東海黑潮暖舌對熱帶氣旋“派比安”（1807）強度影響

趙振馳，許士斌，黃菲，董茹月，陳文聰，樊婷婷

摘要：通過使用天氣研究與預報（weather research and forecasting，WRF）模式對熱帶氣旋（tropical cyclone，TC）個例“派比安”（1807）進行了一組數(shù)值試驗，分析了東海黑潮暖舌對其強度的影響。研究結(jié)果表明，東海黑潮暖舌高海溫導致TC區(qū)域內(nèi)海氣界面熱通量顯著增加，并造成TC邊界層不穩(wěn)定特征發(fā)展，形成了有利于垂直對流發(fā)展的邊界層環(huán)境。因此TC內(nèi)特別是TC眼墻處對流更為活躍，TC強度顯著提高，同時，黑潮暖舌對TC的局部加熱還將引起TC內(nèi)部對流活動的非對稱分布。根據(jù)數(shù)值試驗的結(jié)果，黑潮暖舌為“派比安”整體動能增加做出約24.7%的貢獻，中心氣壓變化對東海黑潮暖舌高海溫特征的響應時間約為10 h。此外在黑潮暖舌作用下，“派比安”7級風圈半徑擴張16.3%，最大風速半徑收縮10.7%。

關(guān)鍵詞：熱帶氣旋；東海黑潮；海氣相互作用；熱帶氣旋邊界層

中圖分類號：P447? ? ? 文獻標志碼：A? ? ? ?文章編號：2096-3599（2023）02-0001-00

DOI： 10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2023.02.010

Impact of Kuroshio warm tongue in the East China Sea on intensity of Tropical Cyclone Prapiroon （1807）

ZHAO Zhenchi1， XU Shibin1， HUANG Fei1，2， DONG Ruyue3， CHEN Wencong4， FAN Tingting5

（1. College of Oceanic and Atmospheric Sciences， Ocean University of China， Qingdao 266100， China; 2. Key Laboratory of Physical Oceanography of Ministry of Education/Institute for Advanced Ocean Study， Ocean University of China， Qingdao 266100， China; 3. Beihai Bureau of Ministry of Natural Resources， Qingdao 266061， China; 4. Institute of Artificial Intelligence for Meteorology， Chinese Academy of Meteorological Science， Beijing 100081， China; 5. School of Mathematics and Physics， Qingdao University of Science and Technology， Qingdao 266061， China）

Abstract： The impact of Kuroshio warm tongue in the East China Sea on the intensity of Tropical Cyclone （TC） Prapiroon （1807） is analyzed by performing a set of numerical experiments using the weather research and forecasting （WRF） model. The results suggest that the high sea surface temperature of the Kuroshio warm tongue leads to the significant increase of heat flux at the air-sea interface under the TC， and causes the development of instability characteristics in the TC boundary layer， forming a boundary layer environment conducive to the development of vertical convection. Therefore， the convection in the TC， especially in the TC eyewall， is more active， and the TC intensity is significantly increased. The local heating of TC by Kuroshio warm tongue also causes the asymmetric distribution of convections in the TC. According to the results of numerical experiments， the Kuroshio warm tongue contributes about 24.7% to the total kinetic energy of Prapiroon， and the response time of central pressure change to the high sea surface temperature of Kuroshio warm tongue is about 10 h. In addition， under the effect of Kuroshio warm tongue， the radius of moderate gale of Prapiroon expandes by 16.3%， and the radius of maximum wind shrinks by 10.7%.

Keywords： tropical cyclone; Kuroshio in the East China Sea; air-sea interaction; tropical cyclone boundary layer

引言

眾多研究表明，較高的海表溫度（sea surface temperature，SST；高于26 ℃）不僅是熱帶氣旋（tropical cyclone，TC）生成的基本條件[1-2]，并且在TC強度和結(jié)構(gòu)演變過程中起重要作用[3-4]。SST的高低會顯著影響海洋和大氣間的熱通量傳遞，較暖的海洋可以提供對流發(fā)展所需要的大量海氣界面熱通量，有利于TC的生成和增強[5-7]。有研究表明，SST每增加1 ℃，TC的強度會增加12.5%[8]，但SST的變化對于TC路徑的影響是較小的[9-11]。

