热带气旋和夏季风是影响东亚地区的两个重要系统，二者均能导致强烈的降水过程。夏季风的活动是影响我国雨带进退最直接的原因^[1]，而热带气旋登陆带来的强降水则是我国南部沿海地区7—9月降水最重要的来源^[2]。在天气尺度上，夏季风往往体现在携带大量水汽和不稳定能量的低空急流上，强降水过程往往与这些低空急流有密切联系。海洋上发展起来的热带气旋携带巨大能量和水汽，一旦登陆也往往带来强降水。有的热带气旋登陆后可维持很长时间，给经过的地区带来大范围强降水，如台风Nina (7503)。但也有的热带气旋登陆后减弱很快，降水也非常弱，如7515号台风。实际上，热带气旋作为热带系统的一个重要成员，它与夏季风关系十分密切。研究表明^[3-5]，夏季风活动对热带气旋生成频数及强度变化有显著影响。热带气旋往往在低空有一条水汽通道与之相连^[6]，如果热带气旋登陆后仍有低空急流与之长时间相连，往往对它的陆上维持和引发强降水有利^[7-8]。研究表明^[9]，夏季风的爆发、推进和撤退是影响我国雨带变化的根本原因。梅雨期间如果南海附近有热带气旋活动并移向水汽通道时，会截断夏季风水汽向梅雨区的输送使得水汽被卷入热带气旋，从而造成梅雨中断或中止^[10]。统计结果^[11]表明，季风强的年份，影响广西的热带气旋往往偏早、偏多，季风进入热带气旋内部，对热带气旋的发展有正贡献。热带气旋与强盛夏季风均能造成强降水，而当二者相结合时，降水往往明显增幅。强热带风暴Bilis (0604) 就是热带气旋与强盛西南季风相结合的典型例子，造成华南大范围连续特大暴雨并酿成巨灾。实际上，许多热带气旋登陆都会伴随着夏季风的增强过程。然而，二者之间的相互作用对强降水的影响却研究甚少。本文利用强热带风暴Bilis (0604) 这一典型个例来研究登陆台风与夏季风的相互作用对强降水的影响。

热带气旋通常在低空有一条低空急流与之相连，向热带气旋环流输送水汽和不稳定能量。而低空急流的强弱能反映出夏季风的强弱，在水汽含量不变的条件下，低空急流越强，其水汽通量越大。

文献[8]提供了强降水和弱降水热带气旋的合成资料，即两组热带气旋个例，分别有5个样本，强降水热带气旋包括7503号、8107号、8607号、9009号、9711号；弱降水热带气旋包括7515号、9418号、9615号、0008号、0313号。两组样本的热带气旋登陆时强度、登陆地点、登陆时间及路径趋势相似但降水差异显著。利用这两组热带气旋动态合成环流资料，分析登陆热带气旋的水汽来源及两类热带气旋的水汽输送条件。

850 hPa水汽通量矢量场 (图 1) 表明，强降水热带气旋登陆后仍保持强的水汽输送，即使登陆后48 h，强的水汽输送带仍与强降水热带气旋联结。而与弱降水热带气旋联结的水汽输送通道要弱得多，且登陆后减弱明显。由此可见，由于水汽输送条件的差异，强降水和弱降水热带气旋获得的水汽供应量明显不同。

图 1

图 1. 强降水和弱降水热带气旋合成的850 hPa风场 (矢量) 和水汽通量 (阴影，单位：g·s-1·hPa-1·cm-1) (横、纵坐标代表距离台风中心的相对格点数，负数代表向西、向南；热带气旋位于坐标原点；格距为1.0°) Fig 1. Composite 850 hPa wind (vector) and water vapor flux (shaded, unit: g·s-1·hPa-1·cm-1) of strong and weak rainfall tropical cyclones (abscissa represents grid number away from the tropical cyclone center, and negative denotes westwards and southwards; tropical cyclone center is located at coordinate origin and grid space is 1.0°)

水汽是成云致雨最根本的物质条件。研究表明^[7-8]，低空急流长时间与热带气旋环流的联结对登陆热带气旋的陆上维持和造成的暴雨有重要影响，水汽输送在其中发挥了重要作用。设计一组试验来讨论夏季风和热带气旋相互作用过程中水汽输送强度变化对强降水的影响。

