2018, Vol. 34
2. 南京大气科学联合研究中心，江苏 南京 210009;
3. 云南省气象台，云南 昆明 650034
2. Nanjing Joint Center of Atmospheric Research, Nanjing 210009, China;
3. Yunnan Meteorological Observatory, Kunming 650034, China
早在20世纪70年代就有学者关注海洋上空云量、对流和云量覆盖面积的日变化[1-3]，他们在研究中所采用的方法是基于欧拉观点的，研究对象是整个云场，没有追随其中的个体随时间的演变。1977年，Browner等[4]运用拉格朗日方法观察到热带气旋上空的云顶覆盖面积具有明显的日变化特征。之后的研究[5-8]通过对TBB （相当黑体亮温）的分析也得到了类似的结论。其中Lajoie等[6]指出卷云面积在0300LMST(地方平均太阳时)的±3 h左右达到最大，在1800LMST的±3 h左右达到最小，且最大与最小值的比例接近1.7:1。Kossin[7]在对TBB进行分析的过程中不仅发现了其日变化的特征，还发现在热带气旋对流旺盛的内核区具有半日变化的特征，并认为其与太阳半日潮之间存在着某种联系。Dunion等[8]通过分析距离热带气旋不同半径处的TBB随时间演变特征时得到了与Kossin[7]相类似的结论，即在热带气旋外围（R>200 km）日变化明显，且该变化会随着时间向半径较远处传播，而在内核部分观测不到TBB的日变化特征，但同时也没观测到半日变化特征。
前期的日变化研究大多集中于云顶变化，之后陆续有一些学者开始对台风其它参量如降水、风速、理查森数等进行探寻，观察它们是否同样具有日变化特征。Liu等[9]通过理想型的数值试验得到夜间和清晨的降水量要多于下午和傍晚的结论。Cerveny等[10]发现白天和晚上风速的差值会随着时间不断减小；吴天贻等[11]通过对台风流出层低理查森数的分析认为日出时刻低理查森数范围及频率要比日落时刻更大更高。也有一部分学者将焦点放在了日变化对台风强度及结构的影响上，并对其机制作了更深入的分析和探究。Ge等[12]通过利用敏感性试验对太阳辐射进行控制，得到在没有短波辐射的情况下台风显著发展，而在只有短波辐射的情况下台风发展缓慢的实验结果，认为台风在夜间发展得更快。Navarro等[13]运用云模式的理想数值试验评估辐射日变化对于热带气旋结构的影响，他发现由辐射加热导致的高层增暖会在其周围产生一个次级环流，说明衍生出的次级环流同样具有日变化特征。之后Navarro等[14]利用Sawyer- Eliassen方程对此之前的模式结果进行检验，二者结果类似，从而确定了辐射日变化对台风结构的影响。Tang等[15]在研究辐射日变化对同心眼墙形成（SEF）的影响时发现SEF对日辐射变化很敏感，太阳辐射在一定程度上能够抑制对流的发生，有利于双眼墙之间“沟壑”的形成，而无太阳辐射则会促进对流，从而不利于同心眼墙的发生。上述提到日变化特征在热带气旋外围区域明显且能向外传播，而在对流旺盛的内核区却观察不到，O’Neill[16]由此特征将热带气旋波状的日响应与重力惯性内波（IIGW）联系起来，并分析了在热带气旋中IIGW得以发展的区域。
台风Chanchu是2006年我国编号的首个热带气旋，于2006年5月9日04:00（世界时，下同）在菲律宾以东的太平洋海面上生成。13日进入南海洋面，之后受到季风影响不断有对流爆发，强度迅速增强发展为台风，向偏西方向移动，当其到达南海中部时，突然北折，沿着115 °E向偏北方向移动，15日02时强度达到强台风级别。17日17时减弱为台风，移动路径转向东北，18日02时15分在广东饶平到澄海之间沿海登陆后，向北偏东移入福建省内并继续北上，18日04时减弱为强热带风暴，06时减弱为热带风暴，16时停止编号。台风Chanchu具有登陆早、路径怪、范围大、强度强四个明显的特点[11]。本文将通过对台风Chanchu高分辨率的模式模拟资料分析台风流出层及流入层的日变化特征和潜在的机制，及其对台风强度的影响，有利于加深我们对台风强度变化及相关机制的理解。
