冬季西北太平洋熱帶氣旋的生成與熱帶東風(fēng)擾動的關(guān)系

何潔琳，管兆勇，萬齊林，王黎娟

(1.廣西氣候中心，廣西南寧530022;2.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害省部共建教育部重點實驗室，江蘇南京210044;3.中國氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所，廣東廣州510080)

0 引言

西北太平洋上一年四季都有熱帶氣旋出現(xiàn)，平均每年冬季(11月—次年2月)約有5個熱帶氣旋在西北太平洋上生成(He et al.，2009)。雖然熱帶氣旋的主要活躍期在7—10月，冬季熱帶氣旋很少，但仍然有登陸影響中國的異常個例出現(xiàn)(He et al.，2008，2010)，造成嚴(yán)重的社會影響。研究冬季熱帶氣旋生成的大尺度環(huán)流特征和物理機制有助于加深對熱帶氣旋活動及其氣候變化的認(rèn)識。

Gray(1968)提出，TC(tropical cyclone)生成的熱力和動力條件是一定深度的暖水海面、中層較高的相對濕度、大氣條件不穩(wěn)定層結(jié)、一定的地轉(zhuǎn)偏向力、氣旋中心對應(yīng)高低層弱垂直風(fēng)切變和存在低層正渦度等。在熱帶西北太平洋暖池區(qū)，前4個因子基本都是滿足的，而后2個動力因子，特別是氣旋性擾動是TC形成的關(guān)鍵(Briegel and Frank，1997)。Frank(1988)提出TC發(fā)展形成分為生成階段和加強階段，第一階段是松散的熱帶云組織發(fā)展成為中尺度渦旋，在這個過程中，必須在一定區(qū)域內(nèi)存在比氣候環(huán)流背景更有利的擾動動力因子，為中尺度渦旋的生成提供必須的外力;在第二階段，當(dāng)?shù)蛪簻u旋達(dá)到一定強度，就可以依靠自我反饋的CISK機制，通過海氣相互作用發(fā)展成為TC。因此產(chǎn)生初始擾動的外力條件對TC的生成是關(guān)鍵。研究認(rèn)為與熱帶氣旋生成有關(guān)的熱帶擾動有東風(fēng)波、赤道混合Rossby重力波(mixed Rossby-gravity waves，MRGW)和熱帶低壓(tropical depression，TD)型擾動等，這些波動為熱帶氣旋的生成提供了主要初始渦旋，在近赤道地區(qū)，這三類波動經(jīng)常發(fā)生相互轉(zhuǎn)變，很難區(qū)分(Takayabu and Nitta，1993;Ritchie and Holland，1999;Dickson and Molinari，2002;Krouse et al.，2008)。最早認(rèn)為與熱帶氣旋生成密切相關(guān)的東風(fēng)波，現(xiàn)在一般被稱為由Takayabu和Nitta提出的“TD型擾動”(Takayabu and Nitta，1993;Dickson and Molinari，2002)。Wheeler and Kiladis(1999)利用衛(wèi)星觀測的OLR(outgoing longwave radiation)資料，通過波數(shù)—頻率譜分析，分辨出赤道對流耦合波中的赤道MRGW和離開赤道的“TD型擾動”。黃榮輝和陳光華(2007)也從動力理論方面論證了季風(fēng)槽對赤道西傳天氣尺度的MRGW轉(zhuǎn)變?yōu)椤癟D型波動”的影響。Zhou and Wang(2007)的研究發(fā)現(xiàn)，近百年來唯一在非臺風(fēng)季節(jié)登陸菲律賓和臺灣島的2004年“Nanmadol”臺風(fēng)初始擾動的來源為太平洋以東的赤道MRGW。Chen(2009)用2000—2007年共131個觀測個例資料研究了3種熱帶波動，即MJOs、赤道Rossby波和TD型擾動對TC的影響，認(rèn)為72%TC生成是超過兩種波動的共同影響。以上的觀測事實和理論研究都表明赤道MRGW或TD型擾動與TC生成的關(guān)系密切。

Ritchie and Holland(1999)總結(jié)了西北太平洋上TC生成的大尺度環(huán)流型，認(rèn)為季風(fēng)輻合區(qū)是主要的TC生成區(qū)域，季風(fēng)切變線型、季風(fēng)低壓型和季風(fēng)輻合區(qū)型是與季風(fēng)槽有關(guān)的3種主要的TC生成環(huán)流型，其主要形成理論是與積云對流潛熱釋放密切的CISK機制，概括了70%的熱帶氣旋生成形式;而另兩種TC生成的環(huán)流型——東風(fēng)波型和波能量傳播型，則與正壓不穩(wěn)定及波動能傳播所致的TC生成機制有關(guān)。關(guān)于TC形成的主要能量來源，Lau and Lau(1992)、Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)的研究認(rèn)為西太平洋夏季的熱帶低壓擾動產(chǎn)生的主要能量來源是與積云對流聯(lián)系的凝結(jié)加熱，同時水平基本氣流不均勻產(chǎn)生的正壓不穩(wěn)定能量轉(zhuǎn)換對TD型擾動的動能增加也有重要影響。

