海温阈值对热带气旋形成的影响外文翻译资料

 2022-12-02 19:42:43

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海温阈值对热带气旋形成的影响

作者：K. J. 德利 R. A. 戴尔

澳大利亚天气气象研究中心，澳大利亚维多利亚州墨尔本气象局

摘要：大约70年前，热带气旋在海洋表面温度阈值低于26、27℃时不会形成，这种说法的提出是基于暖季全球海表温度的质量评估和对热带气旋形成地区的了解。在没经过深入的测试，这种阈值就已经被广泛接受，一份研究提出了一个新的海表温度阈值——25.5℃。这份研究使用了从1981年到2008年更广范围的海表温度阈值、一种方法去鉴定副热带风暴（即形成极向的副热带急流的风暴）以及一定范围的热带气旋形成的酝酿时期，这一时期涉及到海表温度阈值优先间断形成的时间在一个时期内至少超过了6小时。因此，在报告中的阈值被认为是海表温度与酝酿阶段的结合。

利用副热带急流位置来确定和排除副热带风暴，在48小时酝酿阶段的海表温度的25.5摄氏度阈值被发现是稳定而且保守的。一个对热带气旋问题的有效性的测试（例如：强度弱、周期短的热带气旋，或是一些伴随气压影响而形成的风暴）进一步揭示了可从分析中论证排除的26个的风暴（约热带气旋总数的1.2%）。伴随这些风暴移动，一些海表温度的酝酿阶段的阈值合成被认为是有效的，其中包括18小时内的阈值225.5℃和36小时内阈值26.5℃。一个24小时内26.5℃的阈值作为仅有两个额外风暴低于该值的实际阈值合成被提出，它的提出支持了经常引用的例子即26.5℃是热带气旋形成的必要条件。

  1. 介绍

热带气旋形成当副热带对流逐渐集中到先驱湍流中心，在这个中心位置其流量的接近立体循环性和惯有稳定性很高(引：Dunkertonet 等，2009; Montgomery等，2010; Wang等， 2010;Wang ，2012; Tory等.，2013)。在热带气旋形成成功之前，在先驱湍流位置的对流必须使热带干旱中层对流层湿润(引：Nolan，2007; Wang，2012 )，因此，在这种系统尺度下，凝结加热控制了蒸发冷却。在惯性稳定性高的中心，持续性加热导致一种尺度系统涡旋在大气环流中(引：Eliassen，1951; Willoughby，1979;Shapiro和Willoughby，1982; Schuber和Hack 1982;Hack 和Schubert 1986)。绝热加热的尺度和持续时间导致风暴的尺度系统涡旋依次成为一种惯性稳定性的方程(引：Nolan和Montgomery，2002; Nolan和 Grasso，2003; Willoughby， 2009)，以至于越弱的大气环流前兆强度、范围越大和持续时间越强的非绝热加热必须为了强化尺度系统环流。

提供了这种对流加热的冷却凝结非绝热过程是受底层对流层条件不稳定的释放产生的，这种不稳定在某种程度上发展了海洋表面的热量输送和水汽输送，产生了底层对流层水汽熵的大量积累。在热带气旋形成过程中条件不稳定被对流消耗，当对流使对流层湿润并且驱动尺度系统大气环流的集成利用。在局部地区条件稳定性也能通过干冷表层的下降气流被削减。在热带气旋形成期间条件不稳定的消耗在某种程度被海洋表面湿度熵通量和一部分进入对流区域的水平移动分量抵消。然而，有人建议说，对于被认为可以自我维持的发展成熟的热带气旋，风暴能量（克服摩擦力、使其能够加强来有效保留了大气环流）的大部分或全部从海洋表面局地湿度熵通量得到(引： Rotunno和Emanuel， 1987)。于是出现了在热带气旋形成过程中从海洋表面原位能开采的作用成为逐渐重要起来的结果。

海洋表面温度的重要作用从大部分海表热流量和湿流量的动力气象学公式的测试中被证明。根据Anthes (1982)：

（1）

（2）

其中在公式中和分别表示热流量和湿流量；表示空气密度；表示交换系数；表示风速；表示靠近海洋表面的空气温度；表示靠近海洋表层的空气比湿；表示与海洋表面相比的空气比湿并假定认为是饱和的，这里有一个海洋表面温度的温度等式：

（3）

其中上式中表示干空气的气体常数相对于水蒸气气体常数的比值，表示表层气压，表示饱和水汽压，

（4）

其中（4）中SST是开氏温度（Emanuel ，1994）。可以从以上四个等式中得出一个结论：SST即海表温度对通量大小有很强的印象，并且它限制了靠近海表的湿度熵凭借通量可以上升到怎样的高度。于是得出SST可以限制本地风暴能量来源和风暴强度，这与在大多数潜在强度理论中SST的重要性一致 (引：Bister和Emanuel，1998;Holland，1997)。同样地，它也肯定了海表温度阈值这一概念对热带气旋形成的必要性。这个条件是很必要的，但对热带气旋的形成来说它本身并不足够。

