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飓风地表风场的实用模拟

摘要：

重塑飓风表面风与浪，浪涌电流的方法，基于纽约大学在20世纪70年代初的原始发展和广泛使用的美国陆军工程兵（CE）和其他人建模的离散数值风场模型被详细描述。还讨论了该模型的局限性。飓风表面风场的CE模型一直是一个非常有用的工具，在海洋响应（OR）建模使用超过十年。最近，该模型的几个方面被升级，包括增加空间分辨率和能力，用于模拟更广泛的径向压力和风廓形。对升级功能的模型进行了描述，并说明其对飓风模拟的影响通过一个假设的飓风和卡米尔（1969）和吉尔伯特（1988）飓风。此次升级将导致精度和模型的改进，特别是小的，强烈的飓风和风暴广泛记录和/或访问的径向风廓线。

简介：

虽然飓风和随之而来的海浪和风暴潮一直到沿海和海洋工程师主要关心的问题，在最近的飓风雨果造成前所未有的破坏（1989），安得烈（1992）、（1992）、iniki进一步强调了实践的重要性。这些风暴中的大部分财产损失与风直接相关。强风和洪水迫使水位升高也对沿海地区造成了损失。

传统上，由于飓风和其他热带风暴建模风的主要利益一直在波和风暴潮，或海洋响应（OR），建模等有关。OR模型通常需要建立设计数据的表面波，风暴潮，和垂直分布的电流在大陆架和混合层电流在深水中。通常，OR模型需要一个规范的表面风（在特定的风速计的高度定义和平均间隔）或表面风应力本身，在一个很高的时间和空间通过一个历史风暴。

大多数方法指定大气强迫在oR建模中使用非常简单的参数化模型，而海洋过程更逼真地表示在大多数或模型。在其最简单的形式，这些方法涉及最大表面风和中央的压力或压力降穿过风暴。表达式通常采取的形式：

式中a，b =常量；=风暴压力异常定义为

式中=轴对称环境（LE，远场）下大气压力；为风暴中心压力。

阿特金森和霍利迪（1977）和布莱克（1994）提供了有趣的历史数据形式应用到了西太平洋西北台风。这种基本形式的扩展和变化，包括增加风暴翻译的影响，增加了流入角的切向风向，一个空间径向轮廓风速的方法[例如，荷兰（1980）]。有些方法是针对参数化数值模型的解决方案[例如，Cooper（1988），Georgiou（1985）]。参数方法体现了一个伟大的简化热带风暴过程。例如，在径向平均飞行高度风剖面吉尔伯特飓风观察到的变化（1988），在图1所示，明显偏离参数方法的限制性假设。（平均次数适当飞机风进行了后面的部分文章，题为“平均风的限制”。）这种方法固有的限制复杂模型的准确性。

热带气旋表面风场也可以通过观测分析直接指定。这种方法是一个强大的工具，当足够的测量数据可用时。测量数据覆盖在热带气旋通常是稀疏的数据往往来自沿海站，这可能不是完全代表海洋表面风。最近，直接分析已经受到越来越多的关注，由于各种因素，包括沿海和近海海洋风站扩大网络，热带气旋的侦察机数据估算表面风的有效利用，增强了计算机软件和硬件（鲍威尔1982；鲍威尔等人。1991）。

一些原始的运动方程的解决方案的基础上出现了一些数值涡边界层模型。包括夏皮罗（1983）和美国陆军工程师团（CE）风模型最初在纽约大学开发，在20世纪70年代初，后来发展成为一个校准的分析工具，在海洋气象公司（OWL），CE支持下。CE风模型已被广泛使用OR应用，主要用于波建模（阿贝尔等）。（1989，特雷西，1990），但也为Hubertz风暴潮模型（马克和谢夫纳1993）。

在1992年三月，CE风模型进行了车间里的热带暴风建模”召开的美国陆军工程师水道实验站。模型限制被引用在这个车间。对升级模型的可能性进行了讨论和评价的预期影响模型精度在典型应用和成功的可行性。在研讨会的建议，对模型中的几个方面进行了改造（卡顿等人，1994）。

本文的目的是提供一个相对完整的对原来的CE风模型描述，并提出了模型升级。虽然原来的CE风模型已使用多年，出版的模型描述已在相对短暂的卡顿等印刷之前（1992）。原来的模型是在下部分。后一节回顾模型的局限性。升级模型的部分介绍了最近已引入到CE风模型的变化。最后一节是总结。

标准模型

回顾：

CE风模型计算的表面应力和平均风速和方向，如下面的段落定义，在行星边界层（PBL）的一个热带气旋。气象风暴参数可用于历史飓风用于计算风信息在用户指定的海拔高度。模型，由Cardone 等人开发（1992），是基于一个原始方程PBL的数值模型在平移热带气旋中。一个表面的阻力公式，基于Arya（1977）相似的模型，再加上一个水面与卡多内一致的粗糙度参数规范（1969）法。选项还提供了估计表面风在内陆湖泊和地形的指定粗糙度，包括沼泽，平原，森林和城市。选项可以用来近似许多陆地受影响的沿海配置，包括海湾和河口。

