陳志偉, 康建成, 顧成林, 2, 湯 明, 3

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近30年西北太平洋熱帶氣旋的時空變化及與海洋上層熱狀態(tài)的關系

陳志偉1, 康建成1, 顧成林1, 2, 湯 明1, 3

(1. 上海師范大學 城市生態(tài)與環(huán)境研究中心, 上海 200234; 2. 佳木斯大學 理學院 資源與環(huán)境科學系, 黑龍江 佳木斯 154007; 3. 九江學院 鄱陽湖生態(tài)經濟研究中心, 江西 九江 332000)

使用1982—2014年美國國家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)最優(yōu)插值(1/4)°逐日海溫分析資料、美國國家海洋數據中心(National Oceanographic Data Center, NODC)提供的海洋上層700 m熱含量數據和美國聯(lián)合臺風警報中心(Joint Typhoon Warning Center, JTWC)的熱帶氣旋(tropical cyclone, TC)最佳路徑資料, 分析西北太平洋地區(qū)(0°~30°N, 105°~155°E)TC活動的時空分布特征, 探討TC與海洋上層熱狀態(tài)之間的關系。結果表明: TC頻數具有顯著的年代際變化特征: 1982—1992年和2003—2014年皆為低頻期, 而1993—2002年則為高頻期, 33年來TC發(fā)生頻數表現(xiàn)為緩慢增加—快速增加—減少的特征。最近15年(2000—2014年), TC數量呈現(xiàn)明顯下降的趨勢。在西北太平洋, TC有3個明顯的源地, 分別為源地1(10°~22°N、110°~120°E); 源地2(8°~20°N、125°~145°E); 和源地3(5°~20°N、145°~155°E)。源地1、源地2的頻數呈上升趨勢, 而源地3呈下降趨勢。海洋上層熱狀態(tài)的變化給TC帶來的影響是多方面的, TC頻數對上層熱含量(heat content)的響應較明顯, 而海表面溫度(sea surface temperature, SST)不是影響TC數量變化的主要因素。伴隨著海洋上層的增暖, TC的年持續(xù)時間有減少趨勢, TC強度正在增強。在全球變暖背景下, TC活動給西北太平洋沿岸國家?guī)淼臐撛谕{極有可能加劇。

西北太平洋; 南海; 熱帶氣旋; 海洋上層熱狀態(tài); 氣候變化

百年以來, 全球變暖。過去40年, 海洋上層在增溫[1]。隨著全球變暖, 作為海氣相互作用產物的熱帶氣旋活動的變化趨勢(頻數、源地、強度、持續(xù)時間), 是臺風預報和減災、防災關注的熱點問題。前人通過理論模型分析認為, 熱帶氣旋(tropical cyclone, TC)強度與海表面溫度(sea surface temperature, SST)之間具有顯著的正相關關系, 由此推斷隨著氣候變暖、SST升高, TC的強度將明顯增強[2-4]。Gray[5]等認為TC活動與SST有著密切的聯(lián)系, 熱帶氣旋形成的基本溫度應該是SST大于26℃; Elsner和Kocher[6]認為1970—2004年熱帶海洋SST增加接近0.5℃, 這樣的條件有利用TC形成發(fā)展。1960—2003年, 在SST 上升的區(qū)域, TC活動(頻數、超強臺風的比例, 強度等)有加強的趨勢[7]。Elsner等[8]發(fā)現(xiàn)在SST繼續(xù)升高的情況下在北大西洋、北印度洋超強臺風將會變的更強。Emanuel[9]認為從70年代開始, 西北太平洋、北大西洋TC生命周期與強度有增加的趨勢。

然而, 進一步的研究提出, 在全球變暖的背景下, TC的頻數有減少的可能, 盡管個別區(qū)域強度有所增加[10]。TC的活動與海洋熱力變化存在一定的聯(lián)系, 但就年代際變化而言, 海溫變化對TC的影響并不是主要的引導因素[11]。也有模式預測, 隨著全球持續(xù)增暖, TC在全球范圍內出現(xiàn)的頻次可能減少或基本保持不變。但是, 目前模式預測結果的可信度很低[1]。

可以確定的是, 自1970年以來, 大西洋強熱帶氣旋活動正在加強[1]。

影響中國的熱帶氣旋發(fā)生在西北太平洋, 西北太平洋是全球TC最集中的區(qū)域之一[12], 在此海域年平均生成的TC個數為30個左右, 約占全球熱帶洋面上TC年生成總數的1/3[13-14]。但是, 隨著全球增暖, 在西北太平洋TC的活動將如何變化, 目前尚無定論[1]。

本研究使用1982—2014年NOAA最優(yōu)插值(1/4)°逐日海溫分析資料和美國聯(lián)合臺風警報中心的TC最佳路徑資料, 分析西北太平洋TC的時空變化特征, 探討TC與海洋上層熱狀態(tài)變化之間的關系。

本文選取的研究區(qū)域為西北太平洋(0°~30°N、105°~155°E)海域, 是影響中國的強熱帶氣旋——臺風的主要活動區(qū)域[8]。

1 數據資料

TC數據來源于美國聯(lián)合臺風警報中心, 1982— 2014年最佳路徑資料, 主要包括每隔6 h TC中心的空間位置、中心氣壓、最大風速等(http: //weather. unisys.com/hurricane/)。

