王堅紅 曾喻 彭模 苗春生

摘要分析1999-2013年影響我國南部沿海的東風波，可分為3類：偏南東風波、西行東風波以及近海東風波。太平洋副熱帶高壓是影響3類東風波特征的關鍵系統(tǒng)，其西伸與北進直接引導東風波路徑及活動位置。東風波的分類合成結構特征顯示：強渦度中心指示東風波槽中心，強渦度中心通常位于850 hPa及以下。東風波低層為強輻合場，槽后有整層的垂直上升區(qū)。偏南東風波波槽軸線隨高度向西傾斜，西行東風波和近海東風波波槽軸線近乎垂直。合成診斷還顯示，東風波的海上移動有向SST（SeaSurface Temperature，海表溫度）大值趨暖的趨勢。數值模擬證實，增強東風波槽前SST暖中心的強度，將引起槽區(qū)低層和槽后中層出現負變高中心，同時SST的增溫將通過感熱與潛熱促使東風波槽強度加強，將進一步地增強東風波暴雨強度和雨帶的北移。并增強中低層流場的氣旋式氣流成分，增強低層輻合場，維持深厚垂直上升運動層。典型西行東風波個例分析顯示，螺旋度與東風波強度成正比，東風波緯向位溫偏差顯示東風波在熱力場上具有“上暖下冷”的不穩(wěn)定垂直結構。東風波渦度增強時，擾動動能向分層擾動位能轉化。東風波強度減弱時，分層擾動位能向擾動動能轉化。

關鍵詞南部沿海東風波；分類統(tǒng)計特征；熱動力結構特征；SST影響效應

東風波是出現在副熱帶高壓南側的東風氣流的槽或者是氣旋性曲率最大的區(qū)域，呈波狀形式自東向西移動（朱乾根，2007）。影響我國的東風波主要生成于西太平洋或者近海區(qū)域副熱帶高壓南側，隨后向西傳播影響到我國華南、東南沿海甚至是長江中下游及西南地區(qū)（包澄瀾，1974；張端禹等，2015）。單純的東風波會帶來對流性降水，而在西南季風、臺風等的配合下則能造成更為持久的強降水（王黎娟等，2013；陸桂榮等，2015；錢卓蕾和郭品文，2016）。

Chang et al.（1970）利用光譜分析技術分析西太平洋上空的東風波動，給出兩種不同類型的東風波擾動。第一種擾動特征為對流層低層波動位相向上傳播，200hPa以上則向下傳播。認為這種波動是混合羅斯貝重力波在熱帶地區(qū)的表現。第二種擾動位置偏西，其特征是沒有垂直位相的傳播，潛熱釋放則是這種擾動重要的能量來源。梁必騏（1991）依據東風波伸展的高度，將影響我國華南地區(qū)的東風波分為3類：中低層東風波、高層東風波和深厚東風波。其中出現次數最多的是中低層東風波（約占總數的58%）。但是許多研究顯示（肖文俊，1990；吳陽和周毅，2005，吳賢篤等，2013）各類東風波的動力和熱力結構以及大尺度天氣背景環(huán)流形勢都存在明顯差異，并且與Riehl的東風波經典模型不完全相同，有的甚至完全相反。因此對東風波的有效分類研究仍然是一個值得深入的問題。

