臺風(fēng)“彩虹”(2015)高分辨率數(shù)值模擬及渦旋Rossby波特征分析?

焦亞音 冉令坤 李娜 高守亭 周冠博

1)(中國科學(xué)院大氣物理研究所,北京100029)2)(中國科學(xué)院大學(xué),北京100049)3)(國家氣象中心,北京100081)

臺風(fēng)“彩虹”(2015)高分辨率數(shù)值模擬及渦旋Rossby波特征分析?

焦亞音1)2)冉令坤1)?李娜1)高守亭1)周冠博3)

1)(中國科學(xué)院大氣物理研究所,北京100029)2)(中國科學(xué)院大學(xué),北京100049)3)(國家氣象中心,北京100081)

(2016年10月8日收到;2016年12月16日收到修改稿)

采用中尺度數(shù)值預(yù)報模式對2015年22號臺風(fēng)“彩虹”進行高分辨率的數(shù)值模擬,成功地模擬出臺風(fēng)“彩虹”的移動路徑、強度和降水分布,尤其是在臺風(fēng)登陸前后,模擬結(jié)果與實況比較接近.以此為基礎(chǔ),利用模式輸出資料,分析臺風(fēng)的動力、熱力精細結(jié)構(gòu)和臺風(fēng)雨帶的宏觀特征.眼墻處具有低層徑向入流、高層徑向出流的動力配置.在眼墻附近,同時存在切向風(fēng)速高值區(qū)、垂直上升區(qū)、正溫度距平區(qū),并隨高度向外側(cè)傾斜,雷達回波較強,對流系統(tǒng)比較深厚.次級雨帶、主雨帶和遠距離雨帶的雷達回波相對較弱,對流系統(tǒng)垂直厚度略小.再利用尺度分離方法,得到渦旋Rossby波的擾動場資料,進一步分析渦旋Rossby波的特征.1波、2波同時朝切向和徑向傳播,1波的振幅明顯大于2波.研究結(jié)果表明,1波、2波正渦度擾動對應(yīng)強雷達回波,存在強對流活動.降水區(qū)上空的垂直渦度擾動呈上正下負的配置,與水平散度擾動的垂直配置相似時,會加強低層輻合和高層輻散,有很強的垂直上升運動,有利于對流系統(tǒng)發(fā)展,降水增強.1波、2波擾動的動力配置影響了對流系統(tǒng)的發(fā)展,并對降水強度和分布有一定的診斷作用.

渦旋Rossby波,螺旋雨帶,臺風(fēng)

1 引言

臺風(fēng)登陸前后受海洋、大氣、陸地等多種因素的影響,經(jīng)常發(fā)生路徑突變和變性,導(dǎo)致臺風(fēng)預(yù)報不準(zhǔn)[1].臺風(fēng)眼墻和螺旋雨帶處的渦旋Rossby波是臺風(fēng)內(nèi)部主要波動之一,影響臺風(fēng)的風(fēng)雨強度和分布,所以臺風(fēng)渦旋Rossby波的演變特征及其影響機理是臺風(fēng)研究中一個重要的科學(xué)問題.

在早期的研究中,Wexler[2]和W illoughby[3]利用重力慣性波來解釋熱帶氣旋的非對稱結(jié)構(gòu).螺旋雨帶中擾動垂直速度與擾動氣壓相差π/2相位,符合重力波的極化理論特征,但是在移速上重力波與螺旋雨帶存在明顯的差異,重力波的波速比雨帶的移速快[4,5].MacDonald[6]在對臺風(fēng)螺旋雨帶產(chǎn)生機理的研究中,首次提出了渦旋Rossby波.Guinn和Schubert[7]研究發(fā)現(xiàn),颶風(fēng)螺旋雨帶是由渦旋Rossby波的波列造成的.Montgomery和Kallenbach[8]采用WKB(Wenzel-K ramers-Brillouin)方法化簡二維無黏無輻散的淺水正壓渦度方程,推導(dǎo)出渦旋Rossby波的局地頻散關(guān)系,提出了較為全面的渦旋Rossby波概念和傳播特征,即臺風(fēng)平均流造成垂直渦度的徑向梯度,導(dǎo)致一種類似于行星Rossby波的波動,該波動在方位角方向相對于平均流順時針傳播,同時也在徑向方向上傳播.Montgomery和Enagonio[9]研究指出,渦旋的軸對稱導(dǎo)致了臺風(fēng)眼區(qū)的位渦異常,從而伴隨產(chǎn)生渦旋Rossby波,同時波動對平均渦旋流有正反饋作用,Moller和Montgomery[10]進一步驗證了該理論.Reasor和Montgomery[11]分析了颶風(fēng)Olivia的雷達觀測資料,結(jié)果表明颶風(fēng)沿切向方向的波動和渦旋Rossby波相類似,颶風(fēng)眼墻的旋轉(zhuǎn)和渦旋Rossby波的2波有關(guān).Chen等[12,13]對颶風(fēng)Andrew(1992)進行研究,發(fā)現(xiàn)位渦帶的切向移動速度接近于渦旋Rossby波的理論值.Wang等[14?17]通過理想模式研究了眼墻區(qū)的渦旋Rossby波的動力結(jié)構(gòu),并利用渦旋Rossby波進一步解釋了眼墻內(nèi)部的對流不對稱結(jié)構(gòu).Hall等[18]對臺風(fēng)Morakot登陸臺灣過程進行高分辨率數(shù)值模擬,分析指出渦旋Rossby波與強對流帶在時間和位置上保持一致,并討論了它對強降水落區(qū)的指示作用.此外,Corbosiero等[19]和Moon等[20,21]進一步分析了渦旋Rossby波的1波、2波與臺風(fēng)內(nèi)核區(qū)附近強對流的聯(lián)系,指出主雨帶和次級雨帶的位置和傳播機理與渦旋Rossby波的移動發(fā)展有關(guān).

我國氣象學(xué)家也很早開展了臺風(fēng)渦旋Rossby波的研究.余志豪[22]全面概述了螺旋雨帶中渦旋Rossby波的成因.鐘科等[23]利用一次颶風(fēng)資料,采用波射線方法,揭示出渦旋Rossby波的徑向頻散特征.Xu等[24]利用擾動黑體亮度溫度(b lack body teMperature,TBB)時間偏差分布對臺風(fēng)螺旋雨帶的波列結(jié)構(gòu)進行分析,發(fā)現(xiàn)波列結(jié)構(gòu)具有渦旋Rossby波的特征,即在臺風(fēng)成熟階段,擾動均從臺風(fēng)渦旋中心呈螺旋帶波狀徑向流出.朱佩君等[25]的研究表明,渦旋Rossby波對螺旋雨帶中強對流的發(fā)展有重要作用,波動能量的徑向耗散能夠反映臺風(fēng)強度的變化.沈新勇等[26?29]采用緯向基流下橫波型擾動的二維Boussinesq方程組,推導(dǎo)得到渦旋Rossby波判據(jù);分析發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)中心的波動主要做渦旋運動,分為正壓波和斜壓波,對臺風(fēng)暴雨的發(fā)展有指示作用.

陸漢城等[30?33]和康建偉等[34]對颶風(fēng)Andrew(1992)進行模擬,指出臺風(fēng)內(nèi)部同時存在重力慣性波和渦旋Rossby波的混合波,并進一步推導(dǎo)混合波的頻散關(guān)系,討論了混合波的演變規(guī)律.Zhong等[35]發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)內(nèi)部不同區(qū)域的波動信號強度存在明顯差異,例如:在眼壁和內(nèi)螺旋雨帶區(qū),渦旋Rossby波的信號較強;在外螺旋雨帶區(qū),重力波具有較大強度,非?；钴S;在過渡區(qū)存在不可分離的重力波-渦旋Rossby波的混合波.此外,氣象學(xué)者針對眼墻和螺旋雨帶中擾動波動的分布、性質(zhì)、傳播過程和物理機理等展開了一系列的深入研究,探討了渦旋Rossby波對臺風(fēng)暴雨落區(qū)、強度和移動的影響[36?40].這些研究工作豐富了渦旋Rossby波的理論,加深了對臺風(fēng)中渦旋Rossby波特征及其影響的認識和理解.

