台风“利奇马”快速增强过程中的海洋响应

陈 鹏，万凌峰，常舒捷

（1.广东海洋大学海洋与气象学院，广东 湛江 524088；2.中国气象科学研究院，北京 100081；3.中国海洋大学海洋高等研究院,山东 青岛 266100）

少数台风登陆前快速增强，严重威胁登陆范围内的人们生命和财产安全。在西北太平洋和北大西洋地区中，热带气旋在24 h 内强度（风速）增加15 m/s，即热带气旋快速增强[1-2]。近几年，在预报模拟热带气旋移动路径方面研究已取得较大进展，但在强度变化尤其是强度快速增强方面的研究相当有限[3-8]。由于热带气旋快速增强过程是复杂的非线性过程，存在多个因素互相竞争和协同影响，对于快速增强过程的准确预报仍较为困难。

研究认为，热带气旋快速增强的影响因子主要有热力学和动力学因子两方面，热力学因子包括海表面温度（SST）、大气稳定度、中对流层湿度等，动力学因子包括底部涡度变化、高层辐散、垂直风切变等[3]。据统计，平均每年有0.8 个有快速增强现象的台风在华南地区近海登陆，且常发生在东高西低型环流场中[4]。如2019 年的台风“利奇马”，其登陆浙江后一直往北移动，影响范围包括华东、华中、华北和东北地区，有影响范围广、灾害影响大和登陆强度强等特点。

Holliday 等[5]认为，海表温度高于28 ℃是西北太平洋热带气旋快速增强前提之一。中低对流层中的高相对湿度（Relative humidity，RHUM）、弱垂直风切变、温暖的海表面温度和高层槽的微弱作用力均为热带气旋在快速增强过程中的有利环境条件[1-2,6-8]。在中尺度涡流、环流和锋流等作用下，热带气旋获得来自温暖海洋深层混合层的热能[9-15]，热带气旋强度快速增强。热带气旋强度也受环境风垂直切变的影响，环境风垂直切变较弱有利于热带气旋增强[16]。在热带气旋快速增强的预报方面，SST并非关键参数[17-18]，常用参数为热带气旋热势（Tropical cyclone heat potential，TCHP），其定义为从海平面到海水26 ℃等温线深度的热含量总和[19]，主要用于估计由热带气旋转化的潜热热量，在统计强度预测方案中比SST 预测效果更佳[18]。迄今，由于缺乏可靠的数据资料，国内在热带气旋通过时的多尺度海气相互作用研究相当有限，对热带气旋移动中快速增强过程的低估或预报不足将导致防灾减灾工作受阻。本研究以台风“利奇马”为例，运用中尺度WRF（The Weather Research and Forecasting）模式模拟台风快速增强过程，结合再分析资料分析快速增强过程中的海洋响应。

1 数据与方法

热带气旋路径资料使用中国气象局热带气旋资料中心（China Meteorological Administration,CMA）提供的CMA 热带气旋最佳路径数据集[20-21]（https://tcdata.typhoon.org.cn/zjljsjj_zlhq.html），范围囊括西北太平洋（含南海，赤道以北，东经180°以西）海域，对于登陆我国的台风，在其登陆前24 h 及在我国陆地活动期间，最佳路径时间频次加密为逐3 h 一次。为研究超强台风“利奇马”快速增强期间的中尺度海洋过程变化，所需海洋数据为欧洲哥白尼海事服务局提供的全球海洋物理再分析资料，使用的数据包括SST、逐小时海平面高度异常（SSA）、海表盐度（SSS），空间分辨率为0.083°×0.083°，产品数据主要基于全球预测系统（Copernicus Marine Environment Monitoring Service，CMEMS）提供的接近实时、可官网下载（https://resources.marine.copernicus.eu/product-detail/GLOBAL_MULTIYEAR_PHY_001_030/INFORMATION）的数据。