强热带风暴Bilis (0604)(以下简称Bilis) 是一个典型的登陆热带气旋与夏季风急流发生相互作用的个例，其大范围的强降水导致了严重灾害。许多学者对此展开了大量研究^[12-15]，在此对Bilis基本过程不再赘述。本文以Bilis为例来讨论登陆热带气旋强降水过程中夏季风和热带气旋相互作用的影响。

用非静力平衡中尺度模式WRF V2.1.2对Bilis的登陆过程进行模拟。采用单层网格，格距为25 km×25 km，模式中心点为27.5°N，117.0°E，格点数为90×68，垂直方向为σ坐标，共31层。模式区域如图 2中方框所示，以其侧边界控制水汽输送。采用WSM-3简单冰方案的微物理过程、Mellor-Yamada-Janjic湍流动能边界层方案、Kain-Fritsch对流参数化方案，侧边界为6 h时变边界。

图 2

图 2. Bilis登陆后24 h 850 hPa风场 (矢量)、水汽通量 (阴影，单位：g·cm-1·hPa-1·s-1) 及热带气旋边界 (图中矩形) 示意图 Fig 2. 850 hPa wind (vector, unit:m/s) and water vapor flux (shaded, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) 24 h after Bilis landfalling with its boundary (rectangle)

Bilis登陆后造成的强降水主要发生在2006年7月14—15日，15日最强。用NCEP/NCAR分析场作为模式初始场，以Bilis登陆前6 h，即2006年7月14日00：00(世界时，下同) 为初始时刻，积分48 h，对其登陆过程及造成的强降水进行模拟。设计多组方案，包括1个控制试验和5个敏感性试验。控制试验CTRL1：为各敏感性试验对比的基础；敏感性试验NALL：不考虑热带气旋外边界水汽输送；敏感性试验NS：不考虑热带气旋南边界水汽输送；敏感性试验NE：不考虑热带气旋东边界水汽输送；敏感性试验NN：不考虑热带气旋北边界水汽输送；敏感性试验NW：不考虑热带气旋西边界水汽输送。

后4个敏感性试验的目的在于讨论各方向水汽输送对热带气旋陆上维持及造成强降水的重要性。热带气旋边界指模式网格侧边界，通过修改不同侧边界上的水汽量来控制水汽输送的方向和大小。在各敏感性试验积分过程中，取相应侧边界上的比湿及其变化倾向为0。

分析试验CTRL1结果 (图 3) 可以看到，在0～24 h积分时段内，模拟的台风路径误差在30 km之内，24～48 h误差有所增加，积分至30～36 h误差超过120 km。由于热带气旋位置业务上根据地面图信息获得，而模拟位置是根据海平面气压和低层风层综合判断所得，二者的定位方式有一定偏差。整体来说，模拟试验能够模拟出Bilis登陆后在陆地上的移动趋势。从Bilis中心最低海平面气压来看，控制试验初始场中海平面气压与观测值有较大差距，这主要是客观分析场对Bilis强度的描述偏弱所至。但积分12 h以后，差异减少至1 hPa左右。且控制试验中Bilis登陆后强度变化趋势与观测较为吻合，此外控制试验对热带气旋在陆上维持时的环流变化特征等 (图略) 也有较好的模拟。从强降水落区 (图 4) 来看，尽管暴雨中心仍略有偏差，但控制试验基本模拟出了0～24 h粤东沿海和24～48 h粤东闽南沿海和粤西北的暴雨带。因此, 本次模拟试验较为成功，试验数据可用于敏感性试验的对比分析。

图 3

图 3. 控制试验结果与实况对比 (a) 路径, (b) 中心最低气压 Fig 3. Observations and simulated track (a) and minimal central SLP (b)

图 4

图 4. 2006年7月14—16日降水实况、试验CTRL1及试验NS 24 h降水比较 Fig 4. 24 h total rainfall observation and outputs of control and NS sensitivity experiments from 14 July to 16 July in 2006

