一次臺風引發的遠距離暴雨診斷分析

張雪慧 田德寶 曾令建 張珊珊 陸琛莉 謝帥

(浙江省嘉興市氣象局，嘉興 314050)

引言

臺風是每年夏季影響我國的重要天氣系統，受臺風本體影響時多狂風暴雨，而僅受臺風外圍環流影響，有時也會產生遠距離暴雨。臺風遠距離暴雨通常發生在臺風中心1000 km以外，雨量往往被低估，一旦發生容易致災。臺風遠距離暴雨的預報難度較大[1]，因為并非所有臺風均能產生遠距離暴雨；臺風遠距離暴雨的落區受多系統影響不確定性很大；日降水量和過程降水量波動范圍很大。

在前人的研究中，臺風引起遠距離暴雨的作用形式多樣。起初人們研究較多的是華北和西北地區的臺風遠距離暴雨[2-4]，臺風倒槽外圍環流將熱量和水汽輸送到北方地區，與中高層西風槽帶來的冷空氣進行耦合，并常伴有高空急流非緯向性增加；之后發現臺風環流還可引導南下冷空氣加強，誘發中尺度系統產生暴雨[5-7]；另外，臺風能量頻散波動特征的遠距離傳播也能造成1000 km以外的遠距離暴雨[8]；還有研究發現臺風西側下沉氣流或與暴雨區的上升氣流構成次級環流，臺前颮線也可造成遠距離暴雨[9-11]等等。陳聯壽等在2007年給出了臺風遠距離降水的宏觀定義[12]：①降水發生在臺風范圍之外；②這塊降雨與臺風存在著內在的物理聯系。眾多研究成果顯示,臺風遠距離暴雨是臺風與其相鄰的中緯度系統(包括西風槽、東北冷渦、西南渦、弱冷空氣、高低空急流及副熱帶高壓等)相互作用的結果[13-14]，在多數臺風遠距離暴雨個例中，臺風東側或北側的偏南或偏東的暖濕急流及臺風誘發的混合重力波是聯系中低緯相互作用的橋梁和紐帶[15-17]。

江浙地區每年受臺風的直接影響較為嚴重[18-20]，而對遠距離臺風暴雨的關注和研究相對來說較少。2014年8月8日發生在江浙江地區的暴雨過程，強降水時段2 h雨量超100 mm，且在夜間和清晨前后爆發，預報難度較大，對此次過程進行分析研究，找出暴雨產生的機制，以期在類似天氣形勢時增強災害性天氣的預報能力。

本文使用的資料有：地面和高空氣象觀測資料、歐洲中期天氣預報中心(簡稱 ECMWF)數值模式預報資料、美國國家環境預報中心(NECP)1°×1°的再分析資料與多普勒雷達資料等。

1 天氣過程概況

2014年8月4—9日，11號臺風“夏浪”沿131.0°～131.5°E洋面北上，8日江蘇東部至浙江東北部出現大范圍暴雨，部分地區短時雨量達特大暴雨量級。從7日23:00至8日11:00 12 h累積降水量(圖1a)來看，強降水分為兩個區域：A區是江蘇東部雨帶，從鹽城至無錫呈南北向分布，主要降水時段為7日23:00至8日06:00，最大小時雨強87.9 mm·h-1，12 h 累積雨量最大為南通市海安李堡鎮170.4 mm，從逐小時降雨量圖(圖1b，深色)可見，過程累積雨量大但雨強較為平均，說明江蘇東部雨帶具有持續時間長、暴雨范圍較大等系統性特征；B區是浙江北部雨帶，從江浙滬交界過紹興至金華，呈東北西南向分布，主要降水時段為8日04:00—11:00，暴雨區域較為分散，最強在浙江省嘉興市東北部，最大小時雨強81.7 mm·h-1，12 h累積雨量最大為嘉興市嘉善縣大云鎮170.0 mm(圖1 b，淺色)，可見雨強極度不均，降水量的85%集中在06:00—08:00兩小時內，說明該雨帶具有突發性強、短時雨量大等強對流天氣降水特征。

圖1 2014年8月7日23:00至8日11:00累積降水量(a)和南通市海安市李堡鎮測站(深色)、嘉興市嘉善縣大云鎮測站(淺色)逐小時降水量(b)(圖a中2個黃色圓點為李堡鎮和大云鎮測站的位置)

