15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

African Easterly Wave Variability and Its Relationship to Atlantic
Tropical Cyclone Activity
SỰ BIẾN ĐỔI CỦA SÓNG ĐÔNG VÀ MỐI QUAN HỆ VỚI
HOẠT ĐỘNG CỦA BÃO NHIỆT ĐỚI ĐẠI TÂY DƯƠNG

CHRIS THORNCROFT
Department of Meteorology, University of Reading, Reading, United
Kingdom
KEVIN HODGES
Environmental Systems Science Centre, University of Reading,
Reading, United Kingdom
(Manuscript received 30 November 1999, in
final form 23 May 2000) ABSTRACT TÓM
TẮT
Chế độ theo dõi tự động các trung tâm xoáy của trung tâm khí tượng Châu
Âu phân tích đã được sử dụng để phát triển hoạt động sóng đông trong hệ
thống khí hậu 20 năm. Các số liệu thống kê theo dõi ở mực 600 và 850 mb
xác nhận cấu trúc phức tạp của sóng trên lục địa châu Phi. Các vùng mưa về
phía xích đạo khoảng 15 ° N bị chi phối bởi hoạt động ở mực 600mb, và Các
vùng khô về phía cực Sahara ở khoảng 15 ° N bị chi phối bởi hoạt động ở
mực 850mb. Trên Đại Tây Dương chỉ có một dấu vết bão với các hoạt động
sóng ở mực 600 và 850-mb collocated. Căn cứ vào tốc độ phát triển / tan rã
và nguồn gốc số liệu thống kê, xuất hiện với những con sóng ở mực 850mb
về phía cực ở 15 ° N trên đất liền thường bao hàm với dấu vết bão về phía
xích đạo trên đại dương. Thay vào đó, có vẻ như sự phát triển quan trọng của
hoạt động ở mực 850-mb ở bờ biển Tây Phi trong vùng mưa khoảng (10 ° N,
10 ° W), trong đó, nó được đề xuất, kết hợp với giải phóng nhiệt ẩn.

Dựa trên các số liệu theo dõi thống kê, nó đã chỉ ra rằng có biến trình năm
rõ rệt trong hoạt động của sóng đông (AEW). Nó đặc biệt rõ rệt là ở mực
850mb ở bờ biển Tây Phi từ 10 ° đến 15 ° N, nơi mà các hệ số biến đổi là
0,29. Trong thời kỳ 1985 - 1998, một mối tương quan đáng chú ý được nhìn
thấy giữa hoạt động của AEW và hoạt động của bõa nhiệt đới Đại Tây
Dương. Mối tương quan này là đặc biệt mạnh mẽ trong giai đoạn
postreanalysis từ năm 1994 - 1998. Kết quả này cho thấy rằng hoạt động của
xoáy thuận nhiệt đới Đại Tây Dương có thể bị ảnh hưởng bởi số lượng

1


2

1.

JOURNAL OF CLIMATE

AEWs dịch ra khỏi bờ biển Tây Phi, có biên độ ở mức thấp đáng kể, và
không chỉ đơn giản bằng tổng số các AEWs.

Introduction TỔNG QUAN

Sóng đông châu Phi (AEWs) là một phần
quan trọng của vùng Tây Phi và khí hậu nhiệt
đới ĐTD. Chúng được biết vừa là điều chỉnh
lượng mưa hàng ngày ở Tây Phi (ví dụ, Reed
et al. 1977) và là nguồn gốc của các cơn bão
nhiệt đới Đại Tây Dương (ví dụ, Landsea et
al. 1998). Mặc dù chúng có vai trò rất quan

trọng, nhưng lại rất ít được biết về các khía
cạnh chi tiết của vòng tuần hoản của chúng,
bao gồm cả nguồn gốc, sự phát triển, sự phát
triển trong cấu trúc dọc theo các dấu vết và sự
tan rã.
Mục đích chính của bài nghiên cứu này là
để trình bày một hệ thống khí hậu khi có
hoạt động của AEW trong vòng 20 năm dựa
trên khoảng thời gian từ 1979-1998, bao
gồm mô tả các chu kỳ theo mùa và biến
trình năm của hoạt động AEW. Việc phân
tích dựa trên số liệu tái phân tích của trung
tâm khí tượng Châu Âu (có sẵn từ năm 1979
to1993) cùng với ECMWF phân tích hoạt
động (từ năm 1994 - 1998). Chúng tôi sẽ
phân tích khách quan AEWs sử dụng kỹ
thuật theo dõi được phát triển bởi Hodges
(1995). Chúng tôi đã từng sử dụng kỹ thuật
này để theo dõi hệ thống đối lưu mesoscale
qua Tây Phi (Hodges và Thorncroft 1997).
Những phép phân tích trước đây về sóng
Đông sử dụng phép phân tích toán tử chủ yếu
sử dụng kỹ thuật thống kê để xác định hoạt
động của sóng Đông. Những bài nghiên cứu
đã xác định những khía cạnh khác nhau về
hoạt động của sóng Đông, bao gồm sự khác
nhau những vùng hoạt động của sóng Đông
ở bắc và nam của dòng xiết Đông Phi.
Ngược lại, có một ý kiến khác về hoạt động
tự nhiên của sóng Đông thu được bởi Reed et

al, người điều khiển sự theo dõi sóng Đông

VOLUME 14

từ tháng 8 đến tháng 10 năm 1985.
Phân tích này có thể chỉ ra những dấu vết của
những hệ thống riêng biệt hoạt động ở Châu
Phi, ở vùng biển Đại Tây Dương và trong một
vài trường hợp, ...như bão nhiệt đới. Phân tích
xuất hiện trong bài nghiên cứu này được khai
triển trong phân tích của Reed at al. Bằng việc
sử dụng phương pháp theo dõi tự động, từ bây
giờ có thể xác định những dấu vết của sóng
Đông trong nhiều năm và lập được những
thống kế quan trọng của sóng Đông liên quan
đến nguồn gốc, sự phát triển và tan rã. Nó nên
được công nhận rằng những kết quả sử dụng
kỹ thuật theo dõi cung cấp một cái nhìn khác
nhưng miễn phí với những kết quả sử dụng kỹ
thuật
thống
kê.
Một phương pháp thống kê áp dụng cho trường
thế năng, ví dụ, đưa ra một cái nhìn thuận lợi
về hoạt động của sóng Đông hơn phương pháp
theo dõi sử dụng các trung tâm lốc xoáy trong
sóng Đông và rất qun trọng để nhận ra điều
này. Nghiên cứu trong chương này tập trung
vào mối quan hệ ở các trung tâm xoáy tồn tại ở
phía Bắc và phía Nam của dòng xiết Đông Phi

bởi vì nó vừa đưa ra một cái nhìn sâu sắc trên
vùng Châu Phi và sự liên quan của chúng như
tiềm năng cho các cơn bão nhiệt đới. Cần lưu ý
rằng, trong khi các phân tích được xem xét ở
đây có nguồn gốc từ mối quan hệ ở trung tâm
xoáy, kết quả của những sự theo dõi được gọi
là
dấu
vết
sóng
Đông.
Một động cơ quan trọng của nghiên cứu về sự
biến đổi sóng Đông có liên quan đến dấu vết
biến trình năm sự thay đổi của lượng mưa ở Tây
Phi. Khi sóng Đông là các hệ thống synop lớn
trong khu vực, điều quan trọng là tìm ra các
sóng Đông có vai trò quan trọng trong việc xác
định sự thay đổi của lượng mưa. Quả thực, vẫn
chưa rõ sóng Đông có vai trò chủ động hay thụ
động
trong
quá
trình
này..


15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES


Một động lực nữa để xem xét… về biến trình
năm của sóng Đông liên quan đến mối quan
hệ giữa sóng Đông và bão nhiệt đới ở Đại Tây
Dương. Một vài tác giả cho rằng, mối tương
quan giữa hoạt động của bão nhiệt đới và
lượng mưa ở vùng Sahel Tây Phi đều dựa vào
sự thay đổi của sóng Đông. Hai khía cạnh về
sự thay đổi của sóng Đông được đề cập đến
đó là tần số và cường độ.
Reed (1988) có lẽ là người đầu tiên đề xuất
rằng, thay vì biến đổi trong tần số, biến đổi
trong cường độ AEW có thể là quan trọng
hơn trong việc xác định sự biến đổi của cơn
bão nhiệt đới. Đây cũng là một giả thuyết
hợp lý và phù hợp với các yêu cầu được biết
đến
Tuy nhiên, cần cần thận khi định nghĩa thế
nào là cường độ của một sóng Đông vì cấu
trúc phức tạp của nó. Gần đây, Pytharoulis
và Thorncroft đã xác nhận rằng, các sóng
Đông có thể multicentered, với maxima
trong xoáy gần dòng xiết Đông Phi ở mực
600-700 mb trong vùng mưa và ở mực 850
mb và thấp hơn, phía bắc của vùng mưa.
Trong bất kỳ kiểm tra về sự biến đổi của
sóng Đông trong cấu trúc phức tạp của sóng
Đông đều được xem xét. Do đó, cũng như sự
biến đổi về số lượng và cường độ, biến đổi
trong cấu trúc cũng có thể quan trọng trong
việc xác định biến đổi của cơn bão nhiệt đới.

