登陸熱帶氣旋Bilis（0604）暴雨增幅與風場結構變化

周玉淑1 鄧滌菲1 李建通2

?

登陸熱帶氣旋Bilis（0604）暴雨增幅與風場結構變化

周玉淑鄧滌菲李建通

1中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴院重點實驗室，北京 100029 2廈門市氣象局，廈門361012

利用日本氣象廳區域譜模式（RSM）20 km再分析資料及改進的調和—余弦算法，對2006年4號臺風Bilis登陸后暴雨增幅前后風場的結構變化特征進行了比較分析。Bilis臺風登陸西行過程中，于14日18:00（協調世界 時，下同）開始，至15日12:00出現明顯的暴雨增幅現象。在暴雨增幅前后時段，暴雨區的全風場及無輻散風分布變化強度小于無旋風。具體表現為：暴雨增幅前，Bilis低層西南部的無旋風速加強，輻合中心與Bilis中心逐步靠近，垂直上升運動加強；在暴雨增幅期間，Bilis西南部的低層和高層的無旋風速都一致持續加強。這種無旋風場上的變化與暴雨強度變化有很好的相關性，即：無旋風在Bilis西南部的增強及輻合增強與該區域暴雨的增強相對應，暴雨增幅的時段與高低層無旋風的風速加大和輻合增強是一致的。對暴雨增幅起主導作用的是無旋風的變化及其引起的散度變化。無旋風速及輻合增強時，暴雨增強并維持；無旋風及輻合減弱后，暴雨強度逐漸減弱。無輻散風強度變化與暴雨強度變化相反，而全風速在暴雨增幅前主要由無旋風決定，暴雨減弱階段主要由無輻散風決定，對無旋風及無輻散風的分析能更加明顯的揭示出暴雨增幅時期風場的具體變化。相對于全風場分析，無輻散風和無旋風能提供更多的風場結構變化與暴雨增幅的關系，這對于預報和分析登陸臺風的風雨分布有一定的促進作用。

Bilis臺風 暴雨增幅 風場結構 無旋風

1 引言

我國是世界上臺風登陸最多、受臺風災害最嚴重的國家（陳聯壽和丁一匯，1979），臺風是造成我國氣象災害和次生災害最主要的天氣系統之一。過去幾十年，國內外氣象學家對臺風進行了大量的研究，內容涉及臺風的運動機理和路徑預報方法，臺風發生發展及結構和強度變化，臺風的登陸和變性過程，以及臺風登陸后的衰減和維持機制及其引起的暴雨分布等。目前，臺風的研究和業務預報技術雖然有了很大發展，預報準確率也有提高，但提高得不快（程正泉等，2005；陳聯壽，2006）。借助于氣象衛星、多普勒天氣雷達、自動氣象觀測站等多種觀測手段對臺風的全方位精確監測，以及數值預報技術和模式的發展，我國在臺風路徑的業務預報方面取得了長足的進步，從上世紀九十年代以來，特別是最近幾年，我國臺風路徑的綜合預報誤差呈現逐漸減小的趨勢。但是，在臺風的風雨分布預報方面，進步不大。隨著中尺度數值模式的發展和廣泛應用，對臺風的數值模擬研究迅速增多，而且，雷達、衛星等高時間分辨率的非常規資料逐漸進入氣象學研究范疇，在臺風和暴雨模擬分析及預報等方面得到了廣泛應用（張慶紅等，2000；程麟生和馮伍虎，2001；鄧國等，2005；李柏等，2007；周玉淑和李柏，2010），也較好地改進了模擬效果。但直接利用這些模擬結果在登陸臺風的暴雨增幅與風場結構分析方面仍然不夠，對臺風登陸后暴雨增幅及其風雨分布的了解都還遠遠落后于模擬本身。這其中的一個原因在于模式輸出風場資料的無輻散風和無旋風是混在一起的，無法分別分析它們在臺風發展過程中的變化作用。

以往對臺風風場分布的分析，主要都是利用已有的全風場來進行的，沒有將無輻散分量和無旋分量區分，而臺風是旋轉運動和輻合輻散運動都很強的系統，有必要分別針對它的旋轉變化和輻合輻散變化來分析對應風場的分布和結構的變化，這也是研究登陸臺風的暴雨增幅與風場結構變化之 間的重要內容之一，但有關這方面的研究還不多見。2006年的第4號（0604號）臺風Bilis，在登陸后出現了明顯的暴雨強度增強現象，為我們研究登陸臺風的暴雨增幅與其風場結構變化之間的聯系提供了較典型的個例。目前，對Bilis的研究已有很多成果，如康志明等（2008）的診斷結果認為西太平洋副熱帶高壓和大陸高壓合并、西南季風異常活躍、高空強輻散流場和弱垂直切變等均有利于Bilis在陸上維持不消；周海光（2008）利用多普勒雷達反演資料分析了Bilis中引發特大暴雨的中尺度結構，認為Bilis引發的特大暴雨主要是由中低層西南—東北走向的b中尺度輻合線引發的，輻合線對于水汽輸送以及暴雨的形成、觸發、維持具有重要作用；Gao et al.（2009）通過資料分析指出：垂直風切變、暖平流、鋒生及地形對Bilis登陸后的強降水都有影響；Wang et al.（2010a）認為低頻振蕩及季風涌活躍是Bilis登陸后造成華南降水突然增加的一個原因；Wang et al.（2010b）利用云分辨模擬結果分析了層云及對流云降水區中大尺度強迫對Bilis垂直結構的影響；Yu et al.（2010）的分析結果也表明，環境風的垂直風切變對Bilis降水的非對稱分布有重要作用，而石順吉等（2009）利用中尺度數值模式WRF-ARW對Bilis進行的數值模擬敏感性試驗分析表明，環境垂直風切變對Bilis的一波非對稱降水結構形成的影響顯著大于地形、下墊面屬性的改變及風暴移動速度的影響，并認為冷空氣的侵入對Bilis降水的形成也有重要貢獻。

