柳龍生，張新忠，許映龍

（1. 國家氣象中心，北京 100081；2. 北京弘象科技有限公司，北京 100195）

引 言

北印度洋主要包括阿拉伯海和孟加拉灣兩個海域，這兩個海域每年生成的熱帶氣旋（tropical cy?clone，TC）數(shù)量占全球熱帶氣旋總數(shù)約13%［1］。研究表明，阿拉伯海和孟加拉灣的熱帶氣旋生成數(shù)在5月和10—11月呈現(xiàn)高峰期［2-8］，而全球其他海域熱帶氣旋的生成主要發(fā)生在盛夏季節(jié)，這是因為北印度洋夏季季風槽距離內陸較遠，盛行的西南風和高層東風產生了強烈的垂直切變，抑制了熱帶氣旋的形成［9］。春季季風槽向北推進或秋季季風槽向南撤退時，由水平風速切變引起的正壓不穩(wěn)定可觸發(fā)熱帶氣旋的形成，熱帶氣旋發(fā)展的能量來自基本緯向流［10-11］。另外，北印度洋熱帶氣旋的活動與熱帶大氣季節(jié)內振蕩（madden-julian oscillation，MJO）活動位相密切相關［12］。阿拉伯海和孟加拉灣的熱帶氣旋類似，其生成數(shù)的月際變化均呈現(xiàn)雙峰型，兩個高峰期都發(fā)生在南亞季風轉換期間，并且受MJO 和大氣季節(jié)內振蕩（intraseasonal oscillation，ISO）的調制作用［12-14］。不僅如此，ENSO 通過強迫對流、低層氣旋渦度和熱帶氣旋的熱潛勢影響北印度洋熱帶氣旋活動［15-17］。

事實上，熱帶氣旋的生成與大尺度環(huán)境因子密切相關，GRAY［18］最早在1975 年提出熱帶氣旋潛在生成指數(shù)（genesis potential index，GPI），主要包括6個大尺度環(huán)境因子：低層相對渦度、科氏力參數(shù)、對流層高低層垂直風速切變、對流層中層相對濕度、海平面與500 hPa 相當位溫差及海洋熱能。之后EMANUEL 等［19］將熱帶氣旋最大潛在強度指數(shù)作為一個大尺度環(huán)境因子加入到GPI 的構建中，進一步發(fā)展了熱帶氣旋潛在生成指數(shù)，其主要基于4 個要素：對流層低層絕對渦度、垂直風速切變、熱帶氣旋最大潛在強度、對流層中層相對濕度。WANG 等［20］在此基礎上發(fā)展了一個動力熱帶氣旋潛在生成指數(shù)，增加了影響熱帶氣旋生成的大尺度環(huán)境因子的經(jīng)驗指數(shù)。近年來很多研究證明GPI 的月際轉換與包括北印度洋上空雙峰熱帶氣旋在內的主要海洋的熱帶氣旋發(fā)生有很好的一致性［3，7，14］。本文通過GPI 研究影響北印度洋熱帶氣旋生成的不同環(huán)境因子的月際變化特征，以期為將來熱帶氣旋的生成和預報提供一定參考。

1 資料和方法

統(tǒng)計采用美國聯(lián)合臺風警報中心（Joint Ty?phoon Warning Centre，JTWC）發(fā)布的1979—2018 年北印度洋熱帶氣旋數(shù)據(jù)；環(huán)流形勢場采用歐洲中心ERA-interim 提供的分辨率為1°×1°的1979—2018年逐日再分析資料，具體包括海表面溫度（sea sur?face temperature，SST）、200 hPa 和850 hPa 風場以及600 hPa相對濕度等。

北印度洋熱帶氣旋潛在生成指數(shù)（GPI）計算公式［19］如下：

式中：η（s-1）為850 hPa絕對渦度；χ（%）為600 hPa相對濕度；Vpot（m·s-1）為熱帶氣旋最大潛在強度；ΔV（m·s-1）為200 hPa與850 hPa垂直風速切變，V200、V850（m·s-1）分別為200、850 hPa 風速；Ts（K）為海溫；To（K）為對流層上層出流溫度；Ck表示焓交換系數(shù)；CD表示海表面拖曳系數(shù)；CAPE*（J·kg-1）為海表面空氣對流有效位能；CAPEb（J·kg-1）表示邊界層空氣對流有效位能。

