高原气象

高原气象 >

2021 , Vol. 40 >Issue 5: 1087 - 1100

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00088

论文

北上台风“安比”后期两个阶段暴雨落区分布的差异性分析

  • 陈宏 , 1 ,
  • 杨晓君 , 1 ,
  • 易笑园 1 ,
  • 尉英华 1 ,
  • 杨洋 1 ,
  • 张庆 1 ,
  • 孙晶 2
展开
  • 1. 天津市气象台，天津 300074
  • 2. 山东省气象台，山东 济南 250000
杨晓君（1982 -）， 女， 吉林通化人， 正研级高级工程师， 主要从事暴雨暴雪预报技术和智能网格预报技术方面的研究E-mail：

陈宏（1988 -）， 女， 河北张家口人， 工程师， 主要从事中短期天气预报和智能网格预报技术研究E-mail：

收稿日期: 2020-07-31

  修回日期: 2020-10-27

  网络出版日期: 2021-10-28

基金资助

国家自然科学基金项目(41575049)

天津市自然科学基金项目(16JQNJC07500)

天津市气象局项目(2018lxxm01)

中国气象局预报员专项(CMAYBY2020-008)

收起

Analysis of Difference in Distribution of Rainstorms in the Later Two Stages of Northward-Moving Typhoon Ampil

  • Hong CHEN , 1 ,
  • Xiaojun YANG , 1 ,
  • Xiaoyuan YI 1 ,
  • Yinghua WEI 1 ,
  • Yang YANG 1 ,
  • Qing ZHANG 1 ,
  • Jing SUN 2
Expand
  • 1. Tianjin Meteorological Observatory，Tianjin 300074，China
  • 2. Shandong Meteorological Observatory，Jinan 250000，Shandong，China

Received date: 2020-07-31

  Revised date: 2020-10-27

  Online published: 2021-10-28

Fold

本文亮点

利用CMA最佳路径数据、 逐时自动站资料、 NCEP/NCAR（1°×1°）再分析资料、 FY-2F卫星的云顶亮温（TBB）、 雷达资料和常规观测资料， 对1810号台风“安比”北上过程中台风强度保持不变却造成山东暴雨位于台风路径东侧而天津暴雨位于路径西侧的原因进行详细分析。结果表明： 台风“安比”北上之后， 外围云系发展为非对称云系， 降雨和环流结构具有明显的不对称性， 山东和天津两个暴雨区的降雨增强发展与对流云团的发展特征一致， 低质心的短时强降雨站点分布于TBB梯度高值区。台风在山东境内时， 中尺度云团和强降雨主要位于台风路径东侧的鲁中地区， 这是由于弱的垂直风切变利于台风的暖心结构和强度维持， 台风本身携带的高温高湿环境引起了对流层低层为条件性对称不稳定， 并引发了台风东侧的短时强降雨导致暴雨， 暴雨中心位置受到正涡度、 垂直速度、 水汽辐合和泰山地形的共同影响。台风进入天津后， 高空槽东移携带的冷空气从西北侧侵入台风环流， 引起冷暖空气交汇， 并激发出非对称的中尺度系统、 导致垂直风切变和正涡度显著增强， 高层辐散与低层辐合引起了明显的抽吸作用， 它们共同造成了台风西侧强烈上升运动和不稳定层结的厚度明显增加， 并为中尺度系统的发展提供有利的条件， 同时对流层低层东南急流经过渤海后水汽得以补充， 在台风西北部形成明显的带状水汽辐合带， 因此台风云系西北侧的京津交界地区存在沿气旋式环流的带状中尺度云团发展， 共同导致台风西北侧持续5个小时的短时强降雨， 造成了大暴雨。

本文引用格式

陈宏 , 杨晓君 , 易笑园 , 尉英华 , 杨洋 , 张庆 , 孙晶 . 北上台风“安比”后期两个阶段暴雨落区分布的差异性分析[J]. 高原气象, 2021 , 40(5) : 1087 -1100 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00088

