全 文 ：第 34 卷 第 1 期
2010 年 1 月 大　气　科　学Chinese Journal of A tmosphe ric Sciences Vo l.34　No.1Jan.2010
张文龙 , 崔晓鹏 , 董剑希.2010.对流层中层中尺度对流涡旋在台风榴莲(2001)生成中的作用———模拟诊断分析 [ J] .大气科学 , 34(1):
45-57. Zhang Wenlong , Cui Xiaopeng , Dong Jian xi.2010.The role of middle t ropospheric mesoscale convective vortex in the genesis of ty-
ph oon Durian(2001)—Diagnos tic analysis of simulated data [ J] .Chinese Journal of Atmospheric Sciences(in Chinese), 34(1):45-57.
收稿日期　2008-09-01 , 2009-08-25收修定稿
资助项目　国家重点基础研究发展计划项目 2009CB421505 , 国家 “十一五” 科技支撑项目 2006BAD20B03-10
作者简介　张文龙 , 男 , 1969年出生 , 博士 , 主要从事台风 、暴雨等灾害性天气机理研究。 E-mail:zhangw l@mai l.iap.ac.cn
对流层中层中尺度对流涡旋在台风榴莲 (2001)
生成中的作用 ———模拟诊断分析
张文龙1　崔晓鹏2　董剑希3
1 中国气象局北京城市气象研究所 , 北京　100089
2 中国科学院大气物理研究所 , 北京　100029
3 国家海洋环境预报中心 , 北京　100081
摘　要　本文基于 PS U/ NCA R MM5 中尺度模式对台风榴莲(2001)生成过程成功的数值模拟 , 利用模式输出的
较高时空分辨率资料 , 对台风榴莲生成过程中对流层中层中尺度对流涡旋(MCV)的作用进行了诊断分析。结果
表明 , 中层 MCV 在台风榴莲生成中的作用有三个重要方面:第一 , 中尺度组织化作用:伴随中层 MCV 的垂直次
级环流圈 , 使得区域内的积云对流热塔趋向于逐步在中心区域集中 , 热塔相互之间容易发生相互作用 , 通过合并
过程有些热塔得到加强 , 而有些趋于消亡。同时 , 热塔聚集后的群体效应反馈作用又使得中层 MCV 加强或维
持 , 进一步促进热塔的合并以及向轴对称化发展;第二 , 存贮效应:因为中层 MCV 的生命史比积云对流热塔长 ,
能够将消亡对流热塔所携带的热量 、水汽 、 涡度加以存贮和保留 , 使得中层 MCV 区域向有利于 TC 生成的方向
发展 , 最终成为 TC 环流的 “胚胎” ;第三 , 中层 MCV 与对流层低层的槽 (涡旋)以及对流热塔之间通过相互作
用 , 共同实现中低层系统的垂直耦合。
关键词　台风生成　中尺度对流涡旋　对流热塔　诊断分析
文章编号　1006-9895(2010)01-0045-13　　　中图分类号　P468　　　文献标识码　A
The Role of Middle Tropospheric Mesoscale Convective Vortex in the Genesis
of Typhoon Durian (2001)—Diagnostic Analysis of Simulated Data
ZHANG Wenlong1 , CUI Xiaopeng2 , and DONG Jianxi3
1 Inst itute o f Urban Meteorolog y , Ch ina Meteorolog ica l A dminist rat ion , B ei j ing　100089
2 Inst itute o f A tmospheric Ph ysics , Chinese Academ y o f S ciences , Bei j ing　100029
3 Nat ional Marine Environment Forecast Center , B ei j ing　100081
Abstract　Based on the successful numerical simulation of typhoon Durian (2001)w ith the PS U/ NCA R nonhydro-
static meso scale model(MM5), the autho rs diagnose the contributions of middle t ropospheric meso scale convectiv e
vo rtex(MCV)to the Durians genesis using the high resolution da ta(6 km)produced by MM5.The results show
tha t the MCV have three impor tant perfo rmances.Fir st , play ing the role o f meso scale o rganization system , the sec-
ond ver tical cycle of MCV transpo r ts the convective ho t tow ers to the central area of MCV , making the hot towe rs
have the trend to contest o r merge each o ther , so that some ho t tow er s become stronger or died.The feedback of the
co llective effect of ho t towe rs makes the MCV intensify or maintain , and the MCV further pushes the assembling ,
merging and ax isymmet rization o f ho t tow ers.Second , playing the ro le o f memory sy stem , because the MCV have
the longe r life time than individual ho t tow er , the MCV can reserv e the heat , moisture , and vor ticity left by the died
ho t tow er s , which w ill make the MCV area fav or able to the TC genesis , and ultimately become the `embryo o f Du-
rian.Third , the MCV , the low tropo spheric trough (vor tex), and the ho t tower s conduct tog ethe r the ve rtical uni-
fo rmization betw een the lowe r and middle tropo spheric sy stems thr ough their interaction.
