西北太平洋热带气旋快速增强的气候变化与预测外文翻译资料

 2022-12-02 19:38:32

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西北太平洋热带气旋快速增强的气候变化与预测

美国夏威夷火奴鲁鲁夏威夷大学马诺阿分校海洋与地球科学与技术学院气象系

B.Wang and X.zhou

摘要：热带气旋预报的最大挑战之一是热带气旋（TC）的快速增强（RI），在此期间，其每分钟最大持续风速每24小时增加至少30海里每小时。在此，我们阐明对年度，季内和年际时间尺度上对RI频率和位置相关的气候条件。尽管RI和TC形成具有共同的环境特点，但我们发现，RI的比例每年都有所不同。在8月，只有30％的TC实际经历了RI，而11月的最高值为47％。在厄尔尼诺年（53％）,7〜9月的RI比例高于拉尼娜年（37％）的比例。三个条件可能会导致RI比例的增加：月际或季节内TC形成的平均位置的南移，低层经向切变涡度的增加以及北半球垂直切变的减少。当TC形成的平均纬度增加时，混合层热含量减少，而TC的惯性稳定性增加; 相比于RI形成，两个条件更不利于TC形成，因为RI需要从海洋混合层获取大量潜热能，并且需要低层径向流入的加强，使其携带的潜热到达内核区域。

我们进一步证明，根据赤道西太平洋对流异常（5°S-5°N，130°E-150°E）菲律宾海和中国南海季节内时间尺度的RI频率可预报时间为10到30天。6月的厄尔尼诺3.4海表温度异常是TC达到最强时的潜在预报因子，也是活跃在西北太平洋的东南区域（0°-20°N，140°-180°E）季节高峰期RI（7〜9月）的潜在预报因子。

RI是第4类和第5类台风和超强台风的基本特征，因为大西洋流域的所有4类和5类飓风以及西北太平洋90％的超强台风在其生命周期至少经历一次RI过程。在过去的40年里，西北太平洋的RI年总量显示出明显的年代际变化但没有显著的趋势。这一结果表明，过去40年来，超强台风的数量没有增加的趋势。我们的结果还表明，当热带气旋形成的平均纬度向南（无论是季节性的还是逐年的）或向南移动时，超强台风的比例可能会增加。这种转变取决于大规模的环流变化，而不是当地的海温效应。这个想法与目前的观点不同，即目前的观点认为，增加海温可通过局部热力导致更多地发生4类或5类台风。

1 引言

热带气旋（TC）强度变化的预报在TC快速增强（RI）期间具有显著的误差。这部分是由于我们对控制TC内核的物理机制以及与大规模环流的相互作用认识不足导致的（Gross，2001; DeMaria等，2002）。为了确定RI的有利天气条件，很多实验已经展开。在大西洋上，Kaplan和DeMaria（2003）发现，RI发生在具有以下特征的地区：垂直风速切变较弱;来自冷低压或槽区向上的高层强迫，温暖的SST和较高的对流层低层相对湿度。在西北太平洋，Ventham和Wang（2007）发现，快速增强以低层季风辐合为特征，而RI的发生则表现为高层流入中纬度的西风带，向北进入热带气旋南部的次赤道槽。两项研究都表明，环流场在确定天气时间尺度上的RI起着重要作用。 但是，季节内到季节尺度上的RI的气候变率还没有被研究过。

迄今为止，以前对TC低频变率进行的研究主要集中在季节时间尺度上的TC形成（Gray，1968; 1998; Holland，1995），年际时间尺度（如Gray，1984; Chan，1985; Lander，1994a; Chen等，1998; Landsea，2000; Wang和Chan，2002）和季内时间尺度（Nakazawa，1988; Hendon和Liebmann，1994; Maloney和Hartmann，2000; 2001; Hall等，2001; Harr，2006）。一个有趣的问题是，大尺度环境是否也会在各种低频时间尺度上影响RI的频率和位置，以及RI和TC形成之间环境条件的差异。

研究RI的气候条件始终是重要的课题。RI是由每分钟最大持续风速大于等于115海里每小时（59米每秒）确定4类和第5类飓风的基本特征。在西北太平洋，4级和5级台风被称为超强台风。大西洋流域的所有4级和5级飓风以及西北太平洋90％的超强台风（将在之后介绍）在其生命周期中至少经历一次RI过程。因此，更好地理解影响RI的气候特征将揭示影响台风的气候变化的机制。