Highlights

Based on China Meteorological Administration （CMA） typhoon path data， surface-observed hourly data， NCEP/NCAR （1°×1°） re-analysis data， black-body temperature equivalent （TBB） of FY-2F satellite data， radar data， and conventional observation data， the reason for the distribution characteristics of the asymmetry of the later two stages of northward-moving typhoon Ampil （1810） was analyzed.The intensity of the typhoon remained unchanged when Ampil went northward， but it caused the Shandong torrential rain to locate on the east side of the typhoon track， while the Tianjin torrential rain located on the west side of the track.The result indicated that after Typhoon Ampil went northward， the cloud system around it developed into an asymmetrically distributed cloud system， with obvious asymmetry in the structure of rainfall and circulation.In the two heavy-rainfall areas that located in Shandong and Tianjin， the enhanced development of rainfall was consistent with the development characteristics of convective cloud clusters.Short-term heavy-rainfall sites with low centroids were distributed in the high-value area of the TBB gradient.When the typhoon was in Shandong， mesoscale cloud clusters and heavy rainfall mainly located in the central of Shandong， east of the typhoon path， because weak vertical wind shear was conducive to maintaining the heart-warming structure and strength of the typhoon.The high-temperature and humidity environment carried by the typhoon itself caused the conditional symmetry and instability of the lower troposphere， and triggered short-term heavy rainfall on the east side of the typhoon.The center of heavy rain was affected by the combined effects of positive vorticity， vertical velocity， water-vapor convergence， and topography of Mount Tai.After the typhoon entered Tianjin， cold air infiltrated from the westerly trough， infiltrating the typhoon circulation from the northwest side， causing the intersection of cold and warm air.This additionally inspired an asymmetric mesoscale system， leading to vertical wind shear and positive vorticity increasing significantly， resulting in high-level divergence and low-level convergence， causing obvious suction.Together， these events caused strong upward movement on the west side of the typhoon and the thickness of unstable stratification increased significantly， providing favorable conditions for the development of mesoscale systems.At the same time， the southeast jet in the lower troposphere caused water vapor to be replenished after passing through the Bohai Sea， forming an obvious belt-shaped water-vapor convergence zone on the northwest side of the typhoon.This convergence zone led to the band-shaped mesoscale cloud cluster of cyclonic circulation that developed in the northwestern side of the typhoon cloud system at the junction of Beijing and Tianjin.Together， these events led to short-term （5-h duration） heavy rainfall on the northwest side of the typhoon.

1 引 言

台风引发的暴雨往往造成严重的洪涝灾害和财产损失， 因此台风一直以来受到众多专家学者的关注和研究（陈联寿和丁一汇， 1979； Anthes， 1990； Browning， 1997； 江吉喜和项续康， 1997； 雷小途和陈联寿， 2001； 端义宏等， 2014）， 并取得了很多成果。尽管如此， 台风暴雨仍然是目前天气预报中的一个难点， 有时即使路径和强度相似， 降雨的落区和强度也会有很大不同， 国内外专家高度重视并研究了影响台风暴雨相关机理（Wu et al， 2002； 程正泉等， 2005； Anthes et al， 2007； 崔晓鹏， 2009）。近几年的研究表明， 台风暴雨不仅与台风自身结构和强度、 台风的移动路径有关， 而且与环境场中的天气系统、 水汽输送甚至下垫面有密切的关系（徐祥德等， 1998； 岳彩军， 2009）。台风可以通过与其他天气系统相互作用而获得能量， 有时会导致其结构发生变化甚至变性， 从而导致暴雨增强（朱佩君等， 2003； 孙建华等， 2005， 2006； 程正泉等， 2005）。台风右侧的水汽通道多少和对流层低层的水汽变化对台风降雨强度有很大的影响， 源源不断的水汽供应不仅利于台风环流的维持， 还会加强雨带中的对流活动， 从而导致台风暴雨加强（丁治英和陈久康， 1995； 吴启树等， 2006； 周玲丽等， 2011）。尤其是台风登陆北上过程中， 由于较高纬度上不同的大气环境场以及下垫面变化等影响， 台风结构会发生显著变化， 这种结构变化将对暴雨落区产生影响， 增加了预报的不确定性。台风北上如果有冷空气侵入台风后， 使其从中纬度斜压锋区中获取斜压能量进而变性加强（朱佩君等， 2003； 程正泉等， 2005； 孙力等， 2015）， 同时冷空气有时会触发中尺度对流系统生成和发展 （李英等， 2005； 赵宇等， 2016； 王承伟等， 2017； 陈宏等， 2020）， 台风外围云系中发展的中尺度雨团往往是台风产生暴雨的主要影响系统（李英等， 2005； 杨引明等， 2011； 任丽等， 2018）。
本次台风“安比”经山东进入河北之后移入天津， 在移动过程中台风强度保持不变却造成了截然不同的大暴雨落区位置， 尤其是进入天津之后台风降雨落区不仅与山东相反， 且降雨强度明显增强。进一步利用CMA最佳路径数据对历史上的北风台风进行统计， 分析发现有气象记录以来， 北上台风中先后经过山东和天津的过程共有2次， 分别是“7206”号台风“丽塔”（Rita）和“8408”号台风“法妮黛”（Freda）。其中台风“丽塔”于1972年7月26日15:00（北京时， 下同）前后在山东半岛的荣成石岛镇登陆， 造成山东东部地区出现暴雨， 随后进入渤海， 7月27日07:00在天津塘沽二次登陆， 途径天津时造成了区域性暴雨， 降雨中心位于台风东侧天津中东部地区。台风“法妮黛”于1984年8月8日02:00前后在福州罗源县登陆， 经江西、 湖北、 河南后进入山东西部地区， 并继续向北途经河北后， 于8月10日08:00进入天津西南部静海， 在天津地区由于受到冷空气影响后变性为温带气旋， 造成山东和天津均出现区域性大暴雨， 且两个地区的强降雨中心位于台风路径东侧。可见台北上台风暴雨位置具有不确定性， 也是台风降雨预报的难点和关键。因此本文将利用CMA最佳路径数据、 逐时自动站资料、 NCEP/NCAR（1°×1°）再分析资料、 FY-2F卫星的云顶亮温（TBB）、 雷达资料和常规观测资料重点分析1810号台风“安比”北上进入山东和天津过程中导致两段暴雨落区差异的原因， 以期为以后的北上台风降雨提供有益的参考依据。

