海洋飞沫对热带气旋影响的数值模拟研究*——以“鲇鱼”台风为例

张佳琳，张文清，夏浩峰，管长龙

(中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100)

热带气旋是夏秋季海洋上常见的天气现象，易导致严重灾害，威胁沿岸居民的生命财产安全。因此，提高热带气旋预报(或模拟)精度具有十分重要的科学意义和应用价值。近二十年来，随着人们对大尺度大气运动环境的理解不断加深，热带气旋路径预报的准确性提高了近50%，但强度预报的准确性没有明显提高(美国国家飓风中心：http://www.nhc.noaa.gov/verifification/verify5.shtml)。探其原因，主要是人们对海洋、海浪、大气三者之间的相互作用认识尚不全面和系统，特别是对海洋飞沫在海气界面上对海气通量的影响[1-2]认识尤为不足。台风过程中，在风和浪的共同作用下，海面附近出现大量海洋飞沫,其可使海洋与大气之间的动量、热量和水汽交换发生不可忽略的改变，进而对台风强度产生重要影响[3-5]。

目前，对于海洋飞沫影响热带气旋强度这一问题的研究主要从海洋飞沫的动力学和热力学效应两方面开展。在动力学效应方面，当海洋飞沫存在于海-气界面时，会因风而加速，获得水平速度和水平动量，并在落回海面时将这些动量传递给海洋[3,6-7]。有学者通过改进动力粗糙度参数化方案来考虑海洋飞沫的动力学效应[8-9]，取得了较好的结果。在热力学效应方面，海洋飞沫的蒸发会导致海-气界面热量交换增强[10-12]。国内外已有研究指出，在数值模式中考虑海洋飞沫热力学效应可使海气界面间的感热通量和潜热通量增加，并使热带气旋强度模拟的准确性得到一定程度的提高[13-14]。

在热带气旋的数值模拟中，通常使用块体算法计算海面的动量通量和热量通量，该块体算法中涉及两个非常重要的参数，即拖曳系数CD和热焓交换系数CK。Emanuel[15-16]通过理论和数值实验表明，热带气旋只有在CK/CD大于0.75时才能获得足够的能量发展为台风或飓风(中心附近最大风速达32.7～36.9 m/s)。然而，利用传统块体算法(基于中低风速的观测资料给出)得到的台风条件下的CK/CD小于0.7[17]，此结果不能解释实际情形下台风的发展，导致此结果的一个重要原因为传统的块体算法未考虑海洋飞沫的影响[18]。目前，关于CD的观测和研究比较多，对CD随风速的变化达成了一定的共识，但有关CK的研究较少。观测和研究表明，CD在低风速(U10<～5 m/s)下随海面上10 m高度处风速U10的增大而减小，在中风速(U10≈5～30 m/s)下随风速U10的增大呈近似线性增大[19-20]，在高风速(U10>～30 m/s)下受海洋飞沫影响趋于饱和甚至减小[1,21-22]；关于CK,有学者认为CK随U10的增大基本保持不变或略有增长[23-24]。值得一提的是，Komori等[25]通过实验室观测，认为当U10>33.6 m/s时，CK随着U10的增大呈显著线性增大，给出了CD、CK参数化方案(见文中公式4、5)，并将其引入到WRF模式中进行数值实验，结果表明他们的参数化方案较传统参数化方案有利于改善热带气旋的强度模拟。

如前所述，当前在海洋飞沫动力学效应和热力学效应方面的研究已经取得了诸多进展，但海洋飞沫的动力学和热力学的总体综合效应尚缺乏系统的研究。本文将在前人最新研究成果的基础上，同时考虑海洋飞沫的动力学效应和热力学效应，利用海-气-浪-沉积输运耦合模式 (The Coupled-Ocean-Atmosphere-Wave-Sediment Transport Modeling System,COAWST)，通过引入包含海洋飞沫影响的CD、CK参数化方案，并以“鲇鱼”台风为例进行数值实验，探讨海洋飞沫对热带气旋的影响。