Bài nghiên cứu này sẽ trình bày sự biến đổi
của sóng Đông cùng với việc đánh giá mối
quan hệ giữa những con sóng và bão nhiệt
đới.Bài nghiên cứu say này sẽ kiểm tra chặt
chẽ hơn mối quan hệ về sự biến đổi giữa sóng
Đông và gió mùa Tây Phi, bao gồm cả sự biến
đổi về lượng mưa và dòng xiết Đông Phi.
Bài nghiên cứu gồm các phần như sau:
Phần 2 sẽ nêu lên các phương pháp nghiên
cứu, Phần 3 sẽ đưa ra một số ví dụ về những
dấu vết thu nhận được ở trong các mùa ở
năm 1994 và 1995. Trong phần 4 hệ thống
khí hậu của sóng Đông được trình bày dựa
trên các số liệu thống kê theo dõi từ 1979-

3

1998, bao gồm mô tả các chu kỳ theo mùa.
Trong phần 5, chúng tôi tập trung vào biến
trình năm của hoạt động AEW và một số kết
luận về mối liên quan của nó đến hoạt động
bão nhiệt đới. Các kết quả được tóm tắt và thảo
luận thêm trong phần 6.
2. Tracking technique Kỹ thuật theo dõi
Reed et al. (1988b) nhấn mạnh tính hữu ích
của việc sử dụng xoáy để tự xác định và theo
dõi AEWs ở trung tâm khí tượng châu
âu(ECMWF) để phân tích hoạt động. Ở đây
chúng tôi áp dụng kết hợp phương pháp nhận
dạng và theo dõi các AEWs để thu dữ liệu. Các

dữ liệu được sử dụng cho nghiên cứu này là số
liệu tại phân tích của ECMWF trong thời kỳ từ
1979-1993 (Gibson et al. 1997) được mở rộng
với các phân tích hoạt động đến năm 1998.
Chúng tôi chỉ xem xét giai đoạn tháng 5 đến
tháng 10, để tập trung vào mùa mưa trong thời
kỳ gió mùa Tây Phi, và sử dụng 6 giờ khởi tạo
phân
tích.
Các kết quả sẽ chỉ trình bày ở mực 600 và
850mb, vì đây là những mực có khả năng phân
biệt rõ ràng các hoạt động của AEW ở mực
dòng xiết trong vùng mưa ở các mực thấp về
phía cực của khu vực mưa chính. Độ phân giải
quang phổ của T42 đã được sử dụng, khá phù
hợp để giải quyết về quy mô synop của AEWs,
là mối quan tâm chính ở đây. Ngoài ra, không
có điều khả quan nào được tìm thấy bằng cách
sử dụng độ phân giải phân tích cao hơn. Nói
chung, độ phân giải phân tích cao hơn dường
như là '' ồn ào hơn '' phiên bản của phân tích
T42, có thể phù hợp với sự thiếu quan sát có
độ phân giải cao đủ để đồng hóa.
Các phương pháp được sử dụng để xác định và
theo dõi những con sóng là của Hodges (1995).
Phương pháp này xác định những con sóng
như maxima trong ngưỡng liên quan đến
trường xoáy (một ngưỡng 0,5 × 10-5 s-1 được
sử dụng) và theo dõi chúng bằng cách sử dụng
một phương pháp giảm thiểu một hàm chi phí

cho các đối tượng chuyển động gắn kết với
những ràng buộc của chuyển động. Hàm chi
phí được xác định theo những thay đổi của địa


4

JOURNAL OF CLIMATE

phương theo hướng và tốc độ.
Điều này dẫn đến việc thiết lập tối thiểu dấu
vết phẳng của sóng. Các ràng buộc đối với
các khoảng cách dịch chuyển tối đa trong
một bước thời gian và các dấu vết phẳng ở
địa phương và được áp dụng (Hodges, 1999).
Cần lưu ý rằng chúng tôi chỉ đưa ra những hệ
thống đã khép kín các đường viền xoáy với
giá trị ít nhất là 0,5 × 10-5 s-1 với phương
pháp này. Trong một ý nghĩa theo dõi nào
đó, vì nó được áp dụng ở đây, nó đóng vai
trò như một bộ lọc trên sóng bằng cách loại
trừ các sóng yếu hơn không hỗ trợ các trung
tâm xoáy ở trên cao.
Toàn bộ dấu vết cũng sẽ được lọc để loại bỏ
tất cả các hệ thống với thời gian sống ít hơn 2
ngày và quãng đường dịch chuyển ít hơn 10 °
(~ 1000 km) chỉ để lại những hệ thống phù
hợp được giữ lại để phân tích thống kê. Thống
kê được tính toán từ kết hợp 20 năm theo dõi
toàn bộ dấu vết sử dụng các phương pháp

kernel mô tả bởi Hodges (1996) để theo dõi và
genesis mật độ và tốc độ tăng trưởng /tan rã
trung bình. Mật độ được tính bằng mật độ trên
một đơn vị diện tích từ phân bố mật độ xác
suất, nơi mà các đơn vị diện tích tương đương
với 5 ° nắp hình cầu (~ 106 km2). Cần lưu ý
rằng mật độ genesis có thể bao gồm các vị trí
mà các hệ thống giảm xuống dưới ngưỡng
cường độ và sau đó reintensify. Ví dụ, khi các
AEWs suy yếu đủ để gây ra khó khăn để phát
hiện trong midocean nhưng sau đó có thể xuất
hiện ở hạ lưu. Ngoài ra, thống kê trung bình
tốc độ tăng trưởng / tan rã cần được diễn giải
kết hợp với mật độ theo dõi, vì các giá trị sẽ
được tin cậy hơn, nơi mật độ cao.
Một ví dụ về dấu vết đơn lẻ được thể hiện
trong hình. 1a của cơn bão Luis từ mùa bão
năm 1995. Dáu vết của cơn bão Luis từ khi nó
xuất hiện đến qhas trình trở thành một cơn
bão nhiệt đới, được phân tích bởi Trung tâm
Bão quốc gia (NHC, bây giờ được gọi là
Trung tâm dự báo nhiệt đới) được bao gồm
(vòng tròn màu xám) cùng với các dấu vết

VOLUME 14

được xác định bằng cách sử dụng trung tâm
xoáy ở mực 850mb từ dữ liệu ECMWF ( vòng
tròn màu đen). Nhìn chung, dấu vết của cơn bão
nhiệt đới xuất hiện nhiều trong các dữ liệu của

ECMWF. Tuy nhiên, điều quan trọng là phải
nhận thấy rằng các hệ thống theo dõi xác định
AEW liên quan với cơn bão xa hơn về phía
Đông được xác định bởi NHC, phù hợp với các
cơn bão nhiệt đới phát triển từ một hệ thống
AEW yếu. Cũng trong hình. 1b là một số dấu
vết đặc trưng từ năm 1995 dựa trên các trung
tâm xoáy ở mực 600 mb, nơi mà các hệ thống
đó đã không phát triển bão nhiệt đới. Lưu ý rằng
trong khi các hệ thống này được theo dõi từ lục
địa châu Phi vào trung tâm Đại Tây Dương
chúng có thể không được theo dõi vào vùng
Caribbean, cho thấy rằng các hệ thống này suy
yếu khi chúng di chuyển về phía tây.
3. African easterly wave tracks for 1994
and 1995 Các dấu vết sóng Đông trong
năm 1994 và 1995
Theo Thorn cho rằng các AEWs có thể có cấu
trúc khá phức tạp trên vùng Châu Phi, với biên
độ tối đa thường thấy trong hai vùng: ở mực
600 mb về phía xích đạo khoảng 15 ° N và ở
mực thấp về phía cực của 15 ° N. Điều này phù
hợp với các AEWs phát triển thông qua một cơ
chế bất ổn barotropic-baroclinic kết hợp với
gradients kinh tuyến âm trong tiềm ẩn xoáy ở
mực dòng xiết và gradient kinh tuyến dương
với nhiệt độ ở bề mặt (ví dụ, Burpee 1972). Để
nhận ra điều này, chúng tôi sẽ trình bày dấu vết
của AEW ở mực 600 và 850 mb để chẩn đoán
các cấu trúc AEW ở cả hai miền.