海洋上層存在著許多高熱含量的中尺度系統(tǒng)，如暖心渦旋、墨西哥灣流、黑潮等，它們的暖水特征對TC的發(fā)展有顯著的影響[12]。Huo等[10]發(fā)現(xiàn)中尺度暖渦造成的局地SST正異常在一定程度上促進了“天鴿”（1717）的快速增強過程。而Kafatos等[13]的研究發(fā)現(xiàn)墨西哥灣流的高海溫異常造成的高潛熱和感熱通量在颶風Katrina登陸前的增強過程中起到了重要作用。黑潮是西北太平洋一支強西邊界流，同時也是世界上第二大暖流，Wada[4]利用海氣耦合模式發(fā)現(xiàn)黑潮延伸體的暖海洋條件對Man-yi（2013）的增強作用，超過TC自身造成的SST冷卻對TC強度的抑制作用，并促成了Man-yi的快速增強過程。而東海黑潮流徑約占黑潮總流徑的一半，并且相較于墨西哥灣流和海洋暖渦的高SST影響，東海黑潮存在其特殊性。首先相對墨西哥灣流，東海黑潮所在緯度位置更高，與周圍水團溫度特征差異更為明顯，其主軸附近的SST顯著高于東西兩側(cè)的SST約1～3 ℃，表現(xiàn)為黑潮鋒和琉球群島之間一條強而窄的海溫暖舌，而此區(qū)域也是中國鄰海向大氣輸送潛熱通量最為強烈的區(qū)域[14-15]。其次，相對海洋暖渦旋，東海黑潮的高海溫特征是一條帶狀高海溫區(qū)域，有著與暖渦不同的加熱形勢。經(jīng)統(tǒng)計平均每年有3～4個TC經(jīng)過東海黑潮暖舌影響到中國東部，因此有必要對TC對于這種冷暖對比強烈的特殊條帶狀加熱區(qū)域的響應過程進行系統(tǒng)研究。

在東海黑潮暖舌對TC的影響方面，前人已經(jīng)統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)東南—西北走向穿越東海黑潮的81個TC個例中僅不到40%的個例出現(xiàn)了增強，但沿東海西南—東北走向移動的TC個例中有90%出現(xiàn)了增強趨勢，這與該類走向的TC與東海黑潮接觸時間較長，有充分時間與黑潮暖舌發(fā)生海氣相互作用有關(guān)[14，16]。

可見從觀測角度東海黑潮暖舌確實對TC強度產(chǎn)生了影響，但在統(tǒng)計分析中，黑潮暖舌對TC強度的獨立貢獻比例難以被分離出來，導致黑潮暖舌對TC強度的貢獻與其他因素對TC強度的貢獻混淆在一起。因此本文旨在利用數(shù)值試驗方法進行去除東海黑潮暖舌特征的敏感性試驗，研究黑潮暖舌造成TC強度特征變化的獨立貢獻和基本機制，以及TC強度變化對暖舌的響應時間。此外TC的尺寸參數(shù)如7級風圈半徑和最大風速半徑對東海黑潮暖舌的響應尚缺乏研究，這對于了解TC的致災范圍有重要意義[17]。而TC邊界層作為TC結(jié)構(gòu)的重要組成部分，大氣和海洋發(fā)生的物質(zhì)和能量交換均是在邊界層實現(xiàn)的，大氣會在邊界層內(nèi)獲得來自于海表的熱量和水汽[18]。即海洋與大氣相互作用會首先通過熱力學和動力學過程對海氣交界面產(chǎn)生影響，改變TC的邊界層結(jié)構(gòu)，進而影響上層大氣。已有研究表明，海洋冷渦可以通過促進TC穩(wěn)定邊界層的形成，改變TC渦旋結(jié)構(gòu)以及降低TC的強度，并且穩(wěn)定邊界層特征出現(xiàn)位置和TC與冷渦的相對位置有關(guān)[19]。但目前關(guān)于東海黑潮暖舌對于TC邊界層穩(wěn)定性影響的研究還比較缺乏，因此很有必要對黑潮暖舌和TC邊界層穩(wěn)定性的關(guān)系進行探究。

本文選取TC個例“派比安”（1807），利用天氣研究與預報（weather research and forecasting，WRF）模式再現(xiàn)了“派比安”的移動路徑和強度變化，并進一步進行了敏感性試驗，探究了東海黑潮暖舌影響TC強度演變的特征和基本物理機制。

