臺風“利奇馬”北上鋒生導致山東省創紀錄暴雨天氣學成因分析

高曉梅 ，白莉娜，郭蓉，王文波，馬守強

(1.山東省氣象防災減災重點實驗室, 山東 濟南 250031；2.濰坊市氣象局, 山東 濰坊 261011；3.中國氣象局上海臺風研究所，上海 200030)

1 引言

中國是世界上受臺風影響最嚴重的國家之一[1]，臺風帶來的狂風暴雨及衍生的洪水、山體滑坡、泥石流易導致嚴重的洪澇災害和重大人員傷亡，因此，許多氣象學者對臺風暴雨進行了研究，并取得重要進展[2-8]。特別是發現當高低空急流、西風槽或冷空氣等中緯度天氣系統與臺風發生相互作用時，臺風往往能獲得大量斜壓能量，引起其環流結構改變甚至變性發展，從而導致暴雨增幅。趙思雄等[9]綜合評述了登陸臺風及其引發的強降水等方面所取得的研究，指出臺風遠距離輸送或臺風北上與西風帶系統相互作用是我國華北和東北地區產生大暴雨或持續性大暴雨的重要條件。陳聯壽等[10]指出，弱冷空氣將使渦旋位勢不穩定能量匯聚并觸發不穩定能量釋放，如果冷空氣過強，會徹底破壞熱帶氣旋的暖心結構，將其填塞消失。陶祖鈺等[11]研究表明，與中緯度槽相互結合的臺風暴雨多出現在臺風中心北方，距其中心較遠。對于北上臺風，如果與中緯度系統相互作用，臺風的強降水分布就更復雜[12-14]。另外，北上臺風進入西風帶與冷空氣作用后通常伴有鋒生，是強降水形成的動力因素之一。在鋒生次級環流對降水作用方面，氣象專家研究得出鋒生產生的次級環流能促進鋒生加強，是形成強降水天氣的動力機制之一[15-20]。

對北上至渤海、渤海海峽及黃海的臺風，由于其個數少，在北上過程中常常變性且強度減弱，其針對性研究不多，但造成的風雨災害卻更為嚴重，因此對此類臺風強降水分布的研究亟需深入。山東省地處中緯度，東瀕太平洋，雖然受臺風影響的頻次遠不及我國東南沿海地區，但臺風卻是造成該地大范圍洪澇暴雨災害的主要天氣系統之一。近年來，對山東臺風暴雨的研究相對較少且比較分散和不太深入，因此對臺風暴雨的預報技術亟待進一步深化和提高。2019 年第9 號臺風“利奇馬”造成山東有氣象記錄以來的最大降水，且降雨持續時間長、強度大、影響范圍廣、受災特別嚴重（據統計，臺風“利奇馬”導致山東受災直接經濟損失達398億元），是一個歷史罕見的臺風暴雨個例，對其進行深入分析，研究其發生發展機制具有重要意義。本文利用NCEP/NCAR 1 °×1 °的6 小時再分析、常規觀測、風廓線雷達及逐小時自動氣象站降雨量等資料，對臺風“利奇馬”造成山東有氣象記錄以來最大一次特大暴雨的降水強度和機制進行研究，以期得出有指導意義的結論，能對山東的臺風強降雨預報預警、決策服務及防災減災有所裨益。

2 環流背景分析

2019 年8 月10 日08:00（北京時間，下同）臺風“利奇馬”中心移至浙江省臺州市仙居附近（圖1a），位于日本海附近的副熱帶高壓呈塊狀穩定少動，西風槽東移至河套地區，此時“利奇馬”受西風槽和副熱帶高壓之間的偏南風引導向偏北方向移動。另外，西太平洋另一臺風“羅莎”的存在，一方面阻擋了副熱帶高壓的南落，有利于“利奇馬”登陸北上，另一方面，其北側的偏東氣流與西南季風建立雙水汽通道，為“利奇馬”輸送大量的水汽和熱量，有利于其強度增強。隨著“利奇馬”北上，其與副熱帶高壓之間位勢梯度不斷加大，強盛的東南暖濕氣流與西風槽攜帶的干冷空氣在魯西交匯，增強大氣不穩定性，造成魯西出現較強的對流性降水。10日20:00（圖1b），西風槽東移過程中受副熱帶高壓阻擋逐漸北縮，“利奇馬”繼續北上，西風槽前正渦度平流與低層臺風倒槽東側正渦度平流同位相疊加，加強了中低層上升運動，同時臺風外圍東南急流提供了充沛水汽。10日夜間臺風倒槽與西風槽逐漸靠近，槽后冷空氣侵入臺風倒槽內，使其斜壓性增強，冷暖空氣在魯中、魯西北東部及魯南的北部等地交匯有利于對流不穩定發展，導致該區域強降水產生，致使10 日夜間魯中、魯西北東部及魯南的北部地區降水達100 mm 以上。

