馮濤黃榮輝楊修群沈新勇胡開明

1南京大學大氣科學學院，南京2100232中國科學院大氣物理研究所季風系統(tǒng)研究中心，北京1001903南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/氣象災害教育部重點實驗室，南京210044

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2004年與2006年7～9月西北太平洋上空大尺度環(huán)流場與天氣尺度波動的差別及其對熱帶氣旋生成的影響

馮濤1黃榮輝2楊修群1沈新勇3胡開明2

1南京大學大氣科學學院，南京210023
2中國科學院大氣物理研究所季風系統(tǒng)研究中心，北京100190
3南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/氣象災害教育部重點實驗室，南京210044

摘 要2004年和2006年是西北太平洋熱帶氣旋（TC）活動具有明顯差別的兩年，2004年TC的生成位置主要位于西北太平洋的中東部上空，而2006年的TC主要生成在西北太平洋西部與中國南海。本文利用JTWC（Joint Typhoon Warning Center）熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)、NCEP-DOE AMIP-II再分析資料和NOAA的OLR資料分析并比較了2004年與2006年7～9月西北太平洋上空大尺度環(huán)境要素場及天氣尺度波動對TC生成的作用。分析結果表明：2004年7～9月與2006年7～9月西北太平洋上空季風槽的平均位置沒有明顯的區(qū)別，但是形態(tài)有著顯著的差異。2004年季風槽的槽線不明顯，在西北太平洋中部呈現(xiàn)一顯著的氣旋式環(huán)流；而2006年季風槽的槽線非常明顯，槽線南北兩側呈現(xiàn)平直的水平氣流，具有明顯的水平切變特征。2004年和2006年對流層低層的相對渦度、高層輻散和垂直風切變具有明顯的緯向分布差異，這是這兩年TC生成的位置具有明顯差異的重要原因之一。并且，本文還分析對比了2004年以及2006年7～9月西北太平洋上空3～8 d周期的天氣尺度波動的活動，其結果表明：2004年和2006年TC的生成大多數(shù)與天氣尺度波列的活動有關。2004年的天氣尺度波列強度比較強，其活動的位置位于西北太平洋中、東側上空；而2006年西北太平洋上空的天氣尺度波列相對較弱，主要活動于中國南海和西北太平洋西部。緯向基本氣流的切變與輻合所引起的瞬變擾動動能傾向的水平分布差異是天氣尺度波動活動具有以上差異的重要原因。因此，西北太平洋大尺度環(huán)境場與天氣尺度波動活動的區(qū)別共同造成了2004年7～9月的TC生成位置偏東、而2006年7～9月TC的生成位置偏西。

關鍵詞熱帶氣旋 大尺度環(huán)流型 天氣尺度波列 西北太平洋

資助項目 國家重點基礎研究發(fā)展計劃（973計劃）項目2012CB417293，國家自然科學基金項目41230527、41375065、41405067，中央高?；究蒲袠I(yè)務費專項資金資助項目20620140339

Founded by National Key Basic Research and development Project of China (973 Program) (Grant 2012CB417293), National Nature Science Foundation of China (Grants 41230527, 41375065, 41405067), the Fundamental Research Funds for the Central Universities (Grant 20620140339)

Differences between the Large-Scale Circulations and Synoptic-Scale Waves in July–September 2004 and Those in 2006 and Their Impacts on Tropical Cyclogenesis over the Western North Pacific

FENG Tao1, HUANG Ronghui2, YANG Xiuqun1, SHEN Xinyong3, and HU Kaiming2

1 School of Atmospheric Sciences, Nanjing University, Nanjing 210023

2 Center for Monsoon System Research, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100190
3 Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Key Laboratory of Meteorological Disaster of Ministry of Education, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044

Abstract There are significant differences in the tropical cyclone (TC) activities between the year 2004 and 2006 over the western North Pacific, in that TC formations occurred over the central and eastern part of the western North Pacific during July and September 2004, but over the South China Sea and the western part of the western North Pacific during July and September 2006. In this paper, the impacts of large-scale atmospheric factors and tropical synoptic-scale perturbation on tropical cyclogenesis over the western North Pacific during July–September 2004 and those in 2006 are analyzed and compared by using Joint Typhoon Warning Center (JTWC) best track data, National Centers for Environmental Prediction – Department of Energy (NCEP-DOE) Atmospheric Model Intercomparison Project Phase-II (AMIP-II) reanalysis data, and National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) outgoing longwave radiation (OLR) data. The results show that there is no remarkable difference between the average position of the monsoon trough in 2004 and that in 2006. However, the shapes of the monsoon trough are quite different. In 2004, the trough line is not noticeable but a cyclonic vortex is located over the central western North Pacific as the prominent feature. However, in 2006, the principle feature of the monsoon circulation is the distinct trough line, and horizontal wind shear is characterized by straight horizontal flow to the north and south of the trough line. Besides, an important reason for the distribution of TC events is the zonal differences of low-level relative vorticity, high-level divergence and vertical wind shear between 2004 and 2006. Moreover, the evolutions of synoptic-scale wave trains with a 3–8-day period over the western North Pacific during July to September in the years of 2004 and 2006 are analyzed and compared. The results show a close relationship between the tropical cyclogenesis and synoptic-scale wave trains in both 2004 and 2006. A stronger synoptic-scale wave train is located over the central and eastern part of the western North Pacific in 2004, and a weaker synoptic-scale wave train is located over the South China Sea and western part of the western North Pacific in 2006, which could be ascribed to the horizontal differences of the transient eddy kinetic energy tendency through the shear and confluence of the zonal mean flow. Therefore, the differences between the large-scale environment and synoptic-scale waves during July to September 2004 and those in 2006 led to different TC activities, in that TCs tended to form over the eastern area in 2004 and over the western area in 2006.

Keywords Tropical cyclone, Large-scale circulation pattern, Synoptic-scale wave train, Western North Pacific

1 引言

西北太平洋是全球熱帶氣旋（TC）最主要的生成源地之一，每年約30個TC在此海域上空生成。由于受西太平洋副熱帶高壓、季風槽和東風氣流的影響，在西北太平洋生成的TC大部分發(fā)展成熱帶風暴或臺風，并移向中國、日本、菲律賓、越南和韓國，給這些國家沿海地區(qū)造成巨大的經(jīng)濟損失和重大人員傷亡。中國是世界上遭受臺風災害最嚴重國家之一，平均每年7～8個TC登陸中國，每年因臺風災害給中國造成經(jīng)濟損失達250億元以上，人員傷亡達數(shù)百人（黃榮輝和陳光華，2007）。如2006年有8個臺風登陸中國，特別是“碧利斯”和“桑美”超強臺風給中國帶來數(shù)百億的巨大經(jīng)濟損失，近1000人死亡和失蹤。而在2004年，影響日本的臺風異常之多，多達10個，且強度強，給日本造成百余人死亡和嚴重的經(jīng)濟損失。

