引言

江西地处东亚季风区内，持续性暴雨多发，平均每年出现1.64次、每次持续4日^[1]。2010年6月17—20日，江西出现了一次罕见的持续性暴雨过程，虽然这次持续性暴雨过程的持续时间仅为4日（与平均态一致），但其降雨强度异常偏强，给人民生产生活造成了严重的影响。针对这次罕见的持续性暴雨过程，国内已有不少学者进行了研究。尹洁等^[2]指出强盛水汽及辐合上升运动、低层西南风急流加强、中层弱冷空气活动、对流不稳定层结加剧、地面辐合线维持少动等多种因素的共同叠加作用导致了这次持续性暴雨的发生和维持。杨婷^[3]研究指出：强烈的上升运动，持续的西南水汽输送和高低空急流配置，共同造成了此次持续性报与的发生和维持。张瑛等^[4]利用WRF模式成功地模拟了这次暴雨过程，并发现较湿的土壤状况对这次暴雨过程有一定的贡献。肖安等^[5]指出这次持续性暴雨过程的水汽主要来源于南海和孟加拉湾，且强降水落区位于水汽输送带左侧风切变线附近。周祖刚等^[6]发现湿位涡的分布对这次暴雨的发生、落区有较强的指示性。孔期^[7]分析了这次持续性暴雨过程的大尺度环流形势，并指出低层强烈的辐合、高层强烈辐散与清晰的水汽源、充沛的水汽含量为这次持续性暴雨提供了动力和水汽条件。

局地径向环流线性诊断方程是袁卓建等^[8-10]从地球—P坐标系中的原始方程组出发推导的椭圆型线性诊断方程，包含各种主要的动热力过程。该方程的诊断分析性能良好，在降水过程的诊断分析中得到了广泛的应用^[11-14]，如：陈桂兴等^[11]分析发现1998年长江流域洪水期低纬地区低频气旋的产生和传播主要与凝结潜热加热、边界效应及热量垂直输送作用有关，而中高纬地区低频气旋的产生和传播则主要与西风动量水平平流和温度平流作用有关。邹海波等^[12]诊断分析发现位置比气候态偏西的高空西风急流入口区反气旋切变侧的西风辐散抽吸持续影响我国南方地区，是造成2008年我国南方地区持续低温雨雪冰冻天气的主要原因。陈炳洪等^[13]分析发现潜热加热在2009年5月23日广东特大暴雨中起着主要作用，而高纬冷平流也有一定的贡献。黄忠等^[14]分析发现，潜热加热是2007年6月7—10日广东持续性暴雨的主要因子，而反映西风急流斜压槽活动的西风动量平流以及反映北方弱冷空气作用的水平温度平流也有一定的贡献。

上述关于2010年6月17—20日江西持续性暴雨过程的研究主要集中于天气学分析和数值模拟分析，对它的定量诊断分析还较少。因此，本文将利用局地经向环流线性诊断方程和每日4次（02、08、14和20时，北京时，下同）、水平分辨率为1°的NCEP FNL资料，对2010年6月17—20日江西的罕见持续性暴雨进行诊断分析，通过比较每个物理过程对垂直运动贡献大小，确定起主导作用的物理过程，并结合天气形势找出主要的天气影响系统。

1 降水实况及灾情

2010年6月17—20日湖南至江西一带出现了持续性暴雨过程，这次持续性暴雨过程的雨带呈东西分布，强降雨区（大于200 mm）主要位于江西境内，从江西中西部一直延伸到江西中东部（图 1a）。虽然这次过程的持续时间并不算长，仅有4天，但其降雨强度强，过程累计降雨量大，江西地区有20个站超过200 mm，10个站超过300 mm，6个站超过400 mm，3个站超过500 mm，其中金溪以597.3 mm为本次过程的最大。

强降雨区（图 1a中的实线矩形区域）平均的6 h累计降雨量变化情况（图 1b）显示，这次持续性暴雨过程分为两个主要降雨阶段：17日02时—18日14时和19日08时—20日20时。第一阶段最强降雨强度出现在17日08—14时，平均雨强约为5 mm·h^-1。与前一阶段相比，第二阶段的降雨不仅强度强，而且持续时间更长，其中最强雨出现在19日08—14时，平均雨强约为6.7 mm·h^-1，超过3.3 mm·h^-1的雨强持续了24 h（19日08—20日08时），第一阶段仅持续了6 h，与之对应，仅第二阶段江西地区就有1站累计降雨量超过400 mm，3站超过300 mm，9站超过200 mm。