冬季季風(fēng)槽處于不活躍狀態(tài)，熱帶西北太平洋上受東北季風(fēng)和偏東信風(fēng)控制，在這種大氣環(huán)流條件下，TC如何形成?其動能來源與夏季有何不同?Ritchie and Holland(1999)的研究曾指出冬季TC的形成與東風(fēng)波有關(guān)，但并未針對冬季TC形成具體給出大尺度環(huán)流特征及其物理機制。本文主要研究冬季TC形成的大尺度環(huán)流特征，并從波動和能量角度探討TC形成的主要動力機制。

1 資料和方法

所用西北太平洋(含南海、赤道以北、經(jīng)度180°以西)TC資料來自中國氣象局上海臺風(fēng)研究所提供的1949—2006年“CMA-STI”熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)集(http://www.typhoon.gov.cn);NCEP/NCAR2.5°×2.5°逐日再分析海平面氣壓場、風(fēng)場、OLR資料(Kalnay et al.，1996)。

選擇熱帶氣旋首次達(dá)到熱帶低壓強度(中心附近最大風(fēng)速達(dá)到12 m/s以上)時的TC位置和時間為TC生成位置和時間。由于NCEP/NCAR的逐日再分析資料使用的是當(dāng)日世界時00、08、12、18時次的平均，與熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)集的時間一致，本文中將在一天中00時到18時任何時次生成的TC的當(dāng)日NCEP/NCAR資料取為代表TC生成日的資料。所選TC都為達(dá)到熱帶風(fēng)暴強度以上的我國正式編號的TC。

1995—2006年冬季西北太平洋生成TC共39個個例，為了使合成場特征更具普遍性，除去生成在120°E以西的3個南海TC和從日界線西移的已經(jīng)發(fā)展達(dá)到臺風(fēng)等級的2個TC，研究樣本個例共34個，根據(jù)中國國家熱帶氣旋等級標(biāo)準(zhǔn)，個例中包括熱帶風(fēng)暴12個，強熱帶風(fēng)暴6個，臺風(fēng)6個，強臺風(fēng)5個，超強臺風(fēng)5個;在11月生成的有20個，12月生成的有10個，1月和2月分別有3個和1個個例。

對TC生成的大尺度環(huán)流分析，參考Ritchie and Holland(1999)研究西北太平洋熱帶氣旋生成的方法，以TC個例生成日TC生成位置為中心的80°(經(jīng)度)×60°(緯度)范圍內(nèi)的NCEP/NCAR日平均再分析資料及OLR資料，形成TC個例生成日(0 d)樣本資料場，依此制作TC個例生成前10 d(－10 d)到前1 d(－1 d)的逐日樣本資料場An。合成場合成公式為，其中Ci，j為合成場在網(wǎng)格點(i，j)的數(shù)據(jù)，(Ai，j)n為第n個TC個例樣本場在網(wǎng)格點(i，j)的數(shù)據(jù)，N為樣本總數(shù)34。34個TC個例的平均生成位置為142.9°E、9.9°N。選?。? d、－2 d、－1 d、0 d合成資料研究TC生成的大尺度環(huán)流特征。由于34個TC個例在生成前7～10 d TC生成點位置無TC生成，以－10 d合成場作為無TC生成的大尺度環(huán)流特征做對比。

采用文獻(Maloney and Dickson，2003)中類似方法對合成風(fēng)場濾波研究冬季TC生成的波動性質(zhì)，并用Lau and Lau(1992)和Maloney and Hartmann(2001)中使用的動能收支平衡方程討論冬季TC生成的主要能量轉(zhuǎn)換。

2 冬季熱帶氣旋生成的大尺度環(huán)流特征

圖1 1995—2006年夏季(a)、冬季(b)925 hPa氣候平均風(fēng)場(單位:m/s;圓點表示冬季TC生成的平均位置)Fig.1 Mean climate wind fields at 925 hPa during(a)summer time and(b)winter time from 1995 to 2006(The dot denotes the mean location of TCs'genesis in winter;units:m/s)

從夏到冬，熱帶西太平洋上的大尺度平均低層環(huán)流發(fā)生著季節(jié)性的變化。如圖1a所示，夏季在西北太平洋140°E以西，赤道到20°N的熱帶地區(qū)盛行西南季風(fēng)，季風(fēng)槽在10～20°N從西太平洋東部一直延伸到南海，是夏季TC生成和活動的主要區(qū)域(孫穎和丁一匯，2002;王慧等，2006)。冬季，副高南側(cè)東北信風(fēng)和東亞大陸上的東北季風(fēng)控制了整個西北太平洋地區(qū)，熱帶輻合帶南撤到南半球5～10°S，環(huán)流背景對西北太平洋上TC的生成和活動不利(圖1b)。因此，冬季TC如何在這樣的大尺度環(huán)流背景下生成和發(fā)展是本文研究的主要問題。