1Lưu ý rằng trong Hodges và Thorncroft
(1997) mật độ theo dõi phần giới đã được tính
toán một cách khác nhau và không phải là một
phân bố mật độ xác suất. Ở đây, mật độ đường
đua được tính như một pdf và sau đó thu nhỏ
lại như mật độ số lượng và do đó tích hợp với
tổng
số
của
hệ
thống.
Hình 2 và 3 cho thấy phân tích các dấu vết
tương ứng từ tháng 5-10 cho năm 1995 và
1994. Đây là để minh hoạ thêm cho các thông
tin từ các phân tích theo dõi tự


15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

động và cũng để so sánh các tính chất của
AEWs ngược nhau trong hai năm của bão
nhiệt đới ở ĐTD. Năm 1995 là một năm
hoạt động nhiều với 19 cơn bão được đặt tên
(Landsea et al. 1998). Năm 1994, thì
ngược lại, là một năm hoạt động rất ít với chỉ
bảy cơn bão được đặt tên.

Năm 1995 các dấu vết của AEW có thể nhìn

thấy được rõ ràng ở mực 600 mb qua phía
tây châu Phi về phía xích đọa khoảng 15 °
N.Các dấu vết này dẫn vào một khu vực có
dấu vết các cơn bão hoạt động nhiều hơn trên
Đại Tây Dương, với nhiều dấu vết sau đó
recurving về phía cực trước khi đến vùng
biển Caribbean. Tại mực 850 mb các dấu vết
trên các đại dương cũng tương tự như ở 600
mb, tuy nhiên có ít hơn, và các cơn bão nhiệt
đới recurving là thể hiện rõ ràng hơn phù hợp
với biên độ lớn của chúng và các cấu trúc lõi
ấm. Sự khác biệt lớn xảy ra trên lục địa, nơi
mà các dấu vết chính của bão AEW xuất hiện
ở về phía cực khoảng 15 ° N. Thật vậy, ở 850
mb rất ít dấu vết tồn tại về phía xích đạo ở
khoảng
15
°
N.

5

FIG. 1.
Hình. 1. (a) Bão Luis (1995) từ các phân tích
theo dõi thực hiện ở ECMWF phân tích trung
tâm xoáy ở mực 850-mb và dấu vết tốt nhất từ
Trung tâm Bão quốc gia (NHC). Các dấu chấm
chỉ ra vị trí trong vòng 6 h: các chấm màu tối thể
hiện dữ liệu ở ECMWF vàcác chấm sáng thể
hiện dấu vết tốt nhất của NHC; (b) một lựa chọn

các dấu vết điển hình tại mực 600 mb cho thấy
các hệ thống đã không phát triển thành bão nhiệt
đới.
Hình 2 và 3 cho thấy phân tích các dấu vết
tương ứng từ tháng 5-10 cho năm 1995 và
1994. Đây là để minh hoạ thêm cho các thông
tin từ các phân tích theo dõi tự động và cũng
để so sánh các tính chất của AEWs ngược nhau
trong hai năm của bão nhiệt đới ở ĐTD. Năm
1995 là một năm hoạt động nhiều với 19 cơn
bão được đặt tên (Landsea et al. 1998). Năm
1994, thì
ngược lại, là một năm hoạt động rất ít với chỉ
bảy cơn bão được đặt tên.


6

JOURNAL OF CLIMATE

VOLUME 14

Fig. 2. Positive relative vorticity tracks for May–Oct 1995 at 600 and
850 mb.
Các dấu vết xoáy từ tháng 5-10 năm 1995 ở mực 600mb và 800mb.

Điều này phù hợp với phân tích trước đây về
AEWs trong khu vực này (ví dụ, Reed et al.
1977), nơi mà có xu hướng có biên độ tối đa
gần mực của dòng xiết Đông Phi, ở mực 600

mb với biên độ yếu ở vị trí thấp hơn. Điều này
cũng tiếp tục khẳng định sự thống trị của các
cấu trúc ở mực thấp về phía cực trong khu vực
của dòng xiết có gradient nhiệt độ ở mực thấp
bên rìa sa mạc Sahara (cf. PT).
Năm 1994, các dấu vết của AEW ở 600 mb
tương tự như
năm 1995 ở vùng Châu Phi và Đại Tây
Dương, mặc dù phù hợp với các hoạt động
xoáy thuận nhiệt đới suy yếu đi trong năm đó,
nhưng có các dấu vết ít recurving gần vùng
biển Caribê. Sự khác nhau lớn hơn giữa hai
năm được thể hiện rõ ở mực 850 mb. Phù hợp

với các hoạt động suy yếu đi của bão nhiệt đới,
có ít hơn và yếu hơn các dấu vết ở vùng nhiệt
đới Đại Tây Dương.
Điều này khá là thú vị, tuy nhiên, sự suy yếu đi
về hoạt động ở mực 850mb cũng là điều hiển
nhiên ở bờ biển Tây Phi. Điều này cho thấy rằng
có lẽ là một sự khác biệt quan trọng giữa hai
năm là ở các mực khác nhau của hoạt động
AEW dịch chuyển ra xa châu Phi, đặc biệt ở các
mực thấp. Phân tích việc lọc gió của máy thăm
giò tại Dakar (15 ° N, 17 ° W) vào năm 1994 và
1995 (Hình. 4) có lẽ là phù hợp với điều này,
mặc dù Dakar thiên 1 chút về phía cực nơi mà
hầu hết các dấu vết ở mực 850-mb dịch chuyển
ra khỏi bờ biển Tây Phi. Ý tưởng cho rằng mực
thấp biên độ AEW có thể quan trọng ảnh hưởng

đến hoạt động của bão nhiệt đới phù hợp với
yêu cầu được biết đến với một biên độ hữu hạn


15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

7

là tiền thân cho cyclogenesis nhiệt đới (ví dụ, trình bày số liệu thống kê theo dõi AEW dựa
Gray 1979; Eman- uel 1989). Giả thuyết này sẽ trên tất cả các năm trong nghiên cứu này.
được tiếp tục trong phần tiếp theo, chúng tôi sẽ
cho năm 1994. Con số này được cung cấp bởi
Pytharoulis và dựa trên phân tích trình bày trong
Pytharoulis (1999).
2. African easterly wave tracking
statistics climatology (1979–98)
Số liệu thống kê theo dõi khí hậu
sóng Đông
a. Động lực

Fig. 3. Positive relative vorticity tracks for
May–Oct 1994 at 600 and 850 mb.
Các dấu vết xoáy từ tháng 5-10 năm 1994 ở
mực 600 và 850mb.

Dưới đây chúng tôi trình bày một sự mô tả và
giải thích về các thống kê theo dõi khí hậu của
AEW trong vòng 20 năm. Từ đây chúng ta có

thể có một cái nhìn tốt hơn về chu kỳ sống của
một AEW điển hình, bao gồm cả khởi đầu, sự
phát triển và tan rã, và thông tin cơ bản theo dõi
cơn bão. Khi cung cấp điểm nhìn khí hậu này,
nó sẽ cho chúng ta những nền tảng cần thiết để
xem xét các biến trình năm của hoạt động AEW
trong phần 5.
a. 600 mb

Mật độ dấu vết ở mực 600-mb (Fig. 5) cho
thấy một dấu vết bão rất rõ ràng ở khoảng 10 °
-15 ° N, có nguồn gốc từ phía đông châu Phi
và kéo dài ra phía tây qua Đại Tây Dương.
Ngoài ra còn có một gợi ý rằng nó nối với dấu
vết bão nhìn thấy ở phía đông Thái Bình
Dương. Kiểm tra chặt chẽ hơn các dấu vết
riêng lẻ cũng xác nhận rằng một số dấu vết bắt
đầu ở bờ biển Caribbean sau đó đi qua đất liền
và vào Thái Bình Dương theo Molinari et al.
FIG. 4. Vertical profile of the Jun–Sep mean (1997). Chỉ ở phía đông của vùng biển
r '2 /2 for Dakar (15°N, 17°W), where r ' is Caribbean có một số bằng chứng cho bão
the 2.5–6-day bandpass-filtered meridional recurving, nhưng kể từ khi recurving bão nhiệt
wind. The solid line is for 1995 and the đới chỉ chiếm một tỷ lệ phần trăm nhỏ của tất
cả các hệ thống được theo dõi và không phải
dashed line is for 1994. The figure
was provided by Pytharoulis and is based on lúc nào recurve ở cùng vĩ độ, đặc tính này yếu
hơn.
analysis presented in Pytharoulis (1999).
Đỉnh đáng chú ý xuất hiện phía hạ lưu bờ biển
Hình. 4. Cấu trúc thằng đứng từ tháng 7 -9 dọc

Tây Phi khoảng 20 ° W và ở hạ lưu của Trung
của nghĩa r '2 /2 cho Dakar (15 ° N, 17 ° W),
Mỹ ở phía đông Thái Bình Dương. Hoạt động
nơi r' là 2,5-6 ngày bandpass-lọc gió kinh tuyến.
yếu tồn tại trên lục địa châu Phi. Điều này phù
Đường nét liền là cho năm 1995 và nét đứt là


