文摘
我们研究了台风彩云之间的交互(2009)和黑潮延伸系统耦合atmosphere-wave-ocean 14数值模拟模型与初始条件获得每日西北太平洋海洋再分析数据从9月12日到9月25日,2009年。先前存在的海洋条件影响模拟中央压力和核心的轴对称结构模拟的台风在强化不同,成熟,和腐烂的阶段,但他们在模拟轨道上几乎没有什么影响。在模拟,模拟中央压力范围~ 10 hPa在成熟阶段。模拟中央压力与轴对称意味着水平高度相关比湿通量半径50至150公里,海拔20 ~ 2000 m,表明这个通量有潜力作为预测热带气旋强度的新指标。既存的黑潮延伸地区的海洋条件的变化对大气和海洋的模拟水平领域影响台风和附近的一个静止锋不同。在静止锋,每小时降水的影响密切相关,表面风速,而对表面温度的影响是极大地影响,海洋表面温度通过潜热通量。
1。介绍
热带气旋生成(TCs)在热带和亚热带海洋海表面温度(SST)高于26.5°C (1]。海洋条件发挥着至关重要的作用在TC强化和最大强度达到2- - - - - -4]。下面的海面温度和TC背后,主要是由于造成的垂直湍流混合和上升流的TC (5- - - - - -7]。这TC-induced海面降温消极地影响TC集约化和最大强度达到8]。1989年,例如,台风南希和欧文产生非凡的海洋表面冷却(~ 9°C)北部的黑潮延伸(9)在北部涡流区(10]。因此,对于精确预测TC强度、最大TC强度,和海洋应对TC,它是必不可少的考虑TC和海洋之间的相互作用。
黑潮延伸是北太平洋区域(30°-40°N, 141°-175°E [11])占领的日本海岸的分离后,黑潮流域在35°N, 140°E [12]。对海温梯度最大相似黑潮延伸轴定义了黑潮延伸前(13]。在这个地区,风场和海面高度异常有时向西传播,通常在几个月的时间尺度,与海面风速异常的传播14]。
台风彩云(2009),通过该地区在2009年9月,提供了一个机会来检查TC和黑潮延伸系统之间的交互。卫星高度计(http://www.aviso.oceanobs.com/)观察了9月2日至9月30日2009年透露海面高度变化在彩云的通道(图1)。2009年,9月2日,高海面高度异常反气旋环流中观察到一个地区的北部的黑潮延伸天文台(KEO)泊浮标(图1)。在9月16日,海面高度异常低的地区扩展到KEO浮标附近由于槽的轴的深化黑潮延伸约34°N和145°E。9月30日,彩云的流逝后KEO浮标9月19日,一个寒冷的涡流分离槽,靠近东北的浮标。此外,气旋艾迪集中在30°N, 143°E细长,通过台风后加剧。强化这气旋艾迪意味着背后的冷后台风的存在(7]。因此,通过彩云在黑潮延伸地区导致复杂的海洋的反应,并通过研究这些反应及其对台风本身的影响和大气条件通常我们可以获得有趣的见解海气相互作用。
的生命周期TC,特别是它的过渡到一个温带气旋,被认为是敏感的海温分布到底层。数值实验模拟的敏感性TC SST表明,跟踪和强度的海温[TC水平分布的影响15)及其扰动(16,17]。为更精确的TC预测数值模型,因此,准确的初始风场条件的知识是至关重要的。海温也不过,不仅水在海洋内部温度和盐度变化迅速和显著的通道TC (7)和其他大气扰动由于上层海洋的回应。因此,了解海洋响应TC,海温也水温度和盐度不仅在海洋内部是很重要的。
一般来说,数值模拟执行硕士耦合模型可以用来评估变化的影响的不确定性在海洋内部温度和盐度黑潮延伸地区TC。事实上,上层海洋的分层,这取决于温度和盐度在海洋内部,是受台风的影响7]。此外,通过数值模拟结果的分析,我们可以改善我们的理解的影响既存的上层海洋环境对TC以及潜在的SST。例如,台风引起的海面降温Hai-Tang(2005)在北太平洋西部亚热带负责模拟TC的眼壁的形成,而周围的风场条件对气候变化影响的时间尺度的螺旋雨带模拟TC (18]。因为黑潮延伸系统,在中纬度海洋,典型的非线性变化的时间尺度(几个月3],既存的海温分布的变化以及由于海面降温引起的TC可能影响TC及其生命周期的过渡到一个温带气旋。然而,变化的影响在黑潮延伸系统天气预报时间尺度在TC仿真的结果进行耦合atmosphere-wave-ocean模型尚未研究。
