華東沿海地帶臺風風廓線特征的觀測個例分析

方平治 趙兵科 魯小琴 梁旭東 湯杰

1中國氣象局上海臺風研究所，上海200030

2中國氣象局北京城市氣象研究所，北京100089

1 引言

臺風災害模型逐漸成為對臺風風險進行評估的常用手段，其應用范圍包括臺風影響區域內建筑結構的風荷載和風荷載規范的基本風速估計、海岸地區風暴潮潮位和海浪高度的預測，以及保險業的臺風風災評估等（Vickery et al., 2009a）。臺風風場模型是臺風災害模型的重要組成部分，而臺風邊界層模型將臺風風場模型中的梯度風速和 10米高度的地表風速（包括陸地和洋面）在統計意義上建立聯系（Holland, 1980; Vickery et al., 2000; McConochie et al., 2004; Levinson et al., 2010）。地表風速和梯度風速的比值受到大氣穩定度、下墊面粗糙度，以及距離臺風中心位置的影響；另外，對梯度風高度的認識也是一個逐步深入的過程。在早期階段，通常認為洋面上梯度風高度在 1500～3000米之間（Powell et al., 1996; Willoughby and Rahn,2004），代表性的研究結果給出地表風速和梯度風速的比值在最大風圈附近為 0.825，在臺風外圍為0.75；在近海及海岸線上，上述風速比值保持不變(Georgiou, 1985; Vickery and Twisdale, 1995)。在下投式探空儀出現之后，觀測結果表明洋面上梯度風高度在 500～2000米之間（Powell et al., 1996;Willoughby and Rahn, 2004），代表性的研究結果給出地表風速和梯度風速的比值為 0.73（Powell et al.,2005）和 0.71（Vickery et al., 2009b）；在近海及海岸線上，風速比值逐漸減小，前者減小的幅度為15%～20%，而后者減小的幅度為18%～20%。

通過對 1997～2003年期間大西洋、墨西哥灣和西太平洋上的颶風進行觀測，Vickery et al.（2009b）對颶風的平均風廓線進行了研究。首先根據下投式探空儀的釋放地點，將風廓線分為最大風圈及其附近的風廓線以及遠離最大風圈的風廓線；然后根據最大風圈半徑的大小，以及500米以下風廓線的風速平均值將風廓線進一步分類；最后將同類風廓線求和平均得到平均風廓線。結果表明：平均風廓線的梯度風（即最大風）高度一般在1000米以下（在300～1000米之間，由文獻中表6和表7的H*/1.12得到）；梯度風高度隨風速平均值的增大而降低，隨最大風圈半徑的增加而增加；梯度風高度以下的平均風廓線滿足對數律。由1997～1999年期間大西洋、東太平洋和中太平洋上成熟颶風最大風圈及其附近的風廓線，采用相同的方法，Powell et al（2003）的研究結果表明：平均風廓線的梯度風高度可達500米。美國東部海岸沿海地帶以開闊場地為主，特征粗糙長度在 10?2米量級（0.03米），和颶風條件下近海的特征粗糙長度基本相當，因此，對于沿美國東部海岸登陸的颶風，通常假定梯度風速保持不變，僅梯度風高度上升20%～30%左右（Vickery et al., 2009b）。

我國華東沿海地形和美國東部海岸地形不同，特別是福建省和浙江省交界處，以丘陵山地為主。復雜地形導致其特征粗糙長度不同于開闊場地對應的特征粗糙長度，從而影響登陸臺風的風廓線；另外，臺灣島對華東登陸臺風的影響也不可忽略。因此，對于受到臺灣島影響并登陸我國華東沿海的臺風，在臺風登陸前后，由于粗糙度以及內部環流等邊界條件和動力機制的變化，地表風速和梯度風速的比值、梯度風高度，以及梯度風高度以下的風廓線是否滿足對數律等登陸臺風沿海地帶風廓線的基本特征可能和洋面上成熟臺風、近海臺風，以及沿美國東部海岸登陸的颶風等風廓線特征存在差異。利用上海臺風研究所移動觀測系統獲得的“韋帕”、“莫拉克”、“凡亞比”和“梅花”四個臺風的GPS探空數據，本文對華東近海和沿海地帶的臺風風廓線特征進行初步分析。首先求出梯度風速及其對應的高度，在此基礎上利用指數律和對數律對風廓線進行擬合，并對冪指數、10米高度的地表風速和梯度風速的風速比，以及由對數律定義的常通量層高度等參數進行計算，并對梯度風高度和常通量層高度進行比較。本文還通過平均風廓線對上述各參數進行計算，對梯度風高度以下風廓線的變化規律和可能原因進行了討論。

