台风“凤凰”强降水过程中的波作用诊断分析

周冠博，高守亭，冉令坤

(1.中国气象局 国家气象中心，北京100081;2.中国科学院 大气物理研究所，北京100029)

0 引言

台风是地球上最具破坏力的自然灾害之一，也是夏季影响中国的主要天气系统之一。台风表现的灾害形式主要有三方面，即大风、暴雨和风暴潮(陈联寿，2006)，这些灾害每年都会给受台风影响地区造成重大的人身和财产损失。针对台风登陆过程，尤其是对人类影响最大的台风降水，气象学者们开展了大量的研究工作，内容涉及水汽供应、地形和冷空气等对登陆台风降水影响等众多方面。李英和陈联寿(2006)针对9711号台风Winnie的数值研究表明，Winnie台风在变性过程中及变性后其雨量有显著加强。张庆红等(2007)在针对2006年“碧利斯”登陆台风中尺度对流系统的敏感性试验分析中指出，“碧利斯”环流与西南季风背景场的相互作用所生成的低层辐合带是触发中尺度对流系统的可能机制，而地形对这些系统起到增幅和修正作用。钮学新等(2005a)在对0216号台风的数值模拟试验中考虑了冷空气的影响，结果表明，冷空气入侵台风外围使其外围及倒槽降水明显增加，冷空气入侵台风中心附近时使台风结构破坏，导致中心附近降水明显减小，但其倒槽降水还会明显增加。登陆后减弱的台风在一定条件下同样可以产生特大暴雨，甚至远远超过登陆时为强台风的暴雨(陈联寿和孟智勇，2001;陈联寿等，2004;陈联寿，2006)。张庆红等(2007)在对“碧利斯”中尺度对流系统的敏感性试验结果分析中也指出“碧利斯”环流与西南季风背景场的相互作用所生成的低层辐合带是触发中尺度对流系统的可能机制，而地形对这些系统起到增幅和修正作用。钮学新等(2005b)统计华东地区登陆台风暴雨，发现迎风坡强迫抬升和辐合可使台风降水明显增加。黄小玉等(2010)利用广东韶关多普勒天气雷达资料分析了2006年7月14—17日因受强热带风暴“碧利斯”影响湘东南发生的特大暴雨过程的回波特征，结果表明“列车效应”是造成该特大暴雨的主要回波特征。多普勒速度图上，“逆风区”存在时间较短，对流层中层不连续中小尺度“大风核”造成有组织的次级环流可能是“列车效应”形成和维持的主要原因之一。闵颖等(2010)利用WRF模式对0601号台风“珍珠”进行了数值模拟，研究了暴雨的成因以及螺旋雨带内部结构特征，结果表明，台风中的气旋式涡度、垂直运动、动量和热量都集中在螺旋雨带中。周海光(2010)利用宁波和舟山双多普勒天气雷达同步观测资料，对“韦帕”的两条螺旋雨带进行了双雷达三维风场反演，并综合利用组网雷达拼图数据等资料，对螺旋雨带的三维精细结构进行了分析，研究表明，两条螺旋雨带的三维结构有很多相似之处。郭英莲和徐海明(2010)研究了对流层中上层干空气对“碧利斯”台风造成的湖南暴雨的影响。结果表明，暴雨发生前对流层中上层500～200 hPa有大片相对湿度低的干区，暴雨发生后干区减弱消失。干区与不稳定能量之间有一定的对应关系。祁秀香和智协飞(2009)以登陆华南并引发特大暴雨的0601号台风为例，对台风中-β尺度动能收支平衡进行了诊断分析。结果表明，就整个对流层的垂直总量而言，浮力产生项是主要的动能源，而垂直产生项是主要的动能汇。较强冷空气首先从对流层中层入侵台风环流系统，抑制动能制造和传输，是中-β尺度对流系统不能维持、发展的主要原因，也是台风系统及其暴雨不能长久维持的关键。陈联寿和孟智勇(2001)指出，弱的冷空气将使涡旋位势不稳定能量聚焦，造成强对流发展。

