西北太平洋热带气旋生成的年际变化外文翻译资料

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西北太平洋热带气旋生成的年际变化

TSING-CHANG CHEN AND SHU-PING WENG

大气科学专业，地质与大气科学系，爱荷华州大学，艾姆斯,爱荷华

NUBUO YAMAZAKI

台风研究系,气象研究机构,筑波,日本

SUSAN KIEHNE

大气科学专业，地质与大气科学系，爱荷华州大学，艾姆斯,爱荷华

1996年7月8日和1997年7月8日

摘要：通过分析1979-94年间活跃的热带气旋（包括夏季和秋季）得到西北太平洋热带气旋生成频数的年际变化。该研究强调大气环流和季风槽的年际变化对热带气旋的出现所产生的可能影响。主要的研究结果如下：

1. 热带气旋生成频数明显的增加（减少）出现在夏季（7-8月）菲律宾洋面上的季风槽气候区域以北异常冷（暖）海表温度的NINO3区域。热带气旋在这个区域生成的年际变化起因于热带西太平洋和北太平洋边缘的遥相关异常气旋（反气旋）的出现。除了南北向的年际变化，在这个区域经向还存在夏季热带气旋生成频数的年际变化。当季风槽在暖（冷）夏经向上向东进（西退）与之相对的热带气旋在东经150°以西的区域生成的数量减少（增加）。
2. 对于秋季（9-11月），热带气旋在西北太平洋和NINO3区域就纬向年际变化的生成上没有明显的联系。然而，热带气旋生成频数在经向有明显的年际变化，例如：在夏季季风槽的东进和西退上。

1.引言

热带气旋在西北太平洋生成的年际变化在之前的研究中成了一个热门的话题（例如：Chan 1985;Dong 1988; Wu 和Lau 1992; Lander 1994）。造成西北太平洋热带气旋生成频率的年际涛动在先前的研究中已经达成了共识。厄尔尼诺年，在东经150-160°以西之间的热带气旋生成频数减少，在东经150°-160°以东生成的频数增加，而在拉尼娜年是相反的。 Chan（1985）提出，在这两个区域之间热带气旋生成的频率有可能是由于东西方向沃克环流的异常发展所造成的，东西方向沃克环流的异常发展导致西北太平洋上积云对流的增强或减弱的年际变化。东西方向积云对流的变化可能影响热带气旋生成的年际变化。Wu和Lau(1992)年证实了Chan的观点，他们把热带气旋生成频率的年际变化与中西热带太平洋之间低层辐散所联系起来。

在他最近关于热带气旋成因回顾中，McBride(1995)指出热带气旋生成位置的季节性分布主要由两个因素决定：海平面温度高于26.5℃以及季风槽的位置。研究由NCEP订正(Reynolds 1988; Reynolds和Marsico 1993）海平面温度场，我们发现在热带气旋活跃的季节海平面温度场在西北太平洋热带气旋生成区域的分布上的年际变化不是很显著，因此，季风槽的位置在热带气旋生成频数的年际变化上很重要，因为“绝大多数气旋生成在季风（通常是跨赤道）西风带与东风信风带中的切变区(Sadler 1967)。季风槽任意边气流的增强都增加了低层相对涡度并且使条件更有利于产生热带气旋(Frank 1987)。在热带气旋生成的盛季，季风槽总是出现在热带西太平洋(McBride 1995)。从Frank的观测中推测，很有可能任何机制造成大气环流围绕季风槽的年际变化都可能影响西北太平洋的热带气旋生成频数(Lighthill等人 1994)。

西北太平洋低层气流表明（在之后会提到），季风槽在热带气旋活跃盛季（包括夏季和秋季）位于北太平洋反气旋与婆罗洲—新几内亚岛高压之间。因为这两个高值系统是夏秋大气环流的非均匀不对称的组成，季风槽的年际变化应当与这两个非均匀不对称环流因子有关。虽然近年来已经有很多学者仔细分析了夏季环流的年际变化(例如：Lau和Pang 1992; Chen和Yen 1993),这些研究的主要关注点要么在热带全球尺度环流上，要么是下游的遥相关与北美旱涝之间的联系。实际上，西北太平洋夏季环流的年际变化并没有广泛地被验证，厄尔尼诺-南方涛动事件通常在秋季出现且在冬季达到顶峰。与ENSO事件相联系的异常环流的描述通常关注点在冬季地区，而异常环流在秋季的发展经常被忽视。由于在夏秋季节关于大气环流的年际变化研究的不充分，我们可能有疑问：如果热带气旋频繁的生成于西北太平洋，是否可能会存在于西北太平洋的大气环流的年际变化导致季风槽的年际变化，而后反过来影响热带气旋生成频率的年际变化?在这个研究课题中我们将努力的去寻找这个可能性。

