1521 號臺風“杜鵑”生成階段中尺度對流系統和降水演變特征

王科 陳光華 呂欣宇 ,3 李興良

1 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴實驗室，北京100029

2 天津海洋中心氣象臺，天津 300074

3 云南大學資源環境與地球科學學院，昆明 650500

4 國家氣象中心（中央氣象臺），北京 100081

1 引言

熱帶氣旋（Tropical Cyclone，簡稱TC）是發生在熱帶或亞熱帶洋面上的氣旋性環流，強烈的TC 往往伴隨著狂風、暴雨、風暴潮等天氣現象，造成嚴重的財產損失和人員傷亡，是氣象災害中最具破壞性的天氣現象之一。我國由于幅員遼闊，所以沿海地區飽受臺風的肆虐，是世界上受TC 影響最嚴重的國家之一。隨著沿海地區社會經濟的不斷發展，TC 造成的人民生命安全和財產經濟損失日益嚴重。例如，2017 年8 月23 日登陸廣東珠海的第13 號強臺風“天鴿”造成我國6 省247.8 萬人受災，直接經濟損失290.3 億元。因此，準確地預報西北太平洋（WNP）TC 的生成、移動路徑、強度變化和登陸地點具有重要的科學價值以及實際意義。現有關于TC 的預報業務主要依賴于各種數值模式（馮文等，2016），其中TC 生成預報使用最多的是全球模式，隨著全球模式分辨率不斷提升，TC 的生成預報的準確度也在不斷增強，但是由于目前研究對于TC 生成機制認識的局限，所以TC生成的準確預報一直是數值預報中的難點。

學界普遍認為TC 生成的機制是多尺度過程共同作用的結果，天氣尺度、次天氣尺度和中尺度過程都可能有利于TC 的生成（Holland，1995）。Gray（1968，1998）提出的有利于TC 形成的大尺度背景條件包括：高的海表溫度（SST）、條件不穩定、對流層中層的高相對濕度、對流層低層的氣旋性絕對渦度、對流層高層的反氣旋性相對渦度以及弱的垂直風切變（Cheung，2004）。西北太平洋（WNP）是全球TC 形生成最頻繁的地區，夏季WNP 的季風槽區通常具備上述大部分背景條件，因此每年超過30%的TC 在WNP 生成（李憲之，1983）。TC 的生成除了具備適當的熱力學條件，還需要有較為強烈的外部擾動源。外部擾動使對流層低層大規模高溫、高濕大氣中的不穩定能量釋放，低層空氣輻合上升形成氣旋。TC 生成的外部擾動源主要有：東風波、季節內振蕩、熱帶對流層上部槽（TUTT）、熱帶云團、冷空氣等（張慶紅和郭春蕊，2008）。其中熱帶地區的波動會在不同的時間尺度上調節全球的TC 活動，目前許多研究探討了熱帶波動與TC 頻率、位置及強度的關系（Dickinson and Molinari, 2002; Frank and Roundy, 2006）。

在研究TC 生成的觸發機制的早期階段，前人提出了第二類條件不穩定（CISK）機制（Charney and Eliassen, 1964）和 風 驅 動 的 海 氣 熱 量 交 換（WISHE）理論（Emanuel，1986），但這些理論適用于TC 基本環流結構建立之后的階段，其中有些TC 的暖心結構已經建立。在TC 生成的過程中，從無組織的低壓擾動發展到熱帶低壓階段的時間非常短，其中具體的物理過程還不是十分明確，而且洋面上空觀測數據缺乏，所以這是臺風領域研究的難點（Lee et al., 2008）。在TC 生成的觸發機制方面目前研究的重點是中小尺度過程。大量觀測資料和研究結果表明，季風槽或熱帶波動中的TC 形成過程中往往伴隨著中尺度對流系統（MCS）的發生和發展（Simpson et al., 1997; Ritchie and Holland,1997; Cheung and Elsberry, 2004）。關 于MCS 在TC 生成中的作用主要有兩種理論。第一種是“topdown”理論，即在層狀降雨區中有MCS 生成，MCS 云砧釋放的潛熱和融化層冷卻可以生成中尺度對流渦旋（MCV），雨滴的蒸發增加了低層的相對濕度，產生下沉運動并使蒸發層變低，同時下沉運動將MCV 向下平流，增加了海平面的風速和渦度，增強了潛熱通量，導致對流的生成和暖心結構 的 建 立（Bister and Emanuel, 1997）。同 時MCV 通過自身的動力學條件配合有利的環境場，可以激發出新的對流，使MCS 可以維持更長時間（Trier and Davis, 2002）。第二種理論是“bottomup”理論，這種理論提出在低層渦度增強的情況下會爆發深對流（Zehr，1992），10～20 km 的渦旋熱塔（VHT）在該過程中起著重要作用（Hendricks et al., 2004; Tory et al., 2006a, 2006b）。VHT 的 存在周期很短，通過VHT 不斷地生成及消亡持續影響周圍大氣，可以使兩個或多個MCV 合并形成TC（Ritchie and Holland, 1997）。Tory and Frank（2010）指出這兩個理論并不是互相排斥的，只是關注TC 生成過程中的時間節點不同。“top-down”理論沒有考慮TC 生成過程中對流渦旋的加強作用，但他們并不否認這一現象的存在，只是認為對流渦旋的加強只有在TC 生成過程的后期才會出現?！皌op-down”和“bottom-up”理論本質上分別是與層云和對流云的發展在TC 生成中的作用有關，所以在討論這兩種理論共同作用時，主要是分析兩種不同降水類型的演變規律。

