西太平洋副热带高压的变动对我国赤潮发生的影响分析

何恩业，王丹，黄莉，刘桂梅

（国家海洋环境预报中心，北京 100081）

1 引言

赤潮是一种复杂的生态异常现象，发生的原因比较复杂，是生物、化学和物理等要素综合作用的结果，其发生的机理至今尚无定论，因此在选择赤潮预报因子方面尤为重要。

赤潮监测比较随机，无法形成完整链条，针对赤潮全过程的各种生物、化学要素的时间变化资料则更为缺乏，所以很难利用传统的统计学方法提炼赤潮发生的规律。近年来，海洋环境质量公报显示近岸海域海水污染严重，同时我国的沿海致潮藻类种数繁多，且分布广泛，海上生物、化学条件已经基本具备。这种情况下，水文气象条件往往是诱发赤潮的重要因素。因此转而利用比较完整的气象资料的变化来寻找预报赤潮的发生规律是一种切实可行的方法。王寿松等[1]通过对赤潮发生要素的结构分析认为促使上升流和垂直混合增强的大潮流和风速风向是关联结构系统中最低层次的要素。齐雨藻等[2]认为风海流和潮流的聚集作用是赤潮发生的最终一环。谢健等[3]研究发现赤潮发生期间，气温达到较高的水平，且持续时间较长；气压出现低压现象；此间的天气形势发展比较稳定，同时风速较小，海面较稳定；天气比较潮湿闷热，这些因素均是赤潮发生的气象条件。周遵春等[4]认为赤潮前连续几天阴天，突然转晴并且持续高温、强光照、风速小的天气是影响夜光藻赤潮形成的主要气象因素。黄长江等[5]认为一个稳定发展的天气是赤潮形成和维持的重要因素。综合上述研究，一次稳定的由气旋入海经强度不大的冷空气演变为高压控制的天气转折过程往往是赤潮从酝酿到爆发所需的天气过程[6]。低压系统造成海水涌升、Ekman风生流，由于科氏力的原因，北半球的表层海流在风的作用下，偏向风的右侧。在低压系统前部，中国东海沿岸盛行偏南风，造成海水表层辐散、底层辐合，导致海水涌升。上升流将营养盐和藻种带到海水表层，进而诱发赤潮。因此，根据低压与近海上升流的关系，确立了通过气旋的发生发展及其路径和强度，预报赤潮。但是，我国对赤潮发生的研究主要以单过程为主，很少有赤潮气候特征分析及年度科学预测，这对政府部门下一年的防灾减灾部署造成很多困难，因此加强赤潮年度趋势预测研究也是今后的一个重要方向和内容。

2 材料和方法

2.1 数据来源

赤潮数据来源于与赤潮研究、监测相关的著作、科学论文和其他文献[7-12]。收集到1933—2012年间在中国海区发现的赤潮灾害事件资料，数据信息包含赤潮发生的时间、地点、面积和优势藻种等相关信息。

利用国家气候中心气候系统诊断预测室收集和整理的1951—2012年（共62年）74项月环流特征量指数资料作为赤潮预报因子。

2.2 研究方法

利用SPSS13.0统计分析软件处理分析数据，采用Pearson相关法分析西太平洋副热带高压与赤潮的相关关系。西太副高指数与赤潮发生次数(或面积)的相关系数：

显著性检验：总体相关系数用ρ表示，样本相关系数用r表示。

（2）确定显著性水平α=0.05

如果从相关系数ρ=0的总体中取得某r值的概率P>0.05，我们就接受假设，认为此r值的很可能是从此总体中取得的。因此判断两变量间无显著关系；

如果取得r值的概率P≤0.05或P≤0.01，我们就在α=0.05或α=0.01水准上拒绝检验假设，认为该r值不是来自ρ=0的总体，而是来自ρ≠0的另一个总体，因此就判断两变量间有显著关系。根据相关分析，将赤潮和西太副高的相关程度分为5个等级（见表1）。

