（气象学专业论文）西太平洋台风期间海气能量特征及海洋飞沫作用的初步探讨.pdf

西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的 初步探讨 专业：气象学 硕士生：唐洁 指导老师：黎伟标副教授 摘要 本文使用n c e pr e a n a l y s i s2 的地表通量资料对西太平洋台风在不同发展阶 段的海气通量随时间变化及空间分布的特征进行初步分析，随后利用耦合了海洋 飞沫参数化方案的m m 5 模式对研究个例进行模拟，进一步分析台风在发展阶段 的空间分布特征，并对海洋飞沫的作用做初步的探讨，得到一些有意义的结果： 诊断结果显示，在西太平洋台风的不同发展阶段，其海气通量输送体现出不 同的特征：感熟和潜热通量在台风初生阶段都是逐渐增大，并在发展阶段达到最 强；台风在成熟阶段总的海气通量较弱，但潜热通量还是维持在较高的水平。西 太平洋台风海气通量的空间分布具有的相同的特征是：通量中心与台风中心不重 合以及台风的云墙区是海气交换晟活跃的区域。在不同发展阶段，海气通量的空 间分布会随台风结构的变化而有所差异。 数值模拟的结果表明，海洋飞沫的出现明显加强了海气通量的输送。从本论 文选取个例的模拟情况来看，海洋飞沫效应使台风区域的感热和潜热通量都有所 增加，而潜热的增加则更为明显，可达6 0 以上。数值模式得到的感热和潜热通 量的空间分布结果显示，海气通量交换在台风云墙区最为活跃，而在台风眼区则 较弱。考虑了海洋飞沫效应后，台风的结构和强度的模拟均有改善。海洋飞沫在 4 8 小时内对台风路径影响则不大。 对模拟结果的进一步分析还表明，海洋飞沫对台风的边界层产生重要影响。 其影响主要体现在以下几个方面：i 加大台风大风侧的气压梯度，从而增强这 个区域的低层风速；i i 加强了台风大风一侧的辐合上升和台风中心的下沉运动； i i i 使台风两侧变冷变干，台风中心变暖变湿，从而加强了台风云墙区的海气通 量输送。 关键词：台风海气通量海洋飞沫 n a i r - s e af l u xf e a t u r e sa n dt h er o l eo fs e as p r a yd u r i n g aw e s t e r np a c i f i ct y p h o o n m a j o r ： n a m e ： s u p e r v i s o r ： m e t e o r o l o g y t a n gj i e l iw e i b i a o a b s t r a c t t h i ss t u d yu s et h en c e pr e a n a l y s i s2s u r f a c ef l u x e sd a t at oa n a l y z et h ef e a t u r e s o ft h es p a t i a la n dt e m p o r a ld i s t r i b u t i o no ft h ea i r - s e af l u x e si nd i f f e r e n tp h a s ed u r i n g w e s t e r np a c i f i ct y p h o o np e r i o d ，t h e nu t i l i z eac o u p l e da t m o s p h e r e - s e a - s p r a ym o d e l i n g s y s t e mt o s i m u l a t et h ee x a m p l e a n a l y z ei n o r ea b o u tt h ef e a t u r e so ft h es p a t i a l d i s t r i b u t i o no ft h ea i r - s e af l u x e sd u r i n gt h ed e v e l o p i n gp h a s e ，a n dm a k eap r i m a r y s t u d yo ft h er o l eo fs e as p r a y t h er e s u l t sa r ea sf o l l o w s ： t h ed i a g n o s t i cr e s u l t ss h o wt h a tt h et r a n s f e rf e a t u r e so ft h ea i r - s e af l u x e sv a r i e s i nd i f f e r e n te v o l u t i v ep h a s eo ft h ew e s t e r np a c i f i ct y p h o o n ：t h es e n s i b l eh e a tf l u xa n d l a t e n th e a tf l u xi n c r e a s eg r a d u a l l yi nt h en a s c e n tp h a s e ，a n dr e a c ht h ep e a ki nt h e d e v e l o p m e n t a lp h a s e ；t h et o t a la i r - s e af l u