众所周知，垂直运动与降水发生发展密切相关，但是，大范围的垂直运动还无法测得，Q矢量是诊断估算垂直运动方法之一^[1]。对于求解w方程等诊断方法来讲，不仅需要2层以上计算资料，而且大多涉及到边界条件、迭代计算等复杂处理工作，而1978年Hoskins等^[1]提出的Q矢量分析方法仅需要一层计算资料，且不需要大量复杂计算，被视为诊断垂直运动的一种先进工具^[2]。另外，Q矢量与其它诊断垂直运动方法的不同之处还表现为它是一个矢量，不仅可计算其散度、涡度、旋度等，还可与其它诊断量进行点乘或叉乘衍生出新的诊断量，如温度梯度点乘得到Q矢量锋生函数等。因为它是矢量还可将其沿等位温线的自然坐标系、等高线的自然坐标系进行有物理意义的分解诊断研究。自1978年Hoskins等^[1]提出Q矢量概念之后在理论上得到持续发展，岳彩军^[3]、岳彩军等^[4-5]曾相继开展过综述性研究。需要注意的是，Hoskins等^[1]在1978年提出的Q矢量为准地转Q矢量，其优点之一是仅需要一层资料便可诊断计算分析，这样在垂直方向资料稀疏情况下也可开展准地转Q矢量诊断分析工作，显然增加了其应用的广泛性。但是，准地转Q矢量也存在用地转风计算的局限性。为了延续准地转Q矢量优点同时又克服其缺点，岳彩军^[6]从准静力、绝热、无摩擦、f平面p坐标系的原始方程出发，通过采用替换平衡近似处理(即用地转风垂直切变代替实际风垂直切变)，得到仅需要一层资料且用实际风计算的非地转Q矢量，这不仅在计算上传承了准地转Q矢量特点，同时，其也可应用于中小尺度天气系统研究分析，拓展了应用研究领域。另一方面Q矢量在理论上不断得到完善、改进，也促进其被广泛应用于天气诊断分析及预报研究。进入21世纪以来，Q矢量被广泛应用于全国各地的暴雨、台风、暴雪、沙尘暴以及强对流等灾害性天气的诊断分析研究，都获得了有意义的发现^[7]。尤其是，Q矢量在强对流天气分析和预报中的潜在应用研究前景值得关注。王新生等^[8]基于常规观测资料，运用准地转Q矢量对1996年夏季发生在副高西北侧和副高内部的皖东沿江地区两次强对流风暴过程进行诊断分析表明，强雷暴及暴雨区与Q矢量散度辐合区有较好的对应关系。同样利用常规观测资料，杨洋等^[9]利用准地转Q矢量对3个影响贵州的MCC个例进行了诊断分析，Q矢量散度辐合强度变化与MCC及其暴雨的发生、发展有很好的对应关系。林金凎等^[10]基于NCEP 1 °×1 °格点资料，利用准地转Q矢量分析方法对福建省2005年5月5日两次飑线天气过程分析表明，Q矢量对这两次强对流天气预报具有一定指示作用。同样是基于NCEP再分析资料，林莉等^[11]对2010年6月18日川渝地区强降水和强对流天气进行了Q矢量分析，结果表明湿Q矢量散度辐合区与后续的6 h强降水中心对应的较好。郁珍艳等^[12]分析2008年6月23日形成于冷涡成熟阶段的中尺度对流系统(MCS)发生发展特征指出，湿Q矢量散度低层辐合、高层辐散，加强了上升运动和次级环流，尤其是低层湿Q矢量散度辐合增强对MCS的发展起更大作用。上述研究成果在一定程度上反映出Q矢量分析方法在强对流天气成因分析及研判工作中的应用潜力。此外，基于数值预报模式输出资料，岳彩军等^[13-15]还发展了一种可用于定量降水预报(QPF)的湿Q矢量释用技术，并应用于日常降水和登陆华东台风降水的定量预报，丰富了业务QPF手段。但仔细分析发现，上述应用工作大都是采用需要两层计算资料的Q矢量分析方法，以及诊断计算所用资料大都是时空分辨率相对高的数值模拟结果和时空分辨率都相对低的再分析资料或常规资料。显然，基于时空分辨率都非常高的地面自动气象站非常规观测资料来开展Q矢量诊断分析的工作目前尚未开展。因此，将可仅需一层资料计算的非地转Q矢量应用于高时空分辨率的地面自动气象站非常规观测资料，来尝试开展强对流天气成因分析研究具有实际意义。

