（物理海洋学专业论文）南海海洋响应台风过程数值研究.pdf

南海海洋响应台风过程数值研究 专业：物理海洋学 学位申请人：陈宜展 指导老师：詹杰民( 教授) 摘要 台风是最具破坏性的海洋一大气系统。台风及其引起的海上巨浪和沿海风暴 潮不仅给沿海地区人民的生命财产造成严重的损失，而且对海上军事活动、交通 运输、海洋工程和渔业都带来严重的损失。在近海地区，台风对海面的影响虽然 是为时数天的短暂现象，但却是灾害性的，也是浅海中的一个重要的动力学问题， 对大气与海洋之间的动量、热量和质量的交换起着重要的作用。准确模拟预报的 海面风场，可以极大的影响海浪、风暴潮等海洋过程的模拟预报精度，而且会很 好促进海气过程的研究。因此，对海洋台风响应过程的研究探讨是海气机理研究 的关键问题，也是模拟预报工作的重要环节。 本论文利用第五代中尺度大气数值模式( 栅5 ) 及普林斯顿海洋模式( p o m ) 对台风“玉兔( 0 1 0 7 ) 进行模拟研究。 首先，利用大气模式m m 5 对0 1 0 7 号台风( 玉兔) 进行数值实验。结果表明： 模拟台风路径与实测路径相似，模拟出的台风环流都呈现出台风的非对称及涡旋 状态。台风温度场和气压场都很好表现出了台风过境时的特征，并模拟了台风降 雨与温度的特征。同时，对台风风场每6 h 输出一次数据，为后续的海洋模式计 算奠定基础。 其次，经过大气模式计算后，采用上述台风风场作为p o m 模式驱动对南海进 行模拟，研究台风过程中南海流场、温度和盐度的响应。结果表明：海洋对台风 过程有强烈的响应，海面形成了气旋式闭合流场，并且台风影响具有左弱右强现 象；台风引起海洋表面温度大幅降低，其中大风夹卷引起的冷水抽吸影响最大； 大风引起的平流输送在实际情况中对海水温度、盐度的水平分布有重要影响：台 风诱导海水上翻，会使得海洋的混合层明显加深。 最后，总结本文所进行研究工作，并对未来研究方向进行展望。 关键词：南海；台风；姗5 ；p o m n u m e r i c a ls t u d yo ft h er e s p o n s eo f t h es o u t hc h i n as e at ot y p h o o n m a j o r ：p h y s i c a lo c e a n o g r a p h y n a m e ：y i z h a nc h e n s u p e r v i s o r ：p r o f j i e m i nz h a n a b s t r a c t t y p h o o n i st h em o s td e s t r u c t i v em a r i n e a t m o s p h e r es y s t e m s t r o n gc o a s t a ls t o r m t i d ea n db i l l o wc a u s e db yt y p h o o nn o to n l yb r i l l gs t 。m c e r el o s st op e o p l ew h ol i v e di n c o a s t a la r e a sb u ta l s oh a v eh i g he f f e c to nt r a n s p o r t a t i o na n do p e r a t i o no nt h es e a , s u c h a sm a r i n ea n df i s h e r y i nt h eo f f s h o r ea r e a s ，t h ei m p a c to ft y p h o o no nt h es e ai sa s h o r t - l i v e dp h e n o m e n o no faf e wd a y s ，b u ti ti sd i s a s t r o u sa n da ni m p o r t a n ts h a l l o w w a t e rd y n a m i c s ，w h i c hi sp l a y i n gav e r yi m p o r t a n tr o l ei nt h ep r o c e s s e so ft h em a s s ， e n e r g ya n dh e a te x c h a n g eb e t w e e nt h ea t m o s p h e r ea n dt h eo c e a n o nt h eo t h e rh a n d , t h es e as u r f a c ew i n df i e l dc a l lg r e a t l ya f f e c tt h ew a v e s ，s t o r ms u r g e sa n do t h e rm a r i n e 内r e c a s ta c c u r a c yo ft h es i m u l a t i o np r o c e s s ，b u ta l s ob eh e l p f u lt op r o m