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远距离热带海洋的海表温度分布对热带气旋强度变化
的重要影响
Anitha Kumari Hegde 1 · Ryuichi Kawamura 1 · Tetsuya Kawano 1
(1．地球行星科学系，科学系，九州大学，福冈812-8581，日本）
摘要：利用区域尺度模式进行的数值实验验证了远海海表温度（SST）对于调节热带气旋（TC）特征的作用。在印度洋和南海的不同海温条件下，我们用模式模拟了台风Man-yi（2007年7月）。在区域的冷暖SST敏感性试验中发现，气旋的强度和路径以及其最高位相会系统性地变化。暖的海洋能大幅度减小北太平洋气旋的强度，而冷的海洋能增加其强度。这和通过对流层低层的水汽输送带（MCB）进行的从印度洋与南海输送到气旋中心附近的水汽供应的强弱是密切联系的。当海表温度高时，MCB会在南海上被阻断，故而大规模的向着气旋系统的水汽输送会减弱，从而导致气旋强度的减弱和其路径的东移。这一研究表明，远海的海表温度变化也可以调节TCs，这会有助于提高TC强度和路径预报的准确性。
关键字：海表温度，台风强度，水汽输送，WRF模式
1引言
北太平洋西部盆地是世界上热带气旋（TCs）最活跃的地区（Hope 1979；Ritchie 和 Holland 1999）。大约30%的TCS起源于这一地区，并在日本、韩国、台湾、中国、菲律宾、印度尼西亚和马来西亚产生暴雨和特大洪水，造成这些地区每年巨大的人力和经济损失。TCs的强度和路径预报仍存在很大的不确定性。TCs的准确预报有助于当地政府采取一些适当的急救措施，例如可以撤离沿岸居民，以保护人群、减少人员伤亡。尽管在过去的三十年中有大量关于TC路径预报的研究（如，Krishnamurti 和 Oosterhof 1989；Mathur 1991；Aberson 1998；Goerss 2007；Hsiao等 2009；Huang等 2011；Kim 等 2012），但是TC强度的预报并没有明显的改进（Rappaport等 2009；RiosBerrios等 2014）。因此，近年来，TC强度的预报对科学发展造成了巨大的阻碍。
从暖海洋输送往TC系统的水汽量的不确定性，可能会造成TC强度预报的错误。Braun（2006）和Yang等(2011)进行了TCs的水汽诊断，并指出内核里的水蒸气的海洋源头代表了小部分的水平水汽输入，且风暴内的净水平水汽辐合构成了大部分的净水汽凝结。但仍不确定的是，单独的TC二级环流是否影响了在低层进入TC中心附近的水平水汽输出。另一种观点认为，大规模的水汽输入来自于TC系统的外部。最近，Kudo等（2014）指出，台风可以通过罗斯贝波和背景气流的相互作用来汇集来自远海的大量水汽。分析一个登陆日本的典型台风（Man-yi，2007年7月），可以发现，维持台风中心附近的总可降水量的是来自远海的水汽输送，而非来自于就近的海洋。他们（Kudo等 2014）称这种从热带到台风中心附近的大规模水汽输送为“水汽输送带（MCB）”。相应的，这种MCB可能会有利于台风自身的发展和维持。如果这一假说是正确的，那么远海的SST分布和就近海域的SST分布都将对调节台风强度发挥重大的作用。
为了证实这一问题，我们使用带有嵌套技术的高级天气研究预报模式（WRF-ARW）来研究台风Man-yi (2007)。本研究侧重于印度洋和南海的SST异常对登陆日本的台风强度和路径的影响。
2 实验设计
台风Man-yi于2007年7月8日在西北太平洋形成，初始为热带低压。在7月10日，风暴逐渐增强为台风强度并靠近日本冲绳岛，使得梅雨锋增强，并造成了日本的强降雨（Hirata and Kawamura 2014）。据日本气象厅的资料，此台风过程中的最低海平面气压（SLP）记录是930hpa。我们重点研究了从7月9日0000世界时到7月14日1800世界时期间的台风生成、发展、成熟、衰减阶段。
模拟运用了3.5版的WRF-ARW模式，这是由美国国家大气研究中心（NCAR）开发的（skamarock和Weisman 2009）。此模式提供了关于气象应用的大范围内容，在大气研究和业务预报中尺度可从米变动到几千公里。模式采用了非静力可压缩流、随地形变化的流体静力学气压以及Arakawa-C型的水平网格的（skamarock等 2008）欧拉方程。模拟实验利用了NCAR每6h一次的再分析资料,该资料为1°times; 1°经纬网格点，可提供初始和边界条件。该模式的起始时间是7月9日0000世界时。模式区域为亚洲夏季季风区和西北太平洋区域(10°S 至 35°N，64°E 至 175°E)，模式详情见表1。最优的路径观测资料来自东京台风中心的区域专业气象中心。