该模型是CE沿海建模系统（CMS）（汤普森1993），包括另一个飓风的风速模型和标准项目飓风（SPH）（Cialone和马克1993）一部分。虽然SPH模型和CE风模型提供类似的信息，SPH模型在传统上一直被用于CE输入到风暴潮模型和波动模型CE风模型。CE风模型更灵活，更接近物理过程中的飓风。综观风过程和CE风建模应用程序是由汤普森和leenknecht给予（1994）。

该模型依赖于一个概念，热带气旋一般改变结构相对缓慢（超过一个或多个小时的时间）。因此，热带气旋可以由少量的精心挑选的快照，代表不同阶段的风暴的演变，中间阶段之间的过渡。例如，在开放水域的飓风的结构通常可以很好地代表在6至24小时的快照间隔指定的参数。虽然结构通常在很短的时间内变化缓慢，风暴位置可以改变相对较快。风暴结构和位置变化之间的时间尺度上的差异被容纳由一个非常灵活的程序。风暴中心的位置每小时指定一次。也指定适当的快照或对快照的时间。shapshot（S）被认为是与实际的风暴中心重合。如果给定一对快照，则指定每个快照的相对权重，并在两个快照之间线性地插入水平风速分量。额外的灵活性提供了一个选项，通过任何角度旋转快照。此选项改变了风暴的方向。

平均风的定义

像大多数的大气和海洋动力学循环模型，CE风模型制定的所谓的雷诺兹平均形式的原始运动方程。因此，模型的速度分量的时间平均流量，即经过机械混合和小尺度对流运动产生的湍流尺度过滤流量。这些较小的尺度上的平均流量的运动的影响表示（近似）的方程，通过涡粘性的条款。平均间隔30-60分钟通常被认为是足够的过滤从风湍流边界层。不同的参数模型或运动学分析方法（离散测量风进行分析，以产生一个空间连续描述的风场），CE风模型不必校准到一个特定的平均间隔。

经过几十年的混乱，关于热带气旋表面风的精确定义，似乎有越来越多的共识采取1分钟最大平均风速，在lO米高度风暴分类预警参考建议。CE模型的解决方案可能是如果想要与适当的“阵风因子转化，“在这种情况下，一个因素在30-60分钟平均区间。例如，black（1994）评论最近的阵风数据在热带气旋，支持这个比率的平均值为1.25。当风场被用来强制动力OR模型，这也制定了雷诺兹平均变量，CE模型风或表面应直接使用。

平均问题是更复杂的测量数据。鲍威尔等（1991）全面讨论热带气旋可能产生的各种风测量的等效平均时间。虽然CE风模型是由规范的风暴压力场和运动，不使用测量风，平均必须考虑与实测风相比。当模型风进行测量相比，测量的风应平均在足够的时间间隔过滤湍流引起的变异。在实践中，它往往是不可能的应用I-H平均过程风速计的痕迹，尤其是小的，快速移动的风暴，因为流通的翻译（不是湍流）的旋风过去站引起一个大的趋势在这个时间尺度。在比较参考本文对飓风卡米尔（1969）和迪莉娅（1973），持续风速计的痕迹是可及的风暴慢慢足够的平均风速时程恢复（超过60分钟卡米尔和30分钟迪莉娅）当风暴经过测量现场。CE风模型的制定与风暴中心的坐标系统中移动。因此，对于一个稳态风暴（另一种模型的假设），有没有概念上的困难，相当于湍流过滤的时间平均流量表示模型的解决方案。

等价于湍流过滤时间平均流。许多最近的风暴，风的模式已经由国家数据浮标中心（NDBC）直接测量风相比，国家海洋和大气管理局（NOAA）浮标。浮标通常提供平均风从8.5分钟记录收集在I小时或3小时的时间间隔。这个风参数通常是嘈杂的，但无偏估计的60分钟平均。而在一个小时内最大8.5-min平均将比的6Q min平均约10%，基于当前的阵风因子[如krayer和Marshall（1992）]，这是极不可能发生的浮标样本含有最大的8.5-min区间。基于湍流谱的考虑，Pierson（1983）估计的标准偏差8.5-min平均60分钟平均风速之间的表面中性的不稳定条件是1.03毫升在20英里的风速。在NDBC浮标停泊在同时8.5-min和58分钟平均风速北太平洋在十一月1983提供的均方根（RMS）一场比较0.76大联盟和一个只有0.19平均差异（monaldo 1988）。越来越多的NDBC浮标也报告连续平均风，顺序10分钟的样品。这将导致更稳定的比较与模型风在未来。