o t et h ep r o c e s s o fa i r - s e a t h e r e f o r e , t h er e s p o n s eo ft h em a r i n er e s e a r c ho ft h et y p h o o ni sn o to n l y t h ek e ym e c h a n i s mo ft h ea i r - s e ai s s u e , b u ta l s oa ni m p o r t a n tp a r to fs i m u l a t i o n f o r e c a s t i n g i nt h i st h e s i s ，u s i n gt h ea t m o s p h e r i cm e s o s c a l em o d e l ( m m 5 ) a n dt h e p r i n c e t o no c e a nm o d e l ( p o m ) s i m u l a t i o nt os t u d yt h et y p h o o ny u t u ( 0 10 7 ) p r o c e s si n t h es o u t hc h i n as p a f i r s t l y , t h e0 10 7t y p h o o n ( y u t u ) n u m e r i c a le x p e r i m e n ti sc a l c u l a t e db ym m 5 t h er e s u l t si n d i c a t et h a t ：s i m u l a t e da n dm e a s u r e dp a t ho ft h et y p h o o na les i m i l a r , t h e t y p h o o nc i r c u l a t i o n i s n o n - s y m m e t r i ca n dw h i r l p 0 0 1 t y p h o o nt e m p e r a t u r ea n d p r e s s u r ef i e l da r ew e l ld e m o n s t r a t e dw h e nt h et y p h o o nt r a n s i t s ，a sw e l l 弱t h e i i i s i m u l a t i o nb e t w e e nr a i n f a l la n dt e m p e r a t u r ec h a r a c t e r i s t i c s m e a n w h i l e ，o u t p u tw i n d f i e l dd a t ae v e r y6 ha sao n c eb a s eo ft h ef o l l o w - u pm a r i n em o d e l t h e n ，t h er e s p o n s eo ft h es o u t hc h i n as e at ot y p h o o ny u t ui sc a l c u l a t e du s i n g p o mm o d e l ，w h i c hi sd r i v e nb yt h et y p h o o nw i n df i e l dc a l c u l a t e da b o v eb yt h em m 5 t h er e s u l t si n d i c a t et h a t ：t h ep r o c e s so ft h eo c e a nh a sas t r o n gr e s p o n s et ot h et y p h o o n ， g e n e r a t e ds i g n i f i c a n ts u r f a c es u b s i d e n c ec e n t e ro ft h et y p h o o n ，a n dh a sa “l e f tw e a k e r r i g h ts t r o n g e r p h e n o m e n o n s t r o n gw i n dc a u s e ss i g n i f i c a n tr e d u c t i o ni ns e as u r f a c e t e m p e r a t u r e s ，i n c l u d i n gw i n ds u c t i o na n dw i n de n t r a i n m e n tw h i c ha r et h eg r e a t e s t i m p a c t ；w i n d sc a u s e db ya d v e c t i o nf r o mt h ea c t u a ls i t u a t i o no nw a t e rt e m p e r a t u r e ， s a l