1 資料與數(shù)值試驗設(shè)計

1.1 海溫、大氣資料

文中使用的大氣數(shù)值模式初始和側(cè)邊界場資料來自美國國家環(huán)境預測中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）提供的全球再分析資料（Final Operational Global Analysis; https：//rda.ucar.edu/datasets/ds083.2/），其水平分辨率為1°×1°，垂向分為32層，時間分辨率為6 h。試驗中所使用的下墊面SST場來自全球逐日海溫-海冰融合產(chǎn)品（The Operational Sea Surface Temperature and Ice Analysis，OSTIA）數(shù)據(jù)集（https：//ghrsst-pp.metoffice.gov.uk/ostia-website/index.html），水平分辨率為0.25°×0.25°。

1.2 TC最佳路徑數(shù)據(jù)集

文中使用的TC最佳路徑數(shù)據(jù)集來自日本氣象廳（Japan Meteorological Agency，JMA；https：//www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/besttrack.html）。

1.3 WRF模式和試驗設(shè)計

WRF-ARW（Advanced Research Weather Research and Forecasting）是一種中尺度、非靜力完全可壓縮的大氣動力模式，對于TC的模擬具有較大優(yōu)勢，本文中采用WRF-ARW 4.0.3版本進行數(shù)值模擬。

“派比安”為2018年第7號TC，6月27日21時（世界時，下同）在菲律賓以東洋面上生成為熱帶低壓，生成之后向西北方向緩慢移動，其中心于6月30日18時進入東海黑潮暖舌區(qū)域（黑潮暖舌區(qū)域如圖1中綠色框線區(qū)域所示），并沿暖舌向?qū)︸R海峽方向移動。根據(jù)JMA最佳路徑數(shù)據(jù)集，其在黑潮暖舌上行進時間長達48 h，有充足時間受到暖舌的影響，因此本文中選取其作為典型個例進行數(shù)值模擬并設(shè)計一組對比試驗來探究東海黑潮暖舌對其結(jié)構(gòu)和強度的影響。

“派比安”的模擬區(qū)域如圖2所示，本次模擬中采用雙層嵌套固定網(wǎng)格，第一層網(wǎng)格水平分辨率為9 km，網(wǎng)格點數(shù)為305×319（d01區(qū)域），第二層網(wǎng)格水平分辨率為3 km，網(wǎng)格點數(shù)為550×688（d02區(qū)域），垂直方向上為45層，模式層頂為50 hPa，模式的積分步長為30 s。模擬時間為2018年6月29日00時到2018年7月3日18時，共計114 h，為保證模擬數(shù)據(jù)可靠性，參考Ma[20]和Sun等[21]的試驗設(shè)計，模擬前24 h作為其起旋（spin-up）時間。本文對模擬開始時間的選擇主要考慮了在模式經(jīng)過spin-up過程后，TC需要尚未進入黑潮暖舌區(qū)域，結(jié)束時間主要考慮到部分物理量對黑潮暖舌產(chǎn)生響應可能需要一定的時間，因此將模擬結(jié)束時間選擇在TC移出黑潮暖舌區(qū)域的24 h之后，此時TC已移入對馬海峽，距東海黑潮位置較遠。試驗中采用如下參數(shù)化過程：（1）云微物理方案使用 Lin等[22]參數(shù)化方案；（2）長波輻射參數(shù)化過程采用RRTM（Rapid Radiative Transfer Model）參數(shù)化方案[23]，短波輻射參數(shù)化過程采用 Dudhia參數(shù)化方案[24]；（3）近地面層方案使用 Revised MM5 Monin-Obukhov方案；（4）陸面過程方案使用Noah方案；（5）邊界層參數(shù)化過程采用Yonsei University參數(shù)化方案[25]；（6）積云對流參數(shù)化方案使用Kain-Fritsch方案[26]（d02區(qū)域中不使用積云參數(shù)化方案）。

本文的數(shù)值試驗設(shè)計如下：第一組試驗中將使用模式開始時間6月29日00時SST（見圖1a）作為下墊面海溫強迫場（with-K試驗），模式運行中固定海溫不隨時間變化；而另一組試驗中將對東海黑潮暖舌特征進行去除（non-K試驗），去除方法即令暖舌特征區(qū)域內(nèi)同緯度格點SST等于模擬區(qū)域?qū)暥绕骄鵖ST，由此將暖舌特征進行去除，去除后的SST場如圖1b所示。將兩組試驗結(jié)果進行對比，探究東海黑潮暖舌在“派比安”結(jié)構(gòu)和強度演變中所起到的作用。

