doi10.12006/j.issn.1673-1719.2018.150方珂 , 余锦华 . 海表温度差异对 1998 及 2016 年 8 月西北太平洋热带气旋生成频数的影响 [J]. 气候变化研究进展 , 2019, 15 2 119-129Fang K, Yu J H. Influence of sea surface temperature difference on the tropical cyclone genesis number in the Western North Pacific in August 1998 and August 2016 [J]. Climate Change Research, 2019, 15 2 119-129海表温度差异对 1998 及 2016 年 8 月西北太平洋热带气旋生成频数的影响方 珂，余锦华南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室 / 气候与环境变化国际合作联合实验室 / 气象灾害预报预警与评估协同创新中心，南京 210044气候变化研究进展第 15 卷 第 2 期 2019 年 3 月 CLIMATE CHANGE RESEARCHVol. 15 No. 2March 2019摘 要 基于 1970 2016 年 Hadley 中心海温资料、 NCEP/NCAR 再分析资料和 ECHAM4 模式，研究了各海盆海表温度异常（ SSTA）对 1998 和 2016 年这两个超级厄尔尼诺衰减年 8 月西北太平洋热带气旋（ TC）生成及大尺度环流变化的可能影响。结果表明，热带印度洋和大西洋在 1998 与 2016 年几乎相反的 SSTA 型态是导致 TC 生成频数显著差异的主要原因之一，而热带和北太平洋 SSTA 在 1998 与 2016 年均分别在珠江三角洲和日本以南形成气旋性环流。 1998 年8 月热带印度洋和大西洋 SSTA 产生的西北太平洋反气旋环流响应强于太平洋 SSTA 产生的气旋性环流异常，使西北太平洋受异常反气旋控制，减少 TC 的生成。 2016 年在三个大洋 SSTA 共同作用下，西北太平洋受异常气旋控制导致 TC生成频数偏多。太平洋经向 SSTA模在北半球副热带强迫出东西反向的跷跷板形势，在西北太平洋对流层产生的响应与实际变化相反，因此太平洋经向模对西北太平洋 TC 生成没有正的贡献。关键词 西北太平洋；热带气旋生成频数（ TCGN；数值模式；海表温度异常（ SSTA）收稿日期 2018-10-31； 修回日期 2018-12-26资助项目 国家自然科学基金（ 41575083， 41730961）作者简介 方珂，男，硕士研究生， ；余锦华（通信作者 ，女，教授， 引 言厄尔尼诺现象是气候系统最明显的年际变化特征，也是引起我国极端天气现象的重要来源[1-2]。典型的厄尔尼诺现象表现为赤道中东太平洋海表温度异常（ sea surface temperature anomaly，SSTA）增暖，其在春季发展，在冬季达到高峰，随后衰退。西北太平洋热带气旋（ Tropical Cyclone， TC）和登陆我国的台风与厄尔尼诺现象有密切的联系[3-4]。西北太平洋 TC 生成位置在厄尔尼诺发展年会向东南偏移[5]。而在厄尔尼诺衰减年 TC 活跃季节（ 7 10 月 ，西北太平洋由于受到大规模反气旋影响[6]，其 TC 生成和活动都会受到抑制。由于厄尔尼诺现象的强度和持续时间的不同，引起衰减年全球 SSTA不同的响应[7]，导致衰减年夏季异常反气旋环流的强度和位置产生较大差异[8]。研究已发现该反气旋异常可能与印度洋暖异常[9-10]、赤道中太平洋冷异常[11]以及局地的海气相互作用有关[12]。同时西北太平洋反气旋异常受热带北大西洋海温暖异常的影响[13]，热带北大西洋暖 SSTA 通过遥相关影响西北太平洋大尺度的涡度和湿度异常[14]，并且在印度洋产气候变化研究进展 2019 年120气 候 系 统 变 化生的局地响应会进一步加强西北太平洋上的反气旋异常[15]。进一步的研究表明，厄尔尼诺现象的发生并不一定会导致印度洋和大西洋 SSTA 在衰减年春季和夏季的增暖。