热带气旋常在一定风的垂直切变环境中发展。风的垂直切变对于热带气旋的生成与否至关重要，过强的风的垂直切变会使积云对流释放的潜热向周围扩散而不能在一定区域集中，无法生成暖心和低压辐合中心。热带气旋生成后，风的垂直切变对热带气旋结构和强度也具有重要的影响，大体上分为动力效应和热力效应。对于动力效应的研究，主要集中在1波非对称结构及原因探究方面。Marks等(1992)、Franklin等(1993)从观测数据中发现，当面向顺切变一侧时，最大降水趋于在切变矢量的左侧产生。Jones(1995)发现，处于风的垂直切变环境中的正压涡旋中心周围的垂直速度场出现明显的1波非对称结构，并且，随着涡旋倾斜方向而旋转。Frank等(1999，2001)发现，在干过程中，最大上升运动和对流位于顺切变右侧；而在湿过程中，最大对流转移至顺切变左侧。Black等(2002)用实际观测资料对东太平洋飓风Jimena和Olivia进行分析，总结出1波非对称概念模式，上升气流在顺切变一侧生成，然后气旋性旋转上升至顺切变左侧，在此造成降水和雷达回波的极大值，之后在逆切变一侧下沉。

Wong等(2004)认为，二级环流非对称是热带气旋原有对称二级环流和风垂直切变引起的非对称二级环流叠加的结果，不同强度风的垂直切变造成的二级环流的结构也会有所不同。Zhu等(2004)、Braun等(2006)模拟了大西洋上经历的强风垂直切变(200与850 hPa间切变强度最大值接近19 m/s)的飓风波尼(1998)，同样发现了明显的1波非对称结构。Zhang等(2006)分析了潜热释放、边界层摩擦作用和风的垂直切变在热带气旋中各自产生的二级环流，并指出风的垂直切变强度的改变只会影响所激发的二级环流的强弱，而几乎不改变其特征。Corbosiero等(2003)分析了1985—1999年大西洋上的35个热带气旋在风的垂直切变≥5 m/s情况下的闪电分布情况，发现闪电最活跃区位于顺切变一侧。Hogsett等(2009)分析了飓风波尼(1998)的能量分布，发现当风的垂直切变较大时(约16 m/s)潜热释放呈现明显的1波非对称结构，加热和冷却各占据半个象限，加热大值区位于顺切变左侧。考虑闪电发生和潜热释放通常与强对流相联系，上述结果从另一角度证实了已有的关于垂直运动1波非对称分布的结论。

总的来说，现有的实际观测和数值模拟的结论高度一致，均认为在热带气旋的顺切变一侧上升运动和对流活动旺盛，降水大值区集中在顺切变左侧；而在逆切变一侧下沉运动占据主导地位，强对流减弱。

已有的研究从多方面解释了热带气旋中垂直运动1波非对称结构产生的原因。一些研究认为，非对称性是热带气旋因风的垂直切变倾斜后为达到新的平衡而做出调整的结果，与等位温面的倾斜有关(Jones，1995；Wang et al，1996；Frank et al，1999; Wong et al，2004； Zhang et al，2006)。

另一种解释将非对称性与相对于热带气旋运动的气流联系起来(Willough et al，1984；Bender，1997；Frank et al，2001)，认为热带气旋低(高)层顺切变一侧有相对入(出)流，而在逆切变一侧低层和高层配置则与前者刚好相反，因此，形成1波非对称。Jones(2000)研究了一个处于风的垂直切变环境中的斜压涡旋，认为产生这种结构还可归结于涡旋引导层上下相对运动造成的等位温面的水平移动。虽然以上两种理论的出发点不同，但是都在一定程度上解释了1波非对称结构的产生。

