周冠博，焦亞音，錢奇峰，高拴柱

(1.國家氣象中心，北京 100081；2.河北省環(huán)境氣象中心，河北 石家莊 050021)

引言

臺風(fēng)是發(fā)生在熱帶洋面上的最嚴(yán)重的災(zāi)害性天氣系統(tǒng)，我國受臺風(fēng)危害嚴(yán)重，平均每年有7～8個(gè)臺風(fēng)在我國南部和東部沿海各省登陸，并可能深入內(nèi)陸而給當(dāng)?shù)貛砭薮蟮臑?zāi)害損失。臺風(fēng)所造成的災(zāi)害絕大多數(shù)發(fā)生在臺風(fēng)接近陸地和登陸期間，因此本文重點(diǎn)探討臺風(fēng)在登陸前后其內(nèi)部的動(dòng)力結(jié)構(gòu)及演變特征，及其與臺風(fēng)降水之間的關(guān)系。

渦旋羅斯貝(Rossby)波是臺風(fēng)內(nèi)部的重要波動(dòng)之一，影響著臺風(fēng)降水的強(qiáng)度和落區(qū)[1-12]，研究臺風(fēng)內(nèi)部渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)和演變對理解臺風(fēng)降水具有重要意義。早期研究中，MacDONALD[13]在研究臺風(fēng)的螺旋雨帶時(shí)，首次提出了渦旋Rossby波的存在。MONTGOMERY and KALLENBACHER[14]、MONTGOMERY and ENAGONIO[15]提出了對流強(qiáng)迫渦旋Rossby波傳播是臺風(fēng)非對稱性產(chǎn)生并影響臺風(fēng)環(huán)流的一種可能物理機(jī)制。余志豪[16]全面論述了臺風(fēng)螺旋雨帶中渦旋Rossby波的成因。張瑛等[17]對2004年14號臺風(fēng)“云娜”中的渦旋Rossby波進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)中的渦旋Rossby波可以沿徑向激發(fā)出局地渦旋Rossby波，該機(jī)制可以用來解釋臺風(fēng)螺旋云雨帶在外圍的順時(shí)針伸展，以及某些外圍螺線的形成。明杰和舒守娟[18]對臺風(fēng)“云娜”進(jìn)行了敏感性數(shù)值試驗(yàn)并分析了地形對臺風(fēng)環(huán)流內(nèi)渦旋Rossby波傳播的影響。沈新勇等[19]對臺風(fēng)“云娜”的分析發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)渦旋系統(tǒng)中的渦旋Rossby波可分為兩種類型，即第一類渦旋Rossby波和第二類渦旋Rossby波。王勇和丁治英[20]對2005年第5號臺風(fēng)“海棠”進(jìn)行了數(shù)值模擬和分析，結(jié)果指出“海棠”主雨帶是渦旋Rossby波激發(fā)出來的螺旋雨帶，與850 hPa正渦度帶有很好的對應(yīng)關(guān)系。焦亞音等[21]模擬了2015年第22號臺風(fēng)“彩虹”，分析發(fā)現(xiàn)渦旋Rossby波的1波、2波擾動(dòng)的動(dòng)力配置能夠影響對流系統(tǒng)的發(fā)展及臺風(fēng)降水的強(qiáng)度和分布。徐祥德等[22]給出了臺風(fēng)渦旋螺旋波結(jié)構(gòu)模型。余錦華[23]進(jìn)行了渦旋Rossby波傳播和臺風(fēng)切向風(fēng)速變化的數(shù)值模擬，指出初始擾動(dòng)中心位置對渦旋Rossby波傳播和臺風(fēng)切向風(fēng)速變化的影響明顯。

然而人們對于影響我國的臺風(fēng)中的渦旋Rossby波的動(dòng)力和熱力特征及臺風(fēng)暴雨形成機(jī)理的認(rèn)識和理解還不是很充分，為此，本文采用包含各種物理過程的高時(shí)空分辨率的WRF中尺度模式，對2018年第22號臺風(fēng)“山竹”個(gè)例進(jìn)行了數(shù)值模擬，并在此基礎(chǔ)上，分析臺風(fēng)“山竹”眼墻、螺旋雨帶以及其中的渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)特征，研究臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波對眼墻、螺旋雨帶及地面降水的影響。

