北上臺風(fēng)強降水形成機制及微物理特征

李 欣 張 璐

(青島市氣象局， 青島 266003)

引 言

作為我國主要的致災(zāi)性天氣系統(tǒng)，臺風(fēng)及其帶來的強降水一直是國內(nèi)的研究重點，大量觀測事實和模擬研究表明：臺風(fēng)環(huán)流輸送的暖濕空氣給暴雨區(qū)提供充沛的水汽和能量，高空弱冷空氣侵入加大了大氣層結(jié)的不穩(wěn)定，有利于深厚濕對流的產(chǎn)生和大暴雨的出現(xiàn)；地形強迫抬升和繞流常在特定區(qū)域形成中尺度輻合區(qū)，對降水有增幅作用[1-10]。由此可見，影響臺風(fēng)暴雨的因素十分復(fù)雜，對其落區(qū)和降雨量的精細(xì)化預(yù)報十分困難。叢春華等[11]對臺風(fēng)遠(yuǎn)距離暴雨研究指出，臺風(fēng)環(huán)流與西風(fēng)槽等中緯度系統(tǒng)的相互作用導(dǎo)致北方內(nèi)陸地區(qū)暴雨或大暴雨過程，暴雨區(qū)具有較強的對流不穩(wěn)定度、對稱不穩(wěn)定度和斜壓不穩(wěn)定度，對流活躍，降水突發(fā)性強、強度大、時段集中，同時除了明顯的中緯度系統(tǒng)外，弱冷空氣南下臺風(fēng)倒槽形成冷墊、臺風(fēng)東側(cè)暖濕空氣沿冷墊爬升加強上升運動，同樣可產(chǎn)生暴雨。陳聯(lián)壽等[12]總結(jié)臺風(fēng)暴雨的落區(qū)，指出臺風(fēng)暴雨可分為臺風(fēng)環(huán)流內(nèi)暴雨和環(huán)流外暴雨兩大類，環(huán)流內(nèi)暴雨和臺風(fēng)結(jié)構(gòu)密切相關(guān)，環(huán)流外暴雨又可分為臺風(fēng)前颮線暴雨、遠(yuǎn)距離暴雨、變性下游效應(yīng)暴雨和地形暴雨，還指出地形對于臺風(fēng)環(huán)流內(nèi)暴雨和環(huán)流外暴雨的強度和落區(qū)均可能造成重要影響。梁軍等[13]對影響遼東半島的一次臺風(fēng)大暴雨過程進行的數(shù)值模擬顯示，臺風(fēng)環(huán)流和冷空氣相互作用激發(fā)的局地次級環(huán)流有利于中尺度系統(tǒng)發(fā)展，同時地形強迫抬升作用加強低層偏東氣流，產(chǎn)生局地中尺度渦旋系統(tǒng)，后者與臺風(fēng)環(huán)流的疊加對于局地降水的增強和減弱起關(guān)鍵作用。