1 数值模式和CD、CK参数方案介绍

1.1 数值模式介绍

本文采用Woods Hole近岸海洋科学中心(Woods Hole Coastal and Marine Science Center)Warner等人开发的COAWST模式,子模式有中尺度大气模式(Weather Research Forcasting,WRF)、区域海洋模式(Regional Ocean Modeling System,ROMS)、近岸海浪模式(Simulating Waves Nearshore Modeling,SWAN)和沉积输运模式(National Community Sediment-Transport Modeling,NCSTM)。COAWST模式通过耦合器MCT(Model Coupling Toolkit)将上述子模式耦合起来(见图1)，使各子模式进行数据交换并实现双向耦合。在各子模式之间，WRF模式给ROMS模式提供热力方程的开边界条件(如：短波辐射通量、长波辐射通量等)，并提供用于计算海表风应力的风场；ROMS模式给WRF模式提供大气底边界条件；ROMS模式通过SWAN模式提供的有效波高计算辐射应力等参数，并将海表流速、自由表面高度、水深提供给SWAN模式；SWAN模式使用WRF模式提供的风场数据计算海浪参数并传递给WRF模式。本文在COAWST模式中，基于Komori等[25]提出的包含海洋飞沫效应的CD、CK参数化方案，在WRF模式中嵌入海洋飞沫动力学效应和热力学效应的参数化方案，具体内容在1.2节介绍。

图1 COAWST模式示意图Fig.1 Schematic illustration of the COAWST

1.2 海洋飞沫参数化方案

海气交换过程中，COAWST采用块体算法进行海气界面通量的计算，公式如下：

(1)

H=ρcpCHU10(θi-θ10)，

(2)

E=ρLνCEU10(qi-q10)。

(3)

式中：τ、H和E分别为动量通量、感热通量和潜热通量；ρ为空气密度；CD、CH和CE分别为拖曳系数、感热交换系数和潜热交换系数；θ为位温；q为比湿；下标i和10分别表表示边界层底部和海表面向上10 m高度；cp为定压比热;LV为水的蒸发潜热。

Zhang等[26]研究表明，在U10=20～30 m/s的风速范围内，CH和CE与热焓交换系数CK数值相等。在热带气旋的数值模拟中，常假定CK=CE=CH。

Komori等[25]通过高风速风浪槽实验分析了飞沫对交换系数的影响，得到包含海洋飞沫效应的CD、CK随U10变化关系式：

CD=

(4)

(5)

研究表明[30-31]，高风速条件下，CD的减少或饱和主要归因于海洋飞沫，且海洋飞沫是海气界面间热通量增加的主要原因，因此Komori等[25]给出的CD、CK参数化方案(见公式(4)、(5))在高风速条件下可用于表示仅包含海洋飞沫效应。本文采用上述包含海洋飞沫效应的CD、CK参数化方案(见公式(4)、(5))计算海气界面通量，使COAWST模式同时包含了海洋飞沫的动力学效应和热力学效应。

1.3 模式设置

1.3.1 热带气旋个例概况 本文选取2010年第13号台风“鲇鱼”进行数值模拟研究。该台风于2010年10月13日12时(世界时，下同)在西北太平洋形成，向西北偏西方向移动，14日12时升级为强热带风暴，21时升级为台风，于16日12时升级为强台风，17日升级为超强台风。18日04时在菲律宾登陆后强度减弱，继续向西移动。14时进入中国南海中东部，19日00时再次升级为超强台风，20日00时开始向正北移动，21日01时减弱为强台风，22日13时再次减弱为台风，然后向西北偏北方向移动，最终于23日04时在福建沿海登陆，08时减弱为强热带风暴，12时再次减弱为热带风暴，15时减弱为热带低压，23日18时被停止编号。

1.3.2 实验方案及资料来源 台风“鲇鱼”的移动路径怪异、多变，存在过岛和路径突变情形，路径模拟或预报难度大。为更好地分析海洋飞沫效应对台风强度的影响，减小路径误差带来的影响，本文对台风“鲇鱼”进行了分阶段模拟：第一阶段的数值模拟时间是2010年10月15日00时—18日12时，为台风强度增强阶段；第二阶段的数值模拟时间是2010年10月21日00时—23日12时，为台风强度衰减阶段(台风“鲇鱼”过岛阶段和发生路径突变阶段未模拟)。模拟范围分别为10°N—24°N、118°E—141°E和16°N—27°N、114°E—122°E。WRF采用6 km网格，区域格点数分别为424×256和148×202；SWAN和ROMS采用相同的网格，区域格点数分别为422×254和146×200。WRF模式中微物理过程采用Lin方案，长波辐射方案采用RRTM方案，短波辐射方案采用Dudhia方案，近地层方案采用MYNN方案，陆面过程方案采用Noah方案，边界层方案采用MYNN 2.5方案。ROMS模式中水平对流方案采用三阶上升流方案，垂直对流方案采用四阶中心方案，底部边界层闭合方案采用Sherwood方案。

