导语：影响台风降雨的物理因子是复杂而多变的，它们共同作用于台风系统，决定了降雨的强度、分布和持续时间，而且台风中的水汽含量是一个关键因子，台风通常形成于热带洋面，携带了大量的水汽。当这些水汽随着台风系统向内陆移动时，它们会在特定的条件下凝结成雨滴，形成降雨，那么影响台风降雨的因素是什么？下面就一起去看看吧！
影响台风降雨的物理因子
强降雨
在台风中降雨甚强、范围大。它是一种强降雨系统。一次台风登陆，雨量中心附近一天之中一般可下100—250毫米的大暴雨或特大暴雨，少数可达500—800毫米，甚至超过1000毫米。但也有台风登陆后，雨量很小，范围也不大。台风降雨的这种显著差别，主要由下面几个降雨的基本因子决定。
(1)水汽：台风暴雨最基本的因子是台风环流系统内水汽含量要充沛，湿层要深厚;并要有水汽源源不断的输入到台风系统中去，在那里集中。台风登陆后的流场分析和卫星云图特征表明，下较大暴雨的登陆台风，一般都存在一支或两支来自低纬度洋面的低空急流(东南气流或西南气流),在云图上有时表现为一条或几条积雨云带或云线，从台风环流的东南侧卷入台风内部。这支低空急流和积雨云带，目前认为是水汽、涡度的输送通道，它向台风供应了下暴雨所需要的水汽和能量。陶诗言¹)在分析我国降雨天气系统时指出有三股气流对降雨形成非常重要。
第一股气流就是来自偏南方向的暖湿气流，这股气流从近地面开始上升，向北输送过程中是上升着的。这股气流在台风暴雨中同样也起了重要作用。我国登陆台风水汽来源于三种气团，一是来自西北太平洋的热带海洋气团。这类气团低层很潮湿，层结是对流不稳定的。它由太平洋高压西南方的东南气流向大陆输送。第二是来自南海的热带海洋气团或季风气团，它由一支偏南气流或西南气流输入大陆。第三是来自印度洋(或孟加拉湾)的赤道气团，这种气团更为潮湿，且对流不稳定层次更厚，它由一支西南气流输向我国华南、长江流域甚至黄河流域。个例分析表明，登陆我国的台风，它的暴雨过程，上述三条水汽输送通道可以叠加或交替出现。
台风圆柱体内的水汽通量可用下式进行估算。式中q为比湿，V,为气流在台风周界上的径向分量，向外为正，S为台风周界。根据实例的比湿和风，就可求得台风圆柱体内的水汽通量。假如不考虑蒸发，并假定水汽的凝结量全部降落地面，则可用水汽通量来估算降雨量。估算可用水汽收支方程，方程左端第一项是气柱中所含水汽量的变化，第二项是通过气柱侧边界水汽辐合通量的积分，此式假定通过台风气柱顶面的水汽通量很小可略。右端M为气柱中的凝结量，即降雨量。在暴雨区中空气维持饱和，气柱中的水汽量不会再有变化，第一项为0.降雨量与整层气柱水汽辐合通量相平衡。
故可根据各层等压面上实测比湿和风速之积的散度来估计降雨量。另外，在暴雨区的外围区域中，由于出现台风的补偿下沉气流，空气变干，在该区,且M=0.从可知水汽通量是辐散的，其减少的水汽含量用于补充暴雨区中的水源。如要使台风暴雨得以维持，就要求台风外围区域有大尺度环流把水汽不断输入的条件，即使得该区出现水汽通量的辐合。据估算，这块外围辐合区的面积至少要比暴雨区大十倍，才能供应暴雨区水源之需。
