2017, Vol. 33
台风是一种破坏力极强的天气系统，尤其是登陆台风会给沿海地区造成巨大的生命和财产损失[1-4]。就全球台风预报的发展而言，在过去二十年中台风路径预报的准确度不断提高，但台风强度的预报能力并未得到明显改善[5-6]。因此，研究影响台风强度的物理机制，可有效提高台风强度的预报水平，减轻台风灾害造成的损失，这也是当前台风研究领域的重要课题。
一般认为影响台风强度的物理过程主要有三种[7-8]：（1）大尺度的环境因子（如水平、垂直切变）；（2）台风内中尺度动力结构（即台风本身的内部结构变化）；（3）海气相互作用。由于对这些物理过程在台风发展、加强阶段所起的作用还不够了解，因此，台风的强度预报一直是个挑战[9]。
台风发展、加强过程中的能量转换过程可以看作简单的热机（Carnot）[10-11]，其最大潜在能量由海表温度（SST）所决定。由此可见，海气相互作用对于台风的发展、加强具有十分重要的作用[12-13]。与此同时，在强烈的台风风应力作用下，海洋温跃层下的冷水被夹卷到表层，从而增加了海洋混合层厚度，形成海洋冷尾流[14-16]。大量的观测[17-18]、理论[19]及模拟研究都表明，台风引起的海洋冷尾流能够显著减弱其自身强度。因此，加深对冷尾流的认识，可以有效提高台风的强度预报水平。
台风强度和移动速度对冷尾流有显著影响，强度越强、移速越慢的台风会引发更显著的海面降温[20-21]。台风移动作为影响冷尾流的主要因素，其复杂性主要来自于外部和内部的动力强迫[22-23]，控制台风移动的最主要因素包括环境场的引导气流和β漂移。台风外围大尺度环境场的基本气流对台风起引导作用，而台风的移动方向与引导气流的方向又存在偏差。当没有引导气流时，台风在β平面上将向西北方向移动，这个移动是由β效应引起的穿过台风中心的次级引导环流所导致[24]。在不同环境风场作用下，台风表现出不同的移动特征，从而引起冷尾流分布的差异，导致台风强度的变化[25-26]。通常，在台风路径右侧1~2倍最大风速半径范围内（rmax）的降温最显著，可达1~6 ℃[27]，而在南半球，最大的海面降温通常出现在台风移动路径的左侧[28]。有观测表明，最大的海面降温也会出现在北半球台风路径的左侧[29-31]。Bender等[32]指出，海洋对台风的响应特征，随着位置的不同而具有较大变化。Kuo等[33]在对台风“帕布”和“杜鹃”的卫星观测研究中发现，在台风强迫阶段，路径右侧出现明显降温，而在松弛阶段，台风路径左侧也会出现冷异常。另外，SST在台风不同区域的降温，对强度的影响具有较明显的差异。Cione等[17]指出台风内核区域的SST降温可以显著降低热焓通量，从而减弱台风强度，而台风强度与其外围的SST则没有密切的关联性。
目前，关于台风过程中海气相互作用的研究大多侧重于海洋响应特征的分析或冷尾流对台风强度的影响，而海气相互作用是一个双向耦合过程，有必要从环境场影响台风移动的角度来研究冷尾流对台风强度的影响。限于海上实况资料获取的难度，该方面的研究较少，而利用海气耦合模式对海上台风进行模拟，是一种有效的研究手段[34]。为使结论更具一般性，本文构建理想环境场，针对β平面上不同环境风场的台风冷尾流特征，分析海洋反馈造成台风强度差异的原因。本文第2部分主要介绍构建的海气耦合模式以及模式初始化所选用的资料；第3部分介绍不同环境风场下台风冷尾流的分布特征；第4部分分析不同冷尾流分布对台风强度影响的差异；最后是小结。
2 模式和资料介绍本文基于大气模式WRF version3.5.1（Weather Research and Forecasting）和海洋环流模式POM（Princeton Ocean Model），利用MCT（Model Coupling Toolkit）技术构建了区域海气耦合模式。在大气模式的初始场构建上，为了避免其它不相关因子的干扰，采用理想的大气环境场，这也是一种通行的试验方式[35-36]。环境大气设置为气象要素在水平方向均匀分布的大气，温度和湿度廓线由西北太平洋飓风季节的探空资料给定[37]，在450 hPa之上相对湿度的缺省资料由线性插值得到。在理想的大气环境中植入理想的人造涡旋（WRF模式中的涡旋模型），涡旋初始的最大风速为24 m/s，最大风速半径为125 km。模式区域中心设在20 °N，模式设定在β平面上[12]。大气模式区域的格点数为201×150，水平分辨率为18 km，垂直分了50个σ层，时间步长为90秒。积云参数化方案为Kain-Fritsch方案，表层方案为Monin-Obukhov方案。
为了排除赤道逆流、北赤道暖流及北太平洋暖流对研究对象的影响，POM的初始条件和边界条件均选自经纬坐标点176.25 °E，20.25 °N处的月平均SODA探测资料，上层混合层和海表面温度调整为29 ℃[38]。网格点设置为201×150，水平分辨率与WRF保持一致，提高了并行耦合效率。垂直方向取23个模式层。整个模式区域统一设置为海洋，海水深度设为4~500 m，初始的海流设置为0。由于海洋四周为闭边界，为了保持能量守恒，耦合模式关闭了大气向海洋输送的长、短波辐射通量及感热、潜热通量，仅开通向海洋环流模式输送的10 m风场通道；SST作为海洋模式的输出结果，提供给大气模式的边界层方案。海洋模式首先单独试运行2个月，在模拟时间段内各海洋要素基本保持不变，证明了海洋初始态较为稳定。
为了研究环境风场对冷尾流的影响，设置两组敏感性试验，即将模式大气的引导气流分别设置为3 m/s整层一致的东风气流和西风气流，各层的位势高度根据地转风平衡做适当调整，分别称为BGE方案和BGW方案。
