劉鈺潔，李 揚，丁瑞強，鐘權(quán)加，涂石飛

（1.成都信息工程大學大氣科學學院/高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室，四川 成都 610225；2.中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京 100029；3.北京師范大學環(huán)境演變與自然災害教育部重點實驗室，北京 100875；4.廣東海洋大學南海海洋氣象研究院，廣東 湛江 524088）

熱帶氣旋（tropical cyclone,TC）引發(fā)的大風、暴雨、風暴潮災害可造成嚴重的人員傷亡和經(jīng)濟損失[1-3]，期間發(fā)生強降水過程最為頻繁[4]，可引發(fā)山洪、城區(qū)內(nèi)澇和泥石流等次生災害[5]。因此，TC 降水一直是業(yè)內(nèi)重要研究課題之一。前人關(guān)于TC 降水的研究多是基于陸地站點觀測數(shù)據(jù)，統(tǒng)計TC 降水強度及其時空分布特征，并分析其可能影響因子[6-8]。國內(nèi)外學者發(fā)現(xiàn)TC 降水與其強度變化密切相關(guān)。Lonfat 等[9]分析1998—2000 年全球范圍內(nèi)260 個TC 降水分布，發(fā)現(xiàn)TC 強度越強，TC 所帶來的降水也越大；鈕學新等[10]利用MM5 模式模擬0216 號臺風“森拉克”時發(fā)現(xiàn)TC 降水及其中心氣壓變化的可能聯(lián)系，指出TC 降水隨中心氣壓的降低而增加。許多統(tǒng)計研究結(jié)果表明，絕大部分強TC通常會在洋面上發(fā)生快速增強（rapid intensification，RI）過程[11-14]。過去由于洋面觀測資料的缺失，導致難以對海上的RITC 降水展開研究。近年來，隨著衛(wèi)星遙感技術(shù)的快速發(fā)展，全球衛(wèi)星降水數(shù)據(jù)洋面資料不斷豐富，RITC降水研究逐漸成為當前的熱點問題。眾多學者借助大型衛(wèi)星觀測數(shù)據(jù)集，對TC 強度及其降水變化進行大量分析，指出和非RITC 相比，RITC 的總體積降水和空間降水覆蓋率顯著增加，且其降水空間分布更加對稱[15-19]。有學者對不同TC 個例進行深入分析，發(fā)現(xiàn)隨著RI 的發(fā)生，TC降水也明顯增加，且TC降水強度變化與自身強度變化存在相互作用[20-21]。TC 降水一般發(fā)生在其眼壁和螺旋雨帶內(nèi)，按照其形成機制的不同，可分為層狀降水和對流降水兩類[22-24]，但大多數(shù)學者將TC的RI過程及其降水變化與內(nèi)核區(qū)強對流活動相聯(lián)系[25-29]，強調(diào)TC內(nèi)核區(qū)對流爆發(fā)對RI發(fā)生和眼壁降水增強的重要性[30-32]，而對層狀降水作用的研究鮮有報道。因此，本研究探討1998—2019年西北太平洋地區(qū)RITC 的時空分布特征，利用TRMM 衛(wèi)星降水格點數(shù)據(jù)研究RI發(fā)生前后TC內(nèi)部不同區(qū)域降水及其降水類型的變化，以期為理解RI發(fā)生前后TC 降水變化趨勢以及不同類型降水在不同時段的作用提供參考。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

（1）采 用IBTrACS（International Best Track Archive for Climate Stewardship）最佳路徑數(shù)據(jù)集，空間范圍為（0°-40°N，100°E-180°E）。記錄包括3 h一次的TC中心經(jīng)緯度和最大中心持續(xù)風速。為統(tǒng)一TC強度標準，本研究采用薩菲爾-辛普森颶風分級標準[24]。為準確檢測出在西北太平洋海域產(chǎn)生的RITC，本研究只考慮強度在熱帶風暴級別（tropical storm，TS）以上的TC，也排除在東太平洋海域到達TS強度后再進入西太平洋地區(qū)的記錄。

（2）采用TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）3B42 衛(wèi)星降水格點資料來分析TC 發(fā)生RI前后的降水變化。原始數(shù)據(jù)時間分辨率為3 h，空間分辨率為0.25°×0.25°，空間范圍為50°N-50°S。

（3）水汽數(shù)據(jù)來自ECMWF（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）第五代大氣再分析（ERA-5）提供的每小時再分析數(shù)據(jù)，空間分辨率為0.25° × 0.25°，空間范圍為南北緯90°之間，時間分辨率為1 h。為對應3 h 一次的TRMM 數(shù)據(jù)，本研究選取每日的0、3、6、9、12、15、18、21 h 共8 個時次，時間間隔為3 h。