i n i t yo ft h eh o r i z o n t a ld i s t r i b u t i o nh a v ea ni m p o r t a n ti n f l u e n c e ；t y p h o o ni n d u c e d s e a w a t e rt u r n e d ，w i l lm a k et h eo c e a nm i x e dl a y e rb ed e e p e n e d f i n a l l y , t h ec o n c l u s i o n sa r ed e f i n e da n ds e v e r a lp r o s p e c t so ft h ef u t u r es t u d ya r e f o r m u l a t e d k e yw o r d ：s o u t h c h i n as e a , t y p h o o n ，m m 5 ，p o m i v 原创性声明 本人郑重声明： 本人所呈交的学位论文，是本人在导师的悉心指导下，独立进行研究工作所 取得的成果。除文中已经注明引用的内容外，本论文不包含任何其他个人或集体 已经发表或撰写过的作品成果。对本文的研究做出重要贡献的个人和集体，均已 在文中以明确的方式表明。本人完全意识到本声明的法律结果由本人承担。 学位论文作者签名：碱宜展 日期：2 c 7 扣年石月7 日 学位论文使用授权声明 本人完全了解中山大学有关保留、使用学位论文的规定，即：学校有权保留 学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论文的电子版和纸质版，有权将学 位论文用于非赢利目的的少量复制并允许论文进入学校图书馆、院系资料室被查 阅，有权将学位论文的内容编入有关数据库进行检索，可以采用复印、缩印或其 他方法保存学位论文。 学位敝作者签名：镌血履 日期：础年多月7 日 导师繇名鲵 日期：咖月7 日 中山大学硕 ：学位论文 第一章绪论 i i 本文的研究意义 台风是产生于低纬海洋上伴随有狂风暴雨的一种暖心结构强气旋式涡旋，是 一种强灾害性天气系统。世界各地对台风的称谓不同，在东太平洋和大西洋称飓 风，在印度洋称热带风暴，在南半球称热带气旋。台风影响全球范围许多国家， 是每年引起巨大生命财产损失的最具破坏性的自然灾害之一。它们的影响在受到 大风、飑线、诱发的龙卷风和由暴雨与风暴潮引起的洪水以及海浪袭击的沿海区 域最为严重。尽管近些年来，随着国家工业化不断发展，由于台风引起的生命损 失已显著地减少，但财产的损失却在大量地增加。伤亡人数的减少通常归结为台 风预报和警报系统的改善，而财产损失的增加则被认为是由于沿岸地区财产发展 的加速。这清楚地表明，急需对台风机理深入研究、对海岸进行长期合理规划和 对预警系统进一步完善，这必须获得研究团体、预报员、政府规划人员和决策者 的共同努力来关心灾害防备和全面的公众设施。 台风是产生于热带亚热带海洋上海洋上的强烈天气系统，是海洋与大气之间 相互影响的直观结果。在台风结构中，低层有强烈的流入，高层有强烈的流出， 并有极强烈的上升运动，是强烈的气旋性环流。同时，海洋对台风过程有明显的 响应。台风强风场会导致海洋混合过程强烈加剧，对立体海洋的物质、能量和热 量交换影响巨大。由于大风夹卷作用，海水发生气旋式旋转，驱动上层海洋出现 湍流，引起海水辐散，台风中心区域海水下沉，外围区域海水上升，并且引发海 洋表层暖水与深层冷水混合。冷水抽吸作用又会导致海表面温度下降和次表层温 度上升，海洋响应的降温过程又会反作用于大气，致使海洋对台风的能量输送减 弱，抑制台风强度，从而对台风运动产生重大影响。此作用在海洋强降温区域尤 为明显，强烈的海表降温会致使海洋停止对台风的能量输送，并对台风的路径、 持续时间和强度产生影响。另外，强风和水量交换会导致海洋盐度向台风中心堆 积，外围海域盐度降低。同时，海洋混合层加深，垂向出现强大流速，海洋上各 物理参量发生明显变化。因此研究海洋对于台风过程的响应特征具有重要的科学 意义。 中山人学硕i ：学位论文 1 2 南海区域概况 西太平洋是全球台风发生最多的地区，约占世界台风总数的1 3 。西太平洋 地区所处地理环境、海洋流场以及台风的结构决定了此地区台风向西北移动的特 征，从而使位于西太平洋沿岸国家极易遭到台风袭击，而我国又是太平洋西岸国 家中受到台风袭击最多的国家，也是世界上台风登陆做多、台风灾害最重的国家。 南海海域台风活动频繁，南海台风常给我国及周边国家沿海地区带来灾难性影 响。这一现象的形成原因是这一海区具有台风形成的成熟条件：其一，太平洋地 区具有世界上最开阔的海洋，同时由于西太平洋地处低纬，全年水温较高，保持 在2 6 - - 2 7 左右，常年高温高湿的状态，海水易于蒸发，为台风形成供给了 足够的水汽和热量，并有条件为台风发展提供能量；其二，所处海域纬度适中， 易受科氏力作用，低压一旦形成，向低压中心流动的气流受到科氏力作用而绕中 心旋转，易于致使低压快速发展成熟，生成气旋性环流；其三，海区高空风速较 小，易于致使上升温湿空气释放出潜热积蓄起来，利于台风发展加强。