中国是世界上受台风影响最严重的国家之一，平均每年登陆中国的台风约7—8个(陈联寿等，1979)，台风带来的狂风暴雨往往导致严重的洪涝灾害甚至人员伤亡，给社会经济发展造成很大影响，因此，有关台风暴雨的研究一直是气象工作者关注的焦点和难点问题之一。近些年来，对台风暴雨的研究取得了很多重要的进展，研究发现当高低空急流、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(徐祥德等，1998；李英等，2006；钮学新等，2005；陈久康等，2000；梁军等，2008)。当台风东侧环流将水汽和能量输送到中高纬度槽前时，还可以导致台风远距离暴雨的发生(朱洪岩等，2000；杨晓霞等，2008；丛春华等，2012)。地形及下垫面对台风暴雨也有很大影响，台风登陆后地形的抬升作用以及下垫面的拖曳效应也会使暴雨增幅，甚至激发出中尺度系统，并造成降水的不对称发展(蔡则怡等，1997；冀春晓等，2007a；钮学新等，2005；岳彩军，2009)。饱和的湿下垫面对台风潜热通量的输送及台风降水范围和强度也有明显的作用(Shen et al，2002)。水汽输送对台风暴雨的发生也是至关重要的，持续不断的水汽输送有利于台风环流的维持，并加强雨带中的对流活动，从而使暴雨得以加强(李英等，2005；冀春晓等，2007b；周玲丽等，2011)。最近，赵思雄等(2013)综合评述了近些年在登陆台风及其引发的强降水方面所取得的研究进展，指出台风的远距离输送或台风北上与西风带系统相互作用是中国华北和东北地区产生大暴雨或持续性大暴雨的重要条件。但由于降水本身及台风与西风带系统相互作用所具有的复杂性，对这类台风暴雨的预报技术尚有待进一步提高。

中国东北地区地处中高纬度，虽然受台风影响的频次远不及中国东南沿海地区，但台风却是造成该地区大范围暴雨灾害的主要天气系统之一，据统计，中国在东北地区出现的大范围暴雨个例中，台风的直接影响或间接影响可以占到总数的40%(孙力等，2010)。但相比之下，近些年来，有关东北地区台风暴雨的研究却相对较少，且比较分散和不太深入，因此，对中国东北地区台风暴雨的认识和预报技术亟待进一步深化和提高(王东海等，2007)。

1215号台风“布拉万”是近些年来影响中国东北地区最严重的一个台风，其登陆后的环流结构和降水具有明显的非对称性。本研究利用非静力中尺度数值模式WRF3.3.1对“布拉万”台风对中国东北地区的影响进行了数值模拟，在成功模拟的基础上，利用模式输出的高时空分辨率资料对该台风在中国东北地区产生的暴雨进行了诊断研究，希望对此次台风暴雨的形成演变及降水非对称性分布的物理机制能有更深入的了解。 2 “布拉万”台风概况

“布拉万”台风于2012年8月20日14时(北京时，下同)在西太平洋洋面上生成，22日05时加强为强台风，25日17时加强为超强台风，26日05时至27日05时，中心气压和最大风速一度分别达到935 hPa和52 m/s，而后强度缓慢减弱，并向北偏西方向移动，28日15时在朝鲜西南部沿海登陆，28日21时在中朝边界附近的朝鲜平安北道南部再次登陆，并向北偏东方向移动，29日14时在中国黑龙江中东部减弱，变为温带气旋。受“布拉万”台风影响，中国东北地区中东部大部分地区出现大到暴雨，其中，辽宁东部、吉林中部和黑龙江中部的部分地区出现大暴雨，同时伴有7—8级、瞬时9—10级的大风，狂风暴雨导致中国东北地区中东部的部分地区出现严重的洪涝灾害和大面积的农作物倒伏，经济损失严重。

