台风“山竹”降水非对称特征及其与环境流场的相互作用研究

2024-01-12唐一宁冶磊李煜斌高志球

热带气象学报 2023年5期

唐一宁，冶磊，李煜斌，高志球

(南京信息工程大学，江苏南京 210044)

1 引言

热带气旋是位于热带或副热带洋面上的低压涡旋，位于西北太平洋及其邻近海域且底层最大风力达到12 级的热带气旋被称为台风[1]。登陆台风常伴随强风、暴雨及风暴潮等自然灾害，严重威胁人民群众的生命和财产安全[2]。西北太平洋是台风生成频数最多、分布范围最广，且各月均能观测到热带气旋活动的海域[3]。我国平均每年受到该海域超过20 个台风的影响且约有8 个台风登陆[4]，是世界上受台风影响最严重的国家之一。

现有研究表明环境风场垂直切变是影响热带气旋降水非对称的重要因素之一[5]，Jones[6]利用非绝热的静力原始方程模式提出了环境垂直风切变引起非对称降水的等位温面抬升机制。Wang 等[7]加入了斜压原始方程模式，发现在顺风切变一侧的对流明显加强。Black等[8]通过傅里叶分析方法发现热带气旋的流出层存在显著的非对称。Lonfat 等[9]发现，位于北半球洋面上的热带气旋内核非对称降水大值区域通常位于环境顺风切变的左侧，同时随着环境风切变的增强，非对称性也会增强。Hence等[10]的研究表明在热带海洋上，眼墙和内雨带中的对流倾向生成于顺风切变的右侧，成熟于顺风切变左侧并形成降水，最后消亡于逆风切变一侧，而外雨带中的对流倾向生成于逆风切变的右侧，降水于顺风切变右侧，最后消亡于顺风切变左侧[11]。林爱兰等[12]的研究则表明热带气旋登陆后的强降水区一般位于中心南侧或东南侧。Chen 等[13]的统计表明，对于北半球的热带气旋，较强的垂直风切变对热带气旋降水的分布起决定性作用，顺风切变的左侧是主要降水区域，而风切变和移动的配置决定了非对称的大小。

另外，热带气旋强度和结构也与环境流场息息相关。Gray[14]的研究指出，较小的环境垂直风切变(＜10 m/s)使热带气旋加强；而较大的环境垂直风切变(10～20 m/s)不利于热带气旋的生成和加强。McBride等[15]对此进一步研究，发现强烈的垂直风切变(＞14 m/s)对热带气旋的发展和增强具有很强的负相关。Merrill[16]的观测研究表明垂直风切变能阻止热带气旋在环境切变气流中发生和发展。Frank 等[17]由此归纳出了早期垂直风切变对热带气旋影响的“通风流”效应。Bender[18]则基于数值模拟和数值试验结果提出了“二级环流效应”。DeMaria[19]认为垂直风切变导致了位涡的倾斜，为了维持静力平衡使得中层的温度增加来响应此倾斜，同时增温导致垂直稳定度的增加从而减弱对流活动，使热带气旋强度变弱。Reasor等[20]指出涡旋的倾斜是由于背景风在垂直方向上的平流差造成的。Merrill[21]通过组合37 个热带气旋的上层环境，发现上层环境可增大热带气旋的上层出流。Onderlinde 等[22]通过研究发现，在正确的环境设置下，背景流的螺旋度或背景风的深度可极大地改变模拟热带气旋的演变。Zeng等[23]的统计研究也表明热带气旋的强度变化与垂直风切变呈现负相关，Wang 等[24]以及Tao 等[25]也得到类似结论。Chen 等[13]的研究表明北半球(南半球)的波数1 最大降水非对称在顺风切变左(右)侧，降水非对称性随风暴强度的增大而减小。Lonfat 等[9]也发现当风切变大于7.5 m/s 时非对称降水的最大值始终位于顺风切变的左侧。此外，垂直风切变也是影响台风强度的重要因子之一[26]，例如杨诗琪等[27]的研究表明在西北太平洋较弱的垂直风切变(＜12 m/s)有利于台风的发展。上述研究主要关注环境流场对热带气旋的影响，而最近的研究表明热带气旋也会反作用于环境流场[18,28]。Bender[18]通过数值模式发现热带气旋前方有低层自由大气持续的辐散区同时后方有低层自由大气持续的辐合区，与热带气旋区域的非对称结构形成对应。Ryglicki 等[28]在对热带气旋和背景场的研究中发现由涡旋倾斜所形成的对流产生的辐散出流有助于改变热带气旋周围背景气流的方向，从而减少局地垂直风切变，出流与环境风相遇时的阻塞效应形成了一个动态高压，其压力梯度向逆风切变方向延伸至约1 000 km 处，从而导致环境风减速、汇聚、下沉。

