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2000和2001在西北太平洋热带气旋生成的分析

傅冰

摘要：本文使用高分辨率卫星数据和NCEP-NCAR再分析数据分析了2000年和2001年台风季节内西北太平洋上的34个热带气旋的成因。在生成期间，定义了三种天气尺度扰动的类型，分别为：热带气旋能量频散，与原有台风无关的天气波列，东风波。在34个热带气旋成因个例中，其中6个是与热带气旋能量频散有关，11个与天气波列有关，7个与东风波有关。本文的分析表明热带气旋能量频散的出现取决于热带气旋的强度和背景流场，较强的气旋和较弱的背景场东风带更易引起罗斯贝波列。不是所有的罗斯贝波列会形成一个新的热带气旋。在11个天气波列个例中，4个是由赤道混合罗斯贝重力波（MRG）触发的。与东风波有关的气旋成因事件是由扰动动能和降水场向西传播产生的。对这三种扰动，大尺度环境场的扰动和辐合强迫使得尺度收缩，这也许是热带气旋成因的可能机制。在没有显著的天气尺度表面信号的情况下，其余10个成因个例的进一步研究表明了三种可能的情况：1）对流层上层强迫扰动；2）已有热带气旋与西南季风基流的相互作用；3）没有显著初始低层涡度的对流活动。热带季节内振荡对热带气旋形成有着显著的调节作用，尤其是在2000年。

1.引言

热带气旋生成是热带扰动快速发展成为一个有着持续风速的暖心、气旋式系统的过程。由于缺少海洋可靠数据以及海洋上复杂的相互作用，我们对台风生成的理解仍存在着局限性。卫星反演产品的进步可以探索更详细的大气过程和与热带气旋生成有关的环流形势。在这一研究中，我们使用卫星观测资料和NCEP-NCAR再分析场资料研究西北太平洋上先于热带气旋生成的天气尺度扰动。

西北太平洋是台风生成最为活跃的地区，夏季平均低层环流的主要特征是盛行西风和偏东信风的纬向辐合，850hPa分离西风带向南、东风带向北的，沿着5°N、150°E和20°N、120°E的经向切变线。低层辐合会造成强烈的上升运动和强积云对流，该区域覆盖了季风槽、低层正涡度和相对较弱的垂直风切变。Ritchie和Holland（1999）总结出三种有利于西北太平洋气旋生成的环境场，分别是季风切变线、季风辐合带、季风环流。当这些大尺度基流模态为热带气旋生成提供了理想的背景场时，天气尺度波或扰动（和/或中尺度对流系统）造成了单个暴雨事件的形成。然而，热带气旋生成的时间主要取决于天气波/扰动的发展以及其与大尺度背景场的相互作用。

在西北太平洋，与台风生成有关的第一种天气尺度扰动是来自已生成台风的罗斯贝波能量频散（TCED），强台风是由罗斯贝波能量频散产生，当台风因平均流转向和行星涡度梯度向西北方向移动时，罗斯贝波向东南方向传播能量，因而，在其轨迹中形成具有交替的反气旋和气旋涡旋扰动的天气尺度波列。与TCED有关的台风生成在之前讨论过，但是没有详细的对波列及其发展进行描述。最近，在使用了卫星产品和模式模拟后，Li等人（2003）、Li和Fu（2006）证明了在台风的轨迹中形成罗斯贝波列并形成新的气旋。

第二种扰动是天气波列（SWT），SWT以西北-东南模式定向，经常能在西北太平洋的夏季观测到。Lau（1990）通过分析可观测的低层涡度和经向风场首次定义了这种波状扰动，该波列通常向西北方向传播，波长范围2500-3000km，周期为6-10天。Chang等人（1996）发现大部分台风中心与波列的气旋性涡旋区域相一致，这表明波列在触发台风形成中可能起着一定作用。Dickinson和Molinari（2002）将SWT的产生归因于赤道混合罗斯贝重力波的发展，该波起初位于赤道附近，随后向西北倾斜，并转变为远离赤道的扰动。在他们的研究中，发现有三个台风的形成是在转化成SWT的气旋式环流中形成。

