萬修全，馬偉偉，吳德星，李明悝

（中國海洋大學1.海洋環(huán)境學院；2.物理海洋教育部重點實驗室，山東 青島 266100）

西北太平洋是熱帶氣旋發(fā)生最集中的區(qū)域之一，中國位于太平洋西岸，地理位置特殊，海岸線漫長，易遭受臺風襲擊，是世界上臺風災害最頻繁的國家之一［1］。在全球變暖以及沿海經(jīng)濟快速發(fā)展的背景下，臺風災害愈演愈烈［2］。因此，提高對臺風的認識以及預報能力，是防災減災的重大需求，同時亦是海洋與大氣科學研究的前沿問題。近年來，臺風路徑模擬的準確性得到顯著提高，但是臺風強度的模擬仍是難點［3］。若對臺風強度估計不足，損失仍然難以降低。目前對于臺風強度主要有2種模擬手段，一種是統(tǒng)計－動力方法，這是一種統(tǒng)計學方法與動力學方法相結合的客觀預報方法，例如美國颶風中心的SHIPS模式，經(jīng)驗統(tǒng)計是現(xiàn)今臺風強度業(yè)務化預報的主要手段；另一種是數(shù)值模式預報，但準確性難以得到保證［4］?，F(xiàn)在的基本做法是將一些中尺度大氣模式如WRF、RAMS等用于臺風研究預報。雖然中尺度數(shù)值模擬的研究在最近30年內(nèi)得到了迅速發(fā)展［5－6］，但受制于觀測資料的匱乏以及對臺風相關物理過程認識不足，預報結果存在較大誤差，尤其是臺風強度以及降雨分布［7－9］。

不同的數(shù)值模式提供的預報結果具有較大的差異，難以實現(xiàn)業(yè)務化推廣，使用價值不高。目前臺風強度預報精確性主要受限于三點。首先，對大氣背景和臺風本身結構認識不足，大氣模式所依靠的描述大氣運動的數(shù)學物理方程都是各種條件下的簡化形式，難以精確描述具體的大氣運動；其次，現(xiàn)有的觀測手段難以實現(xiàn)對臺風的全面觀測，因此難以了解臺風內(nèi)部細微結構以及小尺度過程，同時觀測資料匱乏難以為數(shù)值模式提供可靠的初邊值條件［10］；第三，臺風下墊面對于臺風的路徑強度影響甚巨，而現(xiàn)在對相關的海陸動力熱力過程的復雜性以及反饋作用認識還相當有限。因此，完善耦合數(shù)值模式系統(tǒng)，提高臺風強度數(shù)值預報的準確性，是一個艱巨而富有挑戰(zhàn)性的工作。

在傳統(tǒng)的臺風數(shù)值研究中，模式很難達到足夠的分辨率。以WRF模式為例，WRF重點考慮水平分辨率為10km以內(nèi)［11］，然而實際應用中，考慮到計算區(qū)域以及計算條件，較細的模式水平網(wǎng)格分辨率往往難以實現(xiàn)；同時隨著海氣耦合理論的發(fā)展，在臺風模擬預報中愈加重視海洋的調節(jié)作用，因而高分辨率的區(qū)域海氣耦合模式的發(fā)展?jié)u成為臺風研究的熱點之一。這里以2012年10月發(fā)生在南海的強臺風“山神”為例，利用一個區(qū)域海氣耦合模式進行不同水平分辨率下的數(shù)值實驗，初步探究不同水平分辨率對臺風強度模擬的影響以及海洋的響應情況。

1 模式設置

模擬實驗除了模擬區(qū)域外，基本采用了和CRCM（Couple Regional Climate Model）區(qū)域耦合模式［12］同樣的設置，大氣模式選擇可同時滿足天氣預報和大尺度大氣研究的WRF-ARW模式，該模式是由美國國家環(huán)境預測中心（NCEP）與其他幾個科研機構共同開發(fā)的高分辨率區(qū)域大氣模式。WRF模式為完全可壓縮非靜力模式，水平方向采用Arakawa C網(wǎng)格，垂直方向采用地形追隨坐標，模式提供多種物理參數(shù)化方案，可以用于真實臺風個例的模擬。海洋模式采用專門針對區(qū)域海洋問題設計的ROMS模式，該模式是自由表面的、基于流體力學原始方程的靜力平衡模式。模擬中采用Arakawa C網(wǎng)格，水平使用正交直角坐標，垂直方向使用隨底地形變化的S坐標，其優(yōu)點在于可以對某些變化劇烈的區(qū)域如溫躍層加密分層。本實驗共進行27、9、3和1km 4組不同分辨率的實驗（見表1），受計算條件限制，1km分辨率只進行了耦合實驗。各實驗都是單獨運行，沒有嵌套組合。

