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上层海洋的发展对模式中热带气旋趋势的影响

KERRY EMANUEL

Lorenz Center, Massachusetts Institute of Technology, Cambridge, Massachusetts

摘要

最近的工作指出上层海水热力学和密度分层的变化对观测和模式中热带气旋活动的可能的重要性。这里7个CMIP5气候模式模拟在RCP8.5下使用一个耦合的海-气热带气旋模式降尺度，在2006至2100西北太平洋每年制造100个热带气旋。一个固定上层海水热力学结构于2006年月平均值的控制实验的降尺度分析与允许其变化的CMIP5模式的降尺度分析作比较。如之前的研究结论，气候变暖会使热力学分层增加，导致海水混合引起的对热带气旋的负反馈增加。虽然对热带气旋频数没有影响，但是7个模式结果平均显示增加的分层使21世纪热带气旋能量耗散减少13%。这主要与第5类风暴频数增加的减缓有关。

1 引言

随着气候变暖，第5类热带气旋的发生率会和其带来的降水一起增加。和增加的海平面进行耦合，风暴和洪水的发生率都将增加。程序显示本世纪由于热带气旋带来的经济损失会增加，主要因为沿海人口增加，部分因为热带气旋隐患增加。所以，为了实际和先进知识，更好的理解和量化热带气旋的影响很重要。

目前主要有4种方法应用于模拟热带气旋活动。第一，基础理论指出随着温室气体的增加，和热带气旋强度相关的热动力条件会增加，虽然在海表面红外线通量消失时潜在强度有限。观测显示热带气旋强度将会和潜在强度一起增加，但是另一方面，更多因素影响热带气旋生成频率。

第二，热带气旋可以被全球模式直接模拟，他们的统计值也被当作气候状态的函数。虽然这个技术的优点在于模拟和其大尺度物理性质相似的热带气旋，目前的模拟分辨率过于低而不能模拟和社会关系更大的高强度热带气旋。目前的模式普遍低估热带气旋的活动，显示热带气旋活动对气候变化的敏感性很小。

大尺度变量和热带气旋活动不同变量的统计关系可以从历史资料中获得，然后应用到未来气候中。当应用到生成频数时，这些关系被称作生成指数，第一个生成指数是Gray（1979）得到的。之后有发展出很多。这些指数更加依赖于大尺度变量对热带气旋物理过程的重要性，然后被调整去重现生成频数的季节，空间，年代际变化。另一方面，它们总是处理一个类型的风暴，总的频数，于是不完全清楚它们能不能代表热带气旋对全球变暖的某个响应。

另外，全球模式可以通过在其中局地的嵌入高分辨率解来降尺度。这个技术的好处是可以更好的模拟热带气旋，因此得到更好的强度发布。这个技术的缺点之一是区域模式的物理过程参数化不会和全球模式的完全一样，初始条件和边界条件也不一定适合区域模式，计算资源也限制了解的优劣和能被模拟出的热带气旋数量。

作者和他的同事发展出了一个降尺度技术，使用一个简单的海气耦合热带气旋模式，在角动量坐标下，可以得到热带气旋中心的高分辨率解。在当前气候作为初始条件时，降尺度技术重现了全部的观测的热带气旋强度分布；捕捉到了空间的，季节的和年际的变化；也捕捉到了短期气候波动，如厄尔尼诺。模式计算成本很低，可以模拟几万或几十万个热带气旋。这个模式预测21世纪热带气旋强度和数量均会增加。

这个研究的局限在于使用了月平均的上层海水热力学结构，而不是随气候变化而变化的。这就是我们这里要纠正的局限。最近，Huang指出了证据，上层海水分层的增加会使有气候变暖带来的热带气旋强度增加减弱。由于海水的混合层比次混合层变热的快，所以与热带气旋相关的上层海水混合导致的海表面降温会增加。把一个海水混合层模式应用到22个CMIP5气候模式中，每个都有热带气旋风场强迫，作者指出气候变暖会使负反馈增强，尽管不同区域这个影响大小不同。由于风场固定，所以负反馈并不会作用与风场上。

这里，我们探索发展的上层海水热力学结构对热带气旋的影响，使用CMIP5模式的上层海水分层而非固定分层。模拟和结果的细节现在进行描述。

2 方法

我们使用月平均热力学条件，250hPa和850hPa日平均风场的气候状态。这些是再分析资料或，在这里，是模式结果。日平均风场用来合成两层风场的时间序列，使用随机相位的傅里叶时间序列，这样月平均风场，月平均风场的变化和两层风场的协变都是正确的。然后我们在月平均热力学条件和合成风场的气候条件中在空间和时间中随机加入弱的，典型的热带气旋扰动。这些种子随850和250hPa风场平均风场的适当权重和涡旋周围的beta漂移移动。它们的强度由之前提到的海气耦合模式模拟。实际上大部分种子扰动消亡；少部分剩下的增强到至少热带气旋强度的扰动被视作给点气候条件下的热带气旋的气候态。

