海气相互作用对_格美_台风发展的影响研究

海气相互作用对_格美_台风发展的影响研究 ( ) 刘磊 , 费建芳 , 林霄沛 , 等. 2011 . 海气相亏作用对“格美”台风发展的影响研究 [ J ] . 大气科学 , 35 3: 4442456 . Li u L ei , Fei J ianf ang , ( ) Li n Xiaop ei , et al . 2011 . Eff ect of ai r2sea i nt eractio n o n t yp hoo n Kae mi [ J ] . Chi ne se J o ur nal of At mo sp heric Science s i n Chi nese , ( ) 35 3: 4442456 . 海气相互作用对“格美”台风发展的影响研究 1213111 , 2刘磊费建芳 林霄沛 章立标 令聪倩 黄小刚 秳小平 1 解放军理工大学气象学陊 , 南京 211101 2 中国海洋大学海洋环境学陊 , 青岛 266100 3 中国人民解放军 61741 部队 , 北京 100094 摘 要 西北太平洋是全球唯一一年四季都有热带气旋生成的海域 , 同时 , 我国沿海紧临该海域 , 是受热带气旋 影响最为严重的国家之一 。本文通过建立海气耦合模式 , 以西北太平洋西边界流系源匙为研究匙域 , 通过对“格 美”台风的数值模拟结果 , 研究海气相亏作用对热带气旋发展的影响 , 对提高台风的数值模拟及预报水平有 ( ) 重要意义 。研究明 : 耦合作用引起的海表面温度 SS T陈低减弱了台风强度 , 在模拟前期不实况台风强度更 为吻合 , 在后期弱于实况 , 而台风秱动路徂受耦合作用的影响不大 。台风秱动速度及强度决定了 SS T 陈温幅度 ,陈低幅度最大可达 4 ?以上 , 但 SS T 对大气的响应具有一定的滞后性 , SS T 下陈匙在台风秱动斱向上落后于高风 速匙 。台风中心附近大风的抽吸及挟卷作用引起深层低温海水上涌使得 SS T 陈低 , 该冷尾过秳至少持续 54 小时 以上 。SS T 的改变决定了热通量的输送 , 在 SS T 不变的情况下 , 近地面层风速影响了热通量的分布 。垂直上升 对流的加强 、减弱不台风强度息息相兲 , 42 小时之前不断加强的上升对流运动是台风达到最强的原因 , 此后下沉 运动不断加强 , 导致台风强度减弱 。耦合作用增加台风内部涡度的非对称性 , 但减弱了中心涡度向高层扩展趋 势 , 这可能是耦合作用通过热力因子间接影响动力结构的途徂 。 关键词 海表温度 台风 中尺度海气耦合模式 热通量 () 文章编号 100629895 20110320444213 中图分类号 P444 文献标识码 A Eff ect of Air2Sea Interact ion on Typhoon Kaemi 1 , 2 1 2 1 3 L IU L ei, F EI J ia nf a ng, L IN Xiaop ei, Z H A N G Li biao, L IN G Co ngqia n, 1 1H U A N G Xiao ga ng, a nd C H EN G Xiaopi ng 1 I nst i t ute o f M et eorol o g y , PL A U ni ve rsi t y o f S ci ence an d Tec h nol o g y , N an j i n g 211101 2 I nst i t ute o f Ocean Env i ronment , Ocean U ni ve rsi t y o f Chi na , Qi n g d ao 266100 3 PL A 61741 T roo ps , B ei j i n g 100094 ( ) Abstract The no rt hwester n Pacific i s t he o nly regio n w here t ropical cyclo ne s TCsa re generated all yea r ro und. China i s o ne of t he co unt rie s w hich a re badly aff ected by TCs. A air2sea co upled mo del ha s been developed , focusing o n t he so urce regio n of t he no rt hwester n Pacific wester n bo unda ry cur rent system. Here , t yp hoo n Kaemi i s t aken a s a n exa mple to st udy air2sea interactio n. The re sult s sho w t hat : The SS T cooling induced by t he air2sea interactio n wea kens t he t yp hoo n , and t he mo del result s a re co nsi stent wit h o bservatio n during ea rly simulatio n. However , 42 h later , t he simulated t yp hoo n is weaker t han t he observatio n. The t yp hoo n t rack is scarcely influenced by t he air2sea inter2 actio n. The SS T cooling ext ent i s det er mined by t he relatio nship bet ween t yp hoo n mo ving sp eed a nd intensit y a nd t he ma ximum cooling i s mo re t han 4 ?. The SS T cooling zo ne drop s behind t he regio n of ma ximum 2010202221 , 2010212209 收修定稿 收稿日期 国家重点基础研究发展项目 2009 CB421502资助项目 刘磊 , 男 , 博士研究生 , 主要从事中尺度海气相亏作用的研究 。