馮濤等（2013）綜述了最近關于西北太平洋上TC活動的時空變化特征，表明了西北太平洋上TC的生成位置和路徑有很明顯的年際和年代際變化。2004年和2006年是西北太平洋TC移動路徑和生成位置明顯不同的兩年。依據(jù)黃榮輝和陳光華（2007）的研究，2004年7～10月西太平洋暖池次表層處于冷狀態(tài)，導致了熱帶西太平洋上空低層大氣緯向風輻合的位置偏東、偏南，從而引起了西北太平洋TC容易在130°E附近發(fā)生轉向，因而臺風在日本和韓國登陸多；相反，2006年7～10月西太平洋暖池次表層處于暖狀態(tài)，導致了熱帶西太平洋上空低層緯向風輻合的位置偏西、偏北，從而引起了西北太平洋TC容易在中國登陸。西太平洋熱力狀態(tài)所引起的熱帶西北太平洋季風槽位置和結構的不同，不僅會引起TC移動路徑的不同，而且還嚴重影響著西北太平洋上TC生成位置及強度的差別。黃榮輝和陳光華（2007）以及Chen and Huang （2008）的研究表明了2004年與2006年西北太平洋上TC不僅移動路徑不同，生成位置也有很大的差別。由于西太平洋暖池的熱力狀況不同，導致了這兩年的大尺度環(huán)流背景有明顯的差別，這對西北太平洋以及中國南海TC的活動有著明顯的影響（陳光華和黃榮輝，2006）。因此，對2004年和2006年西北太平洋臺風季節(jié)的TC生成事件進行深入研究，有利于理解西太平洋暖池的熱力狀態(tài)不同對TC活動的影響途徑。

西北太平洋上空的季風槽對TC的生成起著至關重要的作用。許多研究表明：西北太平洋上空70%以上TC在季風槽生成（Gray, 1968, 1975; Briegel and Frank, 1997; Ritchie and Holland, 1999; Wu et al., 2012; Feng et al., 2014）。這是因為季風槽不僅給TC生成提供大氣低層的氣旋性相對渦度，而且能使羅斯貝重力混合波（MRG波）轉變成熱帶低壓（TD）型波動，從而給TC的生成提供初始擾動（Chen and Huang, 2009; Wu et al., 2014）。最近，F(xiàn)eng et al.（2014）基于Ritchie and Holland （1999）的結果，進一步分析了近20年西北太平洋的TC活動并且指出：在西北太平洋臺風季節(jié)，影響TC生成的有五類低層大尺度環(huán)流型，即季風切變型、季風輻合型、季風倒槽型、季風渦旋型和東風型，其中70%以上的TC在前三類大尺度環(huán)流型中生成，這主要是前三類大尺度環(huán)流型能夠為此區(qū)域TC生成和發(fā)展提供足夠大的擾動動能。但是，在北半球的夏半年，西北太平洋的季風槽始終維持在中國南?！坡少e以東的海洋上空，總是能夠提供TC生成所需的大尺度環(huán)境，但是TC的生成相對來說仍然是個小概率的偶然事件。在季風槽所提供的有利的低層渦度、垂直風切變以及對流活動情況下，還需要怎樣的條件才能夠生成TC？這是僅僅從大尺度環(huán)流的角度無法完全解釋的問題。

近年來，隨著高分辨率的再分析資料和衛(wèi)星觀測資料的出現(xiàn)，西北太平洋的天氣尺度波動引發(fā)TC生成的研究逐漸興起。西北太平洋上空存在明顯3～8 d時間尺度的天氣波動，這種天氣尺度波動具有氣旋—反氣旋—氣旋式水平結構以及環(huán)流—對流耦合的熱力結構（Liebmann and Hendon, 1990; Lau and Lau, 1990; Takayabu and Nitta, 1993; Serra et al., 2008），振幅最大位于400～700 hPa之間（Lau and Lau, 1990; Takayabu and Nitta, 1993; Fu et al., 2007），這種天氣尺度波動往往被稱為熱帶低壓（TD）型波動。這種天氣尺度波動具有與TC比較接近的時間和空間尺度，可以為TC的生成提供較強的天氣尺度擾動，在合適的動力熱力作用下，容易加強成為TC（Dickinson and Molinari, 2002; Li and Fu, 2006; Done et al., 2011），是西北太平洋上空TC生成的先兆。Fu et al.（2007）和Xu et al.（2013）的研究顯示了在2000～2001年以及2008～2009年臺風季節(jié)，西北太平洋上空分別有接近50%和80% TC的生成與這種東南—西北走向的天氣尺度波動有關。因此，對2004年和2006年西北太平洋的TC活動進行進一步研究，必須深入分析討論這兩年天氣尺度波動活動的區(qū)別。

綜上所述，本研究選取2004年和2006年作為典型年份，首先綜合分析2004年與2006年7～9月份西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流場的差別及其所引起TC生成位置的不同；并且，從低層大氣相對渦度、高層大氣散度、850～200 hPa垂直風切變和水汽等大尺度環(huán)境場的差別來論證這兩年西北太平洋上大尺度環(huán)流場的差別造成TC生成不同的原因；此外，本文還利用濾波方法來過濾2004年和2006年7～9月西北太平洋上空850 hPa周期為3～8 d的高頻天氣尺度擾動，從而分析2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層高頻天氣尺度擾動活動的差異。最后，本文還從正壓能量轉換觀點來討論在2004年與2006年7～9月期間，西北太平洋上空對流層低層天氣尺度擾動波列和TC生成具有差別的原因。

2 資料及方法

本文所考察的時段為2004和2006年西北太平洋TC活動最旺盛的7～9月份，使用了NCEP-DOE AMIP-II的逐日再分析資料（Kanamitsu et al., 2002）中的水汽場和風場，該資料的水平分辨率為2.5°× 2.5°。之前的研究表明，熱帶的對流活動對TC的生成有著重要的作用（Hendricks et al., 2004; Montgomery et al., 2006; Kerns and Chen, 2013），因此本研究還使用了美國國家海洋與大氣管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration,簡稱NOAA）的逐日向外長波輻射（Outgoing longwave radiation, 以下簡稱OLR）數(shù)據(jù)，以便分析TC生成期間對流活動的情況。

TC生成的時間和位置數(shù)據(jù)來源于美國聯(lián)合臺風預警中心（Joint Typhoon Warning Center，簡稱JTWC）的TC最佳路徑數(shù)據(jù)。JTWC的資料中包括了TC強度達到熱帶風暴級別（近地面1分鐘平均最大風速大于等于35 knot，以下簡稱TS）之前，甚至部分強度未達到熱帶低壓（近地面1分鐘平均最大風速大于等于25 knot，以下簡稱TD）級別的低壓擾動的時間和位置信息，為追蹤和分析TC的生成過程提供了必要的觀測數(shù)據(jù)。本文定義當JTWC資料中近洋面上的TC最大風速首次達到25 knot（約13 m s?1）的時刻，作為該TC的生成時刻，并把該時刻TC所處的經(jīng)緯度作為其生成位置。一般認為，TC的生成期平均為72小時左右，因此，本文將TC生成時刻之前72小時到生成的時段作為TC的生成期。