8 月11 日08:00（圖1c），西風槽槽底北縮至40 °N 附近，臺風受副熱帶高壓西側偏南氣流引導，北上到達江蘇鹽城一帶，此時山東主要受臺風倒槽環流影響。由于副熱帶高壓穩定維持和臺風持續北上，使臺風與副熱帶高壓之間的東南急流顯著增強，850 hPa 青島站東南風風速達24 m/s，低空及超低空急流向山東輸送充沛水汽，強降水主要集中在臺風倒槽北側的魯中及魯西北東部地區。11 日20:00（圖1d），臺風在青島二次登陸，其西北側干冷空氣的持續侵入造成臺風逐漸變性，干冷空氣逐步取代暖濕空氣在山東境內占據主導地位，因此臺風的變性是山東降水強度迅速減弱至消失的關鍵因素。12日08:00之后（圖略），大陸高壓脊東移，與海上副熱帶高壓對峙，引導氣流減弱，變性臺風深入兩高之間，在萊州灣回旋。臺風西側較強的東北風急流將渤海灣水汽輸送至魯西地區，配合低空切變輻合抬升作用，造成魯西北強降水的發生。13日08:00（圖略），隨著變性臺風強度減弱（熱帶低壓級）并移出萊州灣，山東降水逐漸結束。

3 降水實況分析

受臺風“利奇馬”影響，山東出現大范圍大暴雨到特大暴雨天氣，特大暴雨區主要出現在魯中的淄博、濰坊和魯西北的東營、濱州等地（圖2b），平均降雨量都超過250 mm，其次是魯南的臨沂、棗莊和魯中的濟南，平均降雨量超過200 mm 但小于250 mm，全省多站的日降雨量突破本站歷史極值。“利奇馬”外圍云系自10 日06:00 開始影響山東產生降雨，至13 日14:00 降雨結束，全省平均降雨量160.1 mm，過程最大降水量676.6 mm，出現在山東淄博西河鎮；最大小時雨強67.6 mm，出現在山東濰坊辛寨鎮；持續時間80小時，影響時間為山東有氣象記錄以來最長。本文以魯中西部的淄博西河鎮（全省最大降雨量站點）、魯中東部的濰坊辛寨鎮（全省最大小時雨強站點）、魯西北東部的東營史口鎮（東營最大降雨量站點）等三個破紀錄的特大暴雨站點的小時降雨量為例（圖2a），討論分析此次臺風影響山東的強降水特征。

圖2 2019年8月10日10：00—11日09：00淄博西河鎮、濰坊辛寨鎮、東營史口鎮小時降雨量分布圖（a,單位：mm）；2019年8月10日06：00—13日14：00山東降雨量分布圖（b,單位：mm）；臺風“利奇馬”路徑圖(c,陰影區為10日—11日6 小時雨量≥100 mm雨區）

8 月10 日02:00，“利奇馬”中心位于浙江省金華市東部附近，此時山東受臺風外圍云系影響，自魯南到魯中等地的降水逐漸開始。10 日12:00“利奇馬”逐漸北移到江蘇南部，山東降水范圍增大，魯中和魯西北東部開始出現強降水。10 日12:00—11 日18:00 是臺風“利奇馬”影響山東的主要強降水時段，強降水落區位于魯南、魯中至魯西北東部一帶（圖2c陰影區），基本呈南北向分布。濰坊、淄博、東營、臨沂都出現了6 小時100 mm 以上的強降水。10 日12:00—11 日10:00 是魯中、魯西北和魯南地區強降水最集中時段，其中濰坊辛寨10日15:00—16:00 出現了山東全省最大小時雨強67.6 mm、東營史口12:00—13:00出現38.7 mm、淄博西河11 日07:00—08:00 出現28.2 mm 的短時強降水（圖2a）。此階段正是臺風倒槽與西風槽相互作用階段。11 日10:00 之后臺風“利奇馬”繼續北上，直至20:50 前后在青島市黃島區二次登陸，受臺風倒槽影響，一直為山東帶來較強降水，強降水主要集中在魯中和魯西北，小時雨強大部在10～30 mm之間。另外，從圖2c可以明顯看出，強降水（6 小時降水≥100 mm 區）落區出現在臺風移動路徑的左側，而且左側降雨遠遠大于右側，這是因為左側為中低緯系統相互作用的區域即冷暖空氣交匯的區域。這與LONFAT 等[21]研究結果不一致。該文獻指出，通常情況下，強度較強的臺風最大降水出現在其右前側，強度較弱的則出現在其左前側，且具有更明顯的非對稱性結構。分析其不一致的原因，主要是此次過程有強冷空氣侵入和強水汽輸送。另外，強降水出現時間主要為中低緯系統相互作用引起的強降水階段和臺風倒槽影響山東的階段，當臺風11 日晚上登陸山東后反而降水迅速減小。這與陶祖鈺等[11]研究結果一致。究其原因，其一是干冷空氣的持續侵入造成臺風變性使得山東降水強度減弱；其二是臺風登陸山東后，由于下墊面摩擦等作用臺風強度減弱；其三是無強水汽輸送。濰坊風廓線雷達風場顯示11 日15:00 之后對應高低空風速減小，低空東南風急流消失，魯中地區高低空都轉為一致的東北風，無強水汽輸送，因此強降水轉為弱降水。