2.1 合成場基本特征

由海平面氣壓合成場(圖2a、b)可看到，在－3 d，冬季TC平均生成位置的東南側(cè)，赤道附近150～160°E處存在一個低于1 008 hPa的跨赤道低壓，該低壓向西北方向移動，0 d時到達(dá)TC生成位置。對應(yīng)地在－3 d時，925 hPa TC生成位置東南側(cè)存在一對跨赤道氣旋(圖2c)，氣旋對中心以西赤道南北5°范圍內(nèi)為西風(fēng)，北半球氣旋環(huán)流西北移且加強發(fā)展，0 d時氣旋移到TC生成點，正渦度區(qū)加強達(dá)到大于3.0×10－5s－1，低壓氣旋所處位置也是赤道附近西風(fēng)與東風(fēng)的輻合處(圖2d)。高層250 hPa TC形成位置位于反氣旋環(huán)流中心的西南側(cè)，這里是高空東風(fēng)急流的出口區(qū)，輻散較強。隨著低層氣旋性環(huán)流的西北移，高層北半球反氣旋環(huán)流中心也向西移(圖2e、f)。高層輻散、低層輻合的大尺度環(huán)流條件有利于TC的發(fā)展。

圖2 冬季TC形成的大尺度環(huán)流特征合成場(a、b分別為－3 d和0 d的海平面氣壓場(hPa);c、d分別為－3 d和0 d的925 hPa流場(實線)、風(fēng)場(箭矢;m/s)和700 hPa渦度場(粗實線;10－5s－1);e、f分別為－3 d和0 d的250 hPa流場(實線)和風(fēng)場(箭矢;m/s);陰影區(qū)表示通過0.05信度的顯著性檢驗;圓點表示TC生成的平均位置)Fig.2 Composite large-scale circulation fields for(a)mean sea level pressure on－3 d，(c)streamline，wind(m/s)at 925 hPa and relative vorticity(thick line;10－5s－1)at 700 hPa on－3 d，(e)streamline，wind(m/s)at 250 hPa.b，d，f are the same as a，c，e except for on 0 d respectively(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level;The dot indicates the mean location of TCs'genesis in winter)

圖3為在TC生成位置緯向5°平均的925 hPa風(fēng)沿時間—經(jīng)度剖面，反映了冬季TC生成前4 d一直到生成時東風(fēng)氣流占主導(dǎo)，從－3 d起北風(fēng)一直很強，南風(fēng)則隨時間向西擴展到TC形成位置，在700 hPa也存在同樣的演變(圖略)，這是東風(fēng)波的特征。在925 hPa的經(jīng)向風(fēng)上(圖略)，可以看到在TC生成位置的西北側(cè)一直存在著較強的大于等于3 m/s的北風(fēng)區(qū)，當(dāng)?shù)蛪簻u旋西北移近強北風(fēng)區(qū)時，環(huán)流西側(cè)北風(fēng)與強北風(fēng)區(qū)重合加強，從而輻合加強而發(fā)展為TC。這與Chang et al.(1979)發(fā)現(xiàn)的冬季冷涌對赤道附近氣旋發(fā)展加強有很大作用的觀測事實是一致的。徐亞梅和伍榮生(2003)通過數(shù)值試驗也證實冷空氣的入侵可以加強對流不穩(wěn)定和低層輻合，從而有利于TC的形成。

在夏季，如Ritchie and Holland(1999)總結(jié)的，西南季風(fēng)與偏東信風(fēng)形成的季風(fēng)切變線及熱帶地區(qū)的季風(fēng)輻合帶是TC生成的胚胎帶，低壓初始擾動場往往在輻合帶原地生成，隨著西南季風(fēng)的東進，在原地加強和發(fā)展成為TC，夏季西南季風(fēng)起到很大作用。在冬季，西南季風(fēng)已轉(zhuǎn)變?yōu)闁|北季風(fēng)和東北信風(fēng)，季風(fēng)槽由赤道西風(fēng)和偏東信風(fēng)、東北季風(fēng)維持，比夏季弱。因此在冬季，TC的形成不能依靠低層西南風(fēng)東進加大切變，使初始?xì)庑原h(huán)流輻合加強而形成，但在冬季，熱帶地區(qū)東風(fēng)波依然存在(Chang et al.，1970)，為冬季TC生成提供初始擾動。

