西北太平洋热带气旋快速增强前后降水特征的差异

刘钰洁，李 扬，丁瑞强，钟权加，涂石飞

（1.成都信息工程大学大气科学学院/高原大气与环境四川省重点实验室，四川 成都 610225；2.中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室，北京 100029；3.北京师范大学环境演变与自然灾害教育部重点实验室，北京 100875；4.广东海洋大学南海海洋气象研究院，广东 湛江 524088）

热带气旋（tropical cyclone,TC）引发的大风、暴雨、风暴潮灾害可造成严重的人员伤亡和经济损失[1-3]，期间发生强降水过程最为频繁[4]，可引发山洪、城区内涝和泥石流等次生灾害[5]。因此，TC 降水一直是业内重要研究课题之一。前人关于TC 降水的研究多是基于陆地站点观测数据，统计TC 降水强度及其时空分布特征，并分析其可能影响因子[6-8]。国内外学者发现TC 降水与其强度变化密切相关。Lonfat 等[9]分析1998—2000 年全球范围内260 个TC 降水分布，发现TC 强度越强，TC 所带来的降水也越大；钮学新等[10]利用MM5 模式模拟0216 号台风“森拉克”时发现TC 降水及其中心气压变化的可能联系，指出TC 降水随中心气压的降低而增加。许多统计研究结果表明，绝大部分强TC通常会在洋面上发生快速增强（rapid intensification，RI）过程[11-14]。过去由于洋面观测资料的缺失，导致难以对海上的RITC 降水展开研究。近年来，随着卫星遥感技术的快速发展，全球卫星降水数据洋面资料不断丰富，RITC降水研究逐渐成为当前的热点问题。众多学者借助大型卫星观测数据集，对TC 强度及其降水变化进行大量分析，指出和非RITC 相比，RITC 的总体积降水和空间降水覆盖率显著增加，且其降水空间分布更加对称[15-19]。有学者对不同TC 个例进行深入分析，发现随着RI 的发生，TC降水也明显增加，且TC降水强度变化与自身强度变化存在相互作用[20-21]。TC 降水一般发生在其眼壁和螺旋雨带内，按照其形成机制的不同，可分为层状降水和对流降水两类[22-24]，但大多数学者将TC的RI过程及其降水变化与内核区强对流活动相联系[25-29]，强调TC内核区对流爆发对RI发生和眼壁降水增强的重要性[30-32]，而对层状降水作用的研究鲜有报道。因此，本研究探讨1998—2019年西北太平洋地区RITC 的时空分布特征，利用TRMM 卫星降水格点数据研究RI发生前后TC内部不同区域降水及其降水类型的变化，以期为理解RI发生前后TC 降水变化趋势以及不同类型降水在不同时段的作用提供参考。

1 数据和方法

1.1 数据

（1）采 用IBTrACS（International Best Track Archive for Climate Stewardship）最佳路径数据集，空间范围为（0°-40°N，100°E-180°E）。记录包括3 h一次的TC中心经纬度和最大中心持续风速。为统一TC强度标准，本研究采用萨菲尔-辛普森飓风分级标准[24]。为准确检测出在西北太平洋海域产生的RITC，本研究只考虑强度在热带风暴级别（tropical storm，TS）以上的TC，也排除在东太平洋海域到达TS强度后再进入西太平洋地区的记录。

（2）采用TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）3B42 卫星降水格点资料来分析TC 发生RI前后的降水变化。原始数据时间分辨率为3 h，空间分辨率为0.25°×0.25°，空间范围为50°N-50°S。

（3）水汽数据来自ECMWF（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）第五代大气再分析（ERA-5）提供的每小时再分析数据，空间分辨率为0.25° × 0.25°，空间范围为南北纬90°之间，时间分辨率为1 h。为对应3 h 一次的TRMM 数据，本研究选取每日的0、3、6、9、12、15、18、21 h 共8 个时次，时间间隔为3 h。

本研究仅选用以上数据集1998—2019 年内的数据。

1.2 方法

1.2.1 RITC 样本的筛选 本研究将TC 每24 h 强度变化定义为

其中，TC 强度用最大中心持续风速V表示，ΔV24表示TC 每24 h 的强度变化，t=0 表示样本强度变化的起始时刻，t=t+24 表示样本强度变化的结束时刻。