數(shù)值模式是臺風(fēng)降水精細(xì)化預(yù)報的重要工具，研究降水微物理特征可為改進數(shù)值模式提供重要依據(jù)[14-16]。Ulbrich等[17]和Maeso等[18]利用地面雨滴譜儀的研究結(jié)果表明熱帶氣旋降水雨滴譜分布具有高濃度和小直徑特征。Tokay等[19]研究7個處于不同發(fā)展階段的大西洋颶風(fēng)個例，發(fā)現(xiàn)熱帶氣旋所有發(fā)展階段降水滴譜均表現(xiàn)為高濃度的中小直徑雨滴，最大直徑基本小于4 mm，變性為溫帶氣旋后，大雨滴濃度明顯增加，滴譜分布類似大陸型強對流。對影響我國華東和華南的臺風(fēng)對流性降水雨滴譜觀測分析[20-24]表明：其分布特征與Bringi等[25]提出的熱帶海洋型對流降水雨滴譜特征非常類似，但普遍直徑更小，數(shù)濃度更高。Chang等[26]對中國臺灣地區(qū)臺風(fēng)對流性降水的雨滴譜分析顯示：其滴譜分布介于熱帶海洋型對流降水和大陸型對流降水之間，該結(jié)果可能與地形對降水影響有關(guān)。Chen等[27]分析臺風(fēng)外雨帶和眼墻降雨的雨滴譜特征，發(fā)現(xiàn)眼墻降雨滴譜分布比外雨帶和眼區(qū)降雨更寬(斜率更小)，外雨帶和眼區(qū)降雨為層云性而眼墻為對流性或混合性，雨滴譜為典型的單峰型分布，同時指出外雨帶和眼區(qū)的層云降水產(chǎn)生于融化的來自眼墻云區(qū)的霰或凇化的冰晶。朱紅芳等[28]對比分析兩次臺風(fēng)降水過程的雨滴譜資料，發(fā)現(xiàn)不同環(huán)流背景下形成的臺風(fēng)暴雨降水類型不同，具有不同的雨滴譜特征和Z-R關(guān)系。申高航等[29-30]分析臺風(fēng)利奇馬(1909)不同位置強降水中心的雨滴譜特征，發(fā)現(xiàn)在不同系統(tǒng)影響區(qū)域和降水時段內(nèi)存在明顯差異，弱降水時段呈單峰分布，強降水時段雨滴譜變寬且呈現(xiàn)雙峰特征，1.2 mm直徑均存在峰值，對強降水貢獻最大。沈瑾等[31]利用X波段雙偏振雷達觀測資料對臺風(fēng)莫拉克(0908)不同位置的偏振參量和降水粒子特征進行分析，發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)內(nèi)各部位廣泛存在過冷水和濕雪，融化層特征明顯，登陸后西南側(cè)對流雨帶中存在少量霰和冰雹粒子，且眼區(qū)的粒徑比螺旋雨帶和西南側(cè)對流雨帶小。對臺風(fēng)麥德姆(1410)內(nèi)雨帶的微物理特征研究發(fā)現(xiàn)聚集過程帶來的云雨轉(zhuǎn)化和降水粒子的碰并增長等暖云降水過程對于內(nèi)雨帶上升運動區(qū)的強降水生成起重要作用，其外圍融化的霰粒子是強降水的主要來源[20，32]。對影響華南地區(qū)的臺風(fēng)妮妲(1604)外雨帶的研究表明：在臺風(fēng)外雨帶對流降水中冰相過程對于降水粒子的增長更加重要，凇附過程對于強降水的產(chǎn)生貢獻最大[33]。Hu等[34]分析兩次颶風(fēng)活動中螺旋雨帶對流性降水和眼墻暖云降水的偏振參量垂直結(jié)構(gòu)和閃電分布，得到不同粒子類型的垂直分布特征，提出不同垂直風(fēng)切變條件下臺風(fēng)降水云系發(fā)生發(fā)展的概念模型。Zheng等[24]對于南海臺風(fēng)劍魚(1914)的研究表明：內(nèi)雨帶強降水主要來自暖云降水過程,在不同發(fā)展階段主導(dǎo)的冰相過程不同，對流成熟階段凇附過程占據(jù)主導(dǎo)地位，衰亡階段聚并過程更加明顯，霰粒子的存在使降水滴譜分布更寬。

目前對中國臺風(fēng)降雨微物理過程的研究多集中在華東、華南一帶，不同地區(qū)臺風(fēng)降水以及臺風(fēng)中不同位置和階段降水的微物理過程均有明顯差異。臺風(fēng)北上過程與中緯度系統(tǒng)相互作用，降雨特征明顯不同，其中的微物理過程值得詳細(xì)探討。2019年第9號臺風(fēng)利奇馬(1909)(簡稱利奇馬)和2020年第8號臺風(fēng)巴威(2008)(簡稱巴威)連續(xù)北上給山東帶來大范圍的暴雨和極端強降水，造成嚴(yán)重的洪澇災(zāi)害和經(jīng)濟損失。數(shù)值模式對兩次過程主雨帶預(yù)報較好，但對主雨帶邊緣青島境內(nèi)的局地強降水和大暴雨預(yù)報誤差很大。本文利用青島S波段雙偏振雷達和降水現(xiàn)象儀觀測資料，對青島地區(qū)產(chǎn)生的局地對流性強降水微物理特征進行分析，為今后數(shù)值模式改進以及預(yù)報員對北上臺風(fēng)背景下局地暴雨和強降水的預(yù)報提供參考。

1 資料和方法

本文雨滴譜資料來自臺風(fēng)期間位于山東平度的DSG1型降水現(xiàn)象儀(PPI)。其原理是通過采樣區(qū)內(nèi)降水粒子對激光的衰減程度測量粒子直徑和下落末速度，具體設(shè)備參數(shù)可參見《DSG1型降水現(xiàn)象儀用戶手冊》。在使用前對資料質(zhì)量進行控制：首先剔除直徑在8 mm以上的樣本，隨后為消除由于強風(fēng)和過采樣造成的誤差，基于Brandes等[35]提出的理想速度，剔除粒子下落末速度與理想值的差值超過40%的過采樣樣本[36-37]，最后剔除小時雨強在0.1 mm·h-1以下的記錄，在利奇馬和巴威降水中分別剔除5.46%和4.57%的雨滴樣本，利用質(zhì)量控制后的數(shù)據(jù)計算各雨滴譜特征量[21，24]。為了描述雨滴譜的分布，Ulbrich[38]提出的Gamma分布模型被廣泛運用，Zhang等[39]分析發(fā)現(xiàn)模型中形狀參數(shù)μ和斜率Λ(單位：mm-1)之間的相關(guān)性最好，更能反映降水的雨滴譜分布以及雨滴直徑等物理特性，μ-Λ關(guān)系被廣泛用于雨滴譜特征分析和雷達反演。本文利用兩次過程中小時雨強在5 mm·h-1以上的雨滴譜觀測樣本計算μ-Λ關(guān)系[40]，用于進一步分析降水滴譜特征。所得關(guān)系式為

