臺風“山竹”降水非對稱特征及其與環境流場的相互作用研究

唐一寧，冶磊，李煜斌，高志球

(南京信息工程大學，江蘇南京 210044)

1 引 言

熱帶氣旋是位于熱帶或副熱帶洋面上的低壓渦旋，位于西北太平洋及其鄰近海域且底層最大風力達到12 級的熱帶氣旋被稱為臺風[1]。登陸臺風常伴隨強風、暴雨及風暴潮等自然災害，嚴重威脅人民群眾的生命和財產安全[2]。西北太平洋是臺風生成頻數最多、分布范圍最廣，且各月均能觀測到熱帶氣旋活動的海域[3]。我國平均每年受到該海域超過20 個臺風的影響且約有8 個臺風登陸[4]，是世界上受臺風影響最嚴重的國家之一。

現有研究表明環境風場垂直切變是影響熱帶氣旋降水非對稱的重要因素之一[5]，Jones[6]利用非絕熱的靜力原始方程模式提出了環境垂直風切變引起非對稱降水的等位溫面抬升機制。Wang 等[7]加入了斜壓原始方程模式，發現在順風切變一側的對流明顯加強。Black等[8]通過傅里葉分析方法發現熱帶氣旋的流出層存在顯著的非對稱。Lonfat 等[9]發現，位于北半球洋面上的熱帶氣旋內核非對稱降水大值區域通常位于環境順風切變的左側，同時隨著環境風切變的增強，非對稱性也會增強。Hence等[10]的研究表明在熱帶海洋上，眼墻和內雨帶中的對流傾向生成于順風切變的右側，成熟于順風切變左側并形成降水，最后消亡于逆風切變一側，而外雨帶中的對流傾向生成于逆風切變的右側，降水于順風切變右側，最后消亡于順風切變左側[11]。林愛蘭等[12]的研究則表明熱帶氣旋登陸后的強降水區一般位于中心南側或東南側。Chen 等[13]的統計表明，對于北半球的熱帶氣旋，較強的垂直風切變對熱帶氣旋降水的分布起決定性作用，順風切變的左側是主要降水區域，而風切變和移動的配置決定了非對稱的大小。

另外，熱帶氣旋強度和結構也與環境流場息息相關。Gray[14]的研究指出，較小的環境垂直風切變(＜10 m/s)使熱帶氣旋加強；而較大的環境垂直風切變(10～20 m/s)不利于熱帶氣旋的生成和加強。McBride等[15]對此進一步研究，發現強烈的垂直風切變(＞14 m/s)對熱帶氣旋的發展和增強具有很強的負相關。Merrill[16]的觀測研究表明垂直風切變能阻止熱帶氣旋在環境切變氣流中發生和發展。Frank 等[17]由此歸納出了早期垂直風切變對熱帶氣旋影響的“通風流”效應。Bender[18]則基于數值模擬和數值試驗結果提出了“二級環流效應”。DeMaria[19]認為垂直風切變導致了位渦的傾斜，為了維持靜力平衡使得中層的溫度增加來響應此傾斜，同時增溫導致垂直穩定度的增加從而減弱對流活動，使熱帶氣旋強度變弱。Reasor等[20]指出渦旋的傾斜是由于背景風在垂直方向上的平流差造成的。Merrill[21]通過組合37 個熱帶氣旋的上層環境，發現上層環境可增大熱帶氣旋的上層出流。Onderlinde 等[22]通過研究發現，在正確的環境設置下，背景流的螺旋度或背景風的深度可極大地改變模擬熱帶氣旋的演變。Zeng等[23]的統計研究也表明熱帶氣旋的強度變化與垂直風切變呈現負相關，Wang 等[24]以及Tao 等[25]也得到類似結論。Chen 等[13]的研究表明北半球(南半球)的波數1 最大降水非對稱在順風切變左(右)側，降水非對稱性隨風暴強度的增大而減小。Lonfat 等[9]也發現當風切變大于7.5 m/s 時非對稱降水的最大值始終位于順風切變的左側。此外，垂直風切變也是影響臺風強度的重要因子之一[26]，例如楊詩琪等[27]的研究表明在西北太平洋較弱的垂直風切變(＜12 m/s)有利于臺風的發展。上述研究主要關注環境流場對熱帶氣旋的影響，而最近的研究表明熱帶氣旋也會反作用于環境流場[18,28]。Bender[18]通過數值模式發現熱帶氣旋前方有低層自由大氣持續的輻散區同時后方有低層自由大氣持續的輻合區，與熱帶氣旋區域的非對稱結構形成對應。Ryglicki 等[28]在對熱帶氣旋和背景場的研究中發現由渦旋傾斜所形成的對流產生的輻散出流有助于改變熱帶氣旋周圍背景氣流的方向，從而減少局地垂直風切變，出流與環境風相遇時的阻塞效應形成了一個動態高壓，其壓力梯度向逆風切變方向延伸至約1 000 km 處，從而導致環境風減速、匯聚、下沉。