参考前人[33-34]，本研究将RI定义为24 h内TC最大中心持续风速增加15 m/s 或以上，且仅考虑TC整个生命史第一次发生RI的情况。

1.2.2 TC 降水的定义 TC 降水主要集中在眼壁，为能够更好反映TC 降水的变化特征，本研究将每个瞬时TC的平均降水率定义为

其中，Pm是每个时间记录的TC 平均降水率，Pi是每个空间网格的降水率，m是每个25 km 圆环区域内（即0～25 km、25～50 km、…、500～525 km）的格点数（包括缺测和未产生降水的格点）。

由以上公式可计算出528 个TC 共20 254 次瞬时TC 的径向平均降水率。参考Tu 等[24]工作，本研究将平均降水率＞0.5 mm/h 定义为TC 降水，径向平均降水率的最大梯度位置定义为内核区最大半径，内核区以外的区域定义为雨带区。图1 是1998—2019 年西北太平洋528 个TC 的平均径向降水分布曲线，可以发现TC 径向距离大于500 km 的区域平均降水率小于0.5 mm/h，且径向平均降水率的最大梯度位置在100 km。因此，本研究将TC 降水面积定义为以TC 中心位置为圆心，500 km 为半径的圆。TC 内核区定义为半径100 km 的圆，雨带区定义为100～500 km的圆环。

图1 TC年平均降水率的径向分布Fig.1 Radial distribution of tropical cyclone(TC)annual mean rain rate

2 结果与分析

2.1 RITC基本特征

在1998—2019 年西北太平洋海域584 个TC 中检测到132 个RITC。RITC 发生率（即RITC 的发生频数占TC 总发生频数的比例）约为23%，与Fudeyasu 等[34]研究1979—2015 年西北太平洋RITC得到的结果相似（RITC发生率约为22%）。

选取出132 个TC 的RI 时刻并绘制其24 h 轨迹分布（图2），图中圆点代表TC 中心位置，不同颜色对应不同强度。由图2 可见，RITC 空间分布主要集中在菲律宾群岛以东海域（图中矩形区域，即10°N-20°N，125°E-142°E），其经度范围略小于Hendricks等[12]和Fudeyasu 等[34]在西北太平洋海域的研究结果。在整个RI 过程中，大部分时刻TC 强度为弱热带气旋（TS）和中等强度热带气旋（Category 1-2），只有极少部分达到了强热带气旋（Category 3-5），原因可能在于只考虑每个TC 第一次发生RI 时的24 h强度变化。

图2 西北太平洋海域RITC的轨迹分布Fig.2 Tracks of RITC over the Western North Pacific

图3 是RITC 月发生频数分布，可以看出RITC在每个月都可能发生，但其季节性变化明显。其中，9 月是RITC 发生最多的月份，其次是8 月和10月，这与Kaplan 等[35]和王伟等[36]的统计结果基本一致。

图3 RITC月发生频数分布Fig.3 Monthly distribution of RITC

分别统计从热带风暴形成（tropical cyclone formation，TSF）到RI发生所需时间的频率分布（图4）和RI 过程持续时间的频率分布（图5）。图4 显示，TC 最常在TSF 后的24 h（约21%）发生RI，其次是12 h（约18%）和36 h（约15%）；大部分TC 在TSF 后的0～72 h（约81%）发生RI，大约有5%的TC在TSF后的120 h 或超过120 h 发生RI，此时TC 已接近海岸，更容易在沿海地区引发大风、风暴潮等灾害。由图5可知，TC的RI持续时间最常为24 h（约27%），其次是30 h（约23%），其RI 发生频数随其持续时间的增加而减少。大部分TC的RI持续时间在24～48 h，RI 持续时间超过60 h 的TC 仅有3 个（约2%），此时TC强度已达到CAT 35，易造成更强烈的破环。