该研究使用的数据包括16年间(1979–94)6小时热带气旋的路径，由区域研究气象中心日本气象研究所预报部门，东京，日本所收集整理，外部的长波辐射（OLR）以及海平面温度场由NCEP和NCEP-NCAR在1979–94年间的再分析资料所编辑订正。

2.热带气旋生成的年际变化

在以前的研究中已经应用了各种统计方案，以寻找西北太平洋热带气旋发生频率的年际变化与ENSO活动之间的可能关系。然而，为了简化统计分析，我们应该研究与基本统计量的关系。西北太平洋热带气旋的盛季包括夏季和秋季(Neumann 1993)。因此，我们的分析应该仅着重于在每年七月到十一月的研究，而不是像其他研究中关于热带气旋每年的生成。这个研究的统计分析包括两个部分。

1)分析区域的划分：热带气旋的生成频率在同一纬度上东部低于西部(图四，Lander 1994)。并且被OLR的x-t图表所证实（没有展现出来），中国南海的积云对流年际变化与同相的中赤道太平洋是对立的。针对这两个原因，我们的研究重点关注在北纬0°-30°，东经120°-180°之间。在随后的研究中会表示出来，夏季菲律宾以东的季节性平均季风槽向东进到东经150°，秋季向东更进一步，秋冬季节槽位于北纬10°-15°，东经130°-140°之间。为了得到空间上的热带气旋生成频率年际变化，上述的分析范围分为：区域1 (15°–30°北纬, 120°–150°东经), 区域2 (0°–15°北纬, 120°–150°东经), 区域3(15°–30°北纬, 150°–180°东经), 以及区域4(0°–15°北纬,150°–180°东经)。这些分布范围将出现在下一章的简要图表中。

2)季节性平均热带气旋生成：主要的研究主题是要去寻找可能的年际变化影响关于西北太平洋热带气旋生成频率的大气环流。众所周知，最有可能的大气环流的年际变化是与ENSO活动联系在一起的。然而由于以下原因，我们应当在夏季（6-8月）和秋季（9-11月）两个季节将活跃的热带气旋在这两个区域分开，用以阐明我们在这个研究中想达到的效果。

bull; Wright(1985)年指出，南方涛动的一些特征呈现出了直接的季节变化。南方涛动的最 大发展出现在九月到次年二月，最小出现在四月到六月。因此南方涛动秋季的特征不用 于夏季的特征，与此相反，春季（3月到5月）是一个转换季节，在这个季节，ENSO从 一个暖冬阶段转换到冷夏阶段，反之亦然。

bull; 夏季季风在中国南海到赤道西太平洋地区八月后消失，季风槽出现在夏季从中南半岛到菲

律宾海，在秋季于中南半岛消散，因为东亚高压的发展以及朝赤道方向的南海西风的移

动，因此季风槽在秋季呈东西方向。

YEAR YEAR

图1 时间序列（a）夏季平均海平面气压场（SST）分布，Delta;SST，在NINO3区域，（b）夏季平均850-mb 流函数平均分布Delta;Psi;（850mb）在区域（1 3）（15°-30°N，120°-160°E）来源于多个夏季平均值。W（C）表示夏季Delta;Psi;0.5℃（﹣0.5℃）

a夏季

在图1（a）里面表示出来夏季平均海平面温度场在NINO3区域分布的时间序列，Delta;SST(NINO3)，从它的多年夏天的平均值来看[由Reynolds 在1988年在NCEP里面编辑订正的海平面温度场]。夏天Delta;SST(NINO3)大于（小于）0.5（-0.5）℃北标记为W（C）。如果夏季环流包含季风槽的年际变化是由热带夏季海平面温度场的异常所诱发的，那么它们之间应当存在一个关联。在下一章节会展现出来：向北（向南）的夏季平均季风槽的移动遵循异常气旋（反气旋）流动在这个区域（1 3）在冷（暖）夏。流函数Psi;能很好的描述在热带和高纬度地区的大气环流，所以我们应当应用夏季平均流函数850mb,Delta;Psi;（850mb）在大范围区域（1 3）的平均在多年夏季上的平均作为一个定量指数的条件去预测异常气旋性[Delta;Psi;（850mb）lt;0]与异常反气旋性环流[Delta;Psi;（850mb）＞0]。流函数可以通过泊松方程在全球涡度场上所获得。遵循Delta;SST(NINO3)的时间序列，我们也可以标记W和C在Delta;Psi;(850mb)时间序列在图1b中。我们可以知道，两个指数的年际变化是相关的。因此 ，我们采用下面的规格去定义