(2)上升运动：气流的上升运动，将输入台风内的水汽带到上空，通过凝结形成降雨。台风内部的水汽供应和上升运动是台风降雨两个最基本的必要条件。如果水汽源源输入，上升运动持续不断，这样才能把大量潮湿空气向上输送，产生台风的强降雨。台风中的上升运动可分成4类，即台风尺度大范围散度场的动力作用所引起的上升运动、中尺度系统所引起的上升运动(如螺旋云带)、小尺度系统引起的上升运动和地形抬升作用引起的上升运动。一般上升气流速度与大气运动的尺度有关，运动尺度愈小，上升速度愈强。台风尺度大范围上升气流速度的量级为0(1厘米/秒),中尺度上升气流速度量级为0(10厘米/秒),小尺度为0(100厘米/秒),小尺度上升运动最大曾观测到5000厘米/秒的上升速度。这对强降雨是非常有利的条件。
当不同尺度系统叠加时，便可加强上升运动，使雨量加大。一次台风暴雨，经常是上述三种尺度运动的叠加，叠加处上升运动最强，台风中的一些暴雨中心经常出现在叠加的地方。根据连续方程，在某一高度上垂直运动的强弱，由该高度以下气层中的水平散度场决定。台风范围内的上升运动主要由台风低层大范围水平辐合产生。上升运动的维持和加强与低层大气辐合的存在和加强有关。台风的低空流场是流入层，一般有较强的辐合。尤其在台风登陆以后，摩擦产生的非地转风更加强了辐合，这使台风在登陆消散(因暖中心受到破坏)之前，经常下一场比较大的暴雨。另外，台风环流中的风速辐合、风向辐合、台风低层不同部位的切变线、流入层气旋性弯曲的流线以及很强的负变压中心都将产生和加强辐合条件，这对台风降雨十分有利。台风暴雨中的一些雨量中心，经常和上述低空流场特征相对应。关于垂直运动的大小，可根据0方程估算。
常用的0方程不考虑非绝热加热、摩擦和地形等因子的作用，其简化的形式为上式中0为垂直速度、σ为干空气稳定度参数，5为相对涡度，f=2Qsinφ为地转参数，φ=gz为位势高度。方程右端第一项和第二项分别为与涡度平流和厚度平流有关的项，根据观测结果可为已知。是椭圆方程，当等号右端为已知，并给出边界条件(通常设(0p=o=0.0p=1000=0o=0)和稳定度参数σ的分布时，则可解出垂直速度の的分布。由于此式的推导引用了地转近似，故仅适用于大尺度运动的垂直运动。方程表明，涡度平流随高度增加和暖平流的最大区都将产生上升运动。这两点在台风系统(尤其对初期发展的台风)中一般也是满足的。对发展成熟的圆对称台风，这两项较小。
如果考虑较完整的0方程¹,可写成方程右端强迫函数各项意义分别为：F₁:地形与摩擦对垂直运动的作用，如果只考虑这一项解出的垂直速度称w₁,以下类推。
X为速度势，ψ为流函数，J为雅可比算子。上述方程可用于较低纬度的0计算。根据对7503号台风的计算2.潜热项对垂直运动的贡献(w₆)最大，to₆可比前五项(c₁+0₂+0₃+w₄+o₅)之和还大。由此可知潜热释放的反馈作用是很显著的。登陆台风由于受到山脉地形对气流的抬升作用，将产生上升运动。贴近山坡的上升气流速度可写成这说明地形上升气流速度取决于气流水平速度(V,)、气流与山脉的正交程度以及山脉的坡度(VH)。如地面水平风和山脉坡度为已知，可用为边界条件，并令式右端为0.将此边界条件代入，即可解出单纯由地形产生的上升运动(0)的分布，这样求得的o*包括在o₁中。
从一些个例分析表明，在台风中与山脉成正交的气流，由于受地形抬升产生的上升运动与台风动力上升运动的叠加，使总的上升运动加强。因此，在向风坡上出现了比其他地区更强的台风降雨，台风暴雨中心常出现在这些地方。至于由重力波产生的波状上升运动，在台风中主要出现在外区。这里存在着一条或数条螺旋雨带，它由一些发展着的对流性云组成。近年来不少人研究了螺旋雨(云)带的起因、运动和结构，认为这些螺旋带就是一种重力波，它受到潜热释放的影响。这种带状结构也是台风降雨显著特征之一。
暴雨天
