2019年臺風利奇馬引發山東特大暴雨成因分析

鄭麗娜 王媛 張子涵

(1 山東省濟南市氣象局，濟南 250102； 2 山東省東營市氣象局，東營 257091)

引言

在西北太平洋生成的熱帶氣旋(TC)位于副熱帶高壓南側，在偏東氣流的作用下一般向偏西方向移動，然后登陸我國沿海地區，給沿海省份帶來極端降水與大風天氣。臺風登陸之后，一般情況下由于近地層摩擦效應使得臺風環流低層輸入動能迅速減少，入流減弱，臺風環流域內的抽吸效應減弱；同時由于臺風登陸后下墊面水汽條件減弱，臺風暖心結構不能維持，導致臺風強度迅速減弱，降水減少[1-3]。但是登陸后的臺風由于冷空氣的侵入[4]，與中緯度系統相互作用而發生變性[5]，或與有利地形發生相互作用[6-7]等，可以使減弱的臺風低壓環流獲得能量而重新發展，引起局地暴雨的發生。由臺風所引發的暴雨主要有3種類型[8]:①臺風環流本身所造成的暴雨；②臺風與西風帶系統或其他系統共同作用而造成的暴雨；③受地形影響，在迎風坡暖濕空氣被迫抬升而形成的暴雨。針對這3種類型，國內外許多學者進行過研究[9-11]，其中熱帶氣旋與中緯度環流系統相互作用頗受人們關注。熱帶氣旋在登陸北上過程中，隨著冷空氣的侵入，常常發生變性。陳聯壽等[12]分析了變性臺風結構，認為斜壓能量是臺風變性的主要能源。Evans等[13]分析表明高空槽及高空急流可導致臺風變性前以及變性后再加強階段的鋒生。韓桂榮等[14]討論了登陸臺風溫帶變性過程與變形場鋒生的關系。張雪蓉等[15]則對臺風0509號臺風Matsa和0712號臺風Wipha變性過程的大氣穩定度和垂直螺旋度等進行了分析，取得了一些成果。

山東地處中緯度，熱帶氣旋北上與中緯度系統相互作用常常使熱帶氣旋變性給山東帶來強降水。孫莎莎等[16]利用1949—2014年臺風年鑒資料統計了在此期間影響山東的80個變性臺風的氣候特征，指出臺風北上變性主要分布在夏季和秋季，月份主要出現在8月與9月。梁軍等[17]研究認為，山東半島的強降水主要位于變性臺風低壓環流的鋒生階段。吳志彥等[18]利用衛星圖像分析了1509號臺風燦鴻影響山東期間的云圖特征。以上的這些研究成果，對于我們認識和理解臺風與中緯度系統相互作用的過程起到了積極作用，但是兩者的相互作用是一個復雜的過程，其結構和風雨分布都會發生變化，尤其是降水的演變，至今人們認識仍不足，其預報水平也有待于提高。

2019年09號臺風利奇馬登陸后一直向北移動，盡管強度略有減弱，但其帶來的降水強度卻始終不減，強降水區主要出現在臺風的北側與西北側，受其影響，山東省多地過程雨量超200 mm，給當地工農業生產、人民生活造成了嚴重影響。本文以臺風利奇馬為例，分析臺風北上引發山東特大暴雨的成因，以期在防災減災、減少臺風帶來的損失方面提供科學依據。

1 資料與方法

本文所用數據包括臺風影響期間的地面降水資料、加密自動站氣象資料和歐洲中心細網格資料(分辨率0.25°×0.25°)，要素包括：高度、溫度、溫度平流、比濕、相對濕度和風場等。

判定臺風變性的方法采用“相空間”(Phase Space)法[19]。這種方法包含3種指標參數,一是B參數，表征氣旋在對流層低層的熱力非對稱性結構。用熱帶氣旋(TC)中心500 km半徑范圍內，氣旋路徑兩側900～600 hPa的厚度差異來計算，

(1)