本研究的目的是阐明每周时间尺度的影响既存的海洋条件的变化在该地区的黑潮延伸TC-ocean TC在每个阶段的交互。我们使用耦合atmosphere-wave-ocean模型(19)执行14数值模拟的台风彩云与14个不同的海洋初始条件。初始条件的设置从每日获得海洋再分析数据,9月12日到9月25日,2009年,计算了北西太平洋版的海洋气象研究所(MRI)变分估计(移动)系统水平网格间距为0.1°(20.]。在14集的初始条件从日常移动数据,获得变异高沿轨道的彩云,毗邻黑潮延伸轴(图2)。因此,黑潮延伸系统区域海温变异,显示大的台风也大型风场的变化引起的。
本文的其余部分的结构如下。节2,我们描述模型和实验设计。节3,我们现在的数值模拟的结果和验证KEO观察。节4,我们将讨论现有海洋环境的影响每个TC的TC阶段和提高台风模拟方法。部分5是结论。
2。模型和实验设计
2.1。耦合模型
我们使用区域耦合atmosphere-wave-ocean模型(19)组成的nonhydrostatic大气中尺度模式(NHM),第三代海浪模式(MRI-III)开发的MRI和日本气象厅(日本)和多层海洋模型由磁共振成像,基于本德的制定等。21]。atmosphere-wave-ocean耦合模型,其中包括一个海洋磷层计划(22,23)是以前调查现有海洋环境变化的影响的预测台风Hai-Tang(2005),和数值研究结果表明,在强化阶段,相对快速强化Hai-Tang发生的台风经过一个相对深度混合层(19]。
比较,并展示如何使用耦合模型模拟结果的影响,我们也做一些模拟与非耦合NHM相同的初始条件。
在这项研究中,我们使用相同的NHM和多层海洋模型所使用的和田和臼井仪人18),和田et al。19]。自然历史博物馆包含以下物理方案:明确three-ice大部分粒子物理学(24];电阻法为明智的潜热通量和表面边界层的风应力;交换系数合理,潜热通量和海上风应力,确定利用近藤的体积公式25];在大气边界层湍流闭合模式(26,27];和大气辐射方案28]。没有对流参数化用于本研究。
海洋地球引力多层模型(6)由三层四层有界。上混合层的垂直均匀密度,决定从日常移动数据的假设不同表面的密度不超过0.25 g m−3,高达200米的厚度。中间层是季节性温跃层,垂直温度梯度最大的三层;其基础是不超过600米深度。假设底层被夹带原状(18,19]。该模型假定的最大水深2000米。由四个级别的表面,底部的混合层和温跃层的顶部,底部的温跃层/底层,和海底。温度和盐度计算只在表面和底部的混合层,而层厚度和海流流计算所有层。
制定上野和Kohno MRI-III被描述的29日]。总之,MRI-III预测波光谱空间和时间的函数通过使用一个能量平衡方程描述光谱能量输入的风,由于波波谱能量的非线性传输交互,由于断裂表面波能量耗散和白帽队队员的形成。每一波的频谱MRI-III有900个组件在一个网格,每个与一个25频率和36的方向之一。波谱频率分为对数单位从0.0375到0.3000赫兹。在目前的模拟,海浪最初被认为是静止不动。
硕士耦合过程如下。短波和长波辐射,明智的和潜热通量,风应力和降水提供了在每一个时间步的多层海洋模型。陆地和海洋分布,提取GTOPO30从美国地质调查局(U.S. Geological Survey)数字高程数据,提供海洋大气模型的多层模型只在初始时间,以确保相同的陆地和海洋大气和海洋多层使用的分布模型。海底地形ETOPO5获得数据集从国家海洋和大气管理局国家地球物理数据中心;这些海拔每隔5分钟间隔的纬度和经度。由多层海洋风场计算模型提供了每一个时间步的海洋模型。