表1 |r|的取值与相关程度

3 结果与分析

3.1 我国赤潮时空分布特征

图1 1980—2012年中国近海赤潮发生趋势

我国的赤潮最早记录于1933年，发生在浙江镇海至台州-石浦一带的夜光藻、骨条藻赤潮。20世纪70年代以前记录赤潮5次；70年代10次；80年代迅速增加到121次；90年代202次；到21世纪，我国逐渐建立了比较完备的赤潮监测预警体系，赤潮监测资料随之较为连续，2000年监测到赤潮发生28次，面积累计超过10×103km2；2001年77次，累计面积达13×103km2；2003年高达119次，累计面积达14.7×103km2；2004年 96次，累计面积约 26.630×103km2。此后赤潮年均发生逾70次，年均累计面积逾14×103km2。赤潮灾害的发生次数和面积均呈明显的波动式增长趋势（见图1），其中两大波峰期为80年代末至90年代初和90年代中期至现今。我国赤潮已由偶发性、短暂性，逐渐发展为近年来的频发性和持续性。

由于我国海域南北跨3个气候带，自然地理差异大，我国近海赤潮呈现出鲜明的年内季节变化特征（见表2和表3）和空间分布特征。近海赤潮由南向北依次出现，南海赤潮各月发生频次较为平均，东海赤潮频发期集中在4—9月，渤、黄海海域赤潮频发期集中在5—10月，全海域赤潮在5—6月达到鼎盛期，其间每月累计爆发面积超过5×103km2。赤潮多发区主要集中在入海河口和工农业较发达的沿海地区，大面积赤潮事件主要发生在渤、黄海和东海海域。其中，渤海的赤潮灾害主要发生在辽东湾的中部、西部海域和渤海湾海域；黄海的赤潮灾害主要发生在辽宁省大连市至东港市沿岸、烟台市至威海市沿岸和胶州湾、海州湾海域；东海区的赤潮主要发生在长江口附近海域、浙江沿岸和福建中部至北部沿岸海域；南海的赤潮灾害主要集中在珠江口附近海域[11-12]。

3.2 赤潮与副热带高压周期性振荡的关系

西太平洋副热带高压是向我国大陆输送水汽的重要系统，对我国天气、气候有重要影响[13]。我国降水的水汽来源，虽然主要依靠西南气流从印度洋输送来，而西太平洋副高的位置、强度和活动，不仅对西南气流的水汽输送有关，而且还影响着它南侧的东南季风从太平洋向大陆输送来的水汽。同时，西太平洋副高的北侧是沿副高北上的暖湿空气与中纬度南下的冷空气相交绥的地带，锋面气旋活动频繁，往往形成大范围的阴雨天气，是我国大陆地区的重要降水带。因而我国降水带的南北移动同西太平洋副高的季节活动相一致，通常降雨带位于副高脊线以北约5—8个纬度[13]。因此可以通过西太副高强度和位置变化预测我国近海锋面气旋的发生状况，进而利用锋面气旋的多发区预测赤潮的高发区和发生频次。

利用2001—2005年海洋灾害公报所使用的赤潮官方资料，取每次赤潮发生区域的中心位置（°N；°E）表示本次赤潮发生的地点，经纬度采用四舍五入法取整数，然后统计2001—2005年间各月赤潮发生位置的平均纬度值作为各月赤潮多发区纬度，通过数据分析，中国近海赤潮多发区纬度变化与西太副高脊线位置、副高北缘584线具有很好的拟合性（见图2和表4），赤潮多发区集中在西太副高北缘584线一带海域，而西太副高北侧正是地面锋区最为活跃的地带。6月之前，副高脊线稳定在20°N以南，赤潮多发区也多集中在长江口以南的东海海域；6月份后副高北跳，赤潮多发区也向北移至渤、黄海海域；8—9月副高迅速南撤，赤潮多发区也随之南退。赤潮多发区位置的变化与西太平洋副热带高压年周期性振荡的关系，沟通了利用水文气象条件进行赤潮预报的途径。

