近60年來登陸華南熱帶氣旋降水的氣候變化特征及其成因

羅小莉，姚才，肖志祥，張成揚

（1. 廣西壯族自治區(qū)氣候中心，廣西南寧530022；2. 廣西壯族自治區(qū)氣象科學(xué)研究所，廣西南寧530022）

1 引言

華南地區(qū)位于南海北部，是我國受熱帶氣旋（Tropical Cyclone，TC）影響最多的地區(qū)，由TC 產(chǎn)生的降水也是該地區(qū)降水的重要組成部分[1]。臺風(fēng)對我國最大的影響表現(xiàn)在臺風(fēng)降水方面，中國最大的暴雨主要是由TC 造成的。2009 年8 月6—10 日0908 號臺風(fēng)“莫拉克”給中國臺灣造成了特大暴雨，阿里山站3天的累積降水量高達(dá)3 004.5 mm，9日的日降水量為1 165.5 mm[2]。中國大陸的特大暴雨也有一部分是由臺風(fēng)造成的，例如7503號臺風(fēng)“尼娜” 給河南省造成了特大暴雨，過程總降水達(dá)1 631 mm，駐馬店地區(qū)的泌陽縣林莊最大日降雨量達(dá)1 062 mm。如此大的暴雨通常會引發(fā)江河泛濫、水庫決堤、山洪和泥石流等重大災(zāi)難，造成慘重?fù)p失[3]。因此TC降水及其預(yù)測一直是氣象研究的熱點，也是防災(zāi)減災(zāi)關(guān)注的重點工作。

當(dāng)前大多關(guān)于熱帶氣旋降水（Tropical Cyclone Precipitation，TCP）的研究工作主要是針對中國區(qū)域開展的，分別從整個中國或分區(qū)域等不同的角度分析了TCP 的特征[4-8]。劉通易等[8]指出，1965—2010年我國TCP 呈現(xiàn)華東和東南沿海增多、華南減少的變化趨勢?？锒Y勇等[1]對增暖環(huán)境下華南區(qū)和華北區(qū)的TCP 進(jìn)行了對比分析，發(fā)現(xiàn)：1957—2004 年華南區(qū)TCP 呈下降趨勢，而且比全國下降趨勢更為顯著，華南TCP 極值呈準(zhǔn)12 a 的周期振蕩，華南區(qū)與華北區(qū)TCP 極值呈反位相。而登陸華南地區(qū)的TCP在華南3省的分布也各有特點，袁金南等[9]發(fā)現(xiàn)登陸廣東TCP 存在明顯的年際變化，主要有3 種空間振蕩模態(tài)。吳勝安等[4]計算海南TCP 平均占年總降水量的30%，但呈3%/10a 的顯著線性下降趨勢；覃衛(wèi)堅等[10]指出在TC影響下，廣西沿海地區(qū)發(fā)生暴雨的可能性最大，北部山區(qū)最小，路徑和中心滯留廣西境內(nèi)的時間影響發(fā)生暴雨的概率。

上述研究工作雖然給出了華南TCP 整體或局部的一些特征，但由于側(cè)重角度、分析區(qū)域、資料來源、資料序列長度以及分析方法不盡相同，因此研究結(jié)果也有些差異。另外，還存在以下幾個問題：（1）上述研究大部分是將華南作為中國的一個部分去研究，或者是從華南的各個部分去研究，將華南單獨作為一個整體去研究的工作尚少；（2）在分析影響TCP 因子的研究工作中，大部分是選擇月季尺度的環(huán)流因子進(jìn)行分析，而TCP 主要與天氣過程有關(guān)，TCP 對這些因子在季節(jié)尺度的響應(yīng)可能不如日變化影響顯著；（3）研究分析資料序列長度不一樣，但是羅小莉等[11]的研究表明，近10 a 來登陸華南的臺風(fēng)的極端強度有增強的趨勢，那么登陸華南TCP是否也隨之發(fā)生了相應(yīng)的變化？

