垂直切变对热带气旋的影响

第一篇

题目：A statistical analysis of vertical shear effect on tropical cyclone intensity change in the North Atlantic

摘要

基于1981-2008年北大西洋热带气旋（TCs）最佳航迹资料NCEP/NCAR再分析数据，研究了不同垂直高度和不同方向的垂直风切变（VWS）对不同强度、平移速度和纬度的TC强度变化的影响并进行统计分析。 结果表明，TC强度变化与VWS普遍呈负相关，表明VWS对TC强度的总体负面影响。 强、慢移动、低纬TCs受深层VWS强烈影响，弱、快移动、高纬TCs受VWS中低层影响强。此外，整体东风切变，特别是在对流层中下层，对 TC 强度变化的影响比西风切变要弱得多，因为部分东切变可以被 β 诱导的西北切变抵消。

1.Introduction

[2]垂直风切变（VWS）是热带气旋（TC）成因、强度和结构变化的重要环境动力控制[ Gray，1968；王和荷兰，1996；德玛丽亚，1996 年；弗兰克和里奇，2001；泽尔，2003；Reasor 等人。, 2004 年; 黄和陈，2004；王和吴，2004；陈等人。, 2006 年; 海姆斯菲尔德等人。, 2006 年; 布劳恩和吴, 2007]。VWS 描述了平均大尺度水平风随高度的变化。它通常被测量为在给定半径（例如 500 公里半径）或两个给定半径之间的环形区域（例如，距地表 500 公里和 900 公里之间）平均 200-850 hPa 之间的水平风差（幅度和方向） TC 中心）[伊曼纽尔，2000 年；泽尔，2003；帕特森等人。, 2005 年; 海姆斯菲尔德等人。, 2006 年; 曾等人。, 2007 年, 2008 年]。

[3]虽然在某些情况下，在 TC 通过垂直对齐过程调整到 VWS 之后可能会发生重新增强 [例如，Reasor 等人。, 2004 ]，强 VWS 通常不利于 TC 的生成和集约化，导致现有 TC 减弱。在强 VWS 中，TC 的低层中心经常因对流和云盾向下切变而暴露，TC 通常会减弱。观察性研究表明，高 VWS 与（12-36 小时）滞后的 TC 平均减弱率之间几乎呈线性关系[ DeMaria，1996；帕特森等人。, 2005 年; 曾等人。, 2007 , 2008]。在制定统计飓风强度预测方案 (SHIPS) [ DeMaria 和 Kaplan，1999 年] 和统计台风强度预测方案 (STIPS) [Knaff等人。, 2005 ]，VWS 已被证明是 TC 强度预测的关键预测因子。

[4]虽然 200–850 hPa 之间的平均水平风的差异是 VWS 的一个很好的衡量标准，但有限的案例研究表明，不同垂直高度和不同方向（例如，东风切变与西风切变）之间的 VWS 可能对TC 强度变化。例如，布莱克等人。[2002]研究了两次北太平洋东部飓风，并研究了风暴强度变化与风暴内核区域局部垂直切变之间的关系。他们发现飓风希梅纳（1991）在东风切变的 13-20 ms -1内保持强度或略有减弱，而飓风奥利维亚（1994）在 8 ms -1内继续增强当切变反转到大于 15 ms -1的西风切变时，东切变减弱。尽管后一种情况下较低的 SST 和较干燥的空气侵入可能起到了重要作用，但垂直剪切方向的反转也可能是一个因素。Ritchie 和 Frank [2007]发现，对 TC 的 beta 效应可以在 TC 核心上产生大至 5-8 ms -1的西北 VWS 。结果，东风（西风）环境切变可能被β诱导的垂直切变部分抵消（增强）。因此，嵌入西风切变中的 TC 预计会减弱多于嵌入东风切变中的 TC。德玛利亚[1996]统计表明，高纬、大、强 TCs 对 VWS 影响的敏感性低于低纬、小、弱 TCs。

[5] VWS效应对TC强度变化对切变方向、不同垂直层切变以及TC自身平移速度的可能依赖关系迄今尚未从观测统计分析。然而，这对于 TC 强度预测很重要。为了提供初步评估，对北大西洋 TC 进行了统计分析。我们不仅区分不同级别之间的切变，还区分切变的方向和风暴的平移速度。

2.Data and Methodology

[6]本研究使用了美国国家飓风中心/热带预报中心（NHC/TPC）的最佳轨迹数据。该数据集包括 1981 年至 2008 年北大西洋上空每个 TC 的 6 小时 TC 纬度/经度和最大持续近地表风速。 我们的分析仅包括在 20°W–100°W、0°N–50°N 区域内最大风速大于 17 ms -1的命名 TC。 为了避免可能的陆地影响，分析中排除了中心在陆地上的风暴。国家环境预测中心-国家大气研究中心 (NCEP/NCAR) 再分析产品 [ Kalnay 等人。, 1996]被用来估计大规模环境流量的VWS。数据以 6 小时间隔提供，水平分辨率为 2.5° 纬度/经度，17 个垂直压力水平。

[7]TC 的平移速度是使用基于以 6 小时间隔观察到的经度和纬度变化的中心时差计算的，但使用单边时差的第一个和最后一个记录除外。VWS 是从 NCEP/NCAR 再分析中估算出来的，定义为在 TC 中心周围 5° 纬度圆内平均给定的顶部和底部水平之间的矢量风差。顶层和底层从100、200、250、300、400、500、600、700、850、925和1000 hPa变化，底层至少比顶层低一层。滞后的 TC 强度变化是根据在计算 VWS 后有一段时间滞后的最佳轨迹数据，通过给定时间滞后（本研究将讨论 12 和 24 小时滞后）内观察到的累积 TC 强度变化来估计的。

[8] TC 强度变化率与 VWS 之间的 Pearson 相关系数是基于 12 和 24 小时滞后的 TC 强度变化与不同类别的所有案例的 VWS 之间的线性拟合计算的，例如强 (近地表最大风速 V max ≥ 40 ms -1）和弱（V max < 40 ms -1）TCs，快（平移速度≥ 6 ms -1）和慢（平移速度< 6 ms - 1 ) 移动的 TC，东风与西风切变，低纬（30°N 以南）与高纬（30°N 以北）TC。 总共有 6561 条样本记录，每个类别的 12 小时滞后和 24 小时滞后的数量都列在表 1。使用t-student检验检查相关系数的显着性。下面讨论的结果都超过了 99% 的置信水平。

3. Results

[9]图1 显示了 VWS 与 12 h 和 24 h 滞后强度变化之间的相关系数，分别作为强和弱 TC 给定顶部和底部压力水平之间剪切的函数。在强和弱 TC 的任何给定水平之间，TC 强度变化与 VWS 呈负相关，表明 VWS 对 TC 增强具有统计学上显着的负面影响。 对于强 TC（图 1a和1b），当切变顶层为200，底层为850-1000 hPa时出现较大的负相关系数，12 h（24 h）滞后强度的最大负相关系数约为-0.26（-0.28）改变。400~800 hPa与顶层切变的相关系数较小，说明低层切变对强TC强度变化的影响相对较弱。对于弱 TCs（图 1c和1d），在 200-400 hPa 之间的顶部切变和低于 600-700 hPa 的底部切变出现相对较高的负相关系数（图 1d）。这表明较弱的 TC 在对流层中下层或对流层中上层都受到 VWS 更强的影响。与DeMaria [1996]一致，我们还发现了 24 小时滞后强度变化的最大相关系数。

