張雪蓉 王麗芳 王博妮 田心如 吳海英 濮梅娟

1 中國氣象局交通氣象重點開放實驗室，南京氣象科技創(chuàng)新研究院，江蘇省氣象科學研究所，南京 210041 2上海市嘉定區(qū)氣象局，上海 201800 3 江蘇省氣象服務中心，南京 210041 4 江蘇省氣象臺，南京 210041

提 要： 臺風遠距離影響下江蘇兩次梅雨期暴雨過程(2001年6月和1986年7月，以下簡稱“01·6”降水過程和“86·7”降水過程)的對比分析表明：“01·6”降水過程暴雨持續(xù)時段集中、落區(qū)穩(wěn)定、降水強度大；“86·7”降水過程暴雨持續(xù)時間長、落區(qū)自北向南移動、降水強度稍弱。環(huán)流形勢方面，“01·6”過程副熱帶高壓北抬明顯，臺風倒槽北伸與低空急流共同構(gòu)成低層風場輻合、輸送暖濕氣流，中高層低壓槽穩(wěn)定少動，高層冷空氣影響較弱；“86·7”過程臺風倒槽北伸和影響程度均不及“01·6”過程，低空急流對低層風場輻合及暖濕氣流輸送貢獻更大，中高層低壓槽東移較快且均明顯南壓，高層冷空氣影響較強。動力條件方面，“01·6”過程高層輻散、低層輻合更劇烈，上負下正的渦度配置更加穩(wěn)定深厚，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合更強，且動力配置均穩(wěn)定于江蘇東南部；“86·7”過程動力條件稍弱，且高低空散度耦合、垂直渦度配置由江蘇中北部向東南部移動，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)覆蓋江蘇東部。水汽條件方面，“01·6”過程較“86·7”過程低層水汽通量輻合更強，暴雨區(qū)上空飽和程度更高、深厚飽和層形成更早、維持時間更長。熱力條件方面，“86·7”過程中低層大氣對流不穩(wěn)定性更強，但“01·6”過程E指數(shù)及其增幅更大，即中低層大氣能量更高、水汽含量更豐富。

引 言

臺風活動過程中常伴有大風、暴雨洪澇和風暴潮，其中暴雨常見于臺風登陸的沿海地區(qū)，也可發(fā)生在臺風環(huán)流遠距離影響的區(qū)域，是臺風引發(fā)的主要災害之一(丁治英和陳久康, 1995; 丁治英等，2001；朱洪巖等，2000；趙宇和吳增茂，2004；曾欣欣等，2010)。江蘇地處中緯度沿海，受臺風正面登陸襲擊概率較低，臺風的遠距離影響是造成江蘇梅雨期暴雨過程的重要原因之一(錢維宏等，1990)，當臺風中心還遠在華南沿海，其北伸倒槽及環(huán)流外圍低空急流就開始影響華東地區(qū)北部并引發(fā)降水，特別是與西風槽或弱冷空氣結(jié)合時，能夠誘發(fā)更強的降水(王麗芳，2013)，給人民生命財產(chǎn)造成重大損失。2000年受臺風派比安(0016)倒槽影響，江蘇淮北地區(qū)，出現(xiàn)了大暴雨、部分地區(qū)特大暴雨，大暴雨中心鹽城市響水縣24小時雨量達到830.3 mm，接近當?shù)匾荒甑慕邓浚?012年強臺風海葵倒槽與冷空氣結(jié)合又給江蘇淮北地區(qū)造成特大暴雨，響水縣24小時雨量達到507.8 mm。

對于臺風與中緯度系統(tǒng)相互作用引發(fā)的暴雨，有關(guān)專家開展了相關(guān)研究。熱帶氣旋倒槽與西風帶弱冷空氣結(jié)合造成大暴雨，具有中緯和低緯系統(tǒng)相互作用特征，同時低空東南急流為暴雨輸送了熱量和水汽(張少林等，2006)。熱帶低壓倒槽輻合線產(chǎn)生上升運動，高低空急流耦合及高層強輻散為山東威海特大暴雨提供了有利的環(huán)境流場(閆淑蓮等，2008)。2000年臺風派比安倒槽造成江蘇淮北地區(qū)罕見特大暴雨，與鋒區(qū)附近β中尺度系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展密切相關(guān)(濮梅娟等，2002)。臺風倒槽內(nèi)暖濕切變線上的中尺度對流云團是造成暴雨的重要條件之一(陳德花等，2015)。臺風倒槽外圍的東南急流為臺風艾利引發(fā)河南東部大暴雨提供了水汽和熱力條件，臺風倒槽頂部的強輻合作用則是暴雨發(fā)生發(fā)展的動力機制(范學峰等，2007)。通過臺風低壓外圍中尺度系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展及環(huán)流背景分析，建立了河南省臺風低壓外圍暴雨概念模型(游景炎等，1998)。北方擴散南下冷空氣與臺風北側(cè)外圍的東風急流匯合使得輻合抬升加強，導致了上海及周邊地區(qū)出現(xiàn)臺風遠距離大暴雨過程(曹曉崗和王慧，2016)。2012年臺風?？斐傻慕K兩段大暴雨過程，暴雨或大暴雨主要出現(xiàn)在西風槽與臺風倒槽結(jié)合點附近或西風槽和臺風倒槽之間(潘婧茹等，2016)。熱帶低壓與冷空氣結(jié)合產(chǎn)生的強烈上升運動和不穩(wěn)定能量釋放最終觸發(fā)大暴雨產(chǎn)生(王麗芳等，2013；陳淑琴等，2014;2018)。

