曹力戈，王喜冬，李威*，韓桂軍*，武曉博

( 1. 天津大學 海洋科學與技術學院，天津 300072；2. 河海大學 海洋學院，江蘇 南京 210098)

1 引言

熱帶氣旋是發(fā)生在熱帶海洋上的巨大旋渦系統(tǒng)，在沿海和登陸后會對當?shù)卦斐删薮蟮钠茐腫1]。在過去幾十年里，人們對熱帶氣旋路徑和強度開展了很多研究，但對熱帶氣旋強度變化，特別是其迅速加強（Rapid Intensification，RI）事件在長時間尺度上變化的研究還相對較少。

關于熱帶氣旋RI 的研究，無論是從大氣科學的角度還是從海氣耦合的角度來看一直都是熱點問題。Wang 等[2]研究指出，在熱帶大西洋的不同區(qū)域影響RI 的大尺度海洋大氣變量不同，海洋大氣變量的小尺度變化或熱帶氣旋內(nèi)部過程等其他因素也可能是導致RI 的原因。Kaplan 和Demaria[3]指出，北大西洋所有4 級和5 級的颶風以及西北太平洋接近90%的超強臺風（4 級和5 級的熱帶氣旋）都至少經(jīng)歷一次RI 過程。Kieu 等[4]研究了RI 發(fā)生時的熱帶氣旋垂直結(jié)構(gòu)，給出了約束RI 發(fā)生的動力學和熱力學條件。Yan 等[5]通過理想數(shù)值模擬指出，季風旋渦會導致熱帶氣旋尺度變大，出現(xiàn)對流不對稱分布和較大的垂直切變，說明季風旋渦會限制熱帶氣旋的發(fā)展，不利于其發(fā)生RI。此外，季風旋渦越濕潤，熱帶氣旋的加強速率越快。Shu 等[6]研究了西北太平洋熱帶氣旋RI 的大尺度特征，并建立了迅速加強指數(shù)對西北太平洋熱帶氣旋RI 進行預估。Lin 和Qian[7]通過分析大西洋熱帶氣旋RI 期間的溫度和對流垂直結(jié)構(gòu)指出，對于達到颶風強度的熱帶氣旋，溫暖的平流層下沉氣流進入中心眼區(qū)促進RI 發(fā)生，且RI 通常與從眼壁云頂部向平流層劇烈升溫的速率有關。Chih 和Wu[8]研究了1998-2016 年期間西北太平洋熱帶氣旋RI 與熱帶氣旋潛熱（Tropical Cyclone Heat Potential,TCHP）和海表面溫度（Sea Surface Temperature, SST）之間的統(tǒng)計關系指出，西北太平洋熱帶氣旋RI 的持續(xù)時間與TCHP 呈正相關，RI 期間熱帶氣旋的強度增加對SST 不敏感。此外，高TCHP 和高SST 海區(qū)上方的熱帶氣旋并不一定發(fā)生RI。Guo 和Tan[9]指出，在短期的厄爾尼諾事件中，西北太平洋熱帶氣旋RI 位置偏西分布的主要原因是上層海洋熱含量自東太平洋向南海和西菲律賓海的緯向平流所導致的垂直風切變（Vertical Wind Shear, VWS）減弱、對流層中層相對濕度和TCHP 增強。Benedetto 和Trepanier[10]指出，全球氣候變暖會導致更強烈的熱帶氣旋發(fā)生，在其生命周期中發(fā)生RI 的可能性更高，在發(fā)生RI 的熱帶氣旋中，最大強度出現(xiàn)的位置在空間上有聚集的趨勢。

研究表明，太平洋年代際振蕩（Pacific Decadal Oscillation, PDO）[11]可以調(diào)制西北太平洋熱帶氣旋活動的年代際變化。李輯等[12]指出，東亞盛夏北上轉(zhuǎn)向臺風個數(shù)存在明顯年代際變化特征，在1978 年前后發(fā)生突變，且與PDO 呈反位相關系。何鵬程和江靜[13]指出，在PDO 不同位相期間，太平洋SST 通過影響副熱帶高壓的位置和強度間接影響西北太平洋熱帶氣旋頻數(shù)。陸曉婕等[14]指出，進入東海海域的臺風頻數(shù)存在較明顯的年代際變化趨勢，當PDO 處于暖位相時，臺風頻數(shù)較少且有逐年增多趨勢，當PDO 處于冷位相時，臺風頻數(shù)較多且有逐年減少趨勢。Wang 等[15-16]研究表明，西北太平洋熱帶氣旋RI 存在明顯的年代際變化，這主要受PDO 和厄爾尼諾-南方濤動（El Ni?o-Southern Oscillation, ENSO）的調(diào)制。Zhao 等[17-18]分析1979-2015 年西北太平洋熱帶氣旋的年代際變化指出，在1998 年PDO 由暖位相變?yōu)槔湮幌嘀?，減弱的低層相對渦度和加強的VWS 等動力學因素導致熱帶氣旋頻數(shù)減少，但是有利的熱力條件（TCHP和SST）使得熱帶氣旋RI 頻數(shù)不會減少。