由此可见， 研究南海区域对于台风的响应特征具有非常重要的意义。( 崔红，2 0 0 9 ) 2 中山大学硕一 ：学位论文 1 3 本文的结构和研究内容 南海地处低纬，台风活动频繁而其影响十分复杂又极其重大，因此研究南海 对台风的响应过程具有非常重要的科学意义。虽然目前海洋工作者在这一领域的 研究取得了一定的成果，但是仍然存在着许多问题亟待解决。另外，由于海洋范 围广阔、环境复杂、气候变化莫测，所以对外海实施观测十分困难，尤其在台风 恶劣的天气状况下获得可靠的观测资料难度更大，但随着计算科学与计算机技术 的发展则令此问题得到了很大程度解决。因此，利用数值模拟的方法来分析台风 过程中海洋的响应特征是十分必要的。本文的创作目的一方面是为了验证m m 5 与 p o m 两个模型的模拟能力与耦合特征；另一方面为了检验模拟结果与前人成果的 一致性及不一致性，希望得到新的成果，以期对此课题的研究有所推动并对个人 能力进行锻炼。主要将从下述几方面对此问题进行探讨： 首先，在充分阅读了大量文献的基础上，分析比较国内外相关研究成果，对 海洋台风响应机制进行全面系统的分析。 其次，采用中尺度大气数值模式( 瑚5 ) 数值实验对台风“玉兔”( y u t u ， 0 1 0 7 ) 进行模拟，并分析其特征和数值实现。 再次，应用p o m 模式来计算南海对于台风的响应，此过程模式计算主 要分为两个阶段：第一阶段采用d a s i l v a 数据库月份平均风场和海洋大气 综合资料库( c o a d s ) 热通量驱动模式，使模式计算达到稳态平衡状态并且 给出台风作用前的初始条件；第二阶段在第一阶段基础上，用m m 5 输出的 风应力驱动p o m 模式进行计算，研究台风期间的南海温度、流场的等的响 应。 最后，分析m m 5 和p o m 两个模式之间的耦合特征。对全文进行概括， 总结本文的主要结论，并对有待进一步研究的工作进行展望。 3 中山人学硕i ：学位论文 第二章海洋台风响应过程研究进展 海洋对于台风的响应情况是物理海洋学界关注的经典问题，国内外学者早就 对此问题关注并作了大量研究。对于台风过程中海洋流场的响应，在二十世纪八 十到九十年代即作了不少研究，主要根据实际观测加以分析。早在1 9 8 3 年， b r o o k s 根据台风a l l e n 期问海洋2 0 0 m - - 7 0 0 m 水深的观测数据，认为在台风作用 下海洋流场会产生椭圆形轨迹、顺时针旋转的近惯性波动。台风过境3 天后，海 洋的近惯性流流速为5 0 c m s ，并大约持续了5 天时间。1 9 8 7 年，s h a ye ta 1 分 析了台风f r e d e r i c 期间海流的实测数据，对台风激发的近惯性波动现象进行了 研究，并且计算得出：台风影响后的近惯性波动频率比平常频率高1 至6 ，水 平波长约为2 4 0 k m 到2 6 0 k m ，垂向上的尺度超过1 0 0 0 m 。1 9 8 9 年，c h u r c he ta 1 根据台风g a y 期间实测c t d 与a d c p 数据，认为海洋响应具有右偏性，最大流速 发生在台风路径右边并且混合层明显加深。1 9 9 8 年，d i c k e ye ta 1 在台风f e l i x 期间对百慕大地区进行浮标锚定，并根据实测数据得出台风过程中海洋上层会出 现持续9 天左右的流速约为l m s 的近惯性流，并且认为温度也作相似近惯性运 动。 学界对于海洋温度的响应过程研究较多，并且在对海表特征分析研究后延伸 至深层海洋。海洋温度对于台风的响应主要表现为由大风夹卷和冷水抽吸所引起 的降温过程，而海洋盐度则表现为增盐过程。早在1 9 5 8 年，f i s h e r 根据台风 c o n n i e 和d i a n a 期问的航测数据，认为台风过程会导致海表温度降低。在1 9 6 7 年，l e i p p e r 根据台风h i l d a 期间墨西哥湾的船舶数据，认为台风会导致海表大 幅降温，并指出台风的冷水抽吸作用是海表温度下降的主要因素。1 9 7 9 年， f e d e r o ve ta 1 根据台风e l l a 影响前后的海表温度数据，认为台风致使海表降 温范围约为2 0 0 k m ，并且得出台风路径右侧的降温幅度为路径左侧4 倍多的结论。 同年，p u d o ve ta 1 得出相似结论，但海表降温范围约为4 0 0 k m ，台风路径右侧 的降温幅度为路径左侧3 倍。1 9 8 1 年，k m p r i c e 认为大风夹卷引起混合层加深， 冷水抽吸作用是台风过程海表温度的主要因素，约占8 5 ，其余1 0 到1 5 作用 由海表热通量变化所致。1 9 8 3 年，b l a c k 根据台风过程强度不同的a x b t 数据， 得出台风致使海表降温1 到6 c 的结论。1 9 9 3 年，t a i r ae ta 1 根据8 8 2 号台 4 中山人学硕 j 学位论文 风的表面浮标数据，认为台风海表温度下降，而次表层海表温度上升。2 0 0 0 年， j a c o be ta 1 根据台风g i l l e r t 期间的观测数据，得出台风作用下海洋混合层底 部夹卷作用是海表降温主要原因的结论。