题目： 中尺度海洋涡流对热带气旋强度影响的调查

摘要

基于观测和大气-海洋耦合模拟的结合，研究了中尺度海洋涡流对热带气旋强度的影响。统计分析表明，热带气旋-涡流的相互作用发生在非常高的频率；从 2002 年到 2011 年，超过 90% 的记录在北太平洋西部的热带气旋遇到了海洋涡流。遇到冷核心涡流 (CCE) 的机会略大于遇到暖核心涡流 (WCE)。观测海表温度数据统计表明，CCEs倾向于促进热带气旋引起的海表温度下降，而WCEs倾向于抑制这种海洋反应。CCE 在调节海面温度响应方面的作用在统计上比 WCE 更显着。因此，建议在 TC-海洋相互作用过程中，CCEs 应不亚于 WCEs 受到关注。观察到 CCE 引起的海表温度降低变化对于更强烈和移动更慢的热带气旋以及更薄的混合层深度更为显着。一组数值实验表明，海洋涡流的影响与其强度和风暴强度呈正相关，并且当涡流位于风暴路径的一侧时，涡流反馈不如热带气旋中心正下方明显。热带气旋离开后，涡流引起的水分不平衡很快消失。由于地表焓通量对地表风的依赖性，强度恢复持续 1-2 天。

1.简介

温暖的海洋是热带气旋 (TC) 发展和维持的能源，热带气旋是世界上最具破坏性的自然灾害之一（Malkus 和 Riehl 1960；Simpson 等 2002）。正如各种观测所证明的那样，移动风暴可以通过上升流、夹带和剪切引起的垂直混合将冷的地下水带入海面，从而反向引起海面温度 (SST) 的明显冷却，通常称为冷尾流。Stramma 等人 1986 年；Price 1981 年；Zedler 等人 2002 年；D’Asaro 2003 年）。最近关于 TC-海洋相互作用的研究已经确定，这种海洋响应通过减少向上的表面焓通量对风暴强度进行了强有力的控制，更强的海洋冷却影响更大（Bender 和 Ginis 2000；Cione 和 Uhlhorn 2003；Wu 等2005 年；Chen 等人 2010 年；Lloyd 和 Vecchi 2011 年；Halliwell 等人 2015 年）。尽管如此，更强的风暴并不一定会导致更强的 SST 冷却，因为 SST 响应不仅取决于 TC 特性，还取决于海洋参数，例如混合层深度和混合层下方的热分层（Schade 和 Emanuel 1999；劳埃德和维奇 2011；詹姆士等人。2015 年）。SST 响应和风暴特征之间的这种非单调关系强调了在预测 TC 强度演变时充分结合上层海洋热信息而不是仅考虑 SST 的重要性（Leipper 和 Volgenau 1972；Gray 1979；Lin 等人。 2013 年；黄等人 2015 年）。

中尺度海洋涡流是海洋中最具活力的中尺度特征之一。中尺度海洋涡流中的地下温度通常比周围水域的温度高几度[暖芯涡流 (WCE)] 或更小[冷芯涡流 (CCE)]。WCE 状态下具有下降运动的较厚和较暖的水或 CCE 状态中具有上升运动的较薄和较冷的水会影响风引起的湍流夹带和上升流响应的速率 ( Roemmich 和 Gilson 2001 ; Jacob 和 Shay 2003 ; Jaimes 和 Shay 2009 , 2010 , 2015 ; Jaimes 等人 2011 , 2016）。因此，通常观察到 WCE 会减少风暴引起的海洋响应，而 CCE 往往会放大海洋响应（Shay 等人 2000；Lin 等人 2005；Jaimes 和 Shay 2009）。与涡流反馈相对应的是，TCs 在 WCEs 上移动时趋于更加强烈，而在遇到 CCEs 时强度较小，这主要是通过调节海气-海焓通量的传输来实现的 ( Ali et al. 2007 ; Jaimes and Shay 2009 ; Patnaik 等人 2014 年；Jaimes 等人 2016 年）。帕特奈克等人。(2014)调查了孟加拉湾海洋涡流与八个 TC 案例之间的相互作用。他们发现表面焓通量被 WCE 明显增加，而被 CCE 降低。WCEs 的作用尤其受到关注，因为在台风或飓风经过 WCEs 期间发生了快速增强（Hong et al. 2000 ; Shay et al. 2000 ; Lin et al. 2005 ; McTaggart-Cowan et al. 2007）。基于一个理想化的案例研究，Chan 等人。(2001)描绘了 TC 对预先存在的 WCE 的强度响应。风暴在到达 WCE 边缘时加剧，并且在离开 WCE 区域时减弱过程并没有立即发生。Wu等人的简单飓风-海洋耦合模型的模拟。（2007 年）也反映风暴在进入 WCE 区域时增强，离开 WCE 后逐渐恢复强度（他们的图 13）。林等人。（2005 年）分析了台风 Maemi（2003 年）通过一个巨大的 WCE 强度的迅速增加，并提出 WCE 作为 TC 和更深的海洋冷水之间的有效绝缘体。詹姆士等人。（2015 年，2016 年）进一步提出，来自海洋的增强的局部浮力强迫可能是 WCE 制度下 TC 的重要增强机制。尽管大多数现有文献记录了通过观测或数值模拟显着减少的 SST 越过 WCEs 后 TCs 更加强烈（例如，Bao et al. 2000 ; Emanuel et al. 2004 ; Jaimes and Shay 2009 ; Vianna et al. 2010 ; Lin 等人，2011 年），Yablonsky 和 Ginis（2013 年）表明 WCE 的循环也会对 TC 强度产生不可忽视的影响，并且位于 TC 右侧的 WCE 甚至可以通过将冷水平流到 TC 内核来创造不利条件。