以往的研究工作主要是利用雷達觀測資料或理想數(shù)值模式資料等來研究渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)和成波機理等,針對我國登陸臺風(fēng)實際個例的研究相對較少,使得人們對渦旋Rossby波的動力和熱力特征以及對臺風(fēng)暴雨影響機理的認識和理解仍不充分,還需進一步探索.為此,本文采用包含各種物理過程、高時空分辨率的天氣研究和預(yù)報(weather research and forecasting,WRF)中尺度數(shù)值模式,對2015年第22號臺風(fēng)“彩虹”個例進行數(shù)值模擬;在此基礎(chǔ)上,分析臺風(fēng)“彩虹”眼墻、螺旋雨帶以及渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)特征,研究臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波對眼墻和螺旋雨帶變化以及地面降水的影響.

2 個例介紹

圖1 (網(wǎng)刊彩色)2015年10月4日08:00 UTC臺灣氣象局發(fā)布的關(guān)于2015年22號臺風(fēng)“彩虹”的向日葵8號衛(wèi)星紅外線云圖Fig.1.(color on line)The satellite H iMawari-8 iMage of typhoon Mu jigae provided by CentralWeather Bureau,Taiwan at 08:00 UTC 4 O ctober 2015.

臺風(fēng)“彩虹”(Mu jigae)于北京時間2015年10月1日2時在菲律賓呂宋島生成,最初為熱帶低壓,隨后逐漸增強為強臺風(fēng).圖1為2015年10月4日08:00 UTC臺灣氣象局發(fā)布的關(guān)于2015年第22號臺風(fēng)“彩虹”的向日葵8號衛(wèi)星紅外線云圖.“彩虹”于北京時間2015年10月4日14時左右在廣東湛江市坡頭區(qū)登陸,給湛江周邊地區(qū)帶來大風(fēng)和特大暴雨;同時臺風(fēng)外圍環(huán)流觸發(fā)小尺度龍卷,襲擊了佛山、順德、廣州番禺、汕尾和海豐等地,造成大范圍停電和人員傷亡.登陸后“彩虹”向西北方向移動,進入廣西北部地區(qū),給途經(jīng)地區(qū)均造成大范圍強降水.臺風(fēng)“彩虹”途經(jīng)廣東期間,造成當(dāng)?shù)?53.4萬人受災(zāi),直接經(jīng)濟損失232.4億元.

臺風(fēng)“彩虹”受到高低空天氣系統(tǒng)的共同影響.如圖2所示,在對流層高層(200 hPa),臺風(fēng)處于反氣旋環(huán)流之中,被局地高壓所覆蓋,氣流輻散明顯,與低層臺風(fēng)氣流的氣旋式流入相配合,造成臺風(fēng)眼墻和螺旋雨帶中較強的垂直上升運動,為臺風(fēng)及其降水的發(fā)展提供良好的動力條件.在500 hPa的位勢高度場上,受到中緯度短波槽和副熱帶高壓的共同影響,短波槽緩慢東移,阻擋了臺風(fēng)快速北移;副高加強西移,脊線西伸北抬,一方面引導(dǎo)臺風(fēng)向西北方向移動,另一方面副高西南側(cè)的東南氣流輸送暖濕氣空氣,并匯入臺風(fēng)環(huán)流.在對流層低層(850 hPa),受到西南季風(fēng)的影響,西南暖濕氣流源源不斷地輸送到臺風(fēng)環(huán)流區(qū),提供充足的水汽供應(yīng),為臺風(fēng)及其降水創(chuàng)造了有利的水汽條件.在地面圖上,中高緯度為大范圍的高壓區(qū),臺風(fēng)位于其南部邊緣,受其阻滯影響,臺風(fēng)沿著高壓邊緣向西北方向移動.

圖2 (網(wǎng)刊彩色)美國國家環(huán)境預(yù)報中心(NCEP)2015年10月4日00:00 UTC預(yù)報場資料(圖(a)—(c)中風(fēng)矢量(箭頭,m/s)、位勢高度場(等值線,dagpm)及大風(fēng)區(qū)(陰影,m/s);圖(d)中風(fēng)矢量(箭頭,m/s)、海平面氣壓場(等值線,hPa)及比濕分布(陰影,g/kg))(a)200 hPa;(b)500 hPa;(c)850 hPa;(d)1000 hPaFig.2.(color on line)The NCEP analysed field at 00:00 UTC 4 O ctober 2015:(a)200 hPa;(b)500 hPa;(c)850 hPa;(d)1000 hPa.A rrow s in Figs.(a)–(d)Mark the w ind field(m/s),contours in Figs.(a)–(c)indicate geopotential height(dagpm),shades in Figs.(a)–(c)rep resent the heavy w ind(m/s),contou rs in Fig.(d)Mark sea level p ressu re(hPa),and shades in Fig.(d)rep resent specifi c huMidity(g/kg).

3 高分辨率數(shù)值模擬

以NCEP的0.5?×0.5?全球預(yù)報系統(tǒng)(global forecast system,GFS)預(yù)報場資料(間隔3 h)為背景場,利用WRF模式對此次臺風(fēng)過程進行高分辨率數(shù)值模擬,模式從2015年10月1日18:00UTC開始積分,到10月5日12:00 UTC結(jié)束,共計90 h.模擬區(qū)域為兩層單向嵌套,如圖3所示,模式區(qū)域涵蓋了“彩虹”生成、發(fā)展、登陸的整個過程,區(qū)域1(D 01)的水平分辨率為4 km,格點數(shù)為1501×1101×51,模式資料輸出間隔為5 Min.區(qū)域2(D02)的水平分辨率為1.333 km,格點數(shù)為811×691×51,兩區(qū)域的垂直層數(shù)均為51層.采用的物理過程包括WSM6-Class微物理參數(shù)化方案、CAM長波輻散方案、CAM短波輻散方案、Pleim-Xiu陸面模式方案和ACM2(Pleim)邊界層方案.

圖3 (網(wǎng)刊彩色)模擬區(qū)域示意圖Fig.3.(color on line)The illustration of the nuMerical siMu lation area.

采用日本氣象廳(JMA)和中國氣象局上海臺風(fēng)所(CMA)發(fā)布的觀測資料對模擬結(jié)果進行檢驗.圖4(a)為模擬與觀測的臺風(fēng)路徑.由圖4(a)可知,除了3日18:00 UTC模擬路徑略偏南之外,其他時刻模擬路徑與觀測的最佳路徑比較接近,模擬的臺風(fēng)登陸時間和登陸地點與觀測結(jié)果幾乎一致.同時刻模擬與觀測的路徑偏差在50 km以內(nèi),因此臺風(fēng)路徑的模擬是比較成功的.臺風(fēng)強度通常用臺風(fēng)中心氣壓和近地面最大風(fēng)速來表示,圖4(b)為模擬與觀測的臺風(fēng)中心氣壓隨時間的變化.如圖4(b)所示,模擬與觀測的臺風(fēng)中心氣壓隨時間變化的趨勢基本一致,在4日06:00 UTC達到極小值940 hPa,本次模擬較好地再現(xiàn)了臺風(fēng)在登陸廣東湛江之前的加強過程.在登陸之后的衰減過程中,模擬的中心氣壓較JMA的觀測略偏強,但二者偏差不超過10 hPa;模擬的中心氣壓較CMA的觀測略偏弱,但二者偏差不超過15 hPa.圖4(c)為模擬和觀測的臺風(fēng)最大風(fēng)速的時間演變,模擬和觀測的最大風(fēng)速都具有先增強再衰減的變化特點,并且都在4日06:00 UTC達到極大值.在臺風(fēng)增強階段,模擬的最大風(fēng)速略大于JMA觀測的最大風(fēng)速,而在衰減階段,模擬的最大風(fēng)速略小于JMA觀測的最大風(fēng)速.在3日12:00 UTC之后,模擬的最大風(fēng)速與觀測結(jié)果的偏差小于5m/s;在3日12:00 UTC之前,模擬的最大風(fēng)速略大于CMA觀測的最大風(fēng)速,而在3日12:00 UTC之后,模擬的最大風(fēng)速略小于CMA觀測的最大風(fēng)速.總體來看,模擬結(jié)果不管是與JMA觀測資料還是與CMA觀測資料對比,都較為一致,此次模擬成功地再現(xiàn)了臺風(fēng)“彩虹”移動路徑、中心氣壓和最大風(fēng)速的變化.

