2018, Vol. 42
我国是世界上台风登陆最多的国家，而台风是最强的暴雨天气系统，其所引起的台风暴雨往往会造成山洪爆发、耕地受淹、城市内涝等灾害，造成巨大的财产损失。因此台风暴雨一直是暴雨天气系统中研究的重点和难点。Chen et al.（2010）提出台风的降雨率与登陆台风强度、水汽输送、潜热释放、地形、中尺度对流系统等有关。Chen and Li（2004）将登陆台风暴雨分为六种：台风核心区降雨、台风螺旋雨带或外围降雨（包括台风倒槽降水和台风内切变线雨）、台风内部中小尺度降雨、不稳定降雨、台前飑线雨和台风远距离暴雨。其中，台风螺旋雨带或外围降雨，台前飑线和台风远距离暴雨主要发生在台风前侧（陶祖钰等，1994；陈联寿和孟智勇，2001；Chen and Li, 2004；陈永林等，2009；Houze，2010；Meng and Zhang, 2012；刘佳等，2013），这些降水很大程度上扩大了登陆台风降水的影响范围。赵宇等（2008）研究表明台风倒槽内强风和弱风的强辐合诱使了大暴雨的发生，倒槽发展和中尺度β涡旋形成主要归因于对流层低层产生的涡度以及对流层低层到中层涡度的垂直输送。台前飑线是指产生在台风外围前部的强对流回波带，其传播速度比螺旋雨带快的多。Meng and Zhang（2012）基于雷达反射率的阈值将台前飑线定义为，连续超过40 dBZ的回波区域的水平尺度需超过100 km，时间超过3 h，且区域前端应该是线性或者准线性的。刘佳等（2013）对“麦莎”台前飑线的敏感性实验表明，台风的强度直接影响着台前飑线的强度，台风越强，台前飑线的回波就越强，移动速度更快，生命史也更长。台风远距离暴雨是指发生在台风范围之外且与台风有着内在物理联系的降水（陈联寿，2007）。Corbosiero and Molinari（2002）认为远距离雨带距离台风中心100~300 km。很多研究结果表明，台风的远距离暴雨是台风与西风槽、弱冷空气、高低空急流、东北冷涡、西南涡、副热带高压（简称副高）等中纬度系统相互作用的结果（丛春华等，2011）。陶祖钰等（1994）在研究9216号台风Polly时指出，当台风北侧存在中纬度槽并与台风环流相结合时，台风降水将产生不对称分布。张少林等（2006）通过对0418号热带气旋暴雨的诊断分析得出西风带的弱冷空气侵入到台风倒槽后，黄淮之间明显的暖锋锋生触发了倒槽区域中尺度对流发展，产生暴雨。
2014年第10号台风Matmo登陆福建后，其强度和结构发生变化导致降水分布不均，南侧多北侧少（郭达烽等，2014），学者们多研究台风南侧降水和山东的台风远距离降水（郭达烽等，2014；郑秀云等，2014；林文等，2016；颜玲等，2017）。然而，台风北侧雷达弱回波区从7月24日06:00（协调世界时，下同）开始，不断突发强对流雨带（Wang et al., 2016），造成严重影响，导致房屋倒塌、农田受淹、航班取消、城镇内涝、供电中断等。其中，24日00:00至24日08:00，江苏泗洪县的雨量达到237 mm。江苏沭阳县的单站小时降雨量达到120 mm。此次台风暴雨过程是由台风北侧依次产生的3条强对流雨带移动和发展共同造成的，突发性强对流是目前中尺度研究的重点和难点。本文将对1410号Matmo台风暴雨过程中这3条强对流雨带的发生机制和发展演变过程进行分析，揭示该台风北部弱回波区强对流突发的原因。
2 资料来源及个例概况介绍 2.1 资料来源本文主要采用2014年7月23、24日NCAR/ NCEP的FNL再分析资料（水平分辨率为1°×1°，时间间隔为6 h）；2014年7月23、24日的地面自动站加密观测资料，华东雷达拼图、小时雨量数据和FY-2E红外卫星TBB（Black Body Temperature）资料。
考虑到自动站观测的误差，本文对研究范围内地面自动站加密观测资料进行了质量控制。质量控制的常用方法包括气候学界限值检查，时间一致性检查和空间一致性检查：（1）气候学界限值检查是指超过气候学界限值的资料被认为是错误资料；经检查，本文中的降水和风场数据均处于界限值范围内（任芝花等，2015）。（2）时间一致性检查是指对站点的气象数据进行时间变率的检查；由于降水和风向、风速的时间变化是非连续的，因此对其连续无变化进行检查；剔除数据中连续6个时次降水量（大于0 mm）无变化数据（任芝花等，2010），及相邻分钟风速变化大于5 m s-1的站点数据。（3）空间一致性检查，当自动站密度较大时，其区域内的气象要素数据应当接近，若某一站点的气象要素值与周围站点差异较大，则认为该站数据有误；本文采取的是任芝花等（2015）文中的空间极值比较法，若某一站点与周围50 km范围内站点风速平均值之差超过3 m s-1，则认为站点数据有误并删除。
Matmo台风路径资料来自中国气象局热带气旋资料中心网（Ying et al., 2014）。TBB资料来自国家卫星气象中心数据服务网。
