东风和西风切变环境下西北太平洋热带气旋快速增强特征的对比

王伟，余锦华

(1.南京信息工程大学 遥感学院，江苏南京210044;2.解放军94701部队气象台，安徽 安庆246001;3.气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏南京210044;4.南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044)

0 引言

TC快速增强是热带气旋发生发展的重要过程。早在几十年前，科研人员就已经开始注意到西北太平洋TC的快速增强现象，并给出了相关定义，如Brand(1973)把西北太平洋TC快速增强定为24 h风速变化大于50 kt;Holliday and Thompson(1979)将TC中心气压24 h变化大于42 hPa作为判断TC发生快速增强的标准;吴达铭(1997)参照我国“八·五”科技攻关项目研究成果，定义在西北太平洋12 h TC中心风速变化大于等于10 m/s为TC快速增强。现在有关TC快速增强的问题有几种比较常用的定义方法。于玉斌等(2007)，黄荣成和雷小途(2010)等根据样本计算出气旋12(6)h风速(气压)变化的平均值和标准差S，当气旋12(6)h风速(气压)变化满足:ΔV≥+S时，定义为TC快速增强。TC快速增强是TC强度变化的小概率事件，Kaplan et al.(2010)、Shu et al.(2012)将 24 h TC强度变化达到总样本的一定累积百分率(如95%、97%等)时的强度变化作为TC快速增强的标准，这种认定方法也符合WMO对极端天气事件的定义。

环境风切变通常被认为是一个不利于TC快速增强的因子，这主要是基于垂直风切变大小与TC强度变化具有显著的线性负相关(Zeng et al.，2007)这一观测事实。目前的研究结果表明，垂直风切变对TC强度有明显的减弱效应。即垂直切变大时，积云对流运动释放的凝结潜热会被吹散，使得热量无法在TC上层集中，从而破坏了其暖心结构，阻止其经历增强过程(Gray，1968;Frank and Ritchie，2001)。Bender and Ginis(2000)认为在垂直风切变的作用下，TC的底层流入和高层流出不对称发展，影响了热量的垂直分布，进而制约了TC增强过程。但是，观测中也发现了与上述研究结果不一致的情况。Black et al.(2002)通过机载雷达发现飓风Jimena(1991)和Olivia(1994)在强垂直风切变环境下依然可以经历增强过程。Molinari and Vollaro(2010)对在大于等于13 m/s的垂直风切变环境下仍能快速增强的TC研究中指出，飓风强度的TC快速增强与其中心附近存在的非对称强对流有关，而大垂直风切变对非对称强对流的形成有重要影响。Tuleya and Kurihara(1981)的数值模拟表明:一些特定的垂直切变场有利于TC的产生和发展，这主要是因为当TC以整层平均速度移动时，低层的辐合和高层的暖核仍然保持同位相，因此有利于其增强。

但以往很多研究并未涉及纬向东风或西风切变与TC强度变化的关系。西北太平洋TC快速增强与纬向东风和西风切变具有怎样的统计联系?大的东风切变和西风切变下，TC快速增强阶段的大尺度环境场特征如何?本文将极端天气气候事件定义的方法用于西北太平洋TC快速增强的客观确定，在此基础上，将纬向风切变(WS)划分为东风切变和西风切变，诊断两类切变与TC快速增强的关系，合成分析大东风和西风切变下，TC快速增强起始时刻大尺度环境场特征。研究结果有助于加深了解西北太平洋海盆TC快速增强特征及其与垂直风切变和大尺度环境场的联系。

1 资料与方法简介

1.1 资料

热带气旋资料取自美国联合台风预警中心(Joint Typhoon Warning Center，JTWC)整编的1980—2009年每6 h一次的西北太平洋地区热带气旋最佳路径数据集。包括中心位置的经纬度、中心最低气压和近中心最大风速(描述热带气旋强度)等。其中风速单位为kn。

1980—2009年NCEP/NCAR每6 h一次的再分析资料，该资料为2.5°×2.5°经纬网格点，提取200 hPa、850 hPa高度上的u风场资料计算200～850 hPa的纬向风切变。

选取1980—2009年间发生在西北太平洋地区(100°E ～180°，0°～40°N)热带低压以上强度的 TC作为研究对象。文章参考世界气象组织提出的TC等级划分标准将气旋主要分为三类(表1)，即按TC中心附近最大平均风力进行气旋强度的划分。

表1 热带气旋等级划分表Table 1 The classification of tropical cyclones

1.2 方法简介

用TC中心附近最大风速V表征TC的强度，ΔV24则表示TC每24 h强度变化，即ΔV24=VT+24－VT=0。T=0表示样本强度变化的起始时刻，T+24表示样本强度变化的结束时刻。对于同一个TC，ΔV24是每间隔 6 h滚动取样，30 a共取样本25 981个。