SST數據來源于NOAA最優(yōu)插值(1/4)°逐日海溫分析資料V2.0, 時間范圍為1982年1月—2014年12月, 空間分辨率為0.25°×0.25°, 主要包括SST、SST距平等數據(ftp: //eclipse.ncdc.noaa.gov/pub/OI- daily-v2/netcdf-uncompress)。

海洋上層700 m熱含量數據來源于美國國家海洋數據中心, 資料長度為1982—2014年, 時間分辨率為年, 空間分辨率為1°×1°(https: //www.nodc.noaa. gov/OC5/3M_HEAT_CONTENT/)。

2 西北太平洋TC活動的時空分布特征

西北太平洋是世界上形成TC最多的海域, 也是全年都有TC發(fā)生的海域。為了探討在全球變暖的背景下西北太平洋TC活動是怎樣變化的, 本研究統(tǒng)計了1982—2014年各月發(fā)生的TC頻數及其源地位置, 以便分析這33年中西北太平洋TC的時空分布特征。

2.1 TC活動的季節(jié)分布特征

2.1.1 TC多年平均的季節(jié)變化

關于西北太平洋TC活動的季節(jié)分布, 前人的研究指出TC全年集中發(fā)生在7—10月間, 8月發(fā)生的頻率達到最大, 2月最少[15-17]。

由1982—2014年間TC逐月分布的統(tǒng)計結果可見(圖1), TC在全年都有發(fā)生, 1—4月TC發(fā)生次數少, 5月頻數逐漸增多; 6—10月為TC發(fā)生的高頻時段, 占全年TC發(fā)生總數的80.1%; 11、12月TC發(fā)生的頻數偏少。

從33年的年際變化來看(圖2), 1—4月無明顯的變化趨勢; 5月TC發(fā)生頻數呈現(xiàn)增長趨勢; 6—10月發(fā)生的TC頻數均表現(xiàn)出下降趨勢; 11、12月TC頻數呈現(xiàn)出逐年增加的趨勢。綜合起來, 33年來, 夏季發(fā)生TC的頻數有下降的趨勢, 春末、秋末冬初有增加的趨勢, 盛冬、初春沒有趨勢性的變化。

圖1 1982—2014年西北太平洋TC頻數和百分比的季節(jié)變化

2.1.2 TC緯度分布的季節(jié)變化

前人研究提出西北太平洋TC的主要發(fā)生源地存在著明顯的季節(jié)變化, 冬季的主要發(fā)生源地偏南偏東, 以后逐漸向北向西偏移, 夏季又向南向東偏移[15]。對于西北太平洋TC經緯度分布的季節(jié)變化, 研究較少。

本研究統(tǒng)計了西北太平洋1982—2014年33年中各月TC的經緯度分布(見圖3)。從圖中可以看出, TC的發(fā)生源地具有明顯的季節(jié)變化特征。1—4月發(fā)生的TC數量很少, 且發(fā)生源地較為分散, 發(fā)生的位置偏南, 在2°~15°N的范圍內; 從5月份開始, TC發(fā)生的次數逐漸增多, 相對于1—4月份, 5月份TC源地向西北方向偏移; 6月份TC數量進一步增多, 源地進一步向西向北方向偏移; 7月份TC源地向北向東方向擴散, TC的數量也明顯增多, 主要分布在5°~20°N, 110°~155°E的海區(qū); 8—9月TC源地向西向北方向擴散, TC數量達到一年中最多, 8月TC主要分布在8°~25°N, 112°~155°E的海區(qū), 而9月TC主要分布在12°~22°N, 112°~155°E的海區(qū); 10月, TC源地位置開始向南移動, TC的數量也逐漸減少, 主要分布在6°~18°N, 112°~155°E海區(qū); 11—12月TC的源地進一步南移, 又退回到2°~15°N的范圍內, 且TC數量明顯減少。

圖2 1982—2014年西北太平洋各月TC頻數的年際變化

2.2 TC活動的年際變化特征

關于西北太平洋TC的年際-年代際變化, 已有研究提出西北太平洋TC具有明顯的年代際特征, 表現(xiàn)為, 20世紀50年代TC數目有所下降, 60年代中期到70年代初期TC發(fā)生的頻率較高, 然后又下降, 除了80年代后期和90年代初期略有增加外, 一直保持了這種下降趨勢, 特別是90年代后期, 幾乎達到了最低值[16]。也有研究指出, 在1949—2003年, TC有3個低頻時期: 1949—1959年、1975—1984年、1995—2003年, 兩個高頻時期: 1960—1974年、1985—1994年[19]。

為了了解在全球變暖的背景下西北太平洋TC活動的變化, 本文統(tǒng)計了西北太平洋1982—2014年生成的TC頻數, 共發(fā)生TC次數930次, 平均每年28次, 其中TC發(fā)生頻數最多的年份為1996年, 多達44次, 最少的年份為2014年, 僅為20次。若以年平均發(fā)生TC次數為標準, 33年中TC偏多年為: 1989年、1992年、1993年、1994年、1995年、1996年、1997年、1999年、2000年、2001年、2005年、2009年、2013年, 其余年份為TC發(fā)生偏少年(見圖4)。33年中西北太平洋TC頻數的年代際變化呈現(xiàn)出減少—增多—減少的趨勢, 即1982—1991年為TC低頻期, 1992—2002年為TC高頻期, 且TC明顯增多, 2003—2014年TC頻數又呈現(xiàn)出下降趨勢。

