环境垂直风切变条件下陆海对比对热带气旋降水的模拟研究外文翻译资料

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环境垂直风切变条件下陆海对比对热带气旋降水的模拟研究

Yubin Li,^a,b Kevin K. W. Cheung^a* and Johnny C. L. Chan^b

^aDepartment of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney, Australia

^bGuy Carpenter Asia-Pacific Climate Impact Centre, School of Energy and Environment, City University of Hong Kong, China

^*Correspondence to: K. K. W. Cheung, Department of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney, NSW 2109, Australia. E-mail: kevin.cheung@mq.edu.au.

摘要：利用 WRF/NCAR 模型模拟研究了具有和不具有弱环境垂直风切变 (VWS) 的登陆热带气旋 (TC) 在理想化条件下的降水模式。在没有 VWS 的模拟中, 结果表明, 对于外带 (r~100–300公里), 从光滑的陆地上产生的干冷空气近海平流, 降低了稳定性, 并在 TC 东侧形成了降雨带, 而粗糙的陆地表面时往往西部存在更多的降雨。对于内芯 (r lt; 100 公里), 当地表光滑干燥时, 只有较小的降雨不对称, 但如果地表粗糙, 降雨不对称变得明显, 在西部陆地区域的降雨量普遍更强。

进行了进一步的实验, 比较弱环境 VWS 和陆海对比的影响。研究发现, 由于非对称绝热加热和伴随的高层风, 风暴尺度的（距离TC中心400km内）VWS 的方向和大小都在不断变化。无论地表特性如何，内芯区域的降雨都位于风暴尺度VWS的左侧 , 而在外带区域, TC登陆前降雨分布首先受到地表粗糙度的强烈影响，随后受到环境 VWS 的影响。因此, 在 TC 登陆过程中, 不断变化的降雨与VWS (包括环境的和由于风暴规模动力作用产生的) 之间的关系产生了。

关键词:热带气旋登陆;陆海对比; 垂直风切变; 非对称对流; 摩擦引起的辐合; 垂直稳定度

1.引言

登陆热带气旋 (TC) 从海洋向陆地移动，下垫面条件有所变化。由于陆地上的表面摩擦较大, 水分供应较小, 陆地和海洋上的动量、热量和水分通量差别很大。这种海洋和陆地表面之间的对比导致了 TC 边界层中的不对称风、温度和水分分布。不同的边界层条件影响到TC结构, 并可能进一步引发不对称降雨 (例如 Tuleya 和 Karihara, 1978年;Parrish 等人, 1982年;鲍威尔, 1982年;Tuleya 等人, 1984年;Chan 和 Liang, 2003年;陈、尤, 2003年;Kepert, 2006 a, 2006 b;Kimball, 2008年;Ramsay 等人, 2009年)。

通过陆基雨量计、雷达和卫星可经常观察到与登陆 TC 有关的不对称降雨分布。在飓风弗雷德里克 (1979年) 接近陆地时, 帕里什等人 (1982年)发现了在海岸附近形成了强烈对流岩带。Blackwell (2000) 发现飓风丹尼 (1997)s 登陆时,中心以西很大, 但东侧几乎没有降水, 这种降雨不对称对应中心西部 (东部) 更强 (较弱),的边界风，这可能是不对称的低层辐合和随后对流的原因。Chan 等人 (2004年) 发现, 1999年在中国南部海岸登陆的四次降雨不对称的台风中, 其中3次台风的对流在西侧得到加强 (即有向岸气流的一侧)。刘等人 (2007年) 分析了1995年至2005年期间沿华南海岸登陆的18次台风的对流模式, 并确定了在18次台风中, 有 10 (4) 台风在西部 (东部) 地区对流得到了加强。对于北太平洋西部强热带登陆风暴 Bilis (2006年), Gao 等人 (2009年) 确定风暴右侧 (陆上) 有更强的降雨。这被认为是由于海岸线上的摩擦辐合和沿海地形的影响。对于南半球的风暴, Li 等人 (2013 a) 检查了2006年至2009年期间在澳大利亚西北部登陆的五个 TC。在登陆的所有TC中, 发现了该中心西南 (近海的一侧)存在更强烈的降雨。得出的结论是, 陆海对比在降雨分布方面起了一定作用。

