热带气旋形成的卫星资料分析与数值模拟外文翻译资料

 2022-11-09 15:36:32

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地球物理研究快报，30卷，2122号，doi：10.1029/2003GL018556，2003

热带气旋形成的卫星资料分析与数值模拟

Tim Li, Bing Fu, Xuyang Ge, Bin Wang, and Melinda Peng [1]

美国夏威夷檀香山夏威夷大学气象系

2003年9月4日收到；2003年10月3日修订；2003年10月15日接受；2003年11月13日出版。

[1] 由于在广阔的大洋上缺乏可靠的观测资料，对热带气旋（TC）形成的预报一直是一个巨大的挑战。现在使用卫星产品可以在热带气旋形成之前观察大气波动的结构。利用QuickSCAT地面风和热带测雨卫星（TRMM）资料，我们记录了在西太平洋气旋形成之前，由先前存在的热带气旋和东风波传引起的Rossby波列结构。利用斜压模式，我们进一步模拟了与热带气旋的能量频散和东风波相关的气旋形成过程。

关键词：3337气象学和大气动力学：数值模拟和资料同化；3364气象学和大气动力学：天气尺度气象学；3374气象学和大气动力学：热带气象学。引文：Tim Li, Bing Fu, Xuyang Ge, Bin Wang, and Melinda Peng，热带气旋形成的卫星数据分析和数值模拟，地球物理学。Res.Lett,30(21),2122,doi:10.1029/2003GL018556,2003。

1. 介绍

[2] 近几十年来，热带气旋路径的预报技术有了很大提高[Kurihara等人，1995]，但对热带气旋形成的预报仍处于初级阶段。观测表明，西北太平洋（WNP）是地球上热带气旋形成最频繁的地区。全世界每年大约有40%的热带气旋产生于这个地区。在西太平洋热带地区，超过80%的台风形成与热带辐合带（ITCZ）/季风槽中，该地区的大尺度辐合气流和暖洋面都有利于形成天气尺度扰动和热带气旋[Gray，1968]。

[3] Ritchie和Holland[1999]确定了三种与西太平洋热带气旋成因相关的环流机制：季风切变线、季风辐合区和季风环流。尽管这些大尺度环流在背景阶段对热带风暴的发展起着重要作用，但天气尺度的波动/扰动往往为热带气旋生成提供了前兆扰动。因此，热带气旋的形成主要取决于天气尺度扰动的发展及其与大尺度背景流的相互作用。

[4] 从天气尺度扰动的角度来看，以下两个过程与西北太平洋涡旋的发生有关。第一种与先前存在的热带气旋的Rossby波能量频散有关[Frank，1982；Davidson和Hendon，1989；Briegel和Frank，1997；Ritchie和Holland，1997]。由于科氏力随纬度的变化，成熟的热带气旋受Rossby波能量频散的影响[Anthes, 1982; Flierl, 1984; Luo, 1994; McDonald, 1998]。由于受到平均气流引导和betadraft，热带气旋向西北移动，它的东南向有Rossby波频散，形成一个具有交替的反气旋和气旋性涡度扰动的天气尺度波列[Holland，1995；Carr and Elsberry，1994，1995]。第二个过程与西风季风与东风信风交汇的辐合区域内东风波能量积累有关。东风波的尺度收缩可能导致动能在辐合区积累[Kuo等人，2001]。这种能量积累可能导致季风辐合区的热带风暴的持续发展。这类似于Shapiro[1977]以前用来解释由先前存在的东风波引起的大西洋气旋形成的能量积累机制。此外，气旋生成可能是由于天气尺度波列[Lau和Lau，1990；Chang等人，1996]或MRG[Dickinson和Molinari，2002]与平均气流相互作用[Ferreira和Schubert，1997；Zehnder等人，1999；Molinari等人，2000]。Sobel和Bretherton[1999]分析了西北太平洋气旋中的能量通量辐合，发现来自辐合区外或此区域的波动会发生波能积累，特别是成熟的热带气旋。

[5] 先前的热带气旋能量频散机制是通过间接（如ECMWF分析）和有限的观测数据来源提出的。例如，Frank[1982]和Briegel和Frank[1997]提出了热带气旋能量频散的作用，它基于先前存在的热带气旋的数量和位置，相对于新风暴发生时的位置。这些分析并没有提供由热带气旋能量频散引起的Rossby波列的详细结构和演化特征，也没有提供波列与气旋生成之间的关系。东风波对气旋形成的作用在正压模式中得到了证明[Kuo等人，2001]，这也需要直接观测的支持。最新的卫星产品为揭示热带气旋形成前的天气尺度波动结构提供了基础。利用这些卫星数据，我们将首先观测热带气旋形成前的大气波结构和传播特征。然后，我们将使用飓风模型来模拟两个气旋生成过程。

