近年来，造成重大影响的秋季台风多是在冷空气作用下形成的，如0814号台风“黑格比”、1011号台风“凡亚比”、1223号台风“山神”和1330号台风“海燕”，这些台风因热力或动力差异而使降雨呈现非对称结构特点^[1-3]，而秋季台风由于冷空气侵入与暖湿气流形成辐合带促使中尺度降水生成，对暴雨形成增幅作用^[4]，进一步加强了台风暴雨的非对称结构^[5]。台风中尺度降雨及非对称结构特征的出现，使台风暴雨预报及救灾难度加大。目前在台风预报服务中，对台风登陆的地点、时间、强度的预报准确率在逐步提高，但救灾人员更希望知道准确的最大雨强和致灾风险最高的位置。所以应该更多侧重于对台风过程的中尺度降雨研究，才能更好地满足救灾需求。

台风非对称结构的形成，主要是由物理量配置、水汽输送、动力特征和下垫面特性等因素共同作用的结果^[6-7]。国内外学者一直在尝试用各种物理量诊断方法开展强降雨预报研究^[8-10]，湿位涡(MPV)是目前应用较成熟的方法之一。湿位涡(MPV)概念由Bennets等^[11]在1979年首次提出，吴国雄等^[12]分析了绝热无摩擦的饱和湿空气具有湿位涡守恒的特性，研究了倾斜涡度发展理论，认为对湿位涡垂直分量MPV1和水平分量MPV2的分析不仅在中高纬有效，在低纬度及低对流层也十分有效，是暴雨诊断和预报的有力工具。高守亭等^[13]诊断分析了强降雨中湿位涡的异常，认为湿位涡的强迫异常与暴雨的落区及移动有很好的对应关系。徐文慧等^[14]揭示了台风环流内中尺度对流系统发展演变的湿位涡特征。湿位涡在华南暴雨中尺度对流系统和西南涡暴雨中尺度对流诊断研究方面都有很好的应用^[15-16]。

以上研究在暴雨及中尺度降雨领域都取得了较好的成果，但对台风影响期间的中尺度降雨落区及台风暴雨的非对称结构的研究仍较少，尤其对华南台风过程中的中尺度降雨几无涉及。1330号台风“海燕”是1990年以来在西太平洋生成的最强台风，“海燕”影响广西期间，表现出明显的中尺度降雨特征和非对称结构，造成广西直接经济损失17.92亿元，而大部分灾害损失均出现在中尺度降雨集中的区域，所以侧重于中尺度降雨的研究才能取得更好的防灾减灾效果。本文通过形势场分析、物理量、湿位涡等诊断方法对“海燕”暴雨非对称结构成因、台风停编前、后两次中尺度降雨的形成机制及落区特征开展研究，以期为秋季台风过程预报服务工作积累经验。

本文物理量、天气形势场分析资料来源于美国国家环境预报中心的NCEP再分析资料；台风资料来源于中央气象台台风网；雨量统计资料来源于广西壮族自治区气象局自动站逐10分钟加密雨量记录。