Key words　genesis of typhoon , middle tropo spheric meso scale convective vor te x , convective ho t tow er , diagno stic
analy sis
1　引言
积云对流被认为是热带气旋(TC)生成过程中
的最基本的元素 , 担当着将海表能量输送到高层大
气的作用 。但是积云对流如何通过 “组织化” 最后
形成一个天气尺度涡旋的过程一直是研究 TC 生成
面临的难以回答的问题。很长时期内 , 积云对流的
作用被用 CISK (第二类条件性不稳定)机制
(Charney and Eliassen , 1964;Ooyama , 1969)及
WISHE(风驱动的海气热量交换)机制(Emanuel ,
1986 , 1991)来解释。目前研究(Challa , 1998;徐
亚梅和伍荣生 , 2005)认为 , 这两种机制可以解释
TC 加强 (intensif icat ion)过程 , 然而他们都不是
TC 生成 (gene sis)过程的合理解释 。因为他们都
隐含假设:从热带扰动到一个有限振幅的地面涡度
集中的气旋性环流系统已经存在 。因此 , 在地面气
旋性环流建立之前的积云对流组织化过程 , 仍然是
一个需要深入探讨的难题 , 也是当前 TC 生成研究
的热点。
观测研究表明 , 西北太平洋 TC 生成经常和中
尺度对流系统 (MCS)或中尺度对流复合体
(MCC)联系在一起 , 这些 MCS 或 MCC 被认为是
TC 生成的 “前兆 (precurso r)” 因子。20 世纪 90
年代 TCM-93等外场观测实验发现 (Zehr , 1992;
Mapes and House , 1995;Harr and Elsbe rry ,
1996;Har r e t al., 1998;Reasor and Elsbe rry ,
2005), MCS或 MCC 的层状云降水区经常会有对
流层中层中尺度对流涡旋 (MCV)产生 , 而且中层
MCV 与 TC 生成有更直接的关系 , 是热带地区 TC
生成的 “胚胎 (embryo)” 。近年来对中层 MCV 影
响 TC 生成的过程和机制等问题开展了比较深入的
研究 , 提出了一些不同观点和看法 , 其中关键问题
是中层 MCV 怎样引起对流层低层气旋性涡度的集
中和增长。Bister and Emannuel (1997)提出一种
自上而下的发展过程:伴随 MCC 的层状云降水产
生一个中层 MCV , MCV涡度向下传递引起低层涡
旋发展 , 进而导致 TC 的生成。Zhang and Bao
(1996)则认为可能是自下而上的发展过程:中层
MCV 促进深对流活动组织化 , 深对流活动带动低
层的气旋性辐合发展 , 产生足够强的低层涡度 , 低
层涡度通过深对流向上输送 , 最终导致 TC 的形
成。最近 , Montgomery et al.(2006)通过理想试
验 , 进一步细化了正压环境条件下中层 MCV 导致
TC 生成的物理图像 , 同时指出中层 MCV 的作用
主要有两个方面 , 首先是为对流热塔的发生提供了
有利的环境场 , 这样的环境场包括对流不稳定以及
具有丰富的气旋性涡度;其次是中层 MCV 建立了
一个局地保护环境 , 从而支持了较高效率的潜热加
热向水平风旋转动能的转化 。
中层 MCV 可能在积云对流组织化并导致 TC
生成中起到重要作用 , 是 TC 生成这一多尺度相互
作用过程的重要环节之一。然而 , 因为目前常规观
测资料的分辨率不足和海上资料稀缺 , 使得中层
MCV 现象的揭示十分困难 。对中层 MCV 的分析
主要借助于飞机观测和理想数值试验 。在以往的理
想试验中 , 模式初始场中的中层 MCV 多是人为构
造的 。因此 , 不能比较完整地回答中层 MCV 与大
尺度系统的联系问题 、中层 MCV 与对流层低层扰
动的相互作用问题 、中层 MCV 与生命史 1小时左
右的对流热塔之间的相互作用问题以及为什么热塔
会在有限区域聚集的问题 , 也不能给出对流热塔在
中层 MCV 组织化过程中的真实图像 。目前 , 仅
Zhang and Bao (1996)进行了北美地区由 MCS 产
生的中层 MCV 移到海上导致 TC 生成的实例数值
模拟 , 但其模拟的水平分辨率为 25 km , 采用了积
云参数化方案 , 不足以反映积云对流热塔组织化过
程的细节 。因此 , 在实例模拟中 , 中层 MCV 的具
体作用是怎样的 , 仍然是一个需要回答的问题。本
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大　气　科　学
Chine se Journal o f A tmospher ic Sciences
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Vol.34
文利用较高时空分辨率的实例数值模拟资料 , 对中
层 MCV 在台风榴莲 (2001)生成中的作用作了探
讨。
2　个例简介与数值模拟
台风榴莲 (中国气象局 , 2002)的热带低压
(TD)于 2001年 6月 29日 06时 (国际协调时 , 下
同)首先在南海中部(16.0°N , 117.0°E)生成;30
日 06时 , 低压发展加强为热带风暴(TS), 并向西