2.2 台风及降水概况1410号台风Matmo于2014年7月17日18:00在菲律宾以东的西北太平洋洋面上生成（图 1）；7月22日16:15在台湾台东县长滨乡沿海以强台风级别登陆，中心最低气压955 hPa，登陆时中心附近最大风力14级；7月23日07:30以强热带风暴级别登陆福建省福清市，登陆时中心附近最大风力减弱至11级；台风登陆后减弱至热带风暴，先向西移动，后向偏北方向移动，途经福建—江西—安徽—江苏；7月25日09:10登陆山东荣成，然后穿过山东半岛东部后进入黄海北部海面，变性为温带气旋。
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图 1 2014年1410号台风Matmo路径 Figure 1 The track of typhoon Matmo (1410) in 2014 |
郭达烽等（2014）指出台风Matmo进入江西后存在空心现象，台风中心经过的区域降水量小。从华东雷达拼图（图 2a）可以看出，台风进入江西后其北侧的雷达回波较弱。24日00:00，仅在安徽及湖北交界处有小范围的对流形成，随着台风北上对流向北发展。到06:00，在安徽中部和江苏北部地区形成了一条东北—西南向的线状对流带（称为对流带1，图 2b），对流带上有若干对流单体和短的线状对流，其中雷达回波的最大强度超过50 dBZ。24日09:00，在对流带1和台风中心环流之间又形成了一条东北—西南向的线状对流带（称为对流带2，图 2c）。随着对流带1和2的减弱北移，24日12:20，台风北侧南京附近又加强发展出一条强对流带（称为对流带3，图 2d）。此条对流带的结构与前两条有所不同，为连续的带状结构。图 3为对流带1、2、3形成过程中对应的小时降雨量图，类似的，在台风北侧依次产生了三条雨带，其中在雨带1上有几个大于20 mm h-1的强降水中心，均达到了暴雨级别；雨带2有两个降水大值区，其中心值超过了28 mm h-1；雨带3降水中心值超过了32 mm h-1。
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图 2 2014年7月24日华东雷达基本反射率（单位：dBZ）拼图：（a）00:00；（b）06:00；（c）09:00；（d）12:20 Figure 2 Radar base reflectivity(units: dBZ)images in East China at (a) 0000 UTC, (b) 0600 UTC, (c) 0900 UTC, and (d) 1220 UTC on 24 July 2014 |
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图 3 2014年7月24日自动站小时雨量（填色，单位：mm）和再分析资料10 m高度的流场（黑色实线）分布：（a）00:00流场，00:00~01:00小时雨量；（b）06:00流场，06:00~07:00小时雨量；（c）06:00流场，09:00~10:00小时雨量；（d）12:00流场，12:00~13:00小时雨量。台风中心用台风符号表示 Figure 3 Hourly rainfall observed at automatic weather stations (shaded, units: mm) and 10-m-height stream field derived from FNL analysis data: (a) Stream field at 0000 UTC, 1-h accumulative precipitation from 0000 UTC to 0100 UTC; (b) stream field at 0600 UTC, 1-h accumulative precipitation from 0600 UTC to 0700 UTC; (c) stream field at 0600 UTC and 1-h accumulative precipitation from 0900 UTC to 1000 UTC; (d) stream field at 1200 UTC and 1-h accumulative precipitation from 1200 UTC to 1300 UTC. The typhoon symbol represents Matmo's center |
Matmo台风北侧三条雨带的依次产生给安徽及江苏中北部地区造成了极强的降水（唐健和代刊，2014；Wang et al., 2016；颜玲等，2017），因此探究三条雨带的产生机制尤为重要。下文主要针对初始对流发生区（图 2a中所示方框）及雨带1、2、3（图 3）的发生发展机制进行研究。
2.3 环流背景特征从500 hPa高空图可以看出，台风Matmo登陆福建后，副高断裂，台风向偏北方向移动（图 4a）。注意到在大陆高压和副高之间存在一个东北—西南走向的高空低槽，低槽上有明显的温度密集带。低槽逐渐东移并和台风低压环流相互作用，使得山东等地的降水显著增加（丛春华等，2011）。从雷达回波的连续演变可以看出，山东的强降水是本文所研究的对流带北移的结果。但对流带触发在斜压带前约3~5个经纬距的台风环流内。随着低槽和台风系统的移动，两者之间的距离逐渐减少，有利于两者的相互作用。已有的研究表明，冷空气对于登陆台风的降水增幅和分布有着重要的影响（陈联寿和孟智勇，2001；钮学新等，2005；张建海等，2010；杜惠良等，2011；张建海和庞盛荣，2011；Wu et al., 2015）。适当的冷空气侵入会给登陆台风提供斜压势能和对流不稳定，从而增加降水（张建海等，2010；杜惠良等，2011；张建海和庞盛荣，2011；刘汉华等，2016）。另一方面，如果强冷空气侵入并填满了残留的涡旋，热带气旋降水会受到抑制。西北侧斜压带的活动为Matmo台风北侧强对流雨带的触发提供了有利的环境。