2.2 跨赤道氣旋對特征

以上的分析表明，冬季TC生成的初始渦旋位于赤道附近西太平洋東部，低層有明顯的與初始渦旋聯(lián)系的跨赤道氣旋對。對流層低層跨赤道氣旋對的存在是前人研究發(fā)現(xiàn)的一個觀測事實(Palmer，1952;Keen，1982;Ferreira et al.，1996)，常出現(xiàn)在11月到次年4—5月，判別標(biāo)準(zhǔn)為在赤道附近兩氣旋中心緯向間距約9～15°，經(jīng)度間距約9°的范圍內(nèi)幾乎同時出現(xiàn)，南北氣旋對先后出現(xiàn)時間不超過4 d。氣旋對對赤道西風(fēng)的維持及赤道強對流活動有很大作用。Ramage(1974)、Keen(1982)對跨赤道氣旋對觀測事實的研究認(rèn)為，出現(xiàn)在南半球夏季的赤道附近的氣旋，容易引起相應(yīng)的北半球赤道附近氣旋環(huán)流的形成，在合適的海溫、大氣環(huán)流背景條件下發(fā)展成為TC，跨赤道氣旋對的出現(xiàn)有利于形成北半球冬季TC的主要初始擾動場。本文中針對北半球冬季TC的環(huán)流合成場恰恰得到類似的情形，因此冬季西北太平洋生成的環(huán)流特征中，赤道氣旋對的出現(xiàn)是TC形成的一個重要特征，氣旋對的出現(xiàn)往往使赤道西風(fēng)加強，熱帶輻合帶加強維持，對TC形成提供有利條件。

由于合成場中的經(jīng)緯度為平均位置，赤道的位置僅為近似，而34個TC個例生成位置的最低緯度為4.8°N，平均緯度為10°N，一般TC直徑為6～12個緯距，為了確定南北氣旋是否都跨過赤道，對生成在12°N以上的個例做同樣的合成，共5個個例，平均生成位置135.3°E、16.4°N?？梢钥吹饺匀挥锌绯嗟罋庑龑Φ某霈F(xiàn)，但南半球氣旋位置稍偏北(圖4)。

2.3 無TC生成的合成場特征

圖3 925 hPa合成風(fēng)沿TC生成位置5°緯距平均的時間—經(jīng)度剖面(單位:m/s;0°表示TC生成位置)a.緯向風(fēng);b.經(jīng)向風(fēng)Fig.3 Time-longitude cross section of 925 hPa composite wind for(a)the zonal wind and(b)the meridional wind(units:m/s;0°indicates the location where TCs generated)

圖4 較高緯度TC生成的925 hPa合成流場(實線)、風(fēng)場(箭矢;m/s)和700 hPa渦度場(10－5s－1)(陰影區(qū)表示渦度大于等于10－5s－1的區(qū)域;圓點表示TC生成的平均位置)a.－4 d;b.0 dFig.4 Composite streamline(solid line)and wind field(arrow)at 925 hPa and the vorticity field at 700 hPa(shaded areas indicate places with values larger than 1×10－5s－1for TCs which formed in higher latitude;a is on－4 d and b is on 0 d;The dot denotes the mean location of TCs'genesis)

圖5 無TC生成時的合成場(圓點表示TC生成平均位置;陰影區(qū)表示通過0.05信度的顯著性檢驗)a.海平面氣壓(hPa);b.925 hPa流場(實線)和風(fēng)場(箭矢;m/s);c.250 hPa流場(實線)和風(fēng)場(箭矢;m/s)Fig.5 Composite filed without TCs'genesis(a)mean sea level pressure，(b)streamline at 925 hPa，(c)streamline at 250 hPa(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level;the dot indicates the mean)

利用各個例生成前10 d日資料合成無TC生成時的海平面氣壓和高低空流場合成場(圖5)，可見，無TC生成與有TC生成時的大尺度流場有很大差別。在TC平均生成位置的東南側(cè)赤道位置無氣旋性低壓存在;TC生成位置位于高空反氣旋中心的東南側(cè)，這里是高空東風(fēng)急流的入口區(qū)，輻散較弱，不利于低空渦旋的發(fā)展;低層南半球的氣旋環(huán)流依然存在，但北半球無相應(yīng)的氣旋環(huán)流生成，在冬季氣候平均場上也可看到南半球約150°E、10°S處存在一個氣旋環(huán)流，該氣旋環(huán)流處于南半球的夏季輻合帶內(nèi)，這表明南半球氣旋雖然可成為北半球TC形成的有利條件，但仍需要其他高低空風(fēng)切變、海溫等適合的動力、熱力條件配合，這有待進一步探索。

綜上所述，冬季TC形成的大尺度環(huán)流型為東風(fēng)波西傳型。在西太平洋東部的低層初始?xì)庑詼u旋以西傳發(fā)展加強形式移動到TC形成點，初始?xì)庑詼u旋在赤道附近季風(fēng)槽東端東西風(fēng)輻合處產(chǎn)生，且與南半球相對氣旋關(guān)系密切，TC初始渦旋位置位于高層反氣旋環(huán)流中心附近西南側(cè)，初始擾動在西北傳的過程中遇到強東北風(fēng)，在高層反氣旋輻散有利條件下，低層正渦度和輻合加強發(fā)展為TC。

