台风“莫兰蒂”引发的福建和浙北暴雨分析

钱卓蕾 张建海

(绍兴市气象局，浙江绍兴312000)

0 引言

台风是最强的暴雨天气系统，国内外不少极端暴雨记录都与台风活动有关［1］。台风暴雨会造成洪涝暴发、农田受淹、耕地流失、城市内涝和路毁车阻等灾害。为了减轻灾害，过去十几年国内外连续不断地开展了台风暴雨的研究工作，并取得了一系列的成果：在浙闽登陆的台风往往会给华北以至东北带来100 mm以上的特大暴雨［2］，这种远距离的台风暴雨常和高空急流，台风登陆后强度维持不衰［3］，西风槽，台风中有倒槽向北伸展［4，5］，以及北方有冷空气南下［7］等许多因素有关。中低纬度环流系统的相互作用对登陆台风暴雨的突然增幅也有重要作用［7，8］。Wu 等［9］通过数值研究认为，台湾地形对台风路径的偏折影响较少，但对降水有明显影响，模式分辨率和地形高度分辨率的提高都有利于改善对台风降雨定量的预报。郑庆林等［10，11］发现地形坡度的陡峭有利于台风暴雨增幅。台风东部或北部的东南气流与西风槽带来的偏北风强烈辐合是槽前和槽区暴雨的触发机制［12］。黄永玉等(2006)利用MM5模式模拟了“艾利”台风暴雨过程，发现充沛的水汽和强烈的上升运动是造成台风暴雨的直接原因［13］。

2010年第10号热带风暴“莫兰蒂”9月8日05时生成于台湾东南部洋面上，中心气压996 hPa，9月9日14时加强为强热带风暴，之后强度继续增强，并于10日02时加强为台风。10日3时30分台风“莫兰蒂”在福建石狮市登陆，登陆时中心附近最大风力12级，中心气压975 hPa，登陆后向西北偏北方向移动，并于10日07时转为偏北方向移动，强度持续减弱，10日08时减弱为强热带风暴，10日14时减弱为热带风暴。在福建境内经过蒲田、古田、屏南，松溪等地，于10日19时进入浙江境内。20时“莫兰蒂”减弱为热带低压，之后继续北上，穿过丽水、金华、绍兴、杭州、嘉兴等地。

“莫兰蒂”登陆后，强度维持，随着台风北上，福建晋江、南安、仙游、蒲田和福清等地均出现了大暴雨，登陆后的福建中部沿海为降水最大值区。值得注意的是，台风北上进入丽水减弱为热带低压以后，途经浙江北部地区杭州、绍兴等地，回波显著加强，在杭州普降100 mm以上的大暴雨，其中白马湖雨量232 mm，绍兴北部也出现了50 mm以上降水。这是2010年对浙江影响最显著、降水最明显的一次台风。福建沿海地区的暴雨与浙江北部的暴雨机制是不同的(图1是台风移动过程中的降水分布，图2是两个降水量最大的自动站降水时间分布)，前者主要由于台风登陆以后环流本身的影响，后者是由台风减弱后的残余低压环流和弱冷空气共同作用引起的。此外，台风在浙江沿海地区也有明显降水。

1 环流形势分析

分析高空形势，从10日02时(图3)到11日14时的500 hPa高空图可以看到，本次台风的大范围环流形势是稳定的“两槽一脊”型，西部的高压脊相对较弱，而西太平洋副热带高压比较强盛，且很稳定，脊线位于30°N附近，副热带高压西侧是一个宽广的低压槽，中心位于内蒙，槽线从内蒙延伸到32°N，槽的位置略偏北。低槽和副热带高压不仅是制约台风移动方向的重要影响系统，也是本次暴雨的2个主要大尺度环流系统，为暴雨形成和维持提供了有利的大尺度环流背景。10日台风登陆后，强度开始减弱比较慢，台风强度维持5 h，强热带风暴维持6 h，为福建暴雨的维持提供了良好的环境条件。台风的移动方向基本沿副高边缘，开始沿西北偏北，随后方向转为偏北，10日14时过后，台风强度迅速减弱，进入浙江境内后，台风减弱成低压环流，低压环流维持，并向偏北方向行进，在浙北地区与高空槽底部结合，槽前的弱冷空气不断补充进低压环流，使得低压倒槽发展维持。高空槽的稳定维持不仅减缓了台风北上的行进速度，槽底部的弱冷空气与低压环流结合，使得辐合场发展和维持;西太平洋副热带高压的主要作用除了作为引导台风移动的主要影响系统之外，它左侧的低空急流，与高空槽前部渗透的冷空气在浙北一带形成了切变，使该地区降水强度加大，并且为暴雨区的水汽供应提供了一个有力的渠道。

