西北太平洋晚季台风频数突然减少的成因分析

张宇昕 沈阳 马旭林

(1 南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室，南京 210044；2 江苏省气象台，南京 210019)

引 言

热带气旋是世界上最具有破坏力的气象灾害之一。在西北太平洋地区，热带气旋生命史中最大强度不低于32 m·s-1，达到台风级别。台风多发生于夏秋季节(7—9月)，但发生于晚季(10—12月)的台风活动通常会导致较为严重的气象灾害。例如，2010年的超强台风“鲇鱼”生成于10月中旬，并在菲律宾、中国大陆和台湾地区，造成了巨大损失。生成于2012年11月下旬的超强台风“宝霞”在菲律宾造成至少1 146人死亡和10.4亿美元的经济损失，成为菲律宾历史上造成损失最严重的台风。特别是2013年11月初的台风“海燕”，其强风暴雨给菲律宾中部地区带来了严重的破坏，成为菲律宾有史以来最致命的台风，造成了5 000多人死亡。此外，值得注意的是在西北太平洋发现的最强台风“泰培”(1979)也是在晚季生成。基于美国联合台风警报中心(JTWC)1980—2016年台风最佳路径资料(图1)，在台风活动晚季(10—12月)，每年大约有4.7个台风生成，贡献了西北太平洋平均每年台风总个数(16个)的30%。尽管发生在晚季的台风个数少于盛季(7—9月)，但仍有较高的比例发展为台风，占比大约66%。GE， et al[1]从大尺度环境场要素，探讨了影响秋季强台风高比率的气候学因素。结果表明，季风槽强度和位置，以及海洋混合层的热容量等季节变化是重要因素。然而，目前针对秋台风活动的长期变化特征以及相关的物理机理仍未被足够地认识和理解，这需要进一步研究。

图1 1979—2016年各月平均的热带气旋个数(灰色)和台风个数(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，已有大量研究针对全球热带气旋活动(如：频数、路径、强度)长期变化特征。在北大西洋，过去几十年强台风的个数和破坏力呈增加趋势[2]，但增加的原因仍然存在争议。部分研究认为，全球变暖导致了台风强度的增强[3]；而另一些研究则认为台风强度的变化归因于自然变率[4]。与北大西洋相比，近年来西北太平洋台风或热带气旋强度的变化趋势并不明显[5]。西北太平洋台风个数、路径和强度呈现出多年代际变化，并且热带气旋活动的活跃与不活跃位相主要归因于大尺度大气和海洋环境场的年代际变化[6-9]。

此外，以前的研究多关注盛季台风活动的变化特征，而对秋季台风活动研究相对较少。本文侧重于晚秋台风活动特征，依次探讨西北太平洋晚季台风活动的年代际变化及其可能原因。

1 资料和方法

1.1 资料

本研究利用JTWC整编的1979—2016年西北太平洋热带气旋最佳路径数据，选取每6 h的台风位置(经纬度)、强度(1 min平均的最大风速)和最低气压等信息。文中的台风是指生命史中最大强度达到32 m·s-1及以上的热带气旋，并将生命史中强度第一次达到17.2 m·s-1以上的位置作为台风的生成位置。将每隔6 h的台风位置插值到2.5°×2.5°格点上，即计算台风经纬度进入以格点为中心正方形范围内的总次数，定义为台风路径频数。

描述大尺度环境条件的动力和热力变量主要包括：欧洲中心中期天气预报(ECMWF)的再分析资料(ERA-Interim)月平均海平面气压、纬向和经向风场、垂直速度、气温和比湿，水平分辨率为1.5°×1.5°；美国国家海洋和大气管理局(NOAA)提供的第四版本重建的月平均海温资料，水平分辨率为2°×2°；全球降水气候计划(GPCP)的卫星月平均降水产品，水平分辨率为2.5°×2.5°。为了分析台风生成频数与大尺度环境场空间变化的关系，本文使用双线性插值方法将所有资料统一插值成分辨率为2.5°×2.5°的数据。