综上所述，虽然针对登陆台风开展了大量的研究工作，但对台风登陆过程的理解和认识仍十分欠缺，这直接导致对与登陆台风相关的降水预报水平不高。气象学家一直非常关注对暴雨落区和暴雨系统移动方向的预报问题，在这方面开展了大量的研究工作，先后建立多个对地面降水具有明确指示意义的宏观物理量，例如，各种形式的Ertel位涡(Ertel，1942;伍荣生和谈哲敏，1989;吴国雄等，1995;高守亭等，2002)。然而位涡在赤道地区应用时存在一定的局限性，为此 Gao et al.(2004a，2005，2007)提出了两维对流涡度矢量的概念，可以有效地表征赤道地区深对流系统的发展演变。本文将在此基础上，利用波作用密度和波作用方程对台风暴雨过程中扰动特征进行诊断分析，并讨论影响扰动发展演变的主要因素。

1 局地直角坐标系内的波作用密度

对于非绝热和无摩擦的湿大气，局地直角坐标系中f平面近似下的控制方程组可以写为:

由于M是二阶扰动量，因此其本质上是一种扰动能量，表征动力场扰动和热力场扰动的综合特征。与M对应的基本态热力切变平流参数可以写为

从(10)、(11)两式可以看出，M(或M0)把对流涡度矢量垂直分量的扰动(或基本态)与水平散度扰动(或基本态)和广义位温扰动(或基本态)的垂直梯度有机地联系起来，代表水平风场扰动(或基本态)的切变与广义位温扰动(或基本态)梯度的耦合效应，该物理量综合了动力场扰动(或基本态)和热力场扰动(或基本态)的结构特征。

经过推导，可以得到局地直角坐标系中M和M0的倾向方程，即

式(12)右端第一项中的F1本质上是非地转风扰动引起的非地转风位涡扰动;第二项中的▽·F2描述的是一阶扰动平流输送与扰动切变耦合作用的散度;第三项中的 Fe由 FeD和 FeT两部分构成，其中FeD代表二阶扰动的动量平流输送与广义位温基本态梯度的耦合作用，FeT代表二阶扰动的热量平流输送与基本气流切变的耦合作用，▽·Fe描述的是二阶扰动平流输送与基本态梯度耦合作用的散度;第四项代表由广义位温源汇项和水平风场扰动共同构成的M源汇项。

式(13)右端第一项代表非地转风基本态引起的非地转风位涡基本态对M0局地变化的影响;第二项代表基本气流对基本态动量和热量平流输送与基本态空间梯度耦合作用的散度;第三和第四项合在一起可以代表二阶扰动的动量平流和热量平流与基本态空间梯度耦合作用的散度。

波作用方程(12)和基本态方程(13)的右端同时含有▽·Fe项，但它们前面的符号相反，这表明该项是波与流之间的交换项，表征的是基本态M0与扰动M之间的动量和热量转换，因此该项把波流相互作用的两个方面联系起来。

为了研究登陆台风雨带中波动的特征，本文利用前面的理论对2008年登陆台风“凤凰”引发的暴雨过程进行诊断分析。

2 诊断分析

2008年第8号台风“凤凰”于7月25日下午在西北太平洋洋面上生成，26日下午加强为台风，27日夜间加强为强台风。28日06:30(世界时，下同)前后“凤凰”以强台风的强度(45 m/s，14级)在台湾花莲南部沿海第一次登陆，22:00在福建福清东瀚镇再次登陆，登陆时为台风强度(33 m/s，12级)。登陆后，“凤凰”深入陆地，强度逐渐减弱。29日夜间，在滞留福建23 h之后，“凤凰”进入江西东北部，30日14:00在江西鄱阳县境内减弱为热带低压，31日02:00，中央气象台停止编号。采用ARPS模式的资料，利用前面得到的关于扰动热力切变平流参数的波流相互作用理论对2008年7月27日00:00—31日00:00登陆台风“凤凰”引发的暴雨过程进行诊断分析。产生模式同化资料的具体方法如下:首先利用ADAS(ARPS data analysis system)读入NCEP/NCAR全球最终分析资料和常规地面探空观测资料产生客观分析场;然后根据经验公式