2 资料与方法本文采用了中尺度模式ARW-WRF 2.2对台风Chanchu的模拟结果进行分析。如图 1，模式采用四层嵌套，从外向内各层网格的分辨率分别为54 km、18 km、6 km，2 km，水平格点数分别为99×133、144×171、237×342、243×243，最内层网格采用自动跟随台风中心的移动方案，如D1到D2的移动轨迹。垂直方向采用σ坐标，共40层。积分步长为10 s，A、B、C层网格从5月10日0000 UTC开始积分，每3 h输出一次，D层网格时间段为5月12日0600 UTC—5月17日0000 UTC，每15分钟输出一次。模式所需的初始场资料和边界条件取自美国国家环境预报中心（NCEP）提供的6 h FNL全球分析资料。模拟过程采用WSM3（class simple ice scheme）微物理过程方案，YSU(Yonsei University)边界层参数化方案，Monin-Obukhov近地面层方案，RRTM（Rapid Radiative Transfer Model）长波辐射方案和Dudhia短波辐射方案，D层嵌套不使用积云参数化方案，A、B、C使用Kain-Fritsch方案。
|
图 1 模式嵌套网格示意图 A、B、C、D分别为分辨率54 km、18 km、6 km、2 km的嵌套网格，叠加的矢量场为5月10日0000 UTC时刻的700 hPa水平风场；A、B、C位置固定，D跟随TC中心沿D1到D2移动，TC标记处代表TC初始位置。 |
台风Chanchu模拟与实况的路径和强度对比见图 2。从路径上看（图 2a），模拟较好地再现了Chanchu的路径趋势，尤其是在15日出现的突然北折。虽然模拟台风的移速稍快于观测台风，导致模拟台风提前登陆，但总体而言模拟与实况的路径趋势还是较一致的。从强度上看（图 2b），二者拟合较好，虽然在台风最强时刻模拟与观测的气压和最大风速有所偏差，但偏差较小，能够良好反映出真实台风最低气压和最大风速随时间变化的趋势。图 3是分别处于四个时刻的模拟台风（左侧）和观测台风（右侧）的水平结构对比图。12日11时，在台风刚开始的发展阶段，结构呈现非对称性，台风眼较大，模式较好地模拟出了台风中心南侧及东北侧的两条强对流带。随着台风进一步发展，非对称性减弱，13日11时台风中心南侧的强对流带依然明显存在，东北侧的对流带几乎消失。14日18时和15日00时，台风趋于成熟，台风眼减小并闭合，对称性增强，位于观测台风东南侧的眼墙外有一条强对流带，而14日18时的模拟台风对流大值带偏向东侧，这可能与台风中的垂直风切变有关。另外，由于模拟的台风路径较观测台风位置偏北，导致呈现的对流区位置也较观测偏北，但总的来说，模拟资料还是较好地再现了台风Chanchu在发展增强阶段过程中的结构特征及其演变过程。以上结果表明，对台风Chanchu的路径、强度、结构模拟都有较好的效果，因此我们可以使用该模式结果来分析台风Chanchu的日变化特征。本文主要使用了分辨率为6 km的网格资料，因为其相比于2 km网格区域更大，相比18 km网格分辨率更高。
|
图 2 a.模拟和观测台风同时段内移动路径对比图；b.模拟和观测台风同时段内地面10 m最大水平风速（Vmax）和海平面最低气压（SLP）随时间的演变 |
|
图 3 12月11时（a，e）、13日11时（b，f）、14日11时（c，g）和15日00时（d，h）6 km分辨率的WRF模式资料在700 hPa的雷达反射率(dBz)(a~d)和85 GHZ亮温(K)(e~h)水平分布图 |
切向风倾向方程如下[12]：
|
其中t、z是时间和几何高度，Vr、Vt、W表示方位角平均的径向、切向和垂直风速，
台风在发展阶段，其强度增强的幅度是否会呈现出日变化的特征?这些特征又会通过什么表现出来? Navarro等[13]利用理想型的模式结果，通过对轴对称的高度-半径场进行功率谱分析，发现在径向风场、切向风场、温度场、潜热加热场都有明显的日变化特征，且通过了0.05的显著性检验，而这些较为明显的日变化谱大值区均出现在对流层低层和高层。1970年代以来，相关学者对对流层中层日变化的探测研究很少，这可能是因为目前对对流层中层的观测技术仍不成熟[16]。在Navarro的研究基础上，接下来我们将会对实际台风案例Chanchu在发展增强阶段过程中的流出层和流入层进行分析。由于在这个过程中台风是不断增强的，我们需要分析的是其增强的幅度，故本文对变量作了逐6 h变化处理，且通过滑动平均去掉了其本身随台风强度变化的趋势，保留了日变化的信号。
