台风是引发强风、暴雨、风暴潮及其次生灾害的主要天气系统，每年登陆台风给我国（尤其是东部沿海经济区）造成上亿甚至上百亿人民币的经济损失，给人民生命安全带来严重的威胁。登陆台风的风雨分布预报是我国气象业务预报的重要紧迫需求，登陆台风的风雨分布与变化特征及其物理机制为目前台风研究领域的重点和热点之一（端义宏等，2014）。研究发现，一般台风登陆减弱后降水逐渐减弱，少数台风登陆减弱后降水会突然增强，即所谓的登陆热带气旋降水增幅（Dong et al., 2010）。台风与中纬度系统发生相互作用是导致暴雨增幅的一个重要原因，其中西风槽携带的冷平流、正涡度平流以及槽前高空辐散，有利于台风的维持和变性发展，从而影响降水的强度（李英等，2006），而高空急流右后方形成的高层辐散场使低层产生切变风场辐合，可导致台风倒槽暴雨加强（丁治英等，2001），尤其是当高低空急流、西风槽或冷空气等中纬度天气系统与台风发生相互作用时，台风往往能获得大量斜压能量，引起其环流结构的改变甚至变性发展，从而导致暴雨增幅（梁军等，2008）。其次，台风登陆后环流内新的中尺度对流系统形成和发展可导致台风减弱后降水再度增强（Li et al., 2010）。另外，地形及下垫面也影响台风暴雨的形成，一方面台风登陆后地形的抬升作用以及下垫面的拖曳效应会使暴雨增幅（岳彩军，2009），另一方面台风登陆山脉时地形对台风外雨带和内核存在不同影响，在台风远距离雨带中，山脉迎风坡的陡峭地形容易频繁触发对流单体并向下游平流；而当台风内核位于地形上空时，山脉可以在迎风坡产生长时间维持的强上升运动，导致加倍的降水极大值幅度，背风坡山地波下沉支则会产生雨影区（Tang et al., 2012），即山脉的存在极大地影响了登陆台风降雨的强度和落区（Yu et al., 2010）。

福建位于我国东南部，境内地形复杂，后汛期受台风影响显著（林小红等，2008）。由于台湾岛地形的影响，西北太平洋西移台风再次登陆福建时强度往往有所减弱，尽管如此，台风带来的狂风暴雨仍给该地区带来严重的经济和财产损失（魏应植等，2006）。由于台湾岛地形的影响，台风移动路径出现偏转甚至打转的现象，其中台风强度、结构与移向、β效应、环境气流等因素使地形对台风路径的影响复杂化（Wu and Emanuel, 1993; Kuo et al., 2001; Yang et al., 2008; Huang et al., 2011），从而导致台风路径预报的不确定性加大，台风再次登陆预报变得极为困难。因此，上游台湾岛地形如何影响台风结构及其移动，进而影响登陆福建台风暴雨的强度和落区值得深入研究。另外，台风登陆后，其风场、能量场及其温湿结构精细分布和演化与局地暴雨的发生发展究竟有何联系，局地地形如何影响台风环流内降水也有待深入探讨。本文利用MICAPS格式08:00（北京时间，下同）观测的24 h累积降水资料、地面加密自动站资料、台风路径资料以及美国NCAR/NCEP提供的CFSR 0.5°（纬度）×0.5°（经度）再分析资料，以2013年7月13~14日“苏力”台风西行登陆引发福建南部（简称闽南）大暴雨天气过程为例，通过数值模拟、诊断分析和敏感性试验等手段，分析台风移动过程中风场、能量场及其温湿结构分布演化特征及其与台风暴雨发生发展的关系，研究局地地形及上游地形在西行台风登陆引发陆地暴雨中的作用及其可能物理机制，进一步加深复杂地形区登陆台风暴雨形成机理上的认识，为台风暴雨业务预报提供科学线索。

2013年7月8日08:00，台风“苏力”在西北太平洋塞班以北约400 km的地方生成，之后以25 km h^–1的速度向西或西西北的方向移动并逐渐加强。10日08:00“苏力”加强为超级台风，最大风力达到16级，中心气压达935 hPa，并以20 km h^–1的速度向西西北的方向移动。12日08:00，“苏力”移到台湾岛以东约550 km的洋面上，强度略有减弱，最大风力15级，中心气压940 hPa，以20 km h^–1的速度向西北方向移动（图略）。13日03:00至04:00，“苏力”在台湾宜兰北部登陆，此时受台风北部东风气流的影响，浙江南部至福建北部沿海地区出现中等强度的降水。13日08:00，台风中心在台湾新竹再次入海，以25 km h^–1的速度向西北方向移动，台风强度逐渐减弱，最大风力12级，中心气压960 hPa，此时受台风北部偏东气流及台风东北象限低层辐合强迫的影响，浙江南部至福建北部沿海地区降水强度开始加强。13日17:00前后，“苏力”在福建连江一带登陆，此时台风南部降水逐渐开始加强。登陆后，台风强度逐渐减弱，以25 km h^–1的速度向西偏北方向移动，期间台风在福建陆地上引发的降水有所加强。

13日08:00至14日，受登陆台风影响，浙江东南部至福建东北部沿海地区、福建南部大部地区出现了暴雨和大暴雨，地面常规站观测到的24 h最大降雨量出现在上杭站，达221 mm（图 1）。从6 h的降水演变来看，随着台风的移动和发展，强降水落区相对于台风位置在不断变化。具体而言，13日08:00至14:00，强降水主要出现在长乐—罗源—柘荣一带，主要位于台风东北部；13日14:00至20:00，强降水主要出现在南靖—厦门—晋江—安溪—华安一带，主要位于台风南部；13日20:00至02:00，随着台风向西北方向移动，强降水略向西移动，但强降水区仍主要发生在台风南部；14日02:00至08:00，随着台风减弱和进一步向北偏西方向移动，降水逐渐减弱，残留的台风强降水主要发生在台风南部的西南暖湿气流汇合区（图略）。从24 h累积降水量分布相对于台风移动路径来看，强降水主要出现在台风移动路径的左侧。