因為與TC 生成有關的MCS 演變主要發生在遠海地區，資料的缺乏使得大多數研究只能借助高分辨率數值模式。本文基于前人的已有研究，通過數值模式對2015 年第21 號超強臺風“杜鵑”生成過程進行時間和空間高分辨率的模擬，分析有利于“杜鵑”生成的天氣尺度環境背景場；通過對MCS 的識別，重點研究在“杜鵑”生成過程中MCS 的演變特征，其中包括MCS 生成個數，覆蓋面積，以及在MCS 中層云和對流云面積比例和強度變化等，揭示有利于“杜鵑”初始生成的天氣尺度系統和MCS 的演變特征。

2 資料與方法

2.1 資料來源

本文使用的資料如下：（1）云頂亮溫數據來源于葵花8 靜止衛星（Himawari-8），空間分辨率為0.05°；（2）近表面降水率與云類數據來自GPM（Global Precipitation Measurement）極軌衛星，空間分辨率為5 km；（3）“杜鵑”生成位置（熱帶低壓時刻）數據來源于美國關島聯合臺風警報中心（JTWC）的最佳路徑集資料；（4）風場和模式背景場數據來源于美國國家環境預報中心（NECP）/美國國家大氣研究中心（NCAR）6 h一次的FNL 全球分析資料，空間分辨率為1°。

2.2 模式介紹

為了研究“杜鵑”生成過程中MCS 的演變特征，本文利用WRF-ARW3.6.1 模式對“杜鵑”的生成過程進行高時空分辨率模擬。模擬選擇WSM6 的微物理方案（Hong and Lim, 2006），積云參數化方案為Tiedtke 方案（Zhang et al., 2011），YSU 行星邊界層方案（Shin et al., 2012），RRTMG長 波 輻 射 方 案 和 短 波 輻 射 方 案（Iacono et al.,2008）。模 擬 采 用 三 重 嵌 套 網 格（27/9/3 km），格點數分別為340×340、784×940、700×901（圖1）。垂直方向σ 層個數為45 層，模式層頂定為50 hPa。10 km 以下的網格區域沒有使用積云參數化方案。模擬時間從2015 年9 月16 日18:00（協調世界時，下同），比JTWC 最佳路徑集資料記錄的熱帶低壓生成時間（20 日18:00）提前了96 h，至9 月20 日18:00 結束。模擬的初始條件和邊界條件均來源于FNL 資料。

3 結果分析

3.1 “杜鵑”概況與生成期間背景場分析

圖1 WRF 模式三重嵌套的模擬區域。黑色實線代表“杜鵑”移動路徑（JTWC，2015 年9 月20 日18:00 至29 日18:00），紅色實線表示“杜鵑”生成前的移動路徑（2015 年9 月17 日18:00 至20 日18:00），圓點代表每日的00:00。圖中00Z18 表示9 月18日00:00Fig.1 The triple nested grid domain configuration of the WRF model.The black solid line is the track of Dujuan (JTWC, 1800 UTC 17 to 1800 UTC September 29, 2015), red solid line is the track before Dujuan formation (1800 UTC 17 to 1800 UTC September 20, 2015).The dots represent 0000 UTC of each day 0000 UTC, 00Z18 means 0000 UTC on September 18, 2015

2015 年第21 號超強臺風“杜鵑”于2015 年9 月20 日18:00 在西北太平洋洋面上（15.1°N，145.3°E）達到季風低壓（MD）強度[最大風速為20 kt（1 kt=1.852 km h?1)]，并被JTWC 正式編號。隨后“杜鵑”繼續向西北方向移動（圖1 黑色實線），于23 日12:00 增強為熱帶風暴（TS，最大風速為45 kt），9 月25 日00:00 達到臺風（TY）強度（最大風速為65 kt），27 日18:00 升級為超強臺風（ST，最大風速為130 kt），登陸后強度減弱，JTWC 于29 日18:00 停止對其記錄（最大風速為30 kt）。“杜鵑”于9 月28 日登陸日本八重山群島，最大瞬時風速達到81.1 m s?1，突破1994年臺風“德格”70.2 m s?1的記錄。登陸臺灣期間，受其影響，全臺灣超過208 萬戶停電，個別地區發生洪澇災害，風暴直接造成2 人死亡，324 人受傷。

