台风中积云对流引起的热量和水汽垂直输送效应外文翻译资料

 2022-12-10 15:56:47

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台风中积云对流引起的热量和水汽垂直输送效应

丁一汇，刘月贞

中国科学院大气物理研究所，北京 100102

摘要：本文利用1975年8月17日至8月23日、冲绳地区和日本群岛中的密集的高空观测资料，已经计算出No.7507台风积云对流所产生的热量和水汽的垂直输送量。研究发现，在扰动、生长和成熟阶段在台风南部均存在明显的热源（Q1）和水汽汇（Q2）。这个明显的热源和水汽汇的量级相当小，甚至在台风的北部转变成明显的热汇。在台风的南部，云的总质量通量（Mc）为正，而台风北部则为负值。上述Q1，Q2和Mc的分布与主要的云型十分吻合。

在台风的南部，Q2是正值，因为干燥效果总是大于蒸发冷却，而在台风的北部，由于液态水的干燥作用和蒸发作用均对Q2作出负贡献，情况恰恰相反。

Ⅰ 引言

许多研究人员，如 Yanai（1973年），Ogura and Cho（1973），Ogura and Cho（1974年），Nitta and Esbensen（1974年），Arakawa and Schubert（1974年），和Nitta（1975，1976，1977），已经估算过位于西太平洋和北大西洋的热带热动或信风气流的质量、热量以及水汽收支，并且发现了从某种情况到另一种情况之间存在着大规模收支的显著变化。事实上，他们的研究结果反映了云属性和它们的垂直输送的差异，但所有这些先前的估计是在较弱的热带扰动或没有扰动的信风带的情况下开展的。对于热带气旋，特别是西太平洋上热带气旋的垂直水汽输送和垂直热量输送的研究，还很少有人做过。本文的目的是基于大规模收支的计算和简单的云物理模型，来计算台风no.7507不同的发展阶段中积云对于热量和水汽的垂直输送，以了解对流活动和台风环流的发展之间的关系。

Ⅱ 数据和计算

计算区域涵盖118.5-141.0°E，16-42.5°N地区，这一地区来自于无线电探空仪的数据、地面观测和船舶报告的不同来源的数据已被尽可能多地收集起来。然后将在15个层次上（地表面，900、850、800、700、600、500、400、300、250、200、150、100、70以及50 hPa等压面层）应用主观分析，必要时会通过对时间和空间连续性的仔细检查来对所分析的气象场和天气系统进行调整。最后，风速值（U，V）、温度值（T）、露点温度值（Td）和位势高度值（H）每隔1.5°纬度或经度被读取。

研究时间从1975年8月17日世界时00时起，至 8月23日世界时00时，即从最初在东海发现初始扰动到其登陆日本海岸，直至最终减弱的阶段。该台风的整个生命周期分为四个阶段：(ⅰ)初始扰动阶段（自8月17日00时至8月18日12时）：平均中心气压为996 hPa，最大持续风速小于18m / s; （ii）发展阶段（8月19日00时至8月21日00时）：平均中心气压为985 hPa，最大持续风速为22m / s; （iii）成熟阶段（8月21日12时至8月22日12时）：平均中心气压为970 hPa，最大持续风速为34m / s;（iv）减弱阶段（8月23日00时之后）：平均中心气压为985 hPa，最大持续风速为23m / s。这两将仅显示前三个阶段的研究结果。

下面分别给出了热力学方程和水汽守恒方程：

, （1）

, （2）

其中 代表干静力能，代表焓，gz代表势能，q代表比湿，L代表冷凝潜热，代表辐射加热（冷却），C代表水汽凝结率，e代表蒸发速率，和分别代表P坐标下的水平风矢量和垂直速度。

在所研究区域上对方程（1）和（2）取平均，可以得到：

（3）

L （4）

其中上标“-”表示面积平均，而带 的变量表示偏离面积平均的值，可以被认为是积云对流产生的影响。方程式（3）和（4）的左边只包含大尺度的平均变量，分别是视热源（）和视水汽汇（），它们可以通过仅使用大型变量单独估计出。 在推导方程 （3）和（4）中，省略了水平涡度输送项，即i.e., 和。

