梁軍，叢春華，張勝軍，張黎紅，賽瀚

(1. 大連市氣象臺，遼寧 大連 116001； 2. 山東省氣象臺，山東 濟南 250031； 3. 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081)

變性臺風“麥德姆”(1410)環(huán)流中的鋒生現(xiàn)象及其對降水的影響

梁軍1，叢春華2，張勝軍3，張黎紅1，賽瀚1

(1. 大連市氣象臺，遼寧 大連 116001； 2. 山東省氣象臺，山東 濟南 250031； 3. 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081)

利用中國氣象局熱帶氣旋年鑒、FY-2D(0.1°×0.1°)云頂亮溫、逐時自動氣象站降雨量、常規(guī)觀測資料和NCEP/NCAR再分析資料，運用鋒生函數(shù)對臺風“麥德姆”(Matmo，1410)影響遼東半島和山東半島期間的降水特征進行了診斷分析。結果表明：1)Matmo影響遼東半島和山東半島期間，其低壓環(huán)流與西風帶高空槽相互作用，在其西側和東北側分別有冷鋒和暖鋒鋒生，兩條鋒帶均向東移。強鋒生區(qū)首先在低層生成，隨后盡管高空鋒區(qū)向下延伸，但并未與低層冷鋒重合，低層冷鋒鋒生強度減弱。2)山東半島和遼東半島的降水均發(fā)生在臺風低壓環(huán)流的鋒生過程中，但山東半島的降水明顯多于遼東半島。這與鋒生強度密切相關，遼東半島的鋒生強度和垂直運動較山東半島明顯偏弱。3)強降水與臺風環(huán)流內(nèi)冷、暖平流活動密切相關，冷暖平流交匯之處對強降水有較好的示蹤作用。山東半島始終處于冷暖平流交匯處，其西側斜壓不穩(wěn)定加強，上升運動發(fā)展，強降水出現(xiàn)在冷鋒帶上暖平流區(qū)內(nèi)；而遼東半島由冷平流轉為暖平流時，對流運動向其東北方向發(fā)展，強降水位于遼東半島東北部。

臺風； 降水； 變性過程； 鋒生

引言

熱帶氣旋(tropical cyclone, TC)暴雨具有較明顯的非對稱結構[1]，β效應是其重要影響因素之一[2]。臺風登陸前后螺旋雨帶斷裂[3]、登陸后下墊面的摩擦和地形抬升等作用[4-5]使臺風降水分布非對稱性更加明顯。登陸浙閩的臺風最大降水中心主要出現(xiàn)在登陸點的北到東北側[6]，這與浙閩沿海東北至西南走向的山脈有關。臺風降水的分布還與其本身的強度密切相關[7]。通常情況下，強度較強的臺風最大降水出現(xiàn)在其右前側，強度較弱的則出現(xiàn)在其左前側，且具有更明顯的非對稱性[7]。而對于北上TC，由于與中緯度系統(tǒng)的相互作用，臺風結構變化明顯，其風雨分布就更為復雜。此間垂直風切變的加大[8-9]、冷空氣的入侵[10-13]、活躍的中尺度系統(tǒng)[14-16]等因素均可使臺風降水分布發(fā)生復雜變化。不僅路徑相似的臺風，其所經(jīng)地區(qū)的降水可能存在較大差異[6,17-18]，即使是同一臺風的不同地區(qū)的降水分布也存在明顯不同，往往造成臺風暴雨落區(qū)預報的較大偏差，至今仍是預報中的難題。尤其是北上至渤海、渤海海峽和黃海北部的臺風，由于其個數(shù)少、且常常變性減弱，針對性研究不多，但其風雨影響嚴重，預報和服務要求高，此類臺風降水分布的研究亟需深入。