1 臺風(fēng)“山竹”簡介

2018年第22號臺風(fēng)“山竹”是2018年登陸我國最強(qiáng)的臺風(fēng)，它于9月7日在西太平洋生成，之后不斷加強(qiáng)(圖1a-b)，15日凌晨在菲律賓呂宋島東北部沿海登陸，16日17時(shí)前后(北京時(shí))在廣東省江門市臺山沿海登陸，17日20時(shí)(北京時(shí))在廣西停止編號(圖1a)。受“山竹”和冷空氣的影響，廣東中南部和沿海大部地區(qū)、廣西中東部、福建東部和南部最大陣風(fēng)有8～11級，惠州沱濘列島達(dá)17級以上，最大風(fēng)速約62.8 m·s-1(圖1c)。廣東多地降水達(dá)到300～478 mm，臺灣屏東局地降水超過1 500 mm(圖1d)。另外，珠江口附近增水達(dá)2～3.4 m[24]。

圖1 臺風(fēng)“山竹”路徑圖(a)，9月14日17時(shí)FY-4A衛(wèi)星云圖(b)，9月16日00時(shí)—17日06時(shí)過程最大陣風(fēng)(c)和9月16日00時(shí)—18日08時(shí)降水量實(shí)況圖(d)

2 高分辨率數(shù)值模擬

本文采用WRF模式對臺風(fēng)“山竹”過程進(jìn)行高分辨率的數(shù)值模擬。背景場和側(cè)邊界由NCEP GFS(Global Forecast System)提供。模式采用雙層單向嵌套，水平分辨率分別為3 km和1 km，網(wǎng)格格點(diǎn)數(shù)為700×700，垂直分層為51層，模式層頂氣壓為50 hPa。模式起始時(shí)間為2018年9月16日00時(shí)(世界時(shí)，下文同)。模式采用物理過程參數(shù)化方案如表1所示。

表1 模式物理參數(shù)化方案配置

由模擬和實(shí)際的臺風(fēng)“山竹”路徑(圖2a)對比可見，本次模擬對臺風(fēng)“山竹”的路徑模擬得比較成功，從模擬的初始時(shí)刻到9月17日12時(shí)，路徑及臺風(fēng)中心位置都比較一致，在模擬初期臺風(fēng)的移速較實(shí)況略偏快，而模擬后期較實(shí)況略偏慢，總體而言，模擬路徑與實(shí)況路徑的偏差較小，在可接受的范圍內(nèi)，本次模擬較為成功。

由模擬與實(shí)況的臺風(fēng)“山竹”中心海平面氣壓(圖2b)和最大風(fēng)速(圖2c)的對比可見，模擬與實(shí)況的臺風(fēng)中心海平面氣壓和最大風(fēng)速變化趨勢比較吻合，模式很好地再現(xiàn)了臺風(fēng)“山竹”在登陸之后的減弱過程。模擬的臺風(fēng)中心海平面氣壓在9月16日12時(shí)之前比實(shí)況略偏弱，之后偏強(qiáng)，總體來看，模式還是比較好地再現(xiàn)了臺風(fēng)“山竹”整個(gè)發(fā)展演變過程中路徑和強(qiáng)度變化特征[25]。

圖2 2018年9月16日00時(shí)—17日12時(shí)(間隔3 h)臺風(fēng)“山竹”實(shí)況路徑(黑線)和模擬路徑(紅線)(a)，臺風(fēng)“山竹”實(shí)況中心海平面氣壓(黑線)和模擬中心海平面氣壓(紅線)(b)，實(shí)況海平面最大風(fēng)速(黑線)和模擬海平面最大風(fēng)速(紅線)(c)

3 臺風(fēng)結(jié)構(gòu)

3.1 臺風(fēng)精細(xì)動(dòng)力結(jié)構(gòu)分析

利用模式輸出資料來進(jìn)一步分析臺風(fēng)“山竹”內(nèi)部精細(xì)的動(dòng)力垂直結(jié)構(gòu)。圖3給出了臺風(fēng)登陸前、登陸期間和臺風(fēng)登陸后的切向風(fēng)、徑向風(fēng)以及垂直速度的徑向垂直分布。如圖3a所示，臺風(fēng)登陸前最大風(fēng)速半徑為100～150 km，最大切向風(fēng)速位于2 km高度以下的邊界層中，約為45 m·s-1，切向風(fēng)速的垂直切變顯著，大值區(qū)隨高度向臺風(fēng)外側(cè)傾斜。在最大風(fēng)速半徑處及其外側(cè)，徑向風(fēng)在邊界層表現(xiàn)為入流，高層表現(xiàn)為出流，形成了低層輻合、高層輻散的配置。與之相對應(yīng)，在最大風(fēng)速半徑附近出現(xiàn)了明顯的垂直上升運(yùn)動(dòng)，垂直速度大值區(qū)隨高度逐漸向外傾斜，最大垂直速度出現(xiàn)在高層，上升區(qū)的內(nèi)側(cè)則為垂直下沉區(qū)。