以上研究基于診斷分析或數值模擬，從不同角度針對Bilis登陸后殘渦維持不消及其引發的暴雨過程做了深入探討，但均沒有涉及Bilis自身的風場結構變化分析。本文利用改進的調和—余弦算法（Chen and Kuo，1992；周玉淑等，2008）計算得到的無輻散風和無旋風，結合常規天氣圖分析，從風場分解角度揭示臺風內部無輻散風與無旋風的特征，對Bilis臺風登陸后暴雨增幅前后的風場結構進行對比分析，并以此來揭示Bilis臺風風場強度及結構變化與其暴雨增幅之間的相互聯系，研究臺風風場垂直結構變化對暴雨強度及落區的影響，這對臺風科學研究和業務應用都具有重要價值。

2 資料及方法

按照改進的調和—余弦算法的基本步驟，利用日本氣象廳區域譜模式（RSM）20 km分辨率的再分析資料（該資料以日本為中心，往西約到108°E，往東約到165°E，可以描述西太平洋上臺風移動及登陸我國的過程；資料時間間隔為6 h，每天共4個時次），對0604號登陸熱帶氣旋Bilis作水平風 場分解，以分析這個給我國南方帶來嚴重洪澇災害的臺風在登陸后移動過程中的結構變化，并結合常規天氣圖分析方法，提取更細致的臺風風場結構信息及其與暴雨增幅的關系。文中用到的Bilis環流背景分析資料為美國環境預報中心（NCEP）和國家大氣研究中心（NCAR）的1°×1°的再分析資料。

3 Bilis臺風簡介

2006年西北太平洋熱帶氣旋活動頻繁，且具有登陸比率大、登陸熱帶氣旋強度級別高等特點。其中，4號臺風Bilis于7月9日下午在菲律賓以東的西北太平洋洋面上生成，之后向西北方向移動，強度逐漸加強，11日下午加強為強熱帶風暴，向臺灣省東北沿海靠近，13日22:20（協調世界時，下同）在宜蘭附近登陸，中心附近最大風力有11級，登陸后向偏西方向移動穿過臺灣北部，于13日晚進入臺灣海峽并繼續向北移動，向福建北部沿海靠近。14日12:50前后在福建霞浦地區再次登陸，中心附近最大風力仍有11級，之后向偏西方向移動，強度逐漸減弱，當天下午在福建閩侯縣境內減弱為熱帶風暴，但繼續向中國內陸深入。15日下午在江西境內減弱為熱帶低壓，中心向西偏南方向移動，先后穿越湖南、廣西等省區，最后18日晚在云南東部地區消亡。該強熱帶風暴減弱為低氣壓后深入內陸，其生命史之長，降雨強度之大，影響范圍之廣，在歷史上極為少見。Bilis臺風在整個發展過程中，結構松散，中心附近對流不強，沒有眼壁和臺風眼結構，風力不是特別強，但降水強度大，持續時間長，汛情嚴重，山體滑坡，泥石流等地質災害多發，是近十年來臺風災害導致傷亡人數最多的一次。

圖1a、b分別是Bilis的移動路徑和強度變 化。由圖可見，Bilis在其發展移動過程中，強度不強，最大風速僅在7月12日12:00到14日00:00達到31 m s，在14日12:00登陸以后減弱到20 m s，最低中心氣壓也只達到975 hPa，但是登陸后，在西行過程中，其殘渦不消，在陸地上維持了4 d之久，造成福建、江西、湖南和廣西等省大面積的暴雨洪澇災害，尤其在14日18:00以后出現了明顯的暴雨強度增強現象。本文重點分析Bilis登陸西行過程中造成的暴雨強度增強過程及對應的風場結構變化。