图1。1981年至2008年期间，北大西洋地区，VWS和滞后TC强度变化之间的相关系数，作为（a）12小时滞后和（b）24小时滞后的强TC（Vmax＞40 m/s）和（c）12小时滞后和（d）24小时滞后的弱TC（Vmax<40 m/s）切变顶部和底部水平的函数。图1a和1c的等高线间隔为0.01，图1b和1d的等高线间隔为0.02。

[10]一个有趣的结果是相关系数强烈依赖于 TC 的平移速度（图 2）。对于缓慢移动的 TCs（图 2a和2b），在 200-400 hPa 的顶层切变和约 900 hPa 的底层切变的 WVS 出现了较高的负相关系数，表明 TC 强度受深部切变的影响。在600~ 700 hPa以下的顶层切变或400~500 hPa以上的底层切变的相关系数相对较小或无统计学意义，特别是对于24 h滞后（图2b ）)，表明对流层下层或上层的切变似乎对缓慢移动的 TC 影响较弱。对于快速移动的 TCs（图 2c和2d），在 200-300 hPa 的顶层切变处出现相对较高的负相关系数，而底层在 500-800 hPa 或 1000 hPa 之间的相对较深的层中，表明快速移动的 TC 在对流层中上层和整个对流层深度的深层都受到 VWS 的强烈影响。这类似于弱 TC 的情况（图 1c和1d）。这与Zeng 等人的发现一致。[2007 年，2008 年]由于 TC 运动引起的 TC 边界层中的不对称强迫，快速移动的 TC 通常很弱 [ Emanuel , 2000 ; 王和吴，2004 ]。

图2。1981年至2008年期间，北大西洋缓慢移动的TC（速度<6 m/s）具有（a）12 h滞后和（b）24 h滞后，以及快速移动的TC（速度＞6 m/s）具有（c）12 h滞后和（d）24 h滞后，VWS和滞后TC强度变化之间的相关系数是剪切顶部和底部水平的函数。等高线间距为0.01。

[11] VWS对TC强度变化的影响也与纬度有关（图3）。对于30°N以南的TC（图3a和3b），相关系数的分布在性质上与强TC的分布相似（图1a和1b）。相对较高的负相关系数出现在顶部切变水平为 200 hPa 和底部水平从 600 hPa 到 1000 hPa 的狭窄区域内，这表明对流层中上部的VWS对低纬TCs深层切变同样重要。对于 30°N 以北的 TC（图 3c和3d)，相对较高的负相关系数出现在 200-400 hPa 之间的顶层切变，而底层在 600 和 800 hPa 之间。这表明 TC 进入高纬度后，将受到对流层中上层切变的更强影响。请注意，高纬度 TC 的整体相关系数较小，表明这些风暴受切变的影响较小。这证实了DeMaria [1996]用更大样本进行的早期研究。

图 3 VWS 与滞后 TC 强度变化之间的相关系数作为 30°N 以南 (a) 滞后 12 h 和 (b) 24 h 滞后的 TC 以及 30 °N以北的 TCs 的顶部和底部切变水平的函数与 © 12 小时滞后和 (d) 1981 - 2008 年北大西洋滞后 24 小时。等值线间隔为 0.01。

[12]图4 分别显示了 VWS 与西风和东风切变滞后 TC 强度变化之间的相关系数。切变的方向和大小被定义为顶部和底部之间矢量风的差异 ，并且两者之间的任何方向变化都被忽略了。对于西风切变（图 4a和4b），西风VWS的负相关系数相对较高，发生在顶部200-300 hPa和底部600-1000 hPa之间的切变上。最大值出现在对流层中层（600-700 hPa）和地表附近的底层。因此，对流层中上层的西风切变以及整个对流层深度的切变都会对TC的增强产生较大的负面影响。对于东风切变（图 4c和4d），相对较高的负相关系数发生在 200-300 hPa 的最高剪切水平和 12 h 的 700-900 hPa 和 24 h 滞后强度变化的 850 hPa 的底部水平之间。与西风切变不同，对流层上层（200~400 hPa）或对流层下层（500 hPa以下）的东切变对TC强度变化影响不大，而200~300 hPa和850~900 hPa之间的切变相对较强限制对 TC 增强的影响，从而限制 TC 强度。此外，西风切变的相关系数通常大于东切变的相关系数，尽管表1显示后者的样本量较小）。这表明西风 VWS 对 TC 强度的负面影响要强于东风 VWS。这似乎与Ritchie 和 Frank [2007]的假设一致，即东风切变的影响可能被 β 诱导的西北切变部分抵消。

图4。1981年至2008年期间，北大西洋西风VWS（a）滞后12小时和（b）滞后24小时的TCs，以及东风VWS（c）滞后12小时和（d）滞后24小时的TCs，VWS和滞后TC强度变化之间的相关系数，作为切变顶部和底部水平的函数。等高线间距为0.01。

4. Conclusions

[13]本研究基于 1981-2008 年北大西洋 TCs 最佳轨迹数据和 NCEP/NCAR 再分析数据，研究了不同层级和不同切变方向的 VWS 对 12 h 和 24 h 滞后强度变化的影响。对具有不同强度、平移速度和不同纬度的TC进行统计分析。线性回归分析结果表明，TC 强度变化与 VWS 呈负相关，表明 VWS 对 TC 强度的总体负面影响。强、缓慢移动和低纬度的 TCs 在整个对流层深度的深层受 VWS 的影响更大。除了受到深层VWS的强烈影响外，弱、快速移动和高纬度TCs也受到对流层中低层VWS的强烈影响。总体而言，东风切变，尤其是对流层中下层，对 TC 强度的影响比西风切变弱。 这可能是由于 β 引起的西北切变部分抵消了东切变。

[14]似乎没有一种通用的测量 VWS 的方法可以完全解释 VWS 对 TC 强度变化的影响。我们已经表明，与滞后的 TC 强度变化高度相关的 VWS 顶部和底部压力水平随 TC 强度、平移速度、纬度和剪切方向的变化而变化。因此，常用的 VWS 量度为 200~850 hPa 平均风速之差，不能作为评价垂直切变对 TC 强度变化影响的最佳选择。例如，在 30°N 以北 TC 的情况下，TC 强度变化与 200-850 hPa 之间的 VWS 不高度相关，而是与 200-400 hPa 和 600-800 hPa 之间的切变高度相关。我们的研究结果还表明，西风切变对 TC 强度变化的负面影响比东切变强。Ritchie 和 Frank [2007]来自理想化的数值模拟。

[15]请注意，本研究中进行的统计分析无法解释为什么 VWS 与滞后 TC 强度变化之间的相关系数取决于 TC 强度、平移速度、纬度、测量 VWS 的水平和剪切方向。因此，阐明 VWS 效应对此处揭示的各种参数的依赖性所涉及的物理机制将是未来研究的一个有趣课题。结果表明，当我们讨论垂直切变对 TC 强度变化的影响时，我们不仅应该检查两个标准压力水平（常用的 200 hPa 和 850 hPa）之间的切变，还应该检查切变的垂直剖面。纳夫等人。, 2005 年]。