綜上所述，過去的大部分研究主要集中于環境流場對熱帶氣旋的影響，而對于環境流場與熱帶氣旋內部動力過程的相互作用，特別是臺風內部動力過程(如非對稱降水)對環境流場反饋作用的研究較少。因此，本文基于臺風“山竹”主要研究熱帶氣旋非對稱降水特征及其與環境流場的相互作用，從而完善對熱帶氣旋動力過程的理解，為臺風強度和降水預報提供更準確的理論基礎[26]。

2 資料與方法

2.1 臺風路徑數據

本文選擇2018年臺風“山竹”的增強過程進行分析。臺風路徑數據使用了中國氣象局熱帶氣旋資料中心提供的CMA 最佳路徑數據集[29]，收錄了1949 年以來西北太平洋海域臺風每6 h 的強度和位置，臺風中心經緯度精確到0.1 °，中心最低氣壓值精確到1 hPa，同時有最大風速和平均風速等參量。

2.2 環境場數據

環境場使用的是歐洲中期天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)第五代再分析資料ERA5 數據(替代了之前的ERA-Interim數據)。時間分辨率為1 h，空間分辨率為0.25 °×0.25 °，垂直分辨率為37層，包括風速、溫度、濕度、位勢高度等物理量。所使用的海平面氣壓、降水量等地表數據，時間分辨率和水平分辨率與垂直層數據一致，用于驅動模式和對比分析。

2.3 降水數據

降水數據使用的是全球降水測量(Global Precipitation Measurement，GPM)數據。在熱帶降雨測量任務(TRMM)取得成功后，GPM 接替其提供新一代全球雨雪衛星觀測數據。使用的數據子集為IMERG Final Run，其時間分辨率為30 分鐘，數據時間延遲為3.5 個月，即時間覆蓋范圍：2000年6 月1 日到當前時間往前3.5 個月，空間分辨率為0.1 °×0.1 °，覆蓋范圍為全球。降水量單位為mm/h。

2.4 臺風中心的確認方法

本文中取海平面最低氣壓中心為臺風中心。首先根據CMA最佳路徑數據集獲取每個時次的臺風中心位置，再將其代入ERA5 數據或WRF 輸出數據中，并在此格點半徑200 km 范圍內搜索海平面氣壓最低點，海平面氣壓最低點即為臺風中心。

2.5 垂直風切變計算方法

垂直風切變是指在不同氣壓層上風速或風向的差異，計算上表達為高層風矢量與低層風矢量之差，因為對臺風發展和維持的抑制特性使其成為統計臺風強度模型的重要組成部分[30]，廣泛應用于各種模式或預測系統，如統計颶風強度預測系統(Statistical Hurricane Intensity Prediction System，SHIPS)計算垂直風切變為兩層的差值(200 hPa 和850 hPa)[31]。而氣象衛星研究合作研究所(Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies，CIMSS)使用的是兩個層平均(150～300 hPa 和700～925 hPa)[32]。本文中根據臺風“山竹”個例的具體情況(即上層流出層主要位于400 hPa 附近，可見于第3 節)，選擇信號較強的400 hPa和800 hPa計算垂直風切變：

