中国南部沿海暴雨东风波特征及SST影响机制研究

王坚红 曾喻 彭模 苗春生

摘要分析1999-2013年影响我国南部沿海的东风波，可分为3类：偏南东风波、西行东风波以及近海东风波。太平洋副热带高压是影响3类东风波特征的关键系统，其西伸与北进直接引导东风波路径及活动位置。东风波的分类合成结构特征显示：强涡度中心指示东风波槽中心，强涡度中心通常位于850 hPa及以下。东风波低层为强辐合场，槽后有整层的垂直上升区。偏南东风波波槽轴线随高度向西倾斜，西行东风波和近海东风波波槽轴线近乎垂直。合成诊断还显示，东风波的海上移动有向SST（SeaSurface Temperature，海表温度）大值趋暖的趋势。数值模拟证实，增强东风波槽前SST暖中心的强度，将引起槽区低层和槽后中层出现负变高中心，同时SST的增温将通过感热与潜热促使东风波槽强度加强，将进一步地增强东风波暴雨强度和雨带的北移。并增强中低层流场的气旋式气流成分，增强低层辐合场，维持深厚垂直上升运动层。典型西行东风波个例分析显示，螺旋度与东风波强度成正比，东风波纬向位温偏差显示东风波在热力场上具有“上暖下冷”的不稳定垂直结构。东风波涡度增强时，扰动动能向分层扰动位能转化。东风波强度减弱时，分层扰动位能向扰动动能转化。

关键词南部沿海东风波；分类统计特征；热动力结构特征；SST影响效应

东风波是出现在副热带高压南侧的东风气流的槽或者是气旋性曲率最大的区域，呈波状形式自东向西移动（朱乾根，2007）。影响我国的东风波主要生成于西太平洋或者近海区域副热带高压南侧，随后向西传播影响到我国华南、东南沿海甚至是长江中下游及西南地区（包澄澜，1974；张端禹等，2015）。单纯的东风波会带来对流性降水，而在西南季风、台风等的配合下则能造成更为持久的强降水（王黎娟等，2013；陆桂荣等，2015；钱卓蕾和郭品文，2016）。

Chang et al.（1970）利用光谱分析技术分析西太平洋上空的东风波动，给出两种不同类型的东风波扰动。第一种扰动特征为对流层低层波动位相向上传播，200hPa以上则向下传播。认为这种波动是混合罗斯贝重力波在热带地区的表现。第二种扰动位置偏西，其特征是没有垂直位相的传播，潜热释放则是这种扰动重要的能量来源。梁必骐（1991）依据东风波伸展的高度，将影响我国华南地区的东风波分为3类：中低层东风波、高层东风波和深厚东风波。其中出现次数最多的是中低层东风波（约占总数的58%）。但是许多研究显示（肖文俊，1990；吴阳和周毅，2005，吴贤笃等，2013）各类东风波的动力和热力结构以及大尺度天气背景环流形势都存在明显差异，并且与Riehl的东风波经典模型不完全相同，有的甚至完全相反。因此对东风波的有效分类研究仍然是一个值得深入的问题。

根据研究（夏秋萍和张滨，2011；卢山和邓文剑，2013；钟佳李等，2013），东风波的强天气位置为：若东风随高度减弱，基本气流的垂直切变为西风切变，则坏天气区位于700 hPa槽线以东；若东风风速随高度增强，且基本气流的垂直切变为东风切变，则坏天气产生在700 hPa槽线以西。深厚东风波波轴在中低层随着高度的增高而向西倾斜，暖湿区和对流不稳定区域位于东风波槽前，槽后则相对干冷，辐合上升运动以及坏天气主要位于槽前；中低层东风波的坏天气主要出现在槽后；高层东风波与中低层东风波正好相反，波轴向西倾斜，坏天氣主要出现在槽前。但是，更多的研究显示（刘翔等，2009；唐伟民等，2010；黄天文等，2012），东风波雷雨大风天气过程可以发生在槽前的东北风区域；也可以出现在有弱冷空气从对流层中层向南侵入的华南以及华东沿海地区，形成冷暖气团交汇的槽后；还可以出现在高层有波动而低层东风波不明显却有强对流发生的环境中；东风波登陆后，可在陆地上诱生出低涡，使强降水持续并加大降水量级；特别是当南海上空的西南季风加强北上，从东风波南侧卷入时，可使得积云对流加强，甚至促进东风波发展成小型台风等。因此东风波引发的强对流及强降水情况比较复杂，需要有进一步深化的以及更系统的研究。

