登陸臺風外圍極端降水過程的中α尺度系統特征

李君，胡曉琳*，叢春華

（1.山東省氣象防災減災重點實驗室,山東濟南 250031；2.山東省淄博市氣象局，山東淄博 255000；3.山東省氣象臺，山東濟南 250031）

0 引言

臺風暴雨是臺風研究的重點和難點，一直受到研究者的高度重視，也取得了豐富的研究成果[1-4]。當臺風與中緯度環流系統如倒槽、西風槽等相互作用時，往往能產生比臺風環流本身降水大得多的暴雨[5-11]。隨著觀測手段的提高，大尺度系統相互作用引發的中尺度系統研究愈發受到關注[12-13]。周玲麗等[14]利用數值預報模式研究發現，臺風環流中冷暖空氣的交匯處會形成一條很強的能量鋒，是中小尺度對流發生最活躍的區域；多個臺風暴雨模擬研究[15]均發現在近地面存在與降水中心相對應的中尺度輻合帶；大氣層結狀況與暴雨系統的發生發展有著密切的關系，學者利用濕位渦理論研究了登陸臺風內部的中尺度對流系統的不穩定性在暴雨發展中的作用，并取得一些成果[16-18]；中尺度系統中水汽的水平輻合與垂直輸送是中尺度對流系統發展不可缺少的條件之一[19-20]。

山東地處中緯度區域，受熱帶氣旋影響每年暴雨平均發生2.5 次，楊曉霞等[21]、叢春華等[22-23]已經從臺風影響路徑、遠距離暴雨等方面進行了深入研究。但是，關于臺風外圍極端暴雨的中尺度系統研究仍然較少。

本文利用山東省國家氣象站、區域自動氣象站的降水量、探空資料、全國多普勒雷達反射率因子拼圖、多點風廓線、雷達反演風場、歐洲中期天氣預報中心0.25°×0.25°的第五代大氣再分析數據集（ERA5）等資料，研究臺風“利奇馬”外圍影響山東并引發極端暴雨的中α尺度系統的結構特點及其發展演變，探討極端降水過程中不同尺度系統的相互作用，以期為類似極端降水的預報預警提供有益的參考。

1 臺風“利奇馬”給山東帶來的降水

受1909 號臺風“利奇馬”影響，山東省在2019年8 月10—13 日出現持續降水，平均降水量為170.3 mm，突破有記錄以來的過程降水量極值，其中淄博市淄川區梨峪口的總雨量達676.3 mm。受災地區遭受嚴重經濟損失，5人死亡，7人失蹤。8月10日20時（北京時，下同）—11日20時，平均降水量為109.3 mm（見圖1），占總降水量近7 成，21 個國家氣象站日降水量突破歷史極值，是降水最集中的時段（見圖2），11 日02—08 時連續6 h 的降水量超過20 mm/h。

圖1 山東省降水量分布圖（2019年8月10日20時—11日20時，單位：mm）Fig.1 Distribution of precipitation in the Shandong Province(20:00 on August 10th-20:00 on August 11th,2019,unit:mm)

圖2 山東省淄博市淄川區西河鎮梨峪口（118.07°E，36.55°N）2019年8月10日06時—13日14時逐小時降水量（單位：mm）Fig.2 Hourly precipitation at Liyukou,Xihe Town,Zichuan District,Zibo City,Shandong Province(118.07°E,36.55°N)from 06:00 on August 10th to 14:00 on August 13th,2019(unit:mm)

2 環流背景

8 月10 日08 時開始，臺風“利奇馬”登陸后沿副熱帶高壓西側偏南氣流北上（見圖3），另外一個臺風“羅莎”（1910 號）也向西北緩慢移動，貝加爾湖阻塞高壓與副熱帶高壓之間的深槽穩定少動，槽前西南氣流與臺風東側的偏南氣流逐漸匯合，11日08時減弱后的臺風環流加入槽區。山東的極端強降水就發生在大尺度形勢穩定少動、臺風逐漸北上與西風帶槽合并形成低渦期間（10 日20 時—11 日08時）。環流形勢穩定少動使降水長時間維持，是極端降水產生的重要因素。