(3)位势不稳定：台风暴雨具有对流性质。因此，台风气柱的位势不稳定成为台风暴雨的重要条件之一。位势不稳定能量在释放以后，要能够重建，这样才能使台风气柱内对流运动继续维持，并得到旺盛发展，这对台风暴雨十分有利。位势不稳定的加强、重建和破坏，与下面两个因素有关。一个是水汽输送，台风低空气层由于有水汽的输入和补充，形成一个非常潮湿的气层，与高空干空气形成明显对比。上下气层不同物理性质空气的差动平流，保证了位势不稳定能量在释放以后得以不断重建。另一个是冷空气，当中纬度冷空气流入到暖湿气层之上，将使位势不稳定加强，造成很不稳定的层结，有利于台风气柱内对流的发展。但当大量冷空气注入台风内部，将使台风暖心结构破坏，位势不稳定能量释放以后将不会重建。位势不稳定区与低空辐合区相重合的地方要特别注意，台风中的强暴雨常常出现于此。但也有不少分析表明，许多台风暴雨是发生在稳定或近于中性层结。
(4)对流层上部的辐散：对流层上部的水平辐散可以使对流层中下层的上升运动持续不断，这对产生较大暴雨是一个重要条件。低空辐合引起的上升运动，将水汽输送到上空冷却饱和，凝结成水滴下落，中下层上升气流在高空通过水平辐散向四周散开，在台风云系的外围下沉，构成径向垂直环流圈。这种径向垂直环流机制不仅在台风尺度的大范围降雨中存在，中小尺度系统对流性降雨中也同样存在(如螺旋云带与其邻近的晴空区间)。高空辐散强，则可使垂直环流圈加强，另外高空辐散气流还可把风暴上空多余的热量带走，不致于使层结很快趋近中性，这是有利于位势不稳定维持的。按照第二类条件不稳定理论，台风暖心结构可以使高空形成辐散流场。
因此，海洋上的成熟台风，一般都具备高空辐散条件。台风登陆以后情况较复杂，登陆台风如果暖中心不受破坏，持续不消，这对高空辐散的维持有利。另外，登陆台风如果移到大陆对流层上部反气旋之下,或移到对流层上部急流南侧的负涡度区附近,都将增强台风径向垂直的质量环流，这也是台风连下暴雨的有利背景。如果出现相反的情况，即当台风移到对流层上部辐合环流系统或正涡度中心之下，将抑制台风气柱的上升气流。例如7315号台风在福建登陆前一直是一个强台风，但10月10日登陆时，移到200毫巴一个倒槽辐合区之下，以后出现急剧衰减，在陆地上维持不到8个小时便填塞了。
(5)中小尺度系统的作用：一次台风暴雨一般有4种尺度的降雨系统组成，最大的是天气尺度雨区，它的范围和台风同量级，直径>1000公里，生命期在一天以上。天气尺度雨区由大尺度辐合产生的上升气流形成，雨量强度小，一般为小一中雨。在天气尺度雨区内有几条中尺度雨带，每条雨带的尺度为50—200公里，生命期为几小时到十几小时。而每条雨带又由一些中小尺度的雨团组成，雨团尺度为几十公里，生命期几个小时。位势不稳定在天气尺度或中尺度条件触发下释放，可形成一些有组织的强对流区(积雨云群),这与雨团的形成有关，而一些强对流区又演变成螺旋带，形成雨带。雨团由几个降雨细胞组成，细胞尺度仅为几公里到一二十公里，生命期为几十分钟。降雨细胞是一种局地天气，它们是在中尺度条件下触发形成的。
另外，它的形成还与一些微观过程有关。台风中的强暴雨主要由中尺度雨带和雨团造成。中尺度雨带和雨团中潮湿空气的上升速度和降雨率要比天气尺度雨区大1—2个量级，台风中的大暴雨和特大暴雨一般都是由几个雨带或雨团连续通过造成或由一些长期停滞的雨团造成。因此，台风中不同尺度降雨系统的相互作用和中小尺度系统的降雨机制在台风暴雨中占重要地位。中尺度降雨系统的特点，主要是尺度小、生命史短、上升速度大而降雨量强。中尺度环流一般并不满足地转平衡和静力平衡。目前大尺度的天气分析对此并不完全适用。尤其在现有站网密度尚不满足中小尺度天气分析的情况下，中小尺度系统的分析仍不能构成完整体系，对中小尺度降雨机制的认识还十分肤浅。