表1 耦合模式實驗分組及配置情況Table 1 Configuration of couple model experiments

圖1 大氣模式網(wǎng)格計算范圍Fig.1 Atmospheric model domain

圖1為不同組實驗的WRF模式計算范圍，海洋模式計算范圍略小于大氣模式。在A組實驗中大氣與海洋水平網(wǎng)格分辨率比例為3∶1，其余組實驗中為1∶1，大氣海洋計算重合區(qū)域水平網(wǎng)格保持嚴格一致，D實驗范圍與C實驗相當。海洋垂向分為33層，大氣垂向為27層。WRF模式采用的主要物理參數(shù)化方案見表2，并且為了保持敏感性實驗中參數(shù)化方案的一致性，重點對比研究不同水平分辨率的海氣耦合模式對臺風個例模擬的作用，本文的不同實驗均采用了同一參數(shù)化方案配置。雖然有研究表明，不同的模式分辨率（30、10和3km）情況下臺風路徑與強度模擬對其中重要的積云對流參數(shù)化方案的選擇敏感性基本不變［13］，但是在實際臺風數(shù)值模擬時實驗C和實驗D中的對流參數(shù)化方案應該關閉。大氣與海洋模式每1h相互交換數(shù)據(jù)完成一次耦合過程，海洋向大氣提供海水表面溫度（SST）作為大氣下界面邊界條件，大氣向海洋提供所需的海表通量作為強迫場，主要包括凈短波輻射、凈熱通量、蒸發(fā)、降雨以及海面風場等，WRF與ROMS通過硬盤上生成文件交換數(shù)據(jù)完成耦合，模式運行相互獨立，非耦合實驗時可只運行WRF。為防止FNL數(shù)據(jù)中的海氣界面溫度對實驗結果的干擾，排除不同數(shù)據(jù)源導致的海氣界面差異，非耦合實驗組采用固定海洋模式初始時刻海洋SST場為大氣下界面條件，其余設置相同。

表2 WRF模式參數(shù)化方案設定Table 2 Parameterization schemes used in WRF model

不同實驗中大氣模式初始場和邊界條件采用NCEP FNL全球再分析同化資料，其空間分辨率為1（°）×1（°），時間分辨率為6h；海洋模式不同實驗中海洋部分采用統(tǒng)一初始場（HYCOM 1/12（o）1d分辨率同化數(shù)據(jù)），實驗A邊界同樣采用HYCOM同化數(shù)據(jù)，大區(qū)結果為小區(qū)模式提供邊界條件。臺風“山神”自2012年10月22日形成后發(fā)展增強，24日在菲律賓登陸，穿越南海，于27日達到最強，28日登陸后減弱。本實驗只考慮臺風在南海上經(jīng)過的過程，所有模式實驗從2012年10月24日6時（UTC，下同）起積分5d。計算過程中沒有進行臺風觀測數(shù)據(jù)的同化，以便于對不同實驗的模擬效果進行比對。

2 結果分析

本文主要關注不同分辨率下臺風強度模擬差異以及原因，同時初步探究耦合模式中不同分辨率下大氣模式對于海洋變化的敏感度以及海洋對于“山神”臺風的響應。

2.1 臺風路徑強度模擬結果比較

分析臺風的模擬情況需要從模式資料中確定臺風的位置和路徑。首先根據(jù)模式輸出資料中的海平面氣壓場（SLP）大致給出臺風中心位置，再確定該位置周圍5°范圍內(nèi)SLP最小值位置，但SLP低值只能體現(xiàn)臺風結構一個方面，所以同時參考10m風場、旋度分布，從而合理確定出臺風中心位置。圖2（a）為耦合實驗中臺風路徑以及臺風在不同階段的強度（以臺風中心附近10m最大風速代表臺風強度），非耦合實驗中臺風路徑稍有偏移（未給出），但是差別并不明顯。圖2（b）為不同時刻模擬臺風中心位置與臺風實際位置的偏移距離。在模擬時間內(nèi)，實驗A1、B1、C1和D中臺風中心位置與實際觀測位置平均偏移距離分別為103.57、112.0、88.13和71.33km。實驗 A1、B1和C1的模擬路徑整體上較實際情況偏北，實驗D在海上的模擬路徑與實際情況較接近，但是其登陸地差別較大。比較各實驗在不同時刻臺風級別，提高模式的分辨率至一定量級后，對臺風強度的模擬是有改善的（見圖3（a）），而且在臺風近岸前，D實驗臺風路徑與實際最為吻合。