式中,h在北半球取+1，在南半球取-1；Z為等壓面高度；R為氣旋當前運動方向的右側，L為氣旋當前運動方向的左側。

當B參數達到某個閾值時，即TC具有明顯的熱力非對稱性(半冷半暖)結構，此時可視為冷空氣已侵入TC并開始發生變性。Hart對大西洋變性TC統計得到的閾值為10 m，即當B≥10 m時TC的變性過程開始發生。

另外兩個參數是對流層高層(-VTU)和低層(-VTL)的熱成風參數，旨在表征TC核心的冷暖結構：當TC在對流層高、低層熱成風參數的取值均小于0時，表示氣旋的上下層均為冷心結構，因此可視為TC變性過程結束。計算時，對流層低層取900～600 hPa、高層取600～300 hPa，即

(2)

(3)

其中,ΔZ表示TC中心500 km半徑范圍內相應等壓面上的高度擾動，即ΔZ=ZMAX-ZMIN。

2 過程概述

2019年第9號臺風利奇馬8月4日(北京時間，下同)在西北太平洋生成之后，一直向西北方向移動，強度逐漸增強，8月8日01：00加強為超強臺風，中心最低氣壓達930 hPa。10日01：45在浙江溫嶺沿岸以超強臺風的強度登陸。之后，臺風繼續向西北方向移動，10日04：00減弱為強臺風，中心最低氣壓為940 hPa，10日07：00減弱為臺風,中心最低氣壓為970 hPa，然后臺風轉向偏北方向移動。10日20:00減弱為熱帶風暴，中心最低氣壓982 hPa，最大風速23 m·s-1(9級)，之后基本維持這個強度至11日10:00。自11日11:00至12日16:00，臺風中心最低氣壓為980 hPa，較10日20:00臺風強度略有增強，但最大風速沒有變化。之后臺風在萊州灣南部回旋少動，于8月13日08:00減弱為熱帶低壓后停編 (圖1a)。

臺風登陸北上的過程中，給我國東部沿海各省份帶來了較強降水(圖1b)。10日08:00至13日20:00，自浙江、江蘇、安徽至山東、天津等地均出現了100 mm以上的強降水，尤其是在山東境內，過程降水量超過500 mm的氣象自動觀測站有13個，降水量達250～500 mm的有307個，100～250 mm的有533個，50～100 mm的有567個，是1951年有氣象資料記錄以來單次過程降水量最多的一次。就日降水量而言，山東省有16個國家站日降水量超過250 mm，有21個站日降水量突破本站歷史極值。單站最大降水量676.6 mm(淄川西河鎮梨峪口)，最大小時雨強67.6 mm(臨朐辛寨鎮丹河水庫)?？梢?，此次臺風降水持續時間長、降水強度大、影響范圍廣，是一次極端降水事件。

圖1 臺風移動路徑(a)與10日08:00至13日20:00中國東部沿海降水量的分布(b)

3 臺風變性前后暴雨的分布特征

3.1 臺風變性分析

為了判定“利奇馬”在登陸北上過程中，是否發生了變性，我們利用“相空間”方法，計算了10日08:00—12日20:00的3個指標參數,發現臺風利奇馬變性的時段在10日20:00—11日08:00。下面以10日20:00與11日08:00為例給出臺風變性前與變性時的B參數變化(圖2)。10日20:00(圖2a)，臺風向北移動，在TC路徑方向兩側900～600 hPa上的厚度差(B參數)為7 m(<10 m)，這說明臺風正由原來的對稱結構向非對稱結構演變。到11日08:00，臺風的移動路徑轉向西北，其路徑方向兩側900～600 hPa的厚度差達10 m，表明臺風已經變性(圖2b)。結合另外兩個參數可知，10日20:00(圖3a),對流層高層(-VTU)和低層(-VTL)的熱成風參數均大于0，臺風具有較好的熱力對稱性和較完整的暖心結構。11日08:00(圖3b)，臺風的暖心結構發生傾斜，對流層低層(-VTL)的熱成風參數大于0，但是對流層高層(-VTU)小于0，出現了低層是暖心，高層是冷心的結構。11日20:00(圖略)，對流層高層的冷心逐漸向低層延伸，臺風熱力非對稱性變得更加明顯，這種結構特征一直持續到12日20:00。