圖5為10月4日模擬與觀測的6 h降水量的分布.從圖5可以看出,廣東省中西部和廣西省中東部降水區(qū)的模擬結(jié)果與觀測結(jié)果比較符合,但模擬的降水強度略偏強.4日00:00—06:00 UTC期間廣東西部沿海的模擬降水量都在100 mm以上,與觀測的降水量接近,但在廣東中部的佛山和中山等地,模擬降水量偏大;4日06:00—12:00 UTC廣東西南部的湛江、陽江、江門等地模擬的降水量偏大,大部分在100 mm以上,而實況雨量在60—100 mm之間;4日12:00—18:00 UTC廣西東部以及廣東西南部模擬強降水中心分布與實況比較接近,但是范圍和強度比觀測結(jié)果略大.雖然模擬的6 h累計降水與觀測存在一些細節(jié)差異,但總體上模擬降水的變化趨勢與實況比較一致,較為成功地再現(xiàn)了臺風(fēng)暴雨的發(fā)展演變過程.

通過以上臺風(fēng)路徑、強度以及6 h累計降水分布等方面的對比分析可以看出,此次數(shù)值模擬成功地再現(xiàn)了臺風(fēng)“彩虹”的發(fā)展演變以及登陸過程,模式輸出的高時空分辨率資料可以為后續(xù)分析臺風(fēng)精細化結(jié)構(gòu),研究渦旋Rossby波的特征提供可靠數(shù)據(jù).

圖5 (網(wǎng)刊彩色)2015年10月4日00:00 UTC—18:00 UTC(a),(b),(c)實況和(d),(e),(f)模擬地面6 h累計降水量的分布Fig.5.(color on line)(a),(b),(c)Observed and(d),(e),(f)siMu lated 6-h accuMu lated surface rain fall froM00:00 UTC to 18:00 UTC 4 October 2015.

4 臺風(fēng)的精細結(jié)構(gòu)

4.1 臺風(fēng)的動力、熱力精細結(jié)構(gòu)

利用高時空分辨率的模式輸出資料,進一步分析臺風(fēng)的動力、熱力垂直結(jié)構(gòu).圖6是臺風(fēng)登陸前、登陸時、登陸后方位角平均的切向風(fēng)、徑向風(fēng)、垂直速度和溫度的徑向垂直分布.如圖6所示,在臺風(fēng)登陸前,最大風(fēng)速半徑(radius ofmaximuMw ind,RMW)為30—50 km,最大切向風(fēng)速在對流層底層為50 m/s;切向風(fēng)速高值區(qū)隨高度向臺風(fēng)外側(cè)傾斜,說明切向風(fēng)垂直切變顯著.底層的徑向風(fēng)在RMW處及其外側(cè)為徑向入流,高層的徑向風(fēng)在RMW處及其外側(cè)為徑向出流,形成底層輻合、高層輻散的動力配置.在RMW附近出現(xiàn)垂直上升區(qū),并隨高度增加向外傾斜,最大上升垂直速度出現(xiàn)在高層;上升區(qū)的內(nèi)側(cè)為傾斜相對較弱的補償下沉區(qū).在水汽相變釋放凝結(jié)潛熱和眼區(qū)內(nèi)下沉氣流增溫共同作用下,中高層6 km高度存在明顯的暖心結(jié)構(gòu),最大的正溫度距平為3?C,臺風(fēng)暖心結(jié)構(gòu)的范圍位于最大切向風(fēng)速半徑內(nèi)側(cè),有明顯的水平溫度梯度,正溫度距平的徑向范圍也隨高度向外擴展,這是因為高層眼墻向外傾斜.低層眼區(qū)正溫度距平較小,這可能與眼墻外負距平的冷空氣流入有關(guān).

在臺風(fēng)登陸期間,臺風(fēng)強度增大.低層最大切向風(fēng)速增大到60 m/s,最大切向風(fēng)半徑縮小,即眼區(qū)收縮,低層徑向入流和高層徑向出流有所增強,低層輻合和高層輻散都增強;同時高層的最大垂直上升速度中心略微減弱,眼墻處中層出現(xiàn)上升運動的次級中心,強垂直上升區(qū)伸展到眼墻低層.隨著云微物理過程釋放的熱量增加,眼區(qū)暖心位置升高至8 km高度,正溫度距平增大,眼墻附近的水平溫度梯度變大,說明臺風(fēng)暖心強度增強.

臺風(fēng)登陸之后,受到復(fù)雜下墊面的影響,臺風(fēng)強度明顯減弱.低層最大切向風(fēng)速下降到50 m/s,低層和高層徑向風(fēng)以及垂直上升速度都明顯減小,說明臺風(fēng)的垂直徑向環(huán)流逐步變?nèi)?垂直上升中心降低到對流層低層,偏離最大切向風(fēng)半徑,更靠近眼區(qū),說明眼區(qū)被垂直上升氣流填充.臺風(fēng)暖心中心進一步抬升至9 km高度,正溫度距平減小,眼墻內(nèi)外溫度梯度變小,在不利的動力和熱力配置下,臺風(fēng)開始逐漸消散.

圖6 (網(wǎng)刊彩色)臺風(fēng)登陸前(10月4日00:00 UTC)、登陸時(10月4日06:00 UTC)、登陸后(10月4日09:00 UTC)(a),(b),(c)切向風(fēng)(m/s);(d),(e),(f)徑向風(fēng)(m/s,流入為正);(g),(h),(i)垂直速度(m/s);(j),(k),(l)溫度異常(?C)方位角平均的徑向-高度垂直分布Fig.6.(color on line)The overall axially symMetric structure of the nuMerically siMu lated tropical cyclone before land fall(00:00 UTC 4 October),du ring land fall(06:00 UTC 4 O ctober),after land fall(09:00 UTC 4 October).The figures are height-radius cross sections of the aziMuthalMean of(a),(b),(c)tangentialw ind(m/s),(d),(e),(f)radialw ind(m/s,in fl ow positive),(g),(h),(i)verticalMotion(m/s),and(j),(k),(l)teMperatu re anoMaly(?C).