在“海燕”影响广西期间以1~5 mm/h的稳定性降雨为主，但其中夹杂着空间尺度为100 km以下，维持时间为1~3 h，降雨量为30~100 mm/h的中尺度对流降水。本文将3 h降雨量大于50 mm，空间尺度小于100 km的短时强降雨定义为中尺度降雨。图 1（见下页）是“海燕”影响广西期间的逐3 h雨量分析。“海燕”在越南北部登陆前的11月10日23时—11日02时（北京时，下同）（图 1a，见下页），降雨出现在台风中心北侧7级风圈范围内，中尺度降雨不明显。台风在越南北部登陆到转向移至广西南宁期间的11日02—11时（图 1b~1e），强降雨出现在台风中心北侧约150 km范围内，有4个中尺度降雨（黑色圆圈所示）在桂中-桂南之间呈螺旋带状排列（黑色线段），轴线基本维持不变，这是第一轮中尺度降雨。从14时（图 1f）开始，台风中心附近由于受冷空气侵入，盛行下沉气流，暖心结构受到破坏，在台风中心附近的50 km范围内基本无降雨，出现空心现象^[17]，强降雨集中在台风中心东侧50~250 km内，加强了台风暴雨的非对称结构。此时在六万大山东侧还出现一个明显的倒V形少雨区。17—23时（图 1g、1h），在广西中部的螺旋中尺度雨带消失后的3 h，六万大山东侧的玉林盆地和博白平原（3 h前的倒V形少雨区），突然发展新一轮南北向的中尺度降雨，形成“海燕”过程的最强雨强。这一轮强降雨进一步加强了台风暴雨的非对称结构。23时之后降雨逐渐减弱并东移出广西。本文主要针对台风停编前、后的两次中尺度降雨的形成机制及落区开展研究。

图 1

图 1 2013年11月10日20时—11日23时广西逐3 h雨量分布 单位：mm。a. 10日23时—11日02时；b. 11日02—05时；c. 05—08时；d. 08—11时；e. 11—14时；f. 14—17时；g. 17—20时；h. 20—23时。为相应时刻的台风中心。

“海燕”在西太平洋活动期间，500 hPa中高纬为两槽一脊型，乌拉尔山及东亚地区分别有深槽维持，中欧大陆为高压脊，西北地区有冷涡，高原槽引导冷空气南下，孟加拉湾低槽维持，副热带高压呈带状分布。10日08时副高脊线稳定维持在25 °N附近，西伸脊点到达95 °E。“海燕”在16 °N附近沿副高南侧的偏东南气流引导下西偏北行。10日20时随着中高纬度东亚大槽的东移，副高明显减弱东退，台风北行分量加大。

11日08时200 hPa形势场显示（图 2a，见P337），中南半岛-华南一带为高压脊控制，盛行辐散气流。500 hPa（图 2b），台风在越南北部登陆，南支槽位于85 °E附近，槽前正涡度平流增强了低层气旋涡度，台风北侧高原槽南下到达桂西北，带动冷空气侵入台风外围850 hPa（图 2c），低涡中心与500 hPa基本保持垂直状态，在台风东侧海面上，有一支宽广的东南气流和一支偏南气流源源不断地将太平洋和南海的水汽及热带云涌输入台风环流中，增强台风螺旋雨带。在23 °N附近，东北气流与东南偏东急流形成辐合带，11日08—20时，不断有中小尺度对流雨团在这条辐合带的南侧100~150 km范围处生消。

图 2

图 2 11月11日08时的高空风场 a. 200 hPa；b. 500 hPa；c. 850 hPa。

由地面图显示（图略），冷锋在10日20时已南压到海面，锋后有大片2~6 hPa的正变压区和北风区。11日08时，随着台风的北移，锋面随之略有北抬，维持在桂中附近，20时再次南压到华南沿海。说明台风在越南北部登陆时，低层冷空气已先行侵入台风外围暖湿气流中，随着台风的持续北移，冷空气也不断南移，两者对峙。一度锋面北退，说明冷空气偏弱于台风势力，但最后随着西风槽引导的主体冷空气南下及台风势力减弱，冷空气最终控制华南区域，台风环流结构迅速减弱消亡，强降雨结束。

综上分析，对流层高层辐散有利于维持长久深厚的上升运动，对流层中层南支槽前有利于低层低涡辐合加强，低层宽广的偏东南急流为华南输送深厚的湿层及对流云涌，干冷空气侵入台风外围形成辐合带并增强了动力机制，各种因素综合使得台风涡旋增强，暖湿气团受到抬升，触发不稳定能量释放，激发中尺度对流生成，增强了台风暴雨量级并形成台风暴雨的非对称结构。

