登陆华东台风降水分布特征

郑林晔，谌 芸，冯 恬，姚梦颖

（1. 福建省气象台，福建 福州 350008；2. 国家气象中心，北京 100081；3. 福建省灾害天气重点实验室，福建 福州 350008；4. 南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），广东 珠海 519082；5. 海南省海口市气象局，海南 海口 571100；6. 浙江省气象科学研究所/中国气象科学研究院浙江分院，浙江 杭州 310008）

引 言

台风是一种发生频率高、影响严重的气象灾害［1］。我国是世界上受台风灾害影响最大的国家之一［2-5］，1984—2008 年，我国因台风死亡人数平均每年为505 人，造成的经济损失达370 亿元人民币［6］。登陆我国台风的降水主要分布在我国中东部地区，降水量从东南沿海向西北内陆逐渐递减［7］，东南沿海地区台风降水量占年降水量的20%~40%，台风年平均降水量达500.0 mm［8］。北上的台风在华东和华南登陆后常常给华东地区带来较大的降水，产生局部暴雨、大暴雨甚至特大暴雨［9］：台风温比亚（1818）在上海登陆，造成华东多地大范围暴雨灾害，2018年8月16日21：00至17日10：00（北京时），华东地区有69 站降水量超过100.0 mm，其中最大降水量达167.3 mm［10］，致31 人死亡、14 人失踪、1439.5 万人受灾；台风苏迪罗（1513）为福建地区带来特大暴雨的同时也造成了浙江及江苏两省的强降水，此次过程降水具有强度强、持续时间长的特点［11］，评估结果为一级特大暴雨灾害［12］。华东是受台风暴雨灾害影响最为严重的地区之一，而台风中强降水主要集中在内核区。台风内核主要由台风眼及台风眼壁组成，台风眼壁中存在许多活跃的中小尺度对流系统，同时内核区也是为台风发展提供能量的主要区域［13-16］。在台风登陆过程中，地形对内核结构有重要影响，地形强迫作用会产生与台风环流同向的扰动，加强内核区的垂直运动而激发对流，使得热带气旋环流增强［17-24］。高低空辐散辐合场的分布与台风降水强度和落区也有密切关系，高低空急流与台风环流的相互作用使高低层风场结构发生改变，当高层存在强辐散系统，配合低层辐合，上升运动增强产生强降水，同时低空急流长时间与台风环流相接也为台风降水提供充沛的水汽［25-30］。季风云团为台风带来充沛的水汽和潜热能，从台风南侧卷入，暴雨区常出现在眼壁南侧［31］。弱冷空气侵入台风环流也是促使台风内核降水增幅的重要因素［32-34］。可见，台风内核降水分布多变，这与下垫面变化、高低空辐散辐合以及水汽输送等均有密切关系。虽然台风内核降水研究已取得了一些成果，但对于登陆过程中台风内核不同降水落区的分布差异及造成此差异的环境场影响因子尚不清楚。为更好地研究环境场变化对不同内核降水分布类型台风的影响，本文选用2000—2018年登陆华东地区（台湾省不在本文研究范围内）的台风，从中筛选出台风内核降水分布不同的两类台风，分别对两类降水台风的大气环境场进行动态合成分析，对比分析两类台风降水的高低空环流配置、热力条件及水汽条件，进一步揭示环境场对登陆台风内核降水分布的影响。

1 资料与方法

1.1 热带气旋内核定义及降水分型方法

台风内核区域的大小与台风本身的尺度有密切联系，在过去的研究中台风内核区域的设定不断发生变化，WANG［35］按照平衡动力学原理，将3倍最大风速半径（radius of maximum wind，RMW）以内的区域定义为台风内核区；WILLOUGHBY 等［36］提出台风内核区由主雨带和次雨带共同组成；HOUZE［37］将台风主雨带中成熟对流单体向内卷入的区域定义为台风内核区的外边缘（图1）。根据HOUZE［37］的定义，对比本文所选的台风个例，发现台风内核降水主要集中在距离台风中心100 km 以内的区域，因此本文将距离台风中心100 km 以内的区域定义为台风内核区。沿台风移动路径将台风分为左右2个象限，通过判断比较台风登陆后0~6 h、6~12 h、12~18 h、18~24 h 4 个时间段台风左右两侧的内核累计降水量对台风进行分型，若有3 个及以上时间段台风左侧总降水量大于右侧，称为左侧内核降水台风（简称“L 型内核降水台风”），反之称为右侧内核降水台风（简称“R型内核降水台风”）。

