一個(gè)區(qū)域耦合模式在不同分辨率下對(duì)臺(tái)風(fēng) “山神”的數(shù)值模擬*

萬(wàn)修全，馬偉偉，吳德星，李明悝

（中國(guó)海洋大學(xué)1.海洋環(huán)境學(xué)院；2.物理海洋教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(guó)位于太平洋西岸，地理位置特殊，海岸線漫長(zhǎng)，易遭受臺(tái)風(fēng)襲擊，是世界上臺(tái)風(fēng)災(zāi)害最頻繁的國(guó)家之一［1］。在全球變暖以及沿海經(jīng)濟(jì)快速發(fā)展的背景下，臺(tái)風(fēng)災(zāi)害愈演愈烈［2］。因此，提高對(duì)臺(tái)風(fēng)的認(rèn)識(shí)以及預(yù)報(bào)能力，是防災(zāi)減災(zāi)的重大需求，同時(shí)亦是海洋與大氣科學(xué)研究的前沿問(wèn)題。近年來(lái)，臺(tái)風(fēng)路徑模擬的準(zhǔn)確性得到顯著提高，但是臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的模擬仍是難點(diǎn)［3］。若對(duì)臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度估計(jì)不足，損失仍然難以降低。目前對(duì)于臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度主要有2種模擬手段，一種是統(tǒng)計(jì)－動(dòng)力方法，這是一種統(tǒng)計(jì)學(xué)方法與動(dòng)力學(xué)方法相結(jié)合的客觀預(yù)報(bào)方法，例如美國(guó)颶風(fēng)中心的SHIPS模式，經(jīng)驗(yàn)統(tǒng)計(jì)是現(xiàn)今臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度業(yè)務(wù)化預(yù)報(bào)的主要手段；另一種是數(shù)值模式預(yù)報(bào)，但準(zhǔn)確性難以得到保證［4］。現(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(tái)風(fēng)研究預(yù)報(bào)。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(cè)資料的匱乏以及對(duì)臺(tái)風(fēng)相關(guān)物理過(guò)程認(rèn)識(shí)不足，預(yù)報(bào)結(jié)果存在較大誤差，尤其是臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度以及降雨分布［7－9］。

不同的數(shù)值模式提供的預(yù)報(bào)結(jié)果具有較大的差異，難以實(shí)現(xiàn)業(yè)務(wù)化推廣，使用價(jià)值不高。目前臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度預(yù)報(bào)精確性主要受限于三點(diǎn)。首先，對(duì)大氣背景和臺(tái)風(fēng)本身結(jié)構(gòu)認(rèn)識(shí)不足，大氣模式所依靠的描述大氣運(yùn)動(dòng)的數(shù)學(xué)物理方程都是各種條件下的簡(jiǎn)化形式，難以精確描述具體的大氣運(yùn)動(dòng)；其次，現(xiàn)有的觀測(cè)手段難以實(shí)現(xiàn)對(duì)臺(tái)風(fēng)的全面觀測(cè)，因此難以了解臺(tái)風(fēng)內(nèi)部細(xì)微結(jié)構(gòu)以及小尺度過(guò)程，同時(shí)觀測(cè)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(tái)風(fēng)下墊面對(duì)于臺(tái)風(fēng)的路徑強(qiáng)度影響甚巨，而現(xiàn)在對(duì)相關(guān)的海陸動(dòng)力熱力過(guò)程的復(fù)雜性以及反饋?zhàn)饔谜J(rèn)識(shí)還相當(dāng)有限。因此，完善耦合數(shù)值模式系統(tǒng)，提高臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度數(shù)值預(yù)報(bào)的準(zhǔn)確性，是一個(gè)艱巨而富有挑戰(zhàn)性的工作。

在傳統(tǒng)的臺(tái)風(fēng)數(shù)值研究中，模式很難達(dá)到足夠的分辨率。以WRF模式為例，WRF重點(diǎn)考慮水平分辨率為10km以內(nèi)［11］，然而實(shí)際應(yīng)用中，考慮到計(jì)算區(qū)域以及計(jì)算條件，較細(xì)的模式水平網(wǎng)格分辨率往往難以實(shí)現(xiàn)；同時(shí)隨著海氣耦合理論的發(fā)展，在臺(tái)風(fēng)模擬預(yù)報(bào)中愈加重視海洋的調(diào)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(tái)風(fēng)研究的熱點(diǎn)之一。這里以2012年10月發(fā)生在南海的強(qiáng)臺(tái)風(fēng)“山神”為例，利用一個(gè)區(qū)域海氣耦合模式進(jìn)行不同水平分辨率下的數(shù)值實(shí)驗(yàn)，初步探究不同水平分辨率對(duì)臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度模擬的影響以及海洋的響應(yīng)情況。