本文共进行了3组实验，具体实验方案的设置如下：

(1)test0：不考虑海洋飞沫效应,海气界面通量采用COARE3.0算法，其中粗糙度z0采用Smith[29]给出的方案：

(6)

其中Charnock参数α取为风速的分段函数(S为考虑了阵风影响的海面风速)：

(7)

(2)test1：考虑海洋飞沫动力学效应，在COAWST模式中使用Komori等给出的CD参数化方案；

(3)test2：考虑海洋飞沫动力学效应和热力学效应，在COAWST模式中使用Komori等给出的CD、CK参数化方案。

本文采用NCEP(National Centers for Environmental Prediction)的FNL 1(°)× 1(°)资料集、HYCOM资料库(网址：ftp://ftp.hycom.org)的数据作为驱动耦合模式的初始场数据，并用来自中国气象局(China Meteorological Administration,CMA)和日本气象厅(Japan Meteorological Agency,JMA)的Best-track数据进行耦合模式结果的检验。

2 数值实验结果

2.1 热带气旋路径

为了分析方便，本文将台风“鲇鱼”的2010年10月15日00时—17日18时定义为增强阶段，将台风“鲇鱼”的2010年10月21日00时—23日00时定义为减弱阶段。从台风“鲇鱼”的路径模拟结果(见图2)可知，各实验方案均模拟出了台风“鲇鱼”的移动特征，即西向移动(见图2(a))和北向移动(见图2(b))。通过对比发现，在台风“鲇鱼”增强阶段的前48 h各方案对路径的模拟结果差异不大，在17日台风“鲇鱼”升级为超强台风后考虑海洋飞沫动力学和热力学效应的test2方案明显优于其他方案；在台风“鲇鱼”减弱阶段的前36 h(此时台风为强台风)考虑海洋飞沫效应的test1和test2方案明显优于test0方案，且test2方案的移动速度相较于test1更接近最佳路径数据。

图2 台风“鲇鱼”的路径Fig.2 The track of typhoon “Megi”

上述数值实验的路径结果表明，在热带气旋增强过程中，特别当热带气旋达到超强台风强度时考虑海洋飞沫动力学和热力学效应可有效改进热带气旋路径模拟效果；在热带气旋减弱过程中在强度减弱为台风之前考虑海洋飞沫效应对热带气旋路径模拟效果的改进较为明显，且同时考虑海洋飞沫动力学和热力学效应时改进效果更好，当热带气旋强度减弱为台风后考虑海洋飞沫效应对路径模拟效果无明显改进。

2.2 热带气旋强度

海洋飞沫效应对热带气旋强度的影响一直是学者们关注的重点，本文通过热带气旋的最大风速、中心最低气压来进行热带气旋强度分析。图3(a)为台风“鲇鱼”增强阶段的最大风速观测值和3组实验的模拟结果。3组实验均模拟出了台风“鲇鱼”在10月15日00时—17日18时最大风速逐渐增强的变化趋势，从整体平均来看，模拟结果相比于观测值偏弱(特别是在台风“鲇鱼”强度达到超强台风后)。该阶段test0、test1和test2与CMA观测值的72 h平均误差分别为13.45、13.31和10.95 m/s(相比于test0的误差，test1和test2分别降低了1%、18.6%),与JMA观测值的72 h平均误差分别为10.31、10.18和7.82 m/s(相比于test0的误差，test1和test2分别降低了1.3%、24.2%)。图4a为台风“鲇鱼”减弱阶段的最大风速观测值和3组实验的模拟结果。3组实验均模拟出了台风“鲇鱼”在10月21日00时—23日00时(台风于23日04时登陆)最大风速逐渐减弱的变化趋势，模拟结果相比于观测值均偏弱。其中，test0与CMA观测值的48 h平均误差为9.58 m/s,与JMA观测值的48 h平均误差为4.49 m/s。test1和test2与CMA观测值的48 h平均误差分别为7.56和5.85 m/s(相比于test0的误差，分别降低了21.09%和38.94%)，与JMA观测值的48 h平均误差分别为2.92和1.85 m/s(相比于test0的误差，分别降低了34.97%、58.80%)。以上数据结果表明，在台风增强阶段，仅考虑海洋飞沫动力学效应的test1方案对最大风速模拟改进效果甚微，同时考虑海洋飞沫动力学和热力学效应的test2方案对最大风速模拟改进效果明显；在台风减弱阶段，考虑海洋飞沫动力学效应对最大风速的模拟有一定改进，同时考虑海洋飞沫的动力学与热力学效应的test2方案改进效果更明显。