μ=-0.0236Λ2+1.3769Λ-1.9981。

(1)

雷達資料來自臺風(fēng)期間山東青島S波段雙偏振雷達(SPOL)，同樣在使用前進行初步質(zhì)量控制：剔除共偏相關(guān)系數(shù)(ρHV)在0.85以下的非氣象回波樣本，對水平反射率因子(ZH)、差分反射率(ZDR)和差分相移率(KDP)進行五庫滑動平均以消除隨機振蕩，采用Barnes插值法將質(zhì)量控制后的資料插值到水平分辨率為1 km、垂直分辨率為0.5 km的網(wǎng)格點上[41]。利用雙偏振雷達觀測的各參量可以對云內(nèi)水凝物的相態(tài)進行識別分類[42-43]，本文采用Wang等[32]提出的改進算法，利用ZDR，KDP，ZH和ρHV4個參量將臺風(fēng)降水中的粒子分為小雨、中雨、大雨、冰晶、干雪、濕雪、霰和雨雹8種類型。

降水資料來自臺風(fēng)影響期間山東省自動雨量站的小時降水量和青島市境內(nèi)自動雨量站10 min降水量，臺風(fēng)中心位置則來自中央氣象臺網(wǎng)站發(fā)布的逐小時臺風(fēng)位置。另外，本文還利用同期NCEP FNL 1°×1°分析資料討論臺風(fēng)降水的背景環(huán)流形勢。

2 臺風(fēng)降水概況及環(huán)流背景

2.1 臺風(fēng)概況和降水分布特征

利奇馬于2019年8月7日05:00(北京時，下同)發(fā)展為臺風(fēng)，向西北方向移動并繼續(xù)加強，8月7日23:00升級為超強臺風(fēng)，并繼續(xù)向西北方向移動，8月10日01:45在浙江溫嶺市城南鎮(zhèn)沿海登陸，隨后沿120°E線一路向北縱穿浙江、江蘇兩省并移入黃海(圖1a)，又于8月11日20:50在山東青島市黃島區(qū)沿海再次登陸，此后北上移入渤海且回旋少動，強度不斷減弱，8月13日14:00停止編號。

圖1 臺風(fēng)路徑、地形高度和降水分布 (a)利奇馬和巴威逐小時中心位置(方框表示圖1b～1d范圍)，(b)青島地區(qū)地形海拔高度(陰影)、S波段雙偏振雷達(SPOL)和降水現(xiàn)象儀(PPI)位置(圓圈表示雷達50 km，100 km和150 km距離圈)，(c)2019年8月11日00:00—16:00自動雨量站累積降水量(填色站點；方框表示最大小時雨強出現(xiàn)的站點)，(d)2020年8月26日02:00—18:00自動雨量站累積降水量(說明同圖1c) Fig.1 The typhoon track, terrain height and precipitation distribution (a)the tracks of Typhoon Lekima and Typhoon Bavi from China Meteorological Administrator(the box denotes the range in next 3 panels),(b)terrain height of Qingdao(the shaded)，location of Qingdao S-band polarimetric radar(SPOL)and precipitation phenomenon instrument(PPI)(black circles denote radius of 50 km,100 km and 150 km)，(c)accumulated precipitation of automatic rain gauges(colorful dots) from 0000 BT to 1600 BT on 11 Aug 2019(the box denotes the station with maximum hourly precipitation),(d)accumulated precipitation of automatic rain gauges from 0200 BT to 1800 BT on 26 Aug 2020(the same as in Fig.1c)

巴威于2020年8月24日02:00加強成為臺風(fēng)，在中國東部海面上向北偏東方向移動，強度繼續(xù)加強，25日11:00加強成為強臺風(fēng)，并沿125°E線北上，27日09:00在朝鮮北部沿海登陸，登陸后強度不斷減弱，轉(zhuǎn)向東北方向進入我國東北地區(qū)，8月27日17:00停止編號。

利奇馬造成山東地區(qū)的降水主要集中在二次登陸前的北上期間，2019年8月10日07:00—11日23:00造成的暴雨基本覆蓋山東全境(圖略)，最大降水位于117°～119°E，雨帶呈明顯的經(jīng)向分布，累積降水量普遍在200 mm以上，最大達到861.9 mm，最大小時雨強為187.7 mm·h-1，降水表現(xiàn)出明顯極端性。青島地區(qū)處于主雨帶東側(cè)，11日00：00—16:00，自青島東南部的嶗山山區(qū)(位于雷達站東偏北方向約50 km處，見圖1b)向西北內(nèi)陸出現(xiàn)東南—西北向的中尺度大暴雨帶(圖1c中黑色橢圓所示區(qū)域)，嶗山山區(qū)北九水站最大累積降水量達348.0 mm，最大雨強出現(xiàn)在下游的平度張戈莊站(圖1c中方框所示)，11日06:00整點小時雨強達到60.3 mm·h-1。

