热带气旋(TC)降水可分为TC核心区降水、螺旋雨带、TC内部中小尺度系统降水、不稳定降水、台前飑线降水和TC远距离降水6类(Chen et al，2010)。陈联寿(2007)明确给出TC远距离降水(Tropical Cyclone Remote Precipitation，简称TRP)的定义，指出判定TC远距离降水需符合两个条件，一是该降水发生在TC范围之外；二是该降水与TC存在内在物理联系。Cote(2007)提出了热带气旋前降水事件(Predecessor rain events ahead of tropical cyclones)的概念，类似于陈联寿(2007)给出的TC远距离降水。

蒋尚城等(1983)已注意到热带气旋远距离降水现象。大量观测事实和研究结果(张弘等，2004；刘子臣等，1997；陈忠明等，2002；谢金南等，2000；建军等，2006；任素玲等，2007；杨晓霞等，2008)表明：TC在有利的大气环流背景下，与中纬度系统(包括西风槽、低涡、弱冷空气等)相互作用可使中纬度地区暴雨增强且范围扩大，其日降水量和过程降水量往往不逊于TC主体雨量，这是中纬度地区夏季暴雨的重要特征。侯建忠等(2006)统计发现位于青藏高原东北方的陕西省，约87%的极端暴雨事件是西风带冷锋(西风槽)与远距离TC相互作用的结果。孙建华等(2005)研究表明TC与西风槽相互作用是华北大暴雨的主要形式之一。朱洪岩等(2000)指出TC与西风槽的强度均对TC远距离暴雨的强度产生影响。Schumacher等(2010)和Wang等(2009)通过数值试验揭示了TC对远距离暴雨区输送水汽的重要性。Galarneau等(2010)指出，发生在美国的TC前降水事件也与高空急流、西风槽和对流层低层的锋生现象紧密相联。Akihiko(2006)研究Kii半岛一次TC远距离降水指出地形也是触发远距离暴雨的一个重要因素。事实上，TC远距离暴雨现象是中低纬度环流相互作用和地形影响的结果。本文根据陈联寿(2007)给出的TC远距离降水的定义，对1971—2006年发生在中国大陆的TC远距离暴雨进行统计分析和诊断研究。 2 资料和方法

所用资料包括1971—2006年中国693个地面基准站的日降水量资料(20—20时，北京时，下同)、同期的JTWC最佳TC路径资料、NCEP/NCAR 2.5°×2.5°，垂直17层的再分析多要素逐日资料和有关卫星云图资料。

将10°N以北，135°E以西作为研究区域。选取研究个例的两个标准为：①符合TC远距离暴雨的定义；②在相同天气系统影响下，同一个降水区不少于5个站日降水量不小于50 mm。这里，将同一个TC与同一个中纬度系统发生相互作用引发的远距离暴雨过程称为一次TC远距离暴雨事件；将日降水量为[50 mm，100 mm)的称为一个暴雨日；［100 mm，250 mm)的称为一个大暴雨日；不小于250 mm的称为一个特大暴雨日。 3 远距离暴雨统计特征

36 a在西北太平洋(包括中国南海，下同)生成的TC共 1146个，其中169个产生了远距离暴雨，占TC总数的14.7%，可见TC远距离暴雨是一个小概率事件。此169个TC产生306个远距离暴雨日(含大暴雨和特大暴雨)，其中有87个TC远距离暴雨持续超过2 d，占总数的51.8%。 3.1 地理分布

热带气旋远距离暴雨累积日数分布(图 1)表明，TC远距离暴雨事件影响中国大陆27个省(市、自治区)、两个高频区分别位于环渤海地区(Ⅰ区)和川陕地区(Ⅱ区)。

图 1 热带气旋远距离暴雨累积日数分布Fig. 1 Distribution of TRP cumulative days

图选项

表 1列出TC远距离暴雨的暴雨日、大暴雨日和特大暴雨日降水不小于50 mm的站数分布。可以看出，TC远距离暴雨事件中出现大暴雨的几率高(68.0%)，出现暴雨和特大暴雨的几率仅分别为29.4%和2.6%，但特大暴雨的影响范围很广。而降水量不小于100 mm且降水站数不小于10个的TC远距离暴雨占总数的34.6%，这部分TC远距离暴雨具有降水强且影响范围广的特点。

图 2为TC远距离暴雨的月际分布，清楚显示TC远距离暴雨事件5—10月均有发生，集中发生在6—9月，其中7、8月最多，占总数的69%，其次是6和9月。 TC远距离暴雨的旬际变化(图略)表明，TC远距离暴雨集中发生在6月下旬至9月上旬，占总事件的84.6%。

