江淮暴雨期的水汽輸送與降水過程分析

江淮暴雨期的水汽輸送與降水過程分析

1河流水文的輸送和蒸發(fā)1991年5月中旬末至7月中旬初，淮河流域和長江中下游平均降水量超過500毫米，最大當(dāng)?shù)厝顺^1600毫米。在這些地區(qū)，發(fā)生了重大的洪水，造成了巨大的經(jīng)濟(jì)損失。這場暴雨發(fā)生在江淮的梅雨季節(jié),它除了具有梅雨降水的一般特點外,還具有三個顯著的異常特征:一是入梅早;二是梅雨期長;三是雨帶穩(wěn)定,降水集中和強度大。在強降水期間,雨帶一直穩(wěn)定在江淮流域及其附近地區(qū),南北擺動幅度在一個緯度左右,其結(jié)果是使降水十分集中,強度大。為什么會造成上述異常的降水狀況,這取決于降水系統(tǒng)的異?；顒?而降水系統(tǒng)的活動又受到大尺度環(huán)流乃至行星尺度環(huán)流的制約,因而這場暴雨是多尺度環(huán)流與系統(tǒng)的相互作用產(chǎn)生的。丁一匯等從ENSO事件和太陽黑子活動、中高緯持續(xù)異常流型、9個α中尺度氣旋擾動沿梅雨鋒發(fā)展和移動、β中尺度系統(tǒng)和云雨團(tuán)頻繁發(fā)生等4個不同時空尺度的系統(tǒng)來討論了1991年暴雨是如何通過這種相互作用發(fā)生的。以上多尺度相互作用非常復(fù)雜,其多尺度動力學(xué)特征目前還不太清楚。近年來,許多研究者強調(diào)了降水過程中多尺度系統(tǒng)相互作用下的能量與水份循環(huán)問題,通過能量和水汽循環(huán)的研究,能夠增加我們對江淮暴雨的形成機制的了解。水汽輸送是水循環(huán)的一個重要組成部分,Chen利用1979年FGGE資料研究了全球水汽通量和維持,揭示出在水汽輸送中,定常輻散部分維持了上述地區(qū)的高水汽含量,并通過無輻散定常部分向其它地區(qū)輸送了大部分水汽。水汽輸送造成區(qū)域的水汽變化并進(jìn)而引起水汽收支方面的變化,丁一匯等曾對海洋上的重要系統(tǒng)——臺風(fēng)的水汽收支進(jìn)行過分析,結(jié)果表明:對降水貢獻(xiàn)最大的項是由輻散風(fēng)造成的質(zhì)量場輻合,垂直輸送項把低層的水汽向中上層輸送,增加該處的水汽積累。蒸發(fā)項對降水也起重要作用,約占總降水的13%,占水汽輻合項的23%。水汽的輻合和上升運動加上有利的環(huán)境條件容易引起能量和水循環(huán)的重要載體——積云對流的發(fā)生發(fā)展,有關(guān)積云對流的情況可用視熱源和視水汽匯來進(jìn)行分析。江淮地區(qū)梅雨期的熱源熱匯分布以及降水的性質(zhì)是梅雨問題的一個重要方面,通過對這個問題的研究不僅可以了解梅雨期加熱場和降水的特征,還可以研究梅雨期加熱場對東亞大氣環(huán)流的作用。實際上,這種加熱場是春末夏初東亞地區(qū)的主要非絕熱加熱場,作為一種明顯的熱力強迫,它會引起東亞大尺度環(huán)流的變化。丁一匯和胡堅曾指出,1984年東亞大氣環(huán)流的季節(jié)突變(從春到夏),如高空急流和行星鋒區(qū)以及雨帶的北跳等都是發(fā)生在梅雨開始后不久。Yanai和Nitta提出用大尺度觀測資料計算視熱源Q1和視水汽匯Q2的方案。Luo和Yanai在1983年研究青藏高原的熱源和熱匯時,利用1979年資料計算了中國東部地區(qū)梅雨期的熱源和熱匯分布:梅雨期的降水以連續(xù)性降水為主。