西北太平洋热带气旋强度的年际变化外文翻译资料

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西北太平洋热带气旋强度的年际变化

Haikun ZHAO,Liguang WU,and Weican ZHOU

摘要

在1970-2007年期间，根据选定的7个暖年和7个寒冷天气，分析了西北太平洋（WNP）盆地海表温度（SST），垂直风切变和热带气旋（TC）变化对TC年际强度变化的贡献。所选择的温暖和寒冷年份由Nino-3.4海温异常指数定义，分别对应于El Nifio和La Nifia事件。本研究中使用的强度模型可以模拟热带和寒冷地区TC模式沿TC观测时的TC强度的空间分布和差异。研究发现TC热带气旋的变化在冷暖年TC观测强度差异中起主导作用。由于大尺度转向流的年际变化，在暖年，TC形成在东南象限内增强，在温暖年份TC数量大于寒冷年份。因此，与寒冷季节相比，热带气旋TC的集约化时间更长，并且发展成为强烈的热带气旋。

1. 引言

西北太平洋（WNP）热带气旋（TC）活动与El Nifio-南方涛动（ENSO）（Chan 1985; Dong 1988; Lander 1994; Chen等1998; wang和Chan 2002; Chia和Ropelewski 2002; Eisner和Liu 2003; wu等2004; Camargo和Sobel 2005; Camargo等 。2007; Zhan等2010）。 以前的研究集中在它对TC年度频率的影响（Wu and Lau 1992; Chan and Shi 1996; Lander and Guard 1998）以及TC形成地点的位移（Chan 1985,2000; Chia and Ropelewski 2002; Wang and Chan 2002）。 虽然ENSO对WNP盆地TC强度的影响及其相关机制尚不清楚，但一些研究表明ENSO也会影响TC强度（Pudov and Petrichenko 1998，2000; Chia和Ropelewski 2002，Wang和Chan 2002; Camargo和Sobel 2005）。

文献中记载了ENSO对WNP盆地TC形成位置的位移的重要影响（Chan 1985,2000; Wang and Chan 2002; Chia and Ropelewski 2002）。 Wang和Chan（2002）将WNP盆地划分为四个象限，发现在El Nifio强年，东南象限的TC形成显着增强，同时西北部象限减少，表明El期间TC形成位置向东南移动 Nifio年与La Nifia年相比。 另外，许多研究调查了ENSO对TC路径和登陆模式的影响（Harr和Elsberry 1991,1995; Saunders et al.2000; Wang and Chan 2002; Wu et al.2004; Fudeyasu et al.2006; Camargo et al。2007）。 例如，Saunders等人 （2000）和Wu等人 （2004）发现，ENSO对越南，菲律宾和中国的TC登陆模式有显着影响。

Pudov和Petrichenko（1998,2001）发现El Nifio年期间TC的强度有所增加。 Chia和Popelewski（2002）表明，El Nifio年中发生的TC比La Nifia年更加强烈。 强度变化可能是由于与ENSO事件相关的低层气旋切变和海表温度（SST）的变化（Chan and Liu 2004; Wang and Zhou 2008）。 考虑到热带气旋形成地点及其后续路径的重大变化，Camargo和Sobel（2005）认为热带气旋生命周期的变化似乎是观测到热带气旋强度变化的主要因素。

如上所述，一些相关研究已经检验了TC强度与SST之间的关系; 切变和TC路径，但它们的相对贡献未被量化。 此外，测量WNP中TC强度的不同步骤使得难以阐明ENSO与TC强度之间的关系（Wu et al.2006; Yu et al.2007; song et al。2010）。 本研究的重点是量化ENST事件相关的SST，切变和TC路径变化对TC强度变化的影响。 本文的其余部分安排如下。 第二部分介绍了温暖和寒冷年份的数据，选择方法和方法。第三部分讨论了WNP盆地的年际观测TC强度变化。 第4节研究了海温，剪切和TC轨迹变化对TC强度变化的个体贡献，随后在第5节中进行了总结和讨论。