2 北印度洋熱帶氣旋統(tǒng)計

1979—2018 年北印度洋共有206 個熱帶氣旋（包括低壓）生成，年平均約為5.1個，其中熱帶氣旋生成頻數(shù)年際變化較大（圖略），最多有12 個（1992年），而最少只有2 個（1989 年、1993 年）。北印度洋熱帶氣旋的強度等級劃分參照《全球熱帶氣旋等級標準》［21］，其中低壓（≤33 kt）有14 個，氣旋風暴（34~47 kt）85 個，強氣旋風暴（48~63 kt）46 個，特強氣旋風暴（64~89 kt）35 個，極強氣旋風暴（90~119 kt）13個，超級氣旋風暴（≥120 kt）13個。從北印度洋熱帶氣旋累計生成數(shù)月際變化（圖1）來看，1—3 月偏少，4 月開始增多，5 月達到第一個峰值，5 月熱帶氣旋生成總數(shù)占全年總數(shù)的14.5%，進入夏季又開始減少，9 月恢復增長，10 月明顯增加，11 月達到全年之最，11 月熱帶氣旋生成總數(shù)占比25.7%，10—11 月占比47.6%，這與FAN 等［8］研究結果相似。通過統(tǒng)計還發(fā)現(xiàn)，占比較多的是氣旋風暴、強氣旋風暴和特強氣旋風暴，這3 個等級的熱帶氣旋生成總數(shù)占比80.6%。超級氣旋風暴只出現(xiàn)在4、5、6、10、11 月，這也正好對應北印度洋熱帶氣旋最活躍的兩個時段。

圖1 1979—2018年北印度洋熱帶氣旋累計生成數(shù)月際變化Fig.1 The monthly variation of cumulative generation of tropical cyclones over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

3 北印度洋熱帶氣旋潛在生成指數(shù)

從1979—2018 年月平均GPI 和路徑（圖2）來看，1、2、3 月分別有6、2、1 個熱帶氣旋生成，GPI 主要為5~20，分布于孟加拉灣東南部，與實際熱帶氣旋生成區(qū)域具有較好的一致性；4 月實際熱帶氣旋累計生成數(shù)為4 個，GPI≥5 的范圍在孟加拉灣南部擴大，此時南亞季風爆發(fā)，也是北印度洋熱帶氣旋活動開始的階段；1—4 月，GPI 的分布與實際熱帶氣旋生成的位置有非常好的一致性；5 月熱帶氣旋的累計生成數(shù)達30 個，GPI≥5 的范圍擴大至阿拉伯海東南部和孟加拉灣大部，大值中心位于孟加拉灣東部，這對應孟加拉灣熱帶氣旋生成數(shù)的第一個峰值，與熱帶氣旋的實際生成位置具有一定的契合度；6 月北印度洋熱帶氣旋的累計生成數(shù)減少為23 個，阿拉伯海生成數(shù)明顯增多，然而GPI 數(shù)值在阿拉伯海很小，GPI 對實際熱帶氣旋生成數(shù)沒有很好的指示意義；7 月和8 月熱帶氣旋的累計生成數(shù)減少，分別為3 個和1 個，GPI≥5 的范圍也明顯減小，主要位于孟加拉灣北部；9 月孟加拉灣GPI 數(shù)值開始明顯增大，自南向北從5 增加至25，此時北印度洋熱帶氣旋開始進入活躍期，累計生成數(shù)上升至12 個；10 月北印度洋GPI 數(shù)值繼續(xù)增大，尤其在孟加拉灣北部，增加至30 以上，對應北印度洋熱帶氣旋活動的第二個峰值，阿拉伯海也開始有熱帶氣旋活動，此時北印度洋熱帶氣旋的累計生成數(shù)達45 個；11 月GPI 主要位于北印度洋南部，數(shù)值相比10 月有所減小，然而實際熱帶氣旋平均生成數(shù)達到全年之最（53 個），GPI 對北印度洋熱帶氣旋的生成趨勢有較好的反映，尤其在孟加拉灣；12 月北印度洋熱帶氣旋的累計生成數(shù)減少至25 個，北印度洋GPI≥5 的范圍主要位于孟加拉灣南部，熱帶氣旋的活動依舊活躍。總體上，GPI 能夠反映北印度洋熱帶氣旋生成數(shù)的月際變化，對北印度洋熱帶氣旋生成的區(qū)域具有較好指示意義，在孟加拉灣的表現(xiàn)優(yōu)于阿拉伯海。

