陳 鵬，萬凌峰，常舒捷

（1.廣東海洋大學海洋與氣象學院，廣東 湛江 524088；2.中國氣象科學研究院，北京 100081；3.中國海洋大學海洋高等研究院,山東 青島 266100）

少數(shù)臺風登陸前快速增強，嚴重威脅登陸范圍內的人們生命和財產安全。在西北太平洋和北大西洋地區(qū)中，熱帶氣旋在24 h 內強度（風速）增加15 m/s，即熱帶氣旋快速增強[1-2]。近幾年，在預報模擬熱帶氣旋移動路徑方面研究已取得較大進展，但在強度變化尤其是強度快速增強方面的研究相當有限[3-8]。由于熱帶氣旋快速增強過程是復雜的非線性過程，存在多個因素互相競爭和協(xié)同影響，對于快速增強過程的準確預報仍較為困難。

研究認為，熱帶氣旋快速增強的影響因子主要有熱力學和動力學因子兩方面，熱力學因子包括海表面溫度（SST）、大氣穩(wěn)定度、中對流層濕度等，動力學因子包括底部渦度變化、高層輻散、垂直風切變等[3]。據(jù)統(tǒng)計，平均每年有0.8 個有快速增強現(xiàn)象的臺風在華南地區(qū)近海登陸，且常發(fā)生在東高西低型環(huán)流場中[4]。如2019 年的臺風“利奇馬”，其登陸浙江后一直往北移動，影響范圍包括華東、華中、華北和東北地區(qū)，有影響范圍廣、災害影響大和登陸強度強等特點。

Holliday 等[5]認為，海表溫度高于28 ℃是西北太平洋熱帶氣旋快速增強前提之一。中低對流層中的高相對濕度（Relative humidity，RHUM）、弱垂直風切變、溫暖的海表面溫度和高層槽的微弱作用力均為熱帶氣旋在快速增強過程中的有利環(huán)境條件[1-2,6-8]。在中尺度渦流、環(huán)流和鋒流等作用下，熱帶氣旋獲得來自溫暖海洋深層混合層的熱能[9-15]，熱帶氣旋強度快速增強。熱帶氣旋強度也受環(huán)境風垂直切變的影響，環(huán)境風垂直切變較弱有利于熱帶氣旋增強[16]。在熱帶氣旋快速增強的預報方面，SST并非關鍵參數(shù)[17-18]，常用參數(shù)為熱帶氣旋熱勢（Tropical cyclone heat potential，TCHP），其定義為從海平面到海水26 ℃等溫線深度的熱含量總和[19]，主要用于估計由熱帶氣旋轉化的潛熱熱量，在統(tǒng)計強度預測方案中比SST 預測效果更佳[18]。迄今，由于缺乏可靠的數(shù)據(jù)資料，國內在熱帶氣旋通過時的多尺度海氣相互作用研究相當有限，對熱帶氣旋移動中快速增強過程的低估或預報不足將導致防災減災工作受阻。本研究以臺風“利奇馬”為例，運用中尺度WRF（The Weather Research and Forecasting）模式模擬臺風快速增強過程，結合再分析資料分析快速增強過程中的海洋響應。

1 數(shù)據(jù)與方法

熱帶氣旋路徑資料使用中國氣象局熱帶氣旋資料中心（China Meteorological Administration,CMA）提供的CMA 熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)集[20-21]（https://tcdata.typhoon.org.cn/zjljsjj_zlhq.html），范圍囊括西北太平洋（含南海，赤道以北，東經180°以西）海域，對于登陸我國的臺風，在其登陸前24 h 及在我國陸地活動期間，最佳路徑時間頻次加密為逐3 h 一次。為研究超強臺風“利奇馬”快速增強期間的中尺度海洋過程變化，所需海洋數(shù)據(jù)為歐洲哥白尼海事服務局提供的全球海洋物理再分析資料，使用的數(shù)據(jù)包括SST、逐小時海平面高度異常（SSA）、海表鹽度（SSS），空間分辨率為0.083°×0.083°，產品數(shù)據(jù)主要基于全球預測系統(tǒng)（Copernicus Marine Environment Monitoring Service，CMEMS）提供的接近實時、可官網(wǎng)下載（https://resources.marine.copernicus.eu/product-detail/GLOBAL_MULTIYEAR_PHY_001_030/INFORMATION）的數(shù)據(jù)。