2. 由卫星直接测量揭示气旋发生前的天气波结构

[6] 为了记录西太平洋气旋的形成过程，我们首先对美国宇航局热带测雨卫星（TRMM）微波图像（TMI）和微波散射计 3级产品的高分辨率（0.25°times;0.25°）日数据进行了观测研究。微波散射计数据提供地面风矢量场，微波图像数据提供降水和地面风速场。利用最优插值方案来填补这两个数据集之间的空白。然后使用带通（3-8天）滤波器来提取天气尺度信号。

[7] 我们关注与热带气旋Rossby波能量频散和东风波强迫有关的气旋生成过程。在2000年和2001年的夏季，共有34例气旋发生（其中涡旋达到热带风暴强度）。其中，7和6分别与东风强迫和热带气旋能量频散机制有关。

[8] 图1显示了Rossby波能量频散的场景。它说明了与2000年8月1日形成的名为TC Jelawat的相关的天气尺度波列随时间演变。在最初的几天里，由于强度相对较弱，Jelawat没有激发出任何明显的Rossby波列。随着其西北向的加强，一列Rossby波列在尾迹中发展起来。8月6日，一条西北-东南方向的波列清晰可见，它的纬向波长为2500公里。这个波列的一个显著特征是其经向尺度与纬向尺度相比相当大。基于无辐散正压涡度动力学，我们认为这一特征对于能量向东传播是必不可少的。下面将对此进行分析。

[9] 用k和l表示纬向和经向波数，Rossby波群速度的纬向和经向分量可以表示为

, (1)

, (2)

其中beta;是科里奥利参数的经向梯度。

上述方程表明，当经向波长长于相应的纬向波长（即gt;）时，纬向群速度为正，波能向东传播。k和l的符号相反（由于相位向西北方向传播）意味着Rossby波能量也向南传播。结合起来，与Rossby波列有关的能量向东南方向传播。

[11] 与以前的Rossby波列有关的一个显著特征是它的尺度收缩，特别是经向尺度。

如图1所示，这在8月7日至9日期间非常明显。2000年8月9日在这次尺度缩小之后，在Jelawat波列的正涡度区域形成了一个新的热带气旋，名为Ewiniar。卫星数据提供了令人信服的证据，证明存在与现有热带气旋有关的Rossby波列以及在先前存在的热带气旋之后形成后续的热带气旋。

图1.从Quikscat地面风观测看与TC Jelawat能量频散有关的Rossby波列的时间演化。“A”代表2000年8月1日成立的TC Jelawat的中心位置。“B”表示2000年8月9日在Jelawat的Rossby波列之后生成的名为Ewiniar的新热带气旋的中心位置。

[12] 并非所有的热带气旋都拥有Rossby波列。我们注意到，对于更强的热带气旋，会更频繁地观察到波列。波列的激发也取决于环境风场。对于强热带气旋（中心压力低于960），Rossby波列只在160°E以西明显存在，那里的平均东风气流相对较弱。

[13] 第二次热带气旋形成过程与先前存在的东风波的影响有关。为了让读者熟悉，我们使用相同的TC Jelawat作为例子。东风波向西传播的个例在图2中通过台风Jelawat形成纬度（22°N）的扰动能量和降水场的时间-经度图显示。波信号可向东追溯到Jelawat形成前4-5天。在Jelawat形成之前，这两个场都以每天大约5个经度的速度显示出清晰的波传播信号。我们发现，扰动能量和降水同时向西传播是第二个气旋生成的前兆。

[14] 图1和图2提供了热带气旋能量频散和先前存在的东风波在西太平洋热带气旋发生中的作用的观测支持。在这两种情况下，热带气旋形成前几天的天气尺度波列为气旋生成预测提供了可能的前兆。一个挑战仍然存在，假设天气波结构类似于观测到的初始条件，我们能否在一个数值天气预报模型中模拟随后的气旋发展。

图2.沿22°N的地面动能（上面板，单位：）和降水率（下面板，单位：）的时间经度剖面。横轴为经度，纵轴为时间（天）。台风Jelawat于2000年8月1日形成于东经153°E，北纬22°N（相当于第0天）。两个面板在Jelawat生成前都显示出明显的向西传播信号。

3. 三维模型中气旋发生的模拟

[15] 在卫星资料分析东风波和热带气旋能量频散对随后热带气旋形成的作用的基础上，我们进一步在飓风模型中模拟了这两个气旋形成过程。这里使用的模型是Wang[2001]开发的TCM3模型。该模型能够模拟热带气旋螺旋雨带和眼壁的结构。它已用于研究热带气旋强度[Holland，1997]和涡旋Rossby波[Wang，2002]。我们修改了模型，以便可以指定与时间无关的基本流。微扰动控制方程是完全非线性的。