1. 冷夏

bull; Delta;SST(NINO3)-0.5℃
bull; Delta;Psi;(850 mb)＜0 (异常气旋流动)在区域(1-3)季风槽向北的移动

1. 暖夏

bull; Delta;SST(NINO3)0.5℃

bull; Delta;Psi;(850 mb)＞0 (异常反气旋流动)在区域(1-3)季风槽向北的移动

在夏季当我们研究多年夏季平均Delta;SST(NINO3)，我们有可能会筛选掉满足Delta;SST(NINO3)标准的数据。然而，在我们的分析中为了避免夏季任何可能的不明确由不合适的筛选所引起的，我们介绍Delta;Psi;(850 mb)方法，在赤道东太平洋对于Delta;SST(NINO3)的异常环流这些夏季选择呈现一个相似的结果。根据以上两个准则，夏季(1982,1983,1987,1991)和(1981,1984,1985,1988,1989,1994)分别被选择作为暖夏和冷夏。

在于分析范围内，每年夏季热带气旋生成频率的柱状图表示在图2a中。Delta;SST(NINO3)与热带气旋生成频率的对比揭示了一个关于热带气旋增加（减少）趋势在冷（暖）夏。热带气旋生成频率的空间变化在分析范围内能够从统计资料表1里面所表示出来。

表1 夏季（6-8月）热带气旋生成频数在1979-94年的平均（），在4个暖夏（1982,1983,1987,1991）（_w），和6个冷夏（1981,1984,1985,1988,1989,1994）。以及_c-_w的差值，热带气旋生成频数在1979-1994年间的累积量（）

这个表格展现出来了多年夏季平均热带气旋生成频率（）,季节性热带气旋生成频率平均超过六个冷夏（_c），季节性热带气旋生成频率平均超过四个暖夏(_w)。分别是_c-_w的区别和总的热带气旋出现的数量在16个夏季(),这个表格主要的结论将在下一章阐明。

图2 1979-94年每年夏天（6-8月）热带气旋生成频率在总区域（0°-30°N，120°E-180°），（b）区域（1 3）（15°-30°N，120°E-180°），（c）区域（2 4）（0°-15°N，120°E-180°），（d）热带气旋生成频率在（2 4）和（1 3）区域的差。每个区域的分析范围标记在图6和图7中。热带气旋生成频率在暖夏（冷夏）是点多的（点少的）

1. 对于总的范围，夏季热带气旋生成频率差异平均超过6个冷夏和4个暖夏，为_c-_w≃5，是大约4/10的平均夏季生成频率，(≃12).
2. 热带气旋在区域1生成的总数量可以与区域（1 3）相比较，类似的，区域2生成的总数量可以与区域（2 4）相比较。这些比较表明了总的热带气旋生成频率在区域3和区域4比区域1和区域2小很多。因此，在之后的两个区域里面，热带气旋生成在暖夏和冷夏的对比可能是一个好的指示对于夏季异常海平面温度场在热带太平洋的影响以及异常环流在西北太平洋热带气旋生成的相关联系。
3. 因为夏季平均热带气旋生成频率在这两个区域：所以区域（1 3）和区域（2 4）是可比较的，热带气旋生成频率在暖夏和冷夏在这两个区域表现不同。从_w和_c的对比中我们可以知道热带气旋生成频率在区域（1 3）的年际变化比在区域（2 4）要大很多，而且是相反的。定量地，_c-_w要大于；冷夏有更多热带气旋生成在区域（1 3），与之相反，_c-_w在区域（2 4）要小于；冷夏热带气旋生成要更少。

从图2b 和图2c的对比可以知道，热带气旋生成频率的年际变化在区域（1 3）和（2 4）中冷夏和暖夏是明显且持续的。为了更加定量的表示，每个夏季n(区域1 3)-n(区域2 4)被表示在底下的柱状图2中：|n(区域1 3) -n(区域2 4)|对于研究中所分析的所有冷夏和暖夏要比3大或接近于3。

表2 热带气旋生成频率在150°E以西的区域（1 2）与在150°E以东的区域（3 4）的对比，其余的数据与表1一样

先前的研究得出热带气旋生成频率在西北太平洋的年际变化主要关注点在赤道东西太平洋之间的年际涛动(例如：Chan 1985; Wu和Lau 1992; Lander 1994)。在东赤道太平洋和西赤道太平洋之间异常东西沃克环流的年际涛动与ENSO的活动相一致的说法已经被提出作为一个可能的强制性机制造成上述提及地热带气旋生成频率的年际涛动。由表格1所阐述是关于气候性的季风槽出现在年际变化北区域和南区域一个明

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