南海作為我國大陸瀕臨的最大邊緣海，也是我國受到熱帶氣旋影響最強烈的地區(qū)之一。開展南海區(qū)域熱帶氣旋活動研究，為沿海區(qū)域采取措施應對熱帶氣旋帶來的破壞有著重要意義。在南海區(qū)域熱帶氣旋研究方面，張亞杰等[19]分析了影響南海及其不同區(qū)域的熱帶氣旋頻數(shù)、強度、源地和路徑等氣候特征，指出1949-2015 年間，影響南海和南海北部的熱帶氣旋年頻數(shù)呈顯著減少趨勢。Sun 等[20]通過研究呂宋海峽熱帶氣旋強度變化率的逐月變化指出，9 月份呂宋海峽熱帶氣旋的增強趨勢主要是因為較厚的上層海洋暖水層和較弱的垂直風切變。廖菲等[21]指出，隨著熱帶氣旋強度的增大，南海區(qū)域發(fā)生路徑快速轉(zhuǎn)向的頻次迅速減少，路徑快速轉(zhuǎn)向主要出現(xiàn)在近岸地區(qū)和南海中北部偏東區(qū)域。朱曉金和陳聯(lián)壽[22]研究我國近海熱帶氣旋RI 活動特征指出，在南海近海海域發(fā)生RI 的熱帶氣旋里，起源于南海的熱帶氣旋的級別普遍低于起源于南海以東西北太平洋的熱帶氣旋。

本文針對路經(jīng)南海的熱帶氣旋，對其RI 的年代際變化，尤其是RI 與PDO 的關系進行研究和探討。

2 數(shù)據(jù)和方法

本文使用的熱帶氣旋數(shù)據(jù)來自中國氣象局熱帶氣旋資料中心（http://tcdata.typhoon.org.cn）的最佳路徑數(shù)據(jù)集（1951-2017 年）。該數(shù)據(jù)集記錄了在西北太平洋和南海生成的熱帶氣旋每6 h 的位置、中心最低氣壓和中心最大風速。本文分析用到的SST、相對濕度（Relative Humidity, RHUM）以及計算VWS 的風場月平均數(shù)據(jù)來自美國國家海洋和大氣管理局（National Oceanic and Atmosphere Administration, NOAA）的美國國家環(huán)境預報中心/美國國家大氣研究中心（National Center for Atmospheric Research / National Center for Environmental Prediction, NCAR/NCEP）大氣再分析數(shù)據(jù)集[23]（ https://psl.noaa.gov/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html），其網(wǎng)格分辨率為2.5°×2.5°。用于計算TCHP 的海水溫度和鹽度的月平均數(shù)據(jù)來自國家海洋信息中心的海洋再分析（China Ocean Reanalysis,CORA）數(shù)據(jù)集[24]（http://cora.nmdis.org.cn/），其網(wǎng)格分辨率為0.5°×0.5°。PDO 指數(shù)來自華盛頓大學（http://research.jisao.washington.edu/pdo/PDO.latest.txt）。

VWS 定義為850 hPa 和200 hPa 風速之差，其計算公式如下：

式中，u200和u850分別表示200 hPa 和850 hPa 等壓面上的緯向風速；v200和v850分別表示200 hPa 和850 hPa 等壓面上的經(jīng)向風速。

TCHP 計算公式如下[15,25]：

式中，cp是恒壓下的比熱，本文取cp=3.9 kJ/(kg·K)；D26表示海水溫度為26℃的深度；ρ(z)和T(z)分別表示不同深度處的海水密度和溫度。

本文重點研究路經(jīng)南海的熱帶氣旋及其RI 活動，選取0°～25°N，105°～122°E 的區(qū)域作為研究范圍。只要某一熱帶氣旋的路徑進入該區(qū)域，就認為其是路經(jīng)南海的熱帶氣旋。選取15.3 m·s-1/(24 h)的變化速率作為定義熱帶氣旋RI 的閾值，因為它近乎代表了24 h 內(nèi)熱帶氣旋強度變化的95%[3,26]。

采用t檢驗對相關系數(shù)做顯著性檢驗時，統(tǒng)計量t的計算公式為

式中，r為相關系數(shù)；Nedf為有效自由度。

因為在計算相關系數(shù)前會對時間序列做滑動平均，所以自由度會發(fā)生變化。設N是時間序列x和y的長度，rx1和ry1分別是時間序列x和y滯后1 個時間點的自相關系數(shù)，rx2和ry2分別是時間序列x和y滯后兩個時間點的自相關系數(shù)，則Nedf的計算公式為[27-28]

如果Nedf的計算結(jié)果不是整數(shù)，則用距其最近的整數(shù)代替。

采用t檢驗對樣本均值差異做顯著性檢驗時，統(tǒng)計量t的計算公式為

式中，nx和ny分別是時間序列x和y的長度；X和Y分別是時間序列x和y的平均值； σx和 σy分別是時間序列x和y的標準差；Nd為自由度，計算公式為[15]

