台风Chanchu（0601）变性过程中的强度变化及环境场分析

刘珍圆，王咏青，张秀年，周玉淑

(1.南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心/气象灾害教育部重点实验室/大气科学学院，江苏南京210044；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；4.中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴重点实验室，北京100029；5.中国科学院大学，北京100049)

1 引 言

热带气旋(TC)的温带变性(ET)是指TC在北上过程中与中纬度斜压带相互作用，逐渐失去热带气旋的特征从而转变为温带气旋的过程[1]。变性的热带气旋会给中纬度地区带来强风，降水以及潮涌等一系列的灾害性天气，从而造成生命财产的损失[2]。在ET期间，与TC有关的特征表现为TC的非对称性的增加，最大风速半径增加，海平面气压上升，暖核减弱并不断被冷核所取代，同时垂直风切变增大以及斜压带锋面结构出现[3-4]。由于变性台风所带来的损失严重，近年来对其变性过程的研究也越来越多。陈联寿等[5]认为冷空气的入侵会导致斜压不稳定，位能向动能的转换是引起台风变性的主要原因。相对来说，强的热带气旋更易发生变性，变性开始时非对称性会不断增加。Klein[3]将ET分为两个阶段，第一阶段为与中纬度斜压区相互作用从而导致了TC的变性，第二阶段则取决于中纬度环流结构以及TC与中纬度相互作用的方式。影响ET的主要机制包括冷空气、锋生和中纬度环流[6]，其中台风北移过程中与上游西风槽和中纬度急流等相互作用会产生一系列的影响。朱佩君等[7]对我国发生的变性过程分析，认为低层明显的暖平流及与高空急流相对应的大的辐散区会导致热带气旋的重新加强。大多数台风变性都和高空槽与台风的相互作用有关，同时与高空槽所产生的强垂直切变会使热带气旋减弱[8]。但当垂直风切变很强，TC内部对流发展旺盛的情况下也可能出现强度维持甚至快速发展的情况[9]。沈阳等[10]研究了强垂直风切变下的飓风欧尼(1998)的非对称特征，说明垂直风切变对台风的发展过程确实有很大影响。通过湿位涡的分析，李英等[11]表明高层的位涡扰动下传以及台风与低层锋生相互作用有利于台风变性再加强，说明锋生作用也是台风变性过程中的一个重要因素。另外，中纬度的斜压锋区以及垂直风切变是导致台风变性的基本环境条件。同时，强垂直风切变所引起的内区非对称是制约热带气旋最大强度的重要因子[12]。

Klein[3]从冷暖平流、斜压带的影响、暖心结构的倾斜以及非对称结构的发展等方面进行研究后，提出了有关台风变性的三维模型。台风眼区温度高于周围环境温度是热带气旋的主要特征之一，早期对台风暖心结构的分析集中在低层，随着数值模式的发展，一些学者利用模拟资料发现了高层也有暖心存在[13-14]。Chen等[13]研究证明，由于平流层空气的下降，在大约14 km处也可形成一个深层暖核，这个上层暖核对台风增强的作用大于低层增温。他们还指出，台风眼中的暖核是由于在具有较高等相当位温的最大风速半径 (Radius MaximumWinds，RMW)附近对流爆发(Convective Bursts，CBs)的减少导致的，同时对流的减少会增加上层流出层相关的径向流入。在台风Megi的模拟研究中，发现热带气旋存在两个温度大值区，分别位于中层(5～6 km)和高层(15～16 km)，当热带气旋加强时，高层温度大值区开始形成[14]。垂直风切变会对台风产生“通风作用”[15]，将上层释放的潜热能量平流到环境中去，破坏台风的暖心结构从而导致TC减弱。

此外，惯性稳定度是衡量涡旋对外部强迫抵抗能力的一个重要参数。当切向风随半径减小很慢，则惯性稳定度的增加会使得低层径向流入降低[16]，说明惯性稳定度同时也可反映对径向气流的抵抗能力。李杭玥等[17]对不同阶段惯性稳定度的研究表明，高惯性稳定度可提供抗径向运动，主要出现在眼墙和台风内部区域。TC低层的稳定性较强，足够抵抗外部环境的干扰，但高层的流出气流具有弱的惯性稳定度，因此在与中纬度系统相互作用时容易受到环境气流的影响。Chen等[13]的研究表明，高层强烈的辐散气流有助于保护暖心结构不受环境气流的影响。Heymsfield等[18]通过分析台风Dennis快速增强前的对流变化，发现垂直上升运动所引起的下沉有利于暖心的增强，并且根据静力平衡可知，暖心越强台风中心气压下降越低。