对于风的垂直切变热力学效应的研究也取得了一些重要的进展。Simpson等(1958)提出，风的垂直切变造成热带气旋周围中层干冷空气的入侵，降低眼壁相当位温的平均值，抑制热带气旋的发展，称之为“中层通风”。Tang(2008)和Tang等(2010)认为“中层通风”作用降低了出流层高度，提高了出流温度并最终降低热带气旋强度(Emanuel，1986，1988，1999; Holland ，1997)。Gray(1968)认为，通风作用导致热带气旋上层暖心稀释，中心气压升高，削弱低层辐合。DeMaria(1996)利用两层模式，发现在风的垂直切变影响下，热带气旋中层眼壁附近增暖，眼壁冷却，加强稳定度，抑制对流，并认为该机制是导致热带气旋减弱的主要原因，而非通风作用。Jones(1995)分析处于风的垂直切变环境中的正压涡旋时发现，涡旋倾斜后等位温面出现起伏。Wong等(2004)对不同强度风的垂直切变下热带气旋的变化做了研究，也发现了中层增暖现象。Kieu等(2008)在分析热带气旋Eugene的模拟数据时发现，眼壁外围下沉气流将中层低相当温度空气向下输送，增强了眼壁和外界的相当温度梯度，同时造成低相当位温对边界层的入侵。总之，对风的垂直切变造成的通风作用和气旋中层增温现象的认识较为一致。

Cram等(2007)分析一个中等强度风的垂直切变(10—12 m/s)环境中的热带气旋，发现眼壁相当位温平均值下降约1 K。而DeMaria(1996)指出，当风暴上下层位涡异常中心偏移100 km时，最大切向风速约降低10%。这似乎说明，中层通风作用对热带气旋强度的影响是十分有限的。在“卡诺热机理论”(Emanuel，1986)的基础上，Riemer等(2009)提出了另一种更有效影响热带气旋强度的机制，即“低层通风”理论，认为位于热带气旋眼壁外围的下沉气流区，将中高层低相当位温的空气带入边界层，降低了边界层相当位温，这些空气在向热带气旋眼壁辐合过程中，洋面的加热加湿作用未能完全恢复相当位温值，造成输入能量的减少，降低热带气旋强度。Tang等(2010)将通风路径分为中、低层两种，其中，低层路径与Riemer等(2009)一致，但却认为自中层混合进入热带气旋眼壁的低熵空气无法得到暖湿洋面的补充，因此，中层通风作用仍然是热带气旋强度降低的主要原因。

综上所述，在何种路径的通风对热带气旋的破坏作用更大这个问题上，不同的研究间存在着分歧。鉴于上述争论的论据几乎全部来自于理想热带气旋的模拟，本研究认为，有必要从真实热带气旋出发，对上述分歧进行研究。因此，选取了大西洋飓风波尼(1998)作为研究对象，由于其所经历的风垂直切变较大(最大值接近19 m/s)，这一个例将会很好地表现出风的垂直切变的各种效应，为更加深入理解其作用机制提供帮助。2 资 料

采用大西洋飓风波尼(1998)的MM5模式(版本3.4)模拟资料中最细网格距为4 km的资料，水平格点数为162×162(644 km×644 km)范围；垂直方向采用σ坐标，共23层；积分步长10 s，积分时间段为1998年8月22日12时—27日00时(世界时，下同)；模拟过程采用Tao-Simpson云微物理方案和Blackadar边界层参数化方案，未使用积云参数化。所用模拟资料的可用性在Zhu等(2004)中已经得到了验证，结果证明，与实际观测资料相比，该模拟资料能够很好地反映出波尼(1998)的路径、强度、内部结构及其变化特征。3 波尼生命史

波尼生成于1998年8月14日经过塞内加尔达喀尔地区的热带波动，至19日12时，波尼中心气压下降至1009 hPa，达到热带低压标准；24 h后增强为热带风暴，中心气压降至1007 hPa，最大风速17.5 m/s。在百慕大高压的引导下，波尼向西北方向移动，至22日06时，波尼增强为1级飓风(中心附近地面最大风速119—153 km/h的飓风称为1级飓风)，中心最低气压989 hPa；随后，波尼以0.9 hPa/h的速度继续加强，至24日00时达到最大强度，中心气压为954 hPa。在此之后，波尼强度开始减弱，至24日06时，中心气压减弱至960 hPa；在随后的3 d中，波尼基本保持了强度不变直至27日04时在北卡莱罗纳的威尔明顿登陆(Zhu et al，2004)。4 风垂直切变影响下波尼结构及强度变化 4.1 风垂直切变的计算