圖3 2019年8月10—11日500 hPa高度場（黑色等值線，單位：位勢米）和風場（風矢，大于12 m/s）Fig.3 500 hPa height(black contour,unit:geopotential meter)and wind field(wind vector,greater than 12 m/s)from 10th to 11th,August 2019

圖4 2019年8月10日15時48分濟南多普勒雷達1.5°徑向速度（填色，單位：m/s）Fig.4 Radial velocity(shaded area，unit：m/s)at 1.5°in Jinan at 15:48 on August 10,2019

3 降水過程的中α尺度系統

降水過程分為3個階段。第一階段，臺風“利奇馬”登陸時，回波呈軸對稱的團狀，東、北兩側有旺盛的螺旋雨帶，山東西部西風槽呈帶狀分布，魯東南和魯中部分地區受臺風外圍螺旋雨帶影響開始出現降水；第二階段，隨臺風逐漸北抬，窄帶回波發展為長600～900 km、寬60～90 km 的回波帶，中心反射率因子大于40 dBz，具有中α尺度系統特征，受臺風北側中尺度回波帶影響，魯中地區出現連續強降水；第三階段，11日08時后臺風中心回波消散，臺風環流出現溫帶氣旋的逗點狀回波特征，降水減弱。中尺度回波帶及其長時間維持是造成此次強降水過程的直接原因，本文將以第二階段為重點，從抬升觸發、不穩定層結、水汽及地形影響等方面研究中α尺度系統的產生、發展和維持機制。

4 中α 尺度系統的結構及其發展和維持機制

4.1 風場和散度場

700 hPa 上，10 日08 時臺風東北側有東南氣流與偏西氣流的弱輻合區，對應魯東南的螺旋雨帶，西風槽對應魯西的輻合區；隨著臺風北抬，14 時東南氣流增強為低空急流，兩輻合區合并加強，在山東中部發展為一條東北-西南向輻合帶，穩定少動，魯中地區出現連續降水；10 日20 時—11 日08 時臺風中心風速達到并超過32 m/s，輻合中心達到-3.0×10-4/s，回波中心超過45 dBz，輻合區及低空急流的長時間維持造成持續性暴雨，形成突破歷史記錄的極端降水。輻合區的出現、發展和消失，均與雷達拼圖上中尺度回波帶的演變吻合，是直接造成極端降水的中尺度系統，雷達徑向速度場上有一個從10 日12：36—11 日07:57 長時間維持的切變與之配合。

4.2 高低空急流

中α尺度輻合區在強降水中具有關鍵作用。本節將結合三維風場和散度場重點分析中α尺度輻合區的發生發展和維持。如圖5、6 所示，10 日08 時，輻合開始于700～400 hPa 西風槽附近（見圖5），槽前西南氣流與臺風外圍深厚的東南氣流合并上升，匯入250 hPa附近的高空急流（中心速度為44 m/s）；10 日14 時（見圖6），高低空急流相伴增大，低空急流與槽后中層偏西氣流匯合上升（見圖6），在750 hPa 附近形成新的輻合區，出現初始對流（雷達資料見圖7）。

圖5 降水區的水平風場（風矢，單位：m/s；紅色等值線，大于16 m/s）和散度場（陰影，單位：10-4/s）的垂直剖面圖Fig.5 The vertical section of the horizontal wind(wind vector,unit:m/s;red contour line:greater than 16 m/s)and divergence(shaded area,unit:10-4/s)in the precipitation area

圖7 2019年8月10日08時59分濰坊多普勒雷達反射率因子沿36.2°N的垂直剖面圖Fig.7 Vertical profile of reflectivity factor along 36.2°N in Weifang at 8:59 on August 10,2019