由于JTWC 最佳路徑集資料大多是從熱帶氣旋強度達到熱帶低壓時刻開始記錄的，而達到熱帶低壓強度的氣旋往往已經具有一定的組織化結構，所以本文從“杜鵑”生成時刻（2015 年9 月20 日18:00）向前追蹤三天至9 月17 日18:00，來探究有利于“杜鵑”生成的大尺度環境條件。向前追蹤的方法為：將850 hPa 的風場進行3～8 天的濾波（Peng et al., 2012；Fu et al., 2012），求取相應的流函數，定義流函數的最低點為擾動中心。

有利于“杜鵑”生成的大尺度背景場主要與熱帶對流層上部槽和季風渦旋有關。熱帶對流層上部槽是暖季形成于北太平洋中部及北大西洋中部熱帶地區對流層上部的低壓槽，一般在200 hPa 最為明顯，又稱洋中槽，簡稱TUTT。國內外的一些研究發現，TUTT 附近的中尺度對流活動會通過加熱加濕大氣來促進TC 生成（Sadler，1978；Kelley and Mock, 1982）。另一方面，TUTT 南部的強西風切變及其他與TUTT 東側相關的環境條件通常不利于熱帶云團的發展和TC 的形成，通常使WNP 上TC 的生成位置無法向東延伸（Gray，1968）。TUTT的東進和西退主要影響在WNP 東部生成的TC，西伸的TUTT 會抑制在WNP 東側的TC 生成活動（Wang and Wu, 2016）。

WNP 夏季季風環流在對流層低層通常表現為季風槽結構（Holland，1995），但有時季風槽會被一個直徑約為2500 km 的大型季風渦旋（MG）取 代（Lander，1994），MG 會 對WNP 上TC 的生成位置和移動路徑產生重要的影響（Ritchie and Holland, 1999）。據Wu et al.（2013）的統計結果，在2000～2005 年5～10 月期間共出現37 個季風渦旋，其中31 個MG 伴隨著42 個TC 的生成，占熱帶氣旋生成總數的19.8%。10 天以上850 hPa 低通濾波風場可以較好地顯示MG 的結構特征（Wu et al.,2013），圖4 顯示MG 的位置約在10～20°N，130～150°E，“杜鵑”在17 日18:00（約6°N，158°E）向西或西北偏西方向移動，到20 日18:00（約14°N，145°E）發展成為熱帶低壓。以往的研究發現，MG 環流東南側存在強烈的氣流輻合區，有利于東部西傳的天氣尺度波動加強發展成TC（Webster and Chang, 1988；Holland，1995）。在“杜鵑”生成的前72 h（圖4a），擾動中心位于季風渦旋東南側的渦度大值區，越赤道氣流的西南風和偏東風在MG 的東部邊緣匯合，形成強的東西輻合區，為TC 的發展提供有利環境；在“杜鵑”生成前的48 h（圖4b），擾動中心向西北移動，由于此時擾動中心正好位于東西風輻合區的交匯處，“杜鵑”中心位置附近的渦度有較為明顯的增強；在“杜鵑”生成前的24 h（圖4c），擾動中心位置附近仍為渦度大值區，但是渦度值小于前48 h（圖4b）；在“杜鵑”生成時刻（圖4d），渦旋中心移動到MG 中心的東側。

圖2 2015 年9 月（a）19 日18:00、（b）20 日18:00 FNL 在分析資料的200 hPa 無濾波風場（矢量，單位：m s?1）和500 hPa 位勢高度場（陰影，單位：gpm），黑色圓點表示該時刻“杜鵑”處于擾動狀態的中心位置，粗黑線代表洋中槽TUTT 槽線Fig.2 The unfiltered 200-hPa wind field (vector, units: m s?1) and 500-hPa potential height field (shaded, units: gpm) at (a) 1800 UTC 19 September and (b) 1800 UTC 20 September, 2015 from FNL (Final Operational Global Analysis) data. Black dots are the central positions of Dujuan in the stage of tropical disturbance. Black lines represent the trough lines of TUTT (tropical upper tropospheric trough)