[16] 我们的第一个尝试是模拟与先前存在的热带气旋的Rossby波能量频散相关的气旋生成。在本实验中，初步确定了一个成熟的热带气旋，其Rossby波列发展良好。使用两种不同的对流加热处理方法，一种是显式对流加热方案，另一种是参数化质量通量方案[Tiedtke，1989]。在两种情况下，热带气旋的形成都是在理想化的基本气流存在下真实再现的，这种理想化的基本气流类似于在西北太平洋中观察到的夏季平均气流。图3显示了使用显式对流加热方案的模拟。第5天在预先存在的热带气旋之后形成了新的热带气旋（最小中心压力为975）。模拟得到的热带气旋具有真实的动力和热力结构。例如，在半径约60公里的热带气旋核心区域附近出现最大切向风，与观测结果一直。在对流层上部，涡中心出现暖核最大振幅。一条螺旋雨带绕着热带气旋中心旋转。

[17] 夏季平均气流在组织热带气旋尺度对流中起着关键作用。敏感性试验中去除了夏季平均气流。在Rossby波列中没有产生类似热带气旋的涡旋，表明了波动与平均流相互作用的重要性。

[18] 接下来，我们模拟了与东风波强迫有关的气旋生成过程。Kuo等人的研究[2001]使用无辐散正压模式研究了东风波能量积累，其中忽略了对流加热的关键作用。然而，观测表明，深对流中的潜热释放是热带风暴形成的主要热源。对流加热和天气尺度波的相互作用如何导致热带气旋的形成是一个问题。

[19] 根据Kuo等人[2001]的研究，在模型区域的东部边界（以18°N为中心）指定了一个东风波源，并限制在对流层低层距东边界10经度范围内。东风波强迫具有波长2500千米的Rossby波结构。将理想化的带状汇流指定为基本状态。在东风波存在的情况下，强迫波的相位和能量都向西传播到辐合区东部。由于辐合的背景以及非线性动力引起了尺度收缩，所以在辐合区附近扰动能量积累，使位涡（PV）梯度急剧增加。

东风波的能量积累导致季风辐合区正位涡的增长。对流-环流反馈进一步促进了位涡扰动的发展。在第8天，一个组织良好的热带气旋形成，其中心最低气压为980hPa（图4）。由于来自东边界的东风波持续强迫，几天后在同一辐合区产生第二个涡旋，因为第一个气旋加强并消失。数值实验表明利用卫星观测资料实时预测热带气旋形成的潜在能力。

图3.由飓风模型模拟了第1天、第3天和第5天地面压力的演变。在第5天，在先前存在的热带气旋之后会生成一个新的热带气旋。水平和垂直轴表示x和y方向上的距离（单位：100km）。右下的图显示了第5天新热带气旋的表面压力（虚线，）和切向风（实线，）的径向分布。

图4.在理想季风汇流下，用飓风模型模拟了第1、8和13天地面压力和风场的演变。第一个新的热带气旋在第7天在汇流区产生，然后向西北移动。第二热带气旋在第13天生成。水平轴和垂直轴表示与季风汇流区的距离。

4. 结论

[21] 利用来自卫星的TRMM TMI和QuikSCAT数据，我们记录了2000年和2001年在西北太平洋与热带气旋形成有关的两个重要过程：来自先前存在的热带气旋的Rossby波能量频散和东风波强迫机制。

[22] 虽然过去的研究已经基于分析场确定了这些机制，但是在这里通过卫星直接观测揭示了与热带气旋能量频散相关的Rossby波列的结构。该波列具有交替的反气旋和气旋环流，其方向为西北-东南方向，波长为2000-3000公里。分析表明，通过Rossby波扰动的经向尺度收缩，可以在波列的气旋涡度区形成一个新的热带气旋。注意，并不是所有的热带气旋都有Rossby波列。Rossby波列的出现取决于热带气旋强度和背景平均流。

[23] 在扰动动能场和降水场中，通过探测西向传播信号通过气旋中心的位置，识别与东风波有关的气旋发生情况。这些波信号可以追溯到气旋发生前的4-5天，因此可以作为实时气旋发生预测的前兆。

[24] 进行了数值模型模拟实验，模拟了这两个气旋生成过程。结果表明，在成熟的热带气旋中，由于Rossby波能量的频散，会形成具有真实动力和热力结构的新热带气旋，或者由于东风波能量的积累，在季风辐合区中形成新热带气旋。

[25] 热带气旋形成数值试验的成功为实时动态预报提供了希望。本组正

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