為了分離西北太平洋上空對流層低層的低頻環(huán)流與天氣尺度波動，本文使用了Lanczos時間濾波方法。10 d以下低通濾波的環(huán)流包含了大氣季節(jié)內(nèi)振蕩以及更低頻的長期大氣背景態(tài)，對西北太平洋天氣尺度擾動的加強以及進一步發(fā)展成為TC有著重要的調(diào)制作用（Maloney and Hartmann, 2001;陳光華和黃榮輝, 2009; Hsu et al., 2010）。因此，本文將這種10 d以下低通濾波后的環(huán)流作為TC生成的大尺度環(huán)流背景。3～8 d時間尺度的擾動是西北太平洋上空典型的天氣尺度擾動，沿赤道向西北方向傳播的TD型波動就屬于這個尺度，這種天氣尺度波動經(jīng)常被用來追蹤TC的生成過程（Fu et al., 2007; Kerns and Chen, 2013; Xu et al., 2013）。因此，本文使用3～8 d時間濾波的風場表示高頻的天氣尺度擾動。

為了更好地描述西北太平洋TC生成時附近的大尺度環(huán)流形態(tài)，往往對TC生成之前的大尺度環(huán)流型進行分類研究（Ritchie and Holland, 1999; Lee et al., 2006;呂心艷和端義宏, 2011; Feng et al., 2014）。由于高頻擾動對于大尺度環(huán)流型的識別有著較顯著的影響，本文基于Feng et al.（2014）的方法，根據(jù)TC生成位置附近10 d低通濾波后的850 hPa風場的特征，通過天氣分析的手段將利于TC生成的大尺度環(huán)流場分為切變型、輻合型、渦旋型、倒槽型以及東風型，具體的識別方法如下：（1）切變型：TC生成期間，在其生成位置的南側為強盛的偏西季風氣流，北側為明顯的東南氣流，有一條明顯的西北—東南（或者東—西）走向的切變線，而TC生成在季風切變線附近，這種TC主要出現(xiàn)在季風槽的內(nèi)部；（2） 輻合型：在TC生成位置的西側和東側，分別為明顯的東風和西風，TC的南側緯向氣流不明顯，主要為經(jīng)向南風氣流匯入擾動區(qū)域，這種TC主要出現(xiàn)在季風槽東端的季風輻合區(qū)中（參考Holland, 1995中的Fig.15）；（3） 渦旋型：TC生成區(qū)域附近的流線呈現(xiàn)接近圓形的渦旋，該渦旋區(qū)域的直徑大于2500 km，并且該環(huán)流型在TC生成階段始終存在，即閉合渦旋的生命史至少72 h（Lander, 1994; Wu et al., 2013）；（4）倒槽型：TC生成期間，在其生成位置南側為強盛的西南季風氣流，北側為明顯的東北氣流，有一條明顯的西南—東北走向的切變線（Lander, 1996; 高建蕓等, 2010），而TC生成在切變線附近；（5）東風型：在生成的前72 h內(nèi)，在TC生成位置周圍2000 km的區(qū)域內(nèi)始終為偏東氣流（Chen et al., 2008; Done et al., 2011; Wang et al., 2012）。這種分類方法有時需要主觀地去判斷某個TC屬于哪一種類型，存在一定的誤差，但是以往的研究表明，其分類的結果仍然能夠較客觀地反應出TC生成附近的大尺度環(huán)流情況（Ritchie and Holland, 1999; Feng et al., 2014），與其他使用更加客觀手段分類的結果也十分接近（Lee et al., 2006; Yoshida and Ishikawa, 2013）。

3 2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流型及TC生成的差別

表1和表2給出由JTWC資料集中挑出的2004年和2006年7～9月西北太平洋TC生成的基本信息?？梢钥吹?，2004年7～9月，西北太平洋總共生成了14個TC，其中7月生成2個、8月生成9個、9月生成3個。在13個得到WMO命名的TC中，有8個達到臺風（TY）或者超強臺風（ST）的強度。值得注意的是，從8月3～27日的25天里面，連續(xù)生成了9個TC，其中6個強度達到TY或者ST級別。在2006年7～9月，西北太平洋同樣生成了14個TC，其中7月生成3個、8月生成6個、9月生成5個。而9月份生成的5個TC集中在了2006年9月10～25日的16天里。

西北太平洋大尺度環(huán)流對于TC生成有重要影響，為此，本節(jié)首先對2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流的差別進行分析，并討論對TC生成的可能影響。

3.1 2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度平均環(huán)流及TC生成

圖1a是2004年7～9月份平均的西北太平洋上空850 hPa流線及TC生成位置。從圖1a可以看到2004年7～9月份西北太平洋上空850 hPa平均環(huán)流的主要特征，即季風槽自菲律賓群島向東南方向一直延伸到150°E附近，15°N以南的西南氣流較強，而15°N以北的東南氣流較弱，導致水平風場的切變較弱，切變線僅僅延伸到135°E；在切變線的東側，143°E附近的環(huán)流呈現(xiàn)明顯的氣旋式渦旋特征。從圖1a中還可以看出，2004年7～9月西北太平洋的OLR沿著季風槽呈緯向拉長分布，具有兩個低值中心，分別位于菲律賓上空和（10°N，145°E）附近，OLR的最低值均低于210 W m?2，顯示了在這兩個區(qū)域內(nèi)，特別是140°E以東的海域上空有較旺盛的對流活動，有利于2004年的TC在偏東的海域生成。

表1 2004年7～9月西北太平洋熱帶氣旋（TC）生成信息Table 1 Information on the tropical cyclone (TC) geneses over the western North Pacific during July–September 2004

表2 2006年7～9月西北太平洋熱帶氣旋（TC）生成信息Table 2 Information on tropical cyclone (TC) geneses over the western North Pacific during July–September 2006

從圖1a和表1均可看到，2004年7～9月有14個TC在西北太平洋海域生成，生成的位置集中在西北太平洋的中部和東部。其中，有10個TC生成在140°E以東。如表1所示，2004年7～9月份有7個TC生成在輻合型環(huán)流中，占了總數(shù)的50%，其中，僅8月份就生成了5個輻合型的TC，說明2004年TC的生成主要與輻合型環(huán)流有關。此外，切變型、倒槽型、東風型的TC分別出現(xiàn)了2次，并且還有1個TC生成在渦旋型環(huán)流中。從表1中還可以發(fā)現(xiàn)，7個輻合型的TC中，有2個生成在145°E以西 (Megi和Aere)，生成的經(jīng)度分別為144.1°E和138.3°E；而另外5個TC生成位置均位于145°E以東。這表明了受輻合型環(huán)流影響而生成的TC，其生成位置往往偏東，這與之前的研究結果是一致的（Ritchie and Holland,1996; Feng et al., 2014）。