xb e c o m ew e a k e ri nt h em a t u r ep h a s e ，b u t t h el a t e n th e a tf l u xi ss t i l lm a i n t a i nah i g hl e v e l t h es a m ef e a t u r e so ft h es p a t i a l d i s t r i b u t i o no ft h ea i r - s e af l u x e sd u r i n gw e s t e r np a c i f i ct y p h o o np e r i o da r e ：t h ec e n t e r o ft h ef l u x e sd o e sn o ts u p e r p o s et h ec e n t e ro ft h et y p h o o n ，a n dt h ec l o u dw a l lr e g i o n o ft h et y p h o o ni st h ea r e aw h e r et h ea i r - s e ae x c h a n g ei sm o s ta c t i v e i nd i f f e r e n t e v o l u t i v ep h a s e ，t h es p a t i a ld i s t r i b u t i o no ft h ea i r - s e af l u x e sw o u l dc h a n g ew i t ht h e s t r u c t u r eo ft h et y p h o o n t h es i m u l a t i v er e s u l t ss h o wt h a tt h ea i r - s e af l u x e si n c r e a s em a r k e d l ya f t e ra d d e d t h ei m p a c to fs e as p r a y a c c o r d i n gt ot h es i m u l a t i v ec o n d i t i o no ft h es a m p l e ，t h es 8 a i l l s p r a yc a n c a u s et h es e n s i b l eh e a tf l u xa n dl a t e n th e a tf l u xi n c r e a s e t h ei n c r e a s eo ft h e l a t e n th e a tf l u xi sm o r es i g n i f i c a n t ，u pt o6 0 w ef o u n di nt h er e s u l to ft h em o d e l i n g a i r - s e af l u x e st h a tt h ea i r - s e ae x c h a n g ei sm o s ta c t i v ei nt h ec l o u dw a l lr e g i o na n d w e a k e ri nt h ee y er e g i o n t a k i n gi n t oa c c o u n tt h ee f f e c t so fs e as p r a y ，t h es t r u c t u r e a n di n t e n s i t yo ft h em o d e l e dt y p h o o nm a yb ei m p r o v e d t h es e as p r a ym a k e sl i t t l e d i f f e r e n c et ot h et y p h o o nr o u t e m o r ea n a l y s i sa b o u tt h es i m u l a t i v er e s u l ti n d i c a t et h a ts e as p r a yh a sg r e a t l y i n f l u e n c eo nt h eb o u n d a r yl a y e ro ft y p h o o n t h em a i ni n f l u e n c ea sf o l l o w s ：i i n c r e a s e t h ep r e s s u r eg r a d i e n ta tt h eh i g hw i n ds i d eo ft y p h o o n ，a n dt h e ni n c r e a s et h el o w l e v e l w i n ds p e e da tt h i sr e g i o n ；i i i n t e n s i f yt h ec o n v e r g e n c ea n dv e r t i c a la s c e n d i n ga tt h e h i g hw i n ds i d ea n dt h ef i n k i n gm o t i o na tt h ec e n t e ro ft y p h o o n ；i