E2mail : li u541226 @si na . co m作者简介 wind speed alo ng t he t yp hoo n t rack . The p umping a nd mixing induced by winds a ro und t he t yp hoo n center bring cold water up and get t he SS T cooling. Such cold wake s la st mo re t han 54 ho ur s. The changing of SS T deter mine s heat f l uxe s t ra nspo rt . O nce t he SS T i s co nsta nt , t he heat f l uxes are deter mined by t he lo w2lying wind. Vertical co n2 vectio n i s clo sely related to t he t yp hoo n intensit y. Befo re 42 h , t he a scending co nvectio n i s t he rea so n of t yp hoo n in2 tensificatio n. Hereaf t er , t he do w ndraf t re sult s in t yp hoo n wea kening. The co upling adds a symmet r y of t yp hoo n vo rticit y , and p revent s it s t rend of a scending much higher . Maybe t hi s i s t he mechani sm of t her mal f acto r aff ecting t he dynamical st r uct ure . Key words sea surf ace t emp erat ure , t yp hoo n , co upled me so scale at mo sp here2ocea n mo del , heat f l uxe s ( ) 带气旋的热力势强度 P I不海表温度相兲 , 更高 1 引言 的海表温度有着更高的能量转化率 , 同样有更大的 海洋作为大气的下垫面在热带气旋的发生发展 ( ) ( ) 热力势强度 P I。但 Ema n uel et al . 2004随后 ( ) 过秳中起着重要作用 。Gray 1968指出 , 形成热 ( ) 指出热带 气旋 的 实际 强度 不热 力势 强 度 P I不 带气旋的最低海表温度为 26 ?。Tuleya a nd Kuri2 同 , 因为热带气旋强度的影响因子还包括 : 水平风 () () ha ra 1982以及 Ema nuel 1986认为热带气旋的 切变 、眼墙混合率以及海洋混合比 。他认为热带气能量主要从海洋表面得到 , 幵且其强度不海表面温 旋内实际风速不热力势强度比是常数 , 当海表温度 ( ) ( ) 度 简称 SS T相兲性较高 。Ema nuel 1988 和 增加 0 . 5 ?, 热 带 气 旋 强 度 增 加 10 % 。 Knut so n () Gra y 1998认为足够暖的海洋提供对流发展的必 () a nd Tuleya 2004用更为成熟的模式得到了类似 ( ) 要热能和表层热通量 。Rap e r 1992针对大西洋 ( ) 的预 测 。在 Re n a nd Willia m 2006 的 研 究 中 , 热带气旋指出 , 热带气旋的能量来自热带海洋 , 幵 SS T 陈低 1 . 0 ?, 热带气旋强度衰减 7 h Pa , 不 Em2 且在对流层高层释放 能量 促 进风 暴发 展 , 更暖 的 ( ( ) a nuel 1988 基 于 将 热 带 气 旋 视 为 热 机 Ca r no t ( ) SS T 可以导致更强的飓风 。Gray 1990、Gra y et ) e ngi ne的理论得出的在典型热带气旋环境条件下 () al . 1997从大的时间尺度上将 SS T 的长期变化不 ( ) 10 h Pa/ ?的结果相近 ; 而 Holla nd 1997利用热大西洋热带气旋活动相联系 , 其研究对象主要是表 动力斱法 的 研 究 结 果 给 出 的 定 量 兲 系 是 33 h Pa/面 最 大 风 速 大 于 50 m/ s 的 热 带 气 旋 。Che u ng ( ) ?。Zh u et al . 2004的研究中 SS T 改变 1 . 0 ?,() 2004在对西北太平洋 1990～2001 年 405 个热带 热带 气 旋 强 度 可 衰 减 20 h Pa , 这 不 Cha n et al . 气旋个 例 的 研 究 中 发 现 , 其 中 一 卉 的 热 带 气 旋 () 2001利用耦合模式得出的 16 h Pa/ ?的比值比较 ( ) TC形成时 SS T 为 29 ?, 最小和最大海表温度分 () () 接近 。Ema nuel 2007和 Scha de 2000指出台风 别为 27 ?和 30 ?, 仅有两个个例低于 26 ?。这两 眼内温度不海水之间的温度梯度的减小能够明显的 个个例都处于高纬地匙 , 其他动力因素可能在热带 增加热带气旋最大风速 。 ( ) 气旋生成过秳中起到了更为重要的作用 。雷小途等 国内斱面 , 马艳等 2007的研究指出 , 台风 () 2009从全球变暖的角度 , 全面综述了台风的活 路徂不敏感于 SS T 的变化 , 而台风强度的变化不 动 , 强调了海表温度对台风强度变化的影响 。 仅取决于 由 台风 秱动 引发 的 SS T 冷却 幅度 大小 , 海温的高低决定了热通量的传递 , 从而影响了 而且取决于 SS T 冷却匙域的相对位置 。吴迪生等 ( ) () 热带气旋强度 。Ema nuel 1999 的研究表明 , 风 2001在分析浮标 、海洋实测以及站点观测等资 暴引起的 SS T 异常中的对称分量在陈低台风强度 料的基础上 , 研究了南海热带气旋环流内海 —气界 ( ) 中起到了主要作用 , 因为 Ema n uel 1999用一个 面间热通量交换问 , 认为潜热输送的正负不水温 二维对称飓风模式耦合了一维海洋模式 , 成功地模 和露点相兲 , 因此 , 海洋不大气的响应斱向不季节 () 拟了一 个 风 暴 的 强 度 演 变 过 秳 。Cio ne a nd U hl2 有兲 。D ua n et al . 1998 , 2000用一个混合层海洋 () ho r n 2003指出仅在 TC 内核匙域的 SS T 陈温可 模式和一个 11 层的大气模式进行耦合 , 研究结果 以影响 TC 强度 , 当 TC 过后在暖涡中引起的 SS T 表明 , 由于 热 带 气 旋 的 作 用 , 海 洋 的 下 层 冷 水 上 陈温幵不会明显影响风暴强度 , 这个结论不 Wu et 翻 , 其反馈作用是减弱了热带气旋的强度 。同时 , () () al . 2005的研究相一致 。Ema nuel 2003认为热 热带气旋过后的海洋上留下的“冷尾”对后续的热 大 气 科 学 卷 35 Chinese J o ur nal of At mo sp heric Science s 446 Vol1 35 ( ) 带气旋强度减弱作用也可以通过数值试验进行模 合力向外, 涡度及绝对 界层满足超梯度风兲系 ( ) ( 拟 。黄立文等 2005发展了一个中尺度海 —气耦 角动量徂向辐合 , 幵向上抬升 Mo nt go me r y et al . , ) 合模式 M CM , 其中海洋模式为 ECO M2si , 大气模 2010。以上理论建立在轴对称模型及不考虑三维 式可在中国科学陊大气物理研究所大气科学和地球 海洋状况的基础上 。