影响台风强度变化的主要因素为内部因子、下垫面的特征和与环境流场的相互作用等。有关环境场作用方面，已有研究揭示出大的垂直风切变会通过影响台风暖心结构从而影响台风强度[19]。就目前而言，国内对台风变性特别是变性减弱的台风高层暖心研究相对较少。因此，本文通过数值模拟的方法进一步对台风变性过程中的强度变化包括高层暖心变化进行分析，从而加深对TC强度变化的物理机制的理解。

2 资料与方法

本文采用的是中尺度模式ARW-WRF对台风Chanchu的模拟，四重嵌套下网格分辨率从内到外分别为2 km、6 km、18 km、54 km，相对应的水平格点数依次为 243×243、342×237、171×144、99×133。这次模拟结果较好地再现了Chanchu的路径、强度及结构等演变过程[20]，也已用于Chanchu台风高层流出层的低理查森数特征的分析[21]，因此可用来研究Chanchu的变性。本文使用的是54 km和18 km网格距的资料，分别用于分析变性过程中背景场及结构变化。通过等熵位涡法计算确认Chanchu在模式模拟中的变性时间为2006年5月17日09时(世界时，下同)，并表明其为变性减弱[22]。为研究Chanchu从减弱到发生变性过程中的结构及强度变化，分别取16日00时、16日12时、17日00时以及17日12时4个时次进行分析。

垂直风切变是影响台风强度变化的一个重要环境场要素。目前普遍采用的垂直风切变公式为850 hPa和200 hPa两层的区域平均风场矢量差，其中沿着切变方向为顺切变，反之则为逆切变[23]。其计算方法如下：在台风所在位置为中心的10°×10°的正方形网格区域范围内，分别计算200 hPa和850 hPa上的平均风场，从而求得两层间的垂直风切变：

u200、u850分别为200 hPa和850 hPa等压面上平均的纬向风速，同样v200、v850为相应的平均经向风速。为了比较高低层垂直风切变的区别，本次研究同样计算了200～500 hPa以及 500～850 hPa上的垂直风切变，计算公式和上述相同。

惯性稳定度表达了台风抵抗外部强迫而产生变化的能力。台风低层的惯性稳定度较高，不易受环境气流影响，而台风高层流出层为弱惯性稳定度，容易与环境相互作用。惯性稳定度使台风低层的倾斜对流更偏向于台风垂直方向，从而有利于对流发展，同时使高层的倾斜对流偏向于水平方向增强高层辐散[24]。惯性稳定度的表达式为[16]：

其中f是科里奥参数，r是距台风中心的距离，v是方位角平均的切向风，是轴对称的涡度矢量的垂直分量。从惯性稳定度的公式来看，其体现了切向风速的变化并且可反映对径向气流的阻力。当惯性稳定时，意味着科里奥力和气压梯度力的平衡，辐散气流减小有利于维持旋转。在主眼壁附近和内部的区域通常具有较高的涡旋性，具有相对强的惯性稳定度[25]。

3 台风Chanchu变性过程中的强度变化

3.1 海平面气压

可根据最低海平面气压及TC中心最大地面风速值来描述Chanchu的强度变化。由模拟的Chanchu强度变化(图1)可知，最小海平面气压及地面最大风速具有较好的匹配关系。整个过程台风经历了由发展-突然加强-减弱变性的过程，15日09时海平面气压及最大地面风速达到最大强度，然后逐渐减弱并发生变性，同时可看到在17日以后台风有一个短暂增强过程。在快速增强过程(Rapid Intensification，RI)中，台风的对称性增加，并且在台风最强时刻对称性最强，之后随着台风强度减弱其不对称性也增加[26-27]。