與利奇馬相比，巴威造成的暴雨范圍較小(圖1d)，主要降水產(chǎn)生于2020年8月26日02:00—18：00，集中在魯東南到山東半島北部地區(qū)，主雨帶呈現(xiàn)東北—西南向的帶狀分布，降水量多為50～150 mm，小時雨強為20～50 mm·h-1。在主雨帶東側(cè)嶗山山區(qū)向西北內(nèi)陸同樣出現(xiàn)一個中尺度暴雨帶(圖1d黑色橢圓所示)，山區(qū)降水量超過50 mm，西北方向的下游地區(qū)達到150 mm以上，其中即墨南泉站累積降水量為351.5 mm(圖1d中方框所示)，且26日09:00—11：00連續(xù)出現(xiàn)100 mm·h-1以上的極端強降水，最大達到130.1 mm·h-1。

青島地區(qū)強降水時間集中，空間分布上也表現(xiàn)出明顯的中小尺度特征，最強降水均出現(xiàn)在山區(qū)西北側(cè)下風(fēng)方向，反映出地形對強降水的重要作用。

2.2 環(huán)流形勢對比

利奇馬和巴威北上期間的環(huán)流形勢(圖略)比較類似：我國中東部至東部海上為寬廣的低壓區(qū)，南亞高壓和西太平洋副熱帶高壓(簡稱副高)均呈塊狀且位于東西兩側(cè)，臺風(fēng)在副高西側(cè)的偏南氣流引導(dǎo)下持續(xù)北上。在內(nèi)陸地區(qū)大陸高壓脊發(fā)展強盛，并且逐步東移伸展到貝加爾湖附近，同時伴隨中緯度西風(fēng)槽東移并引導(dǎo)冷空氣南下。臺風(fēng)和副高之間的東南暖濕氣流向北輸送至山東地區(qū)并與冷空氣交匯，形成大范圍暴雨。青島處于主雨帶東側(cè)暖區(qū)內(nèi)，受暖濕氣流的影響出現(xiàn)局地大暴雨和強降水，降水發(fā)生時臺風(fēng)中心位于31°～35°N(圖1a)。

在青島最強降雨時刻前后沿36°N做剖面分析層結(jié)和動力條件(圖2)。由圖2可以看到，在臺風(fēng)北上期間外圍的東南暖濕氣流與南下冷空氣相遇形成明顯鋒區(qū)：東側(cè)大氣低層?xùn)|南風(fēng)中θse中心值超過350 K，西側(cè)700 hPa層次上伴隨東北風(fēng)均存在冷中心。鋒區(qū)隨高度增加向冷區(qū)傾斜，在850 hPa至700 hPa之間存在天氣尺度上升運動中心，垂直速度達到-5～-2 Pa·s-1，表明東南氣流攜帶暖濕空氣沿冷墊不斷爬升，有利于水汽凝結(jié)和能量釋放，造成強降水和暴雨[44]。對比兩個臺風(fēng)環(huán)流剖面可以發(fā)現(xiàn)，巴威外圍的東南氣流風(fēng)速較小，暖濕空氣輸送和上升運動強度相對較弱，沿鋒區(qū)向上和向西伸展程度更小，造成主雨帶降水的強度和范圍均小于利奇馬。

圖2 水平風(fēng)場(風(fēng)羽)、假相當(dāng)位溫(填色)和垂直速度(等值線，單位:Pa·s-1)沿36°N緯向-垂直剖面(三角形表示最大小時雨強站點經(jīng)度) (a)2019年8月11日02:00，(b)2020年8月26日08:00Fig.2 Cross-section of horizontal wind(the barb) and pseudo-equivalent potential temperature(the shaded) and vertical velocity(the contour,unit:Pa·s-1) along 36°N at 0200 BT on 11 Aug 2019(a) and 0800 BT on 26 Aug 2020(b)(the triangle denotes the longitude of station with maximum hourly precipitation)

青島地區(qū)的強降水均發(fā)生在鋒區(qū)東側(cè)的暖濕空氣內(nèi)，利奇馬在700 hPa以下的東南風(fēng)速普遍超過20 m·s-1，深厚的低空急流帶來強暖濕輸送有利于大氣不穩(wěn)定能量的累積，低層θse最大達到360 K以上，700 hPa以上存在θse低值中心，高低層溫差超過10 K，大氣具有很強的層結(jié)不穩(wěn)定，同時東南急流內(nèi)明顯的風(fēng)速輻合以及垂直風(fēng)切變有利于強對流的傳播和加強，導(dǎo)致最強降水的發(fā)生。雖然巴威的風(fēng)速相對較小，但在900 hPa以下仍存在風(fēng)速為16 m·s-1的超低空東風(fēng)急流，高低層溫差也達到10 K，同時邊界層內(nèi)有明顯的干冷空氣向東侵入，鋒區(qū)位于120°E附近，兩側(cè)存在明顯的風(fēng)向切變和風(fēng)速輻合，地形和鋒面抬升作用共同造成局地極端強降水。

