西北太平洋熱帶氣旋強度變化對雨帶分布特征的影響

李柯薇 ，張奡祺，2，黎偉標，2

(1.中山大學大氣科學學院，廣東 珠海 519080；2.南方海洋科學與工程廣東省實驗室(珠海)，廣東 珠海 519080)

1 引 言

熱帶氣旋指形成于熱帶洋面上并具有閉合環流的強低壓系統，其初始的能量源是大氣邊界層中空氣上升時的潛熱釋放[1]。根據Clausius-Clapeyron 方程，近洋面氣體的相對位溫隨溫度增加而快速上升，因此熱帶氣旋幾乎全部形成于海溫超過26.5 ℃的洋面地區[2-3]。西北太平洋區域是全世界海溫最高和熱帶氣旋活動最頻繁的地區，熱帶氣旋伴隨的狂風、暴雨、巨浪和風暴潮等災害性事件，嚴重威脅著沿海的國家和地區，并在區域及全球大氣環流中起著重要的調節作用[4-6]。

通常而言，熱帶氣旋降水包含三類降水雨帶，即眼墻附近的內雨帶、螺旋云帶形成的外雨帶以及熱帶氣旋遠距離降水[7-8]。Hence 等[9]利用熱帶測雨衛星（TRMM）、測雨雷達（PR）研究指出，氣旋中心附近經常出現兩個同心眼墻，新舊眼墻的更替過程對于內雨帶對流活動具有重要影響。Yang 等[10]研究表明，層云降水占據熱帶氣旋內雨帶和外雨帶降水的78%以上，強對流性降水多發生在眼墻附近。Wang 等[11]通過結合觀測及模式模擬，指出臺風“桑達”通過外圍環流場的水汽輸送，導致1 200 km以外的地區出現強降水。

盡管熱帶氣旋是形成于熱帶地區的正壓系統，大量研究表明熱帶氣旋內雨帶和外雨帶降水的分布特征存在不對稱性[12-13]。在環境垂直風切變的影響下，熱帶氣旋的眼墻對流活動通常存在一個波數為1的非對稱性結構，而對流活動則主要發生在順垂直風切的左側[14-15]。周玲麗等[16]通過結合再分析數據、衛星及常規觀測資料、雷達反射率數據以及WRF 模式模擬，研究了臺風“韋帕”登陸期間的強降水過程，指出其登陸期臺風西側的冷暖空氣交匯以及有利的地形條件，導致了強降水的發生。

熱帶氣旋的生命史多包含四個階段，即形成階段、發展階段、成熟階段和消散階段，其中發展階段又可細分為快速增強階段和緩慢增強階段[17]。氣旋的強度變化是劃分各類生命階段的主要依據，其由海溫、不穩定能量、環境渦度和上層大氣的散度等多種因子控制，是當前臺風模擬預報中的難題[18-21]。大量研究表明，熱帶氣旋中降水的強度及分布與氣旋的強度變化存在著緊密聯系[22-25]。深入研究熱帶氣旋強度變化過程中降水的分布及變化特征，對于理解熱帶氣旋生命過程及改善熱帶氣旋強度模擬等具有重要意義。

基于上述研究背景，本文將結合熱帶氣旋路徑數據和高時空分辨率降水產品，就西北太平洋熱帶氣旋強度變化過程中降水的分布及變化情況開展細致研究。文章包含4個主要部分，第二部分描述了研究中使用的數據和方法；第三部分具體介紹熱帶氣旋系統內部不同強度變化條件下降水的強度及變化特征；最后一部分是文章的結論。

2 數據和方法

本研究所使用的熱帶氣旋路徑數據來自中國氣象局（CMA）。該數據集提供了逐6 小時的熱帶氣旋強度等級、發生時間、中心經緯度、中心最低氣壓和近中心最大平均風速等信息[26]。依據《熱帶氣旋等級國家標準》，該數據集中的熱帶氣旋強度等級被劃分為10個不同級別。本文選取了研究區域內的所有樣本點，我們主要研究的是氣壓的變化，沒有深入區別影響氣壓變化的因素，因此沒有剔除即將登陸和登陸后的樣本點。