2 模擬結(jié)果概況

首先對with-K試驗和non-K試驗模擬結(jié)果與JMA觀測數(shù)據(jù)進行對比。with-K和non-K試驗均較好的模擬出了“派比安”的移動路徑（圖3a），與JMA觀測數(shù)據(jù)相比，兩組試驗90 h（即模擬第24 ～114小時，模擬前24 h為spin-up時間）平均偏差分別約為38 km和56 km。而在強度方面（圖3b），與觀測數(shù)據(jù)進行對比，with-K試驗模擬的“派比安”中心氣壓90 h平均偏差約為?2.14 hPa，non-K試驗則為2.84 hPa。整體上，with-K試驗和non-K試驗均成功模擬了“派比安”的移動路徑，with-K試驗模擬的TC強度雖然略強于實況，但其對于強度變化趨勢的體現(xiàn)仍優(yōu)于non-K試驗，尤其對于TC剛進入黑潮暖舌區(qū)的時刻（7月1日00時—7月2日00時），with-K試驗TC平均強度為977.53 hPa，相較最佳路徑數(shù)據(jù)的平均誤差僅為1.54 hPa，non-K試驗TC平均強度為981.47 hPa，相較最佳路徑數(shù)據(jù)的平均誤差為5.48 hPa。另外，TC生命史最強時刻（7月2日18—21時），with-K試驗TC平均強度為957.61 hPa，平均誤差僅為?2.39 hPa，non-K試驗TC平均強度為967.11 hPa，平均誤差為7.11 hPa。由于兩組試驗區(qū)別僅在于是否對東海黑潮暖舌特征進行去除，可以認為non-K試驗相對with-K試驗的變化僅是由東海黑潮暖舌獨立造成的，因此可通過這一對比試驗，探究黑潮暖舌在“派比安”發(fā)展中的作用。

由圖3a可見，with-K和non-K試驗TC路徑差異不大，經(jīng)統(tǒng)計兩試驗90 h平均偏差僅38 km，東海黑潮暖舌存在與否對其影響是比較小的，即TC路徑對SST的改變并不敏感，這與前人的研究結(jié)論是一致的[9-11]。經(jīng)過計算兩組試驗TC中心進入和移出東海黑潮暖舌特征區(qū)域時間相同，即6月30日15時—7月2日18時（模擬第39～90小時）共計51 h，隨后對該時間段內(nèi)兩組試驗的差異進行重點研究。

圖3b顯示黑潮暖舌對于TC強度的影響是顯著的，兩組試驗最低中心氣壓大概于7月1日00時開始出現(xiàn)較為顯著差異，with-K試驗與non-K試驗中心氣壓的最小值存在9.8 hPa的差異，可以計算得到黑潮暖舌為“派比安”增強過程（7月1日00時—7月2日18時）中心氣壓的下降做出約31%的貢獻，TC生命期平均中心氣壓下降5 hPa，即“派比安”與東海黑潮暖舌的長時間接觸顯著促進了“派比安”的增強。

為了解東海黑潮暖舌對于TC風場水平尺度的影響，本文以臺風中心為原點，將10 m風速進行方位角平均，得到平均風場沿徑向的分布，取最大風速所在的半徑為最大風速半徑[19]，取眼墻外側(cè)7級風達到的半徑為7級風圈半徑，對兩組試驗TC的7級風圈半徑、最大風速半徑進行了計算和比較。結(jié)果表明在暖舌影響下，with-K試驗中TC的7級風圈半徑顯著擴張，最大超過200 km（圖4a），經(jīng)過計算TC中心與黑潮暖舌接觸期間，with-K試驗TC平均7級風圈半徑為181.5 km，相對non-K試驗擴張了16.3%，這意味著TC的強風災害影響范圍將顯著擴大。在最大風速半徑方面，由圖4b可見，模擬第51小時（7月1日03時）之后，with-K試驗中TC最大風速半徑迅速縮?。囱蹓κ湛s），且明顯小于non-K試驗，TC結(jié)構(gòu)趨于緊湊。并且直至模擬第95小時（7月2日22時），with-K試驗的最大風速半徑基本都要明顯小于non-K試驗。經(jīng)過計算，TC中心與黑潮暖舌接觸期間with-K試驗平均最大風速半徑為40.7 km，相對non-K試驗縮小10.7%。值得注意的是，在TC離開黑潮暖舌4 h之后（7月2日22時），with-K試驗最大風速半徑大小恢復至與non-K試驗相當，兩組試驗最大風速半徑差異不再明顯。但是with-K試驗中TC的7級風圈半徑并沒有很快恢復至non-K試驗的大小，而是在隨后的TC生命期中始終大于non-K試驗。這也意味著在黑潮暖舌影響下，TC所造成的災害范圍會顯著增大，并且在TC離開黑潮暖舌區(qū)域后，擴張的TC強風災害影響范圍特征仍會被持續(xù)保留，對沿岸人民財產(chǎn)生命安全造成更大影響。