1 模式設(shè)置

模擬實(shí)驗(yàn)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(shè)置，大氣模式選擇可同時(shí)滿足天氣預(yù)報(bào)和大尺度大氣研究的WRF-ARW模式，該模式是由美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)測(cè)中心（NCEP）與其他幾個(gè)科研機(jī)構(gòu)共同開(kāi)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(biāo)，模式提供多種物理參數(shù)化方案，可以用于真實(shí)臺(tái)風(fēng)個(gè)例的模擬。海洋模式采用專門(mén)針對(duì)區(qū)域海洋問(wèn)題設(shè)計(jì)的ROMS模式，該模式是自由表面的、基于流體力學(xué)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(biāo)，垂直方向使用隨底地形變化的S坐標(biāo)，其優(yōu)點(diǎn)在于可以對(duì)某些變化劇烈的區(qū)域如溫躍層加密分層。本實(shí)驗(yàn)共進(jìn)行27、9、3和1km 4組不同分辨率的實(shí)驗(yàn)（見(jiàn)表1），受計(jì)算條件限制，1km分辨率只進(jìn)行了耦合實(shí)驗(yàn)。各實(shí)驗(yàn)都是單獨(dú)運(yùn)行，沒(méi)有嵌套組合。

表1 耦合模式實(shí)驗(yàn)分組及配置情況Table 1 Configuration of couple model experiments

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

圖1為不同組實(shí)驗(yàn)的WRF模式計(jì)算范圍，海洋模式計(jì)算范圍略小于大氣模式。在A組實(shí)驗(yàn)中大氣與海洋水平網(wǎng)格分辨率比例為3∶1，其余組實(shí)驗(yàn)中為1∶1，大氣海洋計(jì)算重合區(qū)域水平網(wǎng)格保持嚴(yán)格一致，D實(shí)驗(yàn)范圍與C實(shí)驗(yàn)相當(dāng)。海洋垂向分為33層，大氣垂向?yàn)?7層。WRF模式采用的主要物理參數(shù)化方案見(jiàn)表2，并且為了保持敏感性實(shí)驗(yàn)中參數(shù)化方案的一致性，重點(diǎn)對(duì)比研究不同水平分辨率的海氣耦合模式對(duì)臺(tái)風(fēng)個(gè)例模擬的作用，本文的不同實(shí)驗(yàn)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(tái)風(fēng)路徑與強(qiáng)度模擬對(duì)其中重要的積云對(duì)流參數(shù)化方案的選擇敏感性基本不變［13］，但是在實(shí)際臺(tái)風(fēng)數(shù)值模擬時(shí)實(shí)驗(yàn)C和實(shí)驗(yàn)D中的對(duì)流參數(shù)化方案應(yīng)該關(guān)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(guò)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(qiáng)迫場(chǎng)，主要包括凈短波輻射、凈熱通量、蒸發(fā)、降雨以及海面風(fēng)場(chǎng)等，WRF與ROMS通過(guò)硬盤(pán)上生成文件交換數(shù)據(jù)完成耦合，模式運(yùn)行相互獨(dú)立，非耦合實(shí)驗(yàn)時(shí)可只運(yùn)行WRF。為防止FNL數(shù)據(jù)中的海氣界面溫度對(duì)實(shí)驗(yàn)結(jié)果的干擾，排除不同數(shù)據(jù)源導(dǎo)致的海氣界面差異，非耦合實(shí)驗(yàn)組采用固定海洋模式初始時(shí)刻海洋SST場(chǎng)為大氣下界面條件，其余設(shè)置相同。