圖2 2019年8月10日20:00(a)與11日08:00(b)臺風B參數示意(填色區為位勢高度)

圖3 2019年8月臺風“利奇馬”等壓面上高度擾動的垂直分布(單位：gpm):(a)10日20:00；(b)11日08:00

為了驗證冷空氣是否在11日08:00進入到臺風的中心位置，圖4給出了500 hPa與850 hPa的環流形勢與溫度平流。從圖4中可清楚地觀察到冷空氣進入臺風的過程。10日20:00(圖4a)，500 hPa高度場，臺風處于大陸高壓與海上副熱帶高壓之間，在臺風的西北側有經向度較大的高空槽，自槽底沿西北氣流有冷空氣從西路進入臺風內部。對流層低層850 hPa的形勢與500 hPa相似，冷空氣除了從西部進入臺風中心外，從南部在西南風的作用下也有冷空氣進入到臺風中心(圖4c)。11日08:00 500 hPa圖上(圖4b)，靠近臺風中心西南側的冷平流強度較10日20：00明顯增強，冷空氣進入臺風的路徑也由上時次的偏西方向轉為西南方向。而該時次850 hPa圖上臺風中心附近的冷平流強度較10日20:00也有所增強，同時進入臺風中心的冷空氣路徑又向南略有偏轉(圖4d)。11日08:00臺風中心在對流層中低層均演變為“半冷半暖”的結構，預示著臺風變性。這與“相空間”法的結論一致。有研究表明[11]，這種“半冷半熱”的結構，非常有利于斜壓能量的發展，而斜壓能量是臺風得以變性的主要能源。

圖4 2019年8月10日20:00(a)、11日08:00(b)500 hPa，10日20:00(c)、11日08:00(d)850 hPa高度場(等值線,dagpm)、風場及溫度平流(填色區)

3.2 臺風變性前后山東暴雨的分布

臺風自10日01:45登陸之后，其對稱性結構遭到破壞，臺風云型逐漸由近似圓型演變成南北向的長橢圓型，其螺旋云帶的北部邊緣自10日02:00開始影響山東南部地區。10日08:00(圖5a)，臺風自身所帶云系產生的強降水區主要位于江蘇境內，其螺旋云系已伸入山東，云系前沿與華北高空槽云系相銜接，在除半島外的山東大部地區產生降水。10日14:00雷達圖上(圖6a),影響山東的降水是臺風的螺旋云帶造成的，此時高空槽云系位于北京—石家莊一線，還未進入山東。10日20:00(圖5b)，臺風繼續北上，其北側出現兩個強的降水云團，一是靠近臺風中心影響魯南地區的云團；二是由臺風螺旋云系與高空槽底部云系相疊加產生的位于魯西北地區的云團。此時的雷達圖上(圖6b),高空槽云系與臺風外圍的云系已銜接在一起，控制魯中地區云團的組合反射率因子強度明顯增強，受其影響，山東的中部地區降下大暴雨(圖7a)。10日20：00至11日08:00，是山東降水的增強階段，也是高空槽云系與臺風云系相互作用的階段。11日08:00，臺風變性，其所帶云系主要集中在臺風中心的東側與北側。臺風北部的螺旋云帶結構已消失，山東境內的云區已演變成一個結構密實的對流復合體，云頂中心亮溫接近-70 ℃。結合該時刻的雷達圖(圖6c),控制山東大部地區的對流云團迅猛發展，該對流云團主要位于臺風中心方向的西北側，而臺風中心附近云團的組合反射率因子強度卻明顯下降。隨著臺風北上速度變緩，臺風北側云系長時間影響魯中及其以北地區，導致該地降下大暴雨至特大暴雨(圖7b)。12日02:00(圖略)，臺風進入變性后期，高空槽攜帶的冷空氣逐漸偏北偏東，冷空氣與臺風的結合部位也逐漸偏北偏東，影響山東的云系僅剩下一些中低云，降水明顯減弱?？梢?，此次臺風造成的山東特大暴雨主要分為2段:①臺風變性前,受臺風螺旋云帶及其與高空槽尾部云系相疊加的云團影響，在臺風北略偏西的位置出現大暴雨;②臺風變性后，受高空槽與臺風相互作用產生的對流復合體影響，在臺風的西北側產生大暴雨。臺風變性前后的大暴雨均出現在魯中地區，這與魯中的地形有一定的關系。魯中地區多山地丘陵，其中有高于1000 m的泰山、沂山、魯山、蒙山和徂徠山。臺風攜帶云系北上，其前沿到達魯中地區時，受山地阻擋，造成降水的增幅作用，即造成山地的某些區域降水量增大，降水時間延長。李子良[20]對山脈地形進行了有關降水的數值模擬試驗，發現地形的強降水主要出現在山脈的迎風坡，這與此次臺風引起的特大暴雨出現的位置相一致。