為更直觀地體現(xiàn)TCHP在熱帶氣旋快速增強過程中的作用，借鑒LIN 等[11]的方法得到TCHP，TCHP的定義：

式（1）中，cp為恒定壓力下的比熱[3.9 kJ/(kg·K)]，D26為海水26 ℃的等溫線深度，ρ(z)為海水密度，T(z)為海水溫度，通過利用哥白尼海洋數(shù)據(jù)提供的中國沿海和鄰近海域溫度和鹽度再分析資料，計算超強臺風“利奇馬”快速增強期間的TCHP。

由于中尺度WRF 模式精度高、方案新，并包含多種地球系統(tǒng)過程，在臺風研究等需要高精度資料方面已得到廣泛應用，利用WRF模式可得到時空分辨率更高的資料，因此，本研究采用WRF 模式模擬超強臺風“利奇馬”快速增強過程中的基本特征。

2 臺風“利奇馬”快速增強階段與海洋響應

2.1 臺風概況及數(shù)值模擬

為得到臺風“利奇馬”的細節(jié)特征，利用中尺度WRF 模式模擬臺風快速增強到登陸的過程。選擇的模擬區(qū)域范圍是110°?130° E，10°?30° N，采用Mercator投影，水平分辨率設置為6 km，垂直方向上設置40 層，模式頂部設在50 hPa（約20 km）。初始場使用ECMWF 的ERA5 逐小時數(shù)據(jù)生成。選擇WRF 模式自帶的多種參數(shù)化方案，微物理采用Lin方案、Kain-Fritsch 積云對流方案[22]，YSU 行星邊界層和輻射強迫方案[23]，RRTM 長波輻射[24]和Dudhia短波輻射強迫方案[25]。

模式的啟動時刻設置為2019 年8 月6 日00:00時，時間步長為30 s，間隔10 min 輸出一次模擬結果，模擬時長為2019 年8 月6 日00:00 時―8 月10 日00:00時，共4 d。

圖1 顯示“利奇馬”中心軌跡（圖1(b)）和強度（圖1(a)）演變特征。“利奇馬”于7 月29 日3 時[協(xié)調世界時（UTC），下同]以熱帶云團形式出現(xiàn)在菲律賓呂宋島以東的洋面上。該熱帶低壓繼續(xù)往西北方向移動，于8 月4 日15 時被日本氣象廳升格為熱帶風暴，于8 月7 日5 時演變?yōu)榕_風，臨近中心最大風力12 級（33 m/s），中心最低氣壓975 hPa，七級風圈半徑200～350 km，十級風圈半徑50 km，8 月10 日01:45 時在浙江省溫嶺市城南鎮(zhèn)沿海地區(qū)登陸。

中尺度WRF 模式模擬臺風路徑較佳，陳丹等[26]通過數(shù)值模擬研究臺風“麥莎”誘發(fā)的平流層重力波時，中尺度WRF 模式在最大風速和氣壓方面模擬效果較佳。本研究亦采用此方法。在風速折線圖上（圖1(a)），比較臺風“利奇馬”的中心風速和最低氣壓的模擬結果，發(fā)現(xiàn)較好地重現(xiàn)“利奇馬”從熱帶風暴演變?yōu)榕_風這一典型階段在快速增強過程中的強度變化。在從熱帶風暴形成到臺風登陸時間段內，對比數(shù)值模擬的臺風路徑與實際臺風路徑（圖1(b)），模擬結果與實際數(shù)值幾乎完全一致。

圖1 臺風“利奇馬”模擬和實況的風速(a)、海平面氣壓(a)、路徑(b)演變特征Fig.1 Change characteristics of typhoon Lichma’s simulated and lives’wind speed(a),sea level pressure(a),and path(b)

為更好地體現(xiàn)“利奇馬”的增強過程，氣旋級別根據(jù)世界氣象組織規(guī)定的最大風力級別標準[27]劃定，即中心最大風速Vmax<18 m/s 為熱帶低壓階段，18 m/s≤Vmax<33 m/s 為熱帶風暴階段，33 m/s≤Vmax<67 m/s 為臺風階段。隨風速和強度的變化，“利奇馬”向臺風階段轉變的時間點為模擬臺風生命史第19 小時，達到最強的時間點為第60 小時，隨后強度逐漸減弱，模擬結果較好地體現(xiàn)了變化趨勢，但在最強時的模擬結果比實際提前約9 h，在強度上也稍弱。在海平面最低氣壓圖（圖1(a)）上可見，模擬的變化趨勢與實際基本一致，達到氣壓最低的時刻與最大風速圖（圖1(a)）所反映的情況相對應。