利用ARPS主模式对水汽比湿进行900 s的 nudging同化调整。在式(14)中，qv和qvs分别为每个积分时步nudging调整前的水汽比湿和饱和水汽比湿;R和Rmax分别为观测的6 h累积地面降水量及模式区域内最大降水量;γ、α和β分别为nudging调整的系数;qv_nudging为每个积分时步nudging调整后的水汽比湿。式(14)的物理意义在于把观测降水区上空的水汽比湿向饱和水汽比湿方向进行nudging同化调整，但每个积分时步的水汽比湿调整量非常小，使水汽场不至于产生异常的突然变化;与此同时，这种水汽nudging调整的结果又通过动量方程和热力学方程以及云凝结物方程，进一步引起动力场和热力场以及云凝结物混合比含量的相应调整，进而使得ARPS模式的动力场和热力场趋于协调一致。

2008年7月28 日12:00凤凰台风的主体停留在台湾海峡。观测的6 h累积地面降水量的高值区出现在纬度带24～28°N内，扰动纬向东风和西风分别位于降水区上空及其南侧，正高值中心出现在23°N的近地层，而负高值中心出现在27.5°N的10 km的高度上。降水区上空1～3 km高度范围内扰动纬向风的垂直切变比较显著(图1a)。降水区上空的经向风扰动主要表现为北风扰动，负高值中心出现在24°N的近地层，5 km以下高度范围内扰动经向风的垂直切变比较明显(图1b)。降水区以及纬度带21～24°N上空广义位温扰动显著，其水平和垂直梯度明显，广义位温扰动在降水区南侧的对流层中低层以及强降水中心北侧1～6 km的高度范围内表现为扰动增暖，而在强降水中心南侧3～6 km高度范围内表现为扰动冷却(图1c)。

2008年7月28 日18:00台风凤凰的中心已经登陆中国的福建省境内。观测的6 h累积地面降水量的高值区出现在纬度带24～28.5°N内，扰动纬向东风和西风分别位于降水区上空及其南侧，正高值中心出现23.5°N附件的近地面层，负高值中心出现在27°N上空4.5 km高度附近，降水区上空1～4 km高度范围内扰动纬向风的垂直切变比较显著(图2a)。降水区上空的经向风扰动在27～29°N主要表现为北风扰动，而在21～23°N主要表现为南风扰动，1～2 km高度范围内扰动经向风的垂直切变比较明显(图2b)。降水区以及纬度带22～24°N上空广义位温扰动显著，其水平和垂直梯度明显，广义位温扰动在强降水中心26～28°N上空1～4.5 km的范围内以及降水区南侧的23～24°N上空0.5～6 km的范围内表现为扰动增暖，而在24～26°N上空6 km以下的高度范围内表现为扰动冷却(图2c)。

28日12:00 波作用密度M的正负高值区主要出现在强降水中心北侧4 km以下的高度范围内，M的正值中心位于28°N上空2.5 km高度附近，对应着扰动广义位温等值线的密集区;在强降水中心及其南侧的对流层低层M表现为负值，M的异常值区相对较弱，负值中心位于23°N的近地面层(图3a)。M2异常值区的强度和垂直分布与强降水中心北侧对流层中低层的M异常值区类似，说明那里的波作用密度主要是由扰动经向风的垂直切变与扰动广义位温纬向梯度的耦合造成的(图3c)。降水区上空M1异常值区的强度和垂直分布也与强降水中心北侧对流层中低层的M异常值区类似，但是强度明显小于M2(图3b)。M3的负高值区主要位于23°N降水区上空近地面层内，说明扰动水平散度与扰动广义位温垂直梯度的耦合对降水区南侧对流层低层M的异常值区有一定的贡献。从总体上看，M2强度大于M1和M3，说明M的异常主要是由M2引起的，M的垂直结构主要反映了M2的垂直分布特征(图3d)。由上述分析可见，M主要描述了扰动经向风的垂直切变与扰动广义位温纬向梯度的耦合效应，所表征的综合扰动主要位于强降水中心北侧的对流层中低层，该综合扰动与降水系统的发生发展有一定的相关性。