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

不同實(shí)驗(yàn)中大氣模式初始場(chǎng)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(shí)間分辨率為6h；海洋模式不同實(shí)驗(yàn)中海洋部分采用統(tǒng)一初始場(chǎng)（HYCOM 1/12（o）1d分辨率同化數(shù)據(jù)），實(shí)驗(yàn)A邊界同樣采用HYCOM同化數(shù)據(jù)，大區(qū)結(jié)果為小區(qū)模式提供邊界條件。臺(tái)風(fēng)“山神”自2012年10月22日形成后發(fā)展增強(qiáng)，24日在菲律賓登陸，穿越南海，于27日達(dá)到最強(qiáng)，28日登陸后減弱。本實(shí)驗(yàn)只考慮臺(tái)風(fēng)在南海上經(jīng)過(guò)的過(guò)程，所有模式實(shí)驗(yàn)從2012年10月24日6時(shí)（UTC，下同）起積分5d。計(jì)算過(guò)程中沒(méi)有進(jìn)行臺(tái)風(fēng)觀測(cè)數(shù)據(jù)的同化，以便于對(duì)不同實(shí)驗(yàn)的模擬效果進(jìn)行比對(duì)。

2 結(jié)果分析

本文主要關(guān)注不同分辨率下臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度模擬差異以及原因，同時(shí)初步探究耦合模式中不同分辨率下大氣模式對(duì)于海洋變化的敏感度以及海洋對(duì)于“山神”臺(tái)風(fēng)的響應(yīng)。

2.1 臺(tái)風(fēng)路徑強(qiáng)度模擬結(jié)果比較

分析臺(tái)風(fēng)的模擬情況需要從模式資料中確定臺(tái)風(fēng)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(chǎng)（SLP）大致給出臺(tái)風(fēng)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(tái)風(fēng)結(jié)構(gòu)一個(gè)方面，所以同時(shí)參考10m風(fēng)場(chǎng)、旋度分布，從而合理確定出臺(tái)風(fēng)中心位置。圖2（a）為耦合實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)路徑以及臺(tái)風(fēng)在不同階段的強(qiáng)度（以臺(tái)風(fēng)中心附近10m最大風(fēng)速代表臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度），非耦合實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)路徑稍有偏移（未給出），但是差別并不明顯。圖2（b）為不同時(shí)刻模擬臺(tái)風(fēng)中心位置與臺(tái)風(fēng)實(shí)際位置的偏移距離。在模擬時(shí)間內(nèi)，實(shí)驗(yàn)A1、B1、C1和D中臺(tái)風(fēng)中心位置與實(shí)際觀測(cè)位置平均偏移距離分別為103.57、112.0、88.13和71.33km。實(shí)驗(yàn) A1、B1和C1的模擬路徑整體上較實(shí)際情況偏北，實(shí)驗(yàn)D在海上的模擬路徑與實(shí)際情況較接近，但是其登陸地差別較大。比較各實(shí)驗(yàn)在不同時(shí)刻臺(tái)風(fēng)級(jí)別，提高模式的分辨率至一定量級(jí)后，對(duì)臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的模擬是有改善的（見(jiàn)圖3（a）），而且在臺(tái)風(fēng)近岸前，D實(shí)驗(yàn)臺(tái)風(fēng)路徑與實(shí)際最為吻合。

圖2 不同實(shí)驗(yàn)臺(tái)風(fēng)路徑和強(qiáng)度圖（a）及不同時(shí)刻模擬臺(tái)風(fēng)中心位置與實(shí)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(shí)驗(yàn)之間臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度模擬結(jié)果差異明顯。實(shí)驗(yàn)A中臺(tái)風(fēng)在發(fā)展到強(qiáng)熱帶風(fēng)暴之后基本上不再增強(qiáng)，而在實(shí)際情況下，臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度在27日12時(shí)之后存在顯著提高。提高分辨率之后，臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度模擬得到改善，B、C、D實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)在后半段中存在增強(qiáng)，各個(gè)時(shí)段之間亦有差異。從臺(tái)風(fēng)中心10m最大風(fēng)速（WMSP）時(shí)間序列（見(jiàn)圖3（a））中亦能看出，實(shí)驗(yàn)A中臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度在達(dá)到30m/s之后基本穩(wěn)定，提高分辨率后臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度明顯增強(qiáng)，尤其在27～28日，實(shí)驗(yàn)C、D都存在與實(shí)際情況相對(duì)應(yīng)的大幅提升，說(shuō)明在A實(shí)驗(yàn)中空間分辨率限制了臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度可以達(dá)到的上限。從整體看，耦合模式實(shí)驗(yàn)中與實(shí)際臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度符合程度最好的為實(shí)驗(yàn)D。但是在臺(tái)風(fēng)成長(zhǎng)階段（26日前后），所有實(shí)驗(yàn)?zāi)M的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度都較觀測(cè)的強(qiáng)，而在27日前后，所有實(shí)驗(yàn)?zāi)M的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度都未能達(dá)到實(shí)際的量值。從臺(tái)風(fēng)中心海面最低氣壓（MSLP）變化來(lái)看（見(jiàn)圖4），在臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度緩慢發(fā)展的階段，實(shí)驗(yàn)C1與實(shí)際情況較為相符，但在27日之后只有實(shí)驗(yàn)D表現(xiàn)出實(shí)際中與臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度迅速增強(qiáng)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(shí)際情況，從風(fēng)速、氣壓變化來(lái)看實(shí)驗(yàn)D與實(shí)測(cè)一致性最好。