2 風廓線的描述方法

土木工程中常用指數律對風廓線進行描述。指數律是經驗模型，冪指數是其重要的參數，由來流方向的地形因素決定。對于一條典型的風廓線，取風廓線中的最大風速為梯度風速，其對應的高度為梯度風高度，指數律可定義為：

式中：U表示z高度處的流向平均風速，α為風廓線的冪指數，Ug和Hg分別為梯度風速和梯度風高度。風廓線還可以用對數律來描述。對數律是理論模型，適宜于距離地面較小的范圍。對數律可定義為：

式中：*u表示摩擦風速，0.40κ=為von Karman常數，0z為粗糙長度。理論上，上述對數律適用于中性大氣邊界層。臺風條件下，特別是洋面上，由于風速較大，機械混合作用較強，最大風高度以下的風廓線可以用對數律進行描述，從而最大風高度、梯度風高度和由對數律定義的常通量層高度一致（Kepert, 2001; Powell et al., 2003；Vickery et al.,2009b）；因此，洋面上采用上述任意參數定義的邊界層高度基本一致。

圖1 L波段雷達探空數據和GPS探空數據給出的風廓線對比：（a）16時；（b）17時Fig.1 Comparisons between the wind profiles from the L-band radar data and the GPS sonde data at (a) 1600 BT (Beijing time) and (b) 1700 BT 7 Dec 2009

3 GPS探空數據概述

本文的GPS探空數據來源于Win-9000氣象處理系統，該系統為上海臺風研究所移動觀測系統的一部分。Win-9000氣象處理系統由美國Sippican公司提供，采用Mark II GPS微型探空儀，可以獲得風速和風向、溫度、氣壓以及濕度等基本氣象數據沿高度的變化，采樣頻率為1赫茲。為了考察GPS探空數據的可靠性，將由 GPS探空數據得到的風廓線和L波段（I型）雷達探空數據得到的風廓線進行比較。L波段（I型）雷達高空氣象探測系統在中國氣象局的高空氣象探測業務中廣泛使用，采用國產 GTS-I型數字式探空儀，采樣頻率為 1/60赫茲。2009年12月7日16時（北京時間，下同）和 17時，上海臺風研究所在上海市氣象局寶山氣象站進行了由兩種系統獲得的探空數據而得到的風廓線的對比試驗，如圖1所示。由圖可見：由兩組探空數據給出的風廓線基本一致，相關系數均達到0.996以上。另外，在相同時刻給出的觀測數據的差異不超過10%。探空氣球的“漂移”問題在探空數據應用中需要特別注意，和時間尺度和大氣穩定度緊密聯系。根據Vickery et al.（2009b）和Powell et al.（2003）的研究，由探空儀得到的風廓線對應的時間尺度在10分鐘至1小時之間。

4 臺風風廓線資料概述

圖2 觀測位置、臺風移動路徑以及觀測期間臺風移動路徑示意圖Fig.2 Observation sites, tracks of the typhoons (dashed lines), and the corresponding tracks of the typhoons during the observations (solid lines)