图 1

Fig. 1

图 1 2013年7月12日20:00至14日08:00 3 h间隔的台风移动路径（实线）和14日08:00观测的24 h累积降水量（阴影）（图中1220代表 12日20:00，其它依此类推） Fig. 1 The typhoon moving path (solid line) at 3-h interval from 2000 LST 12 Jul to 0800 LST 14 Jul 2013 and 24-h accumulated rainfall (shaded) observed at 0800 LST 14 Jul 2013 (1220 indicates 2000 LST 12 Jul, hereafter the same)

2013年7月13日08:00 500 hPa等压面上，副热带高压呈准东西向带状分布位于西北太平洋上空，其脊线位于30°N附近，588 dagpm特征等高线西伸脊点位于117°E附近，“苏力”台风位于副高南侧，其中心位于台湾新竹以西附近海面上，在副高南侧偏东气流的引导下向西移动。100 hPa等压面上，南亚高压呈东西向带状分布，其脊线位于34°N附近，1676 dagpm特征等值线东伸至140°E附近，台风位于南亚高压南侧的偏东气流内。700和850 hPa等压面上，台风南侧存在一支较强的东南季风气流汇入台风环流，西南季风气流弱；台风中心为假相当位温（θ_se）高值区。850 hPa低层和100 hPa高层分别存在一定强度的辐合和辐散，并主要位于台风的西侧。台风环流内存在较强的正的中低层差动涡度平流（500与850 hPa涡度平流差），主要位于台风西南侧和东北侧，同时台风中心及其西南侧存在强的低层（700 hPa）暖平流，可见台风环流内的大尺度强迫环境场有利于台风内对流暴雨系统的发展（图略）。之后（13日20:00），台风逐渐西行登陆，500 hPa和100 hPa的环流形势稳定维持，副高和南亚高压分布和强度变化不大（图 2a和2b）。值得注意的是，在台风环流旋转西行登陆的过程中，台风环流内的风场和温湿分布场在不断发生变化，这使得台风环流内大尺度强迫、低层辐合和高层辐散场的分布也在不断变化。闽南大暴雨区强降水开始发展时，台风环流内有利于对流暴雨发生的正的中低层差动涡度平流和低层强暖平流以及低层强辐合恰好位于暴雨区上空（图 2a、2c、2d），台风环流内高θ_se区气团从台风北侧流入暴雨区。14日08:00，台风深入内陆至赣北地区，并快速减弱，有利的大尺度强迫场和低层强辐合已移出暴雨区（图略），暴雨区降水开始减弱。可见在台风暴雨的形成中，大尺度强迫也具有不可忽视的作用。

图 2

Fig. 2

图 2 2013年7月13日20:00（a）500 hPa位势高度（等值线，单位：dagpm）和500 hPa与850 hPa差动涡度平流（阴影，单位：10–9 s–2）、（b）100 hPa位势高度（等值线，单位：dagpm）和辐散场（阴影，单位：10–5 s–1）、（c）700 hPa风场（风矢）和暖平流（阴影，单位：K d–1）以及（d）850 hPa风场（风矢）、假相当位温（等值线，单位：K）和辐合场（阴影，单位：10–5 s–1）（图中矩形区域为暴雨区） Fig. 2 (a) 500-hPa geopotential height (contours, units: dagpm) and differential vorticity advection between 850 hPa and 500 hPa (shaded, units: 10–9 s–2), (b) 100-hPa geopotential height (contours, units: dagpm) and divergence (shaded, units: 10–5 s–1), (c) 700-hPa wind (vectors) and warm advection (shaded, units: K d–1) and (d) 850-hPa wind (vectors), pseudo equivalent potential temperature (contours, units: K), and convergence (shaded, units: 10–5 s–1) on 2000 LST 13 Jul 2013 (the rectangle shows the heavy rainfall area)

利用NCEP和NCAR等研究机构联合开发的天气研究和预报模式（WRF3.5版本）非静力方案，进行数值模拟和数值试验。考虑到模式的spinup时间以及台风旋转加强模拟需要一定的时间，选取2013年7月12日20:00作为模式初始时间，利用美国NCAR/NCEP提供的CFSR 0.5°（纬度）×0.5°（经度）资料初始化后积分36 h，模拟13日08:00至14日08:00闽南台风大暴雨过程。模拟采用双向两重嵌套，模拟区域的中心点为（25°N，119°E），母区域的水平网格距为12 km×12 km，共281×281个格点，子区域为4 km×4 km，共352×352个格点，垂直方向为σ坐标41层，时间积分步长设为45 s。母区域采取的物理方案如下：云微物理过程选取Thompson方案（Thompson et al., 2008），积云参数化方案选取Grell-Freitas方案（Grell and Dévényi, 2002），长波和短波辐射用RRTMG方案（Iacono et al., 2008），地表层物理过程为Eta Similarity方案，陆面过程选用5层热辐散方案，行星边界层过程为MYJ方案（Janjić，1994）。子区域不进行积云参数化外，其它物理过程与母区域相同。母区域采用USGS的2′分辨率地形，子区域采用30″分辨率地形。