受这次持续性暴雨过程的影响，江西境内多条公路塌方，鹰潭市铁路全部中断，赣江、抚河、信江、修河多个水文站先后出现超警戒水位洪水，并陆续出现险情，部分县城被淹，给农业生产、交通运输、水利设施和人民生产生活等造成严重影响。据统计，这次持续性暴雨过程共造成10人死亡、3.19万间房屋倒塌、436.01 hm²农作物受灾，直接经济损失达119.2亿元。这次持续性暴雨过程还导致了6月22日江西抚州唱凯堤的决堤^[2]。

2 诊断分析 2.1 方程简介

局地经向环流线性诊断方程是在地球—P坐标系中^[8-9]推导的，包含了各种重要的热力和动力过程，数学方程为：

$ \frac{\partial }{\partial y}\left( \frac{{{{\bar{\sigma }}}_{s}}}{\text{cos}\varphi }\frac{\overline{\partial \psi }}{\partial y}+\frac{1}{\text{cos}\varphi }\frac{\partial \bar{\alpha }}{\partial y}\frac{\overline{\partial \psi }}{\partial p} \right)+\frac{\partial }{\partial p}\left( \frac{1}{\text{cos}\varphi }\frac{\partial \bar{\alpha }}{\partial y}\frac{\overline{\partial \psi }}{\partial y}+\frac{{{f}_{A}}{{{\bar{\zeta }}}_{a}}}{\text{cos}\varphi }\frac{\overline{\partial \psi }}{\partial p} \right)=\\ \frac{\partial }{\partial p}\left[ {{f}_{A}}\left( \begin{align} & -\frac{\partial \bar{\Phi }}{\underset{1}{\mathop{\partial x}}\,}+\underset{2}{\mathop{\overline{{{F}_{x}}}}}\,\,-\underset{3}{\mathop{\bar{u}\frac{\partial \bar{u}}{\partial x}}}\,-\underset{4}{\mathop{\overline{{u}'\frac{\partial {u}'}{\partial x}}}}\,-\underset{5}{\mathop{\overline{{v}'\frac{\partial {u}'}{\partial y}}}}\,-\underset{6}{\mathop{\overline{{\omega }'\frac{\partial {u}'}{\partial p}}}}\,+ \\ & \underset{7}{\mathop{\overline{\frac{{u}'{v}'\tan \varphi }{a}}}}\,+\underset{8}{\mathop{f\overline{{{v}_{HC}}}}}\,-\overline{{{v}_{HC}}}\underset{9}{\mathop{\frac{\partial \bar{u}\text{cos}\varphi }{\text{cos}\varphi \partial y}}}\,-\overline{{{\omega }_{ZC}}}\underset{10}{\mathop{\frac{\partial {u}'}{\partial p}}}\,\left. {} \right) \\ \end{align} \right. \right]\\ -\frac{\partial }{\partial y}\left( {} \right.\underset{11}{\mathop{\frac{R\bar{\dot{Q}}}{p{{c}_{p}}}}}\,-\underset{12}{\mathop{\bar{u}\frac{\partial \bar{\alpha }}{\partial x}}}\,-\underset{13}{\mathop{\overline{{{v}_{HC}}}\frac{\partial \bar{\alpha }}{\partial y}}}\,+\underset{14}{\mathop{{{{\bar{\sigma }}}_{s}}\overline{{{\omega }_{ZC}}}}}\,-\underset{15}{\mathop{\overline{{u}'\frac{\partial {\alpha }'}{\partial x}}}}\,-\underset{16}{\mathop{\overline{{v}'\frac{\partial {\alpha }'}{\partial y}}}}\,+\\ \underset{17}{\mathop{\overline{{{\sigma }_{s}}{\omega }'}}}\,\left. {} \right) $

(1)