根據研究（夏秋萍和張濱，2011；盧山和鄧文劍，2013；鐘佳李等，2013），東風波的強天氣位置為：若東風隨高度減弱，基本氣流的垂直切變?yōu)槲黠L切變，則壞天氣區(qū)位于700 hPa槽線以東；若東風風速隨高度增強，且基本氣流的垂直切變?yōu)闁|風切變，則壞天氣產生在700 hPa槽線以西。深厚東風波波軸在中低層隨著高度的增高而向西傾斜，暖濕區(qū)和對流不穩(wěn)定區(qū)域位于東風波槽前，槽后則相對干冷，輻合上升運動以及壞天氣主要位于槽前；中低層東風波的壞天氣主要出現在槽后；高層東風波與中低層東風波正好相反，波軸向西傾斜，壞天氣主要出現在槽前。但是，更多的研究顯示（劉翔等，2009；唐偉民等，2010；黃天文等，2012），東風波雷雨大風天氣過程可以發(fā)生在槽前的東北風區(qū)域；也可以出現在有弱冷空氣從對流層中層向南侵入的華南以及華東沿海地區(qū)，形成冷暖氣團交匯的槽后；還可以出現在高層有波動而低層東風波不明顯卻有強對流發(fā)生的環(huán)境中；東風波登陸后，可在陸地上誘生出低渦，使強降水持續(xù)并加大降水量級；特別是當南海上空的西南季風加強北上，從東風波南側卷入時，可使得積云對流加強，甚至促進東風波發(fā)展成小型臺風等。因此東風波引發(fā)的強對流及強降水情況比較復雜，需要有進一步深化的以及更系統(tǒng)的研究。

由此本文將聚焦影響我國南部沿海的暴雨東風波特征與影響機制研究。通過對近15 a來夏季7-9月影響我國華南地區(qū)的暴雨東風波進行活動特征分類與綜合特征的合成分析，診斷各類東風波的環(huán)流背景、動力和熱力結構特征以及主要環(huán)境影響因子。通過對典型過程進行數值模擬探討暴雨東風波關鍵因子的影響機制，尤其是SST（Sea SurfaceTemperature，海表溫度）在東風波強降水過程中對東風波維持發(fā)展以及降水強度與分布位置的各項影響機理。

1資料和方法

1.1資料

選用了1999-2013年Micaps風場及高度場資料，以及NCEP/NCAR提供的FNL逐6 h再分析資料，水平分辨率為1°×1°，降水資料采用的是中國國家氣候中心提供的1999-2013年全國740站逐日08時的24 h累積降水資料；海溫資料采用的是美國海洋大氣管理局NOAA日平均海溫資料，水平分辨率為0.25°×0.25°。

1.2方法

所用的方法主要有合成分析、螺旋度分析（Da—vies-Jones et a1，1990；苗春生等，2014）、分層擾動位能（汪雷等，2012，2013）。其中：合成分析以東風波波動槽線中心作為波動中心點，選取東風波登陸時刻，取將該類東風波包含在內的同等經緯度范圍，依照東風波中心位置將每一類東風波進行中心重疊合成。得到每一類東風波的共性以及不同類型東風波的差異。

2影響南部沿海的東風波分類

2.1東風波分類基本特征

運用1999-2013年7-9月的Micaps高度場資料及風場資料，統(tǒng)計影響我國南部沿海地區(qū)的副高南側東風帶波動，共有10個中低層及發(fā)展深厚的東風波過程（表1）。此類東風波登陸時在沿海帶來大到暴雨。

根據東風波的波槽線的移動路徑（圖略）以及登陸位置、形成源地與路徑，將此10個東風波過程分為3類：第1類為偏南路徑，此類東風波常在巴士海峽以東的西太平洋洋面形成，隨后沿20°N副高南側向西平移到華南沿海，在廣東南部沿海附近登陸后繼續(xù)西移，影響廣東廣西及海南；第2類東風波活動緯度明顯偏高，接近30°N，其生成源地也是西太平洋，歸為西行路徑；第3類形成源地在浙閩近海，路徑西北，定為近海東風波。其中偏南路徑和西行路徑東風波登陸之后，往往可持續(xù)移動，深入到內陸。而近海東風波在臺灣島附近的近海生成，槽線移動范圍較小，主要影響福建和浙江兩省沿海區(qū)域。