如果厄尔尼诺现象在衰减年 4 月之前结束，根据观测分析以及海气耦合模式的集合试验发现热带北大西洋 SSTA 不会出现异常变化[16]。不同的太平洋-印度洋和太平洋-大西洋遥相关将导致印度洋和大西洋在厄尔尼诺衰减年出现不同的 SSTA 结构，从而在 TC 生成季节引起对西北太平洋 TC生成活动的不同反馈。1997/1998 年和 2015/2016 年出现两个超级厄尔尼诺事件，但西北太平洋的热带气旋生成频数（ tropical cyclone genesis number， TCGN）表现出相反的异常变化，引起了广泛关注。已有研究指出2016 年初夏（ 5 7 月）西北太平洋 TC 异常主要由厄尔尼诺现象引发的印度洋 SSTA增暖引起[17]。太平洋经向模（ Pacific meridional mode， PMM）与西北太平洋 TCGN在统计上有显著的正相关[18]，该模态的极端正位相被认为是引起 2016 年 7 8月西北太平洋 TCGN 异常增多的主要原因[19-20]。还有研究认为 2016 年夏季， TC 生成增多与季节内振荡的作用[21]、季风槽向东延伸[22]以及中纬度的气旋环流异常向南偏移[23]等有关。 TCGN 的增加或减少与局地环境要素的变化直接相联，西北太平洋夏季环境要素的变化受印度洋和大西洋的遥相关影响，已有研究表明， TCGN 的气候变率由热带北太平洋、印度洋和北大西洋的共同作用产生[24]。本研究将重点关注 1998 年和 2016 年 TCGN及环境要素的差异，探索厄尔尼诺衰减年不同的SSTA 如何引起西北太平洋 TCGN 的变化。1 资料与模式本文使用的资料如下 1 月平均海表温度资料数据来自 Hadley 中心，该资料的水平分辨率为 1 1，使用的时间尺度为 1970 2016 年；2 大气环流资料使用 NCEP/NCAR 再分析月平均资料，水平分辨率为 2.5 2.5，使用的时间尺度为 1970 2016 年； 3 台风资料来自美国台风联合警报中心的 best-track，选取了西北太平洋（ 100 E ～ 180， 0～ 40 N）范围内强度达到热带风暴（最大表面风速≥ 34 kt， 1 kt ≈ 0.51 m/s）级别的热带气旋。本文使用的模式是由德国马普气象研究所开发的大气环流模式 ECHAM4，水平分辨率为 T42（ 128 64，垂直方向为 31 层σ坐标。在文中ECHAM4 模式主要用于模拟不同海盆 SSTA 对西北太平洋 TC 生成的影响。虽然低分辨率的ECHAM4 模式不能用于判断 TC 生成和活动，但它能较好地模拟出大尺度环流形势[25]，而大尺度环流为 TC 生成发展提供背景条件。因此ECHAM4 模式用于模拟各海盆 SSTA 引起的西北太平洋上空大气环流特征的变化（如低层环流、中层水汽变化、垂直风切变 ，从而确定不同海盆对西北太平洋气旋生成频数的总体影响。2 1998和2016年热带气旋生成频数及其环境要素异常特征图 1 给出了 1997 1998 年和 2015 2016 年Nio3.4 指数（ 170～ 120 W， 5 S ～ 5 N，印度洋指数（ 40～ 100 E， 20 S ～ 20 N）和热带北大西洋指数（ 80～ 10 W， 5～ 30 N）的变化情况（指数采用 11 月至次年 1 月平均的区域平均结果 。 1997 年 Nio3.4 指数在 12 月达到峰值，为 2.4℃； 2015 年也在 12 月达到峰值，为 2.46℃。通过比较 Nio3.4 指数的变化，说明这两次超级厄尔尼诺事件非常相似，但印度洋和大西洋增暖情况（印度洋指数和热带北大西洋指数）完全不同，特别是在衰减年 TC 活跃季节呈现出相反结果。表 1 显示在 1998 年和 2016 年的 7 10 月，1998 年西北太平洋 TCGN 为 13 个， 2016 年却有22 个。由于 1998 年和 2016 年西北太平洋 TCGN最大差异出现在 8 月，相差 6 个（ 1998 年 3 个，2016 年 9 个，故研究针对 1998 年和 2016 年 8月份 TCGN 差异进行。