为更直观地体现TCHP在热带气旋快速增强过程中的作用，借鉴LIN 等[11]的方法得到TCHP，TCHP的定义：

式（1）中，cp为恒定压力下的比热[3.9 kJ/(kg·K)]，D26为海水26 ℃的等温线深度，ρ(z)为海水密度，T(z)为海水温度，通过利用哥白尼海洋数据提供的中国沿海和邻近海域温度和盐度再分析资料，计算超强台风“利奇马”快速增强期间的TCHP。

由于中尺度WRF 模式精度高、方案新，并包含多种地球系统过程，在台风研究等需要高精度资料方面已得到广泛应用，利用WRF模式可得到时空分辨率更高的资料，因此，本研究采用WRF 模式模拟超强台风“利奇马”快速增强过程中的基本特征。

2 台风“利奇马”快速增强阶段与海洋响应

2.1 台风概况及数值模拟

为得到台风“利奇马”的细节特征，利用中尺度WRF 模式模拟台风快速增强到登陆的过程。选择的模拟区域范围是110°‒130° E，10°‒30° N，采用Mercator投影，水平分辨率设置为6 km，垂直方向上设置40 层，模式顶部设在50 hPa（约20 km）。初始场使用ECMWF 的ERA5 逐小时数据生成。选择WRF 模式自带的多种参数化方案，微物理采用Lin方案、Kain-Fritsch 积云对流方案[22]，YSU 行星边界层和辐射强迫方案[23]，RRTM 长波辐射[24]和Dudhia短波辐射强迫方案[25]。

模式的启动时刻设置为2019 年8 月6 日00:00时，时间步长为30 s，间隔10 min 输出一次模拟结果，模拟时长为2019 年8 月6 日00:00 时―8 月10 日00:00时，共4 d。

图1 显示“利奇马”中心轨迹（图1(b)）和强度（图1(a)）演变特征。“利奇马”于7 月29 日3 时[协调世界时（UTC），下同]以热带云团形式出现在菲律宾吕宋岛以东的洋面上。该热带低压继续往西北方向移动，于8 月4 日15 时被日本气象厅升格为热带风暴，于8 月7 日5 时演变为台风，临近中心最大风力12 级（33 m/s），中心最低气压975 hPa，七级风圈半径200～350 km，十级风圈半径50 km，8 月10 日01:45 时在浙江省温岭市城南镇沿海地区登陆。

中尺度WRF 模式模拟台风路径较佳，陈丹等[26]通过数值模拟研究台风“麦莎”诱发的平流层重力波时，中尺度WRF 模式在最大风速和气压方面模拟效果较佳。本研究亦采用此方法。在风速折线图上（图1(a)），比较台风“利奇马”的中心风速和最低气压的模拟结果，发现较好地重现“利奇马”从热带风暴演变为台风这一典型阶段在快速增强过程中的强度变化。在从热带风暴形成到台风登陆时间段内，对比数值模拟的台风路径与实际台风路径（图1(b)），模拟结果与实际数值几乎完全一致。

图1 台风“利奇马”模拟和实况的风速(a)、海平面气压(a)、路径(b)演变特征Fig.1 Change characteristics of typhoon Lichma’s simulated and lives’wind speed(a),sea level pressure(a),and path(b)

为更好地体现“利奇马”的增强过程，气旋级别根据世界气象组织规定的最大风力级别标准[27]划定，即中心最大风速Vmax<18 m/s 为热带低压阶段，18 m/s≤Vmax<33 m/s 为热带风暴阶段，33 m/s≤Vmax<67 m/s 为台风阶段。随风速和强度的变化，“利奇马”向台风阶段转变的时间点为模拟台风生命史第19 小时，达到最强的时间点为第60 小时，随后强度逐渐减弱，模拟结果较好地体现了变化趋势，但在最强时的模拟结果比实际提前约9 h，在强度上也稍弱。在海平面最低气压图（图1(a)）上可见，模拟的变化趋势与实际基本一致，达到气压最低的时刻与最大风速图（图1(a)）所反映的情况相对应。