圖2 1979—2018年北印度洋熱帶氣旋月平均GPI（彩色填色區(qū)）和路徑（紅色實線）Fig.2 The monthly mean GPI（color shaded areas）and tracks（red solid lines）of tropical cyclones over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4 北印度洋環(huán)境因子月際變化

通過上述統(tǒng)計分析發(fā)現(xiàn)，GPI 能較好地反映北印度洋熱帶氣旋的活動特征，而海表面溫度（SST）又是影響熱帶氣旋生成和發(fā)展的關鍵因素，因此分別從GPI 包含的4 個要素（對流層低層絕對渦度、垂直風速切變、對流層中層相對濕度、熱帶氣旋最大潛在強度）以及SST 來研究影響北印度洋熱帶氣旋生成環(huán)境因子的月際變化特征。

4.1 SST

SST 是影響熱帶氣旋生成的重要因素，其控制著海洋向熱帶氣旋輸入的熱通量，一般認為熱帶氣旋生成時SST>26.5 ℃［1，19］，DARE 等［22］統(tǒng)計1981—2008 年全球熱帶氣旋生成時發(fā)現(xiàn)98%的熱帶氣旋生成于SST>25.5 ℃的海面上。圖3 為1979—2018年北印度洋月平均SST 和10 m 流場。可以看出，1 月和2 月北印度洋大部分海域SST<28 ℃，在北部海域最低至23 ℃，且近海面盛行東北風，此時不利于熱帶氣旋的生成；從3月開始，在阿拉伯海和孟加拉灣北部為明顯的反氣旋式環(huán)流控制，于是沿著阿拉伯半島和印度半島的東海岸盛行強西南風，而印度半島的西海岸盛行強西北風，與1 月和2 月相比SST隨緯度自南向北有所增高；4月阿拉伯海和孟加拉灣北部的反氣旋維持，此時阿拉伯海和孟加拉灣南部出現(xiàn)SST>30 ℃的暖水區(qū)，北印度洋熱帶氣旋也開始活躍；5 月越赤道氣流明顯加強，在阿拉伯海和孟加拉灣盛行西南風，此時在阿拉伯海南部和孟加拉灣中部出現(xiàn)大面積SST>31 ℃的暖水區(qū)，這是北印度洋熱帶氣旋在5 月生成數(shù)達到高峰期的重要條件；6 月海表面風速增大，促進冷海水上翻，阿拉伯海和孟加拉灣的暖水區(qū)消失，在非洲東部沿岸海域出現(xiàn)SST<26 ℃的冷水域；7 月平均SST 降低，自非洲東部到阿拉伯半島東部有一個SST<23 ℃的冷水區(qū)，近海面風速相比6月有所增大；8月阿拉伯海西側冷水域范圍進一步擴大，孟加拉灣的平均SST 也明顯降低，這對于熱帶氣旋的生成十分不利；9 月北印度洋的平均SST 有所升高，在阿拉伯海南部和孟加拉灣西北部出現(xiàn)SST≥29 ℃的暖水域，此時北印度洋近海面盛行西南風和偏西風；10 月北印度洋海水明顯增暖，平均SST>27 ℃，同時近海面風速明顯減小，在阿拉伯海北部開始出現(xiàn)反氣旋式環(huán)流，孟加拉灣北部出現(xiàn)SST>29 ℃的暖區(qū)，這對于熱帶氣旋的生成十分有利；11 月北印度洋SST 條件較好，平均SST 為28~29 ℃，阿拉伯海大部盛行離岸的東北風，孟加拉灣南部出現(xiàn)氣旋式渦旋，此時擾動比較活躍，11 月是北印度洋熱帶氣旋生成平均數(shù)最多的月份；12 月在阿拉伯海和孟加拉灣的北部出現(xiàn)SST<25 ℃的冷水域，此時北印度洋近海面盛行東北風，SST>28 ℃的水域主要位于阿拉伯海和孟加拉灣東南部。由此可見，4—5 月北印度洋海水明顯增暖，這也對應北印度洋熱帶氣旋活動的第一個峰值，之后SST 開始降低，10—11 月SST 又開始升高但平均值低于4—5 月，這對應北印度洋熱帶氣旋活動的第二個峰值，SST 的月際變化與北印度洋熱帶氣旋生成數(shù)的月際變化非常相似。