尽管人们越来越多地努力理解 WCE 的贡献，但 CCE 在 TC 演化中的作用却相对较少受到关注。这可能是因为 TCs 的快速增强有一个量化的标准（Kaplan 和 DeMaria 2003），但是 CCEs 引起的减缓的增强阶段不能轻易地从其他环境因素中识别出来。正如Schade 和 Emanuel（1999 年，他们的图 6）所指出的，实际上混合层深度减少的相同幅度将对风暴强度产生比混合层深度增加更显着的影响， Lin 等人也推测了这一点。 . (2005). 此外，CCE 的数量与北太平洋西部的 WCE 相当，甚至略大于 WCE（未显示）。马等人。（2013a）基于理想化的大气-海洋耦合模拟研究了 CCE 对 TC 强度和结构的影响。与 WCE 的作用相反，他们发现风暴在遇到 CCE 时开始减弱，强度降低在经过 CCE 中心后不久达到最大值，离开 CCE 后强度经历了一段时间的恢复。

上述研究强调了 WCE 和 CCE 在 TC 演变过程中的重要性。以前的大多数观察或建模研究都是基于单例或有限数量的涡流（例如，Wu et al. 2007 ; Ma et al. 2013a ; Patnaik et al. 2014）。目前尚不清楚 TC 在现实世界中与涡流相互作用的频率如何，以及基于有限案例研究的结果在多大程度上适用于大多数海洋涡流。此外，很少有人关注海洋涡流的反馈如何对TC和海洋涡流的性质敏感。因此，本研究试图结合观测统计数据和理想化模拟，进一步检验不同情况下海洋涡流对热带气旋强度的影响。第 2 节给出了 TC-涡相互作用的统计观测结果。第 3 节介绍了大气-海洋耦合模型的设置和实验设计。TC-涡相互作用的建模结果显示在第 4 节，然后是第 5 节中的摘要。

2. 观察

海洋涡流可以通过调节海洋响应来有效地影响风暴强度，这已成为一个发展中的共识。林等人。(2005)提出，当风暴穿过“两个涡流丰富的区域”时，可能会发生丰富的 TC-涡流相互作用。遥感和原位测量的进步使得研究各种地下海洋系统成为可能（Pickard 和 Emery 1990；Qiu 1999）。通过合并来自海洋地形实验 (TOPEX)/波塞冬 (T/P)（随后是Jason-1，现在是Jason-2）和随后的欧洲遥感卫星 -1 和 -2（ERS ）的卫星高度计数据-1和ERS-2) 高度计，Chelton 等人。(2007 , 2011)构建了以 7 天为间隔的高分辨率（约 40 km）全球海面高度场，以跟踪中尺度海洋涡流，并结合了涡流特性、中心位置和半径等信息。涡流数据可从 1992 年 10 月到 2012 年 4 月（在线http://cioss.coas.oregonstate.edu/eddies/）。SST 可能是海洋涡流与 TC 耦合的最重要指标。SST 数据来自由高级甚高分辨率辐射计 (AVHRR) 和高级微波扫描辐射计 (AMSR) 生成的 NOAA 0.25° 每日最佳插值 SST ( Reynolds et al. 2007 )（可在https://www.ncdc在线获取.noaa.gov/oisst)，它们能够通过云测量 SST。需要注意的是，SST 数据集从 2002 年开始可用，与涡流数据集相比，它涵盖的时间范围更短。为保持一致性，所有数据均涵盖 2002 年至 2011 年的同一时间范围。海洋混合层深度数据来自 NCEP 全球海洋数据同化系统（GODAS；http://www.esrl.noaa.gov/psd /）。风暴最佳轨迹数据，包括风暴中心位置、强度、大小（以最后闭合等压线半径表示）等信息来自联合台风预警中心（JTWC；http://www.usno.navy。 mil/NOOC/nmfc-ph/RSS/jtwc/best_tracks/wpindex.php）。

图 1展示了 2005 年 TC 和 2005 年 8 月北太平洋西部海洋涡流的分布样本。海洋涡流在浩瀚的海洋中无处不在，WCEs 和 CCEs 几乎均匀分布。CCE 的数量略多于 WCE（未显示）。与热带气旋一样，低纬地区产生的涡流相对较少（Chelton et al. 2007），可能与那里的科里奥利力较小有关。由于海洋涡流相对于 TCs 是准永久和准平稳的特征（Chelton et al. 2007），可以预见，大多数 TCs 在其生命周期内将不可避免地面临海洋涡流。2002-2011年北太平洋西部TCs所面临的不同海涡半径的百分位数汇总于图 2。涡半径项由Chelton 等人定义。(2007)是一个圆的半径，其面积等于最大圆周平均速度轮廓所包围的面积。海洋漩涡的半径范围从小于 60 公里到超过 360 公里。大多数涡流似乎具有大约 90 到 180 公里的典型半径，这与 TC 的内核大小相当（Knaff 等人，2007 年）。因此，通过风暴的强度可能会受到与先前存在的海洋涡流相关的改变的内核表面焓通量的影响。

图1所示。2005年TC轨迹分布和2005年8月北太平洋西部的海洋涡旋分布。蓝点表示 CCE，红点表示 WCE。图中显示了 25 个风暴、135 个 CCE 和 137 个 WCE。