Palmeacute;n(1948)提出大约26—27℃的海洋表面温度阈值可能对热带气旋的形成有必要。这一关于海表温度阈值的说法在很多文献中都曾提到。一些引用可以追溯到最初Palmeacute;n的文章(引：Gray，1968; Dengler，1997)，并且在后来的许多论文中阈值逐渐逐渐被广泛接受、不再需要引用参考文献 (引：Rodgers等，2000; Tory和Frank，2010)。只是最近在Dare和 McBride年的一篇文章中（在DM11之后的发表的文章）已经出现一些对阈值正确性的尝试性测试，他们偶然地得出了海洋表面温度阈值是25.5℃的结论。为了理解海表温度阈值的概念，更加仔细回顾阈值的研究历史是值得的。Palmeacute;n(1948)的阈值研究依靠一个主要假设，即热带气旋的形成要求对流层上层（大约地球表面上10—12km）具有不稳定性；换句话说，热带气旋形成需要强对流。这种不稳定性可以作为一个假想空气气块和300hpa高度大气环境之间温度不同的测量值。假设认为假想空气气块的初始表面温度为海表温度、相对湿度85%，使气块从表层绝热上升直到气块饱和，再绝热增湿到300hpa。根据9月份北大西洋气候， Palmeacute;n发现300hpa高度不稳定地区的地理分布与所知道的大西洋热带气旋形成地区所匹配，其中一个海表温度的测试显示了不稳定地区边缘大致与26—27℃等温线一致。Palmeacute;n绘制出了26—27℃暖季全球海洋表面温度等温线，并指出没有热带气旋形成的热带地区比低于太平洋地区更有特点。这是证明暖太平洋地区对热带气旋形成是必要的强有力的证据，尽管结果上是趋于定性的结论。Palmeacute;n又指出由于条件不充足的绝对涡度热带气旋没有在靠近赤道的地区形成，绝对涡度解释了暖太平洋地区是必要的这一认知，但对于热带气旋形成的解释并不充分。二十年后，当Gray（1968）在全球地区中的热带风暴发展地区绘制了26.5℃暖季海表温度等温线海表温度阈值（看Gray文章的Fig. 3），并且他在许多海大盆地的纬线和海表温度线之间加入了一条26.5℃的等温线（如其文章Fig. 18）。

考虑到大量关于海表温度阈值的定性争论， DM11决定通过实际观察周期为28年在太平洋地区热带气旋形成进行研究来验证阈值这一概念。他们决定将热带气旋形成定义为风暴达到热带风暴强度所需的时间，这与过去对海表温度阈值的研究方式一致（Palmeacute;n在1948研究热带飓风；Gray在1968所研究的持续风速达到40m/h的风暴，其中40m/hasymp; 0.45m/s）。在本文中我们也将完善风暴达到热带风暴强度这一热带气旋形成的定义。DM11结合国际最佳跟踪气候管理档案（简称IBTrACS）中热带气旋数据库（(Knapp等，2010）和国家海洋大气所/国家气候数据中心（NOAA/NCDC）海表温度数据集，他发现了在海表温度低于26—27℃的热带气旋形成地区有大量异常，即有时温度会低4到5度。一个可能存在的问题：当存在异常现象时，是否有阈值存在。如果在热带气旋数据库中有潜在的错误（如：热带气虚强度估计值），对少数异常可能会进行调整。然而，在IBTrACS的TC数据库中明确保留了一些在冷洋面上空风暴强度达到热带风暴强度的例子。这些例子中包含的风暴在它们达到热带风暴强度的时候就已经被标记为副热带和中高纬的风暴，可以说从自然角度来讲它们并不是真正的热带性质。将这些风暴和一些在纬向上35°向极地形成的额外风暴从研究中排除，可以发现37个额外的异常是在海温阈值为25.5℃的时候形成的。他们认识到大部分的这些风暴在48 小时前一段时间经过水面已经超过这个阈值，这让他们得出了海表温度阈值存在的结论。但是，他们得出的阈值比Gray（1968）得出的长时间被接受的一个海表温度阈值——26.5℃低1°，他们指出超过25.5℃的海表温度遇到前体风暴之前，至少需要在前48 小时之前的一个6小时的观察（Gray指出这是一个典型的酝酿时期）。