2 暴雨產生的天氣背景

2.1 引導層天氣形勢

從2014年8月7日20:00 500 hPa形勢場(圖2a)上看，中高緯為兩槽一脊形勢，120°～140°E有短波槽東移，槽后有冷平流；西太平洋副熱帶高壓(副高)主體位于140°E以東，588 dagpm線西界呈方形，其西側臺風“夏浪”沿偏南風引導氣流北上，為強臺風級別，發展深厚，其渦旋從海平面到200 hPa環流場上皆有反映；但臺風渦旋并未對我國大陸產生直接影響，我國中部及南部大部分地區受大陸高壓環流控制，江浙東部地區上空引導氣流較弱，有利于降水系統的停留。圖2b為700 hPa形勢圖，中高緯兩槽一脊形勢和臺風位置與500 hPa對應，華北地區有高壓環流，環流底部在朝鮮半島南端至江蘇省南部有東西向的切變線存在，暴雨區處于切變線南側。

圖2 2014年8月7日20:00 500 hPa(a)和700 hPa(b)的高度、溫度和風場(藍色線為等高線，單位：dagpm；紅色線為等溫線，單位：℃)

2.2 低層系統演變

7日20:00 850 hPa流場和風速演變(圖3)顯示，東亞地區主要影響系統為中高緯度的高壓環流和中低緯度的臺風低壓環流，這兩個大尺度環流之間在朝鮮半島南端至湖北省東部存在1～2個中尺度渦旋。較明顯的是安徽至江蘇中尺度渦旋，它產生在急流中心(風速14 m·s-1)南側(圖3a)并逐步發展，8日02:00強度和范圍都進一步增大(圖3b)，渦旋東部的正渦度大值區(圖略)有系統抬升作用，對應著A區暴雨的產生。隨著臺風中心北上，8日08:00(圖3c)安徽至江蘇上空中尺度渦旋被臺風外圍環流吞并，形成了較大跨度的116°～138°E低壓環流，原中尺度渦旋流線方向改變，安徽東南部至浙江北部流線轉為西北向，有利于引導弱冷空氣南下，西北氣流南端位于上海至浙北，在該處形成西北風與偏東風、偏北風的風向切變。925 hPa系統形勢(圖略)演變與850 hPa類似，由此可見，A區暴雨的發生發展與安徽至江蘇上空中尺度渦旋直接相關，而臺風強大環流的存在和靠近是B區暴雨發生的必要條件，它使安徽至江蘇上空中尺度渦旋流場發生改變，安徽東南部至浙江北部產生的西北氣流對B區暴雨形成至關重要。

圖3 2014年8月7日20:00(a)、8日02:00(b)、8日08:00(c)850 hPa風速(陰影)和流場(為A區暴雨位置，為B區暴雨位置)

2.3 預報形勢誤差簡析

使用不同起報時次的 ECMWF數值模式預報結果與再分析資料對比分析，發現暴雨落區和量級的偏差與安徽至江蘇上空渦旋強度、臺風位置預報的差異有關。

圖4中陰影區為不同起報時次預報的過程(對應圖1a時段)累積雨量，圖4a起報時次為6日20:00，預報降雨落區在江蘇中部偏北，雨帶呈東北—西南向，雨量中心僅大雨級別(25～50 mm)；圖4b起報時次為7日08:00，江蘇中部報出100 mm以上大暴雨，蘇南及浙北雨帶(B區)暴雨量級未報出，但雨帶位置和形狀與實況相符。

分析兩個起報時次江蘇東部雨量的預報值變化原因，作8日02:00 850 hPa的渦度圖(圖略)，發現安徽至江蘇上空渦旋東北部有渦度大值中心，6日20:00起報的渦度中心值為30×10-5s-1，7日08:00起報的渦度中心值增為45×10-5s-1，說明渦旋的強度與預報的累積雨量有正相關關系。