3.1 台风流出层风速日变化特征台风主要环流即水平环流，从低层至高层均为气旋式旋转，台风垂直环流则具有低层流入，高层流出的特点，在台风流出层上大都是径向向外辐散的气流，且台风强度越强，气流辐散越强。本文将13~15 km高度的风速平均视为流出层的风速，考虑到Dunion[8]和Kossin[7]均没有在内核区发现云顶亮温的日变化特征，并且表明约在300 km左右亮温日变化特征最为明显，同时考虑到模拟资料网格的局限性（最大值只能取到280 km），再者，由于台风的眼墙、对流是一个随高度向外倾斜的结构，因此流出层径向风速和切向风速水平范围取距台风中心的100~280 km，流入层取50~280 km。
图 4为流出层逐6 h变化的径向和切向风速随时间的演变特征，正值表示在该时刻风速增强更快，负值则表示风速增强更慢亦或是风速减小。可以看到，表征径向风速的曲线呈现明显的日变化特征，在02—08时附近达到峰值，在14—20时附近跌为谷值（时间已从世界时调整为北京时，下同），说明在夜间径向出流较白天发展的更快。表征切向风速的曲线在位相上较径向风速有一个延迟，但也有明显的日变化趋势，表现为在白天（08—14时附近）增强更显著，在夜间（20—05时）增长更为缓慢，其极值较径向风速延缓了约6 h。图 5为流出层风速变幅的时间-半径图，图 5a清楚地描绘出了在距台风中心100 km外径向出流的日变化特征，白天正值晚上负值，交替分布着，更直观地说明了夜晚流出层径向辐散明显增强，而白天增强较缓。同样的在图 5b中也能看到切向风速变幅正负交替的特点，大约在上午至中午增幅较大，而在傍晚至夜间增幅较小，与径向风的极值有一个约6 h的延迟，这和图 4曲线反映出的结果一致。我们对原序列进行功率谱分析后的结果如图 6所示，切向和径向风均表现出一个24 h的日周期，且都通过0.05的显著性检验。
|
图 4 去除风场随台风强度变化趋势后，流出层距台风中心100~280 km区域平均的逐6 h变化的径向风(实线)和切向风(虚线)随时间的演变 横坐标为地方时，13-14表示13日14时，以此类推。 |
|
图 5 去除风场随台风强度变化趋势后，流出层逐6小时变化的径向风(a)和切向风(b)的时间-半径图 纵坐标为地方时，13-14表示13日14时，以此类推。 |
|
图 6 流出层距台风中心100~280 km区域平均的径向风(a)和切向风(b)的功率谱分析 |
台风流入层内主要是向内辐合的气流，台风强度越强辐合越强。本文将1~3 km高度的风速平均视为流入层的风速，径向风速和切向风速的水平范围取距台风中心的50~280 km。图 7为逐6 h变化的流入层径向和切向风速随时间的演变特征。同流出层不同的是，流入层的径向风速为负值，辐合增强表现为值的减少，因此图 7中径向风曲线上负值代表辐合增强更显著，正值表现为增强更缓慢，图 8a亦是如此。图 7显示的径向风和切向风日变化显著，尤其是切向风。径向风6 h变幅约在05—08时为负值，在11—23时为正值，说明流入层辐合在清晨时增强明显，在白天到晚上增强缓慢。流入层的切向风仍然较径向风有一个相位的延迟，表现在切向风于08—14时左右增强最快，较径向风增强最快的时刻慢了6 h左右。图 8为流入层风速变幅的时间-半径图，图 8a与图 5a呈现的位相正好相反，因为低层和高层正好对应了辐合和辐散，其本质是一样的，都是在夜间至清晨辐合（辐散）增强最快，白天到晚上缓慢。流入层切向风的时间半径分布（图 8b）同流出层切向风（图 5b）极为相似，表现出的特征这里不再赘述，其可能的原因会在3.4中提及。图 9的功率谱分析也从客观上反映了流入层风速的日变化特征。有趣的是，图 9a还存在一个12 h的半日变化，但不显著。
|
图 7 去除风场随台风强度变化趋势后，流入层距台风中心50~280 km区域平均的逐6 h变化的径向风(实线)和切向风(虚线)随时间的演变 横坐标为地方时，13-14表示13日14时，以此类推。 |
|
图 8 去除风场随台风强度变化趋势后，流入层逐6小时变化的径向风(a)和切向风(b)的时间-半径图 纵坐标为地方时，13-14表示13日14时，以此类推。 |
|
图 9 流入层距台风中心50~280 km区域平均的径向风(a)和切向风(b)的功率谱分析 |