2.2 3類東風波的大尺度環(huán)流背景場特征

選取東風波登陸時刻作為關鍵時刻，以東風波波槽中心作為中心點，將3類東風波分別進行合成，對比環(huán)流場如圖1所示。圖1給出的是3類東風波合成的環(huán)流形勢場。偏南東風波合成背景環(huán)流中（圖1a），500 hPa上副熱帶高壓脊線位于25°N附近，高壓中心值僅為588 dagpm，表明西太平洋副熱帶高壓南壓東退，副熱帶高壓西端位置在115°E附近。在第2類西行東風波合成環(huán)流（圖1b）中，高空南亞高壓異常強大。500 hPa上副熱帶高壓脊線位于32°N附近，副熱帶高壓偏強，西伸顯著，西端達到105°E。第3類近海東風波合成的環(huán)流（圖1c）中，500 hPa上副熱帶高壓脊線位于30°N附近，西太平洋副熱帶高壓強盛，但并未西伸，西端在沿海120°E。圖1顯示副高形態(tài)、位置及其強度直接引導東風波的活動路徑。

2.3 3類東風波的動力結構特征

2.3.1東風波的強度

對東風波進行垂直剖面結構分析，在沿東風波波動中心的經向剖面上分析渦度和緯向高度偏差（該偏差指對110-135°E之間緯向平均的偏差），如圖2所示。圖2a、2b、2c顯示，東風波的正渦度中心與緯向高度偏差在位置和數值上均有很好的對應關系：緯向高度偏差的負中心與正渦度中心位置基本重合；從數值上看，正渦度數值越大，對應的緯向高度負偏差值越大。負偏差中心為低值系統(tǒng)中心，即東風波槽線附近。所以正渦度區(qū)指示東風波波槽位置，正渦度值的大小指示東風波強度。圖2還顯示這3類暴雨東風波的最強中心可以出現在中層500hPa高度，但絕大多數位于低層900 hPa層附近（圖2al、2bl、2c1）。

2.3.2東風波的輻合上升特征

圖3給出的是3類東風波登陸時經東風波中心的合成散度場，可以看出，偏南東風波波軸隨高度向西傾斜（陰影），低層850 hPa以下為強輻合層，中心偏東（槽后）為深厚的垂直上升層次，3個垂直上升運動中心疊加至300 hPa高層。而西行東風波的波軸隨高度基本垂直（陰影），輻合層明顯較深厚，大約從底層到600 hPa，對應的垂直上升中心位于波槽中，也主要在中下層，600 hPa以下。近海東風波波軸隨高度也是近乎垂直，輻合層次較淺，大約在800hPa以下，對應的垂直上升運動中心則如第1類東風波位于中心偏東（槽后），強上升運動中心偏低，在800 hPa高度附近?？傮w上，3類東風波都擁有強的低層輻合以及整層垂直上升區(qū)，其中1類上升運動為多中心疊加，而2類、3類的強中心位置偏低。

3暴雨東風波過程中SST特征

第1類偏南東風波在移動過程中經過巴士海峽以及我國南海海域。對4次偏南路徑東風波過程中相關海域的日平均SST求平均合成。選取1999年9月26日、2003年9月13日、2004年7月14日以及2006年8月08日作為第1個合成時刻（I），此時4次偏南路徑東風波槽線均在125。附近的巴士海峽東側海域。選取1999年9月27日、2003年9月14日、2004年7月16日以及2006年8月10日作為第2個合成時刻（Ⅱ），此時4次偏南路徑東風波槽線均位于117°E的廣東沿海附近。圖4給出了兩個合成時刻的平均SST分布。合成時刻I（圖4a）中，東風波槽線位于巴士海峽東側，海峽中部及南海SST高于波槽（125°E）附近位置的SST，有利于引導東風波越過海峽進入南海。隨著東風波西移，至合成時刻Ⅱ（圖4b），東風波（117E）附近槽前SST高于槽后，有利于東風波的繼續(xù)西行。

第2類西行東風波位置偏北，在移動過程中途徑西太平洋西部以及東海海域，對3次西行東風波過程中該海域的SST求平均合成。第一個合成時刻（I）分別選取2001年8月2日、2010年7月22日、2013年8月17日，此時3次西行東風波槽線均位于135°E附近。第二個合成時刻（Ⅱ）分別選取2001年8月3日、2010年7月24日、2013年8月18日，此時3次西行東風波槽線均位于128°E東南沿海附近。圖5給出了兩個合成時次的平均SST分布。