3 黑潮暖舌的熱力效應

海洋與大氣之間的能量交換主要通過海氣界面間的湍流熱通量交換來實現(xiàn)，海洋向大氣輸送的湍流熱通量是TC發(fā)展的一個重要能量來源。熱通量主要分為兩部分，一是潛熱通量，二是感熱通量，它們的計算公式如下：

其中為潛熱通量，為感熱通量，為表面的空氣密度，為水的汽化潛熱，為定壓比熱容， 和分別為水汽交換系數(shù)和表面熱交換系數(shù)，為海洋與大氣之間的比濕差，為海洋與大氣之間的位溫差，為模式最底層風速。由潛熱通量和感熱通量的公式可知，潛熱通量主要受海表與大氣之間水汽含量差異和風速的影響，而感熱通量主要受海表與大氣間溫差和風速的影響。

經(jīng)統(tǒng)計，在“派比安”中心與黑潮暖舌接觸時間段內(nèi)（模擬時間第39～90小時）的TC中心180 km半徑內(nèi)（180 km半徑內(nèi)是海氣間熱通量交換較為強烈的區(qū)域（圖5–6）），with-K試驗平均海氣比濕差為0.701 g·kg?1，SST與2 m氣溫差為0.879 ℃；而non-K試驗中，平均海氣比濕差僅為0.503 g·kg?1，SST與2 m氣溫差僅為0.248 ℃。因此TC在黑潮暖舌上移動時，with-K試驗中TC從海洋中獲得的潛熱通量和感熱通量都明顯高于non-K試驗（圖5–6）；并且with-K試驗（圖 5b、c和圖 6b、c）中，TC內(nèi)核區(qū)域眼墻附近相對non-K試驗（圖 5e、f和圖 6e、f）形成了明顯的環(huán)狀高潛熱通量和感熱通量區(qū)域，即東海黑潮暖舌的存在顯著提高了“派比安”眼墻附近潛熱通量和感熱通量的輸送。根據(jù)潛熱和感熱通量計算公式，這一環(huán)狀高熱通量區(qū)域主要是由眼墻較高的底層風速配合with-K試驗中較顯著的海氣間溫差和水汽差導致的。7月2日00時，with-K試驗中由于受到向北伸展的黑潮暖舌的強烈加熱作用，該環(huán)狀高熱通量區(qū)域同樣出現(xiàn)向北伸展特征（圖5c和圖 6c）。經(jīng)過計算，non-K試驗相對于with-K試驗在潛熱通量部分下降了40.36%，感熱通量部分下降了67.72%。黑潮暖舌造成的更高的海氣溫差以及海氣間水汽差異大大促進了海洋向大氣的潛熱通量和感熱通量的輸送，為TC發(fā)展提供更多能量。

圖7a顯示了“派比安”180 km半徑范圍內(nèi)，with-K試驗減non-K試驗TC方位角平均海氣熱通量差異隨半徑–時間變化，可見熱通量差異演變呈現(xiàn)出明顯雙峰分布特征，其中第一次峰值出現(xiàn)在第60小時左右，第二次峰值出現(xiàn)在第80小時左右。由圖8可見熱通量差異和SST差異時間序列同期相關(guān)，相關(guān)性高達0.929 7，通過99%顯著性檢驗，因此這兩次熱通量差異峰值主要是with-K試驗中TC路徑上黑潮暖舌高SST與non-K試驗中緯向平均背景海溫的強烈對比引起的。而TC可以視為一種熱機，其通過眼墻中的濕對流非絕熱加熱過程將從海洋中攝取的熱量轉(zhuǎn)化為動能，經(jīng)過計算，模擬時間內(nèi)相對non-K試驗，with-K試驗平均動能增加了24.7%。但TC從海洋下墊面獲得高熱通量導致TC強度增強需要一定的時間，即TC強度對海氣熱通量改變存在響應時間。圖7b顯示了兩組試驗模式底層到14 km高度垂直平均和方位角平均后的動能差異隨半徑–時間的變化，本文中動能的計算公式為