文中主要对子区域的模拟结果进行分析，但对台风路径的模拟验证部分使用母区域的模拟结果。为了探讨地形、降水非绝热加热以及地表摩擦等对台风移动路径及大暴雨形成的影响，设计了一组数值试验（见表 1），其中控制试验（CTL）采用全物理过程和模式真实地形，无台湾地形试验（NOTW）在模式地形中移除掉台湾地区的地形（将台湾地形高度设置为0）；降水非绝热加热减半试验（HDH）将台湾地区的降水非绝热加热减半；局地地形试验（NOLT）将强降水区及其周边地区的局地地形移除，考虑到闽南周边地区地形复杂，为了减小模式地形改变区边界的不连续性，将（22°N~28°N，114°E~120°E）区域的模式地形按公式：

表 1 (Table 1)

表 1 地形和降水非绝热加热作用敏感性试验的设计 Table 1 Sensitivity experiments for the impacts of topography and rainfall diabatic heating 试验名称 试验设计 试验目的 CTL 全模式物理过程、真实模式地形 再现台风登陆引发闽南大暴雨天气过程 NOTW 移除台湾地形 探讨台湾地形对台风移动路径及暴雨强度和落区的影响 HDH 台湾地区降水非绝热加热减半（在模式积分过程中将台风移经台湾时段台湾地区的降水非绝热加热减半） 探讨台湾地形降水增幅造成的非绝热加热增加对台风移动路径及暴雨强度和落区的影响 NOLT 移除强降水区及其周边地区的局地地形 探讨强降水区局地地形强迫作用对强降水形成的影响 NOFRD 移除陆地与水体间的摩擦差异（将陆地摩擦系数设置与海洋相同） 探讨海陆摩擦差异对台风暴雨强度和落区的影响

表 1 地形和降水非绝热加热作用敏感性试验的设计 Table 1 Sensitivity experiments for the impacts of topography and rainfall diabatic heating

进行修改，其中，h₀为控制试验地形高度，${D_{{\rm{lon}}}}$、${D_{{\rm{lat}}}}$分别为经度和纬度；海陆摩擦差异试验（NOFRD）将大陆地区摩擦效应改为与海洋一致。下面对台风路径、暴雨强度和落区以及降水演变等模拟与观测进行对比验证，在此基础上分析模拟结果，并通过敏感性试验进行验证。

观测与模拟的台风路径对比分析发现，模式对此次西行台风的移动路径和强度做出了较好的模拟。图 3a给出了7月12日20:00至14日08:00观测和模拟的台风移动路径，可见在模式积分前6 h，模拟的移动路径与观测路径基本重合；在台风登陆台湾北部时，模拟的路径较观测略偏南，之后模拟路径与观测基本一致；在台风再次入海后，模拟的路径再次较观测略偏南；台风登陆后6 h，模拟路径变得较观测略偏北。总体来看，尽管模拟路径在台风活动不同阶段与观测略有偏差，但偏差并不大，这说明模式抓住了影响台风移动路径的关键因子，从而使得模式较好地模拟了台风的移动路径。

图 3

Fig. 3

图 3 观测和模拟的2013年7月（a）12日20:00至14日08:00台风路径和（b）14日08:00 24 h累积降水量（a中红/蓝实线为3 h间隔观测/模拟路径，阴影为地形高度，数字1220代表 12日20:00，其它依此类推；b中实线为观测降水，等值线间隔为10、25、50、75、100、150、200 mm，阴影为模拟降水，矩形A、B分别代表闽西南和闽东南的大暴雨区，下图同） Fig. 3 (a) Observed and simulated typhoon tracks from 2000 LST 12 Jul to 0800 LST 14 Jul 2013 and (b) 24-h accumulated rainfall at 0800 LST 14 Jul (in Fig. 3a, the red/blue solid line indicates the observed/simulated typhoon track at 3-h interval, shadings are topographic heights, the number 1220 represents 2000 LST 12 Jul, and similar for other numbers. In Fig. 3b, the solid lines show the observed rainfall at intervals of 10, 25, 50, 75, 100, 150, and 200 mm, shaded areas show simulated rainfall, the rectangles A and B indicate heavy rain areas in the southwest and southeast of Fujian Province, respectively. The same hereafter)

对比分析还发现，模式不仅较好地模拟了台风移动路径，对台风引发的闽南大暴雨过程也做出了较好的模拟，尤其是成功地模拟出了台风引发的大暴雨中心位置和强度。图 3b为7月14日08:00观测和模拟的24 h累积降水量，可见模拟的大暴雨区主要位于福建南部的厦门—长泰—华安—新罗—上杭一带，模拟的最大降水强度达200 mm以上，模拟的大暴雨落区和强度与观测基本一致。此外，模式还较好地模拟了福建东北部至浙江东南部沿岸地区的暴雨，模拟的暴雨落区和强度也与观测基本一致。然而，模式并没有很好地模拟出内陆江西境内兴国—吉水一带的强降水。利用间隔3 h的TRMM估测降水与模拟降水的分布与演变对比分析发现，模式还较好地模拟出了台风不同发展阶段的强降水特征（图略）。因此可以认为，台风引发闽南大暴雨的主要物理机制在模式中得到了合理描述，模式下垫面因素如地形的动力热力效应、下垫面摩擦以及海陆差异等对台风的影响也得到了有效刻画。

对闽东南沿海厦门—同安—长泰一带的大暴雨区（图 3b中区域B）观测和模拟的平均逐小时降水演变分析发现（图 4），模式模拟的降水开始时间与观测基本一致，但模式模拟的降水强度较观测略强，且模拟的降水峰值时间较观测早6 h，这可能与模式模拟的台风登陆点略偏南，模拟的台风登陆时间略早有关。对闽西南内陆地区武平—上杭—新罗一带大暴雨区（图 3b中区域A）观测和模拟的平均逐小时降水演变分析发现，模式不仅模拟的降水开始时间与观测基本一致，而且模拟的降水峰值时间与观测也基本一致，模拟的降水强度与观测相差也不大。由此可见，模式不仅较成功地模拟了登陆台风的移动路径、登陆点和台风引发闽南大暴雨过程的总降雨量，而且还较好地模拟了台风降水分布和演变特征，尤其是对大暴雨区降水开始时间、降水峰值时间以及降水强度皆做出了较为成功的模拟。因此，控制试验较好地复制了此次台风大暴雨过程，下面利用控制试验的结果分析台风引发闽南大暴雨过程的物理成因。