2 0 0 7 年，p r a d s a de ta 1 通过模拟计 算后认为湍流引起的垂向混合是海表降温的主导因素。 海洋界对于台风所引起混合层响应问题也十分关注。台风还会引起海洋混合 层显著加深，同时混合层水温下降。早在1 9 7 4 年，h a l p e r n 就对台风过程中海 洋混合层深度加以研究，并根据实测数据得出在台风影响前后海洋混合层会深度 由原来1 5 m 加深到2 5 m 。1 9 7 6 年，e l s b e r r ye ta 1 模拟计算了海洋上层对于台 风的响应，并得到了台风会致使海洋混合层水深加深、混合层水温下降的结论。 1 9 8 9 年，b r i n k 根据台风g l o r i a 期间浮标数据，对海洋温跃层中的近惯性波动 进行了研究，得出了台风引起的近惯性波动垂向深度大约为8 5 0 m 左右，并可以 持续6 到1 2 个周期。2 0 0 0 年，j a c o be ta 1 根据台风g i l l e r t 期间的观测数据， 得到了台风作用后，海洋混合层加深，且混合层水温下降的结论。其后2 0 0 3 年， j a c o be ta l 对此问题作了进一步研究，指出海表热通量作用在混合层热量耗散 过程中起到l o 至u3 0 作用。 由于台风过程中的恶劣天气状况，进行实测十分困难，锚定浮标经常会因狂 风大浪而遗失，因此，进行数值模拟也是研究海洋台风响应过程的重要手段之一。 早期主要利用二维数值模式模拟台风期间的风暴潮，比较成功的案例有1 9 6 1 年 m i y a z a k ie ta 1 和w e l a n d e r 的数值模拟。其后在1 9 7 8 年，c h a n g 和a n t h e s 为 了研究移动台风过程中海洋的响应，采用一个不对称非线性原始方程的海洋模 式，并得到了对称台风也会导致海洋响应具有明显的右偏性的结果。同年，p r i c e e ta 1 模拟研究了台风过程中海洋混合层深度增加的现象。1 9 8 0 年，f o r r i s t a i l 利用一个海流模式模拟了台风影响后海洋流场，并通过与实测数据诊断，验证了 此模式的模拟能力，并指出了此模式的不足。随着数学计算、计算机科学以及计 算机技术的迅猛发展，海洋模式也得到了迅速发展并逐渐向三维海洋模式发展， 并成为对模拟台风过程海洋响应的主流模式。l ye ta 1 对此问题较早作了很多 研究，分别于1 9 9 1 年、1 9 9 2 年和1 9 9 4 年，利用三维数值模式计算了台风期间 的波浪和风暴潮，与实测结果进行对比验证并得到很好的一致性。此外在1 9 9 0 年，h e a r ne ta 1 即开始利用三维模式对台风过程海面高度进行研究。其后，i n a t o 中山人学硕卜学位论文 于1 9 9 8 年利用p o m 模式对台风t o s ab a y 的响应过程进行了模拟。2 0 0 3 年，h o n g e ta 1 也利用p o m 模式对台风过程中中国东海、黄海和日本海等海域的响应进行 了研究。2 0 0 7 年，p r a d s a de ta 1 利用h y c o m 模式对台风i v a n 期间上层海洋的 响应进行了模拟。 我国对于海洋在台风过程中的响应研究起步较晚，并且主要集中在黄海、东 海和南海台j x l 多发区域。由于台风期问实测数据匮乏，以致研究也相对较少。早 在1 9 9 5 年，朱建荣和秦曾灏建立了一个二层非线性原始方程海洋模式，对静止 和不同移动速度的台风过程海洋响应进行了研究，同时对自身不同热力结构下的 海洋对台风的响应进行了研究。计算结果表明：海洋对台风响应具有不对称性和 右偏性，海洋的混合层深度加深、海表温度下降。混合层深度和海表温度的变化 对台风移速十分敏感，而海流则不同。并且，初始混合层深度和层结强度对海表 温度和混合层深度变化起着十分重要的作用。2 0 0 0 年，马艳采用m m 5 对台风h e r b 和w i n n i e 进行了数值实验，并将模拟海面风场加入到海浪模式中，验证了海浪 有效波高分布的不对称性。2 0 0 7 年，黄立文和邓健利用改进后的河口海洋模式 e c o m - s i ，对9 7 1 l 号台风w l n n i e 影响下黄海和东海的响应进行了研究，对大风 央卷引起的温赫水平分布变化和混合层加深等方面进行了研究。2 0 0 9 年，崔红 采用w w a r c h i i i 模拟计算了台风伊布都期间南海的波浪场并利用上述海面风应力 驱动p o m 模式研究了南海流场和温度对于台风的响应，在台风期间，混合层加深 了l o - 6 0 m ，并认为垂向混合是造成热量损失的主导动力因素，同时，台风还能 引起强烈的近惯性流，出现在上混合层的最大流速达到1 4 m s 。 邓丹( 2 0 0 8 ，广东沿岸几个典型台风风暴潮的数值模拟) 建立了一个交错网 格系统下采用有限差分离散方法的风暴潮二维数值模型，尝试模拟计算风暴潮引 起的增减水位场，并利用该模式对发生在广东及香港地区的台风风暴潮进行模拟 计算和验证分析。