上层暖中心对迅速加强的热带气旋的重要性外文翻译资料

 2022-11-22 16:11:10

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上层暖中心对迅速加强的热带气旋的重要性

Da-Lin Zhang and Hua Chen

在本研究中，快速加强（RI）热带气旋的使用72小时云量在允许的预测范围内检查在882hpa上有阻断记录的台风威尔玛（2005）。结果表明一个上层暖中心的构成是从在台风眼平流层起源的下沉气流，这与RI的发展一致。它在峰值强度的初始状态达到超过18℃的峰值振幅。下降气流是相关的在台风壁中的对流爆裂的消除，和它表现为（扰动）气旋径向流入高于上部流出层并引起下层崩塌变暖，我们假设上部发散流出层通过保护它来支持温暖的核心的生成，从环境流量的通风。我们假设上部发散流出层通过保护它来支持温暖的核心的生成从环境流量的通风。利用静力学方程表明,平流层的温暖的核心, 威尔玛起源贡献超过低水平热列的压力峰值强度的变化的两倍以上。结果表明,被更多的关注的对流层上部的风暴流和垂直风切变的大小而不仅仅850-200hpa层的垂直切变，为了合理的预测热带气旋的RI。引自：Zhang, D.-L., and H. Chen。Importance of the upper-level warm core in the rapid intensification of a tropical cyclone（上层温暖核心对迅速加强的热带气旋的重要性）Geophys. Res. Lett., 39, L02806,doi:10.1029/2011GL050578

1．介绍

台风的迅速加强，定义为最小中心气压（Pmin）减少至少42hpa每天(Holliday and Thompson, 1979)或最大表面风（Vmax）增加15m/s每天(Kaplan andDeMaria, 2003)对于预测的操作特别有挑战性一部分原因是台风工具的不足，另一方便是对于台风的过程的不够了解导致。我们当前对于RI的的理解仅限于可以大规模分析和卫星观测(Bosart et al., 2000; Kaplan and DeMaria, 2003)

对于RI有利的条件可能包括异常温暖的海边温度（SSTs），中低层水汽，垂直风切变（VWS）和东移的高层槽的弱的强迫运动。此外Kaplan and DeMaria发现台风和他最大的可能强度（MPI）有很大的不同最大的可能性是经历在有利条件下的RI.台风opal（1995）是人们重视的RI的一个很好的例子(Rodgers et al., 1998; Bosart et al.,2000; Shay et al., 2000; Hong et al. 2000)

很多最近的RI研究从台风发生的核心区域的可能的过程开始研究(Kaplan et al., 2010; Rogers, 2010)对流爆发（CBs）先前的研究人员大致定义为中尺度对流系统中异常强烈的上升气流被认为是导致RI的最有可能的因素。很多研究表明，对流爆发（CBs）也在RI之前或和RI一起发生。(e.g. Molinari et al.,1994, 1999; Reasor et al., 2009; Heymsfield et al.2001;Fierro and Reisner, 2011)可是，很少有人知道对流爆发（CBs）对导致RI的做用。通过台风眼边界层的斜向流出导致的向上的充足的暖空气的交换，由Liu et al.首次提出，被猜测认为是对流爆发（CBs）发展的有利条件(Kossin andEastin, 2001; Eastin et al., 2005; Braun et al., 2006; Braunand Wu, 2007; Barnes and Fuentes, 2010)Montgomeryet al.证明这些交换能导致台风超过它的最大可能强度（MPI）

此外，通过分析56个台风生命周期期间的6小时数据，Priceet al.发现迅速加强活动在这些台风的最大强度之前，大约领先最大风速出现一天。

本研究，我们假设暖中心的形成在上层流出层之内，由于台风眼墙中CBs的逸出是台风RI的关键。这个假设将使用一个72小时的例子(i.e. 0000 UTC 18 – 0000 UTC 21 October2005)嵌套网格(27/9/3/1 km)

台风Wilma对于云的预测和对天气的预测最好的模型网格长度是1km(Chen et al. for more details)72小时为周期包括15小时的增强阶段，一个21小时的RI，和一个36小时的减弱阶段（图1中底部）Chen et al.表明wilma的RI发生在高的海温（SSTs）和弱的垂直风切变（VWS）之前，并且WRF模式预报在21小时的RI阶段Vmax有28m/s的增长并且Pmin有80hpa的下降，Pmin=889hpa，Vmax=72m/s，下面展示高层暖中心对于wilma的RI的Pmin的减弱依据，第三部分研究高层暖中心是如何生成的。