2 过程概况

2.1　台风概况

2018年7月18日20:00， 台风“安比”在西北太平洋洋面上生成。2018年7月22日12:30， 台风“安比”以强热带风暴强度在上海市崇明岛沿海登陆， 登陆时中心附近最大风力有10级（28 m·s-1）， 中心最低气压为982 hPa。随后不久， 台风“安比”登陆江苏南通启东， 台风强度减弱为热带风暴级别， 在副高的引导下以热带风暴的强度一路向北， 先后穿过山东和河北之后， 并于24日07:00左右移入天津， 台风继续北上经过辽宁后在7月24日23:00左右于内蒙减弱为热带低压后消失。图1（a）为2018年7月18日20:00至24日23:00台风中心强度和风速（其中7月18 -20日， 时间分辨率为6 h， 7月21 -24日， 时间分辨率为3 h）， 其中台风在山东经历15 h， 在天津经历6 h， 这段时间台风的强度虽没变， 但在台风北上后期过程中却给其经过地区带来了不同程度的降雨。
图1 2018年7月18日20:00至24日23:00台风安比中心气压和风速的时间变化（a）以及23日08:00至24日14:00累积降雨量空间分布（彩色区， 单位： mm）与台风移动路径（黑色实线）（b）

Fig.1 Time change of air pressure and wind speed at the center of typhoon Ampil from 20:00 on 18 to 23:00 on 24 （a） and distribution of cumulative rainfall （color area， unit： mm） and movement path of typhoon （black solid line ） from 08:00 on 23 to 14:00 on 24 July 2018 （b）

2.2　雨情实况

受北上台风“安比”的影响， 山东和天津相继出现了明显的降雨， 图1（b）为2018年7月23日08:00至24日14:00期间台风移动路径与累积降雨量空间分布［文中所涉及的地图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）2889的标准地图制作， 底图无修改］， 其中图1（b）中的台风标记072308和072423分别表示2018年7月23日08:00和7月24日23:00的台风位置， 且7月23日08:00台风强度为热带风暴级别， 7月24日23:00台风强度降为热带低压级别。
由图1（b）可知， 台风北上过程中在台风的东侧和西侧分别出现了较大范围的大暴雨过程， 其中台风造成山东的降雨落区主要位于台风的东侧， 而继续北上造成天津的降雨落区位于台风的西侧。虽然台风强度在7月23 -24日变化不大［图1（a）］， 但却造成了截然不同的降雨落区。进一步分析两个地区的降雨强度， 台风在山东地区持续时间长， 最大累积降雨区域站为217.5 mm， 国家站为172.9 mm， 在天津持续时间低于山东的1/2， 最大累积降雨区域站为256.5 mm， 国家站为213.6 mm。其中累积降雨达到100 mm以上的国家站在山东9个（占山东国家站7.3%）、 天津8个（占天津市国家站的62%）， 由此可见台风“安比”在两个阶段的强度维持的条件下， 后期的降雨强度增大， 且降雨落区由台风的东侧转到台风的西侧。
由于本次降雨过程中EC模式将暴雨及大暴雨落区地预报在天津中南部地区， NCEP、 GRAPES-GFS、 日本模式数值模式一致将暴雨及大暴雨落区地预报在天津东部地区， 而GRAPES-MESO及天津本地中尺度模式预报的强降雨位置位于天津西部， 因此预报员在参考前期台风在山东造成的降雨落区位置的基础上进行了数值模式释用， 主观预报对降雨的强度和雨区位置预报的调整程度不够全面， 造成了天津地区明显的大暴雨漏报， 因此本文将重点分析此次台风北上两个阶段造成暴雨分布差异的原因。

3 环流背景

台风“安比”自江苏启东登陆后一直保持热带风暴的台风级别继续北上。台风始终位于200 hPa急流轴的右侧和500 hPa副热带高压（下称副高）的西侧， 且在大陆高压和副高之间存在一个东北—西南走向的高空槽。2018年7月23日14:00［图2（a）］台风在200 hPa急流轴右侧的中部位置， 台风东北侧与高空辐散区对应， 辐散强度为80×10-5 s-1， 此时500 hPa上副高呈南北块状分布， 主体位于黄渤海上， 副高的西伸脊点位于辽宁的西南部， 在大陆上存在一个东北-西南走向的高空槽， 位于蒙古至河套地区。7月24日08:00［图2（b）］台风仍旧位于高空急流的右侧， 此时京津交界处于200 hPa急流入口的右侧， 强的高空辐散中心强度约达到130×10-5 s-1； 随着高空槽东移和台风系统北上， 两者的距离逐渐缩小， 且500 hPa高空槽东移5个经度， 逐渐进入华北西部， 与此同时副高有所东撤， 副高的西伸脊点移至辽宁东部， 利于槽后有冷空气逐渐渗透下来， 并逐渐影响华北地区。
图2 2018年7月23日14:00 （a）和24日08:00 （b）的500 hPa高度场（蓝色等值线， 单位： dagpm）、 200 hPa急流（矢量， 风速≥30 m·s-1， 单位： m·s-1）和散度场（彩色区， 单位： ×10-5 s-1）