图 4

Fig. 4

图 4 观测和模拟的2013年7月13日08:00至14日08:00大暴雨区平均逐小时降水（红色粗实线/细虚线分别为图 3b中A区观测/模拟的降水，蓝色圆圈粗虚线/细虚线分别为图 3b中B区观测/模拟的降水） Fig. 4 Evolution of observed and simulated hourly rainfall averaged over heavy rain areas from 0800 LST 13 Jul to 0800 LST 14 Jul 2013 (the red thick-solid/thin-dashed line indicates the observed/simulated rainfall over area A shown in Fig. 3b, the blue circled thick-dashed/thin-dashed line displays rainfall over area B shown in Fig. 3b)

对控制试验（CTL）模拟结果分析发现，台风登陆后其风场、温湿场、能量场的空间分布与结构，以及台风环流内的辐合区随着台风旋转在不断变化，这表明台风暴雨的形成与台风精细结构变化密切相关。那么，台风环流内暴雨发生时其动力、水汽、能量场究竟有何特征？下面以区域A降水发展不同阶段为参考来分析台风环流风场、θ_se、对流有效位能（CAPE）的分布演变与降水发生发展的关系：当区域A（图 3b）开始出现降水时（图 4，3日14:00），台风正在连江附近登陆，q_se场呈螺旋分布，高θ_se区位于台风中心和北部，呈倒逗点状分布，此时区域A和B位于台风的西南象限，低层盛行西北气流，离台风近的区域B有高θ_se气流从其北侧流入，并已出现强降水（图 5a）。在CAPE分布图（图 5c）上，台风外围区为高CAPE区，台风中心区域及其南侧CAPE值为零或很小，区域A和B皆位于零或小CAPE值区，区域B的北侧有高CAPE值气团流入。当区域A降水增强时（14日00:00），台风已深入到闽北中部地区，q_se场螺旋结构变得不完整，台风中心高θ_se区逐渐消失，此时区域A和B分别位于台风西南象限和南侧，区域A低层存在西北和偏西气流的汇流，高θ_se气团从区域A的西侧流入，区域B低层则盛行西南气流（图 5b）。在CAPE分布图（图 5d）上，台风中心区域及其北侧CAPE值为零或很小，台风南侧和东侧为高CAPE区，区域A和B皆有小的CAPE值，区域A的北侧有中等CAPE值气团流入，区域B的南侧有高CAPE值气团流入。当区域A达到降水峰值时（14日05:00），台风已移到闽西北，θ_se场螺旋结构完全消失，台风中心并非θ_se的高值区，高θ_se位于台风的西南象限，区域A位于台风南侧的高θ_se区，低层存在西北和西南辐合气流，区域B已转变为相对低的θ_se区，低层盛行西南气流（图略），降水明显减弱。在CAPE分布图（图略）上，台风中心及其周边大部区域CAPE值为零或很小，区域A有一定的CAPE，其西侧和南侧均有较高的CAPE值气团流入，区域B无明显的CAPE，其南侧有较高的CAPE值气团流入。

图 5

Fig. 5

图 5 模拟的2013年7月13日14:00（左列）和14日00:00（右列）850 hPa风场（风矢）与（a、b）假相当位温（阴影）以及（c、d）CAPE（阴影）分布 Fig. 5 Simlated 850-hPa wind (vectors), (a, b) pseudo equivalent potential temperature (shaded) and (c, d) CAPE (shaded) at 1400 LST 13 Jul (left panel) and 0000 LST 14 Jul (right panel) 2013

对模拟的台风全风速场以及散度场的分布演变分析发现，当区域A开始出现降水时，台风眼区位于连江东面附近海域，地形摩擦影响下全风速场的分布呈明显的非对称特征，低层大风速区位于台风东半象限海域一侧，台湾岛及附近低层全风速明显减弱，大陆沿岸地区为强风速区，但内陆地区风速快速减弱。此时区域A低层风速已达12 m s^–1以上，但辐合较弱；区域B已处于30 m s^–1以上强风速区，低层辐合较强，已形成强降水。值得注意的是，台风北侧降水较强，低层为全风速梯度大值区，且梯度与风速方向基本一致，即该区域存在明显的风速辐合，散度场的计算证实了这一点，这一区域正好为强辐合区（图 6a和6c），这种风速辐合可能与海陆下垫面摩擦差异有关。当区域A降水增强时，30 m s^–1以上强风区主要位于台风东侧，范围明显减小，台风西侧风速在20 m s^–1以下。此时区域A位于强风区尾部，低层风速加大，西北和西南气流汇合导致辐合；区域B位于强风区尾部，维持强风速，但辐合则明显减弱，降水也开始减弱（图 6b和6d）。台风北侧仍为全风速梯度大值区，维持一定的风速辐合，但由于该区域无明显CAPE，气团θ_se值降低，降水明显减弱。当区域A降水达到峰值时，台风进一步减弱，台风东侧30 m s^–1以上强风区开始变得零散。此时区域A出现强风速核，西北和西南汇合气流形成的强辐合维持；区域B位于强风区尾部，伴随着弱的辐合（图略），降水进一步减弱。