如果Nd的計算結(jié)果不是整數(shù)，則用距其最近的整數(shù)代替。

采用F檢驗對多元線性回歸模型做顯著性檢驗時，統(tǒng)計量F的計算公式為

式中，U表示回歸平方和，即回歸分析值的距平差異的平方和；Q表示殘差平方和，即回歸分析值與真值的差異的平方和；m表示回歸平方和的自由度；n表示時間序列的長度；n-m-1表示殘差平方和的自由度。

對多元線性回歸模型做方差檢驗時，復相關系數(shù)R2的計算公式為

本文考慮TCHP、RHUM 和VWS 3 個因子作為自變量，RI 頻數(shù)作為因變量，并對自變量和因變量的1951-2017 年時間序列進行7 年滑動平均處理，因此，m=3，n=15。

3 RI 的氣候態(tài)統(tǒng)計

本文統(tǒng)計了1951-2017 年期間各月路經(jīng)南海的熱帶氣旋頻數(shù)和RI 頻數(shù)，結(jié)果如圖1 所示。在1951-2017 年期間，路經(jīng)南海的熱帶氣旋主要發(fā)生在6-12月，占全年的91.8%（圖1a），其中發(fā)生RI 的熱帶氣旋則集中于7-12 月，占全年的88.3%（圖1b）。基于此，本文擬研究7-12 月路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 及相關海洋大氣變量的年代際變化。

圖1 1951-2017 年期間各月路經(jīng)南海熱帶氣旋頻數(shù)（a）和發(fā)生RI 頻數(shù)（b）Fig. 1 Monthly number of tropical cyclones passing through the South China Sea (a) and RI events (b) during 1951-2017

圖2 給出了發(fā)生RI 的路經(jīng)南海熱帶氣旋的軌跡和RI 頻數(shù)在5°×5°網(wǎng)格的空間分布。由圖可以看出，路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 大多發(fā)生在6°～18°N，120°～144°E 范圍內(nèi)西北太平洋的洋面上，很少發(fā)生在南海。這說明路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 主要受到西北太平洋的海洋和大氣環(huán)境條件影響。

圖2 1951-2017 年間發(fā)生RI 的路經(jīng)南海熱帶氣旋的軌跡（灰色線）（a）和RI 頻數(shù)在5°×5°網(wǎng)格的空間分布（b）（a 中紅點表示發(fā)生RI 的地點）Fig. 2 Tracks of tropical cyclones passing through the South China Sea (gray lines) with RI events (red dots) (a) and RI number in each 5°×5° box (b) during 1951-2017

4 RI 和大尺度環(huán)境變量的年代際變化

4.1 RI 的年代際變化及其與PDO 的關系

PDO 作為具有年代尺度生命史的太平洋變率，對熱帶氣旋活動有著重要的調(diào)制作用[29-30]。本文采用計算每一年中某時間段的平均PDO 指數(shù)來確定正負PDO 年的思路[31-34]，并借鑒Goh 和Chan[32]的方法，通過比較某一年7-12 月平均PDO 指數(shù)是否比總體均值大于或小于標準差的一半，即0.34 和-0.61，來判斷這一年是正PDO 年或負PDO 年。據(jù)此，本文得到如圖3 所示的21 個正PDO 年和23 個負PDO 年。

圖3 1951-2017 年7-12 月平均PDO 指數(shù)時間序列圖Fig. 3 Time series of average PDO index from July to December during 1951-2017

圖4 給出了1951-2017 年7-12 月路經(jīng)南海熱帶氣旋的RI 頻數(shù)和7-12 月平均PDO 指數(shù)經(jīng)過7 年滑動平均后的時間序列。二者的相關系數(shù)達到了-0.64，通過了置信度為99%的顯著性檢驗。這說明PDO 對路經(jīng)南海熱帶氣旋發(fā)生RI 具有調(diào)制作用：在21 個正PDO 年中，RI 頻數(shù)較少，共有133 次RI，年均6.33 次；而在23 個負PDO 年中，RI 頻數(shù)較多，共有192 次RI，年均8.35 次。這一結(jié)果通過了置信度為95%的顯著性檢驗。

圖4 1951-2017 年7-12 月路經(jīng)南海熱帶氣旋的RI 頻數(shù)經(jīng)過7 年滑動平均后的標準化時間序列（實線）和經(jīng)過7 年滑動平均后的PDO 指數(shù)序列（虛線）（二者的相關系數(shù)為-0.64）Fig. 4 Standardized time series of RI number (solid line) of tropical cyclones passing through the South China Sea and PDO index (dashed line) both with a 7-year running mean from July through December during 1951-2017 (the correlation coefficient of the two is -0.64)

圖5 給出了正PDO 年和負PDO 年的RI 頻數(shù)在5°×5°網(wǎng)格的空間分布。由圖可以看出，在正PDO 年，RI 主要分布在菲律賓群島東部和南海北部；在負PDO 年，RI 主要分布在菲律賓群島東部較廣的范圍內(nèi)，且頻數(shù)明顯多于正PDO 年。這里定義16°～22°N，116°～120°E 和6°～18°N，120°～140°E 的范圍為正PDO年RI 主要區(qū)域A（圖5a 中虛線矩形框），4°～20°N，122°～150°E 的范圍為負PDO 年RI 主要區(qū)域B（圖5b中虛線矩形框）。