圖5顯示，合成時刻I中東風波槽線約位于135°E附近，此時海溫場上表現位于槽前有一個SST大值區(qū)，最高達30.5℃，有利于東風波的西移。此后東風波向西北移動，至合成時刻Ⅱ，東風波槽線位于東南沿海127°E附近。此時槽前有暖SST中心，SST高于槽后，有利于東風波的繼續(xù)西行。同時南海的SST暖區(qū)明顯弱于臺灣東部SST，也有利于東風波的路徑偏北。

圖6為近海東風波SST場。由于近海東風波的主要路徑在臺灣海峽附近，并且向北分量大，因此對比兩個波槽緯向時刻：在臺灣海峽內24.5°N附近（I），和在浙江沿海28°N（Ⅱ）。

圖6顯示，由于此類東風波移動路徑東西幅度小，兩個時刻間隔也短。因此比較兩時刻的兩個緯度，第Ⅱ時刻在兩個緯度的SST均高于第1時刻，因此有利于東風波的向北移動。

綜上所述，東風波的傳播有趨暖的趨勢，即向著海表溫度較高的方向移動。關于SST特征對東風波強度以及東風波暴雨的影響機制，下文將通過數值模擬方法進行研究。

4SST對暴雨東風波過程影響模擬研究

4.1東風波暴雨個例基本概況與結構特征

1）個例基本概況：2001年8月3-4日，我國東南沿海浙閩交界處受到東風波影響出現大到暴雨，局部特大暴雨。部分臺站6h降雨量達到近100mm，最大降水量出現在溫州市瑞安寧益縣，24 h降水量達到284 mm。這是本研究中東風波3種類型中的第2類中的1次過程，即西行東風波過程。此次過程東風波路徑基本維持在26°N緯度。

2）個例動力結構：此次東風波動力結構比較深厚，500 hPa天氣形勢（圖略）上，7月30日08時，關島附近洋面上有一個熱帶低壓向西北方向移動，熱帶低壓向極地方向的伸展使得西太副高南側的東風氣流中形成一個東風擾動。8月1日02時，副高加強西進，其南側的東風氣流加強，東風波氣旋性曲率加大，東風波形成并加強。之后，隨著副高的持續(xù)加強以及其東風氣流的引導作用，500 hPa上東風波持續(xù)西行。3日20時，東風波在浙閩交界處登陸，并于4日08時在浙江中西部誘生出低渦。從東風波形成至東風波到達浙閩交界處造成特大暴雨，東風波在海上移動經歷了4d，所以海溫SST對暴雨東風波的影響較為顯著。

采用垂直螺旋度分析此次暴雨東風波的強度，圖7給出了東風波在登陸前后的垂直螺旋度水平分布及垂直分布特征。圖7a、7b顯示，在登陸前，850～500 hPa層內近海面東風波波槽區(qū)域，為一個正的垂直螺旋度大值中心，東風波登陸后，螺旋度大值中心對應著東風波及其誘生低渦。由于陸地下墊面摩擦效應，螺旋度明顯減弱。在垂直方向上圖7c、7d顯示，登陸前東風波螺旋度中心與東風波的位置、強度有著很好的對應，垂直螺旋度的大值區(qū)對應著東風波的波動最強中心，東風波波動中心越強，垂直螺旋度數值越大。登陸后，螺旋度減弱。

3）個例熱力結構：此次東風波的熱力結構如圖8所示。沿東風波波動中心的緯向位溫偏差垂直剖面顯示，此次東風波在熱力場上“上暖下冷”的不穩(wěn)定垂直結構非常明顯。波動最強中心（500 hPa）以上為暖中心（正值），以下為冷中心（負值）。隨著東風波向大陸沿岸移動，東風波不斷增強發(fā)展，在登陸前（圖8b）暖區(qū)向上發(fā)展且增強，冷區(qū)向下伸展強度有所減弱。