表1 模式详情
在本研究中，通过添加（升温）和降低（冷却）1、2和3°C使得印度洋(10°S–26°N ，64°E–105°E)SST被修改至初始SST。实验的名称分别是CNTL（控制试验）、CS1、CS2、CS3、WS1、WS2和WS3。印度洋SST在灵敏度模拟CS1中降低了1°C，在CS2中降低2°C，在CS3中降低3°C。在暖的SST实验中，印度洋SST在WS1、WS2、WS3中分别增加了1、2和3°C（图3）。
在模拟中，应用线性方程SST mod (x) = SST org (x) f(x)调节10°S 至26°N和64°E 至105°E的印度洋SST。SST mod (x) 是指调节SST，SST org (x) 是指初始SST，X是经度。f(x) =—[tanh（）—1]是应用于10°S–26°N 和105°E–120°E的双曲正切函数，其作用是避免SST的不连续性造成的不良影响。△T是冷/暖实验中的SST敏感度，112.5是平均经度（）。lambda;等于 5，是双曲正切函数中的恒定宽度（经度）值。南海SST也按上诉双曲正切方程进行调节，如图3所示。
3 无嵌套的实验结论
虽然我们的主要目的不是进行比较研究，但我们仍研究了OBS、有和无嵌套的CNTL模拟实验所得的台风的强度和路径变化趋势。有和无嵌套的模拟实验得到的强度变化有相同的趋势。除了7月13日0000世界时之后，模拟和观测(OBS)的强度都能很好地对应（图 1）。有和无嵌套的台风路径模拟有类似的趋势，但与OBS相比，在积分过程中，约有50km的位移差（图2）。
图1 有和无嵌套的CNTL模拟实验以及OBS得到的中心气压随时间变化对比图。在X轴上，对7月9日0000世界时到7月14日1800世界时的每六小时一次的数据进行时间积分。垂直绿线划分了基于OBS的台风初生、发展、成熟以及消亡阶段
图2 有无嵌套的台风路径模拟实验和OBS对比图（从7月9日0000世界时至7月14日1800世界时）。
强度最高值在闭区域上有各自的颜色。背景阴影表示日本南部的平均SST分布（由CNTL可得，单位是°C）。绿色的矩形表示在7月12日1800世界时的移动嵌套的范围大小
3.1 环流背景的变化
图3展示了SST、SLP和基于台风Man-Yi初生和发展阶段（7月9日0000世界时至7月11日至1800世界时）时间平均的水汽通量垂直积分(VIMF) 的空间模式。VIMF是从950hpa到100hpa的积分。在印度洋和南海上的SLP和VIMF随SST的改变而发生显著变化。印度洋和南海上暖的SST异常增强了印度次大陆和孟加拉湾的季风槽。相反，在冷却实验中，孟加拉湾和南海上的SLP很高。另一方面，六个SST实验中西北太平洋上的SLP分布几乎不变。在每次实验中，菲律宾东部一个SLP非常低的地区都对应着模拟台风。在不同的实验中，这种低SLP的区域都很相似，这表明印度洋和南海SST的变化造成的重大影响在台风的初生阶段很难被发现。我们所要强调的是，远程SST在热带气旋的形成过程和初生阶段中仅起着很小的作用。
图3 SST、SLP以及在暖的SST（WS3，WS2和WS1）实验和冷的SST（CS1，CS2和 CS3）实验中基于台风Man-Yi初生和发展阶段（7月9日0000世界时7月11日至1800世界时）时间平均的水汽通量垂直积分(VIMF)的空间模式。SST的阴影间隔是1°C。SLP的等高线间隔是2 hPa SLP。向量（绿色）表示VIMF kg·m minus;1·s minus;1 。参考箭头是6000 kg·m minus;1·s minus;1 。小于2500 kg·m minus;1·s minus;1 的通量被抑制
3.2 模拟台风的强度和路径分析