2.上层暖中心对于台风RI的重要性

图1显示了时间高度剖面图，关于时间的扰动温度[T′(z, t)]和PMIN下降(P′)的时间序列对均值温度曲线[(z)]和模型初始时间的Pmin(i.e.t=0)，分别和 台风中心的相关流动相叠加。我们发现台风涡旋最初有一个4-5度的暖中心集中靠近z=7km，在最初的6-12小时的自旋加快，一个浅的6-8度的上部暖层出现在台风眼一个暖的柱状物。为了方便相关结果显示在图1(上)和1(下)，我们使用“变暖”这个词意味着正的温度变化和关于台风关系框架。

虽然在72小时环境温度变化预测是浅显的。重要的是发生在平流层的变暖被表示为大的垂直位温（）Z=16km以上。由于模型顶部设置为30hoa(see Chen et al., 2011)，平均海拔高度z=24km，这个变暖受顶部边界条件影响。另一重要性是在RI的开始

上部暖层的等熵面开始转移向下。(e.g.)（cf.图1顶部和底部）。因为短暂的非绝热加热发生在台风眼，这个向下移动表明下沉的暖空气和台风眼下游的平流层有关。(see Liu et al., 1999)所有的等熵面在垂直列与峰值下降到最低海拔温暖在核心风暴发生时的峰值强度下(i.e.t=36h)，在21小时的RI期间，对流层顶的空气,如上文所示，z从16km下降到9km，导致一个峰值振幅超过18°C 近似称z = 14公里的平流层变暖。这个峰值变暖的核心是相似的大小高于2km，在LaSeur and Hawkins（1963）和Hawkins and Rubsam（1976）的早期研究中被发现。随后,等熵面倾斜向上而变暖核心向下转移,在wilma增强阶段36-45h；所有这些特性发生更快比发生之后。由于RI是检查在此表面压力下降(即。P′),我们希望显示,通过静力学方程的简单使用，平流层暖中心发展导致wilma迅速加强（RI）。特别相关的是在较低温度下流体静力平衡变暖在空中可以产生比低级变暖表面压力下降更大的影响,因为高层增温变暖的乘数效应(Malkus and Riehl, 1960; Zhang and Fritsch, 1988;
Hirschberg and Fritsch, 1993; Holland, 1997)此外,平流层的下沉变暖的空气往往比空气对流层有更大的幅度,如图1所示(上)。因此,上层变暖,尤其是在平流层的起源比低层的变暖更有效在,Pmin的减小方面.图1底部，q = 380 - k的表面是用于分离的变暖贡献平流层和对流层的起源的时间系列P′,演示了这一点。

三条曲线,被称作“A”、“B”和“C”,在图1中(底部)获得如下:(i)模型输出PMIN的时间序列,在Chen et al.的图4中得到解释。是关于PMIN P′t = 0(曲线)通过集成的流体静力学方程模型顶部向下总温(即.T = T(z) T′(z,T)],以减小误差：(ii)重复（i）除了通过设置T′(z,T)= 0的下层q = 380 - k表面(曲线B)；和（iii）重复（i）除了通过设置T′(z,T)= 0在q = 380 - k表面以上层(曲线C)。因为q = 380 - k表面源于低平流层(图1),获得的结果往往会低估上层暖的中心的贡献。显然从图1 B(底部)曲线,代表来自上层暖中心包括,总作用形状上像曲线A,也证明在RI的21小时Pmin下降72 hpa在PMIN 21-h RI,随后在21小时的弱上升阶段有一个76 hpa的增长。应该注意的是,如此巨大的变化也高度依赖于暖的柱中的深度计算因为在RI阶段和之后q =380-K 表面海拔高度有明显的变化（图1顶部）如果考虑到峰值强度t = 36h,暖柱上方和q = 380 - k表面的下方(位于zasymp;11km)对PMIN下降64 hPa(曲线B)和24 hPa(曲线C)作出解释，分别从最初的强度。这表明在Wilma的RI阶段平流层的暖中心比低层暖柱气压变化的贡献高两倍以上.。注意,暖柱上方和q = 380 - k表面的下方的贡献不等于总PMIN因为Pmin的垂直的温度变化的指数相关。在目前的情况下,垂直柱q = 380 - k表面下方的相关性比zasymp;11km步骤(2)和(3)的压力差超过两倍（即在z = 0. 19 hPa 与40 hPa）然而,暖柱在q = 380 - k表面以下账户主要用于最初wilma的自旋加快(参看曲线C和A)。没有上层变暖,22 - 24 h后的风暴可能会停止加深达到预测值,并未能达到RI。