使用一个简单的海洋wave-ocean耦合过程如下。洋流MRI-III混合层中提供。海浪的群速度计算通过修改MRI-III海洋表面电流。相反,波浪诱导应力计算提供了MRI-III多层海洋模型修改表面风应力。波浪诱导应力也用于估计断裂表面波的参数,由风应力诱导(19]。
对于硕士波耦合过程,我们采用泰勒和Yelland的配方30.),在海洋表面粗糙度长度取决于波陡度。风速计算MRI-III自然历史博物馆提供。与非耦合NHM(即模拟执行。,no ocean wave information is available), the surface roughness length is calculated by using the formulation of Kondo [25]。
2.2。实验设计
域由一个区域耦合模型水平网格。水平网格间距6公里,集中在26°N, 145°E。自然历史博物馆有40垂直水平,以及不同水平之间的间隔从40米表面附近1180米的层。顶层高度~ 23公里。自然历史博物馆是20年代的时间步,多层的海洋模型是120年代,和MRI-III 10分钟。积分时间是96小时,从0000 UTC 9月17日,2009年,从最初的数值结果时间84 h被用于分析。
大气初始和边界条件的设置是来自六个小时全球客观分析数据从日本气象厅水平网格间距20公里。提高模拟台风的轨道,横向边界放松海绵层的宽度设置为180网格,对应于1080公里。最初的海洋条件,即温度、盐度、层厚度、和海洋流速,得到从日常移动数据。准备14个不同的海洋初始条件,我们使用了日常移动数据从9月12日到9月25日,2009年。因此,我们14模拟执行,指定的0912,0913,…,到0925年,14套海洋初始条件。
2.3。台风彩云(2009)
这里描述的生命周期台风彩云的年度报告是基于活动的区域专业气象中心(RSMC) Tokyo-Typhoon中心(http://www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/AnnualReport/2009/Text/Text2009.pdf)。我们使用的最佳历史数据归档RSMC Tokyo-Typhoon中心。塞班岛岛的一个热带低气压发达的东部(14.3°N, 153.5°E)在0000 UTC时间9月12日,2009年。它搬向西西北的,开发热带风暴强度约15.4°N, 150.9°E 1800 UTC 9月12日。暴风雨把西9月13日,然后迅速发展,达到台风强度约15.6°N, 148.3°E 0000 UTC 9月14日,收到台风彩云的名称。随后,台风移向西西北再次达到峰值强度与最大持续10分钟平均风速~ 54米−1和一个中央的压力塞班岛岛以北915 hPa (17.9°N, 145.0°E) 1200 UTC 9月15日。后折回Iwoto岛以西约24.1°N, 138.8°E 9月18日,彩云向东北移动,通过小笠原群岛以北。台风成为日本的温带气旋东约36.8°N, 152.3°E 1200 UTC 9月20日,后段KEO浮标(图3)。
3所示。结果
3.1。跟踪和中央的压力的预测
我们首先研究现有海洋条件变化的影响,特别是在黑潮延伸区域,彩云的跟踪和中央的模拟压力。模拟跟踪同意的均值与观察到的最好的跟踪。此外,跟踪模拟之间的传播是窄,表明变化的影响在现有海洋环境模拟跟踪很小(图3)。这一结果与先前的研究一致的台风Hai-Tang (2005) (18]。应该注意的是,使用的大宽侧边界海绵层(部分2。2)可能抑制之间的传播跟踪模拟。
14中模拟,先前存在的海洋条件的变化首先显示一个影响模拟中央压力积分时间(图12 h后的结果4(一))和标准差模拟中央压力很大在强化阶段(集成时间24 h)。最大模拟中央压力范围(最大-最小模拟中央压力)~ 10 hPa达成在成熟阶段(24和48 h之间的积分时间)。这个范围小于发现在台风Hai-Tang (~ 18 hPa) (18]。此外,不同于以前的结果(18在衰减阶段),变成了小范围的彩云(积分时间48至69小时,后来),反映了广泛的横向边界的影响海绵层。
