2016, Vol. 59
在过去几十年中，由于观测技术(尤其是卫星和下投式探空观测(Soden et al.，2001；Tuleya and Lord，1997；Aberson and Franklin，1999))、数值模式(Emanuel and Ivkovic-Rothman，1999)和理论认识(Chan and Gray，1982；McAdie and Lawrence，2000；Wu and Wang，2000)的不断进步，热带气旋(TC)路径预报精度稳步提高；但复杂的数值模式和先进的卫星探测(McAdie and Lawrence，2000)技术却没有明显提高TC强度预报的水平，因此，结构和强度变化的物理机制研究一直是国际热带气旋研究的热点和重点，而许多复杂物理过程都对热带气旋的结构和强度变化有着显著影响，如海气相互作用，台风与环境系统相互作用等(Zeng et al.，2008； Ying and Zhang，2012; Wang，2002a，b；Zhang et al.，2005；Houze et al.，2007；Qiu et al.，2010；Sun et al.，2014；2015a；2015b).此外，最近越来越多的研究关注TC内对流带，特别是眼墙区和螺旋雨带的结构和变化对TC结构和强度变化的影响.由于TC内的深厚对流带具有滚轴型中尺度带状分布，带状对流的启动和发展机制是TC结构和强度变化的重要课题，大气内部过程产生的中尺度环流系统都受到大气中的动力不稳定制约，中尺度不稳定包括的Kelvin-Helmholtz不稳定、对称性不稳定及EKman不稳定都与环境风垂直切变(VWS)有关，因此TC结构和强度的变化一方面与复杂环境的相互作用有关，其中对VWS相互作用过程有重要作用，另一方面又与TC内部对流发展有关.
已经证明VWS对TC的强度变化有着明显影响，Frank和Ritchie(1999，2001)研究认为VWS的高(低)值与TC迅速衰亡(增强)相关.已有研究指出VWS的大小与TC强度变化呈反相关，因而认为较大的VWS对TC增强起着负作用，也是大多数TC不能达到其潜在强度(potential intensity)的主要原因(DeMaria and Kaplan，1994；Zeng et al.，2007，2008).VWS影响TC强度的物理机制可能包括：高层暖心的通风效应(Frank and Ritchie，2001；Wong and Chan，2004；)；对流层稳定度的增加(DeMaria，1996)；涡动动能通量的作用；低熵空气对眼壁区域的入侵(Riemer et al.，2010)；低熵空气的中层通风效应(Tang and Emanuel，2010)；这些研究指出了VWS作用下对TC发展中热力效应的影响，而VWS动力作用的分析尚不多见.曾智华等(2009)初步研究指出VWS层次、量值和方向的非均匀性对TC强度的影响，如TC强度变化受东风切变影响要比西风切变小，深层VWS对TC强度有作用，弱TC对流层中低层的VWS对其有更明显的影响.Zhang和Chen(2012)建议，除了200~850 hPa 的VWS变外，还应多关注高层VWS.可以看出VWS的非均匀性对TC是具有重要影响的，但其非均匀分布是如何影响TC强度变化的物理过程尚不清楚.
VWS另一方面的重要作用是导致TC内非对称对流分布的变化，Frank和Ritchie(1999)认为VWS与TC内核结构也有密切关系，但是VWS如何影响眼墙内雨带和外雨带的形成和发展的研究尚不多见，特别是VWS非均匀分布对TC对流分布的影响，以及VWS非均匀分布和TC内涡散运动相互作用的分析还不多.
以往研究VWS着眼于低分辨率的环境风垂直分布，即利用200hPa与850hPa之间的风矢之差来代表整层的VWS，但是TC在移动过程中存在环境大气系统的改变，以及大气系统与TC相对位置变化，因而在深厚的TC对流区，VWS分布是不均匀的，这种不均匀性对TC强度和结构变化的影响研究是非常重要的.因此，本文基于观测资料分析“菲特”台风的发展过程，应用WRF(v3.4)模式进行模拟，并在模式大气资料能够充分再现观测资料特征的基础上，将“菲特”台风划分为：发展加强、持续强盛、快速衰减三个时期；分析“菲特”台风环境平均风和VWS的波状时空演变特征，揭示VWS的波状时空演变特征对“菲特”台风结构的对称性变化以及对其长生命史强维持的作用.
2 “菲特”台风过程概述和数值模拟 2.1 “菲特”概述2013年13号台风“菲特”于9月30日12时(世界时间，下同)在菲律宾以东洋面上生成；于10月01日09时在西北太平洋洋面上加强为强热带风暴；2日21时加强为台风；4日12时加强为强台风；6日17时15分在福建省福鼎市沙埕镇沿海登陆，登陆时中心附近最大风力有14级(42 m·s-1)，中心最低气压为955 hPa；6日19时减弱为台风，20时减弱为强热带风暴，21时减弱为热带风暴；7日01时在福建省建瓯市境内减弱为热带低压，持续时间为95 h，其中4日12时至6日18时有长达54 h的强台风阶段.其最低气压强度随时间变化与常见台风的“V”型情况不同，呈“U”型变化，这是一次罕见的长生命史强台风过程.在此期间，2013年14号台风“丹娜丝”于10月4日06时发展为热带风暴，尾随“菲特”台风向西偏北方向移动；5日06时发展为强热带风暴；5日18时发展为台风；6日06时发展为强台风；07日00时发展为强台风，路径逐渐转向偏北方向.分析卫星云图资料发现(图略)，“菲特”台风云系由发展加强期的松散不对称状态，转为强台风期结构紧密的对称性状态.在登陆后，云系结构又逐渐变得松散且呈非对称性，登陆后台风的强降水也主要集中在台风的北部.