2014年的1410號臺風(Matmo，麥德姆)就是一個登陸我國北上影響環(huán)黃渤海地區(qū)并造成顯著不均勻降水的例子(圖1)。該臺風7月24日夜間開始影響山東半島(四邊形區(qū)域)和遼東半島(三角形區(qū)域)，山東半島出現(xiàn)大暴雨，其東北部的成山頭(37.4°N，122.7°E)日雨量最大，為163 mm；而同時期遼東半島西北部地區(qū)的降水量不足10 mm，其他地區(qū)為20～40 mm，基準站最大日雨量出現(xiàn)在大連(38.9°N，121.6°E)，為38 mm，僅有一個海島自動氣象站(39.1°N，123.1°E)日雨量達到暴雨量級，為93 mm(圖1b)。遼東半島與山東半島僅相隔約160 km，與影響臺風中心相距160～450 km，但兩地降水差異如此顯著(圖1c)，這其中的物理過程值得探討。本文利用NCEP/NCAR再分析資料、常規(guī)觀測資料、FY-2D每小時一次的0.1°×0.1°云頂亮溫(TBB)資料及逐時自動氣象站降雨量資料，對Matmo影響下遼東半島和山東半島降水強度和分布的差異特征進行分析。

圖1 臺風Matmo的路徑(a；臺風位置間隔6 h，三角形和四邊形區(qū)域分別為遼東半島和山東半島地區(qū))，2014年7月24日20時—25日20時降水量(b；單位：mm)，以及臺風影響期間中心海平面氣壓和大連、成山頭的逐時雨量(c；橫坐標上的粗線段為山東半島強降水時間)Fig.1 Tracks of typhoon Matmo(a;The interval of Typhoon location is 6 h;Triangular and quadrilateral regions are Liaodong Peninsula and Shandong Peninsula respectively),and rainfall amount from 20:00 BST 24 to 20:00 BST 25 July 2014(b;units:mm),as well as the central sea level pressure during typhoon impact and hourly precipitation of Dalian and Chengshantou(c;Thick line segments in abscissa indicate the strong precipitation time in Shandong Peninsula)

1 Matmo登陸活動和降水特征

Matmo于2014年7月17日生成于菲律賓以東的洋面上，在向西北方向移動的過程中加強為強臺風。23日04時(北京時，下同)穿過臺灣島后減弱為臺風，并于16時在福建南部登陸，強度減弱為強熱帶風暴，之后向偏北方向移動，24日08時后經(jīng)江西東北部進入安徽，逐漸轉向東北偏北方向移動，進入江蘇境內(nèi)，并于25日10時在連云港東部再次入海后向東北方向移動，18時穿過山東半島東北部的成山頭進入黃海北部，于26日08時在朝鮮半島北部停止編號(圖1a)。24日08時至停編前，Matmo強度為熱帶風暴。受其影響，自24日20時起，山東半島和遼東半島的臺風降水開始。山東半島出現(xiàn)大暴雨，而遼東半島大部分地區(qū)雨量為20～40 mm(圖1b)。

從TBB的分布(圖2)可以看出，Matmo登陸初期(圖2a)，臺風主體云系明顯減弱，分布呈橢圓形，強對流云區(qū)主要分布在臺風中心南側。此時，40°N附近有一條東北—西南向的高空槽前云帶。24日20時(圖2b)，臺風云系與西風槽前云帶合并，強對流云系向臺風北部發(fā)展，外圍云系已影響到山東半島和遼東半島。之后，北部的云帶發(fā)展(圖2c)，受其影響，山東半島東北部已出現(xiàn)短時強降水，而遼東半島仍處于反氣旋環(huán)流內(nèi)(圖3d)，其逐時雨量多不足1 mm；此時，臺風南部的云系趨于松散，這與臺風東南部的副熱帶高壓(以下簡稱“副高”)向西南側伸展，與東移的大陸高壓趨于合并，臺風與副熱帶暖濕輸送帶被切斷有關。25日08時(圖2d)，臺風東北方向云帶繼續(xù)發(fā)展，其南部云帶明顯減弱，不對稱結構更加明顯；山東半島對流發(fā)展，再次引發(fā)短時強降水，而遼東半島的逐時雨量大多不超過3 mm。隨后，臺風東北部發(fā)展的中尺度對流云團移至遼東半島東部(圖2e)，山東半島的降水逐漸停止，遼東半島的降水開始加強。25日14時開始(圖2f)，臺風南部的螺旋云系逐漸消散，與其連接的東北側云帶斷裂，東北側的中尺度云團強度減弱，僅在遼東半島維持3 h，降水普遍偏弱。

分析表明，Matmo北上期間，云系由基本對稱演變?yōu)榉菍ΨQ斜壓結構，中尺度對流云團在其東北側發(fā)展，降水分布具有明顯的不對稱性，但同樣位于臺風北側，山東半島的降水量明顯多于遼東半島。

