2. 中国气象局上海台风研究所, 上海 200030
2. Shanghai Typhoon Institute of China Meteorological Administration, Shanghai 200030
热带气旋(Tropical Cyclone,简称TC)因其伴随的风雨潮所引发的拔树倒屋和山洪泥石流等灾害的严重性,受到科学界和国际社会的广泛关注。全球范围内,致力于提高TC预报能力的努力从未停止,近年来随着监测和数值预报等技术的进步,TC路径预报进步显著,但是TC强度预报的进步缓慢,当前对TC强度的快速变化,即快速增强(Rapid Intensification,简称RI,下同)和快速减弱,几乎没有预报能力。众所周知,TC发生RI,特别是近海及登陆前的RI,极易造成实际业务中的措手不及和防御不足酿成重灾。1969年9月的6911号热带气旋(Elsie)在台湾花莲和福建晋江两次登陆,并在近海及登陆前发生RI,登陆时强度分别达45 m·s-1和30 m·s-1,引发了我国台湾东部沿海和福建东部沿海较强的风暴潮,造成福建沿海受淹农田高达49.8万公顷,农业生产因此受到严重破坏,晋江沿岸海堤大部分被风暴潮冲毁,伤亡人数约有7 770人。事实上,近海及登陆前后伴有RI发生的TC,大多引发较大的灾情,TC的RI也因此成为当今国际热带气象界的前沿研究热点之一。
陈联寿等[1]总结了20世纪90年代TC强度变化及其动力学研究进展,指出环境场、下垫面和TC结构是TC强度变化的主要影响因子。夏淋淋等[2]基于西北太平洋TC频数的年际、年代际变化特征,根据海温场、大气环流异常、环流指数的相关关系,建立了夏季西北太平洋TC生成频数的多元回归预测模型,为TC的业务预报提供一定参考。胡姝等[3]在TC结构和强度研究上取得了新的进展,如TC强度突变及不同下垫面对TC强度变化的影响等。Elasberry[4]认为环境风垂直切变(Vertical Wind Shear,简称VWS)是西北太平洋TC强度变化的控制因子;Zeng等[5]的研究结果表明VWS与TC强度变化呈反相关关系,即小VWS有利于TC的增强,但有利于TC增强的VWS临界值是多少等问题,尚未达成共识;曾智华[6]认为VWS大于20 m·s-1,很少有TC增强发生;白莉娜等[7]指出全风速切变大于8 m·s-1会抑制TC增强。Chan等[8]则强调海洋的感热和潜热是TC生成和发展的主要能量来源;陈联寿等[9]也指出海洋对TC的突然增强有极其重要的作用;Kaplan等[10]认为有利于TC加强的海表面温度(Sea Surface Temperature,简称SST)阈值约为27 ℃。此外,郑峰[11]进一步指出,高海温、弱环境风垂直切变下,台风强度突增明显。
近年来,TC的RI问题逐渐受到重视,研究已取得不少进展[12]。西北太平洋存在TC最活跃的区域,即主要发展区(Main Development Region,简称MDR)。基于卫星测高和重力观测天气学分析,西北太平洋MDR次表层海洋状况变得更加有益于台风和超强台风发展[13]。郑艳等[14]运用多种资料,对副热带高压、西南低空急流的形势进行分析,并关注到海洋暖涡的作用,从南亚高压、200 hPa西风槽和VWS的影响上,分析1409号超强台风“威马逊”在海南岛登陆前后强度、降水特征及其近海急剧加强的原因。陈见等[15]采用天气学诊断分析方法,尤其通过动能收支诊断分析,得到超强台风“威马逊”(1409)在超强台风阶段耗散作用最大。在此基础上杨涛等[16]指出,气旋增强使TC流场的非对称结构逐渐趋于对称化。由于缺乏足够的观测资料,学者们对于海洋下垫面及TC结构特征对TC强度变化的影响尚缺乏充分认识,尤其对RI的物理机制,环境场及海洋等多尺度影响因子对TC强度变化(特别是RI)的综合效应等缺乏认识。另一方面,环境场和海洋下垫面(如SST)状态均将受到全球气候变化的影响[9]。