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图 4 2014年7月24日00:00（a）500 hPa、（b）850 hPa位势高度（黑色实线，等值线间隔20 gpm）、温度（红色虚线，等值线间隔2℃）以及风场（单位：m s-1）分布。（b）中填色区为850 hPa低空急流（单位：m s-1） Figure 4 Distributions of geopotential height (black solid lines, interval: 20 gpm), temperature (red dashed lines, interval: 2℃), wind vectors (units: m s-1) at (a) 500 hPa and (b) 850 hPa at 0000 UTC 24 July 2014.The shaded area in (b) stands for low-level jet (units: m s-1) at 850 hPa |
另外，从850 hPa图上可以看出强对流带产生在低空急流的左前方。低空急流携带的大量暖湿空气在暴雨区辐合，一方面为暴雨区提供了充分的水汽条件，另一方面使得大气层结向不稳定状态发展，不稳定能量得以组建或重建，有利于强对流的连续发展。
3 对流环境条件分析 3.1 不稳定条件大气不稳定是强对流发生的重要条件（Markowski and Richardson, 2010；Schultz and Schumacher, 1999），下面分别从对流稳定度和对称稳定度进行分析。
3.1.1 对流性不稳定由于假相当位温θse包含温湿参量，在干绝热或湿绝热过程中都是守恒的，因此常被用来分析气团和锋面，判断大气的层结稳定度。沿116°E和118°E分别做00:00、06:00和12:00θse的垂直剖面，分别用于分析初始对流、对流带1和2以及对流带3发生时段的大气层结特征。
24日00:00，从图 5a穿过初始对流发生位置的θse垂直剖面可以看到，该区域（31°N附近）500 hPa以下，除了在850~800 hPa之间为对流不稳定外，其余层次都显示为对流中性层结。这从图 5d也可以看出，该区域对流有效位能（CAPE）微乎其微，但仍有对流触发并发展，说明这可能是由其他类型的不稳定条件造成的。在初始对流发展位置北侧900~700 hPa之间存在明显的对流不稳定层结。北侧的对流不稳定为初始对流的北移发展提供了条件。台风环流东侧的低空急流源源不断的将海上的暖湿气流输送到安徽及江苏境内，使得安徽东部及江苏地区的CAPE值较大，为未来对流雨带1的发展提供了不稳定能量。
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图 5 （a、b、c）2014年7月24日θse （黑色实线，等值线间隔2 K）和MPV（填色，单位：PVU；1 PVU＝10-6 m2 s-1 K kg-1）的垂直剖面：（a）00:00，沿116°E剖线；（b）06:00，沿118°E剖线；（c）12:00，沿118°E剖线。2014年7月24日（d）00:00、（e）06:00、（f）12:00对流有效位能CAPE（单位：J kg-1）分布 Figure 5 Vertical cross sections of pseudo-equivalent potential temperature θse (black solid lines, interval: 2 K) and moist potential vorticity MPV (shaded, units: PVU; 1 PVU＝10−6 m2 s−1 K kg−1) along (a) 116°E at 0000 UTC, (b) 118°E at 0600 UTC, (c) 118°E at 1200 UTC, respectively; distributions of CAPE (Convective Available Potential Energy; units: J kg-1) at (d) 0000 UTC, (e) 0600 UTC, (f) 1200 UTC on 24 July 2014 |