考虑到积云系的生命周期， Cho得出了如下的热量和水汽方程：

（5）

（6）

其中，代表总积云通量，代表环境大气饱和比湿，代表云顶气压，代表积云发展至最大高度时的时间尺度，代表云区的有效部分的密度函数。方程（6）式右边第一个名词代表液态水的蒸发（），方程（5）式表明视热源（）是由环境大气中的对流活动中补偿下沉运动的绝热加热产生的。变量由两部分组成：一是可以增加大气湿度的液态水蒸发量（），二是环境大气补偿下沉运动的干燥作用，即。

Ⅲ Q1和Q2的分布情况

图1是和在不同发展阶段的平均垂直剖面图，图中显示在扰动阶段，峰值出现在台风南半部500 hPa上；有两个峰值：一个在500hPa，另一个在800hPa。这一事实表明了扰动阶段中积云对流和连续性降水对于加热场和水汽场十分重要。取自气候数据（Dopplick，1972）。台风北半部的较小，仅占台风南半部的五分之一（未显示）。和峰值的高度分别在700 hPa和800 hPa上，表明了台风主要加热区位于台风南部。 这个结果与加热场的直接估计很一致（Ding et al.，1985）。

在台风的发展阶段（图1b），和的廓线基本相似于扰动阶段，主要区别仅仅是和峰值的高度伸展至400 hPa。 这种向上的延伸可能与对流垂直输送的增强有关。 台风北半部分的和仍然很小。 在成熟阶段（图1c），峰值仍位于400 hPa，但的两个峰值分别位于500 hPa和800hPa。和峰值的典型垂直分布反映了成熟阶段中对流过程在形成加热场方面的重要性。 图1d显示了成熟阶段时台风北部和的分布廓线。所有层次的均为负值，即为视水汽源，与台风南部的情况大不相同。这一事实表明存在液态水的强烈蒸发过程，例如云的消散伴随着环境大气的增湿。观察发现的云量减少的证据与这一物理过程相一致（Ding et al.，1985）。研究区域的视热汇最大值出现在500hPa，其主要是由于云滴的蒸发冷却而产生的。这种情形与信风积云非常相似（Nitta和Esbensen，1974）。

图2是在成熟期的初始阶段，物理量和经过台风中心的南北向截面图，图像显示和最大值分别出现在台风中心南部、距离台风中心约150公里的500 hPa和700 hPa。 由于和的垂直高度不同，所以可以推断出积云垂直输送的影响是显著的。 在台风中心北部，和均为负值（视热汇和视水汽源），这与图1d所示的结果非常吻合。从图中可以看出，最大蒸发冷却作用发生在600hPa。

Ⅳ 总云体质量通量的垂直分布

表示积云对流活动的总的云质量通量（）是表征云属性的最重要物理量。 基于方程（5），可以根据，和环境静态稳定性（）直接估计。在推导得出后，可以使用以下表达式来估计由其活动引起的云体之间的补偿质量通量：

（7）

其中，和是根据大尺度变量得出的p坐标系下的垂直速度。

图3显示了不同阶段，和的垂直剖面图。 在初始扰动阶段，正的最大值以及负的（方向向下）最大值出现在台风南半部的500hPa上（图3a），从而使Mc和的平均值，即，小于。 台风北半部的比北半部的厕（100hPa /天）小得多。在发展阶段，最大值所在高度向上伸展至400hPa。这表明 （或） 的垂直伸展高度主要反映了积云深对流的增强。在对流层中上层较弱，同时在600 hPa以下的各层次上均为负值。在台风北半部，最大值出现在800hPa上，其数值大小是120hPa/天（图中未显示）。在成熟阶段，正的最大值所在高度进一步向上伸展至300hPa，最大值也位于此高度。这表明在这一区域存在着大量的积云深对流，值非常小。在台风北半部，为负值，显示出云的下降运动占主导地位。Cho的云模型包括由液态水的蒸发冷却引起的向下运动。因此将产生负的质量通量。如前所述，云滴的蒸发冷却形成了大的视水汽源，视热汇和负的云质量通量。Nitta（1975）在总云量通量的参数化方案中，没有考虑到由下沉运动引起的蒸发冷却的影响，因而所得的在各个区域均为正值。随后，将下沉运动的影响考虑在内，他得出了与上述内容相似的结果。因此，这里提出的对Q1，Q2和的估计可以被认为是合理的。