研究證明[22]，降水初期高空出流迅速增強能促進上升運動的快速發展和低層動量向高空輸送。本次過程的初始對流發生于10 日08 時50 分前（見圖7），統計該時段內對流回波東側的濰坊、青島、煙臺和西側的天津、滄州、石家莊、濱州、濟南、濮陽、徐州地區的10 部資料相對完整的多普勒雷達風廓線數據。數據表明，對流回波東側4～5 km 高度的東南氣流在對流觸發前0～1 h 均增大到16 m/s，結合初始對流的位置和時間，可以判斷中層東南氣流增強是初始對流觸發的直接原因；西側高空（高度為9.1～12.2 km）的西南氣流在初始對流觸發后0.5～1.5 h 均有不同程度的增強，距離初始對流越近，風速增強更早。低空急流增強在先，并激發初始對流，高空急流增強在后。

對流觸發后，高低空急流的耦合使東南急流和高空輻散持續加強，上升運動可到達200 hPa（見圖6），西風槽上空輻合區發展并逐漸相連，隨后在逐漸北上的低層切變附近急劇加強延伸，11日02時形成了一個從地面—300 hPa、從東南向西北傾斜向上的中α尺度輻合區，系統進入成熟期，降水強度超過20 mm/h。11日08時，低層輻合、高空輻散和垂直運動均達到峰值（見圖5、圖6），但輻合中心和垂直運動高度下降，下沉氣流不再匯入上升氣流，輻合區兩邊的混合加強，溫度梯度減??；之后，低空東南急流隨臺風向北移動，東北氣流增大，上升運動、輻合輻散明顯減弱，輻合區的垂直環流高度繼續降低（見圖6），強降水結束。

由以上分析可以看出，低空急流與槽后中層偏西氣流匯合上升可激發出初始對流，高低空急流耦合是初始對流持續發展的重要條件。

4.3 不穩定分析

4.3.1 對流不穩定分析

暴雨之前（8 月10 日08 時）探空顯示濟南處于槽前西南氣流中（見圖8a），400 hPa以下為對流不穩定層結，對流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE）為545.5 J/kg，相當位溫的垂直剖面在濟南以西116°E 附近有密集帶（見圖9a），相當位溫梯度大，為冷暖氣團交匯區域，對應減弱的西風槽，其西側500 hPa 以上為?θe/?z＞0 的槽后穩定層結；西風槽以東地區（包括濟南）500 hPa相當位溫隨高度而降低，?θe/?z＜0，與探空一致，說明此時該區域對流層低層處于較強的對流不穩定狀態，一旦有對流觸發即可產生強對流。西風槽后相當位溫梯度小，為弱對流不穩定層結。10日10 時槽前的對流不穩定區（魯中地區）出現窄帶回波，對流觸發，降水開始。20 時（見圖5b）西風槽略向東移，接近降水中心，槽前垂直速度增大，降水加強，凝結潛熱大量釋放引起相當位溫等值線下凹，濟南低層轉為偏東風（見圖9b），500 hPa 以下接近飽和，有豐富的水汽供應，CAPE=0，說明該站對流不穩定能量已經完全釋放，降水卻繼續增強；11 日02—08 時（見圖7c、7d）西風槽穩定少動，槽前垂直運動旺盛，達到200 hPa 附近，槽前及附近產生持續性強降水，凝結潛熱釋放引起的相當位溫等值線下凹面積擴大，降水強度達到最大。10 日20 時—11 日08 時，降水區大氣變為弱對流不穩定層或中性層結，降水強度卻并未減弱，反而有所加強。分析原因發現這與大氣不穩定層結轉變有關。

圖8 濟南的探空圖Fig.8 The sounding map of Ji'nan

圖9 沿暴雨中心的緯向相當位溫（彩色等值線，單位：℃）、垂直速度（紅色虛線，單位：m/s）和風場（風矢，單位：m/s）的垂直剖面圖Fig.9 The vertical profiles of zonal equivalent potential temperature(colored contours,unit:°C),vertical velocity(red dotted line,unit:m/s)and wind(wind vector,unit:m/s)along the storm center

4.3.2 條件性對稱不穩定分析

濕位渦表征了大氣動力、熱力屬性，也考慮了水汽的作用，HOSKIN[17]認為當垂直速度的水平變化比水平速度的垂直切變小得多時，可以用濕位渦（Mpv）的正負值診斷條件性對稱不穩定，濕位渦為負（Mpv＜0）說明大氣存在條件性對稱不穩定（Conditional Symmetric Instability，CSI）。p坐標系中，濕位渦可表示為[18]：