4 特大暴雨的形成機理分析

4.1 冷空氣侵入特征分析

陳聯壽等[1]研究表明不同強度的冷空氣對臺風及降水影響不同。何立富等［22］研究發現中緯度冷空氣從850 hPa以下低層侵入臺風低壓北部，東北氣流與來自東部海面的東風氣流在臺風低壓北部匯合，引發大暴雨。鈕學新等[23]研究表明，較強冷空氣侵入臺風中心附近將破壞臺風結構，使得臺風強度減弱，不能起到增強臺風中心附近降水的作用，但其對臺風倒槽降水卻能起到較大增幅作用。分析山東此次臺風暴雨的冷空氣活動發現，冷空氣在此次強降水過程中起著重要作用。2019 年8 月10 日08:00—11 日08:00（圖1），在110 °E 附近貝加爾湖以東自新疆至陜西有一深厚的南北向高空槽，溫度槽落后于高空槽，槽后擴散南下的冷空氣逐漸與北上臺風倒槽頂端的東南暖濕氣流相互作用，為山東大部帶來強降水。從700 hPa冷平流分布圖可以看出（圖3，特大暴雨落區在117～119 °E、35.5～38.0 °N 之間，下同），自10 日08:00，700 hPa 開始出現冷平流，中高緯度的西風帶冷空氣自魯西侵入，冷空氣主體逐漸東移且影響范圍進一步擴大。10 日20:00 冷空氣主體到達魯中以西地區（圖略），冷平流范圍增大且強度增強，在魯中西南部出現-18×10-5K/s 的冷平流中心。11日02:00冷平流強度達到最強（圖3a），呈西北-東南向分布，700 hPa 冷平流強中心位于淄博至濰坊一帶，強度為-25×10-5K/s，這正與濰坊、淄博的強降雨相對應。11日08:00高空500 hPa圖顯示冷空氣主體和較強冷平流南下侵入到臺風倒槽，山東特大暴雨區正處在臺風倒槽西側冷暖空氣交匯處，加強對流不穩定發展有利于穩定性降水長時間持續發生，因此強降水一直持續到11 日18:00。低層850 hPa 及925 hPa 流場顯示，8 月10日14:00 低層又發展出一溫度槽（圖略），魯南、魯中和魯西北正處在低層溫度槽前東北風形成的冷空氣影響下。10 日下午中高層風速加大，東南風急流加強，臺風倒槽北側的東北氣流也明顯加強。11 日02:00 底層已經出現明顯的東北風冷墊（圖3b），該冷墊主要是西風槽后冷空氣下沉至低層，侵入臺風環流北部，東北氣流與來自東部海面的偏東風氣流在臺風低壓北部匯合形成。此外，臺風降水使得雨滴在降水時不斷蒸發并大量吸收周圍空氣的熱量引起降溫對冷墊形成也起一定作用。即10日下午至夜間中層的東南暖濕氣流在底層東北風冷墊上滑行，加劇了魯中、魯西北等地短時強降水的增強。這正與濰坊、東營等地的強降雨時段相對應（圖2a）。此時段內濰坊辛寨站15:00—16:00 出現了全省最大小時雨強為67.6 mm 的短時強降水。這也是10 日下午冷空氣主體還未到達濰坊、東營等地，但該區域降雨強度卻偏強的原因。

圖3 2019年8月11日02：00 700 hPa溫度平流（等值線，單位：10-5 K/s，下同）與925 hPa風場(風羽，單位：m/s，下同)疊加圖（a）與850 hPa溫度平流與1 000 hPa風場疊加圖（b）；11日02：00(c)與11日08：00（d）溫度平流與水平風場沿36.5 °N的緯向剖面圖