圖5 正PDO 年（a）和負PDO 年（b）的RI 頻數(shù)在5°×5°網(wǎng)格的空間分布Fig. 5 Total RI number in each 5°×5° box during 1951-2017 in positive (a) and negative (b) PDO years

4.2 大尺度海洋大氣變量的年代際變化對RI 的影響及其與PDO 的關系

前面的分析顯示，路經(jīng)南海的熱帶氣旋發(fā)生RI 的頻數(shù)和位置與PDO 位相存在明顯的相關關系。下面分析引起這一現(xiàn)象發(fā)生的有關的大尺度海洋大氣環(huán)境要素的變化特征，以及它們和PDO 的關系。Gray[35]曾指出，只有當SST 不低于26°C 時熱帶氣旋活動才得以發(fā)展。Chan[36]發(fā)現(xiàn)26～27°C 的SST 可以作為熱帶氣旋強度增大的閾值。Emanuel[37]指出發(fā)展階段的熱帶氣旋下方的SST 決定了它的潛在最大強度，因此SST 可作為一個預測熱帶氣旋強度的重要指標。Wada 和Usui[38]以及Potter 等[39]都指出，較高的TCHP 是西北太平洋上熱帶氣旋發(fā)生RI 的條件之一。Lin 等[40]指出，TCHP 高于60～90 kJ/cm2的海域有利于熱帶氣旋發(fā)生RI，較高的上層海洋熱含量可以有效地限制熱帶氣旋由于海水冷卻而減弱強度的負反饋。Zhao 等[17-18]指出，與SST 相比，較高的RHUM 和TCHP 對熱帶氣旋的生成和RI 有著更重要的促進作用。Gray[35,41]和Shi 等[42]指出弱的VWS是促進熱帶氣旋加強的關鍵因素之一。此外，RHUM和SST 共同影響熱帶氣旋及對流區(qū)的穩(wěn)定性和潛在破壞力。Zheng 等[43]的研究也表明，高于26°C 的SST 和弱的VWS 是RI 發(fā)生的必要條件。綜上，本文考慮研究SST、TCHP、RHUM 和VWS 4 個大尺度海洋大氣變量的年代際變化特征以及它們對路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 的影響。

4.2.1 SST 的年代際變化對RI 的影響

正PDO 年和負PDO 年的平均SST 和SST 異常分布情況，以及相應的RI 發(fā)生位置分布如圖6 所示。為方便比較，在圖中還畫出了正、負PDO 年的RI主要區(qū)域A 和區(qū)域B。由圖6 可以發(fā)現(xiàn)，RI 的發(fā)生位置全部位于26°C 等溫線以南。在正PDO 年（圖6a），SST 在赤道東太平洋呈現(xiàn)舌狀異常暖分布，從美國西海岸一直延伸至150°E；SST 在太平洋北部呈異常冷分布，自東向西拓展至赤道西太平洋。在負PDO 年（圖6b），SST 異常分布則近乎與正PDO 年相反。RI主要區(qū)域A 在正PDO 年全部分布在SST 異常冷的地區(qū)且RI 頻數(shù)較少，而在負PDO 年RI 主要區(qū)域B 則總體分布在SST 異常高的地區(qū)且RI 頻數(shù)明顯增多。這說明發(fā)生RI 地區(qū)的SST 異常是影響RI 頻數(shù)呈現(xiàn)年代際變化的重要因素。

圖6 正PDO 年（a）和負PDO 年（b）的平均SST（等值線）和SST 異常（填色）Fig. 6 Mean SST (contour) and SST anomaly (shaded) in positive (a) and negative (b) PDO years

Wang 等[15]提出了PDO 信號調(diào)制西北太平洋熱帶氣旋RI 的機制，即從季節(jié)性足跡機制（Seasonal Footprinting Mechanism, SFM）[44]入手，在PDO 冷位相期間赤道地區(qū)的低空信風增強，這使得赤道向極地的?？寺‥kman）輸運增強，導致經(jīng)向平流將暖水帶入RI 主要區(qū)域，從而促使RI 的發(fā)生。基于這個思路，本文分別統(tǒng)計了正PDO 和負PDO 年7-12 月的850 hPa平均風場，并計算850 hPa 緯向風與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)。圖7 給出了負PDO 年和正PDO 年的850 hPa平均風場差異和850 hPa 緯向風與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布。由圖7a 可以看出，負PDO 年的850 hPa平均風場較正PDO 年相比出現(xiàn)了明顯的赤道東風異常。圖7b 顯示赤道地區(qū)的850 hPa 緯向風與PDO 指數(shù)呈正相關且通過了置信度為99%的顯著性檢驗。這同樣說明在負PDO 年赤道地區(qū)低空會出現(xiàn)東風異常，與Wang 等[15]的結(jié)論相一致。這一結(jié)果表明，由于PDO 的調(diào)制作用，負PDO 年較之于正PDO 年出現(xiàn)明顯的赤道低空東風異常，由此促進Ekman 輸運將暖水從赤道輸送至RI 主要區(qū)域，使當?shù)氐腟ST 升高，促進了RI 的發(fā)生。