8

JOURNAL OF CLIMATE

hợp với những sóng yếu hơn vào đầu vong
tuần hoàn của chúng và phân tích trước đó
của máy thăm dò dữ liệu bởi Albignat và
Reed (1980), người đã tìm thấy AEW hoạt
đông yếu ở khoảng 10 ° E. Cũng nên nhớ mặc
dù, rằng các hệ thống theo dõi dấu vết chỉ làm
với các đường xoáy khép kín lớn hơn hoặc
bằng 0,5 × 10-5 s-1. Điều này có nghĩa rằng
AEWs nhanh chóng bị suy yếu trong vòng
tuần hoàn của chúng khi không được theo dõi
bằng cách sử dụng chương trình này và có thể
đóng góp cho các hoạt động yếu hơn được
phân tích trên đất liền. Đỉnh trong hoạt động
của AEW ở phía hạ lưu của lục địa châu Phi
là phù hợp với các nghiên cứu trước đây dựa
trên quan sát phương sai gió lọc (ví dụ, nat
Albig- và Reed 1980). Những gì phân tích
này cho thấy rõ ràng hơn dù là việc tiếp tục

theo dõi bão AEW vào trung tâm Đại Tây
Dương và vào các cơn bão nhiệt đới là '' khu
vực phát triển chính '' (cf. Goldenberg and
Shapiro 1996).
1)

GENESIS DENSITY NGUỒN GỐC
MẬT ĐỘ

Câu hỏi về nguồn gốc của AEW đã được đưa
ra bởi một số tác giả trước đây. Trong khi đó
sự đồng thuận chung tồn tại liên quan đến sự
tăng trưởng của AEWs qua một cơ chế bất ổn
định barotropic-baroclinic, sự đồng thuận ở
vùng mà AEWs khởi nguồn đã không đạt
được. Carlson (1969) cho rằng AEWs có thể
được bắt nguồn càng xa về phía đông như là
vùng cao nguyên Ethiopia (~ 40 ° E). Tuy
nhiên, Burpee (1972) chỉ có thể tìm thấy hoạt
động AEW trong máy thăm dò dữ liệu như xa
về phía đông ở khoảng 15 ° E. Một phân tích
chi tiết về việc nguồn gốc của AEWs trong
giai đoạn III của thí nghiệm GARP nhiệt đới
Đại Tây Dương đã được trình bày bởi
Albignat và Reed (1980). Họ cho rằng AEWs
có thể bắt nguồn từ những nơi xa về phía
đông như là Biển Đỏ (khoảng 40 ° E). Theo
ghi nhận của Albignat và Reed (1980), một
trong những vấn đề với cách so sánh nghiên


VOLUME 14

cứu khác nhau là họ đã coi thời kỳ khác nhau,
và do đó, sự khác nhau chỉ có thể có nghĩa là
hoạt động AEW chỉ dao động trong các khu
vực này.
Một lý do khác, nó sẽ không dễ đang vượt
qua trong thời gian ngắn, là sự thưa thớt của dữ
liệu trong vùng khả năng của sự khởi nguồn
genesis. Ở đây, chúng tôi có thể khắc phục vấn
đề dữ liệu đồng nhất nhưng vẫn có thể bị một
vấn đề phát sinh từ dữ liệu thưa thớt.


15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

9

FIG. 5. Climatological tracking statistics at 600 mb based on the ERA data (1979–93) and the
ECMWF analyses (1994–98). (a) Track
density scaled to number density per unit area (~106
km2 ) per season (MJJASO), shading for values greater than 6. (b) Genesis density per

unit


10


JOURNAL OF CLIMATE

VOLUME 14

area (~106 km2 ) per season (MJJASO), shading for values greater than 5. (c) Growth and
decay rates in units of per day, shading for values greater than 0.05 and less than —0.1.

không có tổ chức. Thực tế là có một đỉnh
Vì lý do này, chúng tôi muốn xem xét các số genesis tại bờ biển có thể do thực tế rằng có
liệu thống kê trung bình của các hoạt động nhiều AEWs không đạt được một biên độ đủ
AEW hơn là một phân tích chi tiết của AEWs lớn để được theo dõi cho đến khi chúng đạt
cá nhân.
đến
bờ
biển.
Mật độ genesis ở mực 600-mb dựa trên Ngoài ra, các khu vực ven biển có thể là một
khoảng thời gian 1979-1998 trong hình5b cho khu vực nơi mà AEWs sự phát triển thêm kinh
thấy những khu vực mà các hệ thống theo dõi nghiệm, kết hợp với giải phóng ẩn nhiệt đối
được xác định đầu tiên. Các vùng genesis có lưu ẩm sâu, ví dụ. Điều này sẽ được đề cập đến
đường phù hợp với dấu vết mật độ cơn bão ở bên dưới trong phần nói về sự phát triển và
như mong đợi, nhưng có một vài đỉnh nổi bật. suy tàn.
Bắt đầu ở phía đông, có một đỉnh nằm xung
2) GROWTH AND DECAY RATES
quanh (10 ° N, 35 ° E) ở phía tây của vùng cao
TỐC ĐỘ TĂNG TRƯỞNG VÀ TAN
nguyên Ethiopia cho thấy rằng ít nhất một số
RÃ
AEWs được bắt đầu ở đó. Một số dấu vết có
thể được nhìn thấy bắt đầu từ khu vực này
trong các hình 2a và 3a. Phía tây của khu vực

này mật độ genesis yếu đi và sau đó bắt đầu
tăng trở lại về phía tây khoảng 20 ° E. Albignat
và Reed (1980) đều có cùng một kết quả giống
nhau và cho rằng điều này là phù hợp với sự
tăng lên của AEJ. Điều này cũng được thể hiện
bởi PT là một khu vực nơi mà đảo ngược các
gradients xoáy tiềm ẩn bắt đầu, phù hợp với
một sự tăng lên của độ bất ổn định động lực.
Khu vực genesis rõ rệt nhất nằm ở bờ biển
Tây Phi, với đỉnh thực tế ở biển. Đặc tính này
là mâu thuẫn với các mô hình khái niệm của
một AEW, được bắt đầu trên lục địa và phát
triển khi nó di chuyển dọc theo dòng
xiết(AEJ). Đỉnh trong genesis tại bờ biển có
thể được liên kết với một thực tế là tiêu chuẩn
theo dõi có vai trò lọc ra các hệ thống yếu và
Tốc độ tăng trưởng và tan rã ở 600 mb được hiển thị trong hình5c. Các đặc điểm nổi bật ở đây là
sự phát triển chủ yếu trên đất liền và tan rã trên đại dương. Sự tăng trưởng trên đất đó phù hợp với
AEWs ở trong AEJ. Sự tan rã phía hạ lưu bờ biển Tây Phi cũng đã được ghi nhận bởi Carlson
(1969), người cho rằng sự tan rã có liên quan đến đối lưu tron sóng trở nên không tổ chức hơn, có
lẽ gắn với SSTs tương đối mát mẻ. Một thay thế khác, lời giải thích động lực là trong khi AEWs
trên đất có thể tận dụng các AEJ không ổn định và các dấu hiệu đảo chiều xoáy tiềm năng mà tồn


15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

11


tại ở đó, trên đại dương điều này có dấu hiệu suy yếu (cf. PT), các AEWs có thể bị suy yếu bởi độ
phân tán của sóng Rossby.
Khu vực phát triển khác nằm ở phía Bắc Venezuela và Colombia, và cũng trùng với một đỉnh
genesis (cf. hình. 5b). Đây là một khu vực xác định bởi Molinari et al. (1997) là một vùng đảo
ngược dấu hiệu xoáy tiềm năng. Họ cho rằng AEWs có thể được hồi sinh trên đường đi vào phía
đông Thái Bình Dương. Các mô hình về sự phát triển thể hiện ở đây là phù hợp với điều này. Thật
vậy, các khu vực của sự phát triển thậm chí còn tiếp tục qua Trung Mỹ và vào Thái Bình Dương.
Ngoài ra còn có một điểm đáng chú ý trong vùng phát triển ở phía hạ lưu của Mexico. Mozer và
Zehnder (1996a) đã gợi ý rằng sự phát triển có thể xảy ra trong khu vực này gắn với một dòng
chảy chặn xung quanh Sierra Madre và sự phát triển ở mực thấp khu vực barotropically không ổn
định; nhưng nó cũng có thể là một tiền thân thích hợp của thượng nguồn như một AEW, các SSTs
ấm có thể thúc đấy các cơn bão nhiệt đới.

FIG. 6. Climatological tracking statistics at 850 mb based on the ERA data (1979–93) and the
ECMWF analyses (1994–98). (a) Track
density scaled to number density per unit area (~106
km2 ) per season (MJJASO), shading for values greater than 3.6. (b) Genesis density
per
unit area (~106 km2 ) per season (MJJASO), shading for values greater than 5. (c) Growth and
decay rates in units of per day, shading

for values greater than 0.1 and less than

—0.1.