上式VWS 為垂直風切變，U400、V400 分別代表400 hPa的風的U、V分量，U800、V800分別代表800 hPa的風的U、V分量，都為矢量。計算垂直風切變的水平范圍為距臺風中心200～300 km 環狀區域。此處選取200～300 km 處環狀區域是因為該處為臺風環流和環境流場的相接區域，分析該區域可更好地認識熱帶氣旋內部動力過程對環境流場的反饋作用。

2.6 波數1非對稱計算方法

基于最低海平面氣壓得到臺風中心位置后，可得到任意格點對應臺風中心的方位角，然后基于臺風中心進行切向風徑向風轉換：

上式u、v分別為水平風的u、v分量，Utan 為切向風，Urad 為徑向風，α為每個格點對應中心的方位角。再對所需變量進行傅里葉變換，如徑向風、切向風、高度場等。

F[f(t)]為傅里葉變換后的函數(數據)，f(t)為原函數(數據)

一波頻率為ω=1/L，ω為一波頻率，L為離散函數(數據)f(t)的長度，將ω帶入F(t)即可得到一波非對稱的表達式。

2.7 WRF模式設計

2.7.1 WRF方案

本文的數值模擬研究選用的是WRFV4.0(ARW)模式。WRF 模式(The Weather Research and Forecasting Model)是為大氣研究和業務預報應用而設計的新一代中尺度數值天氣預報系統，可根據實際大氣條件或理想條件進行模擬。目前隨著WRF 模式的發展，其廣泛應用于我國中尺度天氣業務預報試驗中，同時在區域氣候模擬研究領域不斷擴大應用范圍，提高了各類天氣系統的預報效果[33]。本文的模擬區域為90 °E～180 °，3 °S～40 °N，采用三層嵌套，分辨率為18 km、6 km 和2 km。d01 范圍為90 °E～180 °，3 °S～40 °N，d02 范圍為95～175 °E，0 °～37 °N，d03 范圍為148～168 °E，5～24 °N。d01 格點數為472×302；d02 格點數為1 270×787；d03 格點數為979×1 027。垂直分33層。使用的主要方案為：微物理過程方案為Eta (Ferrier)方案[34]，邊界層方案為BouLac方案[35]，一層區域積云參數化方案為Kain-Fritsch (new Eta)方案[36]，二層三層區域采用無積云參數化。長波輻射方案為RRTM 方案[37]，短波輻射方案為Dudhia 方案[38]，地表方案為Unified Noah地表模型[39-40]。

本文對臺風“山竹”使用WRF 進行兩組模擬試驗，有臺風的模擬( 下文稱TCE，即TC experiment)，和去除臺風的模擬(下文稱NTCE，即non-TC experiment)。模擬時段都為2018 年9 月8日18 時—14 日12 時(北京時間，下同)。有臺風的模擬TCE 中單純使用ERA5 作為背景場進行驅動，其中可發展出的臺風與最佳路徑數據較接近；而去除臺風的模擬則在ERA5 背景場的基礎上使用WRF 中的TC bogus 模塊在臺風生成的早期時刻(2018 年9 月8 日18 時)去除臺風渦旋，所以該模擬試驗中沒有臺風生成，代表了無臺風狀況下的流場。通過TCE 和NTCE 試驗的對比，可得到臺風對環境流場的影響。

2.7.2 TC bogus方案

WRF 模式系統的ARW 核心提供了一個簡單的熱帶氣旋模擬方案，即TC bogus。它可消除一個現有的熱帶氣旋，也可有限制地制造一個虛假的新熱帶氣旋。對于還未發展起來的臺風或淺臺風渦旋場，國內外常使用bogus來進行清除并且通常能得到較好的結果[41-43]，同時黃小剛等[44]對10個臺風進行清除的對比研究時也發現bogus 作為消去臺風的方法具有較好的效果。使用TC bogus就可得到去除臺風后的背景場，再用WRF 進行的模擬就是本文中的NTCE試驗。