圖3 臺(tái)風(fēng)中心附近10m最大風(fēng)速（a，單位：m/s，黑線為觀測(cè)）變化以及與觀測(cè)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(tái)風(fēng)中心海面氣壓（單位：hPa）變化Fig.4 Pressure of typhoon center

在非耦合實(shí)驗(yàn)中，大氣下界面保持初始時(shí)刻SST不變，因而不存在臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)過(guò)程中海洋變化對(duì)于臺(tái)風(fēng)的反饋?zhàn)饔?，向上熱通量的變化主要由SST水平分布引起。由于臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)過(guò)程中，SST主要變化位于臺(tái)風(fēng)路徑右側(cè)（見(jiàn)圖9），在耦合實(shí)驗(yàn)中由于抽吸作用臺(tái)風(fēng)主經(jīng)過(guò)范圍SST略低，使臺(tái)風(fēng)中心向上熱通量低于非耦合實(shí)驗(yàn)，導(dǎo)致耦合實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度略低于非耦合實(shí)驗(yàn)（見(jiàn)圖5），這說(shuō)明SST的變化對(duì)臺(tái)風(fēng)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(shí)驗(yàn)A組中風(fēng)速差異平均為1.5m/s，而實(shí)驗(yàn)C組中則降為0.9m/s，幅度達(dá)40%。

圖5 三組不同分辨率實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)中心附近最大風(fēng)速變化序列Fig.5 Maximum wind speed around typhoon center from couple model with different resolution

從各組實(shí)驗(yàn)臺(tái)風(fēng)中心附近平均（1°范圍內(nèi)）感熱與潛熱通量總和（以下簡(jiǎn)稱向上熱通量）的時(shí)間變化來(lái)看（見(jiàn)圖6），向上熱通量與臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度變化有很好的對(duì)應(yīng)性。在實(shí)驗(yàn)A中向上熱通量沒(méi)有很大變化，在實(shí)際臺(tái)風(fēng)迅速增強(qiáng)的階段，實(shí)驗(yàn)A中熱通量也沒(méi)有顯著性的增強(qiáng)，因而導(dǎo)致實(shí)驗(yàn)A中的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度在達(dá)到上限后基本處于較平穩(wěn)的狀態(tài)。但是在實(shí)驗(yàn)B與實(shí)驗(yàn)C中，向上熱通量都存在一段顯著上升的過(guò)程，因而導(dǎo)致臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的顯著增強(qiáng)。對(duì)比同組實(shí)驗(yàn)中耦合與非耦合過(guò)程中向上熱通量的差異，可以看出，非耦合實(shí)驗(yàn)的向上熱通量較大，特別是在實(shí)驗(yàn)B與實(shí)驗(yàn)C中，而且，隨著水平分辨率的提高，大氣模式對(duì)于海洋變化的敏感性也在增強(qiáng)。

圖6 臺(tái)風(fēng)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(dǎo)致的臺(tái)風(fēng)結(jié)構(gòu)的差異同樣能夠影響到臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的模擬效果。臺(tái)風(fēng)中心氣壓以及風(fēng)圈大小在一定程度上能夠反映臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度，普遍而言，臺(tái)風(fēng)中心氣壓越低，風(fēng)圈越收束，能量集中，臺(tái)風(fēng)越強(qiáng)；反之，結(jié)構(gòu)愈松散，臺(tái)風(fēng)越弱。從圖7可以看出，在3組實(shí)驗(yàn)中，實(shí)驗(yàn)A臺(tái)風(fēng)風(fēng)圈作用范圍最大。從風(fēng)速與熱通量分布看，大風(fēng)作用范圍最廣但結(jié)構(gòu)最松散；實(shí)驗(yàn)C臺(tái)風(fēng)能量最為集中，強(qiáng)度最強(qiáng)。隨分辨率的提高，耦合導(dǎo)致的熱通量分布以及量值上的差異減小，實(shí)驗(yàn)A中這種差異非常明顯，實(shí)驗(yàn)B中差別減小了很多，實(shí)驗(yàn)C中耦合與非耦合實(shí)驗(yàn)基本類似，這從一定程度上說(shuō)明提高分辨率可減弱海氣耦合模式在刻畫(huà)臺(tái)風(fēng)時(shí)起到的負(fù)面作用。