4 Bilis臺風的環流背景及其登陸后的暴雨增幅情況

4.1 Bilis臺風的環流背景分析

在Bilis形成初期（7月8日00:00到12日00:00，圖略），西太平洋上還有另外一個熱帶氣旋Ewiniar（0603號臺風），在Bilis形成并向西北方向移動的同時，Ewiniar沿東海、黃海向東北偏北移動，之后登陸朝鮮半島并減弱成溫帶氣旋，與此同時，中國大陸長江流域以南的大部分地區都位于副熱帶高壓的西側，處于孟加拉灣至中南半島的低槽前，在副熱帶高壓西側偏南氣流和孟加拉灣到中南半島低槽前西南暖濕氣流的持續輸送下，我國華南地區水汽條件非常充沛。7月12日12:00（圖2a），中南半島上的低槽已減弱，副熱帶高壓西伸脊點位于（30°N，120°E）附近，Ewiniar向東北方向移動并已減弱合并到中緯度西風槽中，此時Bilis加強為強熱帶風暴向西北方向移動；13日12:00（圖2b），副熱帶高壓突然西伸北抬，西伸脊點到達（35°N， 115°E），Bilis登陸臺灣北部；14日12:00（圖2c），副熱帶高壓西伸至110°E，Bilis在福建霞浦地區再次登陸，中心附近最大風力仍有11級；15日12:00（圖2d），西伸的副熱帶高壓斷裂成東西兩部分，其中東部高壓回撤至120°E以東的西太平洋上，而西部高壓位于中國大陸上空。受西部大陸高壓東側偏北氣流影響，Bilis轉而向西偏南方向移動，在江西境內減弱為熱帶低壓；其后Bilis先后穿越湖南、廣西等省區，最后18日晚在云南東部地區消亡。

Bilis發展初期（圖3a），在副熱帶高壓西側偏南氣流和孟加拉灣到中南半島低槽前西南氣流的暖濕氣流共同作用下，我國中東部存在一條從云南經四川、湖南西北部、湖北中西部到河北西部的西南東北走向的帶狀高濕區。除東部地區外，南方大部地區850 hPa等壓面上的相對濕度都超過80%，同時刻Bilis環流中的相對濕度更是高達98%，部分區域甚至達到99%，水汽含量非常充沛。在Bilis發生發展及登陸減弱過程中，除中國南方地區已經具備充足的水汽條件外，Bilis自身環流也一直位于西南季風氣流和西太平洋副高西部偏南氣流中，這兩支氣流輸送的水汽隨著Bilis外圍的氣旋性環流卷入臺風中，使得Bilis的環流一直處在高濕環境中。在Bilis登陸后（圖3b），中東部高水汽帶與Bilis環流水汽高值區結合在一起，使得南方地區的高濕大值區連成一片，且這個高水汽特征維持至Bilis減弱消亡。因此，盡管Bilis最強的強度只是達到強熱帶風暴，但其水汽條件一直非常充足（Bilis移動過程中各時刻相對濕度及比濕都很大，圖略），這是Bilis登陸后造成嚴重洪澇災害的重要條件之一。

4.2 Bilis臺風登陸后的暴雨增幅情況

Bilis登陸我國大陸后引發的強降水從14日開始，至18日結束，共持續5天。其中，14日至15日白天主要是Bilis云系降水，暴雨落區主要位于Bilis中心附近及其西南側；15日夜間到18日強降水是在季風槽支持下的Bilis再生加強云帶（也可說是季風槽云系）降水，暴雨落區位于臺風東部的南嶺附近及其南面的廣東、廣西；其中廣東北部和東部、湖南南部、廣西東部，以及浙江南部沿海、福建沿海的過程雨量達200～500 mm。

具體而言，由圖4可以看到，在臺風登陸初期的7月14日12:00（圖4a），由Bilis引發的降水主要發生在臺風中心東南側的中國沿海的福建和廣東交界附近，6小時累積降水量最大達30 mm；6小時后，7月14日18時（圖4b），降水量大值區轉至臺風西南側，6小時累積降水量猛增至70 mm以上；隨后15日00:00（圖4c）和06:00（圖4d），降水量大值區一直位于Bilis的西南側，6小時累積降水中心極大值都超過80 mm。15日12:00開始（圖4e），雖然單站6小時累積降水量最大值還有77 mm左右，但大范圍的降水強度已明顯減弱，降水范圍明顯縮小，15日18:00（圖4f），臺風中心西南側降水開始減少，而臺風的東南側和福建沿海地區降水有一定程度的增加，這與新一輪的季風涌和地形有關，不是本文分析的Bilis暴雨增幅期間的降水。

5 Bilis臺風暴雨增幅前后的風場結構變化

5.1 Bilis臺風暴雨增幅前后的水平風場變化特征

一般而言，在臺風登陸后，隨著臺風強度的 減弱，臺風降水一般會減少，但從前面的分析可知，0604號臺風Bilis登陸后的7月14日12:00至15日12:00，盡管臺風中心氣壓升高了7 hPa，中心附近最大風速減小了7 m s（圖1），但在Bilis臺風西南側的湖南、江西和廣東交界處6小時累積降水量卻突然增強了近50 mm（圖4）。臺風登陸強度減弱伴隨的這種臺風降水卻突然增加是很難預測的，目前仍然是臺風降水業務預報及研究面臨的一個難題。如果能找出一種可以提前預測登陸臺風降水異常變化的方法，將能很大程度上為登陸臺風降水的預報提供幫助，減少不必要的經濟損失和人員傷亡。因此，在水汽條件充足的情況下（圖3），本節主要從風場分解出的無旋風和無輻散風出發，分析臺風降水增幅前后表現出的風場變化特征，以期了解臺風降水突然增幅的原因。