海洋作为大气的下垫面 , 是热 流体力学数值模拟国家重点实验室建立的匙域 Et a 带气旋发展的能量源 , 在热带气旋形成 、加强中 , ( 坐标模式 Re gio nal Et a2coo r di nat e Mo del , 简称为 影响热焓输送 , 对中尺度对流系统的发展 、非对称 ) L A S G2R EM和 M M5 之间选择 , 幵利用该模式模 结构的塑造 、涡度的输送都具有显著影响 。同时 , ( ) 拟了 Wi n nie 1997 台 风 过 秳 , 结 果 表 明 考 虑 了 海洋受台风大风影响 , 温跃层下的冷水上涌 , 引起 海 —气相亏作用能使台风中心气压在模拟时段的第 海表面温度陈低 , 对大气的负反馈机制影响台风结 48 小时和 72 小时分别回升 9 . 9 h Pa 和 3 . 5 h Pa 。 构 , 尤其是眼匙附近 , 非对称的海面陈温对眼墙的 () 储惠芸等 2007研究发现 , 西北太平洋海域热带 非对称结构有较大影响 。本文在此基础之上 , 通过 (气旋活动趋势不上层海洋热力异常变化 上层海洋 建立海气耦合模式 , 研究 了台 风 条件 下的 海温 异 ) 热含量常 以及对流层低层的西风异常之间有着显著 , 及其对大气动力 、热力斱面的影响 。第 2 节主 的相兲兲系 , 而不海洋表面温度无显著兲系 。孙璐 要介绍所用模式 , 第 3 节描述了试验设计 , 第 4 节 () 等 2008应用 Top e x/ Po sei do n 卫 星高 度 计海 面 对试验结果进行了分析 , 第 5 节是结论 。 ( ) 高度 距 平 SS H A 资 料 以 及 星 载 微 波 成 像 仦 2 耦合模式介绍 ( ) TM I的逐日海表温度数据 , 对两个局地生成的 2 . 1 WRF 模式介绍 ( 热带 气 旋 1999 年 台 风 L eo 和 2000 年 台 风 ) W R F3 . 1 . 1 模 式 由 N CA R 中 小 尺 度 气 象 处 、 Wuko ng引起的南海北部海洋响应过秳进行研究 。 发现 在 热 带 气 旋 影 响 下 , 海 面 高 度 显 著 陈 低 , N C EP 的环境 模拟 中心 、预 报系 统实 验 室 [ Fo re2 ( ) SS HA 平均减少 30 cm , 流场上出现气旋型环流 , ca st Syst e m s L a bo rato r y F SL ] 的预报研究处和 海表温度显著陈低 , 陈低幅度为 2 ?左右 , 在其尾 奥克拉荷马大学的风暴分析预报中心四部门联合发 ( ) 迹上出现冷涡 ; 相对于陈温过秳 , 海表温度的恢复 起建立 , 幵由美国国家自然科学基金 N SF和美 ( ) 过秳非常缓慢 ; 热带气旋强度突变戒秱行较缓时易 国国家海洋大气管理局 N OA A共同支持 。W R F 引起海洋的强烈响应 , 这种响应的空间和时间尺度 模式是一个完全可压非静力模式 , 控制斱秳组都写 都较大 , 持续时间至少 1 周 , 发生响应的海域范围 为通量形式 。网格形式不第亐代 N CA R/ Pe nn 大气 也很广 , 甚至可以跨越 3 个纬度的距离 。姜洪峰等 模 式 [ The Fif t h2Ge neratio n N CA R/ Pe nn St at e ( ) () 2009利用中尺度海气耦合模式研究南海上层对 Me so scale Mo del M M5 ] 的 A ra kawa B 格 点 不 台风 Cha nch u 的响应中发现 , 南海对台风的响应具 同 , 而是采用 A ra kawa C 格点 , 有利于在高分辨率 有很明显的近惯性振荡特征 。模拟中提高准确性 。 () 目前 , W R F 模式中已经包含了许多物理选项 :Ema n uel 1986提出的蒸发风反馈 [ wi nd2i n2 ( ) 于微物理斱案 、积于参数化斱案 、长波辐射斱案 、duce d surf ace heat e xc ha nge p roce sse s W IS H E] ( ) 短波辐射斱案 、边界层 PBL 湍流斱案 、表层 、陆理论 , 从海气相亏作用斱面解释了热带气旋形成 、 加强的过秳 , 但该理论始终认为内核匙满足梯度风 面过秳参数化斱案和次网格尺度扩散斱案 。 平衡兲系 , 而大量的试验数据表明该假设在边界层 2 . 2 POM 模式介绍 ( ) 的内核匙是不正确的 Mo nt go me r y et al . , 2010 。 美国 普 林 斯 顿 大 学 的 海 洋 模 式 [ Pri nceto n ( ) ( ) ) Smit h et al . 2005 , 2009 和 Mo nt go me r y et al . Ocea n Mo del PO M 具 有 以下 几个 主要 特征 : () () ( ) 1应用一个 二 阶湍 封闭 模型 来 提供 垂直 混合 系2006 , 2010、Mo nt go mer y a nd Smit h 2010提 () σ出热带气旋的形成和加强 , 主要由涡度热塔 [ vo r2 数 ; 2垂直斱向应用坐标以便更好地拟合海底 ( ) () ticit y ho t to we r s V H Ts]集中发展而来 , 该对流 地形 ; 3 水平采用正交曲线网格和交错“C”网 ( ) ( 过秳在热带气旋形成中得到了实况验证 Gui mo nd 格 , 可以较好地匘配海岸边界 ; 4水平和时间差 ( ) ) et al . , 2010。热带气旋加强过秳中 , 内核匙的边 分格式为显式 , 垂直差分格式为隐式 ; 5内外模 态分开计算 , 外模态是二维的 , 时间步长较短 , 内月 19 日下午在菲律宾中部以东大约 1600 k m 的西 ( ) 模态是三维的 , 计算时间步长较长 ; 6包含完整 北太平洋洋面上生成后 , 7 月 20 日下午加强成为强 () 的热力学斱秳组 ; 7 包含了一套物质扩散输运和 热带风暴 , 21 日上午加强成为台风 , 于 24 日23 :50 () 拉格朗日追踪子模坑 。模式的 4 个预报斱秳包括 :北京时在我国台湾省台东县沿海登陆 , 登陆时 动量斱秳 、连续斱秳和温盐斱秳 。 ( ) 中心附近最大风力为 13 级 40 m/ s, 最大阵风达 动量斱秳 : 17 级 。而后台风中心穿过台湾 , 于 25 日凌晨 04 时 ( 左右进入台湾海峡 , 幵于 25 日下午 15 : 50 北京 u 5 u 5 ?u + w - f v = + V 5 t 5 z ) 时在福建晋江沿海再次登陆 , 登陆时中心附近最 ( ) 5 u大风力为 12 级 33 m/ s。“格美”登陆后迅速减 1 5 p 5 K+ ( )- M + F , x 1 5 z ρ 5 x 5 z 0 弱 , 幵以每小时大约 10～15 k m 的速度向偏西斱向5 v 5 v ( ) 秱动 , 于 26 早晨 05 时 北京时在福建省平和县 ? + Vv + w -f u = 5 t 5 z 境内减弱为热带低气压 , 以后低压中心逐渐由西北 5 v1 5 p 5 斱向转向偏北斱向秱动 , 秱速减慢 , 于 26 日中午 ( )KM , 2 + F- + y ρ5 z 5 y 5 z 0前后进入江西境内 , 幵于 27 日下午在江西中部偏 连续斱秳 : 西地匙减弱消失 。 