图 5b为24日06:00穿过发展中的对流带1北段（34°N附近）以及未来触发的对流带2（32°N附近）的θse剖面，从台风中心（29.1°N）到对流带1的对流不稳定都相当明显，而且不稳定程度由南向北逐渐加强。一方面是由于近地面θse的变化，另一方面，在37°N附近600 hPa高度上有一个θse的低值中心。该低值中心对应台风北上过程中副高断裂区域（图 4a），位于中层低槽与台风环流之间，在水平方向上呈现出东北—西南向的分布特征，所以在图 5a剖面相同高度上也可以看到θse低值区。该区域空气相比于它南面的台风环流表现为干冷，相比于它北面的低槽环流则表现为干暖，且具有负的涡度和下沉气流（图略）。从以上分析可以看出，对于强对流雨带1的北段和强对流雨带2触发和发展过程，斜压带并没有直接参与。相比于6小时前，此时CAPE值加强并且大值区向西扩展，这是由于太阳辐射对地面加热的影响，大气不稳定度增强，以及低空急流向西北伸展到安徽境内所致。安徽及江苏中部的CAPE值超过2200 J kg-1，远大于中国东部地区飑线环境CAPE范畴（Meng et al., 2013），为对流带1和2的发生发展提供了对流不稳定能量。
24日12:00，图 5c为穿过对流带3（32.5°N附近）的θse垂直剖面，台风中心（30.6°N）及其北侧对流雨带3发生区域对流层低层为不稳定层结，中层为中性层结。此时对流带3处于发展最强时次，与湿绝热上升运动对应。而此时的CAPE分布（图 5f）显示对流有效位能强度和范围都明显减弱，与对流带1和2的活动对能量的消耗以及日变化密切相关。但在雨带3发展的位置仍有超过1800 J kg-1的不稳定能量积聚，为雨带3的发展提供强的不稳定能量。
3.1.2 对称性不稳定对称不稳定是一种中尺度不稳定，是在水平方向上惯性稳定，垂直方向上对流稳定的大气倾斜运动时产生的一种不稳定，当等位温θ面倾斜程度大于等动量M面时可以产生。湿位涡（MPV）是能够综合反映大气动力和热力属性的物理量，且其在湿过程中具有守恒性，因此常用来判断条件性对称不稳定，当大气对流稳定或者中性但MPV＜0时，则可判断大气为条件性对称不稳定（寿绍文等，2009）。
假定大气垂直速度的水平变化比水平速度的垂直切变小的多，因此可以忽略ω的水平变化，则p坐标系下湿位涡（吴国雄等，1995）可表示为
| $ {M_{{\rm{PV}}}} = - g(\zeta + f)\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial p}} + g\frac{{\partial v}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} - g\frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}, $ | (1) |
其中，ζ为相对涡度，f为地转涡度，θse为假相当位温。湿位涡的单位为PVU（1 PVU＝10-6 m2 K s-1 kg-1）。
24日00:00（图 5a）初始对流发生区（31°N附近）650 hPa以下的MPV＜0，对流不稳定层结（850~800 hPa）的上方和下方假相当位温几乎呈陡立分布，为对流中性层结，说明在初始对流发生区存在条件对称不稳定，一旦具备抬升机制触发对流便可不稳定发展。这也是在该区域CAPE很小（图 5d）但对流持续发展的一个原因。
在对流雨带2、3形成发展过程中，MPV的大小与绝对涡度的垂直分量和θse垂直梯度的乘积关系密切，而水平风垂直切变和斜压项的影响较小。06:00（图 5b），对流层低层800 hPa以下əθse/əp>0，为对流不稳定状态，在形成对流带2的过程中，32°N附近800~600 hPaθse陡立发展，其MPV＜0，低层θse等值线密集，梯度较大，对流不稳定性强，θse垂直梯度最大处有MPV的大值中心与之对应；中层存在条件对称不稳定，低层对流不稳定和中层条件对称不稳定的叠加，使得低层对流不稳定能量释放后，条件对称不稳定仍可继续维持对流带2的发展（王亦平等，2008）。12:00（图 5c），由于对流雨带1、2的强度减弱，释放了不稳定能量，低层θse梯度减小，使得低层MPV值降低, 但对流层中层以下仍主要为MPV＜0，其中在对流带3发生位置700 hPa左右，MPV＞0，即大气是条件对称稳定的，由此可见，对流带3主要是受低层的对流不稳定控制。
3.2 动力条件沿116°E和118°E分别做00:00和06:00，06:00和12:00散度和垂直速度、涡度的经向垂直剖面（图 6、图 7）。24日00:00（图 6a、图 7a），在初始对流发生区（31°N附近）对流层中层辐合，高层和低层为辐散，导致500 hPa以下为下沉运动，500~250 hPa之间为向北倾斜的上升运动。对应九江的雷达回波可以看到，此时该对流的回波中心强度达60 dBZ，40 dBZ回波高度达11 km（图略），后1 h降水量大于16 mm（图 3a），说明此时对流已发展成熟出现明显的降水，对流云的中下部表现为下沉运动。由于凝结潜热释放，在对流中高层容易形成暖心而导致暖心下500 hPa附近有正涡度区出现。由于初始对流发生区域北侧的对流层低层存在辐合入流，在32°N附近存在上升运动中心，对应低层为正涡度区，中高层为负涡度区，有利于对流北移更新并维持。06:00（图 6b、图 7b），初始对流向北移动到32°N，发展成为对流带1的南段部分，低层正涡度中心加强，中高层正涡度区向北延伸，低层辐合也明显增强，上升运动伸展到300 hPa附近，上升速度中心最大值达到－1.0 Pa s-1。强的上升运动为暴雨的发生发展提供了有利的动力条件。