2.2 臺風快速增強過程的海洋響應

為揭示超強臺風“利奇馬”在快速增強過程中的海洋內部響應，除比較超強臺風“利奇馬”的模擬特征與實況數(shù)據(jù)外，還以歐洲哥白尼海洋數(shù)據(jù)中的海溫、海平面高度異常、海表鹽度為基礎，對比分析臺風增強過程中這些因子的變化。根據(jù)熱帶氣旋快速增強的定義，將此臺風快速增強時間定在2019年8 月6－7 日，具體為模擬第12～36 小時之間，為期24 h。

比較圖2(a)和(b)可見，“利奇馬”快速增強前SST 有所升高，前期下墊面SST 正異常有利于熱帶氣旋快速增強過程的發(fā)生，較高的SST 通過促進海表與大氣的熱通量交換進而促使快速增強過程發(fā)生。在快速增強過程中（圖2(c)），海表面溫度呈下降趨勢，降溫范圍向周圍擴大，海表面溫度差值最低可達－1.3 ℃/d。這是由于臺風快速增強產生?？寺槲饔?，形成風海流，增加了海水蒸發(fā)，促進了海氣之間的熱力循環(huán)，所以海表面溫度下降對熱帶氣旋的強化造成抑制作用，與Emanuel[28]研究結果一致。圖2(d)可見，快速增強階段之后，海表溫度下降區(qū)域沿著臺風路徑范圍擴大，因此氣旋快速增強的影響是持續(xù)性的。

圖2 氣旋快速增強前后海表面溫度差值分布Fig.2 Distribution of sea surface temperature difference before and after typhoon rapid intensification

圖3(a)可見，8 月5 日即快速增強前，生成“利奇馬”的海域海平面基本無高度異常。8 月6 日到8 月7 日，在“利奇馬”快速增強過程中（圖3(b)和3(c)），熱帶氣旋路徑經過海域的海平面高度發(fā)生負異常。負SSA 表明洋面下溫度相對平均氣候態(tài)的寒冷異常[13,29]，異常值在－0.1 m～－0.2 m 之間，這種異常減弱了熱帶氣旋的快速增強，在快速增強過程之后負異常仍出現(xiàn)在臺風路徑范圍。

圖3 臺風快速增強前后海平面高度異常分布Fig.3 Distribution of sea surface height anomaly before and after typhoon rapid intensification

圖4可見，沿著臺風“利奇馬”移動路徑上，海域上TCHP 基本是低值區(qū)（藍色區(qū)域），為20～70 KJ/cm2。在臺風“利奇馬”經過時（圖4(b)和4(c)），所經過海域的TCHP 發(fā)生明顯下降，約降20 KJ/cm2。這主要是由于?？寺槲鼘е碌难竺嫦卵罅髯兓?，抬高了溫躍層的高度，使海洋上層厚度變薄，進而降低了熱含量，而大氣-海洋通量只占TCHP 下降的10%～20%[29-33]。另外，TCHP 在臺風外圍增加，這由暖水匯聚所致?？傊?，在無其他外界因素影響時，TCHP 較高可為熱帶氣旋強化提供更多能量，TCHP 超過80 kJ·cm-2可被認為是有利熱帶氣旋的快速增強過程，這一結論也得到國外學者研究的佐證[18,34]。

圖4 臺風快速增強前后TCHP分布Fig.4 Distribution of TCHP before and after rapid intensification of typhoon Lichma’s

將臺風“利奇馬”區(qū)域劃分為以50、50～100、100～200 km 為半徑的3 個區(qū)域（圖5(b)），圖5(a)反映臺風快速增強過程中TCHP 隨時間變化特征，圖5(c)則說明在臺風快速增強中的TCHP 變化率。從熱帶低壓生成到氣旋快速增強結束，TCHP 一直處于快速下降趨勢，在氣旋快速增強過程中，相較于50～100 km 和100～200 km 的范圍，以50 km 為半徑的區(qū)域TCHP 下降速率最快，下降16 K/cm2（圖5(a)）。此外，在快速增強前（8 月5 日），臺風外圍100 km 的TCHP 下降比 內核50 km 快。TCHP 是表征海洋淺層能量的重要指標，其變化主要通過兩種方式：一是海洋能量通過感熱、潛熱或輻射等方式傳輸?shù)酱髿?，二是海水上下層交換或洋流流動。因此，TCHP 可通過以上兩種方式下降。由圖5(c)可知，TCHP 在臺風內外圍的下降速率隨時間變化，在臺風快速增強前，外圍（100～200 km）的下降速率大于內核（<50 km），之后隨著臺風快速增強，臺風內核的TCHP 下降速率最大，之后隨著臺風離開附近海域，附近海域TCHP 開始回升，且內核的回升速率大于外圍。快速增強階段的TCHP 變化較大，50 km 區(qū)域內下降-14.544 8 K/cm2，50～100 km 區(qū)域內下降-13.486 8 K/cm2，TCHP 短時間內變化較大且異常負值會影響熱帶氣旋本身強度進一步發(fā)展。

