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通过对流层上层的大气运动矢量揭示热带气旋加强和云顶流出气流的关系

RYO OYAMA

气象研究机构，日本气象局，筑波，日本

摘要： 最近技术上的进步使得运用同步卫星对大气进行密集观测成为一种可能——从这些观测结果可以推导出大气运动矢量（AMV），它们适用于捕捉大气环流甚至是观测数据稀少的中尺度的天气现象。热带气旋的流出气流在云顶附近，它反映出了热带气旋的次级环流，这是通过运用连续多功能输送卫星（MTSAT）的卫星图像获得大气运动矢量（AMVs），同时，调查了2011年到2014年之间44个热带气旋增强率（定义为：在过去的24小时内最佳路径数据和最大风速的变化）和流出气流之间的联系。在热带气旋的加强阶段，流出气流中时间变化通常和热带气旋内核的对流云的云顶温度的变化是同步的——这是由MTSAT红外观测带得到的。值得注意的是，在流出气流达到最大值以后，66%的热带气旋增强率在36小时之内达到最大值，同时，增强率最大值大于15 m / s /天的热带气旋强度增加率达到峰值。除此之外，增强率和在中层释放潜热的热带气旋在增强阶段有更多的流出气流。有对流爆发（CB）的热带气旋和无CB的热带气旋相比,表明了有CBs的热带气旋流出气流和热带气旋增强率之间的相关性更高，这意味着迅速加深的内核对流对热带气旋的次级环流的加强是很重要的。流出气流和0—6个小时之前的热带气旋加强率有关。

RYO OYAMA

气象研究机构，日本气象局，筑波，日本

1.介绍

热带气旋(TC)是一种以一个低压中心为特征螺旋状雨带的风暴系统，它会产生强风大雨。（水平方向上）可以将热带气旋的主循环描述为准轴对称涡旋，其处于梯度风和流体静力平衡。次级环流（径向和垂直方向)的加强是由于非绝热加热和边界层动力加热以及表面摩擦共同作用产生的。通过二次循环，在边界层内的大绝对角动量的向内运输促成了热带气旋的主要环流的发展(夏夏罗和威洛比1982;Fudeyasu和王2011)。通常认为热带气旋内核，包括眼壁和内部雨带，是热带气旋的中心半径风速的2-3倍风速最大值(王 2009；李和王 2012)。

在热带气旋的内核，切向速度达到其最大以及强劲的上升气流构成了次级环流(荷兰和美林1984，史密斯.2009;Houze 2010)。舒伯特等人(1999)使用了罗斯贝埃尔特尔的涡度方程在热带气旋的内核检验反应热带气旋主要循环加热。夏皮罗和威洛比展示了(1982)索耶.埃利亚森方程，这个方程说明了次级环流是由绝热加热驱动的，而这种加热是由内核的深层对流导致的。在理论研究中，伊曼纽尔(1986)提出了一种描述积极反馈的方法，它是一种积极的反馈方式。增加了在边界层的上方的由于热量水蒸气在海洋中流动而产生熵通量的径向梯度。近年来,（作者:Ryo Oyama，罗马@m，jma，jm.），用高分辨率进行的数值研究，数值研究通过非静力模式揭示了：内核对流产生的向上的质量通量在热带气旋强度中起着重要的作用。

往往认为热带气旋内核的形成和发展是连续剧烈对流发生（CBs; Riehl和Malkus 1961; Zehr 1992）的结果。 Guimond等人 （2010）通过分析多普勒天气雷达观测到的风场资料，发现在飓风丹尼斯（2005）快速增强时期之前存在发展很深的对流云（CB） .Hazeltonetal（2017）利用TC数值模拟的结果表明，对流云（CBs）倾向存在于于 在2公里的高度，其伴随着更强的径向运动。 （我们）认为对流云对热带气旋强度起着重要作用。首先，对流云促进对流层和平流层下层之间的空气交换，并且增强了热带气旋中心附近的对流层高层暖心。其次，由对流云（CBs）引起的向上运动从表面到对流层顶附近传递了大量的绝对角动量。 这个过程对垂直发展的热带气旋涡旋是必不可少的（Sawada和Iwasaki 2007; Bryan和Rotunno 2009）。 就热带气旋与环境风场之间的相互作用而言，“从热带气旋流向环境的气流”的“流出气流”的存在可以促进流出气流的增强，同时可以导致T热带气旋的快速增强。

