热带大气季节内振荡与大西洋飓风的关系外文翻译资料

 2022-11-24 15:41:21

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热带大气季节内振荡与大西洋飓风的关系

PHILIP J. KLOTZBACH

Department of Atmospheric Science, Colorado State University, Fort Collins, Colorado

(Manuscript received 12 December 2008, in final form 3 August 2009)

摘要：大尺度赤道环流也称热带大气季节内振荡，影响全球多个地区热带气旋的生成。本文运用MJO指数检验了热带大气季节内振荡对大西洋热带气旋生成与强度的影响。研究表明，在MJO不同阶段，热带气旋的频率和强度均表现出较大不同，这一现象不仅出现在热带大西洋，同样出现在西北加勒比海和墨西哥湾。高低层风以及相对湿度的相关变化是造成不同的可能原因。由于MJO存在大约两星期的潜在可预报性，本文所研究的这类关系，可被用于大西洋热带气旋活动的短期预报，作为已有的更长期的季节变化预测的补充。

  1. 引言

MJO是全球范围传播的热带大气季节内变化（Madden and Julian 1972,1994）。大尺度的高低层风、垂直运动、大气中水汽含量以及海平面温度与这一对流模式驱动变化相联系(Fig. 1)。这一全球性波动常以五米每秒的速度向东传播，大约40至50天环绕地球一周。对流加强之前，常会先出现底层异常西风加强，以及高层异常东风加强。伴随对流的加强，底层出现异常东风加强，高层出现异常西风加强。一年中对流发生的时间、对流加强发生地点不同，与MJO相联系的变化基本集中于30~80天的时间范围内，具有大约两周的可预报性， (Mo 2001; Waliser et al. 2006; Jiang et al. 2008; Seo et al. 2009)。北半球冬季的MJO的可预报性通常强于北半球夏季(Jiang et al. 2008)。

全球的热带气旋常在时间、空间上集群出现(Gray 1979)。比如，在1995年大西洋海域飓风活跃的季节共产生19次热带风暴，其中8月22日至28日七天时间内有5次热带风暴发生。在此之后，在气候学上大西洋飓风最活跃期的8月29日至9月27日之间，则仅有一次热带气旋过程形成。同样，在2008年的大西洋飓风活跃期有16次热带风暴产生，此后的8月25至9月2日有4次热带风暴产生，而9月2日至25日无热带气旋产生。

由于这一集群效应，MJO被认为是一个类似于调制器的活动。Maloney和 Hartmann (2000)研究发现，在墨西哥湾和加勒比海西部发生热带气旋的可能，与东太平洋对流层低层风场异常有关，西风异常时期产生热带气旋的可能是东风异常时期的四倍。Mo（2000）表明,在热带大气季节内振荡的对流增强阶段，热带气旋的活动会明显加强， 位于非洲东部和印度洋MJO是热带气旋发生的重要信号，同时热带太平洋有抑制对流。Maloney和Shaman (2008)表明，在东大西洋和西非区域降水量最大时期到来前，东大西洋热带气旋活动往往表现出5~10天的抑制现象，而区域降水量最大时期到来后约5~10

天，热带气旋活动将会增强。Barrett and Leslie(2009)使用美国国家海洋和大气管理局（NOAA）的气候预测中心的实时MJO指数，表明当MJO在120°W有大幅度的振荡和对流发生时，风暴在登陆美国海岸线的概率会是一般情况下的四倍。

研究人员还研究了其他区域MJO和热带气旋的关系。Frank和 Roundy (2006)认为，通过调节不同高度的垂直风切变以及低层的垂直涡度，MJO能增强和抑制全球许多区域的热带气旋活动。Camargo等（2008）表明，西风阶段的MJO通常与轨道接近美洲海岸的东太平洋热带气旋相关。Leroy 和Wheeler (2008) 利用MJO作为南半球热带气旋形成的统计预报的一个参考指标。

季节预报自从1984年便被发布并应用于大西洋海盆（gray1984b）。几个大尺度特征，包括厄尔尼诺-南方涛动(Gray 1984a; Goldenberg and Shapiro 1996)，大西洋盆地的海表温度(Shapiro and Goldenberg 1998; Klotzbach and Gray 2008)，和大西洋海平面气压(Knaff 1997)，均已被证实对大西洋盆地的热带气旋活动在季节性时间尺度有显著调节作用。同样，水平风的垂直切变(Gray 1968, 1984a,b; Shapiro and Goldenberg 1998; Bell and Chelliah 2006)，和西非降雨(Landsea and Gray 1992)也与大西洋风暴活动表现出相关性。 在厄尔尼诺-南方涛动异常寒冷时期，热带大西洋海温偏暖，热带大西洋海平面压力偏低，垂直风切变和水平风切变减小，西非的萨赫勒地区异常湿润的条件与高于平均水平的大西洋飓风季节。大西洋热带气旋生成与增强的短期预测（10~14天）现阶段还并不能实现。若实时MJO指数和大西洋海盆风暴活动之间存在显著的关系，那么随着MJO指数的发展(Wheeler and Hendon 2004)，就将有进行大西洋热带气旋活动的实时预测的可能，