图1 北半球热带气旋雷达反射率示意图（单位：dBZ）［37］Fig.1 Schematic diagram of radar reflectivity of tropical cyclones in the Northern Hemisphere（Unit：dBZ）［37］

1.2 资 料

为更好地区分台风降水和环境降水，使用中国气象局国家气象信息中心提供的全国2027 个国家气象站2000—2018 年逐日降水观测资料及上海台风研究所提供的同期热带气旋最佳路径数据集，利用识别热带气旋降水数值方法［38］，对2000—2018年登陆我国华东地区的台风降水进行分离，得到台风降水资料。该方法主要分为两步骤：（1）识别台风过程降水场结构并划分雨带；（2）根据不同雨带以及各气象站与台风中心之间的距离确定台风降水。

再分析资料为2000—2018 年NCEP/NCAR（Na⁃tional Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）格点资料，具体包括1000、200 hPa 风场及850 hPa 垂直速度、风场、温度场、相对湿度等，空间分辨率为2.5°×2.5°、时间分辨率为6 h。

文中附图涉及的行政边界均基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2019）1697号的中国地图制作，底图无修改。

1.3 动态合成分析方法

台风是一个动态系统，且拥有自身的环流结构，使用动态合成法对台风所处环境场进行合成分析。通过以台风中心为原点跟随不同台风的移动路径，得到台风在移动时每一时刻的环境场，然后相加求得台风的动态平均环境场，以揭示环境场对台风的影响以及台风环境场的特征，图2 为主要方法示意图，具体计算公式［39］为：

图2 台风路径（黑色箭头）和动态区域（黑色矩形，其中黑点为台风中心）［39］Fig.2 Typhoon tracks（black arrows）and dynamic zones（black rectangles with black dots for the typhoon centers）［39］

2 登陆华东地区台风降水和内核降水时空分布

2.1 台风降水时空分布

分析2000—2018 年登陆华东地区台风的年平均降水量分布（图3）可以看出，台风降水由沿海向内陆、由南向北逐渐递减，降水大值区主要集中在闽浙边界处。台风影响过程中各气象站日降水量P≥50 mm、P≥100 mm 的次数大值区主要出现在浙江南部至福建中部的沿海地区（图略），其中P≥50 mm的发生次数超过75 次，P≥100 mm 的发生次数超过40 次，闽浙沿海是受登陆华东地区台风降水影响最严重的区域。

图3 2000—2018年登陆华东地区台风的年平均降水量分布（单位：mm）Fig.3 The distribution of annual mean precipitation of landing typhoons in East China from 2000 to 2018（Unit：mm）

图4为2000—2018 年华东地区台风登陆次数和台风带来极端降水次数的月际变化，其中极端降水次数为台风过程降水量大于等于250 mm的次数。可以看出，二者月际分布均为“单峰型”，8 月台风登陆次数最多，而7 月极端降水发生次数最多。7—9 月是台风登陆华东地区的高发期，也是热带气旋带来极端降水的强盛期。

图4 2000—2018年华东地区台风登陆次数和台风带来极端降水次数的月际变化Fig.4 The monthly variation of times of typhoon landing and extreme precipitation caused by typhoon in East China from 2000 to 2018

2.2 台风内核降水时空分布

通过统计得到，2000—2018 年登陆我国的热带气旋共143 个（除去无编号热带低压），其中在华东地区登陆的热带气旋数（56 个）约占登陆我国总热带气旋数的39%，登陆福建的热带气旋数（37个）约占登陆华东地区热带气旋数的66%。福建省受登陆华东地区热带气旋影响最严重，因此选取5 例登陆福建且影响范围广、造成损失严重的热带气旋［台风潭美（1312）、麦德姆（1410）、苏迪罗（1513）、莫兰蒂（1614）、鲇鱼（1617）］，对其登陆时及登陆后6、12、18 h 的小时降水量做合成分析（图5）。可以看出，台风内核和环流降水均具有明显不对称性。台风登陆时［图5（a）］，台风内核和外围螺旋雨带降水强度均较大。台风在登陆后6 h［图5（b）］，内核强降水范围相较于台风登陆时缩小，强度有所减弱，降水主要发生在台风的东北侧。台风登陆后12 h［图5（c）］，内核和外围螺旋雨带降水强度有所减弱。台风登陆后18 h［图5（d）］，外围螺旋雨带降水较内核更强，这可能与地形对台风降水的增幅作用有关。台风登陆后内核强降水主要集中在0~6 h内，且具有明显的不对称性；台风登陆后引起的强降水落区分布情况复杂，这与台风中心附近动力场、热力场和水汽条件的非常规分布有密切关系。