上节分析了台风暴雨的天气形势场。本节侧重分析台风暴雨非对称结构的成因及台风停编前第一轮中尺度降雨的形成机理、落区特征。该轮中尺度降雨有4个MCS呈东西向带状分布，维持时间约9~12 h，是在高层的位涡异常与低层的位温异常叠加所形成的大气结构下，锋面触发不稳定能量而形成的。下面通过假相当位温场、湿位涡及螺旋度进行分析。

假相当位温θ_se是把温度、气压、湿度包括在一起的一个综合干绝热、湿绝热、假绝热过程的物理量，同一气块的θ_se值都保守不变，θ_se的这一特性常被用来鉴别气团。分析“海燕”降雨与θ_se的对应关系发现，降雨出现在大于340 K的区域，小于340 K的区域基本无降雨。结合θ_se具有鉴别气团的特性，我们将340 K作为冷暖气团交界的特征线，小于（大于）340 K区域定义为干冷（暖湿）气团。中尺度降雨出现在大于344 K的区域。

11日02—20时1 000~850 hPa平均假相当位温场（图 3）显示，代表干冷气团的θ_se低值区不断向南推进，而代表暖湿气团的344 K高值区持续向北扩展，两者在贵州、广西一带交汇并不断增强，在不到200 km距离内θ_se差值达36 K，说明这里因冷暖空气的交汇而形成一条很强的能量锋，该能量锋与图 2c的辐合带位置基本重合。

图 3

图 3 1 000~850 hPa平均θse场 单位：K。a. 02时；b. 08时；c. 14时；d. 20时。★为中尺度降雨区。

11日02时（图 3a），除桂西北外其余区域的θ_se均大于340 K，这一时刻台风中心从越南北部登陆，中尺度降雨集中在台风中心北侧150 km范围内，也在能量锋南侧大于344 K范围内。02—08时能量锋略向南压，南部暖湿气流向北拓展，在广西南部形成2个344 K值中心，中尺度降雨集中出现在这2个区域中，340 K低值线控制桂西北，桂西北降雨开始明显减小。08—14时（图 3c）广西西部形成能量低涡，槽底南伸至越南中部，316 K线进入广西，在桂西南有332 K的能量低值闭合中心形成，从该时刻开始，台风中心西侧的降雨迅速减弱至无雨，中尺度降雨集中在能量低值中心东侧的344 K区域，降雨呈明显的非对称结构。14—20时（图 3d），该时刻台风减弱停编，冷空气继续南侵，桂东维持西南急流，这支低空暖湿急流与冷空气之间形成南北向的θ_se密集梯度区，中尺度降雨出现在θ_se密集梯度区东侧的344 K区域中。

为更好地研究θ_se的空间变化，沿中尺度降雨中心108 °E对θ_se进行垂直剖面分析（图 4）。11日02时（图 4a），在18~20 °N，从地面到对流层高层300 hPa有大于350 K的高能区，说明未登陆的台风从低层到高层都具备充足的能量，而22 °N以北区域盛行干冷气团，主要强冷空气集中在27~30 °N之间的850 hPa以下区域中，340 K线到达22.5 °N附近。这预示着随着台风的北上将与南下的冷空气相遇。到11日08时（图 4b），冷空气从对流层中层向低层、从高纬度向低纬度入侵，340 K特征线南侵到21.5 °N附近；台风内部暖湿气团受到明显破坏，高θ_se中心从500 hPa附近断裂，此后不断减弱，冷暖空气交汇在22.8 °N附近的900 hPa以下边界层形成等θ_se密集区，能量锋区在此建立，中尺度降雨开始在这里加强发展。11日14时（图 4c），随着冷空气的进一步南侵及台风中心的持续北上，冷暖空气的互相挤压，能量锋区得到明显加强，等θ_se线异常密集，能量锋随高度往北倾斜，950 hPa以下θ_se形成近于垂直的陡峭坡面，950~700 hPa之间假相当位温随高度锐减，说明对流层低层存在强烈的对流不稳定，冷空气侵入暖湿空气后部对暖湿气团产生强迫抬升作用，暖湿空气沿着锋面爬坡，强烈上升运动促进不稳定能量释放^[17]，从而在边界层附近能量锋区最大梯度处形成中尺度降雨。20时（图 4d），随着台风中心的东北移及冷空气主体控制该区域，能量锋区明显减弱，108 °E的中尺度降雨逐渐结束。可见能量锋区是导致此轮中尺度降雨的主导者。