12
b. 850
1)


mb

JOURNAL OF CLIMATE

TRACK DENSITY DẤU VẾT MẬT
ĐỘ

Dấu vết mật độ ở mực 850 mb (Hình 6a.)
Cũng tương tự như ở mực 600 mb trên đại
dương, nhưng yếu hơn, nhưng có sự khác biệt
lớn so với lục địa châu Phi. Phù hợp với PT
dấu vết chính là về phía cực khoảng 15 ° N và
bắt đầu xa hơn về phía tây so với dấu vết bão
ở mực 600 mb. Được chỉ ra bởi PT, những
sóng ở mực thấp thường có sự liên kết với
các sóng ở mực 600mb về phía xích đạo, cho
thấy một cấu trúc multicentered phức tạp của
AEW.
Có thể nhìn thấy rằng dấu vết bão ở 850mb
trên đất liền ở khoảng 10 ° về phía cực của
dấu vết bão biển ở mực 850 mb. Điều này đặt
ra câu hỏi là liệu những sóng đã phân tích ở
mực 850 mb trên đất liền trong dấu vết bão
về phía cực có giống như những gì đã được
nhìn thấy trong dấu vết bão ở vùng hạ lưu

VOLUME 14

trên biển hay, khi chỉ có hoạt động AEW suy
yếu đi ở mực 850mb trên đất liền, các hoạt

động ở mực850-mb trong dấu vết bão biển
phát triển ở bờ biển. Hình 2 và 3 có thể thấy có
ít nhất một số các dấu vết sóng về phía xích
đạo song không phải là tất cả.
Kết hợp quan điểm về hoạt động của AEW
được mô tả trong hình 5a và 6a cho biểu thị về
sự thay đổi của cấu trúc AEW dọc theo dấu vết
của chúng. Phù hợp với các mô hình khái niệm
của PT đề xuất, biên độ ở mực dòng xiết vào
khoảng 10 ° -15 ° N bắt đầu xa hơn về phía
đông hơn so với biên độ của AEW ở các mực
thấp khoảng 25 ° N về phía cực của AEJ. Trên
đại dương, nhưng ở mực 600 và 850-mb các
dấu vết bão trở nên collocated hơn vào khoảng
10 ° -15 ° N.
Tương tự như các phân tích ở mực 600 mb,
hoạt động rõ rệt được tìm thấy ở phía Đông
Thái Bình Dương phù hợp với các hoạt động
của bão ở đó.

FIG. 7. Window brightness temperature from Meteosat averaged over Jun–Oct
from 1984 to 1995.
và một về phía xích đạo cùng vị trí này, ở phía
2) GENESIS DENSITY NGUỒN GỐC
hạ lưu bờ biển Tây Phi (Hình 6b). Đỉnh đầu
MẬT ĐỘ
tiên xảy ra trong vùng có dấu vết bão ở mực
850-mb trên đất đã được thảo luận ở trên. Điều
Hai đỉnh thể hiện cho nguồn gốc mật độ tồn này phù hợp với sự phát triển của AEWs với
tại, một về phía cực khoảng 15 ° N trên đất liền gradient nhiệt độ ở các mực thấp, trong đó khu



15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

vực được tối đa hó, nhưng vì đây cũng chỉ là
hạ lưu ở những ngọn núi Hoggar (25 ° N, 10 °
E), có thể có vai trò quan trọng của các quá
trình địa hình nên cũng cần được xem xét (cf.
Mozer và Zehnder 1996b). Nguồn gốc đỉnh ra
khỏi bờ biển là gợi ý thực tế là các AEWs ở
mực 850-mb thường phát triển ở đó hơn là dấu
vết ở hướng tây nam từ phía cực. Có thêm
bằng chứng cho điều này từ số liệu thống kê
cho sự phát triển / tan rã dưới đây.

3)

GROWTH AND DECAY RATES
TỐC ĐỘ PHÁT TRIỂN VÀ TAN
RÃ

Tốc độ tăng trưởng và phân rã trong hình 6c đưa
ra một vài ý quan trọng về chu kỳ sống điển
hình của AEW. Các sóng ở mực thấp có nguồn
gốc ở khoảng (25 ° N, 10 ° E) di chuyển về phía
tây và phát triển (chỉ ra bởi vùng tối). Chỉ ở
vùng hạ lưu này, và trước khi chúng đến bờ biển
mà họ thường bắt đầu tan rã (chỉ ra bởi vùng

màu sáng). Đây là sự phát triển/ tan rã lưỡng
cực ở khoảng 20 ° N cho thấy những con sóng ở
mực thấp tạo ra trên các mặt về phía cực của
AEJ tan rã và không bao hàm cấu trúc của AEW
về phía xích đạo của AEJ. Điều này không có
nghĩa là các sóng ở mực thấp không hướng về
phía xích đạo. Ví dụ, một vài dấu vết có thể
được nhìn thấy di chuyển hướng tây nam sau
khi rời khỏi bờ biển năm 1995 (Hình. 2b).
Kết quả này có những hệ quả quan trọng đối với
cách chúng ta hiểu các AEWs ở mực 850mb
được theo dõi trên biển từ 10 ° đến 15 ° N. Nếu
hầu hết các AEWs không có nguồn gốc từ các
dấu vết bão về phía cực của AEJ do đó chúng
phải được tạo ra gần bờ biển. Điều này không
những phù hợp với tối đa genesis được nhìn
thấy trong hình. 6c mà còn thể hiện rõ các khu
vực có sự phát triển

13

(chỉ định bởi màu tối), nơi mà đỉnh trên bờ biển
phía xách đạo khoảng 15 ° N. Đây là một khu
vực phát triển rõ rệt, bắt đầu ở phía tây kinh
tuyến Greenwich. Do đó chúng tôi kết luận rằng
hầu hết các AEWs ở mực 850mb mà chúng ta
thấy trên đại dương thường không có nguồn gốc
từ các dấu vết về phía cực mà thay vào đó là
được tạo ra với các AEWs ở mực 600 mb trên
đất liền về phía xích đạo ở dòng xiết.

Có hai khả năng cho hệ thống này sẽ là (i)
như là một hệ quả tự nhiên của vòng tuần hoàn
phi tuyến và giảm sự truyền sóng Rossby phù
hợp với Thorncroft và Hoskins (1994) hoặc (ii)
kết hợp với quy trình diabatic (cf. Kwon và
Mak 1990; Thorncroft và Rowell 1998). Cũng
cần phải xem xét vai trò có thể quan trọng của
orography trong khu vực này. Orography này
cũng có thể có một ảnh hưởng mạnh mẽ trong
việc xác định lượng mưa khí hậu cực đại trong
khu vực này. Thật vậy, cần lưu ý rằng các khu
vực phát triển tại bờ biển được collocated với
lượng mưa khí hậu cực đaị. Điều này được
minh họa trong hình ở đây. 7, trong đó cho
thấy từ tháng sáu-tháng mười độ sáng nhiệt độ
trung bình của khu vực trong thời kỳ từ 19841995. Đỉnh của lượng mưa này đã không được
kiểm tra nhiều ở trước đây nhưng có thể được
kết hợp với địa hình cao trong khu vực, trên
1000 m, và tăng cường bởi sự tương phản đấtbiển. Có vẻ như rất có thể do đó mà sự phát
triển của AEW ở các mực thấp bị ảnh hưởng
bởi sự đối lưu ẩm sâu mà ưu tiên xảy ra ở khu
vực này và các AEWs ở mực 850mb tại bờ
biển được diabatically tạo ra. Cần lưu ý rằng
khu vực này là về phía xích đạo của vùng Tây
Sahel, mà trước đó đã được sử dụng để liên kết
sự biến đổi của lượng mưa ở Tây Phi sự biến
đổi của bão nhiệt đới ở ĐTD. (ví dụ, Landsea
et al. 1998).
Tốc độ phát triển/tan rã trên đại dương ở
mực 850 mb cho thấy một số khác biệt so với

mực 600 mb. Trong khi đó, tại mực 600 mb có
một khu vực sâu rộng, ở 850 mb có bằng
chứng cho sự phát triển yếu khoảng 7 ° N trải
dài từ bờ biển đến vùng biển Caribbean. Điều


14

JOURNAL OF CLIMATE

này cũng trùng với vị trí của dải ITCz, được
chỉ ra trong hình. 7, cho thấy một vai trò của

VOLUME 14

hệ thống diabatic và hoặc là sự tăng cường(cf.
Schubert et al. 1991).

ECMWF analyses
(1994–98). Track
density has been scaled
to number density per
unit area (~106 km2 )
per month.

c.