图1 18 km分辨率下的最低海平面气压(黑色实线，单位：hPa)及地面最大风速(红色实线，单位：m/s)的变化曲线

3.2 暖心结构

为了进一步分析Chanchu的强度变化，给出了方位角平均的温度偏差、径向风及垂直环流的半径-高度剖面(图2)。在16日00时台风高层大约12 km高度处存在一个大的温度偏差值(图2a)。除了典型的低层流入高层流出的次级环流外，可发现暖中心所处的高度与高层流出层相吻合，此时的高层流出相对明显，同时低层位于径向100 km左右较强的对称涡旋的切向风强度达到了48 m/s。高层流出的强烈辐散有利于保护暖心结构不受环境气流的影响，且高层增暖比下层对台风的增强作用更明显[28]。在16日12时可看出暖心最大强度变化不大，但是切向风强度降到了44 m/s(图2b)。到下一个时刻，高层有一微弱的暖心存在，6～8 km高度处为一个中层扰动温度大值区，表现为中层暖心的加强，中层增温可能与低层锋生次级环流对应的下沉有关(图2c)。低层有微弱的径向流入，高层流出基本消失，对称的次级环流也消失，高层暖心结构更易受环境气流影响频散出去从而难以维持其强度。同时，随着台风强度的减弱，最大切向风强度向外扩张到了200 km左右。在台风变性增强的案例中，强的暖心结构是由于高层下沉增温引起的，并且伴随着高层径向流入。从剖面图的四个时刻来看，几乎没有径向流入的存在。对于台风Chanchu而言，可能由于补偿性下沉增温的减少而无法维持其上层暖核结构，并且对流活动的降低以及大的垂直风切变影响下从而导致最终的台风减弱。

3.3 结构演变

通过台风中心做东西方向剖面，分析台风减弱变性过程中的热力结构及对流特征(图3)。16日00时，大的相当位温下传，在台风上层维持着一个对称的暖心结构(图3a)。相当位温和对流基本为对称结构，并且有明显的次级环流存在。根据垂直环流特征，台风中心高层下沉气流，这和高层暖心结构是吻合的，此时暖心比较强，并达到16 km左右。从对流来看，整体为对称结构，且东部对流活动相对强于西部。16日12时，高层暖心依然存在，并且中层有闭合的高相当位温等值线。随着台风不断减弱，17日00时高层暖心在强的垂直风切变作用下被破坏，但中层暖心结构依然维持，强度稍有降低(图3c)。在环境的垂直风切变影响下整体台风垂直结构倾斜度增大，眼壁对流高度降低并且由对称演变为非对称。等相当位温出现不对称并发生倾斜，垂直环流的风场变得不对称，低层的等相当位温线变得密集。台风中心及西部为较强的下沉运动，和中层暖心高度一致。同时绘制了沿台风中心南北向的剖面(图略)，锋生伴随的次级环流重新增强台风北侧外部对流，有较强的上升运动。从东西向对应的17日00时来看，此时在台风西部有较强的下沉运动，因此中层暖心变化可能与锋生作用相联系。到了17日12时，此时已经发生了变性，下沉气流减小并主要发生在台风西部，高层暖心及次级环流消失，对应低层的相当位温梯度进一步加大(图3d)。

图3 18 km分辨率下的沿台风中心东西向的温度偏差(红色实线，单位：℃)、雷达反射率(阴影，单位：dBz)、等相当位温(黑色实线，单位：K)以及垂直环流(径向风 sr，w×100，单位：m/s)的垂直剖面