图 4

图 4 11日θse沿108 °E剖面 单位和时间说明同图 3。

以上分析显示，能量锋的维持及能量低值中心南下控制桂西造成桂西北降雨聚停，是台风登陆后到停编前台风暴雨非对称结构的主要成因。中尺度降雨出现在边界层能量锋区附近，随着能量锋区的减弱，此轮中尺度降雨结束。

湿位涡是综合热力属性、大气动力的物理量，可用来诊断分析热力和动力及水汽条件与降雨的关系，它在暴雨的诊断分析中具有很好的理论研究价值。其计算公式为：${P_m} = \alpha \overline {{\zeta _a}} \cdot \nabla {\theta _{\rm{e}}} $，它等于单位质量气块的绝对涡度在$\nabla {\theta _{\rm{e}}} $方向的投影的乘积。其中，=为比容；θ_e为相当位温；α为三维绝对涡度。MPV1为湿位涡的垂直分量，由于绝对涡度为正值（北半球），当大气是对流不稳定时，MPV1 < 0；反之则大气是对流稳定。MPV2是湿位涡的水平分量，为湿斜压项，包含湿斜压性和水平风切变的贡献，表征大气湿斜压性的发展。MPV2负值中心的绝对值越大，即湿斜压性越强，低层越大的MPV2正值区的移动可作为低空急流和暖湿气流活动或涡旋活动的示踪。

为了更细致地分析湿位涡的垂直分布及传播方式，揭示冷空气的活动状况和地面中尺度气旋的发展，过中尺度降雨中心108 °E作MPV1的垂直剖面（图 5）。

图 5

图 5 11日MPV1沿108 °E剖面 单位：PVU。时间说明同图 3。

由图 5a可看出，11日02时，湿位涡负值区位于24 °N以南，负位涡中心位于21 °N附近的近地面层，与此时的台风中心基本重合，中心值达-1.2 PVU（1 PVU=10^-6 m²·K/(s·kg)），负涡度值到达550 hPa附近，在550 hPa以上对流层中高层有正的位涡中心（1.5 PVU），高、低空的湿位涡配置反映了“海燕”登陆前的大气结构为：高层对流稳定、低层对流不稳定，这是有利于产生暴雨的配置^[18]。08时（图 5b），正、负位涡中心北移到22 °N附近并相交于650 hPa附近，表明冷空气向低层略有下传趋势；650 hPa以下为负的MPV1，蕴含着强的对流不稳定能量，此时，黔、桂交界的冷空气南移，台风受到冷气团挤压，冷空气下潜起到了动力作用，激发对流不稳定能量抬升释放，加强中尺度降雨，中尺度降雨出现在边界层正、负MPV1交界附近。14时（图 5c），高层正位涡下传至800 hPa，表明干冷空气此时在边界层附近正、负MPV1交界附近，这与林毅等^[18]在台风“龙王”的研究中发现的强降水出现在对流层中低层湿位涡等值线密集带中的零等值线附近的结论较一致。14—20时（图 5d），高层正位涡与低层正位涡整合为一体，22 °N以北区域的MPV1转为正值，说明干冷空气已控制108 °E，大气趋于对流稳定，108 °E上的中尺度降雨明显减弱并在20时后基本结束。