本文所使用的降水數據是由降水測量計劃（PMM）網站（https://pmm.nasa.gov）提供的全球測雨計劃（GPM）格點級降水數據（IMERG）。依據計算時間和使用數據的不同，IMERG 分為“early run”、“late run”和“final run”三種。本文使用的是IMERG“final run”產品，其對熱帶氣旋降水的捕捉能力已受到了大量文獻的驗證[27-28]。

依據氣旋中心最低氣壓相較上一個時次的變化，我們將2000—2018 年6—9 月西北太平洋地區的熱帶氣旋分為了五類，即初生型、緩慢增強型、快速增強型、穩定型和減弱型氣旋。將熱帶氣旋最佳路徑中氣旋出現的第一個時次定義為初生型氣旋；我們將緩慢增強階段和快速增強階段分界值設為6 hPa，這是基于所有樣本氣壓差值分布所決定的（圖1），氣壓差值小于6 hPa 的樣本位于氣壓強度變化約94.72%分位數，因此我們定義緩慢增強型氣旋中心氣壓相較上一時刻減小小于6 hPa，快速增強型氣旋中心氣壓相較于上一時刻減小大于等于6 hPa，而減弱型氣旋中心氣壓相較于上一時刻增大；穩定型氣旋中心氣壓相較上一時刻維持不變。研究范圍內五種類型熱帶氣旋的數量分別為295、1 885、484、4 452 和1 607 個時次，由于穩定型氣旋在目前資料的時間分辨率下沒有必要區分，因此我們只對初生型、緩慢增強、快速增強型和減弱型氣旋進行分類研究。

圖1 2000—2018年6—9月西北太平洋區域氣壓差值的概率密度分布Δp指氣壓差值，5.28%指Δp ≥6 hPa樣本出現的概率密度。

本文的研究區域（圖2）為西北太平洋區域的熱帶氣旋降水。由于GPM IMERG 降水產品只提供2000 年以后的降水信息，且6—9 月是西北太平洋熱帶氣旋的高發季，因此本文的研究時間為2000—2018 年的6—9 月。在此范圍內，我們依據CMA 氣旋路徑信息建立了移動氣旋坐標系，并將氣旋發生時次前后半小時的GPM IMERG 降水數據同化到了此坐標系下，后續的統計工作均在此坐標系下開展。

圖2 2000—2018年6—9月西北太平洋區域初生型(a)、緩慢增強型(b)、快速增強型(c)、減弱型(d)熱帶氣旋的分布特征

各類型熱帶氣旋的分布特征如圖2 所示。通過統計平均，初生型、緩慢增強型、快速增強型和減弱型氣旋的平均經度分別為134.21 °E、132.22 °E、133.23 °E和125.21 °E，平均緯度分別為16.15 °N、19.33 °N、19.30 °N 和27.29 °N。由圖可見，初生型氣旋幾乎全位于研究區域南部的洋面地區（圖2a）；緩慢增強型氣旋的分布稍北于初生型氣旋，也幾乎全位于洋面（圖2b）；快速增強型氣旋平均位置稍南于緩慢增強型氣旋，位于研究區域中間（圖2c）；而由于氣旋登陸后，下墊面摩擦顯著增強，導致氣旋強度減弱，因此減弱型氣旋多位于研究區域西北的陸面地區（圖2d）。這一漸變性的分布規律是由于熱帶氣旋生命演變規律和移動方向導致的，熱帶氣旋生命演變中通常有著初生-增強-穩定-減弱的先后順序，而西北太平洋區域內熱帶氣旋的移動方向則多是自東南向西北移動。