本研究僅選用以上數(shù)據(jù)集1998—2019 年內(nèi)的數(shù)據(jù)。

1.2 方法

1.2.1 RITC 樣本的篩選 本研究將TC 每24 h 強度變化定義為

其中，TC 強度用最大中心持續(xù)風速V表示，ΔV24表示TC 每24 h 的強度變化，t=0 表示樣本強度變化的起始時刻，t=t+24 表示樣本強度變化的結(jié)束時刻。

參考前人[33-34]，本研究將RI定義為24 h內(nèi)TC最大中心持續(xù)風速增加15 m/s 或以上，且僅考慮TC整個生命史第一次發(fā)生RI的情況。

1.2.2 TC 降水的定義 TC 降水主要集中在眼壁，為能夠更好反映TC 降水的變化特征，本研究將每個瞬時TC的平均降水率定義為

其中，Pm是每個時間記錄的TC 平均降水率，Pi是每個空間網(wǎng)格的降水率，m是每個25 km 圓環(huán)區(qū)域內(nèi)（即0～25 km、25～50 km、…、500～525 km）的格點數(shù)（包括缺測和未產(chǎn)生降水的格點）。

由以上公式可計算出528 個TC 共20 254 次瞬時TC 的徑向平均降水率。參考Tu 等[24]工作，本研究將平均降水率＞0.5 mm/h 定義為TC 降水，徑向平均降水率的最大梯度位置定義為內(nèi)核區(qū)最大半徑，內(nèi)核區(qū)以外的區(qū)域定義為雨帶區(qū)。圖1 是1998—2019 年西北太平洋528 個TC 的平均徑向降水分布曲線，可以發(fā)現(xiàn)TC 徑向距離大于500 km 的區(qū)域平均降水率小于0.5 mm/h，且徑向平均降水率的最大梯度位置在100 km。因此，本研究將TC 降水面積定義為以TC 中心位置為圓心，500 km 為半徑的圓。TC 內(nèi)核區(qū)定義為半徑100 km 的圓，雨帶區(qū)定義為100～500 km的圓環(huán)。

圖1 TC年平均降水率的徑向分布Fig.1 Radial distribution of tropical cyclone(TC)annual mean rain rate

2 結(jié)果與分析

2.1 RITC基本特征

在1998—2019 年西北太平洋海域584 個TC 中檢測到132 個RITC。RITC 發(fā)生率（即RITC 的發(fā)生頻數(shù)占TC 總發(fā)生頻數(shù)的比例）約為23%，與Fudeyasu 等[34]研究1979—2015 年西北太平洋RITC得到的結(jié)果相似（RITC發(fā)生率約為22%）。

選取出132 個TC 的RI 時刻并繪制其24 h 軌跡分布（圖2），圖中圓點代表TC 中心位置，不同顏色對應不同強度。由圖2 可見，RITC 空間分布主要集中在菲律賓群島以東海域（圖中矩形區(qū)域，即10°N-20°N，125°E-142°E），其經(jīng)度范圍略小于Hendricks等[12]和Fudeyasu 等[34]在西北太平洋海域的研究結(jié)果。在整個RI 過程中，大部分時刻TC 強度為弱熱帶氣旋（TS）和中等強度熱帶氣旋（Category 1-2），只有極少部分達到了強熱帶氣旋（Category 3-5），原因可能在于只考慮每個TC 第一次發(fā)生RI 時的24 h強度變化。

圖2 西北太平洋海域RITC的軌跡分布Fig.2 Tracks of RITC over the Western North Pacific

圖3 是RITC 月發(fā)生頻數(shù)分布，可以看出RITC在每個月都可能發(fā)生，但其季節(jié)性變化明顯。其中，9 月是RITC 發(fā)生最多的月份，其次是8 月和10月，這與Kaplan 等[35]和王偉等[36]的統(tǒng)計結(jié)果基本一致。