大气湿斜压性与暴雨、强对流天气密切相关，由过中尺度降雨中心108 °E的MPV2垂直剖面可知（图 6），11日02时（图 6a），从低纬到高纬、边界层到高空均为正值，此时台风中心位于越南北部的106 °E以西，108 °E附近大气的湿斜压未发展。随着台风中心的东北移，并逐渐靠近108 °E，11日08时（图 6b），700 hPa以下21~22 °N开始有负MPV2出现，且位涡等值线异常密集、梯度大，中心值为-0.2 PVU。说明对流层中低层的大气斜压性急速增强，这时段正是108 °E附近中尺度对流剧烈发展的阶段，中尺度降雨出现在近地面层MPV2正值中心附近。08—14时，850 hPa以下的MPV2正值中心区域持续向北推进，从08时的22 °N北推到23 °N，说明低空暖湿气流及涡旋活动在逐步往北推进。08—14时（图 6c），负位涡中心与正位涡中心一起北移，梯度有所减弱，负位涡中心值减弱为-0.15 PVU，对应正MPV2中心并没有出现中尺度降雨，而仍然维持在22.8 °N附近的负MPV2区域，湿位涡的湿斜压成为中尺度降雨的增强机制。14—20时（图 6d），700 hPa以下22~23 °N附近被负MPV2控制，此时，开始|MPV2|>|MPV1|，108 °E处的中尺度降雨结束。

图 6

图 6 11日MPV2沿108 °E剖面 单位：PVU。时间说明同图 3。

以上分析显示，在中尺度降雨过程中|MPV1|>|MPV2|，说明中尺度降雨的发生发展主要来自于对流不稳定层结的贡献，但湿斜压的作用也不容忽略，湿斜压是中尺度对流增强的因素。08时，当高层MPV1下传的过程中，正是低层θ_se增强的过程，高层的位涡异常与低层的位温异常叠加所形成的大气结构，有利于不稳定能量的触发及暴雨的增幅，从而在边界层能量锋梯度区、正、负MPV1梯度中心及MPV2正值中心叠加处形成中尺度降雨中心。14—20时，当MPV1梯度减弱、MPV2转为负值时，中尺度降雨开始减弱，20时后，当|MPV2|>|MPV1|时，中尺度降雨结束。

上节分析了第一轮中尺度降雨，本节将对第二轮中尺度降雨成因开展分析。“海燕”在广西的最强雨强出现在台风减弱停止编号后的11日19—21时之间。20时850 hPa水汽通量及流场显示（图 7），有一支来自西太平洋的东南急流与来自南海的西南急流汇集在广西东部的玉林市，与东南急流相配置的是强水汽通量中心，中心值达24 g/(cm·hPa·s)，最大风速达26 m/s，这两支急流源源不断地将海面上的水汽输送到暴雨区。南风急流不仅为暴雨提供了充足的水汽，且低层急流左侧所具有的正涡度平流加强了水汽的辐合抬升作用，提供了中尺度对流发展的动力条件，促使不稳定能量释放^[19-20]。19—21时中尺度暴雨区位于六万大山与云开大山之间的玉林盆地和博白平原（图 8），地形在这一时段的暴雨形成中起着非常重要的作用。左、右山脉对暖湿空气起着抬升作用，并引导对流回波单体沿山脉间的平原作东北方向移动，源源不断地经过同一地区，并形成类似于“列车”排列，下面用多普勒雷达产品对强降水回波的“列车效应”作分析。