综上所述，过去的大部分研究主要集中于环境流场对热带气旋的影响，而对于环境流场与热带气旋内部动力过程的相互作用，特别是台风内部动力过程(如非对称降水)对环境流场反馈作用的研究较少。因此，本文基于台风“山竹”主要研究热带气旋非对称降水特征及其与环境流场的相互作用，从而完善对热带气旋动力过程的理解，为台风强度和降水预报提供更准确的理论基础[26]。

2 资料与方法

2.1 台风路径数据

本文选择2018年台风“山竹”的增强过程进行分析。台风路径数据使用了中国气象局热带气旋资料中心提供的CMA 最佳路径数据集[29]，收录了1949 年以来西北太平洋海域台风每6 h 的强度和位置，台风中心经纬度精确到0.1 °，中心最低气压值精确到1 hPa，同时有最大风速和平均风速等参量。

2.2 环境场数据

环境场使用的是欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)第五代再分析资料ERA5 数据(替代了之前的ERA-Interim数据)。时间分辨率为1 h，空间分辨率为0.25 °×0.25 °，垂直分辨率为37层，包括风速、温度、湿度、位势高度等物理量。所使用的海平面气压、降水量等地表数据，时间分辨率和水平分辨率与垂直层数据一致，用于驱动模式和对比分析。

2.3 降水数据

降水数据使用的是全球降水测量(Global Precipitation Measurement，GPM)数据。在热带降雨测量任务(TRMM)取得成功后，GPM 接替其提供新一代全球雨雪卫星观测数据。使用的数据子集为IMERG Final Run，其时间分辨率为30 分钟，数据时间延迟为3.5 个月，即时间覆盖范围：2000年6 月1 日到当前时间往前3.5 个月，空间分辨率为0.1 °×0.1 °，覆盖范围为全球。降水量单位为mm/h。

2.4 台风中心的确认方法

本文中取海平面最低气压中心为台风中心。首先根据CMA最佳路径数据集获取每个时次的台风中心位置，再将其代入ERA5 数据或WRF 输出数据中，并在此格点半径200 km 范围内搜索海平面气压最低点，海平面气压最低点即为台风中心。

2.5 垂直风切变计算方法

垂直风切变是指在不同气压层上风速或风向的差异，计算上表达为高层风矢量与低层风矢量之差，因为对台风发展和维持的抑制特性使其成为统计台风强度模型的重要组成部分[30]，广泛应用于各种模式或预测系统，如统计飓风强度预测系统(Statistical Hurricane Intensity Prediction System，SHIPS)计算垂直风切变为两层的差值(200 hPa 和850 hPa)[31]。而气象卫星研究合作研究所(Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies，CIMSS)使用的是两个层平均(150～300 hPa 和700～925 hPa)[32]。本文中根据台风“山竹”个例的具体情况(即上层流出层主要位于400 hPa 附近，可见于第3 节)，选择信号较强的400 hPa和800 hPa计算垂直风切变：

上式VWS 为垂直风切变，U400、V400 分别代表400 hPa的风的U、V分量，U800、V800分别代表800 hPa的风的U、V分量，都为矢量。计算垂直风切变的水平范围为距台风中心200～300 km 环状区域。此处选取200～300 km 处环状区域是因为该处为台风环流和环境流场的相接区域，分析该区域可更好地认识热带气旋内部动力过程对环境流场的反馈作用。

2.6 波数1非对称计算方法

基于最低海平面气压得到台风中心位置后，可得到任意格点对应台风中心的方位角，然后基于台风中心进行切向风径向风转换：

上式u、v分别为水平风的u、v分量，Utan 为切向风，Urad 为径向风，α为每个格点对应中心的方位角。再对所需变量进行傅里叶变换，如径向风、切向风、高度场等。

F[f(t)]为傅里叶变换后的函数(数据)，f(t)为原函数(数据)