李小樹走后幾天，我和一幫朋友聚會過幾次，每次他們都向我打聽李小樹的情況，好像這已經(jīng)成了每次聚會的一個重要內(nèi)容。當然了，他們既然喜歡，我便不厭其煩地一次又一次地告訴他們說，就在某日，一大早——天還沒亮的時候，李小樹就背著他的行囊，去尋找許春花，走了就再沒有音訊。他們張大眼睛又問我：許春花是誰？我對他們說，許春花只不過是我畫稿上的一個女人。他們先是一愣，后就哈哈大笑，笑得前仰后合，笑得喘不過氣來。我也跟著他們一起笑，笑過之后，我和往常一樣，每天早晨驅(qū)車穿過東大街到畫廊，在那里待上大半天后，再繞著道去寵物用品店買些標有l(wèi)ite或light的貓食去參加聚會，然后再回家。

圖7 負PDO 年和正PDO 年850 hPa 平均風場差異（a）和850 hPa 緯向風與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)（b）分布Fig. 7 Difference of mean 850 hPa wind vectors between negative and positive PDO years (a) and correlation between 850 hPa wind and the PDO index (b)

4.2.2 TCHP 的年代際變化對RI 的影響及其與PDO的關系

較高的TCHP 是促使RI 發(fā)生的重要熱力因子之一，TCHP 也因此成為熱帶氣旋預報中必不可少的考慮因素[39]。圖8 分別給出了正PDO 年和負PDO 年的平均TCHP 和TCHP 異常分布情況，以及相應的RI 發(fā)生位置分布。同樣，在圖中畫出了正、負PDO 年的RI主要區(qū)域A 和區(qū)域B。由圖8a 和圖8b 可以看到，發(fā)生在西北太平洋上的RI 位置全部被60 kJ/cm2等值線包圍。在赤道附近的TCHP 異常分布與SST 的異常分布結(jié)構(gòu)類似。在正PDO 年（圖8a），TCHP 在赤道東太平洋呈異常高的分布，而在赤道西太平洋呈異常低的分布；RI 主要區(qū)域A 全部分布在TCHP 異常低的地區(qū)且RI 頻數(shù)較少。在負PDO 年（圖8b），TCHP分布則近乎與之相反；RI 主要區(qū)域B 則幾乎全部分布在TCHP 異常高的地區(qū)且RI 頻數(shù)明顯增多。這說明發(fā)生RI 地區(qū)的TCHP 異常是影響RI 頻數(shù)呈年代際變化的重要因素。

圖8 正PDO 年（a）和負PDO 年（b）的平均TCHP(kJ/cm2，等值線）和TCHP 異常（填色）Fig. 8 Mean TCHP (kJ/cm2, contour) and TCHP anomaly(shaded) in positive (a) and negative (b) PDO years

圖9 給出了TCHP 與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布，其分布結(jié)構(gòu)與TCHP 在正PDO 年和負PDO 年的異常分布（圖8 填色）結(jié)構(gòu)類似：TCHP 與PDO 指數(shù)的正相關系數(shù)分布在赤道東太平洋，負相關系數(shù)主要分布在赤道西太平洋。在0°～16°N，120°～150°E 的范圍內(nèi)呈負相關的區(qū)域恰好為RI 發(fā)生的主要區(qū)域。這說明，在正PDO 年，該區(qū)域的TCHP 異常低，不利于當?shù)氐臒釒庑l(fā)生RI，因此RI 頻數(shù)較少；在負PDO年，該區(qū)域的TCHP 異常高，有利于當?shù)氐臒釒庑l(fā)生RI，因此RI 頻數(shù)較多。

圖9 TCHP 與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布Fig. 9 Correlation between TCHP and the PDO index

TCHP 的變化主要與海表風場和海洋內(nèi)部環(huán)境有關，Zhao 等[17-18]分析PDO 由暖位相轉(zhuǎn)為冷位相的1998 年前后的西北太平洋熱帶氣旋RI 與大尺度海洋大氣要素的關系指出：PDO 冷位相期間，熱帶氣旋RI 區(qū)域SST 和TCHP 的增高與赤道東風增強有關，由赤道太平洋東西熱力差異導致異常強的赤道東風驅(qū)使暖水向西太平洋堆積，加深了暖水層的深度。以上結(jié)論可以由4.2.1 節(jié)中對850 hPa 平均風場的分析得到驗證，說明TCHP 受到PDO 的調(diào)制，并影響路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 的年代際變化。Wang 等[15]研究了受PDO 調(diào)制的大尺度氣候變量對西北太平洋熱帶氣旋RI 的影響并指出：在PDO 冷（暖）位相時期，位于赤道西太平洋的RI 主要區(qū)域的海表面壓力（Sea Level Pressure, SLP）偏高（低），導致海表面形成一個反氣旋（氣旋）的異常并使海水幅聚（幅散），使得26℃等溫線的深度增加（減?。?，從而導致TCHP 升高（降低）。Matsumura 和Horinouchi[45]研究太平洋對西太平洋副熱帶高壓的年代際影響時也曾得到類似的結(jié)論。基于以上思路，本文分別統(tǒng)計了正PDO 和負PDO 年7-12 月的海表面平均風場，圖10分別給出了負PDO 年和正PDO 年的海表面平均風場差異和海表面緯向風和經(jīng)向風與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布。由圖10a 可以看出，與正PDO 年相比，負PDO 年在10°～20°N，140°～150°E 的區(qū)域形成了反氣旋的異常，這與Wang 等[15]及Matsumura 和Horinouchi[45]的結(jié)論基本一致。赤道西太平洋地區(qū)的海表面緯向風（圖10b）以及菲律賓群島東北部海域的經(jīng)向風（圖10c）與PDO 指數(shù)分別呈正相關和負相關且通過了置信度為99%的顯著性檢驗，說明它們會受到PDO 的調(diào)制作用，在負PDO 年路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 主要區(qū)域會形成反氣旋異常，使26℃等溫線的深度增加，導致TCHP 增加，從而促使RI 的發(fā)生。