图5 2000—2018年登陆福建的5例台风登陆时（a）和登陆后6 h（b）、12 h（c）、18 h（d）小时降水量合成（单位：mm）（黑色圆点为台风中心位置，横纵坐标刻度为格点数，向北向东为正，向南向西为负。下同）Fig.5 Composite of hourly precipitation at the time of landing（a）and 6 hours（b），12 hours（c），18 hours（d）after the landing of 5 typhoons to Fujian from 2000 to 2018（Unit：mm）（The black dot is the typhoon center，horizontal and vertical coordinates are grid points，the positive denotes northward and eastward，the negative denotes southward and westward. the same as below）

3 两类内核降水台风的降水特征

为研究环流系统对台风内核降水的影响，从2000—2018 年历史个例中挑选出登陆后均向西北方向移动但降水分布特征差异明显的两类样本，其中L 型内核降水台风分别为格美（0605）、桑美（0608）、苏力（1307）、潭美（1312）；R 型内核降水台风分别为海棠（0505）、尼伯特（1601）、鲇鱼（1617）、海葵（1211），通过动态合成分析探究不同内核降水台风的环境场特征。

图6为4 例L 型内核降水台风样本的过程降水量分布及台风移动路径。可以看出，4 例台风过程降水量分布与内核降水分布均具有明显不对称性，L 型内核降水分布的台风过程降水大值区主要集中在台风路径的左侧，台风的外围云团为距离台风中心较远的地区也带来了强降水。云顶亮温（black body temperature，TBB）资料可以较好地反映中尺度云团的运动。从4 例台风登陆过程中TBB 的演变（图略）看出，在台风登陆时，台风格美、桑美在路径两侧均存在TBB≤-52 ℃的冷云团，台风苏力、潭美的强冷云团集中在路径左侧；台风登陆后12 h，4 例台风路径右侧冷云团范围缩小、强度均有所减弱，左侧大范围受TBB≤-42 ℃冷云团控制且其中镶嵌有TBB≤-52 ℃的冷云团；登陆后24 h，4 例台风右侧冷云团逐渐消散，左侧仍存在零散强冷云团。在我国东南沿海登陆的台风，其路径左侧为离岸风，不利于强降水的产生，但其左侧仍存在降水大值区，说明环境场中其他物理量以及台风环流中的中小尺度系统对台风内核降水分布起主导地位。

图6 台风格美（0605）、桑美（0608）、苏力（1307）、潭美（1312）过程降水量分布（彩色填色区，单位：mm）及移动路径（蓝线）Fig.6 The distribution of precipitation（color shaded areas，Unit：mm）and moving path（blue line）of typhoon Gemei（0605），Saomai（0608），Soulik（1307）and Trami（1312）

图7是4 例R 型内核降水台风样本的过程降水量分布及台风路径。可以看出，4 例台风样本内核降水和过程降水分布也具有明显的不对称性，降水主要集中在路径右侧。从4 例台风登陆过程中TBB 的演变（图略）看出，台风登陆时，4 例台风环流也具有不对称性，台风海葵强冷云团集中在路径的左侧，台风海棠、尼伯特、鲇鱼路径右侧冷云团发展相较左侧更为旺盛；台风登陆后12 h，4 例台风路径左侧冷云团减弱或消散，右侧受TBB≤-42 ℃的冷云团控制且镶嵌有零散TBB≤-52 ℃的冷云团；登陆后24 h，尼伯特逐渐消散，另外3 个台风路径两侧均无强冷云团，下文登陆后R 型内核降水台风24 h 合成分析为海棠、海葵、鲇鱼。内核R 型降水台风在登陆过程中，路径右侧为向岸风，向岸风从海上带来充沛暖湿气流的同时和大陆边界产生风速辐合，造成台风降水的增幅，同时台风登陆后下垫面粗糙度增加、山脉的抬升，使降水加强形成降水大值区。

图7 台风海棠（0505）、海葵（1211）、尼伯特（1601）、鲇鱼（1617）过程降水量分布（彩色填色区，单位：mm）及移动路径（蓝线）Fig.7 The distribution of precipitation（color shaded areas，Unit：mm）and moving path（blue line）of typhoon Haitang（0505），Haikui（1211），Nepartak（1601）and Megi（1617）