在关于热带气旋的研究中，风的垂直切变一般定义为200 hPa某区域内平均水平风矢量与850 hPa相同区域内平均水平风矢量的差(V ₂₀₀- V ₈₅₀)，某区域内平均水平风矢量可由该区域水平风U、V分量的区域平均值合成得到。对644 km×644 km区域内200和850 hPa气压面上所有格点水平风的U、V分量平均便得到切变矢量(图 1)。

图 1 经过(644 km×644 km)面积平均的模式模拟资料风的垂直切变(23日18时、24日00时、06时、12时；风垂直切变矢线顶点对应等压面依次为850、700、500、400、300、200 hPa) Fig. 1 Area-averaged(644 km×644 km)hodographs from the model-simulated winds at 850 hPa，700 hPa，500 hPa，400 hPa，300 hPa，and 200 hPa，valid at 18：00 UTC 23 Aug，00：00 UTC 24 Aug，06：00 UTC 24 Aug，and 12：00 UTC 24 Aug

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可以看出，风的垂直切变经历了一个增强后又减弱的变化过程：23日18时风的垂直切变约11.5 m/s，随后极值出现在24日06时前后，接近18 m/s，6 h后减弱至13.5 m/s，至25日00时，已减弱至2 m/s左右；风的垂直切变方向在23日18时—24日12时稳定在自西北(逆切变一侧)指向东南(顺切变一侧)方向，而后切变矢量做逆时针旋转，24日18时呈自西(逆切变一侧)向东(顺切变一侧)偏南约30°指向，至25日06时，切变矢量方向已转变为自南(逆切变一侧)向北(顺切变一侧)偏东约30°，强度减弱至约1.5 m/s(图略)。鉴于图 1中所示4个时次的风垂直切变强度均大于10 m/s且方向稳定，因此，在本文中定义其为强风的垂直切变阶段，其他时间段称为弱风的垂直切变阶段。 4.2 风的垂直切变与1波非对称结构

热带气旋在风的垂直切变影响下，其垂直运动、降水等要素的分布均会呈现出明显的1波非对称结构。Marks等(1992)、Franklin等(1993)指出，根据观测事实，当面向顺切变一侧时，最大降水趋于在切变矢量的左侧产生。Black等(2002)总结 出的概念模式清楚地展现了热带气旋核心周围垂直运动分布的1波非对称特点。而波尼处于强切变阶段时在水平方向和垂直方向上都很好地展现了这一特征。

结合图 1中对应时次切变矢量的方向，发现在23日18时(图 2a，风的垂直切变约为12 m/s)逆切变一侧存在大范围的速度≥0.3 m/s的下沉运动区，而速度≥1.8 m/s的上升运动大值区则位于顺切变一侧，且在眼壁及眼壁外围(距离热带气旋中心≥35 km区域)均有分布，垂直运动1波非对称结构很明显；在24日06时(图 2b，此时风的垂直切变最强，约18 m/s)，逆切变一侧的下沉运动基本维持原状，但在顺切变及顺切变左侧的上升运动加强，表现为速度≥1.8 m/s区域的扩大；至24日18时(图 2c)，风的垂直切变已减弱至约5 m/s，可以发现，顺切变一侧眼壁外围上升运动中心数量和范围均已减少，1波非对称结构特征减弱；至25日06时(图 2d)，风的垂直切变只有2 m/s，上述结构已趋于消失。综上所述，1波非对称结构的显著程度与风的垂直切变大小成正比，而且，相对于切变矢量的位置基本固定，这与已有的研究结论是相符的。

图 2 波尼核心及周围区域边界层2 km以下平均垂直速度(阴影)、相当位温分布(实线，间隔3 K，单位：K)(a.23日18时，b.24日06时，c.24日18时，d.25日06时；图中黑色箭头标示垂直速度场一波非对称的两个中心，黑色圆圈标示眼壁分布) Fig. 2 Simulated equivalent potential temperature(contoured at intervals of 3 K，bolded for 354 K)，vertical motion(shaded，m/s)in the boundary layer(averaged in the lowest 2 km)，valid at(a)18：00 UTC 23 Aug，(b)06：00 UTC 24 Aug，(c)18：00 UTC 24 Aug，and (d)06：00 UTC 25 Aug. Black arrows mark the wavenumber-1 asymmetric peak vertical motion，and the dashed circles mark the distribution of the eyewall

