一次远距离台风暴雨中尺度对流系统的分析

张雪晨，郑媛媛，姚晨，卢逢刚

(1.南京大学大气科学学院，江苏南京210093;2.安徽省气象台，安徽 合肥230031)

0 引言

台风是造成特大暴雨的主要天气系统之一，很多强烈的持续性强降水都和台风有关。陈联寿(1979，2006，2007)认为台风暴雨有两种，一种是由台风环流本身造成的暴雨，一种是台风的远距离暴雨。他将台风远距离降水定义为:在台风范围之外，同时与台风存在着内在的物理联系的降水。该定义清楚地将台风远距离暴雨与台风环流暴雨区分开。蒋尚城(1983)、陈久康等(1996)、孟智勇等(2002)和杨晓霞等(2008)指出，台风远距离暴雨是台风与中纬度系统相互作用的结果，具有较强的对流不稳定，易触发强对流天气，降水特征上表现为突发性强、降水强度大，降水时段集中。

马禹等(1997)和韩桂荣等(2008)研究表明，造成这些突发强降水的主要是中尺度对流系统(mesoscale convective system，MCS)。自 Maddox(1980)提出中尺度复合体(mesoscale convective complexes，MCC)定义之后，很多学者在此基础对MCC和MCS进行了进一步的研究改进。Anderson and Raymond(1998)提出了持续拉长的中尺度对流系统概念，对MCS进行了较大的改进，Jirak et al.(2003)将这种分类扩展到β中尺度的对流系统上。国内马禹等(1997)在对中国MCS普查的基础上，将MαCS的标准定义为云顶亮温小于等于－32℃的短轴超过3个纬距，偏心率为0.5;MβCS定义为云顶亮温小于等于－32℃的短轴长度在1.5～3个纬距。张兴强等(2005)、李春虎等(2007)和谢义明等(2011)认为，台风远距离暴雨的中尺度系统明显，常在西风槽和台风之间有中尺度对流系统生成，中尺度特征突出，有其独特的特征和规律，多与α、β尺度的MCS相对应，地面多出现中尺度锋区、中尺度辐合线、中尺度气旋和中尺度低压。

安徽近10 a中的多数致灾严重的暴雨基本都是受台风影响产生的。如2005年13号台风“泰利”在安徽省大别山区造成的特大暴雨，24 h降水量最大达到492 mm;2008年8月1日在减弱的“凤凰”台风和冷空气的共同作用下，安徽江淮东部普降特大暴雨，24 h雨量极值为428.5 mm。本文运用多种探测资料对2011年8月26—27日发生在安徽的一次台风远距离暴雨对流系统产生的环境背景和内部结构进行了多尺度的分析，找出此次强降水的形成原因、中尺度特征和发展演变过程。

1 降水实况

图1 2011年8月26日08时—27日08时安徽省24 h降水量分布(单位:mm)Fig.1 Distribution of 24 h precipitation in Anhui Province from 08:00 BST 26 to 08:00 BST 27 August 2011(units:mm)

2011年8月26 日08时—27日08时(北京时间，下同;图1)安徽沿淮中部降水量普遍超过50 mm，怀远、固镇和淮南等地有23个乡镇超过200 mm，300 mm以上降雨均位于怀远境内;最大降水出现在怀远市河溜镇，雨量为395.9 mm。强降水落区呈东北—西南向带状分布，雨带狭窄，超过50 mm的雨带宽度不足80 km。而降水量超过200 mm的强降水位置则更为集中，基本都位于怀远县内，宽度约为30 km，长度90 km。此次过程降水强度大，单站小时雨量极大值达到89.9 mm，累计降水量超过200 mm的乡镇基本上都伴随了60～70 mm/h的集中强降水。以上特点决定了此次过程的预报难度大，且安徽省气象台晚间预报的最大量级也只是大雨到暴雨，实况降水量远远超出了这个预报量级。