i i m a k et h es i d e so f t y p h o o nt u r n i n gc o o la n dd r ya n d t h ec e n t e ro ft y p h o o nt u r n i n gw a r ma n dw e t ，a n d t h e ni n t e n s i f yt h et r a n s f e ro fm r - s e af l u x e si nt h ed o u dw a l lr e g i o no ft y p h o o n k e y w o r d s ：t y p h o o n a i r - s e af l u xs e as p r a y i v 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 第1 章前言 台风生成于热带海洋，是由海气相互作用产生的天气系统，所以，海气交换 过程对台风的形成、维持及演变都极为重要。早在1 9 4 4 年，b y e r s 就提出，下垫 面的感热和潜热通量对热带气旋的发展和维持起到重要的作用1 1 】。r i e h l 等也注 意到，尽管飓风从海洋中获取的热量只是上升气流中凝结释放的一小部分，但这 些热量对飓风的发展是必不可少的【2 。“。o o y a m a 提出，飓风外区的下垫面通复 是必须的，它能够维持0e 以抵消下沉干空气进入行星边界层所带来的影响【4 】。 e m a n u e l 等进一步证实，只要下垫面有足够感热和潜热通量提供能量，飓风可以 在不存在初始的对流有效位能的环境场中发展和维持 5 - 6 1 。 但是，由于缺乏足够的观测资料及物理过程复杂等种种原因，相比于台风的 内部物理性质、台风与气候的相互影响以及台风数值预报等方面，对台风期间海 气交换过程的研究会相对薄弱f 7 j 。近年来对台风状况下的海气相互作用的研究多 侧重于台风与海温的相互影响。数值试验表明卜9 1 ，热带气旋强度不仅与海面温 度有密切关系，而且与海水混合层厚度以及表层水温的垂直结构有关；海况对气 旋路径影响也十分显著，气旋有向高温区偏移的趋势，当前、后两气旋同向而行 时，后者路径容易偏移原方向，两气旋路径相交时。后者强度容易减弱。l a r s 假设s s t 对台风强度的影响可分为两部分，一部分是大范围s s t 场与大气的平 衡；另一部分是由台风的近地面风引发的台风眼下方的s s t 局地减弱。并用模 式证明台风强度对后者的变化更为敏感i l0 1 。杨桂山等的研究显示，在西北太平 洋海域，海表温度偏高对应热带气旋频数也增型l l 】。但是，海温是无法直接作用 于台风，它对台风的影响还是必须以海气间的交换为媒介来实现。 在感热和潜热通量对台风的影响方面，马艳等通过数值模拟研究了感热通量 对台风的影响，发现海面加热作用不仅对台风扰动场的强度有显著的影响，而且 对其型态也有明显的作用：加热范围的空间差异是决定扰动场分布型态差异的关 键因子，而不是由加热场本身所能决定的n 2 。贺海晏分析根据大气运动原始方 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 程组导出的支配台风中心移动的基本方程的各个强迫因子，结果表明假定凝结加 热分布与雨区分布一致，则主要雨区位于台风前进方向右侧时，凝结加热有促进 台风加速前进的作用；当主要降水出现在台风左侧时，则有利于台风减速；台风 正前方( 后方) 的降水将有利于台风左折( 右折) ：温度场上的冷区对台风有吸 引作用n 3 】。吴迪生和邓国等分别利用t o g a 实测水文气象资料和数值模拟，对 西太平洋台风的感热通量和潜热通量进行了一些初步的分析1 1 ”1 5 。k u o 等利用 早期p s u n c a r 中尺度模式对7 个热带气旋个例进行模拟，结果显示在气旋的 快速加深阶段所获得的海气通量对气旋的加深没有太大的影响，但是气旋快速加 深前的发展阶段所获褥的海气通量对热带气旋其后的发展演变有较大的影响 1 1 6 】。 一般认为，台风发展与维持的主要能量来源海气之间的强烈的热量和动 量交换是通过湍流传输的方式来实现的。但是，近年来的一些研究表明，在强风 速条件下，除了湍流交换之外，海洋飞沫也在海气间的通量传输过程中扮演着重 要的角色 1 7 - 1 9 l 。r i e h l t 2 0 1 早在1 9 5 4 年就指出，海洋飞沫对热带风暴的形成和维持 有重要的影响。a n t h e s 2 h 提出海洋飞沫的蒸发会冷却大气低层，由此引发感热 的传输并加强风暴。a n d r e a s 等u 8 1 也提出，一定存在某种机制使在强风速条件下 的海气间热交换增强，这个机制很可能就是海洋飞沫。f a i r a u l 2 2 1 和a n d r e a s 等口3 】 分别在1 9 9 4 年和1 9 9 9 年提出了海洋飞沫影响海气通量的参数化方案。这些参数 化方案的提出为海洋飞沫作用的数值化试验提供了强而有力的工具。其中， a n d r e a s 和d e c o s m o 提出的参数化方案是基于h e x o s 试验的数据。随后a n d r e a s 等【2 4 】将参数化方案作了进一步的改进，使其更适用于强风速条件。