图4 从TSF到RI发生的时间频率分布Fig.4 Occurrence rates of RI from TSF

图5 RI持续时间的频率分布Fig.5 Occurrence rates of RI duration

2.2 TC发生RI前后的降水变化特征

2.2.1 TC 发生RI 前后降水的空间变化特征 本研究将RI 发生时定义为0 h，选取132 个TC 个例在RI发生前24 h 到RI 发生后24 h 之间17 个时刻的降水数据，先对每个个例进行插值处理，再对132 个TC个例进行合成平均，得到RI 发生前后的逐3 h 平均降水率空间分布（图6）。图6 显示，TC 内核区降水分布从不对称的螺旋形逐渐收缩变成对称的圆形，其内核区降水在RI 发生前明显减少（图6(a-h)），在RI 发生后显著增加（图6(i-q)）。在-24 h 时（图6(a)），内核区降水率最大值为6～7 mm/h；在随后的-21 h 到-12 h 内（图6(b-e)），每个时刻的内核区降水率最大值都大于7 mm/h，但-21 h 和-15 h 的降水率最大值面积明显比-18 h和-12 h的降水率最大值面积大；在-9 h 到-3 h（图6(f-h)），内核区降水率最大值减小至6～7 mm/h，其中，-9 h 的降水率最大值面积最大，-6 h的降水率最大值面积最小。RI发生后，所有时刻的TC 内核区降水率最大值都≥7 mm/h，其降水率最大值面积随时间递增。与变化趋势明显的TC 内核区降水相比，其雨带区降水在RI 发生前后的变化趋势并不明显，雨带区降水随着径向距离的增加而减少。

图6 RI发生前后的逐3 h平均降水率空间分布Fig.6 Spatial distribution of seriatim 3 h mean rain rate before and after RI onset

2.2.2 TC 发生RI 前后平均降水率的变化 为更深入探讨TC内核区和雨带区降水在RI发生前后的变化，本研究对RI发生前后24 h的内核区平均降水率进行滑动t检验的突变分析，发现突变发生在-21 h和-6 h。因此，本研究将RI 发生前的时段定义为实际RI 发生的-21 h 到-6 h，将RI 发生后的时段定义为实际RI发生的-6 h到24 h。

图7 显示RI 发生前后，TC 内核区、雨带区和总降水的平均降水率的变化趋势。在RI 发生前，TC内核区降水率（图7(a)）呈下降趋势，其降水倾向率为-0.33 mm/10a（P＜0.1）；TC 雨带区降水（图7(b)）和总降水（图7(c)）呈明显上升趋势，其降水倾向率分别为0.14 mm/10a（P=0.02）和0.12 mm/10a（P=0.04）。在RI 发生后，TC 内核区降水率（图7(d)）呈明显上升趋势，其降水倾向率为0.66 mm/10a（P＜0.001）；TC雨带区降水率（图7(e)）呈略微下降趋势，其降水倾向率为-0.02 mm/10a，但P值为0.27，表明其变化趋势并无统计学意义上的显著性；总降水（图7(f)）变化趋势不明显，其R2为0.01，线性拟合度较差。TC 内核区降水率（4～6 mm/h）大于雨带区降水率（＜2 mm/h），然而内核区降水面积远小于雨带区降水面积，导致TC 总降水以雨带区降水为主，随雨带区降水的变化而变化。

图7 RI发生前后不同区域的平均降水率变化Fig.7 Ⅴariations of mean rain rate in different regions

2.2.3 TC 发生RI 前后不同类型降水的变化 前人研究指出，TC的内核区和雨带区都有对流降水和层状降水发生，TC 内核区有强烈的上升运动，其产生的降水以对流降水为主；相比之下，其雨带的垂直运动较弱，该区域主要以层状降水为主[22-24]。为进一步了解RI 发生前后TC 内部不同类型降水的变化趋势，本研究参照文献[37]，将TC 降水分为层状降水（≤4 mm/h）和对流降水（≥5 mm/h），由于4～5 mm/h是对流和层状混合降水，其样本量小于5%，故本研究暂不考虑其影响。

图8显示RI发生前后，TC不同区域对流降水随时间变化的趋势。在RI发生前，TC内核区（图8(a)）和总降水区内（图8(c)）的对流降水呈下降趋势，其降水倾向率分别为-1.1 mm/10a（P=0.03）和-0.3 mm/10a（P＜0.1）；TC雨带区（图8(b)）降水变化趋势不明显，其R2为0.05，线性拟合度较差。RI 发生后，TC内核区（图8(d)）和总降水区（图8(f)）的对流降水变化趋势不明显，其R2值都为0.02，TC 雨带区（图8(e)）降水呈显著下降趋势，其降水倾向率分别为-0.13 mm/10a（P=0.001）。

图8 RI发生前后不同区域对流降水变化Fig.8 Ⅴariations of convective mean rain rate in different regions before and after RI onset

图9显示RI发生前后，TC不同区域内层状降水随时间变化的趋势。在RI发生前，TC 内核区、雨带区和总降水区的层状降水呈上升趋势（图9(a-c)），但P值均大于0.1，未能通过90%的显著性检验，无统计学意义。在RI发生后，其内核区的层状降水呈明显上升的趋势（图9(d)），其降水倾向率为0.15 mm/10a（P＜0.001）。雨带区和总降水区的层状降水变化趋势不明显（图9(e-f)），两者R2均小于0.1，线性拟合度较差。