3 結果與分析

3.1 臺風“山竹”的模擬結果分析

圖1 為CMA 最佳路徑數據和TCE 試驗中臺風模擬的路徑強度對比圖，臺風“山竹”的路徑主要集中在120～160 °E，10～20 °N 范圍內，大體上由東側向西移動，TCE 在13 日之前的路徑與最佳路徑數據集基本重合，之后的時間有一定偏差。在9—13日的時間內，臺風主要向西移動，由158 °E向西移動至133 °E左右，大約西移了25個經度，緯度變化不大，基本維持在15 °N 附近，之后路徑轉為向西北移動，到14日12時，臺風西移了8個經度，北移了3 個緯度，來到125 °E，18 °N 附近。在強度上，TCE 與最佳路徑數據集的強度變化趨勢基本一致，區別在于最佳路徑數據集的快速增強階段發生在10 日00 時—11 日12 時，氣壓由965 hPa 下降到910 hPa，并在12—14 日保持在910 hPa。TCE 的快速增強階段出現在10 日18 時—12日18 時，氣壓由980 hPa 下降到910 hPa，13 日之后氣壓下降到900 hPa 附近。風速基本與氣壓的變化趨勢相反，最佳路徑數據集的風速在11 日12時之前逐漸上升，由30 m/s上升到65 m/s左右，之后保持在65 m/s 附近。TCE 的風速在12 日06 時之前由20 m/s 逐漸上升到65 m/s 左右，并在13—14 日保持在70 m/s 附近?？傮w來說，臺風“山竹”模擬除了快速增強階段滯后18 h 左右，其他方面都與最佳路徑數據較接近。

3.2 降水非對稱特征及其與垂直風切變的相關性

圖2 展示了作為參考值的GPM 降水和ERA5風切變，以及TCE試驗的降水和風切變，降水的半徑范圍均為對應時刻臺風中心半徑500 km 以內。從圖2a 中可看出ERA5 數據中的平均風切變在11日12時之前主要指向西南側，其后至13日00時由于風切變變小，方向已不具備代表性(圖3)，13 日00 時之后風切變指向又回到西南偏西方向。GPM 降水在9 日06 時之前在各個方向均有分布，之后到10 日18 時，東北側和西北側的降水依次減少，降水基本集中于南側，之后直至13 日00 時，降水都集中在臺風中心南側至西南側，即順風切變左側，具有明顯的降水非對稱特征。對于TCE 試驗，其風切變由9 日00 時的指向西側逐漸轉為12日00時的指向南側，之后風切變變小，方向已不具備代表性(圖3)，13日00時之后風切變又回到西南偏西方向。TCE 試驗中在10 日06 時之前各方向均有一定降水分布，其中東南側較多，10 日06 時—12 日00 時降水基本集中于臺風中心東南側，其他方向降水很少，具有明顯的降水非對稱特征，之后除西北側外其他各方向均有一定降水?？傮w上看，TCE 結果與GPM/ERA5 較接近，其中TCE 的降水強度較弱，但降水分布在11 日12 時之前與GPM 一樣，表現出明顯的非對稱性，且都集中于順風切變左側。TCE風切變方向在11日12時之前與ERA5 基本接近，其后由于ERA5 中的風切變極小，方向不具備代表性，所以存在一些偏差。因此，后文主要關注11日12時之前的動力過程分析。

圖2 臺風“山竹”降水方位分布與風切變指向的時間序列 a.GPM降水和ERA5風切變結果；b.TCE的結果?；叶忍钌珗D為降水，灰色短橫線為風切的方向，黑色豎線之間的時間為分析臺風降水與環境場的相互作用關系的時間段。

圖3 距離臺風“山竹”中心200～300 km環狀區域內垂直各層平均風和風切變隨時間變化a.ERA5結果；b.TCE結果；c.NTCE結果；d.TCE減去NTCE的結果。d中灰圈標注區域為臺風動力引起非對稱風變化的主要區域。