图2. 2002 年至 2011 年在北太平洋西部与 TC 相互作用的海洋涡流的涡流半径（km）百分比。在此期间，TC 共遇到了 732 个涡流。

图 3a显示从 2002 年到 2011 年在减弱或登陆之前在北太平洋西部遇到海洋涡流的风暴百分比，按涡流数量分类。这里定义 TC-涡相互作用发生在 TC 中心遇到海洋涡的外边缘时，即当 TC 中心与涡中心之间的距离等于或小于涡半径时。这个标准比较严格，如果选择宽松的，交互频率应该更高。一个有点出人意料的结果是，TCs 与涡流的相互作用频率异常高，超过 90% 的 TCs 在其一生中遇到过海洋涡流，其中超过 70% 遇到了不止一个涡流。至于 WCE，1 和 2 的数量占了一半以上的风暴，而大约 35% 的 TC 没有跨越 WCE。TCs 和 CCEs 之间的相互作用表现出相似的行为，除了没有遇到 CCEs 的 TCs 占据了较小的部分（约 17%）。这可能是因为北太平洋西部的 CCE 略多于 WCE（未显示）。统计结果表明，大多数 TC 在其一生中不可避免地要与 CCE 或 WCE 对抗，而对抗 CCE 的几率略大于 WCE。因此，必须确定海洋涡流对于改变 TC 引起的海洋响应的重要性。这可能是因为北太平洋西部的 CCE 略多于 WCE（未显示）。统计结果表明，大多数 TC 在其一生中不可避免地会遇到 CCE 或 WCE，而遇到 CCE 的几率略大于 WCE。因此，必须确定海洋涡流对于改变 TC 引起的海洋响应的重要性。这可能是因为北太平洋西部的 CCE 略多于 WCE（未显示）。统计结果表明，大多数 TC 在其一生中不可避免地要与 CCE 或 WCE 对抗，而对抗 CCE 的几率略大于 WCE。因此，必须确定海洋涡流对于改变 TC 引起的海洋响应的重要性。图 3b给出相互作用发生时涡流和风暴之间的相对位置. 当涡流中心与风暴中心之间的最近距离小于涡流半径的三分之一时，则认为 TC 通过涡流中心。通过这种划分，涡流直径被平均分为三部分。根据涡流位置和风暴平移方向以 12 小时间隔获得涡流的左右方向。WCE 或 CCE 的左右交互比例分布相对均匀，约为 40%。有趣的是，风暴遇到涡流中心的情况仅占20%的一小部分，明显小于其他情况的部分。陈等人。2001；吴等人。2007 年；马等人。2013a )。因此，当海洋涡流位于风暴的一侧时，检查它们的反馈可能会有所启发。

图3所示。2002年至2011年，北太平洋西部，风暴遭遇WCEs(红色)、cce(蓝色)和WCEs 1 cce(黑色)的不同次数百分比(%)和(b)与风暴相关的涡旋相对位置的百分比(%)。

沿台风轨迹的海温是根据 6 小时间隔的最佳轨迹数据对海温数据进行双线性插值得到的。SST 变化的计算方法是风暴通过后 12-2 天的平均 SST 减去风暴通过前 2 天的 SST，这与Lloyd 和 Vecchi (2011)中所做的类似。风暴平移速度是根据风暴中心的距离以 6 小时间隔计算的。表 1列出了 6 小时间隔的不同 TC-海洋相互作用条件的可用数据计数。为检验海温响应与风暴强度和平移速度的关系，海温复合下降如图 4 所示。SST 数据 (表 1) 使用 Cressman 方法作为最大表面风和平移速度的函数进行插值。比较了 WCE 条件、CCE 条件和普通水条件以及它们的差异。翻译速度大时数据较少（未显示），这可能不太具有代表性。三种情况下，TC均导致海温下降，海温异常总体随风暴移动速度而减小，随风暴强度而增加。这与Schade 和 Emanuel（1999）的建模结果和Mei 和 Pasquero（2013）的观测结果一致。与之前的单一案例观察或模拟一样，WCE 总体上抑制了 SST 响应（图 4d），而 CCE 促进了 SST 相对于普通水的冷却（图 4e）。此外，对于较慢和较强的 TC，CCE 的作用更为明显。

图4. (a) WCE、(b) CCE 和 © 普通水条件下复合 Cressman 插值 SST 下降 (°C) 的分布，以及 (d) WCE − 普通水条件下 SST 下降 (°C) 的差异(e) CCE - 作为最大地表风 (ms -1 ) 和风暴平移速度 (ms -1 ) 的函数的普通水。暖芯涡 (WCE)、冷芯涡 (CCE) 和普通水的样本量分别为 313、558 和 1650，介于 0 和 5 ms -1之间；它们分别是 305、369 和 1359，在 5 到 10 ms -1之间；对于大于 10 ms -1的风，它们分别为 20、22 和 89 。

