1 引言

热带气旋生成是当前一个研究的难点。陈联寿等(1979)指出热带气旋主要是由4种前期扰动发展而来的，其中最主要的一种是热带辐合区(ITCZ)中的扰动。在西北太平洋，夏季热带辐合区主要表现为季风槽，而季风槽有时会演变成一个低层气旋性涡旋(最外圈闭合等压线直径约为2500 km)，Lander(1994)将其称为季风涡旋。从气候统计角度，Gray(1968)提出了热带气旋生成的6个必要条件。其中一个重要的动力因子是热带气旋生成需要较大的低层相对涡度，可见季风涡旋能够为热带气旋的生成提供有利的初始动力条件。目前已有大量针对季风涡旋影响台风异常路径的研究(Carr Ⅲ et al, 1995; Liang et al, 2011)，也有部分统计分析揭示了季风涡旋对热带气旋生成的影响。Briegel等(1997)和Ritchie等(1999)通过研究发现季风涡旋是热带气旋生成的一种途径。Chen等(2004)发现西北太平洋上70%的台风生成与季风涡旋密切相关。Wu等(2013)分析了2000—2010年汛期37个季风涡旋，发现约20%的热带气旋与季风涡旋有关。迄今为止，大量研究(Ventham et al, 2007; 吕心艳等，2011; Chen et al, 2015; Cao et al, 2015)表明，在季风区域有利于台风快速增长，特别是30—60 d季节内振荡(ISO)的湿位相。Cao等(2014)研究发现，在季节内振荡时间尺度上，湿位相所对应的异常气旋性环流不利于加速台风生成，而相对高的环境场湿度对加快台风生成有利。因此，季节内振荡对台风生成的影响主要取决于热力作用。就空间尺度而言，季风涡旋接近季节内振荡湿位相阶段的异常气旋性环流，季风涡旋对台风生成的影响及其作用途径是否与季节内振荡湿位相阶段相似值得进一步研究。

Lander(1994)提出了季风涡旋中热带气旋生成的两种途径，其中一种是季风涡旋自身发展成大的热带气旋。传统观点认为季风涡旋能够提供较好的环境场动力条件，从而有利于热带气旋生成。而Xu等(2010a)指出，初始涡旋尺度大的热带气旋生成较慢。Carrasco等(2014)通过统计证实了尺度大的热带气旋不易经历快速增长。进一步研究(Xu et al, 2010b)表明，初始涡旋外围风廓线影响地表热通量的径向分布，进而影响外围螺旋雨带的活动，最终影响热带气旋的发展速度。此外，强对流单体活动对热带气旋的强度变化起着重要作用(Hendricks et al, 2004; Montgomery et al, 2006; 张文龙等, 2008a, 2008b)。Montgomery等(2006)认为强对流单体(如“积云塔”)的合并是热带气旋加强的途径。Ge等(2015)指出这些小尺度对流活动受大尺度环境涡度的调制。具体而言，小尺度对流单体的聚集合并在一定程度上受涡旋的垂直涡度径向梯度的影响。不同尺度的热带气旋，往往对应不同的垂直涡度径向梯度，即具有不同的“涡度分隔效应”。由此推测，不同的初始涡旋，通过影响初始扰动区域强对流活动的强度和分布，从而对其生成产生影响。而季风涡旋尺度较大，有利于外区对流的发展，引起涡旋向外扩张，进而影响热带气旋的生成。综上所述，季风涡旋对热带气旋生成的作用存在一定的争议，这需要进一步研究。为此，本研究拟通过理想数值试验来揭示季风涡旋的环境涡度条件与环境湿度条件分别对热带气旋生成的影响。

2 资料和方法

利用新一代非静力平衡中尺度数值模式WRF_ARW(3.3.1版本)，设计了5组试验(表 1)。模式采用两重嵌套网格，分辨率分别为9和3 km，格点数均为241×241，垂直方向为28层。各网格均采用Lin等(1983)微物理过程方案，Dudhia短波辐射方案、RRTM长波辐射方案、莫宁-奥布霍夫近地面层方案、热量扩散陆面过程方案、YSU边界层方案，两层网格均未采用积云参数化方案。给定风场和环境场的温、湿度廓线，通过求解非线性平衡方程得到模式所需要的物理量(Wang, 1995)，以此构建理想涡旋，并将其作为初始场。侧边界则采用固定边界条件。模式积分为72 h，输出间隔为30 min。