因此,TC的RI现象是否也存在显著的气候变化趋势?引发其气候特征显著变化的可能原因是什么?本文对此进行了初步分析,指出西北太平洋发生RI时TC所在区域有北界南移南界北移但总体南移、东界西移西界东移但总体西移,发生区向中心“收缩”,逐渐向中国东南沿海集中的趋势,并对其可能的成因进行了初步分析,以期为TC的RI气候特征的后续研究提供科学依据。
1 资料与方法本文使用的TC资料,来自中国气象局(上海台风研究所)整编的1949—2015年的最佳路径数据集(http://tcdata.typhoon.org.cn/zjljsjj_sm.html),包含6 h一次的TC位置、中心最低气压及中心附近最大风速等。其中1949—1971年的数据是CMA再分析项目的产品,包括TC路径历史地图册,台站观测和船天气报告,自动气象站观测,天气图、雷达数据、天气雷达、飞机侦查和多家机构的实时台风预警数据,但卫星和沿海雷达的资料在这段时期没有应用。1972年以后台风数据应用了每年常规的季后分析,包括再分析的观测资料以及卫星和沿海雷达观测资料[16]。
环境场(气压场、高度场、温度场、风场、比湿、海平面气压、海表面温度)取自美国NCEP/NCAR再分析资料,年限1949—2015年,空间分辨率为2.5°×2.5°。考虑到TC年鉴资料的时间间隔为6 h,参照阎俊岳等[18-20]对TC突然增强的标准,本研究将12 h内(前后6 h) TC近中心最大风速增大10 m·s-1及以上,定义为TC在当前时刻发生了快速增强(RI),即
$ \Delta v = {v_{0 + 6}} - {v_{0 - 6}}\;\;\;\;\Delta v \ge 10\;{\rm{m}} \cdot {{\rm{s}}^{ - 1}} $ | (1) |
其中,v0为当前时刻,v0 + 6为当前时刻的后6 h时刻,v0-6为当前时刻的前6 h时刻。同一台风,一条RI记录的结束时间与下一条RI记录的起始时间的间隔不大于6 h,视为同一次RI过程。一次RI过程起止时刻的时间间隔即为该RI过程持续时间。
本文中VWS是指水平风在垂直方向上的变化,并用高(200 hPa)、低(850 hPa)层水平风速之差来近似表征
$ VWS = \sqrt {{{({u_{200}} - {u_{850}})}^2} + {{({v_{200}} - {v_{850}})}^2}} $ | (2) |
其中,u200、u850分别为200 hPa、850 hPa上的纬向风速,v200、v850分别为200 hPa、850 hPa上的经向风速。
2 TC快速增强的气候特征及其变化 2.1 快速增强的频数统计表明,1949—2015年共有2 262个TC活跃在西北太平洋(含南海,下同)地区,其中1 202个TC伴有RI过程,占TC总个数的53.14 %。此外,有681个TC生命史中伴有多次(2次及以上,下同) RI过程发生,最多可达6次(6911号热带气旋Elsie)。
图 1给出1949—2015年RI过程的频数、伴有RI过程的TC频数和TC总频数的年际变化,从中可见,1970年代前(1949—1967年),RI的频数和伴有RI过程的TC频数均随时间振荡上升,1970年代后则明显减少(2010年最少),但2000年后减少的幅度下降。
图 2给出1949—2015年西北太平洋地区RI过程持续时间占TC生命史的比例和发生RI的TC占TC总频数的比例的年际变化。从中可见,在1980年之前,RI过程持续时间多占TC生命史的14%以上,而1980年之后RI过程的持续时间仅占TC生命史的10%以上,比例整体下降。同时,发生RI的TC在1980年之前占TC总频数的30%以上,1980年之后这个比例维持在30%以下。