2 环流背景

2011年8月26 日08时，500 hPa河套至湖北一带有深厚的低槽存在，安徽位于低槽前部的西南气流中，江苏东部为副高控制，11号强台风“南玛都”位于台湾南部洋面上。26日20时(图2a)，台风北行，西风带系统受影响北缩，584线从江淮之间北抬至淮北北部，台风外围深厚的暖湿舌一直向北延伸至安徽沿淮一带，暖区一侧开始出现明显的增湿增温。具体表现在:安庆和射阳站实况探空500 hPa的12 h正变温达到4℃，850 hPa上比湿大于12 g·kg－1的湿舌(图2a中绿色线条)顶端位于阜阳和徐州站之间，湿舌的北部为干区控制，湿度的水平分布在阜阳附近有明显的不连续性存在。风场上，500 hPa阜阳站风速为12 m/s，徐州站为2 m/s，之间存在明显的风速辐合，一方面有利于中层抬升，另一方面引导气流变化导致两站之间雨团降水时间加长;850 hPa和925 hPa上倒槽自安徽大别山区向东北方向延伸至沿淮一带，强降水区位于倒槽的顶部。从水汽通量和涡度的分布(图2c)可以看到，26日14时850 hPa以下台风西北侧的东南气流将低层水汽从东部沿海输送至苏皖一带，在淮北东部有－0.6×10－6g/(cm2·hPa·s)的水汽通量辐合中心生成，而低槽前部的大片的正涡度区也有利于上升运动的发展。中层500 hPa深厚槽前的西南气流也带来了明显的水汽输送，但辐合中心位置偏北，此次强降水的水汽输送主要来自于低层台风外围的偏东气流。这种天气形势下也使安徽大部分地区位于湿不稳定能量区 θse500－θse850≤0 K 内(图2d)，其中淮北西部更有θse500－θse850≤－10 K湿不稳定中心发展。

图2 2011年8月26日20时500 hPa形势场和850 hPa风场(a)、26日20时南京站的T-lgp图(b)、26日14时850 hPa的水汽通量(箭矢;单位:10－6g/(cm2·hPa·s))和涡度(彩色阴影;单位:10－3s－1)(c;黑色三角表示暴雨发生位置)，以及26日20时θse500－θse850(彩色阴影;单位:K)的分布(d;黑色三角表示暴雨发生位置)Fig.2 (a)500 hPa situation and 850 hPa wind fields at 20:00 BST 26 August 2011，(b)T-lgp of Nanjing station at 20:00 BST 26 August 2011，(c)water vapor flux(arrows;units:10－6g/(cm2·hPa·s))and vorticity(color shadings;units:10 －3s－1)at 850 hPa at 14:00 BST 26 August 2011，and(d)distribution of θse500 － θse850(color shadings;units:K)at 20:00 BST 26 August 2011(The black triangle means rainstorm occurrence position in Fig.2c and Fig.2d)

26日20时阜阳探空站的T-lgp图(图略)上可见，湿层深厚，近饱和层从地面向上延伸至到600 hPa，风随高度强烈顺转，显示有强的暖平流输送，是有利于对流性降水产生的天气形势，因为位势不稳定层结的建立主要决定于高低空水汽和热量平流的差异，强的暖平流输送使得阜阳上空附近的大气层结变的非常不稳定，一旦有有利的触发条件，就能产生持久深厚的湿对流。暖湿气流的另一个作用是使得环境背景场的抬升凝结高度很低，接近1 000 hPa，进而造成此次暴雨过程的暖云层(即0℃高度与抬升凝结高度之间的距离)深厚，有利于高效率降水的产生。由于暴雨发生在中低层东风气流下，同时分析暴雨区东部的南京探空站(图2b):对流有效位能为1 130 J/kg，0～6 km垂直风切变2.7×10－3s－1，一般认为中等强度的对流有效位能(convective available potential energy，CAPE)比起极端的CAPE更有利于强降水的形成。综合以上分析，在这次中尺度对流系统发生前的大尺度背景场上，高低空急流、强暖平流输送造成的位势不稳定层结、低层强的水汽辐合都为强降水的发生提供了有力条件。

综上所述，低层台风外围的偏东气流向暴雨区输送水汽和热量，造成中纬度暴雨区上空大气的增温增湿，进而使得大气层结的不稳定度增强;而中纬度西风槽则提供有利于台风远距离暴雨发展的大尺度背景，暴雨区位于西风槽前，有利于低层辐合的加强和垂直运动的发展和维持，进而触发和加强暴雨的发生和发展。