2.3 西北太平洋TC的生成源地的變化

關于西北太平洋TC的生成源地, 前人提出西北太平洋有3個TC源地, 分別為南海中北部偏東海面、菲律賓以東至加羅林群島之間的海面、加羅林群島一帶的海面[15]; TC路徑最為密集的地區(qū)集中在我國的南海地區(qū)、菲律賓群島以及馬里亞納群島附近[16]。也有研究提出TC源地分布在0°~30°N范圍內, 發(fā)生高頻區(qū)的緯向軸線位于12.6°N, 經向對應于南海海區(qū)和菲律賓以東及關島附近的海面有兩個峰值[20]。

這里對西北太平洋0°~30°N、105°~155°E海域1982—2014年TC的分布按1°×1°的網格統(tǒng)計, 可得出TC源地發(fā)生頻數空間分布圖(見圖5), 從圖中可以看出, TC源地集中在5°~22°N, 110°~155°E, TC的源地集中區(qū)有3個, 分別為10°~22°N、110°~ 120°E, 8°~20°N、125°~145°E和5°~20°N、145°~155°E, 這3個源地中發(fā)生的TC次數約各占總TC數量的27%, 46%, 21%, 其余TC均分布于這3個源地周圍, 第2個TC源地的發(fā)生頻數遠多于其他兩個源地。

圖3 1982—2014年西北太平洋各月生成TC的經緯度分布

圖4 1982—2014年西北太平洋TC頻數的年際變化

2.4 西北太平洋TC的年持續(xù)時間、強度的變化

除了發(fā)生頻數之外, 全球變暖背景下TC的持續(xù)時間以及強度變化也是衡量TC活動的重要指標。Knutson等[21-22], Knutson和Tuleya[23-24]對全球變暖環(huán)境場進行模擬, 認為颶風在變暖的環(huán)境下強度會增加, 降雨會增強。在過去50年熱帶海洋表層一直有增溫的趨勢[25], Houghton等[26]認為在21世紀TC強度極有可能增加5%~10%。除西南太平洋以外, 這對熱帶氣旋活動是有影響的。在過去30年, 西北太平洋最大風速超過59 m/s的臺風有增多趨勢[27]。Trenberth[28]認為全球變暖加強了TC活動強度與降水。

本文統(tǒng)計了1982—2014年西北太平洋TC的年際持續(xù)時間以及TC的最大強度和平均強度(見圖6—圖7), 可見, 近33年來, 西北太平洋TC年持續(xù)時間呈減少趨勢, 而TC的最大強度和平均強度呈上升趨勢。這意味著, 盡管發(fā)生TC的天數在減少, 但是TC的強度在增加, 發(fā)生超強TC的幾率有可能變大, TC的潛在威脅有可能加劇。

3 西北太平洋TC活動與海洋上層熱狀態(tài)間的關系

3.1 TC活動與SST的關系

關于TC與SST之間關系的研究, 就年代際變化而言, 前人認為溫暖的SST為TC的發(fā)展提供了更加有利的環(huán)境[29]; 對海洋上層400 m熱含量和11個標準層海溫數據分析發(fā)現(xiàn), TC活動與海洋熱力變化存在一定的聯(lián)系, 認為海洋次表層的溫度暖異?？赡苁菍е耇C年生成頻數多的重要原因, 但海溫變化對臺風數量的影響并不是主要引導因素[11]。更多的研究主要集中在探討TC活動與赤道中東太平洋SST變化所引起的ENSO事件的聯(lián)系[30-31]。楊亞新[15]指出: 在赤道中東太平洋暖異常年, TC發(fā)生頻數偏少, 較常年平均偏少2~3個, 但強度偏強。WANG等[32]、黃菲等[33]指出在El Ni?o年, TC生成的位置偏東, 超強臺風數量較多, La Ni?a年TC生成的位置偏西, 超強臺風數量會較少, ENSO現(xiàn)象不能直接影響TC的生成頻數, 但是會影響熱帶氣旋的發(fā)展、加強過程。陳光華、黃榮輝[14], 吳迪生等[34]研究指出, ENSO事件與西北太平洋TC生成總數之間沒有明顯的關系, 但在El Ni?o年的夏秋季, 西北太平洋東南海域TC活動頻繁, 西北海域活動減弱。

圖6 1982—2014年西北太平洋TC平均持續(xù)時間變化

圖7 1982—2014年西北太平洋TC年際平均強度和最大強度變化

目前的研究主要集中在探討TC活動與赤道中東太平洋SST變化所引起的ENSO事件的聯(lián)系上, 對TC活動的年代際、年際變化研究較多, 對季節(jié)變化研究較少。

3.1.1 西北太平洋TC源地分布與SST的關系

相對于1982年之前年份, 近33年來西北太平洋全區(qū)SST普遍上升, 增溫幅度為0~1.6℃, 增溫幅度最高的為我國東海沿岸海區(qū), 其次為西北太平洋暖池區(qū)(圖8)。使用1982—2014年西北太平洋(0°~30°N, 105°~155°E)SST數據, 計算SST多年月均溫及年均溫, 利用統(tǒng)計的TC源地數據資料, 分析西北太平洋SST多年年均溫度、月均溫度與TC源地分布情況, 探討TC與SST之間的關系; 結果見圖9, 西北太平洋1982—2014年TC與多年SST空間分布圖。從TC的源地分布與等溫線的分布情況可以看出, TC源地集中分布于27℃等溫線以南的高溫海區(qū), 其中87%以上的TC分布在28~29℃等溫線之間的海區(qū)。