图4是成熟阶段，在500hPa等压面上的水平分布，显示出上升运动主要位于台风南部及东南部，在台风北部则为强下沉运动。的这种分布形势与台风云系分布相一致。 据估计，这里的数值远远高于其他人计算得出的数量，这主要是因为我们的是通过使用更密集的无线电探空仪观测来估计，而其他研究者获得的结果是相当大的区域内的平均值，或基于水平分辨率较粗的数据集得出的（Yang and Krishnamurti，1981）。

Ⅴ台风中积云对流的水汽收支效应

图5显示了根据方程（6）估计的水汽收支。由（干燥作用）和（蒸发冷却）组成。在扰动阶段，台风南半部的远远大于，因此形成了非常大的正（视水汽汇），导致环境大气变得更加干燥。最大干燥效应发生在700 hPa上的峰值处。在发展阶段（图5b），分布廓线似乎与初始扰动阶段相似，但的峰值向上伸展至500 hPa，这与上层的峰值的出现有关。的大值区出现在对流层中部（700-500 hPa）。在前两个阶段，台风北半部的干燥效应非常弱，而却非常强，因此产生了非常小的正（弱的视水汽汇）（未显示）。在成熟阶段，在对流层的各个层次上都非常小，而的峰值基本来自。在这一时期，由于蒸发冷却产生的增湿效应和向下的云体质量通量，使得台风北半部的和均为负值，的最大值出现在700-500 hPa层之间。

Ⅵ 总结

在台风No.7507发展演变过程中，基于积云对流对热量和水分垂直输送的估计，可获得以下结果：

1）在台风南半部分，扰动阶段、发展阶段和成熟阶段的视热源和水汽汇都很大。随着台风的发展，的峰值所在高度从500hPa向上伸展到400hPa。的两个峰值分别在500hPa和700hPa层上。和的这些垂直分布廓线表明，积云对流在云的各类属性的垂直输送中可能起着非常重要的作用。 这个结果与台风南半部积云对流的积极发展相一致。 在台风的北半部，和通常为负值，这表明了云滴蒸发冷却的重要性。 这种情况可能与积云的耗散过程有关。

2）在台风生命期的三个阶段中，台风南部存在大量正的积云质量通量，同时伴随着峰值所在高度由扰动阶段的500hPa，向上延伸至成熟阶段的300hPa。相应地，在平均垂直速度场中也发生类似的变化，即由积云对流引起的补偿垂直运动是向下的。在台风的北部，由于蒸发冷却效应，使得为负值或小的正值。

3）在积云对流非常活跃的台风南半部，在各个阶段都是很大的正值（干燥效应），而均为负数，从而产生了大的正（视水汽汇）。因此，积云对流的潜热释放是台风南半部分的主要物理过程。而在台风的北半部分，和是负值，从而产生了大的负（视水汽源）。

参考文献

Arakawa , A. and Sehubert W,H. ,(1974), Interaction of a cumulus cloud ensemble with the large-scale environment, PartⅠ, Jour. Atmos. Sci.,31:674一701.

Ding Yihui , Liu Yuezhen and Zhang Jian(1986).The characteristics of condensation heating field of the typhoon No.7507 and its relationship to development of the typhoon, Selected Papers of Typhoons in the West-Pacific oeean, Communication Press(to be puolished in Chinese).

Dopplick , T.G.(1972), Radiative heating of the global atmosphere, Jour.Atmos.Sci.,29:1278一1294.

Nitta ,T.(1976),Large-scale heat and moisture budgets during the air mass transformation experiment ,Jour. Meteor. Soc.Iapan,54:1一4.

Nitta ,T.(1975),Observational determination of cloud mass flux distribution, Jour.Atmos.Sci.,32:73一91.

Nitta ,T.(1977),Response of cumulus updraft and downdraft to GATE A/B-scale motion systems, Jour.Atmos.Sci.,34:1163一1186.

Ogura ,Y. and Cho ,H.R.(1974),On the interaction between the subcloud and cloud layer in tropical regimes ,Jour. Atmos.Sci.,31:1850一1859.

Ogura ,Y. and Cho ,H.R.(1973),Diagnostic determination o

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