4 两类内核降水台风的环流特征

4.1 动力条件

高低空辐散辐合场相配合，是产生强降水的一个重要动力条件。图8 为L 型和R 型内核降水台风登陆时及登陆后12、24 h 的1000 hPa 涡度、200 hPa风场和850 hPa 垂直速度动态合成。可以看出，L 型内核降水台风登陆时［图8（a）］，台风环流低层为正涡度中心，气流做辐合运动，其西北部及东部存在负涡度中心，气流做辐散运动；高层环流西部存在辐散中心，上升运动主要集中在环流西部。台风登陆后12 h［图8（c）］，低层环流西部以辐合运动为主，东部辐散中心向南北扩张；高空台风环流西部辐散中心依旧存在，台风环流西部为上升运动，东部以下沉运动为主。台风登陆后24 h［图8（e）］，台风低层东部以负涡度为主，西部以正涡度为主，上升运动较12 h 有所减弱，高层仍存在辐散中心。L 型内核降水台风在登陆过程中，低层西部为辐合场，东部存在大范围的辐散场，高层辐散中心集中在台风路径左侧，有利于上升运动的维持和发展，为台风路径左侧强降水的产生提供有利的动力条件。R型内核降水台风登陆时［图8（b）］，台风环流东部低层主要为上升运动，强上升运动主要集中在台风环流中心附近和台风环流西北部，台风环流东部高层为辐散运动。台风登陆后12 h［图8（d）］，台风环流低层受正涡度控制，东部高层为辐散区，环流中心附近上升运动较登陆时明显减弱。台风登陆后24 h［图8（f）］，低层台风环流正涡度中心明显向西北发展，高层环流东北部主要受辐散运动控制。R 型内核降水台风低层左右两侧均由正涡度控制，高层辐散中心在台风路径右侧，有利于路径右侧上升运动的维持和强降水的产生。

图8 L型（a、c、e）和R型（b、d、f）内核降水台风登陆时（a、b）和登陆后12 h（c、d）、24 h（e、f）1000 hPa涡度场（红色线，单位：10-5s-1）、200 hPa风场（矢量，单位：m·s-1）及850 hPa垂直速度（彩色填色区，单位：10-1 Pa·s-1）动态合成（红色方框区域为高层辐散区）Fig.8 The dynamic synthesis of vorticity field at 1000 hPa（red lines，Unit：10-5s-1），wind field at 200 hPa（vectors，Unit：m·s-1）and vertical velocity at 850 hPa（color shaded areas，Unit：10-1 Pa·s-1）at the time of landing（a，b）and 12 hours（c，d），24 hours（e，f）after the landing of L-type（a、c、e）and R-type（b、d、f）core precipitation typhoon（The area in red box are high-level divergence area）

综上所述，不同的高低空辐散辐合场配置，是造成台风内核降水分布不同的主要原因，当低层辐合场和高层辐散场相配合时，更有利于热带气旋登陆后对流活动的维持，从而产生强降水。

4.2 热力条件

图9为登陆华东地区L 型和R 型内核降水台风登陆时和登陆后12、24 h的850 hPa温度平流场及风场动态合成。L 型内核降水台风登陆时［图9（a）］，台风环流以暖平流为主，存在多个暖平流中心，东北部的暖平流最强、覆盖范围最广，西北部存在冷平流中心。台风登陆后12 h［图9（c）］，台风东部暖平流强度减弱，西北部冷平流中心向西南象限发展。登陆后24 h［图9（e）］，东部依旧受暖平流控制，暖平流中心范围缩小，而西部以弱暖平流为主，镶嵌多个冷平流中心。L 型内核降水台风在登陆过程中，东部受暖平流控制，西南部以暖平流为主，存在多个冷平流中心，持续的暖平流输送，有利于台风环流的维持，路径左侧冷平流的发展，促使冷暖平流相互作用，增强大气对流不稳定性，为降水的形成提供更多的不稳定能量。R 型内核降水台风登陆时［图9（b）］，台风环流主要受暖平流控制，其西北侧存在一个冷平流中心。台风登陆后12 h［图9（d）］，台风环流主要受冷平流控制，在环流东北部存在多个暖平流中心。台风登陆后24 h［图9（f）］，东北象限仍存在多个暖平流中心。R 型内核降水台风在登陆后其环流西部受冷平流控制，大气较稳定，不利于台风路径左侧降水的发生，而在环流的东北部一直存在暖平流，冷暖平流相互作用，低层大气稳定度降低，有利于路径右侧降水的发生。