北方向移动;7月 1日12时 , 加强成为台风(TY),
地面最大风速为 33 m/ s , 1日 19:30在广东湛江市
沿海地区登陆 , 随后进入广西北海市东部近海 , 2
日 06时以后在广西钦州市沿海地区再次登陆 , 继
续向偏西方向移动 , 强度逐渐减弱至热带低压 , 3
日 12时在越南北部地区减弱消失。受榴莲影响期
间 , 广东湛江地区 、海南大部 、广西大部平均过程降
水总量 100 ～ 200 mm , 引发了广西一些江河 50 多
年以来的最大洪涝灾害。
我们的前期工作表明 (张文龙等 , 2009), 台风
榴莲的生成与季风槽及 MCS 的活动有密切关系 ,
这为研究中层 MCV 在 TC 生成中的作用提供了一
个典型实例。我们利用 PSU/NCAR MM5(V 3-7)
中尺度非静力模式对台风榴莲生成过程进行了较成
功的数值模拟 (张文龙等 , 2008)。以往对热带气
旋生成的模拟都是从热带低压已经存在的情况下开
始的 , 我们的模拟从对流层中低层为季风槽的初始
场开始 , 尤其是成功模拟出了中层 MCV , 揭示了
与 MCS 紧密联系的中层 MCV 现象的真实存在 。
具体方案采取双向 、三重嵌套网格 , 粗 、细 、最细
网格的格距分别为 54 、 18 、6 km , 模拟的起始时间
选定为 MCS生成的时间 , 即 2001年 6月 28日 00
时 , 模拟的结束时间选定为台风榴莲登陆前加强为
台风的 7 月 1 日 12 时 , 共积分 84 小时。选用
NCEP 2.5°×2.5°再分析资料作为模式的第一猜测
场 , 用常规的高空 、地面观测资料和船舶观测资料
进行客观订正后形成模式的初始场 。我们已经将模
式输出结果与 NCEP 再分析资料 、最优观测报告 、
卫星云图以及已有的观测和理论研究结果等进行了
详细比较验证 , 结果表明:首先 , 54 km 粗网格较
好地抓住了大尺度环流特征 , 对影响台风榴莲生成
的大尺度系统季风槽 、南亚高压和西太平洋副高都
有较好的模拟 , 因此为细网格的精细模拟提供了良
好的背景条件;其次 , 6 km 网格成功地模拟了台风
榴莲的生成地点 , 其与 MCS 的位置有同观测研究
结果一致的对应关系;模拟的台风移动路径 、强度
变化与最优观测报告比较接近;对云系演变的模
拟 , 成功地再现了台风初生时的涡旋云系和季风槽
中 MCS 云系的分离现象 , 以及在台风登陆前达到
成熟阶段时出现的台风眼和螺旋云系 。对中层
MCV 的基本热动力特征的初步分析表明 (张文龙
等 , 2008), 中层MCV的水平尺度约200 km 、位于
800 ～ 400 hPa 、具有暖心结构和条件性不稳定特
征 , 与已有观测研究及数值模拟结果基本一致 。
中层 MCV 的作用是和对流热塔的活动紧密联
系在一起的。虽然目前没有一个普遍接受的热塔定
义 , 但一般认为热塔是一个强烈的对流云塔 , 具有
强烈的垂直上升运动 , 能达到或穿透对流层顶 , 它
远比环境空气热 , 具有不被环境空气稀释特性 , 具
有强烈的涡度 , 以及具有较小的水平尺度和时间尺
度(Gray , 1968;Hendricks et al., 2004;Anthes ,
2003;Simpson e t al., 1998;Zipser , 2003)。Mont-
gomery 等(2006)新近提出了积云对流热塔的偶极
涡度对概念模型 , 进一步丰富了关于热塔的认识 ,
但是偶极涡度对概念模型的实例模拟以前尚未见
到。我们对台风榴莲生成过程中积云对流热塔特征
的分析表明(张文龙等 , 2008), 对流热塔不仅具备
强烈的垂直上升速度等特征 , 而且具备伴随有偶极
涡度对的特征 , 给出了热塔偶极涡度对概念模型的
数值模拟图像 。同时 , 我们发现以 600 hPa 高度
上 , 垂直速度≥1 m/ s 的垂直速度中心可以有效反
映成熟阶段的积云对流热塔的活动情况。下面将在
上述工作的基础上进一步讨论中层 MCV 的作用。
3　中层中尺度对流涡旋作用表现
Montgomery 等(2006)通过在初始场中人工
构造中层 MCV 的理想试验 , 研究了中层 MCV 在
TC 生成中的作用 , 对流的启动是通过人工 “热泡”
实现的 , 模拟 20分钟后开始分析热塔现象。其研
究指出 , 在中层 MCV提供的有利环境条件下 , TC
生成经历了积云对流热塔大量产生 、合并及轴对称
化直至台风初始环流(热带低压)建立的过程。相
比较而言 , 我们模拟的初始场中没有任何人为构造
的因素 , 而且初始场中包含了充分的 MCS 信息 ,
中层 MCV 、积云对流热塔都是由通过模拟产生的 ,
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No.1
张文龙等:对流层中层中尺度对流涡旋在台风榴莲(2001)生成中的作用———模拟诊断分析
ZH ANG Wenlong et al.The Role of M iddle T roposphe ric Mesoscale Convectiv e Vo rtex in the Gene sis ... 　　　
我们分析热塔的时间是在模式积分 15小时同时显
式方案开始积分 3小时之后开始的 , 这意味着模式
输出的物理量之间更为协调一致。那么台风榴莲生
成过程中是否也有在中层 MCV 区域内 , 热塔大量
产生 、合并以及轴对称化这样的现象 ?
