楊逸霖，錢燕珍，葛旭陽，黃綺君

(1.南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環(huán)境變化國際合作聯合實驗室，江蘇 南京 210044；2.寧波市氣象臺，浙江 寧波 315012)

1 引 言

臺風登陸后的水汽輸送狀況是其登陸后降水能否維持的一個基本條件，強水汽輸送也是造成臺風暴雨增大和維持的一個主要原因[1-3]。臺風暴雨主要分為三種類型：集中在臺風眼墻附近的主體暴雨、臺風與中緯度或熱帶其他系統(tǒng)相互作用的遠距離暴雨、受迎風坡強迫抬升運動造成的暴雨[4]。而臺風暴雨的強度和分布主要取決于臺風自身結構影響、所處大尺度環(huán)境場以及下墊面強迫三個方面[5]。陳聯壽等[1]指出，由于熱帶氣旋登陸的地形強迫作用，陸地上的地形強迫輻合形勢將使熱帶氣旋的暴雨雨量增大，降水落區(qū)面積增大，這種強迫作用使得登陸華東地區(qū)的熱帶氣旋北側降水增強、雨區(qū)增大。李英等[6]對0010 號臺風“碧利斯”的數值試驗結果表明，切斷臺風的水汽輸送后不僅臺風強度明顯減弱，而且暴雨強度也顯著減弱。Li 等[7]對7503 號臺風“Nina”的分析表明，濕地邊界層中水汽、動量等的垂直輸送對登陸熱帶氣旋的強度、結構以及降水結構有重要作用。葉成志等[3]對0604 號熱帶氣旋“碧利斯”的研究表明，“碧利斯”在登陸后的低壓環(huán)流與南海水汽相結合造成了湖南省東南部的特大暴雨。潘婧茹等[8]分析了1211 號臺風“?？庇绊懡K的兩段主要降水過程的水汽特征，發(fā)現西南季風對臺風登陸后同一區(qū)域內出現第二次強降水具有相當大的貢獻。王燁豪[9]分別選取登陸福建且對浙江造成嚴重影響和一般影響的兩類臺風個例進行合成分析，發(fā)現登陸福建臺風造成的強降水主要集中在浙江南部和東部地區(qū)。由此可見，由于與其環(huán)流相關聯的水汽場特征存在差異，登陸熱帶氣旋可能造成完全不同的降水分布和強度特點。

2004號臺風“黑格比”于2020年8月1日12時(世界時，下同)在菲律賓東北洋面上生成，向西北方向移動；于2 日21 時加強為強熱帶風暴，3 日06時達到臺風級并向浙江南部沿?？拷? 日19 時30 分左右以近巔峰強度在浙江省樂清市沿海登陸，登陸時中心附近最大風力達13 級(38 m/s)，中心最低氣壓970 hPa；隨后以20 km/h 的速度繼續(xù)向西北偏北方向移動，受陸地摩擦作用影響，“黑格比”形態(tài)迅速崩潰，強度逐漸減弱，4 日01 時由臺風級降為強熱帶風暴級，中心附近最大風力11級(30 m/s)，17 時降為熱帶風暴?！昂诟癖取迸_風具有以下兩個特點：第一，“黑格比”為近海生成臺風，處于我國臺風24 h警戒線附近，低層正渦度平流以及來自臺風南側的水汽輸送是造成“黑格比”在登陸前24 h內由熱帶風暴級迅速增強至臺風級的主要原因[10]，登陸時“黑格比”強度近巔峰狀態(tài)，7 級風圈半徑在300 km 以內；第二，登陸減弱北移后，臺風南側仍有強降水，影響時間長，盡管“黑格比”已于4 日上午移出浙江地區(qū)，但浙江地區(qū)降水繼續(xù)維持至8 月5 日，出現了第二階段的強降水。歷史個例表明，強降水往往伴隨著臺風登陸時刻的主體降水，而登陸臺風衰減北移后南側出現長時間強降水比較少見。當地業(yè)務部門對第二次強降水預報效果不佳，這值得對此過程進行成因分析。為此，本文將利用ERA5 再分析資料、WRF 模式以及水汽追蹤模式，設計水汽敏感性試驗并結合水汽診斷分析，重點針對臺風“黑格比”登陸后第二階段強降水的可能機理，以此期待提高登陸熱帶氣旋強降水過程的預報技巧。