圖8 1982—2014年西北太平洋SST增溫情況

圖9 1982—2014年西北太平洋TC源地與年平均SST空間分布關系

3.1.2 西北太平洋各季節(jié)TC源地隨SST的變化

從西北太平洋1982—2014年各季節(jié)TC發(fā)生源地與SST的分布關系圖(圖10)中可以看出, 冬季: 1月TC均發(fā)生在27℃等溫線以南海區(qū), 分布在4°~ 12°N的范圍內; 2月TC都發(fā)生在27℃等溫線以南海區(qū), 分布在4°~11°N的范圍內; 3月TC都發(fā)生在27℃等溫線以南海區(qū), 但此時80%的TC都發(fā)生在28℃等溫線以南海區(qū), 分布在3°~9°N的范圍內。春季: 4月所有TC均發(fā)生在28℃等溫線以南海區(qū), 分布在1°~14°N的范圍內; 5月西北太平洋SST顯著升高, 等溫線北移, 相對于冬季, TC源地也向西北方向偏移, TC都發(fā)生在27℃等溫線以南海區(qū), 分布在3°~19°N的范圍內; 6月西北太平洋海溫進一步升高, 等溫線向高緯度移動, 此時TC源地也進一步向西向北方向偏移, 集中在西北太平洋中西部海區(qū), 且均發(fā)生在27℃等溫線以南海區(qū), 86%的TC發(fā)生在29℃等溫線以南海區(qū)。夏季: 7月TC頻數明顯增加, 源地分布范圍較廣, 等溫線向高緯度移動, TC源地位置也向東向北移動, TC均發(fā)生在28℃等溫線以南海區(qū)。分布在3°~30°N的范圍內; 8月TC頻數全年最高, 空間分布范圍廣闊, TC源地隨暖池中心東移且空間分布較為分散, 分布在7°~30°N的范圍內; 9月等溫線向低緯方向移動, TC源地也隨之南移, TC源地空間分布集中于暖池中心最高溫區(qū)域, TC源地集中于緯度帶4°~28°N之間。秋季: 10月TC頻數減少, TC源地隨等溫線南移而南移, 分布在3°~28°N的范圍內; 11月等溫線南移, TC源地位置也進一步南移, 均發(fā)生在27℃等溫線以南海區(qū), 分布在5°~23°N的范圍內; 12月TC源地位置進一步南移, 分布在1°~ 16°N的范圍內。

將西北太平洋1982—2014年各月TC分布與SST等溫線分布建立關系圖(圖11)可以看出, 西北太平洋TC均發(fā)生在SST高于27℃的海域, 冬季TC發(fā)生的緯度位置較低, 分布范圍較小, 絕大部分TC發(fā)生在27~29℃等溫線之間的海區(qū); 隨著溫度的升高, 等溫線向高緯度移動, 春季、夏季TC發(fā)生的緯度位置較高, 分布范圍大, 并且集中發(fā)生在28~30℃等溫線之間的海區(qū), 其中發(fā)生在29~30℃等溫線之間的比例均高于70%; 秋季TC源地向低緯度方向移動, TC發(fā)生源地集中在27~29℃等溫線之間的海區(qū)。

3.1.3 TC頻數、持續(xù)時間、平均強度、最大強度與SST變化的相關關系

利用1982—2014年西北太平洋SST和TC年生成頻數、平均持續(xù)時間、平均強度和最大強度進行超前滯后相關分析, 結果如表1所示。當SST變化超前TC 1年時, 西北太平洋TC活動與SST表現(xiàn)為正相關, 相關系數為0.35, 這可能意味著在TC年生成頻數增多前1年SST上升, SST的上升將會為TC的爆發(fā)積蓄一定的能量。當SST的變化滯后TC 1年時, TC活動與SST表現(xiàn)為負相關, 相關系數為–0.31, 這可能說明在TC發(fā)生次年西北太平洋由于受TC活動作用的影響, SST下降。當同期相關時, 西北太平洋SST與TC平均持續(xù)時間呈現(xiàn)為負相關, 相關系數為–0.45, 說明盡管目前SST表現(xiàn)為上升趨勢, 但是TC年持續(xù)時間有可能減少。通過對SST與TC強度的相關分析可得出, SST與TC強度沒有表現(xiàn)出顯著的相關關系, 就年際變化而言, SST并不是影響TC強度變化的主要因素。

3.1.4 西北太平洋不同TC源地的TC頻數與SST的相關關系

如上所述, 西北太平洋TC有3個較為明顯的源地, 為了探討33年來各TC源地的SST變化與TC發(fā)生頻數的關系, 分別建立了各源地年SST與TC的關系圖(圖12), 圖中SST與TC的相關系數均通過了95%置信度檢驗。從圖中可看出, 源地1的TC與SST的年際變化表現(xiàn)為正相關, 相關系數為0.34。這說明隨著SST上升, TC頻數有可能上升。源地2也表現(xiàn)出了同樣的變化趨勢, 且趨勢更明顯。相反的是, 在源地3, TC與SST呈現(xiàn)出負相關, 相關系數為–0.19。這意味著隨著海洋表層溫度增暖, TC頻數有可能減少。