首先 , 从台风榴莲生成前期 28 日 18时开始 ,
利用模式输出的间隔 20分钟的 6 km 分辨率资料 ,
统计了距离中层 MCV 中心半径 200 km 区域范围
内对流热塔的发生数量(图 1)。由图可见 , 台风榴
莲生成前期存在着对流热塔发生数量的显著变化 ,
从 28日 18:00到 29 日 03:00 为热塔大量发生阶
段;29日 03:20 到 12:00 , 为对流热塔数量偏少阶
段 , 与热塔的局部聚集 、合并及轴对称化阶段相对
应。这与飓风 Diana (1984)的生成实例模拟
(Hendricks et al., 2004)以及中层 MCV 导致 TC
生成的理想数值试验中所得到的 TC 生成前对流热
塔发生状况的分析结果(Montgome ry et al., 2006)
是一致的。下面 , 我们将以热塔发生数量的这两个
阶段为线索 , 考察台风榴莲生成前期的中层 MCV
对台风生成的贡献作用。
图 1　中层 MCV区域对流热塔发生数量随时间演变
Fig.1　Time series of th e number of h ot tow ers in the mesoscale
convective vo rtex(MCV)region during the matu re stage
3.1　对流热塔大量发生阶段
图 2给出了 6月 28日 21时 、 29 日 00 时 、 29
日 03时 600 hPa水平流场和垂直速度以及900 hPa
水平流场和垂直绝对涡度分布 。在 600 hPa层上 ,
28日 21时(图 2a)中层 MCV 十分明显 , 具有一个
独立的环流中心 , 位于 (14.4°N , 116.2°E), 除去
其东南部部分区域外 , 对流热塔在中层 MCV 附近
分布比较均匀;到 29日 00时 (图 2c), 中层 MCV
环流分裂为两部分 , 分别位于 (14.9°N , 115.5°E)
和(14.4°N , 116.5°E), 中层 MCV 中心半径 200
km 范围内的对流热塔存在明显合并现象 (与 “小
圆点” 状垂直速度中心对应的是新生的单个热塔 ,
“逗号” 状或 “哑铃” 状的垂直速度中心表示存在热
塔的合并和加强);29日 03时(图 2e), 中层 MCV
区域的东南象限对流热塔活动开始增多 , 而其它象
限的对流热塔活动进入减弱期 , 中层 MCV 中心半
径 200 km 范围内的对流热塔分布较均匀 。在中层
MCV 区域内的对流热塔随着中层 MCV 的环流更
易在区域内旋转 , 而不像中层 MCV 范围外的对流
热塔更容易被季风槽的偏西或偏东气流影响而向远
处输送 , 从而在中层 MCV 区域造成涡度 、水汽 、
热量的聚集。通过对间隔 20分钟输出的模拟结果
的细致观察发现(图 3), 尽管单个对流热塔生命期
较短 (约为 1 h左右), 但仍可看出 , 在中层 MCV
中心 200 km半径范围内的对流热塔 , 都有随着中
层 MCV环流旋转 , 并向中心移动的趋势。
从图2b看到 , 在 28日21时 , 对流层低层的季
风槽切变流场不强 , 切变线处于中层 MCV 的东北
象限 , 同时低层的气旋性涡度较均匀发生 , 与对流
热塔的均匀发生相对应;到 29日00时(图 2d), 对
流层低层的切变流场逐渐明显 , 位于中层 MCV 的
北部 , 切变流场的加强可能与中层 MCV 范围内的
对流热塔合并加强引起的低层辐合增强有关。29
日 03时 (图 2f), 经过对流热塔的合并加强和潜热
释放的作用 , 低层季风槽进一步加强 , 切变线更加
清楚 。通过图 2a 、c 、 e和图 2b 、 d 、 f的对比看出 ,
该阶段中层 MCV 相对于对流层低层的季风槽位置
偏南 , 中层 MCV中心与季风槽切变线水平位置相
距约 100 km , 中低层系统还没有进入垂直耦合阶
段。
3.2　热塔局部集中 、合并与轴对称化阶段
图 4 给出了 6 月 29 日 06 时 、 09 时和 12 时
600 hPa 水平流场和垂直速度以及 900 hPa水平流
场和垂直绝对涡度分布 。在 600 hPa高度上 , 29日
06时(图 4a)中层 MCV 环流有所减弱 , 此时值得
注意的是 , 在中层 MCV 区域内有对流热塔在局地
(15°N ～ 16°N , 115.5°E ～ 116.5°E)的明显聚集 ,
而此时整个环境场内的对流热塔活动数量明显减
少 , 这与第一阶段(图 2)对流热塔在空间上比较
均匀和大量的分布形成明显差异;到 29 日 09 时
(图 4c), 中层MCV区域内(15°N ～ 16°N , 115.5°E ～
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图 2　6月(a、 c、 e)600 hPa水平流场和垂直速度(≥1 m/ s , 阴影)以及(b 、 d 、 f)900 hPa 水平流场和垂直绝对涡度(阴影 , ≥2×
10-4s-1):(a、 b)28日 21时;(c、 d)29日 00时;(e、 f)29日 03时