针对大话洋 飓风的一系列数值模拟试验表明，在考虑海洋飞沫作用后，飓风强度的模拟得到 了改善f 1 9 】。w a n g 等陶的研究结果显示海洋飞沫蒸发带来的低层冷却可以改变热 带气旋近心区域的边界层结构与对流情况。 现有的关于台风期间海气通量的研究大多集中在大西洋区域，对热带西太平 洋区域的研究比较少。热带西太平洋是全球台风发生最多且对我国产生直接影响 的区域，然而对西太平洋台风期间海气通量特征及其对台风演变的影响规律和机 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 理，尤其是台风强风速条件下的海气传输过程及其影响目前尚缺乏系统深入的探 讨。从已有的一些研究结果来看2 卜2 8 1 ，南海西太平洋台风期间海气之间的通量 传输异常激烈，而且海洋飞沫对潜热输送以及台风强度演变产生显著影响。因此， 要研究西太平洋台风期间的海气通量特征，不能不考虑海洋飞沫的作用。 本文将选取2 0 0 3 年7 月的第7 号台风“伊布都”作为研究个例，首先使用 n c e pr e a n a l y s i s2 的地表感热和潜热通量资料对台风不同发展阶段的海气通量 特征作粗略的分析，然后用耦合了改进过的a n d r e a s 和d e c o s m o 的海洋飞沫参 数化方案v e r s i o n 2 0 1 2 4 的非静力平衡中尺度模式m m 5 对个例的发展阶段进行模 拟，对海洋飞沫对台风边界层结构所产生的影响进行初步探讨，并与n c e p 通量 资料进行对比分析台风在这个阶段的海气通量特征。 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 2 1 资料来源 第2 章资料和方法 ( 1 ) n c e p r e a n a l y s i s2 的每天4 个时次的高斯格点的地表感热通量、潜热 通量资料，每个时次的资料都是该时次及随后6 小时的时间平均；1 0 m 的u ，v 分量资料；垂直速度6 0 的资料。 ( 2 ) n c e p r e a n a l y s i sl 的1 6 x1 。的g r i d 资料。 ( 3 ) 中央气象台发布的台风路径和强度资料。 ( 4 ) q u i k s c a t 风场资料 2 2 研究方法简介 本文选择一个西太平洋台风个例2 0 0 3 年第7 号台风“伊布都”，对它的 区域平均海气通量随时间演变特征做分析，并用三个不同时刻的海气通量场为代 表对不同发展阶段的海气通量的空间分布做诊断分析，然后使用与a n d r e a s 和 d e c o s m o 的海洋飞沫参数化方案v e r s i o n 2 0 耦合的m m 5 模式对台风个例进行模 拟，并对模拟结果进行分析。 2 2 1 模式介绍 m m 5 模式是美国宾州大学和国家大气研究中心开发的非静力平衡中尺度模 式，它是目前气象领域应用最广泛的中尺度模式之一，适合于包括台风在内的中 尺度数值模拟研究。 2 2 2 海洋飞沫参数化方案介绍 4 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 以下对海洋飞沫参数化方案进行简要的介绍f 2 4 l 。 洋面上的湍流海气交换过程普遍采用m o 相似理论来描述，其计算公式为： f 2 胪m u j ( 2 1 ) h s = 胪一c h r u r ( 瓦一) ( 2 2 ) h l2 , o l ，c e , ur ( q q ，) ( 2 3 ) 其中f 、地和h l 分别为湍流动量通量、感热通量和潜热通量；u ，t r ，和 q r 分别是模式最低层的水平风速，位温和比湿；u s ，t 。，和q 。分别是海平面的 水平风速，位温和比湿：p 是空气密度：c 。是定压比热：l v 是水蒸发潜热；c d f 、 c m 和c 丘分别是动量、感热和潜热通量的交换系数。在台风等强风速的条件下。 洋面上有大量的海洋飞沫生成。因此，在计算海气交换的通量时，除了上述的湍 流交换外，还要加上海洋飞沫对各个通量的贡献。即： h 啦= h ，+ q ( 2 4 ) h l , t2 h l + q l , ” ( 2 5 ) 其中，h l t 和 k t 分别为感热和潜热的总通量，而q s 。和q ，。则分别为海 洋飞沫引起的感热和潜热通量，它们分别由下面的式子计算： 缆，讯l 1 _ ( 掣肌， a ， q ”2 p 。c 。旺一k j 0 0 以0 ) ( 2 7 ) 式中u 是摩擦速度，p 。是海水密度，c 。是海水的比热，t 硼，1 0 0 是初始半径 为1 0 0 um 的飞沫雾滴的平衡温度，v s 和v l 为与摩擦速度u 有关的经验函数。 r 【f ( 5 0 hm ) 】是初始半径为5 0 丛m 的飞沫雾滴在空气中滞留时间f ( s o “m ) 后的 半径，由下面式子计算： r 囊，) = 。+ ( ，0 一) e x p ( - r ，f ，) ( 2 8 ) k 是平衡半径，r o 是初始半径，t ，是达到平衡半径所需的时间。 a n d r e a s 和d e c o s m o 的海洋飞沫参数化方案经过h e x o s 的观测资料验证和 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 调试，适用于较强风速情况下海气交换的计算。