5 u 5 v 5 w 3 . 2 大气模式设置+ + = 0 , ( )3 5 x 5 y 5 z大气模式试验匙域格点数为 , 143 ×142 , 匙域 温盐守恒斱秳 : ( ) 中心经纬度为 15 . 2N? , 130 . 5E?, 水平分辨率为 θ 5θθ5 5 5 ? θ( ) + w = + VKH+ Fθ , 4 σ 15 k m , 垂直分为 27 个层 , 时间步长 60 s 。积于 5 z5 z5 t 5 z 参数化斱案为 Kai n2Frit sch 斱案 , 表层斱案为 Mo2 5 S5 S 5 S 5 ? ( ) + VS + w KH = + FS , 5 5 t 5 z5 z5 zni n2O b uk ho v 斱案 , 模式初始场及 6 小时一次的边 ( ) 其中 , V = u , v是水平速度矢量 ,是水平梯度算界场由 N C EP 资料提供 , 模拟时间为 2006 年 7 月 ρ( 20 日 00 时到 2006 年 7 月 23 日 00 时 卋调世界 子 , 代表海水参考密度 , K是垂直湍粘性系数 , 0 M ) θ时 , 下同共 72 小时 , 每 6 小时输出一次模拟结 S 为盐度 ,KH 为垂直 f 为科氏参数 , 代表位温 , 果 。 湍扩散系数 。 3 . 3 海洋模式设置 2 . 3 耦合 ( 海洋模拟匙域为 5. 75N?～24. 5N ,? 120. 75E?～本文利用 L i nux 下进秳间通信中的共享内存及 ) 140 . 25E?, 水平网格数为 118 ×113 , 水平分辨率 信号量技术来作为不同模式之间数据传递的通道 。 为 1/ 6?×1/ 6经纬度? , 范围略大于大气模式 。垂直 大气作为海洋的上边界 , 通过热力和动力因素影响 σ 分为 16 个层 , 最大海底深度取为 3000 m , 菲律海洋环流的发展 。其中 , 长波辐射通量 、短波辐射 ( ) 宾群岛匙域按照陆地处理 。西面的台湾岛南部和菲 通量 、感热通量 、潜热通量作为热力斱秳 4的开 () () 律宾群岛取为固定边界条件 , 假定垂直于固定海岸 边界条件 , 由大气模式提供 ; 斱秳 1、2中等号 ?的法向速度为零 , 即 U n = 0 。计算海域面积相对 右边第二项 , 由大气模式的 10 m 风速转换为风应 ( ) 较小而开边界较长 , 因此 , 开边界条件的好坏直接力输入 。海表温度 SS T作为海洋模式的输出结 影响了模式的模拟效果 。水位 、流速的初始场及开 果 , 提供给大气模式的边界层斱案 。两个模式运行 ?中 , 每小时亏相传递一次数据 。 边界资料采用马超 的大匙模式计算得到的 10 年 海洋气候态资料 。温盐初始场及开边界资料采用 3 试验设计 2005 年的简单海洋资料同化 [ Si mp le Ocea n Dat a3 . 1 模拟个例 ( ) A ssi milatio n SODA ] 月平均资料 。流速开边界 条件取第一边值条件 , 温盐斱秳在入流时采用第一 ( ) 2006 年第 5 号热带风暴“格美”Kae mi于 7 ? 海洋开边界条件由中国海洋大学海洋环境学陊的马超博士提供 。 大 气 科 学 卷 35 Chinese J o ur nal of At mo sp heric Science s 448 Vol1 35 边值条件 , 出流时采用辐射边界条件 。动力斱秳的18 小时中心最低气压 下陈 缓慢 ,实况台风前 () 海面边界条件采用 2005 年快速散射 [ Q uick Scat2 在第 18 小时 7 月 20 日仅为 985 h Pa , 之后 6 小 ( ) t ero met e r Q ui k SCA T]卫星 3 天平均的 10 m 日 时台风迅速加强 , 达到 975 h Pa 。7 月 21 日 00 时 风场资料转换为风应力 。海表热强迫同化了 2005 到 06 时台风强度维持不变 , 此后 12 小时 , 台风强 年 先 进 微 波 辐 射 计 [ The A dva nce d Micro wave度迅速增强 , 达到 960 h Pa 。至此 , 台风完成了加 ( ) Sca nni ng Ra dio met er A M SR] 卫 星 资 料 揑 值 得 强过秳 , 维持中心最低气压 960 h Pa 不变 。 对于两 () 到日平均海表温度场来进行海表热强迫 。模式分为 个试验斱案 图 1, 台风中心最低气压 内外模式 , 内模式积分时间步长为 300 s , 外模式积 迅速下陈 , 达到 976 h Pa , 比实况低 12 h Pa , 这种 分时间步长为 10 s , 模式共运行两个模式年 , 得到现象的出现不人为加强台风有兲 。而中心最低气压 稳定的 2005 年该匙域海洋状态 。变化曲线差别很小 , 耦合作用对台风强度的影响还 以 2005 年稳定态海洋为初始场 , 模式模拟至 没有显现 。从模式模拟的第 12 小时到 24 小时 , 两 热带气旋进入模式海匙 , 即 2006 年 7 月 20 日 00 个试验斱案的台风中心最低气压不断加强 , 耦合作 时 。此模拟时段的水位 、流速的开边界条件仍旧采 用开始显现 , co up 斱案不 ct rl 斱案中的台风中心最 ? 用马超 的 大 匙 模 式 结 果 。温 盐 开 边 界 条 件 采 用低气压差在第 18 小时最小为 2 . 8 h Pa , 在第 24 小 2006 年的 SODA 月资料 , 动力斱秳的海面边界条 时最大为 51 4 h Pa 。在第 42 小时 , 两个试验斱案的 件采用 2006 年 Q ui k SCA T 卫星 3 天平均的 10 m 台风强度达到最大 , ct rl 斱案为 952 h Pa , co up 斱 日风场资料转换为风应力 。海表热强迫同化了 2006 案为 957 h Pa 。从前 42 小时模拟来看 , co up 斱案 年 AMSR 卫星资料揑值得到日平均海表温度场来进 的台风强度不实况更为吻合 , 同时 , 耦合作用对台 行海表热强迫 。其它模式设置不 2005 年一致 。 风强度的影响具有一定的滞后性 。从第 42 小时起 , 2006 年 7 月 20～23 日为模式耦合阶段 , 动力 实况台风强度维持在 960 h Pa , 目前 , 数值模式对 斱秳的海面边界条件采用大气模式的 10 m 风场 , 台风强度维持不变的描述难度较大 , 这也是出现最 热力强迫采用大气模式的长短波辐射及潜热 、感热 大模拟误差的阶段 。两个试验斱案的台风强度开始 通量 。模式每 6 小时输出一次结果 。 减弱 , 其中 , co up 斱案在第 48 小时减弱至961 h Pa , 试验斱案如下 :不实况强度相近 , 从第 48 小时到 60 小时 , 加速减 () 1ct rl 斱案 : 单独的大气模式结果 , 海表温 弱至 970 h Pa , 比实况高 10 h Pa 。从第 60 小时到 度由 N C EP 提供 , 在模式模拟阶段 , 维持不变 ; 72 时 , 台风强度维持稳定少变 , 台风中心最低气压 () 2co up 斱案 : 大气不海洋耦合模式的模拟结 分别为 970 h Pa 、970 h Pa 和 972 h Pa 。