3.上层暖中心的构成

[8]在表明的上层暖中心的重要性之后，有人可能会问：为什么他来自z=14km附近，特别的，我们发现很多观测和模型研究展示了中层暖中心结构的发展(Liu et al.1997;Halverson et al. 2006)来解决上述问题，图2显示了radius-height截面温度偏差,与平面流矢量叠加，在RI阶段上径向流入(即.在t = 30 h) 除了典型的,成熟的外在台风的二次环流的两个相关特性也是值得讨论的。首先,峰值暖中心位于同一层(13 - 15公里)外地区上层流出。我们强调这一发现的重要性,因为一个强大的发散流出规模为200 – 400km的半径可以帮助保护暖中心被环境流场影响。尽管许多研究通过暖中心的风切变和暖中心的水平通风深度研究了VWS对台风强度的影响。(Wang and Holland, 1996; Frank and Ritchie, 2001; Black et al.,2002)很少有人注意水平风力强度和上层暖中心和流出层的结构。分析台风眼的时间序列的垂直风资料，如图1中给出(上) 显示的变化上层暖中心强度确实是storm-relative流动的大小是相关的。具体来说,台风眼的storm-relative流在深层大约是10-20m./s（即.z =2-18km)在RI阶段之前,尽管如此大规模的流动可以部分归因于台风漩涡的垂直倾斜。他们迅速下降到小于5 m/s在RI的初始阶段，在峰值强度阶段,实现近一个平静的条件，尤其是在上层暖中心的流出层，storm-relative再次变大像wilma的削弱阶段在一个台风眼的更新周期之后（ERC）(see Chen et al. 2011)storm-relative流的增加和上流出的弱化相一致认为大的外部台风眼壁在ERC之后。上述结果表明storm-relative流和对流层上部的VWS是台风wilma迅速加强的决定因素。[10] 由于上述原因,图3显示了水平风扰动向量的分布上流入层(即.在z = 17.5km),即流入层的风矢量（即.在z = 17.5km）即除去6m/s的东南流动。与发散流出在槽后,显示气旋扰动风流入与弱风(低压)核心区（从台风眼有一30km的半径）尽管他们是受重力波传播的影响(Liu et al., 1999)与气旋流入相关的构成是螺旋状分布的带状云水汽现象,以冰个雪的形式。多云的地区的最低温度在这种情况是197K，这显然是在平流层。这些平流层的云降水必须由超出规定的台风所制造。被定义为中beta尺度的对流系统由对流系统上层对流层至少15m/s的上升气流组成（即z=11km以上）Houze et al(2009)也做了很深的研究. 从多普勒雷达数据台风Ophelia（2005）强烈的对流上升运动。从台风中可以发现，发生两次至少要5s的间隔。最大风速（RMW）发展到半径附近突出表现是眼壁的最高相当位温。（Liu et al., 1999, 图3可以看出）这些台风强度减弱因为他们把超过倾斜向外进入平流层下层。螺旋云带在空中留下他们的印记。因此,更加明显合并流入内核附加螺旋云带合并逸出进入台风眼（和深对流）在眼壁。这个水平收敛或流入台风眼对上层对流层的暖中心的形成做出解释（图2和图3）

[11] 给出一个CB的垂直环流特征如图4所示。这显示了强烈的半径为10km的上升气流（见图3）和一个峰值的大小为18km/s在z=11km附近；云顶到达一个18km的高度，一般来说,它有一个方位的规模几十公里(图3)台风的生命期间，踪迹在z = 11km从起始到耗散强度几乎消失,大约是30分钟(没有显示)特别有趣的是，台风诱导平衡下沉以峰值振幅超过5m/s和深度超过10km，主要是，解释核心区域等熵面向下倾斜。如此强烈的下沉由Heymsfield et al.在台风 Bonnie (1998)中被找到。在云的范围更强烈的沉降，暗示可能增强的影响sublimative云中降水的冷却和(长波)辐射云相互作用,由Liuet al.发现。

这也能从螺旋云带的合并流动中看出。然而台风诱导无状云地区下沉2-3m/s和延伸到z=19km一样。注意，这个沉降倾向于台风眼的气旋向下流动，由Liu et al. [1999]发现。这就是为什么在图4中使用的垂直截面不是径向。还请注意,台风发生主要在眼壁逆风切象限，甚至通过VWS的减弱（图3和图1顶部）这些台风传播气旋，在眼壁率比平均流量慢。这是符合Reasor对台风Guillermo (

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