3.2 模式結果驗證

在TUTT 和MG 有利的大尺度環境場共同作用下，“杜鵑”逐漸從弱的擾動發展成有組織的熱帶低壓。較粗時空分辨率的分析資料無法更好地體現“杜鵑”組織化的過程，本文將繼續用數值模式來探究“杜鵑”生成過程中MCS 的演變特征。為了驗證模式結果的可靠性，本節將模式最外層網格的模擬結果插值成1°×1°后，利用3～8 天850 hPa風場濾波的追蹤方法確定擾動中心，與用FNL 資料追蹤的結果進行對比驗證（圖5）。由圖5 可見，模擬結果與FNL 資料中的“杜鵑”路徑從17 日18:00 至20 日18:00 均是向西北方向移動，趨勢一致，局部的路徑重合，說明模式模擬的路徑結果較好。

除了對比路徑結果，本文再選擇三個時次的觀測資料與模式模擬結果數據進行對比。除了葵花8衛星的亮溫產品，我們還選擇GPM 衛星的近表面降水率產品作為參考。在這三個時次中，GPM 衛星的掃描帶均位于距離擾動中心半徑500 km 的圓域范圍內。對比觀測資料（圖6a、b、c）和模式結果（圖6d、e、f）可以發現：圖6a 中GPM 觀測的降水大值區位于（4°N～6°N，152°E～154°E），圖6d 中模擬的降水在相應的區域也模擬出相同量級的降水。雖然圖6d 中擾動中心偏北的云區覆蓋范圍比觀測要小，但是模擬的云頂亮溫很好地反映出了實際擾動中的對流特征。從圖6b 與圖6e 的對比可見，擾動中心附近的降水大值區位置以及低亮溫的區域都有很好的對應。圖6c 中GPM 軌道掃到的降水格點較少，大范圍云區位于擾動西側，圖6f 中大范圍的云區也同樣位于擾動中心西側，只是位置較圖6c 略偏東。模式結果較好地反映了實際的對流活動，在余下各小節，本文將利用模式結果對“杜鵑”整個環流（距離擾動中心半徑500 km的圓域范圍）內的MCS 以及MCS 中的層云降水和對流降水演變特征進行研究。

圖3 2015 年9 月20 日12:00（a）200 hPa、（b）850 hPa 的FNL 無濾波風場（矢量，單位：m s?1）和垂直風速切變（陰影，單位：m s?1），黑色圓點表示“杜鵑”的中心位置Fig.3 The unfiltered wind fields (vector, units: m s?1) at 1200 UTC 20 September on (a) 200 hPa and (b) 850 hPa from FNL data, which are overlaid by the vertical wind shear (shaded, units: m s?1) between 200-hPa and 850-hPa levels. Black dots are the center locations of Dujuan

3.3 MCS 的演變特征

“杜鵑”從擾動階段發展成為有組織的熱帶低壓必定伴隨著MCS 的生成、合并和發展過程。Houze（1993）將MCS 定義為至少在某一個方向能產生100 km 持續降水的積雨云系統，這個定義聯系了降水的范圍大小和強度。在衛星圖像中定義MCS 有很多種方法：利用日本靜止氣象衛星（GMS）數據，Ritchie and Holland（1999）將云頂亮溫小于214 K（?56.15°C），面積大于4×104km2，偏心率大于0.5 的深對流系統定義為MCS；利用偏振修正亮溫（PCT，利用TRMM 85 GHz 微波產品計算得到）數據，Nesbitt et al.（2000）對PCT≤250 K 的衛星格點數據的連續性進行判斷，如果其連續面積大于等于2000 km2，并且其中PCT≤225 K的連續面積大于等于185 km2，則這個降水系統被定義為MCS?；谇叭说难芯?，本文利用以下判據在模式中來定義MCS：在距離擾動中心500 km范圍內（1）格點降水率大于等于1.5 mm h?1；（2）連續降水格點面積大于2000 km2；（3）對流降水（降雨率大于或等于4.5 mm h?1）面積大于185 km2；（4）任意方向上有100 km 以上（MCS 長度）的連續降水。

圖4 2015 年9 月（a）17 日18:00、（b）18 日18:00、（c）19 日18:00 和（d）20 日18:00 的850 hPa 10 天以上低通濾波風場（矢量，單位：m s?1）和850 hPa 渦度場（陰影，單位：10?5 s?1），黑色圓點為“杜鵑”生成前的位置Fig.4 The 10-day-low-pass filtered 850-hPa wind (vectors, units: m s?1) and 850-hPa vorticity fields (shaded, units: 10?5 s?1) at (a) 1800 UTC 17,(b) 1800 UTC 18, (c) 1800 UTC 19, and (d) 1800 UTC 20 September 2015. Black dots are the center positions before Dujuan formation