圖2 2014年7月24日08時(a)、24日20時(b)、25日02時(c)、25日08時(d)、25日12時(e)、25日14時(f)臺風Matmo的TBB分布(單位：℃)Fig.2 TBB distributions of typhoon Matmo at 08:00 BST 24(a),20:00 BST 24(b),02:00 BST 25(c),08:00 BST 25(d),12:00 BST 25(e) and 14:00 BST 25(f) July 2014(units:℃)

2 山東半島和遼東半島降水條件的差異分析

2.1 大尺度環(huán)流背景和臺風變性過程

Matmo登陸北上影響遼東半島(圖3中的三角形區(qū)域)和山東半島(圖3中的四邊形區(qū)域)期間，副高穩(wěn)定在日本海南部(圖3a-c)，華北南部有明顯的西風槽東移。隨著西風槽的東移和臺風的北上，Matmo逐漸靠近高空急流(圖3b、c)，西風帶冷空氣逆時針卷入臺風西部(圖3d-f)，形成東暖濕西干冷的熱力結構。此時臺風已經(jīng)變性，臺風東部351 K的暖氣團與其西側336 K和北側333 K的冷氣團之間相當位溫等值線逐漸密集(圖3d)，在Matmo的西側和東北側，分別形成東北西南向和近東西向的鋒帶。至25日14時(圖3e)，西側冷空氣加強，逆時針侵入暖氣團，形成一條過臺風中心近南北向伸展的鋒帶，其上的相當位溫等值線更加密集，具有明顯的冷鋒鋒生特征(圖3e中臺風西側粗箭頭)；臺風東北部的鋒帶上南側暖氣團向北側冷氣團爬升，具有暖鋒的特點(圖3e中臺風北側粗箭頭)；降水期間，山東半島始終位于冷鋒帶上，遼東半島則由冷鋒鋒帶轉入暖鋒鋒帶?？梢娫谂_風Matmo變性過程中其環(huán)流內(nèi)出現(xiàn)了中尺度冷鋒和暖鋒鋒生現(xiàn)象。但兩條鋒區(qū)并未相向而行(圖3e、f)，形成環(huán)繞臺風中心的環(huán)狀鋒生現(xiàn)象[13]，故Matmo變性過程中沒有出現(xiàn)溫帶氣旋在鋒面上強烈發(fā)展過程。

圖3 2014年7月25日08時(a)、14時(b)、20時(c)300 hPa高度場(實線，單位：gpm)和溫度場(虛線，單位：K)(填色表示風速≥20 m/s)；08時(d)、14時(e)、20時(f)850 hPa風矢量場和相當位溫場(單位：K；填色表示6 h降水量≥15 mm，間隔15 mm)；08時(g)、14時(h)、20時(i)相當位溫(實線，單位：K)過臺風中心的經(jīng)向垂直剖面和垂直流場(填色表示渦度≥6×10-5 s-1)(三角形和四邊形區(qū)域分別為遼東半島和山東半島地區(qū)；圓點為臺風中心)Fig.3 Geopotential height(solid lines;units:gpm) and temperature(dashed lines;units:K) fields at 300 hPa(Shaded areas indicate wind speed ≥ 20 m/s) at 08:00 BST(a),14:00 BST(b) and 20:00 BST(c) 25 July 2014;Wind vectors and equivalent potential temperature(units:K) fields at 850 hPa(Shaded areas indicate 6 h accumulated precipitation ≥15 mm,with 15 mm interval) at 08:00 BST(d),14:00 BST(e) and 20:00 BST(f) 25 July 2014;Meridional vertical profiles of equivalent potential temperature(solid lines;units:K) through the typhoon center and vertical flow field(Shaded areas indicate vorticity ≥6×10-5 s-1) at 08:00 BST(g),14:00 BST(h) and 20:00 BST(i) 25 July 2014(Triangular and quadrilateral regions are Liaodong Peninsula and Shandong Peninsula respectively;The dot is the typhoon center)