第二篇

题目：Effect of Unidirectional Vertical Wind Shear on Tropical Cyclone Intensity Change—Lower-Layer Shear Versus Upper-Layer Shear

摘要

在这项研究中，一个四重嵌套的非静力热带气旋 (TC) 模型用于研究成熟 TC 的结构和强度如何对施加的下层和上层单向环境垂直风切变 (VWS) 做出不同的响应。结果表明，两种情况下的 TC 强度在实施 VWS 后不久都会降低，但随后的演变却截然不同。 TC在上层切变较下层切变中减弱的时间相对较长，这与对流层中上层较强的风暴相对不对称流和较大的垂直涡有关前者比后者倾斜。前者中较强的风暴相对流动使对流层中上层的暖芯有较大的通风，导致风暴更显着减弱。低层切变中的风暴仅在施加 VWS 后才开始减弱，但随后经历了周期约为 24 小时的准周期性强度振荡。这种准周期性行为被发现与边界层热力学“放电/再充电”机制密切相关，该机制与剪切诱导的外螺旋雨带的活动相关。尽管外层螺旋雨带也准周期性地发展，但嵌入上层切变的风暴没有明显的强度振荡。在这种情况下，边界层流入非常微弱，外螺旋雨带中的下降气流引起的低等效位温空气因此无法渗透到内核，而是保留在外部区域。

简单的语言摘要

在这项研究中，研究了成熟热带气旋 (TC) 的结构和强度如何对施加的下层和上层单向环境垂直风切变做出不同的响应。研究发现，两种情况下的TC强度在垂直风切变施加后不久都会降低，但随后的演变却截然不同。 在相对较长的一段时间内，上层切变中的TC减弱速度要比下层切变快得多，这与对流层中上层风暴相对非对称气流较强有关。这给风暴的暖中心带来了更大的通风，并在上层切变中产生了更大的垂直涡旋。下层切变中的风暴只在初始阶段减弱，然后经历准周期强度振荡，这与切变诱导的外螺旋雨带活动相关的边界层热力学““放电/补给”机制密切相关。

1. 介绍

垂直风切变 (VWS) 被广泛认为是热带气旋 (TC) 生成和增强的不利因素 (Braun & Wu, 2007 ; DeMaria & Kaplan, 1994 , 1999 ; Emanuel, 2000 ; Gray, 1968 ; McBride & Zehr, 1981 ; Paterson et al., 2005 ; Tang & Emanuel, 2010 ; Tang & Emanuel, 2012 ; Wang et al., 2015 ; Zehr, 2003 ; Zeng et al., 2007 ; Zeng et al., 2010 )，并影响 TC 强度通过动力和热力学过程发生变化（Chen 等人，2006 年；DeMaria，1996 年; 弗兰克和里奇，2001；Reasor 等人，2004 年；黄和陈，2004；吴与布劳恩，2004 年；王和荷兰，1996；徐和王，2013；张，2005；见 Wang 的评论，2012 年）。VWS 的流行定义是在给定半径（例如，500 公里）内的圆形区域或在 200 和 850 hPa 之间具有指定半径（例如，200-800 公里）的环形区域上平均水平风的矢量差（Emanuel , 2000 ; Heymsfield 等人, 2006 ; Paterson 等人, 2005 ; Zehr, 2003 ; Zeng 等人, 2007 ,2008 年）。然而，这种深层剪切是否对TC强度具有最显着的不利影响，或者它是否是TC强度变化的最佳预测因子，仍然是一个悬而未决的问题。

热力学过程包括三个通风效应。一是“高层通风”，即对流层上层暖芯和内核通过剪切流（Gray，1968）的下剪切平流或向外的涡热释放的潜热进行通风。由剪切引起的不对称循环产生的通量（Frank & Ritchie, 2001）。第二个是“中层通风”，定义为对流层中层环境低熵空气的向内通量稀释眼壁中的高熵空气，这是由剪切相对流动或剪切引起的不对称环流驱动的（Cram 等人，2007 年；Tang 和 Emanuel，2010 年）。三是“低层通风”，即低熵空气通过剪切增强的下降气流向下流入边界层，然后输送到眼墙，导致眼墙对流减弱，从而减弱风暴。例如，Riemer 等人，2010 年，2013 年）。最近，顾等人。( 2015 ) 提出，眼墙外雨带中剪切诱导的上升气流将边界层中的高熵空气向上输送到边界层上方的对流层低层，可以削弱潮湿的径向渐变熵在眼壁,从而削弱TC。

除了上述热力学效应外，VWS 对 TC 强度也有动力效应（例如，DeMaria，1996；Frank & Ritchie，2001；Knaff 等，2004；Wong & Chan，2004；Wu & Braun，2004）。例如，VWS 可以在垂直运动中强制波数 1 不对称，从而在眼壁中产生对流不对称，以及随着高度的涡旋中心的准稳定向下切变向左倾斜 (Frank & Ritchie, 2001 ; Reasor et al. , 2004 ; Wang & Holland, 1996 ; Xu & Wang, 2013）。涡旋倾斜和不对称结构的发展都可能通过最大风半径范围内的涡旋引起的角动量混合来削弱热带气旋（Riemer & Montgomery, 2011 ; Wu & Braun, 2004 ; Xu & Wang, 2013）。

最近的研究集中在 VWS 对 TC 强度变化的影响如何取决于剪切流的垂直剖面（Black et al., 2002 ; Corbosiero & Molinari, 2002 ; Finocchio & Majumdar, 2017 ; Onderlinde & Nolan, 2014 ; Paterson 等人，2005 年；Reasor 等人，2013 年；Rios-Berrios & Torn，2017 年；Shu 等人，2013 年；Velden & Sears，2014 年；Wang 等人，2015 年；Zeng 等人，2010 年）。曾等人。( 2010 年)对VWS对北大西洋TC强度变化的影响进行了统计分析，发现低纬度强、平动速度慢的TC主要受深层VWS影响，而快速移动、相对较弱的TC高纬度地区经常受到对流层中低层切变的影响。基于统计分析，Shu 等人。( 2013 ) 发现 850 hPa 和 10 米高度之间的低层 VWS 对北太平洋西部 (WNP) 的 TC 强度变化更为重要。王等人。( 2015) 检查了 TC 强度变化与 WNP 上各种压力水平之间定义的 VWS 之间的相关性。他们发现，在台风活跃季节（7-10月），850~1000 hPa之间的低层切变与TC强度变化的负相关性高于常用的深层切变，表明低层VWS可能是对 WNP 上的 TC 强度变化更为重要。然而，他们发现深层切变对 TC 强度的负面影响比浅层切变对北大西洋的影响更大。王等人。( 2015)推测不同的关系可能是由于两个盆地不同的大规模环流造成的。例如，在北大西洋，由于夏季风流的多尺度变化，风的较大变化经常发生在对流层上层，而在 WNP 中，对流层下层经常发生较大的变化。总的来说，这些统计研究中的大多数发现 VWS 与 TC 强度变化呈负相关，为 VWS 对 TC 强度的不利影响提供了证据。然而，相关系数通常很低，因为统计分析中使用的 TC 强度变化（例如，Finocchio & Majumdar, 2017 ; Rios-Berrios & Torn, 2017) 不仅包括仅由 VWS 引起的强度变化，还包括风暴本身的内在强度。对于响应 VWS 降低其 TC的增强率，而不是降低其（绝对）强度 ，VWS 的实际有害影响很难通过使用 TC 最佳跟踪和再分析数据的统计分析来检测，因为强度演变没有影响VWS 仍然未知。这个问题尤其出现在热带深处，那里的大多数风暴都处于增强阶段，当使用理想化模拟的结果来解释观测结果时需要引起注意。尽管如此，之前的一些研究仍然表明 TC 强度变化与 VWS 之间存在统计学上显着的负相关关系（例如，Wang 等，2015; 曾等人，2008 年，2010 年）。这主要是因为这些研究包括移动到热带深处以外的风暴，由于海面温度下降和强 VWS 的影响，部分风暴经历了其生命周期减弱阶段。