圖3 臺風(fēng)登陸前9月16日01時(shí)、登陸時(shí)9月16日09時(shí)、登陸后9月16日17時(shí)臺風(fēng)方位角平均高度-徑向剖面圖(a、b、c為切向風(fēng)，d、e、f為徑向風(fēng)，g、h、i為垂直速度；單位：m·s-1，流入為正)

在臺風(fēng)登陸過程中，臺風(fēng)的強(qiáng)度逐漸減小。低層切向風(fēng)速的最大值減弱到40 m·s-1，低層徑向入流減弱，而高層徑向出流增強(qiáng)，表明高層輻散增強(qiáng)，同時(shí)高層的最大垂直上升速度中心也有所增大，臺風(fēng)眼墻處中層出現(xiàn)了上升運(yùn)動(dòng)的次級中心，強(qiáng)垂直上升區(qū)伸展到眼墻低層。

在臺風(fēng)登陸以后，臺風(fēng)的強(qiáng)度明顯減小。低層切向風(fēng)速的最大值減弱到35 m·s-1，中低層徑向風(fēng)和垂直上升速度都顯著減小，說明臺風(fēng)的垂直徑向環(huán)流明顯變?nèi)酢?/p>

3.2 臺風(fēng)“山竹”的雨帶特征

由雷達(dá)反射率因子以及垂直速度的垂直剖面圖(圖4)可知，臺風(fēng)中心東側(cè)眼墻的雷達(dá)回波最強(qiáng)，垂直雷達(dá)回波呈陡立的柱狀結(jié)構(gòu)，代表旺盛發(fā)展的深對流，而臺風(fēng)中心西側(cè)眼墻的雷達(dá)回波相對較弱，代表趨于減弱的對流系統(tǒng)，臺風(fēng)東側(cè)眼墻以東的三條螺旋雨帶的深對流主要位于對流層的中低層。強(qiáng)垂直上升運(yùn)動(dòng)主要出現(xiàn)在眼墻處，尤其是西側(cè)眼墻的垂直速度最大，而眼墻外的螺旋雨帶的垂直速度明顯小于眼墻處的垂直速度。

圖4 9月16日12時(shí)模擬雷達(dá)組合反射率分布(a；色標(biāo)，單位：dBZ)，沿圖a的AB線所做的垂直速度的剖面圖(b；色標(biāo)，單位：m·s-1)和眼墻及雨帶的垂直環(huán)流結(jié)構(gòu)(c；陰影為雷達(dá)反射率因子，單位：dBZ)

從環(huán)流結(jié)構(gòu)上來看，臺風(fēng)東側(cè)眼墻的環(huán)流結(jié)構(gòu)與西側(cè)眼墻明顯不同，臺風(fēng)的非對稱結(jié)構(gòu)明顯。西側(cè)眼墻的低層輻合主要是來自眼區(qū)西側(cè)的西風(fēng)入流，并隨著高度傾斜，在4 km的高度垂直上升延伸至西側(cè)眼墻的高層，在14.5 km的高度形成大范圍的東風(fēng)出流，使得西側(cè)眼墻的高層輻散增強(qiáng)，其下沉支在4 km以下高度形成弱的下沉氣流，而后流入眼區(qū)并加速，形成低層的西風(fēng)入流，與東側(cè)眼墻東側(cè)的東風(fēng)入流一起，形成了低層輻合的氣流，這兩支氣流匯合后隨高度傾斜上升，在12.4 km的高度附近轉(zhuǎn)為大范圍的高層西風(fēng)出流，增加了東側(cè)眼墻的高層輻散。臺風(fēng)螺旋雨帶低層為一致的東風(fēng)入流，經(jīng)過較弱的垂直上升后在8.3 km的高度附近形成西風(fēng)出流流出。