圖5 2019年 8月10—11日不同時次的FY-2G衛星云圖演變(云頂亮溫)(圓圈代表臺風位置,綠星代表山東的強降水位置)

圖6 2019年8月10—11日不同時次的全國雷達回波拼圖(填色): (a)10日14：00，(b)10日20:00，(c)11日08:00

圖7 臺風變性前(10日08:00至11日08:00)(a)與變性過程中(11日08:00至13日20:00)(b)山東降水(mm)分布

4 山東特大暴雨物理量特征分析

4.1 熱力條件與水汽條件

此次臺風影響過程中，魯中及其北部地區累積降水超過500 mm，更有甚者超過600 mm，如此大的降水需要有充足的能量和水汽供應。圖8給出了850 hPa假相當位溫與水汽通量散度。從圖8中可以看到，10日08：00至11日08:00，臺風變性前，山東處于假相當位溫能量舌的西北側，此處假相當位溫線逐漸趨于密集，表明此處存在假相當位溫鋒區，與該鋒區配合的是水汽通量散度輻合大值區。10日08:00，從700 hPa風場與水汽通量要素場中可以看到水汽來源于2方面，①來自南海西南氣流的輸送，②來自日本東南部洋面的東南氣流輸送(圖略)，從風速上看，前者較后者略偏強。11日08:00，臺風變性，假相當位溫鋒區位于魯中地區上空，該地的水汽通量散度輻合值較臺風未變性前有明顯增加，數值高達-18 g·s-1·cm-2·hPa-1，這表明臺風變性使得暴雨區上空的能量與水汽輻合程度有所加強。特大暴雨區就出現在假相當位溫鋒區上，與水汽通量散度輻合中心相吻合。此時700 hPa風場與水汽通量要素場顯示水汽來源除了臺風自身所攜帶的水汽外，還有來自日本東南部洋面的東南氣流，這支東南氣流強度較11日08:00之前的明顯加強，此氣流與臺風本身的氣流相結合，加大了臺風北側水汽的輸送強度(圖略)。

圖8 2019年8月9—11日部分時刻850 hPa假相當位溫(等值線，單位：℃)和水汽通量散度(填色區)

為了了解山東暴雨區上空水汽的垂直分布，圖9 給出了臺風影響山東期間相對濕度的垂直演變。從圖9可以看出，10日08：00至11日14:00，暴雨區上空的相對濕度值逐漸增大至90%以上，濕層從1000 hPa向上擴展到150 hPa，之后，相對濕度達80%以上的高度迅速下降到450 hPa，濕層變薄，降水趨于減弱?？梢姡卮蟊┯曛饕霈F在臺風變性前12 h至臺風變性后6 h。

圖9 2019年8月10日08:00至13日08:00暴雨區域(117.9°E, 36.6°N)風矢量與相對濕度(填色)高度-時間演變(橫坐標上的粗線段為強降水時段)