圖5 TCHP的變化（a、c）以及臺風“利奇馬”實況的路徑及區(qū)域劃分（b）Fig.5 Change of TCHP(a,c)and typhoon Lekima’s live track and regional classification(b)

利用哥白尼全球海洋物理再分析資料的海表鹽度數(shù)據(jù)，將臺風“利奇馬”區(qū)域劃分為以50、50～100、100～200 km 為半徑的三個區(qū)域，分別求各區(qū)域的平均海表面鹽度及溫度。圖6 可見，8 月6 日到8 月7 日熱帶氣旋快速增強階段，洋面上鹽度呈直線下降趨勢，在增強結束時達到最低值。50 km和50～100 km 區(qū)域內鹽度分別變化-0.0114、-0.0459。?？寺槲痛怪蓖牧骰旌吓c風的作用力密切相關[30]，洋面上的強風引起洋面下湍流混合，進而破壞了海洋上部的穩(wěn)定狀態(tài)，而較深層冷水和鹽水被吸入混合層中，導致洋面海水溫度下降和鹽化。但伴隨臺風的強降水會引起洋面水通量激增，減弱了垂直混合，并反過來削弱深層寒冷海水對混合層的夾帶作用，這一定程度上驗證了Chu等[35-36]的研究結論。呂巧誼等[37]通過時間分辨率30 min 和空間分辨率0.1°×0.1°的降水資料IMERGL，研究超強臺風“利奇馬”在快速增強過程中的降水演變，發(fā)現(xiàn)在快速增強啟動前降水高頻區(qū)從臺風內核延伸至外圍，臨近啟動時高值幾乎覆蓋了外圍區(qū)域，這一發(fā)現(xiàn)較好地對應了圖6(b)中的海表鹽度變化情況。

圖6 海表鹽度的變化Fig.6 Change of sea surface salinity

圖7可見，熱帶氣旋快速增強時間段（圖中灰色區(qū)域）的海表面溫度下降速率最快，50 km 區(qū)域下降0.689 2 K，50～100 km 區(qū)域下降0.675 0 K，100～200 km 區(qū)域下降0.661 9 K，下墊面溫度負異常會抑制熱帶氣旋的快速增強過程。

圖7 海表面溫度的變化Fig.7 Change of sea surface temperature

2.3 臺風快速增強階段模擬結果

在氣旋快速增強過程中海平面水平風速分布如圖8 所示，選用的時刻分別為6 日12 時、6 日18時、7 日0 時、7 日06 時、7 日12 時和7 日18 時。中尺度WRF 模式可較好地模擬海平面水平風速，尤其在氣旋快速增強的時間段。臺風中心附近先出現(xiàn)一條28 m/s 以上的風速帶，再發(fā)展成為繞臺風眼的內核風墻，最后變成延伸至臺風外圍一道32 m/s 以上的風墻。在熱帶氣旋快速增強過程中，風速在臺風中心由遠及近逐漸增大，下面探究氣旋快速增強階段海洋響應與海平面水平風速變化的關系。

圖8 WRF模式模擬臺風“利奇馬”海平面水平風速分布Fig.8 Sea level horizontal wind speed distribution of Typhoon Lichma simulated by WRF model

圖9 可見，WRF 模式模擬的臺風內外圍海平面水平風速在快速增強前和增強過程中變化速率各不相同，變化幅度較大，增強結束后變化趨于一致?？焖僭鰪娗芭_風內核的水平風速下降幅度較中環(huán)、外圍大，由于海洋?？寺槲饔茫魈窖蟊砻嫔系男行秋L系隨緯度而改變風向風速，風應力方向和強弱也隨緯度變化，進而形成風海流，使洋面及洋面下海水存在流動，導致臺風中環(huán)、外圍的TCHP 下降比內核快，這與圖7(a)一致。在快速增強階段，臺風內核的水平風速大于中環(huán)、外圍，這也較好地解釋圖7(c) 中內核TCHP 變化率最大的現(xiàn)象。

圖9 WRF模式模擬的臺風“利奇馬”海平面水平風速的變化Fig.9 Change of sea level horizontal wind speed of typhoon Lekima simulated by WRF mode