表2 2001—2012年中国近海赤潮月均发生次数（次/月）

表3 2001—2012年中国近海赤潮月均发生面积（km2/月）

3.3 西太平洋副热带高压与我国赤潮相关性分析

由表2、表3知，渤、黄海在4—10月发生赤潮的概率较大，在其他月份发生赤潮概率很低，东海在4—9月发生赤潮的概率较大，在其他月份发生的概率大幅降低，因此本研究选择这两个时间段分别分析北海区和东海区赤潮与西太副高的相关性。利用SPSS13.0软件进行统计学分析，结果显示，渤、黄海赤潮发生次数与西太副高脊线、西太副高北界具有正相关关系，通过了显著性水平0.05的检验（见表5）。东海赤潮发生次数与西太副高脊线、西太副高北界具有显著相关性，均通过了显著性水平0.01的检验。南海赤潮发生次数与西太副高无明显相关性。

图2 赤潮与西太平洋副热带高压周期性振荡关系

从2001—2012年的西太副高脊线、副高北界和赤潮月发生次数的曲线比较可知（见图3），西太副高脊线和北界位置与赤潮发生次数曲线拟合非常好。赤潮多发生在西太副高北进过程中，当副高南退时，我国赤潮发生频率迅速减少。在西太副高脊线处于18°—20°N、副高北界处于19°—25°N之间时，浙江和福建沿海锋面气旋活动频繁、降水充沛的时节，此时也是东海赤潮重灾期（见图4）。赤潮这种季节性的爆发规律与我国气候规律相吻合，即我国降水带（或锋面气旋）的南北移动同西太副高的季节活动相一致。每年6月以前，副高脊线位于20°N以南，受其影响华南进入雨季；到6月中、下旬，副高脊线北跳，并稳定在20°—25°N之间，雨带随之北移，长江中下游地区进入雨季，即梅雨；7月上、中旬，副高脊线再次北跳，摆动在25°—30°N，这时黄河下游地区进入雨季。长江中下游地区的梅雨结束，进入盛夏，由于处于高压脊控制，出现伏旱；7月末至8月初，副高脊线跨越30°N，到达一年中最北位置，雨带随之北移，华北北部、东北地区进入雨季；8月底或9月初，高压脊开始南退，雨带随之南移。10月以后，高压脊退至20°N以南，大部分地区雨季结束。这就解释了我国赤潮由南而北的爆发原因，5、6月份是东海赤潮的频发期，7月东海赤潮迅速减少，渤、黄海海区成为赤潮的主要爆发区，这与气旋活动区北移有密切关系。

表4 2001—2005年500 hPa各月西太平洋副热带高压脊线平均位置（单位：°N）

表5 2001—2012年西太平洋副热带高压与我国赤潮发生次数相关性

上述现象仅仅是西太平洋副高活动对我国天气影响的一般规律。实际上，副高的南、北季节性移动经常出现异常（见图5），造成我国一些地区干旱，另外一些地区水涝的反常现象[13]，2001—2012年，副高脊线在2002—2003年、2009年偏南，在2001年、2004年和2011年比较偏北。与此相应，我国各大海区每年发生赤潮的频率和规模也呈现出明显的年际差异（见图6）。东海赤潮在2003年达到波峰，在2001年、2004年和2011年处于波谷期；渤、黄海赤潮波峰期出现在2004年和2011年，波谷期出现在2002年。因此根据每年的副高活动特征，就能预测赤潮多发区和爆发期。这为有效预防赤潮带来的危害具有重要的意义。