臺(tái)風(fēng)垂直氣壓溫度分布也能很好反映出臺(tái)風(fēng)結(jié)構(gòu)差異，以一個(gè)時(shí)刻臺(tái)風(fēng)中心所在緯度取壓強(qiáng)與溫度垂直剖面分布（見(jiàn)圖8），從水平方向上看，臺(tái)風(fēng)中心附近的氣壓梯度隨著分辨率提高而提高，說(shuō)明提高水平分辨率后，臺(tái)風(fēng)風(fēng)圈作用范圍減小，水平氣壓梯度力更強(qiáng)，使得臺(tái)風(fēng)中心附近風(fēng)力更強(qiáng)，輻合上升運(yùn)動(dòng)更加強(qiáng)烈。比較3個(gè)耦合實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)中心附近的垂直溫度結(jié)構(gòu)，分辨率提高后，實(shí)驗(yàn)A1、B1、C1中臺(tái)風(fēng)中心3km高度以下垂直溫度依次提高，這是由于強(qiáng)烈的上升流為3km下低對(duì)流層大氣帶去大量水汽，凝結(jié)后釋放潛熱。與耦合實(shí)驗(yàn)相比，非耦合實(shí)驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)中心氣壓更低，梯度更大，同時(shí)中心上空垂直氣溫更高。臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)過(guò)程中海洋表層主要降溫區(qū)域位于右側(cè)，因而差異最為顯著，海氣耦合之后，右側(cè)區(qū)域上空氣溫受海洋影響相對(duì)較低，最高能達(dá)到3°C，所以海洋對(duì)于大氣的調(diào)節(jié)作用在耦合模式中能夠更好地體現(xiàn)出來(lái)。

2.2 海洋對(duì)臺(tái)風(fēng)“山神”的響應(yīng)

臺(tái)風(fēng)過(guò)程會(huì)對(duì)海洋動(dòng)力和熱力過(guò)程產(chǎn)生顯著影響，海洋對(duì)于臺(tái)風(fēng)的響應(yīng)已經(jīng)有大量成熟的結(jié)論［19－21］。由臺(tái)風(fēng)引起的的渦旋與波動(dòng)能夠向海洋內(nèi)部輸入大量機(jī)械能，增強(qiáng)海洋混合并因此改變上層海洋溫鹽結(jié)構(gòu)。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(qiáng)風(fēng)和臺(tái)風(fēng)兩側(cè)近慣性流不對(duì)稱導(dǎo)致的特異環(huán)流場(chǎng)。在本文的3組耦合實(shí)驗(yàn)中，上層海洋均對(duì)臺(tái)風(fēng)產(chǎn)生響應(yīng)，但是實(shí)驗(yàn)間的差別不大，限于篇幅，這里只對(duì)實(shí)驗(yàn)B的結(jié)果進(jìn)行討論。

圖7 2012年10月27日12時(shí)臺(tái)風(fēng)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(shí)過(guò)臺(tái)風(fēng)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(chǎng)（單位：m/s）分布Fig.9 Sea surface temperture and current vectors

