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西北太平洋热带气旋强度的年际变化

赵海坤，吴立广，周伟灿

摘要：基于1970-2007年间选出的7个冷年和7个暖年检验得到了海表面温度、垂直风切变和台风路径对西北太平洋盆地的台风强度年际变化的个别贡献。由尼诺3.4海温异常指数定义，所选的暖年和冷年分别对应厄尔尼诺和拉尼娜事件。本研究使用的强度模型可以模拟台风的强度差异和空间分布，因为这个模型整合了冷暖年观测到的台风路径。结果表明，在暖年和冷年，台风路径的变化对观测到的台风强度起主导作用。在暖年，台风的形成在东南象限增强，并且由于大规模转向流的年际变化，向西北方向移动的台风在暖年比在冷年多。因此，相比冷年，暖年的台风有更长的时间加强并且发展成为强台风。

1、介绍

西北太平洋（WNP）的热带气旋（TC）活动与厄尔尼诺—南方涛动（ENSO）密切相关（Chan 1985; Dong 1988; Lander 1994; Chen et al.1998; Wang and Chan 2002; Chia and Ropelewski 2002; Elsner和Liu 2003; Wu等人2004; Camargo和Sobel 2005; Camargo等人2007; Zhan等人2010）。以前的研究集中在它对TC年频率的影响（Wu和Lau 1992; Chan和Shi 1996; Lander and Guard 1998）和TC形成位置的位移（Chan 1985,2000; Chia和Ropelewski） 2002;王和陈2002）。而ENSO对WNP盆地中TC强度的影响及其相关机制尚未得到很好的理解，一些研究提出ENSO也影响TC强度（Pudov和Petrichenko 1998,2000; Chia和Ropelewski 2002， 王和陈2002;Camargo和Sobel 2005）。

有文献记载了ENSO对WNP盆地中TC形成源地位移的重要影响（Chan 1985,2000; Wang and Chan 2002; Chia和Ropelewski 2002）。Wang和Chan（2002），将WNP盆地划分为四个象限，发现与拉尼娜年相比，厄尔尼诺年东南部的TC形成显着增强，西北象限减少强烈，表明厄尔尼诺现象期间TC形成位置向东南移动。此外，许多研究调查了ENSO对TC轨道和登陆模式的影响（Harr和Elsberry 1991,1995;Saunders等人,2000;王和陈2002;Wu等人。2004;Fudeyasu等。2006;Camargo等。2007）。例如，Saunders等（2000）和Wu等人。（2004）发现ENSO对越南、菲律宾和中国的TC登陆模式产生了显着影响。

Pudov和Petrichenko（1998年，2001年）发现厄尔尼诺期间的TC强度有所增加。Chia和Popelewski（2002）表明，在厄尔尼诺年，强TC的发生多于拉尼娜年。强度变化可能是由于与ENSO相关的低水平气旋式切变和海表温度（SST）变化事件引起的（陈和柳2004;王和周2008）。鉴于其中TC形成位置和后续轨迹的重大变化，Camargo和Sobel（2005）认为TC生命期变化的主要因素似乎是观察到TC的变化强度。

如上所述，一些相关研究已经检验了TC强度与SST，切变和TC轨迹之间的关系，但没有量化它们的相对贡献。而且，测量在WNP中的TC强度的不同方法使得ENSO和TC强度之间的关系难以阐明（Wu等人2006; Yu等人2007; Song等人2010）。本研究的重点是量化与ENSO相关的SST、切变和TC轨迹变化对TC强度变化的影响。本文的其余部分安排如下。数据，温暖和寒冷年份的选择以及方法在第2节中描述。在第3节中，讨论WNP盆地的年际观测TC强度变化。在第4节中检查SST，切变和TC轨迹变化对TC强度变化的各自贡献，然后在第5节进行总结和讨论。

2.数据和方法

a.数据

平均而言，WNP海域每年约有26个TC，约占全球TC总量的33％。WNP盆地的TC最佳路径数据是来自联合台风警报中心（JTWC）的数据集，在这项研究中考虑包括每6小时的位置、强度和到达的TC最小热带风暴强度（最大持续风速大于17.3m/s）。虽然在WNP盆地，TC可以全年出现，但是我们只使用台风高峰季节的数据，即7月到9月，因为在台风高峰季节期间，TC活动更频繁，环境流场相对稳定，在台风高峰季节，气候平均值流动可以作为气候转向流动（Wu和Wang，2004；Wu等人，2005).