上海地处长江三角洲的东南端，东濒东海，南临杭州湾，西接江苏、浙江两省，北界长江入海口，属副热带季风气候。随着上海城市化迅速发展，城市热岛效应逐渐加剧。早在1980年代，周淑贞等^[16]基于观测事实分析指出，上海城市热岛效应和热岛特点对天气气候的影响都是十分明显的。最近，沈钟平等^[17]基于自动站加密观测数据研究指出，近年来，上海地区极端天气气候事件频发，与城市热岛空间结构的变化密不可分。王晓峰等^[18]利用多种加密观测资料和GFS客观分析资料，研究分析了城市热岛效应、海陆风、湖陆风对上海强对流发生、发展的影响以及与暴雨系统内中尺度动力、热力特征变化的联系。盛夏季节，上海地区一般在西太平洋副热带高压(以下简称副高)控制下，虽高温少雨，但也常发生局地强对流天气。尹红萍等^[19]对上海地区2001—2005年7—9月19个副高控制下的对流个例进行了统计分析。漆梁波等^[20]探讨分析了包括副高控制下的上海局地对流天气及临近预报要点。顾问等^[21]分析1981—2013年上海地区强降水事件特征指出，副高控制下的强降水事件发生频次及其增加趋势均为上海中心城区大于郊区。王晓峰等^[22]采用中尺度预报模式WRF和资料同化系统ADAS，对2011年7月31日副高控制下的上海局地强对流过程进行了快速更新同化数值试验研究。上述研究均取得了有意义的发现。但在实际预报工作中，发生在副高控制下的强对流仍然容易出现漏报和空报，这主要因为针对副高控制下的强对流成因认识还没有完全清楚。局地短时强降水属于强对流天气的一种。基于稠密的地面自动气象站资料专门开展针对副高控制下的局地短时强降水成因研究工作并不多见。2016年8月19日上海受副高控制，下午13:00(北京时间，下同)开始发生一次局地短时强降水过程，于16:00结束，此次过程历时3 h，最大雨强达41.2 mm/h，水平范围20~40 km，呈现出生命史短、局地性强特点，是一次典型的西太平洋副热带高压控制下的局地短时强降水过程。目前，上海境内拥有地面自动气象站约160个，平均站距约为5 km左右。因此，本文将基于上海境内稠密的地面自动气象站资料，采用仅需一层资料计算的非地转Q矢量分析方法，对此次副高控制下的局地短时强降水成因开展分析研究，以期获得有意义的发现。

2016年8月19日午后，上海地区出现一次局地短时强降水过程。此次降水过程呈现生命史短、局地性强的特征。下面介绍此次降水过程形成的天气背景、逐时雨强、落区及多普勒雷达回波特征。

由2016年8月19日08:00高空图(图 1a)可知，500 hPa上588 dagpm线南北跨越25~35 °N，且从海上向西延伸到110 °E以西地区，呈明显的带状分布，西太平洋副热带高压较强盛，包括上海在内的长江中下游地区处于副高588 dagpm线范围内，同时，700 hPa空气也较干燥，相对湿度在70%以下，850 hPa以偏西风为主。进一步由下午14:00高空图(图 1b)可见，除500 hPa上588 dagpm线范围进一步扩大外，对于包括上海在内的长江中下游地区来讲，700 hPa上70%以下相对湿度范围较08时变化不大，且850 hPa仍以偏西风为主。上述分析表明，此次局地短时强降水过程是在副高控制的天气背景条件下发生的，且中低层的湿度条件也相对较干。

图 1

图 1 2016年8月19日08:00(a)、14:00(b)500 hPa高度场(等值线，单位：gpm)、700 hPa相对湿度场(阴影，单位：%)和850 hPa风场(矢量，单位：m/s)叠加图

由上海地面自动气象站逐时雨量图(图 2)可知，13:00(图略)之前上海地面还没有降水发生。14:00(图 2a)，在浦东、宝山及杨浦区境内出现南北跨度约为20 km、东西跨度约为30 km的局地对流性强降水区域，共有18个自动气象站有降水发生，其中，6站雨强达20 mm/h以上，5站雨强达30 mm/h以上，1站雨强达40 mm/h以上，最大雨强达到41.2 mm/h。15:00(图 2b)，雨区略有南压，并向西拓展，但仍呈明显的团状分布，共有42个自动气象站出现降水，其中，5站出现20 mm/h以上降水，1站出现30 mm/h以上，降水最大雨强为32.1 mm/h。16:00(图 2c)，雨区进一步南压、西伸，由原来的局地团状演变为东西带状，共有21个站出现降水，仅2站出现10 mm/h以上降水，最大雨强为12.0 mm/h。17:00(图略)仅有3站降水发生且雨强均小于1 mm/h，这也从一个侧面反映出降水过程基本在16:00结束。上述分析表明，此次局地性对流降水过程集中发生在13:00—16:00期间，16:00之后基本趋于结束，整个过程历时3 h左右，同时，水平尺度范围为20~40 km，主要呈团状分布，最大雨强达到41.2 mm/h。呈现生命史短、局地性显著及雨强较强的特点。另外，关于上海短时强降水过程的定义，有研究^[19]定义为1小时雨强≥20 mm/h，也有研究^[23]定义为1小时雨强≥30 mm/h，从图 2的逐小时雨强分析表明，此次降水过程满足上海地区短时强降水的不同定义。