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图 6 2014年7月24日（a）00:00、（b、c）06:00和（d）12:00散度（填色，单位：10-5 s-1）和垂直速度（红色实线为正，虚线为负；等值线间隔0.2 Pa s-1）沿（a、b）116°E和（c、d）118°E垂直剖面 Figure 6 Vertical cross sections of divergence (shaded, units: 10-5 s-1) and vertical velocity (red solid lines are for positive, red dashed lines for negative; interval: 0.2 Pa s-1) along (a, b) 116°E and (c, d) 118°E at (a) 0000 UTC, (b, c) 0600 UTC, and (d) 1200 UTC on 24 July 2014 |
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图 7 2014年7月24日（a）00:00、（b、c）06:00和（d）12:00相对涡度（实线为正，虚线为负，等值线间隔：10-6 s-1）沿（a、b）116°E和（c、d）118°E剖线垂直剖面 Figure 7 Vertical cross sections of relative vorticity (solid lines are for positive, dashed lines for negative, interval: 10-6 s-1) along (a, b) 116°E and (c, d) 118°E at (a) 0000 UTC, (b, c) 0600 UTC, and (d) 1200 UTC on 24 July 2014 |
06:00（图 6c、图 7c）对流带1北段部分（34°N附近）对应的上升运动强盛，500 hPa附近极大值中心－1.2 Pa s-1以上，这与850 hPa和600 hPa附近的两层辐合叠加分不开。在300 hPa和200 hPa以上还有一层辐合辐散配置，使对流带上的上升运动一直伸展到150 hPa附近。对流带上方的涡度也对应有正—负—正—负的叠加分布特征，另外对流带1中低层有正涡度区向下向南延伸，直至地面，从后文分析可知，这是对流带1触发的主要机制。未来对流带2发生位置在台风中心环流附近对流（31°N）和对流带1之间，此时有大尺度弱的上升运动（图 6c）。
12:00（图 6d和图 7d）对流带3（32°N附近）对应明显的正涡度区，正涡度向上一直伸展到200 hPa。雨带南侧为下沉运动，而北侧为几乎贯穿整个对流层的上升运动，500 hPa中心强度达到－1.6 Pa s-1以上，比6 h前明显增强，并伸展更高，和对流带3向北移动发展一致。
3.3 水汽输送此次强对流以短时强降水为主，这离不开充沛的水汽条件。由975 hPa水汽通量及水汽通量散度（图 8）的演变情况看，台风环流东侧水汽通量散度为正值，有水汽的流出；暴雨区附近水汽通量散度为负值，表明有水汽的流入。由水汽通量可知，台风东侧的偏南气流源源不断的向暴雨区输送水汽，建立起了一条水汽通道。24日00:00（图 8a），在安徽、江西和湖北交界处有一水汽通量散度负大值区，有水汽的强辐合，对应其后6 h雨量可以看到，00:00~06:00此处的降水最强盛。在雨带1形成前，安徽有一条明显的东北—西南向的水汽辐合带，与雨带1的位置对应，辐合带上有几个辐合中心，中心值最强达到10-4 kg hPa-1 m-2 s-1。06:00（图 8b），东北西南向的水汽辐合带仍维持在安徽，同时可以看到江苏中部地区有一条新的水汽辐合带，这两条水汽辐合带的稳定维持为雨带1、2的发生和发展提供了水汽条件。12:00（图 8c），台风北上，安徽及江苏交界处存在一条近乎南北走向的水汽辐合带，雨带3主要位于辐合带上的大值中心处。所以三条雨带在发生和移动过程中，都位于水汽通量的辐合区，水汽输送通道使雨带始终发生在一个高湿的环境中（图略）。