圖5 模式模擬結果（藍線）和FNL 分析資料追蹤（紅線）的“杜鵑”路徑，較大的圓點表示“杜鵑”中心每日00:00 所在位置Fig.5 The tracks of Dujuan traced by model results (blue solid line)and FNL data (red solid line). The larger dots indicate the center positions of Dujuan at 0000 UTC of each day

根據Lee et al.（2008）提出的方法，利用生成前48 小時的925 hPa 和850 hPa 風場數據，以擾動中心為中心、將5°×5°的區域分為四個象限。隨后判斷每個象限中平均緯向風和經向風的大小及方向，風速>5 m s?1定義為強風，<2 m s?1定義為弱風，并根據這個標準將影響TC 生成的天氣形勢分為六種：東風波型（EW）、東北風主導型（NE）、東北風與西南風共存型（NE-SW）、西南季風主導型（SW）、季風輻合型（MC）和季風切變型（MS）。按照此標準計算“杜鵑”生成前的風場數據，得到東北象限緯向風為?8.0 m s?1，西南象限緯向風為9.5 m s?1，確定影響“杜鵑”生成的天氣形勢為MS 型。據Lee et al.（2008）的統計結果，MS 型中的對流活動傾向于在擾動中心的西側形成，這與“杜鵑”中MCS 的水平空間分布一致，面積最大的MCS 通常位于擾動中心的西側附近（圖7），遠離擾動中心的MCS 面積較小且分布零散。在“杜鵑”的生成過程中，MCS 每小時的水平空間分布都有較大的不同，說明MCS 的生成、合并、消亡周期較短。MCS 在擾動的各個象限均有生成，消亡的MCS 通常面積較小。合并過程多發生在位于擾動中心西側最大的MCS 附近，并且MCS 的合并通常伴隨著面積較大的MCS 從內核區域的外側向內側收縮的過程。同時MS 型的天氣形勢更有利于熱帶擾動在發展過程中生成多個MCS 以及多個MCS 同時存在，MCS 內部的層云降水區容易滿足MCV 生成的熱力學條件，如果MCS 中生成兩個或多個MCV，并且這些MCV 的距離足夠近，通過MCV 之間的相互作用或合并，可以形成更強的渦旋（Lee et al., 2008）。

圖6 2015 年9 月（a）18 日09:00、（b）18 日21:00 和（c）20 日09:00 用FNL 資料追蹤的“杜鵑”中心位置（紅色圓點），葵花8 衛星的亮溫產品（黑白陰影，單位：°C）和GPM 衛星的近表面降水率產品（彩色陰影，單位：mm h?1）。（d?f）與（a?c）相同，但是為數值模擬結果。白色實線表示GPM 衛星的軌道范圍。紅色實線為距離“杜鵑”中心半徑500 km 的范圍Fig.6 The center positions (red dots) of Dujuan traced by FNL data, the infrared brightness temperature (shaded by black and white, units: °C) from Himawari-8 satellite, and the near-surface precipitation rate (colorfully shaded, units: mm h?1) from GPM satellite at (a) 0900 UTC 18, (b) 2100 UTC 18, and (c) 0900 UTC 20 September 2015. (d), (e) and (f) are same as (a), (b) and (c) respectively, but for the numerical model results. White solid lines are the orbital boundaries of GPM swath, and the red circles indicate the radius of 500 km from Dujuan center

除了MCS 的水平空間分布特征，本節利用MCS 中的相對渦度和動能繼續分析MCS 垂直結構隨時間的演變（圖8）。正相對渦度的大值區一般分布在對流層中低層，高層通常為負渦度。18 日12:00 至18 日18:00，即“杜鵑”生成的早期階段，渦度有從對流層中層向下發展的特征，逐漸增強的低層渦度可以增加潛熱通量，促使擾動中對流活動的爆發和暖心結構形成（Bister and Emanuel, 1997）。19 日06:00～12:00，900～600 hPa 的渦度有較為明顯的增強，隨后渦度振蕩增強，大值區出現在19日15:00 至20 日03:00 以及“杜鵑”生成前2 h 至生成時刻（20 日16:00～18:00）的對流層中低層附近。

17 日18:00 至19 日04:00 1000～500 hPa 的MCS 動能較小，沒有大值區域分布。19 日08:00對流層低層（900 hPa 附近）出現了動能大值中心，與渦度場的大值區域出現的時間和高度匹配，中低層渦度增強，此時對流層高層的動能依舊較小。在20 日04:00～08:00 和16:00～18:00，MCS 低層均出現動能的極大值區域，高層的動能也有較明顯的增加，與MCS 渦度場的配合較好，低層渦度增強伴隨著動能增加的過程，有利于深對流的爆發，導致對流云降雨率增加，本文將在3.4 節討論MCS 內低層渦度增強、動能增加的時刻與對流云降雨率變化的對應情況。