4 台风Chanchu变性过程中的环境场分析

4.1 惯性稳定度

惯性稳定度可体现出对径向流入气流的阻力，是一个很重要的动力参数。对流层高层相对弱的惯性稳定度意味着TC流出层是与环境相互作用最显著的区域。当流出气流增强高空辐散后，为满足质量连续，次级环流必定加强。图4为Chanchu的惯性稳定度I2与雷达反射率的径向-高度轴对称分布演变情况。惯性稳定度在1 km以内达到了峰值强度，随高度的增加稳定度逐渐降低(图4a)。到了14 km以上，稳定度降低至2.0×10-7s-1左右，此时的低层惯性稳定度梯度最大，说明在低层的台风涡旋更稳定，强的惯性稳定性能够抵御径向运动，有利于台风内核发展。到了17日12时，惯性稳定度有明显减小，最大强度与16日00时相差了一个量级。随着台风减弱，惯性稳定度极值也随着向外移动，这与前面3.2节讨论的切向风变化是一致的，说明此时台风强度虽然减弱，但伴随着切向风速的外扩，台风环流的范围扩大(图4d)。相应地，对流活动的变化与惯性稳定度的变化基本一致，强度不断减小并径向向外扩张。从Rossby变形半径(表达式为LR=NH/(ζ+f)，其中ζ为系统的相对涡度，而f是科里奥参数)来看，当Rossby变形半径减小，有利于潜热释放的集中，从而使台风增强。当惯性稳定度减小，意味着Rossby变形半径增大，使潜热释放不集中从而无法维持台风继续发展的能量。惯性稳定度与台风强度发展基本一致，可很好表示台风强度的演变。

图4 18 km分辨率下的方位角平均的雷达反射率(阴影区，单位：dBz)、惯性稳定度(红色等值线，单位：10-7s-1，a、b等值线间隔为 1×10-7s-1，c、d 等值线间隔为 0.2×10-7s-1)和次级环流(径向风 sr、w，单位：m/s)

4.2 垂直风切变

目前常用数值模拟和简化理论来研究环境流场对台风强度的作用，重点在高空流出气流和环境垂直切变两个方面，但对于垂直切变对台风强度的影响曾存在争议[29]。早期认为环境垂直风切变对TC的影响为“通风流”作用[30]，后来有人开始关注TC内部位涡与热力场对环境垂直风切变的响应[30]，提出了“倾斜与稳定”机制。过去的研究证明，强垂直风切变会降低TC强度。Wang等[31]发现对流层低层的垂直风切变与台风强度关系最密切，整层垂直风切变小于7 m/s并且低层风小于2.5 m/s时台风会增强。在抑制热带气旋强度的垂直风切变临界值上国外学者有不一样的见解，观测研究表明导致TC减弱的垂直风切变临界值可能在8～10 m/s之间[32]。为了得出台风Chanchu和环境风场之间的关系，绘制了三个不同层次平均的垂直风切变(图5)。从垂直风切变随时间的变化来看，整层的垂直风切变波动幅度较大，整体呈现先增大-后减小-再次迅速增大的趋势，和台风强度变化一致。垂直风切变较小时台风较强，垂直风切变逐渐增强后台风逐渐减弱。减弱初期的垂直风切变变化幅度不大，然后从16日06时的5.25 m/s迅速增大，对应台风强度迅速减弱。相对来说，中低层(500～850 hPa)和中高层(200～500 hPa)的垂直风切变相对较小，但变化趋势与整层垂直风切变一致，同样抑制了台风的发展。结合图2来看，前面两个时刻可见高层较明显的高空出流，这有利于维持上层暖心不受垂直风切变的影响。而到了17日00时以及17日12时，高空出流逐渐消失，上层结构在强垂直风切变的影响下，水平平流将上层中心暖空气频散出去从而破坏高层暖心结构最终使得台风减弱，可见垂直风切变与变性过程中的强度变化紧密联系。综合图3进行分析，在整个变性过程中，在强垂直切变下热带气旋结构发生倾斜，对流强度发展高度降低并变得越来越不对称，台风整体强度减弱。