冬季TC形成的大尺度環(huán)流型東風(fēng)波型特征與Ritchie and Holland(1999)總結(jié)的東風(fēng)波型特征不完全相同，主要區(qū)別在于低層沒有源自索馬里、孟加拉灣及南海的強西風(fēng)參與，這與冬夏季節(jié)季風(fēng)性質(zhì)不同、活動不同有關(guān)。北半球冬季赤道附近低層出現(xiàn)的跨赤道氣旋對是冬季北半球TC形成的重要特征。

3 冬季TC生成的混合Rossby重力波和“TD型擾動”特征

近赤道地區(qū)太平洋中部西傳的東風(fēng)波動為冬季TC生成提供了主要初始擾動。離開赤道的東風(fēng)波，現(xiàn)在一般被稱為“TD型擾動”，一些“TD型擾動”由赤道MRGW在160°E以東生成(Takayabu and Nitta，1993;Wheeler and Kiladis，1999;Dickson and Molinari，2002)。研究表明3～6 d周期的低層MRGW最早是在太平洋中部發(fā)現(xiàn)，波長7 000～10 000 km，西傳相速度15～20 m/s，但在西太平洋的MRGW波長變短，約2 500～3 500 km，西傳相速變慢，約3～5 m/s(Liebmann and Hendon，1990;Takayabu and Nitta，1993;Dunkerton and Baldwin，1995;Wheeler and Kiladis，1999)。黃榮輝和陳光華(2007)也指出，太平洋中部波長較長的赤道MRGW西傳，在季風(fēng)槽區(qū)南側(cè)緯向風(fēng)輻合處可以產(chǎn)生波性質(zhì)的轉(zhuǎn)變，演變成波長較短的TD型波動。因此，冬季氣候背景下，TC的形成很可能與赤道低層的MRGW有關(guān)。

由于3～6 d是赤道低層MRGW的主要周期，波的特征是具有強的經(jīng)向風(fēng)分量，和較小的緯向風(fēng)分量，且關(guān)于赤道對稱(Matsuno，1966;Takayabu and Nitta，1993;Wheeler and Kiladis，1999;Dickson and Molinari，2002)。對925 hPa合成風(fēng)場做3～6 d的帶通濾波后進行分析。由圖6可見，TC生成位置附近存在著西北東南向系列完整環(huán)流，A、C為反氣旋環(huán)流，B為氣旋環(huán)流，D為赤道附近逆時針環(huán)流，呈現(xiàn)出Rossby波的特征。這系列波緩慢向西北移，－4 d時A移出，B、C、D發(fā)展。在－3 d，Rossby系列波繼續(xù)向西北移動，環(huán)流D中心與負(fù)距平小于－10 W/m2的OLR重合，顯示出“TD型擾動”特征，其位置約在(150°E，6°N)。在－2 d，D環(huán)流及其伴隨的強對流繼續(xù)發(fā)展加強，同時其東南方又出現(xiàn)一個新的反氣旋環(huán)流E。在－1 d，D環(huán)流中心與強對流中心完全重合，反氣旋環(huán)流E也繼續(xù)發(fā)展。在0 d，TC形成，但其位置并非在D環(huán)流中心，而是在其東側(cè)經(jīng)向風(fēng)緯向增量＞0處生成，同時另一個新的順時針環(huán)流F在東南方赤道附近又形成了。上述分析中的D環(huán)流生成在赤道附近，具有明顯的經(jīng)向風(fēng)分量大，緯向風(fēng)很小的特征，呈現(xiàn)MRGW結(jié)構(gòu)。在－3 d時，環(huán)流D離開赤道，與強對流耦合的位置約在150°E，與黃榮輝和陳光華(2007)理論計算的赤道MRGW轉(zhuǎn)變?yōu)椤癟D型擾動”的位置一致。當(dāng)氣旋性環(huán)流中心與更強對流重合后，發(fā)展成為TC。這些MRGW轉(zhuǎn)變?yōu)椤癟D型擾動”后向TC發(fā)展的特征也與Dickson and Molinari(2002)的觀測事實一致的。本文中用合成分析方法也分辨出了與冬季TC生成有關(guān)的赤道MRGW。Zhou and Wang(2007)對冬季臺風(fēng)0428號“Nanmadol”個例的研究也發(fā)現(xiàn)，來自太平洋以東的高層赤道MRGW西移進入東風(fēng)切變顯著和海溫偏高區(qū)域后，波動向低層延伸，且波長縮小，在邊界層摩擦輻合效應(yīng)下向西北移動，性質(zhì)轉(zhuǎn)變?yōu)椤癟D型擾動”，是“Nanmadol”生成的初始擾動源。

可見，赤道MRGW西北移，中心與強對流耦合，轉(zhuǎn)變?yōu)椤癟D型擾動”后，在CISK機制下，對流加熱與低壓環(huán)流互相作用加強，最終發(fā)展成為TC。因此，冬季TC形成的東風(fēng)波(TD型擾動)實質(zhì)是赤道MRGW西北傳后性質(zhì)改變而形成。