图 2 为 1970 2016 年 8 月所有 TC 的生成位2 期 121方珂，等海表温度差异对 1998 及 2016 年 8 月西北太平洋热带气旋生成频数的影响图 1 1997 1998 年 a 和 2015 2016 年 b 各指数变化情况Fig. 1 Sea surface temperatures averaged indices of 1997-1998 a and 2015-2016 b. The shading represents a period in July-OctoberNio3.4 指数注阴影部分代表厄尔尼诺衰减年 TC 活跃季节；距平值相对于 1970 2016 年平均。印度洋指数 热带北大西洋指数01.5-1.53.0海温距平/℃01.5-1.53.0海温距平/℃a 1997 1998 年 b 2015 2016 年10 40 70 100 11 41 71 101厄尔尼诺发展年 厄尔尼诺衰减年 厄尔尼诺发展年 厄尔尼诺衰减年10 40 70 100 11 41 71 101表 1 1998 和 2016 年 7 10 月热带气旋频数（ TCGN）及其距平Table 1 The TCGN and its anomalies from July to October in 1998 and 2016月份789107 101998 年原值2016 年距平平均值（ 1970 2016 年）原值 距平235313-2.1-2.10-0.7-4.9495422- 0.13.900.34.14.15.15.03.717.9图 2 1970 2016 年 8 月 TC 生成位置Fig. 2 TC generation position in August from 1970 to 2016. The frame is the main generation area of TC40˚N30˚N20˚N10˚NEQ100˚E 120˚E 140˚E 160˚E 180˚注方框为选取的 TC 主要生成区域。置，依此选取 105 E ～ 180， 10～ 30 N 范围为TC 生成主要区域。图 3 给出 1970 2016 年 8 月TCGN 和各环境要素异常在上述区域的平均。其中，相对涡度代表影响 TC 生成的低层环流情况，相对湿度表示 TC 生成的水汽条件。由图 3a 可知， 1998 年 8 月 TCGN 为明显负异常，少于正常值的 1.1 倍标准差，而同为强厄尔尼诺衰减年的2016 年却是 1970 年以来 8 月 TCGN最多的一年，其数值达到了 2.2 倍标准差。 1998 年的低层相对涡度异常为 - 1.7 倍标准差（图 3b，是减少第二多的年份，说明 TC 生成区域主要为反气旋异常，产生辐散下沉运动，不利于 TC 生成。 1998 年 8月中层相对湿度异常达到了 - 1.3 倍标准差（图3c，表明大气中的水汽含量不足，不利于对流运动的发生。该年纬向风切变异常达到了 1 倍标准差（图 3d，正的风切变异常会破坏 TC 生成时形成的弱暖心结构。 2016 年相对涡度异常为 1.6 倍气候变化研究进展 2019 年122气 候 系 统 变 化图 3 1970 2016 年 8 月 TCGN 和各环境要素异常的区域（ 105 E ～ 180， 10～ 30 N）平均变化情况Fig. 3 The TCGN and regional average 105 E-180 , 10- 30 N of environmental factors at August from 1970 to 2016 a TCGN, b anomalous relative vorticity at 850 hPa, c anomalous relative humidity at 600 hPa, d anomalous zonal vertical wind shear between 850-200 hPa. The solid black line represents the average and the black dotted line represents one standard deviationa TCGNb 850 hPa 相对涡度c 600 hPa 相对湿度d 850 ～ 200 hPa 纬向风切变840TCGN420-2-4相对涡度/10-6/s1050-5-10相对湿度/630-3-6纬向风切变/m/s1970 2015 年1980 1990 2000 2005 20101975 1985 1995注黑色实线为平均值，黑色虚线为正负 1 倍标准差。