由此本文将聚焦影响我国南部沿海的暴雨东风波特征与影响机制研究。通过对近15 a来夏季7-9月影响我国华南地区的暴雨东风波进行活动特征分类与综合特征的合成分析，诊断各类东风波的环流背景、动力和热力结构特征以及主要环境影响因子。通过对典型过程进行数值模拟探讨暴雨东风波关键因子的影响机制，尤其是SST（Sea SurfaceTemperature，海表温度）在东风波强降水过程中对东风波维持发展以及降水强度与分布位置的各项影响机理。

1资料和方法

1.1资料

选用了1999-2013年Micaps风场及高度场资料，以及NCEP/NCAR提供的FNL逐6 h再分析资料，水平分辨率为1°×1°，降水资料采用的是中国国家气候中心提供的1999-2013年全国740站逐日08时的24 h累积降水资料；海温资料采用的是美国海洋大气管理局NOAA日平均海温资料，水平分辨率为0.25°×0.25°。

1.2方法

所用的方法主要有合成分析、螺旋度分析（Da—vies-Jones et a1，1990；苗春生等，2014）、分层扰动位能（汪雷等，2012，2013）。其中：合成分析以东风波波动槽线中心作为波动中心点，选取东风波登陆时刻，取将该类东风波包含在内的同等经纬度范围，依照东风波中心位置将每一类东风波进行中心重叠合成。得到每一类东风波的共性以及不同类型东风波的差异。

2影响南部沿海的东风波分类

2.1东风波分类基本特征

运用1999-2013年7-9月的Micaps高度场资料及风场资料，统计影响我国南部沿海地区的副高南侧东风带波动，共有10个中低层及发展深厚的东风波过程（表1）。此类东风波登陆时在沿海带来大到暴雨。

根据东风波的波槽线的移动路径（图略）以及登陆位置、形成源地与路径，将此10个东风波过程分为3类：第1类为偏南路径，此类东风波常在巴士海峡以东的西太平洋洋面形成，随后沿20°N副高南侧向西平移到华南沿海，在广东南部沿海附近登陆后继续西移，影响广东广西及海南；第2类东风波活动纬度明显偏高，接近30°N，其生成源地也是西太平洋，归为西行路径；第3类形成源地在浙闽近海，路径西北，定为近海东风波。其中偏南路径和西行路径东风波登陆之后，往往可持续移动，深入到内陆。而近海东风波在台湾岛附近的近海生成，槽线移动范围较小，主要影响福建和浙江两省沿海区域。

2.2 3类东风波的大尺度环流背景场特征

选取东风波登陆时刻作为关键时刻，以东风波波槽中心作为中心点，将3类东风波分别进行合成，对比环流场如图1所示。图1给出的是3类东风波合成的环流形势场。偏南东风波合成背景环流中（图1a），500 hPa上副热带高压脊线位于25°N附近，高压中心值仅为588 dagpm，表明西太平洋副热带高压南压东退，副热带高压西端位置在115°E附近。在第2类西行东风波合成环流（图1b）中，高空南亚高压异常强大。500 hPa上副热带高压脊线位于32°N附近，副热带高压偏强，西伸显著，西端达到105°E。第3类近海东风波合成的环流（图1c）中，500 hPa上副热带高压脊线位于30°N附近，西太平洋副热带高压强盛，但并未西伸，西端在沿海120°E。图1显示副高形态、位置及其强度直接引导东风波的活动路径。

2.3 3类东风波的动力结构特征

2.3.1东风波的强度

对东风波进行垂直剖面结构分析，在沿东风波波动中心的经向剖面上分析涡度和纬向高度偏差（该偏差指对110-135°E之间纬向平均的偏差），如图2所示。图2a、2b、2c显示，东风波的正涡度中心与纬向高度偏差在位置和数值上均有很好的对应关系：纬向高度偏差的负中心与正涡度中心位置基本重合；从数值上看，正涡度数值越大，对应的纬向高度负偏差值越大。负偏差中心为低值系统中心，即东风波槽线附近。所以正涡度区指示东风波波槽位置，正涡度值的大小指示东风波强度。图2还显示这3类暴雨东风波的最强中心可以出现在中层500hPa高度，但绝大多数位于低层900 hPa层附近（图2al、2bl、2c1）。