文中使用的是经改进后的 v e r s i o n 2 0 。与v e r s i o n l 0 相比，v e r s i o n 2 0 主要在飞沫潜热通量的计算方面做了 一些改进。v e r s i o n l 0 对下垫面气温不够敏感，因为这个版本假定1f ( 5 0 9 i n ) t 。( 5 0 i _ t m ) ，并因此设定式( 2 6 ) 里的r 【1f ( 5 0 9 m ) 】为r e q , 5 0 p m ，即初始半径为 5 0 um 的飞沫雾滴的平衡半径。由于抽对温度的依赖性很弱，q l 即在v e r s i o n l 里对温度的依赖性也很弱，这与实际观测有差异。将r 设为tf 和t ，的函数后， 因为一，随温度的上升显著减小，而tf 则随温度变化很小，q ；。对温度适当地敏 感了。改进后的飞沫参数化方案更为合理地反映了海表温度对热通量传输的影 响。 6 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 第3 章诊断分析结果 3 10 3 0 7 号台风简介及阶段的划分 0 3 0 7 号台风“伊布都”是典型的影响我国的西太平洋台风生成于菲律 宾附近洋面，沿西北路径进入南海，然后在我国台风登陆频率最高的广东省登陆。 图3 1 是它的路径图。它于7 月1 7 日在菲律宾东部沿海生成并发展，2 0 0 3 年7 月1 7 日2 0 ：0 0 发展成为热带风暴，气旋中心以2 5 - - 3 0 k m h 的速度朝西北方向 移动，风力逐渐加大。2 0 日0 2 ：0 0 在菲律宾以东1 0 0 0 k m 的海面上最大风力达 1 2 级。形成台风。2 2 日1 1 ：0 0 登陆菲律宾。2 2 日2 0 ：0 0 进入南海，继续往西 北方向移动，此时最大风速已达4 5 5 0 m s ，其气旋直径超过2 0 0 0 k m ，覆盖了整 个南海海域。该台风于2 4 日上午1 0 时左右在广东阳西与电白之间沿海地区登陆， 登陆时台风中心最大风力有1 2 级。此后，台风继续向偏西北方向移动，移经阳 西、电白、化州、廉江，并减弱为强热带风暴，最后移入广西境内。此次台风带 来的降雨，虽然对缓和部分地区前段时间的旱情和增加水库蓄水比较有利，但由 于强度强、移速快、破坏力大，因此部分地区灾情较重。据不完全统计，两广共 有1 5 个市、5 0 3 1 0 4 h m 2 农作物受灾，倒房2 9 万间，损坏房屋2 0 4 万间，直 接经济损失3 2 4 亿元。其中，广东省直接经济损失人民币1 9 亿元，死亡3 人： 阳江市1 8 3 万人受灾；广西死亡1 2 人，经济损失近5 亿元。 根据台风的发生发展过程”1 ，“伊布都”的台风过程可以划分为四个阶段( 图 3 一1 ) ：( 1 ) 初生阶段。从2 0 0 3 年7 月1 7 日o o u t c - - 2 0 日o o u t c ，“伊布都”从 生成发展到台风强度：( 2 ) 发展阶段，从7 月2 0 日0 0 u t c 2 1 日o o u t c ，“伊布 都”在这个阶段继续发展，直至达到其生命史上中心气压最低、风力最大；( 3 ) 成熟阶段，从7 月2 1 日o o u t c - - 2 4 日o o u t c ，“伊布都”维持在最低气压，不再 继续加深；( 4 ) 衰亡阶段，从7 月2 4 日0 0 u t c 一2 4 日1 8 u t c ，“伊布都”登陆后 逐渐减弱消亡。 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 3 2 海气通量随时间的演变 图3 - - 2 到图3 - - 2 分别是0 3 0 7 号台风的感热和潜热通量的台风中心周围 1 0 。1 0 。的区域平均值与台风强度随时间变化的曲线图。 在图3 - - 2 上可以看到，在台风的形成与发展阶段感热通量逐渐增大，并在 进入成熟阶段前达到最大值。当台风进入成熟阶段，感热通量有所减弱。在后面 的海气通量空间分布特征分析中可以看到，除了因为在这个阶段感热通量的大值 中心本身减弱了之外，还因为这个阶段里感热通量在部分区域出现了负值，因此 削弱了区域平均感热通量的大小。2 2 日1 2 u t c 台风越过菲律宾群岛北端，开始 进入南海。这时台风稍为减弱，感熟通量反而有所加强。这是因为受越南近海岸 一带强通量区的影响，台风感热通量的负值区消失，区域平均通量的值由此有所 增强。2 4 日台风登陆，海气交换迅速减弱，曲线中的感热通量负的大值是受到 陆地的影响。 从图3 3 可以看出，潜热通量随时间的变化趋势基本上与感热通量类似。 不同的是潜热通量在台风发生发展阶段增强比感热通量要明显，而且即使在台风 的成熟阶段潜热通量略有减弱，还是维持在一个比较强的水平。 鲍文比是感热通量和潜热通量的比值，它的大小反映了这两个量的相对变化 情况。图3 - - 4 是区域平均的鲍文比与台风强度随时间变化的曲线图。潜热通量 在整个台风过程的海气通量中一直扮演着主要的角色。在台风的成熟阶段，这一 点尤其明显，这是台风的感热通量在成熟阶段部分区域出现负值，使得区域平均 感热通量明显变小所致。 海气通量在台风发展阶段的变化是整个台风过程里海气通量演变的一个重 要转折点。在这个阶段，台风环流内的海气通量达到最大值，然后开始减弱，台 风亦随后步入成熟阶段。