張宇昕 沈陽 馬旭林

(1 南京信息工程大學(xué) 氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210044；2 江蘇省氣象臺，南京 210019)

引 言

熱帶氣旋是世界上最具有破壞力的氣象災(zāi)害之一。在西北太平洋地區(qū)，熱帶氣旋生命史中最大強(qiáng)度不低于32 m·s-1，達(dá)到臺風(fēng)級別。臺風(fēng)多發(fā)生于夏秋季節(jié)(7—9月)，但發(fā)生于晚季(10—12月)的臺風(fēng)活動通常會導(dǎo)致較為嚴(yán)重的氣象災(zāi)害。例如，2010年的超強(qiáng)臺風(fēng)“鲇魚”生成于10月中旬，并在菲律賓、中國大陸和臺灣地區(qū)，造成了巨大損失。生成于2012年11月下旬的超強(qiáng)臺風(fēng)“寶霞”在菲律賓造成至少1 146人死亡和10.4億美元的經(jīng)濟(jì)損失，成為菲律賓歷史上造成損失最嚴(yán)重的臺風(fēng)。特別是2013年11月初的臺風(fēng)“海燕”，其強(qiáng)風(fēng)暴雨給菲律賓中部地區(qū)帶來了嚴(yán)重的破壞，成為菲律賓有史以來最致命的臺風(fēng)，造成了5 000多人死亡。此外，值得注意的是在西北太平洋發(fā)現(xiàn)的最強(qiáng)臺風(fēng)“泰培”(1979)也是在晚季生成。基于美國聯(lián)合臺風(fēng)警報(bào)中心(JTWC)1980—2016年臺風(fēng)最佳路徑資料(圖1)，在臺風(fēng)活動晚季(10—12月)，每年大約有4.7個臺風(fēng)生成，貢獻(xiàn)了西北太平洋平均每年臺風(fēng)總個數(shù)(16個)的30%。盡管發(fā)生在晚季的臺風(fēng)個數(shù)少于盛季(7—9月)，但仍有較高的比例發(fā)展為臺風(fēng)，占比大約66%。GE， et al[1]從大尺度環(huán)境場要素，探討了影響秋季強(qiáng)臺風(fēng)高比率的氣候?qū)W因素。結(jié)果表明，季風(fēng)槽強(qiáng)度和位置，以及海洋混合層的熱容量等季節(jié)變化是重要因素。然而，目前針對秋臺風(fēng)活動的長期變化特征以及相關(guān)的物理機(jī)理仍未被足夠地認(rèn)識和理解，這需要進(jìn)一步研究。

圖1 1979—2016年各月平均的熱帶氣旋個數(shù)(灰色)和臺風(fēng)個數(shù)(黑色)Fig.1 Monthly distribution of the number of tropical cyclone (gray bars) and typhoon (black bars) averaged over theperiod 1979-2016

目前，已有大量研究針對全球熱帶氣旋活動(如：頻數(shù)、路徑、強(qiáng)度)長期變化特征。在北大西洋，過去幾十年強(qiáng)臺風(fēng)的個數(shù)和破壞力呈增加趨勢[2]，但增加的原因仍然存在爭議。部分研究認(rèn)為，全球變暖導(dǎo)致了臺風(fēng)強(qiáng)度的增強(qiáng)[3]；而另一些研究則認(rèn)為臺風(fēng)強(qiáng)度的變化歸因于自然變率[4]。與北大西洋相比，近年來西北太平洋臺風(fēng)或熱帶氣旋強(qiáng)度的變化趨勢并不明顯[5]。西北太平洋臺風(fēng)個數(shù)、路徑和強(qiáng)度呈現(xiàn)出多年代際變化，并且熱帶氣旋活動的活躍與不活躍位相主要?dú)w因于大尺度大氣和海洋環(huán)境場的年代際變化[6-9]。

此外，以前的研究多關(guān)注盛季臺風(fēng)活動的變化特征，而對秋季臺風(fēng)活動研究相對較少。本文側(cè)重于晚秋臺風(fēng)活動特征，依次探討西北太平洋晚季臺風(fēng)活動的年代際變化及其可能原因。

