晚春北極濤動對夏季西北太平洋熱帶氣旋生成頻數的影響

周群，魏立新

( 1.國家海洋環境預報中心，北京 100081)

1 引言

西北太平洋是全球熱帶氣旋（Tropical Cyclone,TC）生成的主要地區之一，全球約有1/3的熱帶氣旋在此海域生成。熱帶氣旋帶來的狂風巨浪、災害性風暴潮嚴重威脅人民的生命財產安全，因此，關于TC生成的氣候學研究具有重要的科學意義和實用價值。以往的很多研究聚焦于西北太平洋上TC生成的年際變化，一系列的工作揭示出許多海洋、大氣模態與西北太平洋TC的頻數變化存在聯系[1–11]。西北太平洋TC生成頻數與赤道中東太平洋不同類型增暖型事件、東印度洋海溫異常以及熱帶大西洋海溫異常等都有著密切關系[1–3]。大氣模態諸如南極濤動[4]、北太平洋濤動[5]、亞洲–太平洋濤動[6]、北極濤動[7–8]以及北大西洋濤動[9]等對西北太平洋TC的生成也有比較明顯的調整作用。這些研究不僅有助于全面認知影響熱帶氣旋生成的因子[10–11]，對于提高西北太平洋臺風災害的季節預測水平也有著重要的科學意義。

北極濤動（Arctic Oscillation，AO）是大氣內部的一種模態，表征了北半球熱帶外大氣在年際尺度上的主要變化[12]。北極濤動存在明顯的季節變化，即AO信號變化在夏季最弱，而在冬季最強。因此，早期研究更多的關注冬季AO對同期冬季氣候的顯著作用[13–15]，并指出冬季AO變化對后期東亞地區環流異常也能產生重要影響[15]。一些研究發現，春季AO/NAO（North Atlantic Oscillation，北大西洋濤動；被認為是AO在北大西洋部分的分量）也可以作為東亞夏季氣溫、降水異常的潛在預報因子[16–23]。以往的研究表明，AO的氣候影響不僅局限在北半球中高緯度地區，其強弱變化也能影響熱帶地區的天氣和氣候，如赤道中東太平洋海溫變率[24–25]、熱帶地區的對流活動[26]及西北太平洋熱帶氣旋活動[27–29]等。通過將西北太平洋劃分為東、西部兩個區域（以 150°E 為界），Cao 等[29]指出春季（3–5 月）平均AO指數與夏季東部區域內的TC生成個數之間存在密切聯系，而對西部區域上空的TC活動無明顯影響；Choi等[28]的研究發現春季AO指數偏高時，隨后夏季更多的TC侵襲日本、韓國和中國臺灣地區，而影響菲律賓地區的TC個數偏少，這與東亞中緯度和低緯度地區分別存在著反氣旋和氣旋式環流異常有關，然而AO影響的具體過程及背后的物理機制卻并沒有被很好地揭示出來。由于春季各月AO相互獨立，許多研究采用單月的AO指數來研究春季AO的氣候效應，并且指出東亞夏季風異常與晚春（5月）AO指數關系最為密切[20–23]。那么，晚春AO能否對夏季西北太平洋上空TC活動有更好的指示作用，又是通過怎樣的動力過程產生這一影響的，這些都成為亟待深入探討的科學問題，在短期氣候預測中也具有實際應用價值。為此，本研究利用5月AO指數重點分析如下兩個問題：在年際尺度上，晚春AO是否能顯著的影響夏季西北太平洋TC的生成個數？如果能，那么其影響機制如何？本文首先考察晚春AO指數與西北太平洋TC生成頻數的相關關系，并對相關的大尺度環境因子進行系統的分析，在此基礎上就其中可能涉及的物理過程及影響機制做進一步探討。