其中，（1）式左边的$\overline{\left( \text{ } \right)}=\left[ \int_{{{\lambda }_{2}}}^{{{\lambda }_{1}}}{\left( \text{ } \right)\text{d}\lambda } \right]/({{\lambda }_{2}}-{{\lambda }_{1}}) $为局地纬向平均，本文中取l₁=113°E，l₂=119°E，a为比容，${{\sigma }_{s}}=\alpha /\theta (-\partial \theta /\partial p) $为静力稳定度，ψ为径向环流流函数，f_A为惯性稳定度，ζ_a为绝对涡度。（1）式右边包含了各种主要的动力（第1—10项）和热力因子（第11—17项），其中第1项为气压梯度力，第2项为摩擦力，第3项为平均西风动力的纬向平流，第4—5项为涡动西风动量的纬向和径向平流，第6项为涡动西风动量的垂直输送，第7项是地球曲率项，第8项是地转偏向力，第9项是平均西风动量径向平流，第10项为平均西风动量垂直输送，第11项为非绝热加热项，第12项为平均纬向温度平流，第13项为平均径向温度平流，第14项为平均层结温度度与垂直对流，第15项为涡动纬向温度平流，第16项为涡动径向温度平流，第17项为涡动层结稳定度与垂直运动。另外，在求解（1）的数值解之前，必须给出方程（1）右边的各项的数值，其中作为已知量的v_HC（v中水平旋转无辐散部分）和ω_ZC（ω中构成纬圈环流的分量）没有观测资料，只能通过计算得到。在中纬度地区地转风近似无辐射，故可取$ {{v}_{HC}}\approx {{v}_{\text{g}}}$，以往的一些研究工作^[13-16]也采用了这一方法，将v_g代入连续方程并对连续方程从对流层顶（p_T =50 hPa）向下积分至p层可得到等压面p上另一个已知量ω_ZC。

$ {{\omega }_{ZC}}=\text{ }-\int_{{{p}_{T}}}^{p}{{}}\frac{\partial u}{\partial x}+\frac{\partial {{v}_{g}}\text{cos}\varphi }{\text{cos}\varphi \partial y}\text{d}p=\text{ }-\int_{{{p}_{T}}}^{p}{{}}\frac{\partial {{u}_{ag}}}{\partial x}\text{d}p $

(2)

此外，经向环流流函数ψ与经向环流经向风分量v_MC和垂直运动分量ω_MC的关系为：

$ {{v}_{MC}}=\text{ }-\frac{1}{\text{cos}\varphi }\frac{\partial \psi }{\partial p} $

(3)

$ {{\omega }_{MC}}=\frac{1}{\text{cos}\varphi }\frac{\partial \psi }{\partial y} $

(4)

当大气处于惯性和静力稳定时，方程（1）为椭圆型线性方程，可利用中央差分格式和超松弛迭代法^[10]求方程（1）的数值解。由于方程（1）是线性的，它的解可叠加或者分解，故可定量诊断分析方程（1）右端各项对局经向环流流函数或$ \overline{{{\omega }_{MC}}}$的单独贡献。

2.2 方程诊断性能检验

为了确保方程输出结果的可信度，在运用局地经向环流方程对2010年6月17—20日的持续性暴雨模拟和诊断分析前，先要检验方程的诊断性能。用“观测”的v_MC和ω_MC组成的经向环流场（v_MC，ω_MC）和模拟场（v_MC，ω_MC）进行对比分析，若模拟得出的经向环流中心位置和中心强度量级与观测场的差别不大，则可认为方程的诊断结果可信。

这次持续性暴雨过程强降雨期（2010年6月17日02时至20日20时）的模拟结果（图 2）显示，在开边界条件下由所有内力驱动的模拟的经向环流（图 2b）与观测的经向环流（图 2a）的上升运动中心、中心所在位置及强度吻合很好，模拟不足之处是高层垂直运动强度稍偏弱，其原因可能是：假设条件、差分计算等带来的误差，但前期相关工作^[11-12]表明这些异常并不影响物理因子贡献大小的排序。故可以认为，方程的输出结果是可信的。此外，本次过程强降雨区（图 1a中的实线矩形）700 hPa模拟的ω_MC与观测的ω_MC演变过程（图 3）也显示，两者吻合非常好，相关系数达到了0.93（样本数为42），这进一步证明了方程输出结果是可信的。

2.3 定量诊断分析

2010年6月16日20时至22日02时，强降水区（图 1a中的实线矩形区）的降雨量和ω_MC的演变过程显示（图 3），降雨量与观测和模拟的ω_MC均呈现较好的反相关趋势，其相关系数达到了-0.82（通过99%的信度检验），即可以通过对ω_MC的定量诊断来诊断本次持续性暴雨过程的形成机理。江西地处中纬度地区，大气运动处于准地转状态^[17]，局地经向环流方程（1）右端的气压梯度力（第1项）和科氏力（第8项）大小近似相等、方向相反，两者对局地经向环流或垂直分支的贡献基本抵消，故在诊断ω_MC的成因时可以不考虑气压梯度力和科氏力的作用。为了找出导致2010年6月17—20江西持续性暴雨的主要物理过程，需要先计算各因子对垂直运动的贡献百分比，贡献百分比的计算公式为：