为了进一步研究海洋涡流对海温响应的影响，海温下降的箱线图如图5所示，数据集根据风暴平移速度和强度进行分类。风暴平移速度小于 6 ms -1阈值的称为慢速移动，大于该阈值的速度称为快速移动。5 ms -1的阈值给出了类似的结果（未显示）。0 类数据计数远大于其他类别的总和，0 类风暴被表示为弱，而其他 1-5 类风暴一起表示为强。公共水域的平均海温下降接近于在北大西洋盆地观察到的[图。4劳埃德和维奇 (2011)]。在所有三种情况下，相对于快速移动的风暴，缓慢移动的风暴的 SST 下降幅度更大，相对于强风暴，弱风暴的 SST 下降幅度更小。CCE 条件下的 SST 下降均匀大于普通水条件下的下降，与风暴强度和平移速度无关。这种关系显着高于基于学生t的 99% 置信水平测试，揭示了 CCE 对促进 SST 下降的显着影响。CCE 与普通条件之间平均 SST 下降的差异对于慢速风暴明显大于快速移动风暴，而对于弱风暴则小于强风暴。这表明，当 TC 移动速度较慢或强度更高时，CCE 的作用可能更加突出。尽管显示 WCE 导致的 SST 下降小于普通水，但它们的差异远小于 CCE 和普通水之间的差异。该关系仅在缓慢移动风暴的 95% 置信水平和强风暴的 98% 置信水平之上显着。这可能意味着 WCE 在调节北太平洋西部 TC 诱导的 SST 响应方面的作用总体上不如 CCE 突出。

图5所示。WCE、CCE和TC路径上常见水条件下的SST下降(8C)箱线图分别为(a)慢速和快速移动风暴和(b)弱和强风暴。翻译速度的阈值为6 m s21。0级强度被认为是弱的，其他类别被认为是强的。小方块表示平均值，显示在方框下方。盒子的下端和上端分别显示第25和75个四分位数，中间的线显示第50个四分位数，盒子下面和上面的水平线分别显示第10和第90个四分位数。根据学生的t检验，在所有条件下，CCE比普通水的SST下降更大，显著高于99%的置信水平。根据Student’s t检验，WCE的海温下降幅度小于普通水，且分别高于95%和98%的置信水平。

背景 SST 和混合层的深度对热带气旋的强度至关重要，这会反过来带来 SST 响应的变化（Fisher 1958；Schade 和 Emanuel 1999；Mao et al. 2000）。图 6显示了 WCE、CCE 和普通水体条件下 SST 随 SST 和混合层深度的函数下降及其差异。混合层的背景深度是通过对以 TC 轨迹位置为中心的 2° × 2° 区域上的 GODAS 数据进行平均来计算的。总体而言，随着混合层深度变厚，海温异常会增加，这会抑制较深的冷水向上夹带（Price 1981））。WCE和普通水条件之间SST降低的差异表明WCE对SST响应具有整体均匀的抑制作用，而与SST值和混合层深度无关。CCE与普通水体条件下SST的差异减小表明CCE倾向于放大SST响应，当混合层深度较薄或SST较低时更为明显。图 7所示的箱线图给出了一致的结果。CCE 条件下比普通水条件下更大的 SST 下降均显着高于 99% 的置信水平。当混合层深度较薄时，它们的平均海温下降差异较大。海温下降与具体海温值之间的关系不如混合层深度那么明显。WCE 还能够调节已通过显着性检验的 SST 响应，但程度低于 CCE，如图 5 所示。

图7所示。(A)薄层和深层混合层，(b)低海温和高海温。混合层深度和海温阈值分别为40 m和298C。根据学生的t检验，在所有条件下，CCE比普通水的SST下降更大，显著高于99%的置信水平。根据Student’s t检验，WCE的海温下降幅度小于普通水，薄层和深层混合层的海温下降幅度均显著高于90%和99%的置信水平，低层和高层的海温下降幅度均显著高于90%和95%的置信水平。

图 8显示了 WCE、CCE 和普通水条件下平均复合 SST 下降的演变。SST 减少的计算方法是每个特定日期的 SST 减去 12 天前的 SST。第 0 天表示 TC 通过该位置的日期。SST从-12天到-2天缓慢演变，当TC接近该位置时，出现快速降温，最少在风暴通过后2天达到；之后，SST 恢复缓慢。SST 演化的这种行为与Lloyd 和 Vecchi (2011)中的行为非常相似在其他海洋盆地。通过比较 WCE、CCE 和普通水域条件，CCEs 的平均 SST 下降幅度最大，超过 1.2°C，其次是普通水域，小于 0.9°C，WCEs 产生的 SST 下降幅度最小，约为0.7℃。这种关系表明，CCE 倾向于增强 TC 诱导的 SST 反应，而 WCE 倾向于抑制 SST 反应，而 CCE 的调节作用总体上比 WCE 更显着。

图8. 相对于 WCE、CCE 和普通水的风暴过去前 12 天，拉格朗日复合 SST 下降 (°C)。

3.耦合模型和实验设计

a.模型设置

上述统计观测分析没有纳入地下涡流信息，粗略的空间和时间分辨率阻碍了对涡流反馈的更深入研究。在本节中，通过数值实验进一步探讨了海洋涡流对 TC 强度和结构的影响。模型设置基本上遵循Ma 等人的设置。（2013a），下面给出简要介绍。大气-海洋耦合模型是一个升级版本，它包括作为大气成分的天气研究和预报 (WRF) 模型版本 3.5 ( Skamarock et al. 2008 ) 和普林斯顿海洋模型 (POM; Mellor 2004 )) 作为海洋成分。这两个模型组件通过模型耦合工具包 (MCT; Larson et al. 2005 )传递 SST、地表风应力、地表显热和潜热通量以及短波和长波辐射通量。耦合间隔与大气（最外域）和海洋模型的时间步长相同，在本研究中指定为 90 s。大气和海洋模型都设置在β平面上，域中心在20°N。