3.3 渦旋Rossby波的識別與特征分析

垂直渦度擾動(dòng)或位渦擾動(dòng)可以作為渦旋Rossby波的代表物理量，常被用來分析研究渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)和演變特征。本文用尺度分離的方法，利用上述高分辨率數(shù)值模擬輸出資料來診斷分析臺風(fēng)“山竹”內(nèi)部渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)特點(diǎn)。

由9月16日00時(shí)至17日12時(shí)2 km高度上1波、2波的垂直渦度的切向方向上(距離臺風(fēng)中心100 km)時(shí)間演變圖(圖5)可知，臺風(fēng)發(fā)展的不同階段，1波和2波的傳播特點(diǎn)也不同。臺風(fēng)登陸前(16日00時(shí)至06時(shí))，1波先順時(shí)針傳播，后轉(zhuǎn)為逆時(shí)針傳播，且傳播速度較快；2波主要表現(xiàn)為順時(shí)針傳播。臺風(fēng)登陸時(shí)(16日06時(shí)至12時(shí))，1波和2波均主要表現(xiàn)為逆時(shí)針傳播，切向移動(dòng)速度逐漸減慢。在臺風(fēng)登陸之后(16日12時(shí)之后)，1波切向移動(dòng)基本停止，切向移動(dòng)速度幾乎為0，2波的切向移動(dòng)速度比1波明顯較快。

圖5 9月16日00時(shí)至17日12時(shí)2 km高度垂直渦度(單位：10-4 s-1)的切向(距離臺風(fēng)中心100 km)隨時(shí)間演變(a. 1波，b. 2波；橫坐標(biāo)表示距離臺風(fēng)中心方位，自東向西逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)360°)

有研究表明，渦旋Rossby波與臺風(fēng)眼墻和臺風(fēng)螺旋雨帶有較好的對應(yīng)關(guān)系，渦旋Rossby波可以被用來判斷分析臺風(fēng)強(qiáng)降水的位置和移動(dòng)。因而本文將進(jìn)一步分析渦旋Rossby波與臺風(fēng)眼墻和臺風(fēng)螺旋雨帶中對流系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展的關(guān)系。

圖6為臺風(fēng)登陸前、登陸時(shí)和登陸后2 km處的1波垂直渦度和2 km處的雷達(dá)反射率因子對比圖。如圖所示，在臺風(fēng)登陸之前，1波的擾動(dòng)結(jié)構(gòu)較為松散，擾動(dòng)異常值區(qū)主要集中在中心環(huán)流附近。隨著臺風(fēng)靠近陸地，強(qiáng)雷達(dá)回波有1波負(fù)渦度擾動(dòng)，其內(nèi)側(cè)存在較強(qiáng)的1波正渦度擾動(dòng)，回波結(jié)構(gòu)逐漸整齊，強(qiáng)度逐漸減弱。在臺風(fēng)登陸時(shí)，1波的結(jié)構(gòu)緊湊，環(huán)流中心進(jìn)一步收縮，強(qiáng)雷達(dá)回波區(qū)通常伴隨有1波的正渦度擾動(dòng)，二者具有明顯的相關(guān)性，對流活動(dòng)明顯。在臺風(fēng)登陸之后，1波的影響范圍擴(kuò)大，臺風(fēng)中心環(huán)流結(jié)構(gòu)變得松散，非對稱結(jié)構(gòu)特征顯著，1波的切向移動(dòng)明顯變得很緩慢，1波正渦度擾動(dòng)對應(yīng)強(qiáng)雷達(dá)回波，存在強(qiáng)對流活動(dòng)。

圖6 9月16日臺風(fēng)登陸前(a. 01：30 UTC，b. 02:00 UTC，c. 02：30 UTC)、臺風(fēng)登陸時(shí)(d. 08：00 UTC，e. 08：30 UTC，f. 09：00 UTC)、臺風(fēng)登陸后(g. 18：00 UTC，h. 18：30 UTC，i. 19：00 UTC)2 km高度1波垂直渦度和2 km高度雷達(dá)反射率因子對比圖(陰影為雷達(dá)反射率因子，單位：dBZ；等值線為擾動(dòng)垂直渦度，單位：10-4 s-1)