本文選擇“韋帕”、“莫拉克”、“凡亞比”和“梅花”四個臺風的風廓線資料進行分析。觀測位置分別位于浙江省象山縣（29.429°N，121.959°E，海拔高度 5米）、福建省寧德市（26.663°N，119.550°E，海拔高度 10米）、福建省古雷港（23.771°N，117.586°E，海拔高度21米），以及浙江省小洋山（30.607°N，122.094°E，海拔高度 4米）。臺風基本信息如表1所示。由表可見：“韋帕”臺風的登陸最大風速，以及“莫拉克”和“凡亞比”臺風首次登陸的最大風速接近。觀測位置、臺風移動路徑，以及觀測期間臺風移動路徑如圖2所示。由圖可見：“梅花”臺風近海北上，“韋帕”、“莫拉克”和“凡亞比”三臺風登陸；“韋帕”臺風首次在浙江蒼南登陸，“莫拉克”和“凡亞比”兩臺風首次均在臺灣花蓮登陸；“莫拉克”臺風二次在福建霞浦登陸，“凡亞比”臺風二次在福建漳浦（古雷港）登陸。另外，“莫拉克”和“凡亞比”兩臺風的觀測位置均靠近臺風登陸點。探空氣球釋放的時刻、觀測地點到該時刻臺風中心的距離，以及該時刻臺風的最大風圈半徑（數據源于JTWC）等臺風風廓線的基本信息見表2。

5 臺風風廓線特征的觀測事實分析

5.1 數據處理的基本方法

首先，為避免周圍雜物等的影響，以及氣球釋放初期階段信號的不穩定，風廓線中 20米以下的數據不予考慮；其次，沿高度方向，由下至上，將每條風廓線數據分成三段，即 20～500米、500～1000米，以及1000米以上，對應每段數據，將每20米、50米，以及100米內所包含數據點的風速、風向及其對應的高度進行平均，得到新的風速、風向和高度，由此形成新的風廓線，在此基礎上進行風廓線特征分析。本文中 GPS探空數據的采樣頻率為1赫茲，在實際觀測中，探空氣球的上升速率在300～400米/分鐘，即每20米大約包括3～4個數據點。上述過程能夠消除或降低由技術原因導致的數據波動，可以得到較為平滑的風廓線。針對新的風廓線，首先求出梯度風速Ug和梯度風高度Hg，在此基礎上采用指數律和對數律對風廓線進行擬合，并對冪指數α、地表風速和梯度風速的風速比Rvel，由對數律定義的常通量層高度Hc，以及梯度風高度和常通量層高度的比值Rhei進行計算。在計算風速比時，10米高度的地表風速由指數律得到。

理論上，風廓線最下部的兩個數據點可以完全確定對數律。由于觀測過程包含很多不確定性以及技術原因，由此得到的對數律不一定很好描述風廓線底部風速的變化規律；因此，針對每條風廓線，有必要利用更多的數據點采用擬合方法求對數律，并引入相關系數來控制擬合精度。隨著數據點的增多，對應的相關系數逐漸減小，同時，對數律的適用范圍越大。本文的目標相關系數R為0.995，即擬合結果必須滿足對數律和觀測數據的相關系數大于或等于0.995。需額外說明的是：當擬合結果出現相關系數為1.0，對應的常通量層高度低于60米時，說明擬合結果僅用到風廓線最下部的兩個數據點，此時，風廓線可能不滿足對數律，相應地，與對數律相關的常通量層高度也沒有意義，相關的數據分析將剔除這些數據。

表1 臺風基本信息（中國氣象局，2006～2011年）Table 1 Fundamental data of the studied typhoons (China Meteorological Administration, 2006?2011)

表2 臺風風廓線基本信息Table 2 Fundamental data of the wind profiles for the typhoons

5.2 觀測事實分析

各臺風相同參數的比較如圖3所示。圖中橫坐標表示臺風風廓線的序號，對應的風廓線可根據表2的序號確定。

圖 3a是臺風各風廓線中梯度風速的比較。由圖可見：（1）由于“莫拉克”和“凡亞比”兩臺風的觀測位置位于臺風登陸點附近，在臺風靠近時，梯度風速較低（低于20米/秒）；（2）“凡亞比”臺風的梯度風速相對較低，而其他三個臺風梯度風速較高而且接近。梯度風速的大小基本反映了臺風強度。

圖3b是臺風各風廓線中與梯度風速對應的梯度風高度的比較。總體而言，“梅花”臺風的梯度風高度明顯低于其他三個登陸臺風。“梅花”臺風梯度風高度的平均值為1.579公里，“韋帕”、“莫拉克”和“凡亞比”三個臺風的平均值分別為4.121公里、 2.862公里和3.171公里。 對于“梅花”臺風，其移動路徑表現為近海北上，從觀測位置獲得的風廓線也很少受到陸地過程的影響，因此，梯度風高度可以認為接近深海臺風的特征；而其他三個臺風的風廓線均受到包括臺灣島在內的陸地過程的影響，從而梯度風高度較大。