丁一匯和胡堅用類似的方法對1984年的情況進(jìn)行了計算,發(fā)現(xiàn)這一年梅雨期降水以對流性為主。這種明顯不同的結(jié)果反映了梅雨期熱源熱匯的分布有很大的年際差異。另外,對收支計算進(jìn)行詳細(xì)的誤差分析是很重要的,Kuo和Anthes提出可以用動力學(xué)模式來研究熱量和水汽收支計算的精確度。結(jié)果表明,對于550km×550km的空間尺度和6h的時間尺度,熱量收支的均方根誤差是5℃/d,濕度收支是2(g/kg)/d。因而這些誤差的量值意味著,在弱對流系統(tǒng)中加熱率的計算不如強對流系統(tǒng)中可靠,也說明在熱量收支中可以忽略輻射冷卻(約1℃/d)的作用。文中從多角度來對1991年江淮地區(qū)能量和水汽循環(huán)進(jìn)行研究:雨情分析和全球范圍水汽輸送及其與江淮暴雨之關(guān)聯(lián);江淮暴雨區(qū)及其鄰近地區(qū)的水汽收支和水汽通量的計算分析以及對能量和水循環(huán)的重要載體——積云對流的分析包括視熱源和視水汽匯的計算分析。試圖通過以上的研究,了解1991年江淮持續(xù)性暴雨時期能量和水循環(huán)與暴雨的內(nèi)在聯(lián)系,得到江淮暴雨期部分能量和水汽收支圖像,增加對江淮梅雨期暴雨機制的了解。2暴雨區(qū)雨水的收放系統(tǒng)計算法文中所用降水資料為中國中東部8省1市(25～38°N,109～122°E)的132個站日降水量,所用的TBB資料為格距1°×1°,每3h1次,1991年5～7月,范圍:60°S～60°N,80～160°W。其他資料為ECMWF資料(一日兩次:00和12時,水平格距為2.5°×2.5°,垂直14層為1000,850,700,500,400,300,250,200,150,100,70,50,30,10hPa)。計算方案:(1)用水汽收支方程對江淮暴雨區(qū)(A區(qū):30～34°N,114～122°E),暴雨區(qū)以南區(qū)域(B區(qū):26～30°N,114～122°E)分別進(jìn)行計算分析,得到較詳細(xì)的水汽收支圖像,以此分析水汽循環(huán)和江淮暴雨的某些內(nèi)在聯(lián)系。設(shè)Pb和Pt分別代表氣層底部和頂部氣壓,對水汽方程從地面到頂層積分,并求研究區(qū)的平均值,則有:Ρ-Es=-1σg∫ΡbΡt∫σ(?q?t+??vq+?ωq?p)dpdσP?Es=?1σg∫PbPt∫σ(?q?t+??vq+?ωq?p)dpdσ式中P是此氣層產(chǎn)生的降水量,Es為蒸發(fā)量。在水汽收支的計算中,有關(guān)垂直速度的計算:①有地形條件下的地面垂直速度ω0ω0=-ρ0g(u0acosφ??hm?λ+v0a??hm?φ)ρ0=p0RΤ0ω0=?ρ0g(u0acosφ??hm?λ+v0a??hm?φ)ρ0=p0RT0ρ0,p0,T0分別為地面空氣密度、地面氣壓和地面溫度;hm,u0,v0分別是地形高度,地面風(fēng)場。②訂正散度D=??vδ=σ?(ω0+∫Ρ0ΡΝDdp)∫Ρ0ΡΝσdpD=??vδ=σ?(ω0+∫P0PNDdp)∫P0PNσdpσ是氣壓層p散度的標(biāo)準(zhǔn)偏差,則訂正的散度為:D′k=Dk-δkD′k=Dk?δk③求垂直速度ωωk=ω0+∫Ρ0ΡkD′dp(2)通過對Q1和Q2的計算分析,可了解江淮暴雨中能量和水汽循環(huán)很重要的載體——積云對流的情況。其計算方案參見Yanai的計算方案。{Q1=cp(?