1. 数据和方法

2.1 数据

WNP流域平均每年经历26个TC，约占全球TC总数的33％。 WNP盆地的TC数据是联合台风警报中心（JTWC）最好的路径数据集，包括热带风暴和台风每隔6小时的位置和强度。 达到最低热带风暴强度的TC（最大持续风速大于17.3 ms-1）在本研究中被考虑。 虽然TC可以全年在WNP盆地发生，但我们只使用台风高峰季节的数据，即从7月到9月。 在此期间，TC活动更加频繁，台风高峰期的环流相对稳定，所以在台风高峰季节的气候平均流量可以作为气候指导流量（Wu and Wang 2004; Wu et al。2005）。

为了量化环境风的垂直切变，使用NCEP / NCAR中心在2.5times;2.50网格上得到的每月风场数据（Kalnay et al.1996）。 环境风垂直剪切计算为200 hPa和850 hPa之间的矢量差切变的大小。

1945 1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010

图1.根据Wang和Chan（2002）的方法，在高峰台风季节（7月 - 9月）平均Nifio-3.4海温异常（Y轴）指数。 所选择的暖（冷）年显示为黑色（灰色），SST异常大于标准偏差（黑线），白色条显示中性年。

2.2选择温暖和寒冷的年份

WNP中TC活动的年际变化记录在以前的研究中（Chan 1998; Wang and Chan 2002; wu et al.2004; Camargo and sobel 2005; Camargo et al.2007），这些研究与Nifi0- 3.4（5 0 S-5 0 N; 1700 W-1200 W）海表温度异常（SSTAs）（Chan 1984; Lander 1994; Wang and Chan 2002; Zhao et al。2010）。正如Wang和Chan（2002）所指出的，WNP流域的TC活动与ENSO之间的关系很大程度上取决于ENSO事件的强度。出于这个原因，我们只讨论强暖年和强冷年的影响。气候预测中心的Nifio-3.4 SSTAs用于本研究中使用与Wang和Chan（2002）类似的方法对温暖和寒冷的年份进行分层。在本研究中，我们将重点放在1970-2007年期间，因为卫星前时代的数据质量差，而高峰台风季节的分层将海温分为两类：强烈暖（SST和I标准偏差）和强冷（SSTAi-1标准偏差）。因此，7个温暖年份（1972年，1982年，1987年，1991年，1997年，2002年和2004年）和7个寒冷年份（1970,1971，1973，1975,1988,1998和1999）（图1）被选中。 选定的年份与通过使用更多传统定义所获得的ENSO事件相吻合（Trenberth 1997; Goddard and Dilley 2005）。 需要指出的是，由于学习时间不一致，所选择的温暖和寒冷的年份与王和陈（2002年）只有轻微的不同。 例如，Wang和Chan（2002）将1991年和1971年分别归类为温暖和寒冷的年份。

2.3海盆TC强度指数

本研究中定义的四个参数用于测量流域范围内的TC强度变化：平均强度，峰值强度，功耗指数（PDI）和强TC频率（3-5类，即最大风速 比以前的研究（Webster等2005; Emanuel 2005; wu 2007; wu等2008）低49 ms-1）。 年平均峰值强度是通过平均每年所有TC的峰值强度获得的。 类似于“累积旋风能量（ACE）”指数（Camargo和Sobel 2005），PDI定义为包含TC力风的TC寿命期间最大风速立方体的总和。 时间序列之间的相关性用于确定两个系列是否显着相关。 相关性的统计显着性和平均值的差异用Student t检验方法进行检验（Wilks 1995）。

2.4方法

Emanuel等人采用了本研究中使用的强度模型 （2006年，2008年）。 在模型中，三个环境参数（SST，环境垂直风切变和TC路径）被认为会影响TC强度。 所有观测到的热带气旋都允许沿着观测到的TC路径在七个暖和年和七个寒冷年中移动，并且它们的强度演变可以用强度模型进行模拟。 有关该模型的细节可以在Emanuel等人中找到。 （2006年，2008年）。 经过一系列数值试验后，模型使用合成暖核涡旋进行初始化，最大风速为21 ms-1而不是17.3 ms-1，因为在模拟开始时模型涡流减弱。 初始涡旋的其他参数与Emanuel等人的相同（2008年）。 本研究中的所有模拟均采用相同的初始模型设置。