圖3 1979—2018年北印度洋月平均SST（彩色填色區(qū)，單位：℃）和10 m流場Fig.3 The monthly mean SST（color shaded areas，Unit：℃）and 10 m streamlines over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4.2 850 hPa渦度和風場

從1979—2018 年北印度洋月平均850 hPa 渦度和風場（圖4）看出，1 月北印度洋北部以負渦度為主，受東非和印度半島反氣旋環(huán)流影響，北印度洋盛行東北風或偏東風；2 月北印度洋依舊盛行東北風和偏東風，北部主要為負渦度區(qū)，南部為正渦度區(qū)；3 月平均850 hPa 渦度和風場與2 月相比變化不大；4 月北印度洋北側反氣旋式環(huán)流減弱，受南亞季風影響，北印度洋南部偏東風異常減弱并出現(xiàn)明顯的正渦度中心，此時開始進入北印度洋熱帶氣旋的活躍期；5 月，在索馬里急流影響下，北印度洋開始盛行西南風和偏南風，并伴有明顯的正渦度區(qū)，說明低層擾動在垂直方向發(fā)展到一定高度，中低層出現(xiàn)明顯的氣旋性輻合，此時北印度洋熱帶氣旋進入年度生成數(shù)的第一個峰值；6 月風速明顯增大，北印度洋北部海域出現(xiàn)明顯正渦度區(qū)，南部為負渦度區(qū)；7—9月和6月類似，在北印度洋盛行西南風和偏西風，風速較大，正渦度區(qū)主要位于北印度洋北部；10 月北印度洋風速減小，并有氣旋性環(huán)流出現(xiàn)，北印度洋大部分海域都為正渦度區(qū)，此時低層氣旋性擾動有明顯發(fā)展，對應熱帶氣旋的生成數(shù)開始增加；11 月北印度洋的大部海域被正渦度占據(jù)，并有明顯的氣旋性環(huán)流，此時低層擾動發(fā)展為氣旋的頻率更高，對應北印度洋熱帶氣旋月平均累計生成數(shù)最多的月份；12 月北印度洋南部轉為偏東風為主，正渦度區(qū)依舊占據(jù)大部海域，數(shù)值相比11月有所減小，熱帶氣旋的生成數(shù)也開始減少。由此可見，4—5 月，隨著越赤道氣流增強，北印度洋赤道附近海域盛行西南風并伴隨氣旋性渦度增長，此時北印度洋氣旋性擾動活躍，6—9 月，北印度洋盛行更為強烈的西南風，然而赤道附近海域幾乎為負渦度占據(jù)，不利于氣旋性擾動的發(fā)展，10—11 月北印度洋赤道附近海域多氣旋性環(huán)流，同樣有利于熱帶氣旋的生成和發(fā)展。

圖4 1979—2018年北印度洋月平均850 hPa渦度（彩色填色區(qū)，單位：10-6 s-1）和風場（箭頭，單位：m·s-1）Fig.4 The monthly mean vorticity（color shaded areas，Unit：10-6 s-1）and wind field（arrows，Unit：m·s-1）at 850 hPa over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4.3 垂直風速切變