圖7為臺風(fēng)登陸前、臺風(fēng)登陸時(shí)和臺風(fēng)登陸后2 km處的2波垂直渦度和2 km處的雷達(dá)反射率因子對比圖。由圖6和圖7的對比可以看出，1波和2波渦度擾動(dòng)和對流系統(tǒng)具有一定的對應(yīng)關(guān)系。在臺風(fēng)登陸之前，強(qiáng)雷達(dá)回波區(qū)存在1波和2波的正負(fù)渦度擾動(dòng)，結(jié)構(gòu)比較松散，總的來說正渦度擾動(dòng)抑制對流系統(tǒng)的發(fā)展，負(fù)渦度擾動(dòng)促進(jìn)對流系統(tǒng)的發(fā)展。在臺風(fēng)登陸期間和臺風(fēng)登陸之后，強(qiáng)雷達(dá)回波區(qū)與1波和2波正的渦度擾動(dòng)具有更好的對應(yīng)關(guān)系，由于臺風(fēng)登陸后受到下墊面的摩擦作用而強(qiáng)度有所減弱，同時(shí)正的渦度擾動(dòng)會引起正的散度變大，中低層輻散加強(qiáng)，致使臺風(fēng)眼墻和眼墻周圍呈現(xiàn)中低層輻合，垂直的上升速度加快，促使對流系統(tǒng)加強(qiáng)；而負(fù)的渦度擾動(dòng)大值區(qū)外緣的對流不強(qiáng)，這是因?yàn)?波和2波正的渦度擾動(dòng)致使臺風(fēng)眼墻的中低層輻散變大，導(dǎo)致垂直上升運(yùn)動(dòng)變小，對于對流系統(tǒng)的發(fā)展很不利。

圖7 9月16日臺風(fēng)登陸前(a. 01：30 UTC，b. 02:00 UTC，c. 02：30 UTC)、臺風(fēng)登陸時(shí)(d. 08：00 UTC，e. 08：30 UTC，f. 09：00 UTC)、臺風(fēng)登陸后(g. 18：00 UTC，h. 18：30 UTC，i. 19：00 UTC)2 km高度2波垂直渦度和2 km高度雷達(dá)反射率對比圖(陰影為雷達(dá)反射率因子，單位：dBZ；等值線為擾動(dòng)垂直渦度，單位：10-4 s-1))

圖8為模擬的臺風(fēng)登陸前、臺風(fēng)登陸時(shí)和臺風(fēng)登陸后的30 min累計(jì)降水量。與雷達(dá)強(qiáng)回波的水平分布相似，在臺風(fēng)登陸前，降水量大值區(qū)主要出現(xiàn)在臺風(fēng)西側(cè)的眼墻區(qū)，且穩(wěn)定少動(dòng)；在登陸期間，強(qiáng)降水區(qū)主要出現(xiàn)在臺風(fēng)偏北側(cè)的眼墻和西南側(cè)的螺旋雨帶內(nèi)，并且強(qiáng)降水區(qū)沿切向逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)移動(dòng)，這與1波和2波渦度擾動(dòng)的切向移動(dòng)方向一致；在臺風(fēng)登陸之后，強(qiáng)降水區(qū)的范圍進(jìn)一步縮小，強(qiáng)降水區(qū)和強(qiáng)雷達(dá)回波區(qū)都位于臺風(fēng)東側(cè)的螺旋雨帶處。

圖8 模擬的9月16日臺風(fēng)登陸前(a. 01：30 UTC，b. 02:00 UTC，c. 02：30 UTC)、臺風(fēng)登陸時(shí)(d. 08：00 UTC，e. 08：30 UTC，f. 09：00 UTC)、臺風(fēng)登陸后(g. 18：00 UTC，h. 18：30 UTC，i. 19：00 UTC)的30 min累計(jì)降水量(色標(biāo)，單位：mm；圖8d中的AB線是在臺風(fēng)東北象限強(qiáng)降水區(qū)畫的一條線段，圖9和圖10為沿AB的垂直剖面圖)

