热带气旋活动强弱年亚洲-西太平洋区域夏一年季节内振荡的对比分析

热带气旋活动强弱年亚洲-西太平洋区域夏一年季节内振荡的对比分析

1海气相互作用根据以往的研究，北半球夏季和秋季（ios）的振幅（形态）存在显著的地理差异和季节差异。印度洋和西太平洋是主要的流程性sip活动的两个地区。对流ISO在赤道地区东传且以30～60d周期为主,在西北太平洋地区和晚夏(8—10月)ISO则以西北向传播为主。自从ISO现象在1970年代初被发现后,人们就开始对ISO的传播理论进行研究。外源强迫、积云对流加热反馈、大气中的非线性相互作用和地球旋转的影响是ISO的动力学形成机制中的四个基本因素。目前以积云对流加热反馈为主的Wave-CISK理论以及因边界层海气相互作用引起的高频不稳定Kelvin-Rossby耦合波理论是解释ISO水平传播的主要机制[8,9,10,11,12,13,14,15,16,17,18,19]。热带气旋(TC)活动与夏半年ISO关系密切。1992年Hartmann等发现,西太平洋地区大气低频振荡在秋冬季节(9—12月)还存在一个20～25d的优势周期,可能是大尺度运动和许多小尺度对流潜热释放作用耦合的结果,且这个尺度的大气振荡与TC生成活动密切相关。在西太平洋ISO湿位相期,热带西太平洋低层西风气流的持续加强和对流活动的持续活跃为西北太平洋TC的生成和发展提供有利环境,此阶段也是热带气旋生成较多和发展较强的阶段。而TC在西北太平洋上的频繁活动所产生的对流潜热、对海洋卷夹作用、降低海表温度等海气相互作用很可能对ISO产生影响。因此,TC或热带天气尺度波动一方面受到ISO的调制,另一方面,TC群发在时空尺度上达到一定量级,可能会对ISO起反馈作用。为加深认识TC活动与ISO的联系,特别是TC活动对ISO的影响,本文将研究TC活动强、弱年的对流ISO传播的不同特征和海气相互作用过程。2tc累积活跃度指数ta所用资料包括:(1)1979—2004年美国国家海洋和大气局提供的逐日平均向外长波辐射(OLR)资料和NCEP/NCAR850hPa逐日平均再分析风场、1000～300hPa温度、绝对湿度资料,格距为2.5°×2.5°;代表海气作用的有关物理量:表面潜热通量、表面温度和表面向下日照辐射通量等逐日平均再分析资料(高斯格点分布);(2)TC资料来自美国国家联合台风预警中心。文中的夏半年指5—10月,所有资料经过预处理,即首先滤除年平均季节循环获取距平(异常)值以供使用。研究使用有限区域的波数-频率谱分析、滞后线性回归分析、Butterworth带通滤波等常用气候统计诊断分析方法。根据前部分工作用20～70d滤波表示ISO信号,用3～7d滤波表示热带天气尺度波动。以下将经过20～70d滤波的对外长波辐射异常(OLRA)资料记为ISO-OLRA,经过3～7d滤波的OLRA资料记为TD-OLRA,其他滤波物理量也做类似简记。文中整层水汽凝结潜热能,其中L为凝结潜热能,L=(597.3-0.566t)×4186.84J/kg,t为摄氏温度,q为空气比湿。为定量表示西北太平洋TC活动的强弱,定义TC累积活跃度指数(TAI),即统计1979—2004年在西北太平洋海域(含南海;赤道以北,东经180°以西)逐候每6小时一次出现TC的记录次数,称为候TAI,逐月和逐年TAI根据候TAI计算得到。TAI值越大表示在西北太平洋区域内活动的TC个数越多或生命史越长,TC活动的活跃度越强。