纬向风切变的计算:以JTWC资料标识的TC中心为中心，确定10°×10°的正方形网格，分别在两个不同层次上计算网格内所有格点在该层环境u风场的风速平均值:

UWS=200－850。

其中:UWS代表纬向风切变;200表示200 hPa等压面上纬向风速平均值;850表示850 hPa等压面上纬向风速平均值。当UWS≥0时，即表示TC所处环境为西风切变(WWS)，反之即为东风切变(EWS)。

环境场的合成，在相同平面上将每个TC快速增强事件中TC中心重叠而后合成要素场。文中将对比大的东风和西风切变两种情况下TC快速增强的大尺度合成环境场特征。

2 热带气旋快速增强的界定

对1980—2009年间JTWC资料进行统计分析，得到24 h强度变化的频数分布(图1a)及其累积概率分布(图1b)。由图1b可见，ΔV24的变化区间是［－115，90］kn，因为 ΔV24＜ －87.5 kn的事件极少，所以图1a频数计算时将［－115，－87.5］归为ΔV24= －90 kn一组。之后将［－87.5，92.5］区间内的数值以5为间隔等距分为36组，以85为例，其代表的区间就是［82.5，87.5)。由图1a可见，ΔV24最大频数整体偏向于正值一侧，为非正态分布，表明TC强度增强阶段多于减弱阶段，这说明TC衰减的速度快于 TC增强的速度。参照 Kaplan et al.(2010)的方法，将ΔV24由小到大排序，选取累积概率达到总样本96%的强度变化值ΔV24作为TC快速增强的阈值。图1b给出该阈值为35 kn，文中将ΔV24≥35 kn定义为TC快速增强事件，30 a共计1 022个样本。

入选的1 022个TC快速增强事件中，表2统计了TC快速增强起始时刻其强度分别为热带低压(TD)、热带风暴(TS)以及台风(TY)的热带气旋在ΔV24各个区间段上的频数和概率分布。结果表明初始强度为 TD、TS、TY的 ΔV24大部分集中在区间［35，45)kn内，概率分别达到了它们各自样本总数的79%、63%、57%。在所有RITC中初始强度为TS与TY的比率共计达到了92%，这个结果也可以一定程度上解释有学者研究气旋快速增强问题时选择TS以上强度TC的原因。

图1 西北太平洋地区TC 24 h强度变化的频数分布(a)及其累积概率分布(b)Fig.1 (a)Frequency distribution and(b)cumulative probability distribution of intensity changes of RITCs in 24 h over Northwest Pacific during 1980 and 2009

表2 RITC样本中起始强度为热带低压、热带风暴、台风以及全部热带气旋ΔV24在各区间段上的频数和概率分布Table 2 The distribution of 24 h intensity changes(ΔV24)of Northwest Pacific RITCs at different initial intensity of tropical depression，tropical storm，and typhoon

3 东风和西风切变环境下TC快速增强的统计特征

图2统计了TC快速增强在各月发生的概率变化(图2a)和TC快速增强起始时刻强度的概率分布(图2b)。说明EWS和WWS条件下最适合TC快速增强的月份都是在9月。图2b中20 kn对应的概率代表TC初始强度在［15，25)kn内发生的概率，由此可见TC快速增强时初始强度概率最大值是在［65，75)kn内。根据表1的分类，［65，75)kn已经达到台风标准，此时TC发展成熟可以在相对较大的环境风切变中经历快速增强过程，另一方面［65，75)kn的强度也使TC有较大的发展潜势(TC最大可能强度与实际强度的差值)。

图2 西北太平洋海区RITC在各月发生的概率变化(a)和起始时刻强度的概率分布(b)Fig.2 Probability distribution of(a)monthly changes and(b)the initial maximum intensity of RITCs over Northwest Pacific during the period of 1980—2009

图3 热带气旋快速增强起始时刻200～850 hPa纬向风切变的概率分布(a)及其累积概率分布(b)Fig.3 (a)Probability distribution and(b)cumulative probability distribution of the zonal wind shear between 200 hPa and 850 hPa of Northwest Pacific RITCs during the period of 1980—2009