這些研究從不同角度揭示了臺風與中緯度系統(tǒng)相互及臺風遠距離影響下暴雨形成的原因，但由于中緯和低緯系統(tǒng)相互作用過程復雜，精準預報難度大(高拴柱等，2018；徐道生等，2020；危國飛等，2021)，且臺風是影響梅雨的重要系統(tǒng)，以往研究多關(guān)注臺風移入梅雨主要水汽輸送通道從而中斷和結(jié)束梅雨(陳聯(lián)壽和丁一匯，1979；Cheng et al，1999；雷小途和陳聯(lián)壽，2001)，針對不同移動路徑臺風對梅雨的遠距離影響研究較少，因此本文對2001年和1986年梅雨期分別由北上臺風飛燕(0102)和西行超強臺風佩姬(8607)遠距離影響引發(fā)的兩次江蘇暴雨過程(下文簡稱“01·6”降水過程、“86·7”降水過程)進行對比分析，進一步揭示臺風遠距離影響下暴雨發(fā)生發(fā)展的動力熱力機制，為提高此類暴雨的預報服務能力提供參考。

1 暴雨過程實況

2001年6月23日，在梅雨前期，由于受臺風飛燕北伸倒槽和西風槽的共同影響，江蘇東南部出現(xiàn)暴雨天氣(即“01·6”降水過程)，23日08時至24日08時，南通、無錫、蘇州等地日雨量達暴雨量級，部分地區(qū)達大暴雨量級，海門和呂四站24小時累計降水量分別達到221 mm和233 mm(圖1a)。

圖1 (a，b)“01·6”降水過程，(c，d)“86·7”降水過程的累計降水(填色)和臺風路徑(粗實線，圓點表示兩次暴雨過程中對應的臺風路徑點)(三角標記表示降水中心代表站點)Fig.1 Observed accumulative precipitation (colored) and TC tracks (solid line, dots: track points) corresponding to the two heavy rainfall events (a, b) “01·6” (from 23 to 24 June 2001)； (c, d) “86·7” (from 10 to 12 July 1986, the same below)(Triangle marks denote representative stations in maximum precipitation centers)

1986年7月10—12日，在梅雨后期，由于受超強臺風佩姬北伸倒槽和西風槽的共同影響，江蘇東部地區(qū)出現(xiàn)了暴雨天氣(即“86·7”降水過程)，鹽城、南通、蘇州部分地區(qū)48小時累計降水量超過100 mm(圖1c)，鹽城大豐達183 mm。江蘇境內(nèi)雨帶自北向南移動，10日08時至11日08時，暴雨集中發(fā)生在江蘇江淮地區(qū)東部，連云港南部和鹽城中北部出現(xiàn)暴雨、大暴雨，大暴雨中心大豐24小時累計降水量達176 mm；11日08時至12日08時，暴雨逐漸南壓至沿江蘇南東部，南通、無錫、蘇州地區(qū)出現(xiàn)暴雨、大暴雨，大暴雨中心太倉、昆山、海門24小時累計降水量分別為160、133和116 mm。

2 大氣環(huán)流特征

兩次降水過程都發(fā)生在梅汛期臺風倒槽與中高層低壓槽的共同影響下，臺風中心均離江蘇較遠。“01·6”降水過程屬于登陸華南臺風北上倒槽影響的暴雨過程，臺風飛燕北上迅速，暴雨持續(xù)時段集中、落區(qū)穩(wěn)定、降水強度大?！?6·7”過程屬于登陸華南臺風西行倒槽影響的暴雨過程，江蘇境內(nèi)暴雨落區(qū)自北向南移動，影響范圍大，暴雨持續(xù)時間長。兩次降水過程不同高度層次上主要天氣環(huán)流系統(tǒng)具有不同的特征。

2.1 低層風場

850 hPa上，兩次降水過程環(huán)流的共同特征是存在低層臺風倒槽北伸的影響，臺風環(huán)流東側(cè)與副熱帶高壓(以下簡稱副高)西側(cè)之間為風速達20 m·s-1以上的偏南低空急流，急流前方和倒槽頂部附近的風速輻合共同為低層風場輻合創(chuàng)造條件，同時低空急流攜帶大量暖濕空氣北上，較強的水汽、熱量和動量的輻合，為強降水產(chǎn)生提供充足的水汽和能量。兩次過程具體環(huán)流特征對比如下。

“01·6”降水過程，臺風飛燕迅速北上，倒槽北伸明顯，在臺風登陸福建前后其倒槽頂部已北抬至江蘇境內(nèi)。臺風環(huán)流東側(cè)偏南低空急流隨臺風北抬增強，同時，在急流左前方倒槽頂部附近形成風場輻合區(qū)(圖2a)。

圖2 (a，c)850 hPa風場(風矢)、高度場(等值線，單位：dagpm)、風場散度(紅色虛線，單位：10-5 s-1)和低空急流(陰影)；(b，d)500 hPa風場(風矢)、高度場(等值線，單位：dagpm)和200 hPa高空急流(陰影)(a，b)“01·6”降水過程，(c，d)“86·7”降水過程(圖2a和2c中，D表示臺風中心，粗實線代表倒槽輻合線)Fig.2 (a, c) Wind field (vector), height field (solid line, unit: dagpm)， divergence field (red dotted line, unit: 10-5 s-1) and low level jets (shaded) at 850 hPa; (b, d) height field (solid line, unit: dagpm) and wind field (vector) at 500 hPa, upper-level jet stream (shaded) at 200 hPa(a, b) “01·6”, (c, d) “86·7”(In Figs.2a and 2c, D signs represent tropical cyclone centers, thick solid lines represent convergence lines of inverted-troughs)

“86·7”降水過程，臺風佩姬在華南沿海西北行登陸，倒槽強度及北伸程度均不及“飛燕”，且臺風環(huán)流與副高之間的偏南低空急流在臺灣海峽附近與臺風主體大風速環(huán)流分離，臺風主體環(huán)流位置偏南，給華南降水帶去影響，偏南低空急流靠近副高環(huán)流，急流左前方低層風速輻合北上影響江蘇降水，江蘇附近倒槽頂部的風場輻合弱于“01·6”過程(圖2c)。