在本文中,我们考虑对海温阈值的概念并指出这是基于风暴的大部分能量来自于在深层热带对流层中条件不稳定释放（Palmeacute;n 1948）。我们假设如果足够的能量是来源于另一个能量来源（如斜压不稳定的能量释放），则海温阈值概念可能不适用。正如 McTaggart-Cowan等人（2013）表明，在IBTrACS的TC数据库大约有30%的热带气旋在斜压环境中形成的，这其中的21%与一些上层对流层干扰有关，我们认为只有在相关等熵上升的地区大多数热带气旋能受益于对流增强或增加对流层上部辐合不稳定，而不是从斜压不稳定中大量释放。许多风暴在强大的上层对流层扰动发展相对较深的热带地区的附近形成，但一些是在较高纬度地区强斜压环境中形成的。在一个定义良好的副热带急流附近形成的那些风暴可能从斜压不稳定的释放中获得能量，有人可能会质疑这是真正的“热带”风暴。

Lucas等人（2014）定义高度大于长达14.5公里的位置为热带对流层顶；Tory等人（2013）用另一种定义——应用程序模型数据垂直分辨率来定义对流层顶高度不足的现象。他们定义了在200 hpa高度向极延伸的热带地区副热带急流的位置，认为任何风暴已经形成了极向的预测的可副热带急流向副热带移动。随着一天天热带边缘的位置和结构的演化，当决定一个风暴是否在热带环境中形成，重要的是使用一个瞬时而不是一个固定的或季节性的方式来定义热带边缘。

在本文中,我们重新审视对海温阈值的概念,从数据库中删除在热带地区以外形成的风暴，使用Tory等人（2013）修改的方式来定义热带地区的向极边缘。我们使用相同的数据集作为DM11,但通过不同的方法。虽然DM11认为1℃阈值元（取整数摄氏度值）与占超过海表温度出现的次数相应的每一元，我们将本文中的阈值看作是点而不是元，并计算在阈值低一侧风暴形成的数量（即在阈值规律的风暴）。此外,结合以每隔6小时为间隔的0到48 小时的潜在酝酿时间里，我们考虑阈值在0.5摄氏度的间隔。这介绍了第二量纲相对于海温阈值的概念,以至于所有阈值表现作为海温酝酿期集合,它允许在任何表面通量基础条件不稳定复苏和风暴之间的任何一个时间间隔内达到热带风暴。因为不清楚它应有的滞后时间,或者风暴需要的时间来接触温暖的海面,我们考虑一个时间间隔参数空间，这延伸到DM11的48 小时内的每隔6小时的间隔（时间频率最高的可用数据）。我们遵循DM11酝酿期的概念并考虑让人满意的海温阈值条件——如果在酝酿期海温阈值观察超过6小时。因此,伴随更长的酝酿期则海温阈值增加,因而随着观测时间明显则超过阈值的可能性增加。为简单起见,我们决定让在风暴中心的海表温度点源观察代表了在整个风暴的熵源区的海表温度，这是一个风暴附近的弱海表温度的假设。

在第二部分中我们利用海温间隔较小的和更大的温度范围重新审视DM11结果；在第三部分,我们将介绍了Tory等人（2013）的热带边缘定义和目前移除副热带风暴、未移除副热带风暴的结果；在第四部分,介绍我们获得的在明显的斜压影响下形成阈值的边缘TCs和TCs；在第五部分讨论第四部分的结论；,第六节进行全文总结。

  1. Dare和McBride的结论重述

表1：在 IBTrACS数据库中从1981年7月到2008年12月2049个风暴中在温度低于海表温度阈值范围（表中顶行）的海表上形成的和超过酝酿期（风暴形成前的时间）范围的“异常”热带气旋的数量。对于每一个海表温度酝酿时期阈值的异常热带气旋的数量被分成两大类：在左侧是在整个酝酿时期完成追踪和海表温度数据的热带气旋数量（C）；在右侧是整个酝酿时期未完成追踪和海表温度数据的热带气旋数量（NC）。对于包括在一个特定海温酝酿期的阈值位置的热带气旋来说，在酝酿期间的任何时候风暴附近的海温阈值还没有被超过。海温妊娠期阈值集合的风暴的总数是用粗体文本1到10之间表示。根据DM11，在IBTrACS数据库中所有副热带和温带风暴被排除在外,因为所有风暴都在纬向35°向极地形成。形成时间是10分钟内平均风第一个达到或超过17m/s所用时间。

DM11使用 IBTrACS的TC数据库来定义全球热带气旋的每隔6小时的观察。他们考虑的仅是至少在一个观察10分钟平均持续风力达到或超过17m/s的风暴。这个值在世界各地是一个在区域专业气象中心使用的热带风暴定义的折中值。对于10分钟和1分钟的平均风来说，在IBTrACS的TC数据库风速估计增量表现为5kt（1ktasymp;0.51m/s）。使用传统的对流因子0.871从1分钟平均风转换为10分钟平均风，35-kt的10分钟平均风和40kt的1分钟平均风在大小上非常相似（精确为18.0m/s和17.9m/s），最低增量5kt超过阈值17m/s。Harper等人（2010）所使用对流因子是0.93没有

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