圖10 分別給出臺風處于快速增強階段850 hPa高度上的垂直速度幅度，時次分別為6 日12 時、6 日18時、7日0時、7日06時、7日09時、7日12時。在8日6 日12 時臺風“利奇馬”進入快速增強階段，850 hPa高度上的垂直速度隨時間的演變，體現(xiàn)為沿臺風中心向外正負速度中心交替出現(xiàn)。在臺風“利奇馬”從熱帶風暴進入臺風階段并達到最強（7 日12 時圖），可見大氣發(fā)生明顯擾動，隨著臺風加強，這種大氣波動也隨之增強并向周圍傳播。

圖10顯示從水平方向的大氣擾動特征。下面從臺風中心出發(fā)，進一步得到垂直速度的經度高度剖面。圖11顯示，從快速增強開始到結束（圖11(a-e)），在臺風上空存在很強的上升氣流，又被稱為“能量累積區(qū)”，這為后面產生大氣擾動提供了動力。在臺風中心上空周圍出現(xiàn)上升氣流和下沉氣流交替的特征，這也與圖10 相對應。在快速增強過程中，臺風中心附近有強烈的下沉氣流，所產生的強風和強降水是造成圖7(a)中TCHP 變化的原因，正是增強過程中的海洋響應導致TCHP 減少，反過來抑制了熱帶氣旋自身的強化。另外，結合圖10 和圖11可見，強擾動區(qū)出現(xiàn)在臺風中心周圍，且越靠近中心擾動越強烈，垂直風呈正負交錯分布，弧形分布的波陣面離開臺風中心逐漸向周圍傳播最終消散，這種明顯的弧狀擾動揭示了臺風快速增強過程中的海洋與大氣存在著緊密聯(lián)系。

圖10 WRF模式模擬的850 hPa垂直速度水平分布Fig.10 horizontal distribution of vertical velocity at 850 hPa simulated by WRF Model

3 結論

本研究利用中尺度WRF模式對超強臺風“利奇馬”進行模擬，并結合CMA 熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)集和歐洲哥白尼全球海洋物理再分析資料，對臺風在快速增強過程中的海洋響應進行分析和討論，得出以下結論：

1）海表面溫度負異常不利于熱帶氣旋快速增強發(fā)展。在臺風“利奇馬”快速增強過程中，由于臺風引起海面上的異常風浪，導致洋面溫暖海水往四周流走，使較低層冷水上升，海表面溫度呈下降趨勢，降溫范圍向周圍擴大，海表面溫度差值最低可達-1.3 ℃/d，由于快速增強過程增加了海水蒸發(fā)，促進了海氣之間的熱力循環(huán)，所以海表面溫度下降會對熱帶氣旋的發(fā)展強化造成抑制作用。

2）無其他外界因素影響時，TCHP 較高可為熱帶氣旋的增強提供更多能量，TCHP 超過一定閾值可被認為有利于熱帶氣旋的快速增強，但快速增強過程導致的TCHP 異常負值會抑制增強過程的發(fā)展。本研究發(fā)現(xiàn)在臺風快速增強期前后，臺風內外圍的TCHP 變化率并不一致，快速增強前外圍的TCHP 下降率快于內核，在快速增強期間內核海域的TCHP下降率可達到最大。

3）在臺風“利奇馬”快速增強過程中，由于海洋與大氣的能量交換，發(fā)生強烈的海氣相互作用，大氣發(fā)生擾動。隨著臺風“利奇馬”的增強，臺風中心附近海平面最后變成延伸至臺風外圍一道風墻。臺風中心上空產生大氣波動，強擾動區(qū)出現(xiàn)在臺風中心周圍，越靠近臺風眼越強烈，出現(xiàn)正負速度中心交替的現(xiàn)象，弧形分布的波陣面離開臺風中心逐漸向周圍傳播最終消散。

4）快速增強期臺風中心附近內外圍海域TCHP的下降率與海表溫度、鹽度以及海表面風場有較好的對應關系。

本研究中，在臺風快速增強期前后臺風內外圍的TCHP 變化率并不一致，快速增強前外圍的下降率要快于內圍，內圍海域的TCHP 下降率進入快速增強階段才達到最大，這一發(fā)現(xiàn)對于近海臺風快速增強過程預報、臺風防災減災方面具有一定參考價值。本研究討論了超強臺風“利奇馬”在快速增強過程中的海洋響應，但對臺風快速增強機理有待進一步深入研究，季風環(huán)流、南亞高壓和越赤道氣流等大尺度背景場結合海氣相互作用是日后研究應關注的重點。