1 資料和方法

1.1 資料

本研究利用JTWC整編的1979—2016年西北太平洋熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)，選取每6 h的臺風(fēng)位置(經(jīng)緯度)、強(qiáng)度(1 min平均的最大風(fēng)速)和最低氣壓等信息。文中的臺風(fēng)是指生命史中最大強(qiáng)度達(dá)到32 m·s-1及以上的熱帶氣旋，并將生命史中強(qiáng)度第一次達(dá)到17.2 m·s-1以上的位置作為臺風(fēng)的生成位置。將每隔6 h的臺風(fēng)位置插值到2.5°×2.5°格點(diǎn)上，即計(jì)算臺風(fēng)經(jīng)緯度進(jìn)入以格點(diǎn)為中心正方形范圍內(nèi)的總次數(shù)，定義為臺風(fēng)路徑頻數(shù)。

描述大尺度環(huán)境條件的動力和熱力變量主要包括：歐洲中心中期天氣預(yù)報(bào)(ECMWF)的再分析資料(ERA-Interim)月平均海平面氣壓、緯向和經(jīng)向風(fēng)場、垂直速度、氣溫和比濕，水平分辨率為1.5°×1.5°；美國國家海洋和大氣管理局(NOAA)提供的第四版本重建的月平均海溫資料，水平分辨率為2°×2°；全球降水氣候計(jì)劃(GPCP)的衛(wèi)星月平均降水產(chǎn)品，水平分辨率為2.5°×2.5°。為了分析臺風(fēng)生成頻數(shù)與大尺度環(huán)境場空間變化的關(guān)系，本文使用雙線性插值方法將所有資料統(tǒng)一插值成分辨率為2.5°×2.5°的數(shù)據(jù)。

大尺度環(huán)境場對臺風(fēng)生成有著重要的影響。以往研究采用經(jīng)驗(yàn)分析來表征大尺度環(huán)境因子與臺風(fēng)生成的關(guān)系。如：每年的生成參數(shù)，調(diào)整的對流生成潛在指數(shù)和生成潛在指數(shù)[10-12]。GPI指數(shù)涵蓋了影響臺風(fēng)生成的主要環(huán)境因子，如低層渦度、垂直切變、中層濕度、海洋溫度和條件不穩(wěn)定大氣。該指數(shù)可以代表臺風(fēng)生成的氣候分布和季節(jié)分布，而且可以反映單個大尺度環(huán)境因子在不同區(qū)域和時間尺度對臺風(fēng)生成的相對貢獻(xiàn)。因此，GPI已經(jīng)被廣泛用來研究臺風(fēng)生成的變化以及氣候變化對臺風(fēng)生成的影響[13-16]。

1.2 方法

本文采用Emanuel, et al[17]定義的GPI：

(1)

(2)

為了定量估計(jì)GPI中各個大尺度環(huán)境因子的相對貢獻(xiàn)，可將等式兩端取自然對數(shù)后進(jìn)行微分計(jì)算[19]。GPI的變化可拆分如下4項(xiàng)：

δGPI=α1×δTerm1+α2×δTerm2+α3×
δTerm3+α4×δTerm4。

(3)

其中δ表示變量在兩個時間段的差異，而：

(3)

其中α1，α2，α3，α4分別表示變量的氣候平均值。比較四項(xiàng)的相對大小可以反映各個因子的相對貢獻(xiàn)。

臺風(fēng)累計(jì)氣旋能量(ACE)是綜合考慮了臺風(fēng)個數(shù)、強(qiáng)度和持續(xù)時間變化的指數(shù)，即：

(5)

其中Vmax為每個臺風(fēng)記錄對應(yīng)的強(qiáng)度。需要說明的是，分月計(jì)算時臺風(fēng)個數(shù)、生命史和ACE值計(jì)入臺風(fēng)生成的月份。

此外，為了客觀地檢測晚秋臺風(fēng)活動何時發(fā)生突變，采用貝葉斯突變檢驗(yàn)，該方法的主要特點(diǎn)為：(1)用泊松過程模擬臺風(fēng)每年或每季的個數(shù)，其中泊松強(qiáng)度由其共軛γ分布表示；(2)問題轉(zhuǎn)化為已知似然方程和給定先驗(yàn)概率，求解時間序列發(fā)生突變的后驗(yàn)概率。貝葉斯方法優(yōu)于確定估計(jì)法，這是因?yàn)樗抗烙?jì)出統(tǒng)計(jì)推理過程中存在的固有不確定性，具體方法參見參考文獻(xiàn)[20]。