与控制试验相比，各试验热带气旋强度均出现衰减 (图略)。其中试验NALL对低压的填塞作用最为明显。由于初始时刻热带气旋环流本身携带了大量水汽，积分18 h内气旋衰减较慢，24 h后衰减速度明显加快，48 h后衰减了7 hPa左右。

试验NS对热带气旋强度的衰减作用略小于试验NALL。积分至48 h热带气旋强度衰减6 hPa，较试验NE，NN，NW的衰减作用偏强。与试验NALL和NS相比，试验NE，NN和NW中气旋的衰减强度要弱很多。说明来自南边界的水汽输送对热带气旋维持的影响最为重要。

水汽是成云致雨的必要物质条件。当切断边界水汽供应后，热带气旋强度和降水均会受到影响。对比试验NALL和试验CTRL1的比湿以及风场环流来考察水汽截断后热带气旋环流的衰减状况。

图 5表明，在控制试验中，外界 (主要是南边界) 有水汽不断输入，Bilis环流内水汽含量很高。积分至48 h，Bilis环流附近最高比湿还能维持在18 g·kg^-1以上，尤其是Bilis西北侧的东北大风区水汽含量最高。当不考虑Bilis与外界的水汽交换时，Bilis环流水汽不断减少，积分至48 h，原水汽含量最高的热带气旋西北侧比湿下降至14 g·kg^-1左右，而西南季风通道中比湿下降至4 g·kg^-1左右。水物质大量减少，是降水减少最重要的原因。追踪干舌的发展，发现均从热带气旋区域的入流开始，沿着流线向热带气旋环流内陆逐渐伸展，其中南边界干舌伸展速度最快，这与西南季风的强劲风速相关。其次是北边界西部，截断此处的入流水汽大大减少热带气旋西北侧的水汽含量。

图 5

图 5. 试验CTRL1与试验NALL 850 hPa比湿 (阴影) 与风场 (矢量) 对比 Fig 5. 850 hPa specific humidity (shaded) and wind (vector) of CTRL1 and NALL experiments

对比二者Bilis环流风场 (图略) 可以发现，截断边界水汽后，Bilis环流结构逐渐发生变化。随着积分时间的增加，Bilis环流由典型的气旋性逐渐演变为明显的切变特征。其次，风速大小分布也发生变化。切断水汽后，Bilis东南侧的西南 (偏南) 风上游风速减小、下游风速加大，表现出风速辐散的变化。而Bilis西北侧的偏东北风也有所减小。

试验NALL与试验CTRL1位温之差沿热带气旋中心的南北垂直剖面图 (图略) 表明，不考虑热带气旋外边界水汽输送时，随着积分时效的增加，从低层至高层的位温差逐渐增加，尤其以近地面层最为显著。即截断外界水汽引起的加热减弱主要出现在低层，其次是中层。由于中低层大气水汽含量最大，因此，中低层的加热减弱主要是因为中低层边界暖湿气流被截断，而中高层的加热减弱则与水汽的垂直输送和潜热释放减弱有关。暖心是热带气旋结构最重要的特征之一。因此截断各边界水汽的交换会使得热带气旋暖心结构减弱明显，这与图 5中热带气旋环流结构发生改变这一结论是一致的。

对比试验CTRL1和试验NALL中24 h累积降水 (图 4) 发现，积分至24 h，陆地上降水分布整体上比较相似，但水汽截断后沿海地区降水有所减弱，而海洋上强降水范围大大缩小。这是因为24 h内边界水汽被截断后热带气旋外围开始先受影响，然后逐渐影响至热带气旋环流内部。积分至48 h降水差异显著。首先，强降水区域范围明显缩小，其次，沿海强降水带消失，同时湖南、广东和广西交界处的强降水中心也减弱明显，其强降水区位于广东中北部——试验CTRL1两个雨带中间。这与水汽截断后热带气旋环流的结构发生变化有关。表明当边界水汽的输送会影响强降水的范围、强度，同时水汽交换也会影响到热带气旋结构的变化从而影响强降水的落区。

逐个边界考察水汽交换对降水的影响发现，南边界水汽交换对降水影响最为明显。当南边界水汽截断后沿海地区的强降水几乎消失，而当截断其他某边界水汽时沿海强雨带仍然存在。因此，南边界源源不断的水汽输送是沿海地区强降水的必要条件。而截断北边界水汽时，广东、广西和湖南三省交界处的强降水区消失。表明该区域强降水需要的水汽来自热带气旋环流西北侧东北风的输送。