此外,统计表明(图略)1970年代前大部分(约80 %) TC伴有RI发生,而1970年代后伴有RI发生的TC比例逐年下降,至2015年仅有约41.3 %的TC发生了RI。而RI过程的持续时间占TC生命史的比例,在早期(1970年代前)相对较大(约10.0%~15.0%),后期(1970年代后)逐渐减小(约5.0%~10.0%),1999年达到最小(仅3.6%)。
实际中,伴有多次RI发生的TC并不鲜见,且破坏力和灾情通常明显大于未发生或者仅发生1次RI的TC。图 3给出1949—2015年伴有1次和多次RI发生的TC频数的年际变化,从中可见,3次以上RI的TC则主要发生在1970年代以前(1982年之后未再发生),伴有3次及以下RI的TC频数呈振荡减少趋势,其成因有待进一步分析。
表 1给出1949—2015年西北太平洋RI频数和伴有RI发生的TC频数逐月分布,从中可见,RI和伴有RI发生的TC主要集中在夏季和秋季的7—11月,其中夏季发生RI的频数最多(939次),秋季伴有RI发生的TC最多(533个)。春季和冬季发生RI的频数整体偏少。
表 2给出1949—2015年西北太平洋TC生命史不同阶段RI的频数分布,从中可见,各强度等级的TC以及TC生命史的各个阶段均有RI发生,但是热带低压(Tropical Depression,简称TD)、热带风暴(Tropical Storm,简称TS)、强热带风暴(Severe Tropical Storm,简称STS)或台风(Typhoon,简称TY)及处于TY以下强度等级时的TC发生RI的频数均多于强台风(Severe Typhoon,简称STY)和超强台风(Super Typhoon,简称superTY)及处于STY及以上强度等级的TC,其中热带低压(TD)和强热带风暴(STS)等级的TC更易发生RI。
表 3给出1949—2015年西北太平洋RI频数的日变化,从中可见,全天(4个时次)均有RI发生,但14时(北京时,下同)和20时发生RI的频数小于08时和02时,其中08时发生RI的频数最多,达619次,因此RI更易发生在清晨。
西北太平洋地区发生RI的地理位置分布很广。资料显示,1949—2015年,发生RI时TC所在的最北(南)纬度为52.0°N(2.9°N),最西(东)为108.0°E (160.4°E),经过t检验存在显著的年际变化。虽然1972年前后最佳路径资料的来源不同,但其中包含的气候特征无法掩盖。图 4给出1949—2015年西北太平洋RI发生时TC达到的最北和最南纬度的年际变化,从中可见,67 a间RI发生时TC所在的最北(南)位置的纬度有较明显的向南(北)漂移的趋势。其中,RI发生时TC最北纬度年均向南漂移约1.486 3个纬距(约165 km)、而RI发生时TC最南纬度年均向北漂移约0.746 9个纬距(约83 km)。进一步分析可知,TC发生RI有向10.6°—23°N纬度带集中发生的趋势(置信水平为95%)。
图 5给出1949—2015年西北太平洋RI发生时TC达到的最东(实线)、最西(虚线)经度的年际变化,从中出,RI发生时TC所在的最东和最西的经度也有相似的变化趋势。经过t检验,1949—2015年RI发生时TC所在的最东经度有显著的西移趋势(线系拟合系数为-1.998 1,置信水平为95%)、最西经度则有小幅的东移趋势(线系拟合系数为0.294 5,置信水平为95%)。进一步分析表明,TC发生RI有向115.9°—157.7°E经度带集中发生的趋势。
图 6给出近67 a间RI发生时TC所在的最北、最南、最东、最西边界点位置演变,从中可见,RI发生时TC的最北点向南漂移,早年间最北点较分散,1949—1958年RI集中区跨越日本以东洋面近30个纬度,1999— 2015年最北点向南漂移且分布集中,集中到中国东海及台湾海峡以东洋面近15个纬度。RI发生时TC所在的最南点向北漂移,且向菲律宾群岛以东集中。最东点向西漂移,与最北点分布聚散程度相反,1949—1958年最东点分布跨越30个经度,1999—2015年已经跨越130°—175°E 45个经度,逼近菲律宾群岛和台湾岛,覆盖西北太平洋大部分海域。最西点普遍分布在中国南海,近27 a逐渐向台湾岛南侧、菲律宾群岛延伸。