2 晚季臺風(fēng)活動的年代際變化

圖 2a 顯示了西北太平洋 1979—2016 年 10—12 月臺風(fēng)個數(shù)的時間序列?？梢?，在過去的 38 a 里，晚季臺風(fēng)個數(shù)具有年代際變化特征，即臺風(fēng)頻數(shù)在1990s前后發(fā)生了明顯改變。具體表現(xiàn)為在1980s每年為3～9 個，而從1990s末以后每年基本在 6 個以下，一些年份甚至沒有。為了客觀地檢驗(yàn)臺風(fēng)頻數(shù)突變情況，本文采用貝葉斯突變分析方法來估計(jì)每個觀測事件的后驗(yàn)概率，后驗(yàn)概率分布中的峰值表示該點(diǎn)為轉(zhuǎn)折點(diǎn)的概率最大，以此得到潛在的突變點(diǎn)。后驗(yàn)概率分析結(jié)果表明在1998年臺風(fēng)個數(shù)發(fā)生了明顯的突變(圖2b)。因此，本文將分為兩個時段(1979—1997 年)和(1998—2016 年)來研究晚季臺風(fēng)活動的減少原因。為簡便起見，將1979—1997年和1998—2016年分別稱為E1時段和E2時段。

圖2 (a) 1979—2016年10—12月臺風(fēng)個數(shù)的時間序列(虛線代表臺風(fēng)個數(shù)分別在1979—1997年和1998—2016年的平均值)和(b) 臺風(fēng)個數(shù)發(fā)生突變的后驗(yàn)概率分布Fig.2 (a)Time series of late-season (OND) typhoon number during 1979-2016， two dashed lines show the mean number of the period 1979-1997 and 1998-2016; (b) the posterior probability of typhoon frequency mutation

綜上，晚季臺風(fēng)個數(shù)在E1時段平均每年為 5.74個，而在E2時段減少為3.74 個，兩個時段臺風(fēng)頻數(shù)差異在統(tǒng)計(jì)上是顯著的(表1)。為了檢查晚季臺風(fēng)個數(shù)的減少是否發(fā)生在10—12月中的某一特定月份，本文進(jìn)一步統(tǒng)計(jì)了單個月份的臺風(fēng)個數(shù)。表1表明在晚季的兩個月(10、12月)臺風(fēng)個數(shù)在E2時段比E1時段均顯著減少。臺風(fēng)生成個數(shù)在兩個時段有顯著差異，同樣臺風(fēng)生命史的變化也存在一定的差異。在E1時段晚季臺風(fēng)生命史平均約為 6.24 d，而在E2時段生命史平均約為 4.87 d。晚季臺風(fēng)ACE在E1階段相對較強(qiáng)，但兩個時段的差異并不顯著。晚季臺風(fēng)生命史和ACE減小最多的月份是12月(表1)。

表1 晚季臺風(fēng)個數(shù)、生命史和ACE在E1、E2以及E2-E1時段的季節(jié)和月平均值Table 1 The seasonal mean and monthly mean of late-seasontyphoon number and lifespan averaged over E1 (1979—1997)， E2 (1998—2016) and their difference E2-E1

以上重點(diǎn)關(guān)注臺風(fēng)頻數(shù)的變化，下面將針對其他強(qiáng)度等級的熱帶氣旋頻數(shù)進(jìn)行分析。根據(jù)強(qiáng)度的不同，將熱帶氣旋分為熱帶風(fēng)暴(TS，17～24 m·s-1)、強(qiáng)熱帶風(fēng)暴(STS，24～32 m·s-1)、1～3級臺風(fēng)(Cat1-3，32～56 m·s-1)和4～5級臺風(fēng)(Cat4-5，56 m·s-1及以上)。如表2所示，晚秋熱帶氣旋的總個數(shù)平均每年約為7.2個，大約66%的熱帶氣旋可以發(fā)展成臺風(fēng)，而較小比例(34%)的熱帶氣旋強(qiáng)度為TS/STS。較弱的熱帶氣旋個數(shù)在年代際尺度上并沒有表現(xiàn)出明顯的變化(統(tǒng)計(jì)不顯著)，而Cat1-3的熱帶氣旋個數(shù)從E1時段到E2時段顯著減少。這意味著后一階段熱帶氣旋頻數(shù)減少主要反映在臺風(fēng)以上等級(表2)。