Fig.2　(a , c , e)Vert ical veloci ty (shaded , ≥1 m/ s)and w ind st reamline at 600 hPa , (b , d , f)vert ical ab solute vorticity(shaded , ≥
2×10-4s-1)an d w ind st reamline at 900 hPa:(a , b)2100 U TC 28 Jun;(c , d)0000 UTC 29 Jun;(e , f)0300 UT C 29 Jun
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图 3　6月 600 hPa 垂直速度(≥1 m/ s , 等值线间隔:1 m/ s):(a)28日 23:00(虚线)与 23:40(实线)对比;(b)28日 23:20(虚线)与
29日 00:00(实线)对比
Fig.3　Vert ical veloci ty (≥1 m/ s , i soline in terval:1 m/ s)at 600 hPa:(a)2300 UTC 28 Jun(dashed lin e)and 2340 UTC 28 Jun(solid
line);(b)2320 UTC 28 Jun(dashed line)an d 0000 UT C 29 Jun(s olid line)
116.5°E)的对流热塔合并为两个较强烈的热塔 A 、
B , 中层MCV环流再度得到加强 , 中心位于(15.9°N ,
115.8°E);29日12时(图 4e), 中层 MCV 区域内强
烈对流热塔 A 、C 、 D呈现出更为有趣的轴对称分
布 , 其中热塔 A 是热塔 A 、B合并后形成的 , C 、D
为几个新生的热塔经过合并加强后形成的 , 而此时
整个环境场内的热塔活动数量明显减少 。图 5给出
了热塔 A 、B相互作用的图像 , 到 08:40 , 热塔 A 、
B开始相互靠近 , 同时由于两个热塔强度比较强
烈 , 热塔的低层涡度输送作用增强 , 对环境场的反
作用影响增大 , 中层 MCV 环流得到加强和维持
(图 5a 、c);到 09:20 , 热塔 A 在相互作用中得到加
强 , 热塔 B 开始减弱(图 5b 、 d)。20 min 后 , 热塔
A 、B 被热塔 A取代(图略)。
在对流层低层也发生着相应变化 。29 日 06
时 , 对流层低层季风槽切变流场开始逐渐由偏西北
东南走向的狭长结构 (图 2f)向椭圆形 (图 4b)乃
至近圆形结构(图 4d 、 f)涡旋流场转变;在椭圆形
涡旋的西部 (图 4b), 与 600 hPa 中层 MCV 相对
应 , 有正涡度的聚集和发展 , 此时中低空系统在垂
直方向上实现了初步耦合 。到 29日 09时(图 4d),
低层涡旋的轴对称化趋势显著 , 整个低层环流向
TC 环流形态转变 , 除了在环流西部有两个正涡度
中心与中层 MCV 中的对流热塔相对应外 , 在涡旋
东部的南北区域各发展起来一个明显的正涡度中
心 , 这三个涡度中心初步构成轴对称化态势 。29
日 12时 (图 4f), 一个近于圆形的准 TC 环流已经
在对流层低层形成 , 正气旋性涡度在 TC 环流中心
附近基本呈现轴对称分布 , 并与 600 hPa 轴对称分
布的对流热塔相对应 。此阶段 , 中层 MCV 与低层
涡旋基本上进入了垂直耦合阶段 。
4　中层中尺度对流涡旋对台风榴莲生
成的贡献
　　TC 生成的关键标志是切向风速的加大和暖心
结构的形成。为了进一步理解 TC 生成中的中层
MCV 的作用机制 , 下面对中层 MCV 做沿方位角
平均的物理量进行诊断分析 , 以观察中层 MCV 影
响下 , 垂直方向的次级环流 、非绝热加热率等特
征。
对任一物理量 A , 使用 Marks and Gamache
(1992)、 Liu 等 (1997)的方法 , 将其在柱坐标系
(r ,θ,p)中分解为沿方位角平均 A(或称轴对称)和
扰动 A′(或称非轴对称)两部分:
A =A +A′, 　　　 (1)
其中 ,
A(r ,p)= 1
2π∫2π0 A (r , θ, p)dθ, (2)
A′(r ,θ,p)=A (r ,θ,p)-A(r , p). (3)
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图 4　同图 2 , 但为 6月 29日(a、 b)06时 、(c 、 d)09时 、(e 、 f)12时
Fig.4　S ame as Fig.2 , but at(a , b)0600 UT C 29 Jun , (c , d)0900 U TC 29 Jun , (e , f)1200 UTC 29 Jun
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张文龙等:对流层中层中尺度对流涡旋在台风榴莲(2001)生成中的作用———模拟诊断分析
ZH ANG Wenlong et al.The Role of M iddle T roposphe ric Mesoscale Convectiv e Vo rtex in the Gene sis ... 　　　