聂宇华( 2 0 0 9 ，南海环流和热结构特征的数值模拟与分析) 采 用p o m 模式对南海环流和热结构进行数值实验，模拟结果与前人的模拟与实测结 果吻合良好。本人将在诸位学长工作的基础上，对此问题作进一步探讨。 6 中山人学硕l ：学位论文 第三章m m 5 对台风“玉兔 的数值模拟 与特征分析 3 1m m 5 模式的基本介绍 大气中尺度第五代数值模式( m m 5 ) 自从9 0 年代研制以来，不断得到更新发 展，迄今为止已有三个版本。因其对中小尺度天气系统出色的模拟能力，一直以 来是世界各国业务预报和气象研究的主流模式之一。在我国m m 5 也有着广泛的应 用，气象研究者已经成功模拟了暴雨、冷锋、台风等气候现象，并在有些地方试 用于业务预报之中。这些研究和应用结果是对m m 5 较好稳定性和较强模拟能力的 肯定，而且m m 5 能够提供高分辨率的动力协调资料，也有助于对大气中尺度系统 的复杂结构物理机制发生和发展过程的研究。以下将对删5 的控制方程及主要技 术原理进行介绍。( 寿绍文等，2 0 0 8 ) 3 1 1m m 5 静力和非静力控制方程组 m m 5 有静力和非静力两套模式，下面分别给出控制方程组。 ( 1 ) 静力模式的方程组 静力模式采用气压定义垂直。坐标 口：2 二旦( 3 一1 ) p s p t 式中：p 。、p 。分别为地面及模式项部气压；p 。为常数。模式方程组由下列方程组 成( 其中萨= p 。一p 。) 。 水平动量方程： 警一2 学+ 学卜訾 仔2 ) 一唧l z pa 缸p * + 差 + p 夕+ 眈 7 中山人学硕i j 学位论文 a p c v ：一，”21 c 3 p * u v m + a p * w lm 1 一_ a p , u , 7 a t l 舐 a y j a 仃 ( 3 3 ) 卅皤+ 讣脚+ 仂 等一m 2 半+ 学 - 警 仔4 ， 垂直速度方程： 暑专r 警耐 半+ 半p 泞5 ， 热力学方程： 丝一菥l半+学-百ap*tcrcat考号彻r 浯6 ， i 缸 勿l a 盯 p c 。 c 。 式中：d 项代表垂直和水平扩散项以及由于行星边界层扰动或干对流调整所引起 的垂直混合；c = q 。( 1 + o 8 q ，) ，q ，为水汽混合比，c 叫为干空气定压比热；q 为 加热；国= 咖d r ，并用下式计算： 缈：p 幸；+ 盯蔓芝 ( 3 7 ) 其中 望：望+ m i “望+ v 掣f ( 3 _ 8 ) d t国 i 苏 咖i 地面气压根据下式计算 望：嘲2l a p * u m + a p * v l mi 一a p * u a 一a p , o - ( 3 9 ) d t l 叙 咖i a 仃a o - 其垂直积分形式为： a p _ _ t ：一朋2f 1 i ( g p * u m + a p * v mb 盯 ( 3 1 0 ) d t j o l缸西i 水汽守恒方程： 8 中山人学硕l ：学位论文 鱼鱼：一所2 i c 3 p * q , , u m + c d p * q , , v m1 一 d t 。l 缸 a y j 掣+ p 幸( 一p c o m ) + r ( g ， + f ，( q ，) o o 式中：f i 。、f ，分别代表水平扩散项和垂直扩散项。 流体静力方程： 孟刍湖瓦( - + 嚣) - 1 巧习一础”l 1 + 荫j ( 3 一1 1 ) ( 3 - 1 2 ) 式中：q 。、q ，为云中和雨水混合比。以上( 9 2 1 ) ( 9 2 9 ) 式构成的方程组 共包括：5 个预报量“，u f ，q ，p 幸；4 个诊断量，c o ，矿，口；一共9 个变量9 个方程， 控制方程组闭合( f 。、f 。、q 等项均以函数或参数化形式给出) 。 ( 2 ) 非静力模式的方程组 对于非静力模式，定义一个常值参考状态及扰动 p ( x ，y ，z ，f ) = ( z ) + p t ( x ，j ，z ，f ) t ( x ，y ，z ，t ) = 毛( z ) + r ( 工，夕，z ，t ) ( 3 1 3 ) 从j ，y ，z ，f ) = 岛( z ) + p ( x ，j ，z ，f ) 非静力模式的垂直。坐标完全由参考气压定义 仃：旦二堡( 3 1 4 ) p s p t 式中：p 。为参考状态的地面气压，p 。为模式的顶部气压，因与时问无关，所以模 式网格点上总气压是：p = p 伊+ 只+ p ，其中p ( x ，y ) = 只“y ) 一只，p 是 一个预报三维气压扰动量。在m d 5 的非静力模式中，包含了地球地转偏向力的各 个分量，为了对地转偏向力表示完全，模式除定义f = 2 缈s i n 外，还定义了另 外两个参数e 和口。其中，p ：2 q c 。s ，t a n 口- - - - - - c o s 拿匕兰， 缈是纬度，q 是 d 矽卯 地球的自转角速度，0 是模式网格y 轴和地球北向之间的夹角，如果地球北向是 离y 轴顺时针旋转，则p 为正。 