图9 RI发生前后不同区域层状降水变化Fig.9 Ⅴariations of stratiform mean rain rate in different regions

综上所述，TC 内核区降水在RI 发生前后呈相反趋势：RI 发生前，TC 内核区降水以对流降水为主，且其降水变化随时间递减；RI发生后，该区域降水以层状降水为主，其降水变化随时间递增。Cheng 等[38]分析RITC 和非RITC 降水分布，发现与RI 发生前相比，在RI 发生期间TC 内核区降水由于层状降水的增加而显著增加，TC内核区的层状降水占该区域降水的55%，本研究结果与之相近。TC雨带区和总降水区的降水变化趋势基本一致：RI发生前，两者的对流和层状降水变化趋势不明显；RI 发生后，TC 雨带区内的对流降水变化随时间递减，且其变化趋势具有统计学意义上的显著性，但该区域的层状降水变化趋势不明显，导致TC 雨带区降水整体变化呈略微下降，并无统计学意义，TC 降水面积内的总降水同样也无明显变化。

2.3 TC发生RI前后内核区水汽和降水的可能联系

虽然TC 内核区降水面积仅占整个TC 降水面积的1/5，但大多数强降水过程都发生在该区域[21]，造成极大的经济损失和人员伤亡[39]。由2.2 节内容分析可知，TC 内核区降水在RI 发生前后变化趋势明显，而雨带区降水在RI 发生后趋势变化并不显著。因此，本研究仅对RI 发生前后TC 内核区降水呈现相反变化趋势的原因进行探究。前人研究结果表明，水汽是影响TC 降水变化的重要因子[38,40]。本节内容将进一步分析RI发生前后TC内核区径向平均降水率和总柱水汽含量的空间分布（图10）。结果显示，TC内核区的降水率和总柱水汽含量分布相似。TC 内核区降水率的最大值出现在RI发生前21 h、发生后9 h 和24 h，其最小值出现在RI 发生后6 h；TC 内核区总柱水汽含量的平均径向最大值出现在RI 发生前18 h 和3 h 以及RI 发生后24 h，其最小值出现在RI 发生前9 h 和RI 发生后3 h，虽然TC内核区的水汽含量和降水率出现最大值和最小值的时间略微差异，但整体变化趋势同样是先减小后增大。这两者的空间相关系数是0.85，TC 在RI 发生前后，其内核区降水率随着总柱水汽含量的变化而变化。这表明水汽是影响TC内核区降水在RI发生前后呈相反趋势的重要影响因子之一。

图10 内核区平均降水率（a）和总柱水汽含量（b）随时间和距离的变化Fig.10 Ⅴariation of inner core mean rain rate(a)and total column water vapour content(b)over time and distance

3 结论

本研究利用1998—2019 年西北太平洋的584个TC，以24 h 内风速变化在15 m/s 及以上为RI 标准，对其中132 个RITC 进行统计分析，得到以下主要结论：

（1）TC 常在菲律宾群岛以东狭长海域（10°N-25°N，123°E-156°E）发生RI 过程。RI 大多发生在TSF 后的0～72 h（约占总数的81%）。约5%的TC在TSF 后的120 h 后发生RI，此时TC 已接近海岸，更容易对沿海地区造成大风、风暴潮等破坏。TC的RI持续时间一般不超过48 h，只有3个TC的持续时间超过60 h，此时TC 强度已达到最高级别。RITC全年都可能发生，9 月是生成频率最高的月份，生成频率最低是1月和4月。

（2）TC 在RI 发生前后，其降水有明显变化趋势。RI 发生前，TC 内核区降水以对流降水为主，且其降水变化随时间递减；TC雨带区降水和总降水的层状和对流降水变化趋势都不明显。RI发生后，TC内核区降水以层状降水为主，其降水变化随时间递增；TC 雨带区内的对流降水变化随时间递减，且其变化趋势具有统计学意义上的显著性，但TC 雨带区降水整体变化呈略微下降，并无统计学意义；TC总降水无明显变化趋势。

（3）内核区水汽和降水的空间相关系数为0.85，两者的空间变化趋势大致相似，都是RI 发生前减少，RI 发生后增加，表明内核区降水的变化与水汽的变化关系密切。

感谢国家重大科技基础设施项目“地球系统数值模拟装置”提供支持。