鲍威尔等（1991）讨论了飞行水平风的等效平均间隔。飞机的风通常是现在超过30秒的平均时间间隔。由于飞机速度30秒空气采样体积相当于一个体积采样在一个更长的时间从一个固定的风速仪，用变换依赖于风的速度。再次，对于一个20英里的风速，飞机风大致相当于浮标的平均时间间隔8.5分钟这不考虑高度的影响。在飓风吉尔伯特飞行水平切向风速的径向分布的分析包括本文原飞机的测量已平均径向和切向的。因此，代表更长的等效时间的平均值从一个固定的地点。

涡模型

基本模型包括一个移动的涡旋制定开发被Chow （1971）和卡顿等改进（1992）。该模型是基于水平垂直平均运动方程，通过PBL的深度，用固定在地球坐标系

其中；=时间导数局部固定坐标；代表固定坐标；=二维del算子；=平均水平速度；F =科里奥利参数；k =垂直方向的单位矢量；P =平均空气密度；P =大气压力；KH =水平涡流粘度系数；CD =阻力系数；和h为PBL的深度。

假定动量垂直平流是比较小的平流和可以忽略不计，而剪应力消失在顶部的PBL。

压力规定为：

其中PC =压力场代表热带气旋，这不一定是轴对称的，并假定翻译水平与风暴；P =大气压场，这可能是一个恒定的地转流相关，。

需要一个预先确定的压力场与风暴的翻译没有依赖，由于数值求解大气重力波的计算问题的可能性被排除。有了这个压力说明，（3）可以重写为

移动直角坐标系（X，Y）现在被定义，使得它的原点总是与移动的低中心的PC。在移动系统方面，（6）转化为

其中V =水平风速相对低中心；。=有效地转流相对于低中心；；和VC =速度的动参考系相对固定地

在时间导数的局部运动坐标系统。

公式（7）可扩展矢量形成的水平速度的标量分量方程。经过一些调整方面，要解决的是方程。

制定完成与KH的形式规范，CD和边界条件在网格的外边界。以下分别（1963），水平涡粘系数给出

其中：=网格点间距；K =无量纲常数。

K值为以下0.4周（1971），这显然是从相关的常数，由Smagorinsky（1963）。（10）括号中的术语可以看作是拉伸和剪切应变的总变形。风阻系数是基于边界层参数化以后讨论计算。通过忽略加速度和动量水平扩散，得到网格最外边界的边界条件。这些假设意味着科里奥利力之间的平衡，压力梯度力、摩擦力和表面的最外层边界，这意味着（7）可简化为

最简单的压力场是轴对称的，由指数压力定律定义

其中RP =规模半径；R =径向距风暴中心距离。

一个更一般的选项是可用的参数和RP（12）可以指定风暴象限。在这个选项下的最终压力场是由每个象限指定的压力变化之间的平滑设计。

卡顿等人（1992）回顾了观测数据[飓风雏菊1958和伊内兹1966 Moss和Rosenthal的报告（1975）]和理论预测（chang1977）在飓风边界层高度和发现一系列380-700 M. CE风模型，H在这个范围内的灵敏度进行了探讨，为卡米尔飓风，这500-625 m的范围似乎得到准确的风（卡顿等人1992）。而H是一个不可忽视的模型参数，它通常是不知道和值500米已建议提供准确、或许有些保守（即高）风暴中心附近最大风速。

计算网格是一个矩形的巢系统，它在外部区域提供了相对精细的网格间距接近飓风内部区域和粗间距。因此，分辨率和计算效率之间的权衡优化。网格点间距在每个网格内是恒定的。图2显示了网格系统的一个象限内的三个嵌套。网格点间距加倍与每个连续的巢，并且每个巢从中心延伸10个网格点。标准模型采用五个嵌套。如果最里面巢的网格点间距为5公里，第二到第五个网格点间隔分别为10，20，40，和80公里，和整个域覆盖一侧的正方形的平方公里。

有限制定和计算方案的细节是由chow（1971）。基本上，结合对角和普通上游差用于阶空间导数减少平流项的计算误差，在内部网格的边界。计算开始的初始猜测领域组成的梯度风分量计算的热带气旋压力场[ PC（4）]。在每个网格点，（8）和（9）是集成的时间直到加速度，是相当小的。计算时间步长，是最好的计算网格大小的10倍。例如，如果里面的网格尺寸5kin，时间步长为50 S. Chow（1971）发现800次迭代（相当于约11小时，如果时间步长为50s）足以达到一个稳定状态的解决方案。

边界层参数化

卡顿等人（1992）制定了一种方法，将垂直于旋涡模型的水流与水面上的表面应力有关（需要或建模）。对动量通量参数化框架的热，在PBL的水分是由布莱卡达和Tennekes发展（1968）和（1970）zilitinkevich。参数关系的结果从风，平均分

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