大尺度环境场对台风生成有着重要的影响。以往研究采用经验分析来表征大尺度环境因子与台风生成的关系。如：每年的生成参数，调整的对流生成潜在指数和生成潜在指数[10-12]。GPI指数涵盖了影响台风生成的主要环境因子，如低层涡度、垂直切变、中层湿度、海洋温度和条件不稳定大气。该指数可以代表台风生成的气候分布和季节分布，而且可以反映单个大尺度环境因子在不同区域和时间尺度对台风生成的相对贡献。因此，GPI已经被广泛用来研究台风生成的变化以及气候变化对台风生成的影响[13-16]。

1.2 方法

本文采用Emanuel, et al[17]定义的GPI：

(1)

(2)

为了定量估计GPI中各个大尺度环境因子的相对贡献，可将等式两端取自然对数后进行微分计算[19]。GPI的变化可拆分如下4项：

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

(3)

其中δ表示变量在两个时间段的差异，而：

(3)

其中α1，α2，α3，α4分别表示变量的气候平均值。比较四项的相对大小可以反映各个因子的相对贡献。

台风累计气旋能量(ACE)是综合考虑了台风个数、强度和持续时间变化的指数，即：

(5)

其中Vmax为每个台风记录对应的强度。需要说明的是，分月计算时台风个数、生命史和ACE值计入台风生成的月份。

此外，为了客观地检测晚秋台风活动何时发生突变，采用贝叶斯突变检验，该方法的主要特点为：(1)用泊松过程模拟台风每年或每季的个数，其中泊松强度由其共轭γ分布表示；(2)问题转化为已知似然方程和给定先验概率，求解时间序列发生突变的后验概率。贝叶斯方法优于确定估计法，这是因为它定量估计出统计推理过程中存在的固有不确定性，具体方法参见参考文献[20]。

2 晚季台风活动的年代际变化

图 2a 显示了西北太平洋 1979—2016 年 10—12 月台风个数的时间序列。可见，在过去的 38 a 里，晚季台风个数具有年代际变化特征，即台风频数在1990s前后发生了明显改变。具体表现为在1980s每年为3～9 个，而从1990s末以后每年基本在 6 个以下，一些年份甚至没有。为了客观地检验台风频数突变情况，本文采用贝叶斯突变分析方法来估计每个观测事件的后验概率，后验概率分布中的峰值表示该点为转折点的概率最大，以此得到潜在的突变点。后验概率分析结果表明在1998年台风个数发生了明显的突变(图2b)。因此，本文将分为两个时段(1979—1997 年)和(1998—2016 年)来研究晚季台风活动的减少原因。为简便起见，将1979—1997年和1998—2016年分别称为E1时段和E2时段。

图2 (a) 1979—2016年10—12月台风个数的时间序列(虚线代表台风个数分别在1979—1997年和1998—2016年的平均值)和(b) 台风个数发生突变的后验概率分布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

综上，晚季台风个数在E1时段平均每年为 5.74个，而在E2时段减少为3.74 个，两个时段台风频数差异在统计上是显著的(表1)。为了检查晚季台风个数的减少是否发生在10—12月中的某一特定月份，本文进一步统计了单个月份的台风个数。表1表明在晚季的两个月(10、12月)台风个数在E2时段比E1时段均显著减少。台风生成个数在两个时段有显著差异，同样台风生命史的变化也存在一定的差异。在E1时段晚季台风生命史平均约为 6.24 d，而在E2时段生命史平均约为 4.87 d。晚季台风ACE在E1阶段相对较强，但两个时段的差异并不显著。晚季台风生命史和ACE减小最多的月份是12月(表1)。

表1 晚季台风个数、生命史和ACE在E1、E2以及E2-E1时段的季节和月平均值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

以上重点关注台风频数的变化，下面将针对其他强度等级的热带气旋频数进行分析。根据强度的不同，将热带气旋分为热带风暴(TS，17～24 m·s-1)、强热带风暴(STS，24～32 m·s-1)、1～3级台风(Cat1-3，32～56 m·s-1)和4～5级台风(Cat4-5，56 m·s-1及以上)。如表2所示，晚秋热带气旋的总个数平均每年约为7.2个，大约66%的热带气旋可以发展成台风，而较小比例(34%)的热带气旋强度为TS/STS。较弱的热带气旋个数在年代际尺度上并没有表现出明显的变化(统计不显著)，而Cat1-3的热带气旋个数从E1时段到E2时段显著减少。这意味着后一阶段热带气旋频数减少主要反映在台风以上等级(表2)。