沿山東特大暴雨中心36.5 °N 做溫度平流的緯向垂直剖面圖可以明顯看出(圖3，特大暴雨落區在117～119 °E 之間，下同)，8 月10 日14:00 在700 hPa 及以上高度有冷平流（圖略），850 hPa 及以下高度在魯中及魯南等地有較弱冷平流，冷平流中心位于魯南的南部一帶。10 日20:00 冷平流強度增強（圖略），700 hPa 高度以上的冷平流伸展到850 hPa，中心北抬到650 hPa，但依舊在魯南地區。另外底層東北風形成的冷平流只在925 hPa以下，強度略有增強，位于魯中和魯西北東部地區。11日02:00冷平流范圍增大（圖3c），強度達到最強，冷平流中心有兩個，分別位于特大暴雨區上空的600 hPa 和750 hPa 高度上，都達-32×10-5K/s。另外在近地面層有一個-15×10-5K/s 的冷平流中心。此階段正與魯中、魯西北和魯南的強降水相對應。11 日08:00 冷平流中心下降到850 hPa高度（圖3d），中緯度冷空氣主體侵入臺風倒槽，冷暖空氣交匯導致強降水產生。沿特大暴雨中心36.5 °N 做水平風場的緯向剖面圖顯示（圖3c、3d），低層東北風冷墊在垂直風場結構上體現得更明顯。魯中地區在10日下午低層已經由南風轉東北風，濰坊風廓線雷達顯示12:00 的南風于13:00轉東北風（圖8b），與之對應，三個特大暴雨站點的小時雨量顯示（圖2a 和圖8a），自12:00—13:00 降雨量明顯驟增，濰坊辛寨和城南、東營史口的小時降雨量分別由12:00 的19.2 mm、17.8 mm、3.1 mm 驟增到13:00 的32.1 mm、31.1 mm、38.7 mm，即底層南風轉東北風是降雨量驟增的標志。

4.2 不穩定能量分析

假相當位溫（θse）是表征大氣溫、濕狀況的物理量，可反映大氣的不穩定情況。通過對特大暴雨區中心分別沿118 °E 和36.5 °N 進行假相當位溫的垂直剖面分析發現(圖4a、4b)，10 日08:00 在對流層中高層400～750 hPa之間強降水區上空的西北方向為θse低值區（圖略），低值中心在600 hPa約330 K，說明北方干冷空氣位置偏西偏北。低空900 hPa以下在山東半島附近為356 K以上的高溫高濕區。受臺風倒槽影響，山東在10 日早晨開始出現弱降水。14:00—20:00臺風倒槽北上，其東側的東南急流持續輸送暖濕空氣至山東，使得魯中、魯西北的暖濕空氣得到累積。隨著干冷空氣擴散南下，θse大值區西移到魯中、魯西北等地并伸展至850 hPa 高度，大值中心為356 K 的等θse線呈“Ω”型覆蓋在上述區域上空，處于θse低值區的干冷空氣逐漸東移侵入到800 hPa 高值區的暖濕空氣附近，即此時高空干冷空氣與低空暖濕空氣逐漸交匯。11日02:00(圖4a、4b)，隨著槽后干冷空氣南下侵入至低層暖濕氣流處，在低層850 hPa以上等θse線愈加陡立密集近乎垂直，兩側的θse在魯中、魯西北及魯南附近存在較強梯度，形成一條近乎南北向延伸的θse能量鋒區，鋒區東南側有較強東南氣流將暖濕空氣持續輸送至上述地區，西北側有槽后干冷空氣不斷南下入侵，冷暖空氣在魯中、魯西北交匯觸發強對流，引起強降水的產生。11 日08:00—20:00，干冷空氣繼續南侵，進一步加劇能量鋒區的強度，對流不穩定繼續增強，更有利于特大暴雨的發生。11日夜間隨著干冷空氣的持續侵入逐步取代暖濕空氣在山東境內占據主導地位，使得臺風結構變得更加不對稱，斜壓不穩定進一步增強，臺風逐漸發生變性，這從11日夜間的衛星云圖可以看出（圖略），此階段山東降水強度也逐漸減弱。

圖4 2019年8月11日02：00假相當位溫θse（藍實線，單位：K,下同）沿118 °E的經向剖面圖（a）與沿36.5 °N的緯向剖面圖（b）與風矢量場（風矢量是全風速矢量，如圖中箭頭線所示,下同）疊加圖；8月10日08：00（c）和11日08：00(d)700 hPa假相當位溫θse和風矢量場疊加圖

圖4c 和圖4d 給出不同時次700 hPa 假相當位溫θse場和風場疊加圖，10 日08:00 700 hPa 在山東半島南部存在一“Ω”形狀的高能舌(圖4c)，中心值達362 K 以上，其西北側已有干冷空氣進入魯西，其東側主要為高溫高濕的東南暖濕氣流，兩支氣流逐漸交匯。850 hPa的θse密集帶與700 hPa走向基本一致(圖略)。此時魯西開始出現強降水。10日14:00—11 日20:00，西北側的干冷空氣逐漸東移，臺風倒槽北抬，其外圍東南暖濕氣流與西風槽東移攜帶的干冷空氣在魯中、魯西北及魯南等地交匯形成一條東北-西南向的θse密集帶，該密集帶正是能量鋒區所在，該區域內冷暖空氣相互作用釋放斜壓能，改變了臺風倒槽的熱力結構和特征環境，同時也加強了其動力輻合抬升[24]，對流不穩定繼續增強，對此階段魯中、魯西北和魯南地區的暴雨增幅有非常重要的影響。圖中顯示自10 日08:00—11日20:00θse大值中心一直在山東半島南部，特別是11 日20:00θse中心最大值達到370 K，但山東半島相比魯中、魯西北地區降雨量卻明顯偏少，分析其原因，主要是此次臺風暴雨過程中山東半島一直都為θse大值區的暖濕氣團控制，從地面到高空一直都是一致的東南風（圖4c 和圖4d），無冷空氣侵入，不利于對流不穩定發展，因而降水相對偏少。而魯中、魯西北地區正處在槽后干冷空氣與臺風東側的東南暖濕氣流交匯處，對流不穩定更加強烈，因而該區域出現強降水。