圖7 2015 年9 月（a?p）18 日10:00 至19 日01:00 距離“杜鵑”中心500 km 范圍內的MCS 的空間分布。每個時次中不同的MCS 用不同顏色表示，但不同時次相同顏色的MCS 并不一定代表同一個MCS。黑色圓點為“杜鵑”中心位置Fig.7 The spatial distribution of MCSs (Mesoscale Convective System) from (a?p) 1000 UTC 18 to 0100 UTC 19 September 2015 within 500 km of Dujuan center. Different MCS are represented by different color in each figure. But MCSs with a same color in different figures don't necessarily point to a same MCS. Black dot indicates the center location of Dujuan

本文利用10 m 高度方位角平均切向風最大值（Vmax）來代表“杜鵑”的強度（圖9a），并對每小時MCS 的特征進行統計，其中包括MCS 的總面積、MCS 的個數和MCS 的平均降雨率（圖9b?d）。最大方位角平均切向風速顯示，“杜鵑”的強度在9 月17 日18:00 至19 日00:00 增加幅度較為平緩，于19 日00:00～19 日15:00 迅速增加，之后Vmax呈振蕩增加的趨勢。雖然20 日18:00 強度達到了16.6 m s?1，強度偏強，但是結合衛星觀測的亮溫、降水以及路徑，模擬還是很好地再現了“杜鵑”的生成過程。

圖8 2015 年9 月17 日18:00 至20 日18:00 所有MCS 區域平均的（a）相對渦度（單位：10?5 s?1）和（b）動能（單位：J）的高度—時間演變Fig.8 The areal averaged height–time evolution of (a) relative vorticity (units: 10?5 s?1) and (b) kinetic energy (units: J) of all MCSs from 1800 UTC 17 to 1800 UTC 20 September 2015

圖9b 表示MCS 的總面積隨時間的演變，MCS 的總面積于9 月18 日06:00 至19 日00:00 增加，19 日00:00～12:00 減小，于19 日00:00 左右達到最大值。對比圖9a 和b 可以發現，在19 日00:00～12:00，MCS 面積的減小伴隨著Vmax的迅速增加。由于MCS 面積減小的過程通常伴隨著MCS 的合并，以及原先較為分散的MCS 變得更加緊湊并且向擾動中心收縮（圖7），因此MCS 面積的收縮有利于熱帶擾動的增強。

逐小時MCS 的個數隨時間存在著顯著的震蕩（圖9c），說明MCS 的發生、合并和消亡周期較短。此外MCS 日個數分別為109（第一天：17 日19:00 至18 日18:00）、124（第二天：18 日19:00至19 日18:00）和127（第三天：19 日19:00 至20 日18:00），第一天至第二天MCS 個數的增長幅度明顯大于第二天至第三天的增長幅度，并且從第一天至第二天有一個明顯的渦度向下發展過程（圖8），這些過程均發生在“杜鵑”生成的早期階段。根據“top-down”理論，在TC 的生成過程中，層云降雨區的熱力條件可以在MCS 中生成MCV，MCV 通過下沉運動向下平流，增強了對流層中低層的渦度，同時通過MCV 自身的動力學條件配合有利的環境場，可以激發出新的對流，這些對流又可以組織發展形成新的MCS（Trier and Davis, 2002）。圖9a 中擾動的強度在第一天有小幅度的增加，第二天的增加趨勢更為明顯，說明在“杜鵑”生成的早期階段，MCS 個數的增加，即新生成更多的MCS 有利于“杜鵑”的初始發展。

圖9 2015 年9 月17 日18:00 至20 日18:00 逐小時（a）“杜鵑”中心附近10 m 高度上方位角平均切向風最大值（Vmax，單位：m s?1）、（b）MCS 總面積（單位：km2）、（c）MCS 個數和（d）MCS 的平均降雨率（單位：mm h?1）的演變Fig.9 The temporal evolution of (a) the maximum of azimuthal averaged tangential wind speed at 10 m height (Vmax, units: m s?1) near the center of Dujuan, (b) the total areal coverage of MCSs (units: km2),(c) the total number of MCSs, and (d) the averaged precipitation rate of all MCSs (units: mm h?1) from 1800 UTC 17 to 1800 UTC 20 September 2015