2 資料和方法

2.1 資 料

臺風“黑格比”登陸期間的路徑和中心強度數據來自中國氣象局熱帶氣旋資料中心整編的逐6小時臺風路徑和中心強度數據。降水數據來自中國自動氣象站與CMORPH 融合逐小時降水資料。大尺度環(huán)境場數據使用歐洲中期天氣預報中心(ECMWF)的第五代大氣再分析資料(ERA5)，其空間分辨率為0.25 °×0.25 °，時間跨度從1979 年開始至今且為逐小時數據。

2.2 方 法

2.2.1 物理量的氣候場與擾動場分離

擾動天氣圖方法能夠在分離大氣物理量的時空平均基礎上，將天氣尺度瞬變擾動量從實際觀測變量中分離出來，從而能夠反映出瞬時擾動量對例如龍卷、短時強降水、臺風等極端天氣的直接對應關系[11-13]。本文將歷史30 年的8 月3—4 日天氣形勢作為氣候場，計算得到2020 年8 月3—4 日逐小時大氣環(huán)境的瞬時擾動場。

2.2.2 水汽通量勢函數

通過ERA5 再分析數據中的風場和比濕計算得到水平方向水汽通量(Qx,Qy)后，通過以下公式計算水汽通量的勢函數χ及其水平輻散分量(Qχx,Qχy)：

通過超張弛法數值求解式(1)得到水汽通量的勢函數。隨后通過水汽通量的勢函數求解式(2)得到水汽通量的無旋分量(輻散分量)。

2.2.3 整層水汽通量異常的分解

使用尺度分離方法[14-16]，將IVT（整層水汽通量）異常分解為下式：

其中，IVT'、q'、V'分別表示整層水汽通量、比濕以及風場的擾動分量，g為重力加速度；Ptop為積分上界的氣壓(300 hPa)；Ps為海平面氣壓。等式右端四項分別為：A 項擾動風場對平均水汽的輸送，B項平均風場對擾動水汽的輸送，C 項擾動風場對擾動水汽的輸送，以及余項(residue)。這里使用的氣候態(tài)、擾動分量為2.2.1 節(jié)擾動天氣圖方法分解得到的氣候態(tài)與擾動分量。

3 “黑格比”登陸降水概況

圖1 為中國自動氣象站與CMORPH 融合降水與ERA5 再分析資料中“黑格比”登陸后的降水分布演變情況及850 hPa 擾動風場、擾動比濕，疊加IBTrACS 臺風數據集相應時刻“黑格比”位置。從2020年8月4日00時降水(圖1a)可看到，此時的降水落區(qū)主要位于浙江東南沿海，結合“黑格比”位置以及850 hPa環(huán)流形勢，該時刻降水基本圍繞臺風主體，且落區(qū)主要位于臺風南側、東南側；伴隨“黑格比”的逐漸北移，降水落區(qū)隨之向北延伸的同時雨強逐漸減弱，至4日21時(圖1c)在江浙省界附近降水強度再次增強，而此時降水落區(qū)已經與“黑格比”環(huán)流中心有較大距離。為方便下文對兩個降水階段的描述，將2020 年8 月4 日00—15時定義為“黑格比”登陸期間的第一階段強降水過程，8月4日16—22時為第二階段強降水過程。

4 環(huán)境場水汽特征分析

本文首先通過擾動天氣圖方法對“黑格比”登陸期間兩個強降水階段低層擾動水汽、擾動風場進行對比分析(圖1 中矢量箭頭及紅色等值線)。由圖1 可見，在兩次強降水階段，西南擾動風場與較高的擾動水汽均穩(wěn)定少變維持，即“黑格比”登陸期間伴隨著強盛的西南季風。對比降水區(qū)與臺風位置的差異可看到，第一階段強降水的水汽來源于臺風本體的水汽，而第二階段強降水落區(qū)已經位于“黑格比”環(huán)流南側，即臺風南側與西南季風交匯處。