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以上简要回顾了波尼在风的垂直切变影响下，水平 方向表现出的1波非对称结构，下面将从垂直方向进一步展现波尼二级环流的非对称特征。图 3为沿切变矢量的垂直剖面，所有物理量取3个平行剖面的平均值，中间剖面位于波尼中心，另两个剖面分别向其南北移动约10 km；左边为逆切变一侧，减去热带气旋移动速度后，高空为相对入流，边界层为相对出流；右边为顺切变一侧，减去热带气旋移动速度后，高低空气流配置与逆切变一侧相反，垂直非对称环 流很明显。图 3a、b表明，在逆切变一侧，6—12 km高度存在着广泛的入流，这种“通风”作用随着风的垂直切变强度的增加而加强，侵入眼壁，围绕眼壁气旋性旋转下沉并进一步向边界层(本文中边界层指高度≤2 km的区域)渗透；顺切变一侧上升气流强度与风的垂直切变强度变化一致；随着风的垂直切变强度减弱(图 3c、d)，逆切变一侧中高空很强的入流亦逐渐减弱，同时顺切变一侧上升运动也减弱，但仍能识别出非对称结构。显然，随着风的垂直切变变化的二级环流的结构特征与Wong等(2004)及Zhang等(2006)的结论相符。

图 3 沿切变矢量通过热带气旋中心的垂直剖面(a.23日18时，b.24日06时，c.24日18时，d.25日06时；等值线为相当位温，间隔2 K，单位：K；矢线表示垂直面内环流矢量(垂直速度已乘以10)；阴影区为雷达反射率；所有物理量为3个剖面的平均值) Fig. 3 Vertical cross sections along the vertical shear vector through Bonnie’s center(three sliced average)of the simulated equivalent potential temperature(contoured in blue at intervals of 2 K)，radar reflectivity(dBz，shaded) and in-plane storm-relative flow vectors(arrow，m/s with the values amplified by 10 times)valid at(a)18：00 UTC 23 Aug，(b)06：00 UTC 24 Aug，(c)18：00 UTC 24 Aug，and (d)06：00 UTC 25 Aug

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风的垂直切变所引起的“通风效应”被认为是导致热带气旋强度减弱的直接原因之一。Simpson等(1958)、Gray(1968)认为，中高空的干冷入流进入热带气旋中心后将破坏暖心，使中心气压升高； 并与眼壁中暖湿空气混合，降低了眼壁的相当位温，抑制了眼壁及附近的对流活动，最终使热带气旋减弱，这可以归纳为“中层路径”；另一种路径则为眼壁外围，如螺旋云带中的下沉气流进入流入层时，与向热带气旋中心辐合的暖湿空气混合，降低这部分空气的相当位温，被称为“低层路径”(Rimer et al，2009，Tang et al，2010)。实际上，对上述两种路径哪个对热带气旋的破坏作用是主导存在着争论，这将在4.4节中予以讨论。本文所涉及的“通风作用”与已有概念一致，均指不同性质的空气混合替换的过程。

由图 1可知，风的垂直切变强度经历了增强再减弱的过程，结合中心气压变化曲线(图 4)可以发现，23日18时—24日06时，波尼中心气压下降速度逐渐减慢，并在24日00时出现了反弹，随后持续升高，但在24日06时后，升高的速度也逐渐减缓。下面，将通过边界层中相当位温及其梯度的分布来进一步解释波尼强度突变的原因。

图 4 波尼强度变化曲线(V表示地面最大风速，P表示中心最低气压，下标OBS表示最佳分析值，CTL表示模拟值(摘自Zhu et. Al，2004)中图 3) Fig. 4 Time series(6 hourly)of the minimum center pressure(P) and the maximum surface winds(V)from the best analysis(OBS，solid) and the model simulation(CTL，dashed)(Credits: Fig. 3 in Zhu et al，2004)