圖3c是臺風各風廓線中由梯度風速及其對應的梯度風高度通過最小二乘法擬合得到的冪指數的比較。對于登陸臺風，觀測位置位于沿海地帶，風廓線不僅受到臺灣島以及臺灣海峽海域的影響，也可能受到觀測位置所處的局部地形的影響，并在冪指數上有所反映。對于“莫拉克”臺風，其登陸地點的局部地形在華東沿海最為復雜。由圖可見：登陸臺風的冪指數明顯大于近海臺風；“莫拉克”臺風的冪指數大于“韋帕”和“凡亞比”兩臺風。“梅花”臺風冪指數的平均值為0.189，“韋帕”、“莫拉克”和“凡亞比”三個臺風的平均值分別為0.348、0.450和0.274。

圖3d是臺風各風廓線中由指數律風廓線得到的風速比的比較。由圖可見：登陸臺風的風速比明顯小于近海臺風的風速比。“梅花”臺風風速比的平均值為 0.405，“韋帕”、“莫拉克”和“凡亞比”臺風的平均值分別為 0.134、0.098和 0.229。根據 Powell et al.（2005）和 Vickery et al.（2009b）的研究結果，在近海及海岸線上，該比值在0.57～0.62之間。計算結果表明：“梅花”臺風的風速比略低于上述研究成果；“韋帕”、“莫拉克”和“凡亞比”登陸臺風的風速比遠小于上述研究結果。其原因可能是后者經過臺灣島或者受到臺灣島，以及二次登陸的影響，梯度風高度增加，梯度風速受地形的影響較小或保持不變（Vickery et al.,2009b）；而地表風速由于復雜地形引起的摩擦大幅度減小，從而風速比值大幅度減小。

圖3 近海臺風和登陸臺風風廓線各參數比較：（a）梯度風速；（b）梯度風高度；（c）冪指數；（d）風速比；（e）常通量層高度；（f）高度比Fig.3 Comparisons of the parameters of the wind profiles for the offshore and landing typhoons: (a) Gradient wind speed; (b) gradient wind level; (c)exponential index; (d) wind speed ratio; (e) height of the constant flux layer; (f) height ratio

圖3e是臺風各風廓線中由對數律定義的常通量層高度的比較。根據前述關于常通量層高度低于60米的數據處理說明，“梅花”臺風的第8數據點、“韋帕”臺風的第4和第6數據點、“莫拉克”臺風的第1、第4～6數據點，以及“凡亞比”臺風的第6數據點不存在常通量層高度，在數據分析中不予考慮。由圖可見：在早期觀測階段（前兩條風廓線），“梅花”臺風的常通量層高度最高可達 450米左右，這可能與局部地形以及觀測位置和臺風中心的相對位置等因素有關。小洋山北部是最高海拔高度約 50米左右的起伏地形，東北方向的地形相對平坦；在觀測早期，主導風向為東北風，局部地形的影響微弱，而遠處為開闊海面，因此風廓線具有深海成熟臺風的特征，從而常通量層高度較高。總體而言，對于登陸臺風，常通量層高度基本在200米以下，“韋帕”、“莫拉克”和“凡亞比”三個臺風的平均值分別為138米、143米和90米。圖3f是臺風各風廓線中梯度風高度和常通量層高度比值的比較。總體說來，臺風的梯度風高度均大于常通量層高度；但登陸臺風梯度風高度和常通量層高度的差異更為明顯。