4.2 臺風(fēng)雨帶的宏觀特征

成熟的熱帶氣旋通常由無云或少云的眼區(qū)、有深對流活動的眼墻以及外圍的螺旋雨帶組成.根據(jù)螺旋雨帶的結(jié)構(gòu)和范圍,從眼墻向外的螺旋雨帶可依次劃分為眼墻處的混合雨帶、次級雨帶、主雨帶和遠距離雨帶[41].圖7(a)為臺風(fēng)登陸前10月4日00:00 UTC華南地區(qū)的雷達組合反射率分布(由中國天氣網(wǎng)提供),圖7(b)為模擬的雷達組合反射率分布.從圖7(a)和圖7(b)可以看出,模擬臺風(fēng)中心位置及眼墻、雨帶的分布形態(tài)與實況基本一致.臺風(fēng)“彩虹”登陸前,從眼墻處(C處)向外依次分布多條帶狀的次級雨帶(D處)、帶狀主雨帶(E處)、遠距離雨帶(F處),這是典型的螺旋雨帶結(jié)構(gòu).圖7(c)和圖7(d)分別為沿圖7(b)中AB直線的雷達反射率和垂直速度的垂直分布.眼墻處混合雨帶(C處)的雷達回波從低層向外輕微地傾斜延伸至高層(圖7(c)),其中臺風(fēng)中心西側(cè)眼墻的雷達回波最強,垂直高度可達14.4 km,代表旺盛發(fā)展的深對流,臺風(fēng)東側(cè)眼墻的雷達回波相對較弱,垂直高度約為8.3 km,代表趨于減弱的對流系統(tǒng),這是因為隨著臺風(fēng)中心的西移,臺風(fēng)東側(cè)的環(huán)流將經(jīng)歷減弱西移的過程;臺風(fēng)東側(cè)次級雨帶(D處)的雷達回波則相對較弱,為40—50 dBZ,主要出現(xiàn)在對流層的低層;東側(cè)主雨帶(E處)和遠距離雨帶(F處)的雷達回波呈陡立的柱狀結(jié)構(gòu),垂直伸展到8 km高度左右,強回波區(qū)主要位于中低層.強垂直上升運動主要出現(xiàn)在眼墻處(圖7(d)),上升區(qū)垂直伸展到16.5 km高度;西部眼墻幾乎整層都為顯著的強上升運動,東部眼墻3—14.4 km高度處上升運動比較明顯.次級雨帶(D處)的上升運動較弱,上升區(qū)淺薄,出現(xiàn)在對流層中低層.主雨帶(E處)的強上升區(qū)出現(xiàn)在8.3—14.4 km高度,上升速度明顯小于眼墻區(qū)的垂直速度,其下方為弱下沉區(qū),表明該上升區(qū)將發(fā)生衰減,原因在于缺乏低層的垂直輸送.遠距離雨帶(F處)存在對流單體,其上升速度中心出現(xiàn)在5 km高度附近,作為孤立系統(tǒng),由于沒有形成組織化,后來逐漸減弱消失.從環(huán)流結(jié)構(gòu)上看(圖7(e)—(f)),對于臺風(fēng)西側(cè)的眼墻(圖7(e)),存在上下兩支由西向東的入流經(jīng)過強對流區(qū),下支從其西側(cè)4 km以下高度流入眼墻并加速,在眼墻的內(nèi)側(cè)迅速減弱,形成眼墻外側(cè)輻散、內(nèi)側(cè)輻合的特點.上支在其西側(cè)8—10 km高度進入眼墻,并進一步分成兩支氣流,一支穿過眼墻流入眼內(nèi),形成弱下沉氣流;另一支傾斜上升,一部分在高層轉(zhuǎn)為東風(fēng)出流,一部分在高層轉(zhuǎn)為臺風(fēng)眼區(qū)的西風(fēng)下沉氣流.對于臺風(fēng)東側(cè)眼墻(圖7(e)),2—4 km高度眼區(qū)內(nèi)西風(fēng)氣流與東風(fēng)氣流輻合在眼墻的強雷達回波區(qū),產(chǎn)生上升運動,部分上升氣流在中高層轉(zhuǎn)為大范圍的西風(fēng)出流,8 km高度附近部分上升氣流轉(zhuǎn)為流向眼區(qū)的東風(fēng)入流.在10—12 km高度眼區(qū)內(nèi)西風(fēng)徑向出流與眼墻上升氣流匯合,加強上升運動,大部分氣流傾斜上升,形成眼墻外側(cè)的西風(fēng)出流,還有少部分上升氣流在16 km高層轉(zhuǎn)為東風(fēng)氣流進入眼區(qū),在眼區(qū)下沉.此外,東側(cè)眼墻的環(huán)流結(jié)構(gòu)與臺風(fēng)西側(cè)眼墻具有不同的特點,眼區(qū)內(nèi)氣流對東側(cè)眼墻內(nèi)對流系統(tǒng)的發(fā)展也有貢獻,臺風(fēng)的非對稱結(jié)構(gòu)明顯.在遠離臺風(fēng)中心的主雨帶中(圖7(f)),6 km高度以下氣流以東風(fēng)入流為主,6—14 km高度的氣流主要為西風(fēng),從眼墻流向主雨帶,并在主雨帶上空傾斜上升,在主雨帶的外側(cè)轉(zhuǎn)為大范圍的西風(fēng)出流.由于低層輻合和高層輻散較弱,上升運動不強,以至于沒有足夠的低層暖濕氣流被輸送到高層,所以該雨帶的對流活動將逐漸減弱消散.綜上所述,臺風(fēng)眼墻是強對流的集中帶,垂直上升運動強烈,對流系統(tǒng)比較深厚.次級雨帶、主雨帶和遠距離雨帶的雷達回波相對較弱,對流系統(tǒng)垂直厚度略小.

5 渦旋Rossby波的識別和特征分析

基本態(tài)位渦的徑向梯度能產(chǎn)生類似行星Rossby波的波動,即渦旋Rossby波.Montgomery和Kallenbach[8]采用柱坐標(biāo)下簡化的線性f平面正壓無輻散渦度方程解釋了渦旋Rossby理論,即

式中u′,ζ′分別為擾動徑向速度和渦度,(r)為基本流的切向速度,ηˉ為基本氣流的絕對渦度.類比行星Rossby波成波機理(β=d f/d y),當(dāng)基本氣流絕對渦度具有dηˉ/d r<0分布時,f平面上的臺風(fēng)基本流上會出現(xiàn)渦旋Rossby波.因此,垂直渦度擾動或位渦擾動可以作為渦旋Rossby波的代表物理量,常被用來分析研究渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)和演變特征[12,14].

圖7 (網(wǎng)刊彩色)(a)10月4日00:00 UTC時觀測的雷達組合反射率分布;(b)模擬的雷達組合反射率分布;(c),(d)沿圖(b)AB線的雷達反射率、垂直速度的垂直剖面;(e),(f)眼墻西側(cè)、眼墻東側(cè)及次級雨帶、主雨帶的垂直環(huán)流結(jié)構(gòu),陰影為雷達反射率Fig.7.(color on line)(a)Observed radar coMposite refl ectivity at 00:00 UTC 4 O ctober 2015;(b)siMu lated radar coMposite refl ectivity;vertical cross section of(c)radar refl ectivity and(d)vertical velocity along AB line in Fig.(b);(e),(f)the zonal-vertical circu lation of the eye wall on the west side and east side of the eye for the secondary rainband and the p rincipal rainband,and the shaded area show s radar refl ectivity.

5.1 尺度分離方法

利用上述高分辨率數(shù)值模擬輸出資料診斷分析臺風(fēng)“彩虹”內(nèi)部渦旋Rossby波的結(jié)構(gòu)特點.如何從模擬資料中分離出渦旋Rossby波是一個關(guān)鍵問題.Corbosiero等[19]采用快速傅里葉分解的方法從颶風(fēng)Elena(1985)雷達觀測資料中分離出不同尺度的波動,并檢驗了渦旋Rossby波的波動特征.采用類似的方法對模擬輸出資料進行尺度分離,獲得渦旋Rossby波的擾動場資料,具體步驟如下.

1)利用模擬資料計算垂直渦度和水平散度等相關(guān)物理量.

2)將上述物理量插值到以臺風(fēng)中心為原點的柱坐標(biāo)系中,在方位角方向?qū)Υ怪睖u度、水平散度和垂直速度等物理量進行快速傅里葉變換,計算出各物理量的不同波數(shù)擾動分量,將空間域轉(zhuǎn)換到波數(shù)域;再通過傅里葉逆變換,重構(gòu)渦旋Rossby波.

3)將各波數(shù)擾動分量插值到局地直角坐標(biāo)系.

5.2 渦旋Rossby波的特征

Lin等[42]的研究表明,切向方向1波、2波主要分布在臺風(fēng)眼墻附近,因為該處的位渦徑向梯度比較明顯,因此這些波動具有明顯的渦旋Rossby波特征.

圖8為10月4日00:00—09:00 UTC時3 km高度1波、2波垂直渦度擾動在RMW處(距離臺風(fēng)中心30 km)的切向-時間演變圖.從圖8可以看出,1波、2波大部分時間段都有隨時間逆時針旋轉(zhuǎn)的特點,但是1波的切向移動相對較慢,特別是臺風(fēng)登陸前后(C1,C3).只有在臺風(fēng)登陸時(C2)的4日04:00—06:00 UTC時段內(nèi)切向移動相對較快,先逆時針移動,之后有短暫的順時針移動,時間周期大約是1 h;在登陸之后(C3),切向移動基本停止,切向移速幾乎為0.2波的切向移動比1波快得多,在臺風(fēng)登陸時(C2),2波切向移動明顯快于其他兩個時間段(C1,C3).從圖8(b)中黑實線的位置可以估計2波的切向移速,約為36.9 m/s,當(dāng)時最大切向風(fēng)速約為70 m/s,因此2波的切向相速度約為RMW處切向風(fēng)速的52.1%,即2波相速大約是最大切向風(fēng)速的一半,這與文獻[11,43]推導(dǎo)的2波切向傳播速度相一致,符合Lamb[44]提出的計算蘭金渦中的線性不連續(xù)渦度波動的相速度,其計算公式為

圖8 (網(wǎng)刊彩色)10月4日00:00—09:00 UTC 3 km高度距離臺風(fēng)中心30 km(a)1波,(b)2波垂直渦度擾動的方位角方向隨時間的演變.其中黑實線代表2波正渦度擾動在切向方向上的傳播.C1,C2,C3代表臺風(fēng)登陸前、登陸時、登陸后三個階段Fig.8.(color on line)The tiMe evolu tion of aziMu th cross section in(a)wavenuMber 1 and(b)wavenuMber 2 vertical vorticity over the radial range of 30 kMfroMthe centre of Mujigae at 3 kMfroM00:00 UTC to 09:00 UTC 4 O ct 2015.The b lack solid line follow s the positive wavenuMber 2 vertical vorticity anoMaly and the rotation of the ellip tical eye.C 1,C2,C3 rep resent three periods,before land fall(froM00:00 UTC to 03:00 UTC 4 Oct),du ring land fall(froM03:00 UTC to 06:30 UTC 4 O ct),and after land fall(froM06:30 UTC to 09:00 UTC 4 Oct).