Seasonal cycle of easterly wave activity
Chu kỳ hoạt động theo mùa của sóng Đông


Trong phần 5, chúng tôi sẽ trình bày các biến
trình năm về hoạt động AEW và mối quan hệ
của nó với hoạt động của bão nhiệt đới ở Đại
Tây Dương. Trước đây, cho đầy đủ, chúng tôi
sẽ xem xét chu kỳ hoạt động theo mù của AEW.
Cho ngắn gọn, chúng tôi chỉ đưa ra các dấu vết
mật độ. Khi chúng tôi đưa ra giả thuyết rằng
AEWs ở mực 850 mb dịch chuyển ra khỏi bờ
biển Tây Phi có thể có một vai trò quan trọng
trong cyclogenesis nhiệt đới, chúng tôi tập trung
chủ yếu vào mức độ này.

FIG. 8. Seasonal cycle track density
statistic at 850 mb
based on the ERA data
(1979–93) and the


15 MARCH 2001

THORNCROFT ANDHODGES

Hình 8 cho thấy dấu vết mật độ trung bình
tháng từ tháng 5-10. Trong tháng 5 tại mực
850 mb, chỉ có một dấu vết bão yếu được biểu
thị ở bờ biển Tây Phi và hoạt động không
đáng kể trên lục địa này. Phần về phía xích
đạo của dấu vết bão ở vĩ độ trung bình có thể
được nhìn thấy ở miền bắc châu Phi vào thời
điểm này. Có sự tăng lên rõ rệt trong hoạt

động AEW trong tháng Sáu. Các dấu vết bão
về phía cực trên các lục địa ở khoảng 20 ° N
trở nên rõ ràng cho lần đầu tiên và dấu vết các
cơn bão Đại Tây Dương kéo dài. Sự tăng lên
vầ các hoạt động ở đất liền trong tháng sáu là
có lẽ phù hợp với nhiệt lượng mặt trời tăng
lên ở bề mặt tại thời điểm này và sự phát triển
của một lớp biên xáo trộn ở bề mặt (cf.
Thorncroft và Blackburn năm 1999), trong đó
Thorncroft (1995) lập luận khuyến khích sự
phát triển baroclinic ở các mực thấp về phía
cực của AEJ. Lưu ý rằng vào tháng 6 dấu vết
bão ở vĩ độ trung bình chỉ yếu khi ảnh hưởng
đến Bắc Phi.
Từ tháng Sáu đến tháng Tám, các dấu vết
bão các lục địa và đại dương tăng cường. Một
sự phát triển đáng chú ý trong tháng Tám là
hoạt động AEW tăng về phía xích đạo khoảng
15 ° N trên đất liền. Dấu vết phía xích đạo
này thậm chí còn rõ rệt hơn trong tháng Chín.
Ngoài ra, trong tháng chín, dấu vết bão về
phía cực trên lục địa suy yếu rõ rệt và tháng
Mười đã biến mất hoàn toàn. Trong tháng
mười dấu vết hiển nhiên ở trên đại dương.
Sự tăng lên của hoạt động ở mực 850mb
trong tháng tám và đặc biệt trong tháng chín

15

có lẽ là phù hợp với kết quả trình bày bởi

Miller và Lindzen (1992). Họ cho rằng những
hoạt động tăng lên trong những tháng này là do
sự gần gũi chặt chẽ hơn giữa các AEJ và lớp
biên ẩm.
Trong hình. 8 là bằng chứng của các cơn bão
nhiệt đới recurving ở phía tây Đại Tây Dương,
mạnh nhất vào tháng Tám và tháng Chín, đỉnh
khí hậu đối với hoạt động của bão nhiệt đới
(Landsea et al. 1998). Thật thú vị, đó là một
gợi ý trong các dấu vết đó cho thấy rằng các
recurving ưu tiên xảy ra xa hơn về phía tây
vào tháng Tám.
2) 600 MB

Để hoàn chỉnh, chu kỳ theo mùa của dấu vết
mật độ ở mực 600mb được hiển thị trong
hình9. Một chu kỳ theo mùa rõ ràng là điều
hiển nhiên, với các hoạt động ở các vùng phía
đông Đại Tây Dương và Tây Phi ngày càng tăng
và di chuyển về phía cực giữa tháng Năm và
tháng Tám, sau đó là suy yếu và nhanh chóng
rút về phía xích đạo từ tháng Chín đến tháng
Mười. Trên vùng Châu Phi dấu vết bão là rõ
ràng nhất và dịch ra xa đến phía đông như
Ethiopia từ tháng Bảy đến tháng Chín. Cũng cần
lưu ý các dấu vết bão yếu hơn về phía cực ở 15
° N nhìn thấy trong tháng Bảy và tháng Tám rõ
rệt ở các phần trên của cấu trúc, mà đỉnh cao ở
các mực thấp hơn trong hình 8.



16

JOURNAL OF CLIMATE

VOLUME 14


FIG. 9. Seasonal cycle track density statistic at 600 mb based on the ERA data (1979–93) and
the ECMWF analyses (1994–98). Track density has been scaled to
number density per unit area (~106 km2 ) per month.

3) TIME SERIES CHUỖI SỐ LIỆU
THEO THỜI GIAN


FIG. 10. The location of three boxes used for
assessing the season- al cycle and
interannual variability of AEW
activity.

Trong phần 6, chúng tôi sẽ xem xét biến trình
năm của hoạt động AEW bằng cách tập trung
vào khu vực từ 5 ° và 15 ° N trong vùng mưa.
Chúng tôi không xem xét các AEWs về phía về
phía cực của AEJ. Điều này vừa ngắn gọn và
bởi vì các phân tích được trình bày ở đây cho
thấy rằng AEWs về phía cực chỉ có một vai trò
nhỏ trong vùng nhiệt đới Đại Tây Dương.
Chúng tôi đã xem xét ba hộp chồng lên nhau

(Fig. 10). Các hộp 1-3 kiểm tra AEWs trên đất
liền trước khi đến bờ biển (hộp 1), tại bờ biển
(hộp 2), và cuối cùng trên đại dương sau khi đi
qua bờ biển (hộp 3).
Đối với mỗi hộp chúng tôi tính tổng số
AEWs đi qua hộp. Bởi vì các tiêu chuẩn theo
dõi (xem phần 2 ở trên), điều này có thể không
đại diện cho tất cả các AEWs, nhưng không đại
diện cho sự mạnh nhất và chặt chẽ nhất. Các
hộp được chọn trùng với khu vực hoạt động
lớn nhất AEW dựa vào dấu vết mật độ.
Hình 11 cho thấy chu kỳ theo mùa của
AEWs được theo dõi với từng hộp ở mực 600
và 850 mb. Phù hợp với hình 5a và 6a, hoạt
động AEW tăng từ đông sang tây. Các chu kỳ
hoạt động theo mùa của AEW rất rõ rệt của
hoạt động AEW ở các mực và tại mỗi hộp là rõ
ràng. Tại 600 mb AEW hoạt động tăng từ
tháng Sáu đến tháng Tám, suy yếu nhẹ trong
tháng Chín, và sau đó giảm nhanh chóng từ
tháng Chín đến tháng Mười. Giá trị đỉnh của
khoảng 6 trong tháng Tám sẽ kéo dài một thời
gian cho AEWs khoảng 5 ngày. Với kỹ thuật
theo dõi hiệu quả lọc ra các hệ thống yếu ít
được xác định rõ trong giai đoạn này có thể so
sánh với điều đó thường được trích dẫn cho
AEWs
khoảng
4
ngày.

Phù hợp với hình 8a và 9a, số lượng trung bình
của AEWs được theo dõi trong mỗi tháng ở
mực 850mb ít hơn ở mực 600 mb. Điều này
phù hợp với cấu trúc lõi lạnh của AEWs với
các trung tâm xoáy ở 850 mb yếu hơn ở 600
mb, và các trung tâm ở mực 850mb rơi xuống
dưới ngưỡng giá trị được sử dụng để theo dõi
thường xuyên hơn ở tại 600 mb. Cũng cần lưu


ý rằng các chu kỳ theo mùa ở 850 mb có khác
biệt so với 600 mb với đỉnh trong hoạt động
xảy ra trong 1 tháng trễ trong tháng Chín.
Thật kỳ lạ, đỉnh này trùng với đỉnh khí hậu
bình thường trong hoạt động của bão nhiệt

đới Đại Tây Dương (Landsea et al. 1998), cho
thấy một liên kết có thể giữa hoạt động của
AEW ở mực 850mb và hoạt động của bão
nhiệt đới. Liên kết này sẽ được điều tra cho
khoảng thời gian biến trình năm trong phần 5.


hình

Bo
1
2
3


FIG. 11. Climatological seasonal cycle of the
number of AEWs in the boxes shown
in Fig. 10 at (a) 600 and (b) 850 mb.

2.

Interannual variability Biến trình năm

a.