大气层结要有强的位势不稳定或对流不稳定，这只是中小尺度降雨系统形成的一个基本背景，但这个条件并不能使对流运动发生。要使中尺度对流发生必须有触发机制。一般有两种作用可以成为触发机制：一个是环流触发，包括极锋和冷空气堆的抬升作用和低空辐合流场、尤其是存在于台风流场中的中尺度切变线，有明显触发作用。另外对流层高层的辐散也有重要作用。台风流入层和流出层的强辐合和辐散流场，是产生和发展中小尺度降雨系统的环流背景，它为发展强对流提供了非常有利的触发条件。另一个是地形抬升，台风环流向风坡形成一条固定的辐合抬升区，这里经常是强对流和强降雨的发展区。对中尺度降雨系统的分析，目前主要用每小时雨量图、逐时地面气压图、流线图和地面散度场来揭露。
对于测站稀少区，可利用时-空转换关系，将时间剖面图转化成空间剖面图。假定短时间隔内空气的某种属性(如温度)的个别变化等于零，便可得下面转换关系C为系统移速，可由连续位置确定，可从单站要素变化确定，这样根据单站的时间变化来推论出属性的空间分布。雷达是发现和追踪雨团的比较理想的工具。目前已经总结出不少用雷达分析中尺度系统的方法。影响台风暴雨的物理因子很复杂，一次台风暴雨过程，是好几个因子的综合产物，也是各种原因上升运动叠加的结果。在做台风降水预报时要着重分析以下两类相互作用，即台风环流与四周环流的相互作用以及在台风内部不同尺度系统的相互作用。目前我们对于台风内部不同尺度的作用认识很少，但对于前者已有了一些认识。发现台风四周的环境流场对台风降雨分布、持续时间和雨强都有着明显的关系，另外还必需指出，当以上条件不能满足时，例如水汽供应被切断、环境流场对辐合产生了抑制，台风的降雨就很小，这种台风，预报员一般称为“干台风”。
影响台风降雨的因素是什么
台风内部结构对降雨的影响主要体现在台风的上升气流和涡旋区。在台风中，上升气流的整个涡旋区都会有降水存在，但以上升运动最强的云墙区降水量最大。螺旋云带中的降水量已经减少，有时也形成暴雨。台风眼区气流下沉，一般没有降水。因此，台风的内部结构直接决定了其带来的降水强度和分布。
外部环境条件对台风降雨的影响则更为复杂，涉及多个因素。首先，台风的移动速度受到大尺度引导气流的影响，快的能达到30公里/小时，慢的则在5公里/小时到10公里/小时之间。台风的移动速度与其带来的降雨量有直接关系，移动速度慢的台风往往能在同一地区滞留更长时间，从而增加该地区的降雨量和降雨时间。
此外，台风路径的走向也受到多种因素的影响，包括内部动力因素(如台风本身风场等非对称结构)和周围环境气流的引导、下垫面等外力原因。这些因素共同作用，使得台风路径飘忽不定，有时按照常规路线走，有时也会不走寻常路，形成回旋型、急转型等非常规走位。
地形也是影响台风降雨的一个重要因素。湿润气流遇到山脉等高地阻挡时被迫抬升，导致气温降低形成降水，即地形雨。地形雨对改变局部小气候有重要影响作用，同时由于地形雨对地形区两面坡的不同影响，导致人们对它们的利用开发也不尽相同，人文景观也呈现明显差异。
综上所述，影响台风降雨的因素包括台风的内部结构和外部环境条件，如上升气流、涡旋区、移动速度、路径走向以及地形等，这些因素共同作用决定了台风带来的降水强度、分布和时间。
