英语原文共 4 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

南海热带气旋频数的年代际变化及其与印度洋海表温度的关系

Lei Wang，^1,2 Ronghui Huang，¹ Renguang Wu³

（1．中国科学院大气物理研究所季风研究中心，北京；2．中国科学院大学，北京；3．香港中文大学空间与地球信息科学研究所，中国香港特别行政区）

摘要：在1958-2001年期间，在中国南海（SCS）生成的热带气旋频数在70年代中期左右经历了明显的年代际变化。与20世纪50年代末到70年代初相比，20世纪70年代中期至20世纪90年代后期，热带气旋的数量显著减少。TC频数的这种年代际变化可能与热带印度洋海表温度（SST）的升高有关。 热带印度洋SST暖期和冷期之间的大气环流差异为热带印度洋变暖对南海地区TC频数变化的影响提供了支持。在暖期，热带印度洋上空的低层气流辐合上升，并伴随高层气流辐散，辐散气流的一部分流向南海，导致高层气流辐合下沉。因此，在南海地区低层出现了两个异常反气旋，使TC生成受到抑制。

1 引言

热带气旋（TC）是一种严重的气象灾害。 全球变暖下TC活动的变化，尤其是TC频数的变化，已成为人们日益关注的问题。 随着过去几十年中海表温度不断（SST）升高，强TC的数量增加，而总TC数量减少[Webster等，2005]。 西北太平洋（WNP）强台风发生的年代际变化与南方涛动（ENSO）和太平洋年代际振荡（PDO）有关[Chan，2008]。PDO也影响着菲律宾登陆TC的年代际变化[Kubota和Chan，2009]。

与西北太平洋海域相比，南海海域生成的TC具有不同的特征，如移动轨迹、强度和影响TC形成的因子。影响中国的TC约有30％生成于南海，并且在它们形成后不久即可登陆中国，越南和菲律宾。 因此，南海热带气旋生成的变化需要进一步研究。 过去的研究表明，南海TC生成存在季节内、年际和年代际变化，南海地区TC的生成具有明显的季风特征[Wang 等2007]。 南海TC活动的年际和年代际变化分别与ENSO和PDO有关[Andy和Chan，2010]。

最近，印度洋（IO）海表温度的变化对西北太平洋大气环流和TC活动的影响是一个热门话题。热带印度洋增暖的空间分布和强弱可以通过温暖的开尔文波的传播引起WNP上的夏季大气环流异常[Xie 等，2009]。在夏季，印度西部太平洋上的大气环流异常也受到热带印度洋增暖的影响[Yang 等，2007]，而副热带西北太平洋上的异常气旋则由西北印度洋的冷却引起[Wang and Wu，2012]。由于对流受到抑制和热带印度洋增暖引起的西北太平洋低层异常反气旋，使西北太平洋上的TC活动减少[Du 等，2011]。 Zhan等人（2011）对东印度洋海域特定SST的数值试验证实了东印度洋海盆增暖（偏冷）对西太平洋海温异常的影响。南海TC频数与印度洋海表温度的年代际变化之间的关系是什么？这是本研究需要解决的问题。

1. 资料和方法

1958年至2001年的TC资料（包括每6小时TC的位置、强度）来自于IBTrACS（the International Best Tracks Archive for Climate Stewardship），它被用来分析TC频数与ERA-40的再分析数据，通常认为它比NCEP数据在年代际时间尺度上更好，特别是20世纪70年代。来自欧洲中期天气预报中心的ERA-40每月大气再分析资料[Uppala等，2005]和Met Office Hadley中心[Rayner等，2003]的海表温度资料用于分析印度洋海表温度和西北太平洋上大范围环流异常之间的关系。

滑动平均用于揭示年代际时间尺度上的变化。进行相关分析以显示SCS上的TC频数与印度洋海表温度之间的关系。另外，应用Lanczos滤波器分别提取南海地区TC生成的年代际变化和热带印度洋到南海的环流异常。将使用综合分析来对比热带印度洋海表温度在暖期和冷期的大气环流。