2.3 雨帶演變

圖3為兩次降水過程的青島雷達組合反射率因子，可以看到回波強度明顯受到海陸分布和地形影響，在海上僅有零散的強回波隨東南風(fēng)向西北方向移動，進入陸地后受到摩擦和地形作用回波逐漸發(fā)展加強。青島主要受向內(nèi)陸移動的強對流回波影響，降水的中小尺度特征明顯，局地性強。在利奇馬降水的最強時段(圖3)，自沿海山區(qū)有對流單體不斷觸發(fā)，隨東南風(fēng)向西北移動發(fā)展，對流的后向傳播形成東南—西北向線狀多單體強風(fēng)暴，回波最強超過60 dBZ。這種線狀多單體風(fēng)暴在03:00—12：00長時間維持并沿長軸方向移動，明顯的列車效應(yīng)造成強降水的發(fā)生。

圖3 主要降水階段青島雷達組合反射率因子(填色，30 dBZ以下回波未顯示；方框表示對流降水微物理特征分析范圍)Fig.3 Composite reflectivity factor during main precipitation stage(the shaded,echoes below 30 dBZ are not shown;the box denotes the region of microphysics analysis)

巴威降水中有多個對流單體于2020年8月26日06:00前后在嶗山山區(qū)觸發(fā)，由于環(huán)境風(fēng)速較弱，對流單體在原地穩(wěn)定少動，逐漸合并加強為強風(fēng)暴(圖3)，最大強度超過65 dBZ，造成局地極端強降水。8月26日13:00以后對流逐漸減弱并向西北移動匯入主雨帶(圖3)，導(dǎo)致平度南部降水加強。

3 雨滴譜特征

兩次臺風(fēng)降水Dm-lgNw的分布(圖4a)十分類似，雨強在10 mm·h-1以下(圖4a中灰色虛線左下方)的層云降水雨滴譜分布非常分散，Bringi等[25]指出這種現(xiàn)象表明層云降水微物理過程的多樣性，降水粒子既有融化的干雪(等效直徑大、濃度低)，也有融化的冰晶或小的霰粒子(等效直徑小、濃度高)，但Dm主要集中在1.5 mm以下，lgNw達到3.0～4.5，表明層云降水以密集中小雨滴為主。雨強在10 mm·h-1以上的對流性降水Dm和lgNw變化范圍更窄，直徑略有增長，集中在1.2～2.5 mm，而lgNw沒有明顯增加，為3.5～4.5。>

圖4 降水現(xiàn)象儀反演的雨滴譜特征 (a)利奇馬和巴威降水Dm-lgNw散點圖(橙色菱形表示對流性降水的平均Dm和lgNw，其余各形狀點代表不同臺風(fēng)個例的平均值，實線(虛線)方框表示海洋型(大陸型)對流性降水Dm-lgNw平均值分布范圍，灰色虛線表示10 mm·h-1雨強位置)，(b)利奇馬和巴威5 mm·h-1以上降水(黑色實線)的μ -Λ關(guān)系(彩色虛線表示不同臺風(fēng)個例降水的μ -Λ關(guān)系)，(c)不同雨強下不同直徑雨滴對數(shù)濃度Nt的貢獻率，(d)同圖1c，但為對降水量R的貢獻率Fig.4 Raindrop characteristics based on the PPI observation (a)scatterplot of Dm-lgNw for Typhoon Lekima and Typhoon Bavi(the averaged Dm-lgNw pairs for convective rain of different cases are given by corresponding shape，orange diamond represents average value of Lekima and Bavi, the solid(dashed) rectangle corresponds to the maritime(continental) convective cluster,the gray dashed line indicates the rainfall rate of 10 mm·h-1)(b)scatterplot of μ -Λ for Lekima and Bavi(the black solid line is the relation derived from black scatter points(R1h>5 mm·h-1),colorful dashed lines are for different cases),(c)the contribution of raindrops in different size to Nt in different rain rate,(d)the same as in Fig.1c,but for rainfall(R)

利奇馬和巴威對流性降水(雨強超過10 mm·h-1，圖4a中灰色虛線右上方)的平均Dm和lgNw分別為1.89 mm和3.86(圖4a中橙色菱形所示)，介于熱帶海洋型降水(圖4a中黑色實線方框)和大陸強對流降水(圖4a中黑色虛線方框)之間[25]，與影響華東和華南的臺風(fēng)對流性降水[20-21，24]相比雨滴的平均直徑更大，濃度更低，更接近臺灣島登陸臺風(fēng)的降水觀測結(jié)果[26]以及臺風(fēng)菲特(1323)海岸鋒面雨帶[22]、臺風(fēng)瑪利亞(1808)內(nèi)雨帶[23]對流性降水的分布特征。結(jié)合ZH垂直廓線的演變分析(圖略)，青島地區(qū)的對流降水受到地形強迫抬升和鋒區(qū)附近天氣尺度上升運動的共同影響，對流活動更加旺盛，強烈的上升運動有利于降水粒子的持續(xù)增長，直徑更大和濃度更低[26]。