4 TC形成與能量轉(zhuǎn)換

在上節(jié)分析中，赤道MRGW轉(zhuǎn)變?yōu)椤癟D型擾動”及加強為TC的轉(zhuǎn)變過程中，對流耦合是重要的特征，而在東風(fēng)基流中，正壓不穩(wěn)定對加強東風(fēng)波使其轉(zhuǎn)變?yōu)門C也起重要作用(Molinari et al.，1997)，理論研究也證明基本氣流的水平切變和垂直切變可以為擾動的發(fā)展提供能量來源(沈新勇等，2006)。本節(jié)主要從動能平衡角度，探討冬季TC形成中的能量收支和轉(zhuǎn)換機制。

圖6 OLR距平合成場及3～6 d濾波的925 hPa合成風(fēng)場(陰影表示小于等于0 W/m2的OLR負(fù)距平;風(fēng)矢量單位:m/s;字母A到F表示各環(huán)流中心)a.－5 d;b.－4 d;c.－3 d;d.－2 d;e.－1 d;f.0 dFig.63 —6 d bandpass-filtered wind vectors at 925 hPa composite filed with background composite OLR anomalous field(The shaded areas indicate negative OLR value is less than or equals 0 W m－2;the wind vectors'unit is m/s;The letters of“A”to“F”indicate the centers of the circulation)

對TC形成的動能收支方程采用Lau and Lau(1992)、Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)使用的渦動動能收支方程，假設(shè)基本氣流與擾動是相互獨立的。式中:指場的時間平均(11 d平均)，為基本場;為瞬時擾動;Vh=ui+vj為水平風(fēng)場;其他氣象變量符號同常用。是水平渦動動能(KE);Φ≡gZ是位勢;R是干空氣的氣體常數(shù);p是氣壓;T是溫度;ω是氣壓速度。方程左邊動能隨時間變化由右邊各項引起。方程右邊第一項是指正壓轉(zhuǎn)換項(KI);第二、三項分別代表平均基流和擾動氣流引起的平均渦動動能平流(KAm、KAe)，第四項是冷暖空氣垂直擾動運動引起的渦動有效位能轉(zhuǎn)換項(KP);第五項是指擾動位勢通量的散度轉(zhuǎn)換項(KZ);第6項是耗散項，本文不做討論。

選取0 d合成場資料計算TD擾動形成TC的各動能轉(zhuǎn)換項。圖7是式(1)右方前5類轉(zhuǎn)換項從低層1 000 hPa到100 hPa的垂直平均，虛線方框為TC范圍示意。中心極值如表1所示?？梢?，在這幾項中，前3項為大值，后兩項量級小，即由平均基流和擾動平流帶來的動能轉(zhuǎn)換較小，可以忽略。因此，主要討論前3項:正壓轉(zhuǎn)換項(KI)、有效位能轉(zhuǎn)換項(KP)及擾動位勢通量的散度轉(zhuǎn)換項(KZ)。KI和KP都是正值，KP是負(fù)值，表明對TC生成的動能轉(zhuǎn)換起正貢獻的是正壓轉(zhuǎn)換項和有效位能轉(zhuǎn)換項，基本氣流切變產(chǎn)生的正壓不穩(wěn)定能量和冷暖空氣團非絕熱加熱作用對TC形成有重要作用，而位勢通量的散度轉(zhuǎn)換項卻是對動能產(chǎn)生起負(fù)貢獻。這個計算結(jié)果與Lau and Lau(1992)、Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)研究結(jié)果一致，在TC形成擾動動能的轉(zhuǎn)換中，正壓轉(zhuǎn)換和有效位能轉(zhuǎn)換的貢獻較大。

表1 TD型擾動垂直平均的動能收支Table 1 Vertical average Kinetic energy budget of TD-type disturbances10－5m2/s3

圖8為各動能收支項沿TC形成位置的緯向垂直剖面，中心位置大約在143°E?？梢姡龎恨D(zhuǎn)換項的正大值區(qū)主要在中低層(圖8a)，主要是由于水平風(fēng)場的不均勻造成擾動不穩(wěn)定發(fā)展而產(chǎn)生的。有效位能轉(zhuǎn)換項(圖8b)的正大值區(qū)則集中在500 hPa以上的中上層，這一項在三項值中最大，TD型擾動中心中上層的上升運動與正溫度擾動(使KP出現(xiàn)正大值，表明與積云對流有關(guān)的加熱作用在TC形成中的主要作用，也正是上述當(dāng)強對流OLR低值區(qū)與TD型擾動重合后才能使其進一步發(fā)展成為TC的原因，這與Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)分析夏季TC結(jié)果是一致的，冬季TC形成的最重要能量來源同樣是與濕對流過程有關(guān)的潛熱釋放。擾動位勢通量散度的轉(zhuǎn)換項(KZ)在850 hPa到150 hPa都是負(fù)值，而在對流層低層和上層則為正值，主要的負(fù)極大值位于500 hPa到200 hPa，反映了動能向擾動位勢的轉(zhuǎn)換，KZ項平衡了部分KI與KP造成的擾動動能增加。