4）個例不穩(wěn)定性：計算東風波分層擾動位能分布特征，由于分層擾動位能是氣溫與位溫的函數，其轉換與垂直速度和大氣穩(wěn)定性有關。西行東風波2001年8月3日20時（登陸前）在波動最強中心以下，為負的擾動位能，而在其上則為正的擾動位能。圖9給出了2001年8月3日20時分層擾動位能的分布特征。其中在1000～850 hPa以及850～500hPa之間（圖略），這兩個層次的擾動位能在東風波波槽區(qū)域均表現為負值，且有一個負的大值中心。而在500～200 hPa之間，在東風波波槽區(qū)域為一個正的擾動位能大值中心。對比擾動位能轉換項方程擾動動能向分層擾動位能一階矩項轉化能量。到東風波登陸后，摩擦、降水等造成東風波強度減弱形成

4.2海溫SST對暴雨東風波的影響模擬

4.2.1 WRF模擬方案設計

利用WRFV3.5對此東風波過程進行數值模擬，時間范圍為2001年8月2日00時一5日18時?？刂茖嶒炓约昂孛舾行栽囼災M過程中微物理過程均采用SBU_Ylin方案，FLG（UCLA）長波輻射方案，FLG（UCLA）短波輻射方案，采用TEMF地面層方案，Noah路面過程，TEMF邊界層方案，以及GrellFreitas積云參數化方案。為研究在東風波過程中海溫的影響機制，敏感性試驗中將2001年8月3日125～130°E、20～30°N之間的SST大于等于30℃的區(qū)域增加1℃。即考慮增強SST的強度與梯度對東風波與東風波強降水的影響。

4.2.2暴雨東風波環(huán)流場特征

2001年8月3日20時500 hPa（圖略）上，我國大部分地區(qū)被強大的副高控制，華南及東南沿海處于副高南側的偏東風氣流中，浙閩沿海有一明顯的東風波動?？刂圃囼炛?50 hPa及500 hPa高度場及風場與實況有良好的對應關系（圖9）。

圖9顯示，3日20時東風波位于臺灣島附近，850 hPa上模擬高度場強度略弱于實況，而模擬風速則與實況較為一致。500 hPa上高度場和風場模擬與實況均一致。顯示此次東風波過程的模擬有較好的效果。

4.2.3暴雨東風波強降水特征模擬

2001年8月3日08時一4日08時暴雨實況降水呈東南一西北走向帶狀分布，暴雨中心位于浙閩交界處，雨帶隨東風波西移而向西移動。24 h最大降水量位于121°E、28°N處，中心雨量為60 mm?？刂圃囼炛袑φ汩}交界處的降水落區(qū)及強度模擬與實況基本類似（圖10），雨區(qū)呈東西走向的帶狀分布，24 h最大降水量位于119.5°E、26.5°N處，中心雨量為80 mm?？梢奧RFV3.5也比較成功地模擬了這次東風波暴雨過程。

4.2.4暴雨東風波結構特征模擬

圖11a給出了3日20時沿26.5°N的風場、散度與垂直速度場的緯向垂直剖面模擬特征。東風波波動從地面一直伸展到500 hPa附近，波軸位于118.3°E附近，基本垂直，無傾斜。槽前為東北風，且850 hPa以下東風風速隨高度遞減，槽后為東南風，從119.3°E到118.3°E風速向西逐漸減小，所以對應低層為輻合區(qū)（陰影區(qū)）。其上波軸附近整層大氣為上升運動。散度場上，槽線附近及槽后的邊界層及對流層中低層為輻合，600 hPa高度以上則為輻散。由此可見，強上升運動起始于邊界層的輻合中心，而對流層低層的強輻合有利于強上升運動維持，邊界層輻合與對流層低層的輻合區(qū)域對應產生深對流，為暴雨的發(fā)生發(fā)展提供有利條件。

圖11b顯示，3日20時沿26.5°N相對濕度與相當位溫的緯向垂直剖面，可見，在東風波槽線附近及槽后，相當位溫隨高度遞減區(qū)從地面伸展至600hPa高度附近，高空亦存在一個高能舌往地面伸展，352 K線幾近打通，600 hPa以下為對流不穩(wěn)定。從地面至400 hPa高度附近維持85%以上的相對濕度，等相當位溫線分布和相對濕度等值線分布有較好的一致性，850 hPa以下的邊界層高值相當位溫區(qū)對應95%以上的相對濕度。這種濕動力對流不穩(wěn)定結構支持了此次東風波的槽后強降水。