2.2 中層形勢

500 hPa上，兩次臺風遠距離影響下的暴雨過程中江蘇均受中緯度西風槽以及臺風環(huán)流和帶狀副高之間的偏南氣流共同影響，中層風場輻合由臺風副高之間偏南氣流與西風槽氣流交匯形成。

“01·6”降水過程，中緯度西風槽穩(wěn)定于我國華北地區(qū)加深發(fā)展并切斷出低渦中心，副高西側(cè)偏南氣流引導臺風飛燕北上。隨著副高北抬東退，“飛燕”登陸福建繼續(xù)北上，西風槽前偏西氣流與臺風副高環(huán)流之間的偏南氣流在江蘇東南部輻合并逐漸加強(圖2b)。

“86·7”降水過程，中緯度西風槽也于華北地區(qū)加深發(fā)展但東移迅速，超強臺風佩姬和副高之間的偏南氣流與西風槽前偏西氣流在江蘇中北部輻合，隨著副高逐漸東退，西風槽東移南壓，臺風和副高之間的偏南氣流繼而與西風槽后偏北氣流輻合，輻合加強且輻合區(qū)域隨西風槽東移南壓影響江蘇東南部(圖2d)。

2.3 高空急流

200 hPa上，兩次臺風遠距離影響下的暴雨區(qū)域均處于高空急流入口區(qū)右側(cè)的高層輻散區(qū)下方。不同之處在于，“01·6”過程的200 hPa高空槽穩(wěn)定于華北地區(qū)加深發(fā)展，江蘇上空為槽前西南氣流，槽后冷空氣對江蘇影響不明顯，且槽前高空急流入口區(qū)右側(cè)的輻散區(qū)一直處于江蘇東南部上空，并與低層和中層穩(wěn)定于江蘇東南部的輻合區(qū)耦合，為暴雨的發(fā)生發(fā)展提供了有利的動力條件(圖2b)。而“86·7”過程，高空槽上游南亞高壓劇烈發(fā)展，經(jīng)向度顯著增大同時持續(xù)增強東擴，高空槽隨之迅速加深并東移南壓，槽后冷空氣對江蘇影響逐漸增強，高層輻散區(qū)隨槽前高空急流于江蘇上空自北向東南移動(圖2d)。

綜上分析，兩次降水過程各高度層次上的主要影響系統(tǒng)相同。而區(qū)別在于，“01·6”過程副高略有東退同時明顯北抬，臺風隨之迅速北上，倒槽北伸影響明顯，中高層低壓槽均穩(wěn)定少動，低層和中層輻合與高層輻散形成的動力條件穩(wěn)定耦合于江蘇東南部?！?6·7”過程低層臺風以偏西行為主，“佩姬”倒槽北伸和影響程度均不及“飛燕”，使得江蘇附近倒槽頂部風場輻合弱于“01·6”過程，而中高層低壓槽東移較快且均明顯南壓，低層和中層輻合與高層輻散耦合形成的動力條件由江蘇中北部向東南部移動?！?1·6”過程和“86·7”過程環(huán)流形勢的差異，是造成兩次降水過程前者落區(qū)穩(wěn)定、降水強度大，后者落區(qū)自北向南移動、強度稍弱的重要因素之一。

3 兩次暴雨過程的動力條件特征

3.1 高低空散度

在高低空急流耦合作用下，兩次降水過程暴雨區(qū)都形成了低層輻合、高層輻散的動力配置。高層風場輻散區(qū)位于高空急流入口區(qū)右側(cè)，由高空槽加深后槽前的偏南風風速輻散造成；低層風場輻合區(qū)由低空急流左前方及臺風倒槽頂部附近的風場輻合構(gòu)成。

兩次暴雨過程中高層輻散強度都與高空急流入口區(qū)右側(cè)南風大小成正比，并隨南風風速的增大而不斷加強。“01·6”降水過程，200 hPa高空槽加深發(fā)展，槽前高空急流風速明顯增大、風向由偏西風轉(zhuǎn)為西南風，南風分量中心值由20 m·s-1增大至40 m·s-1，輻散中心值隨之由2×10-5s-1增大至8×10-5s-1(圖3a，3b)，高空急流入口區(qū)右側(cè)的高層輻散大值區(qū)隨高空急流增強發(fā)展為西南—東北帶狀分布，江蘇東南部一直處于輻散大值帶下方；“86·7”降水過程開始前，200 hPa高空槽強度極弱，受上游效應影響高空槽隨南亞高壓發(fā)展增強，且高空槽加深同時快速東移南壓，槽前平直西風迅速發(fā)展為強偏南風，高空急流南風分量中心值由5 m·s-1增大至30 m·s-1，輻散中心值由1×10-5s-1增大至4×10-5s-1(圖3c，3d)，輻散大值帶由幾乎覆蓋整個江蘇區(qū)域隨高空槽加深東移南壓向江蘇東南部移動。

圖3 降水(a，c)開始和(b，d)最強時200 hPa南風風速(等值線,單位：m·s-1)及風場散度(陰影)(a,b)“01·6”降水過程：(a)23日02時，(b)24日02時；(c,d)“86·7”降水過程:(c)10日08時，(d)11日08時Fig.3 The south wind speed (solid line, unit: m·s-1) and total divergence of wind field (shaded) at 200 hPa at (a, c) the beginning and (b, d) strongest time of precipitation (a) 02:00 BT 23 June 2001, (b) 02:00 BT 24 June 2001, (c) 08:00 BT 10 July 1986, (d) 08:00 BT 11 July 1986

Matsumoto and Ninomiya(1971)分析認為高空急流動量下傳會觸發(fā)低空急流發(fā)展增強。丁治英等(2001)研究指出高空動量下傳主要表現(xiàn)在經(jīng)向速度分量的動量下傳。本文分析發(fā)現(xiàn)兩次降水過程中，暴雨區(qū)上空高空急流入口區(qū)右側(cè)南風動量均不斷增大并向低層傳遞。