2 資料與方法

本文使用的大氣資料主要是美國氣象環境預報中心和美國國家大氣研究中心（NCEP/NCAR）逐月再分析資料，其水平分辨率為2.5°×2.5°，所用的變量包括：海平面氣壓場、位勢高度場、垂直速度場、相對濕度場、經向風場和緯向風場。AO指數取自美國國家海洋和大氣管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA）的氣候預測中心（Climate Prediction Centre, CPC），該指數已被廣泛地應用于天氣、氣候預報業務和科研工作中。文中的熱帶氣旋統計資料取自中國氣象局熱帶氣旋資料中心發布的最佳路徑數據集。該資料中包含了強度未達到熱帶風暴級別的熱帶低壓數據，但本文只考慮赤道以北的西北太平洋（120°E～180°）范圍內生成的最大強度達到或超過熱帶風暴級別（中心附近最大風速≥18 m/s）的熱帶氣旋。本研究選用1950–2018年共計69年的資料進行統計分析，采用的方法主要是回歸分析和相關分析，并利用t檢驗來驗證其顯著性。文中還采用了經驗正交函數分解的方法來考察北太平洋風暴軸的空間異常分布和時間演變特征。

3 晚春AO對夏季西北太平洋TC生成頻數的影響

圖1為標準化的晚春（5月）北極濤動指數與隨后夏季（6–9月）西北太平洋熱帶氣旋生成總數的時間序列，可以看到二者均表現出明顯的年際變化。通過計算我們發現1950–2018年期間晚春AO指數與夏季西北太平洋TC生成頻數之間的相關系數為0.32，能通過99%信度檢驗水平。也即當晚春AO為正位相，夏季更多的TC在西北太平洋上空生成；相反，當晚春AO為負位相，夏季西北太平洋TC生成個數偏少。

圖1 1950–2018年標準化的晚春（5月）AO指數（黑色實線）與夏季（6–9月）西北太平洋熱帶氣旋生成頻數（淺灰色虛線）的年際變化序列Fig.1 Normalized time series of the late spring (May) Arctic Oscillation (AO) index (black solid line) and tropical cyclone (TC)frequency over the western North Pacific (grey dashed line) in the subsequent summer (June to September) for the period of 1950–2018

為了說明晚春AO對西北太平洋TC生成的影響，圖2首先給出了晚春AO影響下的后期西北太平洋上空的大氣環流特征。由圖2可知，晚春AO較強時，夏季西北太平洋上空海平面氣壓顯著減弱，對流層低層850 hPa形成一個異常的氣旋性環流（圖2a）；500 hPa位勢高度場顯示西北太平洋副熱帶高壓的強度和位置發生了改變，副高主體位置偏東偏北、強度上略有減弱，有利于其南側熱帶輻合帶強度的增強，相應地，500 hPa垂直速度場在熱帶地區表現為負異常，也即存在上升運動（圖2b），再次證實西北太平洋熱帶對流活動發展旺盛。而晚春AO較弱時，西北太平洋對流層低層形成一個反氣旋式環流異常，副高主體位置偏西偏南、強度增強，熱帶地區對流活動受到抑制。