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图 8 2014年7月24日（a）00:00、（b）06:00和（c）12:00 975 hPa水汽通量（单位：kg hPa-1 m-1 s-1）、水汽通量散度（填色，单位：10-5 kg hPa-1 m-2 s-1）和（a）00:00~06:00、（b）06:00~12:00、（c）12:00~18:00自动站6 h累积降水量（红色实线，等值线范围：20~120 mm，间隔为20 mm）分布 Figure 8 Water vapor fluxes (units: kg hPa-1 m-1 s-1), water vapor flux divergence (shaded, units: 10-5 kg hPa-1 m-2 s-1) at (a) 0000 UTC, (b) 0600 UTC, and (c) 1200 UTC on 24 July 2014 and 6-h accumulative rainfall [(a) 0000 UTC–0600 UTC, (b) 0600 UTC–1200 UTC, (c) 1200 UTC–1800 UTC] from automatic stations (red solid lines range from 20 to 120 mm, interval: 20 mm) |
在台风北侧对流雨带发生过程中，对流层低层在安徽西部和山东存在θse密集区，对流雨带1的北段和对流雨带2、3分布在密集区东南侧的高温高湿环境中，即图 5中高的CAPE范围。初始对流和对流雨带1的南段位于安徽西部的锋区内，该锋面西侧为干冷的大陆性质偏北气流，东侧为台风暖湿的海洋性质偏东气流，它们之间形成温湿和风场的对比（图 9a、b）。纬向的垂直剖面上可以看到（图 9c），在950 hPa高度上有冷区向东延伸，在其东侧有暖湿气流辐合并在冷区上爬升，最大上升运动约－0.4 Pa s-1，上升气流远远高于凝结高度，促使凝结以及对流的发生。
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图 9 2014年7月24日00:00要素场：975 hPa（a）θse（填色，单位：K）、温度（红色虚线，等值线间隔：1℃）分布以及（b）相对湿度（红色实线，等值线间隔：5%）和风场分布；（c）沿31°N的θse（填色，单位：K）、(u, 100w)风场垂直剖面，红色虚线为抬升凝结高度（LCL）；（d）975 hPa锋生函数（红色实线为正，等值线间隔：2×10−10 K m−1 s−1，红色虚线为负，等值线间隔：6×10−10 K m−1 s−1）及05:00~06:00小时降雨量（填色，单位：mm） Figure 9 Element fields at 0000 UTC on 24 July 2014: Distributions of (a) θse (shaded, units: K) and temperature (red dashed lines, interval: 1℃), (b) relative humidity (red solid lines, interval: 5%) at 975 hPa; (c) vertical cross section of θse (shaded, units: K), (u, 100w) along 31°N, the red dashed line indicates LCL (Lifting Condensation Level); (d) frontgenesis function at 975 hPa (red solid lines are for positive, interval: 2×10−10 K m−1 s−1, red dashed lines are for negative, interval: 6×10−10 K m−1 s−1). Shading in (d) shows 1 h rainfall from 0500 UTC to 0600 UTC (units: mm) |
台风北侧对流雨带1的南段以及初始对流与锋面密切相关，锋生函数可以定量的分析锋面的演变过程。从00:00 975 hPa的锋生函数可以看到（图 9d），在安徽中部地区存在锋生大值区。王建中和丁一汇（1995）以及Schultz and Schumacher（1999）曾指出，在湿对称不稳定比较小的情况下，需要锋面强迫等提供强迫上升条件，释放湿对称不稳定，从而形成强上升运动，产生强降水。初始对流发生在南部的锋生区内，强的锋生作用促使初始对流发生区低层的对称不稳定能量释放，产生大量降水。其后初始对流向北发展，与北部的锋生大值区密切相关，其锋生大值使得锋区加强，从而有利于辐合和上升运动的加强，有利于降水产生。06:00（图略），安徽中部的锋生强度大大减弱，其后雨带1南段的对流也渐趋消亡。
4.2 地形抬升作用已有研究指出（Yu and Cheng, 2008；Yu et al., 2010；董美莹等，2011；赵玉春和王叶红，2017），地形对强对流的触发有着重要的影响。从图 10可以看出，初始对流发生在大别山山区，因此还要考虑地形因素对对流触发的作用。由自动站10 min的流场和风速演变可以看出，由于地形的阻挡，在大别山北部上游风速一直都较小没有对流触发。直到23日21:50，由于环境风速的整体加强，特别表现为大别山东西两侧的峡谷和大别山东部的风速和显著增强，在2 h后卫星TBB图上，有小于－40℃的云区出现（图 10a），预示着有强对流产生。由此可以推测大别山区风速的突然加大强迫气流抬升，从而导致强对流的发生。