东风波（EW）是第三种天气尺度扰动，这种扰动可以形成西北太平洋上的气旋。与东风波有关的台风生成的早期研究之一是由Riehl（1984）提出的，Riehl研究了西北太平洋上典型气旋生成个例，并认为当东风波的低层气旋与高压脊相配置，风暴的高层出流因脊的气压分布而增强时，热带气旋生成。Yanai（1961）对台风Doris（1958）进行了详细的分析，并提出了台风生成的三个发展阶段：冷核结构东风波的初始阶段，向暖核过渡阶段，快速发展阶段。在随后一些研究中，Yanai等人（1968）、Chang等人（1970）、Reed和Recker（1971）也证明了西北太平洋上台风生成时东风波的作用。Kuo等人（2001）使用正压模式论证了东风波的尺度收缩将导致临界经度动能的累积。能量累积机制将会导致在临界经度天气尺度扰动的持续发展，这一机制相当于Shapiro（1977）解释的因东风波产生的大西洋热带气旋，Webster和Change（1988）解释的对流层顶的能量累积和释放。

这三种气旋生成扰动在低层大气环流中最为重要，本文充分利用快速散射仪（QuickSCAT）卫星产品探索了先于热带气旋生成的结构和发展特征。此外，还使用其他卫星产品和再分析场观察对流和其他可能的对流层顶强迫力。本文从以下几个方面介绍：第二部分介绍了本文使用的数据和方法，第三部分介绍了与不同生成过程有关的台风形成，第四部分介绍了大气季节内振荡对热带气旋的影响，第五部分主要是总结和归纳。

2.数据和分析方法

a.数据

本文使用的主要数据是来自TRMM微波成像仪（TMI）和QuickSCAT风场反演。微波成像仪数据是由辐射板的TRMM卫星反演得来，该卫星在1997年11月27日发射。TRMM是由美日联合研制，TMI数据覆盖了40°S和40°N之间的整个全球热带区域，该数据提供了水平分辨率为0.25°times;0.25°的10m表面风速（11GHz和37GHz）、海表面温度、大气水蒸气、云中液态水、降水率。本文使用数据为三天平均风速、云中液态水、11GHz通道的降水率。我们将37GHz和11GHz通道反演的风速进行了比较，结果表明几乎没有差别。QuickSCAT数据是由微波散射仪SeaWinds反演而来，QuickBird卫星在1999年6月发射。QuickSCAT的主要任务是为了观测近海面风速，通过观测海表面粗糙度，QuickSCAT使用经验关系计算10m表面风速大小和方向。这些来自散射仪的产品在每天时间间隔里包括了10m表面纬向和经向风速，QuickSCAT数据覆盖了全球海洋，水平分辨率为0.25°times;0.25°。线性最优插值用于填补开阔海洋上的缺失数据。

此外，我们使用了NCEP-NCAR再分析数据和向外长波辐射（OLR）数据，资料的水平分辨率为2.5°times;2.5°。使用NCEP-NCAR再分析数据的目的有两重性：TMI和QuickSCAT数据均不覆盖陆面，由于本文着眼于海洋区域，我们分析过程所需要的数据是连续的，因此我们使用NCEP-NCAR数据填补陆面区域；NCEP-NCAR再分析数据用于获得与气旋生成过程相关的天气尺度流动系统的垂直结构，因为TMI和QuickSCAT数据不能提供大气层顶信息。但是，天气扰动的强度常常由于较粗的分辨率而低估，全球每日向外长波辐射数据通过低频气候变化常常用于研究台风生成的机制。本文使用的台风最佳路径数据来自JTWC，台风最低气压数据来自香港天文台。

b.分析方法

为了研究台风生成前的天气尺度大气特征，本文对QuickSCAT和TMI数据进行时间滤波以获得3-8天扰动，3-8天带通滤波的选取是基于Lau（1990,1992）的结果，Lau指出在西北太平洋，最重要的天气尺度波频谱出现在3-8天里。本文使用的滤波方案起初来自Murakami（1979）用于研究大尺度深对流。该滤波的响应函数是高斯函数，在3-8天的波段中，最强响应大约为5天，其中最大响应值为1。20-70天带通滤波用于研究台风生成时季节内振荡（ISO）的机制，在20-70天的波段中，最强响应出现在42天左右。此外，本文使用一段超过20天的低通滤波获取与气旋生成相关的大尺度背景环流模式。

不同的气旋生成方案将基于以下天气分析的方法确定。第一，我们确定与TCED相关的台风形成。如果一个新的台风在由前一个台风产生的波列嵌入的气旋式环流中形成，则该新的台风属于TCED类别。如果一个新的台风在不包括前一个台风的天气尺度波列中生成，该台风就属于SWT。剩余的个例则分析沿着新台风生成的纬度过滤动能和降水率的3-8天时间-经度图。当成因包含扰动能量和降水场的向西传播时，台风生成属于EW。给这些个例分类的原因是大部分波列本身（产生于TCED或其他机制）通常也会向西移动。我们先将向北、向西移动的案例分类到SWT，这是为了将它们与因EW而形成的台风进行区分。我们推测先前的一些研究在EW条件下高估了台风生成的出现。