下面将分析不同阶段的海气通量的空间分布特征。 西太平洋台风期问海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 3 3 不同阶段的海气通量的空间分别特征 这一节选取了2 0 0 3 年7 月1 8 日1 2 u t c ，2 0 日1 2 u t c 和2 1 日1 2 u t c 三个 时刻为代表来分析“伊布都”在初生阶段，发展阶段和成熟阶段的海气通量的空 间分布特征。 在初生阶段，台风中心周围的云墙区内有强烈的海气通量传输，而且在结构 上呈准对称分布( 图3 5 a ) 。初生阶段的台风环流内的感热通量绕台风中心均 匀分布，皆为正值，其中心值约为4 0 w m 2 。台风中心位于感热通量的大值区内， 但与大值中心并不重合，而是略为偏后于感热通量的中心。潜热通量则是有三个 中心两个大值中心与一个小值中心( 图3 5 b ) 。台风前进方向左侧的大值 中心约为5 0 0 w m 2 ：右侧的大值中心稍弱，约为3 5 0 w m 2 ；位于它们之间的小 值中心则约为2 5 0w m 2 。台风中心位于小值区内，同样不与小值中心重合，而 是偏向于前进方向左侧的大值区。 到了发展阶段，台风海气通量的各个中心都有所加强，雨且原本的准对称结 构随着台风的加深而逐渐破坏。在感热通量场上( 图3 6 a ) ，这点体现为台风 前进方向左侧的感热通量梯度变得比右侧要大。这时的感热通量中心约为8 0 w m 2 。台风中心仍然不与感热通量大值中心重合，而是略为超前于大值中心。 而在潜热通量场上( 图3 6 b ) ，两个大值中心渐渐落后于小值中心，右侧的大 值中心不断加强至6 0 0 多w ，m 2 ，超过了左侧的大值中心的5 0 0 多w m 2 。台风 中心还是位于小值区偏左的位置。 在成熟阶段，台风的非对称结构已经形成。这个阶段的感热通量分布与前两 个阶段相比有了明显的改变。在图3 - - 7 a 上，感热通量的正大值区绕到了台风前 进方向的右侧，中心值减弱到约为3 0 w m 2 。左侧则出现一个与其大小相当的负 大值区。这个负大值区的出现，说明在成熟阶段台风环流内的感热通量不再是单 一的从海洋输送到大气中，还存在方向相反的输送。这种现象的出现可能是由于 一方面，这个区域的下沉气流的下沉增温使空气温度上升超过了海表温度，从而 9 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 使得感热通量反向传输( 图3 - - 7 d ) ：另一方面，在台风强风作用下海表以下的 冷水上涌，使海表温度下降了。而在图3 - - 7 b 上可以看到，潜热通量的准对称分 布已经被破坏，一个强的大值中心位于台风前进方向右侧，中心值保持6 0 0 多 w m 2 。而原本的小值区和另一个大值中心明显减弱了。根据贺海晏【l3 】的研究， 主要的非绝热加热区位于台风前进方向右侧时。有促使台风加速前进的作用。因 此，在这个阶段，位于台风前进方向右侧的海气热通量对台风有非绝热引导作用， 使得台风加速。这可能是“伊布都”移速加快的重要原因( 图3 一1 ) 。 不同阶段的感熟和潜热通量所具有的相同特征就是台风中心与通量中心不 重合以及台风的云墙区是通量交换最活跃的区域。 n c e pr e a n a l y s i s2 的通量资料是高斯格点的资料，其分辨率要用来诊断台风 这种尺度较小的系统的通量分布是略为偏低了。而且，这套资料是6 小时平均的 数据。西北太平洋低纬海区台风移动速度平均为2 0 - - - 3 0 k m h ，6 个小时里台风平 均移动了1 2 0 - - - 1 8 0 1 m 。因此，经6 小时平均后的资料会使得通量的一些分布特 征削弱甚至消失。这套资料反映的台风海气通量特征是低分辨的6 小时平均特 征。要获得高分辨的海气通量瞬时特征，需要利用数值模拟工具来实现。众所周 知，感热和潜热通量的分布与低层风速有很大关系。从图3 4 c 图3 6 c 也可 以清楚的看到，感热和潜热通量，尤其是潜热通量的分布与l o m 风速率的分布 基本一致。但是，在强风速条件下，传统的通量计算方法往往会有较大的误差。 为了得到分辨率较高的资料来进一步分析台风期间海气通量分布的瞬时特征，并 尽量减小这种误差，下面将使用耦合了海洋飞沫参数化方案的m m 5 模式对研究 个例进行模拟。前面对海气通量随时间演变的诊断分析表明，海气通量在台风的 发展阶段达到最强，因此将选择2 0 0 3 年7 月1 9 日0 0 u t c 2 1 日0 0 u t c 这个台风 处于发展阶段的时段进行模拟。 1 0 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 第4 章数值模拟分析结果 4 1 试验设计 本试验时间积分步长为1 2 0 s ；垂直方向分为2 3 层 水平方向采用两层嵌套 方案，粗网格格距为5 4 k m ，1 2 1 x 1 2 1 个格点，物理过程采用的分别是m i xp h a s e 方案，b e t t s m i l l e r 方案，b l a c k a d a r 边界层参数化方案以及云辐射方案；细网 格格距为1 8 k m ，2 0 2 x2 0 5 个格点，物理过程采用s i m p l ei c e 方案，g r e l l 方案 以及b l a c k a d a r 边界层参数化方案。 