Fig.2 Potential height at 500 hPa （blue contour， unit： dagpm） and jet core （vector， wind speed≥30 m·s-1， unit： m·s-1） and divergence field （color area， unit： ×10-5 s-1） at 200 hPa at 14:00 on 23 （a） and at 08:00 on 24 （b） July 2018

7月23日14:00（图略）700 hPa上台风到达山东中部地区， 涡旋中心强度为25×10-5 s-1， 其东侧的偏南气流的强度明显强于东侧偏北气流。随着台风进一步北上， 24日08:00（图略）正涡旋中心位于天津的中南部地区即低空急流轴的左前方， 由于槽前的正涡度平流导致涡度中心强度也增强， 此时台风东侧的偏南低空急流范围有所扩大， 伴随的强降雨带产生在低空急流的左前方， 低空急流不仅可以为暴雨区提供充足的水汽供应， 也会导致大气层结向不稳定状态发展， 进而利于对流性降雨的发生。此时台风西侧的偏北风气流则明显增强， 由原本的12 m·s-1增加至18 m·s-1， 利于台风的西侧冷空气渗透。因此台风自山东至天津过程中， 对流层低层台风西侧的偏北气流的增强， 为冷暖气流的交汇和强降雨的出现与维持提供了有利条件， 更是加剧了台风西侧暴雨和大暴雨的发生。

4 中尺度雨团和云团特征

为了深入分析台风“安比”北上过程中强降雨非对称分布形成的原因， 图3（a）给出7月23日08:00至24日14:00的逐6 h降雨达到50 mm以上的站点空间分布（图中不同颜色的点表示不同间隔的6 h雨量达到50 mm的站点分布， 例如2308 -2314表示23日08:00 -14:00， 其余标号以此类推）。从暴雨站点的移动来分析中尺度雨团的移动和发展， 强降雨从鲁东南地区逐渐向西向北发展逐渐影响京津地区。7月23日08:00 -14:00暴雨团主要位于鲁东南， 随着台风的北上， 7月23日14:00 -20:00时雨团沿着台风的东侧［图1（b）］中台风路径移至鲁中， 暴雨团的范围与前一个6 h相比有所扩大， 23日20:00至24日02:00台风继续向西偏北方向移动， 但是从暴雨的站点数量和空间分布来看， 降雨的强度明显降低， 前三个时段50 mm以上降雨的站点数分别为47， 116和26个。24日02:00 -08:00随着台风继续北上， 台风北侧的螺旋雨带开始影响京津地区， 该时段6 h降雨大于50 mm的站点有391个站位于台风路径的西侧， 24日08:00 -14:00台风“安比”在天津地区向北移动， 该时段6 h降雨大于50 mm的站点有332个站， 且与前一个时段中有48个站重复出现， 均位于台风路径西侧的京津交界。
图3 2018年7月23日08:00至24日14:00逐6 h暴雨（≥50 mm）站点分布（a）和4个代表站的逐小时降雨时间演变（b）

Fig.3 Distribution of 6-hours rainstorm （≥50 mm）stations from 08:00 on 23 to 14:00 on 24 July 2018 （a） and the hourly precipitation time evolution of the four representative stations （b）

分别从山东和京津地区各选择2个累积降雨达到大暴雨的站点， 分析其7月23日08:00至24日14:00降雨的时间演变［图3（b）］， 强降雨站点自南向北依次为五莲、 仰天山、 天津城市气候监测站（下称天津城市站）和蓟州梁庄， 随时间推移雨强在山东出现一次峰值， 在京津出现两次峰值， 其中23日08:00 -12:00， 五莲和仰天山的小时雨强均小于20 mm， 山东地区的降雨峰值出现在23日13:00 -19:00， 五莲和仰天山站的雨强分别为34 mm·h-1和29.9 mm·h-1， 通过分析逐小时降雨演变发现山东地区的降雨持续至24日04:00， 维持时间较长； 京津地区的降雨峰值出现在24日03:00 -07:00和10:00 -12:00， 天津城市站和蓟州梁庄的雨强分别为34.9 mm·h-1和30.4 mm·h-1， 但天津城市站和蓟州梁庄的短时强降雨分别维持了5 h和3 h， 与山东地区的降雨相比表现出持续时间短、 雨强大的特点。因此无论是强降雨的范围还是降雨的强度都表现为增强-减弱-再增强的过程。
云图的演变可以直观地反映台风登陆期间降雨非对称分布特征的形成原因， 研究表明台风螺旋云带上降雨不均匀性有明显的中尺度天气特点， 尤其是台风云系上的中尺度对流云团的形成、 发展和维持有利于台风暴雨的产生（梁军等， 2014）。进一步分析云顶亮温可以显示本次台风对流发展的旺盛程度， 尤其对降雨有重要的指示意义。通过逐小时分析TBB的演变能得到中尺度对流系统的发生发展的特点， 因此图4给出2018年7月23日14:00 -16:00和24日07:00 -09:00的FY-2F的云顶亮温分布和小时降雨分布。从卫星云图［图4（a）~（c）］上看， 台风“安比”经过山东时， 对流云团主要位于鲁中地区， TBB≤-52 ℃的中尺度对流云团呈圆形分布， 且对流云团主要位于台风路径东北侧， 台风外围仅存在完整的MCC结构的A对流云团， 该时段强降雨只位于A对流云团大的梯度区， 对应最大雨强大部分为20 mm·h-1。随着台风进入天津地区， 7月24日07:00［图4（d）］， 天津中西部-北部地区出现带状的中尺度云团， 主要位于台风的西北侧， 且随着TBB≤-52 ℃的中尺度云系团［图4（e）~（f）］的进一步发展， C、 D云系亮温大的梯度区伴随着明显的降雨， 24日08:00 -09:00带状的中尺度雨团位于C云团的亮温梯度区且发展迅速， 天津中西部强降雨位置分布与亮温梯度分布关系明显， 此时天津的中西部出现了小时雨强20 mm·h-1以上雨团， 并持续5 h， 可见暴雨的非对称分布与中尺度云团的发展对应关系密切， 应进一步分析其对流系统发展的特点。
图4 2018年7月23日14:00 -16:00和24日07:00 -09:00的FY-2F的云顶亮温（阴影， 单位： ℃）和未来1 h降雨（蓝色和红色等值线， 单位： mm）空间分布