與影響我國的其他臺風(fēng)降水結(jié)果相比(圖4b)，利奇馬和巴威降水的μ-Λ關(guān)系(式(1)，圖4b中黑色實線所示)斜率明顯更大，表明雨滴的平均直徑更大。而對比臺風(fēng)菲特(1323)的海岸鋒面雨帶[22]和臺風(fēng)瑪利亞(1808)的內(nèi)雨帶[23]，μ-Λ關(guān)系均非常接近，說明雨滴平均大小較為接近，這與圖4a的分析結(jié)果一致。值得注意的是盡管Dm-lgNw分布相似，但Chang等[26]得出的μ-Λ關(guān)系斜率卻明顯高于利奇馬和巴威，表明其降水的微物理過程具有不同的特征。

圖4c展示利奇馬和巴威不同雨強下不同直徑雨滴對數(shù)濃度(Nt)的貢獻率。由圖4c可以看到，在層云降水中，絕大多數(shù)雨滴直徑在2 mm以下，其中直徑為1 mm以下雨滴數(shù)量約占70%。雨強為10 mm·h-1以上的對流性降水中，直徑為1 mm 以下的雨滴比例減少到約50%，直徑為1 mm以上的中到大雨滴比例顯著增加，尤其是直徑為1～2 mm的雨滴，比例增加到40%～50%，直徑為2～3 mm的雨滴比例達到約10%，說明隨著雨強增大，降水粒子存在小雨滴向中到大雨滴的轉(zhuǎn)化，碰并增長作用明顯。當(dāng)雨強超過50 mm·h-1后，直徑為1～2 mm 的雨滴數(shù)量占比有所下降，同時直徑為2 mm以上的雨滴比例變化不大，而直徑為1 mm以下的雨滴比例再次升高，這表明在強降水中，大雨滴的破碎作用逐漸明顯，最終與碰并增長過程達到平衡[45-46]。

由對降水量(R)的貢獻(圖4d)可知，雨強為20 mm·h-1以下的降水中，直徑為1～2 mm的雨滴貢獻最大(接近60%)，當(dāng)雨強增加，其貢獻下降到30%～40%，直徑為2～4 mm的雨滴貢獻增加到55%～60%，說明中到大雨滴(直徑為1～4 mm)的增長對于短時強降水的產(chǎn)生起關(guān)鍵作用，總貢獻達到90%以上。直徑為1 mm以下的小雨滴雖然數(shù)量較多，但對強降水的貢獻不足10%，直徑為4 mm 以上的雨滴數(shù)量極少，但對于50 mm·h-1以上的強降水貢獻仍達10%左右。

Chen等[47]利用深圳鐵塔雨滴譜對臺風(fēng)天鴿(1713)和帕卡(1714)雨滴譜的垂直分布特征進行分析，結(jié)果發(fā)現(xiàn)直徑為1～3 mm的雨滴對雨量的貢獻隨高度降低逐漸增加，兩次過程在10 m高度上雨量貢獻均達75%以上，說明中等大小雨滴對臺風(fēng)降水貢獻最大。林文等[48]對臺風(fēng)麥德姆(1410)降水的雨滴譜分析也發(fā)現(xiàn)當(dāng)雨強超過10 mm·h-1，大雨滴的貢獻隨雨強增大而增大，以上這些結(jié)果均與本文一致。

4 強降水微物理特征

為了研究臺風(fēng)對流性降水的微物理過程，采用頻率-高度等值線圖(CFADs)[49]對主要對流性降水區(qū)域內(nèi)(圖3中方框所示區(qū)域)的偏振參量垂直分布進行詳細(xì)分析。首先采用等高度面上的水平反射率因子(ZH)格點場篩選對流性降水區(qū)域[50]，為減少零度層亮帶以及蒸發(fā)的影響，利用2 km高度的ZH計算，隨后對ZH,ZDR和KDP隨高度的分布進行統(tǒng)計并計算平均廓線，結(jié)果如圖5所示，同時給出各個高度上不同類型粒子所占比例(圖6)。