因此，边界水汽输送对热带气旋强度、结构以及降水有非常重要的影响。水汽输送为热带气旋环流输送成云致雨最基本的水物质，降水释放的凝结潜热向上输送有利于Bilis环流暖心结构的维持。尽管Bilis由于地面摩擦导致强度减弱，但边界持续、充足的水汽供应，使得低层以上的残涡得以维持很长时间，从而造成连续性的强降水。而一旦截断了外界的水汽供应，气旋环流内部因降水消耗导致水汽减少，从而降水减少，这使得Bilis暖心结构被破坏，环流结构随之改变。原螺旋雨带上活跃的中小尺度系统也明显减弱，相应地，降水强度下降、维持时间缩短。

当水汽含量不变时，增加季风急流风速会使得其水汽通量 (V·q/g) 增加。下面利用一组数值试验在其他条件不变的情况下，考察当季风的水汽通量强度改变时登陆台风暴雨强度及分布的响应。

用非静力平衡中尺度模式WRF V2.1.2对Bilis的登陆过程进行模拟。采用双重嵌套网格，格距分别为36 km和12 km，模式中心点为26°N，114°E，格点数分别为100×90和208×175，垂直方向采用σ坐标，共31层。采用WSM-3简单冰方案的微物理过程、Mellor-Yamada-Janjic湍流动能边界层方案、Kain-Fritsch对流参数化方案，侧边界为6 h时变边界。

用1°×1°的NCEP分析场作为模式初始场，以Bilis登陆前6 h，即2006年7月14日00：00为初始时刻，积分48 h，对其登陆并造成的强降水过程进行模拟。

设计一组试验，包括1个控制试验和2个敏感性试验。控制试验CTRL2：为各敏感性试验对比的基础；敏感性试验SMON：加强季风急流风速试验；敏感性试验WMON：减弱季风急流风速试验。

在敏感性试验中，利用卢咸池等^[16]提出的Legendre滤波方法，来加强和减弱季风急流风速。即采用Legendre球谐函数对初始场进行波谱分析，通过不同的波谱截断得出初始场中的高频和低频谱 (其中高频谱对应着中小尺度场、低频谱对应大尺度场)，然后将高、低频波谱作一定的处理再进行重新组合。孟智勇等^[17]用此方法成功改变了中纬度西风槽强度。据此，纬向取6波截断，将初始时刻开始至48 h后的所有时刻原始NCEP/NCAR再分析资料风场分解为中小尺度场A_H和大尺度场A_L。初始场A=A_H+A_L。图 6给出2006年7月14日00：00 850 hPa风场及分解得到的大尺度场 (图 6b) 和中小尺度场 (图 6c)。可以看到，大尺度场反映了背景场的基本环流，而中小尺度场基本反映出了热带气旋的环流信息，此外，位于南海附近的季风中小尺度扰动也较为明显。在季风加强试验SMON中，10°～18°N，108°～130°E范围内，将500～1000 hPa层次的中小尺度场u，v均乘1.5。在季风减弱试验WMON中，则乘0.1。对修改后的短波场做多次九点平滑得到A′_H，最终的模式初始场为A′=A′_H+A_L。由图 6中初始时刻试验SMON (图 6d) 和WMON (图 6e) 经过处理后的850 hPa风场对比可以看出，季风加强处理后，西南季风通道风速加大，而季风减弱处理后，西南季风通道风速减弱，达到了试验方案要求。将修改后风场资料作为初始资料再处理成WRF需要的初始场和边界。

图 6

图 6. 2006年7月14日00：00 850 hPa原始风场 (a)、分解的大尺度风场 (b)、中小尺度风场 (c) 以及试验SMON初始风场 (d) 和试验WMON初始风场 (e) Fig 6. 850 hPa initial winds (a), decomposed large-scale winds (b), decomposed meso-and micro-scale winds and initial winds in SMON (d) and WMON (e) at 0000 UTC 14 Jul 2006