本文使用MCS 的平均降雨率（圖9d）來代表MCS 的強度，MCS 強度隨時間的變化（圖9d）與面積隨時間的變化（圖9b）在“杜鵑”生成中后期大致呈反位相關系。MCS 的總面積在19 日00:00 左右達到最大值，而平均降雨率為最小值；MCS 的降雨率在19 日20:00 左右達到最強時，MCS 的總面積卻為局部極小值；20 日14:00 左右，MCS 的強度與面積也呈相反的變化趨勢。聯系圖9c 和d，MCS 的平均降雨率與個數同樣呈反位相的演變特征，例如：MCS 的個數在“杜鵑”生成的后期階段（19 日15:00）達到局部極大值，之后MCS 的個數減小，平均降雨率開始增加，在19 日19:00 平均降雨率達到最大值，此時MCS 僅有2 個，這與MCS 自身的消亡和多個MCS 之間的合并有關。在“杜鵑”生成的前期，擾動內核區有很多MCS 生成，這些MCS 會在較大的范圍內形成中低壓，而中低壓則有利于氣旋性風速的增加和海平面氣壓的減小。在“杜鵑”生成后期，強的對流爆發，在對流層低層產生大的渦度并向上輸送，同時中低層動能都有較明顯的增加過程（圖8），這一過程伴隨著海表熱通量的增加、低層輻合和氣旋性渦度增加等現象，有利于MCS 的合并加強（Kieu and Zhang, 2008）。

3.4 MCS 中層云和對流云的演變特征

熱帶大氣中的降水主要分為兩類：層云降水和對流云降水。這兩種類型的降水在動力和熱力特征上具有明顯的不同：層云降水的特征是高低層輻散、中層輻合；對流云降水則為低層輻合、高層輻散。相應的在層云降水中，融化層以下為下沉氣流和非絕熱冷卻，以上為上升氣流和非絕熱增溫；在對流云降水中，強的上升氣流和水汽的凝結加熱可以分布于整個對流層低層（Houze，1997）。

因為層云降水和對流云降水的動力和熱力特征差異十分明顯，本文利用兩類降水非絕熱加熱廓線的特征作為判據來區分兩類降水：2 km、3 km、4 km 的非絕熱加熱率小于0，6 km 的非絕熱加熱率大于0 的格點定義為層云降水；2 km、3 km、4 km、6 km 的非絕熱加熱率均大于0 的格點定義為對流云降水。

為了驗證使用上述分類方法得到的結果與GPM 衛星觀測數據是否吻合，本文將分類結果與圖6a，b 中降水格點數較多的軌道進行對比。圖10為GPM 衛星產品與依靠WRF 模擬結果分類得到的層云降水和對流云降水占總降水格點的百分比。衛星產品中層云降水所占比例分別為77.1%（軌道號8840）和80.7%（軌道號8833），略低于模式對應時刻的結果83.6%和84.8%；而GPM 產品中對流云降水比例則略高于模式結果。Fritz et al.（2016）將TC 生成前降水分為四種類型：層云降水、淺對流降水、中層對流降水和深對流降水，它們占總降水格點的百分比在TC 生成前3 天到生成后1 天變化不大，大約分別為80%、7%、10%和3%，本模擬所得到的層云和對流云降水比例與前人研究基本吻合，表明本研究所采用的分類方法能夠合理的再現層云和對流云的分布特征。在所有降水格點中，層云降水所占總降水格點的比例遠大于對流云降水所占的比例，高的層云比例可以代表擾動較好的組織化程度。

圖10 距離“杜鵑”中心500 km 范圍內，對流降水和層云降水格點分別占這兩類降水總格點數的百分比。8833 和8840 代表GPM衛星的軌道號（圖6a 和b），Con 和Str 分別表示對流降水和層云降水。紅色柱狀圖為GPM 2ADPR 產品，藍色柱狀圖為利用WRF模擬結果在相應時刻GPM 軌道范圍內的分類結果Fig.10 The percentage of the grid number of convective/stratiform precipitation to the total grid number of these two types of precipitation within 500 km of Dujuan center. 8833 and 8840 indicate the GPM swath number as shown in Fig.6a and Fig.6b, respectively. Con and Str indicate convective and stratiform precipitation, respectively. The red histograms represent the statistics from the GPM 2ADPR product,and the blue histograms are the classification results from WRF outputs within the same areal coverage of GPM swath at the same time

為了研究不同降水類型對“杜鵑”生成的貢獻，圖11 為所有MCS 內層云和對流云降水所占比例及降雨率的逐小時變化。9 月17 日18:00 至19 日15:00 層云（藍色實線）和對流云降水（藍色虛線）所占比例保持相對穩定，之后呈振蕩變化。通過圖11 和圖9a 可以看出，19 日15:00～18:00 層云降水所占比例減小，對流云降水所占比例增加，同時Vmax也減小；19 日18:00 至20 日03:00 層云降水所占比例先增加再減小，與Vmax呈同位相變化，對流云降水與層云降水所占比例的變化相反，表明層云降水百分比值的增加在“杜鵑”的增強過程中扮演更為重要的角色。通過圖11 和圖9b 可以發現，19 日15:00 之后，層云降水所占比例隨時間的變化與MCS 面積大小的演變規律相同，這同時也表明在“杜鵑”增強至熱帶低壓時刻的前一天，MCS的面積大小主要取決于層云面積的大小。