從兩個臺風(fēng)對流性降水的ZH廓線(圖5)可以看到，對流性降水回波的低質(zhì)心特征，在融化層以下回波強度集中在40～50 dBZ，低層的最大回波強度利奇馬達到55 dBZ，巴威接近60 dBZ。ZH的平均廓線(圖5中黑色粗實線)顯示巴威的整層反射率因子較利奇馬偏大，在近地面利奇馬降水平均反射率因子達到約42 dBZ，30 dBZ回波10%概率高度在8 km，而巴威達到12 km高度，近地面平均反射率因子則超過45 dBZ。DeMott等[51]的研究顯示30 dBZ 回波頂高度和雨強存在較好對應(yīng)關(guān)系，反射率因子的廓線分布反映巴威的對流活動和雨強比利奇馬強。

利奇馬降水的ZDR垂直分布(圖5)具有融化層特征，0℃層附近ZDR明顯增大，平均ZDR在0℃層達到0.7 dB，巴威的ZDR在融化層附近表現(xiàn)不明顯(圖5)，說明利奇馬存在對流活動相對較弱的降水區(qū)域。從粒子類型的垂直分布(圖6)同樣可以看到，利奇馬在0℃層附近存在少量濕雪，這在巴威降水中基本不存在。

圖5 對流性降水區(qū)域(圖3中方框)ZH，ZDR和KDP的垂直概率分布(填色)和平均垂直廓線(黑色實線)Fig.5 Vertical probability distributions(the shaded) and average profiles(the black solid line) of ZH,ZDR,KDP in the convective area(the box in Fig.3) of Typhoon Lekima and Typhoon Bavi

在-10℃層以上的冷云層中，兩個臺風(fēng)降水的ZDR均集中在0～1 dB，KDP為0～0.3° km-1。利奇馬降水的ZDR平均值約為0.4 dB，KDP平均值隨高度降低，由0逐漸增加到0.1° km-1(圖5)，ZDR和KDP的最大值均出現(xiàn)在9 km高度附近。巴威降水的ZDR平均值只有約0.1 dB，KDP基本維持在0附近，隨高度變化不明顯，僅在12～13 km和9～10 km高度分別出現(xiàn)輕微增大。這表明-10℃層以上基本為冰相粒子，利奇馬降水粒子更加扁平，冰晶比例更高，而更高的ZH則反映巴威降水粒子直徑更大，大雪花的比例較高。由粒子類型的垂直分布(圖6)可以看到，冰晶的比例隨高度降低逐漸減少，干雪的比例增加，說明冰晶的凝華和聚并過程是該層次主要微物理過程。

圖6 對流性降水區(qū)域(圖3中方框)各類型粒子占比隨高度分布Fig.6 Frequency of each hydrometer class changing with height in the convective area(the box in Fig.3) of Typhoon Lekima and Typhoon Bavi

在-10～0℃層，利奇馬和巴威的ZH，ZDR和KDP均隨高度的降低而明顯升高，說明該層存在豐富的過冷水，有利于凇附過程產(chǎn)生霰粒子。從圖6可以看到，該層中霰的比例隨高度下降逐漸增加，在0℃層幾乎達到100%。巴威降水中-20～-10℃層也具有相當(dāng)比例的霰粒子，表明對流中上升氣流更強，向上輸送過冷水達到的高度更高。

融化層以下利奇馬和巴威降水的ZH，ZDR和KDP隨高度降低繼續(xù)升高，說明雨滴下落過程中直徑越來越大，隨高度降低，小雨比例逐漸減小，大雨比例增加，同時中雨比例幾乎不變，說明存在明顯的小雨粒子向大雨粒子轉(zhuǎn)化，表明暖云層降水粒子的碰并增長占據(jù)主導(dǎo)地位[43，52]。巴威降水的ZH，ZDR和KDP均明顯高于利奇馬，其ZDR集中在1～1.5 dB，最大達到2.0 dB，而利奇馬主要集中在1 dB以下，最大僅約為1.6 dB；巴威的KDP在近地面最大，接近1.5° km-1，利奇馬則小于1.0° km-1；巴威近地面的平均ZDR和KDP分別達到1.2 dB和0.8° km-1，利奇馬僅為0.9 dB和0.4° km-1，巴威暖云層大雨粒子的比例也始終大于利奇馬。這說明巴威降水粒子的暖云增長過程更為顯著，粒子平均直徑更大，含水量更多，具有更高的降水效率。

為進一步分析冷云過程和暖云過程對降水的作用，計算最強降水時段內(nèi)各高度上對流性降水主要粒子類型、固態(tài)水含量和液態(tài)水含量隨時間的變化[53](圖7)。由圖7可知，-10℃層以上主要為干雪，-10～0℃層為霰粒子，回波頂層以冰晶為主，冰相粒子表現(xiàn)出明顯的層狀分布。同時可以看到，隨著對流活動增強(回波高度變高)，霰粒子層的厚度也明顯變厚：當(dāng)回波頂在8～9 km高度時，霰粒子僅在0℃層附近出現(xiàn)；當(dāng)回波頂在12 km高度時，霰粒子主要分布在-10～0℃層；回波頂達到15 km高度時，霰粒子層厚度由0℃層到-20℃層(圖7)，同時下方大雨粒子的層次也更加深厚，達到0℃層附近，這與更多的霰粒子下落融化形成大粒子有關(guān)。霰粒子主要來自過冷水的凇附過程，對流活動越強向上輸送的過冷水越多，達到的高度也更高，造成更厚的霰粒子層。另一方面，增加的冰相粒子釋放更多潛熱能夠進一步加強對流活動，兩者間存在正反饋作用[34]。