研究表明，垂直風速切變較大的狀況下，高層暖濕空氣在環(huán)境風的作用下會逐漸偏離低層環(huán)流中心，從而導致暖心結構被破壞，阻礙熱帶氣旋的發(fā)展［1］。從1979—2018 年北印度洋月平均200 hPa與850 hPa垂直風速切變（ΔV）和200 hPa風場（圖5）來看，1 月北印度洋以10°N 為界，以南200 hPa 盛行東南風，ΔV<10 m·s-1，以北盛行偏西風，ΔV為15~40 m·s-1；2月與1月非常相似，在阿拉伯海南部出現(xiàn)ΔV<5 m·s-1的區(qū)域；3月，在阿拉伯海南部200 hPa東南風風速明顯減小，與之相對應的ΔV<5 m·s-1的范圍明顯增大，北印度洋10°N 以北海域ΔV相對減小，為10~35 m·s-1；4月，在阿拉伯海南部和孟加拉灣南部均出現(xiàn)ΔV<5 m·s-1的區(qū)域，適當?shù)摩有利于初始擾動形成的積云對流產生凝結潛熱始終加熱一個有限范圍的氣柱，從而很快形成暖心結構，中心氣壓不斷降低發(fā)展為成熟的熱帶氣旋；5 月北印度洋ΔV<5 m·s-1的區(qū)域向北推移，位于15°N 附近，北印度洋南側ΔV開始增加，主要為5~15 m·s-1，整個北印度洋的ΔV都明顯減小，北印度洋10°N 以南200 hPa盛行偏東風，帶來的高層出流通風作用對于低層擾動在垂直方向上的發(fā)展十分有利；6—9月，北印度洋200 hPa盛行強的偏東風，ΔV為15~35 m·s-1，這種強垂直風速切變不利于對流層暖心結構的維持。LI等［14］研究指出，夏季盡管水汽輸送條件很好，但垂直風速切變、低層渦度和熱帶氣旋最大潛在強度造成的負作用超過了中層大氣高濕度帶來的有利條件，由此北印度洋熱帶氣旋生成數(shù)快速減少。10 月北印度洋平均垂直風速切變減小，在孟加拉灣北部出現(xiàn)ΔV<5 m·s-1的區(qū)域，此時熱帶氣旋開始活躍；11 月，在阿拉伯海西南部同樣出現(xiàn)ΔV<5 m·s-1的區(qū)域，北印度洋10°N 以南的ΔV為5~15 m·s-1，適當?shù)摩有利于對流在垂直方向上的發(fā)展和暖心結構的維持；12 月北印度洋10°N 以南ΔV為5~10 m·s-1，這對于熱帶氣旋的生成和發(fā)展十分有利。由此可見，4—5 月和10—11 月，北印度洋赤道附近海域200 hPa 與850 hPa 垂直風速切變適宜，主要為5~15 m·s-1，這對熱帶氣旋的生成和發(fā)展更有利。

圖5 1979—2018年北印度洋月平均200 hPa與850 hPa垂直風速切變（彩色填色區(qū)，單位：m·s-1）和200 hPa風場（箭頭，單位：m·s-1）Fig.5 The monthly mean vertical wind velocity shear between 200 hPa and 850 hPa（color shaded areas，Unit：m·s-1）and wind field at 200 hPa（arrows，Unit：m·s-1）over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4.4 600 hPa相對濕度

中層相對濕度在熱帶氣旋生成過程中具有重要作用［23-25］。從1979—2018 年北印度洋月平均600 hPa 相對濕度場（圖6）來看，1—3 月，北印度洋大部海域相對濕度小于50%，中層大氣缺少水汽輸送，不利于對流的發(fā)生和暖心結構的形成；4 月，隨著南亞季風爆發(fā)，北印度洋開始盛行西南風，低層水汽輸送明顯增強，此時北印度洋中層大氣相對濕度開始增大；5 月，隨著越赤道氣流增強，孟加拉灣季風爆發(fā)，在西南季風的水汽輸送作用下，中層大氣增濕效應明顯，孟加拉灣和阿拉伯海東南部海域相對濕度都超過50%，這對于熱帶氣旋暖心結構的形成十分有利。LI等［14］研究表明，4—5月北印度洋熱帶氣旋生成數(shù)突然增多與中層濕度增大關系最密切。7—9 月，北印度洋中層大氣自西向東相對濕度進一步增大，而此時過大的垂直風速切變不利于對流產生的凝結潛熱持續(xù)加熱形成暖心結構；10 月北印度洋中層大氣相對濕度條件依舊較好，尤其在孟加拉灣，此時隨著季風的減弱，大氣的垂直風速切變減小，低層氣旋性擾動開始明顯發(fā)展，熱帶氣旋的生成數(shù)開始增加；這種良好的水汽條件一直持續(xù)到11月，低層氣旋性輻合產生的擾動獲得持續(xù)的水汽輸送，同時在弱垂直風速切變的條件下，高層偏東風為垂直運動的發(fā)展提供了良好的通風出流條件，這是暖心結構得以形成、熱帶氣旋得以發(fā)展的重要因素；12 月北印度洋600 hPa 相對濕度自北向南開始減小。由此可見，從4 月開始隨著南亞季風開始活躍，北印度洋中層大氣相對濕度開始增加，良好的水汽輸送條件促進了北印度洋熱帶氣旋的生成，7—9 月盡管中層大氣濕度條件很好，然而過大的垂直風速切變以及低層負渦度的增長不利于擾動的發(fā)展，10—11 月中層大氣相對濕度條件依舊較好且優(yōu)于4—5月。

圖6 1979—2018年北印度洋月平均600 hPa相對濕度（單位：%）Fig.6 The monthly average relative humidity at 600 hPa over the North Indian Ocean from 1979 to 2018（Unit：%）