$ P=\frac{\sum\limits_{j={{27}^{\circ }}\text{N}}^{j={{29}^{\circ }}\text{N}}{{}}\sum\limits_{t=1}^{t=n}{{{A}_{t, j}}}}{\sum\limits_{j={{27}^{\circ }}\text{N}}^{j={{29}^{\circ }}\text{N}}{{}}\sum\limits_{t=1}^{t=n}{{{B}_{t, j}}}} $

(5)

其中j代表纬度变化，t代表时间变化，n为时间变化总数，第一、二阶段n相同，n=7，A_{t, j}为单个因子激发的ω_{MC |500}，B_{t, j}为开边界条件下所有因子共同激发的ω_{MC |500}，P为该因子的贡献百分比。利用方程输出结果和（5）式，我们计算出了第一阶段和第二阶段各因子单独激发的500 hPa ω_MC和贡献百分比，在两阶段降雨过程中贡献百分比超过1%的因子见表 1。从表 1可以看出，在第一阶段，与对流活动有关的潜热加热激发的上升运动对江西暴雨区的上升运动贡献最大，贡献百分比为97.6%，是造成江西暴雨最为重要的原因。此外，反应西风带斜压槽影响的经向温度平流、反映西风急流影响的经向西风动量输送和边界条件对江西暴雨区的上升运动也有一定的正贡献，分别为8.4%、3.2%和7.6%。以上物理过程对江西暴雨区的上升运动的正贡献之和超过了115%，表明必然有其他物理因子抵消他们的作用，这类因子主要包括与静力稳定度相关的平均温度垂直输送（贡献百分比为-11.4%）、与西风急流有关的纬向西风动量平流（贡献百分比为-3.2%）和涡旋西风动量经向输送（贡献百分比为-1.8%）。在第二阶段，潜热加热仍是造成江西暴雨最为重要的原因，但贡献百分比较第一阶段有所下降，为83.0%。平均纬向温度平流、平均经向西风动量输送、平均温度经向平流、边界条件和西风动量纬向输送对暴雨区的上升运动都有一定的正贡献，分别为6.0%、5.1%、4.1%、3.0%和2.0%，仅有涡旋西风动量经向输送对暴雨区的上升运动有一定的负贡献，为-1.6%。对比第一、二阶段各因子激发的ω_MC和贡献百分比还可以发现，虽然第二阶段潜热加热对上升运动的贡献百分比有所下降，但激发的上升运动ω_MC却明显加强（第一阶段为-0.212 Pa·s^-1，第二阶段为-0.353 Pa·s^-1），这主要是因为第一阶段其他因子激发的垂直运动存在明显的抵消作用，总的模拟的ω_MC与潜热加热激发的ω_MC相当，潜热加热的贡献百分比大，而第二阶段其他因子激发的垂直运动对暴雨区的上升运动基本都为正贡献，即总的模拟的ω_MC较潜热加热激发的ω_MC大，潜热加热的贡献百分比有所较小。从表 1还可以看出，温度平流垂直输送和西风动量纬向平流这两个因子在第一、二阶段对垂直运动贡献变化最为明显，在第一阶段均为负贡献，但到第二阶段却变为了正贡献。

3 主要因子代表的天气形势 3.1 潜热加热

潜热加热或冷却主要来源于水汽的凝结或蒸发，而水汽的凝结或蒸发又体现为水汽通量的辐合或辐散，故可以用水汽通量散度来分析潜热加热对2010年6月17—20日江西持续性暴雨的影响。