其中為空氣密度，為TC的三維風場?？梢妱幽懿町惻c熱通量差異隨時間演變非常相似，同樣存在兩次峰值，但是動能差異峰值相對熱通量差異峰值存在明顯的滯后趨勢。超前滯后相關(guān)分析顯示（圖8），兩組試驗海氣熱通量差異對動能差異在超前13 h時存在最高的相關(guān)性，相關(guān)系數(shù)達到了0.766，而其對中心氣壓差異在超前10 h時相關(guān)性最高，達到?0.808，均通過99%的顯著性檢驗，即TC中心氣壓和TC整體動能對海氣間熱通量升高（下墊面SST增加）的響應時間約為10 h和13 h，黑潮暖舌高SST加熱作用所導致的熱通量差異可能首先對TC中心氣壓產(chǎn)生影響，隨后進一步導致TC動能發(fā)生變化。

4 東海黑潮暖舌對“派比安”邊界層及對流活動的影響

如前文所述，東海黑潮暖舌的存在導致了海氣界面更強的熱通量釋放，而海洋與大氣相互作用會首先通過熱力學和動力學過程對海氣交界面產(chǎn)生影響[18]，改變TC的邊界層結(jié)構(gòu)，進而影響上層大氣，因此有必要對東海黑潮對于TC邊界層特征的影響進行探究。

Stull[27]研究表明垂直位溫梯度可以作為邊界層穩(wěn)定性的判據(jù)，根據(jù)譚曉林[16]給出的TC穩(wěn)定和不穩(wěn)定邊界層判斷方法，本文采用如下TC邊界層穩(wěn)定性判定方法：如果邊界層內(nèi)所有高度格點均滿足 ?θ/?z > 0，判定此處邊界層穩(wěn)定，否則判定此處為非穩(wěn)定邊界層。圖9顯示了“派比安”在東海黑潮暖舌區(qū)域移動并發(fā)展增強時，兩組試驗中180 km半徑范圍內(nèi)非穩(wěn)定邊界層格點數(shù)和平均對流有效位能（convective available potential energy，CAPE）隨時間的演變，經(jīng)過統(tǒng)計“派比安”在黑潮暖舌區(qū)域停留的時段內(nèi)，距TC中心180 km半徑內(nèi)，non-K試驗中非穩(wěn)定邊界層格點數(shù)量較with-K試驗中減少了45.8%，即with-K試驗中TC在接觸到黑潮暖下墊面之后，TC區(qū)域內(nèi)非穩(wěn)定邊界層格點數(shù)較non-K試驗明顯增加。對流有效位能是TC對流活動的主要能量來源，能定量反映大氣中是否可能發(fā)生深厚對流[11，16]。伴隨with-K相對non-K試驗中非穩(wěn)定邊界層格點數(shù)的增加，其平均CAPE也始終高于non-K試驗，經(jīng)計算with-K試驗中CAPE增加了17.4%，即with-K試驗中存在相對non-K試驗更為深厚的對流活動能量（圖9）。并且非穩(wěn)定邊界格點數(shù)與CAPE時間序列存在較好的相關(guān)性，with-K試驗中它們的相關(guān)性達到了0.96，其在non-K試驗中相關(guān)性也達到了0.81，均通過99%的顯著性檢驗。這說明with-K試驗中黑潮暖舌的高SST導致的高熱通量具有促進非穩(wěn)定邊界層生成發(fā)展的作用，而大范圍的非穩(wěn)定邊界層又將促進對流活動的垂直發(fā)展造成TC強度增強，non-K試驗中較低的SST則會抑制TC對流活動的發(fā)展。

圖10a–d是兩組試驗東北、西北、西南、東南象限方位角平均的with-K試驗減non-K試驗CAPE差異隨半徑–時間變化圖，伴隨with-K試驗中4個象限內(nèi)熱通量的普遍增加（圖10a–d）以及邊界層非穩(wěn)定特征發(fā)展，CAPE也隨之增加，并且第60小時之前with-K試驗4個象限的眼區(qū)CAPE值相對non-K均有非常顯著的升高，而眼區(qū)內(nèi)更高的CAPE可以激發(fā)深對流過程，因此有利于TC的增強[28]。