最近的一些数值模拟研究检验了 TC 强度变化对 VWS 垂直剖面的敏感性。Xu 和 Wang ( 2013 ) 发现嵌入 VWS 的 TC 内核不对称性的发展不仅强烈地取决于剪切幅度，还取决于垂直剪切剖面。他们表明，由 VWS 引起的眼壁上切变（下切变）的收敛（发散）可以驱动眼壁的不对称垂直运动。他们进一步发现，高层切变有利于在高层形成更强的不对称性，从而更有效地削弱热带气旋自上而下。菲诺乔等人。( 2016) 对嵌入在 10 m/s 的西风切变中的 TC 进行了一系列理想化模拟，其中切变位于不同的高度和深度。他们发现，较浅且位于对流层低层的 VWS 通过将 TC 涡旋进一步倾斜到下切变左象限，并通过更有效地阻尼倾斜的 TC 涡旋的进动和垂直排列，对 TC 增强的破坏性更大。然而，他们没有对为什么涡旋倾斜取决于模拟中的垂直剪切剖面提供彻底的解释。为了在模型集成期间保持剪切流，Finocchio 等人。( 2016) 在动量方程中添加压力以平衡垂直剪切风。虽然这种方法可以保持环境切变，但它阻碍了环境切变与内核区域对流活动之间可能存在的非线性相互作用。TC内核中的对流可以垂直传递动量，从而减少内核区域的垂直剪切，如Xu和Wang（2013）所证明的。另请注意，由于 Finocchio 等人使用的环境剪切流。( 2016 ) 在边界层有 5 m/s 的东风分量（参见他们的图 1)，他们模拟风暴的部分不对称性可能是由于环境流动与嵌入的 TC 涡旋通过边界层过程的相互作用以及 VWS 的影响造成的 (B.-F. Chen et al., 2018 ;拉平和诺兰，2012 年）。

上述研究已经证明了 VWS 效应对 TC 强度变化对垂直切变剖面的敏感性，但很少有人研究通风效应对垂直切变剖面的依赖性。由于 VWS 对 TC 强度变化的动力和热力学影响可能取决于剪切的垂直分布，因此我们假设 VWS 的通风效应以及 TC 强度变化的响应可能取决于垂直剪切剖面。到目前为止，仅在具有深层剪切剖面的理想化实验中就 VWS 幅度对通风特性的变化进行了检查（Riemer & Laliberté, 2015 ; Tang & Emanuel, 2012）。然而，通风对剪切剖面形状的依赖性在以前的研究中尚未明确探讨。在这项研究中，我们分别对嵌入上层剪切和下层剪切的成熟 TC 进行了两次理想化模拟。检查了风暴的动力和热力学响应，并探讨了模拟 TC 强度变化的各种通风效应。特别强调了切变引起的风暴相对流对 TC 上层暖芯的通风。本文的其余部分安排如下。下一节简要介绍了模型和实验设计。模拟的 TC 轨迹和强度变化在第4节中讨论。第5节比较了下层和上层切变中的风暴结构演变，以阐明导致风暴强度变化差异的机制。最后一节总结了主要发现。

2. 模型描述和实验设计

完全可压缩的、非流体静力的 TC 模型版本 4 用于进行几个理想化的数值实验。TC 模型版本 4 的详细描述可以在 Wang ( 2007 ) 中找到。该模型在垂直方向有 32 层，模型顶部高度约为 36 公里。模型域是四重嵌套的，网格大小为 281 × 241、181 × 181、217 × 217 和 271 × 271 网格点。相应的水平网格大小分别为 67.5、22.5、7.5 和 2.5 公里。三个内部网格随着模型 TC 移动，因此 TC 始终位于域中心附近。所有网格都使用相同的模型物理场，包括用于亚网格尺度垂直湍流混合的 E-ε 湍流闭合方案 (Langland & Liou, 1996)，用于计算表面应力和显热和潜热通量的改进的 Monin-Obukhov 方案 (Fairall et al., 2003 )，混合相云微物理的整体方案 (Wang, 2001 )，用于计算表面应力的非线性四阶水平扩散除了质量守恒方程之外的所有预测变量，一个简单的牛顿冷却项添加到摄动势温方程中以模拟长波辐射冷却（Rotunno 和 Emanuel，1987 年），以及由于湍流动能耗散引起的耗散加热。没有在所有域中使用积云参数化，因为主动对流主要发生在最里面的域中。

实验设计遵循徐和王（2013）的设计。所有实验均在f-平面在 18 °N 的海洋上空，海面温度恒定为 29 °C。VWS 实验中使用的模型 TC 首先在静止环境中旋转 72 小时。在自旋运行中的初始 TC 涡旋在地表半径 80 km 处的最大切向风速为 20 m/s。切向风随压力正弦减小并在 100 hPa 时消失。风随半径减小，并在距涡旋中心 900 公里半径外消失。在 72 小时的自旋后，TC 模型达到准稳态强度，在最低模型水平（海面以上 26.5 米）处最大方位角平均风速约为 60 m/s。在 72 小时启动后，模型在引入 VWS 后重新集成 96 小时，时间相应地重新定义为 0 小时。两个 10 m/s 的剪切剖面考虑如下： 1 )。进行了两次剪切实验。在实验 LL 中，旋转的 TC 嵌入在下层剪切中，在实验 UL 中，旋转的 TC 嵌入在上层剪切中。

请注意，环境流在两个剪切剖面的边界层中风为零（图 1）。这是为了排除环境流与边界层的任何可能的相互作用，这可能会导致除 VWS 之外的 TC 额外的不对称结构 (B.-F. Chen et al., 2018 ; Rappin & Nolan, 2012 ;夏皮罗，1983）。VWS 处于地转和静水平衡，并在模型模拟期间通过横向边界条件保持。下面的讨论将仅考虑 10 m/s 的单个剪切幅度来阐明所涉及的物理机制。然而，结构和强度变化的主要特征在一定范围的剪切幅度（5-12 m/s；见最后一节的简要讨论）上是相似的。正文应以介绍开头。除了简短的手稿（如评论和回复）外，正文应分成几个部分，每个部分都有自己的标题。部分已编号（1、2、3 等）。最多可以使用四个级别的头部，小节编号为 1.1.、1.2.；1.1.1.、1.2.1；1.1.1.1.，等等。标题应该是句子片段。标题示例如下：