利用中国东北地区1961年以来各测站的逐日降水资料和中国台风网西太平洋热带气旋最佳路径数据集(CMA-STI)资料，经简单统计可以得到“布拉万”台风的几个特点：一是“布拉万”是52年来造成东北地区暴雨范围最大的一个台风，194个观测站中有76个观测站出现暴雨，占40%。二是“布拉万”是52年来造成东北地区暴雨所有台风个例中强度最强、路径最为偏北的一个台风，“布拉万”到达35°、40°和45°N时，中心气压(最大风速)仍然能够达到970 hPa(35 m/s)、975 hPa(28 m/s)和984 hPa(18 m/s)。台风向东北方向移出中国后，在俄罗斯远东地区仍然造成了很大影响。三是“布拉万”在中国东北地区造成的暴雨具有明显的非对称性，主要降水出现在台风中心的西北侧，这给降水预报增加了难度。北上登陆台风的降水出现非对称性分布，被认为主要与台风和西风带系统相互作用导致的台风变性发展或地形的抬升影响有密切关联(李英等，2013；周玲丽等，2011；岳彩军等，2009)。 3 数值模拟方案及结果验证

采用非静力中尺度数值模式WRF V3.3.1对“布拉万”台风进行数值模拟，模拟使用WRF的双重嵌套网格方案，水平范围以(43.5°N，126.5°E)为中心，粗网格格距为27 km，网格数为96×91，细网格格距为9 km，网格数为106×91，垂直方向为39层，模拟从28日08时开始，积分48 h至30日08时，模式的微物理过程采用了WSM5方案，积云对流参数化采用New-Grell方案，边界层处理采用YUS方案，辐射采用Dudhia短波辐射和RRTM长波辐射方案，初始场和边界条件为0.5°×0.5°分辨率的NCEP/NCAR间隔3 h的再分析资料。 3 数值模拟方案及结果验证

采用非静力中尺度数值模式WRF V3.3.1对“布拉万”台风进行数值模拟，模拟使用WRF的双重嵌套网格方案，水平范围以(43.5°N，126.5°E)为中心，粗网格格距为27 km，网格数为96×91，细网格格距为9 km，网格数为106×91，垂直方向为39层，模拟从28日08时开始，积分48 h至30日08时，模式的微物理过程采用了WSM5方案，积云对流参数化采用New-Grell方案，边界层处理采用YUS方案，辐射采用Dudhia短波辐射和RRTM长波辐射方案，初始场和边界条件为0.5°×0.5°分辨率的NCEP/NCAR间隔3 h的再分析资料。

从模拟的台风路径与实况路径的对比可以看出(图 1)，模拟台风路径的走向和台风中心位置均与实况比较接近，两者均向北偏东方向移动，台风登陆时间和地点也与实况比较吻合，台风登陆后，模拟路径与实况路径更为接近，特别是模拟的结果对台风在中朝边界附近登陆之前移动缓慢，登陆后移速明显加快，进入黑龙江境内移速再次减慢等细节也有很好的体现。不足之处在于台风登陆之前的模拟路径较实况略偏西，但整体上看，模式对台风路径的模拟效果还是比较理想的。

图 1 “布拉万”台风实况(实线)与模拟路径(虚线)Fig. 1 Real(solid line) and simulated path(dashed line)of Typhoon Bolaven

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模拟与观测的台风中心气压变化趋势是比较一致的(图 2)，模式较好地再现了台风在向北移动过程中强度缓慢减弱的整体趋势，模拟的台风中心气压与实况相比，误差均未超过4 hPa，只是对28日23时台风强度出现短 暂和微弱的加强没能很好地再现出来。模拟与实况的台风中心附近最大风速的变化趋势也较为一致(图 3)，均再现了缓慢减弱的趋势，模拟的最大风速与实况的误差均未超过7 m/s，台风登陆后，两者更为接近，误差不超过4 m/s，总之，模式对台风强度的模拟也是比较成功的。

图 2 “布拉万”台风实况(实线)与模拟中心气压(虚线)Fig. 2 Real(solid line) and simulated(dashed line) central air pressure of Typhoon Bolaven

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图 3 “布拉万”台风中心附近的实况(实线)与模拟最大风速(虚线)Fig. 3 Real largest wind speed(solid line) and simulated one(dashed line)of Typhoon Bolaven