2.2 台风快速增强过程的海洋响应

为揭示超强台风“利奇马”在快速增强过程中的海洋内部响应，除比较超强台风“利奇马”的模拟特征与实况数据外，还以欧洲哥白尼海洋数据中的海温、海平面高度异常、海表盐度为基础，对比分析台风增强过程中这些因子的变化。根据热带气旋快速增强的定义，将此台风快速增强时间定在2019年8 月6－7 日，具体为模拟第12～36 小时之间，为期24 h。

比较图2(a)和(b)可见，“利奇马”快速增强前SST 有所升高，前期下垫面SST 正异常有利于热带气旋快速增强过程的发生，较高的SST 通过促进海表与大气的热通量交换进而促使快速增强过程发生。在快速增强过程中（图2(c)），海表面温度呈下降趋势，降温范围向周围扩大，海表面温度差值最低可达－1.3 ℃/d。这是由于台风快速增强产生埃克曼抽吸作用，形成风海流，增加了海水蒸发，促进了海气之间的热力循环，所以海表面温度下降对热带气旋的强化造成抑制作用，与Emanuel[28]研究结果一致。图2(d)可见，快速增强阶段之后，海表温度下降区域沿着台风路径范围扩大，因此气旋快速增强的影响是持续性的。

图2 气旋快速增强前后海表面温度差值分布Fig.2 Distribution of sea surface temperature difference before and after typhoon rapid intensification

图3(a)可见，8 月5 日即快速增强前，生成“利奇马”的海域海平面基本无高度异常。8 月6 日到8 月7 日，在“利奇马”快速增强过程中（图3(b)和3(c)），热带气旋路径经过海域的海平面高度发生负异常。负SSA 表明洋面下温度相对平均气候态的寒冷异常[13,29]，异常值在－0.1 m～－0.2 m 之间，这种异常减弱了热带气旋的快速增强，在快速增强过程之后负异常仍出现在台风路径范围。

图3 台风快速增强前后海平面高度异常分布Fig.3 Distribution of sea surface height anomaly before and after typhoon rapid intensification

图4可见，沿着台风“利奇马”移动路径上，海域上TCHP 基本是低值区（蓝色区域），为20～70 KJ/cm2。在台风“利奇马”经过时（图4(b)和4(c)），所经过海域的TCHP 发生明显下降，约降20 KJ/cm2。这主要是由于埃克曼抽吸导致的洋面下洋流变化，抬高了温跃层的高度，使海洋上层厚度变薄，进而降低了热含量，而大气-海洋通量只占TCHP 下降的10%～20%[29-33]。另外，TCHP 在台风外围增加，这由暖水汇聚所致。总之，在无其他外界因素影响时，TCHP 较高可为热带气旋强化提供更多能量，TCHP 超过80 kJ·cm-2可被认为是有利热带气旋的快速增强过程，这一结论也得到国外学者研究的佐证[18,34]。

图4 台风快速增强前后TCHP分布Fig.4 Distribution of TCHP before and after rapid intensification of typhoon Lichma’s

将台风“利奇马”区域划分为以50、50～100、100～200 km 为半径的3 个区域（图5(b)），图5(a)反映台风快速增强过程中TCHP 随时间变化特征，图5(c)则说明在台风快速增强中的TCHP 变化率。从热带低压生成到气旋快速增强结束，TCHP 一直处于快速下降趋势，在气旋快速增强过程中，相较于50～100 km 和100～200 km 的范围，以50 km 为半径的区域TCHP 下降速率最快，下降16 K/cm2（图5(a)）。此外，在快速增强前（8 月5 日），台风外围100 km 的TCHP 下降比 内核50 km 快。TCHP 是表征海洋浅层能量的重要指标，其变化主要通过两种方式：一是海洋能量通过感热、潜热或辐射等方式传输到大气，二是海水上下层交换或洋流流动。因此，TCHP 可通过以上两种方式下降。由图5(c)可知，TCHP 在台风内外围的下降速率随时间变化，在台风快速增强前，外围（100～200 km）的下降速率大于内核（<50 km），之后随着台风快速增强，台风内核的TCHP 下降速率最大，之后随着台风离开附近海域，附近海域TCHP 开始回升，且内核的回升速率大于外围。快速增强阶段的TCHP 变化较大，50 km 区域内下降-14.544 8 K/cm2，50～100 km 区域内下降-13.486 8 K/cm2，TCHP 短时间内变化较大且异常负值会影响热带气旋本身强度进一步发展。