根据上述RI发生时TC所在位置的最南/北纬度和最东/西经度的演变特征,西北太平洋TC发生RI时有向某一区域集中的趋势。进一步拟合1949—1958年、1959—1968年、1969—1978年、1979—1988年、1989—1998年、1999—2015年的RI集中区,给出1949—2015年西北太平洋RI集中区的分布变化(图 7),分析可知,RI有向(116°—158°E,11°—23°N)区域集中的趋势。
本文将从环境风垂直切变VWS、海表面温度SST及低空水汽输送等影响TC强度变化的主要环境因子出发,探究RI区域气候漂移的成因。为方便比较,本文仅对1949—1958年(简称“早期10 a”)和2006—2015年(简称“最近10 a”)两个时间段进行对比分析。
3.1 环境风垂直切变由于弱VWS有利于高层热量的聚集,增强TC高层的暖核,因此有利于TC的快速加强。众所周知,VWS小于10 m·s-1有利于TC生成,小于5 m·s-1有利于TC发生快速加强。与“早期10 a”相对比,“最近10 a”小于10 m·s-1及小于5 m·s-1的环境风垂直切变VWS区域北边界明显南退,小于5 m·s-1的VWS区域范围存在扩大趋势(置信水平为95 %),约扩大1 478 520 km2。RI集中区北边界向小于10 m·s-1的VWS区域北边界靠拢,RI集中区南边界的斜率与小于5 m·s-1的VWS区域南边界斜率高度相关(相关系数达0.87)。
图 8给出“早期10 a”与“最近10 a”西北太平洋区域环境风垂直切变VWS以及二者VWS的差值分布,从图 8c可见,RI集中区中心带的东北侧VWS增加但仍小于10 m·s-1,RI集中区中心带的西南侧VWS则明显减小。综上,近67 a来,RI集中区内西南部的VWS减弱,东北部VWS增强,小于10 m·s-1和小于5 m·s-1的弱环境风垂直切变区域均有向西向南漂移的趋势,这与RI集中区整体向西向南收缩的特征基本一致。
取10 a的SST均值表征SST的年代际特征,不同时间段的SST均值之差表征SST的变化量,10 a的SST均值与近67 a (1949—2015年) SST均值之差为SST距平。如“最近10 a”与“早期10 a”间的SST变化量为
$ \Delta SST = SS{T_{2006 - 2015}} - SS{T_{1949 - 1958}} $ | (3) |
1949—1958年的SST距平为
$ SSTan{o_{1949 - 1958}} = SS{T_{1949 - 1958}} - SS{T_{ave}} $ | (4) |
前人研究表明,高于28 ℃的海表面温度(SST)是TC快速加强的必要条件[17]。图 9给出“早期10 a”与“最近10 a”西北太平洋区域海表面温度SST以及二者SST差值(SST变化量)分布,从28.5 ℃等温线和29 ℃海温范围(图 9a、(b)的变化可知,近67 a西北太平洋地区28.5 ℃等温线向北推进约1 110 km,北半球29 ℃海温范围向北推进且扩大约1 876 152 km2。配合较低的环境风垂直切变VWS,这种高海温区域的北进影响了RI集中区的南边界北进。RI集中区的东南部有SST正距平中心,给定加热源有利于台风增强。这种海洋热量的变化进一步揭示出高海温区域(不小于28.5 ℃)北进扩大的现象,在低VWS区域的配合下,共同影响RI集中区南边界北进。