圖1b是2006年7～9月份西北太平洋上空850 hPa平均流線及TC生成位置。從圖1b可以看到，2006年7～9月份西北太平洋上850 hPa大尺度環(huán)流的主要特點是：季風槽呈顯著的西北—東南走向，西南季風氣流在到達熱帶西北太平洋中部的時候逐漸轉變成為東南風，從而在西北太平洋海域形成明顯的西南季風氣流與東南氣流的水平切變，季風槽的槽線（切變線）向東南方向延伸到150°E附近。而2006年7～9月OLR也呈現(xiàn)東—西走向分布，極值中心分別位于菲律賓群島以西的洋面以及（10°N , 135°E）附近，最低OLR小于200 W m?2，顯示了在菲律賓群島附近及其東部的洋面上空有著強烈的對流活動，而西北太平洋中、東部的對流活動較弱，這可能是導致2006年的TC容易生成在西北太平洋西部以及中國南海的原因之一。

從圖1b可以看到，2006年7～9月西北太平洋上有14個TC生成，它們的位置主要位于西北太平洋的西部和中國南海上空，有8個TC在140°E以西生成，而在140°E以東區(qū)域TC生成相對較少。如表2所示，在2006年7～9月份有5個（35.7%）TC在切變型環(huán)流中生成，同時還有3個輻合型、3個渦旋型、2個倒槽型以及1個東風型的TC出現(xiàn)。盡管2006年切變型環(huán)流中生成的TC數(shù)量沒有超過半數(shù)，但仍然占據(jù)主導地位。而這5個切變型TC的生成位置全部位于145°E以西，這也表明了受切變型環(huán)流影響而生成的TC，更容易出現(xiàn)在西北太平洋的西側以及中國南海上空（Ritchie and Holland, 1996; Feng et al., 2014）。

圖1 （a）2004年和（b）2006年7～9月平均的西北太平洋上空850 hPa 風場（流線）、OLR（填色，單位: W m?2）以及熱帶氣旋（TC）生成位置（臺風標志）。風場資料取自NCEP-DOE AMIP-II再分析資料（Kanamitsu et al., 2002），OLR資料取自NOAA，TC資料取自JTWC資料集Fig. 1 Horizontal wind at 850 hPa (streamline) and OLR (shaded; units: W m?2) averaged for July–September in (a) 2004 and (b) 2006, and locations of tropical cyclogeneses (marked by typhoon symbols) over the western North Pacific. The wind field data are from the NCEP-DOE AMIP-II reanalysis (Kanamitsu et al., 2002), the OLR data are from the NOAA, and the TC data are from the TC best-track dataset of the JTWC, USA

3.2 2004年和2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層環(huán)流的逐日演變

圖2a給出了2004年7～9月西北太平洋上空10 d低通濾波后的850 hPa緯向風場逐日的演變情況，一定程度上可以反映季風槽的東進、西退活動。從圖2a中可以看出，從7月上旬開始，西北太平洋上空的850 hPa緯向西風明顯西退，在7月的大部分時間里東西風的交界線位于120°E左右，季風槽處于不活躍的狀態(tài)，因此，整個7月只生成了Kompasu和Namtheun兩個TC。從表1中可以看到，這兩個TC生成的緯度均位于20°N以北，并且都生成在東風型的環(huán)流中。從7月29日左右，西風有一個明顯東進的過程，將緯向風的強烈輻合區(qū)一直推進到150°E～160°E的區(qū)域。強盛的西風維持到9 月4日才開始逐漸西退，從此時期的850 hPa天氣圖上可以看到異?；钴S的季風槽維持在西北太平洋上空（圖略）。在季風槽維持的這38 d內(nèi)，西北太平洋一共出現(xiàn)了10個TC，其中8個位于140°E以東。從表1中可以看出，生成在輻合型環(huán)流中的TC有6個、切變型2個、渦旋型1個和倒槽型1個。在此之后，季風槽逐漸地向西退去，對TC活動的影響也逐漸減弱，因此9月5日之后西北太平洋上空僅僅生成了2個TC。以往的研究表明，季風槽的加強東伸有可能是受到熱帶大氣低頻振蕩（陳光華和黃榮輝，2009；Mao and Wu, 2010）和越赤道氣流（劉向文等, 2009; 馮濤等, 2014）的影響。而在這種異?；钴S的季風槽影響下，TC可能更容易生成在輻合型的環(huán)流中。

圖2 （a）2004年和（b）2006年7～9月的西北太平洋上空850 hPa面上10 d低通濾波后的5°N～20°N平均緯向風的時間—經(jīng)度剖面（單位：m s?1）。風場取自NCEP-DOE AMIP-II再分析資料（Kanamitsu et al., 2002）Fig. 2 Time–longitude sections of 10-d low-pass filtered zonal wind averaged from 5°N to 20°N at 850 hPa over the western North Pacific during July–September (a) 2004 and (b) 2006 (units: m s?1). The wind field data are from the NCEP-DOE AMIP-II reanalysis (Kanamitsu et al., 2002)

2006年7～9月西北太平洋上空低緯地區(qū)緯向風場的逐日變化如圖2b所示。在整個7月份，西北太平洋熱帶地區(qū)的850 hPa緯向風呈現(xiàn)15 d左右的東西振蕩特征，緯向西風分別在7月7日和7月17日東伸至140°E附近，引起了Bilis和Kaemi兩個TC分別生成在季風切變型和輻合型環(huán)流中。8 月1日之后，緯向西風再次加強東伸的同時，西北太平洋東部的偏東氣流也顯著加強，在145°E附近形成了強烈的緯向風輻合，并且維持了25 d左右。在東西風同時加強并且維持的這段時間，西北太平洋上空總共生成了6個TC，其中包括了2個渦旋型、2個倒槽型，1個切變型和1個輻合型的TC。除了8月24日生成在中國南海上空（21.5°N，112.6°E）的第13號熱帶低壓，其他幾個TC的最大強度均達到或者超過熱帶風暴級別。8月25日之后，西北太平洋上空的緯向西風迅速減弱西退，接著于8月30日左右又再次東伸。這次東伸過程中，緯向西風的強度明顯弱于前一次過程，但是東西風的交匯輻合區(qū)仍然在140°E以東維持了接近30 d，并且引起了5個TC生成。從表1中可以看出，除了9月16日生成在西北太平洋東北區(qū)域的超強臺風Yagi，其余4個TC均生成在140°E以西，其中有3個與切變型的環(huán)流有關。

以上可以看到，2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度平均環(huán)流有著不同的特征：2004年對流層低層平均環(huán)流的水平切變不明顯，在145°E附近形成了一個氣旋式的渦旋，半數(shù)的TC生成在輻合型環(huán)流中；2006年對流層低層平均環(huán)流的水平切變較明顯，在季風槽切變線的南北側呈現(xiàn)比較平直的水平氣流，而TC主要生成在切變型環(huán)流中。更進一步地對這兩年熱帶西北太平洋850 hPa緯向風的逐日演變進行分析，結果表明：2004年和2006年7～9月均出現(xiàn)了緯向西風迅速加強，季風槽明顯東伸的過程，而這兩年TC的生成大部分和緯向西風的加強東伸有關。2004年緯向西風加強東伸，導致TC容易生成在季風槽東端的季風輻合區(qū)中，生成位置偏東；而2006年緯向西風的強度相對較弱，位置也比較偏西，導致季風輻合區(qū)中生成的TC較少，季風切變型的TC較多，生成的位置偏西。

