一次台风引发的远距离暴雨诊断分析

张雪慧 田德宝 曾令建 张珊珊 陆琛莉 谢帅

(浙江省嘉兴市气象局，嘉兴 314050)

引言

台风是每年夏季影响我国的重要天气系统，受台风本体影响时多狂风暴雨，而仅受台风外围环流影响，有时也会产生远距离暴雨。台风远距离暴雨通常发生在台风中心1000 km以外，雨量往往被低估，一旦发生容易致灾。台风远距离暴雨的预报难度较大[1]，因为并非所有台风均能产生远距离暴雨；台风远距离暴雨的落区受多系统影响不确定性很大；日降水量和过程降水量波动范围很大。

在前人的研究中，台风引起远距离暴雨的作用形式多样。起初人们研究较多的是华北和西北地区的台风远距离暴雨[2-4]，台风倒槽外围环流将热量和水汽输送到北方地区，与中高层西风槽带来的冷空气进行耦合，并常伴有高空急流非纬向性增加；之后发现台风环流还可引导南下冷空气加强，诱发中尺度系统产生暴雨[5-7]；另外，台风能量频散波动特征的远距离传播也能造成1000 km以外的远距离暴雨[8]；还有研究发现台风西侧下沉气流或与暴雨区的上升气流构成次级环流，台前飑线也可造成远距离暴雨[9-11]等等。陈联寿等在2007年给出了台风远距离降水的宏观定义[12]：①降水发生在台风范围之外；②这块降雨与台风存在着内在的物理联系。众多研究成果显示,台风远距离暴雨是台风与其相邻的中纬度系统(包括西风槽、东北冷涡、西南涡、弱冷空气、高低空急流及副热带高压等)相互作用的结果[13-14]，在多数台风远距离暴雨个例中，台风东侧或北侧的偏南或偏东的暖湿急流及台风诱发的混合重力波是联系中低纬相互作用的桥梁和纽带[15-17]。

江浙地区每年受台风的直接影响较为严重[18-20]，而对远距离台风暴雨的关注和研究相对来说较少。2014年8月8日发生在江浙江地区的暴雨过程，强降水时段2 h雨量超100 mm，且在夜间和清晨前后爆发，预报难度较大，对此次过程进行分析研究，找出暴雨产生的机制，以期在类似天气形势时增强灾害性天气的预报能力。

本文使用的资料有：地面和高空气象观测资料、欧洲中期天气预报中心(简称 ECMWF)数值模式预报资料、美国国家环境预报中心(NECP)1°×1°的再分析资料与多普勒雷达资料等。

1 天气过程概况

2014年8月4—9日，11号台风“夏浪”沿131.0°～131.5°E洋面北上，8日江苏东部至浙江东北部出现大范围暴雨，部分地区短时雨量达特大暴雨量级。从7日23:00至8日11:00 12 h累积降水量(图1a)来看，强降水分为两个区域：A区是江苏东部雨带，从盐城至无锡呈南北向分布，主要降水时段为7日23:00至8日06:00，最大小时雨强87.9 mm·h-1，12 h 累积雨量最大为南通市海安李堡镇170.4 mm，从逐小时降雨量图(图1b，深色)可见，过程累积雨量大但雨强较为平均，说明江苏东部雨带具有持续时间长、暴雨范围较大等系统性特征；B区是浙江北部雨带，从江浙沪交界过绍兴至金华，呈东北西南向分布，主要降水时段为8日04:00—11:00，暴雨区域较为分散，最强在浙江省嘉兴市东北部，最大小时雨强81.7 mm·h-1，12 h累积雨量最大为嘉兴市嘉善县大云镇170.0 mm(图1 b，浅色)，可见雨强极度不均，降水量的85%集中在06:00—08:00两小时内，说明该雨带具有突发性强、短时雨量大等强对流天气降水特征。

图1 2014年8月7日23:00至8日11:00累积降水量(a)和南通市海安市李堡镇测站(深色)、嘉兴市嘉善县大云镇测站(浅色)逐小时降水量(b)(图a中2个黄色圆点为李堡镇和大云镇测站的位置)