圖2 不同實驗臺風路徑和強度圖（a）及不同時刻模擬臺風中心位置與實際位置的距離（b，單位：km）Fig.2 Typhoon tracks and Intensity（a）and the distance between simulated typhoon center and observations（b）in different experiments

不同實驗之間臺風強度模擬結果差異明顯。實驗A中臺風在發(fā)展到強熱帶風暴之后基本上不再增強，而在實際情況下，臺風強度在27日12時之后存在顯著提高。提高分辨率之后，臺風強度模擬得到改善，B、C、D實驗中臺風在后半段中存在增強，各個時段之間亦有差異。從臺風中心10m最大風速（WMSP）時間序列（見圖3（a））中亦能看出，實驗A中臺風強度在達到30m/s之后基本穩(wěn)定，提高分辨率后臺風強度明顯增強，尤其在27～28日，實驗C、D都存在與實際情況相對應的大幅提升，說明在A實驗中空間分辨率限制了臺風強度可以達到的上限。從整體看，耦合模式實驗中與實際臺風強度符合程度最好的為實驗D。但是在臺風成長階段（26日前后），所有實驗模擬的臺風強度都較觀測的強，而在27日前后，所有實驗模擬的臺風強度都未能達到實際的量值。從臺風中心海面最低氣壓（MSLP）變化來看（見圖4），在臺風強度緩慢發(fā)展的階段，實驗C1與實際情況較為相符，但在27日之后只有實驗D表現(xiàn)出實際中與臺風強度迅速增強相一致的迅速降低現(xiàn)象?？傮w而言，隨水平分辨率提高，MSLP能更好接近實際情況，從風速、氣壓變化來看實驗D與實測一致性最好。

圖3 臺風中心附近10m最大風速（a，單位：m/s，黑線為觀測）變化以及與觀測差值（b，單位：m/s）Fig.3 Maximum wind speed around typhoon center（a，black line is observation）and the difference with observation（b）

圖4 臺風中心海面氣壓（單位：hPa）變化Fig.4 Pressure of typhoon center

在非耦合實驗中，大氣下界面保持初始時刻SST不變，因而不存在臺風經(jīng)過過程中海洋變化對于臺風的反饋作用，向上熱通量的變化主要由SST水平分布引起。由于臺風經(jīng)過過程中，SST主要變化位于臺風路徑右側（見圖9），在耦合實驗中由于抽吸作用臺風主經(jīng)過范圍SST略低，使臺風中心向上熱通量低于非耦合實驗，導致耦合實驗中臺風強度略低于非耦合實驗（見圖5），這說明SST的變化對臺風的發(fā)展是有影響的。但這種差異隨著水平分辨率的提高而減小，實驗A組中風速差異平均為1.5m/s，而實驗C組中則降為0.9m/s，幅度達40%。

圖5 三組不同分辨率實驗中臺風中心附近最大風速變化序列Fig.5 Maximum wind speed around typhoon center from couple model with different resolution

從各組實驗臺風中心附近平均（1°范圍內(nèi)）感熱與潛熱通量總和（以下簡稱向上熱通量）的時間變化來看（見圖6），向上熱通量與臺風強度變化有很好的對應性。在實驗A中向上熱通量沒有很大變化，在實際臺風迅速增強的階段，實驗A中熱通量也沒有顯著性的增強，因而導致實驗A中的臺風強度在達到上限后基本處于較平穩(wěn)的狀態(tài)。但是在實驗B與實驗C中，向上熱通量都存在一段顯著上升的過程，因而導致臺風強度的顯著增強。對比同組實驗中耦合與非耦合過程中向上熱通量的差異，可以看出，非耦合實驗的向上熱通量較大，特別是在實驗B與實驗C中，而且，隨著水平分辨率的提高，大氣模式對于海洋變化的敏感性也在增強。

圖6 臺風中心附近向上熱通量（單位：W/m2）Fig.6 Upward heat flux around typhoon center in the range of 1°（Unit：W/m2）