字母A、 B、 C、 D代表对流云团

Fig.4 Spatial distribution of TBB of FY-2F （the shaded， unit： ℃） and rainfall in the next hour （blue and red contours， unit： mm） from 19:00 to 21:00 on 23 and from 07:00 to 09:00 on 24 July 2018.Letters A， B， C， D in the figure represent convective clouds

为了进一步研究中尺度对流云团的内部结构特征， 使用雷达图像进行分析， 7月23日14:18青岛雷达的组合反射率［图5（a）］发现台风外围云系造成的降雨主要为混合型降雨， 反射率基本在30 dBZ以下， 沿着图5（a）中白色直线作反射率垂直剖面［图5（c）］， 可见对流单体的反射率因子在垂直方向的回波顶的高度在10 km以下， 40 dBZ强度反射率因子高度低于4 km， 表现为低质心降雨。利用24日07:48塘沽雷达图像［图5（b）］发现， 台风北上之后， 在台风路径西北侧的天津西北部地区存在东北-西南向呈带状分布的中尺度对流系统 ［图5（b） 中黑色椭圆］， 并且不断有新对流生成和发展， 沿着中尺度回波带向北移动， 与山东地区相比该对流系统的强度和范围有所扩大， 沿着图5（b）中的白色直线对强对流系统作反射率剖面［图5（d）］， 发现该对流系统的回波顶高为14 km， 最强的回波强度为40 dBZ以上， 并持续5 h， 造成了该地区的持续的短时强降雨。
图5 2018年7月23日14:18青岛雷达组合反射率及其剖面（a， c）和24日07:48塘沽雷达组合反射率及其剖面（b， d） （单位： dBZ）

Fig.5 Radar composite reflectance and its vertical profile of Qingdao Station at 14:18 on 23 （a， c） and Radar composite reflectance and its vertical profile of Tanggu Station at 07:48 on 24 （b， d） July 2018.Unit： dBZ

5 台风暴雨落区分布的差异性分析

5.1　动力学机制

强降雨的发生离不开有利的动力条件， 因此需要分析降雨与动力因素分布的关系， 找出暴雨非对称分布的原因。图6（a）为23日14:00的沿台风中心位置的温度平流、 正涡度和风场的纬向-高度剖面， 台风西侧为偏西风、 东侧为西南风， 台风的东侧120°E有明显的暖平流， 暖平流最强中心位于900 hPa， 并伸展至300 hPa的高度， 正涡度沿着台风呈对称分布， 最强的正涡度中心位于700 hPa， 最大值为10×10-5 s-1。24日08:00［图6（b）］台风西侧为西北风， 导致116°E附近的对流层中层冷平流明显， 冷中心的位于700 hPa， 台风东侧为偏南风携带的明显暖平流， 对流层低层的暖平流发展加强， 700 hPa冷暖平流交汇明显， 冷暖交汇导致正涡度强度明显增大， 正涡度中心最大值加强至24×10-5 m·s-1， 可见台风北上至天津后， 虽风速和中心气压变化不大， 而气旋式环流有所加强。
图6 2018年7月23日14:00和24日08:00沿台风中心（36.5°N和38.7°N）的温度平流（等值线， 单位： ×10-5 K·s-1）、 正涡度（彩色区， 单位： ×10-5 s-1）和风场（矢量， 单位： m·s-1）

Fig.6 The temperature advection （contours， unit： ×10-5 K·s-1） and positive vorticity （color area， unit： ×10-5 s-1） and wind field （vector， unit： m·s-1） along the center of the typhoon （36.5°N and 38.7°N） at 14:00 on 23 and at 08:00 on 24 July 2018