4 2004年與2006年7～9月西北太平洋上空利于TC生成的大尺度環(huán)境場的差別

正如前一節(jié)所述，2004年和2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層的大尺度平均環(huán)流以及大尺度環(huán)流的逐日演變均有著不同的特征，對TC的活動造成了不同的影響。本節(jié)進一步從西北太平洋上空大氣低層的相對渦度、高層散度、垂直風切變、水汽等利于TC生成的環(huán)境因素來討論2004年與2006年7～9月西北太平洋上空TC的生成區(qū)域具有明顯差別的原因。

4.1 低層相對渦度的差別

西北太平洋上空對流層低層氣旋式相對渦度可為TC生成和發(fā)展提供大尺度的輻合上升運動，對于TC的生成起了至關重要的作用（Gray, 1968, 1975）。圖3a和圖3b分別是2004年7～9月和2006 年7～9月平均的850 hPa相對渦度的分布。從圖3a可以看到，在2004年7～9月，正相對渦度（即氣旋式相對渦度）主要位于10°N～20°N之間的西北太平洋海域，呈東—西走向分布，從中國南海上空一直延伸到日界線附近。在西北太平洋，自菲律賓群島向東分布著三個基本等強的正渦度中心，最大值可達到或超過1×10?5s?1。2006年7～9月合成的正相對渦度區(qū)域呈明顯的西北—東南走向分布，從臺灣島附近向東南方向延伸（圖3b）。正渦度的極值區(qū)域位于中國南海上空以及145°E附近，最大相對渦度超過了1.8×10?5s?1。圖3c是2006年7～9月與2004年7～9月西北太平洋上空850 hPa平均相對渦度之差。圖3c清楚表明了2004年7～9月西北太平洋上空對流層低層的正相對渦度分布更加偏東偏北，特別在（12°N，160°E）附近區(qū)域，兩者差值可達0.8×10?5s?1，而2006年7～9月的正相對渦度分布更偏向于中國南海以及低緯（10°N以南）的中部太平洋海域。這是2004年7～9月TC容易在偏東的西北太平洋海域生成，而2006 年7～9月TC容易在偏西的海域生成的原因之一。

圖3 （a）2004年和（b）2006年7～9月西北太平洋上空850 hPa面上平均的相對渦度分布以及（c）它們之差（前者－后者）。單位：10?5s?1，陰影區(qū)為通過95%信度水平檢驗，風場取自NCEP-DOE AMIP-II再分析資料（Kanamitsu et al., 2002）Fig. 3 Relative vorticity at 850 hPa over the western North Pacific averaged during July–September (a) 2004 and (b) 2006 and (c) their difference (former minus latter). Units: 10?5s?1; areas over the 95% confidence level are shaded; the wind field data are from the NCEP-DOE AMIP-II reanalysis (Kanamitsu et al., 2002)

4.2 高層散度的差別

西北太平洋上空的高層輻散對于TC生成和發(fā)展也是一個很重要的環(huán)境因子，它與低層氣旋式相對渦度相配合可以加強大尺度的上升運動，從而促進對流層中層正相對渦度的發(fā)展，有利于TC的生成。圖4a和圖4b分別是2004年和2006年7～9月平均的200 hPa散度分布。從圖4a和圖4b中可以看到：2004年7～9月和2006年7～9月西北太平洋上空高層的輻散大值區(qū)均位于低緯的中、東部太平洋海域。圖4c可以清楚的看出，2004年7～9月高層的輻散在165°E附近更強，而2006年的高層輻散中心更偏向于西北太平洋中、西部和中國南海。把圖4c和圖3c相對照，可以清楚看到：2004 年7～9月，強的對流層低層氣旋式相對渦度和高層水平輻散均偏向于西北太平洋東部上空，這顯然利于此區(qū)域上升運動和對流活動的加強，從而利于TC在此區(qū)域的生成和發(fā)展；而在2006年7～9月份，強的對流層低層氣旋式相對渦度和高層水平輻散均偏向于西北太平洋中、西部以及中國南海，這利于此區(qū)域的上升運動和對流活動的加強，從而利于TC在此區(qū)域的生成和發(fā)展。

4.3 850～200 hPa之間的垂直風切變的差別

由于過大的垂直風切變會抑制對流活動的發(fā)展，不利于TC的生成，因此，TC往往在垂直風切較小的區(qū)域中生成（Gray, 1968; Cheung, 2004）。為了研究2004年與2006年垂直風切變的差異對TC生成的影響，本小節(jié)首先采用下式定義大氣低層與高層水平風場的垂直切變的大?。?/p>

公式（1）中u200和u850分別是200 hPa和850 hPa面上各格點的緯向風速，而v200和v850分別是200 hPa 和850 hPa面上各格點的經(jīng)向風速。

圖4 同圖3，但為200 hPa散度（單位：10?6s?1）Fig. 4 As in Fig. 3 except for divergence at 200 hPa (units: 10?6s?1)

本小節(jié)首先利用再分析資料及（1）式計算了2004年和2006年7～9月期間的逐日U850?200，然后再進行平均。圖5a和圖5b分別是2004年和2006 年7～9月平均U850?200的分布。從圖5a和圖5b都可以看到，2004年和2006年7～9月合成U850?200的低值區(qū)均呈現(xiàn)西北—東南向分布。然而，詳細比較圖5a所示的2004年7～9月與圖5b所示的2006 年U850?200分布，可以發(fā)現(xiàn)它們有一定差別。在熱帶西北太平洋東北部，2004年7～9月的U850?200明顯小于2006年7～9月，特別在（17°N，140°～160°E）區(qū)域；而2006年U850?200低值區(qū)的分布更加偏向于西北太平洋中南部（圖5c）。這也導致了2004年7～9月份的TC主要在熱帶西北太平洋東部生成，而2006年7～9月TC的生成位置更加偏西。

4.4 水汽的差別

水汽對于TC生成也是一個重要的環(huán)境因子，若某區(qū)域對流層中層的相對濕度不高，不利于凝結潛熱的釋放和上升運動的加強，因此，此區(qū)域TC生成就少。圖6a和圖6b分別是2004年7～9月和2006年7～9月700～500 hPa平均的相對濕度分布。從圖6a與圖6b相比較可以看到：2004年和2006年，熱帶西北太平洋上空700～500 hPa平均的相對濕度大值區(qū)均位于130°E～160°E的洋面上。從圖6c可以看到，在西北太平洋西側和中國南海上空有一片負的差值區(qū)，這表明2006年7～9月期間在菲律賓群島附近海域、中國南海上空對流層中層相對濕度明顯高于2004年，這為2006年7～9月TC容易在偏西的區(qū)域生成提供充分的水汽條件。而在2004年7～9月，對流層中層的相對濕度明顯低于2006年，只有在（10°N，150°E～160°E）的較小區(qū)域附近，比2006年的相對濕度高5%～10%。2006年西北太平洋上空的水汽條件明顯優(yōu)于2004年，這兩年之間水汽分布的東—西向差異不如低層相對渦度、高層散度以及垂直風切變等動力因子明顯，但是仍然能夠對這兩年的TC的生成起到一定的影響作用。