圖7 合成的TC 0 d垂直平均能量收支分布(單位:10－5m2/s3;圓點表示TC形成位置;虛線方框表示TC范圍)Fig.7 Allocation of composite TCs'energy budget that is vertically averaged for(a)and(e)－ on 0 day(units:10－5m2/s3;the dot indicates the location of TC's formation;dashed square frames denote TC range)

圖8 沿TC平均生成中心各能量收支項緯向垂直剖面(單位:10－5m2/s3;陰影區(qū)表示正值)Fig.8 Longitudinal vertical cross section of individual energy budgets across the center where TC is formed(units:10－5m2/s3;shaded areas denote positive value)

以上對TC生成能量變化收支分析表明，在TD型擾動轉(zhuǎn)變?yōu)門C的過程中，正壓不穩(wěn)定能量和有效位能對動能的轉(zhuǎn)換起了很大作用，其中與積云對流發(fā)展有關(guān)的非絕熱加熱起的作用最大，而擾動位勢通量散度則將中上層的部分動能增加重新分配到對流層低層和上層。因此可以認(rèn)為冬季TC形成的主要動力機制是低層MRGW離開赤道西北移，波動從平均氣流中獲得正壓不穩(wěn)定能量轉(zhuǎn)換的動能，并與強積云對流耦合，熱力和動力共同作用下形成TC。

5 結(jié)論和討論

通過對34個冬季西北太平洋TC個例的合成分析，揭示了冬季西北太平洋TC生成的有利大尺度環(huán)境及熱帶東風(fēng)擾動對TC生成的作用，得到以下主要結(jié)論。

1)冬季TC形成的主要形式為東風(fēng)波西移型。北半球冬季赤道附近低層出現(xiàn)的跨赤道氣旋對是冬季西北太平洋TC形成的重要特征，初始擾動氣旋形成于赤道槽東端，在高層，TC形成位置東北部為反氣旋環(huán)流。初始?xì)庑詳_動在西北移過程中遇到強北風(fēng)區(qū)，輻合加強，在高空輻散反氣旋環(huán)流的有利形勢配置下，發(fā)展成為TC。

2)對低層925 hPa合成風(fēng)場的3～6 d濾波分析表明，冬季TC形成的擾動:東風(fēng)波實質(zhì)是赤道附近生成的MRGW，在西北傳過程中與強對流相遇，當(dāng)氣旋中心與強對流重合時轉(zhuǎn)為“TD型擾動”，在有利的高低空流場條件下，通過CISK機制發(fā)展成為TC。

3)對合成的TC場的擾動動能的收支分析表明，擾動有效位能和正壓不穩(wěn)定轉(zhuǎn)換為TC形成提供了能量，與積云對流有關(guān)的加熱作用起最大貢獻，水平風(fēng)場的不均勻引起的正壓不穩(wěn)定能量也起了較大作用。正壓不穩(wěn)定能量轉(zhuǎn)換為動能主要位于中下層，而擾動有效位能的轉(zhuǎn)換主要位于中上層。TC渦旋獲得的部分動能轉(zhuǎn)化為擾動位勢通量。低層波動從平均氣流中獲得正壓不穩(wěn)定能量轉(zhuǎn)換的動能，并與強積云對流耦合，熱力和動力共同作用下形成TC可能是冬季TC形成的主要物理機制。

由于冬季TC生成較少，統(tǒng)計個數(shù)有限，本文并不能概括完全TC生成的所有類型，冬季TC生成仍可存在其他形式和物理機制;且本研究中所用再分析資料分辨率較低，在今后工作中可以進一步利用高分辨率資料和數(shù)值試驗開展TC生成機制的深入分析，本文得到的結(jié)果亦需要在今后的預(yù)測業(yè)務(wù)中進行驗證。

致謝:感謝所用再分析資料提供者NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center，Boulder，Colorado(www.cdc.noaa.gov)和南京信息工程大學(xué)大氣資料服務(wù)中心。所有插圖使用GrADS軟件繪制。

黃榮輝，陳光華.2007.西北太平洋熱帶氣旋移動路徑的年際變化及其機理研究［J］.氣象學(xué)報，65(5):683-694.

沈新勇，趙南，何金海，等.2006.切變基流對赤道大氣波動穩(wěn)定性的作用［J］.南京氣象學(xué)院學(xué)報，29(4):462-469.

孫穎，丁一匯.2002.1998和1999年西北太平洋熱帶氣旋的異常特征及其大尺度條件［J］.氣象學(xué)報，60(5):527-537.

王慧，丁一匯，何金海.2006.西北太平洋夏季風(fēng)的變化對臺風(fēng)生成的影響［J］.氣象學(xué)報，64(2):345-356.

魏鳳英.1999.現(xiàn)代氣候統(tǒng)計診斷與預(yù)報技術(shù)［M］.北京:氣象出版社:31-32.

徐亞梅，伍榮生.2003.南半球冷空氣入侵與熱帶氣旋的形成［J］.氣象學(xué)報，61(5):540-547.