圖9是過圖8的AB線模擬的臺風(fēng)登陸前(9月16日01時(shí))，臺風(fēng)登陸期間(9月16日10時(shí))和臺風(fēng)登陸后(9月16日20時(shí))擾動(dòng)1波垂直渦度、水平散度、垂直速度的垂直剖面圖。由圖可知，臺風(fēng)登陸前，強(qiáng)降水區(qū)上空8～10 km的高度為正的散度擾動(dòng)大值區(qū)，其下層為負(fù)的散度擾動(dòng)大值區(qū)，表明高層大氣是輻散的，而中低層大氣輻合明顯，臺風(fēng)眼墻處有劇烈的上升運(yùn)動(dòng)。強(qiáng)降水區(qū)西部的低層是正渦度擾動(dòng)的大值區(qū)，并且隨著高度向外傾斜，一直延伸到中高層，其下方是由低層傾斜向上伸展的負(fù)渦度擾動(dòng)，這兩條正負(fù)相間的渦度擾動(dòng)帶幾乎與正負(fù)相間的散度擾動(dòng)帶同位相疊加，上層正的渦度擾動(dòng)會促使正的散度增加，從而使得高層輻散增強(qiáng)；而下層負(fù)的渦度擾動(dòng)會促使負(fù)的散度增加，從而使得低層輻合增強(qiáng)，綜合結(jié)果會使上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，對流系統(tǒng)得到發(fā)展，降水量也有可能在短時(shí)間內(nèi)增大。臺風(fēng)登陸時(shí)，強(qiáng)降水區(qū)上空是正的散度擾動(dòng)大值區(qū)，其下方負(fù)的散度擾動(dòng)大值區(qū)隨高度向外傾斜，并且明顯增強(qiáng)，依然維持中低層大氣輻合，高層大氣輻散的動(dòng)力配置，眼墻處有強(qiáng)烈的垂直上升運(yùn)動(dòng)，而眼墻外圍出現(xiàn)了明顯的下沉運(yùn)動(dòng)。強(qiáng)降水區(qū)上空主要是正渦度擾動(dòng)大值區(qū)，并且隨高度向外傾斜，延伸至中高層，其下為較弱的負(fù)渦度擾動(dòng)，此時(shí)高層輻散很強(qiáng)，而低層輻合相對較弱，登陸時(shí)間段的對流發(fā)展主要是取決于高層強(qiáng)輻散的抽吸作用。臺風(fēng)登陸之后，由于受到下墊面的影響，30 min累計(jì)降水量不足5 mm，降水量大大減弱了。此時(shí)高層大氣主要是正的渦度擾動(dòng)和負(fù)的垂直速度，代表高空主要是輻合氣流為主，垂直運(yùn)動(dòng)主要是下沉氣流為主，因此對流活動(dòng)被明顯抑制，臺風(fēng)降水將逐漸減弱消失。

圖9 臺風(fēng)登陸前(9月16日01時(shí))、登陸期間(9月16日10時(shí))、登陸后(9月16日20時(shí))擾動(dòng)1波垂直渦度(色標(biāo)，單位：10-5 s-1；a、d、g)、水平散度(色標(biāo)，單位： s-1；b、e、h)和垂直速度(色標(biāo)，單位：Pa·s-1；c、f、i)沿圖8d中AB線的垂直剖面圖(橫縱坐標(biāo)單位：km，藍(lán)色實(shí)線為該徑向位置的30 min降水量)

由2波擾動(dòng)的垂直分布(圖10)可知，在臺風(fēng)登陸以前，臺風(fēng)眼區(qū)上空為明顯的正的渦度擾動(dòng)，代表高層輻散，其下方為負(fù)的渦度擾動(dòng)，代表低層輻合，這種動(dòng)力配置有利于對流的系統(tǒng)性發(fā)展。強(qiáng)降水區(qū)上空10 km和4 km的高度上的散度擾動(dòng)同時(shí)為正，其下方的散度擾動(dòng)同時(shí)為負(fù)，并且伴有明顯的垂直上升運(yùn)動(dòng)，同時(shí)強(qiáng)降水區(qū)的渦度擾動(dòng)主要是正的高值區(qū)，其下的負(fù)高值區(qū)隨高度向外傾斜，依然是中低層大氣輻合，高層大氣輻散的動(dòng)力配置，也有利于對流的維持和發(fā)展。在臺風(fēng)登陸時(shí)，散度擾動(dòng)自上而下呈現(xiàn)出正負(fù)、正負(fù)、正負(fù)相間的三條傾斜的散度擾動(dòng)帶，同時(shí)伴有較強(qiáng)的垂直上升運(yùn)動(dòng)，渦度擾動(dòng)基本上是正的高值區(qū)，代表輻散作用明顯，散度得到增加，從而促進(jìn)了對流系統(tǒng)的發(fā)展。臺風(fēng)登陸后，臺風(fēng)眼墻在對流層低層有較弱的下沉運(yùn)動(dòng)存在，降水區(qū)上空為負(fù)的渦度擾動(dòng)區(qū)，代表高層主要是輻合區(qū)，眼區(qū)開始出現(xiàn)填塞減弱，不利于對流系統(tǒng)的發(fā)展。