天气尺度分析表明，“菲特”台风移动过程中，环境场的影响系统发生变化，在“菲特”台风发展西移过程中，西太平洋副热带高压也不断地加强西伸，随着“菲特”台风靠近并登陆，副热带高压西伸明显，在北纬36°左右与中高纬的槽脊活动形成对峙.当“菲特”台风登陆减弱后，副热带高压也逐渐减弱东退，此时中高纬槽线活动南压明显，并与“菲特”台风的残涡逐渐连成一条东北—西南走向的台风倒槽，西面大陆高压对“菲特” 台风的西移也有个阻挡作用.而尾随台风“丹娜丝”北侧与副热带高压之间是一个强风区，其偏东气流沿副高南缘汇入“菲特”的强风区；并且随着“丹娜丝”台风的增强，副热带高压西南侧的西偏北运动也加强，这有利于副热带高压西侧的北抬及西伸副热带高压南侧环流的加强.故“菲特”台风在西折后主要受其与西太平洋副热带高压西南侧之间稳定偏东气流的引导，保持西行直至登陆消亡.此次台风发展过程中，“菲特”台风与副热带高压、中高纬地区槽脊、西面大陆高压及其东南面尾随着的“丹娜丝”存在多系统相互作用，这种相互作用导致“菲特”台风环境风场在垂直空间分布及随时间变化的不均匀性，本文研究这种不均匀性对台风强度和结构的变化.
2.2 数值试验本文采用WRF(v3.4)模式，使用NCEP1°×1°再分析资料作为初始场及边界条件，取双重嵌套区域，区域中心均为(130° E，30° N)，粗网格水平方向为488×365个格点，格距为18 km，细网格水平方向为702×558个格点，格距为6 km，垂直分层为50层，顶层为50 hPa，时间步长为36 s.微物理过程采用新Thompson冰雹方案，长波辐射采用RRTMG方案，短波辐射采用RRTMG方案，积云对流采用浅对流Kain-Fritsch方案，侧边界采用YSU方案，近地面采用MM5 Monin-Obukhov方案，陆面过程采用Unified Noah方案，除积云对流参数过程内层不使用参数化方案外，其他方案在内外层都是相同的.此次模拟过程初始时刻选为2013年10月03日12时，积分84 h，外层每3 h输出一次模拟结果，内层每1 h输出一次结果.
模式结果表明，模式大气的移动路径整体表达了观测路径，即观测和模拟的路径有很好的一致性，特别是在台风前期和中期，模拟路径与观测偏差仅几十公里，登陆后的偏差在百公里左右；且移动路径的变化情况也有较好的一致性，模式很好地反映了台风初始向北移动、西折后持续向西偏北移动、登陆后向西南偏转的变化情况(图 1a).模式模拟台风的强度变化(最低气压和最大风速)也与观测资料基本一致，即强度和最大风速变化曲线与观测基本一致.由气压变化曲线可以看出模拟起始时刻与实测台风的强度略有差异，这是初始调整过程中的偏差，登陆台风时受地形影响两者也存在一定偏差，但气压的整体变化趋势与观测资料基本吻合，而且长达54 h左右的持续强盛得到了较好的体现，即 “U”型的变化趋势也得到了完整的再现(图 1b)，为模式大气分析长生命史维持的机理研究提供了高分辨率资料基础.同时模式大气为台风结构和强度变化研究提供了中尺度分析的较高分辨率资料，现将“菲特”台风的模拟过程划分为三个阶段：发展加强期(共24 h)： 03日12时—04日12时；持续强盛期(共48 h)：04日12时—06日12时；快速衰减期(共18 h)：06日12时—07日06时.