4.3 鋒生及鋒生機制分析

4.3.1 鋒生強度分析

臺風北上進入中緯度能否出現鋒生，鋒生對臺風暴雨形成是否起到作用，有必要做進一步探討。由于此次臺風暴雨過程空氣濕度較大，垂直運動可近似濕絕熱過程，考慮假相當位溫θse在濕絕熱過程中守恒，因此選θse計算鋒生函數，以u、v表示水平風速的緯向和徑向分量，鋒生函數具體如下[25-26]：

其中伸長變形Af、切變變形Bf、水平散度D公式如下：

從以上公式可知，鋒生函數F 包含四項：非絕熱變化項F1、水平散度項F2、水平變形項F3 和傾斜項F4[27]。由于非絕熱變化項F1 近似導致難以準確計算，這里不做分析。水平散度項F2 表示在水平輻合(D＜0)或水平輻散(D＞0)產生的水平溫度梯度的增加或減弱；水平變形項F3 表示整個水平變形產生的鋒生作用，當θse等值線與伸長軸之間夾角小于45 °時，沿伸長軸有鋒生，即風場的變形項總是有鋒生作用；傾斜項(或扭轉項)F4 是由于水平分布不均勻的垂直速度和假相當位溫造成的。由于與垂直運動有關的傾斜項F4 量級小，因此水平散度項F2 和水平變形項F3 是產生總鋒生的主要項，當總鋒生函數、水平散度項F2 和水平變形項F3大于0時，對應鋒生，反之對應鋒消。

分析此次臺風暴雨過程700 hPa 鋒生函數的分布可以看出（圖5），其分布基本和冷平流一致。圖5a～5d 給出臺風暴雨加強過程中700 hPa 鋒生函數的分布。2019 年8 月10 日08:00 700 hPa 及以上層開始出現冷平流，在魯西地區假相當位溫等值線的密集帶上出現鋒生(圖略)，最大鋒生強度約16×10-15K/(hPa·s），說明中高緯度的西風帶冷空氣侵入臺風外圍環流的偏暖氣流內，對應魯西在聊城高唐縣出現了6 小時降水量為139 mm 的強降水；10日20:00(圖5a)，隨著冷空氣逐漸東移加強且范圍擴大，假相當位溫等值線密集帶東移到魯中、魯西北一帶，該區域出現鋒生，呈東北-西南向，鋒生強度中心也逐漸東移到魯中至魯西北一帶的濰坊、淄博至東營之間。11日02:00最大鋒生強度約21×10-15K/(hPa·s）(圖5b)。此階段正對應魯中及魯西北的強降水，其中濰坊昌樂、淄博西河和東營分別在11 日02:00—08:00 出現6 小時降雨量達166 mm、156 mm、153 mm 的強降水。11 日08:00（圖5c），臺風倒槽北移與西風槽結合，冷暖空氣交匯，假相當位溫等值線密集帶略西移至臺風倒槽西側的魯中、魯西北和魯南等地，鋒生強度隨之增強，北側最大鋒生強度約30×10-15K/(hPa·s），南側在魯南地區，最大鋒生強度為40×10-15K/(hPa·s），對應在魯中西部、魯西北及魯南等地出現強降水，其中東營廣饒在08:00—14:00出現6小時雨量為111 mm的強降雨。11日20:00隨著臺風倒槽繼續北移（圖略），冷空氣略有減弱，鋒生隨之減弱，此時山東半島出現了弱鋒生，中心強度為15×10-15K/(hPa·s），對應山東半島的降雨開始加強。20:00 之后臺風逐漸到達山東半島，鋒生強度迅速減弱，這與干冷空氣侵入臺風致使其變性有一定關系。鋒消區加強擴大，山東大部降水開始減弱。從以上分析可知，鋒生強度中心與特大暴雨中心對應一致，鋒生強度對未來6小時降雨有重要指示意義。

圖5 2019年8月10日20：00（a）、11日02：00（b）、11日08：00（c）700 hPa假相當位溫（藍虛線，單位：K，下同）與鋒生函數（紅實線，單位：10-15 K/(hPa·s），下同）疊加圖；8月10日20：00（d）、11日02：00(e)、11日08：00(f)相當位溫θe與鋒生函數沿36.5 °N的緯向剖面疊加圖