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受台风“布拉万”影响，中国东北大部分地区出现降水，特别是辽宁中东部、吉林中部和黑龙江中部出现暴雨，其中，辽宁中东部、吉林中北部和黑龙江中南部的部分地区还出现了100 mm以上的大暴雨，降水中心位于哈尔滨附近，超过150 mm(图 4)。对比降水的数值模拟结果发现，模拟雨带的位置、走向、范围以及降水中心等均与实况比较一致，模拟的暴雨也主要位于辽宁的中东部和吉林及黑龙江的中部，在黑龙江中南部附近也模拟出了150 mm以上的降水中心，只是辽宁中东部超过100 mm的模拟雨区范围要比实况大一些。

图 4 “布拉万”台风2012年8月28日08时—29日20时36 h累积降水实况(a)与模拟结果(b)(单位： mm)Fig. 4 36 h accumulated precipitation(unit: mm)from 08:00 BT 28 to 20:00 BT 29 August 2012 of Typhoon Bolaven(a. observed，b. simulated)

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从台风路径、强度变化和降水的对比可知，对“布拉万”台风的模拟效果是比较理想的，基本上可以反映出台风登陆后的发展变化及其对中国东北地区的影响。因此，利用数值模式输出的高时空分辨率资料对“布拉万”台风进行更深入细致的动力诊断分析是可行且可信的。 4 台风暴雨及降水非对称性的成因分析 4.1 诊断分析方法

冉令坤等(2009)在考虑了强降水过程中的水汽作用后，将垂直速度和水汽通量散度以及垂直速度与水汽通量涡度这些造成暴雨的关键因子联系起来，构造了两个物理量参数——水汽散度通量和水汽垂直螺旋度

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暴雨区最典型的垂直动力结构主要表现为低层大气辐合和正涡度、高层大气辐散和负涡度引发的强烈上升运动，这种情况下，水汽散度通量和水汽垂直螺旋度分别为正值和负值，物理意义上表征对流层中低层水汽辐合以及水汽正涡度的向上输送过程。两个物理量的最大特点是将与降水过程密切相关的散度、涡度、垂直速度和水汽含量等物理因子以及其在垂直方向上的整层分布特征综合起来考虑，因此，比用某层次上的单一物理量来描述降水过程更具有优势。

吴国雄等(1995)从完整的原始方程出发，在推导出精确形式的湿位涡(MPV)方程基础上，证明饱和湿空气的湿位涡在绝热无摩擦的情况下具有守恒性质，此后又进一步地提出了倾斜涡度发展的理论(吴国雄等，1999；吴国雄，2001)，在p坐标中，假如垂直速度的水平变化比水平速度的垂直切变小得多，定义湿位涡的2个分量

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“布拉万”台风在中朝边界登陆后一直向北偏东方向移动，其结构出现非对称性发展，至8月29日02时，台风中心位于中国吉林南部的通化附近，西风槽后的冷空气已经侵入到台风外围环流，台风呈 现出西冷东暖的非对称结构(图 5)。受台风西北侧冷空气侵入所导致的东西向温度和湿度梯度明显加大的影响，在台风中心的西北侧形成了一条近似东北—西南走向的能量锋区(图 6)，锋区西侧为来自西北方向的干冷空气，相当位温中心为328 K，锋区东侧有较强的暖湿空气向锋区输送水汽和能量，相当位温中心值达343 K，高、低相当位温中心仅相隔150 km左右，但中心值却相差15 K。相对湿度、涡度和垂直上升速度等物理量相对台风环流而言也相应地呈现出非对称分布，即相对湿度大值区、涡度大值区和较强的上升运动区也主要分布在台风中心的西北侧(图 7)，与能量锋区一致，此时的强降水也主要出现在这一区域。

图 5 2012年8月29日02时模拟的850 hPa温度场(粗实线，单位：℃)、风场(风矢)和地面气压场(细实线，单位：hPa)Fig. 5 Simulated 850 hPa temperature(thick solid line，unit: ℃)，wind(barbed arrow)， and surface pressure(thin solid line，unit: hPa) fields at 02:00 BT 29 August 2012