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图 10 2014年7月（a）23日21:50自动站流场（单位：m s−1）、风速（红色实线，等值线间隔：0.5 m s−1）、地形（黑色阴影，单位：m）的分布以及24日00:00 TBB（蓝色虚线，等值线间隔：10℃）分布；（b）24日00:00沿116°N的(v, 100w)垂直剖面，蓝色虚线为地形高度（单位：m），红色虚线为LCL Figure 10 (a) Distributions of stream field (units: m s−1) collected at automatic weather stations, wind speed (red solid lines, interval: 0.5 m s−1), and terrain height (black shaded, units: m) at 2150 UTC 23 July and distributions of TBB (blue dashed lines, interval: 10℃) at 0000 UTC 24 July 2014. (b) Vertical cross section of (v, 100w) along 116°N at 0000 UTC 24 July 2014, the blue dashed line stands for terrain height (units: m), and the red dashed line stands for LCL |
Yu and Cheng（2008）指出长时间的抬升和水凝物相对低的下落速度会使得在迎风面产生降水。利用24日00:00再分析资料作风场和地形沿116°N的剖面（图 10b），初始对流发生区（31°N附近）北部有气流持续沿地形爬升，超过抬升凝结高度，水汽凝结下落，在迎风坡和山顶附近产生降水。
4.3 地面流场特征分析研究表明边界层辐合线是强对流发生的重要触发因子（俞樟孝等，1985；Wilson and Schreiber, 1986；Weckwerth and Parsons, 2004；Weckwerth et al., 2008；Yu and Cheng, 2008；Zhou et al., 2011；Wang and Xue, 2012）。利用10 min地面自动站加密资料分析雨带1、2、3发生前的地面流场和散度特征，揭示对流的近地面触发机制。
从地面流场和散度演变图可以看出，24日01:00，江苏北部到安徽中部就开始形成一条东北—西南向的气流辐合线（图略），称为辐合线1，距离台风中心约5个经纬距。辐合线由偏东—偏东北气流汇合而形成，但此时辐合线上的辐合较弱，在此后的4个多小时里，辐合线位置稳定少变（图 11a）。造成辐合线的形成及其稳定特征，一方面由于海陆下垫面差异，台风北侧气流从洋面到陆地过程中动量衰减从而造成明显的次地转，流场上出现折角。这种现象常出现在华东沿海登陆的台风北侧（钱自强和张德，1985；Chen and Li, 2004；孙建华等，2006；赵宇等, 2008, 2011）；其次，台风环流本身的风速随半径增大而减少（Anthes，1982），从而使受下垫面影响后衰减的小值风速区在台风北部随纬度逐渐向海岸靠近（图 11b），从11b中可以看出沿海附近的小值风速区大约在江苏省119°E附近，这也是台风倒槽槽线所在的大约位置，即风向出现拐点的位置，这有利于在其西北侧形成东北—西南走向的辐合线（图 11a）；第三，辐合线出现并较长时间稳定在江苏北部到安徽中部（包括后来形成的第2和第3条辐合线），并不随着台风移动而北移。从风速分布的连续演变可以看到，在江苏北部和山东南部交界处的海面上始终维持一个大值的偏东风。注意江苏北部海岸线向西北方向偏折，而山东南部海岸线向东北方向延伸，使此处的海岸线相对于偏东气流具有喇叭口收集的特征，容易使偏东风出现加速的现象（图 11b），从而使大值风速区更多地进入内陆，在陆地摩擦形成的次地转风向偏折下，有利于形成较明显的偏东北气流，所以使台风北侧的辐合线没有随台风中心北移而北移。不过，随着台风的北移，辐合线南段的辐合强度首先得到加强，这为初始对流的北移加强提供了条件。到04:00，辐合线1北段上的辐合程度虽然没有很大的变化，但一些对流开始发生，这和近地面气温增高，对流不稳定加强有关（图 5）。此后随着台风继续北上，辐合中心强度总体上加强，辐合中心附近对应强降水中心（图 11a），说明辐合中心对强降水的分布有着重要的影响。