3 MβCS的触发条件及结构演变

MCS是我国夏季造成暴雨和洪涝灾害的主要天气系统之一，MCS的空间尺度小，生命史短，常常发生在傍晚和夜间，这次暴雨过程主要就由夜间的两个β尺度MCS生成维持造成。

发生发展阶段:8月26日14时大别山区北部有弱的对流云系生成，并伴随着当地的降水。20时(图3a)，对流云团移至淮北中部，受当地有利辐合条件的影响有所发展，出现－32℃的云顶亮温中心。

成熟阶段:23时(图3b)，对流云团进一步发展，云顶亮温小于－32℃的区域长轴约为2个纬距，短轴约为1个纬距，覆盖面积达到20 000 km2。同时对流云团边缘相当黑体亮温(black body temperature，TBB)等值线变得密集、梯度开始增大，表明系统正在稳定发展。03时(图3c)对流云团已发展成为β中尺度的MCS，云顶亮温小于－32℃的区域长轴增大至3个纬距以上，短轴长度亦超过2个纬距，MCS发展到旺盛状态，－50℃的上冲云顶出现。在发展旺盛的第一个中尺度对流系统A靠近暖区的南侧有新的对流云团B被激发并迅速发展壮大，至06时(图3d)在对流云团A原有的位置上，新的对流云团B云顶亮温－32℃的区域覆盖面积已超过20 000 km2，发展成为第二个β尺度的MCS。从环境风场上判断，承载层的平均风向为西南风，MβCS的平流方向为东北向，而新生MβCS的位置位于原有MβCS的西南象限，平流和传播的矢量和基本为零，使得暴雨区上空一直有较强的MβCS维持。强降水都发生在MCS云顶亮温梯度大的区域。

图3 2011年8月26日20时(a)、26日23时(b)、27日03时(c)和27日06时(d)FY-2E逐时红外云图的TBB分布(单位:℃)Fig.3 Distribution of TBB from hourly FY2E infrared satellite images at(a)20:00 BST 26，(b)23:00 BST 26，(c)03:00 BST 27，and(d)06:00 BST 27 August 2011(units:℃)

消亡阶段(图略):27日09时，冷云盖变暖，云顶亮温小于－32℃的区域逐渐变小，对流云团边缘TBB等值线变得均匀，梯度减小，MCS逐渐消亡减弱。

因此，此次强降水过程主要由两个β尺度的MCS造成，而在暴雨区上空MβCS的新生维持是强降水维持较长时间的重要原因。

4 MβCS的雷达反射率场特征分析

图4 2011年8月26日17时22分(a)、19时08分(b)、21时50分(c)、27日00时38分(d)、03时31分(e)、04时15分(f)、05时22分(g)、06时52分(h)蚌埠雷达2.4°仰角的基本反射率因子(单位:dBz)和地面要素场的叠加图(a—h中，黑实线表示地面等压线，黑虚线表示地面辐合线，红实线表示等温线)，以及26日21时17分(i)、27日00时38分(j)、03时03分(k)、05时06分(l)的径向速度(单位:m/s;i、j中，圆圈表示中气旋位置)Fig.4 Superposition chart of surface element field and base reflectivity(units:dBz)from Bengbu radar on 2.4°elevation angle at(a)17:22 BST 26，(b)19:08 BST 26，(c)21:50 BST 26，(d)00:38 BST 27，(e)03:31 BST 27，(f)04:15 BST 27，(g)05:22 BST 27，and(h)06:52 BST 27 August 2011(Black solid line represents the surface isobar，black dashed line represents the surface convergence line，and red solid line represents the isotherm in Figs.4a—h)，and radial velocity(units:m/s)at(i)21:17 BST 26，(j)00:38 BST 27，(k)03:03 BST 27，(l)05:06 BST 27 August 2011(circle represents the position of mesocyclone in Fig.4i and Fig.4j)