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将波尼以眼区为中心做方位角平均(图 5)，观察边界层中相当位温的分布和相当位温水平梯度的变化。在强切变阶段(图 5a、b、c)可以清楚看到，低相当位温对边界层的侵入在2 km以下十分明显，随着风的垂直切变的增强，354 K等值线向热带气旋中心靠拢，最近时距离中心仅40 km左右；相当位温水平梯度的分布自底层至高层向眼区外倾斜，证明了围绕眼壁的下沉运动会改变眼壁周围的相当位温梯度(Kieu et al，2008)；虽然相当位温梯 度的空间分布呈现出与锋面类似的结构，但指示作用却相反，锋面内部相当位温梯度的增大往往意味着锋面的加强，而在热带气旋中，当梯度大值区出现在边界层时，却表明低相当位温对边界层的侵入加强，此时波尼强度开始减弱；当风的垂直切变逐渐减弱直至约2 m/s(图 5d)时，354 K等值线撤退至距离中心约60 km处，并且，边界层中相当位温水平梯度也逐渐减小。以上结果与Rimer等(2009)类似，但是有一点不同，本文中低相当位温入侵幅度最大时刻并不与风的垂直切变最大时刻匹配，这一点将在4.5节中讨论。

图 5 围绕波尼中心的方位角平均的相当位温(黑色实线，间隔2 K，加粗为354 K等值线)、 垂直面内风矢量(矢线，垂直运动放大系数10)和相当位温水平梯度(阴影，放大系数104)(a. 23日18时，b. 24日00时，c. 24日06时，d.25日00时) Fig. 5 Azimuthally averaged equivalent potential temperature(contoured at intervals of 2 K，bolded for 354 K)，horizontal potential temperature gradients(shaded) and in-plane flow vectors(arrow，m/s with the amplification coefficient of 10)valid at(a)18：00 UTC 23 Aug，(b)00：00 UTC 24 Aug，(c)06：00 UTC 24 Aug，and (d)00：00 UTC 25 Aug

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将这些特征与图 4中波尼强度变化曲线结合起来观察，可发现在354 K等值线侵入距热带气旋中心50 km以内且相当位温梯度大值区出现在边界层，即在24日00时后，波尼的强度出现了突变，直至25日00时，波尼强度基本保持了减弱的态势。而强度减弱的时段(24日00—18时)与强风的垂直切变时段匹配良好，其中，最大强度减弱速度出现在24日00—06时，这正是风的垂直切变和边界层相当位温水平梯度增强至最大值，354 K等值线入侵最深的阶段。鉴于24日18时—25日06时，波尼所处海域的海温基本保持不变(Zhu et al，2004，图 2)，认为可以排除海温变化对波尼强度的影响，而风的垂直切变起着主导作用。

中高空的干冷气流侵入热带气旋中心后，除了直接破坏暖心外，由于云水遇干冷空气会蒸发造成围绕眼壁做气旋性旋转下沉进入流入层，在这一过程中与眼壁及周围的空气混合，降低这些区域的相当位温，本文称之为“垂直通风”，这一现象可以理解为水平进入热带气旋内部的空气由于云水蒸发具备了垂直运动的特征。图 6为方位角-高度剖面，在强风的垂直切变阶段(图 6a、b、c)，各时次均表现出很强的对流运动，自高层开始直至边界层的下沉运动很明显且呈气旋性旋转，证明了中高层入流围绕眼壁旋转下沉的事实；相当位温高值和低值亦互相交错，在强切变阶段，中层至边界层均出现了相当位温低值区，说明来自上层向下输送的相当位温与眼壁的混合作用较强，“垂直通风”现象显著，并且，这种作用随着风垂直切变的增强而增强；至25日06时(图 6d)，风的垂直切变已很弱，相应的通风作用亦几乎消失。注意强切变阶段均存在下沉运动与上升运动急剧转换的区域，将该位置所对应的横坐标上方位与图 1中切变矢量方向对比后可以发现，这些位置与逆切变一侧基本对应，如图 6a中垂直运动转换区域位于北偏西，这也证实了中高空的入流确实来自逆切变一侧，并且围绕眼壁旋转下沉。