由2010年9月10—11日850 hPa流场图(图略)可以看到，槽的位置偏北，只在浙北地区有弱冷空气渗透，而浙江南部地区，由于没有冷空气影响，而且登陆时仍为台风级别的“莫兰蒂”在10日14时后强度迅速减弱，致使浙江中南部地区的降水相对偏少。10日08时的流场图(图4a)显示：台风登陆后，右侧东南气流将海上大量水汽源源不断输送到福建沿海地区;台风登陆后沿福建北上，10日14—20时的流场图(图略)上，热带风暴环流明显减弱，19时进入浙江境内，迅速减弱为热带低压，北上至浙江北部地区，11日08时的流场图(图4b)上，低压环流已经移动到了浙北地区，可以看到，08时的环流相比02时有明显的增强，台风减弱后的低压北上过程中，与弱冷空气相结合，冷空气渗透增强了与副热带高压左侧的低空急流的切变，扰动发展，低压环流增强，气流辐合上升运动变强，低空急流将海上的水汽输送到暴雨区，为暴雨区提供了有利的水汽供应、辐合上升和触发条件。由于低压倒槽与其冷空气结合的位置偏北，从台风登陆到北移至浙北地区，出现了南北2个雨量中心，即福建沿海到北部一带和浙江北部地区。

图4 850 hPa流场图(a、10日08时;b、11日08时)

分析10—11日“莫兰蒂”行进过程中的风速场，10日02时，台风登陆前，中心风速在21 m/s左右，台风外围右侧环流与副热带高压左侧的气流形成了低空急流，最大风速也在24 m/s左右，急流伸入浙江沿海地区，10日08时(图5a)，台风已经登陆，风速中心数值略有减小，说明台风登陆以后强度有所减弱，之后风速极值中心维持在沿海地区，随着“莫兰蒂”北上风速极值中心也北上移动。11日08时的风速场上(图5b)，相比02时的风速，可以看到急流变强，说明冷空气渗透使得低压环流发展，从而使得副热带高压左侧的急流风速极值中心数值变大。11日14时，浙江北部暴雨基本结束，风速中心强度减弱，位置北抬。

图5 850 hPa风速场(a、10日08时;b、11日08时)(单位：m/s)

2 物理量场分析

2．1 水汽条件分析

要形成暴雨，除了暴雨发生地的高湿度以外，还必须有充分的水汽供应，因为只靠某一地区大气柱中所含的水汽凝结下降量很小。因此，将925 hPa的水汽通量散度作为研究物理量(由于后期台风减弱为低压，强度很弱，物理量的特征在低层更为显著一些)，10日02时，即台风登陆前，水汽通量辐合中心主要分布在福建沿海，强度在-30(10-4g/cm2·hPa·s)左右，浙江沿海也有水汽通量辐合中心，强度也很强。10日08时(图6a)，福建东部沿海的水汽通量辐合中心维持，而浙江沿海水汽幅合中心减弱，台风登陆前后，台风环流将海上大量水汽输送到沿海地区，形成水汽辐合中心。观察14时，20时的水汽通量散度场图(图略)可以看到，虽然台风登陆，水汽通量散度场的辐合极值中心始终分布在沿海，且强度减弱。而在11日08时(图6b)的水汽通量散度场上，可以观察到浙江北部地区有一个水汽通量辐合中心，量值上小于10日08时福建沿海的水汽通量辐合中心。说明该地区的水汽供应条件比较好，能够提供暴雨发生发展所需要的水汽。虽然该地区的水汽辐合极值中心强度不如台风登陆形成的水汽通量辐合中心的强度强，但是台风登陆时的移动速度较快，迅速沿福建北上，水汽通量辐合中心也随“莫兰蒂”北上，而浙江北部地区的辐合中心在浙北地区维持时间比较长，水汽供应源源不断，造成该地区的暴雨。

图6 925 hPa水汽通量散度场(a、10日08时;b、11日08时)(单位：10-4g/cm2·hPa·s)