Hobgood[17]在研究造成台风日变化背后的可能机制时提到了一个概念模型，他认为造成日振荡的主要原因是云顶净辐射的日变化。夜晚云顶辐射冷却加大了垂直温度递减率，有利于对流的发生；而白天云顶吸收了太阳辐射，虽然Bu等[18]认为日间短波辐射加热抵消了一部分长波辐射冷却，但云顶温度仍低于云区其他部位，不过相较夜间，白天稳定度还是增大的。Melhauser[19]为了研究夜间辐射强迫对热带气旋生成前的环境场的影响，在敏感性试验中只保留长波辐射，结果显示除地表和9~11 km以外净辐射加热率为负，且在13 km附近达到最小值。同样的，Ge[12]也作了类似的敏感性试验，在无太阳辐射的试验中由于稳定度的减小导致对流的加强。云顶温度（CTT）是反映云系发展情况的重要物理量之一，云系发展越旺盛则CTT越低。图 10为CTT的时间-半径图，距中心150 km之外有明显的日变化趋势，夜晚CTT降低更为明显，白天相反，说明夜晚对流云发展更为旺盛从而导致云顶温度显著降低。除此之外还能看到CTT日变化有随着时间向外传播的趋势。在半径50 km范围内，CTT还呈现出了半日变化的特征。这些结果与Kossin[7]观测到的TBB特征相似。图 11为台风半径280 km范围内的垂直速度的频率分布图[20]（CFADs），解释了在不同高度上相应垂直速度的分布频率。对比14日05时（经历了持续的无太阳辐射状态）和17时（经历了持续的有太阳辐射状态）的CFADs（图 11a，11b）发现05时对流层中高层垂直速度的CFADs的分布更宽，上升速度的峰值可以达到10 m/s以上，而17时上升速度峰值约8 m/s，说明在夜间研究区域范围内有更广泛、更强的对流存在。CTT和垂直速度的日变化进一步说明了太阳辐射的日变化对于对流的重要性。而太阳辐射的日变化又是如何导致台风流出层和流入层风速的日变化呢？Gray等[21]曾提到一个概念，在夜间对流区域的卷云区会较周围的无云区有更多的冷却，白天相反，这就导致了夜间在流出层上存在温度差从而产生了气压差，促进了对流区高层的向外辐散。Randall等[22]还提到了一个假设的机制，即辐射-对流相互作用，同上所述类似，夜间的辐射冷却降低了静力稳定度，促进了对流的发生从而加强了对流高层的辐散。而在对流的作用下，对流层中层产生更多的凝结潜热，次级环流对于眼墙外非绝热加热的平衡反应是处于最大加热层以下的流入气流[23]，因此在夜间至清晨流入层气流辐合更显著。加热导致的径向入流则会携带正的绝对角动量向内，从而使得切向风增加，而这个过程是需要一定时间的。高层切向风的增强主要是由于切向风垂直平流作用，这在下节会详细叙述。
|
图 10 去除云顶温度(CTT)随台风强度变化趋势后，云顶温度逐6 h变化的时间-半径图 纵坐标为地方时，13-14表示13日14时，以此类推。 |
|
图 11 280 km半径内14日05时（a）、14日17时（b）垂直速度的CFADs |
上节中提到流入层的辐合气流会携带角动量向内使切向风增加，这个过程可以通过方位角平均的切向风倾向方程分析得到。方程右端第一、二项分别为径向平流和垂直平流（扰动项和摩擦项已略去）。图 12（见下页）反映了不论是早上还是晚上径向平流项和垂直平流项的贡献几乎是相反的。高层径向出流会导致切向风的减小，低层入流导致切向风增加；垂直平流则会引起动量垂直输送，使得高层切向风动量增大，低层减小，对于低层来说，径向平流是导致低层切向风增加的主导因素（图 12a、12b、12d、12e）。08时径向平流所导致的切向风的增加在低层范围较20时更广，高度达到了6 km左右（比较图 12b和12e），导致总的切向风倾向在对流层中低层也有增加的迹象（比较图 12a和12d）。王慧[24]认为，边界层内强的流入气流主要是由内核区域中的眼墙加热和地面摩擦所引起。外核区域中，边界层以上的流入气流主要是由眼墙外的加热引起，说明夜间对流带来的非绝热加热促进了切向风的增加。低层切向风的增加则通过垂直动量传输带动高层切向风的加强（比较图 12c和12f），并且早上垂直对流项在眼墙外的贡献要大于晚上，这也说明了图 5b与图 8b几乎一致的原因。根据Emanual[25]提出的WISHE机制，低层风速的增加有利于从海面汲取更多的热通量进入台风系统，从而支持台风进一步发展。以6 km和2 km网格分辨率的海平面最低气压和地面10 m最大风速来表征台风强度，其随时间的演变如图 13（见下页）所示（数据处理方式同上述风速一致），图 13a为逐3 h演变，图 13b为逐时演变，网格分辨率和时间分辨率都有所提高，可以看到图 13a中08—14时左右是气压下降最快的时刻，相应地在这段时间风速也增长最快，两者正好为反位相序列，图 13b中由于时间分辨率的增加导致了曲线的波动性增加，但总体趋势同图 13a是一致的，表明在台风增强阶段，上午至中午的增强速度要快于下午至夜间，而该时刻落后于径向风增幅较快时（即易发生对流的时刻）约6 h，这与Navarro的结论相一致[14]。