非静力模式方程组包含了以下的方程： 水平动量方程： 9 中山人学硕l j 学位论文 a p * l l = 一，竹2l a p * u u m + a ! p * v ul m i 一a p * uc 7 + u d i v 西 i 舐 咖i a 仃 一一m p * i 冬一三冬笺i + p 协v + 见一一i 一一i 中口，卞 pl 叙p 缸a 盯| 1 。 “ 业：一朋2i a p * u v m + o p * w l mj 一o p * v o + v d i v 西 i 缸 勿 i a 仃 一一m p * l 掣一三等兰| + p 知+ q pl 砂p 砂如j 。 9 ( 3 一1 5 ) ( 3 - 1 6 ) 垂直动量方程： 望竺：一所al a p * u o m + o p * v 0 9 ml 一a p , c o 仃+ 国d i v a t l 缸 0 3 v j a o ( 3 1 7 ) 一p * p g p ol p 1 ，a 。p 盯 + 等一- t i o 岛p _ p , g ( q 。+ q r ) + p * ( u c o s o - v s i n 8 ) + 口。 气压倾向方程： 型型：_ m a l o p * u p m + o 劾* v p t m | - o p * p o + p d 1 v 西l缸咖ia o 一m 2 p 卯【- i t ? , u m 一毒警鲁+ 可o v m 一；o c g p * o 知 一岛聊筹+ p 岛矽 温度倾向方程： a p * t ：一聊2i a p * u t m + a p * v t mi 一a p * t o + t d i v 西 i 苏 却i a 仃 一古p 等一饥q p 芒+ 珥 其中， d i v ：m 2i a p * u m + a p * v ml + 望! l 缸 砂 j c o o - 并且， ；：一盟缈一翌竺“一竺望v 1 0 ( 3 - 1 8 ) ( 3 1 9 ) ( 3 - 2 0 ) ( 3 2 1 ) 中山人学硕i ：学位论文 将上列静力和非静力模式的控制方程组进行比较可以看出，静力和非静力模式的 主要区别是，在非静力模式中垂直速度彩场和干扰气压p 场均需预报；同时， 在非静力模式中垂直速度彩场中包含了一个由温度和气压扰动产生的浮力项，对 云和降水的形成有重要意义；此外，在非静力模式中包含了地球旋转对垂直和水 平加速度的影响。 3 1 2 静力和非静力模式的有限差分方法 扣睁m 耕蔬 仔 一碱衫一熙爱y z 户+ d ( 历材) 中山人学硕i ：学位论文 a p 西* d v = - - m 2 降m 刮再耖，口 嘲, m 驴y 芦至西扣删v ， 州一。硼y 1 柚巾 图3 - 1 模式的( x ，y ) 平面格点结构 其中，z = 7 ，次网格尺度扩散算子用 d ( a ) = k n a x 2 ( 口。+ 口删) + ( 氏哎) + ( 尸既倾向) 温度倾向方程的差分方程为 1 2 ( 3 - 2 6 ) f i m a x ，j m a x ) ( 1 ，j m a x ) 中山人学硕l 学位论文 劫r ! 一= 现 l - m 2 1 于。 l i孚”耕c 孔 老桫号+ d ( p n k i 哇 2 2 3 o o o m - m ( 3 - 2 7 ) d 一0 0 2 一o w 一一一一一一一。、一- 一u 。k 如p 0 3 0 4 仇5 0 。6 80 7 9 0 7 8 1 0 0 8 4 i1 0 8 9 1 2 o 9 3 1 30 ，9 6 1 6 i 0 0 图3 - 2 模式垂直层次结构 6 0 实线为整0 层，点线在半0 层，垂直速度定义在整层上，其余变量定义在半层上 地面气压倾向是在厚度为联k ) 的所有层( k 。) 上积分来求， 望= 一m ： a t 1 3 ( 3 - 2 8 ) - ：鼍4 0气j鼍6 7 卜 孓上 五班 ，一v i ，吖 西历 一一队一 镰乙纠 中山大学硕十学位论文 坐标垂直速度仃根据向下积分来求，使用上边界条件c r ( k = 1 ) = 0 。 以删霸护害警一同嘲 警 仔2 9 ， ( 3 - 2 7 ) 式中的由下式计算： 国= 去叫；州警赢u 只 ；x - r v 岛7 ，) 积分静力方程，求得位势高度 影一卜p t = - r t ，l 8 1 n ) 影 l 盯+ il ( 3 - 3 0 ) ( 3 - 3 1 ) 其中，三= ，+ 酱 ，由于在水平速度层上需鼽所以它必须首先在地面和 最低的半层之间使用( 3 3 1 ) 式积分，在地面o = 1 并且= 钇，( 钇为地形海 拔) 。 ( 2 ) 非静力模式的有限差分方法 m m 5 非静力平衡模式的水平面和垂直网格的结构和静力模式是相同的，只是静力 平衡模式垂直速度是盯，而非静力平衡模式的垂直速度是w 。下面是模式控制方 程的差分方程。 水平动量预报方程： a p 西d u = - m 2 睁孚m 刮丽厕 仔3 2 ) 一非- - x y 一砩列协删肭 1 4 中山人学硕i j 学位论文 _ ( a p a ；v - - m 2 旷孚m 刮瓤秒小丽仔3 3 ) 一种一丽；列协删衲 式中e = 夥，质量散度项d i v 由下式表示 同+ 唰；a 次网格尺度扩散算子与静力平衡模式一样用d ( 口) 。