图 6

Fig. 6

图 6 模拟的2013年7月13日14:00（左列）和14日00:00（右列）850 hPa风场（风矢）与（a、b）全风速（阴影）以及（c、d）辐合（阴影）分布 Fig. 6 Simlated 850-hPa wind (vectors), (a, b) wind speed (shaded) and (c, d) convergence (shaded) at 1400 LST 13 Jul (left panel) and 0000 LST 14 Jul (right panel) 2013

对模拟台风的比湿、风垂直切变和低层对流不稳定度分布演变等分析发现，当区域A开始出现降水时，比湿与θ_se场类似呈螺旋分布，高比湿区域位于台风中心及其北部（伴随着强降水），北部雨带低层存在明显的对流不稳定，区域A的比湿开始增大，并存在明显的对流不稳定，区域B已位于高比湿区（降水开始增强），无明显的对流不稳定（图 7a和7c）。从风垂直切变的分布来看，风垂直切变矢量呈反气旋式分布，台风北部雨带切变为西北风，区域A为偏东风，区域B为东南风；环境风垂直切变为东北风，强降水区位于环境风切变左侧。当区域A降水增强时，比湿与θ_se场一样螺旋结构变得不完整，台风北部比湿明显降低，且无明显的对流不稳定；区域A处于高比湿区，对流不稳定有所减弱；区域B的比湿降低，但对流不稳定有所加大。风垂直切变分布图上，区域A开始转为东南风，区域B转为东北风，环境风垂直切变仍为东北风，强降水区主要位于环境风切变的下游及左侧（图 7b和7d）。当区域A达到降水峰值时，比湿与θ_se场分布基本类似，其螺旋结构完全消失，区域A仍处于高比湿区，存在较明显的对流不稳定，区域B处于低比湿区，其南部及以南地区存在较明显的对流不稳定。风垂直切变分布图上，风垂直切变矢量反气旋式分布消失，区域A和B皆为东北风，环境风垂直切变仍为东北风，强降水区主要位于切变下游一侧（图略）。

图 7

Fig. 7

图 7 模拟的2013年7月13日14:00（左列）和14日00:00（右列）（a、b）200和850 hPa的风矢差（风矢）和比湿（阴影）分布，以及（c、d）925~800 hPa平均的对流不稳定度（$\partial {\theta _{{\rm{se}}}}/\partial p$，阴影）、1 h降水量（等值线，单位：mm）与环境风矢差（风标，如图台风中心250 km半径内200和850 hPa平均风矢差） Fig. 7 Simlated wind difference between (a, b) 200 and 850 hPa (vectors) and specific humidity (shaded) and (c, d) convective instability averaged over 925–800 hPa ($\partial {\theta _{{\rm{se}}}}/\partial p$, shaded), 1-h rainfall (contours, units: mm) and environmental wind difference (wind barbs, wind difference between 200 and 850 hPa averaged in a typhoon-centered circular area with 250-km radius) at 1400 LST 13 Jul (left panel) and 0000 LST 14 Jul (right panel) 2013, respectively

由此可见，在台风登陆和深入内陆的过程中，台风风场、能量场及其温湿结构的非对称特征在不断变化，下垫面地形效应对台风及其降水的影响也各不相同。具体而言，在台风登陆阶段，台风北侧强降水的形成主要与台风风速快速减弱形成的辐合有关，其中对流不稳定、局地地形强迫抬升作用和海陆摩擦差异造成的风速辐合效应一定程度上增强了降水。此时暴雨区B已位于台风高θ_se区、高比湿、强风速和强辐合区内，带有CAPE的气团从其北侧流入，区内出现强降水；暴雨区A位于台风雨带外围，弱降水开始发展。在台风登陆深入内陆过程中，台风北侧尽管还存在风速辐合，但由于高θ_se和高比湿气团已旋转到台风的西侧，且无带有CAPE气团的流入，降水明显减弱。暴雨区B仍位于台风相对高的θ_se和比湿区、强风速和强辐合区内，带有CAPE气团从其南侧流入，区内维持强降水；暴雨区A开始受台风高θ_se气团的影响，并存在一定的对流不稳定，位于强风速带的尾部及西北和西南气流汇合区，带有CAPE气团从其西侧流入，降水增强。在台风进一步深入内陆时，台风强度快速减弱，暴雨区B开始位于台风低θ_se区和强风速带的尾部，低层辐合大大减弱，带有CAPE气团从其南侧流入，区内残留弱的降水。暴雨区A仍受台风高θ_se和比湿气团的影响，继续位于强风速带的尾部及西北和西南气流汇合区，并存在一定的对流不稳定，带有CAPE气团从其西侧和南侧流入，降水达到峰值。

分析暴雨区A平均物理量演变发现（图 8a），暴雨区降水开始发生时（13日14:00），中低层差动涡度平流为负，低层温度平流也为负，而地形迎风坡平均的强迫抬升速度（$w = \mathit{\boldsymbol{v}} \cdot \nabla h$，其中$\mathit{\boldsymbol{v}}$为850 hPa全风速，h为地形高度）达到1.2×10^–1 m s^–1，低层850 hPa为辐合，低层存在较明显的对流不稳定，这说明大尺度强迫并不利于降水的发生，而有利的对流不稳定条件、地形强迫抬升和低层辐合强迫导致降水开始形成。在降水发展阶段（13日14:00至14日00:00），差动涡度平流和低层温度平流变为正，即大尺度强迫逐渐变得有利于降水的发展，而此时低层辐合变化不大。地形强迫抬升逐渐增强，在13日20:00达到最强，对流不稳定度明显降低，这表明对流不稳定和地形强迫抬升在降水发展加强中起到了一定作用。在降水快速增强到峰值期间（14日00:00至05:00），正的差动涡度平流和低层暖平流皆进一步逐渐加大，低层辐合也达到最强，而此时地形强迫抬升作用略有减弱，低层仍为对流不稳定，但变化不大，即低层对流不稳定、大尺度强迫和低层辐合强迫作用叠置导致降水增强，局地地形强迫虽仍有利于降水增强，但可能并非强降水形成的主因。