2 暴雨产生的天气背景

2.1 引导层天气形势

从2014年8月7日20:00 500 hPa形势场(图2a)上看，中高纬为两槽一脊形势，120°～140°E有短波槽东移，槽后有冷平流；西太平洋副热带高压(副高)主体位于140°E以东，588 dagpm线西界呈方形，其西侧台风“夏浪”沿偏南风引导气流北上，为强台风级别，发展深厚，其涡旋从海平面到200 hPa环流场上皆有反映；但台风涡旋并未对我国大陆产生直接影响，我国中部及南部大部分地区受大陆高压环流控制，江浙东部地区上空引导气流较弱，有利于降水系统的停留。图2b为700 hPa形势图，中高纬两槽一脊形势和台风位置与500 hPa对应，华北地区有高压环流，环流底部在朝鲜半岛南端至江苏省南部有东西向的切变线存在，暴雨区处于切变线南侧。

图2 2014年8月7日20:00 500 hPa(a)和700 hPa(b)的高度、温度和风场(蓝色线为等高线，单位：dagpm；红色线为等温线，单位：℃)

2.2 低层系统演变

7日20:00 850 hPa流场和风速演变(图3)显示，东亚地区主要影响系统为中高纬度的高压环流和中低纬度的台风低压环流，这两个大尺度环流之间在朝鲜半岛南端至湖北省东部存在1～2个中尺度涡旋。较明显的是安徽至江苏中尺度涡旋，它产生在急流中心(风速14 m·s-1)南侧(图3a)并逐步发展，8日02:00强度和范围都进一步增大(图3b)，涡旋东部的正涡度大值区(图略)有系统抬升作用，对应着A区暴雨的产生。随着台风中心北上，8日08:00(图3c)安徽至江苏上空中尺度涡旋被台风外围环流吞并，形成了较大跨度的116°～138°E低压环流，原中尺度涡旋流线方向改变，安徽东南部至浙江北部流线转为西北向，有利于引导弱冷空气南下，西北气流南端位于上海至浙北，在该处形成西北风与偏东风、偏北风的风向切变。925 hPa系统形势(图略)演变与850 hPa类似，由此可见，A区暴雨的发生发展与安徽至江苏上空中尺度涡旋直接相关，而台风强大环流的存在和靠近是B区暴雨发生的必要条件，它使安徽至江苏上空中尺度涡旋流场发生改变，安徽东南部至浙江北部产生的西北气流对B区暴雨形成至关重要。

图3 2014年8月7日20:00(a)、8日02:00(b)、8日08:00(c)850 hPa风速(阴影)和流场(为A区暴雨位置，为B区暴雨位置)

2.3 预报形势误差简析

使用不同起报时次的 ECMWF数值模式预报结果与再分析资料对比分析，发现暴雨落区和量级的偏差与安徽至江苏上空涡旋强度、台风位置预报的差异有关。

图4中阴影区为不同起报时次预报的过程(对应图1a时段)累积雨量，图4a起报时次为6日20:00，预报降雨落区在江苏中部偏北，雨带呈东北—西南向，雨量中心仅大雨级别(25～50 mm)；图4b起报时次为7日08:00，江苏中部报出100 mm以上大暴雨，苏南及浙北雨带(B区)暴雨量级未报出，但雨带位置和形状与实况相符。

分析两个起报时次江苏东部雨量的预报值变化原因，作8日02:00 850 hPa的涡度图(图略)，发现安徽至江苏上空涡旋东北部有涡度大值中心，6日20:00起报的涡度中心值为30×10-5s-1，7日08:00起报的涡度中心值增为45×10-5s-1，说明涡旋的强度与预报的累积雨量有正相关关系。