水汽通量的勢函數反映區(qū)域內水汽的收支情況[17-18]，即水汽通量勢函數源匯對水汽輸送有清楚的指示意義。勢函數的極小值中心對應水汽輸入區(qū)；反之，勢函數的大值中心意味著該區(qū)域為水汽輸出區(qū)。利用整層水汽通量勢函數來對比分析這兩次降水峰值相對應的水汽輸送特征。圖2 分別給出了兩個強降水階段時整層水汽通量勢函數以及整層水汽通量的無旋分量，兩階段強降水落區(qū)與整層水汽的輻合中心基本吻合。第一階段強降水(圖2a)時水汽通量的輻合中心與臺風中心位置十分接近，表明此時整層水汽輻合形勢集中在“黑格比”環(huán)流主體內，即第一階段主要為臺風“黑格比”主體降水；在隨后24 小時內，臺風中心逐漸向北移動，但水汽輻合中心移動速度落后于臺風移速，至第二階段強降水(圖2b)時，整層水汽通量輻合中心與臺風中心存在明顯的距離。這說明第二階段強降水與臺風主體降水不同?？紤]到臺風強度進一步衰減，一個值得關注的問題是：產生第二階段強降水的成因與第一階段臺風主體降水有何差異？本文將針對該問題開展診斷分析。

圖2 2020年8月4日00時(a)、21時(b)整層水汽通量勢函數(填色，單位：106 kg/s)與水汽通量無旋分量(矢量，單位：106 kg/s)分布圖 紅色等值線為相應時刻一小時累積降水10 mm、25 mm、40 mm等降水量線，紅點為觀測“黑格比”位置。

環(huán)境場水汽條件(如整層水汽通量；IVT)對降水至關重要。為進一步揭示異常環(huán)流影響，本文將采用尺度分離的方法，重點探討氣候態(tài)、擾動分量對整層水汽通量異常的貢獻。圖3 給出了第二階段整層水汽通量異常以及式(3)右端A、B、C 三項的空間分布。從整層水汽通量異常的逐項診斷看，第二階段強降水發(fā)生時的水汽通量異常由擾動風場占主導地位，即上式右端A 項擾動風場對氣候態(tài)的水汽輸送對IVT'的貢獻最大，C 項擾動風場對擾動水汽的輸送貢獻次之，B 項氣候態(tài)風場對擾動水汽的輸送貢獻最小。由此可見，水汽輸送主要取決于強盛的西南夏季風環(huán)流。

圖3 2020年8月4日21時整層擾動水汽通量的逐項診斷a～d分別對應式(3)中左端項(a)、右端A項(b)、右端B項(c)、右端C項(d)。

5 水汽源區(qū)及軌跡分析

綜上所述，水汽通量勢函數與擾動天氣圖對兩個階段降水的水汽條件分析表明，兩個強降水階段水汽來源可能存在差異。為進一步揭示這些差異，本文利用NOAA 開發(fā)的HYSPLIT 拉格朗日后向粒子追蹤模式[19-20]進行目標空氣塊軌跡追蹤(圖4)。具體來說，對來自兩次降水落區(qū)的目標空氣塊后推24 小時得到目標空氣塊的軌跡。圖4a中，第一階段降水發(fā)生24 小時前幾乎所有目標氣塊路徑均呈現氣旋性旋轉態(tài)勢，這與臺風環(huán)流吻合。而在第二階段(圖4b)，絕大多數目標氣塊的移動軌跡表現出從南側直接移入降水區(qū)，即西南季風將水汽直接輸送到降水區(qū)。這些結果進一步驗證了前文分析結果。

圖4 HYSPLIT模式對兩階段強降水落區(qū)的水汽后向追蹤軌跡圖 a.2020年8月4日00時；b.2020年8月4日21時。每種顏色的線條代表一個典型目標氣塊，黑色五角星表示起始追蹤位置。

雖然HYSPLIT 拉格朗日后向例子追蹤模式可以揭示目標區(qū)水汽軌跡，但無法定量描述各區(qū)域對降水的相對貢獻。而拉格朗日軌跡追蹤模式FLEXPART 不僅可用來追蹤大氣中各種成分的輸送[21-23]，而且可通過更加清晰、定量的方式反映各類天氣形勢下水汽輸送的特征[24-26]。為此，本文將采用FLEXPART 模式，對造成第二階段強降水的天氣尺度水汽來源進行定量分析。