控制试验(简称CTL)中只考虑一个弱的中尺度涡旋在没有环境风场作用下的发展情况，中尺度涡旋的初始最大风速半径为100 km，最大风速为8 m/s。而其他几组试验则考虑季风涡旋的影响。具体来说，季风涡旋试验(简称MG)是在控制试验基础上叠加一个理想的季风涡旋。根据已有研究(Wu et al, 2013)，季风涡旋具有低层正涡度气旋性环流、高层负涡度反气旋性环流的结构特征。以此作为构造理想季风涡旋的依据，季风涡旋初始最大风速半径为500 km，最大风速为10 m/s，低层气旋转变为高层反气旋的高度为300 hPa。同时需指出的是，这里的理想涡旋初始时次满足静力平衡和热成风平衡，仅具有旋转风而没有给散度风分量，与Cao等(2014)不同。他们在试验中选取了季节内振荡不同位相的合成，因此具有一定的散度风。此外，为分别考察季风涡旋高、低层环流的作用，设计了季风涡旋低层环流试验(简称LMG)和季风涡旋高层环流试验(简称UMG)。其中，季风涡旋低层环流试验在初始中尺度涡旋上仅叠加了季风涡旋的低层正涡度部分，而季风涡旋高层环流试验只叠加了季风涡旋的高层反气旋部分。通过这两组试验可以比较季风涡旋高、低层环流对台风生成的可能影响。环境场热力条件廓线参见Ge等(2013)。最后，为检验湿度条件的作用，设计了高湿季风涡旋试验(简称WMG)，即在季风涡旋试验的基础上增大了环境场相对湿度(增加10%)。这主要基于季风涡旋区域具有很强的西南气流(Wu et al, 2013)，有利于水汽的输送，并且存在低层气旋性环流，其埃克曼抽吸作用有利于高湿环境的形成。从5组初始涡旋的垂直-径向剖面(图 1)可以看出，季风涡旋低层是一个气旋性环流，高层是反气旋性环流，这与Wu等(2013)的结果相符。其中，叠加有季风涡旋低层环流的MG、LMG和WMG 3组试验，其低层较大的切向风速分布在相对更大的半径上，即初始扰动涡旋尺度更大。

3 模拟结果分析 3.1 季风涡旋涡度的影响 3.1.1 涡旋发展情况

利用海平面中心气压(SLP)比较CTL、MG、LMG和UMG 4组试验的发展情况(图 2)可知，CTL从t=30 h前后开始快速发展，而MG、LMG从t=42 h前后才开始发展，UMG则最慢，在t=45 h才呈现出较快的发展。由此可见，MG比CTL发展慢，并且在模拟的72 h内，其中心气压最低值只达到980 hPa，比CTL的945 hPa高，强度明显弱于CTL。而比较LMG与UMG可知，两者均比CTL发展慢。在t=72 h，LMG的中心气压为965 hPa，UMG的中心气压为953 hPa，都比CTL弱。以上结果表明，从动力因子来说，无论是季风涡旋的低层环流还是高层环流，都不能加速热带气旋的生成。在此，需要回答的是：为何具有相对较高环境场涡度的季风涡旋没能加速热带气旋的生成呢？

通过比较初始时刻4组试验的低层(z=0.5 km)切向风速的径向分布(图 3a)发现，MG和LMG的最大风速半径为150 km，比CTL和UMG的100 km大，即初始扰动涡旋尺度更大(与图 1对应)。此外，MG和LMG的外围风廓线也更大。而Xu等(2010a)研究表明，尺度大的初始涡旋比尺度小的需要更长的时间才能加强为热带气旋，这与本文结论一致。

为进一步反映演变特征的差异，用17 m/s切向风速的半径表征涡旋的尺度(Merrill, 1984)，给出其对称分量的时间-半径变化情况(图 3b)。不难看出，MG和LMG这两组初始扰动涡旋尺度较大的试验，其涡旋发展均有明显向外扩张的特征，而CTL与UMG则没有那么明显的尺度变化。以上结果表明，除对发展作用外，季风涡旋对台风的尺度有着显著的影响。具体而言，具有相对较大尺度的初始扰动涡旋，其涡旋发展更易向外扩张，最终生成尺度较大的成熟热带气旋。