注意图 6中蓝色部分表示相当位温低值区，图 6a中这一区域在边界层中的分布占据了约整个圆周，而在中高层的范围很小，且强度不大；至24日06时(图 6b)，边界层中相当位温低值区的范围变化不大，强度加强，并且，中高层的低值区已扩展至超过半个圆周；随着风的垂直切变强度减小(图 6c、d)，这一低值区在边界层和中高层的强度逐渐减弱；与图 5类似，低相当位温入侵眼壁的程度与风的垂直切变强度成正比。

图 6 围绕波尼中心的方位角-高度剖面(a．23日18时，b.24日06时，c.18时，d.25日06时；实线为上升运动等值线，分别为0.5(加粗)、1.0、2.0、4.0、8.0 m/s；虚线为下沉运动等值线，分别为-0.1(加粗)、-0.2、- 0.4、-0.8、-1.6、-3.2、-6.4 m/s；矢线为垂直面内风矢量，由垂直运动与切向运动合成(垂直运动放大系数10)，阴影区为相当位温；所有变量均为距热带气旋中心半径40—50 km的平均值) Fig. 6 Height-azimuthal cross sections of the equivalent potential temperature(shaded，K)，vertical motion(solid line for upward motion，0.5(bolded)，1.0，2.0，4.0，8.0 m/s; and dashed line for downward motion，-0.1(bolded)，-0.2，-0.4，-0.8，-1.6 m/s) and in-plane flow vectors(arrow，m/s with the amplification coefficient of 10)at(a)18:00 UTC 23 Aug，(b)06:00 UTC 24 Aug，(c)18:00 UTC 24 Aug，and (d)06:00 UTC 25 Aug(All the variables are averaged over the cylinder between R= 40-50 km in which R is the radius distance to the center of the tropical cyclone)

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进一步观察可以发现在图 6b中东北至正北方位上，9 km以上，伴随着很强的上升运动，出现了一个相当位温大值区，得出的结论是，此时风的垂直切变达到极值(约18 m/s)，波尼自下而上向东北方向出现了较大的倾斜(注意，切变矢量方向和热带气旋倾斜方向不是同一个概念)，上层中心距离底层中心超过了40 km(图略)；因为方位角-高度图实质上是垂直剖面图，所以，此时垂直剖面将切割波尼高层眼壁，而在其他时刻风的垂直切变没这么强烈，垂直剖面不会切割高层眼壁，这就是为什么只有图 6b出现相当位温异常高值区而其他图没有的原因，与上升运动并无关系。

另一方面，图 6中部分下沉运动区与相当位温高值区匹配，似乎与预想的结论，即下沉运动应当与相当位温低值区对应相悖，可以认为，这是因为眼壁及附近相当位温约360 K(图 5)，且水汽含量极少，因此，围绕眼壁旋转下沉的空气中一部分近似保持了相当位温守恒直至边界层，另一部分 与环境空气混合，在中高层，尤其边界层中形成相当位温低值区。

为了与Rimer等(2009)的结果做一个对比，将绘图半径分别扩展至75、100、125和150 km，但没有发现与其类似的结果(图略)，即自中高层至边界层的下沉运动与相当位温低值区有着很好的匹配。其原因可能是在Rimer等(2009)所模拟的理想热带气旋的相当位温最小层平均位于7 km高度且在这个高度上水汽含量很低，因此自高层进入边界层的下沉运动将会使大量的低相当位温干空气向边界层混合；而在波尼这个真实个例中，相当位温最小层平均位于3 km高度，水汽含量较大，这种混合作用的负面效应显然没有前者剧烈。

以上，从对边界层相当位温变化的角度，初步了解了风的垂直切变对波尼强度造成的影响。强风的垂直切变所造成的不对称二级环流，将中高空的干冷空气带入边界层，导致低相当位温对眼壁及边界层的入侵，减弱了热带气旋的能量供给，并最终降低热带气旋强度。这一过程在波尼发展过程中得到了很好地体现。由图 4可见，强风的垂直切变发生后，波尼的最低中心气压在6 h(24日00—06时)内升高了6 hPa，这说明风的垂直切变对波尼强度的改变是比较明显的。