图1 2008年7月28日12:00 ue(a;m/s)、ve(b;m/s)和θ*e(c;K)沿119°E的垂直剖面(灰色柱状表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.1 The meridional-vertical cross sections of(a)ue(units:m/s)，(b)ve(units:m/s)and(c(units:K)along 119°E at 1200 UTC 28 July 2008(The grey bar denotes the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

28日18:00 波作用密度M的正负高值区主要出现在强降水中心上空3 km以下高度范围内(图4a)，M 的异常值明显减弱，同时对应的 M1、M2、M3比较弱(图4b、c、d)，以至于此时的M 在数值上比较小。由上述分析可见，M所表征的综合扰动主要位于强降水中心的对流层中低层，该综合扰动与降水系统的发生发展有一定的相关性，但是当台风登陆后M的异常值明显减弱。

为了研究波作用密度所表征的综合扰动在对流层内的整体水平分布特征，本文计算了M绝对值的从 850hPa至 500hPa的垂直积分。如图5所示，在2008年7月28日06:00—29日12:00时段内，〈|M|〉高值区的水平范围比较大，覆盖着观测降水区，主要位于台风凤凰的影响范围之内。28日06:00凤凰快要离开台湾岛时(图5a)，观测降水区主要位于福建和浙江省交界处的沿海地区，〈|M|〉的高值区与大陆和台湾岛的降水区相重叠，两个高值中心分别位于(120°E，27°N)和(119°E，23°N);28 日 12:00 随着凤凰进入台湾海峡并移向大陆东南海岸，福建和浙江省沿海地区的降水区逐渐扩大，呈东北—西南走向，降水强度增大，强降水中心向东北方向移动，〈|M|〉高值区始终覆盖着降水区，并且伴随着降水区一起移动(图5b)。28日18:00台风凤凰在福建省登陆后，大陆降水区进一步扩大，覆盖其上的〈|M|〉高值区也相应地延伸扩展，但〈|M|〉高值中心的强度随时间逐渐减弱(图5c)。在整个研究时段内，〈|M|〉的高值区始终覆盖台湾岛，但那里没有明显的观测降水与之对应，这主要是因为本文缺乏台湾地区地面降水观测资料，实际上台风凤凰在台湾岛也产生了降水。上述分析表明，在台风凤凰登陆中国东南沿海的前后，〈|M|〉的高值区基本上覆盖着观测降水区，〈|M|〉在强降水区表现为异常的强信号，而在非降水区表现为弱信号;另外，某些局地弱降水区也伴随有较弱的〈|M|〉正值区;这些表明降水区上空存在明显的波作用密度所表征的综合扰动，该扰动与降水系统的发展演变有一定的相关性。值得注意的是，〈|M|〉的高值中心并不对应强降水中心，而是位于强降水区的边缘，这主要与降水区边缘湿等熵面倾斜、扰动广义位温等值线倾斜密集、其水平梯度明显等因素有关。

图2 2008年7月28日18:00 ue(a;m/s)、ve(b;m/s)和(c;K)沿119°E的垂直剖面(灰色柱状表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.2 The meridional-vertical cross sections of(a)ue(units:m/s)，(b)ve(units:m/s)and(c)(units:K)along 119°E at 1800 UTC 28 July 2008(The grey bar denotes the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