圖5 同圖3，但為850～200 hPa之間的垂直風切變（單位：m s?1）Fig. 5 As in Fig. 3 except for the vertical shear of horizontal wind between 850 hPa and 200 hPa (units: m s?1)

圖6 同圖3，但為700～500 hPa平均的相對濕度（單位：%）Fig. 6 As in Fig. 3 except for the relative humidity averaged from 700 hPa to 500 hPa (units: %)

上面分析結果表明了由于2004年與2006年7～9月期間西北太平洋上空低層氣旋性相對渦度、高層輻散、垂直風切變等大尺度動力因子的分布和強度具有明顯差別，導致了這兩年TC生成位置明顯不同。而對流層中層水汽的分布也對TC的活動分布起了一定的影響作用。

5 2004年與2006年7～9月西北太平洋上空天氣尺度波動的活動及其差別

上一小節(jié)表明了，由于2004年7～9月與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流的差別，從而造成了利于TC生成和發(fā)展的低層氣旋式相對渦度、高層輻散、垂直風切變、水汽等環(huán)境因子的分布區(qū)域和強度不同，從而引起了這兩年TC生成區(qū)域有所不同。許多研究還表明：西北太平洋上大部分TC來源于天氣尺度波動，這種波動所形成的天氣尺度擾動在季風槽的動力作用下，容易在氣旋式擾動的附近發(fā)展成TC（Takayabu and Nitta, 1993; Dickinson and Molinari, 2002; 黃榮輝和陳光華，2007；Chen and Huang，2009）。最近，Wu et al.（2012）的研究也表明了季風槽大尺度環(huán)流對于西北太平洋上向西傳播的天氣尺度擾動有重要影響，從而嚴重影響TC的生成位置和強度。因此，進一步研究2004年和2006年7～9月西北向傳播的天氣尺度波動的不同是很有必要的。因此，本節(jié)首先對比2004和2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層天氣尺度波動的活動特征，并進一步研究其活動和水平結構的差別與TC活動的關系。

5.1 2004年和2006年7～9月西北太平洋上空對

流層低層天氣尺度波動的活動特征

圖7是2004年和2006年3～8 d時間濾波后的西北太平洋低緯海域上空850 hPa經(jīng)向風的經(jīng)度—時間剖面圖。從圖7a中可以看到，2004年7月24日之前，西北太平洋上空只有零散的天氣尺度擾動存在。在24日前后，120°E附近首先出現(xiàn)了比較明顯的3～8 d擾動，之后擾動的能量向東傳播并且逐漸加強，形成明顯的天氣尺度波列。8月1日前后，這一天氣尺度波列已經(jīng)傳播到了130°E～160°E的區(qū)域；從8月1日至8月25日，波列始終維持在西北太平洋的中、東部上空。此時波動的位相自東向西傳播，而群速接近于0 m s?1。8月25日之后，波動的能量逐漸向東傳播，波動傳播至日界線附近并逐漸耗散減弱，對西太平洋的影響逐漸減小。在8月1日至8月31日的整整一個月時間內(nèi)，這一列天氣尺度波列從維持到逐漸減弱，對西北太平洋的TC活動起了重要的影響。除了生成緯度在25°N以北的Malou以及Malakas，8月份生成的其他7個TC均與這一天氣尺度波列有關。比較有意思的是，除去上面提到的生成緯度偏北的兩個TC，以及生成偏西的Rananim，擾動經(jīng)向風的位相由負變正的每一個過程中均會激發(fā)一個新的TC生成。加上9 月4日波列東傳之后激發(fā)生成的Sarika，2004年7～9月西北太平洋上空出現(xiàn)的這一列天氣尺度波列連續(xù)激發(fā)了7個TC的生成。到了9月10日之后，該天氣尺度波列已經(jīng)逐漸衰亡，而140°E附近有一些新的較弱的擾動產(chǎn)生，并且影響了兩個TC Haima 和Meari的生成。

圖7 （a）2004年和（b）2006年3～8 d時間濾波后的5°N～20°N平均850 hPa經(jīng)向風的時間—經(jīng)度剖面（單位：m s?1，等值線間隔為1）。臺風標志為TC生成的時刻和經(jīng)度Fig. 7 Time–longitude sections of 3–8-day filtered 850 hPa meridional wind averaged from 5°N to 20°N during July–September (a) 2004 and (b) 2006 (units: m s?1, contour interval is 1). Typhoon symbols denote the genesis time and longitude of tropical cyclones

從圖7b可以看到，2006年7月在熱帶西北太平洋上空120°E～155°E有明顯的天氣尺度波動活動，并且維持了整整一個月的時間，振幅最大的位置位于140°E附近。8月1日之后，波列的能量逐漸向東傳播，振幅逐漸減小，波動動能減弱。至8 月15日左右，這一列天氣尺度波列已經(jīng)基本消亡。在7月1日～8月15日天氣尺度波列的活動過程中，西北太平洋總共生成了8個TC，除了生成緯度比較高的Maria （26.3°N，145.1°E）與熱帶地區(qū)的波動關系不大以外，其余7個TC的生成均與這列天氣尺度波列有著重要的聯(lián)系。9月1日之后，西北太平洋上空呈現(xiàn)兩列波動同時傳播的特征，一列位于120°E附近，9月1日～20日期間這一列波列的振幅較小，傳播特征并不十分明顯；另外一列波列位于170°E附近，有著較明顯的振幅，振幅最大中心基本維持在165°E附近，并于9月10日激發(fā)了Shanshan的生成。9月20日前后隨著前一列天氣尺度擾動東傳到140°E附近，兩列波的位相疊加發(fā)生加強，引起了TD-17與Xangsane的生成。

以上的分析結果可以發(fā)現(xiàn)，2004年與2006年7～9月熱帶西北太平洋上空對流層低層的天氣尺度波動活動有著明顯的區(qū)別。2004年的天氣尺度波列活動主要在8月，活動區(qū)域在西北太平洋中、東部，振幅中心維持在155°E附近，振幅偏強，導致TC容易在中、東部的海域生成；而2006年的天氣尺度波列的活動發(fā)生在7月和9月，活動區(qū)域主要位于西北太平洋西部，7月的波列最大振幅位于138°E附近，而9月份有兩列天氣尺度波列同時出現(xiàn)在西北太平洋上空，波動強度均偏弱，綜合以上影響導致了2006年TC的生成位置偏西。以下分別挑選2004年和2006年季風槽與天氣尺度波動均比較活躍時期的兩天作為典型個例，分別是2004年8 月18日以及2006年8月1日，對比分析這兩年所發(fā)生的天氣尺度波列水平結構的差別，以及對TC生成的可能影響。