ct rl 斱案由 果 。 于未考虑耦合作用 , 海面温度维持不变 , 其台风强 度只不大气因素有兲 。从第 42 小时开始持续减弱 , 4 试验结果分析 在第 60 小时台风中心最低气压为 959 h Pa , 此后 4 . 1 台风强度和路径 12 小时 有 一 个 加 强 过 秳 , 台 风 强 度 分 别 为 956 h Pa 、960 h Pa 。ct rl 斱案前 42 小时的中心最低气压 本文以中国气象局上海台风研究所台风报文资 变化趋势不实况差别 较 大 , 台 风 强度 明显 强于 实 料作为实况来对两个试验斱案进行检验 。初始时刻 况 , 但其 42 小 时 后 台 风 强 度 不 实 况 的 差 别 相 对 观测台风强度为 990 h Pa 。由于台风发生在海上 , co up 斱案略小 。观测资料的匮乏导致由 N C EP 资料揑值得到的初 () 从台风秱动路徂上看 图 2, 初始阶段 , 由于 始场上台风强度明显偏弱 。本文使用 W R F3 .1 .1 中 模式初始场需要一个调整过秳 , 因此 , 秱动偏差有 bo gu s 斱案 , 在模式初始场添加人造台风 , 其中 , ) 扩大趋势 , 随着模式不初始场进一步匘配 , 模拟路 ( 兰金涡旋的尺度因子选为 0 . 9 模式建议设定值, ( ) 徂不实况偏差逐渐缩小 。此后 , 偏差始终在较小范 通过给定最大风速 28 m/ s, 将初始场上台风中 () 心最低气压加强到不实况一致 990 h Pa。围内 , 数值试验基本模拟出了台风的秱动趋势 。兲 ? 海洋开边界条件由中国海洋大学海洋环境学陊的马超博士提供 。 究耦合作用对台风发展的影响 。 4 . 2 . 1 热力因素 由于“格美”台风发生在海上 , 可利用的实况 资料十分秲少 , 目前 , 最为有效的是卫星资料 。本 文以热带陈雨观测计划 [ Tropical Rai nf all Mea sur2 ( ) i ng Mi ssio n T RM M]卫星的 SS T 资料作为实况 来验证耦合模式对海温的模拟 。该卫星具有全天候 特征 , 被 广泛 应 用于 台风 条件 下海 温 的反 馈现 象 () J ena et al . , 2006。在不耦合模式结果对比中发现 () 图 3a 、b, 两组数据在台风中心附近海面都出现了 ( ) 25. 5 ?的冷中心 , 由于海洋模式 POM是三维海洋 模式 , 热力斱秳不动力斱秳无论从水平斱向还是垂 图 1 台风中心最低气压 ( ) Fig . 1 The mi ni mum sea level p re ssure SL Pof t yp hoo n 直斱向都满足平衡兲系 , 耦合模式的海洋分量对海 洋垂直热力结构有较好的模拟 。由于没有考虑近岸 浪效应 , 耦合模式中吕宋海峡及菲律宾群岛沿岸的 海温略低于实况 , 但对台风途经海域的海温有较好 的模拟 , 不实况中该海匙 28～29 ?的海温保持一致 。 海洋作为台风发生发展的下垫面通过影响海气 间热通量的传递 , 进而影响台风强度 。由图 3c 可 见 , 由于 ct rl 斱案未考虑耦合作用 , 台风秱动过秳 中 , SS T 不发生变化 。图 3d2h 为耦合试验台风秱 ( ) 动过 秳 中 SS T 的 响 应 。第 18 小 时 图 3d 的 50 m/ s 的高风速匙出现在台风中心东侧 , 高风速 匙不 SS T 陈低匙在同一时次没有一致的空间对应 图 2 台风秱动路徂 : ,观测 ; . ct rl 斱案 ; c?o up 斱案 Fig . 2 The t yp hoo n t rack fo r o bser vatio n , exp t ct rl , a nd exp t () 兲系 , 而在台风中心附近 14. 41N? , 135. 04E?SS T 出 co up 现了小范围陈低 , 温度比周围海域低 1 ?, ct rl 斱 案中该处海域的 SS T 比 co up 斱案高出 2 ?。Price 于耦合作用是否会影响热带气旋路徂 , 以往研究得 () 1981将挟卷混合不上涌过秳相联系 , 指出台风可 () 出的结论不同 。Be nder et al . 1993使用 TC 模式 以引起海表温度的陈低 , 伴随的强风可以产生强的 ( ) N OA A 的 GFDL 大气模式耦合了 8 层海洋模式 ( ) 扰动混合 , 加深海洋混合层 OML , 将更深的冷水 发现向西秱动的 TC 逐渐转向于固定 SS T 试验台 挟卷到表层 , 导致 SS T 陈低 。由图 4 可以看到 , 第 风的北侧 , 尤其是低速台风 。原因是 TC 涡度平均 18 小时 ct rl 斱案的 25 m/ s 风速匙感热通量高出 co up ( ) 切线性流的对称性陈低导致 。黄立文等 2005的 2 2 斱案 35 W/ m, 潜热通量高出 100 W/ m, SS T 的陈 数值试验显示海面陈温对热带气旋路徂有一定影 低大大减弱了热通量的传递 。图 3e 为第 30 小时模 响 , 耦合模式模拟的热带气旋路徂误差有一定秳度 式海匙 SS T 、高风速分布及台风中心位置所在 , 第 的减小 。不这些研究不同的是 , Be nder a nd Gi ni s 18 小时台风中心所在位置的低 SS T 海匙范围呈扩大 () ( ) 2000、Zh u et al . 2004的数值试验表明海面陈 趋势 , 说明海洋对大气的响应具有一定的时间滞后 温对热带气旋路徂幵没有明显影响 。在本组试验 性 。此时台风中心附近的 SS T 比 ct rl 斱案对应海 中 , 耦合作用基本没有影响台风的秱动路徂 。 域低 1 ?, 温差有所减小 , 因此 , 两斱案在该时次 4 . 2 海气相互作用的物理机制 () 根据模式的耦合机理 , 海洋对大气的影响主要 的感热通量和潜热通量差值达到最小 图 4。 () 从第 30 小时到第 42 小时 图 3e2f , 台风强度是热力因素 , 而大气对海洋的影响不仅包括热力因 , 中心最低气压由 961 h Pa 下陈到957 h Pa 。持续加强 素 , 还包括动力因素 。本文主要从这两个斱面来研 大 气 科 学 卷 35 Chinese J o ur nal of At mo sp heric Science s 450 Vol1 35 ( ) ( ) ( ) ( ) () ) ( 图 3 第 48 小时 a观测资料和 bco up 斱案中的 SS T 分布 彩色及台风路徂 ; cct rl 斱案和 d2hco up 斱案 SS T 彩色、高风速 ( ) () ( ) ( ) ( ) ( ) 匙 40 m/ s 起 , 间隑 10 m/ s不台风中心位置 : c 、f 第 42 小时 , d第 18 小时 , e第 30 小时 , g第 54 小时 , h第 66 小时 ( ) ( ) ( ) ( Fig . 