3. TC 轨迹和强度变化

图 2a显示了两个剪切实验中的 TC 轨迹。实验 LL 中的风暴移动速度比实验 UL 中的快得多，LL 和 UL 的平均速度分别为 4.5 和 1.8 m/s。LL 中的 TC 持续向西南移动，而 UL 中的 TC 在前 12 小时内向西北偏西移动，然后向西移动 18 小时，最后向西南移动，直到模拟的 96 小时。两个实验之间 TC 纬向运动分量的差异是由于在实验 UL 中，通常位于中层（3-7 km）的 TC 转向水平的环境流动比实验LL中的弱得多（图 1）。模拟台风在经向方向的运动分量主要来自垂直剪切流中标题涡流的相互作用，这在以前的研究中已经证明（例如，Wang & Holland，1996；Wu & Emanuel，1993）。即，与 TC 流出相关的高层反气旋位涡向下切变，相关的垂直穿透反气旋环流将低层 TC 中心引导到剪切矢量的左侧。请注意，由于两个实验中高层的纬向风相似，不同的平移速度意味着风暴相对流量的差异，因此内核通风的不同潜力（Riemer & Montgomery, 2011)，这可能导致风暴强度变化的不同响应（参见第5节中的更多讨论）。

图2。(a)每隔6小时绘制一次的TC轨迹，(b)最低海平面气压(hPa)，©下层切变(红线)和上层切变(蓝线)实验中模拟TC的最高10米高度风速(m/s)的比较。

如图 2b和2c所示，最低模型水平的最小中心海平面压力和最大方位角平均切向风的强度变化。我们可以看到，**在两个实验中将 VWS 施加到 TC 后，风暴立即减弱。然而，在施加 VWS 后约 9-12 小时会发生不同的强度演变。实验 LL 中的风暴经历了一个整体缓慢的增强，与一个周期约为 24 小时的准周期振荡重叠。然而，实验 UL 中的风暴在前 15 小时经历了快速减弱，然后持续减弱到约 36 小时，并达到约 20 m/s 的最小强度，随后强度几乎恒定，直到 52 小时前风暴再次加剧。**后期再强化相关的物理过程与之前讨论的 TC 成因和强化过程非常相似（例如，Chen et al., 2017; X.陈等人，2018；Molinari 等人，2006 年；Zhang & Tao, 2013 )，如 5.2 节所示的倾斜涡旋的垂直排列。两个剪切实验中不同的强度演变表明，TC 强度变化对施加的 VWS 的响应在很大程度上取决于剪切流的垂直剖面，这在之前的一些研究中也有记载（Finocchio 等，2016；Finocchio 和 Majumdar , 2017 ; Wang et al., 2015 ; Zeng et al., 2010 )。

在我们的实验装置中，上层剪切比下层剪切对 TC 强度的破坏性更大，这与 Finocchio 等人（2016 年）的结果相矛盾。这种矛盾可能源于两项研究之间的两个关键差异。Finocchio 等人( 2016 ) 使用 TC 涡旋初始化模型，该涡旋在半径 90 km 处的最大切向风速为 30 m/s，最小中心海平面压力约为 998 hPa（参见他们的图 2)，它最初嵌入在剪切的环境流中。这意味着他们主要关注增强阶段，包括边界层的初始旋转和潮湿过程以及TC涡旋二次环流的发展。如此弱的 TC 往往是一个暖核心较弱的浅系统。这可能是Finocchio 等人( 2016年 ) 的倾斜的原因。主要在对流层中下层发展，而高层环流迅速切断。因此，在 Finocchio 等人( 2016）的研究中，涡旋倾斜对下层剪切很敏感，但是当他们将强度响应归因于涡旋倾斜时，他们没有详细讨论为什么涡旋倾斜取决于垂直剪切剖面。然而，在我们的模拟中，剪切作用于强度相对较高（60 m / s）的成熟TC和发育良好的次级环流和上层暖芯。在这种情况下，与风暴相关的气流会立即对上层暖芯进行通风，同时也会对眼墙中释放的对流加热进行通风。这可以解释为什么在我们的模拟中高层剪切对 TC 强度更不利。我们假设在剪切作用下涡旋结构的差异，特别是垂直结构的差异是造成观测差异的主要原因。

4. TC 结构变化

4.1 暖核和风暴相关流动

图3显示了在实验LL和UL中10-16km高度层内平均的方位平均温度异常（定义为距离TC中心600km半径处偏离方位平均温度）的半径-时间Hovmöller 图。选择这一层是因为成熟 TC 的暖核心经常出现在这些高度之间 (Rotunno & Emanuel, 1987 ; Wang, 2001 , 2007）。在实验 LL 中，风暴的上层暖核心集中在最大风半径（约 20 公里）内，并在施加 VWS 后的前 6 小时内经历减弱，但很快恢复并保持良好在模拟的其余部分中出现准周期振荡。 这种暖芯演化与图 2和图3所示的风暴强度变化一致一个。我们稍后将证明，在实验 LL 中，暖芯的准周期振荡和风暴强度与外螺旋雨带的准周期行为有关。相比之下，实验 UL 中风暴的上层暖核心在前 12 小时内迅速减弱，几乎消失，但在模拟约 52 小时后重新发展（图 3b）。 此外，最低模型级别的最大风速半径在风暴减弱阶段和最弱阶段经历向外扩展，然后随着风暴重新增强而收缩。

图3。(a) LL和(b) UL实验中10 ~ 16 km高度之间的垂直平均方位角‐平均扰动温度(K)的时间‐半径Hovmöller图，以及非趋势最低海平面压力(hPa;黑线)和最大风半径(km;黄线)。

为了了解暖核心的垂直结构如何演变，我们在图4中的实验 LL 和 UL 中展示了距离风暴中心 40 公里半径范围内平均温度异常的时间高度截面 。在实验 LL 中，暖异常出现在对流层中上层，在整个模拟过程中，最大正异常集中在 12 公里左右的高度。暖异常经历准周期振荡，与风暴强度的振荡一致（图 4a）。 在实验 UL 中，风暴发生了完全不同的暖芯演化（图 4b）。有趣的是，在 UL 实验中，高层暖核心的减弱伴随着 7 公里以下低层暖核心的发展。这个低级暖核在模拟的前 18 小时内增强，然后减弱。低层暖核的出现主要是由于大涡倾斜使风暴环流由上至下减弱所致。基本上，垂直减少的气旋环流的热风平衡需要径向负温度梯度，即一个暖核结构。在这里，高层环流的剪切降低了气旋环流的垂直剪切，因此，作为对热风平衡的调整，暖芯降低。模拟 52 小时后，上层暖芯重新增强 (图4 b)。这些结果表明，嵌入VWS中的TC模拟强度变化主要与对流层中高层暖芯的变化相关。