圖3 RITC月發(fā)生頻數(shù)分布Fig.3 Monthly distribution of RITC

分別統(tǒng)計從熱帶風暴形成（tropical cyclone formation，TSF）到RI發(fā)生所需時間的頻率分布（圖4）和RI 過程持續(xù)時間的頻率分布（圖5）。圖4 顯示，TC 最常在TSF 后的24 h（約21%）發(fā)生RI，其次是12 h（約18%）和36 h（約15%）；大部分TC 在TSF 后的0～72 h（約81%）發(fā)生RI，大約有5%的TC在TSF后的120 h 或超過120 h 發(fā)生RI，此時TC 已接近海岸，更容易在沿海地區(qū)引發(fā)大風、風暴潮等災害。由圖5可知，TC的RI持續(xù)時間最常為24 h（約27%），其次是30 h（約23%），其RI 發(fā)生頻數(shù)隨其持續(xù)時間的增加而減少。大部分TC的RI持續(xù)時間在24～48 h，RI 持續(xù)時間超過60 h 的TC 僅有3 個（約2%），此時TC強度已達到CAT 35，易造成更強烈的破環(huán)。

圖4 從TSF到RI發(fā)生的時間頻率分布Fig.4 Occurrence rates of RI from TSF

圖5 RI持續(xù)時間的頻率分布Fig.5 Occurrence rates of RI duration

2.2 TC發(fā)生RI前后的降水變化特征

2.2.1 TC 發(fā)生RI 前后降水的空間變化特征 本研究將RI 發(fā)生時定義為0 h，選取132 個TC 個例在RI發(fā)生前24 h 到RI 發(fā)生后24 h 之間17 個時刻的降水數(shù)據(jù)，先對每個個例進行插值處理，再對132 個TC個例進行合成平均，得到RI 發(fā)生前后的逐3 h 平均降水率空間分布（圖6）。圖6 顯示，TC 內(nèi)核區(qū)降水分布從不對稱的螺旋形逐漸收縮變成對稱的圓形，其內(nèi)核區(qū)降水在RI 發(fā)生前明顯減少（圖6(a-h)），在RI 發(fā)生后顯著增加（圖6(i-q)）。在-24 h 時（圖6(a)），內(nèi)核區(qū)降水率最大值為6～7 mm/h；在隨后的-21 h 到-12 h 內(nèi)（圖6(b-e)），每個時刻的內(nèi)核區(qū)降水率最大值都大于7 mm/h，但-21 h 和-15 h 的降水率最大值面積明顯比-18 h和-12 h的降水率最大值面積大；在-9 h 到-3 h（圖6(f-h)），內(nèi)核區(qū)降水率最大值減小至6～7 mm/h，其中，-9 h 的降水率最大值面積最大，-6 h的降水率最大值面積最小。RI發(fā)生后，所有時刻的TC 內(nèi)核區(qū)降水率最大值都≥7 mm/h，其降水率最大值面積隨時間遞增。與變化趨勢明顯的TC 內(nèi)核區(qū)降水相比，其雨帶區(qū)降水在RI 發(fā)生前后的變化趨勢并不明顯，雨帶區(qū)降水隨著徑向距離的增加而減少。

圖6 RI發(fā)生前后的逐3 h平均降水率空間分布Fig.6 Spatial distribution of seriatim 3 h mean rain rate before and after RI onset

2.2.2 TC 發(fā)生RI 前后平均降水率的變化 為更深入探討TC內(nèi)核區(qū)和雨帶區(qū)降水在RI發(fā)生前后的變化，本研究對RI發(fā)生前后24 h的內(nèi)核區(qū)平均降水率進行滑動t檢驗的突變分析，發(fā)現(xiàn)突變發(fā)生在-21 h和-6 h。因此，本研究將RI 發(fā)生前的時段定義為實際RI 發(fā)生的-21 h 到-6 h，將RI 發(fā)生后的時段定義為實際RI發(fā)生的-6 h到24 h。

圖7 顯示RI 發(fā)生前后，TC 內(nèi)核區(qū)、雨帶區(qū)和總降水的平均降水率的變化趨勢。在RI 發(fā)生前，TC內(nèi)核區(qū)降水率（圖7(a)）呈下降趨勢，其降水傾向率為-0.33 mm/10a（P＜0.1）；TC 雨帶區(qū)降水（圖7(b)）和總降水（圖7(c)）呈明顯上升趨勢，其降水傾向率分別為0.14 mm/10a（P=0.02）和0.12 mm/10a（P=0.04）。在RI 發(fā)生后，TC 內(nèi)核區(qū)降水率（圖7(d)）呈明顯上升趨勢，其降水傾向率為0.66 mm/10a（P＜0.001）；TC雨帶區(qū)降水率（圖7(e)）呈略微下降趨勢，其降水傾向率為-0.02 mm/10a，但P值為0.27，表明其變化趨勢并無統(tǒng)計學意義上的顯著性；總降水（圖7(f)）變化趨勢不明顯，其R2為0.01，線性擬合度較差。TC 內(nèi)核區(qū)降水率（4～6 mm/h）大于雨帶區(qū)降水率（＜2 mm/h），然而內(nèi)核區(qū)降水面積遠小于雨帶區(qū)降水面積，導致TC 總降水以雨帶區(qū)降水為主，隨雨帶區(qū)降水的變化而變化。