由1979—2004年夏半年逐年TAI(图1)可见,TC活动活跃度呈现明显的年代际振荡,1980年代为活动弱期,1990年代为活动强期,1990年代末—2000年代初又进入活动弱期。本文根据25年夏半年标准化TAI来区分活动强、弱年,以活跃度标准指数小于-0.75标准差为活动弱年,超过0.75标准差为活动强年,则活动弱年:1981、1983、1986、1988、1998、1999年共6年;活动强年:1992、1994、1995、1996、1997共5年,强年平均生成TC29.2个,弱年为21.5个。30d周期ISO具有时空多尺度性,在不同区域主要表现为纬向1波的传播。图2为10°S～30°NAWP内不同区域TC活动强年平均和弱年平均的纬向1波区域时空谱差值(强年平均减弱年平均,下同)。可见在AWP区域(40°E～180°),东传方向(图2a右图)具有显著差别的阴影区域主要在南北纬10°内的热带区域,30～60d周期谱能量的正差值表明TC活动强年的赤道附近东传30～60d周期波动的功率比弱年强。在20°N附近也存在东传20～30d周期波动的功率比弱年强的特征,由于20°N附近以向西传播约20～40d周期的气候传播特征为主,因此强年与弱年对比则是西传的特征减弱。在10～20°N西传(图2a左图)的12～20d周期波动的功率强年呈减弱的显著差异特征,基本对应东传加强的特征,但这个周期不在主要的ISO周期范围内,本文不做考虑,以下相同情况的讨论也类似忽略。在西太平洋区域(110°E～180°,图2b),TC强年与弱年对比的显著差异特征与整个AWP区域基本一致,主要是赤道附近30～60d周期东传波功率的加强,但阴影区纬度范围要更小,仅限于赤道附近。同时可看到,20～30d周期波动功率也增强了。说明在西太平洋区域,TC强年扰动沿赤道东传的特征不仅加强,且有些扰动的传播速度加快。在10～20°N区域,西传20～40d周期特征是西太平洋区域的主要传播特征,但在90%信度水平上,TC强、弱年间西传扰动功率特征差异不显著。在印度洋区域(40～110°E,图2c),ISO东传特征上TC强、弱年无显著区别,主要区别是10～20°N西传约10～15d周期功率谱减弱,这个周期属于准双周振荡范围。4低频振动不同相位的传播特征的比较4.1tc强-弱年干、湿位相为进一步了解ISO传播过程中的大气环流及物理过程变化,用滞后线性回归方法对TC强、弱年ISO位相特征进行分析。图3为TC活动强、弱年的ISO-OLRA平均标准差分布,反映夏半年对流ISO的主要活动区域和强度。可见,在TC活动强、弱年ISO的主要差别是:在西北太平洋区域强年的ISO-OLRA强度比弱年稍强,强年OLRA标准差大于16W/m2的范围到达160°E附近,菲律宾以西的中国南海区域上强度大于22W/m2。可见,强年的对流ISO在西北太平洋上活动区域更偏东,强度更强。根据图3定义对流ISO在西北太平洋强度最强的区域(110～130°E,10～20°N)为关键区,该关键区面积平均的ISO-OLRA值代表对流ISO强度,分别建立TC强、弱年逐日强度标准化指数的时间序列。利用TC强、弱年的逐日OLRA、850hPa流函数异常、TD-OLRA平方等资料分别与相应的强、弱年ISO-OLRA强度标准化指数的时间序列求滞后线性回归,得到与ISO有关的各要素信号。图4分别为强、弱年两个主要ISO位相特征,深色阴影为OLRA回归负值,代表ISO对流活跃,正值则反之,对流受到抑制。TD-OLRA平方回归系数(粗线)为正值时表示热带低压波动活跃,而负值则表示热带低压波动受到抑制。