试验模拟时间从2 0 0 3 年7 月1 9 日o o u t c 开始，积分4 8 h 到2 0 0 3 年7 月2 1 日o o u t c 为止。为了对海洋飞沫的作用做对比，试验分为两部分： 试验a ：采用删5 模式本身的海气感热，潜热通量计算方案； 试验b ：在w 5 模式的通量计算方案基础上加上海洋飞沫通量。 4 2 模拟效果分析 4 2 1 台风路径 图4 1 是模拟的台风路径与中央气象台发布的台风路径比较图。从图上可 以看到，试验a 和试验b 模拟得到的路径与实际观测得到的台风路径基本上吻 合。这说明在初始场台风中心定位误差较小的情况下，模式对台风路径有较好的 模拟能力。另外，试验a 和试验b 模拟得到的路径非常接近，这说明了海洋飞 沫的加入在4 8 小时内对台风路径没有明显的影响。早期也有数值模拟研究指出， 台风边界层各种通量的垂直输送2 4 小时内对台风路径的影响很小而对台风的维 持有重要的作用。海洋飞沫是通过改变海气问的通量交换而对台风产生影响 的，因此，本文的模拟结果和以往的工作是相符的。 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 4 2 2 台风强度 与实际观测的台风强度相比( 图4 2 ) ，试验a 和试验b 模拟得到的台风 强度略有偏小，这主要是由初始场本身的台风中心气压值偏高所致。比较试验a 和试验b 的台风强度模拟结果可以看出，试验b 比试验a 的台风加深要快，两 者相差最大达到8 ，3 h p a 。这说明加入了海洋飞沫作用后，台风强度的模拟有一定 的改善。 4 2 3 台风的风场 为了进一步确认模式的模拟效果，下面将模式输出的1 0 m 风速与q u i k s c a t 风场进行对比。为与诊断部分配合，风场对比选取了与台风发展阶段的诊断分析 同样的时刻2 0 0 3 年7 月2 0 日1 2 u t c 。q u i k s c a t 实测风场这时候的最大风 速达2 7 m s 以上( 图4 3 a ) ，与之较，试验a 模拟出来的风场强度略为偏低， 最大风速为2 5 3 m s ( 图4 3 b ) ；试验b 的最大风速比试验a 略高，为2 6 5 m s ， 而且大风区的范围比试验a 要大，在分布上也与实测比较吻合( 图4 3 c ) 。尤 其是台风中心东侧的大风区在试验a 中没有模拟出来，而在试验b 中则清晰可 见。这个区域正好是台风的海气通量增加最为明显的区域。这表明考虑海洋飞沫 效应后，模拟出来的台风风场和和实测更加吻合。 4 2 4 台风的感热和潜热通量 模拟台风的强度增加的主要原因是海洋飞沫作用的加入使得海气间的热通 量传输得到了加强。海洋飞沫对潜热通量的影响十分显著( 图4 4 ) 在模拟时 段内，海洋飞沫增加的潜热通量最大达6 0 0w m 2 ( 约增加了6 0 ) ，最小也有约 7 0w m 2 ( 增加了将近1 3 ) 。相对于潜热通量，海洋飞沫对感热通量的影响较 小。不过由海洋飞沫增加的感热通量最大也达8 0w ，m 2 ( 约增加了4 0 ) 。从数 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 值上来看，模拟得到的通量值比诊断所使用的资料的值要大，这是由于一方面诊 断的资料是6 小时平均的通量值，会有一定的削弱现象：另一方面，海洋飞沫作 用的加入也对通量有加强作用。潜热和感热通量增量主要与低层风速有关，其中 心大致与台风的大风区相吻合( 图4 5 ) 。这些增加的热通量使台风可以得到更 多发展所需的能量，强度也就有了相应的增加。 4 3 海洋飞沫对台风边界层结构的影响 海洋飞沫作用的加入除了对台风的强度和海气通量值的大小有影响外，还会 对台风的结构产生影响。海洋飞沫的物理量交换过程是在大气边界层内完成的， 因此台风边界层的结构理应受到海洋飞沫带来最直接的影响而发生某种程度的 改变。 因为模拟时段内，2 0 0 3 年7 月2 0 日1 2 u t c 台风的感热通量和潜热通量值都 达到最大值( 图4 4 ) ，同时，也为了配合诊断分析，以下选择了该时刻对试验 a 和试验b 各气象要素场的空间分布进行对比分析，以揭示海洋飞沫对台风边界 层所产生的影响。 图4 6 a 是沿台风中心试验a 得到的边界层高度的气压一纬向剖面图。在层 结不稳定的情况下，边界层高度会比较高。从以往的研究来看，台风边界层的高 度随时间的变化十分激烈。“。由图4 - - 6 a 可见，台风的边界层高度在空间分布上 也有十分显著的差异。在台风的眼区，边界层高度较低，这是由于这个区域的下 沉运动抑制了边界层高度向上增长。台风的云墙区和外区由对流上升运动控制， 处于层结不稳定状态，因此边界层高度较高。从考虑了海洋飞沫后边界层高度与 试验a 的差异情况来看( 图4 6 b ) ，海洋飞沫效应使得台风中心的东侧附近边 界层高度有明显增加，这与海洋飞沫使台风中心附近感热和潜热通量的显著增加 ( 图4 - - 7 ) ，并且与海洋飞沫的上升运动效应( 图4 - - 8 ) 密切相关联。丽在台风 的其它区域，边界层高度则有不同程度的降低。 两太平洋台风期阀海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 图4 9 给出了2 0 0 3 年7 月2 0 日1 2 u t c ，试验b 得到不同垂直层次上的以 台风1 0 m 大风中心为中心的2 0 2 。