圖7 RI發(fā)生前后不同區(qū)域的平均降水率變化Fig.7 Ⅴariations of mean rain rate in different regions

2.2.3 TC 發(fā)生RI 前后不同類型降水的變化 前人研究指出，TC的內(nèi)核區(qū)和雨帶區(qū)都有對流降水和層狀降水發(fā)生，TC 內(nèi)核區(qū)有強烈的上升運動，其產(chǎn)生的降水以對流降水為主；相比之下，其雨帶的垂直運動較弱，該區(qū)域主要以層狀降水為主[22-24]。為進一步了解RI 發(fā)生前后TC 內(nèi)部不同類型降水的變化趨勢，本研究參照文獻[37]，將TC 降水分為層狀降水（≤4 mm/h）和對流降水（≥5 mm/h），由于4～5 mm/h是對流和層狀混合降水，其樣本量小于5%，故本研究暫不考慮其影響。

圖8顯示RI發(fā)生前后，TC不同區(qū)域?qū)α鹘邓S時間變化的趨勢。在RI發(fā)生前，TC內(nèi)核區(qū)（圖8(a)）和總降水區(qū)內(nèi)（圖8(c)）的對流降水呈下降趨勢，其降水傾向率分別為-1.1 mm/10a（P=0.03）和-0.3 mm/10a（P＜0.1）；TC雨帶區(qū)（圖8(b)）降水變化趨勢不明顯，其R2為0.05，線性擬合度較差。RI 發(fā)生后，TC內(nèi)核區(qū)（圖8(d)）和總降水區(qū)（圖8(f)）的對流降水變化趨勢不明顯，其R2值都為0.02，TC 雨帶區(qū)（圖8(e)）降水呈顯著下降趨勢，其降水傾向率分別為-0.13 mm/10a（P=0.001）。

圖8 RI發(fā)生前后不同區(qū)域?qū)α鹘邓兓疐ig.8 Ⅴariations of convective mean rain rate in different regions before and after RI onset

圖9顯示RI發(fā)生前后，TC不同區(qū)域內(nèi)層狀降水隨時間變化的趨勢。在RI發(fā)生前，TC 內(nèi)核區(qū)、雨帶區(qū)和總降水區(qū)的層狀降水呈上升趨勢（圖9(a-c)），但P值均大于0.1，未能通過90%的顯著性檢驗，無統(tǒng)計學意義。在RI發(fā)生后，其內(nèi)核區(qū)的層狀降水呈明顯上升的趨勢（圖9(d)），其降水傾向率為0.15 mm/10a（P＜0.001）。雨帶區(qū)和總降水區(qū)的層狀降水變化趨勢不明顯（圖9(e-f)），兩者R2均小于0.1，線性擬合度較差。

圖9 RI發(fā)生前后不同區(qū)域?qū)訝罱邓兓疐ig.9 Ⅴariations of stratiform mean rain rate in different regions

綜上所述，TC 內(nèi)核區(qū)降水在RI 發(fā)生前后呈相反趨勢：RI 發(fā)生前，TC 內(nèi)核區(qū)降水以對流降水為主，且其降水變化隨時間遞減；RI發(fā)生后，該區(qū)域降水以層狀降水為主，其降水變化隨時間遞增。Cheng 等[38]分析RITC 和非RITC 降水分布，發(fā)現(xiàn)與RI 發(fā)生前相比，在RI 發(fā)生期間TC 內(nèi)核區(qū)降水由于層狀降水的增加而顯著增加，TC內(nèi)核區(qū)的層狀降水占該區(qū)域降水的55%，本研究結(jié)果與之相近。TC雨帶區(qū)和總降水區(qū)的降水變化趨勢基本一致：RI發(fā)生前，兩者的對流和層狀降水變化趨勢不明顯；RI 發(fā)生后，TC 雨帶區(qū)內(nèi)的對流降水變化隨時間遞減，且其變化趨勢具有統(tǒng)計學意義上的顯著性，但該區(qū)域的層狀降水變化趨勢不明顯，導致TC 雨帶區(qū)降水整體變化呈略微下降，并無統(tǒng)計學意義，TC 降水面積內(nèi)的總降水同樣也無明顯變化。

