季风环流对台风灿鸿（2015）强度变化影响的数值研究外文翻译资料

 2022-12-20 09:12

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大气科学进展，第二卷、35，2018年五月，567-579

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季风环流对台风灿鸿（2015）强度变化影响的数值研究

Jia LIANG, Liguang WU, and Guojun GU

南京大学教育部气象灾害重点实验室太平洋台风研究中心信息科学与技术，南京210044。

中国气象科学院恶劣天气国家重点实验室，北京100081。

马里兰大学地球系统科学跨学科中心，马里兰大学公园，美国马里兰20740。

(2017年6月21日收到；2017年9月13日修订；2017年10月24日接受)

摘要：台风灿鸿(2015)与季风涡旋相互作用时，在热带西北太平洋(WNP)经历了减弱，但所有业务预报都没能预测这一强度变化。最近的一项观测研究表明，它是在15-30天的时间尺度上与季风涡旋相互作用的结果。本文给出了两个数值试验的结果，以研究季风涡旋对台风灿鸿(2015)强度变化的影响。控制实验捕捉到了在菲律宾海向北急转期间灿鸿(2015)减弱过程的主要特征，包括台风眼的扩大、季风涡旋东侧强对流的发展以及相应的强外部流入。敏感性实验表明，灿鸿(2015)的强度变化主要和其与季风环流的相互作用有关。当灿鸿(2015)在季风涡旋的东部向西移动时，季风涡旋增强了台风的惯性稳定性。季风涡旋东侧强对流的发展与季风涡旋的结合，阻止了水汽和其他物质进入灿鸿(2015)的内部，导致了台风眼的崩塌。(2)季风涡旋东侧的强对流发展阻止了水汽和质量进入灿鸿(2015)的内核，从而导致了眼球壁的崩塌。因此，这种减弱发生在热带西北太平洋地区的深部。数值模拟证实了热带气旋与季风涡旋相互作用对热带气旋强度的重要影响。

关键词：季风涡旋；强度变化；数值模拟

引用：L，J.，L.G.Wu，和G.J.gu，2018年：季风涡旋对台风灿鸿强度变化影响的数值研究(2015).Adv. Atmos. Sci., 35(5), 567–579, https://doi.org/10.1007/s00376-017-7155-6.

1 介绍

尽管过去二十年来发展了数值模型并对热带气旋强度变化进行了密集的研究，但是在强度预测方面仍然没有取得重大进展，特别是在热带气旋强度发生异常变化的情况下(例如Elsberry等人，2007；DeMaria等人，2014)。热带气旋快速加强(Kaplan和DeMaria，2003；Kaplan等人，2010；Shuandal.，2012；Rogers等人，2013)和热带公海上的减弱(例如，BrandandBlelloch，1973；Wood和Ritchie，2015；梁等人，2016)被认为是强度预测误差大的两个主要原因。因此，了解热带气旋强度异常变化对提高热带气旋强度预报水平具有重要意义。热带气旋的快速增强已在以往的观测和数值研究中得到讨论。一些讨论了环境因素的积极影响(例如，Kaplan和DeMaria，2003；Kaplan等人，2010；Shu等人，2012；Susca-Lopata等人，2015)，而其他人则侧重于热带气旋内部过程的重要性(例如Willough by等人，1982；Montgomery和Kallenbach，1997；Heymsfield等人，2001)。Willoughby等人，1982)注意到，在次级眼球壁更换期间和外眼壁收缩时，热带气旋强度显著增强，这一点在观测和数值研究方面得到了证实(例如，camp和Montgomery，2001；朱等人，2004；Houze等人，2007；Sitkowski等人，2011)。Montgomery和Kallenbach(1997)提出，在最大风半径附近，对流正位涡区域的轴对称可以通过增加眼壁切向风导致一个快速的增强过程。最近的研究表明，热带气旋中心附近有冷云顶和强烈垂直运动的旋涡热塔或对流爆发在快速强化中发挥了重要作用(例如，Heymsfield等人，2001年；Hendricks等人，2004年；Reasor等人，2009年；Guimond等人，2010年；Rogers等人，2013年；Wang和Wang，2014年)。(例如，Heymsfield等人，2001年；Hendricks等人，2004年；Reasor等人，2009年；Guimond等人，2010年；Rogers等人，2013年；Wang和Wang，2014年)。

相比之下，我们目前对热带公海上热带气旋减弱的理解只来自于少数几项观测研究。

除了众所周知的环境因素变化的影响，如海面温度的迅速下降、干空气入侵和垂直风切变的增加(例如，Zhang等人，2007年；DeMaria等人，2012年；钱和张，2013年)；Wood和Ritchie，2015年)，Titley和Elsberry(2000年)发现，较浅的次级环流是由上层向下延伸造成的。涡通量辐合是台风Flo(1990)在公海上迅速减弱的原因。以往的研究主要集中在环境因素和内部过程对热带气旋强度变化的影响。虽然这种相互作用可以通过改变热带气旋结构影响热带气旋强度，但对热带气旋和大尺度季风涡旋之间的相互作用关注不多(梁等人，2016年)。