圖10 1982—2014年西北太平洋各季節(jié)TC源地與SST空間分布

不同的TC源地為何會出現(xiàn)明顯不同的變化趨勢呢？除了熱力條件之外, 是否有其他因素在影響著TC的活動, 如動力因素。前人通過研究認為, 動力環(huán)境的空間差異改變了近幾十年TC變化的相應模式。全球變暖導致西太平洋與中東太平洋緯向溫度梯度加大, 從而導致walker環(huán)流的加強, 正在加強的walker環(huán)流能夠加強熱帶西北太平洋風垂直切變與相對渦度的變化, 從而影響西北太平洋TC活動的時空變化[35]。此外, 在近赤道附近逐漸加強的低空東風帶發(fā)生的經向切變, 由經向切變所形成的低空反氣旋流, 這樣的異常反氣旋流可能是抑制TC形成的一個重要因素。另外, 有研究指出, 近年來在中太平洋低緯區(qū)域出現(xiàn)了風垂直切變與相對渦度減弱的趨勢[36], 這極有可能是本研究中源地3 TC頻數減少的主要因素。

圖11 1982—2014年西北太平洋各月TC與SST等溫線分布的關系

表1 西北太平洋TC年頻數、持續(xù)時間、平均強度和最大強度與SST相關分析

Tab.1 Analysis between frequency, duration, maximum intensity, and mean intensity of the TC in the Northwest Pacific and the SST

注: 表中加*的數值表示通過95%置信度檢驗

TC源地1與源地2更靠近東亞大陸, 通過以上分析可知, 這兩個區(qū)域的TC頻數呈現(xiàn)上升趨勢, 這意味著在未來, TC活動有可能加劇威脅東亞沿海國家。

3.2 TC活動與海洋上層熱含量的關系

以往的研究多采用SST作為基本海洋參數, 但SST受海面熱通量的嚴重影響, 尤其是在TC活動頻繁的夏秋季節(jié)。在此期間, SST僅代表海洋淺薄表層的溫度狀況, 不能充分表現(xiàn)海洋熱力狀態(tài)的動力學過程[37]。另外, 西太平洋海域的TC活動受到ENSO的強烈影響[38-39], 而西太平洋上層海洋的熱力變化直接反應了ENSO的變化趨勢[40-43]。進一步的觀測資料表明, 在ENSO事件期間, 次表層海溫異常(SOTA)比SST更加明顯, 特別在溫躍層較深的熱帶西太平洋[37]。因此有必要從通過分析上層海洋的熱力變化特征來考慮海洋對TC的影響。

圖12 1982—2014年西北太平洋各TC源地SST與TC頻數的關系

近33年來, 西北太平洋上層熱含量總體呈上升趨勢(圖13), 其中15°N以南海域熱含量上升最為明顯。利用1982—2014年西北太平洋上層熱含量和TC年生成頻數、平均持續(xù)時間、平均強度和最大強度進行超前滯后相關分析, 結果如表2所示。當TC頻數與熱含量同期相關時, 相關系數為0.53, 說明海洋上層熱含量的上升可能會帶來TC頻數的增加。TC平均持續(xù)時間和熱含量在同期表現(xiàn)為負相關, 相關系數為–0.68, 這意味著隨著海洋上層熱含量的增加, 盡管TC頻數有上升趨勢, 但TC平均持續(xù)時間有可能下降。熱含量滯后TC 1年時, 相關系數為–0.5。也就是說, 在TC發(fā)生后, 西北太平洋的熱含量可能受TC活動的影響而有所下降。當熱含量超前TC 1年時, 西北太平洋TC的平均強度和最大強度與熱含量表現(xiàn)為正相關, 相關系數分別為0.48和0.4。這可能意味著在TC生成前1年, 西北太平洋熱含量增加, 這將為次年TC的爆發(fā)積蓄了一定的能量, 從而導致TC的強度顯著增加?？梢酝茰y, 伴隨著海洋上層熱含量的增加, 強TC和超強TC的數量以及發(fā)生幾率極有可能顯著增加。在未來, TC活動對西北太平洋沿海國家的威脅有可能加劇。

圖13 1982—2014年西北太平洋上層熱含量年變化率

表2 西北太平洋TC年頻數、持續(xù)時間、平均強度和最大強度與熱含量相關分析

Tab.2 Analysis between frequency, duration, maximum intensity, and mean intensity of the TC in the Northwest Pacific and the heat content

注: 表中加*的數值表示通過95%置信度檢驗

4 結論與討論

通過對1982—2014年西北太平洋TC活動季節(jié)和年變化特征的分析, 發(fā)現(xiàn)TC頻數具有顯著的年代際變化特征, 表現(xiàn)為: 1982—1992年和2003—2014年皆為低頻期, 而1993—2002年則為高頻期, 33年來TC發(fā)生頻數表現(xiàn)為緩慢增加—快速增加—減少的特征。最近15年(2000—2014年), TC數量呈現(xiàn)明顯下降的趨勢。從各季TC的長期趨勢上看, 夏季TC頻數有下降的趨勢, 春末、秋末冬初有增加的趨勢, 盛冬、初春沒有明顯變化。