圖10 初始時(shí)刻50m溫度（填色，單位：°C）、流場(chǎng)（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(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)南海4個(gè)時(shí)刻的SST以及海表面流場(chǎng)（見(jiàn)圖9）來(lái)看，由于近慣性流方向與風(fēng)矢變化方向在路徑兩側(cè)的異同性，臺(tái)風(fēng)路徑右側(cè)流場(chǎng)遠(yuǎn)強(qiáng)于左側(cè)，同樣加強(qiáng)了路徑右側(cè)的海水混合，導(dǎo)致右側(cè)冷水上翻使得SST冷異常出現(xiàn)在臺(tái)風(fēng)路徑的右側(cè)。冷異常的出現(xiàn)同樣與局地溫鹽層結(jié)有關(guān)系，初始時(shí)刻即存在于南海中部的2個(gè)冷渦旋（見(jiàn)圖10）對(duì)冷異常起到重要作用。從圖11中可以明顯看到，在臺(tái)風(fēng)穿過(guò)南海過(guò)程中，沿路徑方向伴隨著2個(gè)中尺度渦的合并增強(qiáng)與分離的過(guò)程，因此在臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)過(guò)程中還存在臺(tái)風(fēng)引起的中尺度渦旋的變化以及相關(guān)的海洋過(guò)程。中尺度冷渦在臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)時(shí)的增強(qiáng)對(duì)次表層冷水上翻起到促進(jìn)作用，同時(shí)會(huì)影響到對(duì)垂直方向上的溫鹽結(jié)構(gòu)。從圖12北緯17°斷面圖可以看出，臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)中尺度冷渦時(shí)，不僅會(huì)引起次表層冷水的上翻，還會(huì)在中尺度冷渦加強(qiáng)的過(guò)程中使冷渦處溫躍層略微上移，臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)之后慢慢恢復(fù)。這一情況同樣反映在臺(tái)風(fēng)前后混合層深度的變化上（見(jiàn)圖11），臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)沒(méi)有加深混合層深度，反而在冷渦存在下使其減小。臺(tái)風(fēng)引起的強(qiáng)烈垂直混合會(huì)使混合層深度增加。圖13是沿臺(tái)風(fēng)運(yùn)動(dòng)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(shí)間的變化?？梢悦黠@看出，臺(tái)風(fēng)在到達(dá)某點(diǎn)時(shí)，混合層深度都有一定程度的加深，但是路徑點(diǎn)45～70變化不是很明顯，并且臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)之后相比之前有較明顯的降低，這些路徑點(diǎn)都處在中尺度冷渦過(guò)程（圖中紅圈），以從一定程度上說(shuō)明臺(tái)風(fēng)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(tái)風(fēng)“山神”過(guò)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(tái)風(fēng)路徑所在斷面混合層深度（單位：m）的時(shí)間變化Fig.13 Mixed layer depth along the section along the typhoon track

3 結(jié)論

本文通過(guò)4組數(shù)值實(shí)驗(yàn)在海氣耦合模式基礎(chǔ)上初步探討了不同水平分辨率對(duì)臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度模擬的作用，并且討論了海洋對(duì)于臺(tái)風(fēng)的響應(yīng)，得到以下幾點(diǎn)結(jié)論：

（1）分辨率太低導(dǎo)致沒(méi)有足夠網(wǎng)格點(diǎn)刻畫(huà)臺(tái)風(fēng)結(jié)構(gòu)，臺(tái)風(fēng)能量過(guò)于分散，難以達(dá)到實(shí)際強(qiáng)度；提高分辨率之后可用來(lái)刻畫(huà)臺(tái)風(fēng)的網(wǎng)格點(diǎn)增多，通過(guò)改善臺(tái)風(fēng)中心向上熱通量和臺(tái)風(fēng)能量等的模擬，利于臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的模擬。因此，提高模式水平分辨率能夠使臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的模擬情況得到一定改善。

（2）在臺(tái)風(fēng)“山神”的模擬中海洋產(chǎn)生右側(cè)冷異常，本實(shí)驗(yàn)中海氣耦合過(guò)程對(duì)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(duì)于海溫的敏感度。從熱通量分布情況來(lái)看，提高水平分辨率可改善臺(tái)風(fēng)耦合過(guò)程中海洋冷異常對(duì)向上熱通量的負(fù)面作用。對(duì)比非耦合模式結(jié)果中的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度，耦合模式結(jié)果并沒(méi)有體現(xiàn)出優(yōu)勢(shì)，海洋對(duì)于臺(tái)風(fēng)的反饋比如降溫等對(duì)臺(tái)風(fēng)的發(fā)展增強(qiáng)起到負(fù)作用，從臺(tái)風(fēng)“山神”個(gè)例來(lái)看，這種負(fù)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(huì)隨海洋背景場(chǎng)和臺(tái)風(fēng)的不同而變化尚需要深入研究。

（3）臺(tái)風(fēng)“山神”導(dǎo)致的海洋響應(yīng)，包括臺(tái)風(fēng)引起的路徑右側(cè)冷異常。本文相應(yīng)的不對(duì)稱環(huán)流場(chǎng)以及中尺度冷渦的增強(qiáng)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(qiáng)等變化可能對(duì)臺(tái)風(fēng)加深混合層深度起到抑制作用。但是由于臺(tái)風(fēng)經(jīng)過(guò)時(shí)海洋觀測(cè)資料的缺乏和模式模擬的限制，這些海洋響應(yīng)是否具有普遍性還需要進(jìn)一步的觀測(cè)證實(shí)和模式驗(yàn)證。