3.3 熱帶氣旋內部動力過程對環境流場的反饋作用研究

圖3 展示了不同高度的ERA5、TCE 和NTCE中的半徑200～300 km 處環狀區域的非對稱風，其中400 hPa和800 hPa兩層的切變為在這一環狀區域的垂直風切變，與通常采用的200 hPa 和850 hPa 有所區別，這是由于臺風“山竹”200 hPa 處由臺風動力引起的非對稱風變化較弱，但在400 hPa處較強(圖略)。從圖3a 的ERA5 數據可看出在12日之前，較低層的平均風一開始為東風，10—11日轉為東南風且風速變小，之后又轉回東風，東南風最深厚的時刻在10 日12 時650 hPa 附近。中層(500 hPa左右)的平均風大部分時間保持為東風且風速變化不大，11 日12 時后轉為東南風且風速減小。在高層，能明顯看出平均風總的趨勢是由偏東風轉為東北風同時風速增大，再轉回偏東風同時風速減小，同時越高層的平均風維持東北風的時間越長，其中在10 日06 時左右由高層延伸到450 hPa左右。平均風切變在10日00時—11日00時較大，指向西南側。TCE 的變化趨勢基本與ERA5 相同，其中12 日之前高層為東北風，且最深厚時刻在11 日00 時左右延伸至500 hPa，低層東南風最深厚時刻在11 日03 時左右，比ERA5 數據對應時間偏后。在10 日12 時—11 日12 時，垂直風切變較大且指向偏南側。NTCE去除臺風后，前期除了最頂層為東北風外，其他各層基本都為東風且風速較小，風切變大都指向西側。由TCE 減去NTCE 的結果可看出，臺風前期對于環境風的影響體現在使600 hPa 以上的北風加強，在400 hPa 最明顯，700 hPa 以下的南風加強，在800 hPa最明顯，這在10 日12 時—11 日12 時較顯著，同時對應400 hPa與800 hPa的風切變指向南側的分量加大。由圖2可知，此時臺風降水主要集中在臺風南側至東南側，與下層增大的南風至東南風，高層增大的北風至西北風有著對應關系，在11 日00 時之前，在臺風的影響下，垂直風切變指向南側的分量逐漸增大，在11 日00 時左右達到最大，之后逐漸減小并偏向東南側，與降水的位置相對應。