2．2 动力条件分析

分析10—11日的850 hPa垂直速度分布，台风登陆前后的02时和08时(图7a)，在福建沿海和浙江南部沿海都有垂直速度极值中心分布。但是登陆前，浙江南部沿海地区的垂直上升运动强度并不比福建沿海弱，而登陆后，浙江南部的垂直运动中心强度显著减弱，而福建沿海的垂直速度极值中心显著加强，维持暴雨所需要的强烈垂直运动。之后垂直运动中心强度减弱，并且随着台风北上也向北移动，主要出现在“莫兰蒂”的外围，11日08时(图7b)，在浙北地区出现了一个垂直速度极值中心，最大值出现在杭州地区，对应该地区的持续暴雨天气。说明在暴雨区，上升运动是很强盛的。上升运动越强，云顶发展高度越高，云层越厚，云滴增长越迅速，降水量越大。同时我们可以看到垂直运动极值中心的位置和强度变化与水汽通量散度中心的变化是保持基本一致的。

图7 850 hPa垂直速度场(a、10日08时;b、11日08时)(单位：Pa/s)

2．3 能量条件分析

要维持强烈的垂直运动，只有依靠不稳定能量的存储和释放。

对高空的假相当位温θse分析表明，台风中心附近配合高能区，降水的加大对应着能量场的加强。10日02时台风登陆前的500 hPa θse水平分布图(图略)显示：浙北到福建都是一条高能带，θse极值中心在福建，中心数值在348 K以上。10日08时(图8a)台风登陆后，高能中心主要位于福建，而浙江北部的极值中心消减。之后的14时到11日凌晨2时，θse极值中心都在福建地区，11时08时(图8b)，在浙江北部地区，出现了大于348 K的高能中心，与暴雨落区位置基本对应。由此可见，能量场的分布状况对暴雨的落区同样也有很好的指示作用。

暴雨的促发机制是对流不稳定的发生发展。通常用θse随高度的变化情况来显示层结的稳定度，当 θse随高度减小时，即＞0该层结是不稳定的。福建暴雨的低层为暖湿不稳定区，自对流层低层至中层为中性层能区，且 900 hPa 以下台风减弱为低压环流北上至浙江北部地区时，遇到南下扩散的冷空气，加强了低层扰动的辐合作用，同时其温度结构也有利于使低压北缘位势不稳定增强，即11日08时(图9b)，高能区也北抬至30°N，高能层结比较厚，观察到32°N以北是一个比较弱的锋区，θse等值线相对比较密集和陡，从10日08时θ垂直剖面图(图9a)se也可以看到，在550 hPa以下，θse＞348 K，为高峭，冷暖空气交汇，湿斜压性(▽pθse)变大，斜压 不稳定能量发展。

为了更好的分析两个暴雨中心的差异，画出等压面湿位涡MPV两个分量MPV1和MPV2的分布图。

湿位涡的表达式为：

MPV1为湿位涡的垂直分量(正压项)，其值取决与空气块绝对涡度的垂直分量和相当位温垂直梯度的乘积(ξp是垂直方向涡度，f是地转涡度，θse是假相当位温)，因为绝对涡度是正值，当大气为对流不稳定时，MPV1＜0;若大气为对流稳定时，MPV1＞0;MPV2是湿位涡的水平分量(斜压项)，它的数值由风的垂直切变(水平涡度)和θse的水平梯度决定，表征大气的湿斜压性，当大气为斜压不稳定时，MPV2＞0;反之，则 MPV2＜0。

由10日08时850 hPa MPV1(图10a)，MPV2分布(图11a)，可以看到26°N以北是正的MPV1区，即正压稳定区，而以南是负的MPV1，即正压不稳定区，暴雨落在正负区域之间，接近0线。而MPV2在福建沿海一带均为负值，表明是斜压稳定的，即影响福建暴雨的主要原因是对流不稳定。11日08时(图10b，图11b)，浙北地区MPV1基本是小于0的，即对流不稳定，MPV1负值区对应于MPV2的正值区域，当MPV2＞0时，大气存在斜压不稳定。台风进入浙江境内后，强度迅速减弱，减弱后的残留低压北上过程中遇弱冷空气，环流增强，斜压不稳定能量发展，因此浙北地区的暴雨是正压不稳定和斜压不稳定共同作用的结果。