波尼中心最低气压的变化有一个显著的特点，即在24日00时由原先的持续降低转为突然升高，对于这个强度突变的原因，将在4.4节中予以讨论。 4.4 哪种通风路径更加重要

Tang等(2010)将通风路径分为中层和低层两种，并认为中层路径对热带气旋强度的负面影响较明显，因为沿该路径进入热带气旋的干冷空气与低层路径相比，无法得到暖湿洋面的补充。

如图 7所示，流入层(图 7a)气流辐合进入眼壁的位置附近为相当位温相对高值区，尽管外围存在广泛的低值区，但对比图 8，可以认为，只有与顺切变左侧强雷达回波对应的区域及其气旋性旋转方向前方区域的低相当位温，才是降水等因素造成的穿越相当位温最小层的下沉气流引起的，在此之外的相当位温低值区，则认为是由热带气旋外围环境场造成的，这部分低值区不能纳入风的垂直切变的效应；并且，在向眼壁辐合过程中，存在相当位温由低值向高值转换的现象，这说明暖湿洋面的恢复作用抵消了部分边界层低相当位温的入侵；而在相当位温最小层上(图 7b)，没有明显向眼壁辐合的区域，说明该层径向运动很弱，因此，在相当位温最小层上直接辐合进入眼壁的低相当位温很少。

图 7 24日06时波尼核心及周围区域垂直速度(虚线)、相当位温(阴影)和水平风矢量(矢线)分布(a．0.5 km高度，b. 3 km高度) Fig. 7 Simulated equivalent potential temperature(shaded)，upward motion(dashed，m/s)，horizontal wind vectors at 06：00 UTC 24 Aug，for Bonnie(1998) for the altitude of(a)0.5 km and (b)3 km

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图 8 24日06时波尼核心及周围区域0.5 km高度上模拟雷达反射率(dBz) Fig. 8 Simulated radar reflectivity(dBz)at the altitude of 0.5 km，valid at 06：00 UTC 24 Aug

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回顾图 3可以发现在逆切变一侧，无论在强风的垂直切变阶段还是弱风的垂直切变阶段，最强下沉运动均沿着眼壁产生(R=50 km附近)，而在眼壁外围穿越相当位温最小层的下沉运动则很弱，在进入入流层前都汇入了相对出流中，无法直接进入入流层混合，因此，可以认为通过热带气旋外围穿越相当位温最小层进入入流层的下沉气流不是影响热带气旋强度的主要路径，中层通风作用才是主导。 4.5 对波尼强度突变原因的分析

图 4中，根据波尼中心最低气压曲线的演变，可以清楚地发现，24日00时波尼强度有一个突变，即由持续加强突变为减弱。虽然23日18时—24日00时，风的垂直切变由12 m/s加强至16 m/s，但是，风的垂直切变的通风作用最终降低热带气旋强度并不是一个瞬变的过程，在对图 5的分析中已经提到，相当位温354 K等值线向波尼核心侵入至距中心约40 km的时刻和波尼强度突变时刻一致；对比图 8和图 5b，发现该时刻与切变最强时刻24日06时相比，低相当位温侵入眼壁及附近区域的范围略大。

因此，认为突变的原因在于，随着风的垂直切变增强(如24日00时前)，通风作用使边界层中低相当位温对波尼核心的侵入逐渐加深，累计到某种程度(如相当位温354 K等值线距热带气旋中心40 km)后，热带气旋能量供给短缺，强度随之减弱。分析图 3可以发现，风的垂直切变增强时，虽然逆切变一侧的下沉运动随之增强，但是顺切变一侧的上升运动也随之增强，意味着潜热释放能量供给的加强，因此，对热带气旋强度有害和有利的因素同时存在并相互竞争，热带气旋强度的最终变化取决于两者的净效应。可以认为，在这里风的垂直切变的破坏作用最终超过了有利影响，在24日00时前，波尼的强度虽然保持了增强的态势，但是增强的速率在逐渐减小，说明风的垂直切变的破坏作用正逐渐占据优势。23日18时—24日06时，风的垂直切变增强至峰值，对应了波尼的中心最低气压由持续降低转为持续升高。因此，当风的垂直切变超过某个阈值后，热带气旋强度变化将出现突变和比较迅速的减弱。陈国民等(2010)的研究表明，海温维持29.15℃不变时，8—10 m/s的风的垂直切变可使热带气旋强度受到抑制或减弱。