标准差，说明 TC 生成区域主要为气旋异常，能够为 TC 生成提供大尺度辐合上升运动； TC 生成的水汽条件为 1970 年以来最好的一年，其相对湿度异常达到了 2.3 倍标准差，能很好地保证凝结潜热的释放，加强上升运动；当年的纬向风切变异常不大但为负值，略微有利于 TC 生成。考虑到不同年份不同环境要素影响 TCGN 的主要区域有所区别，图 4 分别给出 1998 年 8 月和 2016 年 8 月各个环境要素异常的空间分布以及 TC 生成的位置。 1998 年 8 月西北太平洋低层存在以台湾为中心的反气旋异常（图 4a， 4c，20 N 以南的对流层中层相对湿度都为负异常（图4e，而 2016 年则在台湾东北（日本以南）和西南（珠江三角洲）各有一个气旋性环流异常（图2 期 123方珂，等海表温度差异对 1998 及 2016 年 8 月西北太平洋热带气旋生成频数的影响图 4 1998、 2016 年 8 月各个环境要素异常的空间分布及 TC 生成的位置 a,b 850 hPa 相对涡度异常， c,d 850 hPa 风场异常，e,f 600 hPa 相对湿度异常， g,h 向外长波辐射异常， i,j 850 ～ 200 hPa 纬向风切变异常Fig. 4 The spatial distribution of environmental factors anomaly and the location of TC generation at August in 1998 and 2016 a, b anomalous relative vorticity at 850 hPa, c, d anomalous wind vector at 850 hPa, e, f anomalous relative humidity at 600 hPa, g, h anomalous outgoing long wave radiation, i, j anomalous zonal vertical wind shear between 850-200 hPa. The “X” is the position of the TC generation4b， 4d，在气旋东南侧的对流层中层都配有正相对湿度（图 4f。向外长波辐射（图 4g， 4h）和纬向风切变（图 4i， 4j）都以 20 N 为界， 1998 年南（北）边为正（负）异常， 2016 年相反。因此，注“ X”为当年气旋生成位置。40˚N30˚N20˚N10˚NEQ100˚E 120˚E 140˚E 160˚E 180˚40˚N30˚N20˚N10˚NEQ40˚N30˚N20˚N10˚NEQ40˚N30˚N20˚N10˚NEQ40˚N30˚N20˚N10˚NEQ10 10100˚E 120˚E 140˚E 160˚E 180˚a 850 hPa 相对涡度 /10-6/sb c d e f g h i j 850 hPa风场 /m/s600 hPa 相对湿度 /向外长波辐射 /W/m2850 ～ 200 hPa 纬向风切变 /m/s1998 年 8 月 2016 年 8 月气候变化研究进展 2019 年124气 候 系 统 变 化1998 年 8 月在 TC生成的主要区域（ 105 E～ 180，10～ 30 N，表现为不利的大尺度环境要素异常特征。相反， 2016年 8 月在 TC生成的主要区域，表现出有利 TC生成的大尺度环境要素异常特征。对比 1998 和 2016 年 8 月 SSTA 和 850 hPa 异常环流场的空间分布（图 5，可以看出这两年 8月在太平洋中部出现了拉尼娜现象， 1998 年冷SSTA 靠近中部， 2016 年偏东。 2016 年副热带东北太平洋有明显的暖异常现象，且与 PMM 的SSTA 模态十分类似，由北向南呈现“--”三极分布，而 1998 年的暖异常很弱。