图 2

图 2 2016年8月19日14:00(a)、15:00(b)、16:00(c)地面1小时自动站雨量    单位：mm。

分析上海南汇多普勒雷达0.5 °反射率因子(图 3，见下页)可知，12:30(图 3a)在宝山与浦东交界的长江吴淞口岸附近出现强度大于30 dBz的零星雷达反射率因子。13:00(图 3b)雷达回波范围向西南方向内陆有所伸展，且出现强度在40 dBz以上的反射率因子。13:30(图 3c)雷达回波由点状发展为明显团状，且中心反射率因子强度达50 dBz以上。14:00(图 3d)雷达回波向西南扩展，由团状演变为带状，30 dBz、40 dBz以上雷达反射率因子范围均继续扩大，但最大雷达反射率因子强度不再继续增加。14:30(图 3e)主体雷达回波区略有南移，并在西部有块状回波发展，但是，30 dBz以上雷达反射率因子范围减小，40 dBz以上雷达反射率因子区基本消失。15:00(图 3f)、15:30(图 3g)雷达回波区继续向西南方向移动，主体回波范围明显减小、强度继续减弱，并与其西部继续发展的块状回波连为一体。16:00(图 3h)、16:30(图 3i)雷达回波位置变化不大，但回波范围继续明显减小、反射率因子强度继续明显减弱。上述分析表明，12:30出现点状雷达回波，13:00回波呈发展态势，13:30回波快速发展为团状，反射率因子强度也迅速增加，14:00回波面积继续明显扩大而最大反射率因子强度不再继续增长。之后，雷达回波的面积、强度均呈下降态势，到16:00雷达回波基本减弱消失。上述雷达反射率因子时间演变特征可在30 mm/h以上强降水区(图 4，见P615)得到进一步揭示。

图 3

图 3 2016年8月19日南汇雷达0.5 °反射率因子    单位：dBz。 a~i分别为12:30、13:00、13:30、14:00、14:30、15:00、15:30、16:00、16:30。

图 4

图 4 2016年8月19日强降水区南汇雷达0.5 °反射率因子时间演变    单位：dBz。

综上分析可知，此次午后降水是在副高控制的天气背景条件下发生的，为一次副高控制下的局地短时强降水过程。雷达回波范围、反射率因子强度演变与降水落区、强度变化有较好的对应关系。

本文采用上海境内160个地面自动气象站逐2分钟平均温度、风(u，v)、露点及气压资料和逐小时雨量资料作为分析资料。对逐2分钟平均的地面站点资料，首先采用Barnes方法插值成5 km×5 km格点资料。其次，将连续3个时次的2分钟平均格点资料进行简单算术累加平均，得到逐6分钟平均的格点资料，这样处理后一方面便于与时间分辨率为6分钟的上海南汇多普勒雷达反射率因子资料结合分析，同时可用于Q矢量散度和温度露点差计算。另外，采用时间间隔为6 h、水平分辨率为1 °×1 °的NCEP/NCAR FNL(Final Analysis)资料作为天气背景分析资料。

根据降水、雷达回波范围及演变过程，研究区域主要集中在121.0~121.8 °E，31.1~31.5 °N之间(简称为N区)。需要说明的是，分析N区陆地时不包括长兴岛及横沙岛，但分析N区水域时则包括长兴岛及横沙岛。另外，处于N区之外的上海陆地、水域不再作为具体分析对象。

岳彩军^[6]2009年从f平面、准静力、绝热、无摩擦、p坐标系的原始方程组出发，并采用替换平衡近似处理(即用地转风垂直切变代替实际风垂直切变)，推导出计算资料仅需一层的非地转Q矢量分析方法，在p坐标系中，其计算公式可表示为：

(1)

(2)

以非地转Q矢量散度为强迫项的非地转ω方程为：

(3)

当ω场具有波状特征时，由式(3)则有：

(4)

式(4)可用来判断垂直运动，需要说明的是：第一，垂直运动与Q矢量散度符号相反，即当▽·Q＜0，则ω＜0，上升运动；当▽·Q＞0，则ω＞0，下沉运动。第二，垂直运动的大小与Q矢量散度的大小成正比。