3.1.2 背景场垂直涡度特征

正如在引言中所述，强对流单体爆发在热带气旋的强度变化中起着重要作用(Hendricks et al, 2004; Montgomery et al, 2006; 张文龙等, 2008a, 2008b)。Montgomery等(2006)认为小尺度对流单体的合并和组织化是形成热带气旋内区的有效途径。Ge等(2015)指出，在热带扰动初始阶段，这些小尺度对流活动在一定程度上受大尺度环境涡度的调制。具体而言，小尺度对流单体的聚集合并受涡旋垂直涡度的径向梯度影响。为此，首先比较各组试验中对流活动的差异。为简明起见，重点比较CTL和MG试验中对流单体的活动情况。为揭示不同尺度的贡献，先进行空间滤波(Ge et al, 2013)。该方法可以将大(小)于某一波长的气象要素分离。在此，选取波长为100 km，将大于该波长的系统作为较大尺度的环境场，而小于该波长则作为中小尺度系统。通过改变不同的波长，所得结果基本一致。由于强对流单体具有较大的涡度(Montgomery et al, 2006)，用滤波后的中小尺度系统的涡度中心来表征强对流单体。

图 4、5分别是24—45 h每隔3 h低层(z=0.5 km)环境场垂直涡度和中小尺度垂直涡度的水平分布。从图中可以看出，CTL和MG试验的环境场垂直涡度均是沿半径向外递减。在初始阶段，CTL试验的环境场垂直涡度径向梯度比MG试验大，并且CTL试验中扰动更早地向涡旋中心聚集。在t=36 h，CTL试验中心位置已经形成一个组织化的系统，这个系统最终将发展成台风的内核。相比之下，MG试验的中小尺度对流单体主要分布在外围区域。在t=24 h，扰动基本上分布在半径60 km以外，并且强对流单体向内聚集合并的速度明显缓慢，至t=45 h才出现一个弱组织化的中心。一方面，虽然MG试验的初始环境场垂直涡度比CTL试验大，但CTL试验的环境场垂直涡度径向梯度大，并且随着涡旋的发展，这种差异越来越明显。在这种背景涡度梯度下(涡旋β效应)，“涡度隔离”效应将起一定的作用，即正涡度扰动将向最大涡度中心移动，其原理与热带气旋在β-漂移作用下向北移动一致。另一方面，随着CTL试验的快速发展，中心气压降低有利于径向入流，而强的径向入流的平流作用同样利于小尺度系统向内聚集。

在MG试验中，初始阶段的对流活动主要零散地分布在外区(图 5)。而内区对流单体爆发产生的非绝热加热是热带气旋快速增长的一个重要标志(Miyamoto et al, 2015)。Pendergrass等(2009)发现，最大风速半径以内，非绝热加热转换成动能的效率比最大风速半径之外高。为此，比较CTL、MG、LMG和UMG 4组试验中同一时段对流单体的分布情况。一般来说，强对流单体具有较大的垂直上升运动。为此选取2 m/s作为强对流单体的判据。对各环状区域(涡旋中心沿半径向外间隔30 km)中的低层(z=1.5 km)对流情况进行统计，将垂直速度大于2 m/s的格点占对应环状区域总格点数的百分比作为该环状区域对流爆发的频率。

图 6是4组试验分别在t=42—48 h平均的切向风速垂直-径向剖面(等值线)及对流爆发的频率随半径的分布(柱状图)。可以看出，CTL试验的强对流基本上在最大风速半径以内，UMG试验分布在最大风速半径附近，而MG和LMG试验则分布比较均匀，在最大风速半径以外区域也有丰富的对流发生。

在热带气旋区域，内区的惯性稳定度比外区大(Wang, 2009)，而惯性稳定度越大，热能转化成动能的效率就越高，这很好地解释了强对流发生在最大风速半径以内的CTL试验发展更快。同时，内区强对流的存在有利于台风暖心的建立，从而降低中心气压并增强径向气压梯度，有利于低层径向入流。这与Pendergrass等(2009)的结论相符。UMG试验的对流虽然也分布在最大风速半径附近，但是其高层有强的反气旋。鉴于热带气旋是一个深厚的气旋性系统，因此高层反气旋的存在不利于热带气旋发展，所以UMG试验发展较慢，这与Ge等(2013)结论一致。