3 不同环境风场的台风冷尾流的分布特征在BGE方案中（图 1），台风在均匀的东风环境场及β效应的共同作用下，向西北方向快速移动，台风移动引起的近惯性振荡将温跃层下的冷水夹卷至海洋上层，与此同时，台风风场将海表面暖水吹离，引起次表层冷水上涌，导致SST降低[38]。由于BGE方案中台风移速较快，眼墙前部风场引起的降温区域逐渐平移到台风眼区，使得眼区内的SST明显下降，但此阶段台风风速较小，海水冷涌效应相对较弱（图 2a）。随着台风强度的逐渐增强并在向西北方向移动过程中，较强的台风右侧风场，导致冷尾流沿其路径呈非对称分布，路径右侧的降温幅度大于左侧（图 2c、2e）。
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图 1 两组敏感性试验的台风移动路径黑圆点为台风初始位置。 |
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图 2 第12小时（a、b）、第42小时（c、d）、第72小时（e、f）的BGE方案（a、c、e）和BGW方案（b、d、f）的台风移动路径及海表面温度（阴影，单位：℃）分布 实线为最大风速半径轨迹，断线为2倍最大风速半径，点线为距台风中心200 km范围。 |
在均匀的东风影响下，台风在β平面上向西北快速移动，强度不断加强，冷尾流沿台风路径呈非对称带状分布，持续影响了台风内核区域的热通量输送，最大海水降温出现在模拟后期台风路径右侧的最大风速半径附近（图 3a）。
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图 3 均匀东风（a）和西风（b）环境风场作用下的冷尾流影响台风模型图 阴影区表示冷尾流；内侧圆周和外侧圆周分别表示最大风速半径和2倍最大风速半径；由中心指向外侧的箭头表示台风移动方向；圆周外围的箭头表示环境风场。 |
在BGW方案中（图 1），模式模拟初期台风较弱，均匀的西风环境场对台风的引导作用强于β效应，导致台风向东缓慢移动。由于移速较慢，台风眼墙附近最大风速引起的海面降温位于最大风速半径与2倍最大风速半径之间，呈环状分布，而台风眼区由于风速较小，没有出现明显降温（图 2b）。随着台风的发展加强，β效应对台风的引导作用逐渐增大，移动路径由东移转为西北行。在冷尾流的分布上，模拟初期的台风东移阶段，台风路径左侧最大风速半径处出现降温，在转向后仍然受到台风后部风场作用，降温幅度持续增大，形成了BGW方案中的最大降温区（图 2d）。随着台风向西北加速移动并逐渐远离该区域，台风路径右侧出现新的降温区域，该最大降温区仍将维持一段时间（图 2f）。
在均匀西风的影响下，台风初始阶段向东缓慢移动，在较弱的台风风场作用下眼区外的海水出现小幅降温，眼区内的海温未受冷涌效应影响，向眼区输送的潜热通量较大。当台风强度逐渐加强，β效应超过环境场作用时，台风向北转向，最大幅度的海水降温出现在台风中心南侧（图 3b）。
4 冷尾流对台风强度影响的差异分析不同的环境风场导致冷尾流呈现出不同的分布特征。反过来，不同的冷尾流分布也必然对台风强度产生不同影响。图 4所示，BGW方案中台风中心最低海平面气压从第12小时开始低于BGE方案，直至模拟结束。而两个方案的10 m风场强度基本相似，仅在模拟后期差异有所增大。说明前期阶段冷尾流对台风强度的影响主要通过热通量输送引起不同强度的非绝热加热，导致台风气压场出现差异，而对潜能与动能转换的影响较小。为了分析不同降温区域对台风强度的影响，按离台风中心不同距离划分3个区域，台风最大风速半径范围内的眼区称为区域1；最大风速半径到2倍最大风速半径范围内的内核区称为区域2；区域1、2合称为内核区域。由于台风结构经过初始spin-up阶段后迅速调整，最大风速半径明显收缩，小于初始时次的125 km，从第24小时起稳定在40 km左右，因此，将2倍最大风速半径到200 km的范围划分为区域3。
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图 4 BGE方案和BGW方案的台风中心最低海平面气压（黑色线）与10 m最大风速（蓝色线） |
第3-27小时是台风的初始快速加强阶段，BGW方案中均匀的西风环境场对台风的引导作用强于β效应，导致台风向东缓慢移动，台风眼墙附近最大风速引起的海面降温位于最大风速半径与2倍最大风速半径之间，呈环状分布，而台风眼区由于风速较小，没有出现明显降温（图 2b）。因此，BGW方案中区域1内的SST高于BGE方案，从而导致该方案眼区内单位面积的平均潜热通量比BGE方案大15.834 W/m2。台风眼区外区域2和区域3的SST差值较小，BGW方案与BGE方案单位面积的平均潜热通量差值分别为11.187 W/m2和8.006 W/m2，相对区域1明显减小（图 5，见下页）。由于感热通量量级远小于潜热通量，对台风强度影响有限（图略），因此眼区内的潜热通量输送对此阶段台风发展、加强起了关键作用，这是BGW方案中台风较强的原因。
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图 5 不同区域的BGE方案（红线）和BGW方案（蓝线）的台风不同区域范围内的SST、潜热及潜热差值（单位：W/m2）随时间变化曲线 |
第27-54小时，台风进入稳定增强阶段，BGW方案的台风北抬，由于移速缓慢，路径后部的冷尾流持续影响台风，导致区域1、2、3的海温明显低于BGE方案。BGE方案内核区域较大的潜热通量输送并没有改变强度变化趋势，仅减小了两个方案的台风强度差异。
第54小时之后，BGW方案中的台风移速加快，移出最大冷涌区域，台风区域1内的SST逐渐高于BGE方案，区域1、2、3内较高的潜热通量输送是模拟后期BGW方案台风再次快速增强的主要原因（图 5）。
5 小结与讨论本文利用海气耦合模式进行理想试验，模拟研究了在均匀东、西风场条件下冷尾流的响应特征，分析导致台风强度出现差异的原因。