表2 晚季不同强度等级的热带气旋在1979—2016年、E1、E2以及E2-E1时段的季节平均值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

台风频数异常同样可以反映在活动频数方面。为此，图3对比分析两个时段台风生成频数和路径频数的空间分布情况。相对于E1时段，在E2时段台风路径频数(路径)在西北太平洋大部分地区也表现为减少，而在台湾附近台风路径频数有小幅度的增加(图3f)。台风生成的减少可能是E2时段台风路径频数减少的主要原因之一。在西北太平洋季风区，低层主要呈现为气旋性环流季风槽，主要决定该地区热带气旋的生成。伴随着季风槽在晚季向南撤退，台风主要的生成区域也随之向赤道移动。季风环流的年代际变化使得台风个数和生成位置也发生了明显的变化。在130°E和160°E之间低层的气旋性环流在E1时段比E2时段强(图3a和3b)。弱的气旋性环流(或反气旋性异常)会使得西北太平洋17.5°N以南和南海地区在E2时段的台风生成减少(图3c)，而在副热带的一些地区也会发现台风生成有较小的增加(图3c)。值得指出的是，从路径频数最大中心位置来看，E1阶段位于10°N，而E2阶段位于15°N。LI， et al[21]发现较低纬度有利于热带气旋的快速发展，即有更多发展成台风的可能性。这在一定程度上解释E1阶段具有更多的台风。

图3 10—12月的台风生成频数(等值线)和850 hPa风场(矢量),台风路径频数(等值线)和300～850 hPa加权平均的引导气流(矢量)(方框表示台风生成减少的区域，阴影表示台风生成或路径频数在两个时段差异通过α=0.05显著性检验的区域)：(a、d) 1979—1997年；(b、e) 1998—2016年；(c、f) 1998—2016年与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 晚季台风生成减少的原因

台风的生成受大尺度大气和海洋条件的影响[22]。图4比较两个时段晚季台风生成有关的大尺度环境场要素分布特征。相较于E1时段，E2时段的海表面温度在西北太平洋大部分地区增暖，而在东太平洋地区变冷，即类似于La Nia分布特征(图4a)。前人研究已经指出海表面温度的分布在1990s中晚期发生了变化[23]。与La Nia类似的海表面温度暖(冷)异常会导致在热带西(东)太平洋低层出现异常的辐合(辐散)和低压(高压)，这意味着沃克环流将加强(图4b、c)。沃克环流加强伴随着赤道西太平洋低层异常的东风，进而加强其上空的反气旋性涡度(图4d)。热带中东太平洋异常的下沉运动(图4e)会使得大气中的空气变干(图4f)和对流冷却(图4g)，这些条件都不利于西北太平洋东南部(0°～17.5°N，135°～180°E)热带扰动的发展，从而影响了该地区台风生成在E2时段的减少(图3c)。此外，图4h也说明加强的垂直风切变会对E2时段晚季台风生成个数的减少产生影响。图4的结果表明动力和热力因子变化会对E2时段晚季台风生成个数的减少产生重要的作用。

图4 10—12月大尺度环境场在两个时段的空间分布差异( 1998—2016 年与 1979—1997 年的差值)：(a) SST (单位：℃)；(b) 850 hPa速度势 (单位：106 m2·s-1 )；(c) 海平面气压 (单位：Pa)；(d) 850 hPa 涡度 (单位：10-5 s-1) 和风场 (单位：m·s-1 )；(e) 400 hPa垂直速度 (单位：Pa·s-1 )，(f) 400～700 hPa平均的比湿 (单位：10-3 kg·kg-1 )；(g) 降水 (单位：mm·d-1 )；(h) 垂直切变 (单位：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)