西北太平洋有3個明顯的TC源地, 伴隨著SST的上升, 源地1、源地2的TC頻數呈上升趨勢, 而源地3頻數卻呈下降趨勢。這種變化極有可能是因為全球變暖導致西太平洋與中東太平洋緯向溫度梯度加大, 從而導致walker環(huán)流的加強, 正在加強的walker環(huán)流能夠加強熱帶西北太平洋風垂直切變與相對渦度的變化, 從而影響西北太平洋TC活動的變化。另外, 異常反氣旋流以及中太平洋低緯區(qū)域風垂直切變與相對渦度的減弱, 極有可能是本研究中源地3 TC頻數減少的主要因素。

在全球增暖背景下, 海洋上層熱狀態(tài)的變化給TC帶來的影響是多方面的。在TC年生成頻數增多前1年SST上升, SST的上升將會為TC的爆發(fā)積蓄一定的能量。當SST滯后TC 1年時, TC活動與SST表現(xiàn)為負相關, 這可能說明在TC發(fā)生次年西北太平洋由于受TC活動作用的影響, SST下降。當同期相關時, 盡管SST表現(xiàn)為上升趨勢, 但是TC平均持續(xù)時間有可能減少。通過對TC和海洋上層熱含量進行分析, 同期相關時, 海洋上層熱含量的上升可能會帶來TC頻數的增加。TC平均持續(xù)時間和熱含量在同期表現(xiàn)為負相關, 這意味著隨著海洋上層熱含量的增加, TC持續(xù)時間有可能下降。當熱含量超前TC 1年時, TC的平均強度和最大強度與熱含量表現(xiàn)為正相關, 由此可推測伴隨著海洋上層熱含量的增加, 強TC和超強TC的數量以及發(fā)生幾率極有可能顯著增加。在未來, TC活動對西北太平洋沿海國家的威脅有可能加劇。

[1] IPCC. Working group I contribution to the IPCC fifth assessment report (AR5). Climate change 2013: The physical science basis. Final draft underlying Scientific-Technical assessment[R/OL]. [2013-10-30]. http: //www.climatechange2013.org/images/uploads/WGIAR5_WGI-12Doc2b_FinalDraft_ALL.pdf.

[2] Miler B I. On the maximum intensity of hurricanes[J]. Journal of Meteorology, 1958, 15: 184-195.

[3] Emannuel K A. The dependence of hurricane intensity on climate[J]. Nature, 1987, 326: 483-485.

[4] Emannuel K A. The maximum intensity of hurricanes[J]. Journal of Atmosphere Science, 1988, 45: 1143-1155.

[5] Gray W M. Global view of the origin of tropical disturbances and storms[J]. Mon Weather Rev, 1968, 96: 669-700.

[6] Elsner J B, Kocher B. Global tropical cyclone activity: a link to the North Atlantic oscillation[J]. Geophys Res Lett, 2000, 27: 129-132.

[7] Chan J C L, Liu K S. Global warming and western North Pacific typhoon activity from an observational perspective[J]. J Climate, 2004, 17: 4590-4602.

[8] Elsner J B, Kossin J P, Jagger T H. The increasing intensity of the strongest tropical cyclones[J]. Nature, 2008, 455: 92-95.

[9] Emanuel K A. Increasing destructiveness of tropical cyclones over the past 30 years[J]. Nature, 2005, 436: 686-688.

[10] Emanuel K A, Sundararajan R, Williams J. Hurricanes and global warming: results from downscaling IPCC AR4 simulations[J]. Bull Amer Meteor Soc, 2008, 89: 347-367.

[11] 劉欽燕, 周文. 西北太平洋臺風數目與海洋熱含量的年代際關系分析[J]. 熱帶氣象學報, 2010, 29(6): 8-14. Liu Qinyan, Zhou Wen. Relationship between typhoon activity in the northwestern Pacific and the up-per- ocean heat content on interdecadal time scale[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2010, 29(6): 8-14.

[12] 陳大可, 雷小途, 王偉, 等. 上層海洋對臺風的響應和調制機理[J]. 地球科學進展, 2013, 28(10): 1077- 1086. Chen Dake, Lei Xiaotu, Wang Wei, et al. Upper ocean response and feedback mechanisms to typhoon[J]. Advances in Earth Science, 2013, 28(10): 1007-1086.

[13] Chan J C L. Interannual and interdecadal variations of tropical cyclone activity over the western North Pacific[J]. Meteorology and Atmospheric Physics, 2005, 89(1): 143-152.

[14] 陳光華, 黃榮輝. 西北太平洋暖池熱狀態(tài)對熱帶氣旋活動的影響[J]. 熱帶氣象學報, 2006, 22(6): 527-532.Chen Guanghua, Huang Ronghui. The effect of warm pool thermal states on tropical cyclone in west northwest Pacific[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2006, 22(6): 527-532.

[15] 楊亞新. 西北太平洋熱帶氣旋發(fā)生的時空變化特征[J].海洋預報, 2005, 22(1): 86-91.Yang Yaxin. Spatial-temporal variation feather of occurrence of tropical cyclone in western north Pacific[J]. Marine Forecasts, 2005, 22(1): 86-91.