2.3.2东风波的辐合上升特征

图3给出的是3类东风波登陆时经东风波中心的合成散度场，可以看出，偏南东风波波轴随高度向西倾斜（阴影），低层850 hPa以下为强辐合层，中心偏东（槽后）为深厚的垂直上升层次，3个垂直上升运动中心叠加至300 hPa高层。而西行东风波的波轴随高度基本垂直（阴影），辐合层明显较深厚，大约从底层到600 hPa，对应的垂直上升中心位于波槽中，也主要在中下层，600 hPa以下。近海东风波波轴随高度也是近乎垂直，辐合层次较浅，大约在800hPa以下，对应的垂直上升运动中心则如第1类东风波位于中心偏东（槽后），强上升运动中心偏低，在800 hPa高度附近。总体上，3类东风波都拥有强的低层辐合以及整层垂直上升区，其中1类上升运动为多中心叠加，而2类、3类的强中心位置偏低。

3暴雨东风波过程中SST特征

第1类偏南东风波在移动过程中经过巴士海峡以及我国南海海域。对4次偏南路径东风波过程中相关海域的日平均SST求平均合成。选取1999年9月26日、2003年9月13日、2004年7月14日以及2006年8月08日作为第1个合成时刻（I），此时4次偏南路径东风波槽线均在125。附近的巴士海峡东侧海域。选取1999年9月27日、2003年9月14日、2004年7月16日以及2006年8月10日作为第2个合成时刻（Ⅱ），此时4次偏南路径东风波槽线均位于117°E的广东沿海附近。图4给出了两个合成时刻的平均SST分布。合成时刻I（图4a）中，東风波槽线位于巴士海峡东侧，海峡中部及南海SST高于波槽（125°E）附近位置的SST，有利于引导东风波越过海峡进入南海。随着东风波西移，至合成时刻Ⅱ（图4b），东风波（117E）附近槽前SST高于槽后，有利于东风波的继续西行。

第2类西行东风波位置偏北，在移动过程中途径西太平洋西部以及东海海域，对3次西行东风波过程中该海域的SST求平均合成。第一个合成时刻（I）分别选取2001年8月2日、2010年7月22日、2013年8月17日，此时3次西行东风波槽线均位于135°E附近。第二个合成时刻（Ⅱ）分别选取2001年8月3日、2010年7月24日、2013年8月18日，此时3次西行东风波槽线均位于128°E东南沿海附近。图5给出了两个合成时次的平均SST分布。

图5显示，合成时刻I中东风波槽线约位于135°E附近，此时海温场上表现位于槽前有一个SST大值区，最高达30.5℃，有利于东风波的西移。此后东风波向西北移动，至合成时刻Ⅱ，东风波槽线位于东南沿海127°E附近。此时槽前有暖SST中心，SST高于槽后，有利于东风波的继续西行。同时南海的SST暖区明显弱于台湾东部SST，也有利于东风波的路径偏北。

图6为近海东风波SST场。由于近海东风波的主要路径在台湾海峡附近，并且向北分量大，因此对比两个波槽纬向时刻：在台湾海峡内24.5°N附近（I），和在浙江沿海28°N（Ⅱ）。

图6显示，由于此类东风波移动路径东西幅度小，两个时刻间隔也短。因此比较两时刻的两个纬度，第Ⅱ时刻在两个纬度的SST均高于第1时刻，因此有利于东风波的向北移动。

综上所述，东风波的传播有趋暖的趋势，即向着海表温度较高的方向移动。关于SST特征对东风波强度以及东风波暴雨的影响机制，下文将通过数值模拟方法进行研究。

4SST对暴雨东风波过程影响模拟研究

4.1东风波暴雨个例基本概况与结构特征

1）个例基本概况：2001年8月3-4日，我国东南沿海浙闽交界处受到东风波影响出现大到暴雨，局部特大暴雨。部分台站6h降雨量达到近100mm，最大降水量出现在温州市瑞安宁益县，24 h降水量达到284 mm。这是本研究中东风波3种类型中的第2类中的1次过程，即西行东风波过程。此次过程东风波路径基本维持在26°N纬度。

2）个例动力结构：此次东风波动力结构比较深厚，500 hPa天气形势（图略）上，7月30日08时，关岛附近洋面上有一个热带低压向西北方向移动，热带低压向极地方向的伸展使得西太副高南侧的东风气流中形成一个东风扰动。8月1日02时，副高加强西进，其南侧的东风气流加强，东风波气旋性曲率加大，东风波形成并加强。之后，随着副高的持续加强以及其东风气流的引导作用，500 hPa上东风波持续西行。3日20时，东风波在浙闽交界处登陆，并于4日08时在浙江中西部诱生出低涡。从东风波形成至东风波到达浙闽交界处造成特大暴雨，东风波在海上移动经历了4d，所以海温SST对暴雨东风波的影响较为显著。