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图 6 2012年8月29日02时模拟的850 hPa相当位温场(单位：K)Fig. 6 Simulated 850 hPa equivalent potential temperature at 02:00 BT 29 August 2012(unit: K)

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图 7 2012年8月29日02时模拟的(a)700 hPa相对湿度(阴影)、(b)850 hPa涡度(单位：10-5 s-1)和(c)850 hPa垂直速度(单位：cm/s)Fig. 7 Simulated physical quantities at 0 2:00 BT 29 August 2012 for(a)700 hPa relative humidity(shaded)，(b)850 hPa vorticity(unit: 10-5 s-1) and (c)850 hPa vertical velocity(unit: cm/s)

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利用模式输出的高时空分辨率资料分别计算了水汽散度通量(Γ)和水汽垂直螺旋度(H)，图 8、9给出了2012年8月28日20—29日02时和29日02—08时这两个台风降水非对称性分布最显著时段的逐时平均水汽散度通量和水汽螺旋度及其相应的6 h降水分布。可见28日20时—29日02时，主要降水出现在台风环流西北侧的辽宁北部和吉林中部，并成近乎南北向的带状分布，在台风环流控制的其他区域，降水并不十分明显，大于50 mm的降水主要位于吉林中部，垂直积分的水汽散度通量和水汽螺旋度也相应地近乎成南北向的带状分布，明显的Γ分布正值区和H分布负值区与强降水区有着非常好的对应关系，降水中心也与Γ的正值中心和H的负值中心较为一致，偏离程度很小。29日02—08时，降水继续向北发展，强降水区仍然位于台风环流的西北侧，继续呈现出明显的非对称性分布，超过50 mm的降水移动到了吉林中北部和黑龙江的中南部，此时，明显的水汽通量散度正值区和水汽螺旋度负值区也位于吉林的中北部和黑龙江的中南部，降水中心与Γ分布的正值中心和H分布的负值中心仍然有着较好的对应关系，并且从图中还可以大致看出，Γ分布中等值线为5×10^-3m³·Pa²/(kg·s²)和H分布中等值线为-5×10^-3m³·Pa²/(kg·s²)包围的区域基本上与25 mm的降水区相对应，而Γ分布中等值线为10×10^-3m³·Pa²/(kg·s²)和H分布中等值线为-20×10^-3m³·Pa²/(kg·s²)包围的区域基本上与50 mm的降水区一致。总之，水汽散度通量的正异常区和水汽螺旋度的负异常区基本上覆盖着强降水分布，强降水区内的水汽散度通量表现为正值强信号，而水汽螺旋度表现为负值强信号，在非降水区和弱降水区，水汽散度通量和水汽螺旋度的绝对值都很小，均表现为弱信号。这表明台风登陆后，由于台风环流西北侧冷空气的侵入，导致了台风环流结构及其涡度、散度和垂直速度等物理量出现了非对称性发展，暴雨和降水的非对称性分布是这些物理因子综合作用的结果，水汽散度通量和水汽螺旋度能够较好地描述“布拉万”台风强降水过程的发生、发展及降水非对称性分布的空间特征，在时间演变上，与主要降水区的发展移动也存在着较好的对应关系。这是由于将水汽散度通量和水汽螺旋度与降水过程密切相关的散度、涡度、垂直速度和水汽含量等物理因子综合起来考虑，能够更准确地描述暴雨过程的典型垂直结构，因而在诊断和预报降水的强度和落区方面有着明显的优势。

图 8 2012年8月28日20时—29日02时(a)及29日02—08时(b)6 h平均的水汽散度通量(等值线，单位： 10-3 m3·Pa2/(kg·s2))及相应的6 h降水(阴影)Fig. 8 6 h average moisture divergence flux(contour line，unit: 10-3 m3·Pa2/(kg·s2)， and the shaded areas represent 6 h accumulated precipitation(a．20:00 BT 28 to 02:00 BT 29 August，b．02:00 BT to 08:00 BT 29 August 2012)