Τ?t+v??Τ+(pp0)kω?θ?p)Q2=-L(?q?t+v??q+ω?q?p)(1)將上式垂直積分可得:{?Q1?=1g∫ΡsΡtQ1dp=LΡ+Qs+?QR??Q2?=1g∫ΡsΡtQ2dp=L(Ρ-Es)(2)式中P為降水率,Qs為地面感熱輸送,Es為地面潛熱輸送,〈QR〉為輻射加熱(冷卻)的垂直積分。3分析降雨情況日降水資料取自中國中東部8省1市(區(qū)域:25～38°N,109～122°E)的132個站。3.1降水的梅雨期和降水時間分布由1991年5～7月和梅雨期5月18日至7月13日的總降水量圖(圖1a,1b)可見,5～7月降水主要發(fā)生在梅雨期,而強降水主要分布在30～34°N,114～122°E的區(qū)間。此區(qū)間主要位于江淮地區(qū),文中稱之為江淮暴雨區(qū),簡稱區(qū)域A,其南側(cè)區(qū)域(26～30°N,114～122°E)為區(qū)域B(見圖1c)。3.2梅雨期前后降水特征由暴雨區(qū)內(nèi)面積平均的日降水量隨時間變化圖(圖2),可把整個降水期劃分為5個降水時段:(1)第1次過程:5月4～8日(圖3a),一次弱降水過程,雨帶偏南。(2)第2次過程:5月18～27日(圖3b),早黃梅階段。5月18～23日,降雨區(qū)維持在長江中下游一帶;24～25日,受北方冷空氣影響,雨區(qū)擴展到淮河流域大部地區(qū)。(3)第3次過程:5月29～6月1日(圖3c),一次弱降水過程,雨帶偏北。(4)第4次過程:6月2～20日(圖3d),典型梅雨的第一階段。這一階段雨帶主要在淮河以南地區(qū),但南北擺動較大,雨區(qū)寬廣。其中,有兩次較強的降水過程:一次是6月7～8日,位于長江中下游沿江一帶地區(qū);一次是6月12～14日發(fā)生于江淮及太湖流域一帶。后者過程降水量達(dá)100～300mm,部分地區(qū)達(dá)300～400mm,其強度超過第一次過程。(5)第5次過程:6月29日～7月13日(圖3e),典型梅雨的第二階段。從6月20日起,由于副熱帶高壓南撤,雨帶主要維持在華南及東南沿海一帶,使得梅雨有10d時間的間歇期。6月下旬后期,由于副熱帶高壓加強北抬,雨帶又穩(wěn)定于江淮太湖地區(qū)。這段時間的降水強度比前一階段的還要大。這個階段的降水雨帶南北擺動小,雨帶相對狹小。為了進(jìn)一步討論梅雨期前后的一些特征,還劃分了3個階段,即梅雨期前(5月1～17日圖4a)、梅雨期(5月18日～7月13日,圖1b)、梅雨期后(7月14～31日圖4b)。這樣就可以比較梅雨期之前、期間和之后的能量與水份循環(huán)的差異。4瞬變擾動的水汽輸送為了了解各種機制對水汽輸送的作用,將5～7月的平均水汽輸送(ˉqu,ˉqv)分解為定常態(tài)(ˉqˉu,ˉqˉv)和瞬變態(tài)(ˉq′u′,ˉq′v′)。將平均水汽輸送的水平分布(圖略)與其定常態(tài)的水平分布(圖5a)對比來看,兩者極其相似,特別是在熱帶地區(qū)。這說明平均水汽輸送以定常的水汽輸送為主,但是,在中緯度地區(qū)瞬變渦動的水汽輸送也相當(dāng)明顯(圖5b),并且在南北半球均為向極輸送。水汽的瞬變渦動輸送在北半球很顯著的地區(qū)與Blackmon的“風(fēng)暴軸”(從西北太平洋到阿拉斯加,從北美東部到格陵蘭南部)路徑相一致。Chen提出中緯度地區(qū)的瞬變擾動的水汽輸送是靠瞬變氣旋來完成的。