除了向上熱通量，水平分辨率導致的臺風結構的差異同樣能夠影響到臺風強度的模擬效果。臺風中心氣壓以及風圈大小在一定程度上能夠反映臺風強度，普遍而言，臺風中心氣壓越低，風圈越收束，能量集中，臺風越強；反之，結構愈松散，臺風越弱。從圖7可以看出，在3組實驗中，實驗A臺風風圈作用范圍最大。從風速與熱通量分布看，大風作用范圍最廣但結構最松散；實驗C臺風能量最為集中，強度最強。隨分辨率的提高，耦合導致的熱通量分布以及量值上的差異減小，實驗A中這種差異非常明顯，實驗B中差別減小了很多，實驗C中耦合與非耦合實驗基本類似，這從一定程度上說明提高分辨率可減弱海氣耦合模式在刻畫臺風時起到的負面作用。

臺風垂直氣壓溫度分布也能很好反映出臺風結構差異，以一個時刻臺風中心所在緯度取壓強與溫度垂直剖面分布（見圖8），從水平方向上看，臺風中心附近的氣壓梯度隨著分辨率提高而提高，說明提高水平分辨率后，臺風風圈作用范圍減小，水平氣壓梯度力更強，使得臺風中心附近風力更強，輻合上升運動更加強烈。比較3個耦合實驗中臺風中心附近的垂直溫度結構，分辨率提高后，實驗A1、B1、C1中臺風中心3km高度以下垂直溫度依次提高，這是由于強烈的上升流為3km下低對流層大氣帶去大量水汽，凝結后釋放潛熱。與耦合實驗相比，非耦合實驗中臺風中心氣壓更低，梯度更大，同時中心上空垂直氣溫更高。臺風經(jīng)過過程中海洋表層主要降溫區(qū)域位于右側，因而差異最為顯著，海氣耦合之后，右側區(qū)域上空氣溫受海洋影響相對較低，最高能達到3°C，所以海洋對于大氣的調節(jié)作用在耦合模式中能夠更好地體現(xiàn)出來。

2.2 海洋對臺風“山神”的響應

臺風過程會對海洋動力和熱力過程產(chǎn)生顯著影響，海洋對于臺風的響應已經(jīng)有大量成熟的結論［19－21］。由臺風引起的的渦旋與波動能夠向海洋內(nèi)部輸入大量機械能，增強海洋混合并因此改變上層海洋溫鹽結構。主要表現(xiàn)為：由Ekman抽吸和湍流混合引起的次表層冷水上翻形成SST冷異常，以及由氣旋式強風和臺風兩側近慣性流不對稱導致的特異環(huán)流場。在本文的3組耦合實驗中，上層海洋均對臺風產(chǎn)生響應，但是實驗間的差別不大，限于篇幅，這里只對實驗B的結果進行討論。

圖7 2012年10月27日12時臺風中心附近向上熱通量分布（單位：W/m2）Fig.7 Distribution of upward heat flux around typhoon center at 12：00pm on 2012-10-27（Unit：W/m2）

圖8 2012年10月27日0時過臺風中心緯向垂直溫度（填色，單位：°C）和氣壓（等值線，單位：hPa）剖面圖Fig.8 Vertical temperture profile along the latitude acrossing typhoon center at 00：00am on 2012-10-27

圖9 海表溫度（單位：°C）及表層流場（單位：m/s）分布Fig.9 Sea surface temperture and current vectors

圖10 初始時刻50m溫度（填色，單位：°C）、流場（矢量，單位：m/s）以及自由海面高度（等值線，單位：m）分布Fig.10 Temperature（shading color），current vectors at depth 50mand free surface height（contour）

