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user: 5. 要素场特征分析 5.1. 水汽特征 5.1.1. 700 hPa急流特征 水汽条件不仅仅取决于当地已有的水汽，还必须要有水汽源源不断地输送到暴雨区 [ 16 ]。8月2日0时700 hPa急流图(图4(a))中可以看出，偏南气流从南海和孟加拉湾源源不断地向西北东部输送水汽。到12时(图4(b))受台风的影响，在四川盆地附近出现西南向的急流，偏南气流稍有减弱。3日0时(图4(c))的水汽通量图上可以看出，由于台风的活动，从东海也有暖湿气流的输送。3日10时30分左右，台风“云雀”登陆，台风和副热带高压之间出现一股强劲的东南风急流，水汽从东海沿副热带高压外围的偏东气流向西北输送，形成一条明显的水汽输送带。3日12时(图4(d))可以看出，此时海东的水汽输送基本来源于台风登陆带来的水汽。之后急流开始减小。总的来说，此次暴雨过程的水汽输送主要分为两路，一路是从孟加拉湾和南海途径四川盆地到青海东部，另一路是从东海向东直接输送到青海。 图4. (a) 2日0时700 hPa急流；(b) 2日12时700 hPa急流；(c) 3日0时700 hPa急流；(d) 3日12时700 hPa急流 5.1.2. 水汽通量散度特征 一场暴雨过程的形成只有水汽的水平输送是远远不够的，只有输送来的大量的水汽在该地区积聚并向高层输送，才能形成深厚的湿层，为暴雨的发生提供有利的水汽条件。从2日08时700 hPa水汽通量散度图(图5(a))上可以看出青海东部出现为较强的水汽辐合中心。500 hPa (图5(b))处有弱辐合。2日20时700 hPa (图5(c))处水汽通量散度负值区有所减弱，其辐合上升中心也稍有东移。500 hPa处(图5(d))海东水汽通量散度接近0，为水汽无辐散层。3日08时(图5(e))水汽辐合中心值仍减小，辐合减弱。500 hPa处(图5(f))海东水汽通量散度值接近−2 × 10 −7 g × cm −2 × hPa −1 × s −1 。3日20时700 hPa处(图5(g))海东市有水汽弱辐合。500 hPa处(图5(h))水汽基本没有辐合上升。而400 hPa处水汽通量散度都为0，300 hPa高度以上有弱的辐散。这种低层的水汽辐合上升以及高层的辐散下沉为暴雨过程的发生发展提供了必要的水汽条件。 图5. (a) 2日08时700 hPa水汽通量散度图；(b) 2日08时500 hPa水汽通量散度图；(c) 2日20时700 hPa水汽通量散度图；(d) 2日20时500 hPa水汽通量散度图；(e) 3日08时700 hPa水汽通量散度图；(f) 3日08时500 hPa水汽通量散度图；(g) 3日20时700 hPa水汽通量散度图；(h) 3日20时500 hPa水汽通量散度图 5.2. 动力特征 5.2.1. 涡度场特征 沿102.5˚E做出涡度场的垂直剖面图，并对图进行分析。2日06时(图6(a))，海东南部700 hPa附近有正涡度中心，中心值达24 × 10 −5 s −1 。2日12时(图6(b))，正涡度中心东移到海东上方，且高度升高到500 hPa附近，高层有弱的负涡度区。到2日18时(图6(c))，中低层的正涡度区强度减弱，高层的负涡度略有增强。3日00时(图6(d))，正涡度中心移出海东，海东中低层仍然被正涡度控制，300 hPa高度以上被负涡度区控制，低层气旋式环流、高层反气旋环流的配置为暴雨提供了很有利的条件。3日06时(图6(e))，海东北部出现一个强度为16 × 10 −5 s −1 的正涡度区，海东市处于该正涡度区，海东的正涡度强度有开始增加。且高层的负涡度强度也有所减弱。至12时(图6(f))，海东上方低层700 hPa附近出现强度为12 × 10 −5 s −1 的正涡度中心，在400 hPa附近也有一个强度为10 × 10 −5 s −1 的正涡度中心。在300 hPa高度以上为负涡度。18时(图6(g))，在500 hPa附近出现正涡度中心，但其强度仍有所减弱。高层仍为负涡度区，且强度已经增加。4日0时(图6(h))，低层的正涡度中心强度增强，但是其正涡度区高度降低至400 hPa附近。除此之外，200 hPa附近出现一弱的正涡度中心。