由于遼東半島和山東半島的降水主要受臺風北側鋒區(qū)影響，因此過臺風中心做相當位溫和垂直流場的經(jīng)向剖面(圖3g-i，垂直風矢量由經(jīng)向風v與-100×ω合成)，進一步分析臺風環(huán)流內(nèi)的中尺度鋒生對兩個半島降水的影響。2014年7月25日08時(圖3g)，35～40°N之間700 hPa以下已有冷空氣，遼東半島(38～40°N)低層為冷空氣控制，大氣層結穩(wěn)定，為下沉運動區(qū)；而臺風中心附近至37°N的山東半島南部地區(qū)已存在θe等值線密集區(qū)，Matmo上空200～850 hPa之間向下伸展的暖舌與其北側中低層的冷空氣所形成的高空鋒區(qū)也逐漸加強，鋒生作用加強了該區(qū)域的上升運動，-6×10-3hPa·s-1的上升運動中心由6 h前的700 hPa伸展至250 hPa，鋒區(qū)上有整層上升運動區(qū)和正渦度區(qū)，山東半島對流發(fā)展旺盛；此時成山頭的12 h降水量近100 mm，大連南部地區(qū)的12 h降水量僅10 mm左右。25日14時(圖3h)，由于臺風的北移，臺風北側鋒區(qū)移至山東半島北部，鋒區(qū)上600 hPa以下已轉為下沉氣流，山東半島的強降水逐漸停止；此時，39～40°N附近遼東半島低層的上升運動開始加強(向上箭頭增長)，其南部和東部的小時雨量由1～2 mm增至5 mm左右。25日20時(圖3i)，臺風更加靠近高空槽，354 K等值線從6 h前的500 hPa下伸至700 hPa，鋒區(qū)上的等值線更加密集和陡立，垂直渦度持續(xù)發(fā)展，39°N附近遼東半島上空整層為上升運動區(qū)，遼東半島降水增強，大連東部的自動氣象站(39.1°N，123.1°E)6 h雨量近60 mm；此時，山東半島(36～38°N)低層已為冷氣團控制，層結趨于穩(wěn)定，為下沉運動區(qū)，降水停止。之后，鋒區(qū)東移，遼東半島轉入下沉運動區(qū)，鋒生強度減弱，逐漸轉為鋒消區(qū)，降水完全停止。

由此可見，兩個半島的降水與臺風環(huán)流中的中尺度鋒生過程密切相關。Matmo影響期間，山東半島處于臺風環(huán)流的鋒帶上，且位于西風槽前高空急流出口區(qū)的上升運動區(qū)與冷鋒前的上升運動區(qū)，鋒生強度和垂直運動較遼東半島明顯偏強。

2.2 臺風環(huán)流內(nèi)的鋒生分析

上述分析表明，Matmo環(huán)流西側和東北側分別具有冷鋒和暖鋒鋒生特征，山東半島和遼東半島的降水均發(fā)生在臺風低壓環(huán)流內(nèi)鋒生過程中。

以u、v表示水平風速的緯向和經(jīng)向分量，θse表示假相當位溫，在p坐標系中略去非絕熱加熱項后，鋒生函數(shù)[19-20]為：

(1)

(2)

Fn=Fn1+Fn2+Fn3

(3)

2014年7月25日08時，冷空氣已侵入臺風環(huán)流，θse等值線密集帶分別位于山東半島東部和朝鮮半島北部(圖3d)，相應地兩個區(qū)域出現(xiàn)鋒生函數(shù)大值中心(圖4a)，強度分別約為30×10-10K·m-1·s-1和84×10-10K·m-1·s-1。即臺風環(huán)流內(nèi)北側鋒生強度明顯偏強，而遼東半島處于2個大值中心之間區(qū)域，鋒生強度不足6×10-10K·m-1·s-1，12 h降水量僅10 mm左右，山東半島處于西側冷鋒上，其鋒生函數(shù)中心值為30×10-10K·m-1·s-1，位于臺風北側冷暖風的交匯處，附近出現(xiàn)強降水區(qū)(圖4a中填色區(qū))，該地區(qū)降水增幅持續(xù)5 h。至25日14時(圖4b)，隨著華北西風槽后冷空氣東南移，位于山東半島鋒區(qū)的南段逐漸加強，北段迅速減弱，位置略向東移；同時，北移的Matmo偏南暖濕氣流與東北地區(qū)向西南擴散的干冷空氣在朝鮮半島北部形成輻合，鋒生明顯加強；相應山東半島強降水中心東移，仍出現(xiàn)在冷風與暖風交匯的鋒區(qū)上，逐漸靠近北側鋒區(qū)西段。25日20時(圖4c)，山東半島鋒區(qū)向東移出，其鋒生作用減弱，而遼東半島南部的大連已為鋒消區(qū)。強降水區(qū)出現(xiàn)臺風東北側暖鋒帶上。可見Matmo影響期間，遼東半島的鋒生作用較山東半島明顯偏弱。