图 8

Fig. 8

图 8 模拟的2013年7月13日08:00至14日08:00（a）暴雨区A和（b）暴雨区B平均的涡度差动平流（VOR，单位：10–7 m s–2）、低层温度平流（T_ADV，单位：K h–1）、地形强迫抬升（TOPO，单位：10–1 m s–1）、低层辐合（DIV，单位：10–4 s–1）以及925~800 hPa对流不稳定度[CIS，单位：K (50 hPa)–1]的演变 Fig. 8 Evolution of simulated differential vorticity advection (VOR, units: 10–7 m s–2), low-level temperature advection (T_ADV, units: K h–1), topographically forced updraft (TOPO, units: 10–1 m s–1), low-level convergence (DIV, units: 10–4 s–1) and 925–800 hPa mean convective instability [CIS, units: K (50 hPa)–1] averaged over the heavy rain areas (a) A and (b) B from 0800 LST 13 Jul to 0800 LST 14 Jul 2013

暴雨区B平均物理量演变图（图 8b）上，暴雨区降水开始发生时（13日08:00），中低层为正的差动涡度平流，但温度平流为负，地形迎风坡平均的强迫抬升速度约1.0×10^–1 m s^–1，低层850 hPa为辐合，低层对流不稳定较弱，这说明大尺度强迫中正的差动涡度平流开始有利于降水的发生，地形强迫抬升和低层辐合强迫导致降水形成。在降水发展阶段（13日08:00至18:00），正的差动涡度平流增强，温度平流转为正，低层辐合增强，而地形强迫抬升变化不大，对流不稳定度较弱，这表明大尺度强迫和低层辐合强迫作用叠置使降水增强。在降水快速增强到峰值期间（13日18:00至22:00），正的差动涡度平流达最强，低层暖平流变化不大，低层维持较强的辐合，地形强迫抬升作用略有加强，对流不稳定度有所增大，即低层对流不稳定、局地地形强迫、大尺度强迫和低层辐合强迫作用叠置使降水达最强。

进一步分析CAPE演变及暴雨区流入流出发现（图 9a–b），暴雨区A一直存在一定的CAPE，有利于对流降水的维持。结合暴雨区边界入流分析发现，暴雨区CAPE的维持可能与上游具有相对高CAPE值的不稳定空气入流有关，且随着台风移动和强降水的发展，暴雨区不稳定空气入流的边界在不断发生变化。具体而言，在暴雨区降水开始发生时，暴雨区南侧和西侧具有较高的CAPE值，达1700 J kg^–1以上，但南边界为强的出流，西边界为弱的出流，即南侧和西侧的不稳定空气对暴雨区作用不大；北边界具有较强的入流，且北侧存在一定的CAPE，而东边界入流弱，东侧CAPE值更小；即暴雨区上游不稳定空气流入以北边界为主。在降水发展增强阶段，暴雨区南侧和西侧CAPE经历日峰值（达2300 J kg^–1）后减小，但南边界为出流，西边界逐渐转为入流，至14日00时入流强度达10 m s^–1，此时西侧CAPE虽达到日谷值，但仍维持一定的CAPE（约750 J kg^–1）；北侧和东侧维持较低的CAPE值，东边界逐渐转为出流，北边界入流经历峰值后减弱；即暴雨区上游不稳定空气流入转为以西边界为主。在降水快速增强到峰值期间，暴雨区南侧和西侧的CAPE逐渐增大，且南侧较西侧大，达1600 J kg^–1以上，南边界和西边界入流逐渐增强，至降水峰值时达15 m s^–1以上；北侧和东侧CAPE在低值段波动，东边界维持出流，北边界入流减弱；即暴雨区上游不稳定空气流入转为以南边界为主。

图 9

Fig. 9

图 9 模拟的2013年7月13日08:00至14日08:00暴雨区（a、b）A、（c、d）B和其东、西、南、北侧同等面积区域CAPE（左列）以及其东、西、南、北边界低层（850 hPa）平均风（右列）的演变（S、W、N、E分别代表南、西、北、东） Fig. 9 Simulated CAPE (left panel) averaged over the heavy rain areas (a, b) A and (c, d) B and their surrounding regions to the east, west, south, and north with the same area, and low-level (850-hPa) wind velocity (right panel) averaged over its east, west, south, and north boundaries from 0800 LST 13 Jul to 0800 LST 14 Jul 2013 (the characters of S, W, N, and E in the figure represent south, west, north, and east, respectively)

分析暴雨区B模拟的CAPE演变及其入流发现（图 9c–d），由于暴雨区B受台风的影响比A早，其CAPE变化与A区存在很大差异，在整个降水形成和加强过程中CAPE不强，但暴雨区周边具有一定CAPE的较强入流，且随着台风移动发展入流边界在暴雨形成过程中在不断变化。具体而言，暴雨区B降水开始发生时（13日08:00），暴雨区及其西、南、北侧的CAPE值不大，仅东侧较大（约1000 J kg^–1），东侧正好存在较强的入流。在降水发展阶段（13日08:00至18:00），暴雨区CAPE变化不大；东侧CAPE减小且逐渐转为出流，南侧尽管CAPE快速增大，但以出流为主；西侧CAPE略增大，且入流逐渐增强，北侧CAPE先增后减，维持强的入流。在降水快速增强到峰值期间（13日18:00至22:00），暴雨区CAPE有所增大；北侧CAPE维持低值，且逐渐转为强的出流；东侧尽管CAPE快速增大，但为强的出流；西侧CAPE维持较低值，入流逐渐增强；南侧CAPE快速增大至2600 J kg^–1，入流也逐渐增强。