一波频率为ω=1/L，ω为一波频率，L为离散函数(数据)f(t)的长度，将ω带入F(t)即可得到一波非对称的表达式。

2.7 WRF模式设计

2.7.1 WRF方案

本文的数值模拟研究选用的是WRFV4.0(ARW)模式。WRF 模式(The Weather Research and Forecasting Model)是为大气研究和业务预报应用而设计的新一代中尺度数值天气预报系统，可根据实际大气条件或理想条件进行模拟。目前随着WRF 模式的发展，其广泛应用于我国中尺度天气业务预报试验中，同时在区域气候模拟研究领域不断扩大应用范围，提高了各类天气系统的预报效果[33]。本文的模拟区域为90 °E～180 °，3 °S～40 °N，采用三层嵌套，分辨率为18 km、6 km 和2 km。d01 范围为90 °E～180 °，3 °S～40 °N，d02 范围为95～175 °E，0 °～37 °N，d03 范围为148～168 °E，5～24 °N。d01 格点数为472×302；d02 格点数为1 270×787；d03 格点数为979×1 027。垂直分33层。使用的主要方案为：微物理过程方案为Eta (Ferrier)方案[34]，边界层方案为BouLac方案[35]，一层区域积云参数化方案为Kain-Fritsch (new Eta)方案[36]，二层三层区域采用无积云参数化。长波辐射方案为RRTM 方案[37]，短波辐射方案为Dudhia 方案[38]，地表方案为Unified Noah地表模型[39-40]。

本文对台风“山竹”使用WRF 进行两组模拟试验，有台风的模拟( 下文称TCE，即TC experiment)，和去除台风的模拟(下文称NTCE，即non-TC experiment)。模拟时段都为2018 年9 月8日18 时—14 日12 时(北京时间，下同)。有台风的模拟TCE 中单纯使用ERA5 作为背景场进行驱动，其中可发展出的台风与最佳路径数据较接近；而去除台风的模拟则在ERA5 背景场的基础上使用WRF 中的TC bogus 模块在台风生成的早期时刻(2018 年9 月8 日18 时)去除台风涡旋，所以该模拟试验中没有台风生成，代表了无台风状况下的流场。通过TCE 和NTCE 试验的对比，可得到台风对环境流场的影响。

2.7.2 TC bogus方案

WRF 模式系统的ARW 核心提供了一个简单的热带气旋模拟方案，即TC bogus。它可消除一个现有的热带气旋，也可有限制地制造一个虚假的新热带气旋。对于还未发展起来的台风或浅台风涡旋场，国内外常使用bogus来进行清除并且通常能得到较好的结果[41-43]，同时黄小刚等[44]对10个台风进行清除的对比研究时也发现bogus 作为消去台风的方法具有较好的效果。使用TC bogus就可得到去除台风后的背景场，再用WRF 进行的模拟就是本文中的NTCE试验。

3 结果与分析

3.1 台风“山竹”的模拟结果分析

图1 为CMA 最佳路径数据和TCE 试验中台风模拟的路径强度对比图，台风“山竹”的路径主要集中在120～160 °E，10～20 °N 范围内，大体上由东侧向西移动，TCE 在13 日之前的路径与最佳路径数据集基本重合，之后的时间有一定偏差。在9—13日的时间内，台风主要向西移动，由158 °E向西移动至133 °E左右，大约西移了25个经度，纬度变化不大，基本维持在15 °N 附近，之后路径转为向西北移动，到14日12时，台风西移了8个经度，北移了3 个纬度，来到125 °E，18 °N 附近。在强度上，TCE 与最佳路径数据集的强度变化趋势基本一致，区别在于最佳路径数据集的快速增强阶段发生在10 日00 时—11 日12 时，气压由965 hPa 下降到910 hPa，并在12—14 日保持在910 hPa。TCE 的快速增强阶段出现在10 日18 时—12日18 时，气压由980 hPa 下降到910 hPa，13 日之后气压下降到900 hPa 附近。风速基本与气压的变化趋势相反，最佳路径数据集的风速在11 日12时之前逐渐上升，由30 m/s上升到65 m/s左右，之后保持在65 m/s 附近。TCE 的风速在12 日06 时之前由20 m/s 逐渐上升到65 m/s 左右，并在13—14 日保持在70 m/s 附近。总体来说，台风“山竹”模拟除了快速增强阶段滞后18 h 左右，其他方面都与最佳路径数据较接近。