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图 9 2012年8月28日20时—29日02时(a)及29日02—08时(b)6 h平均的水汽螺旋度(等值线，单位：10-3 m3·Pa2/(kg·s2))及相应的6 h降水(阴影)Fig. 9 6 h average moisture vertical helicity(contour line，unit: 10-3 m3·Pa2/(kg·s2))， and the shaded areas represent 6-h accumulated precipitation(a．20:00 BT 28 to 02:00 BT 29 August，b．02:00 BT to 08:00 BT 29 August 2012)

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如前所述，“布拉万”登陆中国东北地区后，台风环流西北侧的垂直涡度等物理量出现了明显的非对称性发展，并造成了降水的非对称性分布，那么，垂直涡度为什么会在台风中心西北侧出现非对称性增强，本研究试通过湿位涡分析和倾斜涡度发展理论来加以说明。首先，从相对于台风路径呈非对称性分布的大于100 mm的暴雨区中选择具有一定代表性的长春和哈尔滨站，分别计算850 hPa上湿位涡各分量的时间演变特征(图 10)，以考察湿位涡的两个分量MPV₁和MPV₂在暴雨形成发展和非对称性分布中所起的作用。可以看到，长春站在降水的初始阶段和降水之前(8月28日20时之前，见图 12中的逐时降水)，>0，相应地，MPV₁<0，表明大气处于不稳定状态，MPV₁的绝对值大于MPV₂，MPV的变化主要由MPV₁所决定。在降水的强烈发展阶段(28日23时—29日03时)，大气稳定度下降，<0，相应地，MPV₁>0，不稳定能量得到释放，低层大气处于稳定或中性状态，但此时MPV₂<0，并且其绝对值迅速增长，超过了MPV₁的绝对值，以至于此阶段MPV的变化趋势与MPV₂一致，MPV负异常的变化主要来自于MPV₂的贡献，即MPV₂明显的负异常变化是造成降水强烈发展的主要原因。29日03时之后，MPV₁也迅速增长，并在29日05时与MPV₂一同达到极值，其后MPV₁和MPV₂的绝对值均迅速减小，至29日08时许减弱至0附近，此时长春的降水基本结束。从以上的分析可以看到，长春降水的强烈发展与MPV值的显著下降趋势一致，MPV减弱的原因在于MPV₂的负异常变化。因此，湿正压项即对流不稳定只是此次台风降水初始阶段的不稳定条件，而湿斜压项MPV₂则是暴雨在台风中心西北侧剧烈发展的主要加强机制。

图 10 长春(a)和哈尔滨(b)站850 hPa湿位涡各分量的时间演变(空圆点线为MPV，实圆点线为MPV1，空方格线为MPV2，单位：10-6 m2K/(kg·s)；实方格线为，单位: 10-3 K/hPa)Fig. 10 850 hPa temporal evolution of moisture potential vorticity(MPV) and its components(MPV1 and MPV2)at(a)Changchun and (b)Haerbin(blank circle represents MPV，solid circle represents MPV1， blank pane represents MPV2，unit: 10-6 m2 K/(kg·s)，and solid pane represents，unit: 10-3 K/hPa)

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哈尔滨站850 hPa上湿位涡各分量的时间演变特征与长春站有相似之处，在降水的初始阶段和降水之前(29日02时之前)，>0，相应地，MPV₁<0，MPV₁的绝对值大于MPV₂。在降水的强烈发展阶段(29日03时至29日06时)，<0，MPV>0，MPV₂<0，但其绝对值迅速增大，并超过MPV₁的绝对值，此阶段MPV的变化趋势与MPV₂一致，29日07时之后，MPV₁迅速增长，并在29日11时与MPV₂一同达到极值，而后，两者迅速减弱，至29日14时减弱至0附近，此时哈尔滨的降水基本结束。