由此可见，随着台风发展移入内陆的过程中，暴雨区A、B强降水的形成既有一定的共性，即在降水逐渐增强的过程中，正的差动涡度平流和低层暖平流强迫逐渐增强，大尺度强迫非常有利于暴雨的形成，局地地形、对流不稳定、低层强辐合以及带有CAPE气团入流等作用叠置导致强降水的发生，且暴雨区带有CAPE入流边界随着台风的移动在不断变化。同时，也存在一定差异，即在降水开始形成过程中，暴雨区A对流不稳定较强，暴雨区CAPE相对高，而暴雨区B则无明显的对流不稳定，暴雨区CAPE也相对低；在降水快速增强到峰值过程中，暴雨区A的地形强迫作用、对流不稳定度、暖平流以及低层辐合较B大，而暴雨区B正的差动涡度平流、南侧入流气团的CAPE较A大，这种差异可能与暴雨区A受台风螺旋雨带影响更大，而暴雨区B受台风内核雨带影响更大有关。

上述分析可见，闽南大暴雨的形成与台风移动、风场、不稳定能量场以及温湿结构演变密切相关，台风高θ_se气团的影响、不稳定空气的入流、大尺度强迫的有利环境场以及低层辐合强迫等因素共同作用是闽南大暴雨形成的重要原因。局地地形在一定程度上增强了暴雨区的降水，海陆摩擦差异效应可能增强了从台风移近到登陆过程中其北侧偏东气流内的降水，台湾地形影响台风水汽动量等物理量输送和分布，增强迎风坡一侧降水而改变台风环流内非绝热加热分布，进而影响台风移动及强降水的形成。下面通过数值敏感性试验来进一步分析台湾地形、局地地形以及海陆摩擦差异对台风引发闽南大暴雨的影响。

无台湾地形试验（NOTW）的模拟结果分析发现，台湾地形对台风的移动路径和大暴雨的落区和强度皆有一定程度的影响。NOTW试验模拟的台风路径图（图 10a）上，台风西移靠近台湾地形过程中，台风路径较CTL试验偏北，入海之后路径变得与CTL试验基本一致。在台风西行再次登陆福建的过程中，台风路径再次向北偏移，尤其是台风的登陆点，即台湾地形使西行台风路径向左偏移。Chang(1982)以及Wu and Kuo(1999)等研究了台湾北部登陆的准西行台风发现，地形使台风路径向南偏转，与这里的模拟结果基本一致，但台风离开台湾后的路径变化未得到关注，这里NOTW与CTL试验的对比可见，台湾地形使台风再次登陆福建的地点偏南。模拟的14日08:00 24 h累积降水量图（图 10b）上，模拟的台风大暴雨落区也较CTL试验偏北约100 km，但模拟的降水强度与CTL试验差异不大，即台湾地形影响台风的移动路径，进而影响大暴雨的落区。

图 10

Fig. 10

图 10 试验（a、b）NOTW和（c、d）HDH模拟的台风路径（左列，红、蓝实线分别为试验CTL和NOTW/HDH模拟的台风路径，阴影为地形高度，1220代表 12日20:00，其它依此类推，矩形区域为暴雨区）以及2013年7月14日08:00 24 h累积降水量（右列，实线和阴影分别表示试验CTL和NOTW/HDH模拟的降水，等值线间隔为10、25、50、75、100、150、200 mm） Fig. 10 Simulated typhoon track (left panel, the red and blue solid lines indicate the simulated typhoon track by Expt CTL and Expt NOTW/HDH, respectively; shadings are topographic heights, the number 1220 represents 2000 LST 12 Jul, and the similar for other numbers; the rectangle shows the heavy rain area) and 24-h accumulated rainfall (right panel, the solid line and shaded area denote the simulated rainfall by Expt CTL and Expt NOTW/HDH, respectively, with contour intervals of 10, 25, 50, 75, 100, 150, and 200 mm) at 0800 LST 14 Jul 2013 by Expts (a, b) NOTW and (c, d) HDH

分析CTL和NOTW试验模拟的台风移动路径上不同象限平均降水差值演变发现，在台风移经台湾地形区的时段，台风左下象限的降水差值为正，而台风右下象限的降水差值为负，即迎风坡一侧降水增强，而背风坡一侧降水减弱，这与钮学新等(2005)数值试验的结果基本一致。不同象限平均非绝热加热差值演变图的分析发现，在台风移经台湾地形区的时段，台风左下象限的非绝热加热差值为正，而台风右下象限的非绝热加热差值为负（图略）。贺海晏(1995)通过理论分析后认为，非绝热加热的非均匀分布可影响台风的移动方向，Lin et al.(1999)的数值模拟结果也强调了凝结潜热加热对台风路径的影响。因而可以推断，台湾地形可能通过影响强降水分布，来改变台风内部非绝热加热分布，进而影响台风的结构及其移动，进而影响闽南大暴雨的形成。台湾地形区降水非绝热加热减半试验（HDH）似乎验证了这一结果，HDH试验模拟的台风路径与NOTW试验的结果基本一致，即模拟的台风路径较CTL试验略偏北，台风强降水区也较CTL试验明显偏北（图 10c–d），即地形增强的降水非绝热加热使台风向南偏转，这与贺海晏(1995)的理论分析结果基本一致，即台风前半部的非绝热加热使台风路径向左偏转（西行台风向南偏转）。