图5 TCHP的变化（a、c）以及台风“利奇马”实况的路径及区域划分（b）Fig.5 Change of TCHP(a,c)and typhoon Lekima’s live track and regional classification(b)

利用哥白尼全球海洋物理再分析资料的海表盐度数据，将台风“利奇马”区域划分为以50、50～100、100～200 km 为半径的三个区域，分别求各区域的平均海表面盐度及温度。图6 可见，8 月6 日到8 月7 日热带气旋快速增强阶段，洋面上盐度呈直线下降趋势，在增强结束时达到最低值。50 km和50～100 km 区域内盐度分别变化-0.0114、-0.0459。埃克曼抽吸和垂直湍流混合与风的作用力密切相关[30]，洋面上的强风引起洋面下湍流混合，进而破坏了海洋上部的稳定状态，而较深层冷水和盐水被吸入混合层中，导致洋面海水温度下降和盐化。但伴随台风的强降水会引起洋面水通量激增，减弱了垂直混合，并反过来削弱深层寒冷海水对混合层的夹带作用，这一定程度上验证了Chu等[35-36]的研究结论。吕巧谊等[37]通过时间分辨率30 min 和空间分辨率0.1°×0.1°的降水资料IMERGL，研究超强台风“利奇马”在快速增强过程中的降水演变，发现在快速增强启动前降水高频区从台风内核延伸至外围，临近启动时高值几乎覆盖了外围区域，这一发现较好地对应了图6(b)中的海表盐度变化情况。

图6 海表盐度的变化Fig.6 Change of sea surface salinity

图7可见，热带气旋快速增强时间段（图中灰色区域）的海表面温度下降速率最快，50 km 区域下降0.689 2 K，50～100 km 区域下降0.675 0 K，100～200 km 区域下降0.661 9 K，下垫面温度负异常会抑制热带气旋的快速增强过程。

图7 海表面温度的变化Fig.7 Change of sea surface temperature

2.3 台风快速增强阶段模拟结果

在气旋快速增强过程中海平面水平风速分布如图8 所示，选用的时刻分别为6 日12 时、6 日18时、7 日0 时、7 日06 时、7 日12 时和7 日18 时。中尺度WRF 模式可较好地模拟海平面水平风速，尤其在气旋快速增强的时间段。台风中心附近先出现一条28 m/s 以上的风速带，再发展成为绕台风眼的内核风墙，最后变成延伸至台风外围一道32 m/s 以上的风墙。在热带气旋快速增强过程中，风速在台风中心由远及近逐渐增大，下面探究气旋快速增强阶段海洋响应与海平面水平风速变化的关系。

图8 WRF模式模拟台风“利奇马”海平面水平风速分布Fig.8 Sea level horizontal wind speed distribution of Typhoon Lichma simulated by WRF model

图9 可见，WRF 模式模拟的台风内外围海平面水平风速在快速增强前和增强过程中变化速率各不相同，变化幅度较大，增强结束后变化趋于一致。快速增强前台风内核的水平风速下降幅度较中环、外围大，由于海洋埃克曼抽吸作用，西太平洋表面上的行星风系随纬度而改变风向风速，风应力方向和强弱也随纬度变化，进而形成风海流，使洋面及洋面下海水存在流动，导致台风中环、外围的TCHP 下降比内核快，这与图7(a)一致。在快速增强阶段，台风内核的水平风速大于中环、外围，这也较好地解释图7(c) 中内核TCHP 变化率最大的现象。

图9 WRF模式模拟的台风“利奇马”海平面水平风速的变化Fig.9 Change of sea level horizontal wind speed of typhoon Lekima simulated by WRF mode