西北太平洋暖池表層海溫一般都在28.5℃以上，可以滿足TC生成所要求的熱力條件[30]，因此，我們著重分析與西北太平洋TC生成有關的一些大尺度環境因子的變化情況。圖3a和3b是將夏季西北太平洋上空850 hPa輻合、200 hPa輻散回歸到前期AO指數的分布型。除近赤道地區外，西北太平洋整個熱帶地區被顯著的低層渦度正異常及高層散度正異常控制，也就是說，對應晚春AO的正位相，西北太平洋對流層低層形成一個氣旋式相對渦度，為TC生成和發展提供大尺度的輻合上升運動；對流層高層輻散增強，表明高層輻散與低層輻合相配合，加強大尺度的上升運動，促進對流層中層正相對渦度的發展，從而有利于西北太平洋TC的生成[31]。垂直風切變較小才能使得初始擾動的對流凝結所釋放的潛熱能更好地集中在一個對流層中上層有限的空間范圍內，形成暖心結構，而過大的風切則會抑制對流活動的發展，限制暖心和渦旋的形成，不利于TC的生成。從晚春AO與隨后夏季200～850 hPa之間的緯向風垂直切變的關系（圖3c）中可以看到，除20°N附近狹長的緯度帶外，西北太平洋熱帶地區幾乎被一致的垂直風切變負異常區所覆蓋，這反映了當前期AO越強（弱），夏季垂直風切越小（大），對西北太平洋TC的生成越有利（不利）。對流層中、低層大的濕度對于TC生成也是一個重要的條件，若某區域對流層中、低層濕度太小會引起水汽的蒸發，不利于凝結潛熱的釋放和上升運動的加強，從而抑制對流的發展，不利于TC的生成。晚春AO與夏季700～500 hPa平均相對濕度的回歸分布進一步證實了AO與TC生成頻數相關關系的存在性，從圖3d中可見菲律賓以東的熱帶海域為大氣相對濕度大值區，表明前期AO處于正位相時，后期該區域范圍內的水汽更加充足，有利于TC生成頻數的增多。與此相反，當前期AO處于負位相時，夏季熱帶西北太平洋上空低層形成一個反氣旋式相對渦度，高層輻散減弱、風切增大、相對濕度減小，這些都不利于TC的生成和發展。因此，這里的分析說明前期AO可以通過影響與TC生成密切相關的大尺度環境條件，實現對后期西北太平洋TC生成頻數的調節。

圖2 1950–2018 年期間夏季平均海平面氣壓場（SLP，等值線；間隔：0.1 hPa）和 850 hPa風場（UV850，矢量；單位：m/s）（a）以及 500 hPa垂直速度（O500，黑色等值線；間隔：1.5×10?3 Pa/s）和 500 hPa位勢高度場（H500，紅色及藍色等值線）（b）回歸到晚春AO指數的分布Fig.2 Regression distributions of the summer mean sea level pressure (SLP, contours; interval: 0.1 hPa) and 850 hPa wind (UV850, vectors; unit: m/s) (a), 500 hPa vertical velocity (O500, black contours; interval: 1.5×10?3 Pa/s) and 500 hPa geopotential height (H500, red and blue contours) (b) on the late spring AO index

圖3 將 1950–2018 年期間夏季平均對流層低層 850 hPa相對渦度（等值線；間隔：0.5×10?6 s?1）（a），對流層上層 200 hPa散度（等值線；間隔：0.75×10?6 s?1）（b），200～850 hPa 之間緯向風的垂直切變（等值線；間隔：0.3 m/s）（c）以及 700～500 hPa平均相對濕度（等值線；間隔：0.3%）（d）回歸到晚春AO指數的分布型Fig.3 Regression distributions of the summer mean 850 hPa vorticity (contours; interval: 0.5×10?6 s?1) (a), 200 hPa divergence (contours;interval: 0.75×10?6 s?1) (b), vertical zonal wind shear between 200?850 hPa (contours; interval: 0.3 m/s) (c) and 700?500 hPa mean relative humidity (contours; interval: 0.3%) (d) on the late spring AO index

4 晚春AO影響夏季西北太平洋TC生成的可能機制

為了解晚春AO影響夏季西北太平洋TC生成的機制，我們首先考察晚春AO對同期北太平洋大氣環流異常的重要作用。圖4是海平面氣壓場、850 hPa風場、500 hPa及200 hPa位勢高度場與同期AO指數的相關分布。在全球尺度上，AO的典型特征是北半球中緯度與極地地區之間氣壓異常的“蹺蹺板”式準正壓性的反向變化。在北太平洋地區，我們發現大氣環流異常也顯示出準正壓性的垂直結構，并且在中緯度–亞熱帶地區形成一個典型的偶極子分布型，中緯度海平面氣壓升高，850 hPa存在異常的反氣旋式環流，對流層中、高層為顯著的位勢高度正異常所占據，而在其西南側的西北太平洋地區，海平面氣壓降低，存在弱的氣旋式環流異常，對流層中、高層位勢高度降低，這與之前的研究結果相一致[29]。