06时，低层的正涡度区不断减弱，被负涡度代替，降水趋于结束。 图6. (a) 2日06时涡度场；(b) 2日12时涡度场；(c) 2日18时涡度场；(d) 3日00时涡度场；(e) 3日06时涡度场；(f) 3日12时涡度场；(g) 3日18时涡度场；(h) 4日00时涡度场 5.2.2. 散度场特征 强降水天气的发生和发展除了要有充足的水汽以外，还必须要有低空辐合、高空辐散的动力条件。沿102.5˚E做出散度的垂直剖面图，并对图进行分析。2日0时(图7(a))，海东地区低层受负散度控制，呈现辐合的状态，500 hPa层高度以上受正散度控制，呈现辐散状态。2日6时(图7(b))，海东地区低层的辐合增强，无辐散层高度升高到350 hPa高度附近。12时(图7(c))低层辐合和高层辐散的强度均减弱。3日0时(图7(d))，中低层的负散度区强度减弱，高层的正散度区高度很高，且在200 hPa和300 hPa之间为辐散强度最大，强度值为−10 × 10 −6 s −1 。3日6时(图7(e))，中低层的正散度区强度增强，但正散度区高度降低到400 hPa以下；中层受负散度区控制，呈现辐合状态。3日18时(图7(f))，低层的正散度减弱，500 hPa~200 hPa层受负散度控制，辐合强度较弱，但辐合层高度很高。200 hPa高度以上有强的正散度中心，强度值为10 × 10 −6 s −1 ，呈辐散状态。4日0时(图7(g))中低层的辐合层高度降低到400 hPa。4日6时(图7(h))，中低层基本为无辐散层，高层为弱的辐合层。这样的高低空配置不利于降水的产生。 图7. (a) 2日0时散场图；(b) 2日6时散场图；(c) 2日12时散场图；(d) 3日0时散场图；(e) 3日6时散场图；(f) 3日18时散场图；(g) 4日0时散场图；(h) 4日6时散场图 5.2.3. 垂直速度场特征 垂直速度之所以有利于降水，是因为垂直速度能直接垂直输送水汽，能量等。垂直速度的大小可以直接影响降水的强弱。在海东市以102.5˚E做垂直剖面图可以看出，2日0时(图略)海东中低层均处于上升运动区，上升运动在400 hPa附近达到最强，速度达到−10 Pa/s。06时(图8(a))海东地区上升运动增强。低层垂直速度增大到−16 Pa/s，高层300 hPa处海东东部上升运动达到最强，海东的垂直速度为−16 Pa/s。12时(图8(b))中层上升运动也有所增强，几乎整层都被上升运动所控制。18时(图8(c))海东地区上升运动有所减弱，500 hPa附近出现弱的下沉运动。3日0时(图8(d))中低层均为上升运动区，250 hPa以上出现弱的下沉运动区。3日6时(图8(e))海东的上升运动又开始增强，其中低层的上升运动最强，垂直速度值达到−16 Pa/s。3日12时(图8(f))中层又出现弱的下沉运动。3日18时(图8(g))海东低层出现下沉运动，但高层仍为上升运动区。到4日0时(图8(h))高层和低层都被下沉运动控制，不利于水汽和能量的垂直输送，暴雨随即停止。 图8. (a) 2日6时垂直速度图；(b) 2日12时垂直速度图；(c) 2日18时垂直速度图；(d) 3日0时垂直速度图；(e) 3日6时垂直速度图；(f) 3日12时垂直速度图；(g) 3日18时垂直速度图；(h) 4日0时垂直速度图 5.3. 不稳定能量特征 强降水的产生不仅需要有水汽的输送和上升运动，而且必须得具备一定的不稳定条件。假相当位温的变化能够直接反映暴雨过程中冷暖空气的活动情况，而且其高值区的变化与暴雨落区和暴雨发展过程有密切联系，所以可以将假相当位温作为暴雨预报的一个重要指标 [ 17 ]。沿102.5˚E做假相当位温的垂直剖面图，从2日0时开始(图9(a))，海东地区700 hPa高度以上的假相当位温为80℃，表明海东地区有不稳定能量发展。之后低层的假相当位温继续升高。2日18时(图9(b))开始海东上空的假相当位温稍有减弱，但仍大于80℃。2日晚到3日晚上(图9(c))，假相当位温数值基本维持在80℃~84℃之间。4日0时(图9(d))开始，假相当位温开始减弱，大气层结逐渐趋于稳定，降水即将结束。 图9. (a) 2日0时假相当位温图；(b) 2日18时假相当位温图；(c) 3日18时假相当位温图；(d) 4日0时假相当位温图