式中Cλ為波動的相速度,Vmax為最大切向風(fēng)速,n為切向波數(shù).在4日03:00 UTC附近出現(xiàn)的1波、2波相位迅速發(fā)生改變,主要是由于眼壁內(nèi)的波動向外傳播導(dǎo)致眼壁和眼壁內(nèi)的位渦混合,眼壁附近位渦減弱;隨后眼壁對流繼續(xù)產(chǎn)生高值位渦,并且重新發(fā)展眼壁外的渦旋Rossby波活動,同時眼壁內(nèi)的波動向內(nèi)傳播[45].

圖9為1波、2波垂直渦度擾動在方位角180?(即臺風(fēng)中心西側(cè))最大風(fēng)速半徑處的徑向-時間剖面,初始時刻為10月4日00:00 UTC,黑色虛線代表最大風(fēng)速半徑的3倍處(停滯半徑).1波與2波擾動的高值區(qū)隨時間向臺風(fēng)中心移動,與臺風(fēng)眼墻收縮有密切關(guān)系.與2波相比,1波的徑向傳播相對靜止,但在臺風(fēng)登陸時(C2)存在明顯的內(nèi)傳特征.2波在C1的前中段和C2的后段沿徑向向內(nèi)傳播,在C1的后段和C2的前中段沿徑向向外傳播,在臺風(fēng)登陸之后(C3),2波的徑向傳播相對較弱.波動的徑向移動最遠不超過停滯半徑,這與文獻[8]的研究結(jié)果相符合,即波動徑向傳播消失的臨界為RMW的3倍.1波擾動的分布主要集中在徑向距離30 km處的眼墻附近,2波擾動則主要集中在眼墻和次級雨帶附近.另外根據(jù)圖9(b)中的黑色實線可以計算出登陸前2波的徑向傳播速度為5—8 m/s,這與螺旋雨帶徑向移速的量級一致,符合渦旋Rossby波特征[8,13].

圖10為10月4日00:00—09:00 UTC時3 km高度垂直渦度擾動在RMW處不同波數(shù)的振幅-時間序列,涵蓋了臺風(fēng)登陸的整個過程.總體來說,RMW區(qū)域主要受0波(即平均流)的控制,0波的強度是其他非對稱擾動振幅的3—5倍.在非對稱擾動中,隨著波數(shù)的增加,波能量減小.這與文獻[12,16]的研究結(jié)果較為一致.1波的能量明顯比2波和3波大,但是在臺風(fēng)登陸之前4日02:05—02:45 UTC(即橫坐標(biāo)范圍25—33),臺風(fēng)登陸期間4日05:45—06:25 UTC(即橫坐標(biāo)范圍57—65),與登陸之后4日08:00—08:40 UTC(即橫坐標(biāo)范圍96—104)相比,1波和2波的振幅差距較小,擾動傳播的能量也相差不大.

有研究指出,臺風(fēng)中的眼墻和渦旋雨帶與渦旋Rossby波(渦度帶)無論是在移動速度上還是空間分布上都有較好的對應(yīng)關(guān)系[12,25],渦旋Rossby波可用來診斷分析臺風(fēng)強降水的位置和移動[18].為此,本文進一步細致地分析渦旋Rossby波與眼墻及次級雨帶中深對流發(fā)生發(fā)展的關(guān)系.

圖9 (網(wǎng)刊彩色)10月4日00:00—09:00 UTC 3 km高度方位角180?方向(a)1波、(b)2波垂直渦度擾動的徑向隨時間的演變.其中黑色折線代表2波正渦度擾動徑向方向的傳播,虛線代表停滯半徑.C1,C 2,C 3代表臺風(fēng)登陸前、登陸時、登陸后三個階段Fig.9.(color on line)The tiMe evolu tion of a rad ial cross section in(a)wavenuMber 1 and(b)wavenuMber 2 vertical vorticity toward the west of the centre of Mu jigae at 3 kMfroM00:00 UTC to 09:00 UTC 4 Oct 2015.The solid b lack curve tracks the radial ou tward-p ropagating asymMetry of wavenuMber 2,and the dashed lineMarks the stagnation radius of vortex Rossby waves.C1,C2,C3 represent three periods,before land fall(froM00:00 UTC to 03:00 UTC 4 Oct),during land fall(froM03:00 UTC to 06:30 UTC 4 O ct),and after land fall(froM06:30 UTC to 09:00 UTC 4 Oct).

圖10 (網(wǎng)刊彩色)2015年10月4日00:00—09:00 UTC波數(shù)為0—3的波眼墻區(qū)(30—50 km)垂直渦度擾動的振幅譜Fig.10.(color on line)AMp litude of vorticity coMponents in azimuthal wavenumbers 0–3 over the radial range of 30—50 kMfroMthe center of typhoon froM00:00 UTC to 09:00 UTC 4 O ct 2015.

圖11(網(wǎng)刊彩色)10月4日臺風(fēng)登陸前(a)02:05 UTC,(b)02:25 UTC,(c)02:45 UTC;臺風(fēng)登陸時(d)05:45 UTC,(e)06:05 UTC,(f)06:25 UTC;臺風(fēng)登陸后(g)08:00 UTC,(h)08:20 UTC,(i)08:40 UTC 3 km高度1波垂直渦度擾動和3 km高度雷達反射率的對比.其中陰影為雷達反射率,等值線為垂直渦度擾動(10?4 s?1)Fig.11.(color on line)Model radar refl ectivity(shaded)and asymMetric relative vorticity(contou r,10?4 s?1)at 3 kMin wavenuMber 1 before land fall(a)02:05 UTC,(b)02:25 UTC,(c)0245 UTC;during land fall(d)05:45 UTC,(e)06:05 UTC,(f)06:25 UTC;and after land fall(g)08:00 UTC,(h)08:20 UTC,(i)08:40 UTC.

圖11 為臺風(fēng)登陸前(10月4日02:05—02:45 UTC)、登陸時(10月4日05:45—06:25 UTC)、登陸后(10月4日08:00—08:40 UTC)3 km高度的1波垂直渦度擾動和雷達反射率的分布.由圖9可知,1波擾動的徑向傳播范圍較小,在眼墻處受到抑制,1波主要集中在徑向距離30 km處的眼墻附近,1波擾動與眼墻處的對流組織沿切向方向在大部分時間段保持一致地逆時針移動,但1波擾動的切向移動速度明顯比對流組織的切向移動速度小.在登陸之前,如圖11所示,1波擾動結(jié)構(gòu)較松散,環(huán)流中心范圍較大.圖中A,B代表眼墻內(nèi)的兩處強對流單體.02:05 UTC時強雷達回波A處有1波負渦度擾動,其內(nèi)側(cè)存在較強的1波正渦度擾動,強回波B處有明顯的正渦度擾動.02:25 UTC時,A處逐漸出現(xiàn)1波正渦度擾動,回波強度減弱.B處受1波負渦度擾動的影響,回波強度增強.到02:45 UTC時,B處主要為1波負渦度擾動區(qū),其內(nèi)側(cè)為1波正渦度擾動,回波結(jié)構(gòu)逐漸整齊,強度增強;A處主要受到較強的1波正渦度擾動作用,回波強度進一步減弱.在臺風(fēng)登陸時,1波結(jié)構(gòu)緊湊,環(huán)流中心進一步收縮,強回波區(qū)通常伴隨有1波正渦度擾動,二者具有明顯的相關(guān)性,對流活動明顯.在臺風(fēng)登陸之后,1波影響范圍擴大,臺風(fēng)中心環(huán)流結(jié)構(gòu)變得松散,非對稱特征顯著,1波的切向移動明顯變得很緩慢,1波正渦度擾動對應(yīng)強雷達回波,存在強對流活動.

圖12(網(wǎng)刊彩色)10月4日臺風(fēng)登陸前(a)02:05 UTC,(b)02:25 UTC,(c)02:45 UTC;臺風(fēng)登陸時(d)05:45 UTC,(e)06:05 UTC,(f)06:25 UTC;臺風(fēng)登陸后(g)08:00 UTC,(h)08:20 UTC,(i)08:40 UTC 3 km高度2波垂直渦度擾動和3 km高度雷達反射率的對比.其中陰影為雷達反射率,等值線為垂直渦度擾動(10?4 s?1)Fig.12.(color on line)Model radar refl ectivity(shaded)and asymMetric relative vorticity(contou r,10?4 s?1)at 3 kMin wavenuMber 2 before land fall(a)02:05 UTC,(b)02:25 UTC,(c)02:45 UTC;du ring land fall(d)05:45 UTC,(e)06:05 UTC,(f)06:25 UTC;and after land fall(g)08:00 UTC,(h)08:20 UTC,(i)08:40 UTC.

