作为暖池的主体区域，西北太平洋是全球热带气旋生成及活动最频繁的海域(Gray，1968；陈联寿和丁一汇，1979；Zehr，1992；Yumoto and Matsuura， 2001；陈联寿和孟智勇，2001)。南海作为西北太平洋最大的边缘海，一方面受到西北太平洋生成的某些台风西移的影响，另一方面也是热带气旋生成的源地(陈世荣，1990)。南海海域内局地生成的热带气旋又称南海台风，以下简称为南海热带气旋(吴迪生等，2005；蒋迪等，2012)。由于南海海域面积相对于其以东的西北太平洋偏小、且西部和北部均紧邻大面积大陆，因而在南海生成的热带气旋大多在沿岸登陆后减弱、消失，从而给我国华南及其它国家沿海地区造成较大经济损失及人员伤亡。然而，在吕宋岛以东的西北太平洋海域，海域广阔且受周围陆地影响较小，上层海洋暖水较南海也更为深厚(Lin et al., 2008)，意味着包含更多的上层海洋热含量(Goni and Trinanes， 2003; Lin et al., 2009)。季风槽作为热带气旋生成的强大 动力因素，其空间尺度和强度在西北太平洋海域也往往比南海区域更强大(Harr and Elsberry， 1995; Mao and Wu， 2010)。因而，西北太平洋海域生成的热带气旋与南海区域生成的热带气旋在频数、强度、移动路径长度与方向、移动速度及持续时间等方面均有不同(王东生和屈雅，2007；Yuan et al., 2007；Wang，2008；郑文荣等，2009；Wang and Pan， 2012；杨彩虹等，2012；叶婷婷，2013)，影响它们季节变化和年际变化的强迫因子也有差异(Watterson et al., 1995; Ritchie and Holland ，1999; Maloney and Hartmann， 2001; Mao and Chan， 2005)。

李雪等(2010)将整个西北太平洋划分为南海(5°N～25°N，110°E～120°E)和西北太平洋(5°N～ 25°N，120°E～180°)两个区域，并利用中国气象局1950～2007年资料，比较了两个区域热带气旋生成频数的年际变化和季节变化。结果发现，西北太平洋热带气旋生成频数明显多于南海。两海域热带气旋生成频数在年际变化上相对独立，在季节变化上存在明显区域性差异。但对于上述差异的成因仅仅讨论了季风槽和海温的作用。Gray(1968)从全球视野考察了热带气旋形成的季节依赖性气候特征，并提出了热带气旋形成的6个海气热力、动力学必要条件。作为伴有强烈海气相互作用的强对流系统，热带气旋的强度变化同样受到这些大气、海洋气候参数的影响(Wang and Wu， 2004)。此外，ENSO事件(陈光华和黄荣辉，2006；李春晖等，2007；白莉娜和王元，2009；祝丽娟等，2012；冯涛等，2013)、南极涛动(王会军和范可，2006)、北太平洋涛动(王会军等，2007b；Zhou and Cui， 2014)、北太平洋海冰面积指数(范可，2007a)以及Hadley环流(Zhou and Cui， 2008)等与南海及西北太平洋热带气旋活动的年际变化密切相关，基于上述成果开展了台风的气候预测(王会军等，2006；范可，2007b；王会军等，2007a；Fan and Wang， 2009)。其中，ENSO对于南海与西北太平洋热带气旋生成频数(Chan，2000)、 生成位置(L and er， 1994; Wang and Chan， 2002; Chen and Tam， 2010)及其他活动特征(Wu et al., 2005)年际变化的影响不完全一致。

因此，本文将基于李雪等(2010)的区域划分，并利用美国联合台风预警中心(JTWC)的热带气旋资料及其对热带气旋生成的定义(根据Saffir− Simpson标准，达到热带低压强度视为热带气旋生成，即风速大于17.5 m s⁻¹)，综合热带气旋生成、加强的大尺度热力和动力条件(Gray，1968; Emanuel，2003)，进一步揭示两个海域生成的热带气旋在生成、强度、维持时间等方面的季节差异以及ENSO的影响，侧重分析造成差异的海气环境因子的相对重要性。