图10 分别给出台风处于快速增强阶段850 hPa高度上的垂直速度幅度，时次分别为6 日12 时、6 日18时、7日0时、7日06时、7日09时、7日12时。在8日6 日12 时台风“利奇马”进入快速增强阶段，850 hPa高度上的垂直速度随时间的演变，体现为沿台风中心向外正负速度中心交替出现。在台风“利奇马”从热带风暴进入台风阶段并达到最强（7 日12 时图），可见大气发生明显扰动，随着台风加强，这种大气波动也随之增强并向周围传播。

图10显示从水平方向的大气扰动特征。下面从台风中心出发，进一步得到垂直速度的经度高度剖面。图11显示，从快速增强开始到结束（图11(a-e)），在台风上空存在很强的上升气流，又被称为“能量累积区”，这为后面产生大气扰动提供了动力。在台风中心上空周围出现上升气流和下沉气流交替的特征，这也与图10 相对应。在快速增强过程中，台风中心附近有强烈的下沉气流，所产生的强风和强降水是造成图7(a)中TCHP 变化的原因，正是增强过程中的海洋响应导致TCHP 减少，反过来抑制了热带气旋自身的强化。另外，结合图10 和图11可见，强扰动区出现在台风中心周围，且越靠近中心扰动越强烈，垂直风呈正负交错分布，弧形分布的波阵面离开台风中心逐渐向周围传播最终消散，这种明显的弧状扰动揭示了台风快速增强过程中的海洋与大气存在着紧密联系。

图10 WRF模式模拟的850 hPa垂直速度水平分布Fig.10 horizontal distribution of vertical velocity at 850 hPa simulated by WRF Model

3 结论

本研究利用中尺度WRF模式对超强台风“利奇马”进行模拟，并结合CMA 热带气旋最佳路径数据集和欧洲哥白尼全球海洋物理再分析资料，对台风在快速增强过程中的海洋响应进行分析和讨论，得出以下结论：

1）海表面温度负异常不利于热带气旋快速增强发展。在台风“利奇马”快速增强过程中，由于台风引起海面上的异常风浪，导致洋面温暖海水往四周流走，使较低层冷水上升，海表面温度呈下降趋势，降温范围向周围扩大，海表面温度差值最低可达-1.3 ℃/d，由于快速增强过程增加了海水蒸发，促进了海气之间的热力循环，所以海表面温度下降会对热带气旋的发展强化造成抑制作用。

2）无其他外界因素影响时，TCHP 较高可为热带气旋的增强提供更多能量，TCHP 超过一定阈值可被认为有利于热带气旋的快速增强，但快速增强过程导致的TCHP 异常负值会抑制增强过程的发展。本研究发现在台风快速增强期前后，台风内外围的TCHP 变化率并不一致，快速增强前外围的TCHP 下降率快于内核，在快速增强期间内核海域的TCHP下降率可达到最大。

3）在台风“利奇马”快速增强过程中，由于海洋与大气的能量交换，发生强烈的海气相互作用，大气发生扰动。随着台风“利奇马”的增强，台风中心附近海平面最后变成延伸至台风外围一道风墙。台风中心上空产生大气波动，强扰动区出现在台风中心周围，越靠近台风眼越强烈，出现正负速度中心交替的现象，弧形分布的波阵面离开台风中心逐渐向周围传播最终消散。

4）快速增强期台风中心附近内外围海域TCHP的下降率与海表温度、盐度以及海表面风场有较好的对应关系。

本研究中，在台风快速增强期前后台风内外围的TCHP 变化率并不一致，快速增强前外围的下降率要快于内围，内围海域的TCHP 下降率进入快速增强阶段才达到最大，这一发现对于近海台风快速增强过程预报、台风防灾减灾方面具有一定参考价值。本研究讨论了超强台风“利奇马”在快速增强过程中的海洋响应，但对台风快速增强机理有待进一步深入研究，季风环流、南亚高压和越赤道气流等大尺度背景场结合海气相互作用是日后研究应关注的重点。