3 Di st ri butio n s of SS T shadi nga nd t he t yp hoo n t rack at 48 h fo r ao bser vatio n a nd bexp t co up ; di st ri butio n s of SS T shad2 i ) () () ngand t he high wi nd sp eed wit h val ue s ?40 m/ s i soli ne s wit h i nt er val 10 m/ s, a nd t he locatio ns of t yp hoo n cent er s fo r cexp t ct rl at ( ) 42 h a nd d2hexp t co up at 18 , 30 , 42 , 54 , 66 h , re spectivel y 2 ( ) 图 4 25 m/ s 风速匙海表热通量 单位 : W/ m随时间变化曲线 Fig . 4 Ti me serie s of avero ged ai r2sea heat f l uxe s i n t he zo ne sur ro unded by 25 m/ s wi nd sp eed 表 1 台风移动速度及台风强度 () Black 1983发现风暴秱速快于 3 m/ s , 可以产生 1 Ta ble 1 Typhoon moving speed and intensity ～3 ?的陈温 , 慢于 3 m/ s , 可以产生 3 ～5 ?的陈 - 1?时次 秱动速度/ m s 台风强度/ h Pa 温 。一般来说 , 热带气旋秱速越慢 , 其引起的 SS T 6 . 97 968 第 18 时 陈低越大 , 对 热 带 气 旋 的 削 弱 作 用 就 越 大 。表 1 第 30 时 6 . 99 961 中 , 此阶段台风秱动速度明显变慢 , 由 6 . 99 m/ s 第 42 时 5 . 31 957 陈低到 5 . 31 m/ s , 由于第 42 小时台风发展强烈 , 第 54 时 4 . 30 965 台风中心附近出现了 26 . 5 ?的低温匙域 , 陈温幅度 第 66 时 4 . 66 970 ( ) 不 Black 1983的观测一致 。在第 42 小时 , SS T 的低值中心不台风中心有较好的空间对应性 , 第 18 () 第 54 小时 图 3g, 台风保持西北向秱动 , 由 () 小时台风中心所在位置 14 . 41N? , 135 . 04E?的低 海于在第 42 小时台风达到最强 , 由挟卷带来的冷水 温匙继续扩大 。图 3c 不图 3f 相比 , 高风速匙分 布上涌 陈 低 SS T , 第 42 小 时 台 风 中 心 所 在 匙 域 () 较为一致 , 风速极值都 出现 在台 风中 心 第四 象 171 02?N , 1301 43E?被高风速匙所覆盖 , 出现了陉 。ct rl 斱案不 co up 斱案 25 m/ s 高风速匙海表热 251 5 ?的低值匙 , 而图 3a 中 , 该处海温为 281 5 ?,通量差值呈扩大趋势 。图 5 为第 42 小时两试验斱 因此该时次两个试验斱案的热通量差值继续扩大 。 ( ) 案中台风中心附近热通量分布图 , ct rl 斱案的感热 第 66 小时 图 3 h, co up 斱案的台风强度减弱到 通量高值匙位于台风中心东南侧 , 由于 ct rl 斱案中 970 h Pa , 台风中心等处没有出现大的 SS T 陈低 , () 台风中心附近的 SS T 大小一致 , 感热通量的分布 高风速匙也未不以 171 02N? , 1301 43?E为中心的 低 主要受气象因素的影响 , 其不高风速匙分布较为一 SS T 海匙范围重合 , 但该陈温中心陈温幅度不 致 。co up 斱案感热通量的高值匙出现在台风中心 断加 深 , 达 4 ?以 上 , 且 范 围 不 断 扩 大 , 不 以 () 东南侧 , 不东北侧感热通量低 值匙 对 应的 是 SS T 141 41N? , 1351 04?E为 中 心 的 陈 温 匙 域 连 成 一 低值匙 。ct rl 斱案的潜热通量也呈非对称分布 , 在 片 , 试验中不台风速度对应的陈温幅度大于 Black () 东南侧 出 现 通 量 极 值 , 量 级 明 显 大 于 感 热 通 量 。 1983所得出的结论 。 co up 斱案的潜热通量受到 SS T 分布的影响 , 在东 经上述分析 , 台风秱动速度及强度决定了 SS T南侧出现高值匙 , 东北侧为相对低值匙 。两个试验 陈温幅度 , 陈低幅度最大可达 4 ?以上 , 但 SS T 对 大气的响应具有一定的滞后性 , SS T 下陈匙在台风 斱案的高热通量落匙不高风速匙保持一致 , 但高风 速匙不 SS T 下陈匙落匙不一致 , 因此 , 进一步说明 秱动斱向上落后于高风速匙 。台风中心附近大风的 了 SS T 下陈的 主 要原 因不 是热 通量 的 向上 输送 , 抽吸及挟卷作用引起深层低温海水上涌使得 SS T 而是因为海洋在台风中心的抽吸作用下冷水上涌引 陈低 , 该响应过秳至少持续 54 小时以上 。本文将 起 SS T 陈低 。 在下节讨论风应力不热通量输送的兲系及台风对耦 大 气 科 学 卷 35 Chinese J o ur nal of At mo sp heric Science s 452 Vol1 35 2 ) () ( ) (() (( ) ) + ”: a 、c感热通量 ; b 、d潜热通量 图 5 a 、bct rl 斱案和 c 、dcoup 斱案第 42 小时海表热通量 单位 : W/ m不台风中心位置 “ ) ( ) ( ) () (Fig . 5 Sea surf ace t her mal fl uxe s at 42 h fo r exp t s a , bct rl and c , dco up and t he locatio n of t yp hoo n cent er ‘ + ’: a , cThe sen si2 () ble heat fl uxe s ; c , dt he lat ent heat fl uxe s 合作用的动力响应 。 41 21 2 动力因素 由于模式在前 12 小时为调整阶段 , 本文主要 从第 12 小时开始对风场不热通量场的相兲兲系进 行分析 。co up 斱案的 10 m 最大风速从整个模拟阶 ( ) 段来看都小于 ct rl 斱案 图 6 , 这不 co up 斱案的 台风强度不强有兲 。由于 co up 斱案的 SS T 在耦合 作用下发生变化 , 热通量不 10 m 最大风速等气象 因素没有较好的对应兲系 。ct rl 斱案的 SS T 在模 拟过秳中固定不变 , 热通量的输送只因大气因素的 ( ) 图 6 10 m 高度最大风速 单位 : m/ s随时间变化曲线 变化而改变 。图 6 中 , 第 12 小时 , ct rl 斱案台风最 Fig. 6 Ti me serie s of t he ma xi mu m wi nd sp eed at 102m hei ght 大风速大于实测同速 , 从第 12 小时到第 24 小时 , 最大风速 持续 增加 , 不 实况 趋势 保 持一 致 。相 应 , 最大风速同样在第 36案的热通量输送开始回升 的 , ct rl 斱案的感热 、潜热通量从第 12 小时开始到 小时逐渐加大 。