圖12 為2波擾動的情況.由圖9可知,2波主要集中在眼墻和次級雨帶附近,2波擾動與眼墻和次級雨帶處的對流組織沿切向方向同樣在大部分時間段保持一致地逆時針移動,但2波擾動的切向移動速度明顯比對流組織的切向移動速度小.在臺風(fēng)登陸之前,2波影響范圍與眼墻、次級雨帶范圍一致,2波正渦度擾動高值區(qū)覆蓋眼墻、次級雨帶的強雷達回波區(qū);臺風(fēng)登陸時,2波影響范圍縮小,渦度擾動高值區(qū)主要集中在眼區(qū),眼墻、次級雨帶強回波區(qū)伴隨較弱的2波擾動;臺風(fēng)登陸之后,2波擾動的高值區(qū)依然位于臺風(fēng)眼區(qū),強回波區(qū)的2波擾動較弱,但基本上對應(yīng)2波正渦度擾動.由圖11和圖12的對比可看出,1波和2波渦度擾動與對流系統(tǒng)有一定的對應(yīng)關(guān)系,在臺風(fēng)登陸前,強回波區(qū)存在1波、2波的正負渦度擾動,情況比較復(fù)雜,但由散度方程可知,正渦度擾動有利于散度增長,加強低層輻散,不利于產(chǎn)生垂直上升運動,抑制對流系統(tǒng)的發(fā)展;而負渦度擾動使得散度減小,加強低層輻合,利于產(chǎn)生垂直上升運動,促進對流系統(tǒng)的發(fā)展.在登陸期間以及登陸后,強回波區(qū)與1波、2波的正渦度擾動有更好的相關(guān)性.這可能是因為臺風(fēng)登陸受到下墊面的影響而逐漸削弱.同時,正渦度擾動造成散度增長,中低層氣流的輻散增強,由此導(dǎo)致眼墻及其外側(cè)出現(xiàn)中低層氣流輻合增強,垂直上升運動增強,對流系統(tǒng)發(fā)展;負渦度擾動高值區(qū)外側(cè)的對流較弱,則是由于1波、2波正渦度擾動造成眼墻中低層輻散運動趨于增強,垂直上升運動減弱,對流系統(tǒng)得到抑制,這在后文分析中也得到驗證.

圖13為模擬的臺風(fēng)登陸前(10月4日02:05—02:45 UTC),登陸期間(10月4日05:45—06:25 UTC),登陸后(10月4日08:00—08:40 UTC)的5 Min累計地面降水量.與雷達回波相符合,在登陸前幾小時,降水量高值區(qū)主要出現(xiàn)在臺風(fēng)東側(cè)眼墻內(nèi),并且強降水區(qū)切向移動,與1波和2波渦度擾動切向移動的方向一致,都為逆時針移動.在登陸期間,強降水區(qū)主要出現(xiàn)在臺風(fēng)西側(cè)眼墻內(nèi),穩(wěn)定少動.在臺風(fēng)登陸后,強降水區(qū)影響范圍進一步減小,強降水區(qū)與3 km高度的強雷達回波區(qū)都位于臺風(fēng)中心的西北側(cè).

圖13(網(wǎng)刊彩色)10月4日臺風(fēng)登陸前(a)02:05 UTC,(b)02:25 UTC,(c)02:45 UTC;登陸期間(d)05:45 UTC,(e)06:05 UTC,(f)06:25 UTC;登陸后(g)08:00 UTC,(h)08:20 UTC,(i)08:40 UTC的5分鐘累計降水量Fig.13.(color on line)SiMu lated 5-Min accuMu lated surface rain fall before land fall(a)02:05 UTC,(b)02:25 UTC,(c)02:45 UTC;du ring land fall(d)05:45 UTC,(e)06:05 UTC,(f)06:25 UTC;and after land fall(g)08:00 UTC,(h)08:20 UTC,(i)08:40 UTC.

圖14 所示為臺風(fēng)登陸前、登陸期間、登陸后1波的垂直渦度擾動、水平散度擾動和垂直速度擾動經(jīng)過圖13中AB黑色實線垂直剖面內(nèi)的分布.如圖14所示,眼墻上空1波擾動物理量隨高度徑向向外傾斜,這與圖7中眼墻的垂直結(jié)構(gòu)類似.在臺風(fēng)登陸前,徑向30 km眼墻處的5 Min累計降水量超過10 mm,為強降水區(qū),其上空4 km高度以上為散度擾動正高值區(qū),其下主要為負高值區(qū),中低層大氣輻合,高層大氣輻散,眼墻處強烈的垂直上升運動與之對應(yīng).位于強降水區(qū)西部的低層正渦度擾動高值區(qū),隨高度向外傾斜,延伸至中高層,其下為低層傾斜向上伸展的負渦度擾動.這兩條正負渦度擾動帶幾乎與正負散度帶同相位重疊,根據(jù)散度方程可知,上層的正渦度擾動促進散度增長,高層輻散加強;下層的負渦度擾動促進負散度增加,低層輻合增強,結(jié)果使得垂直上升運動加強,促進對流系統(tǒng)發(fā)展,降水量在短時間內(nèi)有可能增大.強降水中心低層2 km高度以下存在散度擾動正值區(qū),強度較弱,其上為負值區(qū),代表下層輻散,上層輻合,因此在近地面層產(chǎn)生弱下沉運動,同時渦度擾動在該高度為負值,使得正散度擾動趨于減小,輻散減弱,削弱了下沉氣流對對流的抑制作用.在臺風(fēng)登陸時,眼墻處的5 Min累計降水量不足6 mm,為弱降水區(qū).弱降水區(qū)西部上空散度擾動的垂直分布特征是輻散、輻合和輻散,使3 km以上高度為上升氣流,其下為下沉氣流.渦度擾動正負值區(qū)呈兩條相鄰的帶,傾斜伸展;在徑向距離25 km處4 km以上高度,渦度擾動正負值區(qū)與散度擾動正負值區(qū)相重疊,有利于高層輻散和中低層輻合的發(fā)展;在4 km以下高度,散度擾動的正值區(qū)與渦度擾動負值區(qū)對應(yīng),使得低層氣流的輻散減弱,抑制下沉氣流,有利于對流系統(tǒng)發(fā)展.臺風(fēng)登陸之后,由于受到下墊面的影響,眼墻處的5Min累計降水量不足3mm.徑向距離10—20 km處,低層大氣輻散,高層大氣輻合,導(dǎo)致中低層存在一定的上升運動;在徑向距離30—40 km的眼墻處,近地面氣流輻散,其上為輻合區(qū),因此對應(yīng)的低層存在較弱的下沉氣流.渦度擾動正負值區(qū)同樣呈帶狀傾斜分布,但水平影響范圍變寬,將促進雨區(qū)西部低層的垂直上升運動,抑制雨區(qū)低層的下沉運動.

圖14 (網(wǎng)刊彩色)(a),(b),(c)10月4日02:05 UTC臺風(fēng)登陸前;(d),(e),(f)10月4日06:05 UTC登陸期間;(g),(h),(i)10月4日08:20 UTC登陸后1波垂直渦度擾動、水平散度擾動、垂直速度擾動沿圖13 AB線的徑向-垂直分布.其中藍線代表在該徑向位置的5 Min累計降水量Fig.14.(color on line)Radial-vertical cross section of vertical vorticity,divergence,and vertical velocity in aziMu thal wavenumber 1 along line AB in Fig.13:(a),(b),(c)At 02:05 UTC 4 Oct 2015 before land fall;(d),(e),(f)at 06:05 UTC 4 Oct 2015 du ring land fall;(g),(h),(i)at 08:20 UTC 4 O ct 2015 after land fall.The b lue line rep resents the observed 5-Min p recipitation at the rad ial position.