图 5　6月 29日 600 hPa 流场和垂直速度(阴影 , ≥1 m/ s):(a)08:40 , (b)09:20;6月 29日垂直速度(实线 , 单位:m/ s)和相当位温
(虚线 , 单位:K)剖面图:(c)08:40(沿 15.9°N), (d)09:20(沿 15.8°N)
Fig.5　Vertical velocity(shaded , ≥1 m/ s)and w ind st reamlin e at 600 hPa at(a)0840 UTC and(b)0920 UTC 29 Jun , and cross section s
of vertical velocity(solid line , unit s:m/ s)and equivalen t potent ial temperatu re (dashed line , uni t s:K)at(c)0840 UTC(along 15.9°N)
and(d)0920 UTC(along 15.8°N)29 Ju n
具体计算方法:首先在 MM5 模式输出资料
(6 km 分辨率)格点上计算物理量的值;然后将其
从模式坐标 (x , y ,σ)转换成柱坐标(r ,θ, p);进一
步在柱坐标系中用(1)式将其进行分解。
在这里 , 以构成次级环流的沿方位角平均的切
向风 、径向风 、垂直速度来对次级环流进行甄别 ,
同时通过沿方位角平均的非绝热加热率 ﹒θ反映中层
MCV 范围内对流热塔加热的群体效果。
非绝热加热率 ﹒θ在 p 坐标系中的计算公式为:
　﹒θ= θ t +V·Δθ= θ t +u θ x +v θ y +ω θ p , (4)
其中 , ﹒θ为非绝热加热率 , u为直角坐标 x 方向风
速 , v 为 y 方向风速 , ω为 p 坐标垂直速度 , V为三
维风矢量 。
以 28日 18时作为考察中层 MCV影响 TC生成
的第一阶段 , 这时对流层中层出现了 MCV , 但低层
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Vol.34
尚无闭合的气旋性环流。取系统中心为 (14.5°N ,
116.2°E), 并作相关物理量的沿方位角平均。通过
图 6　6月 28日 18时沿方位角平均的(a)切向风速 、(b)径向风速 、(c)垂直速度(单位:m/ s)以及(d)非绝热加热率(单位:K/ h)。虚
线:负值
Fig.6　Azimuthal averages of(a)t angen tial veloci ty (m/ s), (b)radial velocity(m/ s), (c)vert ical veloci ty (m/ s), and(d)diabat ic heat-
ing rate(K/ h)at 1800 UTC 28 Jun.Negative contours are dashed
图 6a 看到 , 在对流层中层存在一个显著的中层
MCV , 最大切向风速位于 600 ～ 500 hPa , 半径 60 ～
80 km , 最大切向风速 5 m/ s;在对流层低层和高
层 , 切向风速在 2 m/ s 以下 , 相对较小。 Mont-
gomery et al.(2006)在其理想试验中 , 将中层
MCV 的最大切向风速设计为 6 m/ s , 其最大切向
风速所在高度和距离中心的距离也与我们的模拟结
果相似。由图 6b 看到 , 径向风表现为从边界层和
对流层顶部 200 ～ 100 hPa 流出 , 在对流层中层附
近主要表现为流入 , 这与Zhang and Bao(1996)指
出的典型中层 MCV 在对流层上部和底部为辐散 ,
中层为辐合一致。由图 6c看到 , 垂直速度在中层
MCV 半径 60 ～ 80 km 处比较强烈 , 最大平均上升
速度 0.3 m/ s , 在中心到 60 km 半径范围内 , 中层
MCV 区域主要表现为下沉运动 , 最大下沉速度
-0.3 m/ s , 这与在此阶段对流热塔的活动状况是
一致的 , 此时对流热塔主要活动在中层 MCV 区域
距离中心较远的地方 , 而在中心附近很少有对流热
塔存在。由图 6d 非绝热加热率分布看到 , 中层
MCV 区域内的非绝热加热主要是由于垂直运动造
成的潜热释放所引起 , 非绝热加热的正负中心基本
与垂直速度的正负值中心相对应 , 最大加热区域位
于900 ～ 200 hPa半径60 ～ 80 km 处 , 中心位于600 ～
500 hPa 之间 。从中心到 60 km 半径区域内 , 对流
层中低层的非绝热加热率基本为负值 , 可见此时尚
不利于 TC 生成所需的暖心结构的形成。综合分析
图 6b 、 c看到 , 在中层 MCV 区域内 , 存在两个明
显的垂直次级环流圈 , 环流圈结构为从对流层中层
流入 , 分别从边界层和对流层高层流出。次级环流
圈的存在对中层 MCV 区域内对流热塔维持不移出
MCV 区域范围以及对流热塔的聚集和合并有重要
意义 , 这初步解释了中层 MCV 区域内对流热塔的
集中现象。正是中层 MCV 的存在 , 使得区域内的
对流热塔逐步集中在中心区域 , 使得热塔之间相互
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张文龙等:对流层中层中尺度对流涡旋在台风榴莲(2001)生成中的作用———模拟诊断分析