因此華南區(qū)TCP 的一些規(guī)律還有待做系統(tǒng)深入的分析，主要有以下幾個問題：第一，目前全國觀測監(jiān)測網(wǎng)密度日益加大，補充了新的地面降水資料，在更多臺站更長的降水序列中，用臺風(fēng)降水客觀分離得出的登陸華南TCP 的時空特征發(fā)生了怎樣的變化？第二，登陸華南TCP 的長期變化趨勢是怎樣的？是否存在突變特征？主要受哪些因子的影響？本文采用Ren 等[6]提出的改進(jìn)的客觀天氣圖分 析 法（Objective Synoptic Analysis Technique，OSAT），用最新的TC 和臺站逐日降水資料，并且將資料序列延長到2016 年，研究登陸華南TCP 的特征。分析時不包括從沿海經(jīng)過但未登陸的TC 造成的降水，并在此基礎(chǔ)上著重研究上述存在的兩個問題。這些工作將對登陸華南TCP 的預(yù)測研究提供很好的參考依據(jù)。

2 資料與方法

2.1 資料

本文所用的TC 路徑資料為中國氣象局上海臺風(fēng)研究所以及中國氣象局編制的西北太平洋TC 年鑒資料（1960—2016 年，網(wǎng)址：http://tcdata.typhoon.org.cn/zjljsjj_sm.html）。本文研究的華南地區(qū)TCP指的是西北太平洋（包括南海）生成的TC 登陸華南所造成的降水，由于熱帶低壓登陸時同樣能產(chǎn)生很強的降水，因此本文討論TC時考慮中心最大風(fēng)速大于10.8 m/s的TC，即強度為熱帶低壓及其以上的TC。

降水資料來自中國氣象局氣象數(shù)據(jù)中心提供的1951—2016 年824 站逐日站點資料（網(wǎng)址：http://data. cma. cn / data / cdcdetail / dataCode / SURF_CLI_CHN_MUL_DAY_V3.0.html），日降水量為前一日20 時—當(dāng)日20 時的累積降水?？紤]臺站資料形成初期連續(xù)建站等原因，1951—1959 年華南區(qū)域臺站數(shù)目呈現(xiàn)激增趨勢，因此本研究開始的年份選取為1960 年；同時考慮站點數(shù)目的穩(wěn)定性和某些臺站觀測資料的缺測情況，挑選出華南地區(qū)包括海南、廣東和廣西3 省的67 個臺站（見圖1）的逐日降水資料，其中廣東35個、廣西24個、海南8個。

圖1 華南67個觀測降水臺站分布圖

大氣環(huán)流分析使用美國國家環(huán)境預(yù)報中心以及美國國家大氣研究中心（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research，NCEP/NCAR）的逐日再分析資料，包括風(fēng)場、比濕場、高度場和表面氣壓場等資料，分辨率2.5°× 2.5°，美國國家海洋大氣局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）的第五版擴展再分析海表溫度資料（網(wǎng)址：https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.noaa.ersst.v5.html），分辨率2°×2°。

2.2 方法

本文使用的方法有：線性趨勢、滑動平均、顯著性檢驗、經(jīng)驗正交函數(shù)（Empirical Orthogonal Function，EOF）分解和OSAT[6，12]。OSAT方法主要分為兩個步驟，分別是自然雨帶的分離和TC 雨帶的識別。其中TC 雨帶的識別主要是根據(jù)各雨帶的雨量加權(quán)中心與TC中心距離的關(guān)系篩選出可能的TC雨帶。該方法一個明顯的優(yōu)點就是TC 登陸時，TC雨帶與TC 中心距離的控制閾值會隨TC 強度等級變化而變化，分離出來的TCP 數(shù)據(jù)可靠。本文研究的登陸華南TCP 指的是一年中所有由于登陸華南TC引起轄區(qū)內(nèi)觀測站的日降水的總和。

文中對引導(dǎo)氣流、高度場、水汽通量場、水汽通量散度場的合成分析均是取臺風(fēng)降水日的平均。由于海溫的日變化較小，對于海溫場的合成分析取臺風(fēng)出現(xiàn)頻數(shù)較多的5—10 月的平均值。另外，本研究的引導(dǎo)氣流選取850～300 hPa共6個標(biāo)準(zhǔn)層風(fēng)速的加權(quán)平均[13]，水汽通量和水汽通量散度是采用NCEP/NCAR 的日平均風(fēng)場、比濕場和表面氣壓場計算整層積分，積分層次選擇由地面積分至500 hPa高度層，參與積分的標(biāo)準(zhǔn)層共6個。