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图 1 模拟路径(a)和强度(b)与观测资料的对比 (a)实心点为模拟路径； 空心点为观测路径； 左侧为“菲特”台风； 右侧为“丹娜丝”台风； A和A′分别为“菲特”台风观测和模拟的起始点； B和B′分别为“菲特”台风观测和模拟的终止点； C和C′分别为“菲特”台风观测和模拟的起始点； D和D′分别为“菲特”台风观测和模拟的起始点;(b)实心圆圈为模拟的台风最大风速，空心圆圈为观测值； 粗星号为模拟的台风最低气压，细星号为观测值； 两根纵向实线分别是持续强盛期的起止时刻. Fig. 1 Comparison of simulated typhoon track(a)and intensity(b)with observations (a)Fitow is in the left and Danas is in the right; open/closed circles represent observed/simulated track. A/A′ and B/B′ are observed/simulated initial position and final position for typhoon Fitow. C/C′ and D/D′ are observed/simulated initial position and final position for typhoon Danas；(b)Open/closed circle represents the observed/simulated maximum wind speed; thin asterisk/bold asteriskrepresents the observed/simulated minimum surface pressure; two vertical lines are starting and ending time of continuous intensifying. |
VWS是指TC所处环境的大尺度环流背景场平均水平风随高度的变化，其严格意义来说是环境平均水平风垂直梯度的度量，通常的使用单位为m·s-1.一般研究对VWS的定义是基本一致的，但计算时所选取的水平区域及垂直分层却不尽相同，通常用200 hPa的平均风减去850 hPa的平均风作为VWS，得到的风矢量作为整层环境风垂直切变，环境平均风通常是从气旋中心径向向外延伸300~800 km区域内的平均风.由于环境风场随高度变化的复杂性，以及根据以往中、高分辨率研究的不足，本文根据“菲特”台风尺度大小及研究的需要，水平区域选取以气旋中心为原点的10°×10°正方形，垂直伸展从950 hPa至50 hPa.分别用间隔50 hPa、100 hPa、150 hPa和200 hPa较高分辨率的四种方案来计算平均水平风的垂直梯度，即计算了不同垂直分辨率的VWS，选取合适的垂直分层间隔来表示环境风垂直分布不均匀性.
如图 2a所示，台风发展三个阶段的低层(850~950 hPa)环境平均风均以偏东风为主，但风随高度在不同发展阶段具有波状变化的不同形态.(1)在发展加强期(3日18时为代表时刻)，风随高度变化以顺时针偏转为主，本文将这种风随高度的波状变化定义为单模态.(2)在发展加强期后期，即4日06时开始，风随高度变化先在450~950 hPa层次内顺时针偏转，在相当厚的层次内，环境风大小和方向具有相对稳定性，到450 hPa开始转为逆时针偏转，本文将这种波状变化定义为双模态，它比台风持续强盛期的开始时刻提前了6 h.(3)在持续强盛期(5日18时为代表时刻)，低层到高层先顺时针偏转再逆时针偏转.连同04日06时开始的垂直方向变化，因而双模态分布持续了48 h.(4)持续强盛期后期的6日06时，因高层的逆时针偏转又转为顺时针，使得整层为顺时针偏转，进入快速衰减期(6日18时为代表时刻).为更好地刻画台风不同发展阶段环境平均风时空变化特征，绘制三个发展阶段代表时刻的风廓线投影图(图 2(b、c、d))，由此更清晰地看到平均风随高度变化的几个特点，其一是风随高度变化在三个不同阶段经历了单模态(如03日18时)到双模态(如05日18时)再到单模态(如06日18时)的不同类型的波状变化；其二是环境风大小和方向的垂直分布在相当厚度内保持相对的稳定，尤其是持续强盛期有连续48 h的相对稳定期；其三是台风强度改变比模态改变滞后6 h左右.
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图 2 环境平均风的时空演变特征 (a)环境平均风 V(水平风速u和v的合成)垂直分布随时间的演变特征(单位： m·s-1)；(b)03日18时环境平均风 V 廓线平面投影图(单位： m·s-1)；(c)05日18时环境平均风 V 廓线平面投影图(单位： m·s-1)；(d)06日18时环境平均风 V 廓线平面投影图(单位： m·s-1). Fig. 2 Temporal-spatial evolution of the environmental mean windV(u，v) (a)Time evolution of vertical distribution of environmental mean wind vectors(units: m·s-1);(b)Environmental mean windprofile at 18Z Oct 3(units: m·s-1);(c)Environmental mean wind profile at 18Z Oct 5(units: m·s-1);(d)Environmental mean wind profile at 18Z Oct 6(units: m·s-1). |
由于“菲特”台风环境平均风在时空分布上具有波状变化的特征，仅用200 hPa与850 hPa之差来表示整层VWS，既不能准确地描述实际大气VWS的特征，也难以分析VWS的波状变化对TC中尺度对流带强度和结构变化的动力学影响.由3.1节分析看出，环境风垂直分布既具有波状变化，又在一定厚度内具有相对稳定性，因而选择合适的垂直分辨率表征波状变化特征是有必要的.本文分别选取每间隔50 hPa、100 hPa、150 hPa和200 hPa四种方案来计算环境风垂直切变，期望找到一个能表征实际大气，又适用于本文研究的VWS计算的分辨率.