由于MPV1的绝对值明显比 MPV2大，MPV1分布与湿位涡MPV的分布大致相同，负值中心位置也较一致。MPV2的数值虽然常常比MPV1约小1个量级，但MPV2数值越大说明大气的斜压性越强，大气的斜压性可转化成正压位涡扰动，有利于气旋性涡度发展，有利于暴雨的产生。同时MPV2绝对值的增大，可以反映大气的斜压不稳定的增强。因此，湿位涡的正压项与斜压项综合反映了暴雨区对流不稳定和斜压不稳定状况。

3 结语

3．1 高空环流形势为台风的移动路径起了引导气流的作用，并为暴雨的发生发展提供了大尺度的环流背景，其中西太平洋副热带高压和高空槽是主要的影响系统。台风沿副高边缘登陆北上，副高左侧的低空急流为暴雨区提供了充足的水汽。高空槽槽底渗透的冷空气在浙北地区与台风减弱后的低压环流汇合，与低空急流形成切变，辐合上升产生暴雨。

3．2 对水汽条件的分析表明：暴雨区中心位置与水汽通量辐合中心基本一致，既保证了暴雨发生地的高湿度条件，也保证了水汽能源源不断的输送到暴雨区，维持强烈的辐合上升运动，有利于水汽抬升凝结成雨滴。

3．3 对垂直速度场的分析结果显示：垂直速度的中心对应于水汽通量辐合的中心，即暴雨区。比较明显的垂直速度极值中心分别出现在福建沿海地区和浙北地区。

3．4 台风区对应于高空的高θse区，即高能区。暴雨需要不稳定能量的持续释放，暴雨区的θse在对流层低层随高度减小，层结不稳定，浙北地区存在弱锋区，使得该地区斜压不稳定能量的发展。对湿位涡的两个分量分布进行分析，可以看到湿位涡对于暴雨落区有比较好的指示作用，福建暴雨主要是由于台风环流本身造成，正压不稳定起了主导地位。而浙北地区的暴雨除了正压不稳定仍然存在之外，大气的斜压作用也不可忽视。

［1］ 陶诗言．中国之暴雨［M］．北京：科学出版社，1980：225．

［2］ 张喜君，朱官忠，曹钢锋．华北地区登陆北上热带气旋的暴雨增幅研究［J］．南京气象学院学报，1995，18(03)：455-459．

［3］ 陶祖玉，田佰军，黄 伟．9216号台风登陆后的不对称结构和暴雨［J］．热带气象学报，1994，10(1)：69-77．

［4］ 杨金锡，洪 吉．能量锋生与台风倒槽暴雨［J］．南京气象学院学报，1986，9(01)：47-54．

［5］ 蒋尚城，林 楠．85年9号台风与辽宁特大暴雨的卫星云图分析［J］．北京大学学报，1988，24(03)：351-361．

［6］ 钱自强，张 德．上海地区台风倒槽暴雨分析［J］．大气科学，1985，9(04)：400-405．

［7］ DangRQ．Recent advances in research on the mechanisms and causes of exceptional rainfall associated with tropical cyclones in China［J］．WMO/TD，1998，875：23-26．

［8］ 陈久康，丁治英，陶祖玉，等．中低纬度环流系统相互作用对登陆台风暴雨突然增幅的影响［A］//85—906项目组．台风科学、业务试验和天气动力学理论的研究(第4分册)［C］．北京：气象出版社，1996：52-54．

［9］ Wu C—C，Yen T—H，Kuo Y—H．Rainfall simulation associated With typhoon Herb(1996)near Taiwan．Part I［J］．Wea．Forecasting．2002，17：1001-1015．

［10］ 郑庆林，吴 军．地形对9216号台风暴雨增幅影响的数值研究［J］．南京气象学院学报，1996，19(01)：8-17．

［11］ 郑庆林，吴 军，蒋 平．我国东南海岸线分布对9216号台风暴雨增幅影响的数值研究［J］．热带气象学报，1996，12(04)：304-313．

［12］ 朱洪岩，陈联寿，徐祥德．中低纬度环流系统的相互作用及其暴雨特征的模拟研究［J］．大气科学，2000，24(05)：669-675．

［13］ 黄永玉，沈桐立，沈新勇，等．0418号“艾利”台风暴雨过程的数值模拟［J］．台湾海峡，2006，25(1)：102-109．