在其北方的阿拉斯加湾也截然不同， 1998 年是冷 SSTA 配合850 hPa 气旋性环流， 2016 年为暖 SSTA 上存在反气旋环流。 1998 年印度洋呈现类似一致模的整体暖异常，大西洋从北向南为“-”的三极型分布，而 2016 年印度洋和北大西洋 SSTA 整体为负值。3 西北太平洋大气环流对各海盆 SSTA 响应根据上文所述，针对 1998 年和 2016 年 SSTA的差异，挑选出以下 5 个主要海盆热带印度洋（ TIO， 40～ 110 E， 30 S ～ 30 N、北大西洋（ NA， 85 W ～ 0， 20～ 60 N、热带大西洋（ TA， 85 W ～ 15 E， 20 S ～ 20 N、北太平洋（ NP， 125 E ～ 100 W， 20～ 60 N）和热带太平洋（ TP， 110 E ～ 80 W， 20 S ～ 20 N。已有研究指出 2016 年夏季西北太平洋 TCGN 的异常增多是受 PMM 的影响[19]，因此将 PMM 的SSTA 模态也作为一个主要海盆模态。 PMM 是通过 175 E ～ 95 W， 21 S ～ 32 N 区域的海温和 10 m高度的表面风场去除趋势季节变化、 ENSO 信号后进行奇异值分解得到的第一模态。由于 PMM 包含表面风场，而后续试验为比较不同海盆的影响只叠加其 SSTA 场，因此将要叠加的 PMM 的 SSTA 模态称为 PMM-like SSTA。模式设计如下。控制试验使用全球气候平均（ 1970 2010 年）图 5 1998 年 a 和 2016 年 b 8 月 SSTA 和 850 hPa 风场异常的空间分布Fig. 5 Spatial distribution of SSTA shadow and anomalous wind vector at 850 hPa in August in 1998 a and 2016 b海温和海冰进行积分，积分 40年，积分步长为 900 s，选取第 11 ～ 40 年进行分析，同时作为敏感性试验的大气初始场。敏感性试验所用的海温场由在气候平均海温场上分别叠加 1998 年和 2016 年观测SSTA 得到，每组试验包含 30 个集合样本，敏感性试验具体设计如表 2。将敏感性试验样本与控制试验样本的差值作为环流的异常响应。表 3 给出了 8 月西北太平洋 TC 生成主要区域850 hPa 相对涡度， 600 hPa 相对湿度和 850 ～ 200 hPa 纬向风切变对各 SSTA 强迫的响应。 1998ALL试验的相对涡度和相对湿度都为负异常响应，与实际观测一致，但纬向风切变的负异常与观测相反；2016ALL 试验强迫出正相对涡度异常和正相对湿度异常以及负纬向风切变异常都与观测一致，但纬向风切变的负异常较大，相对涡度正异常较小。整体上 ECHAM4 模式能够模拟出 1998 年和 2016 年SSTA 对西北太平洋 TC 生成环境要素的影响，其中纬向风切变模拟结果偏小（负异常响应偏大 。对比 1998 年 850 hPa 相对涡度和 600 hPa 相对湿度对各海盆响应情况发现，热带印度洋和大西洋的60˚N40˚N20˚NEQ20˚S0˚ 60˚E 120˚E 120˚W180˚ 60˚W 0˚ 0˚ 60˚E 120˚E 120˚W180˚ 60˚W 0˚5 m/s 5 m/s-1.5 -0.9 -0.3 1.5 SSTA/℃0.90.3a 1998 年 8 月 b 2016 年 8 月2 期 125方珂，等海表温度差异对 1998 及 2016 年 8 月西北太平洋热带气旋生成频数的影响表 2 敏感性试验设计Table 2 Target regions for the numerical experiments试验名称1998ALL2016ALL1998TIO2016TIO1998NA2016NA1998TA2016TA1998NP2016NP1998TP2016TP1998PMM-like2016PMM-like范围 异常强迫0～ 360， 30 S ～ 60 N0～ 360， 30 S ～ 60 N40～ 110 E， 30 S ～ 30 N40～ 110 E， 30 S ～ 30 N85 W ～ 0， 20～ 60 N85 W ～ 0， 20～ 