Numaguti[27]與Trenberth[28]的研究發(fā)現，水汽平均在大氣中的留滯時間約為10 天，因此選取浙江地區(qū)為目標降水區(qū)域，對目標氣塊從達到第二階段強降水峰值強度起，回推10 天模擬目標氣塊軌跡。

采用前人研究[22-23,25,29-30]對E-P的定義：

其中，E和P分別表示單位面積下墊面的蒸發(fā)率(Evaporation)和降水率(Precipitation)，因此E-P代表了蒸發(fā)率與降水率之差(即地表水通量)，ei和pi分別表示單一目標氣塊內水汽含量的增長率和減少率，mi、qi分別表示單一目標氣塊的質量和比濕，t為時間，A為所劃分區(qū)域的表面積。

根據前文的西南季風水汽輸送通道(圖5)，劃分水汽源區(qū)見圖5a 黑色矩形所圍區(qū)域。參考Huang等[25]研究，用目標降水區(qū)域內釋放的總水汽Rtotal表示目標區(qū)域內的降水量，分別計算每個水汽源區(qū)在目標降水區(qū)域釋放的水汽為R，不同水汽源區(qū)對目標區(qū)域內降水的貢獻率C計算如下：

圖5 FLEXPART模式模擬結果診斷得到的E-P(填色，單位：mm)與水汽源區(qū)劃分(黑色矩形)(a)、各水汽源區(qū)對目標降水區(qū)域的貢獻百分比(b) a中T區(qū)表示目標降水區(qū)域，對應右圖loc直方圖；b中Total為所有考察的區(qū)域貢獻之和，藍色為整層大氣貢獻百分比，紅色為邊界層貢獻百分比。

由FLEXPART 模式模擬結果診斷得到的E-P分布見圖5a 填色，其中負值表明經過此處的氣塊凈釋放水汽，即水汽匯區(qū)，正值表明經過此處的氣塊凈攝取水汽呈現為水汽源區(qū)。從圖5a 看出，目標氣塊在洋面上時主要表現為氣塊獲取水汽，氣塊水汽含量增加，經過陸地時則以氣塊釋放水汽為主。在到達目標區(qū)域時，氣塊中的水汽得到充分釋放，出現了顯著和集中的降水。注意到氣塊在運動過程中伴隨數次水汽的釋放與攝取，因此需要對水汽源區(qū)的整體貢獻進行定量分析。通過降水貢獻率公式估算得到不同水汽源區(qū)的水汽貢獻見圖5b。

從圖5b 中的水汽源區(qū)定量貢獻直方圖可看出，區(qū)域A 的整層大氣和邊界層(Planetary Boundary Layer，PBL，這里指從地面至850 hPa)內水汽對目標區(qū)域降水貢獻分別達到36.8% 和30.6%，是對浙江地區(qū)降水貢獻最大的水汽源區(qū)；區(qū)域B 的降水貢獻排第二，相應降水貢獻分別為13.1% 和11.4%；浙江地區(qū)局地的整層大氣與邊界層大氣降水貢獻分別為5.0%和1.7%。結果表明，大尺度環(huán)境場在“黑格比”登陸10天之內維持著較強的西南季風，源源不斷地將濕空氣輸送至浙江地區(qū)，伴隨臺風的強水汽輻合場(圖2)造成浙江地區(qū)的降水。

6 WRF敏感性試驗

上述分析結果表明西南季風對浙江地區(qū)兩階段降水的重要作用。利用中尺度數值模式WRF_ARW，本文將開展針對水汽來源的敏感性試驗。模擬過程采用三層格距分別為27 km、9 km、3 km 的嵌套網格，其中第三層為跟隨臺風移動網格，模式模擬的區(qū)域中心為122 °E，30 °N，模擬區(qū)域設置如圖6所示；初始時刻為2020年8月3 日00 時，積分72 h，使用NCEP 的FNL 1 °×1 °再分析資料作為模式初始及邊界條件。模式模擬的參數化方案設置參見表1。