[16] 周俊華, 史培軍, 陳學文. 1994~1999年西北太平洋熱帶氣旋活動時空分異研究[J]. 自然災害學報, 2002, 11(3): 44-49.Zhou Junhua, Shi Peijun, Chen Xuewen. Spatio-temporal variability of tropical cyclone activities in the western North Pacific from 1949 to 1999[J]. Journal of Natural Disasters, 2002, 11(3): 44-49.

[17] 梁健, 李曉娟, 謝定升, 等. 南海熱帶氣旋的氣候變化及強度預測方法研究[J]. 海洋科學, 2008, 32(12): 29-34. Liang Jian, Li Xiaojuan, Xie Dingsheng, et al. A study on the climate characteristics and the intensity prediction of the tropical cyclones affected in the South China Sea[J]. Marine Sciences, 2008, 32(12): 29-34.

[18] 張艷霞, 錢永甫, 王謙謙. 西北太平洋熱帶氣旋的年際和年代際變化及其與南亞高壓的關系[J]. 應用氣象學報, 2004, 15(1): 74-80.Zhang Yanxia, Qian Yongfu, Wang Qianqian. The interannual and interdecadal variations of tropical cyclones in the Northwest Pacific and its relationship with the South Asia high[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2004, 15(1): 74-80.

[19] 黃勇, 李崇銀, 王穎. 西北太平洋生成熱帶氣旋的年代際變化[J]. 解放軍理工大學學報: 自然科學版, 2008, 9(5): 557-564.Huang Yong, Li Chongyin, Wang Ying. Interdecadal variability of tropical cyclone formation in the northwest Pacific[J]. Journal of PLA University of Science and Technology, 2008, 9(5): 557-564.

[20] 王毅, 石漢青, 黃思訓. 西北太平洋熱帶氣旋的時空分布特征分析[J]. 自然災害學報, 2009, 18(6): 166- 174.Wang Yi, Shi Hanqing, Huang Sixun. Spatio temporal distribution of tropic cyclones in North-West Pacific Ocean[J]. Journal of Natural Disasters, 2009, 18(6): 166-174.

[21] Knutson T R, Tuleya R E, Kurihara Y. The recent increase in Atlantic hurricane activity: causes and implications[J]. Science, 1998, 279: 1018–1020.

[22] Knutson T R, Tuleya R E, Shen W, et al. Impact of CO2-induced warming on hurricane intensities as simulated in a hurricane model with ocean coupling[J]. J Climate, 2001, 14: 2458–2468.

[23] Knutson T R, Tuleya R. E. Increased hurricane intensities with CO2-induced warming as simulated using the GFDL hurricane prediction system[J]. Clim Dyn, 1999, 15: 503-519.

[24] Knutson, T R, Tuleya R E. Impact of CO2induced warming on simulated hurricane intensity and precipitation: Sensitivity to the choice of climate model and convective parameterization[J]. J Climate, 2004, 17: 3477-3495.

[25] Kumar A, Yang F, Goddard L, et al. Differing trends in the tropical surface temperatures and precipitation over land and oceans[J]. J Climate, 2004, 17: 653-664.

[26] IPCC. Climate Change 2001: the Scientific Basis[M]. Cambridge: Cambridge University Press, 2001: 1-881.

[27] Webster P J, Holland G J, Curry J A, et al. Changes in tropical cyclone number, duration and intensity in a warming environment[J]. Science, 2005, 309: 1844-1846.

[28] Trenberth K. Warmer oceans, stronger hurricanes[J]. Scientific American, 2007, 297(297): 45-51.

[29] Gabriel A. Effect of remote sea surface temperature change on tropical cyclone potential intensity[J]. Nature, 2007, 12(13): 1066-1070.

[30] 林惠娟, 張耀存. 影響我國熱帶氣旋活動的氣候特征及其與太平洋海溫的關系[J]. 熱帶氣象學報, 2004, 20(2): 218-224.Lin Huijuan, Zhang Yaocun. Climatic features of the tropical cyclone influencing China and its relationship with the sea surface temperature in the Pacific Ocean[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2004, 20(2): 218-224.

[31] Chen T C, Weng S P, Yamazaki N, et al. Interannual Variation in the Tropical Cyclone Formation over the Western North Pacific[J]. Monthly Weather Review, 1998, 126(4): 1080-1090.

[32] Wang B, Chan J C L. How strong ENSO events affect tropical storm activity over the western North Pacific[J]. J Climate, 2002, 15(13): 1643-1658.

[33] 黃菲, 許士斌. 西北太平洋超強臺風活動特征及其與 ENSO 的關系[J]. 中國海洋大學學報(自然科學版), 2009, 39(5): 883-888.Huang Fei, Xu Shibin. Characteristics of super typhoon activity over western North Pacific and its relationship with ENSO[J]. Periodical of Ocean University of China (Natural Science Edition), 2009, 39(5): 883-888.

[34] 吳迪生, 白毅平. 赤道西太平洋暖池次表層水溫變化對熱帶氣旋的影響[J].熱帶氣象學報, 2003, 19(3): 253-259.Wu Disheng, Bai Yiping. The influence of variation of subsurface ocean temperature in the equatorial Western Pacific warm pool on tropical cyclones[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2003, 19(3): 253-259.