AEW variability sự biến đổi của sóng Đông

TABLE 1. The mean and coefficient of
variation (standard devi- ation/mean) of
AEW activity at 600 and 850 mb in the three
boxes
in
Fig.
10.
Biến thiên trung bình và hệ số biến thiên
( độ lệch chuẩn/trung bình) của hoạt động
AEW ở mực 600mb và 850mb trong 3 hộp ở

10.

Lat–long
(5°–15°N, 5°–
(5°–15°N, 10°–
(5°–15°N, 15°–


Mean/coe Mean/coe
f.22.9/0
of var. f.7.7/0.4
of var.
27.1/0
12.3/0
28.9/0
15.2/0

Bảng 1 tóm tắt các hoạt động trung bình trong
mỗi chiếc hộp được chỉ ra trong hình 10 cùng
với các hệ số biến thiên (độ lệch chuẩn chia
trung bình). Thật thú vị, mặc dù các hoạt động
trung bình ở 850 thấp hơn ở 600 mb,nhưng
biến trình năm ở 850 mb lại gấp đôi. Hệ số
biến thiên khác nhau giữa 0,29 và 0,41 về sự
hoạt động của AEW ở mực 850mb.
Điều này so sánh kém với giá trị 0,07 từ Avila
và Pasch (1992). Tuy nhiên, như đã thảo luận
trong phần tổng quan, nghiên cứu trước đây
chủ yếu dựa vào dữ liệu vệ tinh, trong khi
nghiên cứu của chúng tôi được dựa trên một
biện pháp động học, vì thế kết quả khác nhau
như đã dự kiến từ trước. Thorncroft và Rowell
(1998) trong phân tích của họ về sự biến đổi
của AEW trong một GCM dự đoán hệ số biến
thiên dựa trên lọc phương sai gió kinh tuyến ở
mực 850mb. Trong nghiên cứu đó các hệ số
khác nhau giữa 0,42 và 0,50 trong khu vực Tây
Phi, lớn hơn một chút nhưng có thể so sánh để

nhìn thấy ở đây.
Các biến trình năm của hoạt động AEW ở
mực 600 và 850 mb được vẽ cho hộp 2 trong
hình12. Các biến trình năm rõ rệt trong hoạt
động của AEW có thể được nhìn thấy rất rõ
ràng. Tại 850 mb ví dụ số lượng đỉnh của
AEWs được theo dõi là 18 và tối thiểu là 6. Tại
600 mb có 37 sóng được theo dõi vào năm
1996 lên 20 trong năm 1985 và 1991. Cũng lưu
ý rằng, điều này phù hợp với các dấu vết đã
được trình bày trong phần 3 ở trên, năm 1995
được dự đoán là một năm có nhiều hoạt động
hơn so với năm 1994 ở 850 mb với 17 và 11
AEWs, tương ứng.


Chúng tôi đã đưa ra ở đây rằng, dựa trên sự
phân tích của ECMWF, có biến trình năm
đáng kể trong hoạt động AEW. Chúng tôi
cũng đã chỉ ra rằng biến trình này biểu hiện
mạnh nhất ở 850 mb trong vùng mưa. Chúng
tôi đưa ra giả thuyết rằng, bởi vì bão nhiệt đới
dựa trên một tiền thân hữu hạn biên độ cho
genesis, biến trình trong hoạt động AEW
được dự đoán ở đây, đặc biệt là ở các mực
thấp trong vùng mưa, có thể có tác động đến
sự thay đổi trong hoạt động của bão nhiệt đới
Đại Tây Dương. Điều này sẽ được kiểm tra
dưới đây.


FIG. 12. Time series showing the
interannual variability of the number of
AEWs in box 2 (shown in Fig. 10) at 600
(circles) and
850 mb (squares); totals are
based on the May–Oct period.


Sự tương ứng giữa các hoạt động của AEW và
các hoạt động của bão nhiệt đới ới nhiều chuỗi
số liệu là điều đáng chú ý về các chuỗi số liệu
này. Mặc dù trước khoảng năm 1985 dường như
có một mối tương quan nghịch giữa hoạt động
AEW ở 850 mb và hoạt động của bão nhiệt đới,
từ năm 1985 trở đi có một mối tương quan
thuận mạnh mẽ, đặc biệt là đối với các số liệu
tái phân tích của ECMWF (post-ERA) ở giai
đoạn 1994-1998. Trong khi một phân tích khách
quan là phải xem xét trong toàn bộ chuỗi số
liệu, nhưng chuỗi liệu thực sự ngắn, mối tương
FIG. 13. Time series showing the interannual
quan thuận rõ nét được nhìn thấy sau năm 1985
variability of the number of AEWs in box 2
và đặc biệt là sự tương ứng tuyệt vời cho thời kỳ
(shown in Fig. 10) at 850 mb (squares) based
post-ERA là rất có ý nghĩa. Phân tích này cung
on the May–Oct period, together with the
cấp, lần đầu tiên, bằng chứng ủng hộ cho giả
number of named storms (stars), hurricanes
thuyết : sự biến đổi của AEW thực sự liên quan

(triangles), and intense hurricanes (dia- monds)
đến sự biến đổi bão nhiệt đới ở Đại Tây Dương.
as defined by NHC.
Như đã thảo luận trong phần giới thiệu, chúng ta
không nên ngạc nhiên bởi điều này vì nó cũng
được biết rằng tiền thân biên độ hữu hạn được
b. Relationship with tropical cyclones Mối
biết đến là cần thiết cho cyclogenesis nhiệt đới
quan hệ với bão nhiệt đới
(ví dụ, Gray 1979; Emanuel 1989).
Kể từ khi cho rằng hoạt động AEW không thay
đổi đáng kể, nó cũng đã được giả định rằng sự
biến đổi AEW đóng vai trò nhỏ trong sự biến
đổi của bão nhiệt đới. Để kiểm tra điều này, do
đó chúng tôi kiểm tra xem liệu sự biến đổi
AEW được đoán ở đây có liên quan đến sự
biến bão nhiệt đới hay không. Bởi vì các chuỗi
thời gian khá là ngắn, chúng tôi chọn để làm
điều này bằng cách kiểm tra trực quan của
chuỗi thời gian của hoạt động AEW ở mực
850-mb cho hộp 2 cùng với số lượng storms,
hurricanes, intense hurricanes được đặt tên
cho mỗi năm (Hình13). Chúng tôi chọn hộp
này vì nó có thể để mô tả những biến đổi trong
hoạt động AEW dịch ra khỏi bờ biển Tây Phi
và chúng tôi chắc chắn rằng hộp chứa không
có các cơn bão nhiệt đới (theo định nghĩa của
NHC).

Tất nhiên, mối tương quan này là không đủ

mạnh để giải thích tất cả các thay đổi, bởi vì
môi trường quy mô lớn trong bão nhiệt đới ''
khu vực phát triển chính '' (MDR) cũng phải
đóng một vai trò (cf. Goldenberg và Shapiro
1996). Thật vậy, rất có thể những biến đổi
trong quy mô lớn mặt cắt thẳng đứng và / hoặc
SSTs vùng MDR có thể tận dụng kết quả trong
một môi trường rất thuận lợi cho cyclogenesis
nhiệt đới, rằng hoạt động AEW là không liên
quan. Ví dụ, một thực tế rằng 1982 là một bão
nhiệt đới không hoạt động trong năm , mặc có
hoạt động của AEW, có thể là do mặt cắt thẳng
đứng dị thường mạnh mẽ trong MDR (cf.
Thorncroft và Pytharoulis 1999, bản thảo gửi
đến Dự báo TT ). Phân tích sâu hơn chuỗi số
liệu dài hơn là cần thiết để giải quyết những ý
kiến này. Điều này bao gồm phân tích các bộ


số liệu tái phân tích dài hơn khi chúng có sẵn
cũng như tiếp tục phân tích các năm tiếp theo.
Cuối cùng, bởi vì việc này đã được kích
thích ít nhất một phần bởi sự tương quan tích
cực được biết đến giữa sự biến đổi lượng mưa
ở Tây Sahel và sự biến đổi của bão nhiệt đới
(Landsea et al. 1998), chúng tôi xem xét trong
một thời gian ngắn nếu các hoạt động AEW
được đoán ở đây có một mối tương quan đơn
thuần với sự biến đổi lượng mưa ở Tây Sahel.
Hệ số tương quan tuyến tính giữa chỉ số

lượng mưa Tây Sahel được sản xuất bởi
Landsea (xem Landsea et al. 1998) và hoạt
động AEW ở 850 mb trong hộp 2 chỉ là 0,33,
trong đó chỉ có ý nghĩa ở mức 85%. Điều này
cho thấy sự biến đổi AEW dự đoán ở đây
không có một mối tương quan đơn thuần với
sự biến đổi lượng mưa ở Tây Sahel và do đó
không thể một mình giải thích các mối tương
quan được trình bày bởi Landsea và Gray
(1992), cho ví dụ. Đặc biệt quan tâm là đỉnh
trong hoạt động AEW chẩn đoán vào năm
1995, đó là một vùng tương đối khô ở Tây
Sahel trong năm đó. Việc sắp tới sẽ xem xét
chặt chẽ hơn mối quan hệ giữa hoạt động
AEW và lượng mưa ở các vùng khác của Tây
Phi, ví dụ, trong vùng lân cận của lượng mưa
khí hậu cực đại tại các bờ biển. Bên cạnh đó
là sự thay đổi của sự bất ổn đinh của AEJ
cũng phải được xem xét, trong đó có thể có
một số biến đổi độc lập của những biến đổi
lượng mưa ở Tây Phi (cf. Thorncroft và
Rowell 1998).
Summary and conclusions Kết luận và
thảo luận
Theo dõi tự động các trung tâm xoáy trong
các phân tích của ECMWF đã được sử dụng để
phát triển hê thống khí hậu với hoạt động sóng
Đông trong vòng 20 năm. Số liệu thống kê dấu
vết ở mực 600 và 850 mb xác nhận cấu trúc
phức tạp của sóng Đông hiện diện trên lục địa

châu Phi. Các vùng mưa về phía xích đạo
khoảng 15 ° N bị chi phối bởi hoạt động ở mực

3.