(一)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
14中模拟,模拟最大风速的最大射程~ 7米的年代−1也达到了成熟阶段(图4 (b))。不同(图中央的压力的结果4(一)),最大风速模拟耦合模型是维持在一个恒定值UTC直到0000年9月20日(图4 (b))。模拟风压关系(图4 (c))表明,模拟最大风速的平约40米−1符合最佳历史风压关系,而描述的实证关系Koba et al。31日)不一致与模拟或良好的人际关系,特别是在强化阶段。在衰减阶段(中央压力高于960 hPa),然而,风压关系耦合模型模拟的同意与之间的实证关系Koba et al。31日),并与最佳历史数据(图4 (c))。
与耦合模型的结果相比,模拟中央压力获得与非耦合NHM倾向于较低(图4 (d))和模拟最大风速往往是高(图4 (e))。的差异之间的最大风速在初始时间耦合模型(图4 (b))和非耦合NHM(图4 (e))是由于不同配方之间的表面粗糙度长度近藤(25]和泰勒和Yelland [30.]。耦合模型,表面粗糙度长度的基础上制定泰勒和Yelland [30.使用耦合模型是相对那些基于近藤的配方25];因此,表面摩擦强劲和最大风速较低。风压关系与非耦合NHM同意获得最佳历史关系(图4 (f)),尽管中央的进化压力和最大风速差别很大程度上模拟和最佳历史结果(数据4 (d)和4 (e))。
3.2。轴对称结构
模拟风压关系根据不同阶段的模拟台风(图4 (c))。这些差异可能是由于不同的结构模拟的台风在每个阶段。出于这个原因,我们研究了现有海洋环境变化的影响的轴对称结构模拟彩云在24 h(包括在强化阶段),48 h(包括在成熟阶段),和69 h(包括在衰减阶段)。
在24 h(图5(一个)),轴对称的水平梯度均值等效的潜在温度14模拟将趋于陡峭和轴对称潜热通量是相对较高的~ 50至100公里模拟台风的中心。相比之下,海温是径向均匀轴对称的意思~ 28°C。此外,在24 h,标准差的等效势温度高1500米以上高度的半径50 - 100公里。在48小时,然而,标准差向外转移的面积,约100 - 150公里的TC中心(图5 (b))。此外,在48 h,轴对称平均潜热通量和标准差内的海温较低意味着潜热通量峰值相比在24 h,表明形成环形的模拟台风的半径70公里。的方法模拟台风黑潮延伸地区在69 h,等效潜在的温度相对较高的标准偏差低于1000米高度约150 - 200公里从台风的中心。在这些半径,轴对称平均潜热通量相对较高,平均海温与那些在早期阶段相比相对较低(图5 (c))。因此,现有海洋环境变化的影响的轴对称结构模拟台风根据模拟不同阶段的彩云。
(一)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
在非耦合NHM结果,在200公里从台风的中心,海温均匀~ 29°C,在24小时和48 h,轴对称平均潜热通量约50 - 100公里半径内1.4 - -1.6倍,计算了耦合模型(比较数据5 (d)和5 (e)与数据5(一个)和5 (b))。在69 h(图5 (f)),轴对称意味着潜热通量~ 100至200公里的台风中心显著高于模拟耦合模型(图5 (c))。然而,垂直的等效势温度计算的非耦合NHM类似计算耦合模型在所有三个阶段。然而,在非耦合NHM结果水平轴对称均值等效势的梯度温度陡约50 - 100公里半径内由于高海温和潜热通量与耦合模型的结果。非耦合模型结果从而确认现有海洋环境变化的影响的轴对称结构模拟彩云根据不同阶段的模拟台风。因此,下面我们将焦点集中在耦合模型模拟结果。