3.4 西太平洋副热带高压年际变化对我国赤潮发生状况的影响分析

2003年东海赤潮发现次数达历史最高86次，在赤潮高发期的4、5和6月分别为12次、33次和27次占到了东海赤潮全年的84%，赤潮发现次数最少的年份是2011年为23次，5、6月分别为11次、2次。2003年西太副高脊线笫二次季节性北跳异常偏晚（见图6），维持梅雨的副高脊线位置时间异常偏长，以及副高位置异常偏西是2003年副高活动的异常特征。2003年4—6月西太副高脊线较常年位置偏南，维持在14°—19°N度之间，副高北界维持在19°—24°N之间，4—5月长江流域及华南地区气旋活跃、降水频繁，同时长江中下游及其以南大部出现持续高温天气，这种天气形势容易引起赤潮频发。2011年副高脊线笫2次季节性北跳偏早，维持梅雨的副高脊线位置时间偏短，以及副高位置异常偏北、偏东是2011年副高活动的异常特征。2011年5月之前西太副高脊线异常偏弱、偏东，气旋活动及降水主要集中在华南沿海，致使长江中下游出现近60年来最重冬春连旱，5月副高北跳至北纬20°附近，但是维持时间不长，6月又迅速北跳，副高北界到达28°N附近，且副高位置异常偏东，对我国东南沿海气旋生成以及降水造成不利影响，因此5、6月份东海赤潮爆发次数和规模均降到了近10年来最低水平。6—7月副高北界维持在28°—30°N之间，8月副高北界到达36°，副高偏北位置造成中高纬度气旋活动阶段性活跃、降水异常偏多利于北部海区赤潮频发。

图3 赤潮与西太平洋副热带高压周期性振荡关系

图4 1933—2012年西太副高北界位于不同纬度时发生的赤潮次数

图5 2001—2012西太副高脊线距平（以1971—2000年30年为平均值）和我国3大海区赤潮发生次数

图6 2003和2011年东海赤潮发生次数距平与西太副高脊线、副高北界曲线

4 结论

（1）我国赤潮呈现出发生频率大、爆发规模广和危害加重的发展趋势。赤潮灾害呈明显的波动式增长年际变化趋势，并呈现出赤潮高发期由南向北依次出现的年内变化特征。赤潮重灾区主要集中辽东湾的中部、西部海域和渤海湾海域，黄海北部、烟台市至威海市沿岸和胶州湾、海州湾海域，长江口附近海域、浙江沿岸和福建中部至北部沿岸海域以及珠江口海域；

（2）赤赤潮与锋面气旋的关系确立了通过气旋的发生发展及其路径和强度来预报赤潮的方法。西太平洋副高的北侧是沿副高北上的暖湿空气与中纬度南下的冷空气相交绥的地带，锋面气旋活动频繁，往往形成大范围的阴雨天气，是我国大陆地区的重要降水带。本研究通过西太副高强度和位置变化来预测我国近海锋面气旋的发生状况，进而利用锋面气旋的多发区预测赤潮的高发区和发生频次；

（3）赤潮多发区位置的变化与西太平洋副热带高压年周期性振荡具有较好的相关性，东海赤潮发生次数与西太副高脊线、西太副高北界的相关性>渤、黄海>南海。赤潮多发生在西太副高北进过程中，而当副高南退时，我国赤潮发生频率迅速减少。西太副高的南、北季节性移动经常出现年际异常，与此相应，我国各大海区每年发生赤潮的频率和规模也呈现出明显的年际差异。西太副高偏强、位置异常偏西、偏南年份东海赤潮发生次数会增多，爆发规模会扩大；副高偏弱、位置异常偏北、偏东的年份往往造成中高纬度气旋活动阶段性活跃、降水异常偏多则利于北部海区赤潮频发。因此利用副高每年的变化规律，就能预测赤潮高发区位置以及爆发时段。

综上所述，近年来，我国沿岸海域海水污染严重，致潮藻类种数繁多且分布广泛，海上生物、化学条件已经基本具备，水文气象条件往往是诱发赤潮的重要因素，利用比较完整的气象资料的变化来探讨一种我国近海赤潮长期预报技术对于研究我国近海赤潮的发生规律是一条切实可行的途径，该技术将为有效防控赤潮灾害提供重要的科学参考。

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