值得注意的是，HDH试验模拟的累积降水较NOTW试验明显偏弱，这与HDH和NOTW试验模拟的台风强度不同有关。图 11为HDH、NOTW和CTL试验模拟的台风中心海平面气压演变，NOTW试验模拟的台风强度较CTL试验明显增强——NOTW试验中不仅地形对台风水汽能量输送的阻挡消除，而且地形对台风的摩擦作用大大减弱；而HDH试验模拟的台风强度较CTL试验明显减弱——非绝热加热减小使得台风减弱，台风强度的减小可能是造成HDH试验模拟的累积降水明显减弱的主要原因之一。另一方面，HDH和NOTW试验模拟的台风结构也存在差异（图略），台湾地形究竟如何影响台风精细结构及其降水还值得进一步的探究。

图 11

Fig. 11

图 11 不同试验模拟的2013年7月13日02:00至14日08:00台风中心海平面气压的演变 Fig. 11 Simulated sea level pressure in the typhoon center by different experiments from 0200 LST 13 Jul to 0800 LST 14 Jul 2013

无局地地形试验（NOLT）模拟的强降水落区与CTL试验基本一致，但区域A模拟的降水强度有所减弱（图 12a），这证实了局地地形对区域A降水的增幅作用，这与郑庆林等(1996)以及董美莹等(2011)有关地形对台风降水影响的数值模拟结果基本一致，即地形迎风坡使台风降水增幅。无海陆差异试验（NOFRD）的模拟结果发现，尽管陆地摩擦减弱后台风增强，但模拟的陆地降水有所减弱，尤其是台风登陆阶段沿岸地区的降水明显减弱（图 12b），这证实了海陆摩擦差异对台风北侧偏东气流内降水的增幅作用。海陆摩擦差异如何影响台风强度和精细结构演变及其强降水的发展还有待进一步的研究。

图 12

Fig. 12

图 12 试验（a）NOLT和（b）NOFRD模拟的2013年7月14日08:00 24h累积降水量（实线为CTL试验模拟的降水，等值线间隔为10、25、50、75、100、150、200 mm，阴影为NOLT和NOFRD试验模拟的降水） Fig. 12 Simulated 24-h rainfall at 0800 LST 14 Jul 2013 by Expt (a) NOLT and (b) NOFRD (the solid lines indicate the simulated rainfall by Expt CTL and the shaded areas show the simulated rainfall by Expts NOLT and NOFRD with contour intervals of 10, 25, 50, 75, 100, 150, and 200 mm)

利用数值模拟、诊断分析与敏感性试验的方法，对2013年7月13~14日西行台风“苏力”引发闽南大暴雨天气过程的特征和物理成因进行了分析，研究了台风移动、结构变化与闽南大暴雨发生发展的关系，并探讨了台湾和局地地形在西行登陆台风引发闽南大暴雨过程中的可能作用，主要结论如下：

（1）闽南大暴雨发生期间，台风环流内强的正差动涡度平流和强的低层暖平流强迫恰好叠置于暴雨区上空，有利于强对流降水的形成和发展。在台风登陆和深入内陆过程中的不同阶段，台风风场、CAPE场、对流不稳定度、风垂直切变、温湿结构以及正涡度和辐合区分布的非对称特征在不断变化。

（2）暴雨区气团θ_se值、比湿值、CAPE值、低层带有CAPE空气入流边界以及低层辐合的强度在台风移动期间不断变化。闽南大暴雨的形成与台风高θ_se和高比湿气团的影响、带有CAPE气流的输入、低层气流汇合或风速辐合以及局地地形抬升等共同作用密切相关，但台风不同区域强降水形成和发展过程中有利物理因子的作用并不相同。在台风移入内陆的过程中，台风环流内的强降水区主要位于环境风垂直切变矢量的下游和左侧。

（3）对台湾北侧偏西移动的台风，台湾地形对闽南大暴雨的形成有重要影响，地形通过增强（减弱）迎风坡（背风坡）一侧降水及其非绝热加热，来影响移经台湾时台风内的非绝热加热分布，进而改变台风的结构及其移动路径，最终影响台风登陆点及其大暴雨的落区和强度。

（4）闽南局地地形在台风大暴雨的形成中起到了一定的增幅作用；海陆摩擦差异造成的风速辐合对台风移近到登陆过程中台风北侧偏东气流内降水具有不可忽视的增幅作用；局地地形和海陆摩擦差异能否造成明显的降水增幅，还受到该地区θ_se气团属性、流入气团不稳定性以及大尺度强迫环境特征等因素的影响。

值得一提的是，西行台风“苏力”登陆后引发的大暴雨位于台风移动路径方向的左侧，这与2013年西行台风“潭美”登陆后引发的暴雨落区特征不同，其暴雨区主要位于台风移动路径方向的右侧，林小红等(2015)探讨了这一现象，并认为可能与台风垂直结构上的差异有关。从文中个例数值敏感性试验的结果来看，台湾地形、局地地形以及海陆摩擦差异等尽管对台风路径、强度、结构以及暴雨落区有一定程度的影响，但暴雨落区仍位于台风移动路径方向的左侧。可见，尽管台风风场、能量场及其温湿场结构特征是决定台风暴雨形成的关键因素，且其在台风移动过程中不断发生变化，但海峡区域地形影响并不足以改变台风结构，使暴雨落区相对于台风移动路径方向的位置发生变化。本个例台风强降水区主要位于环境风垂直切变的下游和左侧，故风垂直切变是否为决定暴雨落区相对于台风移动路径方向位置的关键因子还有待进一步的研究。另外，由于影响台风暴雨强度和落区因素很多，个例研究中难以将不同因子作用分离进行单独分析，单个个例数值试验的结果可能存在一定的不确定性，台湾地形对台风暴雨强度和落区的影响还有待更多个例和理想数值试验的验证。