(最大风速(a)及中心最低气压(b)。Maximum wind velocity (a)and central pressure (b).)图3 台风“鲇鱼”2010年10月15日00时—17日18时Fig.3 Typhoon “Megi”2010-10-15 00：00 to 2010-10-17 18：00

(最大风速(a)及中心最低气压(b)。Maximum wind velocity (a)and central pressure (b).)图4 台风“鲇鱼”2010年10月21日00时—23日00时Fig.4 Typhoon “Megi”from 2010-10-21 00：00 to 2010-10-23 00：00

在中心最低气压方面，2组实验的模拟结果的相比于观测值偏弱(见图3(b)、4(b))。在台风“鲇鱼”增强阶段，test0、test1、test2与CMA观测值的72 h平均误差分别为33.47、33.09和28.62 hPa(相比于test0的误差，test1和test2的误差分别降低了1.1%、14.5%)，与JMA观测值的72 h平均误差分别为39.37、39.00和34.53 hPa(相比于test0的误差，test1和test2的误差分别降低了0.9%、11.5%)。在台风“鲇鱼”减弱阶段，test0与CMA观测值的48 h平均误差为14.24 hPa，与JMA观测值的48 h平均误差为11.78 hPa。test1、test2与CMA观测值的48 h平均误差分别为12.95和10.56 hPa(相比于test0的误差，分别降低了9.06%、25.84%)，与JMA观测值的48 h平均误差分别为10.56和9.71 hPa(相比于test0的误差，分别降低了10.36%、17.57%)。在台风增强阶段，仅考虑海洋飞沫动力学效应对中心最低气压模拟改进效果甚小，同时考虑海洋飞沫动力学和热力学效应对中心最低气压模拟改进效果明显；在台风减弱阶段，考虑海洋飞沫效应的test1和test2的模拟结果相比于test0的模拟结果有所改进，且同时考虑海洋飞沫的动力学与热力学效应的test2方案改进效果更明显。

2.3 动量通量、感热通量和潜热通量

图5为台风“鲇鱼”增强阶段和减弱阶段以台风中心为中心3(°)×3(°)范围(该范围内风速达8级以上)内动量通量的平均值。对比3组实验方案的结果发现，test0中的拖曳系数CD大于test1与test2的(见图8(a))，但test1中的风速要略高于test0，造成test0与test1的动量通量十分接近，test2中的风速显著大于test0，因而其动量通量相较于test0略有增加(台风增强阶段增加了8.18%，台风减弱阶段增加了3.85%)。

图5 台风“鲇鱼”的动量通量平均值Fig.5 Average momentum flux of typhoon “Megi”

图6和图7为台风“鲇鱼”增强阶段和减弱阶段以台风中心为中心3(°)×3(°)范围内的向上感热通量平均值和潜热通量平均值。在台风增强阶段，风速未达到高风速时(海洋飞沫效应较弱)，3组实验的向上感热通量平均值十分接近，随着台风的增强，海洋飞沫效应逐渐增强，同时考虑海洋飞沫动力学和热力学效应的test2方案的向上感热通量平均值明显高于其他方案(相比test0增加了10.37%)；仅考虑海洋动力学效应的test1中潜热通量增加明显(相比test0增加了12.21%)，考虑海洋飞沫动力学和热力学效应的test2方案对海气界面间潜热通量的增加效果则更为显著(相比test0增加了27.76%)。在台风减弱阶段，test2的向上感热通量与潜热通量最强，test1的次之，test0的最弱。

图6 台风“鲇鱼”的向上感热通量平均值Fig.6 Average upward sensible heat flux of typhoon “Megi”

图7 台风“鲇鱼”的潜热通量平均值Fig.7 Average latent heat flux of typhoon “Megi”

上述结果说明，在台风情形下(即高风速状态)，考虑海洋飞沫的动力学效应时，海洋飞沫的存在使得拖曳系数CD达到饱和，抑制了台风动量通量的损失，有利于高风速状态的维持(特别是在台风衰减阶段)。在海洋飞沫的热力学效应中，高风速条件下，海洋飞沫大量存在于海气界面，导致海气界面为一个气液共存过渡区，海洋飞沫的蒸发会导致海气界面附近的空气温度下降、湿度增加，一方面增加了海气界面的温差，进而增强了海气界面间的感热交换；另一方面，飞沫蒸发产生的大量暖湿空气在辐合上升过程释放出大量的凝结潜热，成为台风的主要能量来源，使得台风得以发展和维持。因此，综合考虑海洋飞沫的动力学和热力学效应，有利于台风强度的增强和维持，可显著改进台风强度的模拟结果。