一個較為明顯的特征是第85小時之后，除西北象限（圖10b）以外，其余象限均出現(xiàn)了40 km半徑之外CAPE值的普遍增加，東南象限CAPE值增加最為劇烈（圖10d），這實際上體現(xiàn)了黑潮對“派比安”的局部加熱作用。隨著TC向北移出黑潮暖舌區(qū)域，西北象限的熱通量差異高值區(qū)范圍迅速向TC中心收縮降低（圖10b），難以維持該象限兩組試驗的CAPE差異；而東南象限此時處于黑潮主軸，受到黑潮暖舌高SST的強烈加熱作用，正值熱通量差異的第二個峰值（圖10d），并且增加程度在4個象限中最大，因此也獲得了最多的CAPE正差異。CAPE值的差異可以直接反映到對流活動強度上，7月2日18時（模擬第90小時），with-K試驗（圖11a）TC東南象限仍處于黑潮暖舌之上受到加熱作用，擁有較高的CAPE，云頂亮溫也顯著低于non-K試驗（圖11b），表明此時with-K試驗東南象限存在更為強烈的對流活動[29]。而此時西北象限已處于黑潮暖舌邊緣，受到加熱作用較小，其相對non-K試驗云頂亮溫區(qū)別較小，對流活動強度差異較小。以上結(jié)果表明，黑潮暖舌對TC的局部加熱作用為TC對流活動的非對稱分布做出了貢獻。

5 小結(jié)

利用WRF通過設(shè)計以6月29日00時實際SST場作為TC下墊面的with-K試驗，以及將黑潮暖舌特征進行去除后的SST場作為下墊面的non-K試驗，探究了東海黑潮暖舌對1807號TC“派比安”強度特征的影響及其基本物理機制。主要結(jié)論如下：

（1）東海黑潮暖舌導致“派比安”顯著增強，其中心氣壓相對沒有黑潮暖舌影響最多下降9.8 hPa，且東海黑潮暖舌為TC增強過程做出31%的貢獻，為平均動能增加做出約24.7%的貢獻。

（2）東海黑潮暖舌導致“派比安”增強的主要機制是黑潮暖舌高SST加熱作用使“派比安”獲得更多的海氣間熱通量，并使得邊界層不穩(wěn)定特征發(fā)展，形成了有利于垂直對流發(fā)展的邊界層環(huán)境，大氣CAPE，尤其是眼墻處CAPE值的明顯增加，促進了眼墻對流活動的大幅增強，使得“派比安”強度得到顯著增強。TC中心氣壓和TC整體動能對海氣間熱通量升高（東海黑潮暖舌加熱作用）的響應時間約為10 h和13 h。

（3）TC的水平尺度方面，東海黑潮暖舌導致其7級風圈半徑出現(xiàn)持續(xù)擴張，但同時最大風速半徑將出現(xiàn)收縮趨勢。并且在其離開東海黑潮暖舌后，with-K試驗最大風速半徑大小較快恢復至與non-K試驗相當，但with-K試驗中TC的7級風圈半徑并不會恢復至non-K試驗的大小，而是在隨后的TC生命期中始終大于non-K試驗，這可能造成TC致災范圍的擴大。

（4）東海黑潮暖舌對TC的局部加熱將加強TC內(nèi)部對流活動的非對稱分布。

本文以“派比安”為例對東海黑潮暖舌在其發(fā)展演變過程中的影響進行了研究，在未來的研究中將會選取更多受到東海黑潮及其附近高SST影響的TC進行研究，并對影響機制進行更為深入的探討，以期總結(jié)出更具有普適性的結(jié)論。

參考文獻：

[1] CHAN J C L， DUAN Y H， SHAY L K. Tropical cyclone intensity change from a simple ocean–atmosphere coupled model[J]. J Atmos Sci，2001，58（2）：154-172.

[2] KAPLAN J， DEMARIA M. Large-scale characteristics of rapidly intensifying tropical cyclones in the North Atlantic Basin[J]. Wea Forecasting，2003，18（6）：1093-1108.

[3] 劉磊，費建芳，林霄沛，等.海氣相互作用對“格美”臺風發(fā)展的影響研究[J].大氣科學， 2011，35（3）：444-456.[知網(wǎng)]

[4] WADA A. Unusually rapid intensification of Typhoon Man-yi in 2013 under preexisting warm-water conditions near the Kuroshio front south of Japan[J]. J Oceanogr， 2015， 71（5）： 597-622.

[5] EMANUEL K A. The maximum intensity of hurricanes[J]. J Atmos Sci， 1988， 45（7）： 1143-1155.