值得注意的一點是，AO偏強時，在熱帶西太平洋上空低層出現西風異常（圖4c），Chen等[24]的研究指出這是由北太平洋地區天氣尺度波動和平均流之間相互作用造成的，并且西風異常的形成和維持是AO觸發隨后冬季El Ni?o事件發生的重要環節。一般而言，北半球天氣尺度（2.5～6 d）帶通瞬變擾動方差的極大值呈帶狀集中分布在中緯度兩大洋上。這種天氣尺度擾動最活躍的地區，被稱為風暴軸，因此，我們有必要分析北太平洋風暴軸隨AO強弱而變化的情況。圖5a是將5月份風暴軸回歸到同期AO指數的分布型，這里采用2.5～6 d帶通濾波后的500 hPa位勢高度方差來表征風暴軸[32]，多年平均的氣候態風暴軸分布在圖中以加粗黑色虛線表示。由圖可見，正異常中心基本位于多年平均風暴軸位置的北側，而負異常中心基本位于其南側。將1950–2018年期間該月風暴軸進行經驗正交函數分解，可以發現第1模態表現為風暴軸增強或減弱的變化型，也即反映了風暴軸的強度變化（圖略）。第2模態（如圖5b所示，方差貢獻11.2%）的空間型明顯表現為經向上的偶極子型分布，與風暴軸對AO強弱變化的響應十分類似，氣候態平均位置的南側為顯著的負值區，北側為顯著的正值區，表明第2模態的空間型集中反映了風暴軸位置的南北移動情況，這與已有的工作相一致[33]。因此，第2模態對應的標準化時間系數可認為是風暴軸的位置指數（Storm Track Position Index, STPI），從該指數的時間變化序列（圖5c）可以看出風暴軸的南北位移具有明顯的年際差異，計算1950–2018年期間該指數與同期AO指數的相關系數高達0.40（通過99%置信水平驗證）。也就是說，晚春AO正位相時北太平洋風暴軸往往向北偏移，而AO負位相時風暴軸向南偏移。

圖4 1950?2018年期間晚春AO指數與同期海平面氣壓場（a），500 hPa位勢高度場（b），以及200 hPa位勢高度場（c）的相關分布，將同期850 hPa風場（矢量；單位：m/s）回歸到春晚AO指數的分布型（d）Fig.4 Correlation patterns between late spring AO index and the simultaneous sea level pressure (a), 500 hPa geopotential height (b), and 200 hPa geopotential height (c) for the period 1950–2018, regressed pattern 850 hPa wind (vectors; unit:m/s) on the late spring AO index (d)

龔道溢[20]和Gong等[16,21]的一系列工作認為東亞高空急流的向北移動，是晚春AO影響夏季東亞環流異常的關鍵過程。為此，我們系統地考察了西北太平洋夏季大氣環流對前期北太平洋風暴軸位置南北移動的響應（圖6）。在對流層低層850 hPa為明顯的氣旋性環流異常，850 hPa渦度的變化表明低層是異常的輻合流場，這些都有利于TC的發生和發展，對流層中層西北太平洋副熱帶高壓位置較氣候態偏東偏北、強度偏弱，這與晚春AO對夏季西北太平洋地區大氣環流的影響十分類似（圖2，圖3a）。從局地（120°E～180°平均）經向Hadley環流與風暴軸位置指數的回歸系數的診斷結果來看，低緯地區的上升氣流位于15°N附近，在其兩側為異常的下沉氣流，其中北側的下沉支位于30°N附近，與副高主體位置和強度變化關系密切；在45°N附近存在一個中緯度的上升運動區，其北側60°N附近為對應的下沉支（圖7a）。這些結果表明夏季西北太平洋局地經向環流隨前期風暴軸位置南北移動而變化，并且與晚春AO強弱變化造成的變異高度一致。AO指數高值年，隨后的夏季西北太平洋主要的上升氣流位于15°N及45°N附近，而下沉氣流則主要位于赤道附近、30°N及60°N附近，整個局地Hadley環流發生了調整（圖7b），從而將熱帶外地區諸如副高、東亞高空急流等的改變與熱帶地區對流活動的異常聯系在一起。