|
图 12 14日08时(a，b，c)、14日20时(d，e，f)的切向风倾向项（左）、径向平流项（中）、垂直平流项（右）的高度-半径轴对称平均图 |
|
图 13 去除风速和气压随台风强度变化趋势后6 km(a)和2 km(b)网格分辨率的海平面最低气压(实线)和地面10 m最大风速的逐6 h变化(虚线)随时间的演变 横坐标为地方时，13-14表示13日14时，以此类推。 |
本文采用WRF模式对0601号台风Chanchu的模拟资料验证了在台风增强阶段台风日变化的特征、机制及其对强度的影响。主要有以下几点结论。
（1）台风出流层径向风和切向风呈现了明显的日变化特征，径向风在夜间至清晨出流速度增幅较白天更大，切向风在上午至中午增加更为明显，切向风变幅相对于径向风有一个约6 h的位相延迟。流入层特征同流出层类似。
（2）太阳辐射的日变化通过影响静力稳定度进而导致了对流的日变化，表现在夜晚云顶冷却、静力稳定度降低，有利于对流的发生，白天则相反，对对流有一定的抑制作用。夜晚对流的加强有利于高层的辐散出流和凝结潜热的产生，进而加强了低层的入流。低层径向入流能够携带正的角动量向内，促使低层切向风的增加，同时能够获取更多的海面热通量进入系统，使台风增强更加显著，因此虽然台风中的对流系统在夜间至清晨强烈发展，但表现在风速上的台风强度却是要延迟至上午或中午。高层切向风的增加主要是由于低层切向风的垂直平流作用。
本文是基于对实际台风案例的模拟，能够反映台风增强阶段的日变化的样本时次较少，范围较小，不足以支持对更长时间序列及更大水平范围的日变化做进一步的研究。前人列举了许多还未证实的引起台风日变化的原因及其传播机制，这些都还需要通过数值试验做更深入的探究。值得一提的是，本文在对CTT进行分析时发现在50 km半径范围内存在着半日变化的特征，正如引文中提到，Kossin[7]在TBB中也发现了类似特征，而Dunion[8]却没有，说明半日变化有其存在的条件限制。这些研究问题将在未来的工作中分析并讨论。
致谢: 感谢美国马里兰大学（University of Maryland）Wallace Hogsett博士提供台风Chanchu的模拟资料。| [1] | HOLLE R L, MACKAY S A. Tropical Cloudiness from All-Sky Cameras on Barbados and Adjacent Atlantic Ocean[J]. J Applied Meteor, 1975, 14(14): 1437-1450. |
| [2] | JACOBSON R W, GRAY W M. Diurnal variation of oceanic deep cumulus convection[J]. Atmospheric Science, 1976: 106 |
| [3] | GRUBER A. An Estimate of the daily variation of cloudiness over the GATE A/B area[J]. Mon Wea Rev, 1976, 104(8): 1036-1039. DOI:10.1175/1520-0493(1976)104<1036:AEOTDV>2.0.CO;2 |
| [4] | BROWNER S P, WOODLEY W L, GRIFFITH C G. Diurnal oscillation of the area of cloudiness associated with tropical storms[J]. Mon Wea Rev, 1977, 105(3): 856-864. |
| [5] | MURAMATSU T. Diurnal variations of satellite-measured TBB areal distribution and eye diameter of mature typhoons[J]. J Meteorological Society of Japan, 2007, 61(1): 77-90. |