在臺風風廓線研究中經常用到平均風廓線，因此，有必要考察平均風廓線的特征值和風廓線特征值的平均值之間的差異。針對每一個臺風，將所有風廓線進行求和，得到平均風廓線。平均風廓線各參數的計算結果和風廓線各參數平均值的比較如表3所示。由表可見：兩種方法得到的梯度風速、梯度風高度、冪指數和風速比差別不大；對于常通量層高度，“梅花”和“凡亞比”兩臺風的差別較大。對于近海的“梅花”臺風，由于觀測過程包含諸多不確定因素，導致單個風廓線的常通量層高度較低，而通過平均過程，可以降低或消除一些不確定因素，將風廓線中對數律部分更加明顯地表現出來。總體而言，通過平均風廓線可以對登陸臺風沿海地帶風廓線進行初步了解，如圖4所示。通過和Vickery et al.（2009b）的研究結果進行比較可以發現：“梅花”臺風的平均風廓線特征和深海成熟颶風的平均風廓線特征基本相似，即平均風廓線的梯度風高度在 1000米以下，以及梯度風高度以下的風廓線滿足對數律；對于“莫拉克”臺風，由對數律定義的常通量層高度大幅度降低，維持在200米左右，而梯度風高度大幅度上升，最后維持在3000米左右，即隨高度的增加，風廓線逐漸偏離對數律。“韋帕”臺風的平均風廓線特征和“莫拉克”臺風相似。

表3 平均風廓線各參數的計算結果和風廓線各參數平均值的比較Table 3 Comparisons of the parameters between the values from the mean wind profiles and the mean values from the wind profiles of the typhoons

6 討論

梯度風高度以下風速偏離對數律的原因可能和陸地過程有關。以“莫拉克”臺風為例，臺風路徑存在首次登陸和二次登陸。由于觀測點在海岸線附近，二次登陸對平均風廓線的影響較小（Powell et al., 1996; Sempreviva et al., 1990），因此，首次登陸臺灣島可能是一個重要原因。隨著臺風首次登陸，一方面在梯度風速保持不變或變化不大條件下梯度風高度大幅度上升（Vickery et al., 2009b），另一方面會形成和較大粗糙度相適應的陸地條件下的常通量層；隨著臺風再次進入海域，由于粗糙度減小，常通量層底部的風速重新變大（Masters et al.,2010），從而導致沿高度方向，風廓線逐漸偏離對數律。Vickery et al.（2009b）和 Powell et al.（2003）也觀測到類似的現象，特別是對于風速較大的平均風廓線，并推測是由于海浪泡沫等引起的“滑移”（“slip”）邊界條件導致的。事實上，在深海中，同樣存在粗糙度由大變小的過程：臺風外圍的風速較小，海浪泡沫等尚未形成，粗糙度較大；隨著臺風的移動，當遇到最大風圈時，由于風速較大，形成了海浪泡沫等，從而形成“滑移”邊界條件。單獨的“滑移”邊界條件很難形成上述現象。

圖4 平均風廓線：（a）“梅花”臺風；（b）“凡亞比”臺風；（c）“韋帕”臺風 ；（d）“莫拉克”臺風Fig.4 Mean wind profiles of typhoons: (a) Muifa; (b) Fanapi; (c) Wipha; (d) Morakot

7 結語

利用 2007年的“韋帕”、2009年的“莫拉克”、2010年的“凡亞比”和2011年的“梅花”四個臺風的GPS探空數據，對我國華東近海和沿海地帶的風廓線特征進行分析。首先求出梯度風速及其對應的高度，在此基礎上利用指數律和對數律對風廓線進行擬合，并對冪指數、地表風速和梯度風速的風速比，以及由對數律定義的常通量層高度等參數進行計算，對梯度風高度和常通量層高度進行比較。本文還通過四個臺風的平均風廓線對上述各參數進行計算，并和風廓線各參數的平均值進行對比。最后對梯度風高度以下風速沿高度偏離對數律的原因進行了討論。結果表明：

（1）華東沿海地帶登陸臺風平均風廓線的地表風速和梯度風速比值的平均值在0.2左右，明顯低于Vickery et al.（2009b）的研究結果。主要原因是隨著臺風經過臺灣島以及二次登陸，梯度風高度增加，梯度風速受地形的影響較小或保持不變；而地表風速由于復雜地形引起的摩擦大幅度減小，從而風速比值大幅度減小。需要特別指出的是：如果采用常通量層高度對應的風速，本文的風速比值和Vickery et al.（2009b）的研究結果基本相當。