圖4b中蘇南及浙北雨帶位置和形狀預報優于前一時次預報，對比兩個時次對8日08:00 850 hPa流場形勢預報發現，圖4a中臺風中心位置大致在130.5°E、28°N，與圖4b相比略偏西偏北，安徽至江蘇渦旋偏弱，結合位置位于安徽東南部到江蘇南部，只在安徽中南部有小范圍的西北氣流，西北氣流頂端位置處預報的累積雨量僅5～10 mm；圖4b中臺風中心位置調整至131.0°E、27.5°N附近，安徽至江蘇渦旋強度增強，與臺風外圍環流結合的情況比前一預報時次更接近實況，安徽東南部至浙北地區出現西北氣流，風向切變位于蘇南至浙北，對應著B區位置，雨量報至25 mm。對比這兩個時次的預報場和預報結果，發現臺風位置、環流范圍和安徽至江蘇上空中尺度渦旋的強度三者聯合決定了臺風與中尺度渦旋的結合位置與結合的緊密程度，進而決定了流場形勢與暴雨產生的條件配置。但不同時次對蘇南至浙北地區的雨量預報均偏小，出現極端降水原因還需進一步分析。

圖4 ECMWF 2014年8月6日20:00(a)、7日08:00(b)起報的8日08:00 850 hPa流場和7日23:00至8日11:00累積降水量(陰影)

3 暴雨區的水汽輸送

水汽通量是單位時間內通過單位截面積所輸送的水汽量，反映水汽輸送的強度。大氣中的水汽集中在對流層中下層，使用再分析資料作水汽通量圖(圖5)，圖中矢量標記了水汽通量的方向和大小，陰影區展示了臺風與暴雨區之間的聯系。

本次暴雨區與臺風中心相距約1300 km，出現在臺風西北方向，7日20:00 850 hPa水汽通量極大值區位于江蘇至安徽北部(圖5a)，925 hPa(圖5b)位于江蘇中北部，水汽來源大致可分為兩支：北支較短較弱，從黃海及其北部往水汽通量大值區輸送，南支由臺風北側洋面輸送至水汽通量大值區；南支水汽輸送的通道寬廣，925 hPa華東沿海30°～35°N范圍都受臺風北側偏東氣流的水汽輸送。8日08:00水汽通量圖與7日20:00相比，南、北兩支水汽通道有臺風北側水汽加入，明顯加寬增強：850 hPa層(圖5c)臺風北側水汽從日本本州島南端至朝鮮海峽加入，在韓國中部出現水汽通量10 g·s-1·hPa-1·cm-1的大值區，925 hPa層(圖5 d)在朝鮮海峽出現20 g·s-1·hPa-1·cm-1大值中心，從大值區有偏東氣流將水汽輸送至江蘇至浙北一帶。可見本次暴雨過程中臺風通過北側的偏東氣流對暴雨區一直提供水汽，對暴雨的產生和維持起到支撐作用。

圖5 2014年8月7日20:00(a,b)、8日08:00(c,d)850 hPa和925 hPa水汽通量

4 暴雨區動力與能量條件

本次暴雨過程中雨帶呈南北向，作緯向垂直剖面圖有助于判斷暴雨區上空天氣系統和能量情況。假相當位溫(θse)是表征大氣溫度、壓力、濕度的綜合特征量，反映了大氣能量的分布，θse高值區既是高溫高濕區也是高能區[21]。當假相當位溫隨氣壓降低而減小時，滿足對流不穩定條件，即此處氣塊的溫濕度大于周圍環境空氣，在發生整層抬升時易產生強烈的上升運動。

利用再分析資料沿32°N作假相當位溫的緯向剖面圖(圖6a)，暖色調代表θse高值區，冷色調代表θse低值區。可見在A區暴雨發生前，119°E以西低層空氣偏干冷，而118°～122°E上空有高能舌，θse為351 K線呈“Ω”形結構[22]向上空擴展至600 hPa，θse中心達354 K以上，上暖濕下干冷的結構表明對流不穩定能量大，且A區上空經向風顯示中下層有偏東風與偏西風分量的輻合，產生較明顯的上升運動，容易促進高能舌不穩定能量的釋放。暴雨發生前B區的緯向剖面圖(圖6b)顯示，120°E以西的低層有干冷空氣，并有偏西風分量，122°E以東低層有強勁的偏東氣流將高溫高濕區從東往西輸送，它們之間120°～122°E上空形成窄高的高能舌，θse351 K線向上擴展至675 hPa，表明臺風環流從洋面上空往暴雨區輸送暖濕空氣，在與干冷空氣交接處的東側上空形成高能區。根據能量條件分析，B區上空在受到系統觸發抬升時，容易產生劇烈天氣。