在Bilis臺風降水增幅的整個過程中，Bilis臺風的原風場（圖5）上，大風區主要出現在臺風的東部及北部區域（圖5中由等值線表示），如圖5a中，降水開始增幅時刻，除了Bilis西南部區域外，其他區域的風速都大于15 m s，隨著Bilis西移及降水增幅發展，其中心以北地區的大風區逐漸減小（圖5b）并被切斷（圖5c），隨后其西北部的小范圍的風速大于15 m s的區域向南發展（圖5c、d）并減小，但這個區域與降水增幅區域（圖4）并不重疊。從圖中陰影區表示的全風場的6小時變化來看，降水增幅前，風速變化較大的區域則處于臺風中心東南及西北部地區（圖中陰影區），這可能與臺風系統的整體移動及西南季風有關，到了14日18:00，也就是暴雨增幅開始時刻，全風速變化主要出現在臺風中心南部和東部，繼續保持一條西南—東北走向的風速變化大值區，西北部的風速變化大值區明顯減小。而在暴雨增幅區域（24°～25°N，114°E）附近，出現了小范圍集中的風速變化大值區。從相同時刻的無輻散風（圖6a–d）的分布來看，等值線代表的無輻散風速與全風場的分布類似，大風區都位于Bilis臺風環流的東部，但其北部風速明顯小于全風速。也有一條西南—東北走向的帶狀風速變化大值區，但在降水增幅時期，如14日18:00，暴雨區附近（24°～25°N，114°E）的無旋風速無明顯變化，與全風場上該區域的小范圍風速變化大值區不一致。在15日00:00和06:00，與全風場上西北部對應的大于15 m s的區域在無輻散風分布上不明顯，在Bilis西北部，只有較小范圍的區域剛 剛達到15 m s（圖6c、d中等值線），且這個區域到15日18:00已完全消失。在暴雨增幅期間，全風速在暴雨增幅開始時刻的14日18時有明顯的變化，在15日00:00和06:00，暴雨最強的時段雖然有變化，但變化不大。而無輻散風速的變化較小，變化區與降水區也不一致，說明無輻散風變化與降水增幅的關系并不明顯。

與全風場及無輻散風的分布變化相比，在Bilis暴雨增幅期間，其無旋風分布及強度出現了明顯的變化，且其強度變化大值區與散度輻合增強區與暴雨增幅區是一致的，說明Bilis登陸后的暴雨增幅與無旋風強度及其輻合輻散的強弱變化可能有一定的關聯。具體分析如下。

在7月14日12:00，即暴雨增幅前6小時（圖7a），900 hPa無旋風速大值區出現在臺風中心的東北和東南側（圖中等值線），臺風中心東北側主要表現為一致的東北大風，風速最大達12 m s，而臺風東南側主要以東南風為主，風速最大達11 m s。盡管臺風東北和東南側無旋風很大，但東北側盛行較一致的東北風，東南側盛行較一致的東南風，風場輻合都較弱。而在Bilis的西南象限，雖然無旋風風速相對要小，最大只有8 m s，但偏北風和西南風輻合明顯，使得該處出現輻合最強區，散度最小值超過－1.5×10s（散度圖略）。該時刻風速變化（圖中陰影區）也是出現在臺風中心的東北和偏東側。

7月14日18時，Bilis臺風西南側降水開始出現增幅，900 hPa無旋轉風大值區仍然出現在臺風中心的東南至東北側（圖7b等值線），無旋風最大風速達14 m s，但風向比較一致，風場輻合還是很弱。風場輻合最強區位于臺風西南象限，東北無旋風、西南無旋風和西北無旋風在此輻合，散度較7月14日12:00略有減小。和7月14日12:00相 比，最明顯的變化是無旋風大值區自臺風東北象限向西南象限移動，8 m s無旋風等值線已穿過臺風中心。陰影區表示的風速變化除了在臺風中心東側及北側區域外，在其西南側的暴雨增幅區，出現了無旋風速變化的大值，這個高值區與全風速上該區域的風速變化是一致的，而無旋風在該區域沒有明顯變化，說明該處全風場的變化主要是由無旋風的變化造成的。

至7月15日00:00（圖7c），Bilis臺風降水增加更為明顯，900 hPa無旋轉風分布較前12小時有了很大改變，臺風東北側無旋風大風區明顯減弱，而西南側的無旋風速突然增大至11 m s，各種風向氣流自四周涌入臺風西南象限，輻合明顯。此時臺風輻合中心與無旋風風速大值中心逐漸靠近。從陰影區表示的風速變化可見，該時刻的風速變化集中在暴雨增幅區，其他區域的無旋風變化則不明顯。