從圖5a和圖5b可看出,一方面,有大量的水汽以定常的方式從孟加拉灣及南海輸送到中國江淮地區(qū),并且來自孟加拉灣的水汽更為強盛,但更仔細(xì)地看可釉發(fā)現(xiàn)孟加拉灣的水汽主體實際上是經(jīng)中南半島到達(dá)江淮地區(qū)的,其中有相當(dāng)一部分流入南海,在此與太平洋副熱帶高壓南側(cè)的東風(fēng)攜帶的水汽流匯合,轉(zhuǎn)向向北輸送到江淮地區(qū);另一方面,江淮地區(qū)的瞬變渦動的水汽輸送以向北輸出為主,這可能與江淮地區(qū)頻繁活動的氣旋擾動有關(guān)。丁一匯在《1991年江淮持續(xù)性特大暴雨研究》一書中指出:在1991年江淮暴雨期有9個α中尺度氣旋沿梅雨鋒發(fā)展和移動,強低空急流輸送大量水汽并產(chǎn)生中尺度振蕩。結(jié)合Chen的結(jié)論,可以推測,α中尺度氣旋及其內(nèi)形成的許多β中尺度系統(tǒng)可能擔(dān)當(dāng)了瞬變向北輸送水汽的渦動系統(tǒng),它們將江淮地區(qū)匯集的充沛的水汽除大部以降水形式下降外繼續(xù)向水汽較少的高緯地區(qū)輸出,以維持全球水汽的平衡。對以上的分析可以概括出以下兩點:(1)對于江淮暴雨區(qū),來自經(jīng)向臨近區(qū)域(南部區(qū)域)的水汽以定常渦動的水汽輸送為主,另外還有瞬變渦動的水汽輸送,但其值很小。江淮暴雨區(qū)的水汽輸出則以瞬變渦動為主。(2)1991年5～7月的平均水汽輸送以定常水汽輸送為主,但在中緯度地區(qū)瞬變渦動的輸送也不可忽視。5梅雨期后57月的特征分析根據(jù)雨情分析的結(jié)果,文中將1991年5～7月的降水分為5次過程,又將5～7月分為梅雨期前(5月1～17日),梅雨期(5月18日～7月13日)和梅雨期后(7月14日～7月31日)3個階段來分別加以討論和對比分析,以進(jìn)一步了解梅雨演變過程中能量和水循環(huán)特征的差異。5.15地表蒸發(fā)發(fā)展出水資源的特征通過對以上5次降水過程的水汽收支(表1)分析,可以得到如下結(jié)果:(1)在降水過程中,降水主要來自水汽的輻合項,即來自其他區(qū)域輸送的水汽在本區(qū)域的匯合,水汽的輻合主要在低層(1000～700hPa),約占整層水汽輻合的80%～90%。當(dāng)然,中層的水汽輻合也很重要,有時中層的甚至比低層的輻合更強,如第1次和第2次降水過程中A區(qū)的輻合項,但這兩次過程均有一個特點,那就是整層的水汽輻合并不很強。(2)在降水過程中,局地蒸發(fā)項在水汽的供應(yīng)中扮演了重要角色,其數(shù)值一般為降水量的13～12(蒸發(fā)項的計算因其為收支方程的余差求得,包含有水汽收支的所有計算誤差),有時其作用甚至超過水汽的輻合項,如在第4次降水過程中,對于A區(qū),其蒸發(fā)量約為水汽輻合的3倍。這表明水汽的局地再循環(huán)過程是很重要的,對持續(xù)性的大暴雨過程也是如此。(3)在降水過程中,水汽的局部變化項同水汽的輻合項相比往往很小(約為其110),?？珊雎圆挥?但有時則不可忽略,如在第3,4次降水過程中,A區(qū)的水汽局部變化項可占其輻合項的210～310。(4)在降水過程中,水汽的垂直輸送項表現(xiàn)出的主要特點是,低層失去水汽即低層的水汽主要表現(xiàn)為向上輸送,輸送到中高層;中高層主要為得到低層輸送來的水汽而在中高層積累;其整層表現(xiàn)出的結(jié)果是失去水汽使得水汽的含量減少。