由四种较高垂直分辨率方案得到的VWS随高度和时间变化特征基本相同(图略)，都精细地表征了VWS分布的状况，本文选取的100 hPa间隔是一种适宜的计算方案(图 3).分析表明：VWS的时空分布与环境风变化具有相同的波状分布形态，即在发展加强期VWS的垂直分布是顺时针偏转的单模态特征；到发展加强期的后期04日06时开始，随高度变化就出现了逆时针的偏转，即出现双模态，这种双模态维持了48 h；在台风快速衰减期又出现了顺时针方向偏转的单模态.VWS的模态变化也较台风发展阶段转折提前6 h.除模态变化外，VWS强度也随高度和不同发展阶段有着差异，主要特征是在对流层中层(700~500 hPa)有一个长生命史维持的西风切变，尤其在不同发展阶段有三个极值中心，分别为5.4 m·s-1，6.5 m·s-1和4.6 m·s-1，但持续强盛期的西风切变厚度比其他两个阶段要薄一些，而持续强盛期的高层东风切变的大值区维持48 h，最大值达6.3 m·s-1.这些不均匀特征对TC中尺度对流维持和发展及结构不均匀和不对称变化具有重要影响.
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图 3 间隔100 hPa方案计算的VWS VWS矢量(箭头，单位：10 m·s-1)，VWS等值线(虚线，单位： m·s-1). Fig. 3 Calculated VWS magnitude(contours，units: m·s-1)and direction(arrows，units: 10 m·s-1) from experiment with vertical interval of 100 hPa. |
为了比较不同层次VWS的影响作用，分析了不同高度间VWS影响的大小(图 4)，由图可见，高层(200~450 hPa)、中层(450~650 hPa)和低层(650~950 hPa)三层在“菲特”台风发展的不同阶段其变化趋势是不同的，其中中层VWS与整层VWS变化趋势最为相似，但切变强度有很大差异，高层次之，低层的VWS随时间变化较小，整体呈减弱的趋势.整层VWS强度都达到8 m·s-1以上，最大值达到近15 m·s-1，而中层VWS也达8 m·s-1，最大值达到近20 m·s-1且在持续强盛期与850~200 hPa 整层VWS强度是反位相变化的，因而分析不同高度VWS的不同动力作用是十分必要的.因此，应用高垂直分辨率来计算VWS，能更准确地表征台风的不同发展阶段呈现的波状变化类型；根据同一发展阶段的不同层次变化的相对稳定性，分析它们的动力作用具有针对性.
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图 4 不同层VWS随时间的演变特征对比 五角星：台风模拟最大速度；方框：高层(200~450 hPa)VWS；圆心：中层(450~650 hPa)VWS； 上三角：底层(650~850 hPa)VWS；下三角：整层(200~850 hPa)VWS. Fig. 4 Comparison of time evolution of VWS at different pressure levels Rectangle represents the upper level(200~450 hPa)VWS； circle represents the middle level(450~650 hPa)VWS; upward-pointing triangle represents lower level(650~850 hPa)VWS; downward-pointing triangle represents the total(200~850 hPa)VWS. |
VWS对台风对流带的结构分布和强度变化有着重要影响，对于VWS垂直分布线性变化的环境场而言，它在环境风顺风切台风中心的右侧，也即“down shear left”方向引起非对称上升运动的发展(Wong and Chen，2004).其基本原理如图 5a所示，当存在西风气流的环境风线性垂直切变时，产生垂直剖面上顺时针旋转的次级环流，该环流与TC垂直环流叠加，使TC在顺风切右(左)侧的上升运动加强(减弱)，同时又对TC对流带的非对称性产生影响.当TC持续强盛期的涡旋加强时，这种非对称性分布因旋转加强逐渐由非对称变为对称.但当VWS随高度具有波状变化特征时，由VWS引起的次级环流在垂直分布上就具有不均匀性，从而使次级环流和台风垂直环流的匹配关系发生了变化.例如图 5b，同样是西风气流的环境风，出现风速的波状变化时，垂直方向上的次级环流也就具有了复杂变化.
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图 5 西风气流的切变变化引起的次级环流与TC垂直对流耦合的示意图 (a)、(b)分别为线性和波状变化的西风气流对TC影响的示意图，其中双箭头表示台风垂直环流；“＋”、“－”分别表示环境风引起的次级环流对台风垂直环流起加强和减弱作用. Fig. 5 Schematic diagrams showing the influence of the west wind shear on TC (a)and(b)are influences of homogenous and non-homogenous west wind on TC respectively，double arrows depict the vertical circulation of typhoon; “+” and “-” denote the enhancing and weakening effects from secondary circulation induced by environmental wind. |
本文选取发展加强期、持续强盛期和快速衰减期三个发展阶段的七个时次过眼心的南北和东西向雷达反射率及垂直环流在剖面的分布特征，分析VWS波状变化特征对“菲特”台风结构和强度变化的影响.