不幸的是，除了年际变化以外，很少有人研究RI的气候变率。Brand（1973）注意到从8月到10月，RI的活跃区域向东南方向移动。Holliday和Thompson（1979）根据1956 - 1976年期间79个案例研究了西北太平洋的RI的气候特征。大多数RI事件集中在吕宋岛以西约550公里处的15°N和20°N之间的5度带内，并延伸至北马里亚纳附近。研究人员认为，在SST不低于28°C的暖海洋上是TC的形成的必要特征，但不是快速加强的必要条件。这些早期结果是基于1976年以前对有限样本的研究，我们认为当时TC强度数据不太可靠，而且，他们的重点只集中在年际变化上。

在这里，我们考察了RI的季节内、季节、年际和年代际变化，探讨大尺度环境的低频变化如何以及以及在多大程度上影响TC的RI频率和位置。我们特别关注RI的大尺度影响因素和TC形成的相似性和差异性。从这样的分析中获得的认识可能有助于提高我们对RI过程的理解，并为改进RI活跃的季节和季节内预测提供重要的背景和有用的预测指标。

2．数据和快速加强定义（RI）

本研究中使用的TC最佳路径数据来自联合台风警报中心网站，该网站记录了40年期间每隔6小时在西北太平洋上的所有TC（包括热带低压）的位置和强度，从1965年到2004年。

1965年被选为开始年，因为当时天气事件的卫星监测开始投入使用，因此数据被认为比以前的记录更可靠。 基于云状的主观分析的T值被用于确定TC强度（Dvorak，1975）。 主观分析产生的错误是不可避免的。但是，这种类型的错误对于研究RI来说并不是一个严重的问题，因为在RI期间T值快速增加。尽管如此，仍然应该注意，在没有其他措施的情况下，不确定性是由主观技术性引起的。 其他数据集包括厄尔尼诺3.4（5°S-5°N，120°W-170°W）的海面温度（SST）来源于气候预测中心网站，由国家海洋和大气管理局（NOAA）轨道卫星的长波辐射（OLR）数据集以及来自美国国家环境预测中心和美国国家大气研究中心NCEP/ NCAR）再分析资料。

RI的定义在现有文献中是多种多样的。Brand（1973）提出RI为24小时内中心风速变化增加了50海里每小时，而Holliday和Thompson（1979）将最小海平面气压突然下降（42 hPa每天）作为RI。Kaplan and DeMaria（2003）采用30海里每24小时的阈值，相当于95％的强度变化百分位，用于确定北大西洋海域的RI。Ventham and Wang（2007）分别使用35海里每24小时和40海里每24小时作为弱和强风暴的RI阈值，因为增强率的最高百分比随TC的初始强度而变化。

我们发现30海里每24小时的阈值相当于西北太平洋上所有TC的24小时强度变化的94%分位值。该阈值对初始强度的依赖性很弱，似乎足以用于定义RI。此外，为了避免确定RI过程的发生和持续时间的不确定性，我们将RI定义为满足以下标准：最大风速的增加至少达到（a）6小时中的5海里每小时，（b）12小时内10海里每小时，（c）24小时内30海里每小时。显然标准（c）对RI定义最为关键。

标准（a）和（b）确保RI过程的初始时间和位置明确。RI过程开始后，三个标准不再满足的时间被定义为RI过程的结束。对于相同的TC，如果RI出现一次以上，则第二个RI被称为“Re-RI”。如果出现多于一次，RI的位置由第一次出现RI确定。

3.季节性变化

平均而言，每年在西北太平洋120°E以东每年至少有10次TC经历了至少一次RI过程，其中大约一次经历了额外的Re-RI过程。发生RI的TC占TC总数的37％左右。这个比例高于大西洋海域（31％）（Kaplan和DeMaria，2003）。大约65％的台风和90％的强台风（大于 115海里每小时）在其寿命期间至少经历了一次RI过程。这些比例接近大西洋飓风的比例，其中60％的飓风和100％的4级和5级飓风经历了RI（Kaplan and DeMaria，2003）。RI的活跃区域大致存在于矩形区域（8°N-20°N，125°E-155°E;图1）中。RI中约有57％发生在该活跃区域。年际变化最大的区域（标准差超过1.0每5°times;5°）往往与气候平均最大值一致。RI活跃区域内的总方差占总年际方差的52％。请注意RI和它的年际变化显示出两个中心：一个主要中心（每年每5°times;5°的网格中0.7个）大约为15°N和130°E，另一个中心向东延伸大约20度到150°E。还要注意，主要中心与气候季风强烈相吻合，而次要中心位于季风槽东北部。在南海北部，TS发生的频率几乎与菲律宾海的频率一样高（数字未显示，见Wu and Wang，2004）；但南海北部海域RI的发生远少于菲律宾海域（图1）。为简洁起见，一些数据在图中表示而不展示具体数据。RI和Re-RI的频率随其初始强度而变化。RI的最大频率在35海里每小时的初始强度中被发现，而Re-RI事件的最大频率在45和75海里每小时显示两个峰值。RI过程的平均寿命为36小时，几乎四分之一的RI过程仅持续24小时，只有3.6％的RI持续超过60小时。平均而言，RI过程导致最大风速增加55海里每小时。在所有RI事件中，风速变化为30-35海里每24小时约1 / 3。一些非常强大的RI过程可以加速到超过90海里每小时。这些极其持久和最强的RI过程的原因值得进一步的案例研究。比较RI与TC形成的差异我们将只关注TC的RI过程。