海洋模式是由独立的，一维的，沿着风暴路径的海体组成的。这个模式中唯一的物理过程是垂直混合，根据修正理查森数假设。当扰动主要是切变时，比如飓风，这个从混合层底的夹带作用的参数化很有效，总体的降温和至少和更普遍的扰动方案表现的一样好。虽然这个一维混合不能捕捉风暴尾部的横向平流，影响风暴强度的降温是眼墙下最重要的，除非风暴移动的很慢，这个一维模式对降温影响风暴强度的捕捉能力可以和耦合的三维海洋模式相比。这在最近的一个工作里也有据可查，那里在一维和三维海洋中加入了统一移速的风暴风场。西北太平洋风暴移动速度5.5m/s，海洋降温对风暴中心影几乎没有差别，但是，对于移速慢的风暴来说，一维模式不能捕捉上翻效应而使海表过冷。

上层海水的初始场只被两个变量表示：混合层厚度和混合层下100米的热力学分层。在过去的应用中，这些变量是由月平均气候态计算的。这里我们直接从CMIP5的输出中计算它们，定义混合层的底部是温度至少比海表低1℃的层次（在模式垂直层次中线性差值），并且计算直到混合层底部以下100米左右（根据模式垂直结果）的温度梯度。

这个方法被应用到表1列出的7个CMIP5模式中。我们从2006到2100年每年模拟了100个热带气旋，从RCP8.5模拟中，在西北太平洋区域降尺度。这是Huang et al.(2015)关注度的两个区域之一，这也是全球热带气旋活动增加最多的区域。我们用太平洋做代表；未来会检验其他海盆。

表1 研究使用的模式

为了检验增加的海洋热力学分层对热带气旋的影响，我们比较两组模拟。第一组固定上层海洋混合层和热力学分层于2006年月平均值（模拟的第一年）。第二组模拟，上层海水混合层深度和次混合层热力学分层在95年模拟中发展，从CMIP5模式中。在两种情况中，海表温度和热带气旋潜在强度变化一致；只有次混合层热力学结构不同。在7个模式中在7月至11月和西北太平洋主要区域（5°-15°N, 130°-180°E）进行平均的混合层深度和次混合层热力学分层的时间序列在图1中展示。两个日本模式，MIROC5和MRI-CGCM3，混合层深度很大，并且，和上层海水变暖一致，这些深度值直到世纪末都在下降。在剩下的模式中，3个显示混合层深度主要没有变化，然而，IPSL-CM5A-LR和HadGEM2ES模式实际上显示混合层深度增长，可能由于对流增加和风强迫的混合层扰动。所有的模式显示次混合层热力学分层增加。这些变化和Huang et al.(2015) 22个模式集合的报告相似。

两组模拟中相似的随机种子是使两种模拟之间纯随机成分带来的差异最小化。通过比较两组模拟，我们可以量化上层海水热力学变化对从CMIP5降尺度得到的西北太平洋热带气旋活动的影响。

图1 (a)混合层深度和(b)次混合层热力学分层在7个模式中在7月至11月和西北太平洋主要区域（5°-15°N, 130°-180°E）的平均值的发展

3. 结果

每个上层海水发展的模式里的不同分类的热带气旋的趋势在表2中显示。第5类热带气旋和总能量耗散在所有模式中都有上升趋势，大多数模式中其他热带气旋数量也有上升趋势。这反映了潜在强度和潜在生成指数在该区域的上升趋势，和Emanual（2013）的结果一致，那里用了月平均的上层海水数值。尽管在这些实验中海水热力学分层增加，这些上升依旧发生了。

更入主题，图2比较了两组模拟中热带气旋总频数和总能量耗散。实线表示的是多模式的年平均，阴影表示7个降尺度模式的标准差，虚线表示多模式平均值的线性趋势。两组实验中年频数没有明显不同。这是因为，在降尺度处理中，一个风暴的生命周期中最大强度至少是20.6m/s就被算作热带气旋，然而这强度不足以引起明显的海水混合和海表降温。所以，上层海水反馈作用几乎不影响热带气旋生成。另一方面，增加的热力学分层使上升的能量耗散减少了13%，与固定热力学分层的情况比。

表3计算了两组实验间更细节的比较。第5类热带气旋的差异不管是模式之间或多模式的平均都不明显，第2类热带气旋频数相比固定热力学分层的模拟有明显增加。这是因为热力学分层可变的模式中热带气旋变得更弱，使类型高的热带气旋分流到类型低的热带气旋，保持总和不变。第5类热带气旋频数和能量耗散都明显的，统计显著的，下降，这表示热力学分层对热带气旋强度的影响达到期待。

表2 每个上层海水发展的模式里的不同分类的热带气旋的从2006到2100年的百分变化（大于0.01的值在括号中显示）

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