4.1.1 风垂直切变分布对发展加强期TC结构和强度变化的影响(1) 由垂直分辨率为100 hPa分析的风垂直切变(图 3)可见，在发展加强期阶段的3日18时VWS的垂直分布具有如下特征.对流层底层有弱东风切变，850~750 hPa的切变矢量为南风，到750~400 hPa 风切矢量以偏西风为主，且切变风速随高度增加，而300~200 hPa又以东风为主，切变风速也随高度增加.根据风切变引起的次级环流与TC东西两侧垂直运动的叠加原理可知，如图 6a所示，TC西侧低层叠加逆时针加强作用环流圈(A)，而在中层则叠加顺时针减弱作用环流圈(B)，到高层又有逆时针环流(C)的增强作用，使得TC西侧产生低层和高层的两个加强型垂直运动中心；TC东侧的作用与西侧相反，其中层的加强型环流圈(D)能使垂直运动具有从中低层向高层连续伸展的作用，但强对流则在中层.由东西两侧雷达反射率可以看到，西侧在对流层低、高层的两个大值中心，东侧则由于中层强对流的作用使低、中、高层对流伸展的连续性而具有整层深对流特征.因此，VWS不仅影响TC东西两侧各自对流在垂直方向上发展的不均匀性，即西侧的高、低层强、中层弱，东侧反之；也影响着东西两侧对流的不对称性，但整体而言东强西弱.同理分析南北两侧的VWS在垂直方向上也存在不均匀性，即南侧低层弱、中高层强，北侧反之；南北两侧的不对称性呈现为南弱北强(图 6b).
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图 6 发展加强期03日18时过台风眼心的东西、南北向垂直剖面图 雷达反射率(阴影，单位：dBz)，流线(单位： m·s-1，其中垂直速度乘以50倍)，黑色上三角为台风中心位置.(a)东西剖面；(b)南北剖面；图(a)中A和C为加强型的逆时针环流圈、B为减弱型的顺时针环流圈、D为加强型的顺时针环流圈. Fig. 6 Vertical profiles at intensifying stage(18Z Oct 3)along east-west(a)and north-south(b)direction crossing the typhoon center Radar reflectivity image(shading，units: dBz)is overlapped with streamline(units: m·s-1，and 50 m·s-1 for vertical velocity); Black upward-pointing triangle represents the typhoon position. In(a)，A and C are intensifying anti-clockwise circulations; B is weakening clockwise circulation; D is intensifying clockwise circulation. |
(2) 04日06时虽然不是强盛维持期，但此时的VWS的分布特征与03日18时不同，开始进入了波状变化的双模态特征阶段(图略)，其切变强度也发生了变化，例如对流层低层和高层的东风切均加大，分别从0.6 m·s-1增加到1.4 m·s-1和从2 m·s-1 增加到5.8 m·s-1.使TC西侧低层和高层的对流加强，反映的雷达回波强度也加大，这就表示不仅VWS的方向改变了次级环流叠加的作用，而且VWS的大小也能影响次级环流叠加作用的强弱.
这种因VWS引起的对流带在垂直方向的不均匀性还体现在水平分布的不对称性(图 7(a、b、c))，由雷达反射率强度分布可以看到，由于不同高度在东西、南北两侧的VWS影响作用的差异，使得对流层低层(800 hPa)的强回波带位于西南和东北两个区域，而在对流层中层(500 hPa)则在东侧，到对流层高层(200 hPa)又分布在西南和东北两个区域，同时可以看出水平不对称对流带随高度的旋转变化与VWS随高度的旋转具有很好的一致性.
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图 7 发展加强期03日18时雷达反射率(阴影，单位：dBz)、风速大小(实线，单位： m·s-1)和风矢(风向标，单位： m·s-1)的水平分布特征(a)800 hPa；(b)500 hPa；(c)200 hPa. Fig. 7 Radar reflectivity(shading，units:dBz)，wind direction(wind barbs，units: m·s-1)and speed (contour，units: m·s-1)at intensifying stage(18Z Oct 3)at 800 hPa(a)，500 hPa(b)and 200 hPa(c) |
由于TC持续强盛期维持了48 h之久，在06日06时之前VWS在垂直方向上都具有相似的模态分布，但在05日18时最为明显，以05日18时来分析VWS对持续强盛期TC结构和强度变化的影响.05日18时VWS双模态分布是：低层的950 hPa为东南风，850~700 hPa为西南风；中层(650~450 hPa)为较大的西风，在500 hPa高度出现西风切变最大值6.8 m·s-1；高层(400~300 hPa)为东南风；300 hPa 以上为较大的东北风，风切变达7 m·s-1.500 hPa出现风VWS的拐点，即500 hPa以下风随高度顺时针变化，在该高度以上为逆时针变化.这种VWS的双模态分布使得东西两侧垂直对流在垂直分布上不均匀更为清晰，从雷达回波强度分布可知(图 8a)，西侧低层和高层对流加强，而中层减弱，东侧反之；整体而言呈现出东强西弱的不对称性.同理分析南北两侧(图 8b)，具有使南侧的中低层(950~600 hPa)减弱，高层(500~200 hPa)加强，北侧反之；不对称性也呈现出南弱北强，强盛维持期的垂直风切在高层(300~200 hPa)具有一个长时间维持的东北风切变，其产生的次级环流圈使得TC西侧和南侧高层的对流要比东侧和北侧发展得更高，强度更强；在中层(650~500 hPa)则有一个长时间维持的偏西风切变，其产生的次级环流圈使得TC东侧中层加强，有利东侧整层深对流发展和强生命史的维持.