| [6] | LAJOIE F A, BUTTERWORTH I J. Oscillation of high-level cirrus and heavy precipitation around Australian region tropical cyclones[J]. Mon Wea Rev, 1984, 112(3): 535-544. DOI:10.1175/1520-0493(1984)112<0535:OOHLCA>2.0.CO;2 |
| [7] | KOSSIN J P. Daily hurricane variability inferred from GOES infrared imagery[J]. Mon Wea Rev, 2002, 130(9): 2260-2270. DOI:10.1175/1520-0493(2002)130<2260:DHVIFG>2.0.CO;2 |
| [8] | DUNION J P, THORNCROFT C D, VELDEN C S. The tropical cyclone diurnal cycle of mature hurricanes[J]. Mon Wea Rev, 2014, 142(10): 3900-3919. DOI:10.1175/MWR-D-13-00191.1 |
| [9] | LIU C, MONCRIEFF M W. A numerical study of the diurnal cycle of tropical oceanic convection[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 1998, 55(13): 2329-2344. DOI:10.1175/1520-0469(1998)055<2329:ANSOTD>2.0.CO;2 |
| [10] | CERVENY R S, JR R C B. Variations in the diurnal character of tropical cyclone wind speeds[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32(6): 83-100. |
| [11] | 吴天贻, 王咏青, 周玉淑. Chanchu台风(0601)流出层的低理查森数特征分析[J]. 大气科学, 2017, 41(5): 1101-1112. |
| [12] | GE X, MA Y, ZHOU S, 等. Impacts of the diurnal cycle of radiation on tropical cyclone intensification and structure[J]. 大气科学进展, 2014, 31(6): 1377-1385. |
| [13] | NAVARRO E L, HAKIM G J. Idealized numerical modeling experiments of the diurnal cycle of tropical cyclones[J]. J Atmos Sci, 2016, 73(10): 4189-4201. DOI:10.1175/JAS-D-15-0349.1 |
| [14] | NAVARRO E L, HAKIM G J, WILLOUGHBY H E. Balanced response of an axisymmetric tropical cyclone to periodic diurnal heating[J]. J Atmos Sci, 2017, 74(10): 3325-3337. DOI:10.1175/JAS-D-16-0279.1 |
| [15] | TANG X D, TAN Z M, FANG J, et al. Impact of the diurnal radiation cycle on secondary eyewall formation[J]. J Atmos Sci, 2017, 74(9): 3079-3098. DOI:10.1175/JAS-D-17-0020.1 |