3 登陸華南TCP的空間分布特征

圖2a 為多年平均的華南TCP 年降水分布圖。從圖中可以看出，華南區(qū)TCP 存在顯著的地域差異，TCP 梯度呈東南-西北走向。具體表現(xiàn)在：沿海最大，往西往北遞減，最大降水量出現(xiàn)在南部沿海和海南島，均超過300 mm/a，其中珠江口附近和粵東局地超過450 mm/a，緯度較高的一些地區(qū)，TCP也大部在200 mm/a以上，只有廣西北部部分地區(qū)降水在150 mm/a以下。

為了衡量TCP 在全年總降水中的重要程度，圖2b 給出了登陸華南TCP 占全年總降水的百分比。從圖中可以看出，華南大部TCP 占總降水的比重在10% 以上，其中廣東沿海和海南大部TCP 占總降水的比重在20% 以上，大值中心主要位于粵東沿海、珠江口附近、湛江南部、海口和海南西部，海南西部沿海超過30%。

臺風(fēng)帶來的災(zāi)害主要有大風(fēng)、暴雨和風(fēng)暴潮，其中臺風(fēng)暴雨災(zāi)害是上述3種災(zāi)害中發(fā)生最為頻繁的災(zāi)害[14]。圖3給出了1960—2016年華南地區(qū)年平均TCP 暴雨量和暴雨日數(shù)的分布。從圖3a 可以看出，華南大部每年因TC 引起的暴雨量與TCP 具有類似的分布特征，從東南向西北內(nèi)陸遞減，最大暴雨出現(xiàn)在華南沿海，沿海有25個臺站年均暴雨超過了200 mm/a（占37%），最多的高達(dá)362.1 mm/a，100～200 mm 的有18 個站（占27%）。從圖3b 可以看出，廣東、廣西沿海和海南省年平均由TC 造成的暴雨日數(shù)超過2 d，并且年平均暴雨日數(shù)從沿海往內(nèi)陸遞減，其中廣東沿海有4 站年均暴雨日數(shù)超過3 d，而廣西內(nèi)陸大部、廣東西北部不到1 d。

為了分析整個華南區(qū)TCP 空間變化情況，本文對1960—2016 年華南67 個臺站的TCP 距平場進(jìn)行EOF 展開。表1 給出了前3 個模態(tài)特征向量的方差貢獻(xiàn)和累積方差貢獻(xiàn)的百分比，第一特征向量的方差貢獻(xiàn)占總方差的48.76%，遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于其它各個特征向量的方差貢獻(xiàn)，它反應(yīng)了登陸華南TCP 最主要的信息。前3 個模態(tài)特征向量的累積方差貢獻(xiàn)達(dá)70.6%，因此它們所對應(yīng)的各個降水的空間振蕩基本上能反應(yīng)華南TCP距平場最主要的空間振蕩型態(tài)。

圖2 1960—2016年登陸華南TCP的空間分布特征

圖3 1960—2016年華南67站暴雨情況統(tǒng)計

圖4 1960—2016年華南地區(qū)67個臺站的TCP距平場EOF分析（圖a、b、c的等值線擴大100倍，單位：mm；圖d的等值線縮小100倍）

表1 華南TCP距平場EOF分析前3個特征向量的方差貢獻(xiàn)（單位：%）

圖4 給出了EOF 展開TCP 距平場的前3 個模態(tài)的特征向量和它們的時間系數(shù)變化。從圖4a 可以看出，第一模態(tài)特征向量在整個華南區(qū)域均是正值區(qū)，最大正值區(qū)位于珠江口到陽江一帶，這說明整個華南地區(qū)TCP 距平場的空間振蕩型態(tài)是同相變化的，華南TCP 變化比較一致。這是由于通常TC的降水區(qū)域比較大，而登陸華南的TC 大部分會同時影響到廣東、廣西和海南省，因此登陸華南TCP最主要的表現(xiàn)為整體偏多或者整體偏少，其中以廣東中部沿海變化最為敏感。第二模態(tài)特征向量以臺山-梧州-柳城一線為界，以東以北為正值區(qū)，以西以南為負(fù)值區(qū)。這說明廣東中部、東北部和廣西東北部與其它地區(qū)呈反位相的變化，變化敏感的區(qū)域為粵東沿海、廣西沿海和海南島。第三模態(tài)特征向量的負(fù)值區(qū)主要位于廣西東南部、珠江口以西湛江以北的地區(qū)，其它地區(qū)為正值區(qū)。這表明華南TCP第三特征向量對應(yīng)的空間振蕩在廣西東南部、珠江口以西湛江以北的地區(qū)與其它地區(qū)是反位相的。