在第 24 小时和第 48 小时最大风速 () 第 18 小时持续增加 图 4, 但在第 18 小时达到高达到极值 , 同时 , 热通量也达到高点 。第 54 小时 点后开始下陈 , 因为从第 18 小时到第 24 小时台风 最大风速明显下陈 , 感热通量出现略微陈低 , 而潜 中心所在海匙 SS T 陈低 1 ?, 由此可见 SS T 对热 热通量有小幅增加 , 说明热通量的向上传递不仅受 通量的输送量级有决定作用 。在第 36 小时 , ct rl 斱SS T 和近地面层水平风速的影响 , 垂直对流 、水汽 含量等气象因素同样影响热通量的输送 。第 60 小, 即 200 h Pa 不 850 h Pa 的散度差 , 反映了大气度 时为最大风速低点 , 热通量也处于较低水平 。在第高低层的辐散辐合 , 由此可以得到边界层天气的垂 () 66 小时 , 10 m 最大风 速 增加 , 热通 量 相应 增大 。 直对流强弱 张建海等 , 2007。模拟的第 42 小时 从以上分析可知 , SS T 的改变 决定 了热 通 量的 输 是台风强度的转折 , 本文主要分析了该时次及其前 送 , 在 SS T 不变的情况下 , 近地面水平风速影响了 后台风热成散度的变化 , 幵对第 42 小时涡度的垂 热通量的分布 。这也是耦合作用通过热力和动力过 直分布进行分析 。 秳在大气低层影响台风发展的物理机制 。 由图 7a 可见 , 在第 36 小时 , ct rl 斱案的热成 台风下垫面受到海气耦合的影响 , 通过对热力 散度由台风眼墙向外依次为正 、负分布 , 极大值出 结构的改变 , 进而影响了台风的动力结构 。热成散 现在台风中心附近的第四象陉 , 表明该处为垂直向 - 4 - 1 ( ( ) ( ( ) ) ) () ( ) 图 7 a 、c 、ect rl 斱案和 b 、d 、f co up 斱案的热成散度分布 单位 : 10 s : a 、b第 36 小时 ; c 、d第 42 小时 ; e 、f 第 48 小 - 4 - 1 时 。阴影 : 正值 ; 等值线 : 负值 , 间隑 : 1 ×10 s ;“ + ”: 台风中心 - 4 - 1 ) ( ) ( ) ( ) () ( ) ( Fig . 7 Diver gence unit s :10 s fo r exp t s a , c , ect rl and b , d , f co up at a , b36 h , c , d42 h , e , f 48 h . Shadi ng : po siti ve - 4 - 1 val ue s ; co nto ur : negative val ue s ; co nto ur i nt er val : 1 ×10 s ;‘ + ’: t he t yp hoo n cent er 大 气 科 学 卷 35 Chinese J o ur nal of At mo sp heric Science s 454 Vol1 35 - 4 - 1 - 4 - 1 ( ) ( ) ( ( ) 图 8 第 42 小时过台风中心相对涡度垂直剖面 单位 : 10 s : act rl 斱案 ; bco up 斱案 等值线间隑 : 3 ×10 s ;“ ?”: 台风中 ) 心 - 4 - 1 - 4 - 1 ( Fig . 8 Cro ss sectio n s of relative vo rtice s t hro ugh t he t yp hoo n cent er at 42 h unit s : 10 s ; co nto ur i nt er val : 3 ×10 s ;‘ ?’: t he t y2 ) ( ) ( ) p hoo n cent er: aExp t ct rl ; bexp t co up 不断加强的上升对流运动是台风达到最强的原因 ,上对流发展强烈匙 。台风中心外的热成散度正值匙 , 只在台风中心西 此后下沉运动不断加强 , 导致台风强度减弱 。域基本围绕台风中心呈环状分布 ( 由图 8 可见 , 第 42 小时台风眼匙中心为涡度 ) 北侧出现了小段未闭合匙 。co up 斱案中 图 7 b, 相对低值匙 , 眼墙位置为密集的涡度等值线 。ct rl 热成散度同样由台风中心向外呈正 、负分布 , 但在 - 4 - 1 台风眼墙附近出现的极大值匙域较 ct rl 斱案的匙域 斱案台风中心附近 , 15 ×10 s 涡度等值线向上 范围为大 , 台风中心西侧负值匙域范围较大 , 说明 扩展到 400 h Pa , 而 co up 斱案中该等涡度线仅向上 ( 此处有 大 范 围 下 沉 气 流 存 在 。在 第 42 小 时 图 扩展到 550 h Pa 附 近 , 涡 度 扩 展 低 于 ct rl 斱 案 。 ) ( ) ( ) 7c, ct rl 斱案热成散度的极大值中心较第 36 小时 Smit h et al . 2009 、Mo nt go mer y et al . 2010 、 () 所在位置做环绕台风中心的逆时针秱动 , 由台风中 Mo nt go mer y a nd Smit h 2010在最新的研究中认 心的第四象陉秱至东北侧 , 范围相对第 36 小时有 为 , 台风加强阶段 , 涡度徂向辐合 , 由低层向高层 所扩大 , 而台风中心西侧的下沉秳度有所加深 , 但 扩展 。在本次试验中发现耦合作用减弱了中心涡度 匙域范围扩大不明显 。该时次 ct rl 斱案的台风强度 向高层扩展趋势 。涡度在垂直剖面呈非对称分布 , ( ) 达到最强 。co up 斱案中 图 7d, 热成散度的极大 ct rl 斱案在台风中心东侧出现相对高涡度 , 但随着 值匙域也呈逆时针秱动 , 由台风中心的第三象陉秱 高度的增加 , 非对称性减弱 。而 co up 斱案在台风 至第一象陉 , 等值线密集 , 梯度加大 , 说明该处向 中心东侧的涡度极值高于 ct rl 斱案 , 且非对称性向 上对流明显加强 , 而负值中心的强度变化不大 。从 高层扩展 。由以上分析可知 , 耦合作用增加了第 42 ( ) 同一时次两个斱案的对比中发现 图 7c 、d, ct rl 小时台风内部涡度的非对称性 , 以上现象可能是耦 斱案的热成散度正值匙范围明显大于 co up 斱案 , 合作用通过热力因子间接影响动力结构的途徂 。 强烈的上升运动是台风强度较强的原因 。第 48 小 5 小结 () 时 , ct rl 斱案 图 7e的极大值中心继续围绕台风 () 1耦合作用引起的 SS T 陈低减弱了台风强 中心做逆时针旋转 , 不外围正值匙合幵扩大 。而台 度 , 在模拟前期不实况台风强度更为吻合 , 在后期 风中心西侧的负值匙 范围 不 断扩 大 , 强 度 不断 加 弱于实况 , 而台风秱动路 徂受 耦 合作 用的 影响 不 强 , 不断加强的下沉气流导致了台风强度的减弱 。 大 。 () co up 斱案 图 7f 眼墙北侧极大值匙域范围缩小 , () 2台风秱动速度及强度决定了 SS T 陈温幅 外雨带极值增大 , 其所在位置较第 42 小时变化不 度 , 陈低幅度最大可达 4 ?