通過對特大暴雨區中心36.5 °N 進行相當位溫和鋒生函數的緯向垂直剖面分析發現，2019 年10日08:00鋒生區出現在800 hPa以上層的相當位溫等值線密集帶的魯西(圖略)，強度不大，800 hPa以下山東大部都為鋒消區。10 日下午至20:00 鋒生區略有東移，鋒生強度增大，鋒生區位于相當位溫等值線密集帶的暖區一側，最大鋒生強度中心依然在700 hPa 附近，10 日20:00 增大到21×10-15K/(hPa·s）(圖5d)；11 日02:00 鋒生最強中心升至600 hPa 附近(圖5e)，強鋒生區位于臺風低空上伸暖舌與其西側冷空氣交界處，最大強度中心達48×10-15K/(hPa·s）。另外在魯中東側低層850 hPa出現了另一鋒生區，這與低層東北風形成的冷空氣有關，強度略弱，最大強度中心為24×10-15K/(hPa·s）。11 日08:00 隨著低空暖舌的上伸及其西側冷氣團的加強(圖5f)，在相當位溫等值線密集帶上形成一條明顯的強鋒生帶，并隨高度增加向西傾斜，在強鋒生帶上出現兩個鋒生強度中心，分別在魯中和魯南地區的800 hPa 和600 hPa 層，強度為48×10-15K/(hPa·s）和36×10-15K/(hPa·s），此時山東大部都處在鋒生區內。垂直速度圖顯示（圖略）此時鋒生帶上的上升氣流非常明顯。11日14:00鋒生強中心下移到低層850 hPa附近(圖略)，強度減弱。11 日20:00(圖略)，鋒生中心下移到近地面層，強度繼續減弱，中高層在魯中、魯西北出現鋒消區，降水隨之減弱。由此可見，此次臺風特大暴雨的鋒生區主要在中高層，當鋒生區由中高層降至近地面層時，強降水減弱甚至結束。前文所述，700 hPa 鋒生強度對暴雨指示意義強，而鋒生發展到低層，降水反而減弱，究其原因，主要是鋒生強度在中高層為最強時段，正為冷暖空氣交匯的時段，當鋒生區降至低層時，干冷空氣侵入臺風使其鋒消，低層鋒生強度明顯減弱，因此降水減弱。

4.3.2 鋒生機制分析

由于與垂直運動有關的傾斜項F4 量級小（本文不作討論），因此鋒生主要由散度項F2 和變形項F3 的作用形成。散度項F2 從風場和散度預報均易分析出來。變形項F3 包括伸長變形和切變變形兩項，本文通過分析此次強降水過程的總鋒生、伸長變形、切變變形及θse和風場配置情況，研究此次鋒生產生機制。

2019 年10 日08:00 700 hPa 對應魯西的總鋒生區（圖5a）上為中心為-6×10-5s-1的輻合區域(圖6a)，與其相對應的切變變形鋒生區呈東北-西南向分布，與等θse密集帶(圖4c)走向和位置基本一致，在等θse密集帶上有12×10-5s-1的切變中心。10 日下午至11日上午切變變形鋒生區東移到魯中和魯西北東部（圖6b 和圖6c），輻合區隨之東移，強輻合中心也位于魯中和魯西北東部，輻合最大達到-12×10-5s-1（圖6c）。11 日08:00 切變變形鋒生在等θse密集帶上有18×10-5s-1的切變中心（圖6d），而且其與等θse等值線密集帶（圖4d）和總鋒生區的位置（圖5d）也相對應。由此看出，此次暴雨過程切變變形鋒生區與散度的輻合區、等θse等值線密集帶及總鋒生區的位置分布一致，因此散度項和切變變形項對總鋒生有主要的正貢獻。而此次過程伸長變形項對總鋒生作用貢獻較小。此種配置與韓桂榮等［28］、李兆慧等［29］的研究結論不一致。分析原因，發現此次強降水發生時特大暴雨區上空θse和風場配置與以前臺風暴雨有明顯不同，在等θse密集帶上風向有明顯切變，這從θse沿特大暴雨區的經向和緯向剖面圖可以看出（圖6e 和圖6f），等θse密集帶上都是風向曲率最大的地方，正處在“對頭風”東南風和西北風的交界處。即在鋒區兩側，西北氣流和東南氣流形成的南北向切變提供了有利的變形流場，干冷、暖濕兩股氣流驅動θse梯度增大，形成溫濕對比明顯的一條狹帶，是促進鋒生的關鍵。這一特征正是此次切變變形鋒生為總鋒生主要正貢獻的原因。通過以上分析發現，在臺風預報業務中除了分析散度項中輻合作用產生的鋒生作用外，還要分析在等θse線密集帶上是否出現“對頭風”的明顯風向切變，如果有則易導致切變變形鋒生，而且切變變形鋒生區與等θse線密集區疊加更有利于總鋒生。這一點在臺風降水預報業務中需要引起重視。