表2 晚季不同強(qiáng)度等級的熱帶氣旋在1979—2016年、E1、E2以及E2-E1時段的季節(jié)平均值Table 2 The seasonal mean number of tropical cyclones withdifferent intensity averaged over 1979-2016， E1 (1979-1997)， E2 (1998-2016) and their difference E2-E1

臺風(fēng)頻數(shù)異常同樣可以反映在活動頻數(shù)方面。為此，圖3對比分析兩個時段臺風(fēng)生成頻數(shù)和路徑頻數(shù)的空間分布情況。相對于E1時段，在E2時段臺風(fēng)路徑頻數(shù)(路徑)在西北太平洋大部分地區(qū)也表現(xiàn)為減少，而在臺灣附近臺風(fēng)路徑頻數(shù)有小幅度的增加(圖3f)。臺風(fēng)生成的減少可能是E2時段臺風(fēng)路徑頻數(shù)減少的主要原因之一。在西北太平洋季風(fēng)區(qū)，低層主要呈現(xiàn)為氣旋性環(huán)流季風(fēng)槽，主要決定該地區(qū)熱帶氣旋的生成。伴隨著季風(fēng)槽在晚季向南撤退，臺風(fēng)主要的生成區(qū)域也隨之向赤道移動。季風(fēng)環(huán)流的年代際變化使得臺風(fēng)個數(shù)和生成位置也發(fā)生了明顯的變化。在130°E和160°E之間低層的氣旋性環(huán)流在E1時段比E2時段強(qiáng)(圖3a和3b)。弱的氣旋性環(huán)流(或反氣旋性異常)會使得西北太平洋17.5°N以南和南海地區(qū)在E2時段的臺風(fēng)生成減少(圖3c)，而在副熱帶的一些地區(qū)也會發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)生成有較小的增加(圖3c)。值得指出的是，從路徑頻數(shù)最大中心位置來看，E1階段位于10°N，而E2階段位于15°N。LI， et al[21]發(fā)現(xiàn)較低緯度有利于熱帶氣旋的快速發(fā)展，即有更多發(fā)展成臺風(fēng)的可能性。這在一定程度上解釋E1階段具有更多的臺風(fēng)。

圖3 10—12月的臺風(fēng)生成頻數(shù)(等值線)和850 hPa風(fēng)場(矢量),臺風(fēng)路徑頻數(shù)(等值線)和300～850 hPa加權(quán)平均的引導(dǎo)氣流(矢量)(方框表示臺風(fēng)生成減少的區(qū)域，陰影表示臺風(fēng)生成或路徑頻數(shù)在兩個時段差異通過α=0.05顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域)：(a、d) 1979—1997年；(b、e) 1998—2016年；(c、f) 1998—2016年與1979—1997年的差值Fig.3 The typhoon genesis frequency during OND (contour) and 850 hPa wind fields (vectors) for (a,d)1979-1997，(b,e)1998-2016，(c,f)1998-2016 minus 1979-1997. (The red rectangle indicates the region with decreased typhoon frequency；shading denotes that the difference of typhoon generation or activity frequency between two periods has passed the 95% significance test)

3 晚季臺風(fēng)生成減少的原因

臺風(fēng)的生成受大尺度大氣和海洋條件的影響[22]。圖4比較兩個時段晚季臺風(fēng)生成有關(guān)的大尺度環(huán)境場要素分布特征。相較于E1時段，E2時段的海表面溫度在西北太平洋大部分地區(qū)增暖，而在東太平洋地區(qū)變冷，即類似于La Nia分布特征(圖4a)。前人研究已經(jīng)指出海表面溫度的分布在1990s中晚期發(fā)生了變化[23]。與La Nia類似的海表面溫度暖(冷)異常會導(dǎo)致在熱帶西(東)太平洋低層出現(xiàn)異常的輻合(輻散)和低壓(高壓)，這意味著沃克環(huán)流將加強(qiáng)(圖4b、c)。沃克環(huán)流加強(qiáng)伴隨著赤道西太平洋低層異常的東風(fēng)，進(jìn)而加強(qiáng)其上空的反氣旋性渦度(圖4d)。熱帶中東太平洋異常的下沉運(yùn)動(圖4e)會使得大氣中的空氣變干(圖4f)和對流冷卻(圖4g)，這些條件都不利于西北太平洋東南部(0°～17.5°N，135°～180°E)熱帶擾動的發(fā)展，從而影響了該地區(qū)臺風(fēng)生成在E2時段的減少(圖3c)。此外，圖4h也說明加強(qiáng)的垂直風(fēng)切變會對E2時段晚季臺風(fēng)生成個數(shù)的減少產(chǎn)生影響。圖4的結(jié)果表明動力和熱力因子變化會對E2時段晚季臺風(fēng)生成個數(shù)的減少產(chǎn)生重要的作用。