研究表明， 环境风垂直切变对台风发展有非常大的影响， 弱的垂直风切变利于台风强度的维持（刘硕等， 2019）， 其中5~10 m·s-1的垂直风切变更利于台风的发展和维持（徐明等， 2009； 李瑞等， 2011）， 且对北半球热带气旋而言， 垂直切变大于7.5 m·s-1 时， 对在顺切变左侧形成降水非对称分布起决定性作用（Chen et al， 2006）。为了深入分析台风“安比”北上期间的动力结构， 图7给出200~850 hPa之间的垂直风切变和700 hPa涡度的特点， 23日14:00［图7（a）］台风在山东期间， 鲁东南-鲁中地区有一条弱的垂直风切带， 10 m·s-1以下的垂直风切利于台风的暖心结构得以维持， 此时700 hPa的正涡度中心位于台风东北侧， 垂直上升运动则表现为东西非对称分布的特点， 这个阶段在正涡度与垂直上升运动的叠加区出现了强降雨。24日08:00［图7（b）］台风进入天津地区后， 台风中心附近为大于10 m·s-1环境垂直风切变， 虽不利于台风的暖心结构维持， 但根据倾斜涡度发展理论， 水平风垂直切变的加强， 能够引起垂直涡度的显著发展， 导致此时段的700 hPa的正涡度明显增强， 涡度场分布表现出不对称的特点， 台风东侧的正涡度分布明显比西部更加密集。进一步分析垂直风切的矢量为顺时针分布， 天津西部的顺切变更为明显， 为该时段降水的非对称分布提供了有利的作用。此时垂直上升速度明显增强， 不均匀分布于台风南北两侧， 大值中心与正涡度梯度区对应， 二者共同提供动力作用， 为强降雨提供有利的动力条件。7月23日14:00对应的散度场垂直分布［图8（a）］可知台风东侧对流层低层辐合高层辐散， 但由于辐散层较高， 因此抽吸作用不明显， 台风东侧的降雨主要与对流层低层的辐合上升运动有关。7月24日［图8（b）］台风中心附近低层是比较薄的辐合层， 西侧的对流层中层600~400 hPa是明显辐合层， 强度达 -6×10-5 s-1， 450~200 hPa为强的辐散层， 对流层中层辐合和高层辐散导致了明显的抽吸作用恰好位于台风西侧， 利于台风西侧强降雨的发生。
图7 2018年7月23日14:00（a）和24日08:00（b）200~850 hPa之间的垂直风切变（黑色等值线和风矢量， 单位： m·s-1）、 700 hPa涡度（彩色区， 单位： ×10-5 s-1）和垂直速度（绿色虚线， 单位： Pa·s-1）

Fig.7 Vertical wind shear between 200~850 hPa （black isoline and wind vector， unit： m·s-1）， 700 hPa vorticity （colar area， unit： ×10-5 s-1） and vertical velocity （green dotted line，unit：Pa·s-1） at 14:00 on 23 （a） and at 08:00 on 24 （b） July 2018

图8 2018年7月23日14:00和24日08:00沿台风中心（36.5°N、 38.7°N）的散度（彩色区， 单位： ×10-5 s-1）与u-w风场（流线， u， 单位： m·s-1， w×10， 单位： Pa·s-1）

Fig.8 Zonal-height profile of divergence （color area， unit： ×10-5 s-1） and u-w （stream line， u， unit： m·s-1， w×10， unit： Pa·s-1） along the center of the typhoon （36.5°N， 38.7°N） at 14:00 on 23 （a） and at 08:00 on 24 （b） July 2018

5.2　对流环境条件分析

大气不稳定是强对流发生的重要条件， 下面分别从对流条件和稳定度进行分析（图9）。从暴雨区内的青岛站和北京站探空曲线上可以看到两个阶段的抬升凝结高度、 对流凝结高度和自由对流高度均为在1 km以下， 0 ℃层高度为5 km以上， 可见两段降雨的暖云层深厚均比较厚， 降雨效率高。区别在于青岛站的CAPE为567.5 J·kg-1， 积聚了一定程度的不稳定能量。北京站的探空图上在550~450 hPa存在一定的干空气， 温度露点差为9~22 ℃， 且0~6 km的垂直风切变明显较大， 达到17 m·s-1， 大气的不稳定状态为短时强降雨的对流发展提供有力的条件。由于假相当位温是一个包含温湿的参量， 且在绝热过程中是守恒的， 可被用于判断大气的层结稳定度。湿位涡（MPV）由于综合反映大气动力和热力属性， 常用来判断条件性对称不稳定， 当大气对流稳定或者中性但MPV<0 时， 则可判断大气为条件性对称不稳定（寿绍文等， 2009）。为了进一步找出台风在两个阶段中尺度对流的特点， 需要分析台风中心附近的热力和动力结构， 图10给出沿着台风中心的假相当位温、 垂直速度和湿位涡的纬向-垂直剖面， 在台风中心的西侧始终存在假相当位温的密集区。其中7月23日14:00［图10（a）］密集区的位置比较偏西， 冷中心位置距离台风中心（36.5°N， 117.8°E）较远， 相距6个经度， 冷空气的影响较小， 而在台风中心附近由于垂直上升运动引起向上凸起的 θ s e高能舌伸展到对流层中层400 hPa的高度， 此时台风中心附近是高温高湿的环境条件， 对应的是对流中性层结， 仅在850 hPa以下的低层MPV<0， 表现为条件性对称不稳定。台风进入天津后， 7月24日08:00［图10（b）］台风西侧冷中心逐渐靠近台风中心位置（38.7°N， 117.2°E）， 相距仅3个经度， 此时高空的冷舌逐渐入侵台风， 垂直上升运动明显增强且向西倾斜， 117°E附近的 θ s e几乎呈陡立分布， 是对流中性层结。MPV<0的层结位于900~600 hPa， 可见在台风的西侧的中层是存在明显的条件性不稳定的， 与23日20:00相比， 不稳定层结的厚度明显增加， 为台风西北侧暴雨过程中的对流触发提供了有利的条件。
图9 2018年7月23日08:00青岛站（a）和24日08:00北京站（b）的探空曲线