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竞争 、合并 、加强或消亡 , 热塔群体效应的反作用
又使得中层 MCV 加强 , 进一步促进热塔的合并及
轴对称化 。
图 7　同图 6 , 但为 6月 29日 12时
Fig.7　Sam e as Fig.6 , but at 1200 U TC 29 Jun
以 29日 12时作为考察中层 MCV 影响 TC 生
成的第二阶段 , 这时对流层出现了地面气旋性涡度
集中 , 中层 MCV 与地面的涡旋系统已经基本实现
垂直耦合 (图 4e、 f)。取系统中心为 (15.8°N ,
116.5°E), 进行方位角平均。通过图7a看到 , 虽然
此时对流层低层的气旋性环流已经成为中层 MCV
区域内的主要部分 , 但仍然可以在对流层中层看到
中层 MCV的环流痕迹 , 在 600 ～ 400 hPa , 半径 70 ～
90 km 附近 , 切向风速等值线存在一个没有闭合的
次大值中心 , 最大切向风速 5 ～ 6 m/ s;此时 , 在对
流层整层已经发展起来深厚的切向风 , 最大平均切
向风速达到 9 m/ s , 位于 900 ～ 800 hPa , 距中心
100 ～ 120 km 附近 。此时环流中心附近 20 ～ 40 km
半径区域内从对流层低层到高层 , 切向风速很弱 ,
切向风风场结构已经与典型的 TC 生成时刻的结构
十分相似。由图 7b 看到 , 径向风表现为从边界层
流入 , 流入最大风速约 2 m/ s , 对流层上部 500 ～
100 hPa流出 , 流出风速为1 m/ s , 在对流层中层附
近中层 MCV 对径向风的影响仍然存在 , 在中层
800 ～ 600 hPa有弱的(<1 m/ s)径向流入 , 在900 ～
800 hPa有弱的(<1 m/ s)径向流出。由图 7c看到 ,
此时垂直速度存在两个主要的正值中心 , 第一个中
心出现在对流层中层和低层 , 在 925 ～ 400 hPa 、距
中心半径 20 ～ 50 km 范围内 , 最大平均上升速度
0.4 m/ s;第二个中心出现在对流层中高层 , 600 ～
200 hPa , 距中心 70 ～ 100 km 半径范围内 , 最大平
均上升速度为 0.2 m/ s;距中心 20 km 半径范围内
为弱的下沉运动 , 最大下沉速度-0.1 m/ s。这与
此阶段积云对流热塔的活动状况是一致的 , 此时热
塔向 TC 环流中心收缩 , 沿 TC 环流中心呈轴对称
分布 。由图 7d 的非绝热加热率分布看到 , 与垂直
上升运动相对应非绝热加热呈现出两个主要加热中
心 , 最大加热中心位于 650 ～ 500 hPa , 距中心 40 ～
50 km 半径处 , 最大加热率为 8 K/h 。值得注意的
是 , 此时在 TC 环流区域内 , 仅在环流中心附近
150 hPa 、距中心 20 km 半径范围内存在明显负的
非绝热加热(与 0.1 m/ s的下沉运动相对应)。与
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图 6d 相比 , 虽然在 TC 环流中心附近同样存在弱
的下沉运动 [同样为 -0.1 m/ s 的下沉速度 (图
6c)] , 但却没有明显负的非绝热加热中心相对应 ,
可见此时非绝热加热有利于 TC 生成所需暖心结构
的形成。综合分析图 7b 、 c 看到 , 在中层 MCV 区
域内 , 存在一个较明显的垂直次级环流圈 , 环流圈
结构为从对流层边界层流入 , 从对流层中上层流
出。如果通过流场加密分析 , 垂直环流也可细化
为:从边界层流入 , 到距中心 20 km 处与从中心流
出的环流汇合上升 , 到对流层中层向中心流入和向
外为流出;在中心附近 20 km 范围内 , 仍表现出与
中层 MCV “主导” 时相似的中层流入上下层流出
特征 , 但此时中层 MCV 的垂直环流叠加在更强盛
的垂直环流之中 , 总体上垂直环流已渐渐趋于 TC
特征 。
近年来 , 对中层 MCV 影响 TC 生成的过程和
机制等问题开展的一些研究提出了一些不同观点 ,
其中关键问题是中层 MCV 怎样引起对流层低层气
旋性涡度的集中和增长 。Bister and Emannuel
(1997)提出自上而下的发展过程;Zhang and Bao
(1996)则认为可能是自下而上的发展过程 。那么
在台风榴莲生成前期 , 对流层中 、低层气旋性涡度
的发展是怎样演变的? 通过相关物理量距离中层
MCV 中心半径 200 km 区域平均分析 , 在 6 月 28
日 18时(图 8a), 中层 MCV 区域内最大涡度中心
出现在对流层中低层 700 hPa 附近 , 最大涡度值为
5×10-5s -1 , 29日 00时 , 中低层涡度基本相等 , 达
到 6×10-5 s -1 , 随后对流层低层涡度进一步增加 ,
到 29日 12时 , 气旋性涡度中心位于对流层低层 。
由此可见 , 在伴随有中层MCV 的 TC生成过程中 ,
存在一个最大涡度中心从对流层中层向对流层低层
的转移。但是 , 这并不意味着中层 MCV 直接向对
流层低层输送气旋性涡度 。由图 8b看到 , 从 28日
18时到 29日 12时 , 中 、低层相对涡度都在增长 ,
但是对流层低层的涡度增长更快 , 这说明低层涡度