针对2008年台风凤凰引发的暴雨过程，进一步分析影响波作用密度M发展演变的主要动力和热力学因素，为此利用ARPS模式的资料对波作用方程(12)右端的强迫项▽·F1、▽·F2和▽·Fe进行计算。2008年7月28日12:00波作用通量散度▽·F的异常值区主要位于强降水中心上空1～3 km高度范围内和降水区南侧1 km以下高度，正负值区相间分布，与 M异常值区相对应(图6a)。▽·F1的异常值区主要位于强降水中心南侧1 km以下高度范围内，负高值中心出现在24°N附近的近地面层(图6b)。▽·F2的垂直分布与▽·F的垂直结构比较相似，异常值区主要位于强降水中心上空1～3 km高度范围内和降水区南侧1 km以下高度，负高值出现在27°N上空2 km高度附近(图6c)。▽·Fe的异常值区主要出现在强降水中心北侧，其正高值中心位于27°N上空2 km高度附近，相对于▽·F1和▽·F2的中心强度来说，▽·Fe的中心强度略弱(图 6d)。由图6e、f可以看出，2008年7月28日12:00▽·FeT正高值中心主要出现在强降水中心北侧2 km高度附近，与▽·Fe的垂直结构基本一致，代表扰动热量从基本态热力切变平流参数向波作用密度转化;▽·FeD负值区的强度相对于▽·FeT来说弱得多，26°N附近的正值区代表扰动动量从基本态热力切变平流参数向波作用密度转化，27°N附近的负值区代表扰动动量从波作用密度向基本态热力切变平流参数转化;这些表明，降水区对流层底层存在波流相互作用，基本态与扰动态之间存在一定的扰动热量交换，或者说波流相互作用主要是通过扰动热量垂直平流输送来实现的。

图3 2008年7月28日12:00 M(a)、M1(b)、M2(c)和M3(d)沿119°E 的垂直剖面(单位:10－8K·m －1·s－1;灰色柱状表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.3 The meridional-vertical cross sections of(a)M，(b)M1，(c)M2and(d)M3along 119°E at 1200 UTC 28 July 2008(units:10 －8K·m －1·s－1;the grey bar denotes the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

2008年7月28 日18:00波作用通量散度▽·F的异常值区主要位于强降水中心上空1～3 km高度范围内，与M异常值区相对应(图7a)。▽·F1的正高值中心出现在27°N附近上空4 km的高度上(图7b)。▽·F2的垂直分布与▽·F的垂直结构比较相似，异常值区主要位于强降水中心上空1～3 km高度范围内，负高值出现在27°N上空2.5 km高度附近(图7c)。▽·Fe的异常值区主要出现在强降水中心北侧，其正高值中心位于27°N上空2 km高度附近(图7d)。由图7e、f可以看出，2008年7月28日18:00▽·FeT正高值中心主要出现在强降水中心北侧2 km高度附近，与▽·Fe的垂直结构基本一致，代表扰动热量从基本态热力切变平流参数向波作用密度转化;▽·FeD负值区的强度相对于▽·FeT来说弱得多;这些表明，降水区对流层底层存在波流相互作用，基本态与扰动态之间存在一定的扰动热量交换，或者说波流相互作用主要是通过扰动热量垂直平流输送来实现的。