TC快速增强起始时刻垂直风切变的变化范围是［－15.287，16.142］m/s，负值代表东风切变，正值代表西风切变。图3以2 m/s的间距将其化分为15组，即≤ －13、(－13，－11］、…、(11，13］、＞13，给出了TC快速增强开始时刻垂直风切变落在各区间的概率分布(图3a)以及累积概率分布(图3b)。统计结果显示，近70%的TC快速增强发生在东风切变环境，TC快速增强主要发生在环境垂直风切变较小的情况下，发生在－4 m/s、－2 m/s两组区间内的RITC的频数最多。因此同样数值的垂直风切变，东风切变发生的概率高于西风切变。将RITC垂直风切变样本累积概率落在5%和95%的切变值分别作为大东风切变和大西风切变的阈值，由图3b的WS累积概率分布，可以得出大东风切变值UWS5th=－9.602 m/s，大西风切变值UWS95th=6.234 m/s。选取满足 EWS小于等于 －9.602 m/s和WWS大于等于6.234 m/s为TC快速增强的两类极端环境垂直风切变事件(即大东风和大西风切变)，下面对比分析TC在大东风和西风切变环境下快速增强的大尺度环境场特征。

将大EWS和大WWS条件下RITC起始时刻的空间位置内插到5°×5°正方形区域，得到图4两类极端垂直风切变下，RITC发生频数的空间分布。大东风切变下，RITC主要发生在17.5°N以南的低纬度地区;大西风切变下，TC快速增强的空间分布相对集中在两个区域，即中心值位于(145°E，20°N)和(155°E，15°N)两个区域内。由于两类极端垂直风切变情况下RITC发生的空间位置不同，TC快速增强发生时的大尺度环境场会有所差异。

4 TC快速增强阶段的大尺度环境场特征

图4 大东风切变和大西风切变条件下，RITC起始位置的空间合成分布(阴影部分为大西风切变空间分布，格点数据对应着大东风切变的格点分布)Fig.4 The composite spatial distribution of the initial positions of RITCs during the period of 1980—2009(Shaded area is for WWS and the value in grid is for EWS)

图5 大东风切变(a)和大西风切变(b)环境下RITC的850 hPa高度场(单位:dagpm;等值线)、风矢量(m/s)和水汽通量(单位:10 －3g·s－1·hPa－1·cm －1;阴影部分表示大于等于 6 ×10 －3g·s－1·hPa－1·cm －1)的合成Fig.5 The composite image of height field(units:dagpm;contours)，wind vector(m/s)and water vapor flux(uints:10 －3g·s－1·hPa－1·cm －1;shaded area denotes no less than 6 × 10 －3g·s－1·hPa－1·cm －1)at 850 hPa of RITCs in(a)EWS and(b)WWS

图5为大EWS和大WWS情况下，各51个TC快速增强起始时刻(平均TC强度分别为65 kn、60 kn)的850 hPa高度场、风场及水汽输送的合成，其中G代表高压，气旋合成中心位置在图中以台风标志标出。可见，大EWS环境下，TC快速增强过程的水汽供给主要来自于南海地区的水汽输送(图5a)，并且由于此时TC合成位置处于低纬度地区，因此TC快速增强时水汽充沛。大WWS环境下，TC快速增强阶段纬度相对较高，在其东南方向也有来自太平洋的水汽输送(图5b)，与前者相比水汽通量相对较弱。

图6是大EWS和大WWS两类情况下，TC快速增强时500 hPa风矢量与高度场的合成。图6a表明大EWS下，TC快速增强时副热带高压控制区域广、势力强盛，副高脊线位于25°N左右。而大WWS环境下，500 hPa副热带高压标志线588 dagpm线东退，说明副高势力相对较弱。此时TC与较弱的副热带高压相互作用，使副高断裂，TC得以快速增强。

图7a、b是200 hPa高度大EWS和大WWS环境下位势高度和风矢量的合成。图7a显示大EWS环境下RITC合成位置位于高压南部的东风气流中，此时大陆高压与副热带高压连成一片，高压势力强盛。而由图7b可见RITC合成位置位于大陆高压和副热带高压之间的西风气流里，形势与500 hPa高度(图6b)类似。图7c、d是200 hPa等压面上水平散度场的合成。可见，RITC在对流层上层均对应着强烈的辐散，但就辐散场强度而言，大EWS环境下RITC辐散更强一些。

图6 大东风切变(a)和大西风切变(b)环境下RITC的500 hPa高度场(单位:dagpm;等值线)和风矢量(m/s)的合成Fig.6 The composite image of height field(units:dagpm;contours)and wind vector(m/s)at 500 hPa of RITCs in(a)EWS and(b)WWS

图7 大东风切变(a)和大西风切变(b)环境下RITC的200 hPa高度场(单位:dagpm;等值线)和风矢量(m/s)的合成及大东风切变(c)和大西风切变(d)环境下200 hPa散度场(单位:10－5s－1)Fig.7 The composite image of height field(units:dagpm;contours)and wind vector(m/s)at 200 hPa of RITCs in(a)EWS and(b)WWS and divergence field(10 －5s－1)at 200 hPa of RITCs in(c)EWS and(d)WWS