圖4和圖5顯示了臺風降水分布和400 hPa的垂直速度分布，圖6 和圖7 則分別展示了400 hPa和800 hPa 的非對稱風場、一波高度場、一波溫度場以及原始風場在TCE 和NTCE 之間的差異。圖4～圖7可看出，10日18時，臺風“山竹”東部降水較大，由第二類條件不穩定機制，降水釋放潛熱，使氣溫升高，低層氣壓下降，指向臺風中心的流入氣流增大，又由于絕對角動量守恒原則，使得低層的切向風速也將隨之增大，低層環流加強，這造成周圍的暖濕空氣流入并抬升，抬升途中膨脹冷卻形成降水，又由于臺風中的水平氣壓梯度力隨著高度升高而逐漸減小，在抬升至流出層(400 hPa)高度后，就出現了外流的氣流，形成高壓區并向外輻散，所以高空從東側出流，并具有較大位勢高度(壓強)。并且，降水釋放的潛熱上升也使得東側的溫度較高，在高空溫度場和高度場是互相匹配的(深厚系統)。臺風的高層與低層之間通過上升運動聯系，400 hPa 垂直速度的情況與降水分布一致，正的垂直速度(上升運動)主要位于東側。800 hPa 的東部高位勢高度區，主要是由于該區域在400 hPa 出流導致的輻合使得該區域空氣柱質量較大，800 hPa 的東部低溫區，主要由于更大的入流帶來了較遠處的低溫空氣導致。此時非對稱風場和氣壓場尚未滿足地轉平衡關系(這里已去除了軸對稱的風壓關系，即去除了梯度風平衡的旋轉風場和離心力分量)，主要由臺風非絕熱加熱引起非對稱風場，然后由非對稱風場驅動氣壓場，此時由于高空出流的非對稱風為北風，空氣流入南側使氣壓升高，同時也形成了一個南高北低的氣壓場，進而由白貝羅定律形成一個西風的分量，推動降水進一步向東側集中。同時降水通過凝結釋放潛熱，大氣升溫同時高層質量流出輻散，使得低層氣壓下降，低層氣旋性環流加強，正垂直速度區域與降水區域對應。11 日00 時，整體相對于上個時次加強，因為低層中心氣壓下降，風速增強，使得向內輻合和向上輸送的水汽增加，通過形成更多積雨云使得東側降水增多，相應地在東南側造成高溫區域，非對稱風為北風，使得南側高度場增高，形成南高北低的氣壓場并產生西風，非對稱風的向東分量增大，結合高壓區域產生的南風，降水由東南側繼續向東側移動。11 日06 時，降水大值區域和正垂直速度區域集中于臺風中心東側，對應東側的高溫高位勢高度區域，平均風南風分量增大，非對稱風主要為西北風，空氣流向東南側形成東南高西北低的氣壓場，由白貝羅定律產生了西南風，帶動降水由東側偏南向正東移動，低層輻合加強使低層風速繼續增大，最大風速出現在臺風中心東部?？偟膩砜?，在臺風“山竹”前期，氣壓由980 hPa 降到955 hPa，正垂直速度區域變化情況基本與降水大值分布方位一致，由東南側向東側集中。由于臺風降水方位和非對稱風使得高溫高壓區域集中于東部，進而帶動了高層非對稱風的方向發生變化，由最開始的北風逐漸轉為西北風，降水逐漸集中于東側，整體呈現逆時針旋轉。

圖4 臺風“山竹”300 km范圍內平均降水圖 a.10日18時；b.11日00時；c.11日06時。

圖5 臺風“山竹”300 km范圍內400 hPa垂直速度圖 正值為向上的垂直速度。a.10日18時；b.11日00時；c.11日06時。

綜上所述，由于TCE 和NTCE 試驗控制了除有無臺風外的其他變量的一致性，可認為兩者的差別是由臺風的存在對環境流場的作用導致的，非對稱降水與非對稱風具有緊密聯系，因此可簡單歸納出臺風內部動力過程對環境流場的反饋作用機理：環境垂直風切變首先影響強降水的發生位置(順風切變左側)，而非對稱降水相伴的非絕熱加熱進而帶動高壓和低壓區域移動，同時高低壓位置的變化又帶動非對稱風和平均風的方向發生改變，所以臺風環流與環境流場相互影響，并呈現正反饋的關系。

4 結 論

本文針對2018 年臺風“山竹”，通過使用ERA5 再分析資料、GPM 降水數據和WRF 數值模擬數據，對臺風非對稱降水的分布和臺風與環境流場的相互作用進行了研究。

(1) 降水分布表現出明顯的非對稱性，主要集中在南側，而北側幾乎無降水。同時與平均風切變的關系十分密切，降水總是位于順風切變的左側，降水方位與風切變指向同步變化，平均風切變指向發生了一定的逆時針旋轉。

(2) 臺風“山竹”環境風各垂直層以偏東風為主，風切變基本指向西南側或南側。臺風早期對環境風場的影響體現為使高層北風增大，低層南風增大，指向降水區域方位(南側或西南側)的風切變分量先增大后減小。

(3) 在臺風前期(氣壓由980 hPa 降到955 hPa)，由非對稱風帶動降水位置變化，進而帶動高壓和低壓區域移動，同時高低壓位置的變化又帶動非對稱風和平均風的方向發生改變，臺風對環境的影響與環境對臺風的影響二者呈現出相互影響的反饋關系。

致 謝：本論文的數值計算得到了南京信息工程大學高性能計算中心的計算支持和幫助，特此致謝！