7月15日06:00（圖7d），Bilis臺風降水繼續保持，臺風東北側大風區繼續減弱，至8 m s，而臺風西南側的無旋風風速繼續增大，達到13 m s。風速變化與15日00:00類似，集中在暴雨增幅 區，其他區域的無旋風變化則不明顯。該時刻是無旋風大值區和散度最小（輻合最強）區最接近的時刻，也是Bilis西南側強降水維持的時段，表明低 層無旋風分量增大導致輻合增強，有利于降水的增強。

自7月15日12:00，Bilis臺風西南側降水開始減弱，900 hPa無旋轉風大風區在臺風的東北側較前一時刻有所加強，盡管其西南側的無旋風速最大值仍有12 m s，但強度較前一時刻已減弱（圖略）。該時刻無旋風大風區雖然還維持，但無明顯強度變化，負散度大值區在臺風西南側較Bilis臺風降水增幅時略有所偏移，降水減小。到了15日18:00，Bilis登陸后造成的暴雨增幅現象不再維持，從相應時刻無旋風的分布（圖略）可以看到，此時Bilis西南部的無旋風大風區及其強度變化都已明顯減弱。

通過以上對Bilis暴雨增幅期間的降水與對應時刻的風場及其強度變化分布分析可知，在暴雨增幅期間，無輻散風分量雖然在Bilis環流的西北部及西部有小范圍的風速增強，但該區域沒有明顯降水，與暴雨增幅關系不明顯。暴雨增幅開始時刻，全風速在暴雨區的增強主要由無旋風增強造成。無旋風分量在暴雨增幅期間，其強度及其變化都出現明顯增強，且增強變化區域與暴雨增幅的區域基本重合，說明無旋風分量的增強對暴雨強度有重要影響，這是因為無旋風變化導致了低層輻合輻散運動的變化，從而引起垂直運動的調整，垂直運動將水汽往高層輸送后，往往會帶來強的降水。為對Bilis暴雨增幅有更深的認識，下面本文對暴雨增幅前后風場的垂直結構進行分析。

5.2 Bilis臺風暴雨增幅前后的風場垂直結構特征

在Bilis暴雨增幅前6小時（圖8a），即7月14日12:00，過Bilis臺風的西南部暴雨區的剖面中（圖7中AB線），Bilis臺風中心附近低層和高層的無旋風較東北象限剖面（圖略）要小得多，沒有形成連成一致的無旋風速大值區，但是臺風中心附近高低層貫通的垂直上升速度已經形成，最大的上升速度－1.4 hPa s在400 hPa。在Bilis降水開始增幅時，即7月14日18:00，沿圖7b中AB線的垂直剖面 （圖8b）上，Bilis臺風中心附近低層和中高層的無旋風大值區與前一時刻比開始向臺風中心靠近，最大的上升速度提高到－1.8 hPa s，這可能是由于在Bilis移動過程中，由于來自南部海域季風水汽的持續向北輸送，被Bilis減弱后的低渦環流系統卷入低渦內，而東北風與西南風及偏南季風在湖南江西附近輻合加劇了該區域冷暖空氣的溫度和濕度對比，也有利于上升運動的維持和對流的發生。7月15日00時，圖7c中AB線的剖面（圖8c）上，高中低層的無旋風速都突然增大，低層以900 hPa為中心和高層以400 hPa為中心的最大無旋風速都增大到了10 m s，中層在112°E左右700～600 hPa最大風速增大到了6 m s，而更高一點在116°E增加到了10 m s，200 hPa臺風的西側無旋風增大15 m s，由于有低層輻合高層輻散動力場的形成和維持，使得整層的垂直速度最大在600 hPa達到－2.1 Pa s了。7月15日06:00（圖8d），中高層的無旋風速變化不大，低層以900 hPa為中心無旋風速繼續增大，最大值已超過13 m s，整層的垂直速度仍然很強。7月15日12:00，Bilis西南側降水開始減弱，中高層的無旋風速都開始減弱，低層以900 hPa為中心無旋風速減弱到6 m s（剖面圖略），高層200 hPa臺風的西側無旋風也較弱了2 m s，但整層的垂直速度仍然很維持，在111°E和113°E各為一個上升速度大值區，分別為－1.8和－2.1 Pa s。

總的來說，暴雨增幅前，低層Bilis西南部的無旋風速明顯加強，且輻合中心與Bilis無旋風速大值中心逐步靠近，而高層的無旋風速也有明顯的增強，對應的垂直上升速度也明顯加強；在暴雨強度最強的15日00:00～12:00期間，Bilis西南部的低層和高層的無旋風速都一致持續加強。這種無旋風場上的變化與暴雨強度變化有很好的相關性，即：無旋風在Bilis西南部的增強及輻合增強與該區域暴雨的增強相對應，暴雨增幅出現在高低層無旋風的風速加大和輻合增強以后。低層輻合及高層輻散的增強使得暴雨區上空垂直運動增強發展，低層水汽得以不斷被輸送到中高層，是暴雨增幅的動力條件之一。與Bilis西南部無旋風增強相反的是，在Bilis東北部無旋風速和對應的微弱低層的上升運動在暴雨增幅時期則是明顯減弱，使得Bilis暴雨增幅前后，其無旋風場分布在西南部與東北部出現明顯的非對稱變化，表現為西南部無旋風速增大，輻合加強，而東北部無旋風速減小。