5.2 2004年和2006年7～9月西北太平洋上空天氣尺度波列水平結構的區(qū)別

圖8a給出了2004年8月18日西北太平洋上空850 hPa上3～8 d時間尺度的天氣波動。從圖8a中可以看出，在中國東海洋面上（28°N，127°E）是向西北方向移動并且逐漸向東北轉向的臺風Megi，在Megi的東南側，存在著一列非常明顯的西北—東南向天氣尺度波列。其中反氣旋式擾動A的中心位于（20°N，133°E）附近，反氣旋擾動的內(nèi)部對流活動處于抑制狀態(tài)。氣旋式擾動B跟隨著A向西北方向傳播，此時該氣旋式擾動B的中心位于（10°N，146°E），對流的中心與擾動風場的中心暫時沒有完全重合。氣旋式擾動B會在1天之后（19日）發(fā)展成為熱帶低壓，并且迅速加強成為臺風Aere。在氣旋式擾動B的東側，是反氣旋式擾動C和氣旋式擾動D，而此時氣旋式擾動D的對流中心和擾動風場的中心基本重合，在8月18日當天發(fā)展成為第19號熱帶低壓，并且于之后幾天迅速加強為超強臺風Chaba。

圖8b給出了2006年8月1日西北太平洋上空850 hPa上3～8 d天氣尺度擾動的情況。在中國南海上空（17°N，120°E），存在著熱帶風暴Prapiroon，一天之后加強達到臺風級別。在其東南側，也存在一列西北—東南向的天氣尺度波列，分別是反氣旋式擾動A（14°N，128°E），氣旋式擾動B（6°N，139°E）和反氣旋式擾動C（6°N，153°E）。其中，氣旋式擾動B的對流和環(huán)流中心基本重合，是比較典型的TD型波動的結構，但由于其位置過于靠近赤道，最終未能發(fā)展成為TC。反氣旋擾動C的風場顯得比較零散，波動只傳播到了155°E附近，未能繼續(xù)東傳。

對比圖8a和圖8b可以看到，2004年和2006 年7～9月天氣尺度波動的活動具有明顯的差異。相對于2006年，2004年的這列天氣尺度波列的擾動風場更強，具有更加緊密的水平結構，不但能夠為TC的生成提供更強的初始擾動，并且在適當?shù)拇蟪叨鹊皖l環(huán)流影響下，有利于將零散的中尺度對流活動組織成為容易激發(fā)TC生成的深對流活動（Park et al., 2015）；而由于上一小節(jié)提到的大尺度動力因子的影響，2004年的波列出現(xiàn)的位置相較于2006年更加偏東偏北，這是影響到這兩年TC生成位置的重要原因；同時，2004年個例中Megi的強度明顯強于2006年的Prapiroon，而強TC的能量頻散對于天氣尺度波動以及TC的活動有著重要的作用（Li and Fu, 2006; Li et al., 2006; Chen and Tam, 2012），這也可能是2004年波列活動更強，更容易引發(fā)TC生成的原因之一。

6 2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流與瞬變擾動之間正壓能量轉換的特征及其差別

圖8 （a）2004年8月18日和（b）2006年8月1日西北太平洋上空850 hPa上周期為3～8 d高頻擾動波列的分布（單位：m s?1，填色為OLR ＜200 W m?2的區(qū)域) 風場取自NCEP-DOE AMIP II 再分析資料（Kanamitsu et al., 2002），TC生成位置取自JTWC的TC資料集Fig. 8 Distributions of the synoptic wave trains of high-frequency disturbances with a 3–8-day period at 850 hPa over the western North Pacific on (a) 18 August 2004 and (b) 1 August 2006 (units: m s?1). The areas with OLR＜200 W m?2are shaded. The wind field data are from the NCEP-DOE AMIP-II reanalysis (Kanamitsu et al., 2002), and the TC data are from the TC best-track dataset of the JTWC, USA

為了揭示2004年與2006年7～9月期間西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流對天氣尺度波列及TC生成動力作用的異同，本節(jié)進一步利用正壓能量轉換來診斷大尺度環(huán)流對天氣尺度瞬變擾動和TC生成的動力作用，所用的正壓能量轉換方程（Maloney and Hartmann, 2001; Wu et al., 2012）如下：

本節(jié)將利用公式（2）分別對2004年與2006 年7～9月期間西北太平洋上空850 hPa面上的基本氣流與3～8 d周期的瞬變擾動之間的正壓能量轉換進行定量計算，得到這兩年7～9月間平均的瞬變擾動動能傾向，如圖9a和圖9b所示。從圖中可以看到，在大尺度環(huán)流的作用下，2004年和2006 年7～9月瞬變擾動動能增加的大值區(qū)均位于（10°N～20°N，130°E～150°E）之間，呈西北—東南向傾斜分布。這兩年瞬變擾動動能增長大值區(qū)的中心均位于（15°N，138°E）附近，強度均達到12×10?6m2s?3。2006年在中國南海上空也有一片瞬變擾動傾向大于4×10?6m2s?3的區(qū)域（圖9b）；而2004年，中國南海上空的瞬變擾動很難獲得動能（圖9a）。從圖9c可以看出，相比于2006年，2004年瞬變擾動動能增長的區(qū)域更加偏向140°E以東，而在140°E以西瞬變擾動動能增長較慢，這導致了2004年的TC生成位置更加偏東；反之2006年TC的生成位置更加偏西。

圖9 （a）2004年和（b）2006年7～9月平均的瞬變擾動動能傾向分布以及（c）它們之間的差值（前者—后者）。單位：10?6m2s?3，陰影為大于2的區(qū)域Fig. 9 Distributions of kinetic energy tendencies of transient disturbances averaged during July–September (a) 2004, (b) 2006 and (c) the difference (former minus latter). Units: 10?6m?2s?3; areas greater than 2 are shaded

公式（2）右側的四項分別表示緯向基本氣流的經(jīng)向切變對瞬變擾動的作用、經(jīng)向基本氣流的緯向切變對瞬變擾動的作用、緯向基本氣流的輻合對瞬變擾動的作用、以及經(jīng)向基本氣流的輻合對瞬變擾動的作用。通過分別診斷2004年和2006年不同的基本流對瞬變擾動的作用可以發(fā)現(xiàn)，緯向基本氣流的切變與輻合對瞬變擾動動能的增長起了最主要的作用，而經(jīng)向基本氣流的切變和輻合在其中起的作用較小，甚至為負貢獻，這與之前的研究結果是一致的（Maloney and Hartmann, 2001; Mao and Wu, 2010; Wu et al., 2012）。因此，本文只討論緯向基本氣流的切變與輻合對瞬變擾動的作用，即公式（2）中等號右側的第一項與第三項，如圖10所示。對比圖10a和圖10b可以看到，在2004和2006年不同的大尺度環(huán)流的作用下，2004年的項正值的分布區(qū)域明顯偏大，并且位置略微偏東。這兩年除了在臺灣島以東洋面上均有一個類似的強瞬變擾動動能增長的中心，在西北太平洋上空還具有另一個瞬變擾動動能增長的中心，2004年位于（18°N，140°E）附近，而2006年位于（14°N，135°E）附近，可見2004年緯向基本氣流的經(jīng)向切變所導致的瞬變擾動動能增長區(qū)域更加偏東。而對于緯向基本氣流輻合的貢獻項，2004年該項的值的分布更加偏東偏北，而2006年偏西偏南，與項具有同樣的差異。此外，從瞬變擾動動能增長的速率來看，2006年項的貢獻明顯大于2004年。