图 7

图 7 11日20时850 hPa流场和水汽通量分布 单位：g/(cm·hPa·s)。★为中尺度降雨区。

图 8

图 8 暴雨区地貌 为中尺度降雨区。

雷达组合反射率（图 9）可以清晰地描绘此次最强雨强的形成过程，16：39（图 9a），在六万大山东侧开始出现4个零散的中-γ对流回波（图 9a中黑圆圈所示），表现为在大片的30~35 dBz层状回波之中开始裹挟45~55 dBz的空间尺度小于20 km的对流回波，其中C和D对流回波正位于玉林盆地和博白平原之中。加密自动站数据分析，这个时刻正是冷空气越过六万大山，冷空气翻越六万大山下沉楔入暖湿气流中，抬升暖湿空气激发不稳定能量释放，形成这4个初始中-γ对流回波A、B、C和D，对流回波A和B呈现西北-东南排列，C和D呈西南-东北排列，A、B位于C、D的西侧，对流回波以北偏东方向移动，但是云块A、B的偏东行分量明显大于C、D（图 9a中黑色箭头为移动方向）。A和B东行速度快于C和D，到17:16（图 9b）四个对流回波基本位于一条轴线上，各对流回波均有所加强且形成一条完整的对流回波带。此后，A、B继续以偏东方向移动，而C、D以北偏东方向移动，与对流轴线保持一致。18：30（图 9c），A、B由于偏东行分量较大，脱离轴线，位于C、D云块的东北面，而C、D范围及强度均明显增强并逐渐连接为中-β中尺度回波。19：13（图 9d），A、B云块迅速减弱消亡，而C、D云块仍不断发展增强，雷暴单体组成西南-东北带状排列，并沿西南-东北向传播，在传播路径的北端不断有新雷暴单体生成（图中E云块），而其后端的C、D也有雷暴不断新生，在整个生命史周期内整个雨带的轴线位置基本不变，这与孙继松等^[21]研究指出的“列车效应”传播特征十分相似。加密自动站雨量记录显示，这时段中30~35 dBz回波强度的降雨以每分钟0.5~0.8 mm为主，而50~55 dBz回波强度的降雨则达到每分钟1.0~1.8 mm的强度。

图 9

图 9 南宁站11日雷达组合反射率 单位：dBz。a. 16:39；b. 17:16；c. 18:30；d. 19:13；e. 20:26；f. 21:53。

“列车效应”维持时间约170分钟，从而造成这一区域150~350 mm的中尺度降雨。20：46（图 9e），随着冷空气主体越过六万大山，C、D、E云块东行分量明显加大，越过云开大山，随后迅速减弱（图 9f），此地强降雨趋于结束。

以上分析可知，冷空气翻越六万大山抬升暖湿气流，是初始扰动对流的触发机制，初始扰动对流从南支急流处获得发展的水汽、能量和动力，南风急流成为对流回波维持和发展的机制。中-γ对流回波在地形作用和急流西侧的共同作用下，传播方向与对流轴线基本保持一致，形成“列车效应”的传播特征。位于玉林盆地-博白平原一带的对流回波维持的时间明显比其北侧的更久，长达近4 h，超出一般中尺度对流回波维持的时间。说明此次“列车效应”的形成，地形是关键因素，正是对流回波持续通过玉林市新田镇，导致出现1 h的101 mm最大雨强和4 h的351 mm极端降雨量。

通过形势场、假相当位温θ_se、湿位涡等诊断方法，对1330号超强台风“海燕”停编前、后的两次中尺度降雨过程以及暴雨的非对称结构进行分析。

（1）对流层高层辐散有利于维持长久深厚的上升运动，对流层中层南支槽前有利于低层低涡辐合加强，低层宽广的偏东南急流为华南输送深厚的湿层及对流云涌，干冷空气侵入台风外围形成辐合带并增强了动力机制，这是“海燕”台风形成强降雨的背景条件。

（2）能量锋的维持及能量低值中心南下控制桂西，造成的桂西北降雨聚停是台风登陆后到停编前台风暴雨非对称结构的主要成因。中尺度降雨出现在边界层能量锋区附近，随着能量锋区的减弱，该轮中尺度降雨结束。

（3）MPV1梯度区与MPV2正值叠加处有利于中尺度降雨的维持。当MPV2转为负值时，中尺度降雨开始减弱，当|MPV2|>|MPV1|时，中尺度降雨结束。

（4）冷空气翻越六万大山抬升暖湿气流，是初始扰动对流的触发机制，在南风急流及两山脉间盘地的地形作用下形成的“列车效应”是台风减弱停编后中尺度降雨的主要成因。