图4。在实验(a)LL和(b)UL中，扰动温度(K)平均在距风暴中心40 km半径范围内的时间演化。黑线表示无趋势的最低海平面气压(hPa)。

为了说明导致上层暖芯不同演变的过程，从而导致实验 LL 和 UL 中的风暴强度，我们在图 5中显示潜在温度和风暴相对不对称风矢量，在施加 VWS 后，在 5 到 19 小时的模拟中平均在 10 到 16 公里高度之间。风暴相对非对称流定义为相对于移动风暴的非对称风，即从全水平流中减去TC中心的运动矢量和方位平均风，得到风暴相对非对称风。这种定义的风暴相对不对称流不仅包括在模拟过程中相当稳定的环境流，还包括由 TC 涡旋和垂直剪切（涡旋倾斜、流出中的不对称性和外螺旋雨带的影响）。因此，在图 5，中部地区的高位温表明风暴暖芯结构，而穿过高位温芯的不对称风提供了对暖芯的平流效应的估计，即上层暖芯的通风。从图1和图2中显示的风暴运动和垂直风廓线的差异可以看出，实验 LL 中穿过 TC 暖核心的风暴相对不对称流比实验 UL 弱得多 一个。结果，实验 LL 中的暖芯通风较弱，因此在整个 96 小时模拟过程中保持良好。
相比之下，在实验UL中，由于强风暴相对非对称气流和强平流通风效应，经过大约17小时的模拟，暖核首先呈平流下切变，然后呈下切变左移，最终明显减弱，地表风暴中心的暖核结构较少。由于流体静力学的快速调整，暖核的下切变(风暴相对流量的下切变)位移会导致风暴的立即减弱。 此外，上层环境低熵空气的通风可以稀释眼壁上升气流，导致潜热释放减少，不利于暖芯维护。请注意，中层转向气流较弱，因此风暴在实验 UL 中的移动速度比在 LL 中慢得多。尽管通常定义的深层剪切在两种情况下都是相同的，但转向流的差异以及风暴运动的差异导致了风暴相对流的不同强度。因此，在整个弱化期间，暖芯受到明显损害，在实验 UL 中被冷环境空气所取代，这与上层通风概念一致。结果强烈表明，是风暴相对流穿过移动风暴的暖核心，而不是 VWS 幅度本身，即 VWS中TC 强度变化的关键。2013 年；王等人， 2015；Zeng 等人， 2010 年）以及为什么模拟风暴强度变化对先前建模研究中剪切流的垂直剖面非常敏感（例如，Finocchio 等人， 2016 年；Onderlinde & Nolan， 2017 年）。

图5。潜在的温度(阴影;K)和风暴相对非对称流(矢量;在对实验LL(上两排)和UL(下两排)施加剪切后，平均每2小时间隔5到19小时(时间显示在每个面板的右上角)，在10~16 km高度之间。TC的表面中心位于每个面板的中心，黑色同心圆距风暴中心每60公里。

4.2 涡旋倾斜和不对称结构

除了高层暖芯的通风外，对流层中上层的风暴相对流也会使TC涡旋倾斜，从而导致风暴的不对称结构。这种动力效应也可能导致风暴减弱（Frank & Ritchie, 2001 ; Wu & Braun, 2004 ; Xu & Wang, 2013）。为了了解涡旋倾斜和不对称结构如何依赖于剪切流的垂直剖面，我们在实验 LL 和 UL 中检查了模拟的对流层中下层 TC 涡旋的倾斜。图 6显示了 TC 环流中心在距地表 7 公里高度处的位移，对于实验 UL 和 LL。这种位移可以被认为是对流层中下层倾斜的一个很好的衡量标准，因为由于上层剪切情况下模拟风暴的显着减弱，TC 涡旋的上部通常难以追踪（未显示） . 从图 6a 可以看出 ，实验 LL 中的风暴仅发展了几公里（小于 10 公里）的小倾斜，表明风暴的结构几乎垂直排列。这与上面讨论的垂直排列的暖芯结构一致。然而，实验 UL 中的风暴比实验 LL 中的风暴产生更大的倾斜，特别是在模拟的前 12 小时之后（图 6 b)。请注意，在模拟 12 小时后位移已经达到约 20 公里，在接下来的 6 小时内大幅增加，然后在 50 公里左右振荡。然而，在模拟 52 小时后倾斜度减小，然后在 72 小时后保持较小（约 10 公里），表明风暴中心在上下两层垂直排列。请注意，整体倾斜演变与风暴的强度变化非常吻合。这表明涡旋倾斜和上层暖核心的通风是相关的，并且都有助于削弱实验 UL 中的模拟风暴。再强化与涡流垂直排列有关，如图 6所示湾。相关的物理过程与之前讨论的 TC 成因和集约过程非常相似（例如，Chen 等，2017；X. Chen 等，2018；Molinari 等，2006；Zhang & Tao，2013）。

图6。实验(a) LL和(b) UL中距离地表环流中心7km处风暴环流中心位移(红线)的时间演化。黑线表示模拟的最低海平面气压(hPa)。

看到发展的不对称性如何取决于剪切流的垂直剖面和 TC 涡旋的倾斜也很有趣。请注意，不对称性的计算对风暴中心非常敏感，特别是对于具有显着倾斜的风暴。考虑到 TC 涡旋在低层的环流占主导地位，我们简单地计算了在模型最低层相对于 TC 环流中心的不对称性。图 7显示了在实验 LL 和 UL 中分别在 5 和 10 公里高度之间的层和 1.3 公里高度以下的层中平均的方位角平均涡动能 (EKE) 的半径时间横截面。给定模型水平的涡动能 (m 2 /s) 定义为 EKE = 骨灰盒：x-wiley：2169897X：媒体：jgrd55468：jgrd55468-math-0001，其中u’和v’分别是不对称的径向和切向风速，上标表示方位角平均值。实验 UL 中的风暴在对流层中上层发展了更大的 EKE（图 7a和7b），而实验 LL中的风暴在对流层低层发展了更大的 EKE（包括在边界层； 图7c和7d）。这是一个非常有趣的结果，因为它似乎表明非对称动力场在切变层正下方发展出更大的振幅（见图 1和图7）。

图7。在实验LL（a，c）和（b，d）UL中，方位平均涡动动能（EKE；m2/s）的时间-半径霍夫勒图分别平均（a，b）在5到10千米高度之间和（c，d）在1.3千米以下。黑线表示去趋势的最小海面气压（hPa），黄线表示最大风力的半径（km）

Xu and Wang ( 2013 )也报道了在垂直剪切流中发展的不对称性的依赖性。他们发现不对称流动在自上而下削弱风暴方面发挥了主导作用。这意味着上层切变中发展的不对称性也可能导致自上而下的风暴减弱，如图 2和图7 所示。在实验 LL 中，边界层中的 EKE 表现出与外螺旋雨带活动相同的准周期行为（图 7c），表明与 TC 强度振荡有很好的一致性。相比之下，实验 UL 中的边界层 EKE 相对较小（图 7d) 因而不应与风暴强度变化有关。总体而言，由于 TC 涡的倾斜和在 EKE 计算中使用最低模型级别的环流中心，EKE 随高度增加。然而，这些结果表明，不对称和涡旋倾斜的同时发展与穿过 TC 核心的风暴相关流动和剪切层的高度有关。因此，我们计划在未来的研究中基于联合台风预警中心的最佳跟踪 TC 数据和全球再分析数据，扩展我们目前的工作，以统计分析风暴相对流与 TC 强度变化之间的关系基于理想化的数值模拟验证我们的上述假设。