本文的目的是探讨大西洋热带气旋活动和Wheeler and Hendon (2004)定义的MJO之间的关系。其他学者已经研究了大西洋海盆热带气旋和MJO的关系的各个方面，本文广泛量化了大西洋海盆热带气旋的几个方面以及热带大西洋大尺度变化的有关知识。第二部分介绍数据来源。第三部分讨论与MJO有关热带大西洋地区的大规模大气变化。第四部分讨论热带气旋活动与MJO不同阶段的联系。第五部分对研究结果进行总结，并对未来需要加强研究的方向进行展望。

2、数据

根据Wheeler 和 Hendon (2004)测定MJO的日常状态分析。他们利用一个多元EOF分析，结合上、下水平风的长波辐射隔离MJO信号（OLR）。他们的选取的指数首先除去年平均和与ENSO等大尺度现象相联系的年际变化。ENSO影响的去除在分析大西洋的次季节变化时是很有效的。从1974到2007年，除去OLR数据不可用的1978年外，均使用Wheeler 和 Hendon MJO指数。图2显示了Wheeler 和 Hendon (2004)的计算结果，使用的MJO的计算阶段是研究地区对流加强的时期，即2008年9月4日到十月13日。图中各点到圆心的距离表明MJO振幅。通常情况下MJO自西向东传播，所以一般会出现的路径是MJO从1区移动到2区再到3区，以此类推。

大尺度场和高低层的纬向风，海平面气压、相对湿度、海表面温度来源于美国国家环境预报中心–美国国家大气研究中心（NCAR- NCEP），并进行了再分析计算(Kistleret al. 2001)。大西洋海盆飓风数据库来自美国国家飓风中心（HURDAT）(Jarvinen et al. 1984)。美国国家飓风中心提供了6小时为间隔的风暴强度和位置信息。在该分析中，副热带气旋不予考虑。这些信息是美国国家飓风中心数据库中非常有限的一个子集，由于副热带气旋常在中纬度地区形成，MJO等大尺度热带模型的准确度将很可能被气旋的种类所影响。

3.MJO对热带大西洋大尺度环流的影响

表1第二列显示了1974至2007年间各年大西洋飓风多发季（6月1日~11月30日）中MJO在各区域经过的天数。MJO在1和2区域活动的时间约比在7和8区域活动时间多50%。根据Wheeler 和 Hendon (2004)研究表明，虽然单个MJO循环在不同区域时间长度变化很大，但MJO平均在每个区域活动时间约为6天。因此，选取1974~2007这30年的数据是具有代表性的。

大西洋海盆的热带气旋在热带大西洋北部和亚热带大西洋中发展。大部分飓风（最大持续风速大于95节）形成于主要发展区（MDR）(Goldenberg et al. 2001)。在本文的分析中，MDR是指从7.5°N到22.5°N，20°W到75°W的范围。在1974~2007年间，81次较大规模的飓风形成于大西洋海盆。在这81次飓风中，有58次（占72%）在主要发展区中最初被划分为风暴（最大持续风速大于34节）。虽然主要飓风只占在大西洋形成的热带气旋总数的20%~25%，但主要飓风通常最受研究者们关注，因为飓风每年造成美国沿海城市的人员伤亡、财产损失约占80%~85% (Pielke and Landsea 1998; Pielke et al. 2008)。

表1（3~10列）列出了1974~2007年间飓风主要发展区海表温度、海平面气压、850hPa纬向风、200hPa纬向风、700hPa相对湿度、300hPa垂直速度和ORL的异常值。异常值根据30年间6到11月平均值计算得到。垂直运动的最大差异约为4mb/天，OLR的最大差异约3~4Wm-2，比在印度尼西亚和太平洋发现的约20~30 Wm-2的差异小很多。鉴于大西洋上OLR存在较小差异，本文主要侧重于其他指标，如相对湿度、纬向风等，分析MJO对大西洋热带气旋活动的影响。使用Santer等（2008）的方法考虑时间序列的自相关系数，运用t检验进行统计学检验。