通常情况下，温度露点差T-T_d可用来表征大气的湿度。T-T_d越大，湿度越小，反之，T-T_d越小，湿度越大。当T-T_d近于0.0 ℃时，表示空气湿度达到近似饱和状态。通常T-T_d≤2.0 ℃时空气湿度近似饱和，T-T_d介于4.0~5.0 ℃空气较湿润。许多研究^[24-26]指出，温度露点差可作为短时强降水的预报参量。本文则基于地面自动气象站资料，将地面温度露点差T-T_d用于短时强降水成因分析，并着重分析T-T_d介于0.0~6.0 ℃演变特征。

为了便于分析，结合地面逐时雨量图、多普勒雷达反射率因子图以及地面空气温度场、风场时间演变特点，将此次降水过程分为三个阶段：发生发展阶段(13:00—14:00)、强盛阶段(14:00—15:00)及衰亡阶段(15:00—16:00)。

前文分析表明，此次降水过程的天气背景为副高控制且中低层也相对较干，这意味着激发此次降水发生的热力、动力条件不是从上海域外的外部系统移入带来的，而是上海地区本地自生的，且发生在低层、近地面，因此，基于地面自动气象站资料，开展动、热力诊断分析是有意义的。下面首先具体分析地面温度场、风场演变特征及对降水发生发展的作用。

图 5为降水发生之前08:00—13:00期间地面温度场和风场叠加图。08:00—11:30期间(图 5a、5b)N区陆地和水域风力均较弱，且陆地和水域的温度均稳步上升，但陆地的升温幅度明显大于水域，水陆之间逐渐形成了热力差异。主要特点是地表温度持续上升。11:36—12:24期间(图 5c、5d)水陆热力差异增大到一定程度引发了由水面吹向陆地的江风形成。主要特点是地面风向发生了明显改变，但没出现雷达回波。12:30—13:00期间(图 5e、5f)水陆温差的持续加大，促进了江风进一步加强。主要特点是地面风向维持上阶段特点，风速有所加大，同时，出现雷达回波(图 3)，但地面没出现降水。这意味着冷、湿江风与陆地干、热空气交汇激发出了局地对流。

图 5

图 5 2016年8月19日08:00(a)、11:30(b)、11:36(c)、12:24(d)、12:30(e)及13:00(f)地面温度场(等值线，单位：℃)与风场(矢量，单位：m/s)叠加图

进一步综合分析可知(图 5)，在降水发生之前，N区内陆地区一直维持0~2 m/s的弱风，有利于地面温度迅速上升。水域及沿江地区的温度也在上升，但升幅相对缓慢。这样在水陆之间形成温差，并且这种温差逐步扩大，这种在水平面上水陆热力不均匀分布激发出垂直方向上的热力环流，在地面形成由水面吹向陆地的江风，江风的形成导致沿江及临近水域的温度进一步下降，而内陆地区温度仍在逐步升高，“城市热岛”特征进一步加强，因此，水陆温差进一步加大，促进江风进一步加强，冷、湿江风与陆地干、热空气交汇最终激发出对流。为什么出现了雷达回波而地面无降水发生呢？针对这个现象将在下文第5节中进行探讨分析。

13:00之后开始有降水发生(图 2)。由图 6中温度场可知，N区陆地上35 ℃以上高温区范围由东向西逐渐收缩，到14:00主要位于上海西部的青浦境内。37 ℃以上高温区在13:00—13:30期间是逐步扩大的，但之后，范围逐渐减小，到14:00也仅在青浦境内残留。此次降温主要是从宝山、浦东沿江地区向内陆逐步推进，13:00—13:30期间，30~32 ℃由沿江向内陆缓慢扩展，尤其是，在宝山与浦东接壤的吴淞口岸出现28~30 ℃。13:30—14:00期间，30~32 ℃、28~30 ℃覆盖区迅速向西南内陆地区扩展，并且宝山与浦东接壤吴淞口岸温度继续降低至28 ℃以下，范围也迅速向西南内陆地区扩展。显然，13:00—14:00期间降温主要是由于有降水发生引起的，因为降水本身直接导致地面降温，同时，降水将高空的冷气带到地面，形成冷空气堆，加剧地面降温。另外，降水发生促使空中云系增多，也会导致地面降温。对于风场来讲，N区内陆地区风场在此期间发生了明显变化，由来自宝山沿江向西部内陆推进的偏东风、东北风覆盖，风力达4~6 m/s，同时，宝山及浦东的沿江及临近水域的风向在13:30之后也发生了变化，由偏东、东北风逐渐转为东北风。这在一定程度上反映出，由于降水的发生，导致“城市热岛”特征减弱，水陆温差减小，促使江风减弱。