“01·6”降水過程的南風動量下傳分為兩個階段，第一階段為降水開始前18 h內(nèi)(即2001年6月22日08時至23日02時)，由圖4a可見南風等風速線陡立并隨時間由高層向低層下降，低層南風動量增大，低空偏南急流北緣由20°N附近快速北抬至30°N附近。第二階段為降水達到最強前的12 h內(nèi)(即6月23日14時至24日02時)，南風等風速線繼續(xù)隨時間向低層下降，南風動量進一步下傳(圖4a)，低空急流南風風速中心值增加至22 m·s-1以上，低空偏南急流北緣北抬至33°N附近(圖4c)。

圖4 (a，b)南風風速沿兩次降水過程暴雨中心(32°N、122°E)的時間-高度剖面(實線，單位：m·s-1)；(c,d)850 hPa南風風速(實線，單位：m·s-1)及風場散度(陰影，單位：10-5 s-1)沿低空急流中心(c)124°E和(d)123°E的經(jīng)向-時間剖面(a，c)“01·6”降水過程，(b，d)“86·7”降水過程(△表示降水開始時刻，▲表示降水最強時刻，下同)Fig.4 (a, b) Time-height cross sections of south wind speed at rainstorm centers (32°N, 122°E) for the two heavy rainfall events (solid line, unit: m·s-1); (c, d) time-meridional cross sections of south wind speed (solid line, unit: m·s-1) and wind divergence (shaded) at 850 hPa along the center of low-altitude jet streams along (c) 124°E and (d) 123°E (a, c) “01·6”， (b, d) “86·7”(Hollow triangles represent the beginning of the rain, black triangles represent the time of heaviest rain， the same below)

“86·7”降水過程的南風風速等值線近乎與等壓面垂直，但南風等風速線分布并不密集，且降水增幅前(即1986年7月11日08時前)200 hPa上高空槽前南風風速較小，故南風動量下傳稍弱于“01·6”降水過程(圖4b)，低空急流北抬同時低層南風動量增強相對較慢(圖4d)。

兩次降水過程，臺風環(huán)流與副高環(huán)流之間的低空急流都以偏南風分量為主，因此南風風速一定程度上可代表低空急流強度。對比兩次降水過程850 hPa 上南風風速和風場散度沿低空急流中心的經(jīng)向時間剖面(圖4c，4d)，發(fā)現(xiàn)低空急流北抬增強與高層南風動量下傳有很好的時間對應關(guān)系。

“01·6”降水過程開始前，臺風飛燕中心位于20°N附近，大于12 m·s-1的低空急流南風風速帶分布在我國26°N以南東部海面上空，隨著高空槽發(fā)展加深、槽前南風增強，下沉運動引起的高層南風動量下傳使低空急流快速北抬、南風風速增大，同時臺風飛燕北上倒槽北伸，急流左前方與倒槽頂部的南風風速輻合為降水開始提供了動力條件，降水開始后，高層南風動量繼續(xù)下傳，急流前方至倒槽頂部之間的南風等風速線愈發(fā)密集，風場輻合進一步增強，輻合中心值達-4×10-5s-1(圖4c)。

“86·7”降水過程開始前，臺風佩姬中心位于17°N附近，大于12 m·s-1的低空急流南風風速帶分布在“佩姬”環(huán)流東北側(cè)27°N以南海面上空，臺風偏西行過程中，受南亞高壓劇烈發(fā)展影響，高空槽迅速加深并東移南壓，南風動量隨下沉運動由高層下傳，低空急流隨之北抬，降水發(fā)展過程中，低空急流南風分量中心值增加至20 m·s-1以上，急流北緣北抬至32°N以北，但由于“86·7”過程南風動量下傳稍弱于“01·6”過程，且“佩姬”倒槽強度及北伸程度均不及“飛燕”，故“86·7”過程低空急流南風風速增強程度和急流前方南風風速等值線密集程度均弱于“01·6”降水過程，低層風場輻合中心值僅達-1.2×10-5s-1(圖4d)。

綜上分析可見，高層南風動量下傳對“低層輻合、高層輻散”動力條件的形成起關(guān)鍵作用，其強度和位置與暴雨強度和落區(qū)密切相關(guān)。一方面高層輻散隨高空槽前南風增大而不斷加強；另一方面高層南風動量下傳使低空急流北抬增強，低空偏南急流前方南風風速輻合不斷加強，高低空急流耦合，形成低層輻合、高層輻散的有利配置，為強降水的產(chǎn)生提供了十分有利的動力抬升條件。而高空急流入口區(qū)南風大小以及高層南風動量下傳較弱導致的低層輻合、高層輻散強度相對偏弱，是“86·7”過程降水強度弱于“01·6”過程的原因之一。