根据Emanuel(1988)和Holland(1997)的MPI(maximum potential intensity，气旋最大可能强度)理论可以将TC看作一部热机，当热机获得的能量大于其耗散能量的时候TC可以增强，当两者相等时即是TC理论上的最大可能强度，而TC的流出层温度对TC最大可能强度有重要影响。图8是TC快速增强时对流层上层流出层温度。TC快速增强过程，两类大切变下合成的流出层温度都持续下降(图略)。由图8a可见，大EWS下，TC快速增强起始时刻流出层温度为－79℃，处于合成图的低值中心;而在WWS情况下，TC流出层温度在－76℃左右，－79℃低值位于TC中心的南部。

图9给出了TC快速增强时沿中心的纬向剖面结构。大EWS环境时，RITC垂直结构上200 hPa高度为较大的东风，500、850 hPa高度是弱的东风或者西风，TC正涡度中心随高度向西倾斜，与其移动方向一致，利于TC快速增强。大WWS时(图9b)，TC的底层是东风，高层是西风，对流层中上层正涡度柱仍明显西倾，这是由于受副热带高压的影响，同时对流层中上层西风整体又相对较小的原因。图9a、b中垂直相对涡度揭示了TC中心附近存在一个明显正涡度柱，同时最大正涡度中心都位于850 hPa以下的对流层低层。图9中阴影部分表明RITC中心对流层上层维持一个辐散中心、低层维持一个辐合中心。图9a中TC快速增强起始时刻底层的辐合和高层的辐散都明显强于图9b。综合图5—9的结果说明，大EWS环境下的大尺度环境场相对更有利于TC快速增强，这也符合前文近70%的TC快速增强发生在EWS环境下的统计结果。

5 结论与讨论

国内外科研人员从不同的角度研究了纬向风切变对TC快速增强的影响，取得了许多结果。但并没有具体研究东风切变或西风切变下TC快速增强时的特征，而事实上处于EWS和WWS两种环境下，TC快速增强时各方面的特征是有差异的。基于此，文章选取1980—2009年西北太平洋TC共计25 981个时刻作为样本，以ΔV24≥35 kn为阈值选取1 022个TC快速增强事件进行分析得到如下主要结论:

图8 大东风切变(a)和大西风切变(b)环境下RITC流出层温度的合成Fig.8 The composite temperature of RITCs in(a)EWS and(b)WWS in outflow layers

图9 大东风切变(a)和大西风切变(b)环境下沿RITC中心纬向剖面的相对涡度(单位:10－5s－1;等值线)，纬向风矢量(单位:m/s)以及散度场(单位:10－5s－1;阴影部分表示散度值小于等于 －0.4×10－5s－1和大于等于0.4×10 －5s－1的区域)的合成Fig.9 The latitude section composite images of relative vortex(10 －5s－1;contours)，wind vector(m/s)and divergence field(10 －5s－1)along the center of RITCs in(a)EWS and(b)WWS(Contours denote vortex.Shaded area denotes the divergence of no more than －0.4 ×10－5s－1and no less than 0.4 ×10－5s－1)

1)近70%的TC快速增强发生在东风切变环境下，TC快速增强发生最多的月份是9月，RITC初始强度最大频数区间为［65，75)kn。在不同的环境风切变条件下，RITC空间分布有明显的差异。大EWS时，RITC的空间位置主要分布在17.5°N以下的低纬度地区;大WWS时，TC快速增强的空间分布主要在中心值位于(145°E，20°N)和(155°E，15°N)两个区域内。

2)大的EWS环境下，大尺度环境场相对更有利于TC快速增强。主要表现在:850 hPa主要是来自于南海的西南气流为RITC输送水汽。500 hPa副热带高压较强，副高脊线位于25°N左右。200 hPa有较强的辐散中心，RITC合成位置位于高压南部的东风气流中。RITC流出层温度低于－79℃;大WWS下，850 hPa的水汽输送较弱，主要为西北太平洋的东南气流。500 hPa副热带高压较弱。200 hPa RITC合成TC中心位于副高西北侧的西风气流里，同时辐散也相对较弱，流出层温度在－76℃左右。垂直结构上，大WWS环境下，TC底层的辐合与高层的辐散也都相对较弱。但是其相对较小的纬向风切变利于TC快速增强。

文中将东风切变和西风切变环境下TC快速增强特征进行了对比分析。得出了在EWS和WWS情况下RITC的统计特征和大尺度环境场特征方面的区别。说明在以后的研究中区别分析两种情况下TC快速增强情况的必要性。但有关大EWS和WWS下TC快速增强的机理，还需要利用数值模拟做进一步深入探讨。

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