圖4 10—12月大尺度環(huán)境場在兩個時段的空間分布差異( 1998—2016 年與 1979—1997 年的差值)：(a) SST (單位：℃)；(b) 850 hPa速度勢 (單位：106 m2·s-1 )；(c) 海平面氣壓 (單位：Pa)；(d) 850 hPa 渦度 (單位：10-5 s-1) 和風(fēng)場 (單位：m·s-1 )；(e) 400 hPa垂直速度 (單位：Pa·s-1 )，(f) 400～700 hPa平均的比濕 (單位：10-3 kg·kg-1 )；(g) 降水 (單位：mm·d-1 )；(h) 垂直切變 (單位：m·s-1 )Fig.4 Difference of large-scale environmental factors between E1 and E2 for (a) SST (unit: ℃); (b) 850 hPa velocity potential (unit: 106 m2·s-1);(c)sea level pressure (unit: hPa); (d) 850 hPa vorticity (unit: 10-5 s-1) and wind fields (unit: m·s-1);(e) 400 hPa pressure vertical velocity (unit: Pa·s-1); (f) 400-700 hPa averaged specific humidity (unit: 10-3 kg·kg-1); (g) precipitaion (unit: mm·d-1); (h) vertical wind shear (unit: m·s-1)

為了進(jìn)一步分析影響臺風(fēng)生成的關(guān)鍵因子，本文對表征臺風(fēng)生成變化的 GPI進(jìn)行分析。圖5顯示了晚季 GPI 以及僅變化單個因子得到的 GPI 在兩個時段變化的空間分布。為了考查每個因子對GPI變化的影響，計(jì)算了單個因子(渦度、垂直切變、相對濕度和最大潛在強(qiáng)度)在E1和E2時段發(fā)生變化而導(dǎo)致的GPI變化貢獻(xiàn)(圖5c—f)。通過對GPI公式取對數(shù)，公式右端由四個影響因子變化而產(chǎn)生的GPI變化總和(圖5b)與總的GPI變化近似相同(圖5a)，這說明該方法可以計(jì)算單個因子對GPI/臺風(fēng)生成變化的貢獻(xiàn)。GPI和臺風(fēng)生成減小的區(qū)域均出現(xiàn)在西北太平洋的東南部(0°～17.5°N，135°～180°E)，盡管兩者的最大值中心不是完全重合(圖5a、圖3c)，但總體來講，GPI可以表征臺風(fēng)生成在兩個時段的變化。

圖5 10—12月GPI在兩個時段的空間分布差異(單個因子貢獻(xiàn)是指該因子在兩個時段發(fā)生變化，其他因子不變，造成的GPI差異；方框表示臺風(fēng)生成減少的區(qū)域同圖3，陰影表示GPI或單個因子在兩個時段差異通過α=0.05顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域)：(a) 總GPI；(b) 4個因子總貢獻(xiàn)；(c) 垂直切變貢獻(xiàn)；(d) 渦度貢獻(xiàn)；(e) 相對濕度貢獻(xiàn)；(f) MPI貢獻(xiàn)Fig.5 Difference of (a) GPI，(b) the total contribution of four factors，(c) the contribution of vertical wind shear，(d) the contribution of vorticity，(e) the contribution of relative humidity， (f) the contribution of MPI (The contribution of a single factor means the GPI difference caused by itwhen other factors are fixed； the red rectangle indicates the region with decreased typhoon frequency as in fig.3; shading denotesthat the difference of GPI or single factor between two periods has passed the 95% significance test)