范围内水平风速的平均值减去试验a 的相应 层次和范围的水平风速平均值所得到的垂直廓线。从图4 9 可以看到，水平风 速差在8 5 0 h p a 达到最大值，然后到7 0 0 h p a 以上其影响逐渐减弱。表明海洋飞沫 的影响在低层较为明显，其效应大约在台风边界层顶到对流层中层之间达到最 强。这与海洋飞沫对海气通量的影响主要集中在边界层内有关。 为了更进一步了解海洋飞沫影响水平和垂直的分布状况，下面将给出2 0 0 3 年7 月2 0 日1 2 u t c 的经台风中心的高度场、水平风场、位温场以及湿度场试验 b 与试验a 差值的气压一纬向剖面图( 图4 1 0 ) 。从高度场的垂直剖面来看( 图 4 - l o a ) ，海洋飞沫的影响从地面至高层是逐步减弱的。值得注意的是，高度场 的差值在台风中心周围约1 个经度的范围内都是负值区，表明海洋飞沫的效应有 利于台风中心附近的气压下降。而在台风东侧紧贴着负值区的是个相对较弱的 正值区。这种配置加大了这两个区域之间的气压梯度力，使得在1 3 2 0 e 左右的边 界层出现一片水平差值风的大值区( 图4 l o b ) 。2 0 0 3 年7 月2 0 日1 2 u t c ，台 风的大风区位于台风中心东侧( 图4 5 ) ，这片水平差值大风与台风大风区重叠， 大大加强了台风的强度。 另外，我们风场的差值剖面图( 图4 一l o b ) 还可以看到，在大风区的西侧， 水平差值风是辐散的，而在东侧，则是辐合。东侧的气流辐合上升，形成道强 的上升差值流。在台风中心上方约3 0 0 h p a 的高度上。高空的辐合下沉与低空的 辐散配合，加强了台风中心的下沉运动( 图4 8 ) 。下沉气流压缩增温，从图4 1 0 c 上可以看到，在台风中心区域，从1 0 0 0 h p a - 2 0 0 h p a 都是加热区，加热中 心在约8 5 0 h p a 高度上。这有利于台风暖心结构的维持，从而有利于台风的维持。 从图4 一l o d 上看，加入了海洋飞沫作用后，在台风中心两侧变得较为干燥，这 使得海气之间的湿度差增大，有利于潜热通量的持续向上传输( 图4 7 b ) 。同 时，飞沫液滴在低层蒸发吸收热量，使台风中心外围的低层变冷，增大了海气之 间的温差，从而加强了这个区域的感热通量输送( 图4 7 a ) 。与外围不同的是， 在台风中心区域，边界层变得更暖更湿。相应的这个区域的热通量输送也较弱。 1 4 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 4 4 模拟的海气通量空间分布特征 使用耦合了海洋飞沫参数化方案的m m 5 模式模拟出来的海气通量场与使用 n c e p 通量资料诊断分析得到的结果相比有些异同。 感热通量场的差异比较明显。试验b 模拟的台风感热通量场( 图4 1 1 a ) 最强的中心位于台风中心南侧，中心最大值达3 5 0w m 2 以上，远大于n c e p 资 料的值( 图3 5 a ) 。另外，模拟的感热通量场在台风中心附近有一个小范围的 小值区，这是前面的诊断分析中没有的。海气通量交换的强弱与近地面风速有关， 这是公认的。强风可以促进海气通量交换，相反，在风力弱的地方，海气交换也 比较弱。台风眼区是一个静风区，因此，这一带的海气交换也应该比较弱。在这 一点上，模拟的结果与己知的事实是相符的。n c e p 资料没法辨认出这个小值区， 与它的分辨率有很大关系。从模拟的感热通量场上看，这个小值区直径不到2 。， 纬向分辨率只有2 5 。的n c e p 通量资料当然没办法分辨出来。 模拟与诊断的台风潜热通量场上同样存在台风中心附近的小值区( 图4 1 l b 和图3 5 b ) ，只是诊断资料的小值区范围比较大。台风的云墙区是潜热通量 输送活跃的区域，且潜热通量大值中心落后于台风中心，这与诊断结果是相同的。 与感热通量场一样，模拟的台风潜热通量中心也远大于n c e p 通量资料的值。n c e p 通量资料诊断的结果表明这个时刻台风潜热通量交换最强是在台风中心东北侧， 而模拟结果则是在台风中心东侧。这是因为考虑了海洋飞沫之后，台风中心东侧 的潜热通量交换大大加强了。 从上面的分析可以知道，分辨率低的n c e p 通量资料用来分析台风期间的海 气通量特征有一定的不足，这主要是因为：一、n c e p 的通量资料是6 小时平均 结果，这不但使随时间变化比较强烈的台风海气通量强度被削弱，还对其分布特 征有影响；二、没有考虑到些海上的影响因素如海洋飞沫，碎浪等。尽管这样， n c e p 通量资料对区域海气通量随时间的变化趋势仍有一定的分析能力。模拟时 西太平洋台风期间海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 段的海气通量最大值出现在2 0 日1 2 u t c ( 图4 - - 4 ) ，这点在诊断结果中就有体现 出来( 图3 1 图3 - - 2 ) 。另外，诊断的资料也能看到台风通量场的一些基本特 征如：台风中心与通量中心不重合：海气交换最活跃的地方是台风的云墙区等。 1 6 西太平洋台风期问海气通量特征及海洋飞沫作用的初步探讨 5 1 总结 第5 章总结和讨论 本文使用n c e pr