從4.1和4.2節的分析中，在Bilis臺風西南側降水增幅出現前后的整個過程中，臺風中心附近無旋風大風區位于臺風的東北和東南側，但由于此處風向為比較一致的偏東風，所以風場輻合比較弱，上升速度也非常弱，因此，雖然中國華南地區已經具備相當豐富的水汽條件，但動力抬升運動沒有滿足，此處不能產生降水。在臺風的西南側，降水增幅前，此時該處還是無旋風速的一小值區，但是由于來自南部海域的季風氣流被Bilis減弱后的低渦環流系統卷入低渦內，而東北風與西南風及偏南季風在湖南江西附近輻合加劇了該區域風場輻合，使得該處為一個風場輻合的大值區，風場的輻合也有利于該處上升運動的產生和維持，雖然水汽條件和垂直上升速度在該處都滿足，6小時最大降水量卻沒有超過30 mm，直到低層和高層無旋風大值區也移動到了這一風場輻合和垂直上升運動大值區，有持續的動力抬升和水汽輻合，才產生了較強的降水增幅，6小時最大降水量增加到80 mm以上，圖9清晰地表明，無旋風大值區增強與散度最小（輻合最強）區增強且最接近的時刻，降水也最強。當低層和高層的無旋風及其強度變化減弱時，降水也減弱。這說明無旋轉風的變化與降水變化有關系。

從7月14日18:00開始到15日12:00，在Bilis臺風移動方向的西南側，湖南、江西和廣東交界處6小時累積降水量突然較7月14日12時增強了近50 mm，在滿足充分的水汽條件和動力抬升作用的情況下，在什么情況下降水會突然增加呢？圖10為暴雨區區域平均的降水量、全風速、無旋風速、無輻散風速及散度的時間演變（為了與其他物理量直觀比較，圖中散度取了負號，正的數值越大表示輻合越強）。圖10中，左右的縱坐標分別表示風速及散度，降水量數值沒有在圖的坐標中給出，但是可以表示出降水增幅的過程。從直方圖可見，降水增幅前后，直方圖所示的區域降水量相差在2倍及以上，表示降水增幅沒有問題。從圖10可見，暴雨增幅前，即14日12:00到14日18:00，全風速、散度及無旋風速都出現明顯的增強趨勢，而無輻散風速則表現為減小，這也意味著全風速的增加是由無旋風的增強引起的。從14日18:00一直到15日06:00，暴雨維持，全風速、無旋風速及輻合都繼續增強，期間的無輻散風速也有增加，但相對于無旋風速的增強來說，其變化很小。15日06:00到12:00，降水強度維持，散度在15日06:00達到最強后開始減弱，無旋風速也開始減弱，而無輻散風則出現明顯增強。從15日12:00到15日18:00，無旋風速及散度都出現明顯減弱的趨勢，暴雨區雨量減小，暴雨過程結束，而無輻散風繼續增強，全風速只表現為弱的減弱后轉為增強，意味著這2個時刻的全風速強度主要由無輻散風維持。因此，從暴雨增幅及維持和減弱的整個過程來分析，對暴雨增幅直接起作用的是無旋風的變化及其引起的散度的變化。無旋風速及輻合增強時，暴雨出現增幅并維持；無旋風及輻合減弱后，暴雨強度逐漸減弱。從無輻散風變化來看，暴雨增幅前，無輻散風減弱，暴雨將要減弱時，無輻散風開始增強（這與無旋風動能向 無輻散風動能的轉換有關），無輻散風強度變化 與暴雨增幅及減弱過程相反。在暴雨增幅和減弱過程中，暴雨區平均的全風速強度雖然在15日12:00到18:00有稍微減弱，但在整個暴雨過程中是逐 步加強的。其強度在暴雨增幅前主要由無旋風決定，暴雨減弱階段主要由無輻散風決定。因此，雖然從全風速計算的散度也能指示暴雨強度的變化，但單從全風速的變化，分析不出其中無旋風及無輻散風的相對大小及其作用，且全風速計算的散度其實也就是無旋風的散度，也是由無旋風變化引起的。可見，把全風場分解后的無旋風及無輻散風的分析能更加明顯的揭示出暴雨增幅時期風場的具體變化。