进一步计算波作用通量散度及其各组成项的绝对值的垂直积分，以此来诊断分析台风凤凰登陆中国沿海地区前后波作用通量散度在对流层的整体水平分布特征。2008年7月28日12:00波作用通量散度及其组成项以及▽·Fe的组成项的高值区覆盖降水区，表明波作用通量的辐散辐合容易引起降水区上空波作用密度的剧烈变化，促进扰动的发展演变;其中〈|▽·F|〉高值区的水平范围略大于降水区，高值中心多位于强降水中心的周围，而不是与强降水中心相重叠，这与〈|M|〉的水平分布特征类似(图8a)。〈|▽·F2|〉高值区覆盖降水区，其水平范围与〈|▽·F|〉相当，分布形态比较相似，高值中心主要位于强降水区的边缘，而不是在强降水中心附近(图8c)。〈|▽·F1|〉高值区的水平分布特征与〈|▽·F2|〉类似，但其水平范围和强度都略弱于〈|▽·F2|〉(图8b)。虽然〈|▽·Fe|〉的高值区也与降水区相重叠，高值中心出现在强降水中心的外围，但是其强度小于〈|▽·F1|〉和〈|▽·F2|〉(图8d)。在▽·Fe的两个组成项中，如图8e、f所示，〈|▽·FeT|〉高值区的范围和强度与〈|▽·Fe|〉相当，而〈|▽·FeD|〉相对来说弱得多，因此扰动与基本态之间的相互作用主要表现为扰动热量交换;这些分析表明在降水区，特别是降水区的边缘，扰动非地转风位涡和一阶扰动平流输送与扰动切变的耦合作用以及扰动与基本态之间扰动动量和扰动热量的交换对波作用密度局地变化都有一定贡献，但一阶扰动平流输送与扰动切变的耦合作用的强迫作用比较显著，扰动非地转风位涡的影响相对略弱，而波流相互作用的影响相对前两者来说更弱一些，因此在台风凤凰登陆中国东南沿海地区之前，对波作用密度发展演变的强迫主要来自〈|▽·F1|〉和〈|▽·F2|〉，其中〈|▽·F2|〉的强迫作用是主要的。

图4 2008年7月28日18:00 M(a)、M1(b)、M2(c)和 M3(d)沿119°E 的垂直剖面(单位:10－8K·m－1·s－1;灰色柱状表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.4 The meridional-vertical cross sections of(a)M，(b)M1，(c)M2and(d)M3along 119°E at 1800 UTC 28 July 2008(units:10 －8K·m－1·s－1;the grey bar denotes the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

2008年7月28 日18:00台风凤凰在中国东南沿海地区登陆之后(图9)，观测的降水区始终位于波作用通量散度及其组成项的高值区之内，表明波作用通量散度强迫降水区上空的扰动不断地发展变化。与28日12:00的情形类似，一阶扰动平流输送与扰动切变的耦合作用是影响波作用密度发展演变的主要强迫项，扰动非地转风位涡是次要的强迫项，而基本态与扰动之间扰动动量和扰动热量的交换对波作用密度局地变化的影响相对来说较弱，尽管如此，扰动热量交换相对于扰动动量交换来说强一些。值得强调的是，在大陆降水区内(台湾地区除外，因为台湾地区的地面降水观测资料缺乏)，这些强迫项的强度相对于凤凰登陆前都有明显的减弱，这在一定程度上可以解释此时的波作用密度强度小于28日12:00的波作用密度，意味着台风凤凰登陆中国东南沿海地区之后大陆降水区上空动力和热力场的综合扰动有一定程度的衰减。

3 结论与讨论

本文介绍了“扰动热力切变平流参数”的概念，把对流涡度矢量垂直分量扰动、水平散度扰动和广义位温扰动的垂直梯度有机地结合起来，该参数是一种典型的波作用密度，其方程是典型的波作用方程，可以描述扰动的发展演变;该波作用方程与基本态方程包含相同项，即二阶扰动动量和热量平流输送与基本态梯度耦合作用的散度项，但二者的符号相反，表明代表扰动与基本态之间的扰动动量和扰动热量交换，把波流相互作用的两个方面联系起来，该理论适用于描述中尺度系统的发展演变。

图5 2008年7月28日06:00(a)、28日12:00(b)、28日18:00(c)、29日00:00(d)、29日06:00(e)和29日12:00(f)〈|M|〉的水平分布(单位:10－5K·s－1;灰度阴影区表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.5 The horizontal distributions of〈|M|〉at(a)0600 UTC 28 July，(b)1200 UTC 28 July，(c)1800 UTC 28 July，(d)0000 UTC 29 July，(e)0600 UTC 29 July，and(f)1200 UTC 29 July 2008(units:10 －5K·s－1;the grey shadings denote the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