3.2 降水非对称特征及其与垂直风切变的相关性

图2 展示了作为参考值的GPM 降水和ERA5风切变，以及TCE试验的降水和风切变，降水的半径范围均为对应时刻台风中心半径500 km 以内。从图2a 中可看出ERA5 数据中的平均风切变在11日12时之前主要指向西南侧，其后至13日00时由于风切变变小，方向已不具备代表性(图3)，13 日00 时之后风切变指向又回到西南偏西方向。GPM 降水在9 日06 时之前在各个方向均有分布，之后到10 日18 时，东北侧和西北侧的降水依次减少，降水基本集中于南侧，之后直至13 日00 时，降水都集中在台风中心南侧至西南侧，即顺风切变左侧，具有明显的降水非对称特征。对于TCE 试验，其风切变由9 日00 时的指向西侧逐渐转为12日00时的指向南侧，之后风切变变小，方向已不具备代表性(图3)，13日00时之后风切变又回到西南偏西方向。TCE 试验中在10 日06 时之前各方向均有一定降水分布，其中东南侧较多，10 日06 时—12 日00 时降水基本集中于台风中心东南侧，其他方向降水很少，具有明显的降水非对称特征，之后除西北侧外其他各方向均有一定降水。总体上看，TCE 结果与GPM/ERA5 较接近，其中TCE 的降水强度较弱，但降水分布在11 日12 时之前与GPM 一样，表现出明显的非对称性，且都集中于顺风切变左侧。TCE风切变方向在11日12时之前与ERA5 基本接近，其后由于ERA5 中的风切变极小，方向不具备代表性，所以存在一些偏差。因此，后文主要关注11日12时之前的动力过程分析。

图2 台风“山竹”降水方位分布与风切变指向的时间序列 a.GPM降水和ERA5风切变结果；b.TCE的结果。灰度填色图为降水，灰色短横线为风切的方向，黑色竖线之间的时间为分析台风降水与环境场的相互作用关系的时间段。

图3 距离台风“山竹”中心200～300 km环状区域内垂直各层平均风和风切变随时间变化a.ERA5结果；b.TCE结果；c.NTCE结果；d.TCE减去NTCE的结果。d中灰圈标注区域为台风动力引起非对称风变化的主要区域。

3.3 热带气旋内部动力过程对环境流场的反馈作用研究

图3 展示了不同高度的ERA5、TCE 和NTCE中的半径200～300 km 处环状区域的非对称风，其中400 hPa和800 hPa两层的切变为在这一环状区域的垂直风切变，与通常采用的200 hPa 和850 hPa 有所区别，这是由于台风“山竹”200 hPa 处由台风动力引起的非对称风变化较弱，但在400 hPa处较强(图略)。从图3a 的ERA5 数据可看出在12日之前，较低层的平均风一开始为东风，10—11日转为东南风且风速变小，之后又转回东风，东南风最深厚的时刻在10 日12 时650 hPa 附近。中层(500 hPa左右)的平均风大部分时间保持为东风且风速变化不大，11 日12 时后转为东南风且风速减小。在高层，能明显看出平均风总的趋势是由偏东风转为东北风同时风速增大，再转回偏东风同时风速减小，同时越高层的平均风维持东北风的时间越长，其中在10 日06 时左右由高层延伸到450 hPa左右。平均风切变在10日00时—11日00时较大，指向西南侧。TCE 的变化趋势基本与ERA5 相同，其中12 日之前高层为东北风，且最深厚时刻在11 日00 时左右延伸至500 hPa，低层东南风最深厚时刻在11 日03 时左右，比ERA5 数据对应时间偏后。在10 日12 时—11 日12 时，垂直风切变较大且指向偏南侧。NTCE去除台风后，前期除了最顶层为东北风外，其他各层基本都为东风且风速较小，风切变大都指向西侧。由TCE 减去NTCE 的结果可看出，台风前期对于环境风的影响体现在使600 hPa 以上的北风加强，在400 hPa 最明显，700 hPa 以下的南风加强，在800 hPa最明显，这在10 日12 时—11 日12 时较显著，同时对应400 hPa与800 hPa的风切变指向南侧的分量加大。由图2可知，此时台风降水主要集中在台风南侧至东南侧，与下层增大的南风至东南风，高层增大的北风至西北风有着对应关系，在11 日00 时之前，在台风的影响下，垂直风切变指向南侧的分量逐渐增大，在11 日00 时左右达到最大，之后逐渐减小并偏向东南侧，与降水的位置相对应。