圖4 2014年7月25日08時(a)、14時(b)、20時(c)850 hPa鋒生函數(shù)場(等值線；單位：10-10 K·m-1·s-1)和6 h累計雨量(填色表示雨量≥15 mm)(圓點為臺風中心)Fig.4 Frontogenesis function(contours;units:10-10 K·m-1·s-1) fields at 850 hPa and 6 h accumulated rainfall(Shaded areas indicate rainfall ≥15 mm) at 08:00 BST(a),14:00 BST(b) and 20:00 BST(c) 25 July 2014(The dot is the typhoon center)

2.3 臺風環(huán)流內(nèi)熱力條件分析

上述分析表明，Matmo影響山東半島和遼東半島期間，鋒生強度的變化直接影響了兩地的降水強度，但強降水落區(qū)只出現(xiàn)在鋒生帶附近的一定位置，這與臺風低層環(huán)流中的冷暖平流密切相關[21-22]。

2014年7月25日02時(圖5a)，Matmo(圖中圓點)東部為暖平流大值中心，在偏南風的輸送下，山東半島暖平流逐漸加強，西風槽后的冷平流已移至其西側，山東半島位于暖平流區(qū)域，已出現(xiàn)較強降水。隨著臺風的北移(圖5b)，山東半島附近的冷、暖平流均明顯加強，但此時遼東半島由西南風轉為東北風，受冷平流控制，降水不明顯，而山東半島位于強暖平流與冷平流中心之間區(qū)域，強降水仍維持。25日14時(圖5c)，臺風北移靠近山東半島，遼東半島暖平流加強，暖平流大值中心位于山東半島東北部洋面上，呈緯向分布；同時冷平流持續(xù)卷入臺風環(huán)流南側，故山東半島仍位于冷暖平流交匯之處，強降水維持。此時遼東半島由之前的冷平流轉為暖平流，對流不穩(wěn)定度加大，其南部大連站25日11—15時持續(xù)出現(xiàn)降水增幅。此后，臺風穿過山東半島成山頭移至黃海北部洋面上(圖5d)，其東部仍有強暖平流向臺風環(huán)流東北部鋒面上輸送，但降水區(qū)相對于遼東半島偏東。而山東半島已為冷平流影響區(qū)，降水停止。由此可見，Matmo變性過程中低層環(huán)流伴隨著冷、暖平流的活動，冷暖平流交匯之處對強降水有較好的示蹤作用，這也揭示了強降水落區(qū)在鋒面的一定區(qū)域出現(xiàn)。

圖5 2014年7月25日02時(a)、08時(b)、14時(c)、20時(d)700 hPa風矢量場、850 hPa溫度平流(等值線；單位：10-5 K·s-1)和6 h累計雨量(填色表示雨量≥15 mm)(圓點為臺風中心)Fig.5 Wind vector fields at 700 hPa,temperature advection(units:10-5 K·s-1) at 850 hPa,and 6 h accumulated rainfall(Shaded areas indicate rainfall ≥15 mm) at 02:00 BST(a),08:00 BST(b),14:00 BST(c) and 20:00 BST(d) 25 July 2014(The dot is the typhoon center)

3 結論

本文診斷了北上臺風Matmo臺風環(huán)流內(nèi)鋒生過程及其三維結構，分析了Matmo影響下遼東半島和山東半島降水分布差異的特征，得到以下結論：

1)Matmo影響兩個半島期間，其低壓環(huán)流與西風帶高空槽相互作用，卷入的冷空氣與臺風環(huán)流的暖濕空氣相互作用，在其環(huán)流內(nèi)形成中尺度冷鋒和暖鋒。山東半島和遼東半島的降水均發(fā)生在臺風低壓環(huán)流的鋒生過程中。

2)兩個半島降水強度的差異與Matmo環(huán)流內(nèi)的鋒生強度相關。影響期間，遼東半島的鋒生強度和垂直運動較山東半島明顯偏弱，降水量也明顯小于山東半島。

3)強降水落區(qū)與臺風低層冷、暖平流活動密切相關。冷暖平流交匯之處鋒生明顯,對強降水有較好的指示作用。

遼東半島和山東半島降水強度差異的對比研究表明，即使TC的變性環(huán)境以及變性階段相同，相鄰地區(qū)的降水也不盡相同。Matmo低層環(huán)流內(nèi)鋒生強度及冷、暖平流活動，對強降水落區(qū)有較好的指示意義。

[1] 陳聯(lián)壽，丁一匯.西太平洋臺風概論[M].北京：科學出版社，1979: 305-310，331-333，462-474.