尽管许多研究集中在：热带气旋强迫作用所必需的热带气旋次生环流的作用上，但并没有太多的研究观测地证实热带气旋的次级环流与强度的关系，因为原位观测和飞机观测在时间和空间上都是稀疏的。然而，近年来，随着技术进步，已经提供了在时间上密集的相对地球静止卫星的观测资料（Berger et al.2011; Bessho et al.2016; Line et al.2016）。卫星观测时间间隔短至5--15分钟，称为快速扫描，这对于推导空间和时间密集的大气运动矢量（AMVs; Veldenetal.2005; Oyama 2015）是有用的。 大气运动矢量（AMV）是通过相对地面静止的卫星图像中的云和水汽模式来识别的风力产品，其不仅用于数值天气预报（Warrick2016），而且还用于分析与天气有关的大气风场（Molinari和Vollaro，1989）以及中尺度现象（Apke等，2016）。例如，数值天气预报模式中大气运动矢量（AMV）资料的同化已被证明可以提高热带气旋预报的准确性,CBs. 和Oyama等人 （2016）的研究表明，对流层大气运动矢量（AMV）可用于探测台风Danas（1324）加强过程中的特征现象，尤其是在云顶附近径向流出（即次级环流）和切向风（即主要环流） 与对流云相关。

本研究的目的是利用多功能运输卫星（MTSAT）的观测资料以及MTSAT推导的其他气象资料和其他卫星观测热带气旋的资料，验证在北太平洋西部，热带气旋强度与热带气旋内核的次级环流的关系。为了实现这个目标，本研究集中研究热带气旋加强阶段。图1总结了和本研究和相关的热带气旋过程中使用大气运动矢量来研究云顶附近热带气旋径向外流量。本研究的结果有望通过次级环流来阐明热带气旋的增强过程，并对热带气旋增强的诊断有所改善。第二部分介绍了研究的热带气旋和本研究中使用的数据和方法。第三部分考察热带气旋内核对流与云顶流量之间的定量和时间关系，以及外流与热带气旋加强率之间的关系，以及热带气旋强化阶段对流云的发生情况。结果在第4节中总结和讨论。

2.数据和方法

a． 研究热带气旋的数据

所研究的热带气旋和数据分别总结在表1和表2中。 对于热带气旋中心的位置和强度，即10分钟平均最大持续风（MSW）和最小海平面气压（MSLP）和30 kt风的最小半径（R30; 1kt 5 0.51ms21），使用东京地区专业气象中心（RSMC东京; http：//www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-e1/blasttrack.html）的轨迹数据。 对于每小时多功能运输卫星（MTSAT）的红外图像数据中的深对流云顶温度分析，通过线性插值从6小时最佳轨迹数据估算热带气旋位置。

最佳路径数据分析使用以下强度类别：具有最大持续风速（MSW）的热带低压（TD），热带风暴（TS）具有平均最大持续风速 34〜48kt（25m/s），强热带风暴（STS）具有MSW（最大持续风速） 5 48- 64kt（33m/s），台风（TY）的最大持续风速大于64kt。 东京RSMC（区域/专业气象中心）将热带低压到热带风暴之间的过渡时间视为“台风形成时间”。在本研究中，前24 h的最大持续风速的变化定义为热带气旋增强率（例如Kaplan等，2010）。 请注意，在热带低压期间，最佳路径数据不包括每个热带气旋的最大持续风速，但包括热带气旋中心位置和最小海平面气压。 将热带气旋的“加强阶段”定义为从台风形成的时间点到首次观测到最大持续风速的时间点（即：从成熟热带气旋阶段的开始）。

此示意图总结了来自热带气旋云顶的流出气流（由过程D表示），这示意图是通过运用连续运输卫星MTSAT对对流层上层的观测得来的，这和热带气旋的发展过程相关。红色的箭头代表大气气流形成的次级环流，蓝色的箭头代表主环流。深对流云存在于眼窝和暖心，其被描述为亮灰色和粉色区域。

（过程A：低层气流的流入导致了边界层的流出；过程B：潜热主要是在对流层中层和底层释放，这导致了对流活动的加深发展；过程C：暖心结构的发展主要和台风眼附近的中层的潜热和绝热相关；过程D：由于眼壁附近的大量的气流的影响，加强了云顶附近的流出气流）

为了计算大气运动矢量并分析与深对流相关的云顶温度，本研究使用了红外（IR1; 10.3-11.3mm波长）和水汽（WV;波长6.5-7.0mm）获得的MTSAT图像数据。 此外，为了探索热带气旋内核的形成，对流降雨是通过使用特殊传感器微波成像仪/探测器（SSMIS）的91-GHz频段（PCT91）的极化校正温度来确定的 气象卫星计划（DMSP）卫星（Spencer等，1989; Hawkins等，2008）。 在本研究中使用了三颗DMSP卫星（即F-16，F-17和F-18）的观测资料，最高观测频率为每天6次。

为了验证多功能运输卫星测得的大气运动矢量数据的质量，本研究采用投式探空仪风廓线，由探空观测台风，监视台湾地区附近并获得的数据（DOTSTAR; Wu等2005）。 这台仪器位于台湾地区，其中DOTSTAR资料可接近热带气旋。