本文使用的热带气旋资料来自JTWC西北 太平洋热带气旋最优路径数据集(1945～2011 年)，利用1979～2010年JRA-25(Japanese 25-year ReAnalysis)再分析资料(Onogi et al., 2007)对大气环境因子进行诊断。所用要素场为标准等压面上的月平均风场和水汽场，空间分辨率为1.25°(纬 度)×1.25°(经度)。海温(sea surface temperature，SST)资料来源于NOAA 1982～2011年月平均最优差值海温资料(Reynolds et al., 2002)，空间分辨率为1°(纬度)×1°(经度)。

文中对ENSO的定义来自于NOAA 逐月海洋Niño指数(Oceanic Niño Index，ONI)，即Niño 3.4区(5°N～5°S，120°W～170°W)3个月滑动平均海温距平大(小)于0.5 °C则为一次El Niño(La Niña)事件。根据上述定义，1950～2011年共有18次El Niño事件，16次La Niña事件，其余为中性 ENSO事件影响时间(表 1)。

表 1(Table 1)

表 1 1950～2011年El Niño及La Niña事件发生时段Table 1 Time buckets of the El Niño and La Niña events during 1951−2011 发生时段 El Niño事件 La Niña事件 1951年7月至1952年1月 1950年1月至1950年8月 1953年1月至1954年2月 1950年10月至1951年2月 1957年4月至1959年3月 1954年5月至1956年12月 1963年6月至1964年2月 1964年5月至1965年1月 1965年5月至1966年4月 1970年7月至1972年1月 1968年8月至1970年1月 1973年5月至1974年7月 1972年5月至1973年3月 1974年10月至1976年4月 1976年9月至1977年2月 1983年9月至1984年1月 1977年9月至1978年2月 1984年10月至1985年9月 1982年5月至1983年6月 1988年5月至1989年5月 1986年8月至1988年2月 1995年9月至1996年3月 1991年5月至1992年6月 1998年7月至2001年3月 1994年9月至1995年3月 2005年11月至2006年3月 1997年5月至1998年4月 2007年8月至2008年6月 2002年5月至2003年2月 2008年11月至2009年3月 2004年7月至2005年1月 2010年7月至2011年4月 2006年9月至2007年1月 2009年7月至2010年4月

表 1 1950～2011年El Niño及La Niña事件发生时段Table 1 Time buckets of the El Niño and La Niña events during 1951−2011

统计JTWC西北太平洋1945～2011年热带气旋资料，南海与西北太平洋热带气旋逐月气候平均生成位置如图 1所示。在南海区域，1～4月，热带气旋平均生成于10°N及其以南，而3月没有热带气旋生成。5月，生成位置大幅度向北跳跃至15°N附近，6～9月，集中生成于17°N附近。这种夏季南海台风生成位置的集聚性证实了李春晖等(2007)所得结果。10月，生成位置显著地南撤至14°N以南。在11月和12月，气旋生成的纬度基本与4月相同，即10°N附近。值得注意的是，南海热带气旋气候平均生成位置分别在5月和10月有一次大幅北进或南撤的“季节突变”现象，其中以5月的向北跃进最为明显。但在120°E以东的西北太平洋，生成位置的季节变化主要表现为逐步推进或撤退，只在7月有一次明显的北跳。7～10月热带气旋平均生成于12°N以北，与之对应相反，其他其它月份位于10°N以南。

图 2给出了南海及西北太平洋热带气旋生成频数的季节变化。在南海，1～4月热带气旋生成较少，这4个月生成频数总和仅占全年的3%左右。而5月生成频数陡增至全年的8%(图 2a)，与生成位置的大幅北跳对应(图 1)。6～9月南海生成的热带气旋逐渐增多，峰值出现在8、9月，约占全年 的38%(8、9月之和)，明显多于全年其他月份。10月，与生成位置的突然南撤相对应，生成频数由9月19%以上迅速减少至12%。南海热带气旋生成频数的季节变化与其生成位置的季节变化有很好的对应关系，即存在5月大幅增加和10月减少的“季节突变”现象。