（1）在均匀的东风影响下，台风在β平面上向西北快速移动，强度不断加强，冷尾流沿台风路径呈非对称带状分布，持续影响台风内核区域的热通量输送，最大海水降温出现在模拟后期台风路径右侧的最大风速半径附近。在均匀的西风影响下，台风初始阶段向东缓慢移动，在较弱的台风风场作用下，台风眼区外的海水出现小幅降温，眼区内的海温未受冷涌效应影响，向眼区输送的潜热通量较大。当台风强度逐渐加强，β效应超过环境场作用时，台风向北转向，最大幅度的海水降温出现在台风中心南侧。
（2）在台风快速加强过程中，尤其是第12-27小时，模拟台风的中心最低气压快速下降，台风对下垫面的潜热通量输送极为敏感。在BGW方案中台风眼区获取的潜热通量相对于区域2、3明显大于BGE方案，导致台风强度较强。即使台风在稳定加强阶段，BGE方案的潜热通量输送大于BGW方案的情况下，台风强度也没有超过BGW方案。这说明在台风快速加强阶段，眼区范围内的潜热通量输送对于台风加强更为关键。因此，加深台风快速加强阶段海气相互作用的认识，尤其是提高台风眼区海气界面热通量输送的预报能力，对于提高海上台风强度预报水平具有重要意义。
因此，加深台风快速加强阶段海气相互作用的认识，尤其是提高台风眼区海气界面热通量输送的预报能力，对于提高海上台风强度预报水平具有重要意义。
| [1] | 张翰, 管玉平. 登陆我国大陆热带气旋的纬度分布特征[J]. 物理学报, 2012, 61(16): 9203 |
| [2] | 张翰, 管玉平. 南海夏季风与登陆我国大陆初旋的关系[J]. 物理学报, 2012, 61(12): 9201 |
| [3] | WANG S, GUAN Y, GUAN T, et al. Oscillation in frequency of tropical cyclones passing Taiwan and Hainan Islands and the relationship with summer monsoon[J]. Chinese J Oceanol Limnol, 2012, 30(6): 966-973. DOI:10.1007/s00343-012-1274-9 |
| [4] | ZHANG H, GUAN Y. Impacts of four types of ENSO events on tropical cyclones making landfall over Mainland China Based on three best-track datasets[J]. Adv Atmos Sci, 2014, 31(1): 154-164. DOI:10.1007/s00376-013-2146-8 |
| [5] | LIN I-I, BLACK P, PRICE J F, et al. An ocean coupling potential intensity index for tropical cyclones[J]. Geophys Res Lett, 2013, 40(9): 1878-1882. DOI:10.1002/grl.50091 |
| [6] | 端义宏, 陈联寿, 许映龙, 等. 我国台风监测预报预警体系的现状及建议[J]. 中国工程科学, 2012, 14(9): 4-9. |
| [7] | SCHADE L R, EMANUEL K A. The ocean's effect on the intensity of tropical cyclones: Results from a simple coupled atmosphere-ocean model[J]. J Atmos Sci, 1999, 56(4): 642-651. DOI:10.1175/1520-0469(1999)056<0642:TOSEOT>2.0.CO;2 |
| [8] | WANG Y, WU C-C. Current understanding of tropical cyclone structure andintensity changes--A review[J]. Meteorol Atmos Phy, 2004, 87(4): 257-278. DOI:10.1007/s00703-003-0055-6 |
| [9] | RAPPAPORT E N, JIING J-G, LANDSEA C W, et al. The joint hurricane test bed: Its first decade of tropical cyclone research-to-operationsactivities reviewed[J]. Bull Amer Meteorol Soc, 2012, 93(3): 371-380. DOI:10.1175/BAMS-D-11-00037.1 |
| [10] | WILLOUGHBY H E. Hurricane heat engines[J]. Nature, 1999, 401(6754): 649-650. DOI:10.1038/44287 |
| [11] | EMANUEL K A. An air-sea interaction theory for tropical cyclones, Part 1: Steady-state aintenance[J]. J Atmos Sci, 1986, 43(6): 585-605. DOI:10.1175/1520-0469(1986)043<0585:AASITF>2.0.CO;2 |