试验CTRL2结果 (图略) 表明，Bilis的路径、强度变化趋势以及环流变化特征基本能够较好地模拟出来，而且此次过程的两个强降水落区也能较好地模拟出来 (降水强度模拟偏弱)。因此，试验CTRL2结果可用于各敏感性试验的对比分析。

在季风加强试验SMON中，Bilis强度均有所增加 (中心海平面气压降低)，而在季风减弱试验WMON中，Bilis强度减弱。从各试验24 h累积降水量 (图 7) 来看，敏感性试验与控制试验降水分布比较相似，但降水极值有所变化。在季风增强试验SMON中，陆地上降水最大值178.5 mm出现在福建沿海地区，较试验CTRL2的153.2 mm有所增强，而第2天的降水极值出现在广东、湖南交界处，为281.9 mm，也较试验CTRL2的267.7 mm有所增加。而当积分减弱后 (试验WMON)，其陆地降水极值均减小。表 1给出各试验每天降水超过100 mm和200 mm的强降水格点数，可以看出，季风加强 (减弱) 后，其相应的强降水格点数也增加 (减少)，其中极端强降水 (超过200 mm) 的格点数增加 (减小) 显著。

图 7

图 7. 试验CTRL2、试验SMON及试验WMON 24 h累积降水量 Fig 7. 24 h accumulated rainfall of CTRL2, SMON and WMON

表 1

表 1 控制试验CTRL2和敏感性试验SMON, WMON 24 h最大降水量和强降水格点数 Table 1 Maximal 24 h accumulated rainfall heavy rain grid number in the numerical experiments 试验 0～24 h 24～48 h 降水量/mm 超过100 mm格点数 超过200 mm格点数 降水量/mm 超过100 mm格点数 超过200 mm格点数 CTRL2 153.2 1142 3 267.7 2297 113 SMON 178.5↑ 1186↑ 12↑ 281.9↑ 2367↑ 179↑ WMON 143.5↓ 979↓ 0↓ 215.8↓ 1530↓ 7↓ 注：↑表示增加，↓表示减少。

表 1 控制试验CTRL2和敏感性试验SMON, WMON 24 h最大降水量和强降水格点数 Table 1 Maximal 24 h accumulated rainfall heavy rain grid number in the numerical experiments

在水汽含量不变的情况下，风速的改变会导致水汽输送强度 (V·q/g) 的变化。积分至36 h各试验的850 hPa水汽通量图表明 (图略)，试验CTRL2中，Bilis西北象限的水汽通量最大值在35～45 g·s^-1·hPa^-1·cm^-1之间，季风风速增强 (试验SMON) 后，该区域水汽通量超过35 g·s^-1·hPa^-1·cm^-1的区域扩大，且最大值超过45 g·s^-1·hPa^-1·cm^-1；而季风减弱 (试验WMON) 后，该区域水汽通量明显减弱，几乎均在35 g·s^-1·hPa^-1·cm^-1以下，而且热带气旋东半圆的最大水汽输送通道强度也出现较明显减弱。

因此，水汽含量不变时，季风急流的风速加大 (减小)，会导致向热带气旋环流内输送水汽的强度增加 (减小)，有利于热带气旋强度的增强 (减弱)，从而引起热带气旋环流内降水强度增强 (减弱)、强降水范围扩大 (缩小)。

当季风爆发或增强时，往往会产生强降水。若此时有台风移到季风通道中，必然会对降水产生影响。研究表明，强盛季风对这次强降水过程有重要影响，那么Bilis的存在对强降水的强度和分布有何影响，下面利用一组数值试验来简要讨论这一问题。

在控制试验CTRL3基础上，设计1个敏感性试验NOTC来研究Bilis对季风以及强降水过程的影响。试验CTRL3方案与本文第3章中的方案相同。将初始风场、高度场、温度场和相对湿度场分解为中小尺度场A_H和大尺度场A_L。初始场A=A_H+A_L。在中小尺度场200～1000 hPa的热带气旋环流 (16°～33°N，110°～128°E) 中，热带气旋中心格点上要素值乘0.1，随着距离热带气旋中心距离的增加，所乘系数线性增加，至环流最远的点乘0.4。为了减少修改边界的不连续性，对修改后的短波场做多次九点平滑得到A′_H，最终的模式初始场为A′= A′_H+A_L。850 hPa原始分析风场和经过滤波后的风场对比 (图略) 结果表明，滤波后的初始场中热带气旋涡旋的信息几乎被滤去了，达到预定目标，可用于试验。