[2] Chen L S, Luo Z X. The impact of the eastward shifting of dipole system over large-scale terrain on tropical cyclone tracks[J]. Adv Atmos Sci, 2002,19(6):1069-1078.

[3] 丁治英，王勇，沈新勇，等.臺風登陸前后雨帶斷裂與非對稱降水的成因分析[J].熱帶氣象學報，2009，25 (5):513-520.

[4] Cangialosi J. A numerical study of the topographic effects on the structure and rainfall in hurricane Georges(1998) [D]. Florida: University of Miami,2004.

[5] 岳彩軍. “海棠”臺風降水非對稱分布特征成因的定量分析[J].大氣科學，2009，33(1):51-70.

[6] 張建海，于忠凱，何勇.兩個路徑相似臺風暴雨過程的模擬分析[J].熱帶氣象學報，2010，26(4): 390-400.

[7] Lonfat M, Marks F D Jr, Chen S S. Precipitation distribution in tropical cyclones using the tropical rainfall measuring mission(TRMM) microwave imager: A global perspective[J].Mon Wea Rev, 2004,132(7):1645-1660.

[8] Chen S Y, Knaff J A, Marks F D Jr. Effects of vertical wind shear and storm motion on tropical cyclone rainfall asymmetries deduced from TRMM[J].Mon Wea Rev,2006,134(11):3190-3208.

[9] 石順吉，余錦華，張大林.熱帶風暴Bilis(2006)登陸期間一波非對稱降水分布成因的探討[J].熱帶氣象學報，2009，28(1):34-42.

[10] Harr P A, Elsberry E L.Extratropical transition of tropical cyclones over the western North Pacific. PartⅠ: Evolution of structural characteristics during the transition process [J].Mon Wea Rev, 2000,128(8):2613-2633.

[11] Klein P M, Harr P A, Elsberry R L. Extratropical transition of western North Pacific tropical cyclones:Midlatitude contributions to intensification[J].Mon Wea Rev, 2002,130(9):2240-2259.

[12] 梁軍，陳聯(lián)壽，張勝軍，等.冷空氣影響遼東半島熱帶氣旋降水的數(shù)值試驗[J].大氣科學，2008，32(5):1107-1118.

[13] 李英，陳聯(lián)壽，雷小途. Winnie(9711)臺風變性加強過程中的降水變化研究[J].大氣科學，2013，37(3):623-633.

[14] 陳鐳，徐海明，余暉，等.臺風“桑美” (0608) 登陸前后降水結構的時空演變特征[J].大氣科學，2010，34(1):105-119.

[15] 周玲麗，翟國慶，王東海，等. 0713號“韋帕”臺風暴雨的中尺度數(shù)值研究和非對稱性結構分析[J].大氣科學，2011，35(6):1046-1056.

[16] 冀春曉，趙放，高守亭，等.登陸臺風Matsa (麥莎) 中尺度擾動特征分析[J].大氣科學，2012，36(3):551-563.

[17] 丁德平，李英.北京地區(qū)的臺風降水特征研究[J].氣象學報，2009，67(5):864-874.

[18] 梁軍，李英，張勝軍，等.影響遼東半島兩個臺風Meari和Muifa暴雨環(huán)流特征的對比分析[J].大氣科學，2015，39(6):1215-1224.

[19] 丁一匯.天氣動力學中的診斷分析方法[M].北京：科學出版社，1989：87-88.

[20] 侯俊，管兆勇.華東地區(qū)6—7月鋒生的氣候學特征及環(huán)流結構[J].氣象學報，2013，71(1): 1-22.

[21] Bonell M,Callaghan J.The synoptic meteorology of high rainfalls and the storm run-off response wet tropics[M]//Stork N, Turton S. Living in a dynamic tropical forecast landscape. Oxford: Blackwell Press, 2009:23-47.