1. 南海热带气旋生成频数的年代际变化

在1959 - 1994年间，西北太平洋强热带气旋数量在20世纪80年代之前呈下降趋势，而在20世纪80年代后呈上升趋势[Chan和Shi，1996]。随着南海台风频数的减少和台湾、东海台风频数的增加，自2000以来西北太平洋西部极端台风路径突然向北移动[Tu 等，2009]。 西北太平洋地区台风路径的年代际变化，使台风在南海通过的频数在20世纪70年代后期在1951年至2001年期间有一个上升的趋势 [Ho等，2004]。根据统计，除了5至11月以外，其余月份在南海生成的TC数量很少。南海地区5-11月的TC频数占全年的95％左右。因此，我们将重点放在5至11月上，来分析TC频数的年代际变化。

图1显示了1958年至2001年南海地区的年平均TC数量。如图1所示，南海TC频数呈现明显的年代际变化。在20世纪70年代中期之前的大多数年份里，南海产生的TC数量均不少于7个，从1970年代中期到20世纪90年代后期的大多数年份里，南海地区TC频数均小于7个。

图1 1958-2001年5-11月南海地区的热带气旋频数（红色线条表示1958年至2001年的平均值以上，而蓝色线条表示平均值以下），绿色曲线是9年滑动平均

1. 南海TC生成频数与热带印度洋海表温度之间的关系

为了研究海表温度的变化在南海TC频数的年代际变化中的起作用。图2中显示了南海（100ordm;E-120ordm;E，0ordm;-30ordm;N）TC频数与SST异常之间的相关系数分布。从图2可以看出，在热带印度海域两者存在明显的负相关关系，特别是在50ordm;E-90ordm;E，10ordm;S-15ordm;N的区域。印度洋关键区域（50ordm;E-90ordm;E，10ordm;S-15ordm;N）的海温距平与南海TC频数之间的相关系数为0.49，超过了99％的显着性水平。

从以上结果可以看出，在南海地区生成的热带气旋数量与印度洋海表温度存在明显的相关关系。 在这里，我们比较了印度洋关键区域的SST与SCS上生成的TC数量之间的逐年变化（图3）。很显然，在1958年至1974年期间，热带印度洋海表温度偏冷时，SCS的TC频数偏多。 相比之下，在1975至2001年期间，印度洋海表温度变暖，而SCS上的TC频数偏少。 因此，根据印度洋关键区域海温的年代际变化进行划分冷期（1958-1974年）和暖期（1975-2001年）。表1显示，在印度洋海温冷期南海区域平均每年生的TC个数比在印度洋暖期生成的TC个数多4个。

图2 1958-2001年5-11月，南海（100ordm;E-120ordm;E，0ordm;-30ordm;N）海温与南海TC生成频数的相关系数分布

图3 在1958-2001年5-11月间的印度洋关键区（50ordm;E-90ordm;E，10ordm;S-15ordm;N）SST（红色柱线表示高于1958-2001年的平均值，而蓝色柱条表示低于平均值），其中绿色曲线是在同一时期在南海生成的热带气旋的数量

1. 印度洋海表温度对南海热带气旋频数影响的可能过程

如上所述，SCS上的TC频数似乎在年代际时间尺度上于印度洋海表温度相关。这种关系的机制是什么？以前的研究已经研究了印度洋海温增暖对西北太平洋TC频数的影响。 例如，Du等（2011）指出印度洋海表温度通过热对流层开尔文波会引起西北太平洋低层异常反气旋，不利于TC形成，对WNP上的TC频数产生重要的影响。 然而，到目前为止，印度洋海表温度对南海TC频数的影响还没有被审深入研究。

太平洋大尺度大气环流的变化是TC活动年代际变化的主要原因之一[Yumoto and Matsuura，2001]。 此外，在印度洋增暖之后，从热带印度洋到南海-西北太平洋的辐散气流影响了SCS-WNP上低层异常反气旋的建立[Wu et al，2010]，并且WNP的TC形成明显受到抑制[Zhan et al，2011b]。为了确定印度洋海表温度的对TC频数可能影响机制，需要比较暖期和冷期之间的环流差异。