(5)總體說來,水汽收支的各項在降水過程中所起的作用是這樣的:源源不斷的水汽從水汽源區(qū)向降水區(qū)匯合(輻合項),這個過程主要在大氣低層進(jìn)行;地表蒸發(fā)也不斷地向大氣中補充水汽(蒸發(fā)項);大氣的垂直運動使得水汽由低層向中高層輸送(垂直輸送項),使得水汽能得以凝結(jié)最終形成降水;局部變化項使得大氣中水汽的含量不斷進(jìn)行調(diào)整,有時其使大氣水汽不斷積累,有時使大氣中積累的水汽釋放出來而凝結(jié)為降水。5.2大氣水資源在大氣中的分布由以上3個階段的水汽收支(表2)的對比分析得出:從梅雨期前到梅雨期,暴雨區(qū)的水汽含量不斷增加,在梅雨期后,暴雨區(qū)的水汽含量是減少的,這反映了大氣的水汽含量變化與雨季的密切關(guān)系;另外,在梅雨期前,暴雨區(qū)的水汽是輻散的,其大氣中的水汽的維持是靠地表蒸發(fā),在梅雨期,暴雨區(qū)的水汽是輻合的,其水汽的主要供應(yīng)來自其他地區(qū)的水汽輸送,地表為蒸發(fā)水汽但不是主要的水汽供應(yīng)源,在梅雨期后,暴雨區(qū)的水汽供應(yīng)來自其它地區(qū)的水汽輸送,但比梅雨期弱得多,而地表是吸收大氣中的水汽的,這反映了大氣水汽的來源隨雨季的來臨和雨季的離去而發(fā)生的變化。5.3暴雨區(qū)和暴雨區(qū)蒸汽通量為了了解暴雨區(qū)的水汽來源,分析了通過暴雨區(qū)和其南側(cè)區(qū)域的東南西北4個邊界面的水汽通量:通過某邊界單位氣層的水汽輸送:1gσ∫vnqdl為了討論方便,同前面水汽收支的分析一樣,文中將垂直方向分為3層:低層(1000～700hPa),中層(700～400hPa),高層(400～10hPa),并據(jù)此對4個邊界面分別積分:東邊邊界:1gσ∫∫qudldp,南邊邊界:-1gσ∫∫qvdldp,西邊邊界:-1gσ∫∫qudldp,北邊邊界:1gσ∫∫qvdldp。其中,σ為區(qū)域A和區(qū)域B的面積,在本計算中,區(qū)域A和區(qū)域B的面積近似當(dāng)作相等。在本節(jié)的計算中,正值表示流出,負(fù)值表示流入。表3為5次降水過程的通過東南西北各面的水汽通量。從表中可看到:(1)無論對A區(qū)或B區(qū),水汽主要是從南邊界和西邊界流入的,東邊界和北邊界則為流出,并且水汽的流入、流出主要在中低層進(jìn)行。(2)在水汽流入邊界的垂直方向上,南邊界和西邊界存在差異。對于南邊界流入層來說,對暴雨區(qū)和暴雨區(qū)南側(cè)區(qū)域基本表現(xiàn)為中層的水汽輸入量約為低層的12～13,這說明南邊界的水汽輸入主要發(fā)生在低層即700hPa以下層。而對于西邊界流入層來說,對于暴雨區(qū):中層的水汽輸入大于低層的水汽輸入,在水汽輸送較弱的時候(第1,2,4次降水過程),中層的水汽輸送為低層的2～4倍,以中層的水汽輸送為主,在水汽輸送較強的時段(第3,5次過程),中層的水汽輸送稍大于低層的水汽輸送,水汽輸送在中層和低層進(jìn)行;對于暴雨區(qū)南側(cè)區(qū)域,其低層的水汽輸入基本(第1次降水過程除外)上大于中層的水汽輸入,但兩者相差不大,即在此區(qū)域水汽的輸送主要在中低層進(jìn)行。為何暴雨區(qū)的西邊界和南邊界的水汽流入會呈現(xiàn)出垂直方向上的差異?這可能與暴雨區(qū)所處的地理位置有密切的關(guān)系,暴雨區(qū)西面的地形障礙(高原和山脈)高于其南面的地形障礙(山脈),這樣它們對于來自西部和來自南部的水汽輸送形成阻礙的高度和程度就會不同,從而形成了水汽輸送的垂直差異。