图4和图5显示了台风降水分布和400 hPa的垂直速度分布，图6 和图7 则分别展示了400 hPa和800 hPa 的非对称风场、一波高度场、一波温度场以及原始风场在TCE 和NTCE 之间的差异。图4～图7可看出，10日18时，台风“山竹”东部降水较大，由第二类条件不稳定机制，降水释放潜热，使气温升高，低层气压下降，指向台风中心的流入气流增大，又由于绝对角动量守恒原则，使得低层的切向风速也将随之增大，低层环流加强，这造成周围的暖湿空气流入并抬升，抬升途中膨胀冷却形成降水，又由于台风中的水平气压梯度力随着高度升高而逐渐减小，在抬升至流出层(400 hPa)高度后，就出现了外流的气流，形成高压区并向外辐散，所以高空从东侧出流，并具有较大位势高度(压强)。并且，降水释放的潜热上升也使得东侧的温度较高，在高空温度场和高度场是互相匹配的(深厚系统)。台风的高层与低层之间通过上升运动联系，400 hPa 垂直速度的情况与降水分布一致，正的垂直速度(上升运动)主要位于东侧。800 hPa 的东部高位势高度区，主要是由于该区域在400 hPa 出流导致的辐合使得该区域空气柱质量较大，800 hPa 的东部低温区，主要由于更大的入流带来了较远处的低温空气导致。此时非对称风场和气压场尚未满足地转平衡关系(这里已去除了轴对称的风压关系，即去除了梯度风平衡的旋转风场和离心力分量)，主要由台风非绝热加热引起非对称风场，然后由非对称风场驱动气压场，此时由于高空出流的非对称风为北风，空气流入南侧使气压升高，同时也形成了一个南高北低的气压场，进而由白贝罗定律形成一个西风的分量，推动降水进一步向东侧集中。同时降水通过凝结释放潜热，大气升温同时高层质量流出辐散，使得低层气压下降，低层气旋性环流加强，正垂直速度区域与降水区域对应。11 日00 时，整体相对于上个时次加强，因为低层中心气压下降，风速增强，使得向内辐合和向上输送的水汽增加，通过形成更多积雨云使得东侧降水增多，相应地在东南侧造成高温区域，非对称风为北风，使得南侧高度场增高，形成南高北低的气压场并产生西风，非对称风的向东分量增大，结合高压区域产生的南风，降水由东南侧继续向东侧移动。11 日06 时，降水大值区域和正垂直速度区域集中于台风中心东侧，对应东侧的高温高位势高度区域，平均风南风分量增大，非对称风主要为西北风，空气流向东南侧形成东南高西北低的气压场，由白贝罗定律产生了西南风，带动降水由东侧偏南向正东移动，低层辐合加强使低层风速继续增大，最大风速出现在台风中心东部。总的来看，在台风“山竹”前期，气压由980 hPa 降到955 hPa，正垂直速度区域变化情况基本与降水大值分布方位一致，由东南侧向东侧集中。由于台风降水方位和非对称风使得高温高压区域集中于东部，进而带动了高层非对称风的方向发生变化，由最开始的北风逐渐转为西北风，降水逐渐集中于东侧，整体呈现逆时针旋转。

图4 台风“山竹”300 km范围内平均降水图 a.10日18时；b.11日00时；c.11日06时。

图5 台风“山竹”300 km范围内400 hPa垂直速度图正值为向上的垂直速度。a.10日18时；b.11日00时；c.11日06时。

综上所述，由于TCE 和NTCE 试验控制了除有无台风外的其他变量的一致性，可认为两者的差别是由台风的存在对环境流场的作用导致的，非对称降水与非对称风具有紧密联系，因此可简单归纳出台风内部动力过程对环境流场的反馈作用机理：环境垂直风切变首先影响强降水的发生位置(顺风切变左侧)，而非对称降水相伴的非绝热加热进而带动高压和低压区域移动，同时高低压位置的变化又带动非对称风和平均风的方向发生改变，所以台风环流与环境流场相互影响，并呈现正反馈的关系。