3.1.3 动力学诊断分析

涡旋的发展对应着切向风速的不断增强。在轴坐标系下，切向风速的变化可以由下式得出

(1)

式中，、分别是对称的切向速度、径向速度、绝对涡度和垂直速度；而v′_t、v′_r、ζ′_a、w′分别是非对称的切向速度、径向速度、绝对涡度和垂直速度。

一般而言，第1项径向入流对涡度的平流作用起主要作用。对比切向风速局地变化率的时间-径向剖面(图 7a)和涡度径向输送的时间-径向剖面(图 7b)，各组切向风速变化率的分布与径向入流对涡度的平流作用基本相似，说明径向入流对涡度的平流作用在涡旋发展中起了关键作用。具体来说，CTL试验的这两个量在t=36 h就出现较大的值，而其余3组均要在t=48 h才有明显的增大。虽然MG和LMG试验的这两个量发展较慢，但是其分布的范围较广，即这两组试验的切向风速会向外扩张，涡旋尺度将增大。而径向入流对涡度的平流作用与径向入流和涡度的径向分布都有密切关系。从图 4和5的对比可以发现，MG试验的低层垂直涡度能够分布在相对更大的半径上，同样拥有季风涡旋低层正涡度的LMG试验也有相似的涡度分布(图略)。从径向风速对称分量的时间-半径变化情况(图 8)可知，CTL和UMG试验的最大径向入流分布在半径40 km以内，而MG和LMG试验则在半径40 km附近，并有向外扩张的趋势，即MG和LMG这两组试验的最大径向入流分布在更大的半径上。此外，CTL试验在t=39 h前后出现了4 m/s的径向入流，而其他3组试验则要在t=54 h前后才有大于4 m/s的径向风，并且在同一时刻CTL试验的径向风速明显比其余3组大。结合图 4、5两组试验组织化的过程，CTL和MG试验的径向入流都在各自组织化的系统形成后开始发展，可见随着扰动系统的组织化，涡旋发展，中心气压降低，有利于径向入流的发展，进而增强对涡度的平流作用，加速系统组织化，促进涡旋发展，这是一个正反馈过程。

在此需要指出的是，尽管MG试验具有较大的ζ(叠加了环境涡度)，但是随着时间的演变，作用更加明显(图 8)。因此，下面将探讨径向入流演变差异的原因。

Smith等(2009)讨论了边界层在热带气旋生成过程中的重要作用，指出边界层内强径向入流对角动量的输送有利于热带气旋的发展。在热带气旋边界层内往往存在明显的非梯度风平衡。这种非平衡程度可以用衡量。当F＞0时，是超梯度风平衡，合力的方向沿半径向外；当F=0时，是梯度风平衡，合力为0；当F＜0时，是次梯度风平衡，合力的方向沿半径向内。向内的合力越大，即向内的加速度越大，径向入流就越大。从z=0.5 km高度径向合力F随时间-半径的变化(图 9)可以看出，CTL试验的F在t=48 h前后开始增大，比其他3组试验更早。CTL与UMG试验的合力在半径40 km以内改变方向，而MG和LMG试验的合力方向均是在半径40 km就发生了变化。所以MG与LMG试验的最大径向入流出现的半径更大(图 8)，即径向入流对涡度的平流作用在相对较大的半径上作用更明显，相对不利于扰动的向里聚集与合并。此外，这两组试验在初始时刻具有更大的涡度与涡旋尺度(图 3a)，并且随着时间的发展涡旋向外扩张(图 3b)，涡度与风速分布范围更广，从而强的涡度径向输送发生在更大的半径上，进而有利于切向风速的向外扩张，涡旋尺度增大，涡度向外扩张，这是一个正反馈过程。