從2波擾動的垂直分布來看(圖15),臺風(fēng)登陸前,強降水中心高層輻散,其下方輻合,對應(yīng)較強的垂直上升運動;高層輻合帶的下方為較弱的輻散區(qū),對應(yīng)下沉運動.強降水中心及其西側(cè)的正渦度擾動和降水中心東側(cè)的負渦度擾動有利于中高層垂直運動發(fā)展,不利于低層下沉氣流的發(fā)展.臺風(fēng)登陸時,弱降水區(qū)西側(cè)上空10 km高度和4 km高度以上的散度擾動同時為正,其下的散度擾動同時為負,兩處均為較強的垂直上升運動;渦度擾動在兩高度處都為上正下負的分布,散度得以增長,促進了對流的發(fā)展.臺風(fēng)登陸之后,眼墻在對流層低層存在較弱的下沉運動,其東側(cè)為較弱的垂直上升運動,該處的正負渦度擾動分布有利于加強下沉運動,抑制對流發(fā)展.

圖15 (網(wǎng)刊彩色)(a),(b),(c)10月4日02:05 UTC臺風(fēng)登陸前;(d),(e),(f)10月4日06:05 UTC登陸期間;(g),(h),(i)10月4日08:20 UTC登陸后2波垂直渦度擾動、水平散度擾動、垂直速度擾動沿圖13 AB線的徑向-垂直分布.其中藍線代表在該徑向位置的5 Min累計降水量Fig.15.(color on line)Radial-vertical cross section of vertical vorticity,divergence,and vertical velocity in aziMu thal wavenuMber 2 along line AB in Fig.13:(a),(b),(c)A t 02:05 UTC 4 Oct 2015 before land fall;(d),(e),(f)at 06:05 UTC 4 Oct 2015 du ring land fall;(g),(h),(i)at 08:20 UTC 4 O ct 2015 after land fall.The b lue line rep resents the observed 5-Min p recipitation at the radial position.

分析臺風(fēng)中心西側(cè)渦旋Rossby波與地面降水之間的關(guān)系.圖16為臺風(fēng)登陸前、登陸期間、登陸后1波的垂直渦度擾動、水平散度擾動和垂直速度擾動經(jīng)過圖13中AC黑色實線垂直剖面內(nèi)的分布.在臺風(fēng)登陸前,徑向30 km眼墻處的5Min累計降水量不足10mm,為弱降水區(qū),但是其上空3 km高度以上為散度擾動負高值區(qū),其下主要為正高值區(qū),低層大氣輻散,中高層大氣輻合,眼墻處有強烈的垂直下沉運動,這說明臺風(fēng)西側(cè)的降水主要受2波、地形抬升及其他因素的影響.強降水區(qū)低層為正渦度擾動高值區(qū),其上為負渦度擾動.正負渦度與正負散度配置相似,根據(jù)散度方程可知,下層的正渦度擾動促進散度增長,低層輻散加強;高層的負渦度擾動促進負散度增加,高層輻合增強,下沉運動加強,抑制對流系統(tǒng)發(fā)展,降水量在短時間內(nèi)有可能減弱.在臺風(fēng)登陸時,眼墻處的5 Min累計降水量超過10 mm,為強降水區(qū).強降水區(qū)上空散度擾動的垂直分布特征是輻合、輻散和輻合,造成4 km以上高度為下沉氣流,其下為比較弱的上升氣流,臺風(fēng)中心西側(cè)的降水仍然受1波的影響,作用較弱.4 km高度以上,渦度擾動正負值區(qū)與散度擾動正負值區(qū)相重疊,有利于高層輻合和中低層輻散的發(fā)展;在3 km以下高度,散度擾動的負值區(qū)與渦度擾動正值區(qū)對應(yīng),使得低層氣流的輻合減弱,抑制上升氣流,抑制對流系統(tǒng)發(fā)展.臺風(fēng)登陸之后,可能由于地形作用加大了迎風(fēng)坡的降水,眼墻處的5Min累計降水量仍然超過10mm.眼墻處低層大氣輻合,高層大氣輻散,中低層存在一定的上升運動,徑向距離10—20 km處存在下沉運動,此處的正負渦度擾動分布有助于增強下沉運動,減弱上升運動,對流發(fā)展受到抑制.

從2波擾動的垂直分布來看(圖17),臺風(fēng)登陸前,弱降水中心的散度擾動垂直分布為輻散、輻合、輻散.對應(yīng)3 km高度以上有較強的垂直上升運動,其下對應(yīng)下沉運動.強降水中心3 km高度以上的正渦度擾動和其下的負渦度擾動有利于中高層垂直運動發(fā)展,不利于低層下沉氣流的發(fā)展.臺風(fēng)登陸時,徑向距離30 km處上空10 km高度和4 km高度以上散度擾動同時為正,其下散度擾動同時為負,兩處均為較強的垂直上升運動;渦度擾動在兩高度處都為上正下負的分布,散度得以增長,促進了對流的發(fā)展.臺風(fēng)登陸之后,眼墻在對流層低層存在較弱的下沉運動,該處的正負渦度擾動分布有利于加強下沉運動,抑制對流發(fā)展.

因此,1波、2波的垂直渦度擾動、水平散度擾動和垂直速度擾動主要發(fā)生在5 Min累計降水區(qū),三者的發(fā)展演變存在一定內(nèi)在聯(lián)系.在降水區(qū)上空的相同位置,當(dāng)渦度擾動呈上正下負的配置,并與散度擾動垂直配置相似時,會加強低層輻合和高層輻散,有利于對流系統(tǒng)發(fā)展,降水增強;當(dāng)渦度擾動呈上負下正的垂直分布,并與散度擾動分布相似,或渦度擾動的垂直分布與散度擾動相反時,垂直運動受到抑制,制約對流系統(tǒng)的發(fā)展,降水減弱.上述分析表明,1波、2波擾動的動力配置可以影響對流系統(tǒng)的發(fā)展演變,對臺風(fēng)降水有一定的影響.同時對比臺風(fēng)中心東西兩側(cè),臺風(fēng)中心東側(cè)的對流發(fā)展受渦旋Rossby波影響作用大于西側(cè),西側(cè)的降水主要受2波及其他因素的影響.

圖16 (網(wǎng)刊彩色)(a),(b),(c)10月4日02:05 UTC臺風(fēng)登陸前;(d),(e),(f)10月4日06:05 UTC登陸期間;(g),(h),(i)10月4日08:20 UTC登陸后1波垂直渦度擾動、水平散度擾動、垂直速度擾動沿圖13 AC線的徑向-垂直分布.其中藍線代表在該徑向位置的5 Min累計降水量Fig.16.(color on line)Radial-vertical cross section of vertical vorticity,divergence,and vertical velocity in aziMu thal wavenumber 1 along line AC in Fig.13:(a),(b),(c)A t 02:05 UTC 4 Oct 2015 before land fall;(d),(e),(f)at 06:05 UTC 4 Oct 2015 du ring land fall;(g),(h),(i)at 08:20 UTC 4 O ct 2015 after land fall.The b lue line rep resents the observed 5-Min p recipitation at the rad ial position.

圖17 (網(wǎng)刊彩色)(a),(b),(c)10月4日02:05 UTC臺風(fēng)登陸前;(d),(e),(f)10月4日06:05 UTC登陸期間;(g),(h),(i)10月4日08:20 UTC登陸后2波垂直渦度擾動、水平散度擾動、垂直速度擾動沿圖13 AC線的徑向-垂直分布.其中藍線代表在該徑向位置的5 Min累計降水量Fig.17.(color on line)Radial-vertical cross section of vertical vorticity,divergence,and vertical velocity in aziMu thal wavenuMber 2 along line AC in Fig.13:(a),(b),(c)A t 02:05 UTC 4 O ct 2015 before land fall;(d),(e),(f)at 06:05 UTC 4 Oct 2015 du ring land fall;(g),(h),(i)at 08:20 UTC 4 O ct 2015 after land fall.The b lue line rep resents the observed 5-Min p recipitation at the rad ial position.

6 結(jié)論

本文利用WRF模式對2015年第22號臺風(fēng)“彩虹”登陸期間進行高分辨率數(shù)值模擬,模擬結(jié)果較好地描述了成熟階段臺風(fēng)的動力、熱力精細結(jié)構(gòu)和臺風(fēng)雨帶的宏觀特征,在此基礎(chǔ)上,利用高時空分辨率的模擬輸出資料,采用尺度分離的方法——快速傅里葉分解,獲得渦旋Rossby波的擾動場資料,進一步分析臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波的特征,研究臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波與眼墻和螺旋雨帶的關(guān)系以及對地面降水的影響,得到以下初步結(jié)論.