| [16] | O'NEILL M E, PEREZ-BETANCOURT D, WING A A. Accessible environments for diurnal-period waves in simulated tropical cyclones[J]. J Atmos Sci, 2017, 74(8): 2489-2502. DOI:10.1175/JAS-D-16-0294.1 |
| [17] | HOBGOOD J S. A possible mechanism for the diurnal oscillations of tropical cyclones[J]. J Atmos Sci, 2010, 43(23): 2901-2922. |
| [18] | BU Y P, FOVELL R G, CORBOSIERO K L. Influence of cloud-radiative forcing on tropical cyclone structure[J]. J Atmos Sci, 2013, 71(5): 1644-1662. |
| [19] | MELHAUSER C, ZHANG F. Diurnal radiation cycle impact on the pregenesis environment of Hurricane Karl (2010)[J]. J Atmos Sci, 2014, 71(4): 1241-1259. DOI:10.1175/JAS-D-13-0116.1 |
| [20] | YUTER S E, HOUZE R A. Three-dimensional kinematic and microphysical evolution of florida cumulonimbus. Part Ⅱ: Frequency distributions of vertical velocity, reflectivity, and differential reflectivity[J]. Mon Wea Rev, 1995, 123(7): 1941-1963. DOI:10.1175/1520-0493(1995)123<1941:TDKAME>2.0.CO;2 |
| [21] | GRAY W M, JACOBSON R W. Diurnal variation of deep cumulus convection[J]. Mon Wea Rev, 1977, 105(9): 1171-1188. DOI:10.1175/1520-0493(1977)105<1171:DVODCC>2.0.CO;2 |
| [22] | RANDALL D A, HARSHVARDHAN, DAZLICH D A. Diurnal variability of the hydrologic cycle in a general circulation model[J]. J Atmos Sci, 1991, 48(1): 40-62. DOI:10.1175/1520-0469(1991)048<0040:DVOTHC>2.0.CO;2 |
| [23] | FUDEYASU H, WANG Y. Balanced contribution to the intensification of a tropical cyclone simulated in TCM4: Outer-core spinup process[J]. J Atmos Sci, 2011, 68(3): 430-449. DOI:10.1175/2010JAS3523.1 |
| [24] | 王慧.台风Megi(2010)强度和结构变化的数值研究[D].南京信息工程大学, 2013. |
| [25] | EMANUEL K A. An air-sea interaction theory for tropical cyclones. Part I: Steady-state maintenance[J]. Atmos Sc, 1986, 43(6): 585-605. DOI:10.1175/1520-0469(1986)043<0585:AASITF>2.0.CO;2 |