对于 WRF 配置，延世州立大学 (YSU) 方案 ( Hong et al. 2006 ) 和相应的 Monin-Obukhov 方案用于参数化边界层和表面层过程。选择 Lin 方案 ( Lin et al. 1983 ) 来处理微观物理过程。最外域使用 Betts–Miller–Janjić 方案（Betts 和 Miller 1986) 参数化积云对流。有两个网格，尺寸分别为 220 × 220 和 202 × 202，分辨率分别为 15 和 5 km。由于将进行大量模拟，因此采用了 5 km 的相对粗略的内域分辨率作为计算效率的折衷方案。虽然在这样的分辨率下无法很好地解决一些较小尺度的内部过程和大量的不对称性，但预计该分辨率能够正确再现海洋对 TC 强度演变的反馈（Gentry and Lackmann 2010）。

POM 配置了 219 × 219 个网格点的单域，分辨率为 0.165° × 0.165°，覆盖的区域略大于 WRF。总共使用了 23 个垂直层，其中 11 个层位于上部 100 m。Mellor-Yamada 湍流闭合方案（Mellor 和 Yamada 1982) 嵌入到 POM 模型中以提供垂直混合系数。使用 Arakawa C 网格作为水平有限差分方案。POM 初始化和边界条件的水平均匀温度和盐度剖面是从（20.25°N，176.25°E）的月平均（8 月）简单海洋数据同化（SODA）剖面获得的，除了上层海洋的温度混合层和 SST 稍微修改为 29°C 以保持与 WRF 模型中的初始 SST 相同。整个域设置为海洋，深度均匀为 2500 m。为简单起见，POM 模型用静态电流初始化，以保持构造的涡流准静止。大气和海洋模型输出每 1 小时保存一次。

b.初始化和实验设计

对于大气模型，在所有级别都指定了 3 ms -1的均匀东风，位势高度根据地转风平衡进行了调整。然后将流体静力和梯度风平衡中的兰金涡旋植入最大风速为 24 ms -1的环境中，半径为 125 km。大气模型作为模型旋转单独集成 24 小时。旋转风暴的 15 ms -1地表风半径给出了 212 km 的值（未显示），处于中等规模范围内（Lee 等人，2010 年）。涡流中心与普通海水之间的海洋温度异常通常有几度大（Roemmich 和 Gilson 2001；林等人。2005 年）和涡流半径范围通常从小于 90 到 180 公里（图 2）。由于缺乏地下观测，海洋涡流是通过人工指定与周围海洋温度的指定初始偏差来构建的，参考基于特征的方法（Yablonsky 和 Ginis 2008），如Ma 等人。(2013a). 将温度偏离设置为在大约 400 m 深度处最大，并在上下层逐渐减小，以保持海面和大约 1700 m 深度以下的温度水平均匀。海洋漩涡中的盐度分布与普通水域中的盐度分布相同。然后通过在没有外部强迫的情况下单独集成 POM 96 小时来初始化海洋涡流。在海洋模型的自旋过程中，密度和海流逐渐地向地调整到稳定状态。

总共进行了 11 次实验，其描述总结在表 2中。所有耦合模拟总共集成了 96 小时。水平均匀海洋状态的实验被认为是控制运行（CTRL）。由于海洋涡流可以具有不同的强度，并且TC与海洋涡流以复杂的方式相互作用（图1和图3），考虑了风暴-涡流相互作用的不同条件。这包括具有不同热特性（WCE 或 CCE）和强度（强 CCE 和弱 CCE）的涡流，不同增强阶段（24 和 48 小时）的风暴，不同的相对位置（中央、右侧和左侧的涡流）风暴轨迹），以及在风暴生命周期内与两个涡流的相互作用（24 小时的 CCE 和 60 小时的 WCE 以及 24 小时的 WCE 和 60 小时的 CCE）。进行了两个实验来检查不同涡流位置的影响，一个 WCE 位于风暴轨道的右侧，另一个 CCE 位于 TC 轨道的左侧。为了比较海洋涡流和其他海洋参数的相对重要性，在 WCE 中心进行了一项具有深层混合层的实验。

图 9显示了用于耦合模拟的海洋环境和海洋涡流中心的初始上层海洋温度剖面。它们是通过在耦合模拟之前将 POM 单独积分 96 小时旋转到稳态来获得的。对于CCE，涡中心和普通水之间的最大温度异常达到6.5°C。CCE的混合层比周围的水浅，弱CCE的温度分布在CCE和普通水之间。WCE中心的混合层深度约为60 m，约为普通水域的两倍。DEEPML运行与WCE中心具有相同的混合层，但温跃层较陡，因此其低层温度与普通水中的温度相同。这个运行有点类似于中的“永久海洋涡流”模拟吴等人。(2007)因为暴风雨总是处于厚厚的混合层环境中。45 m深度稳态海洋涡流的初始水平温度场和海流场如图10所示。如图9所示，WCE 与周围水体相比具有明显的正温度异常（图 10a），而 CCE 呈现负异常（图 10b）。两个涡流的当前速度约为~1 ms -1，明显大于涡流平移速度（Chelton et al. 2011）。图1 中构造的涡流。10a 和 10b被证明拥有相对强大的力量。弱CCE的温度异常（图10c）比强CCE的温度异常小，表明其强度较弱，相应的电流场也不强。构造涡流的半径约为 100 公里，在北太平洋西部的典型涡流大小范围内（图 2；Roemmich 和 Gilson 2001）。图 10d显示了风暴和涡流在相互作用过程中的相对位置示意图，这可以为由 TC 和涡流之间的相对位置引起的海涡反馈差异提供启示。