热带气旋环境中的垂直风切变（VWS）导致热带气旋涡旋倾斜并对其强度产生削弱的影响（Kaplan和DeMaria，2003; Ueno，2007; Reasor等，2013）。 特别是，垂直风切变大于10m/s的阈值可能会对热带气旋强度产生削弱的影响（Gallina和Velden，2002; Paterson等，2005），尽管它有时导致热带气旋强度加强并对对流爆发创造了有利条件（Molinari et al.2013）。 为了研究垂直风切变对云顶附近热带气旋出流量与其强度之间的关系以及对热带气旋强度的影响，用200hPa和850 hPa水平之间的平均风矢量差来计算垂直风切变， 利用了日本55年再分析资料（JRA-55; Kobayashi et al。，2015），围绕半径为600km的热带气旋进行研究。 JRA-55数据的网格大小为经纬度坐标1.258。

表1.此为本次研究中的热带气旋的配置和分析结果。 表中R30，VWS，r和NCB是距离TC（热带气旋）中心600km半径范围内的最小30 kt风速，平均垂直风切变（200-850hPa），最大速度流出量与TB_C200时间序列的相关系数 ，以及热带气旋强化阶段的非对流性气旋的数量。

在本次研究中，调查了2011 - 14年间北太平洋西部发生的热带气旋，主要的最大持续风速大于40kt（20.6m/s）的热带气旋。 另外，选择了充分覆盖大气运动矢量的热带气旋。 第2b节描述了基于热带气旋区大气运动矢量数据覆盖的热带气旋。 因为重点是热带气旋的加强过程，所以每个热带气旋的分析周期限于其加强阶段。 重点关注最大持续风速大于40kt（20.6m/s）的相对较强的热带气旋。 在2011 - 2014年期间发生的100个热带气旋中，选择了44个热带气旋（表1）。

表2 在这次研究中用到的数据

b.大气运动矢量的派生

利用日本气象厅（JMA）气象卫星中心（MSC）的大气运动矢量推导技术，在距离IR1和WV频段所观测到的连续MTSAT图像上计算出对流层AMVs（大气运动矢量）上午00:00,06:00,12:00和18:00。在这种技术中，风向量是通过跟踪以6小时为时间间隔，每15分钟获得的连续图像中的高积云来计算的。跟踪过程使用互相关匹配技术进行。目标框，即用于跟踪云的图像片段是在0.258纬度3的0.258经度网格上具有16个图像像素（在IR1和WV频带的子卫星点处的图像像素大小为4km）的一侧的正方形。 大气运动矢量是在云顶高度上进行分配的，通​​过参考日本气象厅全球光谱模型（GSM）的第一个预测场（6小时预报），利用目标盒中IR1波段亮度温度TB的数据进行估算。 GSM数据的水平分辨率为20km。用于高度分配的IR1的TB数据通过IR-WV截取方法校正，使用IR1和WV带的TB数据。（尼曼等，1993），考虑云的半透明性。 对于所有的热带气旋，大气运动矢量数据是从台风形成时间（TS的开始）到热带气旋成熟的阶段得来的，并考虑MSW最佳数据的周期来计算的。

为了进行风场分析，本研究使用IR AMV和WV AMV以100到300 hPa的压力水平进行补充，从而将大气运动矢量数据覆盖率最大化。 通过使用欧洲气象卫星应用组织（EUMETSAT; Holmlund 1998）开发的质量指标（QI）筛选大气运动矢量数据。 即只使用QI大于0.3的大气运动矢量数据（EUMETSAT 2015）。 0.3的QI阈值通过参照EUMETSAT（EUMETSAT 2015）用于生成发散产物的大气运动矢量筛选阈值来确定。

图2 在这次研究中用到的热带气旋的路径：（a）2011，（b）2012，（c）2013，和（d）2014.这些热带气旋的运动轨迹显示了：热带低压（TD）阶段。黑色，蓝色，绿色，和红色代表了TD（热带低压），TS（热带风暴），TST（强热带风暴），和TY（台风）阶段。从表1中可以找到相关的热带气旋的数据。

为了避免用于抽样调查的小数据发生分析上的错误，大气运动矢量数据被排除在外。由于这个原因，AMV（大气运动矢量）数据覆盖了距离热带气旋中心，百分之五十的半径为200km的热带气旋的区域。热带气旋的AMV数据可能是派生出来的：1）由于在目标盒子里的被用来追踪的 云图是模糊的，就像是在中央密集阴暗的区域所看到的一样。2）由于在卫星云图中导航的错误，或者是3）大气运动中突然产生的变化。在这种变化之后，以及热带气旋的消亡之后（第2a章），位于西北太平洋的持续发生在2011-14的100个热带气旋中的44个气旋被选中。对这些精选出的热带气旋的跟踪观测的数据在表2中展示。

c.运用大气运动矢量来分析热带气旋云顶的流出层

计算对流层上

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