表1 2000年和2001年34个台风的分类

3.2000年和2001年西北太平洋上热带气旋生成

本文对西北太平洋2000年和2001年夏季的34个热带气旋生成事件进行了分类，基于我们的分类，表1例举出了所有台风及其生成扰动的特征。在34个台风中，6个（18%）是与TCED有关，11个（32%）是与SWT有关，7个（21%）是与EW有关。下面我们会对这些情况进行描述，并对每一种类型展示一个例子。

a.TCED

1. 热带气旋生成前的罗斯贝波列

台风生成的第一种类型与已存在台风的罗斯贝波能量频散（TCED）有关，Li和Fu（2006）详细描述了波列模态和演变特征。

本文举一个个例：生成于台风“尤特”（生成于2001年7月1日）之后的台风。在“尤特”形成的前两天，沿着轨迹几乎没有波列信号，此时强度仍然很弱。根据JTWC的估计，最低海表面气压大约为1000hPa。随着“尤特”向西北方向移动，台风快速增强。到了2001年7月3日，最低海表面气压降至976hPa，罗斯贝波列沿着其轨迹形成。根据QuickSCAT数据，图1展示了“尤特”附近天气尺度风场3-8天滤波的时间演变和罗斯贝波列的时间演变。到了2001年7月5日，波列呈西北-东南走向，波长大约2500km。Li等人（2003）发现了台风频散波的相似特征。

与“尤特”有关的罗斯贝波列的发展最终导致了新台风“潭美”的生成，2001年7月9日正涡度中心伴随着罗斯贝波的尺度缩小。

由于“尤特”能量频散产生波列的垂直变化可以在不同高度的滤波3-8天NCEP-NCAR再分析数据的水平风场中观测到（见图2）。在200hPa高度没有明显的波，但在500hPa波列明显，在更低高度层有较小的垂直倾斜，在表层，波列的气旋式环流与浓云液态水区域相一致，而在反气旋区域无云（图2d）。

1. 控制波列发展和气旋生成的因素

我们的分析表明不是所有台风在其轨迹中都有罗斯贝波列。这里就提出了一个问题：什么决定了罗斯贝波列的形成。影响台风罗斯贝波列能量频散的因素在先前的理论框架中研究过，Flierl（1983）提出相对角动量和台风的水平尺度对波列频散起着重要作用，Shapiro和Ooyama（1990）用数值模拟表明相对角动量为0时的初始涡旋没有罗斯贝波能量频散。

台风结构的详细信息不能在开阔的洋面上获得，因而我们开始探索波列生成和台风强度、背景场风场之间的关系。本文观察了34个台风233次快照。表2表明波列出现取决于台风强度。在有限的案例中，最低海表气压低于960hPa的强台风中有86.7%展示了在其轨迹中形成了罗斯贝波列。而对于较弱台风（最低海表气压高于980hPa），只有30.6%形成了罗斯贝波列。我们进一步研究没有形成罗斯贝波列的强台风特征，发现这些台风都位于150°E以东（强偏东信风占主导）。因此，我们的分析表明罗斯贝波列的存在取决于台风强度和背景场风场的相互作用。一个弱气旋只可以产生弱频散波，我们推测强背景场风场可以产生更大的切变和辐合/辐散，这将会减弱或干预较弱的罗斯贝波列。

图1 QuickSCAT表面风场数据滤波3-8天展示了与台风“尤特”能量频散有关的罗斯贝波列的时间演变。字母A表示“尤特”（生成于2001.7.1）的中心位置，字母B表示新台风“潭美”（生成于2001.7.9）的中心位置，在“尤特”罗斯贝波列的轨迹上。黑点表示先于“潭美”生成的气旋环流中心。

先前的研究表明在无辐散正压模式中能量频散与强度和初始涡旋的大小有关（Carr和Elsberry，1995）。因为很难获得可靠的台风大小/结构数据，我们不能提供充分的结果表明台风大小/结构和罗斯贝波列的关系。在未来我们将继续研究。

不是所有台风生成的罗斯贝波列会导致新的气旋生成。在研究的34个个例中，其中23个个例中有17个产生罗斯贝波列的台风没有产生新的气旋，只有6个台风个例导致了新的台风。这使得我们又提出一个问题：什么因素决定了波列中气旋生成的可能性？我们假设是否罗斯贝波列可以发展成新的台风取决于波列嵌于背景场基流中。为了辨别发展和不发展台风频散波列的背景场基流的区别，我们采用大于20天周期的低通滤波研究大尺度变化。合成集中在波列中发展和不发展的气旋环流

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