图4b中苏南及浙北雨带位置和形状预报优于前一时次预报，对比两个时次对8日08:00 850 hPa流场形势预报发现，图4a中台风中心位置大致在130.5°E、28°N，与图4b相比略偏西偏北，安徽至江苏涡旋偏弱，结合位置位于安徽东南部到江苏南部，只在安徽中南部有小范围的西北气流，西北气流顶端位置处预报的累积雨量仅5～10 mm；图4b中台风中心位置调整至131.0°E、27.5°N附近，安徽至江苏涡旋强度增强，与台风外围环流结合的情况比前一预报时次更接近实况，安徽东南部至浙北地区出现西北气流，风向切变位于苏南至浙北，对应着B区位置，雨量报至25 mm。对比这两个时次的预报场和预报结果，发现台风位置、环流范围和安徽至江苏上空中尺度涡旋的强度三者联合决定了台风与中尺度涡旋的结合位置与结合的紧密程度，进而决定了流场形势与暴雨产生的条件配置。但不同时次对苏南至浙北地区的雨量预报均偏小，出现极端降水原因还需进一步分析。

图4 ECMWF 2014年8月6日20:00(a)、7日08:00(b)起报的8日08:00 850 hPa流场和7日23:00至8日11:00累积降水量(阴影)

3 暴雨区的水汽输送

水汽通量是单位时间内通过单位截面积所输送的水汽量，反映水汽输送的强度。大气中的水汽集中在对流层中下层，使用再分析资料作水汽通量图(图5)，图中矢量标记了水汽通量的方向和大小，阴影区展示了台风与暴雨区之间的联系。

本次暴雨区与台风中心相距约1300 km，出现在台风西北方向，7日20:00 850 hPa水汽通量极大值区位于江苏至安徽北部(图5a)，925 hPa(图5b)位于江苏中北部，水汽来源大致可分为两支：北支较短较弱，从黄海及其北部往水汽通量大值区输送，南支由台风北侧洋面输送至水汽通量大值区；南支水汽输送的通道宽广，925 hPa华东沿海30°～35°N范围都受台风北侧偏东气流的水汽输送。8日08:00水汽通量图与7日20:00相比，南、北两支水汽通道有台风北侧水汽加入，明显加宽增强：850 hPa层(图5c)台风北侧水汽从日本本州岛南端至朝鲜海峡加入，在韩国中部出现水汽通量10 g·s-1·hPa-1·cm-1的大值区，925 hPa层(图5 d)在朝鲜海峡出现20 g·s-1·hPa-1·cm-1大值中心，从大值区有偏东气流将水汽输送至江苏至浙北一带。可见本次暴雨过程中台风通过北侧的偏东气流对暴雨区一直提供水汽，对暴雨的产生和维持起到支撑作用。

图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 暴雨区动力与能量条件

本次暴雨过程中雨带呈南北向，作纬向垂直剖面图有助于判断暴雨区上空天气系统和能量情况。假相当位温(θse)是表征大气温度、压力、湿度的综合特征量，反映了大气能量的分布，θse高值区既是高温高湿区也是高能区[21]。当假相当位温随气压降低而减小时，满足对流不稳定条件，即此处气块的温湿度大于周围环境空气，在发生整层抬升时易产生强烈的上升运动。

利用再分析资料沿32°N作假相当位温的纬向剖面图(图6a)，暖色调代表θse高值区，冷色调代表θse低值区。可见在A区暴雨发生前，119°E以西低层空气偏干冷，而118°～122°E上空有高能舌，θse为351 K线呈“Ω”形结构[22]向上空扩展至600 hPa，θse中心达354 K以上，上暖湿下干冷的结构表明对流不稳定能量大，且A区上空经向风显示中下层有偏东风与偏西风分量的辐合，产生较明显的上升运动，容易促进高能舌不稳定能量的释放。暴雨发生前B区的纬向剖面图(图6b)显示，120°E以西的低层有干冷空气，并有偏西风分量，122°E以东低层有强劲的偏东气流将高温高湿区从东往西输送，它们之间120°～122°E上空形成窄高的高能舌，θse351 K线向上扩展至675 hPa，表明台风环流从洋面上空往暴雨区输送暖湿空气，在与干冷空气交接处的东侧上空形成高能区。根据能量条件分析，B区上空在受到系统触发抬升时，容易产生剧烈天气。