| [12] | MA Z, FEI J, LIU L, et al. Effects of the cold core eddy on tropical cyclone intensity and structure under idealized air-sea interaction conditions[J]. Mon Wea Rev, 2013, 141(4): 1285-1303. DOI:10.1175/MWR-D-12-00123.1 |
| [13] | YABLONSKY R M, GINIS I. Impact of a warm ocean eddy' circulation on Hurricane-Induced Sea surface cooling with implications for hurricane intensity[J]. Mon Wea Rev, 2013, 141(3): 997-1021. DOI:10.1175/MWR-D-12-00248.1 |
| [14] | D'ASARO E A, SANFORD T B, NIILER P P, et al. Cold wake of Hurricane Frances[J]. Geophys Res Lett, 2007, 34: L15609 DOI:10.1029/2007GL030160 |
| [15] | MRVALJEVIC R K, BLACK P G, CENTURIONI L R, et al. Observations of the cold wake of Typhoon Fanapi(2010)[J]. Geophys Res Lett, 2013, 40(2): 316-321. DOI:10.1029/2012GL054282 |
| [16] | VINCENT E M, LENGAIGNE M, MADEC G, et al. Processes setting the characteristics of sea surface cooling induced by tropical cyclones[J]. J Geophys Res, 2012, 117: C02020 DOI:10.1029/2011JC007396 |
| [17] | CIONE J J, UHLHORN E W. Sea surface temperature variability in hurricanes: Implications with respect to intensity change[J]. Mon Wea Rev, 2003, 131(8): 1783-1796. DOI:10.1175//2562.1 |
| [18] | KAPLAN J, DEMARIA M. Large-scale characteristics of rapidly intensifying tropical cyclones in the North Atlantic basin[J]. Wea Forecast, 2003, 18(6): 1093-1108. DOI:10.1175/1520-0434(2003)018<1093:LCORIT>2.0.CO;2 |
| [19] | PASQUERO C, EMANUEL K. Tropical cyclones and transient upper-ocean warming[J]. J Clim, 2008, 21(1): 149-162. DOI:10.1175/2007JCLI1550.1 |
| [20] | HART R N, MAUE R N, WATSON M C. Estimating local memory of tropical cyclones through MPI anomaly evolution[J]. Mon Wea Rev, 2007, 135(12): 3990-4005. DOI:10.1175/2007MWR2038.1 |
| [21] | LIN I I, WU C C, PUN I F, et al. Upper-ocean thermal structure and the western North Pacific category 5 typhoons, Part Ⅰ: Ocean features and the category 5 typhoons' intensification[J]. Mon Wea Rev, 2008, 136(9): 3288-3306. DOI:10.1175/2008MWR2277.1 |
| [22] | LIN I I, PUN I F, WU C C. Upper-ocean thermal structure and the western North Pacific cat?egory 5 typhoons, Part Ⅱ: Dependence on translation speed[J]. Mon Wea Rev, 2009, 137(11): 3744-3757. DOI:10.1175/2009MWR2713.1 |
| [23] | SANDERY P A, BRASSINGTON G B, CRAIG A, et al. Impacts of ocean-atmosphere coupling on tropical cyclone intensity change and ocean prediction in the Australian region[J]. Mon Wea Rev, 2010, 138(6): 2074-2091. DOI:10.1175/2010MWR3101.1 |