3.2 季风涡旋中的湿度影响

热带气旋生成是由动力因子和热力因子共同作用的。Hill等(2009)表明相对湿度能够影响热带气旋螺旋雨带的强度和范围，进而影响热带气旋的生成和尺度。从图 10a看出，增大了环境场相对湿度的WMG试验具有与CTL试验相近的发展速度，在t=30 h前后开始快速发展。并且WMG试验的发展比具有相同动力条件的MG试验早12 h，在t=72 h，其强度达到950 hPa，比MG试验低30 hPa，与CTL试验相当接近。这说明季风涡旋较高的环境湿度条件能够加速热带气旋的生成。

此外，图 10b中WMG试验的切向风速在t=36 h前后出现17 m/s的风速，与CTL试验相近，比MG试验早大约17 h。但是不同于CTL试验，WMG试验的涡旋尺度随时间向外扩增，即具有相对较大的外围风速，这与MG试验相似。从WMG试验对流爆发频率的径向分布(图 10c)可以看出，WMG试验试验中对流分布较均匀，但其对流频率普遍较大，即在最大风速半径内外都有强对流。可见WMG试验的动力条件虽然与MG试验一样，具有较大的外围风速，能够诱发较强的外围对流，并不利于热带气旋的生成，但是WMG试验的初始相对湿度却比MG试验大，比MG试验拥有更充足的水汽条件，所以其最大风速半径以内也存在丰富的对流，能够提供充分的非绝热加热，降低中心气压，促进涡旋的发展。在现实大气中，由于季风涡旋区域存在“埃克曼抽吸”作用，有利于高湿环境存在，从而有利于扰动涡旋在该区域快速发展成热带气旋。

4 结论与讨论

本研究设计了5组理想试验，通过比较MG、LMG、UMG与CTL试验间热带气旋生成的差异，分析季风涡旋的动力条件(高、低层涡度)对热带气旋生成的影响。然后，通过比较WMG试验与MG、CTL试验间生成过程的不同，分析季风涡旋的热力条件(较高的环境湿度)对热带气旋生成的影响。主要结论如下：

(1) 从动力学角度来看，季风涡旋较大的环境场涡度并不能加速热带气旋的生成。尽管季风涡旋具有初始较大的环境相对涡度，但由于其尺度大，垂直涡度的径向梯度弱。而垂直涡度的径向梯度通过“涡度隔离效应”影响对流单体向涡旋中心的聚集合并过程。

(2) 对流单体相对最大风速半径的位置对热带气旋的生成作用明显，对流主要集中在最大风速半径附近的涡旋更易快速发展。这是由于热带气旋内区的惯性稳定度较外区大，而惯性稳定度越大，热能转化成动能的效率就越高。此外，内区强对流活动，进一步降低中心气压，这有利于径向入流和热带气旋旋转的加强。

(3) 初始阶段，对流相对最大风速半径的位置与垂直涡度的径向梯度有关，随着扰动的组织化，中心气压不断降低，径向入流不断增强，强径向入流对涡度的平流作用越来越重要，进而加速系统组织化，促进涡旋发展，这是一个正反馈过程。

(4) 环境涡度与热带气旋的尺度存在显著的正相关。初始尺度较大的涡旋具有较大的外围风速，导致较大的地表通量，从而诱发较强的外围对流活动，随后导致局地的涡度发展，有利于涡旋向外扩张，涡度与风速分布范围更广。

(5) 从热力学角度来说，较大的环境场相对湿度有利于热带气旋的生成。虽然WMG试验具有较大的外围风速，能够诱发较强的外围对流，并不利于热带气旋的生成，但是WMG试验的初始相对湿度足够大，所以其最大风速半径以内也存在丰富的对流，能够提供充分的非绝热加热，降低中心气压，促进涡旋的发展。在实际大气中，由于季风涡旋区域存在“埃克曼抽吸”作用，有利于高湿环境存在，从而有利于扰动涡旋在该区域快速发展成台风。从这个角度而言，季风涡旋对热带气旋生成的正贡献主要体现在热力学条件下，这与Cao等(2014)一致。

需要指出的是，本研究仅仅构造了理想的季风涡旋，并且只是简单地将季风涡旋与初始中尺度涡旋同心叠加。而在实际大气中，季风涡旋诱发台风的位置往往出现在季风涡旋的东侧。因此，有必要针对两者具有不同初始相对位置进行进一步研究。