Fig.9 T-lgP diagram of Qingdao station at 08:00 on 23 （a） and T-lgP diagram of Beijing station at 08:00 on 24 （b） July 2018

图10 2018年7月23日14:00（a）和24日08:00（b）沿台风中心（36.5°N、 38.7°N）假相当位温（红色等值线， 单位： K）、 垂直速度（黑色虚线， 单位： Pa·s-1）和湿位涡（阴影， 单位： ×10-6 m2·K·kg-1·s-1）的纬向-高度剖面

Fig.10 Latitudinal-altitude profiles of pseudo-equivalent temperature （red contour， unit： K） and vertical velocity （black dotted line， unit： hPa·s-1） and moist potential vorticity （shadow， unit： ×10-6 m2·K·kg-1·s-1） along the center of typhoon （36.5°N、 38.7°N） at 14:00 on 23 （a） and 08:00 on 24 （b） July 2018

5.3　水汽输送条件

暴雨不仅与动力与热力因子有关， 充足的水汽供应也是暴雨发生的必要条件（齐铎等， 2020）， 水汽通量及其散度辐合可表征外地水汽对雨区内水汽的补充（陶祖钰， 2011； 张桂莲等， 2020）。从低层925 hPa水汽通量、 水汽通量散度和风矢量分布［图11（a）~（b）］可以看出， 台风“安比”北上的过程中其东侧一直存在偏南风低空急流， 一方面为暴雨区提供了源源不断的水汽， 另一方面将海上的热量向台风经过地区输送， 使台风的强度得以维持。进一步分析台风位于山东和天津这两个阶段水汽输送的对降雨分布的影响， 23日14:00［图11（a）］台风外围的东南风和副高西侧的偏南风叠加， 925 hPa上有一条水汽通量高值带从东海及黄海将水汽源源不断向北输送， 水汽通量和水汽通量散度呈现出不对称结构， 水汽通量大值区和水汽辐合区均位于台风环流的东北侧的鲁中地区， 水汽通量最大值为40 g·s-1·hPa-1·cm-1， 为暴雨区提供了充足的水汽供应。24日08:00［图11（b）］台风经山东-河北进入天津后， 其东侧的低空急流始终维持， 经过渤海后水汽得以补充， 水汽通量高值区向北推进过程中强度变化不大， 台风的西北部有一明显的带状的水汽辐合带， 不对称分布更加明显， 水汽的辐合中心位于京津交界附近， 中心强度显著增大到-120×10-8 g·s-1·cm-2·hPa-1， 暴雨位置与水汽通量的密集带及水汽辐合大值区对应。从水汽通量散度、 u-w的垂直剖面［图11（c）~（d）］可以看出， 水汽辐合和垂直上升气流呈现明显倾斜和不对称， 23日14:00［图11（c）］水汽辐合中心和最强上升区位于对流层中低层119°E附近均位于800 hPa以下的对流层低层， 上升气流引导水汽向高层输送， 为该地区的暴雨提供了水汽和动力条件。24日08:00［图11（d）］与23日14:00相比， 台风西侧的垂直上升运动明显增强， 大值中心位于500 hPa， 上升气流引导着对流层低层辐合的水汽向台风西侧倾斜抬升至对流层中层， 充足的水汽输送和水汽随上升气流共同作用， 中低层增强的水汽辐合及加强的上升运动造成了更加显著的降雨。
图11 2018年7月23日14:00和24日08:00 925 hPa水汽通量（等值线， 单位： g·s-1·hPa-1·cm-1）、 水汽通量散度（彩色区， 单位： ×10-8 g·s-2·cm-1·hPa-1）和风矢量（单位： m·s-1）（a， b）与沿台风中心（36.5°N、 38.7°N）的水汽通量散度（彩色区， 单位： ×10-8 g·s-1·cm-2·hPa-1）、 垂直上升速度（等值线， 单位： Pa·s-1）和u-w风场（矢量， u， 单位： m·s-1， w×100， 单位： Pa·s-1）（c， d）的纬向-高度剖面

Fig.11 Water vapor flux （contour， unit： pa·s-1）， water vapor flux divergence （color area， unit： ×10-8 g·s-2·cm-1·hPa-1） and wind vector （unit： m·s-1） on 925 hPa （a， b） and the zonal-height profile of water vapor flux divergence （color area， unit： ×10-8 g·s-2·cm-2·hPa-1）， vertical ascent speed （contour， unit： pa·s-1） and u-w （arrow， u， unit： m·s-1， w× 100， unit： Pa·s-1） along the typhoon center （36.5°N， 38.7°N） （c， d） at 14:00 on 23 and at 08:00 on 24 July 2018