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图 8 强盛维持期05日18时过台风眼心的东西、南北向垂直剖面图 雷达反射率(阴影，单位：dBz)，流线(单位： m·s-1，其中垂直速度乘以50倍)，黑色上三角为台风中心位置.(a)东西剖面；(b)南北剖面. Fig. 8 Vertical profiles at mature stage(18Z Oct 5)along east-west(a)and north-south(b)direction crossing the typhoon center Radar reflectivity image(shading，units: dBz)is overlapped with streamline(units: m·s-1，and 50 ms-1 for vertical velocity); Black upward-pointing triangle represents the typhoon position. |
表 1为台风三个不同发展阶段的代表时次过眼心的东西和南北向剖面上涡度与垂直速度的最大值及散度的极值，分析表明：强维持期的涡度和散度比发展加强期有明显的增加，其中05日18时的涡旋运动(4.2×10-3s-1)比03日18时增长了近1.5倍，因而涡旋运动的加强使得对流带水平非对称分布变得对称(图 9(a、b))，但在高层200 hPa还是可以看出有与VWS有一致对应关系的不对称性(图 9c).因此，发展加强期VWS在中高层具有长时间维持的大值风切变对“菲特”台风发展加强期的对称性、不均匀性和长生命史强维持具有重要作用.06日06时VWS开始变成单模态，这比进入快速衰减期要提前6 h.
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表 1 三个代表时次涡度和垂直速度的最大值及散度的极值 Table 1 The maximum vorticity and vertical velocity and the extremum divergence at three different stages of typhoon development |
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图 9 持续强盛期05日18时雷达反射率(阴影，单位：dBz)、风速大小(实线，单位： m·s-1)和风矢(风向标，单位： m·s-1)的水平分布特征 (a)800 hPa；(b)500 hPa；(c)200 hPa. Fig. 9 Radar reflectivity(shading，units: dBz)，wind direction(wind barbs，units: m·s-1)and speed (contour，units: m·s-1)at mature stage(18Z Oct 5)at 800 hPa(a)，500 hPa(b)and 200 hPa(c) |
06日12时的VWS分布与06日06时几乎一致，都是单模态变化，但强度要稍强.因而由VWS引起的次级环流导致TC低层和高层的东(西)侧上升运动减弱(加强)的作用减小，中层的东(西)侧加强(减弱)(图 10).另外，此时涡旋运动明显减弱(表 1)，VWS引起的非对称分布又显现出来(图 11).
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图 10 快速衰减期06日12时过台风眼心的东西、南北向垂直剖面图 雷达反射率(阴影，单位：dBz)，流线(单位： m·s-1，其中垂直速度乘以50倍)，黑色上三角为台风中心位置.(a)东西剖面；(b)南北剖面. Fig. 10 Vertical profiles at rapid weakening stage(12Z Oct 6)along east-west(a)and north-south(b)direction crossing the typhoon center Radar reflectivity image(shading，units: dBz)is overlapped with streamline(units: m·s-1，and 50 m·s-1for vertical velocity); Black upward-pointing triangle represents the typhoon position |
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图 11 快速衰减期06日12时雷达反射率(阴影，单位：dBz)、风速大小(实线，单位： m·s-1)和风矢(风向标，单位： m·s-1)的水平分布特征 (a)800 hPa；(b)500 hPa；(c)200 hPa. Fig. 11 Radar reflectivity(shading，units: dBz)，wind direction(wind barbs，units: m·s-1)and speed (contour，units: m·s-1)at rapid weakening stage(12Z Oct 6)at 800 hPa (a)，500hPa(b)and 200 hPa(c) |
从上面的分析可以看出，VWS在时空分布的不均匀对TC结构和强度产生重要影响.在发展加强期和快速衰减期VWS的动力学次级环流使得TC东西、南北两侧不同高度的对流分别有增强和减弱的不均匀分布，而且使对流带分布结构具有非对称性，这种非对称性随高度的变化方向与VWS随高度的变化方向一致.在持续强盛期的中、高层有两个长时间维持的VWS大值区，这对“菲特”台风的不均匀性、不对称性及长生命史强维持具有重要影响.另外，由于涡旋的作用，使得“菲特”台风中低层的水平分布结构在强盛维持期为对称性.VWS模态的变化与“菲特”台风三个生命阶段的变换有很好的时间相关性，都提前6 h.
4.2 波状变化的风垂直切变对台风中尺度对流带不稳定性和对流发展的影响观测和模拟均表明，台风的眼墙和螺旋雨带是中尺度对流带，即眼墙区以及外围的螺旋雨带由对流单体组成，对流带宽度约10 km作用，垂直伸展约5~7 km，完整的螺旋雨带具有滚轴状环流特征，即在垂直剖面上具有二维单体环流形态，对于二维单体对流的形成，Faller(1963)、Faller和Kaylor(1966)、Brown(1970)等曾用Ekman层的动力不稳定所引起的次级环流来解释.Willoughby(1979)用平衡方程的强迫二级环流理论论述了台风中滚轴状三维的形成和发展.