圖10 正壓能量轉換導致的850 hPa瞬變擾動動能增長過程中各項的分布：（a）2004年7～9月平均的項分布；（b）2006年7～9月平均的項分布；（c）2004年7～9月平均的項分布；（d）2006年7～9月平均的項分布。單位：10?6m2s?3；陰影為大于2的區(qū)域Fig. 10 Change rate of eddy kinetic energy associated with each barotropic conversion term at 850 hPa: (a)averaged for July–September 2004; (b)averaged for July–September 2006; (c)averaged for July–September 2004; (d)averaged for July–September 2006. Units: 10?6m?2s?3; areas with values greater than 2 are shaded

從上述2004年與2006年7～9月西北太平洋上空對流層低層大尺度環(huán)流與瞬變擾動之間正壓能量轉換的分析可以看到：受這兩年西北太平洋上空對流層低層不同大尺度環(huán)流的影響，大尺度環(huán)流與瞬變擾動之間的正壓能量轉換特征有明顯的不同，從而影響到西北太平洋上TC生成的位置。在2004年7～9月，正的瞬變擾動動能傾向偏向于西北太平洋中、東部，從而導致了2004年7～9月在西北太平洋中、東部生成的TC較多；而在2006年 7～9月期間，正的瞬變擾動動能傾向偏向于西北太平洋西側和南海，從而導致了2006年7～9月西北太平洋西部和中國南海上空的TC生成較多，而在西北太平洋中、東部生成的TC較少。并且，由于2006年7～9月的對流層低層水平氣流的氣旋式切變更加明顯（圖1b），即7～9月平均的季風槽強度更強，因此由緯向基本氣流的切變和輻合導致的瞬變擾動動能增長明顯強于2004年。

7 結論和討論

2004年和2006年7～9月是西太平洋大尺度環(huán)流和天氣尺度波動活動明顯不同的兩年，受其影響這兩年的TC活動有著明顯的差別。本文首先利用NCEP-DOE AMIP-II的再分析資料、NOAA的OLR資料以及JTWC的TC資料分析和比較了2004年和2006年7～9月西北太平洋上空大尺度環(huán)流以及包括低層大氣相對渦度、高層大氣散度、850～200 hPa垂直風切和水汽等利于TC生成的大尺度環(huán)境場的差別，并討論了對這兩年7～9月TC生成位置的可能影響。其結果表明：2004年和2006年7～9月西北太平洋季風槽的平均位置沒有太大的差別，但是兩者形態(tài)有著比較明顯的區(qū)別：2004年季風槽的槽線不明顯，更顯著的特征是在西北太平洋中部有一氣旋式渦旋；而2006年的季風槽的槽線比較明顯，水平風場的切變一直延伸到西北太平洋中部。2004年，從8月初至9月上旬季風槽有一次明顯加強東伸的過程，西風一直向東伸展到西北太平洋的東部，并且持續(xù)了超過一個月，在這期間內(nèi)連續(xù)激發(fā)生成了10個TC；而2006年季風槽的緯向活動呈15～20 d左右周期的振蕩，西風東伸維持的時段主要集中在8月，而西風的每次東伸均會激發(fā)TC的生成。比較這兩年西北太平洋大尺度環(huán)境要素的分布，低層相對渦度、高層輻散以及垂直風切變均具有明顯的東—西向分布差異，對于2004年，這些有利要素的分布偏向熱帶西北太平洋中部和東部，而2006年則偏向熱帶西北太平洋的西南部和中國南海上空，這些因子分布的差異是導致2004年和2006年7～9月TC的生成位置具有東西差異的重要原因。2006年7～9月對流層中層的水汽條件總體上強于2004年，但是也具有緯向分布的差異，對這兩年TC的生成具有一定的影響。

本研究還利用上述資料分析和比較了這兩年西北太平洋上空3～8 d天氣尺度波動的活動情況。2004年8月至9月上旬和2006年7月至8月中旬均出現(xiàn)持續(xù)維持在西北太平洋上空的天氣尺度波列，它們對TC的生成起了比較明顯的影響：2004年的波列強度偏強，波列的水平結構比較緊密，活動位置主要位于西北太平洋中、東部，導致波列中生成的TC數(shù)量較多，并且生成的位置偏東；2006年的波列強度偏弱，波列的水平結構相對比較稀疏，活動的位置位于中國南海和西北太平洋西部，并且緯度更加偏南，這些因素導致了2006年波列中生成的TC數(shù)量偏少，并且生成的位置偏西。因此，雖然2004年7～9月和2006年7～9月季風槽的平均位置沒有非常大的差別，但是由于天氣尺度波動的活動具有明顯的東西差異，導致這兩年的TC生成位置明顯不同。通過診斷這兩年的正壓能量轉換的情況，結果表明2004年7～9月瞬變擾動的增長相對于2006年7～9月更加偏東，這是2004年TC往往生成在西北太平洋東部、而2006年往往生成在西北太平洋西部以及中國南海上空的重要原因。

但是，低頻的大尺度環(huán)流與高頻的天氣尺度擾動之間的相互作用仍然有一些問題需要解決。西北太平洋的天氣尺度波動是影響TC生成最重要的先兆擾動，目前，對這種天氣尺度波動的生成機制已經(jīng)有了不少研究（Li, 2006; Tam and Li, 2006; Chen and Tam, 2012），而關于它的維持和消亡的研究相對較少。從圖2a中可以看到，從2006年8月1日開始，西北太平洋上空的低緯地區(qū)西風迅速加強，并且在西北太平洋中部一直維持到8月25日。然而，同時期的天氣尺度波列從8月5日就開始迅速減弱并且消亡（圖7b）。因此，從8月14～25日的這段時間，雖然緯向風的輻合仍然維持強盛，但是輻合區(qū)內(nèi)始終沒有生成TC。以上可以看出，基本氣流的輻合與切變僅僅提供了熱帶西北太平洋天氣尺度瞬變擾動發(fā)展的有利條件（Maloney and Hartman, 2001; Wu et al., 2012），但是如果想更加深入地理解熱帶天氣尺度瞬變擾動的發(fā)展和消亡，必須考慮非絕熱加熱的作用（Chen and Sui, 2010; Hsu and Li, 2010）。此外，盡管2006年由緯向風輻合所導致的瞬變擾動動能的增長速率明顯大于2004年，但是2006年的TC并沒有更多地在輻合型環(huán)流中產(chǎn)生，相反在切變型環(huán)流中生成的更多。這可能與季風槽的形態(tài)（如第3小結所述）與天氣尺度波動的活動有一定的關系。因此，對不同環(huán)流背景下天氣尺度波動的活動進行深入的研究，揭示天氣尺度波動發(fā)生、發(fā)展、維持和消亡的關鍵機理，是需要進一步開展的工作。

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作者簡介馮濤，男，1985年出生，博士，主要從事臺風氣候學研究。E-mail: fengtao@nju.edu.cn

收稿日期2014-04-04；網(wǎng)絡預出版日期 2015-06-01

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1505.14162

文章編號1006-9895(2016)01-0157-19

中圖分類號P466

文獻標識碼A