图5 18 km分辨率下台风周围10°×10°范围内的垂直风切变

4.3 低层锋生

环境场的锋面特征也是影响台风变性的因子之一，当台风北上与副热带西风的风场强垂直切变作用时，干冷空气会侵入台风环流中从而引起低层风场变形，这种变形风场与锋面的产生发展和维持有着重要的作用[33]，使台风残余环流转变成温带系统。图6为台风减弱过程中对应的低层等相当位温场与中高层温度平流特征。在变性初期(图6a)，可看到台风中心基本维持了一个暖心结构，此时的温度平流及北部垂直运动较弱，在台风西北侧可明显看到冷空气的侵入，这将会使得台风中心趋于填塞从而有利于台风减弱，同时也可能会造成低层锋生，强迫抬升加剧不稳定能量的释放。随着台风与槽不断接近，在其引导下冷空气作用进一步加强，低层暖心结构已经开始被破坏，呈现半冷半暖的非对称结构(图6b)。高空温度场加强，在台风西侧为一冷平流，在东北侧为暖平流。到17日00时，台风登陆后低层冷空气气旋性卷入台风中，台风中心的暖心强度不断减弱，在北移过程中与北方冷空气间的等相当位温线变密，配合增强的冷暖平流形成了冷暖锋的结构，这使得台风在与锋面系统相互作用过程中倾斜，冷暖平流作用区域有倾斜上升运动，重新加强了台风北侧对流(图6c)。在变性开始后，台风低层受冷空气的影响暖核被冷核所取代，高空温度槽脊进一步加深(图略)，此时冷暖锋结构最强烈，台风外部对流重新发展起来，锋生对应的下沉运动将会影响中层增温(图6d)。锋生导致的斜压能量释放使得台风上升运动加强，暖平流区对应较强的上升运动。

图6 54 km分辨率下500 hPa的温度场(红色实线，单位：℃)和垂直速度场(虚线，小于-0.5 Pa/s，等值线间隔为0.2 Pa/s)以及温度平流(阴影，单位：1×10-4K/s)、900 hPa 等相当位温(黑色实线，单位：K)

图7 为图6线段所示对应的剖面，位于强烈的上升以及高空暖平流区。在这个区域，与中纬度系统的相互作用较强烈，西北为干冷气流，而东南侧为暖湿气流，冷空气从低层侵入将会导致等相当位温的不断倾斜及锋面的生成。16日00时的上升运动达到200 hPa，说明此时台风强度较强，对流发展比较高，相应的等相当位温大值区对应台风的暖心结构(图7a)。随着台风减弱，对流强度不断降低，此时的垂直上升运动倾斜不大(图7b)。台风减弱北移过程中西风槽不断加深并接近台风有利于强冷空气的入侵，暖湿空气与北方冷空气相遇将生成锋面，从而影响台风强度及结构。17日00时低层等相当位温梯度加大，锋生作用下暖空气沿着等相当位温产生了明显的上升运动，台风北侧对流重新增强，并在西北侧及东南侧为相应的下沉运动，高层等相当位温逐渐倾斜(图7c)。17日12时，随着冷空气的不断侵入进一步增强锋生，对流强度增大，同时下沉气流也增强。台风等相当位温及上升运动变得更加倾斜，与次级环流相对应的下沉运动将影响台风中层暖心结构从而影响台风强度(图7d)。结合图1，在17日后的台风短暂性增强可能与此锋生作用有关。

图7 54 km分辨率下沿图4所示切线的相当位温(实线，单位：K)、垂直速度(阴影，单位：Pa/s)以及垂直环流(u、v水平合成风，w×100，单位：m/s)的垂直剖面 横坐标为西北向东南方向的格点数。

5 结论与讨论

本文利用0601号台风Chanchu的模拟资料，对其变性过程中的强度及环境场进行了分析，并计算了变性过程中台风不同时刻的惯性稳定度。

(1)台风Chanchu的强度变化与暖心结构的发展一致，由于垂直风切变的增大，Chanchu的上层暖心结构被破坏从而难以维持台风强度，中层的增温可能与锋生对应的下沉气流有关。同时在强垂直风切变的影响下，台风Chanchu的对称结构不断变得非对称。

(2)在台风减弱变性过程中，随着惯性稳定度迅速降低，Rossby变形半径的增大使得潜热释放不集中从而导致台风的减弱。由于垂直风切变的急剧增加，对流降低减少了潜热释放，从而降低了维持台风Chanchu发展的能量。

(3)台风北移过程中，冷空气的侵入导致台风趋于填塞从而有利于台风强度减弱，对流不断倾斜，发展高度降低。虽然台风减弱，但冷暖空气的不断交汇在台风Chanchu北侧形成锋区，锋生导致的次级环流在台风Chanchu低层北侧重新加强对流，这种台风环流内的对流增强可能是导致台风强度短暂增强的原因，并会带来局地暴雨灾害。

致 谢：感谢美国马里兰大学 (University of Maryland)Wallace Hogsett博士提供Chanchu台风的模拟资料。