图 6

图 6 同图 5，但为2016年8月19日13:06(a)、13:30(b)、14:00(c)

从图 7温度场来看，处于N区西部35 ℃以上高温区范围持续向西收缩，到15:00已基本消失。而37 ℃以上高温范围迅速减小并在14:18已经消失。与之相对应的是，30~32 ℃范围在持续向西扩展，呈现出“趋暖”特点。28~30 ℃及28 ℃以下的相对低温区范围基本保持不变。上述分析表明，“城市热岛”特征已经减弱消失。对于风场来讲，宝山、浦东沿江及邻近水域的风场基本恢复为东南风，风速也逐步减小为2~4 m/s。陆地上30~32 ℃、28~30 ℃以及28 ℃以下覆盖区域的风向呈四周发散形式，风力为0~2 m/s。32 ℃以下与35 ℃以上之间冷暖过渡区域主要为东北风或偏东风，风力在4~6 m/s。上述分析表明，随着降水持续发生，“城市热岛”特征逐渐消失，致使江风也消失。另外，降水形成的冷空气堆向四周扩散，并呈现出“趋暖”特点，冷空气在东、暖空气在西，在气压压力差以及热力环流作用下，形成东北风、偏东风，冷空气向暖区流动，促使高温范围持续减小。

图 7

图 7 同图 5，但为2016年8月19日14:06(a)、14:18(b)、15:00(c)

从图 8温度场上来看，N区陆地和水面上30~32 ℃范围基本无变化。陆地上28~30 ℃范围在上海西部的青浦境内明显扩大，而位于宝山和市区的28 ℃以下范围明显缩小。结合逐时雨量图(图 2)分析可知，这个时段内宝山和市区的降水停止，致使气温有所回升，而青浦有降水发生，致使气温下降。从风场来看，N区水域仍为偏东风、东南风，陆地上以弱的偏东风为主。上述分析表明，降水发生致使N区内引发此次局地降水的水陆温差这个热力条件持续减弱、消失，江风消失也意味着动力强迫条件减弱，致使降水过程趋于结束。

图 8

图 8 同图 5，但为2016年8月19日15:06(a)、15:30(b)、16:00(c)

通过上述地面温度场和风场的叠加图分析可知，降水发生前，市区地面风速相对较小，中西部地区地面升温迅速，形成“城市热岛”特征，与长江沿岸及邻近水域温差加大，形成江风。江风一方面将冷、湿空气向陆地输送，在上海北部形成冷暖空气交汇，另一方面，由于风应力作用引起冷水上翻，导致长江沿岸水面温度下降，而此时，陆地的温度仍在持续上升，从而导致交汇的冷暖空气温差持续加大，最终激发出局地短时强降水。反过来，降水的发生不仅直接导致雨区地面迅速降温，空中云系增加也促使雨区周边地面温度下降，同时，降水拖曳作用也会将高空冷空气带到地面，并在雨区形成冷空气堆，冷空气向四周扩散，一方面促使“城市热岛”特征减弱，另一方面，与位于上海西部的暖空气形成新的冷暖空气交汇，激发出新的降水，同样，新降水发生又进一步促使“城市热岛”特征减弱、消失。伴随着水陆热力差异的消失，江风也减弱、消失。最终，导致有助于降水发生发展的热力、动力条件减弱、消失，致使此次降水过程趋于结束。

降水的发生与垂直上升运动条件、水汽条件均密不可分。下面将分析基于地面自动气象站资料，计算Q矢量散度辐合场，并结合温度露点差，以期通过分析地面大气上升运动条件、湿度条件发展演变及二者配合情况，来进一步分析此次降水过程成因。

图 9为地面温度露点差T-T_d与Q矢量散度辐合场的叠加图，12:00之前，N区陆地及沿江邻近水面的空气都较干燥，12:00—13:00，沿江邻近水域及陆地的空气湿度增加并维持，而除江岸陆地之外的陆地上空气仍然相对干燥。对于Q矢量散度辐合场来讲，08:00—11:30期间(图 9a、9b)，在宝山及浦东邻近江岸的陆地上有零星的弱的Q矢量散度辐合区出现，但缺少持续性。11:30—13:00期间，宝山、浦东境内及与二者相邻的市区持续出现Q矢量散度辐合场，这表明上述区域地面空气存在垂直上升运动。进一步将温度露点差与Q矢量散度场叠加分析可知，二者在N区陆地上基本没有重叠区域，这表明，湿空气之处空气上升运动条件不足，而上升运动之处空气湿度条件不足，甚至最开始时期空气与降水发生密切相关的湿度和上升运动条件都不具备。但是，随着时间的推移，宝山、浦东及与二者相邻的市区持续出现了上升运动，同时，湿空气也是从宝山、浦东沿江的邻近水面逐步向沿江及邻近陆地延伸，上升运动区与湿空气区的距离越来越接近，二者逐步趋于重合，将有利于降水发生。