为了获得清晰的年代际变化信号，用Lanczos方法处理了8-14年的风场资料。图4显示了暖期（1975-1987年）和冷期（1972-1974年）之间的差异。热带印度-太平洋区域的大气环流在暖期和冷期之间的差异是显而易见的。在较低的层次上，中阿拉伯海和加里曼丹岛之间存在明显气流辐合（图4a）。同时，在高层，阿拉伯东部海域的气流辐散以及菲律宾南部和加里曼丹岛的气流辐合也很明显（图4b）。 这些变化伴随着中纬度热带印度洋上空对流层气流的上升运动，并分别在南海和加里曼丹岛上下降（图4c）。热带印度洋的异常环流特征与大气对原位海温增加的响应一致。 在低层，异常东风从南海流向热带印度洋，这导致热带印度洋的低层辐合。相反，在高层，异常西风带从热带印度洋向南海地区流动，导致菲律宾南部和加里曼丹岛上空高层辐合。 这些异常环流特征在阿拉伯海上空低层激发异常气旋性环流，而在加里曼丹岛南部则有两低层异常反气旋性环流（图4d），这抑制了南海的TC发生。从上述特征可以看出，南海低层异常反气旋（表1）不利于南海TC的形成，与印度洋海温的年代际变化密切相关。此外，在暖期，200〜850 hPa南海地区垂直风切变的变化也不利于南海海域的TC形成。

表1 冷期和暖期的南海TC年频数，IO关键区域海温和5〜11月南海环流异常

图4 5-11月暖期和冷期印度洋SST的差值场（a）850hPa速度势和辐散风，（b）200hPa速度势和辐散风，（c）500hPa垂直速度，（d）850hPa风场. 数据在a，b，c和d中用Lanczos方法过滤8-14年，风标显示在相应图片的上方。阴影表示通过90％置信度显著性t检验

6 总结和讨论

目前的分析表明，从1958年到2001年的年代时间尺度上，南海地区产生的TC频数与IO关键区域的SST之间存在着明显的相关性。当南海热带气旋处于寒冷期（1958-1974年）时，南海热带气旋的发生比暖期（1975-2001年）多。南海区域海温异常对大气环流的影响可以解释南海区域TC生成与热带海温异常之间的联系。热带印度洋到南海的环流异常在IO 海表温度的暖期和冷期之间形成明显的对比，导致南海TC频数的年代际变化。与印度洋增暖相对应，热带IO低层气流辐合上升，高层气流辐散。这导致在南海地区形成了较高层的气旋性环流、下沉气流和低层的反气旋性环流，这不利于南海海域TC生成。相反，IO冷却导致有利于南海海域TC生成的环流变化。

还应该指出的是，上面记录的速度潜在变化在较低层次上是非常显着的，而在较高层次上的那些变化是较不显着的。 这一特征可能是由于ERA-40数据长度的限制或其他因素的影响而需要进一步探讨的。

参考文献

[1] Andy, Z.-C. G., and J. C. L. Chan (2010), Interannual and interdecadal variations of tropical cyclone activity in the South China Sea, Int. J. Climatol., 30,827–843, doi:10.1002/joc.1943.

[2] Chan, J. C. L. (2008), Decadal variations of intense typhoon occurrence in the western North Pacific, Proc. Roy. Soc. A, 464, 249–272, doi: 10.1098/rspa.2007.0183.

[3] Chan, J. C. L., and J. E. Shi (1996), Long-term trends and interannual variability in tropical cyclone activity over the western North Pacific,Geophys. Res. Lett., 23, 2765–2767.

[4] Du, Y., L. Yang, and S.-P. Xie (2011), Tropical Indian Ocean influence on northwest Pacific tropical cyclones in summer following strong El Nintilde;o,J.Climate,24,315–322,doi: 10.1175/2010JCLI3890.1.

[5] Ho, C. H., J. J. Baik, J. H. Kim, D. Y. Gong, and C. H. Sui (2004), Interdecadal changes in summertime typhoon tracks, J. Climate, 17, 1767–1776.

[6] Kubota, H., and J. C. L. Chan (2009), Interdecadal variability of tropical cyclone landfall in the Philippines from 1902 to 2005, Geophys. Res.Lett., 36, L12802, doi: 10.1029/2009GL038180.

[7] Rayner, N. A., D. E. Parker, E. B. Horton, C. K. Folland, L. V. Alexander, D. P. Rowell, E. C. Kent, and A. Kaplan (2003), Global analyses of sea surface temperature, sea ice, and night marine air temp

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[22067]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word