作为季节内低层夏季季风环流(如Lander，1994；Carr和Elsberry，1995)的一种特殊模式，热带北太平洋西部(WNP)盆地的季风环流为热带气旋的形成提供了有利的大尺度环境和初始扰动(如Ritchie和Holland，1999)；Chen等人，2004年；Wu等人，2013年b；梁等人，2014年)，并与嵌入的热带气旋相互作用产生结果。(例如，Carr和Elsberry，1995年；Wu等人，2011年a、2011年b、2013年a；梁等人，2011年；Bi等人，2015年；梁和吴，2015年)。

最近，梁等人(2016年)在一项观测研究中发现，季风涡旋与台风灿鸿(2015年)的相互作用通过改变台风结构影响了灿鸿的强度。灿鸿(2015年)最初沿着10°N向西移动，在菲律宾海向北急转弯期间，其强度在12小时内减少了10.3m/s，这一特征在任何一次业务预报中都没有预测到。在灿鸿(2015)与季风涡旋在15-30天时间尺度上的结合过程中，季风涡旋东侧发展了强烈的对流，阻止了质量和水分的向内输送，导致了眼壁东部的崩塌。在后续工作中，他们进一步进行了一项综合观测研究，以研究2000年5月至10月至2018年5月至10月期间在热带WNP盆地季风涡旋中发生的迅速减弱的事件(梁艾塔尔，2018年)。结果表明，发生在25°N以南的快速减弱事件有40%以上发生在季风涡旋中心附近，并伴随着一次突然的北转，而大尺度的环境因素并不是主要的促成因素。

因此，最近对季风涡旋对热带气旋强度变化的影响的了解仅仅来自少量的观测证据(梁等人，2016年，2018年)。为了加深对热带远洋热带气旋强度变化的认识，利用天气研究和预报(WRF)模式对台风灿鸿(2015)的一系列数值试验结果进行了分析，研究了季风环流对台风灿鸿(2015)强度变化的影响。

论文的其余部分安排如下：第二节介绍了模型和实验设计。第三节比较了数值试验的结果，研究了低频季风涡旋对热带公海上灿鸿(2015)强度变化的影响。最后，在第4节中提供了一个简短的总结。

2模型与实验设计

本研究采用WRF(ARW)高级研究版本(Skamarock等人，2008年)的3.7.1版进行了数值实验，包括三个水平分辨率分别为27、9和3 km的双向互动域。这三个结构域覆盖了这些区域(23.18°S-41.72°N，120.13°-179.86°E)，(12.62°S-31.71°N，131.26°-168.18°E)和(3.51°-19.98°N)。141.04°-162.88°E)。模式包括41个从地面到50hPa的垂直高度。

最外层区域采用了WRF单矩三类简单冰微物理方案(Dudhia，1989)和Kain-Fritch对流方案(Kain和Fritch，1993)，适合于高分辨率模拟的WRF双矩6类方案(LIM和Hong,2010）用于中、内侧区域，没有对流参数化。Yonsei大学的PBL方案(Noh等人，2003年)、Dudhia短波参数化方案(Dudhia，1989年)和快速辐射传输模式长波参数化方案(Mlawer等人，1997年)均用于这三个领域。该模型由国家环境预测中心最终运行的全球分析数据初始化，每6小时在1.0°times;1.0°网格上进行一次(美国国家海洋和大气管理局/国家环境预测中心，2000年)。为了在模拟中保留区域内部的大尺度信息，对最外层和中部区域的水平风进行了网格推进。未在PBL内进行轻推。根据Stauffer和Seaman(1990)和Stauffer等人(1991)的结果，这种网格推进结构可以产生最小的偏差。2015年6月30日1200UTC至7月5日1800UTC的最外域和中间域的数值模拟涵盖了126小时的时间，从2015年7月2日0000UTC开始，最内域的积分时间长达48小时。本文对两个数值试验的结果进行了分析。在控制实验(CTL)中，模型中使用了未过滤的民解力量初始场。梁等人(2016年)的频谱分析显示，灿鸿(2015年)活动期间的光谱峰值波段为15-30天，与灿鸿(2015年)相关的初始风场由三个分量(图1)组成，它们是在每个网格点使用Lanczos滤波(Duchon，1979年)得到的。用带通滤波器和低通滤波器分别得到了15-30天的带通分量和30天的低通时间尺度分量。天气尺度分量是由未滤波场和15天低通场的差值得到的。