圖11 所有MCS 中層云降水（藍色實線）和對流降水（紅色實線）的格點數占這兩類降水總格點數的百分比，以及層云降水（藍色虛線）和對流降水（紅色虛線）的降雨率（單位：mm h?1）隨時間的演變。Fig.11 The temporal evolution of the percentage of the grid number of stratiform (blue solid line) and convective (red solid line) precipitation to the total grid number of the precipitating pixels of these two precipitation types and the precipitation rate (units: mm h?1) of stratiform (blue dashed line)and convective (red dashed line) precipitation in all MCS

本文利用降雨率來代表層云降水（紅色實線）和對流降水（紅色虛線）的強度（圖11），層云降雨率的變化幅度比對流云降雨率的變化幅度更小。通過聯系兩類降水的強度（圖11）和MCS 的強度演變特征（圖9d）可以發現，對流云降雨率的變化與MCS 強度的變化一致。在19 日06:00～12:00“杜鵑”增強的過程中，低層的渦度和動能均為先增強再減弱（圖8），與對流降雨率在同一時間段的變化一致。Zehr（1992）指出低層渦度增強誘發深對流活動，深對流通過CISK 和WISHE機制正反饋作用進一步加強渦旋（Montgomery et al., 2006）；占較大百分比的層云則可以不斷加濕大 氣，促 進MCV 的 合 并（Bister and Emanuel,1997）。因此層云降水的覆蓋面積決定了MCS 的面積，對流降水的降水強度決定了MCS 的強度，層云與對流云的共同作用促進了MCS 的發展和“杜鵑”的生成。

4 結論

TC 生成初期是從熱帶擾動向熱帶低壓轉變的過程，這一過程伴隨著MCS 的生成、組織化、合并和發展過程，目前對于在TC 生成過程中MCS的演變特征及其所扮演的角色還不是很了解。本文通過FNL 分析資料和高分辨率的數值模式從“杜鵑”生成時刻前3 天開始追蹤和模擬，探討了“杜鵑”生成過程中MCS 的發展演變及MCS 中的層云降水和對流降水特征，結果表明：

（1）在臺風“杜鵑”生成的大尺度環境中，TUTT 較平均位置偏東，減弱的垂直風切有利于“杜鵑”未來的生成發展，同時“杜鵑”生成過程中的移動路徑是從季風渦旋的東南側邊緣向西北方向移動，季風渦旋的東南側的輻合區有助于“杜鵑”渦度的增大。

（2）在“杜鵑”生成過程中，影響“杜鵑”生成的天氣形勢表現為季風切變型（MS），面積最大的MCS 通常位于擾動中心的西側，遠離擾動中心的MCS 面積較小且分布零散。在“杜鵑”生成的前期，新生成更多的MCS 有利于“杜鵑”的增強，同時MCS 中層的相對渦度有一個明顯的向下發展過程，說明在這個階段“杜鵑”經歷了“top-down”發展；在“杜鵑”生成的中后期階段，對流爆發，MCS 發生合并導致MCS 個數減少，并且在合并過程中，MCS 變得更加緊湊，面積最大的MCS 逐漸向擾動中心收縮。在這一階段低層渦度和動能有突然增強的現象，表明擾動中有深對流爆發，深對流通過CISK 和WISHE 機制的正反饋作用間歇發展，符合“bottom-up”理論提出的觀點。

（3）通過研究不同類型的降水在“杜鵑”生成過程中的貢獻作用可以發現，MCS 中層云降水的覆蓋面積較大，是對流云降水的4 倍以上，更能體現擾動和降水的組織化程度；對流云降水的降雨率比層云的降雨率更大，小時變化幅度更明顯。層云降水占總降水格點的百分比增加與“杜鵑”增強的過程關系密切，對流降水降雨率的增加有利于MCS 的增強，層云降水和對流降水的共同作用促進了“杜鵑”的生成。

本文雖然探討了臺風“杜鵑”生成過程中MCS 相關物理特征的演變規律，但是在TC 發生發展的過程中，對MCS 的生成及消亡的研究還不夠細致，并且這個過程實際上存在復雜的多尺度的相互作用。由于海上觀測資料的稀缺，初步分析得到的規律特征仍然需要更精細的觀測資料加以驗證。