6 結論和討論

本文利用改進的調和—余弦算法，對日本氣象廳區域譜模式20 km分辨率的再分析資料做水平風場的分解，對2006年第4號臺風Bilis登陸后降水增幅的過程進行了分析，從無輻散風和無旋風分量上得到了比原始全風場更多的臺風風場結構變化的信息。分析結果表明，在Bilis臺風西南側降水增幅的整個過程中，水汽條件都非常充分，無論是在中國華南地區已具備的外部水汽場還是Bilis環流所包含的臺風內部的水汽都相當充沛。從風場上看，Bilis臺風的原風場和無輻散風場上表現出的大風區都位于Bilis臺風的東北和東南象限，同時，散度場表示出的風場輻合大值區也并不出現在原風場和無輻散風最大風速區，而是在原風速和無輻散風速相對小的Bilis環流的西南象限。通過對分解出來的無旋轉風進一步的分析可知，臺風中心附近無旋風大風區從臺風的東北側向臺風風場輻合和垂直上升運動已經很強的臺風西南象限移動后，持續的動力抬升和水汽輻合產生了大幅度的降水增強，最大6小時降水量超過80 mm。從暴雨增幅及維持和減弱的整個過程來分析，對暴雨增幅起主導作用的，是無旋風的變化及其引起的散度變化。無旋風速及輻合增強時，暴雨出現增幅并維持；無旋風及輻合減弱后，暴雨強度逐漸減弱。無輻散風強度變化與暴雨增幅及減弱過程相反。全風速在暴雨增幅前其強度主要由無旋風決定，暴雨減弱階段主要由無輻散風決定，把全風場分解后的無旋風及無輻散風的分析能更加明顯的揭示出暴雨增幅時期風場的具體變化。

目前分析Bilis臺風西南部降水增幅的過程中，低層和高層的無旋轉風速都有相當大的加強，但這個現象的原因是什么，還需要進一步的探討。在下一階段的工作中，我們將從能量轉換及非平衡運動出發，試圖將這一現象的機理解釋清楚，實現運動學分解與動力學的結合，并把相應的研究結果應用到日常天氣分析和暴雨等災害天氣的預報預警中。

陳聯壽. 2006. 熱帶氣旋研究和業務預報技術的發展[J]. 應用氣象學報, 17 (6): 672–681. Chen Lianshou. 2006. The evolution on research and operational forecasting techniques of tropical cyclones [J]. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese), 17 (6): 672–681.

陳聯壽, 丁一匯. 1979. 西太平洋臺風概論[M]. 北京: 科學出版社, 1–491. Chen Lianshou, Ding Yihui. 1979. The generality of typhoon in the western Pacific (in Chinese) [M]. Beijing: Science Press, 1–491.

Chen Q S, Kuo Y H. 1992. A consistency condition for wind-field reconstruction in a limited area and a harmonic-cosine series expansion [J]. Mon. Wea. Rev., 120: 2653–2670.

程麟生, 馮伍虎. 2001. “98. 7” 突發大暴雨及中尺度低渦結構的分析和數值模擬[J]. 大氣科學, 25: 465–478. Cheng Linsheng, Feng Wuhu. 2001. Analyses and numerical simulation on an abrupt heavy rainfall and structure of a mesoscale vortex during July 1998 [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 25: 465–478.

程正泉, 陳聯壽, 徐祥德, 等. 2005. 近10年中國臺風暴雨研究進展[J]. 氣象, 31 (12): 3–9. Cheng Zhengquan, Chen Lianshou, Xu Xiangde, et al. 2005. Research progress on typhoon heavy rainfall in China for last ten years [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 31 (12): 3–9.

鄧國, 周玉淑, 李建通. 2005. 臺風數值模擬中邊界層方案的敏感性試驗I. 對臺風結構的影響[J]. 大氣科學, 29: 417–428. Deng Guo, Zhou Yushu, Li Jiantong. 2005. The experiments of the boundary layer schemes on simulated typhoon. Part I. The effect on the structure of typhoon [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 29: 417–428.

Gao S Z, Meng Z Y, Zhang F Q, et al. 2009. Observational analysis of heavy rainfall mechanisms associated with severe tropical storm Bilis (2006) after its landfall [J]. Mon. Wea. Rev., 137: 1881–1897.

康志明, 陳濤, 錢傳海, 等. 2008. 0604號強熱帶風暴“碧利斯”特大暴雨的診斷研究[J]. 高原氣象, 27 (3): 596–607. Kang Zhiming, Chen Tao, Qian Chuanhai, et al. 2008. Diagnostic analysis on torrential rain caused by the tropical storm Bilis (0604) [J]. Plateau Meteorology (in Chinese), 27 (3): 596–607.

李柏, 周玉淑, 張沛源. 2007. 新一代天氣雷達資料在2003年淮河流域暴雨模擬中的初步應用: 模擬降水和風場的對比[J]. 大氣科學, 31 (5): 826–838. Li Bai, Zhou Yushu, Zhang Peiyuan. 2007. Application of the China new generation weather radar data to the torrential rain simulation over the Yangtze River–Huaihe River basin in 2003: Contrast of precipitation and wind [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 31 (5): 826–838.

石順吉, 余錦華, 張大林. 2009. 熱帶風暴Bilis（2006）登陸期間一波非對稱降水分布成因的探討[J]. 熱帶海洋學報, 28 (1): 35–42. Shi Shunji, Yu Jinhua, Zhang Dalin. 2009. Causes of wave number-1 asymmetric rainfall distribution of tropical storm Bilis (2006) during its landfall [J]. Journal of Tropical Oceanography (in Chinese), 28 (1): 35– 42.

Wang L J, Lu S, Guan Z Y, et al. 2010a. Effect of low-latitude monsoon surge on the increase in downpour from tropical storm Bilis [J]. Journal of Tropical Meteorology, 16: 101–108. doi:10.3969/J.issn.1006-8775.2010. 02.001.