试验CTRL3与试验NOTC对比分析结果 (图略) 表明，滤去气旋后，降水发生明显变化。0～24 h热带气旋登陆点附近及北侧的强降水几乎消失；24～48 h强降水雨带出现在福建和广东东部沿海一带，即出现在季风急流通道附近，但降水强度要弱、范围也缩小，同时试验CTRL3中内陆广东、广西和湖南三省交界处的特大暴雨区在试验NOTC中已减弱为大雨区。另外，消除气旋后，降水极值明显减弱，最大24 h降水量减弱近一半。而出现强降水格点数减少更为明显，第1天和第2天出现100 mm以上降水的格点数分别减少93%和84%。

分析风场发现，控制试验中热带气旋环流与季风急流叠加致使沿海急流核风速超过25 m·s^-1，而气旋西北象限也有15 m·s^-1以上的大风区。而消除气旋后，华南沿海急流减弱至15～20 m·s^-1。这导致水汽的输送明显减弱，同时强降水主要发生在西南急流区附近，而内陆地区降水明显减弱。

热带气旋环流内的中小尺度系统的发展往往是造成特大暴雨的直接原因^[18-22]。试验CTRL3中，Bilis登陆后，呈螺旋分布的正的涡度带逐渐演变为东北—西南向的椭圆形分布，其中分布着很强的高涡块，最大值超过12×10^-4s^-1。而在消除台风 (试验NOTC) 后，季风槽右侧急流轴上的涡度带与控制试验相比弱得多，均在3×10^-4s^-1以下。

采用动态合成分析方法，对登陆后造成强降水和弱降水的两类热带气旋的季风及水汽输送特征进行对比。针对登陆后造成大范围强降水的强热带风暴Bilis (0604) 进行模拟，并设计多组试验讨论夏季风与登陆热带气旋的相互作用对降水的影响。结果表明：

1) 西南低空急流是登陆热带气旋的主要水汽输送带。登陆后造成强降水的热带气旋与一支强劲的西南急流长时间联结。而与登陆造成弱降水的热带气旋相连的西南气流往往较弱，且登陆后这种联结发生断裂。

2) 强盛季风通过低空急流向热带气旋环流输送水汽和不稳定能量，对登陆热带气旋的维持和强降水十分有利。数值试验表明，外界水汽输送条件对登陆热带气旋结构、降水强度及落区有明显影响。外界的水汽供应为热带气旋环流提供成云致雨必需的水物质，有利于热带气旋气旋性环流及强度的维持。当水汽输送被截断后，热带气旋气旋性结构被破坏，降水强度减弱、范围明显缩小，落区也明显改变。分析热带气旋热力结构发现，充沛的水汽输送有助于热带气旋环流中的强对流活动，增加降水量，而对流活动中水汽凝结、潜热释放有利于热带气旋暖心结构和强度的维持。与其他边界相比，南边界水汽输送对热带气旋维持及降水影响最为显著。

3) 季风急流中水汽通量的改变对热带气旋登陆造成的降水也有一定影响。数值试验中，采用Legendre球谐函数对初始场进行波谱分析，对中小尺度场中季风通道改变其风速来增强 (减小) 水汽通量，发现整体上强降水的空间分布相差不大，但极端强降水强度增加 (减弱)、暴雨区有所扩展 (收缩)。其中极端强降水 (超过200 mm) 的格点数增加 (减小) 显著。

4) 季风爆发时往往带来暴雨过程，而热带气旋进入季风通道后会对暴雨强度和落区产生明显影响。数值试验表明，热带气旋的存在，其低层强辐合、强风速的结构特征加强了水汽和不稳定能量的输送和聚集，热带气旋的移动改变了大气中水汽和不稳定能量的分布，同时热带气旋自身独特的结构能为强降水提供有利的动力条件，从而对暴雨强度和分布产生重要影响。