从雷达资料的分析结果可以看出，此次特大暴雨过程主要由两次短时强降水过程组成，对应卫星云图上的两个MβCS的活跃发展。第一个MβCS在雷达基本反射率图上发展演变过程:8月26日14时40分蚌埠雷达基本反射率图上(图咯)，霍邱北部有中心强度为45 dBz的块状对流回波生成，验证了此次中尺度对流系统的触发机制(孙健等，2002;孙建华等，2004)是位于大别山区北部的中尺度辐合线;17时22分(图4a)，对流回波移至怀远附近有所发展;19时08分(图4b)，地面图上淮北有弱冷空气扩散南下，辐合线附近中尺度锋区进一步锋生变窄加强;雷达反射率因子图上块状降水回波逐渐向带状回波调整。21时50分(图4c)，锋区进一步变窄加强，在淮北中部逐渐形成了中尺度闭合低压环流;降水回波也逐渐加强形成强窄带回波，其位置基本对应强降水落区且维持在怀远境内少动。期间受局地热力条件的影响，伴随着γ中尺度的强对流单体生成，造成局地降水的峰值，如8月27日00时38分(图4d)陈集附近对流风暴明显发展，单体最强发展至60 dBz，其右前侧存在较大的回波反射率梯度，呈明显倒“V”结构;最重要的是观测到了切变值为9×10－3s－1的中气旋包裹在强降水区，并与风暴前的倒“V”型缺口相伴，此中气旋生命史近1 h，强对流风暴呈现典型的强降水超级单体特征。对应实况雨量强度陈集出现超过70 mm/h的短时强降水。

27日03时31 分，从地面温压风场(图4e)可以看到，合肥东西有明显的热力差异，合肥西部出现尺度很小的气旋性热力环流，环流南部有反气旋环流出现，说明有中尺度高压产生，配合变压场上有正变压出现。对应雷达回波图上(图4e)原回波的西南侧产生了新的强对流单体，这次对流风暴的发展从时间上看对应着第二个MβCS的活跃发展。04时合肥站转为西南风，气旋性环流的强度和范围都有所发展，辐合线的强度也有所加强。雷达图上，04时15分(图4f)新生成对流单体不断壮大向北发展与原有的对流回波交叉，形成“人”字形，西侧新生成的对流回波(“人”字型“撇”)内多个γ中尺度的强对流风暴群呈有组织的直线排列，在辐合线附近合并成一条β中尺度的南北向弓状回波，并稳定少动。05时，偏东气流再次加强，和辐合线西侧的西北风对吹，造成辐合的进一步加强，中尺度低压进一步发展。05时22分(图4g)西侧对流系统发展成熟，降水回波的东支则减弱向北翘起;西支上的γ中尺度的强对流风暴则非常活跃，此消彼长，造成局地强降水。06时52分(图4h)，中尺度低压逐渐填塞，降水回波的东支减弱消失，“人”字形降水回波消失，带状回波主要是由西支上的强对流风暴群发展出来，降水回波内仍有较大范围的大于45 dBz的强回波存在，但强回波的结构开始变的松散，对流系统开始消亡。

从对雷达基本反射率因子和地面加密要素场资料的分析可看出，本次暴雨过程与梅雨锋等暴雨的中尺度雷达回波特征有相似之处(杜秉玉，1985;杜秉玉等，1999)，但形成机制不同。此次特大暴雨主要由两次短时强降水过程组成，均由β中尺度对流系统引起:一是弱冷空气扩散南下导致的中尺度锋生，同时由于东侧强的入流，在降水回波的东部形成强窄带回波;二是热力差异和暖湿气流的加强促使辐合再度加强，在辐合线的附近再次形成β中尺度对流系统。对流的发展与地面中尺度辐合线和中尺度低压的发展加强有关，地面中尺度辐合线后部尾随中尺度高压。β中尺度的强回波内伴随着γ中尺度的强对流单体发展，造成局地降水的峰值。

此次强降水在雷达反射率因子图上还反映出了强降水回波的停滞:对流风暴在环境平均风场的作用下应向东北方向移动，而新的对流风暴在强回波带的西南侧生成(图4e)，即风暴的传播方向为西南向，对流风暴平流、传播的矢量和基本为零，使得对流风暴在原地维持少动。