60 N85 W ～ 15 E， 20 S ～ 20 N85 W ～ 15 E， 20 S ～ 20 N125 E ～ 100 W， 20～ 60 N125 E ～ 100 W， 20～ 60 N110 E ～ 80 W， 20 S ～ 20 N110 E ～ 80 W， 20 S ～ 20 N175 E ～ 95 W， 21 S ～ 32 N175 E ～ 95 W， 21 S ～ 32 N1998 年观测 SSTA2016 年观测 SSTA1998 年观测 SSTA2016 年观测 SSTA1998 年观测 SSTA2016 年观测 SSTA1998 年观测 SSTA2016 年观测 SSTA1998 年观测 SSTA2016 年观测 SSTA1998 年观测 SSTA2016 年观测 SSTA1998 年时间系数乘 SSTA 模态2016 年时间系数乘 SSTA 模态表 3 8 月各环境要素区域（ 105 E ～ 180, 10～ 30 N）平均响应的 ECHAM4 模拟结果Table 3 Response of average environmental factors over the region at 105 E-180 , 10- 30 N from ECHAM model simulation in AugustSSTA 强迫出的相对涡度和相对湿度会抑制 TC 生成，而太平洋以及 PMM-like 区域强迫出的环境要素会促使 TCGN 增加，且热带印度洋和大西洋强迫出的负异常响应强于太平洋地区强迫的正异常，所以各海盆共同作用时，西北太平洋的大气响应仍呈现出抑制 TC 生成的态势。对比 2016 年环境要素时考虑 3 个要素中有两个及以上能促进 TC 生成就考虑为该海盆强迫有利于 TCGN增加，反之亦然，因此得到除了 PMM-like 强迫之外其他海盆都会使西北太平洋 TCGN 增加，也可以说明 2016 年 8 月TCGN 出现如此大正异常的原因。图 6a 表明， 1998 年热带印度洋的暖 SSTA会加热局地大气形成上升运动，产生向东传播的开尔文波。在热带印度洋以东的西太平洋赤道地区产生东风异常，形成反气旋切变，产生对流反馈激发出西北太平洋上的异常反气旋。在中国南海至菲律宾海上的大范围流函数正异常证明了这种高压反气旋系统的存在，该异常反气旋产生了不利于TC 生成活动的环境因素，导致 TCGN 显著下降。2016 年热带印度洋的冷 SSTA 则相反（图略 ，在中国南海至菲律宾海上产生气旋性异常响应，会使TCGN 增加。模拟年份 环境要素相对涡度 /10-6/s相对湿度 /纬向风切变 /m/s相对涡度 /10-6/s相对湿度 /纬向风切变 /m/sTA TPALL TIO NA NP19982016PMM-like-2.15-0.68-0.440.311.04-1.80-1.57-1.620.660.340.89-0.55-0.82-0.08-0.79-0.220.84-0.41-0.18-0.11-0.480.06-0.19-0.700.452.38-1.11-0.150.54-1.370.711.79-1.670.310.72-0.240.410.690.18-0.33-0.23-气候变化研究进展 2019 年126气 候 系 统 变 化利用观测资料对 PMM 位相和西北太平洋TCGN 进行分析得到 1970 2016 年 8 月西北太平洋 TCGN 与同期（ 8 月） PMM 时间系数的相关为 0.31，通过了 95 的信度水平，与前期（ 7 月）PMM 时间系数的相关为 0.37，通过了 99 的信度水平；通过合成分析会发现，当 PMM 处于正位相时西北太平洋地区会形成一个配有较大正涡度异常的气旋性环流。通过模式强迫却发现 2016 年 8月的 PMM 正位相 SSTA 在西北太平洋上形成的是异常反气旋性环流。