图4表明,无论TC强年或弱年,-15d时,西北太平洋区域为ISO对流抑制区,与850hPa反气旋性异常环流及TD-OLRA平方负异常重合,赤道附近从印度洋-西太平洋为气旋性异常环流控制,异常东风位于对流抑制区南侧;在0d时,对流活跃区位于10～20°N孟加拉湾-西北太平洋上,与850hPa气旋性异常环流及TD-OLRA平方回归值正异常重合,异常西风位于强对流的南侧。若以西北太平洋区域的对流活跃为标准,则-15d为干位相,0d时为湿位相,-15d和0d互为反位相。干(湿)位相分别与低层反气旋(气旋)性异常环流、赤道以北的东(西)风异常配置,符合对流ISO传播的大气环流特征分布,也反映了湿位相时与夏半年西南季风的联系。TD-OLRA平方与OLRA重合的区域主要在110～130°E,10～20°N,反映了热带天气尺度波动与ISO对流在该区域的一致活动。对流活跃的负OLRA异常值与TD-OLRA平方回归系数正值重合,表示在ISO对流活跃时,热带天气尺度波动也活跃,与文献[28-29]的结论一致。从图4还明显看到,TC强、弱年干、湿位相模的主要区别是强年各要素的强度比弱年强,强年西北太平洋对流ISO关键区的1个标准差OLRA强度为17.3w/m2,而弱年仅为14.0w/m2,且强年ISO对流在西太平洋伸展更偏东。由于ISO活动受到气候平均气流的影响,印度洋和南海-西太平洋夏季风、热带辐合带也存在30～60d的ISO周期,在TC强年西北太平洋对流活跃位相的西风异常表明此阶段与夏季西南季风活跃相联系,西南季风的西伸和北抬利于季风辐合带北抬,成为有利于TC生成和发展的大尺度环流背景,在TC活动强年的西南季风活动也偏强,与ISO联系的热带天气尺度波动的活动也较弱年活跃。4.2iso传播过程在ISO传播活动中,对流凝结加热反馈是重要机制之一,而海气相互作用对于ISO维持亦不可忽略,其涉及到海表温度(SST)、潜热通量、短波辐射、湿静力能量等物理量。在TC活动强、弱年份的ISO传播过程中,这些大气内部和海气作用参量的程度可能有区别,致使在强、弱年份ISO传播特征也不同。图5为基于TC活动强、弱年ISO-OLRA逐日强度指数进行滞后线性回归得到的各物理量的纬度-时间剖面图。为了使西太平洋区域TC强、弱年ISO传播的不同区别更显著,故取各物理量在110°E～180°范围的平均。图5a、5b分别为OLRA负值(阴影)、500hPa上升速度异常(红色虚线)和整层水汽凝结潜热能量正异常(黑色实线,E)的过程演变,反映对流传播过程中动力和热力作用。大气湿静力能量与E成正比,E越大湿静力能量越大,大气层结越不稳定。由图5a、5b可见,在西太平洋上,存在着物理量从赤道向北和向南的传播,以向北传播为主。在对流ISO的一个周期中,对流最初发生在赤道,约-10d时传播到10°N,此时上升气流和对流开始加强,产生正的凝结潜热释放,0d时对流最强中心与强垂直上升速度、最大整层水汽凝结潜热中心重合,最强中心位于10～20°N。在强年,对流传播可到达30°N。图5c、5d分别是表面潜热通量正异常(阴影)、表面向下短波辐射通量异常(黑色等值线)和表面温度异常(红色等值线)的过程演变。ISO的传播主要在洋面上,这里各表面物理量主要是洋面的物理量,反映海气相互作用。各物理量的变化主要发生在10～20°N,-20d出现正的表面向下短波辐射通量异常最大值;-10d出现正的表面温度异常最大值;0d对流发展最强盛时出现正表面潜热通量最大值,而此时负向下短波辐射通量达到最大值;+10d时负表面温度异常最大值出现,表面潜热通量异常变为负值,向下短波辐射通量出现正值;20d与-20d时相同的正表面向下短波辐射通量最大值出现,完成一个周期的变化。