2010年6月16日02时，500 hPa东亚中高纬环流形势为两脊一槽型，低压槽位于我国东北，两高压脊分别位于贝加尔湖西侧和鄂霍茨克海附近，中低纬西太平洋副热带高压（西太副高）自太平洋中部向西延伸至中南半岛，呈带状分布，西太副高脊线位于20°N附近（图略），西太副高的强度和位置一直稳定维持至这次持续性暴雨过程结束，这与尹洁等^[2]阐述的环流形势一致，但此时贝加尔湖高压脊东南侧有一切断低涡，且逐渐向东南方向移动。17日02时切断低涡移至内蒙古中部，受高空气流的引导，700 hPa上切断低涡西南侧西北气流与副高北侧的西南气流在交汇于30°N附近，江西北部地区水汽通量辐合（图 4）和上升运动（图 3）开始加强，降水开始增大（图 1b）。随着500 hPa切断低涡的继续东南移，700 hPa上的辐合带也逐渐南移，与之对应水汽通量的辐合区也逐渐南移，18日14时，水汽通量辐合区（图 4）和700 hPa的辐合带（图略）都南压至26°N附近，18日20时500 hPa切断低涡移至渤海上空，700 hPa低涡南侧的西风气流控制江西中北部地区，700 hPa辐合带消失，江西地区的水汽通量辐合显著减小（图 4），第一阶段降水过程结束。随着切断低涡的继续东移，19日02时，700 hPa上低涡西侧的反气旋式（受高空低涡西侧脊的引导）环流南侧的偏东气流与副高北侧的西南气流在27°N附近形成暖式切变线，江西暴雨区的水汽通量辐合（图 4）和上升运动（图 3）开始加强，第二阶段降水开始，与此同时500 hPa上在青藏高原东南侧有一浅槽生成，并逐渐向东移动。此后，切断低涡继续东移，强度逐渐减弱，与之对应700 hPa上的暖式切变线逐渐北抬，19日14时北抬至30°N附近（图略）。19日20时切断低涡减弱为低压槽并与高原东南侧的低压槽合并成一个东北西南向的深厚低压槽，江西北部地区位于槽前，700hPa上的切变线也呈东北西南向，且穿越江西西北部地区，此时江西暴雨区的水汽通量辐合为本次持续性暴雨过程的最强，与之对应上升运动和降雨也为本次过程之最强。随着500 hPa东北西南向的低压槽逐渐减弱东移，20日20时低压槽东移出海，700 hPa江西北部地区受反气旋式环流控制，水汽通量辐合（图 4）和上升运动（图 3）显著减弱，降雨过程结束。

3.2 西风动量输送

2010年6月17—20日江西持续性暴雨期间，东亚中高纬环流形势呈现正压结构，400—200 hPa的环流形势与500 hPa相似，16日02时300 hPa上贝加尔湖东南侧也有一切断低涡，并逐渐东南移，切断低涡南侧的高空西风急流也逐渐东移，17日08时切断低涡移至内蒙古东部，高空西风急流中心移至华中地区西部（图 5a），江西暴雨区位于这个高空西风急流出口区的反气旋切变侧，高空西风动量纬向平流将在中层激发下沉运动^[12]，这就是第一阶段降雨过程中，西风动量纬向平流对江西暴雨去起负贡献（表 1）的主要原因。随着高空切断低涡继续向东南方向移动，切断低涡南侧的西风急流也随之东移，19日08时高空西风急流中心移至江苏东侧，江西暴雨区位于西风急流入口区反气切变侧（图 5b），高空西风动量纬向平流将在中层激发上升运动^[12]，这就是第二阶段降雨过程中西风动量纬向平流对江西暴雨去起正贡献（表 1）的主要原因。

3.3 温度垂直输送

根据方程（1）和（4），利用任何物理量二阶导与其本身反号的性质^[17]，平均温度垂直输送激发的垂直运动可表示为：

$ \overline{{{\omega }_{MC}}}\infty \frac{{{\partial }^{2}}}{\partial {{y}^{2}}}({{{\bar{\sigma }}}_{s}}\overline{{{\omega }_{ZC}}}) $

(6)

方程（1）输出结果和NCEP fnl资料都表明（图略），在2010年6月17—20日江西持续性暴雨过程中，对流程中高层（850 hPa以上）江西地区为静力稳定区（$ \partial \theta /\partial p <0$），即${{{\bar{\sigma }}}_{s}} $ >0，且位势温度θ 在35°N以南随纬度变化非常小，即$\partial {{{\bar{\sigma }}}_{s}}/\partial y\gg 0 $，故（6）可简化为：

$ \overline{{{\omega }_{MC}}}\approx {{{\bar{\sigma }}}_{s}}\frac{{{\partial }^{2}}\overline{{{\omega }_{ZC}}}}{\partial {{y}^{2}}} $