从表1可以看出，包括海平面气压、高低层纬向风异常、相对湿度异常等物理量在许多区域都表现出相当明显的变化。表1以及本文其余表格，均统计计算了1974~2007年间，MJO指数振幅超过1个单位的所有天数（约占总天数的70%）。由于1、2区与6、7区的有十分显著的差异，由于这些区对于热带气旋活动的调节也是非常重要的，所以这些区中的各参数（如纬向风速，海平面气压，和相对湿度）在本文的表格也被检验。同时，Mo（2000）强调，当非洲东部和印度洋上空发生对流使MJO增强时，大西洋热带气旋活动更有可能发生，Wheeler 和 Hendon (2004)研究表明，大体上当大西洋热带气旋发生时，1、2区和6、7区均表现出不同的特点。值得注意的是，海表面温度异常变化幅度很小，MJO的8个区均没有表现出与1~8区平均值的显著差异。

1区和2区的海平面气压、纬向风、湿度的平均值与6区和7区存在显著性水平0.01的显著性差异。在类似的研究中，Camargo等（2009）发现，中层相对湿度的变化在调节受全球MJO影响的热带气旋生成方面非常重要。在大西洋，最显着的差异出现在200~850 hPa的纬向风切变，和1区和2区与6区和7区的700 hPa相对湿度。在飓风主要发展区，4ms-1或8节的垂直切变常会在这两对区域发生，这与Maloney和Shaman（2008）分析结果一致。

气候学上，热带大西洋由低层到高层为西风切变。也就是说，高层为西风，低层为东风。高层的异常东风与低层的异常西风与垂直风切变的减小有关。这一垂直风切变的异常变化具有相当重要的物理意义，因为8~10月份，200~850hPa垂直风切变与非常活跃和非常不活跃的热带气旋季节的一般变化量相似。8~10月的700hPa相对湿度平均值也有相同的变化量。例如，自1974以来，8~10月份飓风主要发展区的平均垂直风切变在5个最活跃季节（Bell et al.2000），与5个最不活跃季节之间的差约为4ms-1,700hPa相对湿度差异约为1.5%。

图3显示所选取的200天中，MJO振幅最高的100天里，热带和副热带大西洋海平面气压场，以及850 hPa、200hPa纬向风场，700hPa相对湿度场的NCEP-NCAR再分析资料的1区、2区与6区、7区的差异。与表1得到的结论类似，1区和2区的特点是气压较低，风垂直切变较小，中层湿度较大，这些特点都与热带气旋的生成与加强有关。还需注意的是，850hPa纬向风场意味着热带大西洋东部涡度异常。水平涡度异常已在多次研究中被证明对热带气旋的形成有利（Gray 1979；Klotzbach和Gray 2003）。伴随着最明显的对流异常，如8区和1区的最低海平面气压异常，1~3区会出现低层西风异常和高层东风异常，这一规律从Lin等人的分析（2005）中得出。在MJO最大异常对流过后，中层大气也变为湿润。

4．MJO对大西洋热带气旋活动的影响

基于MJO不同区域大尺度场的较大差异，我们期望看到大西洋热带气旋的活动也存在较大差异。表2显示了已被命名的风暴、飓风和主要飓风的数字名称、发生日期，以及1974～2007年间，MJO的各个区内由所有热带气旋产生的气旋累积能量。所有的数字都是统一化后的结果，即1974～2007年间每个MJO出现的天数乘以100。假设一年代表一个自由度，使用t检验方法进行检验，除已被命名的风暴外，所有1、2区和6、7区热带气旋的差异都通过了显著性水平为0.05的显著性检验。所有剩余的统计意义检查都做了相同的测试和假设。1、2区和6、7区各大多热带气旋的物理参数差别最大，这些差别在后续研究中会被重点考虑。比如，1~2区内飓风日数是6~7区的两倍以上，1~2区主要飓风日中有风暴生成的日数是6~7区的三倍以上。图4显示了1~2区和6~7区所有风暴生成地点的比较。图中也显示了各个类别的风暴（分别被称为风暴，飓风，或主要飓风）所能到达的最大强度。一般情况下主要飓风常在飓风主要发展区的6~7区产生，很少有飓风在墨西哥湾和加勒比海西北部产生。

也许最大的差别存在于主要飓风日的差别。图5显示了达到主要飓风强度的热带气旋在1~2区（左）和6~7区（右）的移动轨迹。6~7区的很少有较明显的轨迹，而且发生在6~7区的主要飓风的轨迹多比通常情况下主要飓风的轨迹短些。

表3显示了1974到2007年间发生在飓风主要发展区的风暴在发展过程中，热带气旋活动所积累的能量的标准化值。由于飓风主要发展区的条件主要有MJO的不同区域决定，所以1~2区与6~7区的比率之差略大于更大区域间的比率之差，这一现象是可以预期的。除被命名的风暴及其发生日，以及MJO指数振幅大于一

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