（2）華東沿海地帶登陸臺風平均風廓線的梯度風高度平均值在 3000米左右，常通量層高度平均值在200米左右，兩者之間存在明顯差異；梯度風高度以下，隨高度的增加，風廓線逐漸偏離對數律，和Vickery et al.（2009b）關于深海臺風的研究結果存在明顯差異。

（3）由于臺灣島的存在，導致在梯度風速保持不變或變化不大條件下梯度風高度上升，同時形成和較大粗糙度相適應的陸地條件下的常通量層；隨著臺風進入臺灣海峽，下墊面對應的粗糙度經歷由大變小的過程，相應地，邊界層底部的動量通量減小，風速變大，從而使風廓線沿高度方向逐漸偏離對數律。風廓線偏離對數律的原因需要進一步驗證。

（4）對于沿我國華東登陸，特別是受臺灣島影響較大的臺風，單獨的對數律已難以全面描述梯度風高度以下風速沿高度的變化規律，有必要同時引入指數律。

致謝 本文GPS探空數據和無線電探空數據的對比試驗由上海市氣象局寶山氣象站協助完成，特表示感謝。

（References）

Georgiou P N.1985.Design wind speeds in tropical cyclone-prone regions[D].Ph.D.Thesis, Faculty of Engineering Science, University of Western Ontario, London, Ontario, Canada.

Holland G J.1980.An analytic model of the wind and pressure profiles in hurricanes [J].Mon.Wea.Rev., 108 (8): 1212–1218.

Kepert J D.2001.The dynamics of boundary layer jets within the tropical cyclone core.Part I: Linear theory [J].J.Atmos.Sci., 58 (17): 2469–2484.

Levinson D H, Vickery P J, Resio D T.2010.A review of the climatological characteristics of landfalling Gulf hurricanes for wind, wave, and surge hazard estimation [J].Ocean Eng., 37 (1): 13–25.

Masters F J, Vickery P J, Bacon P, et al.2010.Toward objective,standardized intensity estimates from surface wind speed observations [J].Bull.Amer.Meteor.Soc., 91 (12): 1665–1681.

McConochie J D, Hardy T A, Mason L B.2004.Modelling tropical cyclone over water wind and pressure fields [J].Ocean Eng., 31: 1757–1782.

Powell M D, Houston S H, Reinhold T A.1996.Hurricane Andrew’s landfall in South Florida.Part I: Standardizing measurements for documentation of surface wind fields [J].Wea.Forecasting, 11 (3):304–328.

Powell M D, Vickery P J, Reinhold T A.2003.Reduced drag coefficient for high wind speeds in tropical cyclones [J].Nature, 422 (6929): 279–283.

Powell M D, Soukup G, Cocke S, et al.2005.State of Florida hurricane loss projection model: Atmospheric science component [J].J.Ind.Aerodyn.,93 (8): 651–674.

Sempreviva A M, Larsen S E, Mortensen N G, et al.1990.Response of neutral boundary layers to changes of roughness [J].Bound.-Layer Meteor., 50: 205–225.

Vickery P J, Twisdale L A.1995.Wind-field and filling models for hurricane wind-speed predictions [J].J.Struct.Eng., ASCE, 121 (11): 1700–1709.

Vickery P J, Skerlj P F, Steckley A C, et al.2000.Hurricane wind field model for use in hurricane simulations [J].J.Struct.Eng., 126 (10):1203–1221.

Vickery P J, Masters F J, Powell M D, et al.2009a.Hurricane hazard modeling: The past, present, and future [J].J.Wind Eng.Ind.Aerodynam., 97: 392–405.

Vickery P J, Wadhera D, Powell M D, et al.2009b.A hurricane boundary layer and wind field model for use in engineering applications [J].J.Appl.Meteor.Climatol., 48 (2): 381–405.

Willoughby H E, Rahn M E.2004.Parametric representation of the primary hurricane vortex.Part I: Observations and evaluation of the Holland(1980) model [J].Mon.Wea.Rev., 132 (12): 3033–3048.

中國氣象局.2006–2011.熱帶氣旋年鑒 (2005–2010) [M].北京: 氣象出版社.China Meteorological Administration.2006–2011.Yearbook of Tropical Cyclone (2005–2010) (in Chinese) [M].Beijing: China Meteorological Press.