主要不是依赖中层下传的 。中层 MCV 促使区域内
积云对流热塔不断发生和向中层 MCV 中心区域集
中 , 通过积云对流热塔的竞争 、合并 、消亡过程 ,
逐步实现轴对称化 , 同时深对流活动带动对流层低
层气旋性辐合发展 , 使得低层涡度迅速增强 , 然后
低层涡度通过深对流向上输送 , 又促使中层的涡度
有所增强 。中层 MCV 系统作为中尺度系统 , 不仅
图 8　中层 MCV 区域平均的(a)垂直绝对涡度随时间的演变
(单位:10-5s-1)、(b)垂直绝对涡度垂直分布廓线以及(c)位
温和环境位温偏差随时间的变化(等值线间隔:0.5 K;虚线:
负值)
Fig.8　(a)Time series of vert ical abs olute vorticity(10-5 s-1)
averaged over the MCV area;(b) profiles of vert ical ab solute
vorticity averaged over the MCV area;(c)time series of poten-
ti al t em perature anomaly f rom ambient (contour in terval i s 0.5
K , negative contours are dashed)averaged over th e MCV area
相对积云对流热塔有比较大的空间尺度 , 而且具有
比较长的生命期 (12 ～ 24小时), 而对流热塔 (包
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括合并重新得到加强的热塔)具有相对短暂的生命
期(1 ～ 3小时), 因此 , 中层 MCV 能够在对流热塔
由成熟进入消亡之后 , 将其携带的热量 、水汽 、涡
度等存贮和保留在中层 MCV 区域内 , 使得 MCV
区域总体平均湿度不断增大 , 涡度不断增强 。同
时 , 通过中层 MCV 区域平均位温与环境 (距中层
MCV 中心 500 km 区域平均)位温偏差分析看到
(图 8c), 中层 MCV区域近地面层冷心结构逐渐消
失 , 中上层逐渐向暖心结构演变 , 最终成为 TC 环
流的 “胚胎”。
对流热塔大量发生阶段以中层 MCV 的作用为
主 , 同时也有热塔 、对流低层槽的反馈作用。在热
塔局部集中 、合并与轴对称化阶段则是中层 MCV 、
对流热塔以及对流层低层涡旋相互作用阶段 , 此时
中层 MCV的主导性下降 , 而与对流热塔以及低层
涡旋的发展演变紧密联系在一起 , 中层 MCV 通过
与对流热塔和低层涡旋的相互作用 , 得以维持或加
强。同时 , 中层 MCV 与对流层低层的槽 (涡旋)
以及对流热塔通过复杂的相互作用 , 共同实现了中
低层系统的垂直耦合 。
5　结论和讨论
前人研究已经指出中层 MCV 在 TC 生成中的
作用主要有两个方面:为积云对流热塔的发生提供
具有丰富对流不稳定能量和气旋性涡度的环境场;
建立一个由对流潜热加热向水平风旋转动能转化效
率比较高的局地保护环境 。体现了中层 MCV 有利
于单体对流的发生 , 有利于区域的气旋性旋转加强
的作用。我们在分析工作中注意到 , 这两方面的作
用在台风发生区域更大尺度的背景系统 (季风槽)
中也是存在的(张文龙等 , 2009), 因而还不是中层
MCV 的独特作用。而且 , 这两个方面的作用不足
以解释积云对流热塔在中层 MCV 区域集中的观测
事实 , 不足以细致理解中层 MCV 对积云对流热塔
的组织化作用 , 以及热量 、水汽 、涡度为什么会在
中层 MCV区域内不断积累和增长 , 最后发展成为
TC 环流的 “胚胎” 等问题 。
本文基于 PSU/NCAR MM5中尺度模式对台
风榴莲生成过程的较成功的数值模拟 , 利用较高时
空分辨率的模拟资料探讨了中层中尺度对流涡旋在
台风榴莲生成中的作用。分析结果指出 , 中层
MCV 的重要作用主要有以下三个方面:第一 , 中
尺度组织化作用:伴随中层 MCV 的垂直环流圈 ,
使得区域内的积云对流热塔趋向于逐步在中心区域
集中 , 热塔之间容易发生相互作用 , 热塔通过相互
作用有些得到加强 , 而有些趋于消亡 , 同时热塔聚
集后的群体效应反馈作用又使得中层 MCV 加强或
维持 , 进一步促进热塔的合并以及向轴对称化发
展。第二 , “存贮” 效应:因为中层 MCV 的生命史
比积云对流热塔长 , 尺度比热带气旋内核大 , 能够
将消亡对流热塔所携带的热量 、水汽 、涡度加以存
贮和保留 , 使得中层 MCV 区域向有利于 TC 生成
的方向发展 , 最终成为 TC 环流的 “胚胎” 。第三 ,
中层 MCV 与对流层低层的槽 (涡旋)以及对流热
塔之间通过相互作用 , 共同实现中低层系统的垂直
耦合 。
本文利用一个台风生成(榴莲)个例的数值模
拟初步探讨了中层中尺度对流涡旋的作用 , 今后有
必要对已有个例进行深入细致剖析 , 并争取找到更
多个例进行必要的验证 。有关台风生成是当前国际
学术热点 , 对台风生成的研究与海洋预测预报关系
重大 , 具有重要的理论与应用价值 , 然而这方面的
研究 , 由于资料的缺乏以及我们目前对其认知的有
限 , 前面的路还很长 。
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