3 個模態(tài)的時間系數(shù)變化趨勢不顯著，將時間系數(shù)序列進(jìn)行5 a 滑動平均，去掉年際變化后，發(fā)現(xiàn)序列的下降趨勢也不顯著（圖略）。

4 登陸影響TCP的長期變化趨勢

圖5 給出了1960—2016 年登陸華南地區(qū)67 個臺站的年平均TCP 以及TC 暴雨的年變化，同時為了突出近60 a TCP 的年代際變化趨勢，對TCP 進(jìn)行了5 a滑動平均處理，并對處理后的降水序列作趨勢分析。結(jié)果發(fā)現(xiàn)：1960—1995 年的TCP 年平均值（301.3 mm/站）遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于1996—2016 年的平均值（247.7 mm/站），兩者差值54.6 mm/站，而兩者的TC暴雨量差別不大，平均每年在150 mm/站左右。經(jīng)5 a滑動平均后TCP也呈現(xiàn)顯著的下降趨勢，這一趨勢通過了信度為0.05 的顯著性檢驗；而TC 暴雨則沒有顯著的下降趨勢。這說明近幾十年登陸華南TC 造成的極端降水并沒有減少，這與Su 等[15]和Qiu等[16]指出的東南沿海TC 極端降水在近幾十年呈明顯增強趨勢的結(jié)論相一致，其可能原因?qū)⒃诤竺嫘」?jié)中繼續(xù)討論。

表2 為登陸華南TCP 的年代際變化特征，結(jié)果表明TCP 最多的5 a 是19 世紀(jì)60 年代初，TCP 最少的是19世紀(jì)90年代末；而TC暴雨最多的是19世紀(jì)90 年代初，最少的是19 世紀(jì)60 年代末。從TC 暴雨占TCP 的百分比可以看出，1995 年前后發(fā)生了一次突然變化，1995 年后TC 暴雨占TCP 的百分比均在56% 以上。由圖5 可知，這主要由于1995 年以后TCP 下降明顯，而TC 暴雨量變化不明顯造成的。但是1995 年之后TC 暴雨量并沒有明顯減少，能否說明近幾十年登陸華南TC 極端降水增加了?如果是極端降水增加了，那么是由登陸華南的TC 頻數(shù)變化引起還是強度變化或者其它因素引起的?這些是我們后續(xù)研究值得關(guān)注的問題。

圖5 1960—2016年華南地區(qū)TCP和TC暴雨年際變化趨勢圖

表2 登陸華南TCP的年代際變化特征表

5 華南TCP突變的影響因子分析

由第4 節(jié)分析可知，1960—1995 年與1996—2016 年兩個時段的TCP 平均值發(fā)生了突變，本研究將1960—2016 年的數(shù)據(jù)資料分為兩個時期：1960—1995 年與1996—2016 年。從登陸華南TC 的頻數(shù)、西太平洋副熱帶高壓（以下簡稱“副高”）、海表溫度、引導(dǎo)氣流以及水汽通量等方面分兩個時段進(jìn)行比較分析（差值場均是由1996—2016年間臺風(fēng)降水日的平均值減去1960—1995 年間臺風(fēng)降水日的平均值），分析兩個時段登陸華南TCP 突變的可能原因。