3 結 果

3.1 降水的空間分布特征

圖3 給出了移動氣旋坐標系下各類型熱帶氣旋降水的空間分布特征。特別地，降水率為0的樣本也被統計在內。就整體而言，由于研究區域南部區域降水條件（溫度和水汽）優于北面，因此各類氣旋降水都呈現出南多北少的分布特征，與Wen 等[13]的研究結果一致。降水中心位置出現在氣旋中心正南50～100 km 處，對應著熱帶氣旋南部眼墻的位置。熱帶氣旋初生時（圖3a），雨帶分布十分零散，邊緣很不平滑，降水中心最大雨強約為7 mm/h。這可能是由于此時氣旋內部結構還不緊湊，對流活動稀疏分布。熱帶氣旋緩慢增強階段（圖3b），最大平均雨強超過10 mm/h；雨帶覆蓋范圍也最廣，邊緣相較于初生階段更加平滑。熱帶氣旋快速增強時（圖3c），平均降水率為各類型中最大，距氣旋中心100 km 范圍內雨強均超過10 mm/h。減弱型熱帶氣旋存在明顯的眼區弱降水特征，是因為此時眼區輻散增強且面積增大；此時的雨帶呈現出“逗號”狀的分布，與溫帶氣旋十分類似，標志著這類熱帶氣旋強度很容易發生變性（圖3d）。

圖3 移動氣旋坐標系下初生型(a)、緩慢增強型(b)、快速增強型(c)、減弱型(d)熱帶氣旋降水的空間分布特征 圖中黑點指示著氣旋中心，x軸和y軸的采樣間隔均為10 km。

為研究熱帶氣旋強度變化時其周圍雨帶的變化特征，我們計算了緩慢增強、快速增強和減弱氣旋的降水率相對其上一個時次（間隔6 小時）的變化率（圖4）。特別地，圖4 中的黑點指示著此時的氣旋位置，黑色空心圓指示著上一時刻的氣旋位置。如圖4a所示，在熱帶氣旋緩慢增強階段，氣旋中心100 km 范圍內降水強度相對上一時次均呈現為增加的特征，增幅5%～10%；對于外圍雨帶而言，氣旋北側降水強度增幅可達15%～20%，而南側卻略有下降。在氣旋快速增強階段（圖4b），降水變化幅度相比緩慢增強階段來說更大，氣旋降水增加和減少均可達20%以上，但總體還是呈現北增南減的趨勢，這是由于在100 km 范圍內，對流主要在氣旋移動方向前部發生，在100 km 以外的外圍雨帶，對流主要在氣旋移動方向的右前象限發生，而本文研究的臺風大多是東南-西北走向[29]。在氣旋減弱階段（圖4c），由于眼墻附近輻合上升運動減小，氣旋眼墻和螺旋雨帶降水呈現明顯的下降特征，6 h 的降幅可達20%以上；氣旋外圍降水則呈現出一個增加的特征，增幅5%～10%。

圖4 移動氣旋坐標系下緩慢增強型(a)、快速增強型(b)、減弱型(c)氣旋降水相對上一個時次的變化率圖中黑點指示著此刻的氣旋中心，圓圈指示著上一個時刻的臺風中心，x軸和y軸的采樣間隔均為10 km。

3.2 氣旋降水與所處方位及徑向距離的關系

進一步地，圖5給出了各類型熱帶氣旋降水率及降水變化與氣旋徑向距離間的關系。初生型氣旋的降水率在距離氣旋中心10 km 和40 km 處分別存在兩個峰值，對應的降水率均為4.9 mm/h 左右（圖5a）。結合圖3a，我們認為這是因為初生型氣旋結構松散，眼墻區降水不夠突出導致的?？焖僭鰪娦蜌庑泊嬖趦蓚€峰值，出現在10 km 和30 km 處，降水率在12.9 mm/h 左右。緩慢增強和減弱型氣旋的降水率隨徑向距離的變化均呈現出單峰分布，峰值分別出現在40 km 和60 km 處，對應的平均降水率分別為7.5 mm/h 和4.2 mm/h（圖5a）。在增強階段，眼墻最靠近氣旋中心，降水率最強；衰亡階段則剛好相反。除初生型氣旋外，各類型熱帶氣旋降水率大小的徑向分布表現出了一致性：快速增強型最強，緩慢增強型其次，消散型最弱（圖5a、5b）。