图5反映了ISO过程中的海气相互作用过程。在对流抑制时,太阳短波辐射增加使海表温度升高,水汽从海洋向大气输送,此时产生负的表面潜热通量异常,空气湿度增加,感热和潜热作用逐渐产生不稳定的湿静力能量,大气在低层辐合,上升气流出现,对流产生和发展,水汽凝结释放潜热,此时表面潜热通量转为正值,海洋获得大气中水份。正如Wang等和Kemball-Cook等研究中描述的海气相互作用过程,海洋的温度升高和水汽蒸发先于大气对流出现,而对流的发展则反过来影响海洋的温度和水汽变化。TC强年和弱年的过程相似,区别仅是各物理量强弱的区别,强年加热和加湿的不稳定能量发展过程比弱年要充分,得到的感热和湿不稳定能量更多,使辐合更强,对流发展更强,从而产生更强的凝结潜热和向下表面潜热通量,海气相互作用活动相对弱年剧烈。图6为各线性回归的纬度平均物理量在TC活动强年减去弱年差值的时间-经度剖面,图中各物理量同图5a,反映物理量在纬向上的传播。可见,在赤道地区(图6a)和北半球副热带地区(图6b)都存在一个强年比弱年明显的OLRA负值从阿拉伯海、印度洋地区东传到太平洋日界线附近的过程,同时伴随着负垂直速度与正的整层凝结潜热能量的东传,表明强对流东传的过程中凝结潜热释放也强,强年的ISO东传比弱年强。在赤道地区(图6a),对流差值东传-20d时从60～80°E的印度洋地区开始,-5d～5d时活跃在西太平洋,周期约为30～50d。在副热带地区(图6b)的东传加强特征是-15d时在近40°E的西非地区或60～80°E的阿拉伯海、印度洋地区开始,0d～+15d时从印度洋到西太平洋为驻波的加强,传播周期缩短。这些特征与功率谱分析中的ISO在赤道地区和副热带地区20～60d周期东传加强基本一致。在赤道地区,上升对流较强的地区主要在60～80°E的阿拉伯海、印度洋地区以及120°E的菲律宾地区,凝结潜热也在该区域最强;在副热带地区的对流加强较强的地区在80～130°E和140～160°E。赤道地区的OLRA加强强度比副热带地区强,TC强年比弱年偏强大于-10w/m2,但副热带地区的凝结潜热释放加强却比赤道地区要强,尤其是在西北太平洋地区,强年与弱年相比偏强大于40×105J·hPa/kg。TC活动强、弱年的ISO传播在结构上没有较大区别,但传播周期(传播速度)存在显著差异。这可能与西北太平洋TC活动不同年份的对流加热尺度大小和加热程度不同有关。CISK-Kelvin波和CISK-Rossby波是解释低频振荡的主要理论之一[12,13,14,15,16,17,18,19],对流凝结潜热的不同会引起大气长波传播速度和传播方向的不同。根据刘式适等的研究,考虑凝结加热时,低纬大气中长波波动频率为,其中η2为凝结潜热参数,η2>0,(一般取24m/s),N是Brunt-Vaisala频率,∆z为z方向等分层次间隔,下标2表示3层模式中第2层。m=0对应CISK-Kelvin波,m>0对应CISK-Rossby波。由于在西太平洋主要是高频Rossby波的活动,当η2>2,ω>0,即较强的对流产生较强的凝结潜热会使CISK-Rossby波产生东传。这可以解释为何TC活动强年时东传特征更强且波速增加,而西传特征减弱。前面分析表明强年的加热比弱年要强,则TC对流产生的凝结潜热对ISO的调节作用可能是强弱年ISO传播特征差别的原因之一。5西太平洋tc活动特征(1)TC活动强年与弱年对流ISO传播特征的主要区别是:强年沿赤道东传20～60d周期特征加强