5.1 登陸華南熱帶氣旋頻數(shù)的長期變化趨勢

華南區(qū)TCP 的變化與影響該地區(qū)的熱帶氣旋頻數(shù)的變化密切相關(guān)[1]。王詠梅等[7]指出在時間變化上，過去幾十年全國臺風(fēng)降水總量顯著下降，主要原因是這段時間內(nèi)影響中國的臺風(fēng)頻數(shù)呈現(xiàn)明顯減少趨勢。本研究計算登陸華南TC 頻數(shù)與華南地區(qū)TCP 的相關(guān)系數(shù)發(fā)現(xiàn)，相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.657 8，通過了99.9% 的顯著性檢驗。圖6 給出了1960—2016 年登陸華南TC（包括熱帶低壓）的頻數(shù)變化情況。1960—2016 年登陸熱帶氣旋共312 個，平均每年5.5個，年際變化顯著，最多的一年有9個，最少的為2 個，均方差為2.1 個/a。為了突出其年代際變化趨勢，對序列作5 a滑動平均，去掉其年際變化，發(fā)現(xiàn)登陸華南區(qū)TC 頻數(shù)有減少的趨勢，氣候趨勢通過了信度為0.01的顯著性檢驗。

圖6 1960—2016年登陸華南地區(qū)熱帶氣旋頻數(shù)變化趨勢圖

1960—1995 年平均每年登陸華南TC 有6.2 個，而1996—2016年平均每年登陸華南TC 為4.2個，兩個時段的登陸華南的TC 數(shù)相差兩個。這可能與1995 年之后中國南海和華南一帶TC 活動頻數(shù)明顯減少有關(guān)，這與劉通易等[8]研究的1995 之后該區(qū)域TC活動頻數(shù)之和明顯減少的結(jié)論一致。

5.2 副高變化特征

圖7 給出了1996—2016 年與1960—1995 年臺風(fēng)降水日平均的500 hPa 高度差值場。從圖上可以看出，1995 年以前西太平洋副高西邊界的平均位置位于128°E 附近，1995 年以后西太平洋副高明顯西伸，其西邊界位置伸到中國東南沿海約120°E附近，而且西太平洋副高的控制范圍較1995 年以前明顯擴大，脊線位置也略向南移。Zhou 等[17]認(rèn)為副高西伸的一個可能原因是西太平洋和赤道印度洋的增暖以及與季風(fēng)相關(guān)的非絕熱加熱作用。

為了進(jìn)一步驗證副高的這種變化，計算了兩個時段5—10 月平均的海表溫度差值場（見圖8）。結(jié)果表明：1995年之后全球大部海表溫度較1995年之前有明顯的上升，升溫最明顯的區(qū)域在南印度洋、南太平洋和大西洋的西北部，太平洋中部和北部海溫也有明顯升高。分別計算赤道印度洋海溫距平、NINO1+2、NINO3、NINO4、NINO3+4 區(qū)平均海溫距平與華南67站降水的相關(guān)系數(shù)（圖略），赤道印度洋海溫距平、NINO1+2 區(qū)海溫距平與華南67 站降水均呈顯著的負(fù)相關(guān)，其中NINO1+2區(qū)海溫距平與華南67 臺站降水相關(guān)更密切，有41 個站通過信度為0.05 的顯著性檢驗（占61.2%），而赤道印度洋海溫距平有21個臺站通過信度為0.05的顯著性檢驗（占31.3%）。說明海溫除了影響副高西伸之外，對華南臺風(fēng)降水也有一定的影響。

5.3 引導(dǎo)氣流變化特征

圖7 1996—2016年與1960—1995年臺風(fēng)降水日平均的500 hPa高度差值場（單位：位勢米，實線和虛線分別為1960—1995年和1996—2016年臺風(fēng)降水日平均的5 870位勢米線）

圖8 1996—2016年與1960—1995年5—10月平均海表溫度差值場（單位：℃）

圖9 1996—2016年與1960—1995年5—10月臺風(fēng)降水日引導(dǎo)氣流差值場（單位：m/s）

圖10 1996—2016年與1960—1995年水汽輸送變化特征

熱帶氣旋運動由大尺度環(huán)境引導(dǎo)氣流與氣旋環(huán)流以及β效應(yīng)的相互作用共同決定[18-20]。Wu等[21]指出，平均引導(dǎo)氣流是熱帶氣旋盛行路徑轉(zhuǎn)變的主要原因。圖9 給出了1996—2016 年與1960—1995年臺風(fēng)降水日平均的引導(dǎo)氣流差值場。從圖中可以看出，中國東海-南海-華南一帶出現(xiàn)了一個氣旋性環(huán)流。說明1995 年之后較1995 年以前的東風(fēng)氣流減弱（圖略），差值場上南海北部的西風(fēng)氣流不利于熱帶氣旋在這一帶西行登陸華南，而臺灣島以東的偏南氣流有利于熱帶氣旋向北轉(zhuǎn)向，這與Wu等[21]和Wang等[22]的研究結(jié)果基本一致。