[6] GRAY W M. The formation of tropical cyclones[J]. Meteorl Atmos Phys， 1998， 67（1）： 37-69.

[7] 周冠博，董林，柳龍生，等.2007號臺風“海高斯”快速加強的成因分析[J].海洋氣象學報，2021，41（1）：100-108.[知網(wǎng)]

[8] 劉貝，周倩瑩，付東洋.海面溫度對南海臺風強度的影響[J].廣東海洋大學學報，2019，39（1）：97-104.

[9] 馬艷，華鋒，陳麗娟，等.海面溫度變化影響臺風“海棠”強度的數(shù)值研究[J].海洋科學進展，2007，25（4）：453-459.

[10] SHEN L Z， WU C C， JUDT F. The role of surface heat fluxes on the size of Typhoon Megi （2016）[J]. J Atmos Sci，2021，78（4）：1075-1093.

[11] HUO Z M， DUAN Y H， LIU X. The effect of the warm water and its weak negative feedback on the rapid intensification of Typhoon Hato （2017）[J]. J Trop Meteorol，2020，26（3）：402416.

[12] HONG X D， CHANG S W， RAMAN S， et al. The interaction between hurricane opal （1995） and a warm core ring in the gulf of Mexico[J]. Mon Wea Rev，2000，128（5）：1347-1365.

[13] KAFATOS M， SUN D L， GAUTAM R， et al. Role of anomalous warm gulf waters in the intensification of Hurricane Katrina[J]. Geophys Res Lett， 2006， 33（17）： L17802.

[14] YU Y， DONG C M， SHAN H X， et al. Statistical analysis of intensity variations in tropical cyclones in the East China Sea passing over the Kuroshio[J]. J Oceanol Limnol， 2020， 38（6）： 1632-1639.

[15] 殷明，肖子牛，黎鑫，等.東海黑潮暖舌的演變及其對我國氣溫的影響[J].氣候與環(huán)境研究，2016，21（3）：333-345.

[16] 周婉君，徐海明.東中國海黑潮影響熱帶氣旋強度的觀測分析和數(shù)值模擬[J].大氣科學學報，2015，38（1）：9-18.

[17] 李麗芳，任福民，劉春霞，等.臺風大風預報研究回顧[J].海洋氣象學報，2022，42（1）：50-60.

[18] 譚曉林.海氣相互作用對臺風“杜鵑”強度和邊界層過程的影響研究[D].長沙：國防科技大學，2019.

[19] MA Z H， FEI J F， HUANG X G， et al. A study of the interaction between Typhoon Francisco （2013） and a cold-core eddy. Part II： boundary layer structures[J]. J Atmos Sci，2020，77（8）：2865-2883.

[20] MA Z H. A study of the interaction between Typhoon Francisco （2013） and a cold-core eddy. Part I： rapid weakening[J]. J Atmos Sci，2020，77（1）：355-377.

[21] SUN J， WANG G H， XIONG X J， et al. Impact of warm mesoscale eddy on tropical cyclone intensity[J]. Acta Oceanol Sin，2020，39（8）：1-13.

[22] LIN Y L， FARLEY R D， ORVILLE H D. Bulk parameterization of the snow field in a cloud model[J]. J Appl Meteor Climatol，1983，22（6）：1065-1092.

[23] MLAWER E J， TAUBMAN S J， BROWN P D， et al. Radiative transfer for inhomogeneous atmospheres： RRTM， a validated correlated-k model for the longwave[J]. J Geophys Res：Atmos，1997，102（D14）：16663-16682.

[24] DUDHIA J. Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-dimensional model[J]. J Atmos Sci，1989，46（20）：3077-3107.

[25] 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.

[26] KAIN J S. The Kain–Fritsch convective parameterization： an update[J]. J Appl Meteor，2004，43（1）：170-181.

[27] STULL R B. An Introduction to Boundary Layer Meteorology[M]. Dordrecht： Springer Dordrecht，1988： 499-543.

[28] MIYAMOTO Y， TAKEMI T. A transition mechanism for the spontaneous axisymmetric intensification of tropical cyclones[J]. J Atmos Sci， 2013， 70（1）： 112-129.

[29] 高曉梅， 李峰， 王文波， 等. 臺風“利奇馬”引發(fā)山東極端暴雨的多尺度特征分析[J]. 海洋氣象學報， 2022， 42（2）： 33-43.