1)利用模式輸出資料,分析臺風(fēng)的動力、熱力垂直結(jié)構(gòu)及雨帶特征.臺風(fēng)登陸之前,在RMW處及其外側(cè)為底層徑向入流,高層徑向出流,形成底層輻合、高層輻散的動力配置.另外在RMW附近,同時存在切向風(fēng)速高值區(qū)、垂直上升區(qū)、正溫度距平區(qū),并隨高度增加向外側(cè)傾斜,切向風(fēng)垂直切變顯著,最大上升垂直速度出現(xiàn)在高層,中高層6 km高度存在明顯的暖心結(jié)構(gòu).臺風(fēng)登陸期間,臺風(fēng)強度增大,最大切向風(fēng)速、低層徑向入流和高層徑向出流有所增強,暖心位置升高至8 km高度,正溫度距平增大.臺風(fēng)登陸之后,受到復(fù)雜下墊面的影響,臺風(fēng)強度明顯減弱,最大切向風(fēng)速、低層和高層徑向風(fēng)以及垂直上升速度都明顯減小,正溫度距平減小,臺風(fēng)開始逐漸消散.從眼墻向外依次為眼墻處的混合雨帶、次級雨帶、主雨帶和遠距離雨帶.眼墻處的垂直上升運動強烈,對流系統(tǒng)比較深厚.次級雨帶、主雨帶和遠距離雨帶的雷達回波相對較弱,對流系統(tǒng)垂直厚度略小.

2)利用分離的擾動場資料,分析臺風(fēng)登陸前后渦旋Rossby波的特征,即1波、2波同時朝切向和徑向傳播,但傳播特征不太一致,1波的振幅明顯大于2波.在切向方向,2波的傳播速度比1波快得多,2波的切向傳播速度大約是臺風(fēng)切向風(fēng)速的一半;在徑向方向,與2波相比,1波的傳播相對靜止.2波先徑向向內(nèi)傳播,之后徑向向外傳播,最遠不超過停滯半徑.在臺風(fēng)登陸之前,2波的徑向傳播速度與螺旋雨帶徑向移速的量級一致.

3)渦旋Rossby波與眼墻和雨帶的關(guān)系以及對地面降水的影響.1波、2波擾動影響范圍與眼墻和次級雨帶范圍較為一致,1波、2波正渦度擾動對應(yīng)強雷達回波,存在強對流活動.這可能是因為正渦度擾動造成散度增長,中低層氣流的輻散增強,由此導(dǎo)致眼墻及其外側(cè)出現(xiàn)中低層氣流輻合增強,垂直上升運動增強,對流系統(tǒng)發(fā)展;負渦度擾動高值區(qū)外側(cè)的對流較弱,則是由于1波、2波正渦度擾動造成眼墻中低層輻散運動趨于增強,垂直上升運動減弱,對流系統(tǒng)得到抑制.同時1波、2波渦度擾動、散度擾動、垂直速度擾動三者的發(fā)展演變存在一定的內(nèi)在聯(lián)系.在降水區(qū)上空的渦度擾動呈上正下負的配置,并與散度擾動的垂直配置相似時,會加強低層輻合和高層輻散,有很強的垂直上升運動,有利于對流系統(tǒng)發(fā)展,降水增強;當(dāng)渦度擾動呈上負下正的垂直分布,并與散度分布相似,或渦度擾動的垂直分布與散度分布相反時,垂直運動受到抑制,制約了對流系統(tǒng)發(fā)展,降水減弱.因此,1波、2波擾動的動力配置影響了對流系統(tǒng)的發(fā)展,并對降水系統(tǒng)有一定的影響作用.

針對我國登陸臺風(fēng)實際個例——臺風(fēng)“彩虹”進行模擬研究,在分析渦旋Rossby波特征的基礎(chǔ)上,進一步驗證了渦旋Rossby波與眼墻中的高值雷達回波反射率相耦合的特點.除此之外,還分析了渦旋Rossby波與鑲嵌眼墻中深厚濕對流的對應(yīng)關(guān)系以及對地面降水的影響,但是欠缺對渦旋Rossby波傳播成因及波流相互作用的深入分析,因此渦旋Rossby波的位渦、動量和能量收支,將是下一步的研究重點.此外,混合慣性重力渦旋Rossby波的識別和特征分析也需要進一步研究和分析.

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(Received 8 October 2016;revised Manuscrip t received 16 DeceMber 2016)

PACS:92.60.–e,92.60.Wc,92.60.OxDOI:10.7498/aps.66.089201

*Pro ject supported by the National Basic Research PrograMof China(G rant No.2015CB 452804),the Key PrograMof the Chinese AcadeMy of Sciences(Grant No.KZZD-EW-05),the Natural Science Foundation of Beijing,China(Grant No.8142035),and the National Natu ral Science Foundation of China(G rant Nos.41575065,41405049,91437215).

?Corresponding author.E-Mail:rlk@Mail.iap.ac.cn

H igh resolu tion nuMerical siMu lation of typhoon Mu jigae(2015)and analysis of vortex Rossby w aves?

Jiao Ya-Yin1)2)Ran Ling-Kun1)?Li Na1)Gao Shou-Ting1)Zhou Guan-Bo3)

1)(Institude of A tMospheric Physics,Chinese AcadeMy of Sciences,Beijing 100029,China)2)(University of Chinese AcadeMy of Sciences,Beijing 100049,China)3)(National Meteorological Center,Beijing 100081,China)

Mesoscale weather research and forecasting Model w ith high resolution is used to investigate the land fall process of typhoon Mujigae(2015).The simu lation well rep roduces the path,intensity and rain fall of the typhoon,especially before and after the land fall.The fine therMal and dynaMical structures of the typhoon Mujigae and itsMacroscopic characteristics of rain bands are exaMined w ith the simulation output.The rain band regions froMthe eyewall outward are coMposed of Mixing rain band,secondary rain band,principal rain band and distant rain band.The lower-level inflow and upper-level outflow are observed in the eyewall.TheMaximuMtangential w ind,strong upd raft and positive teMperature anoMaly are located in the eyewall and tilted outward w ith height.The convective systeMs in the eyewall w ith high radar reflectivity aremuch deeper than those in the principal rain band,secondary rain band and distant rain band.

In order to analyze the vortex Rossby waves,the fast Fourier transforMis perforMed to decoMpose the Model output variables into perturbationsw ith diff erent wavenumbers.The vorticity perturbations in the wavenumbers 1 and 2 have significant features in the azimuthal and radial p ropagation.The aMp litude of wavenumber 1 is larger than that ofwavenumber 2,while thewavenumber 2 propagatesmuch faster than thewavenumber 1 both in azimuthal and radial directions.Thewaves p ropagatew ith a speed less than 10m/s,which are in consistent w ith theMagnitudes of the radial velocities in spiral rain band.The aMp litude of vortex Rossby waves decreases quick ly beyond the stagnation radius which is about 90 kMfroMthe cyclone center.For the perturbations of wavenumbers 1 and 2,there are some intrinsic relations aMong the vertical vorticity,divergence and vertical velocity.The positive values of vertical vorticity w ith the two wavenumbers are associated w ith the strong reflectivity indicating deep convections.W hen the dipole patterns of positive vorticity in the upper level and negative vorticity in the lower level over the rainfall region are coup led w ith the pattern of divergence,the upper-level divergence and lower-level convergence are proMoted.Then,upd rafts are enhanced,which is favorable for the developMent of convective systeMand the increase of precipitation.On the other hand,the upd rafts can beweakened in two cases:i)the vertical distribution of negative vorticity in the upper level and positive vorticity in the lower level is siMilar to the divergence distribution;ii)the vertical distribution of vorticity is opposite to that of divergence.Consequently,the convective systeMs are inhibited and less rainfall is produced.The dynaMical structuresof vortex Rossby wavesw ith wavenumbers1 and 2 aff ect the development of deep convective systeMand precipitation in the typhoon Mujigae.

vortex Rossby waves,spiral rain bands,typhoon

10.7498/aps.66.089201

?國家基礎(chǔ)研究項目(批準(zhǔn)號:2015CB 452804)、中國科學(xué)院重點部署項目(批準(zhǔn)號:KZZD-EW-05)、北京自然科學(xué)基金(批準(zhǔn)號:8142035)和國家自然科學(xué)基金(批準(zhǔn)號:41575065,41405049,91437215)資助的課題.

?通信作者.E-Mail:rlk@Mail.iap.ac.cn

?2017中國物理學(xué)會C h inese P hysica l Society

http://w u lixb.iphy.ac.cn