图 9

图 9 2016年8月19日08:00(a)、11:30(b)、12:00(c)、12:30(d)、13:00(e)地面Q矢量散度辐合场(阴影，单位：10-11 hPa-1 s-3)与温度露点差(等值线，单位：℃)叠加图

13:00—13:30期间(图 10a、10b)，T-T_d介于4.0~6.0 ℃的区域从宝山及浦东沿江地区缓慢向市区陆地延伸，且T-T_d小于5.0 ℃及小于4.0 ℃的范围在逐步扩大，局部出现了T-T_d小于3.0 ℃，这表明空气湿度在逐步增大。13:30—14:00期间(图 10d、10e、10f)，T-T_d介于4.0~6.0 ℃区域迅速向市区扩展，范围明显扩大，强度明显增强，到14:00，T-T_d介于4.0~6.0 ℃覆盖了宝山大部分地区、整个市区以及浦东的西部地区，T-T_d小于3.0 ℃区域也由块状迅速发展成片状，也覆盖了宝山东部、浦东西部及市区，这表明空气湿度急剧增加。在13:30—14:00这30分钟内湿空气向N区内陆爆发式扩张，并且强度也是急剧增加，尤其是，此时N区陆地上的地面空气湿度强度明显超过了近岸水面的空气湿度。上述分析表明，宝山、浦东及市区的空气湿度由缓慢增加演变为急剧增长，且陆地上的地面空气湿度超过了沿江及邻近水面的空气湿度。对于Q矢量散度辐合场来讲，13:00—13:42期间(图 10a、10b、10c)，Q矢量散度辐合区主要位于宝山与浦东交界及市区，最大辐合强度为0.8×10^-11 hPa^-1s^-3左右，期间范围、强度均变化不大。13:48(图 10d、10e)开始，由市区明显向南延伸、拓展至闵行北部地区，辐合强度也迅速增强，最大辐合强度达到1.3×10^-11 hPa^-1s^-3以上。上述分析表明，宝山与浦东交界处及市区一直维持着明显的上升运动，且上升运动区域由市区向南部延伸，强度也迅速增强。将Q矢量散度辐合区与T-T_d场叠加分析可知，13:00—13:30期间，Q矢量散度辐合区范围变化不大，而T-T_d介于4.0~6.0 ℃范围逐步从N区沿江向内陆发展，并在13:30二者出现了重叠，之后，二者重叠区域迅速扩大，尤其在此期间二者的强度都迅速增强，这表明空气增湿区与上升运动区，不仅重合，而且二者强度均明显增大，重合的时段也正是二者均迅速增强的阶段，二者在范围上的重叠、强度增强上的“共振”，为强降水发生创造了有利条件。通过温度露点差、Q矢量散度辐合区的范围、强度演变以及二者叠加区域的分析，在一定程度上可反映出降水发生、发展的演变过程。

图 10

图 10 同图 9，但为2016年8月19日13:06(a)、13:30(b)、13:42(c)、13:48(d)、14:00(e)

对于图 11中温度露点差介于4.0~6.0 ℃区域来讲，14:00—14:30期间(图 11a、11b、11c)，在范围和强度上基本无变化。在14:30—15:00期间(图 11d、11e、11f)，T-T_d介于4.0~6.0 ℃区域向西逐步延伸至青浦境内，湿度也逐步增加，局部地区出现零星T-T_d小于3.0 ℃情况。在此期间，原先位于宝山、浦东及市区、闵行境内的T-T_d介于4.0~6.0 ℃范围基本维持不变。上述分析表明，宝山、浦东及市区、闵行境内的空气湿度基本维持不变，同时，青浦境内的湿度明显增加。对于Q矢量散度辐合区来讲，14:00—14:24期间(图 11a、11b)，Q矢量散度辐合区的范围基本不变，但与最强温度露点差重叠区域的Q矢量散度辐合强度在缓慢减弱，最大辐合值由1.1×10^-11 hPa^-1s^-3减小到0.8×10^-11 hPa^-1s^-3。14:30—15:00期间(图 11c、11d、11e、11f)，原先位于宝山与浦东交界处及市区的Q矢量散度合区范围持续减小，强度持续减弱，14:48之后基本消失，在此期间，在嘉定与青浦交界处出现零星的弱的Q矢量散度辐合区。上述分析表明，宝山与浦东交界处及市区的大气上升运动明显减弱、消失，在青浦北部与嘉定交界处出现弱的上升运动。将Q矢量散度辐合区与T-T_d叠加分析可知，14:00—14:42期间，Q矢量散度辐合区与T-T_d小于3.0 ℃的区域在宝山与浦东交界处以及市区都是重叠的，但是，Q矢量散度辐合强度持续减弱、消失。这表明，尽管大气湿度条件充分，但上升运动不足及减弱消失，这不利于强降水维持，反而引起降水强度持续减弱。14:48—15:00期间，Q矢量散度辐合区与T-T_d小于5.0 ℃区域在青浦与嘉定交汇处叠加，有助于该地区降水发生。上述分析表明，尽管大气维持很强湿度条件，高湿度区与上升运动区重叠，但由于上升运动强度持续减弱、消失，不仅致使强降水难以维持，反而引起雨强持续减弱。这在一定程度上揭示出，此阶段降水强度难以维持并转向减弱，并不是因为湿度条件减弱，也不是因为湿度区和上升运动区是否叠加原因，而主要是因为上升运动减弱、消失。