在24小时,14模拟轴对称意味着特定的湿度超过20克公斤−1低于500米的高度(图6(一)的面积),意味着特定的湿度是低于1000米高,在流入层。与等效势温度(图5(一个)),标准差比湿最高超过1500米半径内大约50 - 100公里(图6(一)),后来在48小时眼壁强劲。模拟快速减少意味着特定的湿度约50 - 100公里的半径是归因于向下气流在眼壁收缩引起的加热,也可能在内部边缘混合动力的眼壁32]。
(一)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
(g)
(h)
(我)
在48 h(图6 (b)),减少意味着比湿的半径50公里以外的更快速,和最大的面积意味着流入地区向外转移的位置在24小时。此外,高标准差的比湿的面积在海拔较低的(~ 1000)相比,其位置在24 h(图6(一)),它是向外的面积最大的意思是流入(图6 (b))。高标准差的特定的湿度与减少意味着特定的湿度和干燥的空气形成,造成的下行气流伴随着蒸发冷却(33)(图5 (b))。
69 h,意味着特定的湿度将趋于陡峭的水平梯度在50公里,流入内部边缘的区域(图6 (c))。的面积最大的意思是流入约100 - 150公里的半径,反映出一个向外转移的位置(图48 h6 (b))。与等效势温度结果(图一致5 (c)),标准偏差比湿度很高的半径大于150公里,高度低于1000(图6 (c))。
的重叠的面积最大的意思是流入高意味着特定的湿度值(图6(一))意味着运输水分向模拟台风的核心是导致台风的轴对称结构的形成。相比之下,在衰减阶段,平均含湿量低的面积最大的意思是流入(图6 (c)),所以小水分在运输期间内的阶段。
水平比湿通量计算通过乘以特定的湿度水平风速(包括径向和切向风)。一般来说,最大的面积平均切向风速高于最大轴对称的面积平均水平比湿通量(数字6 (d),6 (e)和6 (f)),但是,而他们的位置在24小时(图几乎是相同的6 (d)),并在48 h(图6 (e)),他们在69 h(图明显不同6 (f))。在69 h,意味着高水平的面积比湿度变化是在一个较低的高度和接近模拟台风的中心比在24小时和48小时,因为意味着特定湿度较高,意味着最高水平比湿通量(图6 (c))。
径向流的标准差与切向流中14模拟(数字6 (g),6 (h)和6(我))展示现有海洋条件影响的动态模拟的台风。在24 h,标准差的径向流下面高约50公里的半径1000米(图6 (g)),对应的位置的面积最大的是流入(图6(一)),而标准差的切向气流很高的梯度意味着气旋切向流陡峭(图6 (d))。因此,标准差的径向和切向流都是高风梯度是不平衡的。这个结果表明,先前存在的海洋条件产生显著的影响,超梯度风流生成,但不是在径向向内飞机的位置34,35]。此外,在眼壁径向流的快速减速和相关的空气向上运动在强化阶段也受到先前存在的海洋条件的影响。
在48 h,标准差的径向流上方1500米半径约50 - 100公里(图6 (h)),显示在流出层既存的海洋条件的影响。切向流的区域标准差很高,其中包括径向流的区域标准差很高,伴随着区域均值气旋切向流梯度陡(图6 (e))。这两个地区与台风中心的高度向外倾斜。这些结果表明,不同的影响在强化阶段,在成熟阶段,现有海洋条件影响的轴对称倾斜的结构通过改变模拟台风动力学核心内的台风。
在69 h,标准差的径向流高低于1000米半径约75 - 175公里(图6(我)),这是一个径向向内飞机(图的位置6 (c))。高标准差的切向流的面积在500 - 1000米的面积和内高标准差的径向流。此外,这两方面表现出更大的向外倾斜与台风中心的高度比48 h。
水平的标准差比湿通量高,半径约50 - 100公里,海拔1000 - 2000米左右的特别是在集约化和成熟阶段(数字6 (d)和6 (e)),它上面会出现最强的切向流。这个相对位置表明,TC强度可能与水平比湿通量以及TC热含量(即。从表面,海洋热含量26°C等温线的深度(36- - - - - -38])。因此,我们检查平均水平比湿通量之间的关系和模拟中央的压力和最大风速彩云(如图4)。