圖5 各類型熱帶氣旋平均降水率(a、b)以及相對上一時次的平均降水變化率(c、d)隨著徑向距離的變化

與上一時次氣旋的平均降水率相比，緩慢增強型和快速增強型氣旋降水率變化的徑向分布均呈現出三段式的特征（圖5c～5d）。在緩慢增強階段，0～430 km 內降水率增強，平均增幅約3.9%；430～680 km 內降水率減弱，平均降幅約1.5%；680 km 以外降水率增強，平均增幅為2.2%。在快速增強階段，0～340 km 內降水率增強，平均增幅約3.5%；340～570 km 內降水率減弱，平均降幅約2.2%；570 km 以外降水率增強，平均增幅約8%。這是因為340～680 km 正好是增強型氣旋的外圍輻散場范圍，高層輻合低層輻散，500 hPa 以下有弱的上升氣流，500 hPa 以上有強的下沉氣流[30]。減弱型氣旋降水率變化的徑向分布呈現出明顯的兩段式特征（圖5c～5d），在375 km 范圍內降水率迅速減弱，越靠近眼墻降水降幅越大，眼墻區的6 h 降幅可達25%；在375 km 范圍外降水率略增加2%～3%，可能是由于消散階段內圍云帶擴散至外圍導致的。

類似地，我們給出了熱帶氣旋中心500 km 范圍內降水率及降水變化率與所處氣旋方位的關系（圖6）。整體而言，各類氣旋的平均降水率均在其西北象限最低（圖6a），谷值分別為0.69 mm/h、0.92 mm/h、1.14 mm/h 和0.75 mm/h（由前至后分別為初生型、緩慢增強型、快速增強型和減弱型氣旋）。這是因為西北象限下墊面溫度較低且水汽來源不足，最不利于降水形成。初生型、緩慢增強型和快速增長型氣旋的降水率均在其西南象限最高，峰值分別為1.9 mm/h、2.6 mm/h 和2.9 mm/h，這應該是與氣旋南側的偏東氣流有關，偏東氣流與海上的西南氣流相遇，水汽于西南象限輻合產生降水[31]，同時也與西南季風的水汽輸送有關。減弱型氣旋其在東北象限降水率最高，峰值為1.7 mm/h，這是因為熱帶氣旋多在登陸后開始減弱，在西北太平洋熱帶氣旋的登陸過程中，由于下墊面的摩擦作用，氣旋多是西南-東北走向，而平均降水最大值大多分布在氣旋移動的前部[31]。

圖6 各類型熱帶氣旋500 km范圍內平均降水率(a)以及相對上一時次的平均降水變化率(b)與所處氣旋方位的關系

與上一時次的降水率相比（圖6b），氣旋強度增加時，降水率增強主要出現在西北和東北兩個象限，緩慢增強型氣旋增強幅度約5.4%，快速增強型氣旋增強幅度約3.6%，是由于更強的氣旋性環流向北側輸送了更多水汽。氣旋強度減弱時，降水率減弱則主要發生在氣旋西側，幅度可達10%以上，這是由于登陸中及登陸后西側水汽輸送下降最為明顯有關[31]。

3.3 中心氣壓和氣旋降水的相關性

最后，為了驗證熱帶氣旋強度變化對于降水的影響，我們對氣旋不同徑向距離和不同方位下的降水變化率和氣壓變化（Δp）進行了相關性分析（圖7、圖8）。結果表明，在距離中心100 km 以內以及100～200 km 范圍內（圖7a、7b），隨著Δp的增加，降水變化率呈現出顯著的下降特征，斜率分別為-1.76%%/hPa 和-1.2%/hPa；且當Δp為0 時，降水變化率都在0 左右。這表明熱帶氣旋眼墻降水和內雨帶降水變化與氣旋強度變化間存在很好的正相關性——熱帶氣旋強度的增強幅度越大，降水增強越多；反之亦然。與之相反，在距離中心300～400 km 范圍內（圖7d），隨著Δp的增加，降水變化率呈現出顯著的上升特征，斜率約0.59 %/hPa。這表明隨著外雨帶降水率變化與氣旋強度變化間為負相關關系——熱帶氣旋強度減弱幅度越大，外雨帶降水增強越多。200～300 km 和400～500 km 的徑向距離內降水變化率與Δp間的相關關系不顯著，且擬合直線斜率的絕對值很?。▓D7c、7e），表明此區域降水變化與熱帶氣旋強度變化關系不大。