图 11

图 11 同图 9，但为2016年8月19日14:06(a)、14:24(b)、14:30(c)、14:42(d)、14:48(e)、15:00(f)

分析图 12中温度露点差可知，宝山与浦东交界处及市区的温度露点差持续、稳定维持在小于3.0 ℃，同时，青浦境内的空气湿度持续上升，到16:00大部分地区的温度露点差小于3.0 ℃。这表明，N区降水的发生源地宝山与浦东交界处及市区空气湿度一直很高，同时，青浦境内的空气湿度持续上升。分析图 12中Q矢量散度辐合场可知，Q矢量散度辐合区主要零散分布在宝山境内、浦东、青浦与嘉定交汇处及青浦境内，辐合强度相对较弱，最大为0.5×10^-11 hPa^-1s^-3左右。上述分析表明，此次降水发生源地仅有局地性弱的上升运动，相对来讲，青浦境内的上升运动较明显。将Q矢量散度场与温度露点差叠加分析可知，在宝山及市区空气湿度高但上升运动条件不足，在浦东境内虽然出现上升运动，但空气湿度低，这表明降水的源地空气湿度和上升运动不匹配，不利于降水的发生。青浦境内湿度较高，同时上升运动条件也相对较强，有利于降水的发生。上述分析表明，高湿区和垂直上升运动区不重叠，不利于降水的发生，二者重叠了而不“共振”，也不利于强降水的发生。这在一定程度上揭示出此次降水衰亡的原因。

图 12

图 12 同图 9，但为2016年8月19日15:06(a)、15:30(b)、16:00(c)

上述分析表明，降水发生之前，宝山、浦东及市区地面出现持续上升运动，但地面空气还相对干燥，由于湿度条件不足，即使出现雷达回波，地面也没有降水发生。降水发生发展阶段，随着陆地上空气湿度不断增加、上升运动不断增强，以及高湿区与强上升运动区高度重叠，有助于降水发生、发展以及局地强降水出现。降水强盛阶段，地面空气一直处于高湿状态，但垂直上升运动强度不再继续增强，降水强度到达最强。降水衰亡阶段，尽管地面空气仍较湿润，但垂直上升运动强度明显减弱，范围持续缩小、消失，不利于降水继续发生(图形)。通过分析地面Q矢量散度辐合场、温度露点差范围、强度的时间演变特征以及二者重合特点，可在一定程度上揭示出此次局地强降水发展演变过程中的内在因素。

图 13

图 13 2016年8月19日下午上海地区短时强降水过程发展演变示意框图

众所周知，当前数值预报水平已经得到显著提高。但对于水平尺度在20~40 km、时间尺度在2~3 h的局地短时强降水过程来讲，预报能力仍有待提高。相对来讲，基于雷达监测开展短临预报是十分有效的手段。对于此次降水过程来讲，上海南汇多普勒雷达在12:30监测到回波，较实际降水发生约提前30分钟，对降水发生有很好的预示作用。通过分析Q矢量散度辐合场发现，从11:30开始到12:30多普勒雷达监测到对流回波产生前，此次降水发生的源地持续出现Q矢量散度辐合，较雷达回波出现提前了约1 h。这在一定程度上反映出，地面大气垂直上升运动对此次降水发生有潜在的提前预示作用。进一步结合地面温度露点差分析，对于降水强度演变以及落区有一定指示作用。

将Q矢量散度辐合场(图 9~图 12)与降水场(图 2)结合分析发现，Q矢量散度辐合场在12:00已经较明显出现，在14:00到达最强，之后开始减弱，并呈消亡态势。与降水演变有很好的对应关系。进一步将Q矢量散度辐合区与温度露点差叠加分析可知，二者结合有助于对降水发生、落区及强度演变的研判。对于仅考虑Q矢量散度辐合或温度露点差所产生的“空报”现象有一定消除作用。