图 2 TC远距离暴雨月际分布Fig. 2 Monthly variation of the TRPs

图选项

图 3a是所有引发远距离暴雨的TC路径图。如图所示，其中，大多数TC发源于菲律宾以东洋面，西北行或进入中国南海或登陆北上或近海转向，有一小部分TC发源于中国南海。此169个TC中126个为登陆TC，占总数的74.6%。将所有TC路径进行0.5°×0.5°经纬度网格插值得出相应的TC路径频次分布(图 3b)，显示出3条优势路径，其一是发源于中国南海或菲律宾以东洋面西北偏西行进入中国南海北部或登陆华南的TC，该路径的TC最多，占总数的56.8%；其二是登陆闽浙沿海的TC，占总数的24.3%；其三是发源于菲律宾以东洋面在中国近海转向的TC，占总数的13 %。另有5.9% 为其他路径。

图 3 所有产生远距离暴雨的TC路径总汇(a)及其路径频次分布(b)Fig. 3 All tracks of TCs with TRP(a) and its frequency(b)

图选项

TC移入(15°—30°N，105°—130°E)区域海面就有可能引发远距离暴雨。图 4表明，Ⅰ区发生远 距离暴雨时TC可位于130°E以西，15°N以北的近海地区，较分散。而Ⅱ区发生TC远距离暴雨时TC主要集中在海南岛附近地区，其次是中国台湾岛附近地区。侯建忠等(2006)提出的两类影响陕西极端暴雨的TC分布与此统计结果一致。

图 4 远距离暴雨高频区与TC中心位置分布(a.Ⅰ区，b. Ⅱ区； 深色阴影部分为累积发生TC远距离暴雨不少于20 d的区域)和2005年8月4日23时25分(c.麦莎)及2008年9月24日02时30分(d.黑格比)红外云图Fig. 4(a)-(b)Two areas with the high frequency of TRPs(shaded areas) and the corresponding TC central positions(dots，region Ⅰ(a); region Ⅱ(b)) and (c)-(d)infrared cloud images for Matsa (2005) with TRP in region Ⅰ(c); and Hagupit (2008) with TRP in region Ⅱ(d)

图选项

2005年8月4日夜间至5日发生在Ⅰ区(图 4c)和2008年9月24日凌晨发生在Ⅱ区(图 4d)的暴雨，就是分别由TC“麦莎”和TC“黑格比”远距离影响下发生的。远距离暴雨区距TC中心超过1000 km。 3.4.3 远距离暴雨与TC强度的关系

引发远距离暴雨TC的最大强度从热带低压到超级台风，其中55.6%在台风以上级别(图 5a)。而远距离暴雨发生时相应TC强度也是从热带低压到超级台风均有，其中，台风以上级别的TC为85个，热带低压以及低于热带低压强度的为120个(图 5b)。可见在有利的大气背景下，任何强度阶段的TC均可引发远距离暴雨，大多数是发生在TC强度减弱阶段。

图 5 引发远距离暴雨的TC最强时刻强度分布(a)和产生远距离暴雨时刻TC强度分布(b)Fig. 5 Numbers of the TCs of various intensity that cause TRP(a. for the time when the TC is at its strongest stage and b. for the time when the TC is to induce TRP)

图选项

用合成资料分析对比热带气旋产生和不产生TC远距离暴雨的差异，探讨发生TC远距离暴雨的机理。现分别对Ⅰ区和Ⅱ区大尺度形势和水汽输送进行合成分析。

单位时间内流经单位面积的水汽输送(朱乾根等，2005)为：qV。整层水汽输送为

某时刻，通过垂直于风向截面底为单位长度、高为从地面到300 hPa的总纬向和经向水汽通量Q_u和Q_v(苗秋菊等，2005)为

Ⅰ区，选用7115、 8510、9012、9607、9802、0407和0509等7个TC中心位于中国台湾附近时产生的TC远距离暴雨(TRP组)和7613、7707、7815、9005、0116、0119和0513等7个TC中心位于中国台湾附近未产生TC远距离暴雨(NTRP组)，分别合成，进行对比。TRP组，将TC远距离暴雨发生时记为T₀，其前(后)24小时记为T_-24(T₂₄)，前(后)48小时记为T_-48(T₄₈)。NTRP组，将TC中心到达中国台湾附近时记为T₀，其前(后)24、48小时分别记为T_-24和T_-48(T₂₄和T₄₈)。