如图 6b 所示，正 PMM-like SSTA 在北半球副热带强迫出东西反向的跷跷板形势，在中东太平洋出现异常气旋性上升运动，而西40˚N20˚NEQ90˚E 120˚E 150˚E 150˚W180˚20˚S3 3a 1998TIO b 2016PMM-likec 1998TA d 1998NA e 1998TP f 1998NP40˚N20˚NEQ20˚S40˚N20˚NEQ20˚S3 33 3120˚W 90˚W 90˚E 120˚E 150˚E 150˚W180˚ 120˚W 90˚W90˚W 30˚W 30˚E 90˚E 150˚E 90˚W150˚W 90˚W 30˚W 30˚E 90˚E 150˚E 90˚W150˚W90˚E 120˚E 150˚E 150˚W180˚ 120˚W 90˚W0˚ 30˚E 60˚E 180˚90˚E 120˚E 150˚E-100 -50 25 75 100 海平面气压 /Pa50-25-75图 6 8 月北半球环境要素对各海盆 SSTA 强迫的响应Fig. 6 Response of environmental factors in the Northern Hemisphere to SSTA of each basin in August. Gray contour is the prescribed SSTA unit C, shading is sea level pressure unit Pa, only differences exceeding 95 confident level are shown, vector is 850 hPa wind unit m/s, only differences exceeding 90 confident level are shown, red green contour is positive negative stream functionunit 107m2/s, only differences exceeding 95 confident level are shown, the black contour is the geopotential heightunit gpm; d is 200 hPa, f is 500 hPa注灰色等值线为叠加的 SSTA（单位℃ ，阴影为海平面气压（单位 Pa，仅给出通过 95 信度水平 ，矢量为 850 hPa 风场（单位 m/s，仅给出通过 90 信度水平 ，红色（绿色）等值线为正值（负值）流函数（单位 107m2/s，仅给出通过 95 信度水平 ，黑色等值线为位势高度（单位 gpm； d 图为 200 hPa， f 图为 500 hPa。太平洋被反气旋性下沉运动控制，这与前人数值模式试验的结果一致[26]。 1998 年 PMM-like 模拟结果与 2016 年相反（图略 ，西北太平洋地区气旋性上升的环流形势有利于 TC 生成。模式结果与观测分析的差异说明了正 PMM 的 SSTA 并不能直接通过海气相互作用引起有利于 TC 生成的西北太平洋环流，其直接产生的大气响应反而会导致 TC 生成减少。通过 TCGN 与前期 PMM 相关关系更好推测前期（如春季）正 PMM 位相的出现会通过海气相互作用影响其他海盆，使其他海盆在 8 月（夏季）的 SSTA 会强迫出有利于西北太平洋 TC 生成的环流形势。127方珂，等海表温度差异对 1998 及 2016 年 8 月西北太平洋热带气旋生成频数的影响2 期 热带大西洋和北大西洋的暖 SSTA 都能在菲律宾以东强迫出反气旋性异常环流（图 6c， 6d。1998 年 8 月热带大西洋暖 SSTA 在大西洋地区产生强烈的上升运动，引起热带对流活动的变化，引发 Gill-Matsuno 响应[27-28]并向东传播，最终在西北太平洋上形成反气旋异常。 1998 年 8 月北大西洋暖 SSTA 在中高纬高空（ 200 hPa）激发出正位势高度异常，在强西风气流的背景下形成 Rossby波遥相关波列，在西北太平洋上空辐合，导致低层辐散形成反气旋性环流，减弱了季风槽，使 TCGN减少。 2016 年 8 月热带大西洋和北大西洋海温主要为冷异常（图略 ，在西北太平洋上强迫出较小的气旋性异常环流，且都弱于 1998 年强迫出的反气旋性异常。2016 年 8 月（图略）热带太平洋和北太平洋SSTA 的强迫结果均与 1998 年相似。 1998 年热带太平洋和北太平洋 SSTA 在西北太平洋上都会强迫出气旋性环流异常，但二者的位置及范围差异很大（图 6e， 6f。