圖5 將1950?2018年期間5月北太平洋風暴軸（等值線；間隔：60 gpm）回歸到同期AO指數的分布型（a），5月風暴軸（等值線；間隔：60 gpm）經驗正交函數分解的第二模態的空間分布型（b）以及對應的標準化處理后的時間系數（即風暴軸位置指數 STPI）（c）Fig.5 Regression of the North Pacific storm track (contours; interval: 60 gpm) on the May AO index (a), spatial pattern (contours; interval: 60 gpm) (b) and normalized time coefficients (defined as the Storm Track Position Index, STPI) (c) of the second leading empirical orthogonal function modes of the North Pacific storm track in May

已有的工作提出太平洋/日本（Pacific–Japan，PJ）遙相關型是聯系AO與TC活動的重要環節，并考察了局地經向環流在二者聯系過程中起到的關鍵作用[27–28]；Cao 等[29]則認為北太平洋風暴軸的不同響應是造成AO與TC活動關系變化的主要原因，但并未給出風暴軸變異與西北太平洋大氣環流異常相聯系的具體過程。綜合上述研究，本節首先分析了AO對北太平洋風暴軸的影響（圖5），隨后考察了西北太平洋夏季大氣環流對風暴軸位置的響應（圖6），并強調了局地經向環流的調整是將熱帶外環流改變與熱帶對流活動異常相聯系的重要橋梁（圖7），從而揭示了春季AO影響夏季TC生成頻數的整個物理過程。本節的分析結果表明，晚春北極濤動信號首先影響北太平洋風暴軸的南北移動，通過天氣尺度波動異常反饋給平均流，導致正AO年夏季在西北太平洋上空對流層低層產生氣旋性環流異常和氣旋性渦度，從而有利于TC的生成和發展，在局地Hadley環流異常的作用下，造成西北太平洋副熱帶高壓偏東偏北、強度偏弱，進一步增強熱帶輻合帶的對流活動。而負AO年夏季大氣環流變化基本與上述相反，不利于TC在西北太平洋上空形成。

5 結論與討論

在關于西北太平洋TC活動的氣候學研究中，AO強弱變化對TC生成的影響一直是研究熱點。利用季節（3?5月）平均的AO指數，Cao等[29]發現春季AO僅僅對夏季150°E以東的西北太平洋上空生成的TC有一定影響。考慮到相較于整個春季，晚春（5月）的AO指數與東亞夏季風環流異常的關系更為密切，本文基于NCEP/NCAR再分析逐月資料和中國氣象局發布的熱帶氣旋最佳路徑集等數據，考察了晚春AO與隨后6?9月西北太平洋TC生成的關系，發現1950–2018年期間晚春AO指數與夏季TC生成頻數具有顯著的正相關關系（相關系數能通過99%信度檢驗），表明較之季節平均的AO指數，晚春AO指數對夏季西北太平洋上空TC活動有更好的指示作用，為TC生成頻數的季節預報提供了一定的依據。進一步的診斷分析可以得出以下主要結論：

圖6 將1950–2018年期間夏季平均850 hPa風場（矢量；單位：m/s）、850 hPa相對渦度（深色和淺色陰影分別表示通過95%和90%信度水平）及500 hPa位勢高度場回歸到風暴軸位置指數的空間分布型Fig.6 Regression distributions of storm track position index on the summer mean 850 hPa wind (vectors; unit: m/s), 850 hPa vorticity (anomalies significant above 95% and 90% confidence level are shaded with dark and shallow) and 500 hPa geopontential height during 1950–2018