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图 11 2014年7月24日（a）04:50、（c）08:00和（d）11:00自动站资料地面流场（单位：m s-1）、散度场（填色，单位：10-5 s-1）和小时雨量（红色实线，等值线范围：5~40 mm, 间隔：5 mm）的分布以及（b）04:50自动站资料地面风速（红色实线，等值线间隔：m s-1）、流场（单位：m s-1）和地形（黑色阴影，单位：m）分布图 Figure 11 Distributions of stream field (units: m s-1), divergence (shaded, units: 10-5 s-1), and 1-h accumulative rainfall (red solid lines range from 5 to 40 mm, interval: 5 mm) from automatic station data at (a) 04:50 UTC, (c) 0800 UTC, (d) 1100 UTC 24 July 2014. (b) Distributions of wind speed (red solid lines, interval: 0.5 m s-1) and stream field (units: m s-1) based on automatic data at 0450 UTC 24 July 2014, and terrain height (black shaded, units: m) |
分析同时刻的近地面风场（图 11b），可以看到，从沿海到内陆，辐合线上主要呈现出3对风速大小值间隔分布的特征，辐合中心就分布在风速从大到小演变的最大梯度处。第1对风速的形成和气流从海洋到陆地下垫面的减速作用有关。第2和第3对风速的小值区分别位于滁州山区和大别山上游，与地形对气流的阻挡作用相关，从而与上游风速之间形成梯度。不过由于滁州山区海拔较低，随着台风的北上其大值风速在边界层上随高度变化，使得第2对风速分布略有变化。其他两对风速大小值分布都非常稳定，辐合强度也较强（图 11a）。
随着雨带1的北移加强，地面上逐渐由辐合转为辐散，这和强降水的冷出流相对应。24日06:30，强对流雨带1上已有较明显的冷出流，与台风偏东气流在安徽中部附近又产生了一条东北—西南向的辐合线，称为辐合线2，辐合带上对流开始发生并发展逐渐成为对流雨带2（图 11c）。辐合线上的辐合中心一方面和台风北部流向内陆的气流梯度有关，另一方面和雨带1的冷出流之间的较强辐合有关。随着对流雨带2的发展，来自东南方向的暖湿空气更多地被雨带2切断，从而实现了对流雨带1到对流雨带2的强弱替换过程。
随着雨带2降水的加强，09:20开始，雨带南侧转为一致流出偏东北气流，和台风的偏东气流形成第三条辐合线，成为辐合线3。由于台风的北上，此时辐合线是从台风中心一直延伸到江苏北部。其南段的辐合强度随着台风北上而加强（图 11d），从而使台风中心附近的弱回波发展（图 2），而辐合线北段的对流一直较弱，这和这个时段对流有效位能显著减弱相一致。
地面风场及辐合线分布，和雨带在形态、位置和时间上都有很好的对应关系，说明近地面的辐合线是有利的对流条件下触发台风北侧强对流雨带的主要因子。
综上所述，锋面强迫和地形抬升作用共同触发了初始对流及雨带1的南段部分，近地面的辐合线触发了台风北侧3条强对流雨带。辐合线的形成一方面由于气流从洋面到陆地动量衰减造成风速减弱从而次地转加强形成辐合线，另一方面，江苏北部和山东南部海岸线的曲率分布、以及台风风速沿半径的分布特征都影响着辐合线的形成位置。此外，辐合线2和3的形成还和其北侧的对流雨带的冷出流密切相关。对流带上的强降水中心往往对应着稳定的辐合中心，辐合中心主要位于风速大小梯度明显的位置上。辐合线上的风速梯度主要受海岸线、地形分布、降水冷出流影响。
5 结论和讨论通过对2014年10号台风Matmo登陆后其前侧弱回波区突发的三条强对流雨带的实况分析得到以下主要结论：
初始对流是在弱的对流不稳定即小CAPE值，条件对称不稳定环境下，在锋面强迫和地形抬升作用下共同触发的，初始对流北移发展后成为第一条对流雨带的南段部分。接二连三发生的三条对流雨带是在台风北部高湿环境下，持续的水汽通量辐合，明显对流不稳定即大值CAPE，局部弱的条件对称不稳定环境下，由近地面辐合线在辐合稳定并加强后触发的，多层的不稳定的叠加有利于雨带的发展维持。
辐合线的形成一方面受气流从洋面到陆地动量衰减造成明显的次地转；其次，台风风速随半径增大而减少从而使衰减后的小值风速区随纬度逐渐向海岸靠近，使辐合线成为东北—西南走向；第三，江苏北部海岸线的折角以及和山东交界处海岸线的曲率分布使大值风速区更多地进入内陆，有利于形成较明显的偏东北气流，从而使台风北侧形成的三条辐合线发生位置几乎是稳定的。此外，辐合线2和3的形成还与它们北侧的对流雨带的冷出流密切相关，这也是使这两条辐合线的相对偏南的原因。对流带上的强降水中心往往对应着稳定的辐合中心，辐合中心主要位于风速大小梯度明显的位置上。辐合线上的风速梯度主要受海岸线、地形分布、降水冷出流的影响。
在雨带发生时对流层低层存在一定的正涡度区，部分可以看出和地面的辐合线区域连接在一起，由于再分析资料的时间分辨率原因，不能确定正涡度区是由于地面辐合加强正涡度增加并向对流层低层发展的结果，还是相反？它们的发展过程决定着台风北侧强对流雨带触发的具体物理过程。此外，在初始对流发展过程中，存在多种的可能触发机制，但它们的相互重要性在目前的低时空分辨实况资料下还无法确定。以上两个问题有待于在高分辨率数值模拟中得到进一步的分析。
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