(3)對于暴雨區(qū),不同過程水汽的主要來源有所不同。對于暴雨區(qū),其降水較強的第2,4,5次過程的水汽,來自南側(cè)邊界的要大于來自西側(cè)邊界的;而其降水較弱的第1,3次過程,則其水汽來自西部邊界的要大于來自南部邊界的。(4)對于水汽的流出,暴雨區(qū)和其南側(cè)區(qū)域存在差異。對暴雨區(qū)來講,流出主要在東邊界,其值遠(yuǎn)大于北邊界的流出值;而對暴雨區(qū)南側(cè)區(qū)域來說,水汽的流出在東邊界和北邊界的值相差并不太大,并且正是其北邊界的水汽流出為暴雨區(qū)的南邊界的水汽輸入。表4是梅雨期前、梅雨期、梅雨期后的通過東南西北各面的水汽通量。從表中可發(fā)現(xiàn):對于暴雨區(qū)來說,梅雨期前的水汽流入來自南、西、北邊界,以西邊界的流入為主,東邊界為水汽流出;梅雨期的水汽流入來自南、西邊界,以南邊界流入為主,東邊界和北邊界為流出,但北邊界的流出很弱;梅雨期后的水汽來自南、西邊界,南部邊界的稍大于西部邊界,東邊界和北邊界為流出,此時北邊界的流出增強,與東邊界的流出相差不大,這使得充沛的水汽不能在暴雨區(qū)較好的輻合,而使梅雨結(jié)束。水汽的垂直輸送(1gqω),對于暴雨區(qū)(圖略)來講,在5次降水過程中的特點是,在850hPa以上主要表現(xiàn)為向上輸送水汽,高度可到達(dá)200hPa附近。水汽垂直輸送往往在700hPa最強烈(第2,3,5次過程),有時在500hPa(第1,4次過程)最強烈。對于梅雨期前,水汽的垂直輸送在700hPa以下主要為向下輸送,向上的水汽輸送在700hPa以上層,并且數(shù)值很小;對于梅雨期,水汽在850hPa以上為向上輸送,最強輸送發(fā)生在700～500hPa高度;對于梅雨期后,水汽主要為下沉。對于暴雨區(qū)南側(cè),其水汽的向上的垂直輸送明顯不如暴雨區(qū),這也是其降水較弱的原因之一。最后,文中還給出江淮暴雨區(qū)梅雨期及其前后期的水汽輸送的三維示意圖(圖6)。6視熱源和視汽匯圖7為第4,5次降水過程平均的整層積分的視熱源(<Q1>)和視水汽匯(<Q2>)的水平分布圖,其他過程圖略。從總體來看,對于5次降水過程來說,<Q1>和<Q2>的分布在江淮降水區(qū)有這樣的特點:(1)5次降水過程總體來說,<Q1>和<Q2>的較大值對應(yīng)降水的大值區(qū),這說明了在降水過程中,水汽凝結(jié)加熱對大氣加熱的重要性,同時<Q1>和<Q2>的一致性也可說明其計算的準(zhǔn)確性。(2)<Q1>和<Q2>的值在5次過程中明顯的小于由降水算出的凝結(jié)加熱值(圖略),這可能一方面是因為計算<Q1>和<Q2>用的是大尺度的網(wǎng)格資料,而雨量是屬于中小尺度的測站資料,兩者在空間尺度上的不一致造成的,另一方面是因為地面的感熱通量或蒸發(fā)較強而造成的。(3)<Q1>的值小于<Q2>的值,由式(2)可知,Qs+<QR>為負(fù),且其數(shù)值大于Es,這表明在5次降水過程中,地表感熱的輸送(正或負(fù)值)和輻射冷卻兩者綜合所造成的大氣熱量的減少要大于因地表蒸發(fā)而造成的大氣的熱量的減少。對于梅雨期前、梅雨期和梅雨期后3個階段(圖略)來講,其特征是這樣的:(1)梅雨期前,<Q1>在區(qū)域A(暴雨區(qū))和區(qū)域B(暴雨區(qū)南部區(qū)域)的值均很小,在區(qū)域A為正,在區(qū)域B為負(fù);<Q2>則在區(qū)域A為負(fù),在區(qū)域B南部為正,而降水主要在區(qū)域B。