| [24] | 王斌, ELSBERRYR L, 王玉清, 等. 热带气旋运动的动力学研究进展[J]. 大气科学, 1998, 22(4): 535-547. |
| [25] | CHAN J C L. Interannual and interdecadal variations of tropical cyclone activity over the western North Pacific[J]. Meteor Atmos Phys, 2005, 89(1): 143-152. |
| [26] | DUAN Y H, WU R S, YU H, et al. The role of β-effect and a uniform current on tropical cyclone intensity[J]. Adv Atmos Sci, 2004, 21(1): 75-86. DOI:10.1007/BF02915681 |
| [27] | 崔红, 张书文, 王庆业. 南海对于台风伊布都响应的数值计算[J]. 物理学报, 2009, 58(9): 6609 DOI:10.7498/aps.58.6609 |
| [28] | MEI W, PASQUERO C, PRIMEAU F. The effect of translation speed upon the intensity of tropical cyclones over the tropical ocean[J]. Geophys Res Lett, 2012, 39(7): 7801 |
| [29] | BERG R. Tropical cyclone intensity in relation to SST and moisture variability: A global perspective[P]. San Diego: 25th Conf on Hurricanes and Tropical Meteorology, 2002: 16C.3. |
| [30] | LEIPPER D F. Observed ocean conditions and Hurricane Hilda[J]. J Atmos Sci, 1967, 24(2): 182-196. DOI:10.1175/1520-0469(1967)024<0182:OOCAHH>2.0.CO;2 |
| [31] | WALKER N D, LEBEN R R, BALASUBRAMANIAN S. Hurricane-forced upwelling and chlorophyll a enhancement within cold-core cyclones in the Gulf of Mexico[J]. Geophys Res Lett, 2005, 32: L18610 DOI:10.1029/2005GL023716 |
| [32] | BENDER M A, GINIS I, KURIHARA Y. Numerical simulations of tropical cyclone-ocean interaction with a high-resolution coupled model[J]. J Geophys Res, 1993, 98: 23245-23263. DOI:10.1029/93JD02370 |
| [33] | KUO Y C, CHERN C S, WANG J, et al. Numerical study of upper ocean response to a typhoon moving zonally across the Luzon Strait[J]. Ocean Dynamics, 2011, 61(11): 1783-1795. DOI:10.1007/s10236-011-0459-7 |
| [34] | 刘磊, 费建芳, 黄小刚, 等. 大气-海浪-海流耦合模式的建立和一次台风过程的初步试验[J]. 物理学报, 2012, 61(14): 9201 |
| [35] | FANG J, ZHANG F. Effect of beta shear on simulated tropical cyclones[J]. Mon Wea Rev, 2012, 140(10): 3327-3346. DOI:10.1175/MWR-D-10-05021.1 |
| [36] | QIU X, TAN Z M. The roles of asymmetric inflow forcing induced by outer rainbands in tropical cyclone secondary eyewall formation[J]. J Atmos Sci, 2013, 70(3): 953-974. DOI:10.1175/JAS-D-12-084.1 |
| [37] | JORDAN C L. Mean soundings for the West Indies area[J]. J Meteor, 1958, 15(1): 91-97. DOI:10.1175/1520-0469(1958)015<0091:MSFTWI>2.0.CO;2 |
| [38] | D'ASARO E A, BLACK P G, CENTURIONI L R, et al. Impact of typhoons on the ocean in the Pacific[J]. Bull Amer Meteor Soc, 2014, 95(9): 1405-1418. DOI:10.1175/BAMS-D-12-00104.1 |