盯由下式计算 ；：一雎e o , 彩一t o o 驴x m - x ) , 口一竺亚芦 p p 缸p 幸砂 垂直动量预报方程的差分方程为： ( 3 - 3 4 ) ( 3 - 3 5 ) 警一口胪孚1 + ( 7 孚1 i - ( 菇口l 浯3 6 ) + w d l l t o 一盟置l 蓝一三丑l p ip 厂砜l 掣2 l 。胪孚1 + p 孚计刀打p 矽_ 仔3 7 ， 一事卯阱c 矾- 阱矿b 嘉嚣q 竿一陋孚1 + ( 歹孚 ， - ( 刀_ 4 + 一 泞3 8 ， 一去p 警咄万咖卜号删p 搴d 1 5 中山大学硕士学位论文 在静力和非静力模式中的时间差分由带有滤波的蛙跃格式来完成的。为了避免使 用蛙跃格式所伴随的解的分离，因此使用下述滤波器。对所有变量，这个滤波器 可写成： 西= ( 1 2 v 皿+ 1 ，( 历件1 + 历卜1 ) ( 3 - 3 9 ) 式中：西为已滤波的变量。对所有变量模式中的函数v 取1 为了计算稳定，扩 散项是t - 1 时步上对变量计算。 3 2 模式设置及方案描述 本次模拟采用m m 5 的v 3 版本，非静力模式；采用3 0s 分辨率的全球地形数据 作为模式地形高度数据；采用美国地质勘探局( u s g s ) 的2 4 类全球数据资料作为陆 地植被类型；采用美国环境预报中心( n c e p ) 6 h 间隔数据作为气象初估场，并对 数据进行再分析以形成模式初值条件和侧边界条件；采用中国国家气象局的实测 资料在模式积分过程中对粗网格进行m u l t i q u a d r i c 方法拟合和目标分析以改善 气象初估场，并在模式模拟计算阶段运用上一阶段目标分析所生成的表面数据， 对模式的表面和高空场进行牛顿松弛格点数据同化分析。 模式的网格设置以香港( 2 1 2 1 。n ，1 1 2 4 0 。e ) 为中心，模拟范围覆盖了中 国南部地区( 8 5 。e - 1 4 0 。e ，6 。n 一3 6 。n ) ，采用两向反馈的三重嵌套，其中粗网 格区域有1 1 5 7 5 个格点，格距为4 5 k m ；中网格区域有8 5 7 3 个格点，格距为 1 3 5 k m ；细网格区域有6 1 5 5 个格点，格距为4 1 5 k m 。( 唐灵，2 0 0 1 ) 由于中网格及细网格区域不包括南海的广阔区域，以下p o m 模式的模拟数据 采用m m 5 粗网格区域的输出结果，并以此为基础进行p o m 模式实验及验证分析。 1 6 巾m 大学颅i ：举位硷空 3 3 姗5 对台风“玉兔”( 0 1 0 7 ) 数值模拟分析 m m 5 对台m “玉兔”( y u t u ，0 1 0 7 ) 的数值模拟从2 0 0 1 年7 爿2 3 1 0 时台风进 入南海研究海域前开始，到2 0 0 1 年7 月2 8 h o 时台风完全静陆时结束共1 2 0 h 。模 拟台风从2 4f 1 0 时进入南海海域以后， 直向西北方向移动，2 5r 11 0 时3 0 分，在 湛江地区登陆，并继续柚西北方向移动，但逐步减弱消失。 兰游辍，掌“ 誓、甏s _ 警一 k 1 川*”*1 1 “1 i 1 1 州 e 图3 3 观测台风路径与删5 厶风路径对比幽( 规测路径为香港天文台粤后分析最佳路径) “玉兔”足一个典型的凸行性台风。图33 给出的是实测台风路径和删5 模拟 路径，其中黑线为实测路径，红线为模拟路径。“玉兔”生成于a f 洋，2 0 0 7 年5 月17 同发展为热带风暴，因受辑风带影响，强度减弱，并向高纬方向移动：5 月2 2 r f ，转化为温带气旋。根据香港天文台对“玉兔”的每6 小时发布的预报( 图 33 ) ，其于；月2 3 h 1 2 时进入南海海域，随后m 西向稍偏北移动，并于2 4 n 2 0 时左右在珠江l j 外海偏向西北方向移动，2 5 几2 0 a , j 在广东湛；f i = 地区登陆。m m 5 模 拟路径与观柳4 路径偏差主要发生在台风进入南海海区的初始阶段，最大偏差不超 过11 0 k m ，分析认为e 要受到以f j l 方面影响：筇 ，模型地形及气候环境与实 际条件存征定著异：第_ _ = ，模型选用的物理模式可能对计算结果造成误差；第 三，台风初始数摒也会对模拟结果造成一定影响。 从图中可以看出，实验预报的路径和髓陆地点与实况相当接近，能提前2 4 h 预报出了台风在广东湛江地区登陆，登陆地点与实测的误差不超过4 0 k m 。但预报 。 小m 大学砸十学位电文 的台肛【登陆时问比实测偏早8 小时。预报路径与实测路径摹本吻台。因此可以认 为本次模拟对台风“玉兔”的路径预报是比较成功的，预报所得结果可以信赖。 c o m p a r i s o no f m a x i m u mw i n ds p e e d 幽3 - 4 删5 模拟昂大风速与实i 最大风速比较图 图3 4 给出的是模拟最大风速与实测最大风速的比较图。可以看出，模拟最 大风速相对于实测最大肛l 速趋势上是一致的，但模拟极值风速偏小，模拟达到最 大风速时问较早，因此模拟台肛【周期较短。 本次论文工作是将删5 输出肛l 场导入到p o m 模型进行计算因此本文主要对 删5 模拟风