图 9 24日00时方位角-高度剖面，说明同图 6 Fig. 9 As in Fig. 6 but at 00：00 UTC 24 Aug

图选项

对于低相当位温入侵幅度最大时刻(24日00时)为什么不与风的垂直切变最大时刻(24日06时)匹配，由上述讨论可知，风的垂直切变对热带气旋存在相互矛盾的两种影响，所造成的不对称二级环流，在逆切变一侧抑制对流和潜热释放，而在顺切变一侧又加强对流和潜热释放；并且，风的垂直切变并不是唯一影响热带气旋强度的因素，如海温等也是重要因子。因此，可以认为在各种因素的共同作用下，虽然24日06时风的垂直切变最强，但是其净的负面效果与24日00时相比要弱一些。

波尼强度变化与边界层中相当位温的分布存在较好的对应关系，可以将边界层中低相当位温侵入热带气旋核心的范围和深度作为判断热带气旋强度变化的指标，通过对长时间热带气旋个例资料的分析，找出其强度变化中突变时刻风的垂直切变、海温和边界层相当位温分布等要素的特点并建立其间的联系，这样，依据少量的要素便可以做出热带气旋强度预报。当然，这仅仅是由波尼个例得出的设想，其普适性有待用大量数据验证，并且，依赖于预报和探测技术的进一步改进。

Vecchi等(2007)指出，热带大西洋上风的垂直切变在全球变暖背景下会显著增强，热带气旋活动将减弱。但是，全球变暖的另一个结果是海温的升高，这又将导致热带气旋能量供给的增加，两者相互作用对热带气旋强度的最终影响究竟如何还有待研究。可见，对风的垂直切变效应尤其是热力效应的研究，在气候变暖这一背景下，将会变得更有意义。5 结 论

本文对大西洋飓风波尼(1998)在风的垂直切变影响下结构和强度的变化进行了分析，结果表明，在强风的垂直切变阶段，波尼的垂直运动场表现出了明显的一波非对称结构，中高层(6—12 km)强烈的通风作用导致干冷空气对眼壁的入侵，并由于云水蒸发造成绕眼壁气旋性旋转下沉，侵入边界层和热带气旋的核心，降低了边界层和眼壁的相当位温平均值，减少了热带气旋的能量供给，最终导致了波尼强度的减弱。 所得主要结论如下：

(1)中层通风作用导致了环境干冷空气围绕飓风波尼眼壁做气旋性旋转下沉，进入边界层后形成相当位温低值区并入侵眼壁，减弱热带气旋能量供给；这一路径与眼壁外围自高空进入边界层(低层路径)的气流相比，破坏作用更强，因此，中层路径是导致波尼强度减弱的主要原因；鉴于在本文分析时段，波尼所经海域平均海温基本变化不大且未登陆，认为可以排除海温的影响，风的垂直切变主导了波尼的强度变化。

(2)热带气旋强度变化与边界层中相当位温的分布有着很强的联系，而后者受风的垂直切变、海温等多种要素的综合影响；若边界层中低相当位温侵入热带气旋核心的程度超过某一阈值时，热带气旋强度必然减弱；边界层中相当位温的这些特点使其可以成为预报热带气旋强度的一个重要指标。

(3)热带气旋发展过程中结构方面最明显的变化是二级环流的不对称，热带气旋强度突变虽然与风的垂直切变动力效应相关，但热力结构的改变对热带气旋强度的影响更为直接。

致谢： 感谢朱彤提供了大西洋飓风波尼(1998)的MM5模式模拟资料。