Kuettner(1971)提出一种新理论，因而VWS的动力作用产生的次级环流发展引起了广泛的关注，在Kuettner的理论工作中，将涡度力(与风速垂直廓线曲率相联系的作用力)引入对流发生机制，在对流发生时，综合考虑浮力、黏滞力和涡度力的不平衡问题.Kuettner理论的基本原理如下：设在行星边界层内有X轴方向的平行基本气流，有垂直风速切变和Y轴方向的涡度.如示意图 12所示，边界层内有呈弯曲的双模态垂直风速廓线，H1高度以上的低层比顶层有较大的Y轴涡度，涡度的垂直梯度是负的，如果有一空气元量，由最大风速层以下的底层向上位移，由于元量的涡度守恒，在新的环境中产生超值涡度，构成了一个“相对涡度”.结果，基本涡度场被破坏，并在“相对涡旋”的影响下环境涡度再分布，这种涡度再分布导致“涡旋”向下加速运动，迫使元量恢复到原来位置.这种使元量恢复到原来位置的作用力称为涡度力.在涡度力作用下“涡旋”的加速度可由下式表达(Lin，1955)：
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(1) |
式中Γ－1是涡旋强度， ′(z)是基本气流的涡度垂直梯度，即 
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图 12 涡度力影响对流发展的示意图 H1为风垂直廓线的拐点高度；“＋”，“－”分别表示VWS产生的正涡度和负涡度；H1以下的实心向上箭头表示该层产生的涡度力向上；H1以上的实心向下箭头表示该层产生的涡度力向下. Fig. 12 Schematic diagram showing the influence of VWS-induced vorticity H1 denotes the inflection height of the wind vertical profile; “+” and “-” denote positive and negative vorticity generated by VWS; solid upward-pointing arrow below H1 denotesthe upward force at this layer;solid downward-pointing arrow above H1 denotes the downward force at this layer. |
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图 13 “菲特”台风三个发展阶段VWS的u分量产生的涡度力对对流发展的影响 (a)、(c)和(e)分别为03日18时、05日18时和06日18时经向平均风廓线(单位： m·s-1)，“＋”和“－”分别表示该层VWS产生的正涡度和负涡度；(b)、(d)和(f)分别为03日18时、05日18时和06日18时过眼心的东西向垂直剖面图，雷达反射率(阴影，单位：dBz)、 垂直 速度(实线，单位： m·s-1，间隔0.5 m·s-1)，黑色上三角为台风中心位置. Fig. 13 Influence of vorticity generated by VWS on development of convection in typhoon Fitow at three different stages (a)，(c)and(e)are north-south wind profile(units:m·s-1)at 18Z Oct 3，18Z Oct 5 and 18Z Oct 6 respectively，“+” and “-” denote positive and negative vorticity generated from VWS.(b)，(d)and(f)are east-west vertical profile crossing the typhoon center at 18Z Oct 3，18Z Oct 5 and 18Z Oct 6 respectively. Radar reflectivity image(shading，units: dBz)is overlapped withvertical velocity(contour，units: m·s-1，interval 0.5m·s-1); Black upward-pointing triangle represents the typhoon position. |
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图 14 “菲特”台风三个发展阶段VWS的v分量产生的涡度力对对流发展的影响 (a)、(c)和(e)分别为03日18时、05日18时和06日18时纬向平均风廓线(单位： m·s-1)，“＋”和“－”分别表示该层VWS产生的正涡度和负涡度；(b)、(d)和(f)分别为03日18时、05日18时和06日18时过眼心的南北向垂直剖面图，雷达反射率(阴影，单位：dBz)、 垂直速度(实线，单位： m·s-1，间隔0.5 m·s-1)，黑色上三角为台风中心位置. Fig. 14 Influence of vorticity generated by VWS on development of convection in typhoon Fitow at three different stages (a)，(c)and(e)are east-west wind profile(units: m·s-1)at 18Z Oct 3，18Z Oct 5 and 18Z Oct 6 respectively，“+” and “-” denote positive and negative vorticity generated from VWS.(b)，(d)and(f)are north-south windvertical profile crossing the typhoon center at18Z Oct 3，18Z Oct 5 and 18Z Oct 6 respectively. Radar reflectivity image(shading，units: dBz)is overlapped with vertical velocity(contour，units: m·s-1，interval 0.5 m·s-1); Black upward-pointing triangle represents the typhoon position. |
(1) 在发展加强期，u分量环境风垂直廓线的拐点在450 hPa左右(图 13(a、b))，该高度以下VWS产生的涡度力大于零，产生对流加速度；该高度以上涡度力小于零，抑制对流发展.对应的东西剖面上，东西两侧两个垂直速度的最大值中心分别为7 m·s-1和1.4 m·s-1，并且都在450 hPa高度层上.东西两侧雷达回波强度也是从拐点所在高度层往上有逐渐减弱的趋势.v分量环境风垂直廓线的拐点在300 hPa左右(图 14(a、b))，该高度以下VWS产生的涡度力大于零，产生对流加速度.在南北剖面两侧雷达回波上分别对应的垂直速度大值中心(2.6 m·s-1和6.5 m·s-1)也在拐点的高度层300 hPa上.由于Kuettner理论的要点是判别涡度力对对流不稳定的影响，而由VWS引起的加速度是判别对流启动的重要机制，因此分析发展加强期的不稳定性是重要的.(2) 对于强盛维持期，同样的原理可以分析对流带加速度的分布，如图 13c和13d所示，由于该阶段对流带呈对称性分布，以东西剖面为例，环境风廓线的拐点在550 hPa作用，根据涡度力原理，可以看到东西两侧的垂直速度最大值中心都是3.5 m·s-1，出现在拐点的高度层550 hPa上. 在v分量的环境风垂直廓线可以看到(图 14(c、d))，除了在400 hPa上下出现涡度力小于零外，整层都是涡度力大于零，促进对流的发展，由于v分量的复杂变化，是该阶段风垂直切变出现双模态特征的重要原因.(3) 同样，在快速衰减期(图 13(e、f))，以东西剖面上为例，环境风廓线的拐点在550 hPa，可以看到西侧的两个垂直速度最大值中心(3.5 m·s-1)也在拐点的高度层上.两个雷达回波柱状的强度从拐点所在高度层往上有逐渐减弱的趋势.在v分量的环境风垂直廓线(图 14(e、f))与发展加强期相比，在底层多了一个涡度力为负的抑制层，整层的风速也偏大，涡度梯度为正的层次相对更高.因此，较发展加强期而言，该廓线不更利于对流的发展.