圖10 負PDO 年和正PDO 年海表面平均風場差異（a）和海表面緯向風（b）和經(jīng)向風（c）與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布Fig. 10 Difference of mean surface wind vectors between negative and positive PDO years (a) and correlation between surface zonal wind and the PDO index (b), surface meridional wind and the PDO index (c)

4.2.3 RHUM 的年代際變化對RI 的影響及其與PDO 的關系

中低對流層的RHUM 是影響熱帶氣旋發(fā)展的關鍵因素之一，較高的RHUM 有利于克服熱帶氣旋發(fā)展中對流的不利影響[37]。圖11 分別給出了正PDO 年和負PDO 年的平均RHUM 和RHUM 異常分布情況，以及相應的RI 發(fā)生位置分布，并畫出了正、負PDO年的RI 主要區(qū)域A 和區(qū)域B。由圖可以看到，在正PDO 年（圖11a），RHUM 在赤道東太平洋和北太平洋東部呈異常高的分布，而從北太平洋西部一直到赤道西太平洋呈異常低的分布；RI 主要區(qū)域A 大部分分布在RHUM 異常低的地區(qū)且RI 頻數(shù)較少，只有小部分分布在RHUM 異常高的南海北部。而在負PDO 年（圖11b），RHUM 分布則近乎與正PDO 年相反；RI 主要區(qū)域B 則大部分分布在RHUM 異常高的地區(qū)且RI 頻數(shù)明顯增多。這說明發(fā)生RI 地區(qū)的RHUM 異常是影響RI 頻數(shù)呈年代際變化的重要因素。

圖12 給出了RHUM 與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布，其分布結(jié)構(gòu)與RHUM 在正PDO 年和負PDO 年的異常分布（圖11）結(jié)構(gòu)類似：RHUM 與PDO 指數(shù)的正相關系數(shù)分布在赤道東太平洋和北太平洋東部，負相關系數(shù)分布在從北太平洋西部一直到赤道西太平洋的區(qū)域。在10°～30°N，120°～150°E的范圍內(nèi)呈負相關的區(qū)域恰好為RI 發(fā)生的主要區(qū)域。這說明，在正PDO 年，該區(qū)域的RHUM 異常低，不利于當?shù)氐臒釒庑l(fā)生RI，因此RI 頻數(shù)較少；在負PDO 年，該區(qū)域的RHUM 異常高，有利于當?shù)氐臒釒庑l(fā)生RI，因此RI 頻數(shù)較多。

圖11 正PDO 年（a）和負PDO 年（b）的平均RHUM（%，等值線）和RHUM 異常（填色）Fig. 11 Mean RHUM (%, contour) and RHUM anomaly(shaded) in positive (a) and negative (b) PDO years

圖12 RHUM 與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布Fig. 12 Correlation between RHUM and the PDO index

4.2.4 VWS 的年代際變化對RI 的影響及其與PDO的關系

較弱的VWS 是促進熱帶氣旋加強的關鍵因素之一。如果高低空水平風速相差過大，熱帶氣旋的熱量會迅速平流，不利于熱帶氣旋的維持。正PDO 年和負PDO 年的平均VWS 和VWS 異常分布情況，以及相應的RI 位置分布如圖13 所示，圖中還畫出了正、負PDO 年的RI 主要區(qū)域A 和區(qū)域B。由圖可以看到，在正PDO 年（圖13a），VWS 在赤道東太平洋呈異常低的分布，在0°～10°N，120°～160°E 的范圍內(nèi)呈異常高的分布；RI 主要區(qū)域A 多分布在VWS 異常弱的地區(qū)，在VWS 異常強的地區(qū)有少量分布，但RI 頻數(shù)總體較少。在負PDO 年（圖13b），VWS 的分布則近乎與正PDO 年相反；RI 主要區(qū)域B 在VWS 的異常強和異常弱的地區(qū)均有分布且RI 頻數(shù)明顯增多。這說明發(fā)生RI 地區(qū)的VWS 異常對RI 頻數(shù)呈年代際變化的影響不大。