14模拟意味着比湿通量的增加在第一个24小时的集成(图7),可能是因为水分的供应从海洋到垂直平流和拉伸增加,由于丝状形成的释放,形成mesovortices和涡合并事件(37,39]。强化阶段后,意味着比湿通量~ 800 g m−2年代−1维持在成熟阶段,因为海洋的水分供应减少一次温暖的核心是建立在台风中心37,39]。然而60 h后,意味着比湿通量迅速减少。因此,轴对称意味着比湿通量的演变与进化的模拟中央呈负相关(图的压力4(一)),这种相关性很高()(图8(一个))。因此,水平比湿通量是一个潜在的新指标预测TC中央的压力。相比之下,模拟最大风速之间的关系和轴对称均值水平比湿通量取决于阶段的模拟台风(图8 (b))。这个结果可能反映了不同的既存的海洋条件对径流的影响和切向风阶段(数字6 (g),6 (h)和6(我)),这意味着他们对风压的影响关系也不同(图中TC阶段4 (c))。
(一)
(b)
3.3。初始条件的影响水平大气和海洋中的字段
和田和臼井仪人36)报道,耦合多层海洋模型NHM眼壁的影响模拟台风Hai-Tang(2005)在强化阶段,而先前存在的海洋条件的变化影响的模拟螺旋雨带的振幅TC-induced海面降温。在这里,我们描述变化的影响在现有海洋环境模拟的水平大气和海洋的字段。
气象图表,从网站获得日本气象厅(http://www.data.jma.go.jp/fcd/yoho/hibiten/index.html黑潮延伸地区的),在台风彩云(图的通道9台风以北)显示静止锋0000 UTC 9月18日(图9(一个))。的北部边缘向东北移动台风到达静止锋在0000年9月19日UTC(图9 (b)9月20日)和0000 UTC(图9 (c)),当台风结束前,它转换到一个温带气旋。
(一)
(b)
(c)
在24 h(图10 ()),意思是10米风速14模拟很高的台风。有趣的是,10米风速的标准差相对较高的静止锋虽然意味着10米风速相对较弱。相比之下,高10米的标准差风速只有台风中心附近的24小时。在48 h(图10 (b)),相对较高的面积10 m在台风风速加大,和更高的风速标准差的10米。然而,标准差在静止锋仍明显高于周围的台风。在69 h(图10 (c)),台风是穿过静止锋;这时,意思是10米的轴对称平面分布在台风风速变得不对称,标准差是高在台风和静止锋。14中模拟,海温(标准差的数据(11日),11 (b)和11 (c)20 m)和空气温度(数据11 (d),11 (e)和11 (f)沿着静止锋)很高,表明20 m空气温度的变化在这个地区海温变化密切相关。
(一)
(b)
(c)
(一)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
在24小时和48小时(数字12(一个)和12 (b)),平均潜热通量的14模拟台风相对较高,平均10米风速很高(数字10 ()和10 (b)),而标准差的潜热通量相对较低。此外,在这些时间点,标准差静止锋很低,但他们成为高在69 h,在台风和静止锋(图12 (c))。区域标准差的潜热通量高同意与该地区高标准差在风场(图11 (c))。
(一)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
在24小时和48小时(数字12 (d)和12 (e)),每小时平均降雨量及其标准差都是高在台风和静止锋。在69 h(图12 (f)),每小时平均降雨量及其标准差沿着静止锋也高,但高的区域标准差是窄而高标准差的SST和潜热通量。这些差异表明,先前存在的海洋条件影响模拟的大气和海洋的水平字段不同台风和静止锋之间。此外,地区10米每小时风速和降水的变化很小,变化的分布在10米风速同意与每小时降雨量,而风场变化的分布对应的潜热通量,而且,因此,那些在20米的空气温度三次(24小时、48小时和69 h)。静止锋,先前存在的海洋条件对每小时降水的影响密切相关,在10米风速,而对20米气温的影响是极大地影响海温通过潜热通量。