4.2 動力條件

在臺風變性前，暴雨區上空500～800 hPa氣層間的風速較小，500 hPa以上各層風速較大，風隨高度順轉(圖9)，表明對流層中存在暖平流。11日08:00，臺風變性，500～800 hPa間的東南風較10日20:00突然增大，500 hPa以上的風速反而減小，氣層間仍然是暖平流。持續6 h之后，800～200 hPa風速趨于減小。11日20:00，500 hPa至地面，風隨高度逆轉，說明此高度層內出現了冷平流，此時降水趨于減弱。

圖10給出了臺風登陸北上期間部分時刻的垂直速度場。從圖10可以看到，10日08:00，最強上升速度區在臺風中心西北側，整層的上升氣流，最大上升速度中心在400 hPa附近，強度達50 hPa·s-1以上，此時魯中暴雨區上空垂直速度僅20 hPa·s-1，還未出現暴雨。10日20:00，臺風繼續北上，最強上升速度區逐漸遠離臺風中心，向魯中暴雨區靠近，此時仍然是整層的上升氣流，這同圖9中風矢量的分布一致。11日08:00，臺風變性，臺風中心附近的垂直速度明顯減弱，而魯中暴雨區上空的垂直速度卻明顯增強。此時對流層內的氣流結構已呈現出500 hPa 以下為上升運動，以上為下沉運動的對流結構特征。

圖10 2019年8月10日08:00 (a),10日20:00 (b),11日08：00 (c)過臺風中心(紅點)與山東強降水中心(藍點)垂直速度剖面(單位：hPa·s-1)

結合渦度與散度的垂直分布，10日08:00(圖11a)臺風中心上空的正渦度一直向上延伸到300 hPa，同時配合氣流大尺度輻合；10日20:00(圖11b)臺風中心上空的正渦度區移向魯中地區，最強的氣流輻合區也接近該地區。整個對流層呈現出低層強輻合，高層強輻散的形勢；11日08：00 (圖11c)，魯中地區上空仍然是低層輻合，高層輻散，但是氣流輻合輻散的強度較10日20：00有所減弱，且低層正渦度與高層負渦度的分布也不似10日20:00那樣近于垂直，而是呈傾斜狀，這也進一步說明臺風已由原來的正壓結構向斜壓結構轉變。

圖11 2019年8月10日08：00 (a),10日20：00 (b),11日08：00 (c)過臺風中心(紅點)與山東強降水中心(藍點)渦度(等值線，單位：10-6·s-1)與散度(填色)剖面

5 結論

受2019年8月臺風利奇馬影響，我國東部沿海各省份均普降暴雨，局地出現特大暴雨，尤其是山東境內，受其影響，連續3天出現暴雨。強降水刷新了山東多地有歷史記錄以來的日降水極值。本文分析了山東特大暴雨的成因，主要結論如下：

(1)臺風登陸北上過程中，冷空氣先后從西路、西南路與南路入侵臺風中心， 致使臺風由對稱性結構逐漸演變為非對稱性結構，于11日08:00其中心變為“半冷半暖”，垂直方向上變為“下暖心，上冷心”的傾斜結構，臺風進入變性階段。

(2)臺風的特大暴雨主要分為兩段，一是在臺風變性之前，臺風暴雨主要出現在臺風北側略偏西的位置，山東的暴雨主要是由于臺風螺旋云帶與高空槽尾部云系相疊加造成的。臺風變性期間，暴雨區主要出現在臺風西北側的山東境內，是由于冷空氣侵入使臺風外圍云系演變成強對流復合體造成的。

(3)山東特大暴雨主要出現在臺風變性前12 h與臺風變性后6 h。臺風變性，使得暴雨區上空假相當位溫鋒區加強，濕層增厚，水汽通量散度輻合值加大。臺風變性之前，整個對流層為上升運動，風隨高度順轉，臺風變性之后，氣流結構轉變為500 hPa以下為上升運動，以上為下沉運動的形勢。隨著對流層500 hPa至地面出現冷平流，降水趨于減弱。