5.4 影響華南的水汽輸送變化特征

劉通易等[8]指出30°N 以南的TCP 變化既與TC頻數(shù)變化有關(guān)，又受到水汽輸送的影響，因為海上輸送到華南的暖濕氣流和水汽的變化會影響登陸該地區(qū)TC的發(fā)展與維持，進(jìn)而影響TCP。

從1996—2016 年與1960—1995 年臺風(fēng)降水日平均的水汽通量差值場來看（見圖10a），中國受TC影響的大部地區(qū)均出現(xiàn)了自南向北的水汽通量。這說明1995 年之后原本自南向北輸送的水汽通量較1995年之前變大（圖略），其中華南地區(qū)中東部最為顯著，而華南南部差值場上是自西向東的水汽通量，華南西部則是自東向西的水汽通量，說明臺風(fēng)降水與水汽通量的關(guān)系并無明顯的對應(yīng)關(guān)系；但是從1996—2016 年與1960—1995 年臺風(fēng)降水日平均的水汽通量散度差值場（見圖10b）來看，華南的中東部地區(qū)水汽通量散度差值為正，有1個大值中心，位于廣東的東北部，其中心值高達(dá)8×10-6kg/(m2·s)，而華南西部和南部的水汽通量散度為負(fù)，負(fù)值區(qū)的范圍和強度不如華南中東部明顯，總體上可以說明華南地區(qū)1995 年之后較1995 年之前水汽輻合較減弱，不利于降水的生成。

6 結(jié)論與討論

（1）華南區(qū)TCP 存在顯著的地域差異，沿海最大，往西往北遞減，最大降水量出現(xiàn)在南部沿海和海南島，均超過300 mm/a，緯度較高的一些地區(qū)，TCP 也大部在200 mm/a 以上。EOF 展開TCP 的距平場前3 個模態(tài)特征向量的累積方差貢獻(xiàn)達(dá)70.6%，其中第一模態(tài)整個區(qū)域表現(xiàn)為一致的偏多或偏少。

（2）華南區(qū)TCP 和TC 頻數(shù)年代際變化特征明顯，1960—1995 年的TCP 年平均值（301.3 mm/站）遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于1996—2016 年的平均值（247.7 mm/站），兩者差值54.6 mm/站，平均登陸TC 頻數(shù)兩者相差1.4個。

（3）1995 年前后臺風(fēng)降水日平均的副高和引導(dǎo)氣流均發(fā)生了明顯的變化。1995 年之后，西太平洋副高脊線明顯西伸，西邊界從128°E 附近西伸到東南沿海約120°E附近，脊線位置略有南落，副高范圍明顯增強，這與全球海溫變暖有密切關(guān)系。1995 年之后較1995年之前南海北部的偏東氣流減弱，不利于熱帶氣旋在這一帶西行登陸華南。

（4）1995 年前后臺風(fēng)降水日平均的水汽輸送均發(fā)生了明顯的變化，但登陸華南臺風(fēng)降水與水汽通量的關(guān)系不顯著，主要受水汽通量散度的影響較大；1995 年之后在華南中東部的水汽通量輻合明顯減小，而華南西部和南部水汽輻合略有增加，總體的水汽通量輻合減小導(dǎo)致華南地區(qū)TCP減少。

上述分析表明，1995 年之后，全球海溫異常增暖導(dǎo)致西太平洋副高偏強偏西，南海北部的偏東氣流減弱，西行登陸華南TC 頻數(shù)減少，同時水汽在華南一帶的輻合明顯減少，從而使得登陸華南TCP 較1995 之前明顯減少。由于熱帶氣旋活動的變化不僅包括路徑的變化，其強度的變化以及維持時間尤其是陸上的維持時間等對TCP 的影響也是值得考慮的，而陸上持續(xù)時間又可能與地形、地表摩擦、垂直風(fēng)切變等因子關(guān)系密切，這也是將來需要研究的重要方面。