图1b显示了灿鸿(2015)明显的气旋式环流。在850hPa 15-30天的时间尺度上(图1c)，一个季风涡旋位于(10°N，148°E)附近，在2015年6月30日1200时(协调世界时1200时)，其纬向拉长轴约为2 500公里，沿南部外围的主要西风。值得注意的是，季风回旋区亦与一个30天的低空气旋式涡旋重叠，并沿南面和北面外围吹主要的西风和东风(图1d)。2015年6月30日世界协调时1200时，在其中心以东观测到台风灿鸿(2015年)。在这项研究中，低频涡旋的中心被定义为850hPa环流中心附近的最大正相对涡度的位置，而涡旋的大小被直观地确定为最外面的闭合风矢量的直径(Wu等人，2013年b；梁等人，2016年)。在初始边界条件和侧边界条件下，使用Lanczos滤波器分离其他变量，包括温度、水汽、位势高度和压力。为了研究15-30天时间尺度的季风涡旋对灿鸿(2015)强度变化的影响，从初始边界条件和侧边界条件中去除了15-30天时间尺度成分，进行了敏感性实验(NOMG)。也就是说，在NOMG实验中，热带气旋被嵌入到了30天的低空环流中。模型配置和物理参数化方案与CTL试验方案相同。

图1 (A)2015年6月30日世界协调时1200时的未过滤850hPa初始风场(矢量和阴影；单位：minus;1)及其在(B)天气尺度、(C)15-30天带通滤过尺度和(D)30天低通滤过尺度上的分量。(C)和(B)中的红色虚线大致勾勒出大规模的气旋式环流，红点表示它们的中心。台风符号表示2015年6月30日世界协调时1200时的灿鸿(2015)中心。

2仿真结果

3.1灿鸿(2015)在CTL实验中的模拟图2显示了2015年6月30日至7月5日世界协调时1200时至1800时期间CTL的模拟路径和强度，与中国气象局(CMA)(英等人，2014年)、日本气象厅(JMA)和联合台风警报中心(JTWC)最佳路径数据集相比。

在本研究中，模拟台风中心被定义为通过最大化方位平均切向风速，通过变分方法使对称切向风最大的中心(Wu等人，2006年)。

CTL试验很好地再现了灿鸿(2015年)在2015年6月30日至7月5日世界协调时1200时至1800时期间的移动情况(图2a)。模拟台风最初沿10°N向西移动，中心与观测结果基本一致。7月2日1800时，它在大约(10°N，149.5°E)向北急转弯，转弯角度比观察到的稍小，拐点也比观察到的更向东。7月3日1200UTC之后，模拟台风向西北移动。

模拟的强度演化与CMA最优路径数据集中的强度演化结果比较接近。2015年7月2日1800时，模拟台风达到了34msminus;-1强度的峰值，比海洋气象中心观测到的强度高出1m sminus;-1。然后，模拟的强度在随后的48小时内降低了约12msminus;1，并从2015年7月5日的0000UTC重新增强。相反，CMA数据集的观测强度在12小时内减少了10msminus;1，并且一直保持在热带风暴强度直到2015年7月5日末。根据DeMaria等人(2012年)提出的快速减弱的定义，即热带气旋强度在24 h内减少20kt(10.3m sminus;1)或更多，可以将CMA资料中显示的灿鸿(2015年)减弱事件归类为快速减弱事件。尽管减弱较慢，CTL实验代表了灿鸿(2015)强度变化的重要特征，包括峰值强度的大小和出现时间以及随后热带WNP盆地的减弱。

图2 观测和模拟(A)台风灿鸿(2015年)的路径和强度(2015年)(世界协调时2015年6月30日12时至7月5日1800时)。每隔6小时标记一次（B）中的红色虚线(B)概述了昌宏(2015)的衰弱时期，这是本研究的重点。

在JMA和JTWC最佳路径数据集中，灿鸿(2015年)仅增强到热带风暴强度，峰值强度分别在2015年7月2日1200时达到28msminus;1和0600UTC时达到25msminus;1，这比海洋气象中心数据集和热带气旋模拟中观测到的强度要弱得多，而且要早得多。

然而，在两个最佳轨道数据集中，达到峰值强度后的强度都有所减弱。在12 h内，JMA数据集的强度下降了5.3m sminus;-1，JTWC数据集的强度下降了2.5msminus;-1，减弱的速度比CMA数据集的减弱得慢。然后，根据日本气象局的数据，从2015年7月3日世界协调时1200时起，灿鸿(2015年)维持了约24msminus;1的强度，而JTWC表现出重新增强的趋势。尽管它们的减弱速率不同，但JM

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