静止锋,标准差的每小时降雨量高的北面模拟TC跟踪(图12 (d)),与模拟的SST比相对较低,南面的跟踪(图(11日))。高每小时降雨量的变化在低海温与检测到雨带在南部东海黑潮的冬天,风场相对较高的领域(40]。
3.4。验证数值模拟结果的KEO浮标的网站
我们验证了数值模拟通过比较观测海平面压力,获得10米的空气温度和海温在KEO停泊浮标网站(32.4°N, 144.5°E) (41(图)与相应的模拟结果13)。为验证的目的,我们假设,根据相似理论,表面边界层内的空气温度是恒定的。
(一)
(b)
(c)
模拟的验证结果显示3 - h延迟最小中心压力与观察(图(13日))。这个延迟不是受到先前存在的海洋条件变化的影响,尽管振幅最小中央压力取决于先前存在的海洋条件(图(13日))。模拟20米气温在0921年的实验,0922年,0923年、0924年和0925年之间有着本质的不同的观察和使用初始条件从仿真结果9月20日或之前(图13 (b))。模拟的初始条件从9月21日或之后,模拟的SST值低于观察(图13 (c))。因此,模拟的SST和模拟20米空气温度显示类似的模式。验证结果表明,现有的海洋环境变化并不能提高模拟海平面压力,空气温度、SST在KEO浮标的网站。这个结果可能与先前存在的海洋条件的影响的结果在跑道上模拟很小。
4所示。讨论
本研究表明,类似于TC-induced海面冷却的影响,先前存在的海洋条件的影响在TC模拟取决于阶段的TC。此外,我们首次显示,TC的内核结构会受到现有海洋条件的影响通过超梯度过程在强化阶段,通过向外转移的眼壁高度伴随着斜对流在成熟阶段。这些变化的核心结构响应的变化既存的海洋环境与耦合模型模拟执行类似于那些与非耦合NHM模拟执行,表明这些变化不是一个应对海洋耦合(图5)。此外,我们发现现有的海洋条件的影响的过渡到一个温带气旋流边界层,意味着特定的湿度相对较低,特别是大于他们的影响在集约化和成熟的阶段。由于进口运输水分的减少,平均水平比湿通量迅速降低模拟中央压力上升(图7和图8(一个))。TC模拟最近的一项研究表明,axisymmetrization TC使核心区域内的空气包裹呆更长时间,允许更多的热量转移从底层的海洋42]。径向和切向流扮演一个角色在保持核心区域内的空气包裹了。外侧向内能量通量产生能源生产关键半径(30 - 45公里外的一项研究王、徐(43])高于能量耗散由于表面摩擦(43]。在目前的研究中,提出了水平比湿通量可能受横向内在能量通量和能量耗散的影响。
模拟风压关系(图4 (c))根据不同阶段的模拟彩云但没有受到先前存在的海洋条件的影响。模拟最大风速与平均水平比湿度没有明显相关通量在任何阶段的模拟彩云(图8 (b))。我们发现好的协议提出的风压关系Koba et al。31日与模拟的耦合关系模型)和最佳历史风压关系只有在衰减阶段。事实上,在强化阶段模拟中央过度压力下降(图4 (c))与最中央的压力相比,尽管最大风速是在相对较低的阶段。节中描述3所示。2在成,收缩加热由于对流导致的形成一个温暖的核心的眼睛在强化阶段。然而,模拟压力梯度不够陡峭的生产预期的最大风速风压关系提出Koba et al。31日]。可能这种差异的原因可能是水平分辨率的耦合模型。加拿大et al。44]表明,风压关系nonhydrostatic模型计算了水平网格间距2公里的复制比的经验关系模型和水平网格间距5公里。然而,他们研究了风压关系只有在强化阶段,而在目前的研究中,我们调查了在强化的关系,成熟,和衰减阶段。是否依赖关系的TC相变模型的水平分辨率是未来应该探索的主题。过度收缩加热源自nonhydrostatic大气的物理过程模型可以解释的相对缺乏进展预测TC强度和TC强度的变化(45]。