圖13 正PDO 年（a）和負PDO 年（b）的平均VWS(m/s，等值線）和VWS 異常（填色）Fig. 13 Mean VWS (m/s, contour) and VWS anomaly(shaded) in positive (a) and negative (b) PDO years

圖14 給出了VWS 與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布，其分布結(jié)構(gòu)與VWS 在正PDO 年和負PDO 年的異常分布（圖13）結(jié)構(gòu)類似：VWS 與PDO指數(shù)的負相關系數(shù)多分布在赤道東太平洋一直延伸至160°E，但在14°～22°N，120°～145°E（圖中虛線矩形區(qū)域C）的范圍內(nèi)也呈負相關，而在0°～10°N，135°～160°E（圖中虛線矩形區(qū)域D）的范圍內(nèi)呈正相關，它們都是發(fā)生RI 的主要區(qū)域，且這些地方的相關系數(shù)很少通過置信度為99%的顯著性檢驗（圖中白點所示）。因此可以得出：在正PDO 年，區(qū)域C 的VWS 異常弱，但RI 頻數(shù)相對較少；但在負PDO 年，RI 不僅發(fā)生在VWS 異常弱的區(qū)域D，而在VWS 異常強的區(qū)域C 也有較多的RI 發(fā)生。這說明雖然PDO 對VWS 具有調(diào)制作用，但VWS 對路經(jīng)南海熱帶氣旋發(fā)生RI 在年代際尺度的影響不大。

圖14 VWS 與PDO 指數(shù)的相關系數(shù)分布Fig. 14 Correlation between VWS and the PDO index

Zhao 等[17-18]指出，在PDO 冷位相期間大尺度環(huán)流異常的背景下，較強的VWS 導致西北太平洋熱帶氣旋頻數(shù)減少，但是SST、RHUM 和TCHP 等熱力因子為熱帶氣旋RI 提供了有利的條件，使得熱帶氣旋RI 頻數(shù)相對于熱帶氣旋頻數(shù)表現(xiàn)為增加的趨勢，這說明熱力因子較之動力因子對熱帶氣旋RI 有著更重要的影響。綜合前文的分析可以看出，在長時間尺度上，有利的熱力因子是促使路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 的主導因素。此外，路經(jīng)南海的熱帶氣旋RI 的頻數(shù)和位置分布都與西北太平洋熱帶氣旋RI 有很多相似之處，關于西北太平洋熱帶氣旋RI 在長時間尺度上的部分研究結(jié)論可以借鑒到路經(jīng)南海的熱帶氣旋RI 的研究中。

4.2.5 大尺度海洋大氣環(huán)境要素相對重要性的統(tǒng)計分析

前文對大尺度海洋大氣環(huán)境要素在年代際尺度的分析表明：受PDO 調(diào)制的大尺度海洋大氣熱力因子如SST、TCHP 和RHUM 對路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 有較大影響，而VWS 對其影響不大。表1 給出了正PDO 年和負PDO 年路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 主要區(qū)域的SST、TCHP、RHUM 和VWS 的平均值，以及它們在正PDO 年和負PDO 年平均值的差異。正PDO年RI 主要區(qū)域的SST、TCHP 和RHUM 平均值比負PDO 年的低，而正PDO 年RI 主要區(qū)域的VWS 平均值比負PDO 年的高，這與4.2.1 至4.2.4 節(jié)中的分析相一致，其中SST 和TCHP 平均值在正PDO 年和負PDO年的差異分別通過了置信度為95%和99%的顯著性檢驗，而RHUM 和VWS 平均值的差異沒有通過顯著性檢驗。這些說明，與正PDO 年相比，負PDO 年路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 主要區(qū)域的SST 和TCHP 平均值的升高對負PDO 年RI 頻數(shù)偏多的影響比RHUM 平均值升高和VWS 平均值降低對其的影響更大。

表1 RI 主要區(qū)域SST、TCHP、RHUM 和VWS 在正PDO 年和負PDO 年的平均值和差異Table 1 Average magnitude for SST, TCHP, RHUM and VWS during positive and negative PDO years and difference for SST,TCHP, RHUM and VWS between positive and negative PDO years

下面從多元回歸分析的角度，進一步深入地分析這些因子對路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 的相對重要性。因為SST 和TCHP 具有很強的相關性，我們在分析時將不考慮SST 這個因子。將1951-2017 年期間每年的路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 頻數(shù)和RI 時刻及之后24 h 路徑上的TCHP、RHUM 和VWS 平均值的時間序列做7 年滑動平均和歸一化處理，對RI 頻數(shù)建立了如下回歸模型：

該模型通過了置信度為99%的顯著性檢驗，復相關系數(shù)R2=0.31。從統(tǒng)計回歸角度來看，TCHP 對路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 的影響最大，而RHUM 的影響相對較小，VWS 對RI 影響很小。

如果只考慮在西北太平洋發(fā)生的RI，則有如下回歸模型：

該模型通過了置信度為99%的顯著性檢驗，復相關系數(shù)R2=0.43?；貧w分析結(jié)果顯示，TCHP 對西北太平洋熱帶氣旋RI 的影響最大，而RHUM 的影響相對較小，VWS 對RI 影響很小。