以上分析表明，在“菲特”台风的三个阶段，VWS在u方向分量所产生的垂直分布不均的涡度力在中低层都是有利于对流发生发展的，到550 hPa 至450 hPa高度后变为抑制对流发展，并且各时次垂直速度的最大值中心与环境风垂直廓线的拐点都在同一高度.垂直速度在发展加强期最大，高达7 m·s-1； 在强盛维持期垂直运动最大值保持在3.5 m·s-1，而快速衰减期的初始阶段仍有相当的垂直运动维持.在v方向分量所产生涡度力所产生的影响在三个阶段各不相同：在发展加强期，300 hPa以下整层涡度力都大于零，起促进加强作用；在强维持期，风廓线呈多级分布，除400 hPa上下涡度力小于零外，整层都是涡度力大于零，起促进加强作用；在快速衰减期，底层为涡度力小于零的抑制对流发展层，上层为涡度力大于零的促进对流发展层.
5 结论与讨论根据观测资料分析发现：台风“菲特”的中尺度结构在台风发展加强、持续强盛和快速衰减三个时期分别对应着滚轴状带型强对流区域的非对称—对称—非对称的分布特征；而台风在维持95h的长生命史过程中，有长达54h的持续强盛期，即最低气压呈U型变化.这些特征与VWS随高度的波状分布、水汽的持续输送及“菲特”台风与多系统相互作用有关，本文在数值试验充分表达观测研究的基础上，应用WRF(v3.4)模式大气资料重点揭示VWS随高度的波状分布对台风中尺度对流带结构和强度变化的物理图像.
(1) 在长生命史的台风“菲特”移动过程中，环境系统的改变使VWS具有时空分布的波状变化，即用垂直分辨率较高的资料分析发现在对流层低层到高层垂直分布为顺时针偏转，在这个高度层内，VWS具有连续性变化，即在相对厚度内具有相对稳定性变化；而对流层高层及以上则转为逆时针偏转，从而形成垂直方向上双模态分布的波状特征；这种波状特征在台风不同发展时期又有不同的形态，其中持续强盛期为双模态波分布.
(2) 应用风垂直切变影响台风对流分布和强度变化的基本原理，分析风垂直切变时空分布的波状特征对“菲特”的中尺度对流带结构和强度变化影响发现：对流层中层风垂直切变是整层风垂直切变的主要部分，台风强度变化滞后风垂直切变突变6 h左右；详细分析了台风不同发展阶段风垂直切变的时空波状分布引起次级垂直环流和台风环流的耦合程度，发现次级环流对台风中心两侧眼墙区的低、中、高三层的垂直上升运动的影响是不同的，从而造成眼墙区对流强度垂直分布的不均匀；此外，垂直风切变引起的次级环流也对台风强对流带的非对称—对称—非对称变化具有重要作用；本文还分析了台风在不同发展阶段涡散度的分布与风垂直切变的共同作用对中尺度结构的影响，即持续强盛期的涡旋运动增强，使强对流带分布趋于对称，但在高层仍然呈现明显的非对称.
(3) 根据风垂直切变随高度波状分布形成的垂直方向上涡度力分布不均匀，能引起台风内中尺度滚轴状对流带不稳定发展这一原理，分析了风垂直切变的波状分布形成的“菲特”台风垂直方向上的涡度力分布情况，发现台风发展的三个阶段对流层中低层的涡度力有利于对流不稳定增强，垂直速度的最大值与风垂直廓线的拐点在同一高度上，发展加强期的最大垂直速度可达7 m·s-1，理论模型给出的对流加速度区域及最大垂直速度分布与模式大气基本一致.从而分析认为：风垂直切变的波状分布特征不仅影响台风强对流带中尺度结构的改变，也对台风中的对流带持续强盛具有重要作用；同时也可能是台风内滚轴状对流带不稳定的启动机制.