4.5 熱帶氣旋最大潛在強度(Vpot)

DUAN 等［7］通過計算得出當熱帶氣旋最大潛在強度Vpot>70 m·s-1時更能促進GPI 增大，這意味生成熱帶氣旋的概率更大。圖7為1979—2018年北印度洋月平均熱帶氣旋最大潛在強度（Vpot）?？梢钥闯?，1—3 月北印度洋熱帶氣旋主要生成在Vpot>70 m·s-1的區(qū)域，且主要集中在0°—10°N 緯度帶；4 月Vpot>70 m·s-1的范圍明顯增大，在阿拉伯海甚至達90 m·s-1，然而4 月阿拉伯海熱帶氣旋實際生成數(shù)極少；與4 月相比，5 月Vpot數(shù)值略有下降，然而孟加拉灣和阿拉伯海熱帶氣旋的實際生成數(shù)都進入全年第一個峰值；6—8 月，Vpot>70 m·s-1的范圍開始明顯收縮，對應熱帶氣旋的生成數(shù)也開始減少；9 月Vpot>70 m·s-1的范圍又開始擴大，熱帶氣旋的生成數(shù)變得活躍；10 月Vpot>70 m·s-1的范圍進一步增大，阿拉伯海和孟加拉灣的熱帶氣旋生成數(shù)也明顯增多；11月幾乎整個北印度洋的Vpot>70 m·s-1，而實際熱帶氣旋的生成數(shù)也為全年之最；12 月Vpot>70 m·s-1的范圍又開始減小，此時北印度洋熱帶氣旋的活躍程度也開始降低。由此可見，北印度洋Vpot的月際變化與實際熱帶氣旋生成數(shù)的變化基本一致。

圖7 1979—2018年北印度洋月平均熱帶氣旋最大潛在強度（Vpot）（單位：m·s-1）Fig.7 The monthly average maximum potential intensity（Vpot）of tropical cyclones over the North Indian Ocean from 1979 to 2018（Unit：m·s-1）

5 不同環(huán)境因子的月際變化特征

通過以上分析發(fā)現(xiàn)，北印度洋熱帶氣旋的活動及環(huán)境因子具有明顯的月際變化，為定量研究不同環(huán)境因子在熱帶氣旋活動中的變化特征，分別計算阿拉伯海（67°E—75°E，10°N—20°N）和孟加拉灣（80°E—95°E，5°N—20°N）區(qū)域平均的熱帶氣旋潛在生成指數(shù)（GPI）、海表面溫度（SST）、850 hPa 相對渦度（RV850）、600 hPa 相對濕度（RH600）、熱帶氣旋最大潛在強度（Vpot）、200 hPa 與850 hPa 垂直風速切變（ΔV）在不同月份的差值（圖8）。結果表明，在阿拉伯海［圖8（a）］，5月熱帶氣旋生成數(shù)達到全年第一個峰值，與1 月相 比，GPI 增 長 了3.3，SST 增長 了2.5 ℃，RV850減小了0.1×10-6s-1，RH600和Vpot分別增加了30.4%和4.8 m·s-1，ΔV減小了2.2 m·s-1，由此可見，在阿拉伯海進入第一個熱帶氣旋的活躍期（5月）時，海水增暖，中層相對濕度和熱帶氣旋最大潛在強度也增加，減弱的垂直風速切變同樣有利于熱帶氣旋的生成；8月與5月相比，GPI減小了1.9，SST減小了2.3 ℃，RV850和RH600分別增加了0.3×10-6s-1和18.9%，Vpot減小了20.2 m·s-1，ΔV增加了15.4 m·s-1，盡管低層氣旋性渦度和中層相對濕度發(fā)生了一定程度的增長，而海水變冷、熱帶氣旋最大潛在強度減小以及垂直風速切變的增大等不利條件阻礙了熱帶氣旋的生成；10 月阿拉伯海熱帶氣旋生成數(shù)開始出現(xiàn)突增，與8月相比，GPI增大了1.3，SST增高了1.1 ℃，RV850和Vpot分別 增加了5.8×10-6s-1和23.5 m·s-1，RH600和ΔV分別減小了20.9%和17.4 m·s-1，海水增暖、低層氣旋性渦度增加、熱帶氣旋最大潛在強度增強以及垂直風速切變減小是熱帶氣旋生成數(shù)增加的有利條件，而中層相對濕度減少對熱帶氣旋生成的影響不大；1 月與10 月相比，GPI減小了2.8，同時SST、RV850、RH600、Vpot都發(fā)生了不同程度的減小，但ΔV增加，這些都不利于熱帶氣旋的生成。由此可見，對于阿拉伯海而言，GPI在5 月和10 月達到峰值時，SST、RV850、Vpot同樣達到峰值，而ΔV正好相反，RH600在5月達到峰值后開始逐漸減小。