3.2 垂直渦度和上升運動

垂直渦度與上升運動的有利配置是暴雨發(fā)生發(fā)展的另一重要動力機制。

“01·6”降水過程開始前，低空急流前方的正渦度帶位于江蘇以南30°N附近，江蘇南部上空中層受西風槽前偏西氣流與臺風副高環(huán)流之間偏南氣流輻合產(chǎn)生的正渦度影響，高層受200 hPa槽前高空急流入口區(qū)南側(cè)負渦度影響，中低層正渦度中心值達4×10-5s-1，高層負渦度中心值達-6×10-5s-1(圖5a)。隨著臺風飛燕迅速北上，其倒槽頂部的低層正渦度區(qū)北抬，500 hPa上副高與臺風環(huán)流之間偏南氣流增強北上與中緯度西風槽前偏西氣流劇烈輻合，中層正渦度持續(xù)增強，江蘇東南部(圖5中由黑色三角標出)上空500 hPa以下均為正渦度，配合200 hPa高空槽加深后槽前高空急流入口區(qū)右側(cè)增強的高層負渦度，1000～100 hPa均為上升運動，上升速度中心值增大至-0.9 Pa·s-1以上，上升運動的增強激發(fā)了低空急流帶來的暖濕氣流與中高層槽后偏北風帶來的干冷空氣形成的對流不穩(wěn)定能量以及凝結(jié)潛熱的釋放，上負下正的渦度配置提供了良好的動力條件，降水發(fā)生發(fā)展(圖5b)。隨著“飛燕”繼續(xù)北上，副高略有東退，低空急流繼續(xù)北抬，臺風倒槽頂部向東北方向伸展至低空急流前方，低層形成寬廣的正渦度大值帶，“飛燕”雖然強度略有減弱，但其深厚的正渦度柱北上與中層西風槽前及低層急流前方正渦度形成了300 hPa以下寬廣深厚的正渦度柱，暴雨中心上空925 hPa正渦度中心值達10×10-5s-1，400 hPa附近垂直上升速度中心值增強至-1.2 Pa·s-1以上，降水達到最強(圖5c)，深厚的正渦度柱和整層強烈的上升運動是“01·6”降水過程暴雨增強的重要動力抬升條件。后期臺風飛燕經(jīng)舟山群島東移入海，倒槽及低空急流遠離江蘇，正渦度大值帶及強上升運動區(qū)移出江蘇東南部，降水減弱漸止。

圖5 2001年6月(a)22日14時，(b)23日02時，(c)24日02時渦度垂直分量(等值線，單位：10-5 s-1)及垂直速度(陰影)沿“01·6”過程暴雨中心所在經(jīng)度122°E的垂直剖面(黑色三角表示暴雨中心所在位置)Fig.5 Vertical profiles of vertical vorticity (contour, unit: 10-5 s-1) and vertical velocity (shaded) along 122°E at (a) 14:00 BT 22， (b) 02:00 BT 23, (c) 02:00 BT 24 June 2001(Black triangle represents the location of rainstorm center for “01·6” heavy rainfall event)

“86·7”降水過程，由于臺風佩姬以偏西行為主，對中低層環(huán)流形勢的影響與北上臺風飛燕不同，故“86·7”過程上升運動與垂直渦度的配置演變與“01·6”過程略有差異(圖略)?！芭寮А钡顷憦V東前以向西偏北方向運動為主，其倒槽強度及北伸程度均不及“飛燕”，低層正渦度帶主要由偏南低空急流前方的南風輻合構(gòu)成，配合中層西風槽前偏西氣流與臺風副高之間北上偏南氣流輻合形成的正渦度區(qū)以及高層高空急流南側(cè)輻散形成的負渦度，江蘇中北部上空也形成了上負下正的渦度配置，中低層正渦度達6×10-5s-1以上，高層負渦度達-4×10-5s-1，相應的上升速度大值中心-0.6 Pa·s-1分布于500～400 hPa，降水于江蘇中北部發(fā)生發(fā)展?！芭寮А钡顷憦V東后，轉(zhuǎn)向偏西方向移動，與副高環(huán)流之間距離逐漸增大，低空急流沿副高環(huán)流外圍繼續(xù)北上且強度逐漸減弱，急流前方正渦度帶向東北方向移動對江蘇影響減弱，中層西風槽東移南壓，槽后偏北氣流在江蘇東南部上空與臺風副高之間北上的偏南氣流輻合，中層正渦度值增大至10×10-5s-1以上，高層高空急流入口區(qū)南側(cè)負渦度區(qū)隨高空槽加深東移南壓至江蘇東南部上空，故雖然“佩姬”西行后低層正渦度逐漸減弱，但中層正渦度增強并東移南壓，500～400 hPa上升速度大值中心增大至-0.9 Pa·s-1，江蘇境內(nèi)雨帶南移至江蘇東南角。之后隨著“佩姬”繼續(xù)西行以及中高層影響系統(tǒng)的繼續(xù)東移，上負下正的渦度配置消失，降水漸止。

綜上分析，上負下正的渦度配置激發(fā)產(chǎn)生了相應的垂直上升運動，而垂直上升運動將偏南低空急流帶來的暖濕水汽由低層向高層輸送，降雨發(fā)生發(fā)展的同時也激發(fā)了凝結(jié)潛熱和高低空急流耦合形成的“低層暖濕，高層干冷”的不穩(wěn)定能量的釋放，促使上升運動增強，降水持續(xù)并出現(xiàn)增幅?！?1·6”降水過程，隨著副高北抬，臺風飛燕快速北上，低層臺風倒槽及低空急流與高空急流形成的上負下正的渦度配置穩(wěn)定在江蘇東南部深厚發(fā)展，降水時段集中、落區(qū)穩(wěn)定、強度大。“86·7”降水過程，臺風佩姬西行，低空急流沿副高外圍北上，低層正渦度帶由江蘇中北部移向海上，西風槽和高空急流的東移南壓也使影響江蘇的中層正渦度及高層負渦度向江蘇東南部移動，江蘇境內(nèi)降水持續(xù)時間較長、落區(qū)自北向南移動。

3.3 非地轉(zhuǎn)濕Q矢量及其散度

非地轉(zhuǎn)濕Q矢量考慮了凝結(jié)潛熱作用，且有兩個對暴雨發(fā)生發(fā)展條件具指示意義的特征：一是其方向指向上升氣流區(qū)，而背向下沉氣流區(qū)；二是其散度小于零時，對應區(qū)域有上升運動產(chǎn)生，而散度大于零時，對應區(qū)域為下沉運動，這是因為非地轉(zhuǎn)濕Q矢量使熱成風關(guān)系發(fā)生變化，從而激發(fā)垂直次級環(huán)流的形成(張興旺，1998；姚秀萍和于玉斌，2000；楊曉霞等，2006；趙桂香等，2006)。