圖7 對流性降水區(qū)域(圖3中方框)主要粒子相態(tài)及固態(tài)水含量和液態(tài)水含量的時間-高度分布(利奇馬為2019年8月11日03:00—13:00，巴威為2020年8月26日08:00—15:00)Fig.7 Dominant hydrometeor class profile and average profiles of ice water content and liquid water content in the convective area(the box in Fig.3) of Typhoon Lekima(from 0300 BT to 1300 BT on 11 Aug 2019) and Typhoon Bavi(from 0800 BT to 1500 BT on 26 Aug 2020)

由圖7中固態(tài)水含量和液態(tài)水含量的垂直分布變化可知，利奇馬的固態(tài)水集中分布在-20℃層以上，僅為0.1 g·m-3左右，主要來自冰晶以及雪花，在對流最強時段(05:00—07:00)霰粒子增多導(dǎo)致-10℃ 層附近出現(xiàn)最大為0.2 g·m-3的中心，低層液態(tài)水含量達到2.0 g·m-3。巴威的固態(tài)水集中在-10～0℃層，對流最強時段(09:00—10:00)達到-20℃層，最大達到1.2 g·m-3，同樣來自增多的霰粒子，此時低層液態(tài)水含量也增大到2.5 g·m-3。

在兩個臺風(fēng)對流性降水主要時段，液態(tài)水含量始終遠(yuǎn)大于固態(tài)水含量，表明暖云過程在對流性降水中起到主導(dǎo)作用。但在對流最強時段，霰粒子層深厚，固態(tài)水含量明顯增加，表明凇附過程明顯變強，尤其在巴威100 mm·h-1以上的極端強降水中，霰粒子層伸展至-20℃層高度，固態(tài)水含量達到液態(tài)水含量的50%左右，說明深厚的凇附過程對于極端強降水的產(chǎn)生起到非常重要的作用。除了正反饋作用加強對流活動外，凇附過程產(chǎn)生的霰粒子融化后產(chǎn)生大雨滴，一方面直接增強降雨，另一方面進一步提高下方暖云層雨滴碰并增長和云雨轉(zhuǎn)化效率，導(dǎo)致雨強進一步增大[24，32]。

5 結(jié)論與討論

本文利用地面雨量站資料、NCEP FNL分析資料、雙偏振雷達和降水現(xiàn)象儀觀測資料，對臺風(fēng)利奇馬(1909)和巴威(2008)北上期間在青島地區(qū)造成局地強降水的形成機制及微物理特征進行研究，結(jié)果表明：

1) 青島地區(qū)強降水集中出現(xiàn)在自沿海山區(qū)向下風(fēng)方向延伸的狹窄帶狀區(qū)域內(nèi)。東南氣流輸送的暖濕空氣加強了大氣不穩(wěn)定，受山區(qū)地形或邊界層鋒面的抬升作用不斷觸發(fā)對流，當(dāng)環(huán)境風(fēng)速較大時對流向西北移動形成線狀多單體，當(dāng)環(huán)境風(fēng)較小時原地合并加強形成局地強風(fēng)暴。強回波的列車效應(yīng)或穩(wěn)定少動均會導(dǎo)致局地強降水的發(fā)生。

2) 利奇馬和巴威對流性降水的平均Dm和lgNw分別為1.89 mm和3.81，介于熱帶海洋型和大陸型強對流性降水之間，與影響華東和華南地區(qū)的臺風(fēng)降水相比粒子直徑更大、濃度更低，同時μ-Λ關(guān)系也存在顯著區(qū)別。隨著雨強的增強，直徑為1 mm 以下的小雨滴比例下降而中到大雨滴比例上升，直徑為1～4 mm的雨滴增長對20 mm·h-1以上的短時強降水的貢獻超過90%。

3) 對流性降水的暖云層中隨高度降低，降水粒子逐漸由小雨粒子轉(zhuǎn)為大雨粒子，ZH，ZDR，KDP和液態(tài)水含量隨高度降低均持續(xù)增大，表明暖云層存在明顯的碰并增長和對云水的聚集作用，同時更大的液態(tài)水含量表明降水主要產(chǎn)生于暖云增長過程。

4) 在100 mm·h-1以上的極端強降水時段，霰粒子層厚度達到-20℃層，大雨粒子占據(jù)整個暖云層，云內(nèi)液態(tài)水含量和固態(tài)水含量迅速增加，且固態(tài)水含量達到液態(tài)水含量的50%，說明深厚的凇附過程對于極端強降水的產(chǎn)生起重要作用。