圖8 阿拉伯海（a）和孟加拉灣（b）GPI、SST（單位：℃）、RV850（單位：10-6s-1）、RH600（單位：%）、Vpot（單位：m·s-1）和ΔV（單位：m·s-1）在不同月份的差值Fig.8 The difference of GPI，SST（Unit：℃），RV850（Unit：10-6s-1），RH600（Unit：%），Vpot（Unit：m·s-1）and ΔV（Unit：m·s-1）in the Arabian Sea（a）and the Bay of Bengal（b）in different months

在孟加拉灣［圖8（b）］，GPI和Vpot在5 月和10 月分別呈現(xiàn)2 個峰值，這也與熱帶氣旋實際季節(jié)變化特征保持一致。SST只在5月增高，在其他月份都呈現(xiàn)逐漸降低的態(tài)勢。RV850和RH600在5 月和8 月都呈現(xiàn)增加趨勢，而在10 月和1 月逐漸減小。ΔV在1 月、5 月和8 月都呈現(xiàn)增大趨勢，而在10 月明顯減小?？傮w來看，孟加拉灣GPI、Vpot和RH600的季節(jié)變化與阿拉伯?；疽恢?，而SST 在5 月達到峰值后持續(xù)降低，ΔV在5 月并沒有像阿拉伯海那樣減小而是略有增大，RV850在5 月和8 月持續(xù)增大后開始下降。

6 結 論

利用1979—2018 年美國聯(lián)合臺風警報中心發(fā)布的熱帶氣旋數(shù)據(jù)和ERA-Interim 提供的同期再分析資料，分析影響北印度洋熱帶氣旋生成的不同環(huán)境因子月際變化特征，主要得到如下結論：

（1）1979—2018 年北印度洋熱帶氣旋年平均生成數(shù)為5.1 個，季節(jié)分布呈雙峰型，其中5 月占全年總數(shù)的14.5%，10—11月占比為47.6%。

（2）由于4月南亞季風爆發(fā)，索馬里越赤道氣流增強，在其影響下北印度洋低層由偏東風轉為西南風，同時海溫明顯升高，適宜的200 hPa 與850 hPa垂直風速切變（5~10 m·s-1）加上中低層充足的水汽供應使得5月熱帶氣旋的生成數(shù)達到全年第一個峰值；7—9 月，對流層中低層相對濕度條件很好，但200 hPa 與850 hPa 垂直風速切變過大，使得擾動對流很難形成暖心結構，不利于熱帶氣旋的生成。

（3）北印度洋10—11月平均海溫為27~29 ℃，中層大氣相對濕度條件較好，850 hPa 多氣旋性環(huán)流，200 hPa與850 hPa垂直風速切變?yōu)?~15 m·s-1，在這種有利的環(huán)境條件下北印度洋熱帶氣旋生成數(shù)達到全年第二個峰值。

通過對影響熱帶氣旋不同環(huán)境因子季節(jié)變率的定量研究發(fā)現(xiàn)，在阿拉伯海，當GPI在5月和10月達到峰值時，海溫、熱帶氣旋最大潛在強度同樣達到峰值，而200 hPa 與850 hPa 垂直風速切變正好呈現(xiàn)反相變化，中層相對濕度在5 月達到峰值后開始逐漸減?。辉诿霞永瓰?，GPI在5 月和10 月達到峰值時只有海溫和熱帶氣旋最大潛在強度與之發(fā)生同步，200 hPa 與850 hPa 垂直風速切變在5 月略有增大而在10月明顯減小，低層渦度、中層相對濕度在5月均增加，而進入10月后都減小。雖然阿拉伯海和孟加拉灣兩個海域的熱帶氣旋活動頻數(shù)都在5月和10—11 月達到峰值，但環(huán)境因子在相同季節(jié)卻呈現(xiàn)不一樣的特征，這需要在未來開展進一步的工作來探討不同環(huán)境因子對北印度洋熱帶氣旋活動的具體影響。