“01·6”降水過程開始前，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)中心值為-15×10-15hPa-1·s-3，相應的次級環(huán)流上升支位于28°～30°N上空，江蘇南部處在輻合上升支北側(cè)的輻散下沉區(qū)中，隨著臺風倒槽北伸、低空急流北抬，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)逐漸北移至江蘇南部，降水開始。當非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合進一步增強，江蘇南部上空400 hPa附近輻合中心值達-27×10-15hPa-1·s-3，北側(cè)輻散中心值由6×10-15hPa-1·s-3增強至12×10-15hPa-1·s-3，相應的上升和下沉運動加強，激發(fā)垂直次級環(huán)流進一步發(fā)展，降水對應增強(圖6a)。隨著次級環(huán)流逐漸減弱，降水減弱漸止。

圖6 (a，b)非地轉(zhuǎn)濕Q矢量散度(填色，單位：10-15 hPa-1·s-3)及非地轉(zhuǎn)濕Q矢量(等值線，單位：10-10 m·hPa-1·s-3)沿暴雨中心的垂直剖面；(c，d)400 hPa非地轉(zhuǎn)濕Q矢量流場及散度場(填色，單位：10-15 hPa-1·s-3)(a，c)2001年6月24日02時，(b，d)1986年7月11日08時(藍色粗虛線表示非地轉(zhuǎn)濕Q矢量的水平輻合線，紅色虛線圓圈指示了對應的非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻散區(qū))Fig.6 (a, b) Vertical profiles of non-geostrophic wet Q vector divergence (shaded, unit: 10-15 hPa-1·s-3), and non-geostrophic wet Q vector (contour, unit: 10-10 m·hPa-1·s-3); (c, d) 400 hPa streamlines and divergence (colored, unit: 10-15 hPa-1·s-3) of non-geostrophic wet Q vector (a, c) 02：00 BT 24 June 2001， (b, d) 08：00 BT 11 July 1986(Blue thick dashed lines represent convergence lines of non-geostrophic wet Q vector, and red thick dashed circles denote divergence areas of non-geostrophic wet Q vector)

“86·7”降水過程開始前，江蘇上空非地轉(zhuǎn)濕Q矢量散度大于零，由下沉運動控制。隨著低空急流北上、西風槽東移，112°～126°E上空為非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)，輻合區(qū)東西兩側(cè)為較強的輻散區(qū)，完整的次級環(huán)流激發(fā)降水開始。之后低空急流進一步北抬，500 hPa西風槽加深東移，高空急流入口區(qū)南風分量輻散增大，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合帶明顯增強收窄于江蘇東南部上空，形成了深厚的非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合柱，400 hPa附近輻合中心值增大至-1.6×10-15hPa-1·s-3，次級環(huán)流增強，降水達到最強(圖6b)。隨著各層影響系統(tǒng)繼續(xù)移動遠離江蘇，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)移出江蘇，降水減弱。

分析兩次降水過程最強階段非地轉(zhuǎn)濕Q矢量的水平流線和散度分布，發(fā)現(xiàn)非地轉(zhuǎn)濕Q矢量水平流線輻合線對降水落區(qū)存在指示意義。根據(jù)非地轉(zhuǎn)濕Q矢量方向總是指向上升氣流區(qū)，而背向下沉氣流區(qū)的特征，其水平流線輻合線所在處即為上升氣流區(qū)，400 hPa上兩次降水過程均受一條西南—東北向的非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合線影響，周圍非地轉(zhuǎn)濕Q矢量流線均指向輻合線，且在輻合線附近分布著相應的非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻散區(qū)，與輻合線共同建立次級環(huán)流激發(fā)降水?！?1·6”降水過程，流線輻合線與相應的輻合區(qū)覆蓋江蘇東南角，與大暴雨落區(qū)吻合(圖6c)；“86·7”降水過程，流線輻合線與相應的輻合區(qū)覆蓋江蘇東部，與大暴雨中心于江蘇東部自北向南移動相符(圖6d)。

4 兩次暴雨過程的水汽和熱力條件特征

4.1 水汽輸送及輻合

暴雨的發(fā)生發(fā)展需要良好的動力條件激發(fā)強烈上升運動的同時，也需要充足的水汽供應，兩次降水過程中低層臺風與副高環(huán)流之間強盛的偏南低空急流是水汽輸送的主要途徑， 低層水汽通量大值帶及中心值區(qū)域與低空急流及其極大風速中心分布范圍吻合，而兩次降水過程的大暴雨中心落區(qū)則與低層水汽通量散度的輻合大值區(qū)相對應(圖7a，7b)。

圖7 (a)2001年6月23日02時和(b)1986年7月11日08時850 hPa水汽通量(等值線和箭矢，單位：g·cm-1·hPa-1·s-1)及水汽通量散度(陰影，單位：10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1)；(c)“01·6”降水過程和(d)“86·7”降水過程水汽通量(等值線，單位：g·cm-1·hPa-1·s-1)、水汽通量散度(虛線，單位：10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1)及溫度露點差(陰影，單位：℃)沿兩次降水過程的暴雨中心的時間-高度剖面Fig.7 (a, b) The 850 hPa water vapor flux (contour and vertor, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) and divergence of water vapor flux (shaded, unit: 10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1) at (a) 02:00 BT 23 June 2001 and (b) 08:00 BT 11 July 1986; (c, d) time-height cross sections of water vapor flux (contour, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1), divergence of water vapor flux (dashed line, unit: 10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1) and dew point depression (shaded, unit: ℃) for the two heavy rainfall events at rainstorm centers of (c) “01·6” and (d) “86·7”