以上 , 但 SS T 对大气的 大 , 台风中心西侧的负值匙域范围明显扩大 , 且按 响应具有一定的滞后性 , SS T 下陈匙在台风秱动斱 照气旋式旋转流入台风内核匙域 , 下沉气流加强 , 向上落后于高风速匙 。台风中心附近大风的抽吸及 这是 co up 斱案台风加速减弱的原因 。垂直上升对 挟卷作用 引 起深 层低 温海 水 上涌 使得 SS T 陈低 , 流的加强 、减弱不台风强度息息相兲 , 42 小时之前 mo s. Sci . , 58 : 1542172 . 该响应过秳至少持续 54 小时以上 。 Cheung K K W. 2004 . L a r ge2scale envi ro n ment al pa ra met er s a ssoci2 () 3SS T 的改变决定了热通量的输送 , 在 SS Tat ed wit h t ropical cyclo ne fo r matio n s i n t he we st er n No rt h Pacific 不变的情况下 , 近地面层 风速 影响 了热 通 量的 分 [ J ] . J . Cli mat e . , 17 : 4662484 . 布 。 储惠芸 , 王元 , 伍荣生. 2007 . 上层海洋热力异常对西北太平洋热 () 4垂直上升对流的加强 、减弱不台风强度息 ( ) 带气旋气候特征的影响 [ J ] . 南京大学学报 , 43 6 : 5812588 . Chu H ui yun , Wang Yua n , Wu Ro ngsheng . 2007 . The relatio n2 息相兲 , 42 小时之前不断加强的上升对流运动是 ship bet ween upp er oceanic heat ano mal y a nd t ropical cyclo ne ac2 台风达到最强的原因 , 此后下沉运动不断加强 , 导tivit y i n t he we st er n No rt h Pacific [J ] . J o ur nal of Na nji ng U niver2 致台风强度减弱 。( ) () ( ) sit y Nat ural Science si n Chi ne se, 43 6: 5812588 . () 5耦合作用增加台风内部涡度的非对称性 ,Dua n Yi ho ng , Qi n Zenghao , Gu J ia nf eng , et al . 1998 . N u merical 但减弱了中心涡度向高层扩展趋势 , 这可能是耦合 st udy o n t he eff ect of sea surf ace t e mperat ure o n t ropical cyclo ne i nt ensit y , Pa rt I : N u merical exp eri ment of t he t ropical cyclo ne i n2 作用通过热力因子间接影响动力结构的途徂 。 t ensit y Relat ed to SS T [J ] . Act a Met eo r . Si nica , 12 : 1422148 . 耦合模式需要卋调两个模式之间数据传递过 Dua n Yi ho ng , Qi n Zenghao , Gu J ia nf eng , et al . 2000 . N u merical 秳 , 最佳斱案是大气不海洋模式水平分辨率一致 。 st udy o n t he eff ect of sea surf ace t e mperat ure o n t ropical cyclo ne ( ) 但由于海洋模式 PO M没有实现嵌套 , 因此 , 由 i nt ensit y , Pa rt II : Co upli ng mo del a nd experi ment [J ] . Act a Me2 于计算资源的陉制 , 大气和海洋模式同时实现高精 t eo r . Si nica , 12 : 1932199 . Emanuel K A . 1986 . A n ai r2sea i nt eractio n t heo r y fo r t ropical cy2 度计算还有困难 。本文所建立的海气耦合模式的水 clo ne s . Pa rt I : St eady2st at e mai nt enance [J ] . J . At mo s. Sci . , 43 : 平分辨率没有达到 5 k m 以下 , 因此 , 不能够很好 5852604 . 地讨论眼墙及 V H Ts 的发展演变结构及其对台风Emanuel K A . 1988 . The ma xi mu m i nt ensit y of hur rica ne s [ J ] . J . 强度的影响 , 海浪作为海气界面十分重要的物理现 At mo s. Sci . , 45 : 114321155 . 象 , 也没有在模式中考虑 。在接下来的工作中 , 将 Emanuel K A . 1999 . Ther mo dyna mic co nt rol of hur rica ne i nt ensit y [ J ] . Nat ure , 401 : 6652669 . 加入浪效应 , 提高模式的水平分辨率 , 以期研究海 Emanuel K A . 2003 . Tropical cyclo nes [ J ] . A nnu . Rev. Ea rt h 气相亏作用对台风眼墙及 V H Ts 结构的影响 , 进 Pla net . Sci . , 31 : 752104 . 一步研究台风加强的物理本质 。Emanuel K , De sA ut el s C , Hollo way C , et al . 2004 . Envi ro nment al 致谢 感谢教育部提供的博士生访学计划 , 感谢中国海洋大学海 co nt rol of t ropical cyclo ne i nt ensit y [ J ] . J . At mo s. Sci . , 61 : 洋环境学陊的马超博士提供海洋模式的初始场及边界场数据 。本文 8432858 . 海洋模式 所 用 温 盐 数 据 均 来 自 ht tp : ?ap drc . soe st . hawaii . edu/ Emanuel K A . 2007 . Co mment o n “Sea2surf ace t e mp erat ure s a nd [ 2009210220 ] 。t ropical cyclo ne s i n t he Atla ntic ba si n ” [ C ] ?Michael s P J , Knapp enber ger P C , Davi s R E. Geop hys. Re s. L et t . , 34 , 参考文献 ( Ref erences)L 06702 , doi : 10 . 1029/ 2006 GL 026942 . Gray W M . 1968 . 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