为了进一步分析影响台风生成的关键因子，本文对表征台风生成变化的 GPI进行分析。图5显示了晚季 GPI 以及仅变化单个因子得到的 GPI 在两个时段变化的空间分布。为了考查每个因子对GPI变化的影响，计算了单个因子(涡度、垂直切变、相对湿度和最大潜在强度)在E1和E2时段发生变化而导致的GPI变化贡献(图5c—f)。通过对GPI公式取对数，公式右端由四个影响因子变化而产生的GPI变化总和(图5b)与总的GPI变化近似相同(图5a)，这说明该方法可以计算单个因子对GPI/台风生成变化的贡献。GPI和台风生成减小的区域均出现在西北太平洋的东南部(0°～17.5°N，135°～180°E)，尽管两者的最大值中心不是完全重合(图5a、图3c)，但总体来讲，GPI可以表征台风生成在两个时段的变化。

图5 10—12月GPI在两个时段的空间分布差异(单个因子贡献是指该因子在两个时段发生变化，其他因子不变，造成的GPI差异；方框表示台风生成减少的区域同图3，阴影表示GPI或单个因子在两个时段差异通过α=0.05显著性检验的区域)：(a) 总GPI；(b) 4个因子总贡献；(c) 垂直切变贡献；(d) 涡度贡献；(e) 相对湿度贡献；(f) MPI贡献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)

与图4的结果一致，在E2时段反气旋性涡度(图5c)和加强的垂直切变(图5d)不利于台风在西北太平洋东南部生成。这表明动力因子(涡度和垂直切变)对E2时段台风的不活跃位相起了重要作用，这与LIU， et al[9]结果相一致。进一步计算发现，在台风生成减少的区域加强的垂直切变对减小的GPI值贡献最大，其次是负的涡度(表3)。相对湿度对西北太平洋东南部区域平均的台风减少贡献很小(表3)。由于海表面温度在西北太平洋地区增暖，最大潜在强度有利于台风生成，因而对GPI值的减小起到负作用(表3)。总之，最大潜在强度对台风生成的减少贡献最小，最大潜在强度与台风生成呈负相关关系，即西北太平洋地区热力因子不是控制强热带气旋气候变化的主要因子。

表3 区域(5°～17.5°N，135°～180°E)平均的总GPI以及由单个因子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在两个时段的空间变化与西北太平洋东南部台风生成的减少基本一致，而与南海地区台风生成的减少存在反相关关系(图3c和图5a)。这说明在南海地区晚季台风个数的减少并不是由近几十年大尺度环境场变化直接导致的。除了大尺度环境条件之外，天气尺度扰动的活动对台风的生成和发展也会有重要的影响。在E2时段晚季3～10 d的天气尺度扰动在南海地区减少，这可能是影响南海台风生成变化的一个原因。另一可能的原因是北半球冬季冷涌的活动。以前的研究认为来自东北的冷涌会导致南海地区对流扰动的加强[24]。在E2时段与冷涌活动有关的东北气流减弱，降低了南海地区气旋生成和发展的可能性。因此，南海地区热带气旋变化机制需要进一步研究。

4 结论

在西北太平洋地区，晚季(10—12月)大约有7.2个热带气旋生成，其中 66% 的热带气旋可以发展成台风。基于贝叶斯突变分析，本文发现晚季台风个数在1998年发生了突变，且台风个数在E2时段(1998—2016年)比E1时段(1979—1997年)显著减少，而台风的生命史和ACE在两个时段也呈现减少趋势，但并不显著。对于弱的热带气旋(强度小于台风)，其个数在两个时段并没有发生显著变化。

台风生成在两个时段变化的空间分布表明，台风个数在西北太平洋大部分地区明显减少，仅在副热带地区(15°～30°N)有小幅度的增加。台风生成减少最多的区域发生在西北太平洋的东南部(0°～17.5°N，135°～180°E)，同时GPI在该区域也明显减少，这说明晚季台风生成个数在两个时段的变化确实受到大尺度环境条件的控制。通过对导致GPI变化4个因子的贡献比较表明，动力因子(垂直切变和涡度)对西北太平洋台风生成个数在1998—2016年的减少起到了关键作用。

致谢：NASA、ECMWF提供了AURA/MLS、CALIPSO/CALIOP、Interim资料的在线下载服务。