登陆 Tc 的降雨不对称在以前的数值模拟中得到了广泛的研究。通过在没有地形的 f 平面上进行理想化的模拟, Tuleya 和 Kerihara (1978) 在右前象限 (即在近岸平流的前方) 发现了多余的降水, 这是由来自海洋的充足水分和增强的边界层的辐合。Tuleya 等人 (1984年) 在表面条件的不同设置下, 进一步发现, 登陆过程中模拟的降水模式取决于对流尺度气块对这些变化的地表条件的作用。通过使用一个数值模型, 其中降水主要受饱和上升和简单云物理参数化的控制, Jones (1987) 发现TC 强度降低, 但在登陆前后大约几个小时内总降雨量增加,左侧 (近海) 的轨道降雨增强了, 对应气旋前左象限里更强的径向流入。Chen 和 Yau (2003年) 模拟了与安德鲁飓风 (1992年) 相同的环境流中的理想化登陆飓风, 并确定轨道右侧有更强烈的降雨。通过对beta;效应和摩擦辐合的模拟比较, 发现它们对降雨不对称的影响弱于垂直风切变 (VWS)。另一方面, Chan和Liang (2003) 通过一组理想化的模拟结果揭示, 在登陆过程中, 在陆地上的摩擦引发的辐合和减少的潜热通量是TC不对称结构的主要原因, 而显热通量对不对称 TC 结构的贡献相对较小。概念实验进一步表明, 陆地上的干燥空气向上气旋式流动, 在某些地点降低了大气的稳定性, 从而增强了对流。Kimball (2008年) 模拟了不同的地表特征 (即粗糙度和水分供应) 对理想化飓风降雨分布的影响。研究发现, 干空气入侵对登陆前风暴轨道陆上一侧的降雨起到了增强作用。然而, 在登陆期间, 降雨量最大值转移到风暴轨道的近海一侧, 这与早期的琼斯 (1987年) 研究类似, 是由摩擦强迫造成左侧的大量径向流动造成的。最近,Li等人 (2013b) 模拟了一个理想化的TC, 在南半球的背景下, 没有环境流场进行登陆。模拟的TC是由岸上驱动的, 原因是陆地的粗糙程度高于海洋 (Wong 和 Chan, 2006年)。Li等人 (2013b) 发现, 虽然由于充足的水分供应和摩擦辐合, 陆上一侧的累积降雨量较大, 但近海一侧有局部降雨量最大值, 这再次与扩大的降雨量有关，与不断变化的表面摩擦对应。

这些数值研究主要与变化的下垫面条件影响有关，而不是TC登陆。涉及 TC 登陆前地表条件变化的影响。然而, 在环境流场中, 特别是 VWS, 也应在 TC登陆过程中的降雨分布中发挥重要作用。VWS 对TC对流的影响方面已经产生了一些先前的研究。例如, 观察性研究 (例如 Corbosiero 和 Molinari, 2002年、2003年;Chen 等人, 2006年;Ccil, 2007) 显示, 环境流场的剪切垂直风廓线强烈影响 TC 降雨分布。针对北半球风暴的数值研究 (例如 Frank 和 Ritchie, 1999年、2001年;罗杰斯等人, 2003年)进一步揭示, 更强的降雨往往集中在左侧, 这是VWS绝热抬升机制和潜热释放引起的上升的空气导致的。这表示从 VWS 方向气旋式旋转的位置。在第4节分析涉及 VWS 的数值实验时, 将进一步回顾其中的一些研究。从南半球的角度来看, Li等人 (2013b) 在不同地表条件的静止环境中模拟了理想的 TC 登陆。如前所述, 在更现实的粗糙干燥地表情况下, 在登陆前和登陆过程中模拟了不对称降雨。 与以往关于陆海对比的研究一致, 不对称对流的发展与边界层过程是一致的。更重要的是, 内部生成的 VWS 来自于不对称风的低层和上层变化。在 Li 等人 (2013b) 中, 内部生成的 VWS 在登陆后高达7 m·s^-1或更大, 这往往与环境 VWS 相当。