为了量化环境风的垂直切变，每月风场资料使用了来自NCEP / NCAR中心的2.5°* 2.5°网格的数据（Kalnay等人。1996).环境风垂直切变计算在200hPa和850hPa之间矢量切变差值的大小。本研究所用的每月延伸重建SST版本2是由Smith和Reynolds（2004）在2°* 2°网格上开发的

b.选择温暖和寒冷的岁月

WNP中TC活动的年际变化已经记录在以前的研究中（Chan 1998; Wang and Chan 2002; Wu et al.2004; Camargo and Sobel 2005;Camargo等。2007），它与Nintilde;o-3.4（5°S-5°N; 170°W-120°W）海面温度异常（SSTAs）密切相关（Chan 1984;Lander 1994年;王和陈2002;赵等人。2010）。正如Wang和Chan（2002）所指出的，WNP盆地的TC活动与ENSO之间的关系强烈依赖于ENSO事件的强度。因此，我们只讨论强暖年和强寒年的影响。使用来自气候预测中心的Nintilde;o-3.4 SSTAs ，对温暖和寒冷的年份进行分层，这里的表现方式与Wang和Chan（2002）的类似。在这项研究中，我们关注的是1970年至2007年期间，因为前卫星时代的数据质量较差，并且分层台风高峰季节的平均SSTA可分为两大类：强暖（SSTAgt; 1标准差）和强冷（SSTA lt;-1标准差）。因此选出7年，温暖年（1972年，1982年，1987年，1991年，1997年，2002年和2004年）和7年寒冷年（1970年，1971年，1973年，1975年，1988年，1998年和1999年（图1）。通过使用更传统的定义获得了与ENSO事件相符的年份（Trenberth 1997;Goddard和Dilley 2005）。需要指出的是，由于研究时段不一致，所选择的温暖年与Wang和Chan（2002）略有不同。例如，Wang和Chan（2002）分别将1991年和1971年分为中度温暖和寒冷年份。

c.全流域TC强度指数

基于以前的研究（Webster等人，2005;伊曼纽尔2005;Wu，2007;Wu等人，2008），本研究中定义了四个参数用于测量全流域TC强度变化：平均强度，峰值强度，功耗指数（PDI）和强TC的频率（3-5类，即最大风速大于49m/s）。通过平均每年所有TC的峰值强度来获得年峰值强度。PDI，类似于“累积旋风能量（ACE）”指数（Camargo and Sobel 2005），定义为TC寿命期间最大风速的立方总和TC-force风。时间序列之间的相关性用于确定两个系列是否显著相关。相关性的统计学意义和平均值的差异用Student的t检验方法检验（Wilks 1995）。

d.方法

本研究中使用的强度模型来自Emanuel等人（2006年，2008)。在模型中有三个环境参数（SST，环境垂直风切变和TC轨道）被认为对TC强度有影响。所有在七个温暖年份和七个寒冷年份观察到的TC沿着观察到的TC轨迹移动，并且在强度模型中模拟它们的强度演变。关于该模型的细节可以在Emanuel等人的文章中找到（2006; 2008）。在一系列数值实验后，该模型使用合成的暖芯进行初始化，在这个研究中，涡流最大风速是21 m/s 而不是17.3m/s，是因为模拟涡旋在模拟开始时会减弱。另一个初始涡旋的参数与Emanuel等人的参数相同（2008年）。相同的初始模型设置用于本研究中的所有模拟。

2.TC强度的年际变化

在气候变化的时间尺度上，一个TC可以作为点涡。TC轨道由TC形成位置和随后的移动确定。后者主要由大尺度的环境流场加上较小的波动决定（Holland，1983; Wu和Wang，2004）。最近，Wang和Chan（2002）以及Wu和Wang（2004）研究了ENSO 如何影响WNP盆地的TC活动。他们指出，在厄尔尼诺现象的10月期间，TC往往向北转向温带，而在拉尼娜年间，TC更频繁地向西移动。此外，与拉尼娜年相比， 厄尔尼诺年的生成源地向东移动。为了表明这一点，在Wang和Chan（2002）之后，我们将为本研究中的WNP划分为四个子区域。如图2所示，西北象限（17°- 30°N，100°-140°E）和东南象限（5°-17°N，140°-180°E）的TC形成显着不同。这个差异与Wang和Chan（2002）一致。在厄尔尼诺现象期间，季风槽延伸到更远的东部，使TC形成更远的东部，而在拉尼娜年期间，更强的东风信风主导了WNP的低纬度，并将季风槽和TC形成位置区域保持在其典型位置的西侧（ Lander 1994）。