式中：Mpv1為其正壓項；g為重力加速度；?為相對渦度；f為地轉渦度為相當位溫的垂直梯度；Mpv2為其斜壓項為風的垂直切變為相當位溫θe的水平梯度。

圖10 為降水中心（118°E，37°N）的Mpv、Mpv1、Mpv2隨時間的變化。降水前（見圖10a），中心上空600 hPa 以下的Mpv1＜0，說明期間低層大氣以對流不穩定為主，高空600 hPa 以上為對流穩定區，與前面的分析結論一致；Mpv的分布與Mpv1相似，600 hPa以上Mpv＞0，600 hPa 以下Mpv＜0；Mpv2在0 線附近，說明大氣為弱條件對稱不穩定，窄帶回波在對流不穩定的低層大氣觸發，釋放對流不穩定能量。10 日20時（見圖10b），750 hPa以下Mpv1明顯增大，層結變為穩定或中性的第一項東南低空急流隨臺風北抬增強，雷達反演的風場顯示（見圖11a），此時3～5 km 高度的最大風速超過24 m/s，低空水平風垂直切變增強，而相對位溫的南北梯度較大即濕斜壓性強，750～600 hPa 的Mpv2負值區明顯增強，條件性對稱不穩定隨之增強；此時Mpv1＜0，條件性對稱不穩定和對流不穩定同時存在，且以對流不穩定為主[24]，回波向高層發展，降水強度明顯增大，超過10 mm/h。11 日02 時（見圖10c）東南低空急流繼續增強，雷達反演的風場（見圖11b）也證明，4 km 高度以下轉為東北風，4～5 km 高度的東南風風速超過32 m/s，相對位溫的南北梯度增大，濕斜壓性和水平風垂直切變同時增強，850～600 hPa 之間的Mpv2負值區繼續增大，此時降水中心上空存在較強的條件對稱不穩定，降水強度開始持續超過20 mm/h，800 hPa 以下受低空急流輸送暖濕氣流而產生淺薄的對流不穩定將被不斷地釋放出來，系統發展為深厚的對流。11 日08 時（見圖10d），低層急流減弱，相對位溫梯度減小，850 hPa以下Mpv、Mpv1、Mpv2均遠大于0，對流穩定、條件性對稱穩定，降水強度顯著減弱，850～750 hPa的Mpv2＜0，降水仍在持續。

圖10 降水中心（118°E，37°N）的Mpv（黑線）、Mpv1（紅線）、Mpv2（綠線）隨時間的變化（單位：10-7m2·K/（s·kg））Fig.10 Mpv (black line)and Mpv1(red line),Mpv2(green line)of the precipitation center(118°E,37°N)over time(unit：10-7m2·K/(s·kg))

圖11 濟南多普勒雷達反演的垂直風場（風矢，單位：m/s）、反射率因子（填色，單位：dBZ）和等水平風速場（等值線，單位：m/s）Fig.11 Vertical wind field(wind vector，unit：m/s),reflectance factor(shaded area,unit:dBZ)and constant velocity field(contour,unit:m/s)at Ji'nan

由此可見，初始對流在對流不穩定環境中觸發，凝結潛熱釋放引起的濕斜壓性和對流層中低層垂直切變導致的條件性對稱不穩定增長，使對流發展為有組織而長時間維持的深對流。

4.4 水汽

圖12為水汽通量、水汽通量散度和風場的垂直剖面圖。從圖中可以看出，系統成熟時水汽輸送中心在750 hPa 附近（水汽通量為48 g/（cm·hPa·s）），水汽輻合中心與中尺度輻合中心高度吻合，隨著東南急流增大，大量的水汽向山東地區集中，受到低層切變阻擋，在切變東南側的魯中地區輻合加強（水汽通量散度中心值達到-5.0×10-5g/（cm2·hPa·s））；850 hPa 比濕為14～16 g/kg（圖略），與2018 年給山東帶來大暴雨的臺風“溫比亞”（1818 號）[25]相比，臺風“利奇馬”具有更大的水汽通量、比濕和發展高度，因此帶來了更多的降水。