這表明在梅雨期前,區(qū)域A的地表蒸發(fā)較強,其值大于降水值,而使得該區(qū)表現(xiàn)為水汽源(<Q2><0),這與表1相吻合,此時區(qū)域A為視熱源;同時,區(qū)域B北部為水汽源,其南部為水汽匯,區(qū)域B為視熱匯,這表明區(qū)域B此階段輻射冷卻較明顯。(2)梅雨期,<Q1>和<Q2>在降水區(qū)有較好的吻合,并且其大值區(qū)基本上對應(yīng)強降水區(qū)域,但小于降水值,這反映了在強降水期間加熱場以凝結(jié)加熱為主,但是感熱和蒸發(fā)作用也不可忽視。(3)梅雨期后,<Q1>和<Q2>在區(qū)域A(東南部除外)基本為正值,即為視熱源和視水汽匯;<Q1>和<Q2>在區(qū)域A東南部、區(qū)域B基本為負(fù)值,即為視熱匯、視水汽源,此時以輻射冷卻和蒸發(fā)冷卻為主。圖8分別為區(qū)域A的Q1,Q2,ω和降水的區(qū)域平均的時間演變。從圖中可以發(fā)現(xiàn):(1)在降水時段的Q1和Q2基本為正值,且強降水對應(yīng)Q1和Q2的正值中心,這說明Q1和Q2與降水量的變化總體趨勢上是一致的,表明在強降水期凝結(jié)加熱對加熱場的重要貢獻(xiàn),在降水期的值為負(fù)值,即大氣為垂直上升運動,并且較強的降水時段其垂直上升運動也較強烈,強上升中心的高度也較高,強上升運動有利于水汽的垂直輸送,有利于積云的形成和加強,而積云凝結(jié)釋放的熱量加強大氣的上升運動,兩者之間形成一種正反饋的關(guān)系。(2)在無雨和少雨時,Q2一般為負(fù)值,這表明存在著明顯的蒸發(fā),在此期間Q1正負(fù)值都出現(xiàn)過,只不過其值均較小,即視熱源(匯)并不明顯,在此時期的值主要表現(xiàn)為正值,即大氣為下沉運動。(3)在各個降水時段,Q1的中心值主要位于700～500hPa,Q2的中心值有兩個,一個位于400hPa附近,另一個位于150hPa附近。(4)在梅雨期后的無雨階段,可發(fā)現(xiàn)其Q1和Q2的值都為正值,Q2的大值中心位于700hPa附近,而Q1的大值中心位于150hPa附近,這可能是因為700hPa以上大氣中的水汽凝結(jié)成降水釋放出熱量,熱量隨弱的上升氣流傳到高空,形成高空的熱源中心,而凝結(jié)的降水在降落的過程中氣化成水汽重新回到大氣中,從而在地面不形成降水。圖9是區(qū)域A的各個時段的Q1,Q2和ω的垂直廓線,從圖中可以發(fā)現(xiàn),對于區(qū)域A(暴雨區(qū)):(1)5次降水過程平均均表現(xiàn)為上升運動,最大上升速度基本在500～300hPa層次上,最強的降水過程第5次降水過程的平均最大上升速度強度最大;(2)5次降水過程中,降水的性質(zhì)有差異:在第1次降水過程中,Q1為雙峰結(jié)構(gòu),分別在700,100hPa,Q2的峰值位于500hPa,這表明梅雨期前的這次降水過程積云對流的垂直輸送主要在500hPa以上層進(jìn)行;第2降水過程,Q2的峰值在700hPa,Q1的主峰值在400hPa,但其在數(shù)值上于同高度上的Q2的值相差不大,這表明此次降水為對流性降水但強度不強;在第3次降水過程,Q1與Q2的峰值所在高度基本相近,垂直分布比較近似,這表明此次過程以連續(xù)性降水為主;第4次降水過程與第3次過程類似,降水以連續(xù)性降水為主,但其凝結(jié)高度比第3次過程要高;第5次降水過程,Q2的峰值位于700hPa,Q1的峰值位于400hPa,此次降水以對流性為主,從垂直速度最大達(dá)到12×10-2hPa/s可知其上升運動的強烈。