（4）本實(shí)驗(yàn)在不同水平分辨率下對(duì)臺(tái)風(fēng)“山神”進(jìn)行了數(shù)值模擬。雖然27、9、3和1km 4個(gè)分辨率下的耦合實(shí)驗(yàn)結(jié)果可以說(shuō)明提高分辨率能夠有效改善臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的模擬情況，并可以模擬研究海洋對(duì)臺(tái)風(fēng)的響應(yīng)等，但耦合實(shí)驗(yàn)下臺(tái)風(fēng)路徑的模擬似乎并沒(méi)有得到顯著性的優(yōu)化和提高。這可能是因?yàn)槟承詈线^(guò)程中的物理參數(shù)化方案隨網(wǎng)格精細(xì)化已經(jīng)不再適用，例如對(duì)臺(tái)風(fēng)模擬有重要影響的積云對(duì)流參數(shù)化方案在大氣模式水平分辨率小于5km時(shí)應(yīng)該關(guān)閉，否則可能導(dǎo)致模擬出現(xiàn)偏差；其次，在對(duì)臺(tái)風(fēng)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(lái)研究可以嘗試采用Bogus同化方案［34］，針對(duì)不同模式空間分辨率設(shè)置合適的物理參數(shù)化方案等進(jìn)行進(jìn)一步的改進(jìn)。

［1］陳聯(lián)壽，孟智勇.我國(guó)熱帶氣旋研究十年進(jìn)展 ［J］.大氣科學(xué)，2001，25：420-432.

［2］秦大河.氣候變化·區(qū)域應(yīng)對(duì)與防災(zāi)減災(zāi)：氣候變化背景下極端事件相關(guān)災(zāi)害影響及應(yīng)對(duì)策略［M］.北京：科學(xué)出版社，2009.

［3］陳玉林，周軍，馬奮華.登陸我國(guó)臺(tái)風(fēng)研究概述［J］.氣象科學(xué)，2005，25（3）：319-329.

［4］費(fèi)建芳，黃小剛，程小平，等.熱帶氣旋海棠（2005）強(qiáng)度數(shù)值模擬試驗(yàn) ［J］.氣象科學(xué)，2010，30（5）：657-665.

［5］Pielke R A.Mesoscale meteorological modeling［M］.New York：Academic Press，1984：612.

［6］Ninomiya K.Mesoscale numerical weather prediction，numerical prediction of mesoscale severe phenomena in japan，short and medium range numerical weather predition［M］.Tokyo：Wmo/Iugg Nwp Symposium，1986：517-531.

［7］孫健，趙平.用WRF于MM5模擬1998年3次暴雨過(guò)程的對(duì)比分析 ［J］.氣象學(xué)報(bào)，2003，61（6）：22-26.

［8］劉寧微，王奉安.WRF和MM5模式對(duì)遼寧暴雨模擬的對(duì)比分析［J］.氣象科技，2006，34（4）：692-701.

［9］McFarquhar G M，Zhang H N，Heymsfield G，et al.Factors affecting the evolution of Hurricane Erin（2001）and the distributions of hydrometeors：Role of microphysical processes［J］.J Atmos Sci，2006，63：127-150.

［10］王振會(huì)，河惠卿，金正潤(rùn)，等.積云數(shù)化和微物理方案不同組合應(yīng)用對(duì)臺(tái)風(fēng)路徑模擬效果的影響［J］.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2009，25：435-441.

［11］廖鏡彪，王雪梅，夏北成，等.WRF模式中微物理和積云參數(shù)化方案的對(duì)比試驗(yàn) ［J］.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2012，28（4）：461-470.

［12］Christina M Patricola，Li Mingkui，Xu Zhao，et al.An investigation of tropical Atlantic bias in a high-resolution coupled regional climate model［J］.Climate Dynamics，2012，39：2443-2463.

［13］李響.WRF模式中積云對(duì)流參數(shù)化方案對(duì)西北太平洋臺(tái)風(fēng)路徑與強(qiáng)度模擬的影響 ［J］.中國(guó)科學(xué)：地球科學(xué)，2012，42（12）：1966-1978.