850 hPa的合成结果表明，产生TC远距离暴雨的低空形势(图 6a)为TC北侧中纬度有一个西风槽，TC与副热带高压之间存在一支东南风低空急流直达Ⅰ区；NTRP组的TC北侧中高纬度地区为西偏北气流，槽已移过TC经度(图 6b)，其东侧的东南急流带窄而弱，最北仅达长江口，与高空急流相距千里。低层黄淮地区高压带的存在隔断了南侧TC与北侧西风槽的联系。另外，TRP组与较强的西南气流通道相连接(图 7a)，而NTRP组则没有这样明显的通道(图 7b)。

图 6 Ⅰ区850(a、b)和200 hPa(c、d)面位势高度场(单位：dagpm)和风场(风标：一杠代表 10 m/s，阴影部分风速≥28 m/s)(黑色区为青藏高原地形，a、c. TRP组，b、d. NTRP组)Fig. 6 850(a，b) and 200 hPa(c，d)geopotential heights(solid lines，unit: dagpm) and winds(full bar=10 m/s，shadow area: ≥ 28 m/s)for reqion Ⅰ(black shadow area is the Tibet Plateau; a，c. TRP; and b，d. NTRP)

图选项

图 7 Ⅰ区合成的200 hPa急流(阴影部分，≥28 m/s)、850 hPa低空急流(≥8 m/s，箭矢为水平风矢量，实线为风速等值线)(a、b)和沿121°E垂直剖面: 水平全风速(阴影部分≥8 m/s)、垂直速度(-ω×100，单位： Pa/s)和流场(由V与-ω×100合成)(c、d)(a、c. TRP组，b、d. NTRP组)Fig. 7(a)/(b)Upper level jets(shadow area，≥ 28 m/s) and low level jets(solid and vector ≥ 8 m/s) and (c)/(d)the vertical cross-section along 121°E: horizontal wind velocity(shadow area，≥ 8 m/s)，vertical velocity(-ω×100，unit: Pa/s)，and stream(composed of v and -ω×100)for region Ⅰ(a，c. TRP group; and b，d. NTRP group)

图选项

200 hPa的合成结果显示，TRP组(图 6c)，西风急流位于TRP区的北侧，高、低空急流的配置(图 7a)有利于高空辐散和垂直运动的发展(图 7c)。NTRP组的Ⅰ区上空为急流所覆盖(图 7b)，出现下沉气流(图 7d)，不利于TC远距离暴雨的产生。

整层水汽通量和气柱内水汽收支对于有无远距离暴雨的TC差异明显。TRP组，T₀时(图 8a)，TC周围水汽通量存在明显的非对称结构，大的水汽通量集中在TC的东侧，不小于6×10⁶ g/(s·cm)(阴影区)的水汽通量向北一直到达Ⅰ区。而NTRP组(图 8b)TC周围水汽通量相对较小，其东侧的水汽输送仅到达长江口附近地区。

图 8 Ⅰ区合成的T0时地面至300 hPa的水汽通量垂直积分(a. TRP组，b. NTRP组)Fig. 8 Vertical integration of the moisture flux from surface to 300 hPa for region Ⅰ(a. TRP group，and b. NTRP group)

图选项

Ⅰ区，大气“箱体”(34°—43°N，114°—125°E)的水汽收支时间演变(图 9a)显示，有TC远距离暴雨发生时，该“箱体”内出现了水汽的积累，此水汽的积累在暴雨发生前一天随着TC的靠近而剧增，T₀时“箱体”内水汽净流入增至131.7×10¹⁰ g/s。“箱体”4个边界的水汽通量垂直分布(图 9b)表明，“箱体”南边界和西边界表现为整层的水汽流入，而北边界和东边界为水汽流出，其中南边界水汽流入最多，且主要集中在700 hPa等压面以下，最大出现在925 hPa。从南边界水汽通量垂直分布的时间演变(图 9c)来看，南边界的水汽通量是随着TC的靠近而逐步增强。NTRP组，Ⅰ区“箱体”内表现为弱的水汽净支出(图 9a，负值)。

图 9 Ⅰ区合成的“箱体”内水汽收支的时间演变(a)以及TRP组Ⅰ区“箱体”T0时(b)的东(实心圆)、西(空心圆)、南(空心方框)、北(实心方框)四边界水汽通量(单位：108 g/(s·hPa))垂直分布和“箱体”南边界水汽通量垂直分布时间演变(c)(单位:108 g/(s·hPa)，空心方框为T0，实心方框为T-24，空心圆为T-48)Fig. 9 Change of moisture budget with time in the box(a); the moisture fluxes along the box’s boundarys in region Ⅰwith TRP(b)filled round: east boundary; empty round: west boundary; filled box: south boundary; empty box: north boundary and (c)the moisture flux change at the south boundary with time(c. empty box: T0; filled box: T-24; filled round: T-48)(unit: 108 g/(s· hPa))