1. TC强度的年际变化

在气候变化的时间尺度上，TC可以被看作是一个点涡旋。 TC航迹由TC形成位置和随后的运动决定。后者主要由大规模的环境流通加少量传播支配（Holland 1983; Wu and 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El Nifio年的10月，热带气旋倾向于向北偏转到热带地区，而在La Nifia年，热带气旋频繁地向西走。此外，厄尔尼诺年的地层位置向东移动，而拉尼菲亚年则向东移动。为了表明这一点，继王和陈（2002）之后，我们将WNP划分为四个子区域。如图2所示，西北象限（170-300N，1000-1400E）和东南象限（50-170N，1400-1800E）的TC形成有显着差异。这与王和陈（2002）的差异是一致的。在厄尔尼诺年，季风槽向东延伸的距离更远，使得东部形成更远的TC，而在拉尼哈年，更强的东风贸易支配WNP低纬度地区，保持季风槽和TC形成其典型位置以西的地区（Lander 1994）。

图2温暖年和（a）寒冷年（b）TC形成位置的空间分布。 TC形成数量和百分比也显示在每个象限中。

继Holland（1983）和Wu and Wang（2005）之后，大尺度转向流定义为850 hPa和300 hPa之间的平均流量，并进行质量调整。使用Mann-Kendall测试（Kundzewicz和Robson 2000），在温暖的年份和寒冷的年份之间存在着强烈TC频道的显着差异（图3），这与WNP副热带高压的变化和TC形成的变化一致。如图1和2所示。在图3a，b中，温暖年强烈热带气旋数量增加影响包括东亚和日本在内的台湾以北地区，而在寒冷年份影响台湾以南地区的强烈热带气旋数量减少。 Huang和Chen（2007）根据WNP盆地暖池的状态得出了类似的结果。在温暖年份，靠近日本的北方转弯强烈TC的数量增加与北向转向流量增加一致。在温暖年份，从菲律宾海到中国东南沿海的向西移动的强TCs的数量减少与该地区东风转向流量的减少一致。这可能是因为在1600E以东形成了更强烈的热带气旋，当温暖年份赤道太平洋海温高于正常时，热带气旋倾向于更高的纬度。当寒冷季节赤道太平洋SST比正常偏冷时，TC向西和西北方向倾向。图3c清楚地显示了发生频率的轨迹变化，这表明有多少TC进入特定的2.50纬度* 2.50经度网格框。在暖年，北逆时差TC明显增加，这也与盆地东南部大尺度转向流的变化和TC形成增强相吻合（Wang and Chan 2002）。

IOOE 110E 120E I JOE 140E 150E 160E 170E 180

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图3在（a）暖年和（b）寒冷季节期间，台风高峰期的强TCs（3-5类）和大规模转向流（m s -l）的轨迹。 （c）中等距线间隔为2.0时，大尺度转向流与热年和冷年TC强烈频次的差异。 阴影表示在95％置信水平下TC强度发生频率的统计显着性变化。

跟踪变化也显示在平均TC持续时间。 对于每个年份，平均持续时间由台风高峰季节发生的所有TC的平均持续时间来定义。 温暖年（95.5天）的TC发生总天数几乎是寒冷年份（55天）的两倍。 温暖年份的平均持续时间为6.2天，而寒冷年份的平均持续时间为4天。 另外，冷，热年的平均PDI分别为1.91 * 107 m3 s-2和2.86 * 107 m3 s2，平均PDI的显着差异见下表（表1）。 如表1所示，由四个参数（平均强度，峰值强度，强TCs频率和PDI）测量的WNP盆地TC强度存在显着差异，表明ENSO信号对TC强度变化的影响。

1. 海温，切变和TC路径变化的贡献