4.3 外螺旋雨带与风暴强度变化

如第4节所述，风暴强度的演变取决于剪切剖面。特别是，强度振荡仅发生在实验 LL 中。我们发现这种强度振荡与外螺旋雨带的准周期行为密切相关，类似于之前在 Li 和 Wang ( 2012 ) 的静止环境中模拟的 TC 发现的情况。他们证明了外螺旋雨带的准周期性出现和相关的 TC 强度振荡可以通过与外螺旋雨带中的对流活动相关的边界层放电/再充电机制来解释。他们表明，边界层等效电位强度 ( θ e）被对流下降气流压低（放电），然后由于表面焓通量而恢复（再充电）。结果，反复放电/再充电导致外螺旋雨带的准周期性出现和TC强度的振荡。

我们有兴趣在实验 LL 中检查模拟风暴中准周期振荡的一些细节，并了解为什么在实验 UL 中没有发生类似行为。图 8比较了地表降雨率（蓝色）和边界层θ e的时间演变在实验 LL 和风暴中心半径 60 到 120 公里的环形区域（外部区域）和 30 到 60 公里半径之间的环形区域（内部区域）海面和 1.3 公里高度之间的平均值UL。选择半径在 60 和 120 公里之间的环带代表外螺旋雨带活跃的区域。外螺旋雨带的活动由固定环空的面积平均地表降雨率反映。降水引起的下降气流对冲刷边界层的影响由边界层内部和外部区域的平均θ e表示。从图8中可以清楚地看出， 地表降雨率和θ e在外部区域边界层中，在实验 LL 中显示出类似的准周期振荡（图 8a）。尽管在实验 UL 中也出现了类似的波动，但与实验 LL 中的波动相比，它们的规律性和弱性要小得多（图 8b）。

图8。对于实验（a）LL和（b）UL，地面降雨率（RT；蓝线；mm/h）和等效位温（EPT；K）的时间演变平均为1.3 km高度和60-120 km半径（红线），以及去趋势最小海平面压力（DtP；黑线；hPa）。绿线表示平均吹扫高度为1.3 km，半径在30-60 km之间的等效潜在温度（K）。

随着外围螺旋雨带的平均地表降雨率增加到约 4 mm/h，外围区域的平均边界层θ e开始显着下降。表面降雨率继续增加 3-4 小时，直到平均边界层θ e降至约 352 K 以下，然后由于边界层θ e不足以支持强对流活动而开始下降。边界层θ e对外部区域降水的响应也显示出相位滞后。边界层θ e的减小滞后于地表降水增加约 6 小时，而 TC 强度的降低滞后于边界层θ e的减少另外 6 小时。结果，在图 8a中发现了 TC 强度和边界层θ e的几乎异相变化。也就是说，虽然外部区域边界层开始从先前活跃的螺旋雨带中与对流相关的下降气流的影响中恢复，但眼墙对流经历了边界层中向内扩散的低-θe空气的负面影响，从而风暴减弱。随着边界层θ e的恢复在外区，对流和新的外旋雨带再次发展，同时热带气旋出现时间性增强。随着外围螺旋雨带的进一步加强，这些过程不断重复，导致风暴再次减弱，即又一轮准周期振荡。

为了了解雨带和相关边界层过程如何协同调节 TC 强度，我们进一步检查了 图8中第二个振荡周期期间的 表面降雨率（图9 ）和流线覆盖 的平均边界层θ e （图10 ） a（从 22 到 44 小时的模拟）。在此期间，边界层中 的低θ e空气首先出现在距风暴中心60 km 半径外的上切变和左上切变（图10），对应于切变左侧广泛的外螺旋雨带如图 9所示。低 - θ e区域呈旋风螺旋状，外部从上切变和右上切变向外传播（图 10），而内部从下切变和左下切变缓慢向内传播。在这些象限中，先前的研究表明边界层流入量有所增加（Bender，1997；Frank & Ritchie，1999，2001 ； Heymsfield 等，2006；Reasor 等，2004；Rogers 等，2003 ； Wang和荷兰，1996 年；徐和王，2013 年）。作为低 - θ e边界层中的空气从下切变的左侧旋转了几个小时到达内核区域，风暴开始减弱，直到低θ e区域即将消失，然后风暴重新增强，随后是另一个类似的循环.

图9。实验LL在22 - 44小时间隔2小时模拟降雨率(mm/h)平面图。风暴中心位于每个面板的中心，黑色同心圆距风暴中心每60公里。

图10。实验LL中，平均高度低于1.3 km，间隔2小时（22至44小时）的等效潜在温度（阴影；K）和风暴相对水平风（流线；m/s）的平面图。风暴中心位于每个面板的中心，距风暴中心每60公里有一个黑色同心圆。

从图11中与去趋势的最小海平面压力叠加的实验 LL 中平均低于 1.3 公里高度 的方位角平均值θ e的时间半径 Hovmöller 图可以很容易地看出整体特征。请注意，大多数周期都表现出类似的演变，但细节不同。特别是，相对较低的θ e空气并不总是来自于切变左侧外螺旋雨带中广泛的层状降水，还来自与沿外雨带后缘的对流细胞相关的冷池（Eastin et al. , 2012）。一个典型的例子是 40 到 48 小时的时期，因为外部螺旋雨带在尾流中形成多个对流单元，并在 8 小时以上（未显示）产生相当大面积的边界层低θ e空气，导致从模拟的 48 小时到 60 小时，风暴减弱了约 12 小时（图 8 a）。请注意，外部雨带通常在最大风半径约 3 倍的半径附近开始，然后与相关的边界层低θ e异常一起径向向外传播（图 11）。同时，边界层低-θe外雨带内侧（顺风侧）的空气被边界层流入向内平流，导致方位平均和风暴减弱阶段的低θe异常向内扩散（图 11）。

图11。实验LL中平均低于1.3 km高度的方位平均等效位温（K）的时间-半径霍夫勒图。黑色虚线表示去趋势最小海平面气压（Dtp；hPa），黄色曲线表示内核区域，是最大风力半径（km）的三倍。

总之，边界层低θ e空气的气旋螺旋、该空气重新进入下切变侧以及最终将低θ e空气夹带到风眼墙区域都是讨论的风暴强度变化的关键因素以上为实验 LL 中的风暴。相比之下，虽然外雨带在实验 UL 中的风暴中也呈准周期性发展，但边界层中相关的低θ e空气大多保留在外区域。这是因为实验 UL 中的边界层流入量小于实验 LL 中的三分之一（未显示），即太弱而无法传输低θ e空气进入内核区域，因此在实验 UL 中没有出现明显的准周期强度振荡（图 8b）。