图 11给出了28日20时和29日02时850 hPa等压面上MPV₁和MPV₂的分布，分别对应吉林中部台风暴雨发生的初始阶段和强盛阶 段，在降水的初始阶段(图 11a、b)，吉林中部地区主要对应MPV₁的负值区，表明这一区域低层大气处于对流不稳定状态(>0)，而MPV₂虽然也以负值为主，但绝对值明显小于MPV₁的绝对值，因此在初始阶段，低层对流不稳定应该是降水发生的背景不稳定条件。在降水发展的强盛阶段(图 11c、d)，吉林中部对应着MPV₁的正值区，说明此时低层大气处于对流稳定状态(<0)，而此时的MPV₂则是明显的负值区，并且在吉林中部的MPV₂的绝对值要大于MPV₁，由可知，项较小(图 6)，起主要作用，由于明显湿斜压性 的存在(图 6中近乎南北走向的θe锋区)，使得等熵面倾斜，>0，又由于受到台风中心西北侧偏北急流的影响，850 hPa上的偏北风比700 hPa明显偏强(图略)，导致<0，使得MPV₂<0。因此，MPV₂绝对值的显著增长是由于等熵面的倾斜和水平风的垂直切变造成的，根据倾斜涡度发展理论，由于等熵面的倾斜以及水平风垂直切变的加强，能够导致垂直涡度的显著发展。通过对比图 11d和6b还可以看出，在吉林中部暴雨达到最强的29日02时，低层850 hPa的MPV₂与垂直涡度的分布是十分相似的，这说明此时台风中心西北侧垂直涡度的非对称性发展主要是由MPV₂的异常变化造成的，即此时等熵面的倾斜和水平风垂直切变的加强是暴雨发展并呈非对称性分布的主要机制。

图 11 2012年8月28日20时(a、b)和29日02时(c、d)850 hPa上MPV1(a、c)和MPV2(b、d)分布(单位：10-6 m2K/(kg·s))Fig. 11 850 hPa MPV1(a，c) and MPV2(b，d)distributions at 20:00 BT 28 August(a，b) and 02:00 BT 29 August(c，d)2012(unit: 10-6 m2K/(kg·s))

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从强降水区内长春的倾斜涡度发展必要条件C_d=MPV₂和长春站逐时降水的时间变化曲线(图 12)可见，28日22时之前C_d值很小，22时之后C_d值由负转正，满足倾斜涡度发展的必要条件，并且迅速增长，此时降水也迅速增长，29日02—03时，C_d值达到最大，此时降水也达到极值，之后C_d值减弱，降水也随之减小，至29日08时，C_d值减小至0附近，降水也基本结束。可见C_d值的逐时变化与降水的逐时变化比较一致，有较好的对应关系，这说明降水主要是由于倾斜涡度强烈发展造成的，即等熵面的倾斜和水平风垂直切变所导致的气旋性涡度增长是台风西北侧降水加强的主要机制。

图 12 长春850 hPa倾斜涡度发展必要条件Cd(实线，单位：10-1 m/s3)和逐时降水量(柱图)的时间演变Fig. 12 850 hPa temporal evolution of the slantwise vorticity development necessary condition Cd(sold line，unit: 10-1 m/s3)at Changchun and the precipitation amount every hour(bar)

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事实上，MPV₂的空间分布与主要的降水区确实存在着较好的对应关系。从28日20时—29日08时每6 h的降水和MPV₂的分布(图 13)可以看到，28日20时—29日02时，超过50 mm的降水主 要分布在辽宁中北部至吉林中部，MPV₂的显著负值区也位于辽宁中北部到吉林中部一带。29日02—08时，超过50 mm的暴雨区已经移到吉林中北部至黑龙江中南部，MPV₂显著的负值区也相应地出现在吉林中北部到黑龙江中南部，MPV₂的负值中心与降水中心也有着较好的对应关系，而在MPV₂分布的弱信号区，主要对应着非降水区或弱降水区，这再次说明由于冷空气侵入所导致的等熵面的陡立倾斜和水平风垂直切变的加强，使得台风中心西北侧的倾斜涡度得到了显著发展，从而造成强降水的非对称性分布。