继Holland（1983）和Wu and Wang（2005）之后，大尺度转向流被定义为在850hPa和300hPa之间进行质量调整的平均流动。使用Mann-Kendall检验方法（Kundzewicz和Robson 2000），在温暖的年份和寒冷的年份之间存在着强烈的TC轨迹的显着差异（图3），这与WNP副热带高压和TC形态的变化较为一致。如图3a和3b所示，在温暖的年份，强TC的数量增加影响中国台湾北部地区，包括东亚和日本，而寒冷的年份，影响中国台湾南部地区的强TC的数量减少。Huang和Chen（2007）根据WNP盆地的暖池状态得出了类似的结果。在温暖的年份，日本附近向北转向的强TC的数量越来越多，这与北向转向流动的增加是一致的。在温暖的年份，从菲律宾海向中国东南沿海向西移动的强TC的数量减少，与该地区东风转向流动的减少相吻合。这可能是因为在温暖的年份赤道太平洋海温异常高于正常水平时，更强烈的TC形成于160°E以东，并且TC趋于弯向更高纬度。虽然赤道太平洋SST在寒冷年代比正常情况更冷，但TC有一种趋势，即西部和西北部的轨道占优势。图3c清楚地显示了发生频率方面的轨道变化，表明有多少TC进入特定的2.5°纬度* 2.5°经度网格框。在温暖的年份，北向反复的TC显着增加，这也与大尺度转向流的变化和盆地东南象限中TC形成的增强相吻合（Wang and Chan 2002）。

轨道变化也以平均TC持续时间表示。对于每个单独的年份，平均持续时间由在台风高峰季节发生的所有TC的平均存在时间间隔来定义。TC的总天数在温暖年份（95.5天）的发生率几乎是寒冷年份（55天）的两倍。温暖年份的平均持续时间为6.2天，而寒冷年份则为4天。此外，冷和暖年的PDI平均值分别为1.91 * 107m³s^-2 和2.86 * 107m³s^-2 ，均值差异显著可以在PDI（表1）找到。如表1 所示，WNP盆地的TC强度存在显着差异，通过四个参数（平均强度，峰值强度，强TC和PDI的频率）测量，表明ENSO信号对TC强度的影响变化。

3.SST，切变和TC轨迹变化的贡献

在许多先前的研究中讨论了SST和垂直风切变对TC强度的气候变化的影响（Goldenberg等人2001; Emanuel 1987,2005,2008; Webster等人2005; Wu等人2008）。为了评估垂直风切变，SST和轨道变化对全海域TC强度变化的贡献，我们首先通过设计两个实验，研究模型在温暖年份和寒冷年份沿着观测到的TC轨迹模拟TC强度的能力。如表2所示，在第一次（第二次）实验中使用观察到的TC 轨迹，气候平均SST和温暖（冷）年台风高峰期的气候平均环境风垂直切变，这被称为实验WWW（CCC）。如图4所示，尽管模拟的TC强度比暖（冷）年的观察强（弱），但是与观察到的TC强度的空间分布相比，TC强度的空间分布被很好地模拟。图4f显示了模拟结果，虽然模拟的差异相对较大，但在空间模式方面，温暖和寒冷年份之间TC强度的 对比，与观察结果相比（图4c）。如观察中所示，WWW和CCC之间的强度差异在95％置信水平下的强TC，平均强度，峰强度和PDI的数量方面是显着的（表1）。

为了证明TC轨道，SST和垂直切变的个体贡献，进行了六个额外的实验（表2）。如表2所示，实验名称中的第一，第二和第三大写字母表示TC轨迹，垂直 切变和SST取自暖（冷）年。例如，轨迹，垂直切变和SST取自实验WCW中的温暖， 寒冷和温暖年份。首先，我们比较两组实验WWW和WCW或CWC和CCC，其中观察到 的TC轨迹和SST分别保持不变。图5a显示了在温暖和寒冷年份之间的台风高峰季 节的垂直切变的显着差异。与寒冷年份相比，温暖年份28°N和18°N之间的热带WNP发生垂直切变显着减少，而增加主要发生在15°N以南。图6a和6d表示切变对 TC强度的影响。一般来说，减少（增加）切变与TC强度的增加（减少）有关， 这与先前的研究一致（ Goldenberg 等人 2001; Emanuel 1987,2005,2008; Webster等人2005; Wu et al.2008）。然而，如表1所示，WWW和WCW之间以及CWC和CCC之间的平均强度、峰值强度、强TC和PDI的模拟差异在统计上是微不足道的，表明温暖和寒冷年份之间的切变变化对整个流域的TC强度变 化几乎没有影响。对于两组实验WWC和WCC以及CWW和CCW也可以获得类似的结果。

图5b显示了SST与温暖和寒冷年份之间的台风高峰季节的差异，其显示了在WNP160°E以东和20°N以南的显着增加以及其他区域的减少。结合温暖和寒冷年份SST分布的差异，基

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