高空流出气流对TC的“抽吸”有利于TC的增强。图 10给出“早期10 a”与“最近10 a”西北太平洋区域200 hPa高空流场和高空急流分布以及“最近10 a”高空流场与二者高空急流的差值叠加图,从图 10a、b可知,西北太平洋地区TC的RI集中区上空(200 hPa)存在明显的反气旋,集中区中心以北为偏西气流、以南为偏东气流。不论是“早期10 a”还是“最近10 a”,RI集中区北侧均有一东西带状分布的西风急流,这与郑峰[11]研究指出的“TC突然增强前后北侧外围维持平直的高空急流”的结论相符合。而且,“早期10 a”风速大于等于42 m·s-1的西风急流区主要覆盖在日本本州岛中部较小的范围,到“最近10 a”风速大于等于42 m·s-1的西风急流区明显向西向南扩展至我国黄海和东海海域上空。此外,RI集中区附近高空反气旋东西轴线有持续向西向南移动的趋势(置信水平为95 %),“最近10 a”较“早期10 a”向西移动约555 km,向南移动约111 km。上述向西向南的变化趋势与RI集中区东边界向西、北边界向南的漂移趋势基本一致。此外,从差值图(图 10c)可见,相对于“早期10 a”,RI集中区中心以北的西风急流和以南的东风急流在“最近10 a”均增强,这是由于RI集中区上空的高层流出气流增强,有利于TC增强和RI发生。
图 11给出“早期10 a”与“最近10 a”西北太平洋区域850 hPa的水汽通量和水汽通量散度以及二者水汽通量散度差值分布,从图 11a、b的水汽通量和水汽通量散度分析可知,“早期10 a”RI集中区的水汽主要来自其东侧的输送,水汽辐合主要出现在RI集中区的南侧;“最近10 a”,南侧向RI集中区输送的水汽明显增加,RI集中区的南侧出现较大范围的水汽辐合。RI集中区南侧的水汽辐合带由早期的不连续块状发展合并为连续带状,辐合带的面积扩大约740 492 km2,并出现强度为-0.22 g·kg-1的水汽辐合区,更有利于RI的发展。从有利于RI过程的水汽通量散度的差值图(图 11c)分析可知,相对于RI集中区的东北部,其西南部的水汽辐合区明显增强,表明水汽辐合区有向西向南的漂移趋势,从而影响RI集中区北边界向南、东边界向西的气候漂移。
基于1949—2015年的TC及再分析资料,统计发现西北太平洋TC发生RI时所在的区域有明显的气候漂移特征,分析表明弱的环境风垂直切变VWS区和高层流场等移动是其可能的主要成因。
(1) 尽管气候变化背景下,西北太平洋地区的强台风发生比例有增大的趋势[21],但1949—2015年,RI的发生频数及伴有RI发生的TC频数均在减少,RI过程的持续时间占TC生命史的比例及伴有RI发生的TC占TC总频数的比例也均呈震荡减小的趋势。强度等级较弱(STS及以下)的TC相对容易发生RI,且RI在夏秋季节和清晨多发。
(2) 尽管TC达到最强时的纬度随气候变化有向北漂移的趋势,但1949—2015年RI发生时TC所在的最北(南)纬度呈向南(北)漂移、最东(西)经度向西(东)漂移,RI发生区域有逐渐向(116°—158 °E,11°—23 °N)集中的趋势。
(3) 全球气候变暖背景下,西太平洋地区环境场的弱VWS区(5 m·s-1以下)向南的气候漂移是导致RI发生时TC最北纬度显著向南漂移的可能原因,RI集中区也主要沿VWS小于10 m·s-1的区域分布,RI发生时TC最南纬度向北漂移则与高海表明温度SST及SST正距平区域的向北扩展密切相关。
(4) 热带和副热带水汽输送的空间变化是决定RI发生区域变化的主要因子,200 hPa高空辐散增强、850 hPa水汽辐合增加,低空水汽输送区域向北延伸,影响了RI发生区域的气候漂移。
值得注意的是,本文使用的环境场及海温等再分析资料分辨率较低、TC资料也仅使用了中国整编的资料(未同时使用中、美、日、港等整编的资料)且年限不长,相关结论的稳定性需做进一步验证。
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