5.4　地形的作用

台风登陆后由于受到地表摩擦会造成台风强度的减弱， 但地形也可以为降雨提供抬升作用从而增强降雨的强度。从本次降雨过程中大暴雨的落区来看［图12（a）］， 山东地区的大暴雨位于泰山西侧， 地形对降雨有一定的阻挡作用， 进一步分析［图3（a）］， 2018年7月23日14:00 -20:00的中尺度雨团的范围较前一阶段有明显的增强， 可见泰山东侧迎风坡的降雨明显增加， 地形对山东地区的降雨有一定的增幅作用。京津交界的大暴雨雨区西边界距离太行山约100 km［图12（a）］， 该地区的强降雨受地形的影响不明显， 强降雨位置主要是受冷暖空气结合的影响。进一步分析此次降雨过程中水汽与地形的关系， 选择山脉与降雨区距离最近的纬度位置进行垂直剖面， 图12（b）和（c）分别为2018年7月23日14:00和24日08:00沿36.3°N和39.8°N水汽通量散度和垂直速度的垂直剖面。分析可知23日20:00［图12（b）］沿着泰山的西侧有水汽辐合存在， 最强的水汽辐合仅位于迎风坡山前的低层800 hPa以下， 且水汽辐合的分布与地形成平行状态， 可见地形为水汽的辐合提供了下垫面条件， 此时最强水汽通量散度增大至-76.5×10-8 g·s-1·cm-2·hPa-1， 且泰山山前的垂直上升运动明显增强， 最强的上升层位于800~700 hPa之间， 此时偏东风携带的水汽在山前的辐合上升运动利于强降雨的产生。24日08:00［图12（c）］的水汽辐合中心位于117.6°E的900 hPa附近， 与太行山东侧迎风坡较远， 且对流层低层垂直上升运动弱于对流层中高层， 太行山地形对本次降雨过程的作用不大。
图12 2018年7月23日08:00至24日14:00大暴雨落区分布（a， 单位： mm）与23日14:00和24日08:00沿36.3°N和39.8°N的水汽通量散度（彩色区， 单位： ×10-8 g·s-1·cm-2·hPa-1）和垂直速度（等值线， 单位： ×10-2 hPa·s-1）垂直剖面（b， c）

（a）中红色等值线为100 mm等值线， 彩色区为海拔（单位： m）； （b）~（c）中黑色阴影是地形

Fig.12 Distribution of heavy rainstorms from 08:00 on 23 to 14:00 on 24 July 2018 （a， unit： mm）， the vertical cross section of the water vapor flux divergence （color area， unit： ×10-8 g·s-1·cm-2·hPa-1） and vertical velocity （ contour， unit： ×10-2 hPa·s-1） along 36.3°N and 39.8°N at 14:00 on 23 and at 08:00 on 24， July 2018 （b， c）.The red contour in Fig12.（a） is the contour of precipitation of 100 mm， and the color area is the altitude （unit： m）； the black shadow in Fig12.（b）~（c） is the terrain

6 结论

本文使用CMA最佳路径数据、 卫星云图、 雷达回波资料、 自动站资料、 NCEP/NCAR再分析资料和常规观测资料对台风“安比”北上过程中山东和天津地区暴雨过程进行分析， 得到主要结论如下：
（1） 台风“安比”在北上过程中， 台风强度保持不变却造成了截然不同的大暴雨落区位置， 尤其是进入天津之后台风降雨落区不仅与山东相反， 且降雨强度明显增强。
（2） 台风“安比”后期的外围云系发展为非对称云系， 降雨和环流结构具有明显的不对称性， 短时强降雨均出现在TBB梯度高值区， 台风“安比”在山东境内时， 中尺度云团和强降雨主要位于鲁中地区； 台风进入天津后， 台风云系的西北侧沿气旋式环流有带状中尺度云团发展， 持续的对流云团造成了台风的西侧的京津交界地区产生暴雨。
（3） 台风在山东时， 鲁东南-鲁中地区有一条弱的垂直风切带利于台风的暖心结构得以维持， 本身携带高温高湿环境导致低层存在条件性对称不稳定， 同时受到泰山的地形作用， 水汽通量大值区和水汽辐合区均位于台风环流的东北侧的泰山迎风坡的鲁中地区， 台风东侧的强雨中心位置受到正涡度、 垂直速度和水汽辐合的共同影响。
（4） 台风进入天津后， 由于高空槽东移携带的冷空气渗透， 不稳定层结厚度明显增加， 为台风西北侧对流触发提供了有利的条件， 且京津交界恰好位于高空急流入口区右侧， 同时槽前正涡度平流和冷暖交汇导致对流层低层的正涡度强度明显增大， 高层辐散与低层辐合引起了明显的抽吸作用， 同时对流层低层东南急流经过渤海后水汽得以补充， 在台风的西北部形成明显的带状水汽辐合带， 共同导致了台风西北侧的强降雨。

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