图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(阴影为θse，单位：K；风矢为风东西分量与垂直分量合成)

5 强对流的触发

从形势场看，B区上空并没有明显的抬升系统，在形势预报基本正确的情况下(图4b)，B区雨带预报为中雨量级。B区上空有对流不稳定能量积聚，触发机制和极端暴雨产生原因需分析更高时空分辨率的资料。

多普勒雷达资料时空分辨率高，对于显示雨带内部结构、揭示中小尺度系统十分有用。使用宁波多普勒雷达的径向速度图分析关键区风场演变情况(图7)，冷色调代表回波位置风的径向分量朝向雷达测站，暖色调代表风的径向分量远离雷达测站，黑色表示0速度线，有降水回波的区域才有径向风速数值。图7a为嘉兴地区回波初生时，可以看到0速度线位置较宽，呈西北东南向，0速度线两侧冷暖两色径向风速都较小，说明存在一定的风向辐合。3 h后(图7b)辐合带北段仍位于嘉兴与上海交界，存在长时间的辐合抬升作用，且图上显示风速增大，辐合作用更强，最大回波强度57 dBz，回波顶高最高达17.1 km(强度图和回波顶高图略)，南段杭州湾处激发出新的对流，图7c中辐合线位置依然少动。图7b、c中辐合线上还出现了中γ尺度的气旋，左下角为速度对放大，图7b中的速度对维持3个体扫时间，图7c中的速度对维持8个体扫时间，位置与暴雨点相合(图略)。由此可见，较长时间的辐合作用造成了抬升，触发了强对流天气，高能区的不稳定能量强烈释放，辐合线上激发的中γ尺度系统存在和维持，对应着B区出现的极端降水。

图7 2014年8月8日04:04(a)、07:13(b)、07:41(c)宁波多普勒雷达0.5°仰角径向速度(左下角为圆圈处放大)

6 结论与讨论

2014年8月8日江苏东部至浙江北部出现大范围暴雨，通过研究暴雨性质、再分析形势场和不同起报时次的数值预报产品，发现暴雨量级和落区变化与远在1300 km外的西太平洋上的11号台风“夏浪”有关联。

(1)台风为本次暴雨过程提供了充足的水汽条件。水汽通量分析显示，台风本体与暴雨区之间存在相互联系，台风北侧一直有偏东气流向暴雨区输送暖湿空气，并随着台风北上，水汽输送的通道更广更强，在上升运动区水汽聚集抬升，对暴雨的产生和维持起到了支撑作用。

(2)台风外围环流影响了暴雨落区位置。系统演变分析显示，A区暴雨是由低层急流南侧中尺度涡旋引发的，且华东区高空引导气流弱，中低层降水系统有较长作用时间；之后台风北上，台风中心与中尺度涡旋距离缩短，台风外围环流对涡旋产生了牵引，使流场形势发生改变，引导弱冷空气南下，在浙北近海低层冷暖空气交汇，辐合抬升使积累的对流不稳定能量剧烈释放，B区产生暴雨。

(3)台风环流输送的暖湿空气为强对流爆发和维持提供能量条件。在能量条件与触发条件分析中发现，台风北侧底层的偏东气流将θse高值区(暖湿空气)输送至B区，使B区上空对流不稳定能量积聚，当有触发条件时，便激发出强对流，辐合带上中γ尺度的气旋造成了极端强降水。

(4)本次过程台风中心在130°E以东，按经验对华东近海地区影响较小，但由于其外围环流与中尺度降水系统结合，产生的辐合抬升位置处于不稳定能量高值带，激发了强对流产生局地强降水，说明台风对远距离暴雨作用形式的复杂性。当有台风影响时，应多关注不同起报时次天气形势场的异同，加强对系统结合可能性的分析，及时调整预报偏差。