在这项研究中,我们估计的不确定性的影响,现有海洋环境TC跟踪和强度模拟,对TC的不确定性影响跟踪模拟需要修改,因为结果受横向边界海绵层设置nonhydrostatic大气模型。TC跟踪模拟参数非常敏感,特别是TCs的中纬度海洋,在最初的大气条件的变化影响模拟的TC跟踪和TC强度和强度变化(39]。相比之下,现有海洋条件的变化几乎没有影响到TC跟踪模拟在亚热带地区18]。TC跟踪模拟给定大气初始条件和给定横向边界海绵层宽度可以改善采用整体扰动大气和海洋领域,如对海温场的扰动,产生与当地整体变换卡尔曼滤波器(LETKF) [17]。然而,应用LETKF数据同化与耦合的atmosphere-wave-ocean模型用于模拟目前的研究是未来调查的主题。我们希望改善TC跟踪仿真将提高对KEO观测模型验证结果。
在这项研究中,我们没有验证模拟结果与观测数据以外的地点KEO浮标网站因为野外观测数据,直接观察到飞机,等缺乏。因此,在本研究中我们只能证明TC的敏感性模拟,包括他们的轴对称结构,既存的海洋条件。在未来,我们打算使用数据观测系统研究和可预测性的实验(THORPEX)太平洋亚洲区域活动(T-PARC) [46,47]或台风的影响在太平洋海洋(ITOP) [48TC)项目来验证数值模拟。目前,没有研究项目收集数据与TCs的北太平洋中纬度地区,在那里很少有直接观察。这些数据将用于研究TCs和黑潮延伸系统之间的交互。
5。结论
我们研究了台风彩云之间的交互(2009)和黑潮延伸系统,尤其是先前存在的海洋条件变化的影响每周时间尺度上相互作用,通过执行14数值模拟与14集的海洋区域耦合的atmosphere-wave-ocean模型的初始条件。初始条件是基于日常海洋再分析数据,9月12日到9月25日,2009年,计算了北西太平洋版的海洋气象研究所(MRI)变分估计(移动)系统水平网格间距为0.1°(20.]。我们的结论如下。(1)先前存在的海洋条件的影响在彩云的跟踪仿真小是因为外侧边界海绵层宽度设置为一个较大的值。影响台风的中心压力模拟和轴对称结构取决于阶段的模拟台风。的最大范围模拟中央压力~ 10 hPa在成熟阶段的模拟台风。先前存在的海洋条件的影响的轴对称结构模拟台风的生成超梯度流和相关的向上运动在强化阶段,在空中向下运动伴随着蒸发冷却和流出流入边界层在成熟阶段,在径向向内喷射在衰减阶段。这些效应是独立的大气模型加上一个海洋模型。(2)我们发现高相关性模拟中央压力和轴对称平均水平比湿度变化,这表明水平比湿通量有潜力作为一种新的度量的强度预测热带气旋(TC)。相比之下,模拟最大风速之间的关系和轴对称均值水平比湿通量取决于阶段的模拟台风,因为先前存在的海洋条件影响的轴对称结构模拟的台风在TC不同阶段不同。与耦合模型模拟风压关系获得同意与Koba提出的关系等。31日和最好的跟踪数据只有在衰减阶段。(3)先前存在的海洋条件的影响在模拟大气和海洋的水平字段不同台风和附近的静止锋。静止锋,先前存在的海洋条件在每小时降水的影响是对表面风速的影响密切相关,而对表面空气温度的影响是极大地影响,在海洋表面温度通过潜热通量。(4)验证结果与KEO观测表明,改变现有的海洋条件没有改善模拟海平面压力,空气温度,或海洋表面温度KEO浮标网站,或许是因为先前存在的海洋条件的影响在TC跟踪模拟很小。
确认
作者感谢两个匿名评论者有用的评论,提高了纸。答:和田感谢m·f·克罗宁博士提供KEO观测报告部分3所示。4。这项工作是支持的日本社会科学(jsp),促进KAKENHI格兰特22540454和25106708号,日本教育部,文化,体育,科学和技术(下边了),KAKENHI批准号23106505。通用映射工具(http://gmt.soest.hawaii.edu/)软件被用来画出数据。