圖7 將1950–2018年期間夏季平均西北太平洋局地（120°E～180°平均）經向環流回歸到晚春風暴軸位置指數（a）以及晚春AO指數（b）的分布型Fig.7 Regression distributions of the late spring strom track position index (a), AO index (b) on the summer mean vertical motion over western North Pacific local Hadley cell (120°E–180° average)

（1）晚春AO與夏季西北太平洋上空大尺度環境因子相關聯，這種關聯對TC生成頻數的年際變化產生重要影響。在AO指數為正的年份，夏季西北太平洋副熱帶高壓偏東偏北、強度偏弱，對流層低層形成一個異常的氣旋性環流異常，熱帶輻合帶對流活動加強，西北太平洋低緯度地區有正的低層氣旋性渦度、高層散度大值、較小的垂直風切邊以及較大的中層相對濕度，這些都有利于TC生成。反之，晚春AO處于負位相時則不利于TC的生成。

（2）晚春AO對北太平洋風暴軸位置南北移動的調制，是AO影響后期夏季西北太平洋上空大氣環流異常的重要環節。具體而言，晚春AO正位相年，風暴軸向北移動，通過天氣尺度波動和平均流之間的相互作用，導致后期在西北太平洋上空形成一個低層的氣旋性渦度異常，在局地經向環流異常的作用下，造成西北太平洋副熱帶高壓位置偏東偏北、溫度偏弱，有利于其南側熱帶輻合帶的進一步加強，與之相聯系的大尺度熱力、動力因子發生改變，從而有利于TC的生成和發展。這是晚春AO影響后期夏季TC在西北太平洋上生成的關鍵過程。

此外，春季熱帶大洋海溫也是西北太平洋TC生成的重要預報因子[34–35]，從與晚春AO指數相聯系的同期海溫場可以看到，在熱帶大西洋（Northern Tropical Atlantic，NTA）存在顯著的負相關區（圖8a）。計算整個研究時段（1950–2018年）晚春AO指數與NTA關鍵區（0°～25°N，90°W～15°E）區域平均的海溫序列之間的相關系數為–0.23，僅能通過90%的信度檢驗。然而，若以1980年為界將研究時段劃分為前、后兩個時期，后期（1980–2018年）兩個序列表現出更多的反位相演變特征，表明二者的負相關關系更為密切（圖8b）。從兩個序列之間的滑動相關系數來看（圖8c，取長度為31 a滑動窗口，橫坐標顯示的年份為滑動窗口的中間值），研究時段內該系數均為負值且隨時間呈線性下降的演變趨勢，特別是在1995–2003年期間該系數能通過95%的信度檢驗，表明自1980年以來晚春AO指數與NTA關鍵區海溫之間呈顯著的負相關關系。Wang[36]提出春季海溫預報因子對西北太平洋TC數量的預報能力存在明顯的年代際變化，這里討論的AO與NTA海溫之間聯系的不斷加強是否對上述年代際變化有所貢獻，未來還需要做深入的分析研究。

圖8 1950–2018年期間晚春AO指數與同期海表溫度指數場的相關分布（等值線；間隔：0.15）（a），標準化的AO指數（紅色實線）與熱帶大西洋關鍵區海表溫度指數（藍色實線）的年際變化序列（b）以及兩個序列之間的滑動相關系數（31 a滑動窗口，灰色陰影）（c）Fig.8 Correlation of the late spring AO index and the simultaneous SST (contours; interval: 0.15) (a), normalized time series of the AO index (red line) and northern tropical Atlantic SST (blue line) (b) and the 31 a sliding correlations (grey shadings) between the two series (c)during 1950?2018