表1 WRF模式參數化方案設置

圖6 WRF模式初始模擬區(qū)域設置

本文設計三組模擬試驗，第一組為控制試驗；第二組(RH55)敏感性試驗將WRF 前處理系統(tǒng)中積分時段期間met_em 文件中25 °N 南側的相對濕度減少為原始相對濕度的55%，以達到削弱南側熱帶地區(qū)水汽輸送的作用；第三組(noSMflx)敏感性試驗，在臺風登陸后，關閉臺風主體(如：第三層網格)區(qū)域的地表潛熱通量(即地表蒸發(fā)作用)，不考慮“黑格比”主體環(huán)流內近地表水汽對自由大氣的水汽反饋。具體試驗名稱及試驗目的如表2 所示。

表2 WRF模式試驗設置

圖7 給出了三組試驗模擬及觀測的“黑格比”路徑、強度(地面最低中心氣壓)。模式較好地模擬了臺風的強度和路徑，除RH55 登陸地點略偏南外，登陸時間、強度以及隨后的移動和強度變化趨勢基本相同，因此模式對“黑格比”登陸時間以及移動路徑、強度模擬是比較成功的。

圖7 觀測及WRF模式模擬2020年8月3日00時—5日00時“黑格比”路徑(a)、地表中心最低氣壓(b)

圖8 則比較三組試驗中降水情況及850 hPa風場。不難發(fā)現，各模擬試驗均出現第一階段的臺風登陸強降水(圖8a、8d、8g)。伴隨臺風在陸地上逐漸北移，降水強度不斷減弱(圖8b、8e、8h)，值得關注的是RH55試驗的降水強度衰減很快。至4日21 時RH55 試驗(圖8f)幾乎無降水。而在noSMflx 試驗中，降水強度(圖8i)略弱于CTL 試驗(圖8c)，但是降水主體仍然能夠維持。這說明，臺風環(huán)流內的局地水汽輸送(蒸發(fā))對第二階段強降水的貢獻十分有限，這進一步說明西南季風的水汽輸送起著主導作用。

圖8 三組WRF試驗模擬的一小時累積降水(填色，單位：mm )以及850 hPa風場(矢量箭頭) 圖示黑點為各組當前時刻臺風位置。圖左上方為試驗方案，右上方為時間。

圖9 為兩階段強降水過程峰值時刻各組試驗及觀測的850 hPa垂直速度與散度場，在CTL與觀測中(圖9a～9d)，兩階段強降水落區(qū)均與低層輻合上升運動區(qū)對應良好。第一階段強降水期間，低層輻合中心和上升運動的極值區(qū)與臺風中心位置十分靠近，表明此時輻合上升運動最強區(qū)域位于“黑格比”環(huán)流主體內；隨著臺風向北移動的同時，其強度進一步減弱，至第二階段強降水峰值時段(圖9b、9d)，臺風中心與低層輻合上升運動中心存在一定的距離，說明強降水偏離臺風中心。這表明第二階段降水的產生主要與臺風外圍西風跟西南季風輻合導致的上升運動有關。

圖9 觀測和三組WRF試驗模擬的850 hPa垂直速度(填色，單位：cm/s )以及850 hPa散度場(紅色等值線，單位：10-4 s-1，等值線間隔為4，最外圍等值線為-4) 黑點為各組當前時刻臺風位置。圖左上方為試驗方案，右上方為時間。

7 總結與討論

本文利用觀測資料，分析了登陸臺風2004 號臺風“黑格比”的降水時空分布特征，即浙江地區(qū)出現了兩個階段強降水過程。通過擾動天氣圖與整層水汽通量勢函數分析表明，第一階段強降水對應著登陸時刻臺風主體降水，第二階段強降水的出現并非臺風主體降水。

伴隨著臺風逐漸北移，強盛的西南夏季風環(huán)流建立了穩(wěn)定的水汽通道，加上臺風南側外圍環(huán)流與西南季風交會形成有利的輻合上升形勢，這兩者最終導致第二階段降水過程。利用中尺度模式進行了水汽條件的敏感性試驗，進一步驗證了西南季風水汽輸送的重要性。表明在臺風登陸降水預報過程中，需要關注不同西南夏季風環(huán)流下水汽輸送影響。

需要指出的是，本文僅僅是一次登陸臺風個例研究，結論的普適性需要更多臺風個例進行合成對比分析。另外，對于局地地形與環(huán)境氣流相互作用等過程尚未涉及，這些需要在今后工作進一步深入研究。