2.3 TC發(fā)生RI前后內(nèi)核區(qū)水汽和降水的可能聯(lián)系

雖然TC 內(nèi)核區(qū)降水面積僅占整個TC 降水面積的1/5，但大多數(shù)強降水過程都發(fā)生在該區(qū)域[21]，造成極大的經(jīng)濟損失和人員傷亡[39]。由2.2 節(jié)內(nèi)容分析可知，TC 內(nèi)核區(qū)降水在RI 發(fā)生前后變化趨勢明顯，而雨帶區(qū)降水在RI 發(fā)生后趨勢變化并不顯著。因此，本研究僅對RI 發(fā)生前后TC 內(nèi)核區(qū)降水呈現(xiàn)相反變化趨勢的原因進行探究。前人研究結(jié)果表明，水汽是影響TC 降水變化的重要因子[38,40]。本節(jié)內(nèi)容將進一步分析RI發(fā)生前后TC內(nèi)核區(qū)徑向平均降水率和總柱水汽含量的空間分布（圖10）。結(jié)果顯示，TC內(nèi)核區(qū)的降水率和總柱水汽含量分布相似。TC 內(nèi)核區(qū)降水率的最大值出現(xiàn)在RI發(fā)生前21 h、發(fā)生后9 h 和24 h，其最小值出現(xiàn)在RI 發(fā)生后6 h；TC 內(nèi)核區(qū)總柱水汽含量的平均徑向最大值出現(xiàn)在RI 發(fā)生前18 h 和3 h 以及RI 發(fā)生后24 h，其最小值出現(xiàn)在RI 發(fā)生前9 h 和RI 發(fā)生后3 h，雖然TC內(nèi)核區(qū)的水汽含量和降水率出現(xiàn)最大值和最小值的時間略微差異，但整體變化趨勢同樣是先減小后增大。這兩者的空間相關(guān)系數(shù)是0.85，TC 在RI 發(fā)生前后，其內(nèi)核區(qū)降水率隨著總柱水汽含量的變化而變化。這表明水汽是影響TC內(nèi)核區(qū)降水在RI發(fā)生前后呈相反趨勢的重要影響因子之一。

圖10 內(nèi)核區(qū)平均降水率（a）和總柱水汽含量（b）隨時間和距離的變化Fig.10 Ⅴariation of inner core mean rain rate(a)and total column water vapour content(b)over time and distance

3 結(jié)論

本研究利用1998—2019 年西北太平洋的584個TC，以24 h 內(nèi)風速變化在15 m/s 及以上為RI 標準，對其中132 個RITC 進行統(tǒng)計分析，得到以下主要結(jié)論：

（1）TC 常在菲律賓群島以東狹長海域（10°N-25°N，123°E-156°E）發(fā)生RI 過程。RI 大多發(fā)生在TSF 后的0～72 h（約占總數(shù)的81%）。約5%的TC在TSF 后的120 h 后發(fā)生RI，此時TC 已接近海岸，更容易對沿海地區(qū)造成大風、風暴潮等破壞。TC的RI持續(xù)時間一般不超過48 h，只有3個TC的持續(xù)時間超過60 h，此時TC 強度已達到最高級別。RITC全年都可能發(fā)生，9 月是生成頻率最高的月份，生成頻率最低是1月和4月。

（2）TC 在RI 發(fā)生前后，其降水有明顯變化趨勢。RI 發(fā)生前，TC 內(nèi)核區(qū)降水以對流降水為主，且其降水變化隨時間遞減；TC雨帶區(qū)降水和總降水的層狀和對流降水變化趨勢都不明顯。RI發(fā)生后，TC內(nèi)核區(qū)降水以層狀降水為主，其降水變化隨時間遞增；TC 雨帶區(qū)內(nèi)的對流降水變化隨時間遞減，且其變化趨勢具有統(tǒng)計學意義上的顯著性，但TC 雨帶區(qū)降水整體變化呈略微下降，并無統(tǒng)計學意義；TC總降水無明顯變化趨勢。

（3）內(nèi)核區(qū)水汽和降水的空間相關(guān)系數(shù)為0.85，兩者的空間變化趨勢大致相似，都是RI 發(fā)生前減少，RI 發(fā)生后增加，表明內(nèi)核區(qū)降水的變化與水汽的變化關(guān)系密切。

感謝國家重大科技基礎設施項目“地球系統(tǒng)數(shù)值模擬裝置”提供支持。