图 1

Fig. 1

图 1 南海(圆点)与西北太平洋(三角)热带气旋逐月气候平均生成位置Fig. 1 Climatological mean tropical cyclogenesis positions for different months in the South China Sea(circles) and in the western North Pacific(triangles)

图 2

Fig. 2

图 2(a)南海与(b)西北太平洋热带气旋生成频数百分比Fig. 2 Percentages of tropical cyclogenesis frequencies from Jan to Dec in(a)the South China Sea and (b)the western North Pacific

如图 2b所示，在西北太平洋，热带气旋生成频数在7～10月明显多于全年其他月份，为热带气旋活动的“盛期”，其中各月生成频数均大于14%且差异较小，最大值出现在8月。“盛期”之外其余各月不足全年的9%。这与7～10月气候平均生成位置在12°N以北，其他月份在10°N以南的分类相对应，说明西北太平洋热带气旋生成频数与生成位置有一定关系。

为考察南海及西北太平洋热带气旋强度季节变化的差异，根据Saffir−Simpson标准将热带气旋划分为4级：中心附近最大风速大于17.5 m s^-1即为热带低压(Tropical Depression，TD)；风速在17.5～32.4 m s^-1之间为热带风暴(Tropical Storm，TS)；风速在32.9～69.5 m s^-1之间为台风(Typhoon，TY)；风速大于69.5 m s^-1则定义为超级台风(Super Typhoon，ST)。根据上述热带气旋分级标准，图 3给出逐月不同强度热带气旋生成频数。如图 3a所示，南海以热带风暴生成为主，年平均热带风暴数占热带气旋总数的53.8%，5～11月热带风暴生成频数均大于其它强度的热带气旋。5月，不同强度热带气旋均较前一月明显增多，其中以热带风暴生成的数量增幅最大。6～8月，热带风暴生成频数不断增多，其中7、8月热带风暴生成频数是台风生成频数两倍以上。9月，南海上空热带风暴生成减少，而台风生成频数增加，达全年最大。10月各强度热带气旋生成频数均显著减少。12月则以热带低压生成为主。然而在西北太平洋，生成的台风较其它强度的热带气旋多(图 3b)，占生成热带气旋总数的49.1%。7～10月也是西北太平洋台风生成 的“盛期”，其生成频数远大于其他强度的热带气旋。通过对比可知，两海域热带气旋强度的季节变化与生成频数的季节变化特征一致，且西北太平洋生成的热带气旋平均强于南海局地生成的热带气旋。

图 3

Fig. 3

图 3(a)南海与(b)西北太平洋不同强度热带气旋(热带低压TD，热带风暴TS，台风TY，超级台风ST)生成频数百分比Fig. 3 Percentages of tropical cyclogenesis frequencies with different intensities for tropical depression(TD)，tropical storm(TS)，typhoon(TY)， and supertyphoon(ST)from Jan to Dec in(a)the South China Sea and (b)the western North Pacific

从热带气旋首次达到热带低压强度(即风速大于17.5 m s^-1)JTWC开始对其进行编号至其强度弱于热带低压(风速小于17.5 m s⁻¹)，JTWC取消对其编号截止，所经历的时间定义为热带气旋的持续时间。为了考察两海域热带气旋维持时间的季节变化，分别计算两海域逐月及全年热带气旋持续时间的气候平均(图 4)。由图 4可知，南海生成的热带气旋的平均持续时间为6 d，而在西北太平洋生成的热带气旋的平均持续时间为8 d。因此，除了强度弱于西北太平洋生成的热带气旋外，南海局地生成的热带气旋的持续时间也较短。造成这种差异的原因可能是南海是一个半开放海域且海盆尺度较小，热带气旋生成后很快会登陆进而填塞消亡。此外，无论是在南海还是西北太平洋生成的热带气旋，其持续时间都没有显著的季节差异。

图 4

Fig. 4

图 4 南海与西北太平洋热带气旋维持时间的季节变化Fig. 4 Seasonal variations of tropical cyclone durations in(a)the SouthChina Sea and (b)the western North Pacific