图9.稳态普通水（黑色实线）、WCE中心（红色实线）、CCE中心（蓝色实线）、弱CCE中心（蓝色点划线）的初始上部400米温度剖面（°C））和深层混合层情况（红色点划线）。

图10.稳态 (a) WCE、(b) CCE 和 © 弱 CCE 在 45 米深度处的初始水平温度（°C，阴影）和海流（ms -1 ，矢量）。(d) 涡流相对于风暴轨迹的位置示意图。

4. 模型结果

a.热带气旋强度

图 11总结了根据最小海平面压力 ( P min ) 和最大方位平均地表风的模拟风暴强度，以比较 WCE、CCE 和其他实验的强度差异。P min和最大地表风速在所有运行中基本上给出了一致的差异，但地表风经历了更剧烈的波动。除CCE24WCE60和WCE24CCE60外，所有风暴在前48 h整体呈增强趋势，后期强度变化不大。由于 TC 强度对海洋状态很敏感（例如，Torn 2016)，这些运行之间存在很大差异。因此，CTRL和灵敏度实验之间的差异可以对不同条件下海洋涡流的影响以及海洋参数的相对影响产生影响。

图11.所有实验的 (a) 最小海平面压力 (hPa) 和 (b) 最大方位角平均地表风 (ms -1 ) 的时间演变。灰色虚线显示了风暴穿过漩涡中心进行不同实验的时间。灰色虚线表示 TC 遇到涡心的时间。

从中心相互作用情况来看，即台风中心穿越涡中心，风暴增强在遇到CCE（CCE24和CCE48）时开始受到阻碍，遇到WCE（WCE24和WCE48）时被放大。离开涡流后，风暴经历了一段时间的恢复，最终基本恢复到CTRL时的稳态强度。这种强度响应与之前的建模研究一致（Wu et al. 2007）。林等人。(2005)提出了关于海洋涡流是否有助于维持强度的担忧，这对于评估活动 TC 的潜在风险很重要。这些模拟似乎表明海洋涡流对 TC 强度施加了瞬态影响，因为 TC 与涡流瞬态相互作用。由于 CCE 的温度异常较大，由 CCE 引起的强度变化显示出大于 WCE 引起的强度变化。CCE24 与 CCE48 或 WCE24 与 WCE48 的比较表明，风暴越强烈，涡流的调制效果越明显。这与观测结果非常吻合（图 5b），这是因为更强的风暴往往会引起更严重的海洋反应（Schade 和 Emanuel 1999)，从而使 CCE 或 WCE 的作用更加突出。涡流实验的另一个共同特点是风暴强度的变化在风暴移过涡流中心后变得最显着。表 3列出了灵敏度实验和 CTRL 之间P min的最大正差或负差以及相应的模拟时间。显示出最大的强度偏差发生在风暴经过涡流中心后延迟约 9-12 小时，这在Ma 等人的研究中也发现了类似的情况。（2013a）。

在较小的温度异常和较弱的电流下，弱CCE引起的强度变化相对于强CCE引起的强度变化要小得多。这证明了一个简单的准则，即涡流对海洋响应的调制效果与涡流强度成比例相关。弱CCE的最大P min偏差发生在风暴越过涡流之后很晚，这可能是涡流引起的风暴结构波动的结果。CCEs 的冷却效果也可能类似于冷尾流在热稳定边界层方面的冷却效果，这对 TC 强度有积极影响，并部分抵消了它们的弱化作用（Lee and Chen 2014）。TC一侧的海洋涡流实验也表明WCE有利而CCE对风暴增强不利，但WCE或CCE的影响相对于TC中心右侧的影响较弱（图11） . 对于现实世界的 TC-涡流交互，这些情况比中心交互情况更频繁地发生（图 3b）。

由于大多数 TC 在其生命周期中经历了不止一个涡流（图 3a），因此在 CCE 之后经过 WCE 和 CCE 在 WCE 之后进行了两次运行。风暴与中心相互作用情况吻合良好，在 CCE24WCE60 中先减弱后增强，在 WCE24CCE60 中先增强后减弱。海洋涡流引起的P min变化可高达 9 hPa。因此，强烈的海洋涡流可以有效地调节风暴的增强，例如，促进或抑制快速增强的阶段（例如，Lin et al. 2005）。在所有运行中，DEEPML 实验在整个模拟过程中产生了最强烈的风暴，其最大的P与 CTRL 的最小差异超过 10 hPa。这表明 WCE 在 TC 增强中的决定性可能不如深背景混合层，因为 WCE 仅在短时间内影响 TC。

b.海洋响应

CTRL 中的风暴以大约 2-4 ms -1的平移速度缓慢向西北移动，并留下不对称的 SST 下降，宽度约为 100 km（图 12）。其他实验模拟了类似的风暴轨迹（未显示）。从风暴经过涡旋中心时的 SST 差异平面图样本来看，WCE 能够抑制海洋响应，而 CCE 则倾向于促进 SST 冷却（图 12b，c），这与观测结果一致（图 8）。SST 变化更有效地受到与其较大温度异常相关的 CCE 的影响。模拟的SST显示出一些小尺度的噪声，这可能会导致TC的小尺度结构变化。尽管如此，这些不对称特征可能不会对 TC 强度产生太大影响，因为它们在 TC 增强中起次要作用（Nolan et al. 2007）。模拟的 TC 强度对海洋特征的响应是合理的（图 11），与之前的模拟结果基本一致（例如Hong et al. 2000；Chan et al. 2001）。作为对 SST 的响应，向上的表面潜热通量被 WCE 增加并且也被 CCE 减少（图 13）。与冷尾流相比，海洋涡流可以局部改变内核表面潜热通量。CCE 对地表潜热通量的变化再次大于 WCE，这是造成相应较大风暴强度偏差的原因（图 11和表 3）。