图9 L型（a、c、e）和R型（b、d、f）内核降水台风登陆时（a、b）和登陆后12 h（c、d）、24 h（e、f）850 hPa温度平流场（彩色填色区，单位：10-5 K·s-1）及风场（矢量，单位：m·s-1）动态合成Fig.9 The dynamic synthesis of temperature advection field（color shaded areas，Unit：10-5 K·s-1）and wind field（vectors，Unit：m·s-1）at 850 hPa at the time of landing（a，b）and 12 hours（c，d），24 hours（e，f）after the landing of L-type（a，c，e）and R-type（b，d，f）core precipitation typhoon

4.3 水汽条件

水汽输送对台风降水有明显影响，台风登陆后，陆面切断了来自洋面的水汽和能量供应，低空急流成为台风输送水汽和能量的主要系统。图10为L 型和R 型内核降水台风登陆后12、24 h 的850 hPa 水汽通量散度动态合成。L 型内核降水台风登陆时（图略），在台风西南部有强水汽辐合，东部有强偏南急流，存在大面积的水汽辐合；登陆后12 h［图10（a）］台风西南部的强水汽通量辐合区扩大，东北部距台风中心较远处出现强水汽辐合区，东部出现水汽辐散区，不利于台风环流东部水汽的维持；登陆后24 h［图10（c）］，台风环流西南部水汽辐合中心虽有所减弱，但仍有较好的维持，东部地区的风速减弱且伴有水汽辐散。在台风登陆过程中，L 型内核降水台风的西南部有强水汽辐合中心，且维持时间较长，同时西南低空急流与台风环流西侧偏北气流辐合，有利于强对流活动发生，使雨量增强［40］。R 型内核降水台风登陆时（图略），在台风西南侧和东南侧均存在水汽辐合中心，西北侧和东北侧存在水汽辐散中心；登陆后12 h［图10（b）］，台风环流西北部水汽辐散区扩大，西部原辐合中心分裂成2个小辐合中心，强度有所减弱，而东北部水汽辐散转为辐合，辐合中心靠近台风中心，有利于路径右侧降水的产生；登陆后24 h［图10（d）］，台风东北部水汽仍以辐合运动为主，利于路径右侧降水的维持。

图10 L型（a、c）和R型（b、d）内核降水台风登陆后12 h（a、b）、24 h（c、d）850 hPa水汽通量散度动态合成（单位：10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1）Fig.10 The dynamic synthesis of divergence of vapor flux at 850 hPa at the time of 12 hours（a，b）and 24 hours（c，d）after the landing of L-type（a，c）and R-type（b，d）core precipitation typhoon（Unit：10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1）

综上所述，L 型内核降水台风西南部存在水汽强辐合中心，有利于路径左侧降水的发生，其东部在登陆过程中水汽辐散区域逐渐扩大，不利于产生降水。R 型内核降水台风在登陆期间，东北部辐合中心长时间维持，且接近台风中心，有利于路径右侧降水的发生。

5 结 论

（1）2000—2018 年登陆华东地区的台风降水主要分布在东南沿海地区，且具有从沿海向内陆、由南向北逐渐递减的特征。影响华东地区的台风次数和台风带来极端降水次数的月际变化均为“单峰型”特征，主要集中在7—9月。

（2）环境场的高低空系统分布不同是造成台风内核降水分布存在差异的重要动力因子，L 型内核降水台风西部低层辐合、高层辐散，有利于西北行台风路径左侧上升运动的维持和强降水的产生；R型内核降水台风低层左右两侧均由正涡度控制，高层辐散中心在环流东北部，相较环流西部，更有利于西北行台风路径右侧上升运动的维持和强降水的产生。可见，台风环流某侧若是高低空辐散辐合相配合，则更有利于上升运动的维持，更易出现强降水。

（3）L 型内核降水台风主要受暖平流控制，路径左侧存在多个冷平流中心，冷暖平流交汇增强了大气对流不稳定性，为降水提供了不稳定能量。R 型内核降水台风在登陆过程中，台风环流西侧受冷平流控制，大气稳定度增强，不利于路径左侧降水发生，而东北象限存在暖平流，低层增暖降低了大气稳定度，有利于路径右侧降水发生。

（4）L 型内核降水台风在登陆过程中，其西南部存在强水汽辐合，且西北部水汽辐散运动不断减弱，有利于台风路径左侧降水发生，而环流东部水汽辐散区域逐渐扩大，不利于降水产生。R 型内核降水台风在登陆期间，东北部水汽辐合中心长时间维持，有利于台风路径右侧降水系统的发生发展。