图4显示了冷SST、暖SST实验相对与CNTL所得的台风Man-yi的中心气压值随时间的变化。在台风的发展阶段，六个SST实验和CNTL 之间的强度差异可能会增加，但在这一阶段，六个SST实验中很少有系统性的差异，这表明在台风的初生阶段，印度洋和南海SST的改变对台风强度影响不大。但在台风的成熟阶段（7月11日1800世界时）并非如此。在此阶段，台风的强度会随暖/冷SST实验减弱/增强。相对于CNTL，CS3的中心气压降低了约8hpa，而当台风进入成熟阶段后，WS3和WS2实验未能模拟出中心气压的急剧下降。敏感性试验所得到的中心气压的减弱（增强）清楚地表明了当印度洋和南海SST变冷（变暖）时台风强度的增加（减弱）。在7月14日，台风衰减为温带气旋。在衰减阶段（从7月14日0000世界时开始），冷的SST实验所得结果不同于CNTL，更不同于暖的SST实验。
CS1、CS2、CS3、WS1、WS2、WS3模拟的台风路径在图5中显示。时间是从2007年7月11日1800世界时到7月14日1800世界时（台风成熟阶段）。这表明暖的SST实验（WS2和WS3的开区域）相比于冷的SST实验（闭合区域）对台风系统有早期强化作用。在冷的SST实验中，台风的模拟路径转向西，但在暖的SST实验中，台风路径转向九州岛（约31°N -34° N，129.5°E-132°E）。而在衰减阶段（强度减弱），所有的台风向着日本九州岛的东南侧移动。
如图3所示，在台风的初生阶段，由于印度洋和南海SST变化而引起的环流背景变化仅局限在印度洋和南海地区。但须指出的是，在台风成熟阶段，台风的强度和路径均会受到印度洋和南海SST变化的影响。这将进一步进行讨论。
图4 冷的SST模拟实验（CS1、CS2、CS3）和暖的SST模拟实验（WS1、WS2、 WS3）相对于
CNTL产生的中心气压值随时间的变化。每行都由从7月9日0000世界时至7月14日1800世界时每六小时一次的气压值绘制而成。垂直绿线划分了基于OBS的台风初生、发展、成熟以及消亡阶段
图5 冷的SST（CS1，CS2，CS3）和暖的SST（WS1，WS2，WS3）实验模拟的在成熟和衰亡阶段（从7月11日1800世界时至7月14日1800世界时）的台风路径。在封闭和开放的区域中，分别用各自的颜色描述冷和暖的SST实验模拟的台风强度最大值
3.3 通过MCB的水汽输送
图6说明了CNTL的SLP和VIMF在7月10、11、12日0000和1200世界时的空间模式和大小。值得注意的是，MCB是 VIMF的窄带（Kudo等2014）。在7月10日0000或1200 世界时（台风的初生阶段），通过MCB的水汽供应尚未组织起来，但在7月11日0000世界时之后，从印度洋和南海往台风产生了持续的水汽供应。在MCB建立约一天之后，从图4中可以看出六个SST实验所得的台风强度的显著差异。
图7类似于图6，但显示的是在7月12日1200世界时的暖和冷的SST敏感性试验结果，表明了它们之间的MCB的差别。在冷的SST实验中（CS1，CS2，CS3），从印度洋和南海向着台风中心附近的MCB很好地组织了起来，从而增强了西太平洋上的台风。这意味着，MCB在输送远海水汽上发挥着重要的作用。相反，暖的SST实验减弱了南海上的MCB。尤其是在实验WS2和WS3中，南海上的MCB被明显阻断，印度洋和北太平洋西部上的MCB被分割为两支。这种分割导致从印度洋和南海向着台风中心附近的水汽输送明显减弱。另一方面，印度洋上暖的SST有助于加深季风槽和强对流(如 Wang等 2001； Wu 和 Wang 2001)。海洋是印度季风区的主要水汽供应源，而且暖的海洋能致使夏季季风提早建立和增强（例如，sijikumar和Rajeev 2012；Zhou 和 Murtugudde 2014）。由此可得，暖的SST异常导致的印度洋上季风环流的显著变化促进了MCB的分割和减弱。
图8显示了冷暖SST实验中在7月12日1200世界时的南海和菲律宾海上的海表潜热通量以及925hpa的风矢量场的模拟空间分布。相比于暖的SST实验，在实验CS1、CS2、CS3中，近地面风速强且潜热通量增加的区域从台风中心附近扩张到南海地区，这表明通过MCB，水汽从远海输送到了台风中心。相反，在WS1、WS2、WS3中可以看见沿MCB减弱的风场，这减弱了海洋的水汽供应。海洋上减少的水汽供应和无组织的MCB（图7）都减少了从远海向台风系统的水汽输送。由此可见，这些显著的变化抑制了台风自身的发展。事实上，如图4所示，相比于CNTL，在WS1、WS2和 WS3中，台风强度在成熟阶段有明显减弱。在CS1、CS2和CS3则相反。有组织的MCB、海洋上增强的水汽供应很好地都对应着台风中心气压的加深。
图6 CNTL的SLP（等值线）和VIMF（绿色的部分）在7
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