“01·6”降水過程開始前，低層副高分布位置偏南，低空急流前方和臺風“飛燕”倒槽頂部的偏南氣流還分布在30°N以南，江蘇南部上空水汽通量大值區(qū)位于600～500 hPa，水汽輸送主要來源于中層臺風與副高之間以及副高西北側(cè)的偏南氣流。隨著臺風北上和低空急流北抬，低層偏南氣流帶來的暖濕空氣使江蘇南部上空低層水汽通量明顯增大，配合低空急流前方的偏南風風速輻合帶，江蘇南部上空形成了深厚的飽和層(即溫度露點差T-Td≤2℃的區(qū)域)，900～800 hPa出現(xiàn)了-4×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量輻合中心，降水開始。隨著“飛燕”和低空急流繼續(xù)北上，低空急流輸送的水汽通量進一步增大，并在900 hPa附近形成了20 g·cm-1·hPa-1·s-1的水汽通量大值中心，且低層臺風倒槽頂部至急流前方以及中層西風槽前輻合進一步增強，江蘇南部上空低層至中層水汽通量輻合繼續(xù)增大，輻合中心值達-6×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1，深厚飽和層維持，降水隨之達到最強。之后，隨著“飛燕”向東北方向移動入海，臺風倒槽及低空急流的偏南氣流遠離江蘇，水汽輸送減弱，降水漸止(圖7c)。

“86·7”降水過程開始前，低層副高分布位置偏北，低層水汽沿副高外圍的偏南氣流已輸送至江蘇中部以南，中層副高5880 gpm線西伸脊點位于119°E，阻擋了中層水汽進一步往北向江蘇輸送，故江蘇上空中層水汽通量很弱，水汽通量大值區(qū)位于850 hPa以下。隨著低空急流北抬，低層水汽通量繼續(xù)增大，并在900 hPa附近形成10 g·cm-1·hPa-1·s-1的水汽通量中心，但是由于臺風佩姬倒槽強度及北伸程度均不及“飛燕”，倒槽頂部至低空急流前方的偏南風輻合弱于“01·6”過程，江蘇上空僅形成深厚濕層(即溫度露點差T-Td≤4℃的區(qū)域)，水汽通量輻合中心值僅達-1×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1，降水開始。直至副高明顯東退，西風槽東移南壓，中層水汽輸送才不受阻擋，配合低空急流輸送的暖濕氣流和中低層風場輻合，江蘇南部上空900 hPa附近水汽通量中心值增大至18 g·cm-1·hPa-1·s-1，800 hPa以下水汽通量輻合中心值達-2×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1，深厚的飽和層(即溫度露點差T-Td≤2℃的區(qū)域)形成，降水達到最強。隨著低空急流及中高層低壓槽逐漸遠離江蘇，副高再次西伸切斷中層水汽輸送，江蘇上空的深厚飽和層僅維持約6 h，低層水汽輸送和輻合也逐漸減弱，降水漸止(圖7d)。

綜上分析，兩次降水過程的水汽輸送及水汽輻合條件受各層系統(tǒng)的影響具有不同特征，而水汽條件與動力條件的有利配合會更好地激發(fā)暴雨產(chǎn)生。“01·6”降水過程開始階段，副高分布偏南，中層水汽輸送強于低層水汽輸送，隨著副高北抬，低空急流北上，低層水汽通量明顯超過中層，降水發(fā)展增強。“86·7”降水過程開始階段，副高分布偏北偏西，中層水汽輸送受阻，低空急流水汽輸送強于中層水汽輸送，隨著副高東退，中層水汽通量增大，降水發(fā)展增強，但水汽輸送仍主要來源于低層。雖然兩次降水過程的水汽通量輻合大值中心都處于低層，但是由于臺風飛燕迅速北上，而“佩姬”以偏西行為主，故“佩姬”倒槽強度及北伸程度均不及“飛燕”，“01·6”過程低層臺風倒槽頂部至急流前方的水汽通量輻合強于“86·7”過程。此外，在水汽輸送及水汽輻合條件的共同影響下，“01·6”過程的暴雨區(qū)上空飽和程度更高、深厚飽和層形成更早、維持時間更長，使得上升運動激發(fā)的凝結(jié)潛熱釋放更多，降水持續(xù)時段更集中、強度更大；相反地，“86·7”降水過程持續(xù)時間長而強度稍弱。

4.2 不穩(wěn)定能量

在具備有利的水汽和動力抬升條件的同時，若大氣還具有不穩(wěn)定層結(jié)，儲存有對流不穩(wěn)定能量，則抬升運動帶來的不穩(wěn)定能量釋放會激發(fā)對流性上升運動，使暴雨發(fā)生發(fā)展。用500 hPa和850 hPa假相當位溫的差值Δθse=θse500-θse850表示中低層大氣的對流不穩(wěn)定度，并用E指數(shù)E=θse500+θse700+θse850-3×273.16體現(xiàn)中低層大氣的暖濕程度，E指數(shù)越大則表示中低層大氣溫度越高、水汽含量越豐富，在對流上升運動中可釋放的能量越多(鄭朝霞等，2019；王孝慈等，2020)。而Δθse負值區(qū)與E指數(shù)高值區(qū)的重合區(qū)域即為中低層高能高濕的對流不穩(wěn)定區(qū)域，該區(qū)域有利于暴雨的發(fā)生發(fā)展。

“01·6”降水過程，臺風飛燕和低空急流隨副高北抬，暖濕氣流隨之北上，E指數(shù)高值區(qū)由華南沿海伸向江蘇南部(圖8a)。降水開始前6 h，江蘇東南部上空E指數(shù)為197 K，中低層還保持著對流性穩(wěn)定層結(jié)(Δθse>0)，這與“01·6”過程開始階段中層水汽輸送強于低層水汽輸送相符(圖7c)，隨著低層水汽輸送增強，江蘇東南部上空中低層轉(zhuǎn)變?yōu)閷α餍圆环€(wěn)定層結(jié)(Δθse<0)，降水發(fā)生發(fā)展，E指數(shù)逐漸增強至最大值225 K，增幅達28 K，表示江蘇東南部上空暖濕氣流輸送及輻合達到鼎盛，中低層大氣溫度和水汽含量都達到最高，配合前文分析的有利抬升條件，上升氣流攜帶中低層暖濕空氣至高層釋放大量凝結(jié)潛熱和對流不穩(wěn)定能量，降水也隨之達到最強(圖8c)。