图 13 2012年8月28日20时—29日02时(a)及29日02—08时(b)6 h平均的8 50 hPa MPV2分布(等值线，单位: 10-6m2K/(kg·s))和相应的6 h累积降水(阴影)Fig. 13 6 h average MPV2 distribution at 850 hPa(a)during the period from 20:00 BT 28 to 02:00 BT 29 August 2012 and (b)during the period from 02:00 BT 29 to 08:00 BT 29 August 2012(contour line，unit 10-6m2K/(kg·s))，and the shaded areas represent the 6 h accumulated precipitation

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为进一步分析湿位涡各分量对台风降水明显增强并呈非对称性分布的作用，沿暴雨区做近似西北—东南向的剖面AB(图 14)，从29日02时吉林中部降水强盛阶段各物理量经过直线AB剖面的垂直分布(图 15)可见，暴雨区上空MPV₁以正值为主，只是其西北侧的对流层中下层有较弱的负值存在，说明此时已有冷空气从西北侧侵入到雨区之中。MPV₂的垂直剖面表明，强降水主要发生在对流层中低层MPV₂的负值中心附近。θe的垂直分布显示出在强降水区附近，等θe线陡立倾斜，近似于中性的稳定层结，其东南侧有明显的暖湿空气沿冷空气爬升，使得强降水区上空的上升运动呈现出向西北倾斜的状态。一方面，当空气从东南侧的对流稳定区向中性稳定层结区运动时，对流稳定度减小，根据湿位涡理论可知，气旋性涡度将增长。另一方面，强降水区有明显的等熵面倾斜，>0，由于受台风中心西北侧急流的影响，<0，所以MPV₂<0，根据倾斜涡度发展理论，在湿位涡守恒的制约下，由于等熵面的倾斜以及水平风垂直切变的加强，可以导致垂直涡度的显著发展。这也是此时台风中心西北侧降水加强的主要原因。

图 14 2012年8月28日23时—29日05时6 h降水分布(单位：mm)(直线AB为经暴雨区的近似西北—东南向剖面)Fig. 14 Distribution of 6 h accumulative rainfall from 2 3:00 BT 28 to 05:00 BT 29 August 2012(unit: mm)(line AB denotes the location of the northwest-southeast vertical cross section in the analysis as done below)

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图 15 2012年8月29日02时沿图 14中直线AB垂直剖面的各物理量分布(a．θe(单位：K)和流场，b．MPV1、c. MPV2，d. MPV; 单位：10-6 m2K/(kg·s);阴影区表示同时满足MPV<0和<0的区域，下划线表示强降水区) Fig. 15 Vertical cross sections along line AB in Fig. 14 for some physical quantifies at 02:00 BT 29 August 2012(a．θe(unit:K) and stream line，b．MPV1，c. MPV2，d. MPV; unit: 10-6 m2K/(kg·s); the shaded areas represent the CSI region)