图选项

Ⅱ区，选用8111、 8208、9004、9205、9302、9508和0518等7个TC中心位于海南附近时产生的TC远距离暴雨(TRP组)和9111、9318、9411、9424、9618、9713和0421等7个TC中心位于海南附近未产生TC远距离暴雨(NTRP组)，进行合成对比。

可以看出，850 hPa等压面上，产生远距离暴雨的TC北侧存在中纬度西风槽(图 10a)，TC东侧与副热带高压之间存在一支东南气流直达Ⅱ区，无远距离暴雨的TC北侧无西风槽(图 10b)，而是一个高压脊。

图 10 Ⅱ区T0时850(a、b)和200 hPa(c、d)等压面位势高度场(单位：dagpm)和风场(阴影部分风速≥28 m/s)(a、c. TRP组，b、d. NTRP组，风标：一杠代表 10 m/s，黑色区为青藏高原地形)Fig. 10 As in Fig. 6 but for region Ⅱ

图选项

TRP组高空急流明显较NTRP组的强(图 10c)，对Ⅱ区上空的辐散有利，而NTRP组，急流向雨区以西退缩(图 10d)，并不能加强Ⅱ区上空的辐散。在合成风场的垂直剖面上，可以看到TRP组在辐散区之下激发出上升气流(图 11a)，而NTRP组Ⅱ区上空为较强的下沉气流(图 11b)。

图 11 Ⅱ区合成的沿106°E垂直剖面: 水平全风速(阴影部分为≥8 m/s)、垂直速度(-ω×100，等值线，Pa/s)和流场(由v与-ω×100的合成)(a. TRP组，b. NTRP组)Fig. 11 As in Fig. 7(c)/(d)but for region Ⅱ

图选项

同样，TRP组和NTRP组在水汽输送的特点上具有更为明显的差异。TRP组(图 12a)，T₀时，大的整层水汽通量集中在TC的东侧，不小于5×10⁶ g/(s·cm)(阴影区)的水汽通量向西北一直到达Ⅱ区。而NTRP组(图 12b)，不小于5×10⁶ g/(s·cm)的水汽通量仅局限于TC周围，无明显的水汽输送给Ⅱ区。

图 12 Ⅱ区合成的T0时地面至300 hPa的水汽通量垂直积分(单位: 106 g/(s·cm)，a. TRP组，b. NTRP组)Fig. 12 As in Fig. 8 but for region Ⅱ

图选项

Ⅱ区，大气“箱体”(27°—35°N，103°—112°E)的水汽收支时间演变(图 13a)显示，该“箱体”内在TC远距离暴雨发生前2天水汽的净流入随着TC的靠近呈线性增长。到T₀时，“箱体”内水汽净流入增至235.2×10¹⁰ g/s。“箱体”4个边界水汽通量垂直分布(图 13b)表明，“箱体”北边界表现为整层的水汽流出，东边界925 hPa以下有弱的水汽流入，925 hPa以上均为水汽流出，南边界和西边界表现为整层的水汽流入，其中，南边界水汽流入最多，最大的水汽通量出现在850 hPa。从南边界水汽通量垂直分布的时间演变(图 13c)来看，南边界的水汽输送是随着TC的靠近而逐步增强。NTRP组，Ⅱ区“箱体”内表现为弱的水汽净支出(图 13a)。

图 13(a)Ⅱ区“箱体”内水汽收支时间演变，(b)TRP组Ⅱ区“箱体”T0时的东(实心圆)、西(空心圆)、南(空心方框)、北(实心方框)4个边界水汽通量(单位：108 g./(s·hPa))垂直分布(西边界和北边界为山地，分别从700和850 hPa起计算)和(c)“箱体”南边界水汽通量垂直分布时间演变(单位:108 g/(s·hPa)，空心方框线：T0，方块线：T-24，空心圆线：T-48)Fig. 13 As in Fig. 9 but for region Ⅱ

图选项

本研究得到以下结果：

(1)1971—2006年共有169个编序号TC在中国大陆产生了306个远距离暴雨日。TC远距离暴雨在中国大陆27个省(市、自治区)有分布，其中环渤海地区和川陕地区，为中国TC远距离暴雨高发区。

(2)TC远距离暴雨集中发生在6—9月，其中7、8月最多。34.6%的TC远距离暴雨具有影响范围广、降水强度大的特点。

(3)TC远距离暴雨是热带气旋水汽输送、中纬度槽和地形三者相互作用的结果。有无TC远距离暴雨的关键在于热带气旋东侧环流能否将水汽输送到中纬度槽前。如热带气旋北侧有高压和偏北气流阻断，对发生TC远距离暴雨不利。

有关TC远距离暴雨的地形影响、数值试验等工作正在进行。