圖6 2014年8月7日20:00沿32°N(a)、8日2:00沿31°N(b)的垂直剖面(陰影為θse，單位：K；風矢為風東西分量與垂直分量合成)

5 強對流的觸發

從形勢場看，B區上空并沒有明顯的抬升系統，在形勢預報基本正確的情況下(圖4b)，B區雨帶預報為中雨量級。B區上空有對流不穩定能量積聚，觸發機制和極端暴雨產生原因需分析更高時空分辨率的資料。

多普勒雷達資料時空分辨率高，對于顯示雨帶內部結構、揭示中小尺度系統十分有用。使用寧波多普勒雷達的徑向速度圖分析關鍵區風場演變情況(圖7)，冷色調代表回波位置風的徑向分量朝向雷達測站，暖色調代表風的徑向分量遠離雷達測站，黑色表示0速度線，有降水回波的區域才有徑向風速數值。圖7a為嘉興地區回波初生時，可以看到0速度線位置較寬，呈西北東南向，0速度線兩側冷暖兩色徑向風速都較小，說明存在一定的風向輻合。3 h后(圖7b)輻合帶北段仍位于嘉興與上海交界，存在長時間的輻合抬升作用，且圖上顯示風速增大，輻合作用更強，最大回波強度57 dBz，回波頂高最高達17.1 km(強度圖和回波頂高圖略)，南段杭州灣處激發出新的對流，圖7c中輻合線位置依然少動。圖7b、c中輻合線上還出現了中γ尺度的氣旋，左下角為速度對放大，圖7b中的速度對維持3個體掃時間，圖7c中的速度對維持8個體掃時間，位置與暴雨點相合(圖略)。由此可見，較長時間的輻合作用造成了抬升，觸發了強對流天氣，高能區的不穩定能量強烈釋放，輻合線上激發的中γ尺度系統存在和維持，對應著B區出現的極端降水。

圖7 2014年8月8日04:04(a)、07:13(b)、07:41(c)寧波多普勒雷達0.5°仰角徑向速度(左下角為圓圈處放大)

6 結論與討論

2014年8月8日江蘇東部至浙江北部出現大范圍暴雨，通過研究暴雨性質、再分析形勢場和不同起報時次的數值預報產品，發現暴雨量級和落區變化與遠在1300 km外的西太平洋上的11號臺風“夏浪”有關聯。

(1)臺風為本次暴雨過程提供了充足的水汽條件。水汽通量分析顯示，臺風本體與暴雨區之間存在相互聯系，臺風北側一直有偏東氣流向暴雨區輸送暖濕空氣，并隨著臺風北上，水汽輸送的通道更廣更強，在上升運動區水汽聚集抬升，對暴雨的產生和維持起到了支撐作用。

(2)臺風外圍環流影響了暴雨落區位置。系統演變分析顯示，A區暴雨是由低層急流南側中尺度渦旋引發的，且華東區高空引導氣流弱，中低層降水系統有較長作用時間；之后臺風北上，臺風中心與中尺度渦旋距離縮短，臺風外圍環流對渦旋產生了牽引，使流場形勢發生改變，引導弱冷空氣南下，在浙北近海低層冷暖空氣交匯，輻合抬升使積累的對流不穩定能量劇烈釋放，B區產生暴雨。

(3)臺風環流輸送的暖濕空氣為強對流爆發和維持提供能量條件。在能量條件與觸發條件分析中發現，臺風北側底層的偏東氣流將θse高值區(暖濕空氣)輸送至B區，使B區上空對流不穩定能量積聚，當有觸發條件時，便激發出強對流，輻合帶上中γ尺度的氣旋造成了極端強降水。

(4)本次過程臺風中心在130°E以東，按經驗對華東近海地區影響較小，但由于其外圍環流與中尺度降水系統結合，產生的輻合抬升位置處于不穩定能量高值帶，激發了強對流產生局地強降水，說明臺風對遠距離暴雨作用形式的復雜性。當有臺風影響時，應多關注不同起報時次天氣形勢場的異同，加強對系統結合可能性的分析，及時調整預報偏差。