圖6 2019年8月10日08:00（a）、10日20:00（b）、11日02:00（c）、11日08:00（d）700 hPa切變變形鋒生（藍虛線，單位：10-5s-1）、伸長變形鋒生（紅實線，單位：10-5 s-1）與散度（填色，散度＜-1 ×10-5s-1的區域，單位：10-5 s-1）疊加圖；8月11日08：00假相當位溫θse（藍實線，單位：K）沿36.5°N的緯向剖面圖（e）與沿118 °E的經向剖面圖（f）與風矢量場（圖中箭頭線所示）疊加圖

4.3.3 鋒生次級環流分析

為進一步說明臺風環流中鋒面次級環流的情況，圖7 分別給出垂直流場和垂直速度分別沿118 °E 和沿36.5 °N 的垂直剖面。用經向風v與-10 000×ω制作的經向流場可以看出鋒面次級環流的存在(圖7a、7b)，鋒區上具有明顯的垂直上升運動，垂直速度中心最大絕對值達60 m/s以上（速度負值為上升運動）。鋒西側具有隨高度增加向西傾斜的上升氣流(負值)。上升氣流至400 hPa高度附近，在鋒后（鋒西側）轉為下沉，下沉氣流至低層隨偏西或西北氣流回到鋒區附近，形成鋒面次級環流圈（圖7a）。同時，鋒南側和北側都有上升氣流，鋒南側為隨高度增加向南傾斜的上升氣流，上升氣流可至200 hPa 高度，并在鋒南側轉為下沉，下沉氣流至低層隨偏南或東南氣流回到鋒區附近，形成鋒面次級環流圈（圖7b）；鋒北側為隨高度增加向北傾斜的上升氣流，上升氣流高度較低，只升至600 hPa 高度，并在鋒北側轉為下沉，弱下沉氣流至低層隨偏北氣流回到鋒區附近，形成鋒面次級環流圈（圖7b）。對比圖7a和圖7b發現，西側鋒上的輻合上升運動達到的高度要比南側鋒低，說明其鋒前(鋒東側)輻合上升氣流略弱些，僅到450 hPa 高度，鋒區和鋒后(鋒西側)主要為下沉運動區，且鋒后下沉氣流到達近地面層為較強的輻射區。這主要與西風帶高空槽附近的下沉冷平流有關。鋒前的上升氣流并不沿西側鋒抬升，而是受槽前西南風的影響，向東轉為下沉氣流[23]。

圖7 2019年8月11日08：00沿36.5 °N的緯向垂直剖面圖：經向風垂直流場和垂直速度（-10 000×ω，下同）疊加圖(a)及緯向風垂直流場和垂直速度疊加圖(c)；沿118 °E的經向垂直剖面圖：經向風垂直流場和垂直速度疊加圖(b)及緯向風垂直流場和垂直速度疊加圖(d)

用緯向風u與-10 000×ω制作的垂直流場也可以看出鋒面次級環流的存在(圖7c、7d)。西側鋒和南側鋒都有上升氣流，但鋒前上升氣流轉為下沉后，下沉氣流比較淺薄，只在300～500 hPa高度（西側鋒）或400～600 hPa高度（南側鋒）為下沉氣流，然后向東或向北形成較弱的鋒面次級環流圈。另外，在西側鋒卷入臺風倒槽環流過程中，必然對其東側的暖濕氣團有強迫抬升作用，從而加強南側鋒上垂直環流的上升支。如果沒有西側鋒的動力作用，南側鋒上的垂直運動就相對較弱。因此西側鋒對南側鋒垂直環流的作用不容忽視。