图12.（a）CTRL 中的 SST（°C，轮廓），（b）WCE48 和 CTRL 之间的 SST 差异（°C，颜色阴影）和（c）CCE48 和之间的 SST 差异（°C，颜色阴影）的平面图CTRL 在 48 小时。点表示每个实验中每隔 6 小时的风暴轨迹，48 小时的风暴中心用较大的一个强调。

图13.(a) WCE48 - CTRL 和 (b) CCE48 - CTRL 在 48 小时时表面潜热通量 (W m -2 ) 差异的平面图。

图 14显示了 CTRL、CCE24 和 CCEWeak 在 24 h 时 SST 降低和表面潜热和显热通量的径向分布。随着风暴越过涡流，风暴中心的海温下降幅度最大，强 CCE 的幅度为 2.5°C，弱 CCE 的幅度为 1.5°C。CCE24 和 CTRL 之间 SST 降低的差异是 CCEWeak 和 CTRL 之间的数倍。与 SST 关系一致，在弱 CCE 运行中，表面潜热和感热通量的减少明显减轻。这导致风暴减弱的程度要小得多，这意味着对于强度较弱的海洋涡流，它们对 TC 强度的调制可能不太显着。

图14.方位角平均的径向分布（a）SST 减少（K），（b）表面潜热通量（W m -2）和（c）表面显热通量（W m -2）在 24 小时。

SST 下降是在四个象限相对于风暴平移方向的方位平均（图 15）。WCERight 和 CTRL 之间的 SST 变化差异总体上在两个右象限大于两个左象限，但 WCERight 使所有象限的 SST 降低总体减少。因此，位于风暴轨迹右侧的 WCE 对 WCEright 的风暴增强有重要作用（图 11）。将 WCERight 与 WCE24 进行比较，当风暴越过涡流边缘而不是涡流中心时，WCE 的作用被证明不那么显着。当风暴遇到位于左侧的 CCE 时，所有象限的 SST 下降都被放大。在左后和左前象限中，CCE 甚至比 CCE24 运行在风暴中心外造成更大的 SST 冷却。尽管如此，这并不会导致风暴相对于 CCE24 减弱，这是因为对称冷却在减弱风暴强度方面起着决定性作用（Wu et al. 2005）。这些结果表明，当海洋涡流位于风暴轨迹的一侧时，涡流对 TC 强度的影响可能会降低，但其电流场的作用可能并不一定比其温度场更重要，如亚布隆斯基和吉尼斯 (2013)。

图15.CTRL、WCERight、CCEleft、WCE24 和 CCE24 在 (a) 左前象限、(b) 右前象限、© 左后象限中 24 小时时方位平均 SST 减小 (K) 的径向分布，和（d）相对于风暴中心的右后象限。

CTRL 和 WCE24CCE60 的 SST 降低的 Hovmöller 图及其差异如图16所示，以展示多个涡流对海洋响应的影响。随着风暴的加强，CTRL 中的 SST 冷却逐渐增加。在 WCE24CCE60 中，风暴内核的 SST 在 WCE 存在的 24 h 之前没有表现出明显的下降，而是随着风暴进入 CCE 区域而迅速下降。从 WCE24CCE60 和 CTRL 之间的差异可以更清楚地看出这一点（图 16c）。离开 WCE 后，风暴开始逐渐恢复其强度，但这种恢复很快就停止了，因为风暴随后遇到了一个预先存在的 CCE（图 11和16c）。

图16.（a）CTRL，（b）WCE24CCE60和（c）WCE24CCE60和CTRL之间的差异的方位平均SST降低（°C）的Hovmöller图。

C.表面热通量

WRF 模型中的地表潜热和感热通量是根据体积公式计算的：

其中 LH 表示地表潜热通量，SHX 表示地表感热通量；ρ为表层空气密度；L υ为汽化潜热；C h和C q分别是热量和水分的表面交换系数；U为水平风速；q为水蒸气的混合比；θ是潜在温度。下标a和g分别表示最低模型水平和底面。研究海洋涡流如何影响表面焓通量，包括表面潜热通量和感热通量，以及构成表面潜热通量的主要成分，包括U a、q s - q a、q s和q a，如图所示。图17和18分别用于 CTRL 及其与 CCE48 和 WCE48 的区别。地表潜热通量通过饱和水汽混合比q s与 SST 相关联. CTRL 中的地表潜热和感热通量在前 48 小时内随着地表风的增强而增加，并在模拟的后期波动。随着风暴接近 CCE 状态，随着 SST 的降低， q s开始减小（图 17e和12c），在风暴中心具有最小值。因此，风暴区的q s - q a减少了。从根本上决定海面焓通量的是海面与地表空气之间的热力学不平衡以及相应的水分不平衡，而不是SST的具体值（Jaimes et al. 2015）。中的变化q s - q a导致地表潜热通量明显减少，最终抑制了风暴增强。表面感热通量和热力学不平衡之间的相关性给出了类似的行为（未显示）。CCE 还通过增强 SST 冷却来减少表层水蒸气（图 17f），这反过来具有抵消 CCE 引起的表面潜热通量变化的功能[方程。(1) ]。由于冷却的地表空气不断与周围的空气团混合（Ma et al. 2013b），离开 CCE 的冷却区域后，表层水汽的减少很快消失。图 17反映的一个显着特征并且由图18也可以看出，在水分不平衡变化消失后，表面潜热通量变化不会立即恢复。这被证明是由地表潜热通量和地表风之间的相互依赖引起的（图 17a、c和18a、c）。当风暴离开 CCE 时，背景海面能够提供更大的表面焓通量以维持更大的强度（Emanuel 1995)，但地表风仍然微弱，因此需要一段时间的重新调整才能使风暴完全恢复。对于 WCE48 和 CTRL 之间的差异，也可以找到类似的结果，除了 WCE 引起的表面焓通量和风暴强度的变化与其相对于 CCE 的相对较弱的强度相关联的意义较小（图 10a，b）。