Wang D H, Li X F, Tao W K. 2010b. Responses of vertical structures in convective and stratiform regions to large-scale forcing during the landfall of severe tropical storm Bilis (2006) [J]. Adv. Atmos. Sci., 27 (1): 33–46.

Yu J H, Tan Z M, Wang Y Q. 2010. Effects of vertical wind shear on intensity and rainfall asymmetries of strong tropical storm Bilis (2006). [J] Adv. Atmos. Sci., 27 (3): 552–561. doi:10.1007/s00376-009-9030-6.

張慶紅, 劉啟漢, 王洪慶, 等. 2000. 華南梅雨鋒上中尺度對流系統的數值模擬[J]. 科學通報, 45: 1988–1992. Zhang Qinghong, Liu Qihan, Wang Hongqing, et al. 2000. Numerical simulation of mesoscale convective systems over the Meiyu front in South China [J]. Chinese Sciences Bulletin (in Chinese), 45: 1988–1992.

周海光. 2008. 強熱帶風暴碧利斯（0604）引發的特大暴雨中尺度結構多普勒雷達資料分析[J]. 大氣科學, 32 (6): 1289–1308. Zhou Haiguang. 2008. 3D structure of the heavy rainfall caused by Bilis (0604) with Doppler radar data [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 32 (6): 1289–1308.

周玉淑, 李柏. 2010. 2003年7月8～9日江淮流域暴雨過程中渦旋的結構特征分析[J]. 大氣科學, 34 (3): 629–639. Zhou Yushu, Li Bai. 2010. Structural analyses of vortex causing torrential rain over the Changjiang–Huaihe River basin during 8 and 9 July 2003 [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 34 (3): 629–639.

周玉淑, 曹潔, 高守亭. 2008. 有限區域風場分解方法及其在臺風SAOMEI研究中的應用[J]. 物理學報, 57 (10): 6654–6665. Zhou Yushu, Cao Jie, Gao Shouting. 2008. The method of decomposing wind field in a limited area and its application to typhoon SAOMEI [J]. Acta Phys. Sin. (in Chinese), 57 (10): 6654–6665.

Rainstorm Amplification of Typhoon Bilis (0604) and Its Wind Structural Change

ZHOU Yushu, DENG Difei, and LI Jiantong

1,100029 2,361012

By using the regional spectrum model reanalysis data from the Japan Meteorological Agency with a horizontal resolution of 20 km and a time interval of 6 h, in addition to nondivergent and irrotational wind components derived through harmonic–cosine spectrum expansion, wind structure features were compared prior to and following the rainstorm amplification of typhoon Bilis (0604). After Bilis landed on the Chinese mainland, the rain amplification was noticeable on its southeast quadrant, particularly from 18 UTC July 14 to 12 UTC July 15, 2006. The analysis results show that the variation amplification of the entire wind speed and the nondivergent wind component were less than that of the irrotational wind component. In detail, before the rainstorm amplification occurred, the irrotational wind component of the southeast quadrant increased on the lower and upper levels, and the distance between convergence center and the center of Bilis narrowed. Thus, the vertical upward motion strengthened. During the period of rain amount amplification, the irrotational wind of the lower and upper levels increased as well. Therefore, the variation of irrotational wind is relevant to the variation in rainfall intensity. The variation of irrotational wind and its resultant divergence were the main factors for the rainfall amplification. The enhancement/diminishing of irrotational wind and divergence were always accompanied by an increase/decrease in rainfall amount. The tendency of nondivergent wind was opposite that of the rainfall amount, and although the whole wind speed was determined mainly by the irrotational wind during the rainfall amplification, it was affected more by the nondivergent wind during the rainfall weakening process. The analysis for the irrotational and nondivergent winds can indicate additional wind variation characteristics. The conventional analysis method for the entire wind cannot reveal the changes of irrotational and nondivergent winds and their relative importance when rainfall occurred. From the wind decomposition results, we conclude that before and after the rainstorm amplification of Bilis, the change in wind field was reflected mainly on the irrotational component, which was sensitive to the change in rainfall. Thus, this method is effective for predicting wind and rainfall distribution for the landed typhoons.

Typhoon Bilis, Rainstorm amplification, Wind structure, Nondivergent wind

1006–9895(2014)03–0563–14

P445

A

10.3878/j.issn.1006-9895.2013.12220

2012–12–18，

2013–11–19收修定稿

國家重點基礎研究發展規劃項目2009CB421505，國家自然科學基金資助項目41275065、41075044、41375054

周玉淑，女，博士，研究方向：中尺度氣象學。E-mail: zys@mail.iap.ac.cn

周玉淑, 鄧滌菲, 李建通. 2014. 登陸熱帶氣旋Bilis（0604）暴雨增幅與風場結構變化[J]. 大氣科學, 38 (3): 563–576, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2013. 12220. Zhou Yushu, Deng Difei, Li Jiantong. 2014. Rainstorm amplification of typhoon Bilis (0604) and its wind structural change [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 38 (3): 563–576.