图1.快速增强频率（RI）的平均分布。轮廓表示每个5°times;5°网格中出现的初始RI的年度量。阴影表示年际变化的标准差。方形区域概述了RI的核心区域及其大的年际变化。还显示了7月至8月-9月-10月的平均850 hPa流线。

大部分（84％）RI样本出现在7月至11月，9月达到峰值（图2a）。RI的季节分布与TC形成的季节分布有相似之处，八月TC形成高峰。在1965年至2004年期间TC平均值（细线）（b）RI（三角形）和低层（实心）月平均位置的季节性变化在九月达到顶峰。RI月平均位置从6月向9月向东北方向移动，并在9月之后退出赤道（图2b）。这次季节性移动与TC形成类似，不同之处在于RI位于西北部，与TC形成相对应，这是TC向西北方向移动的结果。然而，我们注意到，迅速加强的TC与TC总数的比例表现出非常不同的季节性分布。最大比例是11月（47％），而8月出现最低（30％）（图3）。这是以前注意到的，但没有解释原因（Brand，1973; Holliday和Thompson，1979）。此外，Brand（1973）发现，当RI阈值从50海里每24小时变为40时，8月的最小值消失。他推测，8月增加40海里每24小时，似乎更为普遍。与Brand（1973）不同，我们发现当使用40海里每24小时的加强标准时，最小RI比例（19％）保持在8月，最大比例（37％）保持在11月（图3）。 因此，RI百分比的季节性变化对RI定义并不敏感。

8月是TC数量最多的月，但是RI与总TC数量之比在7 - 11月是最低的。为什么11月形成的TC比8月形成的TC会更有可能迅​​速加强？虽然TC发生在西北太平洋的广阔区域，但其中很大一部分集中在某些活跃地区，（图2b）。大约85％的RI事件发生在从120°E到160°E以及以RI每月平均位置为中心的15度纬度范围内。在120°E和160°E之间的区域中的环境平均场对于理解RI是重要的。

我们发现，时间平均的纬向风的低层经向切变可能解释了为什么11月形成的热带气旋比8月形成的热带气旋更频繁加强。图4给出了850hPa纬向风在120°E和160°E之间平均的纬向变化。纬向风在8月有最小气旋性切变，但在11月有最大气旋性切变。这里的结果表明，一个大的低纬度，纬向平均风的环境气旋性切变可以增加RI的频率。

图2a.RI（黑色）的季节性分布数量在1965年至2004年期间的TC平均值（细线）（b）TC RI（三角形）和低层（固体）月平均位置的季节性变化

图3. TC与RI的比例与在西北太平洋上形成的TC总数（实心）。用空心圆标记的线代表更加严格的RI定义，使用每24小时40节的阈值。虚线表示相应的年平均值（详见本文的说明）

为什么低空气旋式切变有利于RI?我们推测，具有低空气旋切变的纬向环流提供了静态二次强迫（Li and Wang，1996），这可能会导致径向传播的内核不对称涡旋。这些漩涡可以通过增强TC对称循环并促成RI，这已经由Montgomery和Enagonio（1998）提出。

除上述机制之外，还有另一个因素可以解释8月RI相对比例低。8月热带气旋的RI发生在比11月以北约8°的纬度（图2b）。Bister（2001）表明，弱暖核中尺度涡旋需要两倍的时间才能在30°N发展为飓风。据此认为，由于增加惯性稳定性科氏参数会削弱增强率（DeMaria和Pickle，1988）。高纬度涡旋的低层流入无法像低纬涡旋一样快到达内核区域。因此，加强发生得更慢。

4.季节内变化

先前的研究发现，随着季节内振荡（ISO; Nakazawa，1988; Hendon和Liebmann，1994; Maloney和Hartmann，2000; 2001; Hall等，2001），超级云团到达后，TC趋于发展。Liebmann等（1994）发现TC的形成在ISO在西太平洋和印度洋的潮湿阶段是干旱阶段期间发生的次数的两倍。他们认为这是由于ISO带来的中尺度和天气尺度对流活跃的增加以及相关的低层相对涡旋异常，这些异常在对流异常的西侧出现。最近，Harr（2006）通过研究热带气旋与Madden-Julian振荡（MJO）之间的联系，发现在MJO活跃的年中，非对流TC活跃的概率显著降低，对

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