圖12 水汽通量（等值線，單位：g/（cm·hPa·s））和水汽通量散度（填色，單位：10-6 g/（cm2·hPa·s））和風場（箭矢，單位：m/s）的垂直剖面圖Fig.12 The vertical profile of water vapor flux(contour,unit:g/(cm·hPa·s))and water vapor flux divergence(shaded area,unit:10-6 g/(cm2·hPa·s))and wind(arrow,unit:m/s)

850 hPa 水汽通量散度小于-10×10-6g/（cm2·hPa·s）的區域與暴雨區有較好的對應關系，可為類似的臺風暴雨預報預警提供參考。

10 日08 時（見圖12），西風槽附近水汽通量較小，對應降水較弱。10 日14 時，東南急流前端形成上升支，濕層明顯向上伸展，15 g/（cm·hPa·s）等值線到達600 hPa，對應窄帶回波。10 日20 時，15 g/（cm·hPa·s）等值線繼續向上伸展到550 hPa，低層水汽通量和散度也顯著增加，水汽輻合增強，降水強度開始增大；11 日02 時，15 g/（cm·hPa·s）等值線伸展到500 hPa，水汽向高層輸送，降水強度增加到20 mm/h 以上并持續6 h，15 g/（cm·hPa·s）等值線維持在500 hPa與20 mm/h 的降水中心強度有很好的對應關系。上升運動將水汽輸送到中高層，濕層增厚，降水強度增大。

4.5 地形

地形作用是影響中尺度天氣過程的重要因子之一。降水中心區沿著魯中地區從魯北延伸至魯南（見圖13a），與呈東北—西南向的中α尺度輻合區發生的時間、位置、走向一致。另外，降水量等值線沿魯中山區有一條東西向的脊線，降水量相對較大。與地面風場（見圖13b）結合分析發現，臺風在北抬過程中，其北側邊界層為東北氣流，在山區北側出現氣旋性偏轉，轉為西北氣流，沿山區北麓產生風向輻合，與地形強迫抬升產生的垂直運動相疊加，有利于上升運動使降水增強；與中α尺度系統降水帶相交的山區東部有特殊的喇叭口地形，地形輻合與強迫抬升作用尤其強烈，出現強降水中心（見圖13a）。山區南麓的背風坡降水強度相對較弱。半島地區處于臺風的東側，邊界層為東南氣流，降水中心多出現在半島丘陵的南側迎風坡。

圖13 山東省降水量（等值線，單位：mm）、風場分布（風羽）和地形圖Fig.13 Precipitation(contour,unit:mm)and wind(barb)in the Shandong Province and topographic map

5 結論

本研究對臺風“利奇馬”在山東地區造成的極端暴雨過程的中α 尺度特征進行了分析。結果表明：

①臺風環流北側的東南氣流與西風槽后偏西氣流的切變引發的中α尺度輻合區是直接造成極端降水的中尺度系統；對流始于800～750 hPa，隨后沿西風槽向高層發展，再伸展到低層，在臺風北側低層切變附近強烈發展。

②初始對流由低空急流觸發，隨后伴有高空出流迅速增強，促使上升運動快速發展，高低空急流上下耦合的正反饋作用促進中α尺度輻合區深度發展，是極端降水發生發展的重要原因。

③對流在不穩定環境中觸發，凝結潛熱釋放引起的濕斜壓性和對流層中低層風垂直切變導致的條件性對稱不穩定增長，使對流發展為有組織且長時間維持的深對流。

④魯中山區地形產生的迎風坡抬升、風繞流輻合影響了降水分布，尤其是降水中心的落區。

⑤水平風場將水汽向暴雨區匯集，上升運動將水汽輸送到中高層，濕層增厚，降水強度增大。水汽輻合中心在750 hPa 附近，而非在邊界層。當水汽通量15 g/（cm·hPa·s）等值線向上伸展到500 hPa時，降水強度超過20 mm/h。