與圖4的結(jié)果一致，在E2時段反氣旋性渦度(圖5c)和加強(qiáng)的垂直切變(圖5d)不利于臺風(fēng)在西北太平洋東南部生成。這表明動力因子(渦度和垂直切變)對E2時段臺風(fēng)的不活躍位相起了重要作用，這與LIU， et al[9]結(jié)果相一致。進(jìn)一步計(jì)算發(fā)現(xiàn)，在臺風(fēng)生成減少的區(qū)域加強(qiáng)的垂直切變對減小的GPI值貢獻(xiàn)最大，其次是負(fù)的渦度(表3)。相對濕度對西北太平洋東南部區(qū)域平均的臺風(fēng)減少貢獻(xiàn)很小(表3)。由于海表面溫度在西北太平洋地區(qū)增暖，最大潛在強(qiáng)度有利于臺風(fēng)生成，因而對GPI值的減小起到負(fù)作用(表3)?？傊?，最大潛在強(qiáng)度對臺風(fēng)生成的減少貢獻(xiàn)最小，最大潛在強(qiáng)度與臺風(fēng)生成呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，即西北太平洋地區(qū)熱力因子不是控制強(qiáng)熱帶氣旋氣候變化的主要因子。

表3 區(qū)域(5°～17.5°N，135°～180°E)平均的總GPI以及由單個因子Table 3 Regional averaged (5°-17.5°N，135°-180°E) difference of total GPI and four terms’ contribution (absolute vorticity， vertical wind shear，relative humidity and MPI) from E1 to E2

以上分析表明，GPI在兩個時段的空間變化與西北太平洋東南部臺風(fēng)生成的減少基本一致，而與南海地區(qū)臺風(fēng)生成的減少存在反相關(guān)關(guān)系(圖3c和圖5a)。這說明在南海地區(qū)晚季臺風(fēng)個數(shù)的減少并不是由近幾十年大尺度環(huán)境場變化直接導(dǎo)致的。除了大尺度環(huán)境條件之外，天氣尺度擾動的活動對臺風(fēng)的生成和發(fā)展也會有重要的影響。在E2時段晚季3～10 d的天氣尺度擾動在南海地區(qū)減少，這可能是影響南海臺風(fēng)生成變化的一個原因。另一可能的原因是北半球冬季冷涌的活動。以前的研究認(rèn)為來自東北的冷涌會導(dǎo)致南海地區(qū)對流擾動的加強(qiáng)[24]。在E2時段與冷涌活動有關(guān)的東北氣流減弱，降低了南海地區(qū)氣旋生成和發(fā)展的可能性。因此，南海地區(qū)熱帶氣旋變化機(jī)制需要進(jìn)一步研究。

4 結(jié)論

在西北太平洋地區(qū)，晚季(10—12月)大約有7.2個熱帶氣旋生成，其中 66% 的熱帶氣旋可以發(fā)展成臺風(fēng)?；谪惾~斯突變分析，本文發(fā)現(xiàn)晚季臺風(fēng)個數(shù)在1998年發(fā)生了突變，且臺風(fēng)個數(shù)在E2時段(1998—2016年)比E1時段(1979—1997年)顯著減少，而臺風(fēng)的生命史和ACE在兩個時段也呈現(xiàn)減少趨勢，但并不顯著。對于弱的熱帶氣旋(強(qiáng)度小于臺風(fēng))，其個數(shù)在兩個時段并沒有發(fā)生顯著變化。

臺風(fēng)生成在兩個時段變化的空間分布表明，臺風(fēng)個數(shù)在西北太平洋大部分地區(qū)明顯減少，僅在副熱帶地區(qū)(15°～30°N)有小幅度的增加。臺風(fēng)生成減少最多的區(qū)域發(fā)生在西北太平洋的東南部(0°～17.5°N，135°～180°E)，同時GPI在該區(qū)域也明顯減少，這說明晚季臺風(fēng)生成個數(shù)在兩個時段的變化確實(shí)受到大尺度環(huán)境條件的控制。通過對導(dǎo)致GPI變化4個因子的貢獻(xiàn)比較表明，動力因子(垂直切變和渦度)對西北太平洋臺風(fēng)生成個數(shù)在1998—2016年的減少起到了關(guān)鍵作用。

致謝：NASA、ECMWF提供了AURA/MLS、CALIPSO/CALIOP、Interim資料的在線下載服務(wù)。