采用垂直螺旋度分析此次暴雨东风波的强度，图7给出了东风波在登陆前后的垂直螺旋度水平分布及垂直分布特征。图7a、7b显示，在登陆前，850～500 hPa层内近海面东风波波槽区域，为一个正的垂直螺旋度大值中心，东风波登陆后，螺旋度大值中心对应着东风波及其诱生低涡。由于陆地下垫面摩擦效应，螺旋度明显减弱。在垂直方向上图7c、7d显示，登陆前东风波螺旋度中心与东风波的位置、强度有着很好的对应，垂直螺旋度的大值区对应着东风波的波动最强中心，东风波波动中心越强，垂直螺旋度数值越大。登陆后，螺旋度减弱。

3）个例热力结构：此次东风波的热力结构如图8所示。沿东风波波动中心的纬向位温偏差垂直剖面显示，此次东风波在热力场上“上暖下冷”的不稳定垂直结构非常明显。波动最强中心（500 hPa）以上为暖中心（正值），以下为冷中心（负值）。随着东风波向大陆沿岸移动，东风波不断增强发展，在登陆前（图8b）暖区向上发展且增强，冷区向下伸展强度有所减弱。

4）个例不稳定性：计算东风波分层扰动位能分布特征，由于分层扰动位能是气温与位温的函数，其转换与垂直速度和大气稳定性有关。西行东风波2001年8月3日20时（登陆前）在波动最强中心以下，为负的扰动位能，而在其上则为正的扰动位能。图9给出了2001年8月3日20时分层扰动位能的分布特征。其中在1000～850 hPa以及850～500hPa之间（图略），这两个层次的扰动位能在东风波波槽区域均表现为负值，且有一个负的大值中心。而在500～200 hPa之间，在东风波波槽区域为一个正的扰动位能大值中心。对比扰动位能转换项方程扰动动能向分层扰动位能一阶矩项转化能量。到东风波登陆后，摩擦、降水等造成东风波强度减弱形成

4.2海温SST对暴雨东风波的影响模拟

4.2.1 WRF模拟方案设计

利用WRFV3.5对此东风波过程进行数值模拟，时间范围为2001年8月2日00时一5日18时。控制实验以及海温敏感性试验模拟过程中微物理过程均采用SBU_Ylin方案，FLG（UCLA）长波辐射方案，FLG（UCLA）短波辐射方案，采用TEMF地面层方案，Noah路面过程，TEMF边界层方案，以及GrellFreitas积云参数化方案。为研究在东风波过程中海温的影响机制，敏感性试验中将2001年8月3日125～130°E、20～30°N之间的SST大于等于30℃的区域增加1℃。即考虑增强SST的强度与梯度对东风波与东风波强降水的影响。

4.2.2暴雨东风波环流场特征

2001年8月3日20时500 hPa（图略）上，我国大部分地区被强大的副高控制，华南及东南沿海处于副高南侧的偏东风气流中，浙闽沿海有一明显的东风波动。控制试验中850 hPa及500 hPa高度场及风场与实况有良好的对应关系（图9）。

图9显示，3日20时东风波位于台湾岛附近，850 hPa上模拟高度场强度略弱于实况，而模拟风速则与实况较为一致。500 hPa上高度場和风场模拟与实况均一致。显示此次东风波过程的模拟有较好的效果。

4.2.3暴雨东风波强降水特征模拟

2001年8月3日08时一4日08时暴雨实况降水呈东南一西北走向带状分布，暴雨中心位于浙闽交界处，雨带随东风波西移而向西移动。24 h最大降水量位于121°E、28°N处，中心雨量为60 mm。控制试验中对浙闽交界处的降水落区及强度模拟与实况基本类似（图10），雨区呈东西走向的带状分布，24 h最大降水量位于119.5°E、26.5°N处，中心雨量为80 mm。可见WRFV3.5也比较成功地模拟了这次东风波暴雨过程。

4.2.4暴雨东风波结构特征模拟

图11a给出了3日20时沿26.5°N的风场、散度与垂直速度场的纬向垂直剖面模拟特征。东风波波动从地面一直伸展到500 hPa附近，波轴位于118.3°E附近，基本垂直，无倾斜。槽前为东北风，且850 hPa以下东风风速随高度递减，槽后为东南风，从119.3°E到118.3°E风速向西逐渐减小，所以对应低层为辐合区（阴影区）。其上波轴附近整层大气为上升运动。散度场上，槽线附近及槽后的边界层及对流层中低层为辐合，600 hPa高度以上则为辐散。由此可见，强上升运动起始于边界层的辐合中心，而对流层低层的强辐合有利于强上升运动维持，边界层辐合与对流层低层的辐合区域对应产生深对流，为暴雨的发生发展提供有利条件。