4.4 風廓線雷達分析

利用風廓線雷達能夠獲取垂直分辨率更高的大氣風場運動狀態以及降水變化等信息，因此風廓線雷達對臺風降水的強弱特別是短時強降水的預報方面有指示作用[30-31]。此次臺風暴雨濰坊西部縣市的平均降雨量都超過了300 mm，濰坊辛寨出現了山東省最大小時雨強67.6 mm，濰坊昌樂城南和青州廟子鎮分別出現了634.9 mm、618.4 mm的特大暴雨（降雨量排名山東省第2、第3），因此本文以濰坊辛寨鎮（118.36 °E，36.23 °N）、濰坊昌樂城南（118.49 °E，36.39 °N）、青州廟子鎮（118.15 °E，36.32 °N）的小時降雨量與濰坊風廓線雷達的風場結構進行了對比分析（圖8a 和圖8b）。濰坊全市此次臺風暴雨過程的強降雨時段主要出現在8 月10 日下午至夜間（圖8b），降雨出現之前，低空2.5 km 以下風場以東到東南風為主，風速不大，01:20開始降雨時風場從低空到高空都為一致的東南風，其中1～2 km 之間風向由偏東風順轉為東南風，和1 km 以下風向一致，表明低空無冷平流，雨強很小。該風場結構一直持續到12:00。13:00在1.5～3.5 km 之間有12～16 m/s 的強東南風速帶出現，即中低空東南風急流建立。同時，近地面層0.6 km 以下風場的風向發生突變，由12:00的東南風逆轉為13:00的偏北風，0.6～1.5 km之間為北到東北風，這正與三個觀測站的小時雨強驟增相對應，濰坊辛寨、城南、廟子鎮的小時降雨量分別由12:00 的19.2 mm、17.8 mm、7.6 mm 驟增到13:00的32.1 mm、31.1 mm、15.7 mm。13:00 之后偏北風逐漸順轉為東北風，并出現了東北風冷墊，同時風速加大，1 km 以下超低空風擾動加強的時段自10 日16:00 開始，一直持續到11 日04:00。濰坊辛寨站15:00—16:00 出現了67.6 mm、城南站17:00—18:00 出現了61.5 mm 的短時強降水，同時該時段也與低空16 m/s以上的東南風急流加強時段相對應，該強降水時段為濰坊出現短時強降水的第一階段。10 日21:00 之后2～5 km 之間東南風速增強至20 m/s，20 m/s 的急流中心下降至1.5 km 高度，11日01:00短時強降水開始時低空急流中心下降到1 km 高度附近，跟濰坊第二階段的短時強降水時段相吻合，說明低空急流向低空的快速擴展對應著短時強降水的開始。因此短時強降水的產生與超低空風擾動加強及低空東南風急流的增大密切相關。11 日04:00 之后一直至19:00，高低空風速一直較強，但低空0.5～1.5 km之間由東北風轉為東到東南風后，雨強逐漸減弱，減弱原因主要是近地面層暖平流減弱。因此近地面層暖平流的強弱變化影響著此次強降雨的雨強大小。11日20:00之后，低空到高空的風速迅速減小，強降水趨于結束。

圖8 2019年8月10日10：00—11日09：00濰坊城南、廟子鎮、辛寨鎮降雨量分布（a，單位：mm）和同時段濰坊風廓線雷達垂直風場演變圖（b）

5 結論與討論

（1）此次臺風暴雨與冷空氣密切相關。冷空氣主體從中高層侵入，與臺風倒槽北部暖濕氣流交匯，有利于山東穩定性降水長時間持續發生。低層冷空氣主要是槽后冷空氣下沉至低層侵入臺風環流北部，東北氣流與來自東部海面的偏東風氣流在臺風低壓北部匯合形成，使得臺風倒槽中的暖濕氣流在低層東北風冷墊滑行，加大降水強度。臺風強降水落區出現在臺風移動路徑的左側，且左側遠大于右側，這與冷暖空氣交匯位置有關。

（2）此次特大暴雨發生在θse密集帶上冷暖空氣交匯的對流不穩定發展強烈的鋒生區域。700 hPa 鋒生大值中心與特大暴雨中心有很好的對應關系，鋒生強度對未來6 小時降雨有重要指示意義。鋒生區的位置主要與西風帶冷空氣的位置密切相關，此次過程斜壓鋒生作用更顯著。

（3）此次臺風特大暴雨是切變變形形成鋒生的有利形勢。此次切變變形鋒生為總鋒生主要正貢獻，強降水區位于θse密集帶上風向曲率最大的地方，即處在“對頭風”東南風和西北風的交界處。因此，在臺風預報業務中要注意等θse線密集帶上是否出現“對頭風”的明顯風向切變。

（4）此次臺風暴雨是由冷暖空氣交匯及鋒生的動力作用產生。鋒生次級環流上升支最強的區域，正對應降水最強的區域，也是冷暖空氣交匯區域。即在強水汽輸送、輻合作用及對流不穩定強的條件下，臺風倒槽輻合與強鋒生次級環流共同作用產生強上升運動，且動力抬升迅速增強，導致水汽強烈輻合并向高層輸送，冷暖空氣交匯增強對流不穩定形成暴雨。

（5）風廓線雷達超低空風場的變化對雨強大小有明顯的指示意義。近地面層風向發生突變，由東南風轉北風的時段與濰坊出現山東省最大小時雨強的時段一致。低空急流向低空的快速擴展對應著短時強降水的開始。近地面層暖平流的強弱變化影響著此次強降雨的雨強大小。

此次臺風暴雨為山東破紀錄降水，達到如此之強，除了文中所述，此外還與臺風在山東北部萊州灣附近長時間回旋停滯及地形在此次強降雨中起了重要作用有關。另外與其微物理過程也關系密切。針對上述方面，后續將進一步深入研究。