Briegel L M，F(xiàn)rank W M.1997.Large-scale influences on tropical cyclogenesis in the western North Pacific［J］.Mon Wea Rev，125(7):1397-1413.

Chang C P，Morris V F，Wallace J M.1970.A statistical study of easterly waves in the western Pacific:July—December 1964［J］.J Atmos Sci，27(2):195-201.

Chang C P，Erickson J E，Lau K M.1979.Northeasterly cold surges and near-equatorial disturbances over the winter MONEX area during December 1974.Part I:Synoptic aspects［J］.Mon Wea Rev，107(7):812-829.

Chen G H.2009.Three types of tropical waves related to tropical cyclogenesis over the western North Pacific［J］.Atmos Oceanic Sci Lett，2(6):321-326.

Dickson M，Molinari J.2002.Mixed Rossby-gravity waves and western Pacific tropical cyclogenesis.Part I:Synoptic evolution［J］.J Atmos Sci，59(14):2183-2195.

Dunkerton T J，Baldwin M P.1995.Observation of 3—6 day meridional wind oscillations over the tropical Pacific，1973—1992:Horizontal structure and propagation［J］.J Atmos Sci，52(1):1585-1601.

Ferreira R N，Schubert W H，Hack J J.1996.Dynamical aspects of tropical cyclones associated with the Madden-Julian oscillation［J］.J Atmos Sci，53(7):929-945.

Frank W M.1988.Tropical cyclone formation:A global view of tropical cyclones［M］.Arilington:Office of Naval Research:53-90.

Gray W M.1968.Global view of the origin of tropical disturbances and storms［J］.Mon Wea Rev，96(10):669-700.

He Jielin，Guan Zhaoyong，Nong Mengsong.2008.Preliminary study on structure of wintertime typhoon Nanmadol in 2004［J］.J Trop Meteor，14(1):69-72.

He Jielin，Guan Zhaoyong，Qian Daili，et al.2009.Occurrences of wintertime tropical cyclones in the western north Pacific under the background of global warming［J］.Atmos Ocean Sci Lett，2(6):333-338.

He Jielin，Guan Zhaoyong，Wan Qilin，et al.2010.The role of cold air and characteristics of water vapor in both TCs Nanmadol(0428)and Irma(7427)making landfall on China in wintertime［J］.J Trop Meteor，16(2):160-170.

Kalnay E，Kanamitsu M，Kistler R，et al.1996.The NCEP/NCAR 40 year reanalysis project［J］.Bull Amer Meteor Soc，77(3):437-471.

Keen R A.1982.The role of cross-equatorial topical cyclone pairs in the southern oscillation［J］.Mon Wea Rev，110(10):1405-1416.

Krouse K A，Sobel H，Polvani L M.2008.On the wavelength of the Rossby waves radiated by tropical cyclones［J］.J Atmos Sci，65(2):644-654.

Lau K H，Lau N C.1992.The energetics and propagation dynamics of tropical summertime synoptic-scale disturbances［J］.Mon Wea Rev，120(11):2523-2539.

Liebmann B，Hendon H H.1990.Synoptic-scale disturbances near the equator［J］.J Atmos Sci，47(12):1463-1479.

Maloney E D，Hartmann D L.2001.The Madden—Julian oscillation，barotropic dynamics，and North Pacific tropical cyclone formation.Part I:Observations［J］.J Atmos Sci，58(17):2545-2558.

Maloney E D，Dickson M J.2003.The intraseasonal oscillation and the energetics of summertime tropical western North Pacific synopticscale disturbances［J］.J Atmos Sci，60(17):2153-2168.

Matsuno T.1966.Quasi-geostrophic motions in the equatorial area［J］.J Meteor Soc Japan，44(1):25-43.

Molinari J，Knight D，Dickinson M，et al.1997.Potential vorticity，easterly waves，and eastern Pacific tropical cyclogenesis［J］.Mon Wea Rev，125(10):2699-2708.

Palmer C.1952.Tropical meteorology［J］.Quart J Royal Meteor Soc，78(336):126-164.

Ramage C.1974.Monsoonal influences on the annual variation of tropical cyclone development over the Indian and Pacific Oceans［J］.Mon Wea Rev，102(11):745-753.

Ritchie E A，Holland G J.1999.Large-scale patterns associated with tropical cyclogenesis in the western Pacific［J］.Mon Wea Rev，127(9):2027-2043.

Takayabu Y，Nitta T.1993.3—5 day-period disturbances coupled with convection over the tropical Pacific Ocean［J］.J Meteor Soc Japan，71(2):221-245.

Wheeler M，Kiladis N.1999.Convectively coupled equatorial waves:A-nalysis of clouds and temperature in the wavenumber-frequency domain［J］.J Atmos Sci，56(3):374-399.

Zhou X，Wang B.2007.Transition from an eastern Pacific upper-level mixed Rossbygravity wave to a western Pacific tropical cyclone［J］.GeophysResLett，34，L24801.doi:10.1029/2007GL031831.