因為發(fā)生在南海的RI 頻數(shù)相對較少，因此回歸模型沒有通過顯著性檢驗。

熱帶氣旋RI 是一個復雜的海氣耦合作用的過程，除了本文分析討論的大尺度海洋大氣變量外，影響RI 的因素還有很多。Yan 等[5]指出，當熱帶氣旋與季風旋渦相互作用時，熱帶氣旋的外圍尺度變大，發(fā)展變慢，不利于RI 的發(fā)生。Lin 和Qian[7]指出，熱帶氣旋RI 通常與從眼壁云頂部向平流層劇烈升溫的速率有關，平流層下沉氣流參與了熱帶氣旋RI。Chih和Wu[8]指出，RI 期間熱帶氣旋的強度增加對SST 不敏感，且在低緯度地區(qū)沿熱帶氣旋路經(jīng)的TCHP 降低比SST 更顯著。因此，本研究基于統(tǒng)計回歸分析得到的結(jié)論還需要有動力學研究方面的支撐（比如基于耦合模式的模擬結(jié)果）才更加可靠，這些工作需在后續(xù)的研究中進一步深入開展。

5 結(jié)論

利用中國氣象局熱帶氣旋資料中心最佳路徑數(shù)據(jù)集、NCAR/NCEP 大氣再分析數(shù)據(jù)集和國家海洋信息中心的CORA 海洋再分析數(shù)據(jù)集，研究了路經(jīng)南海的熱帶氣旋RI 事件的年代際變化。在1951-2017 年期間，路經(jīng)南海熱帶氣旋主要發(fā)生在6-12 月，占全年的91.8%，其中發(fā)生RI 的熱帶氣旋集中在7-12 月，占全年的88.3%。1951-2017 年7-12月路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 頻數(shù)與平均PDO 指數(shù)的相關系數(shù)達到了-0.64，通過了置信度為99%的顯著性檢驗，說明PDO對路經(jīng)南海熱帶氣旋發(fā)生RI 起著調(diào)制作用：在PDO正位相時期RI 頻數(shù)較少，在PDO 負位相時期RI 頻數(shù)較多。在正PDO 年，共有133 次RI，年均6.33 次，主要分布在菲律賓群島東部和南海北部；在負PDO 年，共有192 次RI，年均8.35 次，頻數(shù)明顯多于正PDO 年，主要分布在菲律賓群東部的大范圍區(qū)域。

通過分別比較正PDO 年和負PDO 年的7-12 月SST、TCHP、RHUM 和VWS 距平異常的分布及其與RI 發(fā)生位置分布的關系，說明發(fā)生RI 區(qū)域的SST、TCHP 和RHUM 異常是影響RI 頻數(shù)呈年代際變化，即PDO 指數(shù)與RI 頻數(shù)呈負相關的重要因素；這些海洋大氣變量受到PDO 信號的調(diào)制作用，且其相關系數(shù)分布與它們的氣候態(tài)分布有很好的對應關系，都對RI 的發(fā)生有著重要的影響。具體表現(xiàn)為：在正PDO年，RI 全部分布在SST、TCHP 與PDO 呈負相關的地區(qū)，大部分分布在RHUM、VWS 與PDO 呈負相關的地區(qū)，且RI 頻數(shù)較少；在負PDO 年，RI 絕大多數(shù)分布在SST、TCHP 與PDO 呈正相關的地區(qū)，大部分分布在RHUM 在與PDO 呈正相關的地區(qū)，且RI 頻數(shù)明顯增多，但RI 在VWS 與PDO 呈正負相關的地區(qū)都有較多發(fā)生。

綜上所述，路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 在頻數(shù)和位置上表現(xiàn)出年代際變化，這種年代際變化與PDO 有關，RI 頻數(shù)與PDO 指數(shù)呈負相關。PDO 信號作為具有年代尺度生命史的太平洋變率，對南海和赤道太平洋SST、TCHP 和RHUM 等大尺度海洋大氣變量具有調(diào)制作用，進而影響路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 在年代際尺度上的變化?？赡艿奈锢斫忉尀椋夯诩竟?jié)性足跡機制（SFM），在PDO 冷位相期間赤道地區(qū)的低空東信風增強，使得赤道向極的Ekman 輸運增強，導致經(jīng)向平流將暖水帶入RI 主要區(qū)域，與此同時該區(qū)域的RHUM 也隨之升高。此外，在PDO 冷位相期間RI 主要區(qū)域會形成反氣旋異常，使得26℃等溫線的深度增加，導致TCHP 增加，這些因素共同促使路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 的發(fā)生。雖然PDO 對VWS 具有調(diào)制作用，但VWS 對路經(jīng)南海的熱帶氣旋發(fā)生RI 在年代際尺度上的影響不大。多元線性回歸分析顯示TCHP對路經(jīng)南海熱帶氣旋RI 頻數(shù)的年代際變化影響最大，而RHUM 的影響相對較小，VWS 的影響很小。基于回歸分析得到的結(jié)論還需要有動力學研究方面的支撐（比如基于耦合模式的模擬結(jié)果）才更加可靠，這些工作需在后續(xù)的研究中進一步深入開展。