图11b显示，3日20时沿26.5°N相对湿度与相当位温的纬向垂直剖面，可见，在东风波槽线附近及槽后，相当位温随高度递减区从地面伸展至600hPa高度附近，高空亦存在一个高能舌往地面伸展，352 K线几近打通，600 hPa以下为对流不稳定。从地面至400 hPa高度附近维持85%以上的相对湿度，等相当位温线分布和相对湿度等值线分布有较好的一致性，850 hPa以下的边界层高值相当位温区对应95%以上的相对湿度。这种湿动力对流不稳定结构支持了此次东风波的槽后强降水。

4.3海温变化对暴雨东风波影响机制

8月3日08时，东风波槽线移至125°E附近，24 h移动约10个经度，移动速度快。至4日08时，槽线位于120。附近，24 h移动约5个经度，东风波移动速度减慢。从3日平均海温场上看，海温大值中心较前有减弱，东风波移动过程中槽前无SST大于31℃的大值区分布（图12a）。

将3日日平均SST上东风波槽前的SST大于等于30℃区域的SST升高1℃进行敏感性试验，结果显示，3日SST的升高对于此后东风波槽线的位置无明显影响，这可能是因为地形的阻挡作用。而从3日08时至4日08时敏感试验中的东风波暴雨累计降水量及其与控制实验的24 h降水量差值分布（图12b）显示，因为SST的升高使得降水中心北移，东风波槽底区域降水量增加。

高度场上对8月3日增温SST敏感性试验与原SST控制试验沿30°N（东风波槽底）的垂直剖面作高度场差值分析（图略）。结果显示3日东风波槽后部分在400 hPa以下层次出现深厚负变高，负变高中心在700～600 hPa层次，低层近海面负变高中心增多，范围明显扩大，覆盖整个东风波槽前后部分。显示随着SST暖中心的升高，可以通过增强感热与潜热促使东风波槽强度加强。

风场上对8月3日增温SST敏感性试验与原SST控制试验作差值分布分析（图13）。图13显示975 hPa以及850 hPa上风场差值均呈现东风波范围有明显气旋性增量分布，SST的升高使得东风波波槽区中低层以下气旋性成分增强，辐合性也加强。因此SST的增加使得东风波在槽底位置的低值系统特征得到增强。槽底区域的风场在东风波低层辐合成分加强，进一步维持和加强东风波系统内的垂直上升运动。这也是SST升高后雨区偏北，降雨增强的原因之一。

5结论

1）根据东风波生成源地及移动路径，将影响我国南部沿海的中低层东风波分为3类：偏南东风波、西行东风波以及近海东风波。影响3类东风波特征的关键环流系统副高的西伸与北进对东风波路径有直接引导。

2）东风波的分类合成结构特征为：强涡度中心指示东风波槽中心，3类东风波中绝大多数的强涡度中心位置偏低，在850 hPa及以下，仅有一个其最强中心在500 hPa附近。东风波低层为强辐合场，槽后有整层的垂直上升区。偏南东风波波槽轴线随高度向西倾斜，垂直上升区为几个强中心上下叠置，西行东风波和近海东风波波槽轴线近乎垂直，他们的垂直上升运动中心位置偏低，分为在650 hPa和800 hPa。

3）合成診断显示，东风波的海上移动有向SST大值趋暖的趋势。数值模拟显示，增强东风波槽前SST暖中心的强度，引起槽区低层和槽后中层出现负变高中心，同时SST的增温将通过感热与潜热促使东风波槽强度加强。将进一步地增强东风波暴雨强度和雨带的北移。并增强中低层流场的气旋式成分，增强低层辐合场，维持深厚垂直上升运动层。

4）典型西行东风波个例分析显示，东风波槽区螺旋度增强对应东风波的增强，登陆后因底摩擦和强降水，螺旋度减弱。东风波纬向位温偏差显示东风波在热力场上具有“上暖下冷”的不稳定垂直结构。东风波西移涡度增强时，整层扰动位能增强，有扰动动能向分层扰动位能转化。东风波登陆强度减弱，则有分层扰动位能项减弱，能量向扰动动能向转化。