热带太平洋 SSTA 分布类似拉尼娜的 SSTA 分布，中东太平洋 SSTA 偏低，西太平洋SSTA 偏高，其在 130 E 以东形成大范围反气旋性环流异常，与 2016 年 8 月在珠江三角洲上观测到的反气旋异常位置对应，在 130 E 以西形成气旋性环流异常（图 6e。北太平洋 SSTA 北部（ 40 N以北）由西向东呈“-”分布，南部（ 40 N以南）都为负值，在北太平洋上空强迫出东高西低（位势高度）的两极型分布，即在西北太平洋上空形成以日本以南为中心的气旋性环流 图 6f。二者的气旋性环流异常都会加强季风槽，使低层相对涡度和中层相对湿度增加，进一步促进 TC 生成。综上所述，通过 ECHAM4 模式的敏感性试验证明了 1998 年与 2016 年 8 月 TCGN 的显著差异主要是由不同热带印度洋和大西洋 SSTA 导致。太平洋 SSTA 对两年 TCGN 都为正的贡献， PMM 的SSTA 位相则起相反作用。 1998 年 8 月 TCGN 的减少是由于热带印度洋和大西洋 SSTA 产生的反气旋响应强于太平洋地区产生的气旋性响应。 2016 年8 月 TCGN 的增加是各海盆一致贡献的结果，且珠江三角洲的气旋性异常主要是热带太平洋 SSTA 的强迫作用，日本以南的气旋性异常是热带印度洋、大西洋和北太平洋 SSTA 共同作用的结果。有关厄尔尼诺事件为何会引起衰减年夏季热带印度洋和大西洋 SSTA 如此大的区别，以及 PMM 如何影响其他海盆使得其与 TCGN 呈现很好的正相关关系仍需要进一步深入研究。4 小结与讨论1998 年和 2016 年都是超级厄尔尼诺事件的衰减年，但 8 月西北太平洋 TCGN 异常相反且差异很大（ 6 个 。观测结果表明，除赤道太平洋之外其他海盆的 SSTA 差异很大，这可能是导致西北太平洋 TC 生成区环境要素差异明显的原因。通过ECHAM4 模式对 1998 年和 2016 年 8 月的 SSTA进行一系列数值敏感性试验，分析了各海盆对西北太平洋 TC 生成区环境要素的可能影响及机制，并对比这两年的差异，得到以下结论。1998 年 8 月西北太平洋低层存在以台湾为中心的反气旋异常， 20 N 以南的相对湿度都为负异常 ，而 2016 年则在台湾东北（日本以南）和西南（珠江三角洲）各有一个气旋性环流异常，在气旋东南侧都配有正相对湿度。向外长波辐射和纬向风切变都以 20 N为界， 1998 年南（北）边为正（负）异常，2016 年相反。TC 主要生成区域环境要素异常主要表现为相对涡度和相对湿度的差异，纬向风切变异常不大。1998 年的相对涡度异常为 - 1.7 倍标准差，相对湿度异常达到了 - 1.3 倍标准差。 2016 年相对涡度异常为 1.6 倍标准差，相对湿度异常更是最大的一年，达到了 2.3 倍标准差。正的相对涡度能为 TC 生成提供大尺度辐合上升运动，大的相对湿度会产生更多凝结潜热的释放，加强上升运动，促进 TC 生成。数值模拟结果表明 1998 年与 2016 年热带印度洋和大西洋几乎相反的 SSTA 是导致 TCGN 显著差异的主要原因。 1998 年热带印度洋暖 SSTA 产生向东传播的开尔文波，热带大西洋暖 SSTA 引起热带对流活动的变化，引发 Gill-Matsuno 响应，沿赤道传播，最终都在西北太平洋上形成反气旋性气候变化研究进展 2019 年128气 候 系 统 变 化异常环流；北大西洋暖 SSTA 在中高纬高空激发出Rossby 波遥相关波列，形成低层反气旋性环流异常，减弱了季风槽。通过数值模式试验，还表明 1998 年与 2016 年热带太平洋和北太平洋 SSTA 均在太平洋东部形成反气旋高压，西部形成气旋性低压（热带太平洋强迫形成在热带太平洋上空，北太平洋强迫形成在北太平洋上空 ，都有利于西北太平洋 TC 生成，且珠江三角洲的气旋性异常主要是热带太平洋 SSTA的响应结果。 1998 年与 2016 年 PMM-like 的 SSTA在北半球副热带强迫出东西反向的跷跷板形势都会抑制西北太平洋 TC 生成。由于本研究使用的是大气模式，未考虑不同海盆之间的相互作用，因此厄尔尼诺事件如何引起其他海盆不同的 SSTA，以及 PMM