(7)

纬向环流的垂直分支$ \overline{{{\omega }_{ZC}}}$显示，第一阶段降水过程中，江西暴雨区从对流层低层至350 hPa为是上升（$ \overline{{{\omega }_{ZC}}}$ < 0）运动区（图 6a），热量从低层向高层输送（${{{\bar{\sigma }}}_{s}}\overline{{{\omega }_{ZC}}} $ < 0），根据（7）以及任何物理量的二阶导与其本身反号^[17]的特性，由平均温度垂直输送激发的经向环流垂直分支$\overline{{{\omega }_{MC}}} $ >0，即经向环流环流的垂直分支下沉运动。在第二阶段降水过程中，江西暴雨区从对流层低层至200 hPa为是下沉（$\overline{{{\omega }_{ZC}}} $ >0）运动区（图 6b），热量从高层向低层输送（${{{\bar{\sigma }}}_{s}}\overline{{{\omega }_{ZC}}} $ >0），根据（4）和（5）可推导出$\overline{{{\omega }_{MC}}} $ < 0，即经向环流环流的垂直分支为上升运动。这就是平均温度垂直输送对暴雨区上升运动的贡献在第一阶段为负贡献、第二阶段为正贡献的主要原因。

3.4 温度平流

2010年6月17—20日江西持续性暴雨期间，500 hPa温度场青藏高原为一个热源，热量向南和东南方向陆地减弱较小，即青藏高原及其南侧和东南侧相对较暖，等温线在暴雨区呈南北走向（图 7a和图 7b），这种温度场从850 hPa一直延伸至400 hPa，这主要是因为水陆比热容的差异和空气热量主要来源地面长波辐散所致。从图 7a和图 7b还可以看出，在2010年6月17—20日两阶段降水过程中，西太副高稳定维持在我国东南沿海，暴雨区受西太副高北侧的偏西气流控制，空气从暖区流向冷区，为明显的暖平流，有利于上升运动的形成^[12]。这就是温度平流在第一二阶段降雨过程中均对暴雨区上升运动起着正贡献的主要原因。图 7a和图 7b还显示，第一阶段整个暴雨区的暖平流不足0.000 1 K·s^-1，而第二阶段暴雨区东南侧的暖平流超过了0.000 1 K·s^-1，与之对应，温度平流激发的垂直运动在第二阶段（-0.043 Pa·s^-1）明显较第一阶段（-0.019 Pa·s^-1）强（表 1）；在整个持续性暴雨期，暴雨区的温度平流以纬向温度平流为主（图 7a、b），这是第一二阶段纬向温度平流激发的上升运动较经向温度平流激发的上升运动强的主要原因。

4 结论

利用常规气象观测站每6 h一次的降水资料、NCEP FNL分析资料，运用局地径向环流线性诊断方程对2010年6月17—20日的江西持续性暴雨的两阶段（17日02时至18日14时和19日08时至20日20时）降水进行了诊断分析，得出如下结论：

（1）潜热加热是造成两阶段暴雨最为重要的原因，且在第二阶段激发的上升运动（-0.353 Pa·s^-1）明显强于第一阶段（-0.212 Pa·s^-1）；经向温度平流、经向西风动量平流和边界条件在两阶段降雨中都有一定的正贡献；平均温度垂直输送和纬向西风动量平流在第一阶段为负贡献，在第二阶段转为正贡献。

（2）500 hPa青藏高原东南侧有浅槽生成并逐渐东移加深，与东南移减弱的切断低涡合并形成东北西南走向的深厚低压槽（江西为于槽前），700 hPa东北西南走向的切变线穿越江西暴雨区西北部，是造成凝结潜热加热在第二阶段明显加强的主要原因。

（3）随着东亚中高纬长波槽脊的东移，高空西风急流随之东移，暴雨区在第一阶段（第二阶段）位于高空西风急流出口（入口）区反气旋切变侧。高空西风急流出口（入口）区反气旋切变侧的辐合下沉（辐散抽吸），致使平均西风动量纬向平流对上升运动贡献从第一阶段为负贡献转为第二阶段为正贡献。

（4）第一（二）阶段暴雨区平均温度由低层向高层（高层向低层）输送是造成平均温度垂直输送对上升运动起负（正）贡献的主要原因。而暴雨区对流层中低层一直受暖平流控制，是暖平流在两阶都起正贡献的主要原因。