600mb, và vùng khô hơn nhiều ở sa mạc Sahara
khô hơn về phía cực ở khoảng 15 ° N bị chi
phối bởi hoạt động mạnh mẽ hơn ở mực 850mb,
phù hợp với các phân tích gần đây của
Pytharoulis và Thorncroft (1999). Trên Đại Tây
Dương có chỉ là một dấu vết bão với hoạt động
sóng ở mực 600 và 850-mb collocated. Dựa vào
sự phát triển / tan rã và nguồn gốc số liệu thống
kê, có thể kết luận rằng các sóng ở mực 850mb, về phía cực khoảng 15 ° N trên đất liền,
thường không dính dáng đến dấu vết bão về
phía xích đạo ở trên đại dương. Thay vào đó, có
vẻ như sự phát triển quan trọng của hoạt động ở
mực 850mb ở bờ biển Tây Phi trong vùng mưa
khoảng (10 ° N, 10 ° W), mà chúng tôi đề xuất
có liên quan đến sự giải phóng nhiệt ẩn ở đó.
Chúng tôi đã chỉ ra, dựa vào số liệu thống kê
theo dõi xoáy của ECMWF trong thời kỳ 197998, có biến trình năm đặc trưng trong hoạt động
của AEW. Có sự đặc biệt rõ nét trong hoạt động
ở mực thấp khi rời khỏi bờ biển Tây Phi ở
khoảng
10°–15°N.
Đối với thời kỳ từ năm 1985 - 1998, một tương
quan tích cực đáng chú ý đã được nhìn thấy.
Điều này cho thấy rằng hoạt động của bão nhiệt
đới Đại Tây Dương có thể bị ảnh hưởng bởi số

lượng AEWs dịch ra khỏi bờ biển Tây Phi, có
biên độ ở mực thấp đáng kể, và không chỉ đơn
giản bằng tổng số AEWs. Chúng ta vẫn nên
thận trọng về ý nghĩa thống kê này, chúng tôi
muốn đề cập việc này hơn nữa trong lĩnh vực
này và tiếp tục theo dõi. Phải công nhận, mặc dù
rằng những phân tích được trình bày ở đây được
dựa trên sự quan sát đồng hóa tương đối ít trong
sự so sánh với, Bắc Mỹ hay châu Âu. Mặc dù
vậy, chúng ta biết từ các nghiên cứu như Reed
et al. (1988a) rằng các phân tích ECMWF có thể
có một sự trình bày hợp lý về sự phát triển
AEW. Mặc dù chưa thỏa mãn, khi có một số dữ
liệu để hỗ trợ các kết quả ở đây, đặc biệt là ở bờ
biển (cf. hình. 4), có một sự cần thiết để các
quan sát chi tiết hơn về AEWs cả ở bờ biển và ở
sâu trong lục địa. Trong tương lai, cũng cần


xem xét các tác động của những sự phát triển
có thể để phân tích hoạt động với sự ra đời của
công nghệ 3D và 4D đồng hóa biến, bắt đầu
vào
năm
1996.
Trong việc giải thích các kết quả trình bày
trong bài nghiên cứu này cần phải nhớ rằng
theo dõi tự động chỉ theo dõi các trung tâm
xoáy với một giá trị tối đa lớn hơn 0,5 × 10-5
s-1 kéo dài hơn hai ngày và quãng đường dịch

chuyển ít nhất là 10 °. Do đó chúng tôi là tập
trung vào các hệ thống mạnh và gắn kết nhất.
Điều này là rất phù hợp cho cyclogenesis
nhiệt đới. Tuy nhiên nên lưu ý rằng hoạt động
trên đất liền được dự đoán bằng phương pháp
này là yếu hơn nhiều so với trên đại dương.
Điều này có nghĩa rằng các trung tâm xoáy
không phải là lý tưởng cho việc mô tả các
hoạt động sóng trên đất liền, hoặc do các biên
độ xoáy yếu hoặc vì bản chất multicentered
của sóng. Trong tương lai sẽ xem xét các
phương pháp theo dõi khác với các con sóng
trên đất liền bao gồm cả việc sử dụng các dữ
liệu đã lọc và các trường khác nhau. Nên nhìn
nhận là có rất nhiều phương pháp khác nhau

để dự đoán hoạt động AEW và liên quan đến
sự biến đổi của nó. Trong nghiên cứu này đã
tập trung vào việc theo dõi các dị thường của
xoáy, các yếu tố khác như phương sai gió,
OLR bất thường, hoặc các trường động học
như gió kinh tuyến và streamfunction có thể
mang lại chưa nhiều thông tin về vòng đời
AEW và cần được kiểm tra. Một số loại hệ
thống theo dõi kết hợp các trường khác nhau
có thể cho kết quả tốt nhất, đặc biệt là để có
được sự chuyển đổi tốt hơn từ lục địa ra đại
dương và cũng để theo dõi sự suy yếu của các
hệ thống khi ra xa qua Đại Tây Dương. Đây là
phương pháp được sử dụng bởi Reed et al.

(1988b) trong một phân tích thủ công. Trong
tương lai sẽ khám phá những khả năng của
phương pháp tự động tiến tới có thể hữu ích
trong công việc dự báo.


Cần lưu ý rằng, chúng tôi đã cung cấp một
số bằng chứng cho sự biến đổi rõ nét về hoạt
động của sóng đông, chúng ta vẫn chưa biết
nếu có bất kỳ đặc trưng quy mô lớn của gió
mùa Tây Phi có liên quan đến điều này, mặc
dù phân tích sơ bộ cho thấy một liên kết yếu
với vùng mưa Tây Sahel. Trong tương lai sẽ
xem xét chi tiết hơn cho dù có bất kỳ mối
quan hệ đơn giản giữa hoạt động của sóng và
các thứ như sự biến đổi lượng mưa và sự biến
đổi của dòng xiết Đông Phi. Kiểu phân tích
này sẽ giúp chúng ta phát nâng cao sự hiểu
biết của chúng ta về sự tương tác quy mô
quan trọng xảy ra trong gió mùa Tây Phi và
đặc biệt liên quan đến AEWs và liệu chúng có
vai trò chủ động hoặc thụ động với sự biến
đổi lượng mưa ở Tây Phi.
Acknowledgments. This research was (in part)
sup- ported by the EC Environment and
Climate Research Programme (Contract
ENV4-CT97-0500, Climate and Natural
Hazards). We would like to acknowledge
ECMWF for the use of their analyses and Chris


Landsea and the NHC for providing the West
Sahel rainfall index and the best-track data. We
would also like to thank Ioannis Pytharoulis for
providing us with Fig. 4. We thank John
Molinari, Richard Pasch, and one anony- mous
reviewer for constructive comments on an
earlier version of the paper.
Lời cảm ơn. Nghiên cứu này đã được (một phần)
được hỗ trợ bởi môi trường EC và Chương trình
Nghiên cứu Khí hậu (Hợp đồng ENV4-CT970500, khí hậu và thiên tai). Chúng tôi xin cảm ơn
ECMWF đối với việc sử dụng các phân tích của
họ và Chris Landsea và NHC cho việc cung cấp
các chỉ số lượng mưa Tây Sahel và dấu vết tốt
nhất. Chúng tôi cũng xin cảm ơn Ioannis
Pytharoulis về việc cung cấp cho chúng tôi với
hình. 4. Chúng tôi cảm ơn John Molinari,
Richard Pasch, và một nhà phê bình ẩn danh cho
ý kiến xây dựng trên một phiên bản sơ khai của
bài nghiên cứu này
REFERE
NCES