圖7 熱帶氣旋徑向距離100 km以內(a)、100～200 km(b)、200～300 km(c)、300～400 km(d)和400～500 km(e)降水變化率與氣壓變化（Δp）的散點分布 降水變化率指移動氣旋坐標系下降水相對于上一個時次的變化，Δp指此時次中心氣壓與上一個時次之差。黑線代表擬合的直線，k為擬合直線的曲率。

圖8 同圖7，但為熱帶氣旋方位為西北(a)、東北(b)、西南(c)和東南(d)

對于氣旋各個方位而言，隨著Δp的增加，降水變化率均呈現出下降特征（圖8）。其中，在西北、西南和東南三個象限內（圖8a、8c、8d），降水率下降顯著，斜率分別為-0.61 %/hPa、-0.50 %/hPa和-0.78 %/hPa，其中東南側降水率變化受到強度變化的影響最大。在氣旋東北側，降水變化率與Δp間沒有明顯的相關關系，擬合斜率的絕對值也較小，表明降水率變化受強度變化的影響較小。

4 結 論

本文利用2000—2018 年6—9 月的CMA 熱帶氣旋最佳路徑數據集，建立了熱帶氣旋移動坐標系，并依據氣旋中心氣壓變化將熱帶氣旋分為五類：初生型、緩慢增強型、快速增強型、穩定型和減弱型。在此基礎上，通過結合最新一代IMERG 高時空分辨率降水產品，論文研究了西北太平洋區域各類型臺風的雨強分布特征，以及臺風強度變化過程中雨帶的變化特征。

2000—2018 年6—9 月期間西北太平洋區域CMA 最佳路徑數據集記錄的初生型、緩慢增強型、快速增強型、穩定型和減弱型氣旋數量分別為295、1 885、484、4 452 和1 607 個時次。由于熱帶氣旋生命演變中通常有著初生-增強-穩定-減弱的先后順序，因此各類型氣旋存在由東南至西北的分布特征，減弱型氣旋通常出現在登陸之后。由于研究區域南部區域降水條件（溫度和水汽）優于北面，因此各類氣旋降水都呈現出南多北少的分布特征，與Wen 等[13]的研究結果一致。降水峰值中心出現在氣旋中心正南50～100 km 處，對應著熱帶氣旋南部眼墻的位置。

在氣旋徑向距離上，依據各類氣旋的降水分布和變化特征可將氣旋劃分為兩個區域，即熱帶氣旋內雨帶和外雨帶。初生型氣旋降水結構松散，平均降水率峰值出現在離氣旋中心10 km 和40 km 處?？焖僭鰪娦蜌庑逯党霈F在10 km 和30 km 處，指示著臺風的雙眼壁結構[8]。緩慢增強和減弱型氣旋平均降水率的徑向分布均呈現出單峰分布，峰值分別出現在40 km和60 km處。

相較于上一個時次，200 km 范圍內的氣旋內雨帶降水變化率與氣旋強度變化間存在顯著的正相關關系，增強型氣旋內雨帶平均降水增加約3.5%，而減弱型氣旋減少幅度可達15%～20%。與之相反，在300～400 km 的徑向距離內，氣旋外雨帶降水則與氣旋強度變化呈現出顯著的負相關關系，增強型氣旋外雨帶平均降水減少約2%，減弱型氣旋則增加2%～3%。

在氣旋方位上，初生型、緩慢增強型和快速增長型氣旋的降水率均在其西南象限最高，這應該是與氣旋南側的偏東氣流有關，偏東氣流與海上的西南氣流相遇，水汽于西南象限輻合產生降水，同時也與西南季風的水汽輸送有關。減弱型氣旋其在東北象限降水率最高，是由于氣旋的登陸過程中東北象限水汽輸送最為充足導致的。相對上一個時次，在熱帶氣旋西北、西南和東南三個象限內，降水變化率與氣旋強度變化間存在顯著的正相關關系；而在氣旋東北側，降水變化率與Δp間沒有明顯的相關關系，擬合斜率的絕對值也較小，表明降水率變化受強度變化的影響較小。