因此, 了解内部 VWS 与非对称对流发展之间的关系是否遵循了以往研究中确定的规则是至关重要的, 这些研究主要集中在源于天气环境的 VWS 上。此外, 在现实的 TC 登陆 VWS 中, 这两个来源的 VWS 很可能相互作用, 并可能导致与不对称对流的新关系。本研究的主要目的是首先将Li等人 (2013b) 的分析扩展到包括热力学效应, 然后分析内部 VWS 与环境 VWS 的各自作用。第2部分介绍了数值模型的配置和实验设计。第3节详细分析了陆海对比作用下的云的发展及其对登陆过程中降雨分布的影响。第4节专门用于分析施加弱环境 VWS 的实验。第5节提供了关于如何将陆地和海洋的不同特性以及大规模环境产生的各种影响结合起来的连贯的图景。第6节提供了总体摘要。

2.模型设置和实验设计

这些模拟是通过美国国家大气研究中心开发的天气研究和预测 (WRF) 模型版本 3.3.1 (Skamarock 等人, 2008年) 进行的。没有地形, 所有的模拟都是在纬度15°N 对 f 平面进行的, 以避免由beta;效应引入的额外 VWS。使用35个垂直层和3个嵌套网格, 水平分辨率分别为36公里、12公里和4公里。所有域大小都设置为 300*300网格点。利用 graupel (Hong 和 Lim, 2006年) 和 Mellol-yamadi–nakanishe– Nakanishe–niino 行星边界层方案 (Nakanishi 和 Niino, 2004年) 的单时刻六等级微物理方案模拟。 在两个粗分辨率域中对流参数化方案采用Kain等[14]改良过后的KF积云参数化方案，而在最优分辨率域中只采用微物理方案。建立大气基本状态的方法、所模拟的热带气旋和模拟实验的初始及边界条件与Wong和Chan所采用的一致。

起初热带气旋最大表面切向风在半径70km处为30 m·s^-1,在半径400km处为15 m·s^-1，在半径3000km处为0 m·s^-1。48小时后，热带气旋发展成熟，最低海平面气压为941hPa。类似Wong与Chan[16]，通过减去静止状态的相应值，可以得到热带气旋风场和质量场的异常。然后把异常加入到环境流场中，可获得实验的初始条件。图1显示了旋转热带气旋的切向平均速度、径向平均速度和垂直平均速度。

(a)

(b)

(c)

图表 1旋转热带气旋的切向平均速度(a)、径向平均速度(b)和垂直平均速度(c)

为了进行考虑登陆的模拟, 陆地表面位于最初涡旋中心以西200公里处。陆地和海洋的表面温度为28.5°c。每次模拟的持续时间为96小时。模拟了两组不同环境流动的理想化的 TC 登陆 (表 1)。第一组包括四个实验，陆地表面粗糙(R) 或光滑 (S) 和潮湿 (W) 或干燥 (D) 的组合, 与 Li 等人 (2013 b) 中的表面相似。然而, 在没有平均流量的情况下, '光滑' 实验中的涡流由于缺乏陆地诱发的运动而不会登陆。为了在该组的所有四个实验中实现登陆, 实验中加入了1 m·s^-1的小平均流量, 并命名为 SW-10、RW-10、SD-10 和 RD-10, '10' 表示1.0 m·s^-1东风平流。

表格 1所有实验的粗糙度长度、地表水分供应情况以及环境流动类型