[22] Gao S Z, Meng Z Y, Zhang F Q, et al. Observational analysis of heavy rainfall mechanisms associated with severe tropical cyclone storm Bilis (2006) after its landfall[J].Mon Wea Rev, 2009,137(6):1881-1897.

FrontogenesisphenomenonincirculationoftyphoonMatmo(1410)duringitsextratropicaltransitionprocessanditsimpactonprecipitation

LIANG Jun1, CONG Chunhua2, ZHANG Shengjun3, ZHANG Lihong1, SAI Han1

(1.DalianMeteorologicalObservatory,Dalian116001,China; 2.ShandongProvincialMeteorologicalObservatory,Jinan250031,China; 3.StateKeyLaboratoryofSevereWeather,ChineseAcademyofMeteorologicalSciences,Beijing100081,China)

Based on the Tropical Cyclone Yearbook of China Meteorological Administration, FY-2D 0.1°×0.1° cloud top brightness temperature data, hourly rainfall observations from automatic weather stations(AWS), conventional observational data and the NCEP/NCAR reanalysis data, the frontogenesis function is used to carry on the diagnostic analysis to the features of rainfall during typhoon Matmo(1410) affecting Liaodong Peninsula and Shandong Peninsula. Results show that:1)Matmo experienced extratropical transition when approaching westerly trough and frontogenesis zones, which is found in the lower layer of typhoon circulation. During the Matmo impacts on Liaodong Peninsula and Shandong Peninsula, there is an interaction of low pressure circulation and westerly trough. The characteristics are different between the northeastern frontal zone and the western frontal zone. The former has warm front feature and the later has the cold front feature. Both of the front zones move eastward. The frontogenesis zone in ring form that is wrapped up the typhoon center does not appear in the lower layer of typhoon circulation. The strong frontogenesis appears in the lower layer at the beginning, then the frontogenesis area in higher layer propagates downward, but it does not coincided with the lower layer cold front, weakening the frontogenesis intensity of lower layer cold front. 2)Both of the precipitation over Shandong Peninsula and Liaodong peninsula appear in the frontogenesis process of the typhoon low pressure circulation, but the precipitation in Shandong Peninsula is much more than that in Liaodong Peninsula. The close relationships between the precipitation and the frontogenesis are found. The frontogenesis and the ascending motion in Shandong Peninsula are stronger than those in Liaodong Peninsula, resulting in more severe precipitation correspondingly. 3)The strong rain belt is closely related to the thermal advection activities in the typhoon circulation, and the joint area of warm and cold air advection in the lower layer has good tracing effect on heavy rainfall. Shandong Peninsula always locates in the joint area of warm and cold air advection in the lower layer, possessing the remarkable baroclinic instability and the deep vertical motion, and the strong precipitation occurs in the warm air advection region of cold front zone. When it changes from cold advection to warm advection in the lower layer in Liaodong Peninsula, the strong rainfall and the convection activity mainly occurs in the northeast part of Liaodong Peninsula.

typhoon; precipitation; extratropical transition process; frontogenesis

梁軍,叢春華,張勝軍,等.變性臺風“麥德姆”(1410)環(huán)流中的鋒生現(xiàn)象及其對降水的影響[J].海洋氣象學報,2017,37(4):49-57.

Liang Jun,Cong Chunhua,Zhang Shengjun,et al.Frontogenesis phenomenon in circulation of typhoon Matmo(1410) during its extratropical transition process and its impact on precipitation[J].Journal of Marine Meteorology,2017,37(4):49-57.

10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2017.04.006.(in Chinese)

P458.124

A

2096-3599(2017)04-0049-09

10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2017.04.006

2017-06-07；

2017-08-08

國家重點基礎研究發(fā)展規(guī)劃項目(2015CB452804)；國家自然科學基金項目(41475055，41175063，41575063)；環(huán)渤海區(qū)域科技協(xié)同創(chuàng)新基金項目(QYXM201501，QYXM201612，QYXM201615)；大連市科技計劃項目(2014E21SF009)；山東省自然科學基金項目(ZR2013DQ009)

梁軍(1967—)，女，研究員級高級工程師，主要從事短期天氣預報和研究工作，qinldj@163.com。