［14］Hong Songyou，Dudhia J，Chen Shuhua.A revised approach to ice microphysical processes for the bulk parameterization of clouds and precipitation［J］.Mon Wea Rev，2004，132（1）：103-120.

［15］Hong S Y，Noh Y，Dudhia J.A new vertical diffusion package with an explicit treatment of entrainment processes［J］.Mon Wea Rev，2006，134（9）：2318-2341.

［16］Mlawer E J，Taubman S J，Brown P D，et al.Radiative transfer for inhomogeneous atmosphere：RRTM，a validated correlated-k model for the long-wave［J］.J Geophys Res，1997，102：16663-16682.

［17］Chou M D，Suarez M J.A solar radiation parameterization for atmospheric studies［R］.［s.1.］：NASA Tech.Rep.Series on Global Modeling and Data Assimilation， NASA/TM-1999-104606，1999，15：40.

［18］Kain J S.The Kain-Fritsch Convective Parameterization：An Update［J］.J Appl Meteor，2004，43，170-181.

［19］Chang Y C，Tseng R S，Centurioni L R.Typhoon-Induced Strong Surface Flows in the Taiwan Strait and Pacific ［J］.J Oceanogr，2010，66：175-182.

［20］Sanford T B，Price J F，Girton J B.Upper-Ocean response to hurricane Frances（2004）observed by profiling EM-APEX floats［J］.J Phys Oceanogr，2011，41：1041-1056.

［21］Lu Z M，Huang R X.The three-dimensional steady circulation in a Homogenous Ocean induced by a stationary hurricane ［J］.Journal of Physical Oceanography，2010，40：1441-1457.

［22］曾智華，陳聯(lián)壽.海洋混合層厚度對(duì)熱帶氣旋結(jié)構(gòu)和強(qiáng)度變化影響的數(shù)值試驗(yàn) ［J］.高原氣象，2011，30（6）：1584-1593.

［23］陳炯，鄭永光.WRF模式中不同邊界層參數(shù)化方案對(duì)2003年7月江淮暴雨的數(shù)值模擬及其比較［C］.［s.1.］：中國(guó)氣象學(xué)會(huì)2003年年會(huì)論文集（7），2003：221-224.

［24］Gill A E.On the behavior of internal waves in the wakes of storms［J］.J Phys Oceanogr，1984，14：1129-1151.

［25］Tang Y M，Kleeman R，Moore A M.SST assimilation experiments in a tropical Pacific Ocean model［J］.J Phys Oceanogr，2004，34：623-642.

［26］Emanuel K.Contribution of tropical cyclones to meridional heat transport by the oceans［J］.J Geophys Res，2001，106：14771-14781.

［27］Sriver R L，Huber M.Modeled sensitivity of upper thermocline properties to tropical cyclone winds and possible feedbacks on the Hadley circulation［J］.Geophys Res Lett，2010，37（8）doi：101029/2011JC007295.

［28］Manucharyan G E，Brierley C M，F(xiàn)edorov A V.Climate impacts of intermittent upper ocean mixing induced by tropical cyclones［J］.J Geophys Res，2011，116 （C11），doi：101029/2011JC007295.

［29］Knutson T R.coauthors.Tropical cyclones and climate change［J］.Nature Geoscience，2010，3：157-163.

［30］Oey L Y，Ezer T，Wang D P，et al.Hurricane-induced motions and interaction with ocean currents［J］.Cont Shelf Res，2007，27：1249-1263.

［31］Liu L L，Wang W，Huang R X.The mechanical energy input to the ocean induced by tropical cyclones［J］.J Phys Oceanogr，2008，38：1253-1266.

［32］Ding Y H，Reiter E R.Some conditions influencing the variability of typhoon formation over the west Pacific-ocean［J］.Archives for Meteorology Geophysics and Bioclimatology Series a-Meteorology and Atmospheric Physics，1981，30：327-342.

［33］Zhang Xiao-yan，WANG Bing，JI Zhong-zhen，et al.Initialization and simulation of a typhoon using 4-dimensional variational data assimilation-research on typhoon Herb（1996）［J］.Advances in Atmospheric Science，2003，20（4）：612-622.

［34］林芳妮，萬(wàn)齊林，管兆勇，多時(shí)刻臺(tái)風(fēng)Bogus資料同化對(duì)臺(tái)風(fēng)“天鵝”的影響 ［J］.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2011，27（2）：230-236.