3 分析与讨论

test1与test2相比，两组实验方案的CD一致，但test2的CK大于test1的CK(见图8(b)),使得test2的热量通量明显增加，进而台风的强度得到加强。表现为最大风速增大，中心最低气压降低，更加接近观测值，对台风强度的模拟改进效果更加显著。

图8 (a)拖曳系数CD随风速U10的变化；(b)热焓交换系数CK随风速U10的变化Fig.8 (a)The change of drag coefficient CD with U10；(b)The change of enthalpy exchange coefficient CK with U10

参考Emanuel提出的分析模型[16]，对本文数值实验中的拖曳系数CD和热焓交换系数CK对热带气旋强度的影响进行分析。根据Emanuel模型，CK/CD>0.75时热带气旋才能获得足够的能量发展为台风并维持，且热带气旋最大风速与CK/CD成正比。比较3组实验方案CK/CD随风速U10的变化(见图9(a))，发现只有test2的CK/CD可以达到0.75(U10>41 m/s时)，test0与test1的CK/CD均小于test2的CK/CD。因此，test0和test1模拟的台风强度结果均弱于test2。特别地，test2在台风强度维持方面明显优于其他2组实验方案，即test2方案可以较好的维持台风的高风速状态，而其他2组方案风速衰减较快。通过比较3组实验方案最大风速随台风场平均CK/CD的变化(见图9(b))，发现test0方案的最大风速随CK/CD的增大而略有减小；test1方案的最大风速未显示与CK/CD有明显的依赖关系；test2方案的最大风速随CK/CD的增大而增大。其中仅test2方案的最大风速和CK/CD的关系与Emanuel模型大体一致，但并未完全满足Emanuel模型对CK/CD数值的要求。例如，21日12时台风最大风速为50 m/s(CMA观测值)，根据Emanuel模型可知CK/CD的数值应达到0.68，但test2中CK/CD的数值为0.6，故而test2的模拟结果(45m/s)略有偏弱。由于高风速范围内CD趋于平稳或略有减小。因此根据Emanuel模型可知，test2方案的CK参数化方案在高风速时仍偏小，还需结合观测资料进行修正。

图9 (a)CK /CD随风速U10的变化；(b)台风最大风速(Vmax)随CK /CD的变化Fig.9 (a)The change of CK /CD with U10；(b)The change of Vmax with CK /CD

4 结论

本文将海洋飞沫效应引入COAWST模式中，并以2010年第13号台风“鲇鱼”为例进行模拟分析，探讨海洋飞沫效应对热带气旋的影响。数值实验结果表明：

(1)只考虑海洋飞沫动力学效应时，相比于传统的参数化方案(拖曳系数随风速一直增大)，对海表动量通量的影响甚少，使向上感热通量和潜热通量略有增加，可有效改进热带气旋的路径结果，对强度结果有一定程度的改进。

(2)同时考虑海洋飞沫动力学和热力学效应时，可使海表动量通量略有增加，向上感热通量有较为明显的增加，潜热通量显著增加，热带气旋最大风速增大，中心最低气压降低，使得模拟结果更接近观测值，对热带气旋强度模拟的改进效果相比于仅考虑海洋飞沫动力学效应更显著。

(3)在台风情形下，海洋飞沫主要通过热力学效应，增加海气界面间的热量通量，为热带气旋提供能量，使其得以发展和维持，海洋飞沫的动力学效应相较于热力学效应，对台风强度的影响较小。当热带气旋强度不达台风级别时，考虑飞沫效应的参数化方案本质上退化为不考虑飞沫效应的参数化方案。

根据目前的数值实验结果，本文选取的Komori等[25]给出的包含海洋飞沫效应的CD、CK的参数化方案确有利于改进台风的模拟结果，特别是强度模拟结果。本研究所采用的参数化方案是基于实验室高风速风浪槽实验研究所得到的，虽然在风浪成长研究中普遍认为实验室研究结果可适用于外海的情况[28]，但对于存在飞沫海况的动量和热量交换过程，实验室结果是否符合实际外海环境还需更多的观测资料进行验证。此外，海洋飞沫对热带气旋的影响与台风强度及其发展阶段有关，本文只以强台风“鲇鱼”为例进行了部分发展阶段的研究，我们尚需探讨海洋飞沫效应对不同强度类型的台风在不同发展阶段产生的影响。