另外，上海地区三面环水，此次局地降水过程发生与位于上海城区北部的长江水域密不可分。那么，位于N区之外的上海东部、南部为什么基本没有降水发生？如果仅仅从地面大气温度场和风场(图 5~图 8)来看，看不出其内因，因为上述两地也存在水陆温差，也存在由水面向陆地吹的海风。但是，如果分析Q矢量散度辐合场与温度露点差(图 9~图 12)就会发现，上海东部、南部地区的地面空气相对干燥，垂直上升运动也仅仅是偶尔零星出现，没有持续性。这表明上述地区有冷暖空气交汇，但并没有激发出垂直上升运动；有从水面吹向陆地的海风，但并没有带来高湿空气。这可相对清晰地揭示出，这两个区域与降水发生密切相关的上升运动条件、湿度条件缺乏，因此，基本没有降水发生。这也从一个侧面反映出在关注地面温度场、风场演变的同时，进一步开展地面Q矢量散度辐合场、温度露点差诊断分析的必要性。将有助于提升对局地短时强降水发生发展的分析研判能力。

2016年8月19日午后上海发生一次西太平洋副热带高压控制下的局地短时强降水过程，基于上海稠密地面自动气象站资料，采用仅需一层资料计算的非地转Q矢量分析方法，并结合多普勒雷达资料、地面温度露点差，对此次降水过程成因进行了分析研究。

(1) 此次降水过程历时3 h，水平尺度20~40 km，最大雨强达41.2 mm/h，呈现突发性强、局地性强及降水强度强的特点。多普勒雷达对此次降水过程的发展演变有很好的监测能力。

(2) 此次降水过程是在副热带高压控制的天气背景条件下发生的，副高控制下的城市地面升温迅速，在午后形成“城市热岛”特征，“城市热岛”与水面空气存在明显温差，引起水平方向水陆热力差异，从而引发江风生成，江风带来的水面冷、湿空气与城市地面的干、热空气交汇，激发出局地短时强降水。

(3) Q矢量散度辐合场与温度露点差叠加分析表明，降水发生发展阶段，相对于湿度条件来讲，Q矢量散度辐合强迫更为明显，随着Q矢量散度辐合强度增强以及地面空气湿度增加，降水强度持续增强，当Q矢量散度辐合强度与空气湿度强度达到最强，且Q矢量散度辐合区与高湿区充分重叠时，降水强度也达到了鼎盛阶段，之后，尽管地面空气湿度一直维持在高湿状态，但由于Q矢量散度辐合强度逐步减弱，降水的强度也由强盛转为衰亡。上述分析可较清楚地揭示出此次降水发展演变过程中所存在的内在因素。

此外，对于此次降水过程，上海南汇多普勒雷达在降水发生之前约30分钟监测到了对流回波出现，起到了很好的预警作用。对于地面Q矢量散度辐合场来讲，在雷达回波出现约1 h前，在此次降水发生的源地持续出现明显辐合区，有潜在的提前预示意义。值得注意的是，由于雷达存在仰角问题，致使其扫描在一定高度下方存在盲区，也就是说，从地面生长出来的对流，必需到达一定高度才会被雷达扫描到，而之前生长过程一直处于雷达盲区。就本文计算的地面Q矢量散度辐合场来讲，其是基于地面自动气象站资料计算得到的，因此，它所揭示的是地面空气中上升运动情况。显然，地面自动气象站资料计算得到的Q矢量散度辐合场与雷达回波存在垂直方向上的高度差。就本次过程而言，不是由外来天气系统引发的，而是由于地面“热岛特征”引发的，因此，对流的发生发展几乎可在基于地面自动气象站资料计算得到的Q矢量散度辐合场上得到同步反映，但由于对流发生发展到雷达能监测的高度需要一个过程，因此相对来讲雷达监测在时间上会存在一定滞后性。这样可很好地解释地面Q矢量散度辐合场的持续出现与雷达回波出现的时间差现象。这反映出，对于局地生长出来的对流天气来讲，基于地面自动气象站资料计算得到的Q矢量散度辐合场在对其提前预示作用上有潜在的应用前景。在现有雷达监测的基础上，充分考虑地面Q矢量散度辐合场，对局地对流天气预警，在时间提前量上有一个潜在的提升空间。

不可否认，本文仅仅是针对一个个例而言，将来需要针对更多个例进行总结分析，以期基于高时空分辨率的地面自动气象站资料，将Q矢量分析方法能真正应用到局地短时强降水的研判分析工作中。