圖8 (a)2001年6月24日02時，(b)1986年7月11日14時E指數(shù)(等值線，單位：K)水平分布；(c)“01·6”降水過程，(d)“86·7”降水過程的暴雨中心上空E指數(shù)(實線)及Δθse(虛線)的時間演變Fig.8 (a, b) E index (contour, unit: K) at (a) 02:00 BT 24 June 2001, and (b) 14:00 BT 11 July 1986;(c, d) time series of E index (solid line) and Δθse (dashed line) over the rainstorm centers of (c) “01·6” and (d) “86·7”

“86·7”降水過程，E指數(shù)高值區(qū)由華南沿海向江蘇中南部伸展，由于臺風佩姬以偏西移動為主且環(huán)流較強，暖濕氣流尚未北上輸送至江蘇，在較低緯度就被“佩姬”抽吸了一部分水汽進入自身環(huán)流，并形成了一個E指數(shù)中心，故“86·7”過程北伸至江蘇的E指數(shù)強度稍弱(圖8b)。且“86·7”過程從降水開始至減弱漸止，江蘇上空中低層均為對流性不穩(wěn)定層結(jié)(Δθse<0)，且不穩(wěn)定性強于“01·6”過程，這與東移南壓的西風槽相關(guān)，受槽后偏北氣流影響，中高層冷空氣輸送更加明顯，大氣具有更強的斜壓性，結(jié)合副高的偏西分布對中層水汽向江蘇輸送的阻擋，“86·7”過程中上層空氣更加干冷、對流性不穩(wěn)定更強，且“86·7”過程從降水開始前6小時至降水最強時E指數(shù)僅增強至212 K，增幅僅達11 K，表明中低層大氣所含水汽及能量均不及“01·6”過程，故“86·7”過程降水強度較“01·6”過程弱(圖8d)。

5 結(jié) 論

本文從環(huán)流形勢以及動力、水汽、熱力條件等特征對臺風遠距離影響下江蘇兩次梅雨期暴雨過程“01·6”和“86·7”進行對比分析，主要結(jié)論如下：

(1)環(huán)流形勢以及動力、水汽和熱力條件并不是相互孤立的，各因素相互影響、共同作用，造成了兩次過程降水特征的不同，即：“01·6”降水過程暴雨持續(xù)時段集中、落區(qū)穩(wěn)定、降水強度大，而“86·7”降水過程暴雨持續(xù)時間長、落區(qū)自北向南移動、降水強度稍弱。

(2)環(huán)流形勢方面，兩次降水過程都受到臺風倒槽和中高層低壓槽的共同影響，區(qū)別在于臺風倒槽北伸的位置和低層、中層輻合與高層輻散耦合區(qū)域不同：“01·6”過程副高明顯北抬，有利于臺風倒槽北伸發(fā)展，并與低空急流共同構(gòu)成低層風場輻合、輸送暖濕氣流，中高層低壓槽均穩(wěn)定少動，高層冷空氣影響稍弱，低層和中層輻合與高層輻散穩(wěn)定耦合于江蘇東南部；“86·7”過程臺風倒槽北伸和影響程度均不及“01·6”過程，低空急流對低層風場輻合及暖濕氣流輸送貢獻更大，中高層低壓槽東移較快且均明顯南壓，高層冷空氣影響逐漸增強，低層和中層輻合與高層輻散的耦合由江蘇中北部向東南部移動。

(3)動力條件方面，高低空散度、垂直渦度的配置以及非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)位置和強度不同，它們在激發(fā)相應上升運動使降水發(fā)展增強的同時，也對兩次降水過程暴雨強度和落區(qū)的不同存在指示意義。一方面，“01·6”過程較“86·7”過程暴雨時段更集中、強度更大，這是由于“01·6”過程高空急流入口區(qū)南風更大、高層南風動量下傳更強，使得高層輻散、低層輻合更劇烈；同時，“01·6”過程臺風倒槽強度及北伸程度更大，低層臺風倒槽頂部至低空急流前方正渦度更強，上負下正的渦度配置更加穩(wěn)定深厚，且非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合更強。另一方面，“01·6”過程暴雨落區(qū)穩(wěn)定于江蘇東南部，而“86·7”過程暴雨落區(qū)存在自北向南的移動，這是由于“01·6”過程高低空散度耦合、垂直渦度配置以及非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)均穩(wěn)定于江蘇東南部；而“86·7”過程高低空散度耦合、垂直渦度配置由江蘇中北部向東南部移動，非地轉(zhuǎn)濕Q矢量輻合區(qū)覆蓋江蘇東部。

(4)水汽條件方面，偏南低空急流是水汽輸送的主要途徑，大暴雨中心落區(qū)則與低層水汽通量輻合大值區(qū)相對應，兩次暴雨過程對應低層水汽通量輻合的區(qū)域和強度不同，“01·6”過程較“86·7”過程低層水汽通量輻合更強，暴雨區(qū)上空飽和程度更高、深厚飽和層形成更早、維持時間更長。

(5)熱力條件方面，兩次降水過程大暴雨中心的中低層大氣都具有對流不穩(wěn)定且高能高濕的特征，對比發(fā)現(xiàn)雖然“86·7”過程中低層大氣對流不穩(wěn)定性更強，但是“01·6”過程E指數(shù)及其增幅更大，說明“01·6”過程的中低層大氣溫度更高、水汽含量更豐富，在不穩(wěn)定能量激發(fā)的對流上升運動中可釋放更多能量。

致 謝：感謝江蘇省氣象局“海洋天氣預報技術(shù)”培育團隊在研究過程中的幫助支持。