能在某地集中起来，所以，引入水汽通量散度，其可以表示这种输送来的水汽集中程度，水汽通量散度数值为正，则表示有水汽流失；水汽通量散度数值为负，则表示有水汽汇聚。 选取2020年8月15日20时、16日02时、08时、14时的水汽通量和水汽通量散度，绘制二者的平面分布图(见图10)，着重分析降雨区域(103˚E~106˚E)内水汽通量和水汽通量散度的情况。在8月15日20时(见图10(a))，水汽通量表现出大量的水汽从西南方向或偏南方向输送至东经104˚，北纬32˚附近，据此，可以判断出本次水汽来源：一是我国南海的偏南气流途径广西贵州一带北上进入四川盆地；二是来自孟加拉湾的暖湿气流沿青藏高原东侧经云南进入四川。但此时水汽通量所显示出的密集程度不大、强度相对较弱。此时水汽通量散度负值区集中于水汽通量输送区域附近，水汽通量散度最强达−60 × 10 −3 kg∙m −2 ∙s −1 ∙hPa −1 ，说明水汽通量散度负大值区与水汽通量辐合区有很好的对应关系。8月16日02时(见图10(b))，水汽通量密度加大，强度增强，大量水汽从西南或正南方向输送至东经103˚~108˚，北纬30˚~34˚区域内。此时水汽通量散度负值区占据上述区域，说明输送来的水汽能够很好在此地区聚集，且中心强度均强于−60 × 10 −3 kg∙m −2 ∙s −1 ∙hPa −1 。16日08时(见图10(c))、14时(见图10(d))，水汽通量逐渐减弱，强度和密集程度均减少。水汽通量散度负大值区在08时减弱，14时仅降雨区仅被负小值区域所控制，中心强度最强仅为−20 × 10 −3 kg∙m −2 ∙s −1 ∙hPa −1 。上述分析得出，水汽通量密集区、水汽通量散度负大值区与暴雨落区有一定的对应关系。中低层水汽以西南低空急流作为载体，源源不断地从源地输送至降雨区。 图9. 2020年8月15日08:00 (a) 及20:00 (b)~16日02:00 (c)、08:00 (d)、14:00 (e) 和20:00 (f) 沿强降雨中心都江堰站(31˚N)的温度平流分布(单位：× 10 − 5 ℃∙s − 1 ) 图10. 2020年8月15日20:00 (a) 和16日02:00 (b)、08:00 (c)、14:00 (d) 700 hPa水汽通量散度场(填色，单位：× 10 − 3 kg∙m − 2 ∙s − 1 ∙hPa − 1 和水汽通量场(矢量，单位：kg∙m − 2 ∙s − 1 ∙hPa − 1 )分布