5. 结论与讨论

尽管已经投入了大量精力来研究环境VWS对TC强度变化的影响，但我们目前的认识仍然不完整和不足。使 VWS 和 TC 强度变化之间的相关性在观测中统计上较低的因素之一是这种影响对剪切流本身的垂直剖面的依赖性。在这项研究中，我们没有研究广泛的剪切剖面，而是关注上层（5.8 到 12.6 公里高度之间）和下层（1.3 到 5.8 公里之间）单向剪切的不同机制。 km高度）在理想化的数值实验中影响发育良好、成熟的TC的结构和强度。

结果表明，上层剪切比下层剪切对 TC 强度的不利影响更大。这种差异归因于 TC 嵌入上层剪切经历的更强的风暴相对不对称流动，这导致 TC 的上层暖核心大量通风。由于暖芯对 TC 强度至关重要，我们的结果表明，暖芯层中的风暴相对流有效地使暖芯通风并大大削弱了 TC。除了上层暖芯的更大通风外，上层切变还导致大涡旋倾斜和上层大不对称性的发展，导致自上而下的风暴减弱。因此，台风涡旋的大倾角和高层通风都有助于风暴的减弱。暖芯的向下切变位移可能会通过快速静水力调整导致风暴立即减弱，而大的倾斜可能会由于大的不对称性和相关涡流的发展而削弱风暴。然而，这些过程的相对重要性很难评估，因为上层通风导致暖芯的倾斜和向下剪切位移难以分开。实际上，这两个过程通过 TC 涡旋的平衡性质紧密耦合。此外，这两种效应的相对重要性可能还取决于 TC 涡旋的垂直结构。在我们的实验 UL 中，这两个过程都有助于减弱风暴，因为大涡旋倾斜与大高层通风同时发展。TC 主要削弱“自上而下”，这里指的是高层剪切引起的不对称导致向外的热涡流的机制（Frank & Ritchie，2001 ) 和/或动量 (Xu & Wang, 2013 )，导致暖芯和高层的方位平均环流首先减弱。我们已经表明，不对称的幅度在很大程度上取决于风暴相对流量。结果，在上层实验 UL 中更强的风暴相对流触发更强的不对称性，因此涡流过程自上而下地减弱。我们还注意到实验后期UL强度的恢复，这与TC涡旋的垂直排列有关。相关的物理过程与之前讨论的 TC 成因和集约化过程类似（例如，Chen 等， 2017；X. Chen 等， 2018；Molinari 等， 2006; 张和陶，2013）。

与上层剪切中TC的显着减弱相反，下层剪切中的TC经历准周期强度振荡。这种振荡与风暴左上切变和上切变外层螺旋雨带的准周期发展密切相关。上切变左象限中降水引起的下降气流降低了外部区域边界层的θ e （放电）。低θ e空气然后以旋风方式向内旋转，主要来自下切变和左下切变，最强流入的位置。到达眼墙上升气流时，低θ e空气减少了眼墙对流，从而削弱了风暴。低 - θ e外部区域的空气也抑制了外部螺旋雨带中的对流，从而抑制了下降气流。这允许通过来自下层海洋的焓通量来恢复（再充电）边界层。一旦边界层低θ e空气从先前外部雨带的下降气流的影响中恢复，风暴就会重新增强，并开始新的对流。结果，外螺旋雨带再次发展并产生下沉气流以排出恢复的边界层θ e。这种放电/再充电机制类似于 Li 和 Wang ( 2012 ) 中讨论的在静态环境中模拟的 TC）。请注意，虽然外部雨带也在嵌入上层剪切的风暴中呈准周期性发展，但边界层中相关的低θ e空气大部分仍留在外部区域。这是因为实验 UL 中的边界层流入太弱，无法将低θ e空气输送到内核区域，因此没有出现明显的准周期性强度振荡。

我们的结果还表明，下层剪切与 Riemer 等人提出的低层通风更相关。( 2010 , 2013 )，通过削弱 TC 的热力循环对风暴强度不利。然而，在我们的实验 LL 中，由于边界层补给机制的补偿作用，这种不利影响显然不足以持续削弱 TC。结果，发生强度振荡，外螺旋雨带周期性出现，低θe周期性流入空气。LL 实验中的上层通风比 UL 实验中的弱得多，因为在 LL 实验中该级别的风暴相对流动要弱得多。维护良好的 TC 风眼壁中的对流垂直传输动量，并在一定程度上减少了风暴内核区域的垂直切变（图 12a ）。这可以进一步解释为什么实验 LL 中的风暴仍然可以通过准周期强度振荡缓慢增强。然而，UL 实验中对流层中上层核心区的垂直切变经历了 14 小时的初始加强（图 12b），对应于风暴的快速减弱，这与大风暴的发展有关。涡旋倾斜（图 6b）。然后，内核中的切变在模拟的大约 57 小时内缓慢降低至略小于 5 m/s，对应于实验 UL 中风暴的垂直排列和重新增强（图 6b）。

为了阐明所涉及的物理机制，我们提出了基于 10 m/s 的单个剪切幅度的主要结果。结构和强度变化的主要特征在一定范围的剪切幅度上是稳健的。这在图 13中得到了证明，该图显示了附加实验中模拟的 TC 的最小海平面压力和最大 10 米高度风速的时间演变。除了具有不同大小的上层和下层剪切的结果外，图 13还显示了没有 VWS (CTRL) 的模拟结果以及在 1.3 和 12.6 km 之间的深层中使用 VWS 的模拟结果。我们可以从图 13中看到在任何给定时间，所有剪切实验中的风暴都比没有 VWS 的实验中的风暴弱，证实了 VWS 对 TC 强度有害。重要的是，在相同的剪切强度下，上层剪切实验中的风暴总体上明显弱于下层剪切实验中的风暴，并且下层剪切实验中的 TC 强度显示出显着的准周期振荡。此外，结果似乎还表明，在相同的剪切幅度下，上层剪切比深层剪切对 TC 强度的不利影响更大。这些结果进一步表明，除了剪切幅度之外，还需要注意剪切剖面。

菲诺乔等人。( 2016 ) 发现下层切变对 TC 强度的不利影响大于上层切变，这似乎与我们的结果相矛盾。可以说，这种差异是由 Finocchio 等人和我们的研究中各自的实验设计所考虑的问题的物理性质的差异造成的。菲诺乔等人。( 2016 )主要集中在集约化阶段。对于弱风暴，系统通常较浅，核心较弱。因此，对于这样的风暴，倾斜可能主要在对流层中下层发展，而高层环流被迅速切断。这可以说是 Finocchio 等人( 2016) 倾斜的原因。对下层剪切敏感。然而，在我们的模拟中，剪切作用在强度相对较高（60 m/s）、二次环流和上层暖芯的成熟TC上。在这种情况下，与风暴相关的流动会立即对上层暖芯进行通风，并影响眼墙中释放的对流加热。这可以解释为什么在我们的模拟中上层剪切对 TC 强度更有害。

最后，本研究的结果有力地表明，除了剪切幅度之外，更应关注由剪切剖面引起的风暴相对流，特别是在通常位于TC暖核的对流层中上部。基于本研究的建模结果，我们计划在基于最佳路径TC数据和全球再分析数据的后续研究中，统计分析不同垂直水平的风暴相对流量与TC强度变化之间的关系，以验证这一假设。