從臺風經(jīng)過南海4個時刻的SST以及海表面流場（見圖9）來看，由于近慣性流方向與風矢變化方向在路徑兩側的異同性，臺風路徑右側流場遠強于左側，同樣加強了路徑右側的海水混合，導致右側冷水上翻使得SST冷異常出現(xiàn)在臺風路徑的右側。冷異常的出現(xiàn)同樣與局地溫鹽層結有關系，初始時刻即存在于南海中部的2個冷渦旋（見圖10）對冷異常起到重要作用。從圖11中可以明顯看到，在臺風穿過南海過程中，沿路徑方向伴隨著2個中尺度渦的合并增強與分離的過程，因此在臺風經(jīng)過過程中還存在臺風引起的中尺度渦旋的變化以及相關的海洋過程。中尺度冷渦在臺風經(jīng)過時的增強對次表層冷水上翻起到促進作用，同時會影響到對垂直方向上的溫鹽結構。從圖12北緯17°斷面圖可以看出，臺風經(jīng)過中尺度冷渦時，不僅會引起次表層冷水的上翻，還會在中尺度冷渦加強的過程中使冷渦處溫躍層略微上移，臺風經(jīng)過之后慢慢恢復。這一情況同樣反映在臺風前后混合層深度的變化上（見圖11），臺風經(jīng)過沒有加深混合層深度，反而在冷渦存在下使其減小。臺風引起的強烈垂直混合會使混合層深度增加。圖13是沿臺風運動路徑截取的斷面，給出該斷面在模擬5d內(nèi)混合層深度隨時間的變化?？梢悦黠@看出，臺風在到達某點時，混合層深度都有一定程度的加深，但是路徑點45～70變化不是很明顯，并且臺風經(jīng)過之后相比之前有較明顯的降低，這些路徑點都處在中尺度冷渦過程（圖中紅圈），以從一定程度上說明臺風使得混合層深度加深但是中尺度冷渦削弱了這種效果。

圖11 臺風“山神”過程中自由海面（等值線，單位：m）、混合層深度（填色，單位：m）分布Fig.11 The distribution of sea free surface height（contour）and mixed layer depth during the Typhoon Son-Tinh process

圖12 17°N斷面速度V分量以及溫度分布（等值線，°C）Fig.12 Meridional velocity and temperture at 17°N section

圖13 臺風路徑所在斷面混合層深度（單位：m）的時間變化Fig.13 Mixed layer depth along the section along the typhoon track

3 結論

本文通過4組數(shù)值實驗在海氣耦合模式基礎上初步探討了不同水平分辨率對臺風強度模擬的作用，并且討論了海洋對于臺風的響應，得到以下幾點結論：

（1）分辨率太低導致沒有足夠網(wǎng)格點刻畫臺風結構，臺風能量過于分散，難以達到實際強度；提高分辨率之后可用來刻畫臺風的網(wǎng)格點增多，通過改善臺風中心向上熱通量和臺風能量等的模擬，利于臺風強度的模擬。因此，提高模式水平分辨率能夠使臺風強度的模擬情況得到一定改善。

（2）在臺風“山神”的模擬中海洋產(chǎn)生右側冷異常，本實驗中海氣耦合過程對海表熱通量以及低層大氣溫度有明顯的影響，提高水平分辨率可能在一定程度上能夠提高耦合模式中大氣對于海溫的敏感度。從熱通量分布情況來看，提高水平分辨率可改善臺風耦合過程中海洋冷異常對向上熱通量的負面作用。對比非耦合模式結果中的臺風強度，耦合模式結果并沒有體現(xiàn)出優(yōu)勢，海洋對于臺風的反饋比如降溫等對臺風的發(fā)展增強起到負作用，從臺風“山神”個例來看，這種負面作用可隨分辨率提高而減弱。但是海洋產(chǎn)生的這種冷異常是否會隨海洋背景場和臺風的不同而變化尚需要深入研究。

（3）臺風“山神”導致的海洋響應，包括臺風引起的路徑右側冷異常。本文相應的不對稱環(huán)流場以及中尺度冷渦的增強與合并等在耦合模式中都得以體現(xiàn)。海洋中存在的中尺度冷渦增強等變化可能對臺風加深混合層深度起到抑制作用。但是由于臺風經(jīng)過時海洋觀測資料的缺乏和模式模擬的限制，這些海洋響應是否具有普遍性還需要進一步的觀測證實和模式驗證。

（4）本實驗在不同水平分辨率下對臺風“山神”進行了數(shù)值模擬。雖然27、9、3和1km 4個分辨率下的耦合實驗結果可以說明提高分辨率能夠有效改善臺風強度的模擬情況，并可以模擬研究海洋對臺風的響應等，但耦合實驗下臺風路徑的模擬似乎并沒有得到顯著性的優(yōu)化和提高。這可能是因為某些耦合過程中的物理參數(shù)化方案隨網(wǎng)格精細化已經(jīng)不再適用，例如對臺風模擬有重要影響的積云對流參數(shù)化方案在大氣模式水平分辨率小于5km時應該關閉，否則可能導致模擬出現(xiàn)偏差；其次，在對臺風數(shù)值模擬中引入合適的數(shù)據(jù)同化方法也是目前常用的行之有效的模擬做法［33］，未來研究可以嘗試采用Bogus同化方案［34］，針對不同模式空間分辨率設置合適的物理參數(shù)化方案等進行進一步的改進。

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