利用波流相互作用理论对登陆台风“凤凰”2008年7月27日00:00—31日00:00的暴雨过程进行诊断分析，采用ARPS模式的资料对波作用密度M和波作用通量散度项进行计算，分析其与观测的6 h累积地面降水的关系。结果表明，波作用密度的异常值区始终覆盖观测雨区，二者在水平分布和时间演变趋势上比较相似，该波作用密度能够比较准确地综合表征强降水系统典型的动力场和热力场扰动的垂直结构，因而与降水系统的发生演变密切相关，其正高值区与观测的6 h累积地面降水具有良好的对应关系。波作用通量散度的分析表明，在登陆台风引发的暴雨过程中，非地转风位涡扰动和一阶扰动平流与动力场和热力场扰动梯度耦合项是影响扰动热力切变平流发展演变的主要强迫项，而基本态与扰动之间的扰动动量平流和扰动热量平流的交换对扰动的发展演变的影响相对来说较弱;进一步分析表明扰动与基本态的交换主要是扰动热量平流交换，而扰动动量平流交换非常弱。

图6 2008年7月28日12:00▽·F(a)、▽·F1(b)、▽·F2(c)、▽·Fe(d)、▽·FeD(e)和 ▽·FeT(f)沿119°E的垂直剖面(单位:10－11K·m－1·s－2;灰色柱状表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.6 The meridional-vertical cross sections of(a)▽·F，(b)▽·F1，(c)▽·F2，(d)▽·Fe，(e)▽·FeDand(f)▽·FeTalong 119°E at 1200 UTC 28 July 2008(units:10 －11K·m －1·s－2;the grey bar denotes the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

通过仔细分析后可以发现，在各个时次，M和▽·F的高值中心与降水中心都存在一定的偏差，这主要是由于波作用密度是一个宏观的动力学量，并不能完全反映出降水中所包含的许多复杂的微物理过程，并且受到NCEP/NCAR实时分析资料的时间分辨率的限制。暴雨是一种非常复杂的天气现象，降水区域上空较强的波流相互作用，只是强降水发生的一个必要条件。想要准确预报强降水的发生发展，还需要综合考虑影响暴雨过程的多种制约因素。

图7 2008年7月28日18:00▽·F(a)、▽·F1(b)、▽·F2(c)、▽·Fe(d)、▽·FeD(e)和 ▽·FeT(f)沿119°E的垂直剖面(单位:10－11K·m－1·s－2;灰色柱状表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.7 The meridional-vertical cross sections of(a)▽·F，(b)▽·F1，(c)▽·F2，(d)▽·Fe，(e)▽·FeDand(f)▽·FeTalong 119°E at 1800 UTC 28 July 2008(units:10 －11K·m －1·s－2;the grey bar denotes the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

图8 2008年7月28 日 12:00〈|▽·F|〉(a)、〈|▽·F1|〉(b)、〈|▽·F2|〉(c)、〈|▽·Fe|〉(d)、〈|▽·FeD|〉(e)和〈|▽·FeT|〉(f)的水平分布(单位:10－7K·s－2;灰色阴影区表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.8 The horizontal distributions of(a)〈|▽·F|〉，(b)〈|▽·F1|〉，(c)〈|▽·F2|〉，(d)〈|▽·Fe|〉，(e)〈|▽·FeD|〉and(f)〈|▽·FeT|〉at 1200 UTC 28 July 2008(units:10 －7K·s－2;the grey shadings denote the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

图9 2008年7 月28 日 18:00〈|▽·F|〉(a)，〈|▽·F1|〉(b)，〈|▽·F2|〉(c)，〈|▽·Fe|〉(d)，〈|▽·FeD|〉(e)和〈|▽·FeT|〉(f)的水平分布(单位:10－7K·s－2;灰色阴影区表示观测的6 h累积地面降水量，单位:mm)Fig.9 The horizontal distributions of(a)〈|▽·F|〉，(b)〈|▽·F1|〉，(c)〈|▽·F2|〉，(d)〈|▽·Fe|〉，(e)〈|▽·FeD|〉and(f)〈|▽·FeT|〉at 1800 UTC 28 July 2008(units:10 －7K·s－2;the grey shadings denote the observed 6 h accumulative rainfall with the unit of mm)

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