(3)對于梅雨期前、梅雨期、梅雨期后3個階段,有這樣的特點:梅雨期前,大氣以下沉運動為主,Q1在對流層頂和700hPa附近微弱的正值,其余為負(fù)值,Q2則表現(xiàn)在850hPa附近為較明顯的負(fù)值,在500hPa以上表現(xiàn)為微弱的正值,這表明這個時期區(qū)域A為水汽源,以地表蒸發(fā)為主,Q1在100hPa的正值可能是下沉增溫引起的,在700hPa的正值可能是下沉增溫和下沉氣流將500hPa上層的水汽凝結(jié)釋放的熱量下傳的共同結(jié)果;梅雨期,Q1主要峰值位于400hPa,Q2峰值位于700hPa,這即說明梅雨期的降水以對流性降水為主,大氣表現(xiàn)為上升運動,其最大上升運動發(fā)生在400～300hPa之間,其值大于6×10-2hPa/s;梅雨期后,Q1和Q2的峰值分別位于200,700hPa,且在850～100hPa間的上升運動最大值為3×10-2hPa/s,這表明梅雨期后的降水以對流性為主,只是其上升運動相對較弱。圖10為第4,5次過程平均的TBB水平分布,其他過程平均圖略。從TBB資料的分析可驗證由Q1和Q2分析推斷的對流活動的演變情況。可以看出對流活動從第1～5次過程是不斷增強的,第5次過程對流最強,中心在250K以下。TBB的低值區(qū)基本與強降水區(qū)對應(yīng)。從圖11還可發(fā)現(xiàn),在暴雨區(qū)(區(qū)域A)區(qū)域平均的TBB最低可達(dá)到220K,這表明對流活動之強。另外,極端低值在第4次和第5次過程出現(xiàn)的較多,這表明在第4次,第5次過程中有著較強的對流活動。7暴雨區(qū)汽水流變的垂直分布通過對全球范圍的水汽輸送與江淮暴雨的關(guān)聯(lián),江淮暴雨區(qū)及其臨近區(qū)域的水汽收支和視熱源和視水汽匯的計算分析,對江淮地區(qū)的能量和水循環(huán)有所了解,得出的基本結(jié)論如下:(1)從水汽輸送的機制來看,一方面,有大量的水汽以定常渦動的方式從孟加拉灣及南海輸送到中國江淮地區(qū),并且來自孟加拉灣的水汽更為強盛,其中孟加拉灣的水汽主體經(jīng)中南半島到江淮地區(qū),但有一部分流入南海,在此與太平洋副高南側(cè)的東風(fēng)攜帶的水汽流匯合,轉(zhuǎn)向向北輸送到江淮地區(qū);另一方面,江淮地區(qū)的瞬變渦動的水汽輸送以向北輸出為主,這可能與江淮地區(qū)頻繁活動的氣旋擾動有關(guān)。α中尺度氣旋及其內(nèi)形成的許多β中尺度系統(tǒng)可能擔(dān)當(dāng)了瞬變向北輸送水汽的渦動系統(tǒng),它們將江淮地區(qū)匯集的充沛的水汽向水汽較少的高緯地區(qū)輸出,以維持全球水汽的平衡。(2)在降水過程中,降水主要來自其他區(qū)域輸送的水汽在本區(qū)域匯合,水汽的輻合主要在低層,約占整層水汽輻合的80%～90%;局地蒸發(fā)項在水汽的供應(yīng)或再循環(huán)中十分重要,其數(shù)值一般為水汽輻合的13～12;水汽的局部變化項同水汽的輻合項相比往往很小(約為其110),常可忽略不計;水汽的垂直輸送項表現(xiàn)出的主要特點是,把低層的水汽向中上層輸送,增加高層的水汽積累。這與