图17.方位角平均的 Hovmöller 图（a）表面潜热通量（W m -2），（b）表面感热通量（W m -2），（c）表面风（ms -1），（d）q s -q a (10 -3 kg kg -1 )、(e) q s (10 -3 kg kg -1 )和(f) q a (10 -3 kg kg -1 )。轮廓表示 CTRL，阴影颜色表示 CTRL 和 CCE48 之间的差异。

5.总结

本研究结合观测的统计分析和一组数值实验，研究了中尺度海洋涡流在 TC-海洋相互作用中的作用。与以往关注单例或有限例 TC-涡流相互作用的研究不同，将最佳轨迹数据和涡流观测相结合，获得了 2002 年至 2011 年北太平洋西部上空的数百次 TC-海洋相互作用。发现 TC 引起的 SST 下降随着 TC 临近而变得明显，在 TC 通过后 2 天达到最大（Lloyd 和 Vecchi 2011），并且对于缓慢移动或强烈的 TC 而言，相对于快速移动或弱的 TC 而言更大（Mei和帕斯克罗 2013）。由于缺乏地下海洋信息和粗略的时空分辨率，观测不足以进行更深入的探索，因此进行了一系列模拟，以比较具有各种特性的海洋涡流引起的TC强度变化。这些涉及不同的涡流性质（WCE和CCE），具有不同强度的涡流，TC面对不同强度的涡流，位于不同位置的涡流，并且面对多个涡流。

2002-2011年TC-海洋涡相互作用的统计数据定量地表明，北太平洋西部上空的TC与中尺度海洋涡的相互作用频率很高。超过 90% 的历史 TC 在其一生中遇到过海洋涡流，其中超过 70% 的 TC 遇到过不止一个涡流。面对 CCE 的机会略大于面对 WCE 的机会。观测 SST 数据在统计上证明了风暴引起的 SST 冷却对海洋涡流的依赖性，因为 CCEs 总体上有利于放大 TC 引起的 SST 冷却，而 WCEs 倾向于抑制 TC 引起的 SST 响应。数值模拟结果再次证实了这些。CCEs 对 SST 对 TCs 反应的调节作用总体上比 WCEs 更显着。海洋涡流的作用对热带气旋和上层海洋的特征也很敏感。CCE 效应对于慢速 TCs 明显比快速移动 TCs、强 TCs 比弱 TCs、薄混合层比深混合层更显着。

数值模拟表明，海洋涡流的影响与其强度呈正相关，因为弱CCE引起的SST响应变化以及强度变化远小于强CCE。当海洋涡流位于 TC 轨道的一侧时，它们的反馈也没有 TC 中心正下方那么明显。中尺度海洋涡流只是对 TC 强度产生短暂的影响。离开涡流后，TC 经历了 1-2 天的恢复期。这是因为尽管涡流引起的海气水分不平衡变化在离开涡流后很快消失，但地表热通量仍然减少，因此需要一段时间的重新调整才能使地表风完全恢复。

先前关于海洋涡流与 TC 相互作用的研究已经阐明了海洋涡流对 TCs 的响应的物理机制（例如，Jaimes 和 Shay 2010 , 2015；Jaimes 等 2011），指出了由严重 TC 引起的显着涡流反馈（例如，Patnaik et al. 2014 )，提出了 WCEs 在 TC 强化中的积极作用和 CCEs 的消极作用（例如，Chan et al. 2001 ; Ali et al. 2007 ; Jaimes and Shay 2009 ; Patnaik et al. 2014 ; Jaimes et al. 2016 年），提出了 TCs 中 WCEs 的强化机制（例如，Jaimes et al. 2015 , 2016)，并记录了 TC 在通过 WCE 后的快速增强（例如，Lin 等人 2005；McTaggart-Cowan 等人 2007）。本研究考虑了大量 TC-涡相互作用数据和一系列数值模拟。本研究的主要新发现总结如下：1）涡流与 TC 之间的相互作用已被量化，并在北太平洋西部给出了非常高的频率，2）CCE 在统计上比 WCE 的作用更显着调节 TC 诱导的 SST 响应，3）观察到 CCE 的影响对于缓慢移动或强烈的 TC 和薄混合层背景更为显着，以及 4）涡流反馈与涡流强度和 TC 正相关强度。建议在 TC-海洋相互作用过程中，CCEs 应比 WCEs 受到更多或更少的关注。除了，

最后，本研究在统计上强调了中尺度涡流对调节 TC 引起的海洋响应的重要性。观测和模拟表明，涡流的调制效应对 TC 和海洋涡流的特征也很敏感。预计会有更多高分辨率的观测和模拟，以进一步深入研究由海洋涡流引起的 TC 结构变化。

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