5 MβCS的雷达速度场特征分析

本次过程雷达基本速度场(2.4°仰角)显示(图4i—l)，β中尺度对流系统两次发展和低层暖湿气流的加强相关紧密。低层风速的增大伴随着对流风暴的发展(黄小玉等，2006，2010)，低层风速的减小伴随着对流风暴的消亡。26日21时17分速度场上(图4i)，怀远西北部出现大于10 m/s的东南风(正速度区)，随后降水回波东侧的强对流风暴群开始有组织的发展，最终形成东北西南向的带状强回波(图4c)。27日03时03分(图4k)，雷达站西北侧的正速度区强度有明显减弱，雷达回波图上大于45 dBz带状强回波逐渐消散;同时低层西南暖湿气流有所加强，使对流系统再次发展，雷达站南侧有大于10 m/s的负速度区发展，原回波的南侧开始有新的对流单体生成，而之后台风外围偏东气流的再度加强则使对流系统最终形成β中尺度的南北向弓状回波(图4f)。γ中尺度对流系统的生成发展则是由速度场上小尺度的风速辐合造成。8月27日00时38分(图4j)陈集附近有γ中尺度的正负速度对，正负速度差超过 20 m/s。05时06分(图4l)，雷达站的西侧有一条南北向的辐合线，辐合线上有多个γ中尺度的正负速度对，对应雷达回波图上为降水回波西支上的多个γ中尺度的强对流风暴。

图5 2011年8月26日20时38分—21时33分(a)和27日03时03分—03时58分(b)蚌埠雷达风廓线(双实线表示风随时间的切变)Fig.5 Wind profilers of Bengbu radar(a)from 20:38 BST to 21:33 BST 26 August and(b)from 03:03 BST to 03:58 BST 27 August 2011(the double-solid line represents the wind shear with time)

雷达风廓线图上(图5)则更直观的显示了低层暖湿气流的变化情况，强对流风暴有组织的发展前都伴随着整层暖平流的加强，降水峰值的出现一般都和低层暖湿急流的加强，中低层风切变的出现有关。21时33分雷达风廓线显示整层为东南到偏南风，表现为台风外围深厚的暖湿气流，风切变出现在2.5 km处，而第二段降水发生前03时58分低层偏东风开始逐渐加强，高层则为西风槽前的西南风，风切变出现在4.5 km处。两段强降水的出现都表现出中纬度系统和台风外围气流的相互作用，第一次是台风外围偏东气流和低层冷空气之间的相互作用，因此辐合的位置主要位于中低层;西风槽前的西南气流、中层的辐合的触发在第二次降水过程中起了重要作用，台风外围暖湿气流的加强则使降水有明显的增幅。

从雷达速度场分析可知，本次过程β中尺度对流系统的发展都和低层暖湿气流的加强紧密相关，低层风速的增大伴随着对流风暴的发展，低层风速的减小伴随着对流风暴的消亡。γ中尺度对流系统的生成发展则是由速度场上小尺度的风速辐合造成。

6 结论

1)低层台风外围的偏东气流向暴雨区输送水汽和热量，造成中纬度暴雨区上空大气的增温增湿，进而使得大气层结的不稳定度增强;而中纬度西风槽则提供有利于台风远距离暴雨发展的大尺度背景，暴雨区位于西风槽前，有利于低层辐合的加强和垂直运动的发展和维持，进而触发和加强暴雨的发生和发展。

2)强降水过程主要由两个β尺度的MCS造成，而在暴雨区上空MβCS的新生维持是强降水维持较长时间的重要原因。

3)此次特大暴雨主要由两次短时强降水过程组成，均由β中尺度对流系统引起:一是由弱冷空气扩散南下导致的中尺度锋生，同时由于东侧强的入流，在降水回波的东部形成强窄带回波;二是热力差异和暖湿气流的加强促使辐合再度加强，在辐合线的附近再次形成β中尺度对流系统。对流的发展与地面中尺度辐合线和中尺度低压的发展加强有关，地面中尺度辐合线后部尾随中尺度高压。期间受局地热力条件的影响，β中尺度的强回波内伴随着γ中尺度的强对流单体发展，造成局地降水的峰值。

4)两段强降水的出现都表现出中纬度系统和台风外围气流的相互作用，第一次是台风外围偏东气流和低层冷空气之间的相互作用，因此辐合的位置主要位于中低层;西风槽前的西南气流、中层的辐合的触发在第二次降水过程中起了重要作用，台风外围暖湿气流的加强则使降水有明显的增幅。

5)雷达速度场上，β中尺度对流系统的加强都和低层暖湿气流的加强息息相关，低层风速的增大伴随着对流风暴的发展，低层风速的减小伴随着对流风暴的消亡。γ中尺度对流系统的生成发展则是由速度场上小尺度的风速辐合造成。

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