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综合以上分析，得到“布拉万”台风暴雨及其降水非对称性分布成因的物理概念模型(图 16)，台风登陆后，受西风槽冷空气侵入所导致的东西向温度和湿度梯度明显加大的影响，在台风环流的西北侧形成了一条近似南北向的能量锋区，能量锋区的湿等熵面在垂直方向上出现了明显的陡立倾斜，在能量锋区的东南侧有较强的东南气流将对流稳定的暖湿空气向能量锋区的中性稳定层结处输送，导致对流稳定度减小，气旋性涡度增大。更重要的是，由于能量锋区湿等熵面的陡立倾斜和水平风垂直切变的增强，使得台风环流西北侧的垂直涡度出现了显著增长，气旋性涡度显著增长造成的较强上升运动将能量锋区东南侧输送来的暖湿空气向上输送，从而导致了强降水的发生，即台风环流西北侧由于等熵面的陡立倾斜和水平风垂直切变加强所导致的倾斜涡度发展是暴雨发生并呈非对称性分布的主要机制。暴雨及降水的非对称性分布是涡度、散度、空气湿度和垂直速度等物理量在台风环流西北侧异常变化并呈非对称性发展的结果，在强降水区，水汽散度通量Γ表现为正值强信号，水汽螺旋度H表现为负值强信号，而在弱降水区，这两个物理量均表现为弱信号，即水汽散度通量和水汽螺旋度能够较好地描述“布拉万”台风强降水过程的发生、发展及其非对称性分布的时空特征。值得注意的是，强降水区东南侧暖湿空气在沿冷空气爬升时，强上升气流呈现出向西北倾斜的状态。大气在垂直方向上为对流稳定、在水平方向上为惯性稳定的情况下，由于气流做倾斜上升运动仍可能引发不稳定扰动的发展，这就是对称不稳定机制。根据Bennetts等(1979)的理论，MPV<0是判断气层条件性对称不稳定(CSI)的一个必要条件。程艳红等(2006a，2006b)也曾提出条件性对称不稳定的判定条件：当一个区域满足 湿位涡小于0，且满足惯性稳定和对流稳定，则该区域为条件性对称不稳定的区域。从MPV的垂直分布来看(图 15d)，暴雨区内在对流层中低层的124°—125.5°E附近确实存在着MPV的负值区，且满足惯性稳定和对流稳定条件(图 15d中的阴影区)，因此，条件性对称不稳定应该是降水得以强烈发展的一种可能的重要机制。从MPV₁和MPV₂对MPV的贡献来看，MPV的负值主要来源于MPV₂的贡献，因为强降水区MPV₁以大于0为主，条件性对称不稳定的产生必然与较强的MPV₂的负值区域有关，即较强的湿斜压性是条件性对称不稳定产生的主要原因。同时，由于条件性对称不稳定区域是弱稳定的，因此较强的MPV₁正值说明垂直涡度得到了明显增长。

图 16 “布拉万”台风暴雨形成的物理概念模型Fig. 16 Conceptual model of torrential rain formation of Typhoon Bolaven

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应用中尺度非静力模式WRF对2012年第15号台风“布拉万”在中国东北地区登陆并造成的暴雨过程进行了数值模拟，结合观测资料对模拟结果进行验证，利用模式输出的高分辨率资料，对“布拉万”台风造成的强降水及其非对称性分布的成因进行了动力诊断分析，得到如下结论：

(1)模式较好地再现了“布拉万”台风在中朝边界登陆后的发展演变过程，模拟的台风路径、中心气压和最大风速均与实况非常接近，误差较小，对降水量级和落区的模拟也比较成功，预报的50 mm以上暴雨区和100 mm以上的大暴雨区与实际降水均比较一致。

(2)“布拉万”台风登陆后，其结构出现非对称性发展，受西风槽冷空气侵入所导致的东西向温度和湿度梯度明显加大的影响，在台风中心的西北侧形成了一条近似南北向的能量锋区，相应地，相对湿度大值区、涡度大值区和较强的上升运动区也主要分布在台风中心的西北侧，与能量锋区一致，较强的台风降水也主要出现在这一区域。

(3)此次台风暴雨及降水的非对称性分布是涡度、散度、空气湿度和垂直速度等物理量在台风环流西北侧异常变化并呈非对称性发展的结果，水汽散度通量和水汽螺旋度能够较好地描述强降水过程的发生、发展及其非对称性分布的时空分布特征，在强降水区，水汽散度通量和水汽螺旋度分别表现为正值和负值强信号，而在非降水区和弱降水区，这两个物理量的绝对值都很小，表现为弱信号。

(4)湿位涡分析表明，“布拉万”台风暴雨的时空分布与对流层低层MPV₂的时空分布和倾斜涡度发展的必要条件C_d存在着较好的一致性。台风环流西北侧由于等熵面的陡立倾斜和水平风垂直切变加强所导致的倾斜涡度发展是暴雨发生并呈非对称性分布的主要强迫机制。这其中条件性对称不稳定是降水得以加强的一种重要的不稳定机制，较强的湿斜压性是条件性对称不稳定产生的主要原因。