[35] Park D S R, Ho C H, Kim J H, et al. Spatially inhomo-geneous trends of tropical cyclone intensity over the western North Pacific for 1977–2010[J]. J Climate, 2013, 26: 5088-5101.

[36] Gu Chenglin, Kang Jiancheng. Spatial and temporal variability of Northwest Pacific tropical cyclone activity in a global warming scenario[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2016, 22: 15-23

[37] 陳永利, 趙永平, 王凡. ENSO與海洋環(huán)境和中國氣候異常[M]. 北京: 科學出版社, 2013.Chen Yongli, Zhao Yongping, Wang Fan. ENSO and Marine Environment and Climate Anomalies in China[M]. Beijing: Science Press, 2013.

[38] Landsea C W, Pielke Jr R A, Mestas-Nu?ez A M, et al. Atlantic Basin Hurricanes: indices of climatic changes[C]// Thomas R K. Weather and Climate Extremes. Netherlands: Springer Netherlands, 1999: 89-129.

[39] Camargo S J, Sobel A H. Western North Pacific Tropical Cyclone Intensity and ENSO[J]. Journal of Climate, 2005, 18(15): 2996-3006.

[40] Mcphaden M J. Climate oscillations - Genesis and evolution of the 1997-98 El Ni?o[J]. Science, 2007, 85(5): 5395-5403.

[41] 李崇銀, 穆明權. 厄爾尼諾的發(fā)生與赤道西太平洋暖池次表層海溫異常[J]. 大氣科學, 1999, 23(5): 513- 521.Li Chongyin, Mu Mingquan, The Occurrence of the El Nino event and the subsurface temperature anomaly of warm pool in the equatorial western Pacific[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences, 1999, 23(5): 513-521.

[42] Chao J, Yuan S, Chao Q, et al. A data analysis study on the evolution of the El Ni?o/La Ni?a cycle[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2002, 19(5): 837-844.

[43] 于衛(wèi)東, 喬方利. ENSO事件中熱帶太平洋上層海洋熱含量變化分析[J]. 海洋科學進展, 2003, 21(4): 446- 453.Yu Weidong, Qiao Fangli. Analysis of the heat content variability of the tropical Pacific Upper Ocean during ENSO events[J]. Advances in Marine Science, 2003, 21(4): 446-453.

(本文編輯: 劉珊珊)

Spatial and temporal variation of the Northwest Pacific tropical cyclone and its relation with the thermal status of Upper Ocean in the past 30 years

CHEN Zhi-wei1, KANG Jian-cheng1, GU Cheng-lin1, 2, TANG Ming1, 3

(1. Urban Ecology and Environment Research Center, Shanghai Normal University, Shanghai 200234, China; 2. Department of Resources and Environment, Faculty of Science, Jiamusi University, Jiamusi 154007, China; 3. Poyang Lake Eco-economy Research Center, Jiujiang University, Jiujiang 332000, China)

Data from the National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Optimum Interpolation (1/4)° Daily Sea Surface Temperature Analysis, the National Oceanographic Data Center (NODC) Upper Ocean heat content, and the Joint Typhoon Warning Center (JTWC) best-track tropical cyclone (TC) for the period 1982 to 2014 was utilized in order to analyze the spatial and temporal characteristics of the Northwest Pacific (0°–30°N, 105°–155°E) tropical cyclone activities. Our research on the relation between the tropical cyclone and the thermal structure of the Upper Ocean which indicates the following: The interannual variation in the frequency of tropical cyclone is evident. The low-frequency years were from 1982 to 1992 and 2003 to 2014, whereas the high-frequency years were from 1993 to 2002. For the period from 1982 to 2014, the frequency characteristics of cyclones were slow increase, rapid increase, decrease in that order. The number of tropical cyclones has shown a clear downward trend in the last 15 years (2000–2014). Tropical cyclone originates from three distinct birthplaces: birthplace 1 (10°–22°N, 110°–120°E), birthplace 2 (8°–20°N, 125°–145°E), and birthplace 3 (5°–20°N, 145°–155°E). The frequency of TC in birthplace 1 and birthplace 2 increases slowly, whereas the frequency of TC in birthplace 3 decreases significantly. The influence of changes in the thermal state of the upper ocean to the TC is multifaceted TC frequency response to the upper heat content more obvious. The sea surface temperature is not the key factor affecting the frequency of the TC.With the warming of the Upper Ocean, the duration of the TC shows a decreasing trend, whereas the TC intensity shows an increasing trend. Global warming will intensify the potential threat posed by TC activities to the Pacific Northwest countries.

the Northwest Pacific; the South China Sea; tropical cyclone; thermal state of Upper Ocean; climate change

[National Natural Science Foundation of China, No.41340045; Key Discipline Project of Shanghai Education Commission, No. J50402]

Oct. 17, 2016

P721

A

1000-3096(2017)08-0122-12

10.11759/hykx20161017001

2016-10-17;

2017-04-20

國家自然科學基金項目(41340045); 上海市教委重點學科建設項目(J50402)

陳志偉(1992-), 男, 江蘇南通人, 博士生, 主要從事海洋環(huán)境氣候變化研究, 電話: 021-64322274, E-mail: 1546335462@qq.com; 康建成(1957-), 通信作者, 男, 甘肅天水人, 教授, 博士生導師, 主要從事全球氣候環(huán)境演化過程及其影響研究, E-mail: Kangjc@126.com