圖10 臺風(fēng)登陸前(9月16日01時(shí))、登陸期間(9月16日10時(shí))、登陸后(9月16日20時(shí))擾動(dòng)2波垂直渦度(色標(biāo)，單位：10-5 s-1；a、d、g)、水平散度(色標(biāo)，單位： s-1；b、e、h)和垂直速度(色標(biāo)，單位：Pa·s-1；c、f、i)沿圖8d中AB線的垂直剖面圖(橫縱坐標(biāo)單位：km，藍(lán)色實(shí)線為該徑向位置的30 min降水量)

6 結(jié)論

采用WRF中尺度模式對2018年22號臺風(fēng)“山竹”進(jìn)行高分辨率的數(shù)值模擬，成功地模擬出臺風(fēng)“山竹”的移動(dòng)路徑、強(qiáng)度和降水分布。以此為基礎(chǔ)，通過模式輸出資料，分析臺風(fēng)的動(dòng)力精細(xì)結(jié)構(gòu)和臺風(fēng)雨帶的宏觀特征。再利用尺度分離方法，得到渦旋Rossby波的擾動(dòng)場資料，進(jìn)一步分析渦旋Rossby波的特征。研究臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波與臺風(fēng)降水的相關(guān)關(guān)系，得到以下主要結(jié)論：

1)由WRF模式輸出的高分辨率的資料，分析臺風(fēng)“山竹”精細(xì)的動(dòng)力結(jié)構(gòu)和雨帶的演變特征。分析得到臺風(fēng)眼墻處具有低層徑向入流、高層徑向出流的動(dòng)力配置。在臺風(fēng)眼墻的附近，同時(shí)存在切向風(fēng)速高值區(qū)、垂直上升區(qū)、正溫度距平區(qū)，并隨高度向外側(cè)傾斜，雷達(dá)回波較強(qiáng)，對流系統(tǒng)比較深厚。

2)利用尺度分離后得到的渦旋Rossby波擾動(dòng)場資料，分析臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波的演變特征。分析得到1波和2波同時(shí)具有朝切向傳播和徑向傳播的特征，但是2波的振幅明顯小于1波，在切向方向上1波的傳播速度比2波要慢很多。

3)渦旋Rossby波與臺風(fēng)眼墻和臺風(fēng)雨帶的關(guān)系。1波和2波擾動(dòng)影響的范圍與臺風(fēng)眼墻和螺旋雨帶的范圍較為一致，1波和2波的正渦度擾動(dòng)大值區(qū)基本覆蓋強(qiáng)的雷達(dá)回波區(qū)域，同時(shí)伴有較強(qiáng)的對流活動(dòng)。另外1波和2波的渦度擾動(dòng)、散度擾動(dòng)、垂直速度擾動(dòng)的發(fā)展存在一定的相關(guān)關(guān)系。如果降水區(qū)的渦度擾動(dòng)呈現(xiàn)出上層為正、下層為負(fù)的動(dòng)力配置時(shí)，而散度擾動(dòng)的垂直配置也有類似配置時(shí)，則會加強(qiáng)對流系統(tǒng)的發(fā)展，有利于降水的增強(qiáng)；如果降水區(qū)的渦度擾動(dòng)呈現(xiàn)出上層為負(fù)、下層為正的動(dòng)力配置時(shí)，而散度擾動(dòng)的垂直配置也有類似配置時(shí)，或者降水區(qū)的渦度擾動(dòng)的垂直分布與散度擾動(dòng)的垂直分布相反時(shí)，則會抑制對流系統(tǒng)的發(fā)展，不利于降水的增強(qiáng)。因此，1波和2波擾動(dòng)的上層輻散下層輻合的動(dòng)力配置會促使對流系統(tǒng)的加強(qiáng)，同時(shí)也會對臺風(fēng)降水的強(qiáng)度和分布有一定的作用。