4.3海溫變化對暴雨東風波影響機制

8月3日08時，東風波槽線移至125°E附近，24 h移動約10個經度，移動速度快。至4日08時，槽線位于120。附近，24 h移動約5個經度，東風波移動速度減慢。從3日平均海溫場上看，海溫大值中心較前有減弱，東風波移動過程中槽前無SST大于31℃的大值區(qū)分布（圖12a）。

將3日日平均SST上東風波槽前的SST大于等于30℃區(qū)域的SST升高1℃進行敏感性試驗，結果顯示，3日SST的升高對于此后東風波槽線的位置無明顯影響，這可能是因為地形的阻擋作用。而從3日08時至4日08時敏感試驗中的東風波暴雨累計降水量及其與控制實驗的24 h降水量差值分布（圖12b）顯示，因為SST的升高使得降水中心北移，東風波槽底區(qū)域降水量增加。

高度場上對8月3日增溫SST敏感性試驗與原SST控制試驗沿30°N（東風波槽底）的垂直剖面作高度場差值分析（圖略）。結果顯示3日東風波槽后部分在400 hPa以下層次出現深厚負變高，負變高中心在700～600 hPa層次，低層近海面負變高中心增多，范圍明顯擴大，覆蓋整個東風波槽前后部分。顯示隨著SST暖中心的升高，可以通過增強感熱與潛熱促使東風波槽強度加強。

風場上對8月3日增溫SST敏感性試驗與原SST控制試驗作差值分布分析（圖13）。圖13顯示975 hPa以及850 hPa上風場差值均呈現東風波范圍有明顯氣旋性增量分布，SST的升高使得東風波波槽區(qū)中低層以下氣旋性成分增強，輻合性也加強。因此SST的增加使得東風波在槽底位置的低值系統(tǒng)特征得到增強。槽底區(qū)域的風場在東風波低層輻合成分加強，進一步維持和加強東風波系統(tǒng)內的垂直上升運動。這也是SST升高后雨區(qū)偏北，降雨增強的原因之一。

5結論

1）根據東風波生成源地及移動路徑，將影響我國南部沿海的中低層東風波分為3類：偏南東風波、西行東風波以及近海東風波。影響3類東風波特征的關鍵環(huán)流系統(tǒng)副高的西伸與北進對東風波路徑有直接引導。

2）東風波的分類合成結構特征為：強渦度中心指示東風波槽中心，3類東風波中絕大多數的強渦度中心位置偏低，在850 hPa及以下，僅有一個其最強中心在500 hPa附近。東風波低層為強輻合場，槽后有整層的垂直上升區(qū)。偏南東風波波槽軸線隨高度向西傾斜，垂直上升區(qū)為幾個強中心上下疊置，西行東風波和近海東風波波槽軸線近乎垂直，他們的垂直上升運動中心位置偏低，分為在650 hPa和800 hPa。

3）合成診斷顯示，東風波的海上移動有向SST大值趨暖的趨勢。數值模擬顯示，增強東風波槽前SST暖中心的強度，引起槽區(qū)低層和槽后中層出現負變高中心，同時SST的增溫將通過感熱與潛熱促使東風波槽強度加強。將進一步地增強東風波暴雨強度和雨帶的北移。并增強中低層流場的氣旋式成分，增強低層輻合場，維持深厚垂直上升運動層。

4）典型西行東風波個例分析顯示，東風波槽區(qū)螺旋度增強對應東風波的增強，登陸后因底摩擦和強降水，螺旋度減弱。東風波緯向位溫偏差顯示東風波在熱力場上具有“上暖下冷”的不穩(wěn)定垂直結構。東風波西移渦度增強時，整層擾動位能增強，有擾動動能向分層擾動位能轉化。東風波登陸強度減弱，則有分層擾動位能項減弱，能量向擾動動能向轉化。