通过上述对比可知，南海与120°E以东的西北太平洋局地生成的热带气旋在生成位置、频数及强度的季节变化等方面存在明显差异。以下将通过低层相对涡度、风速垂直切变、中层相对湿度及SST等大气、海洋动力热力气候参数的季节变化探讨造成南海与西北太平洋热带气旋生成及强度差异的原因及其相对重要性。

图 5给出南海和西北太平洋850 hPa相对涡度及水平风场的时间－纬度分布。北半球冬季，南海位于强大的西伯利亚高压南侧(丁一汇，2005)，则如图 5a所示，1～4月南海大部分区域盛行东北季风。此时西北太平洋副热带高压(以下简称西太副高)强度较弱，中心位于台湾海峡附近(丁一汇，2005)，南海北部(11°N以北)对流层中低层受西太副高控制为负涡度区；而南海南部(11°N以南)受热带辐合带(Intertropical Convergence Zone，ITCZ)影响，为正涡度区(图 5a)。因此热带气旋主要生成于10°N以南(图 1)。5月，随着南海季风的爆发，南海全海域风速迅速减小，并转为一致的偏南风。季风槽在南海的建立和发展以及南海北部副高的减弱东撤(丁一汇，2005)造成气旋性涡度区由10°N以南迅速北跳，于6月到达8°N～20°N，使得生成位置大幅北进。6～9月南海区域盛行西南风，季风槽加强并向北跃进。因此10°N～20°N相对涡度大于0.5×10⁻⁵ s⁻¹，热带气旋集中生成于南海北部(图 1)。其中，8月、9月南海中北部(12°N～18°N之间)相对涡度大于10⁻⁵ s⁻¹，与之相对应，生成频数最多(图 2 a)。10月，南海10°N以北基本转为东北偏东风，标志着由夏季西 南季风开始转为冬季东北季风，而相对涡度大值区(大于10⁻⁵ s⁻¹)随着ITCZ的南撤移至7°N～12°N之间，10月生成位置因此明显南撤(图 1)。之后，东北季风逐渐增强并向南扩展，相对涡度大值区回到10°N以南。受低层相对涡度的影响，在夏(冬)季风期热带气旋生成于南海北(南)部，与已有结论一致(Wang et al., 2007; 李雪等，2010)。

图 5

Fig. 5

图 5(a)南海与(b)西北太平洋850 hPa 相对涡度(阴影)及水平风场(箭头)的时间－纬度分布Fig. 5 Time−latitude distributions of the 850-hPa relative vorticity(shadings) and horizontal winds(vectors)over(a)the South China Sea and (b)the westernNorth Pacific

西北太平洋同样受到季风影响，主要体现为其上空西太副高及ITCZ的季节性推进及撤退(Wu and Wang， 2001; Li and Wang， 2005)。1～6月，10°N以南受ITCZ控制，为正涡度区；10°N以北，受西太副高及Hadley环流下沉支的影响，为负涡度区(图 5b)。因此，热带气旋主要生成于10°N以南(图 1)。7月开始，西太副高加强并向北跃进，ITCZ随之北上至10°N～15°N。因此，正相对涡度区向北扩展，热带气旋生成位置北跳。7～10月，南半球马斯克林高压的加强发展使得赤道附近(7°N以南)为负涡度控制；10°N～20°N受ITCZ及低频活动的影响，为正涡度区(范可，2007b)；而脊线位于28°N附近的西太副高是造成20°N以北为负涡度区(图 5b)的主要原因。因此，热带气旋在10°N～20°N气旋性涡度区大量生成，进入热带气旋活动的“盛期”(图 1和图 2b)。

综上，海陆热力差异的季节反转及海温的季节变化造成南海及西北太平洋冬、夏季风行星尺度大气环流系统(如季风槽、西太副高)发生季节性变化(Wu and Wang， 2001; Li and Wang， 2005)，低层相对涡度随之发生改变，进而影响热带气旋生成位置。值得注意的是，11月、12月，南海中北部(10°N～18°N)及西北太平洋10°N以北仍为正相对涡度 区，但是热带气旋却主要生成于10°N以南(图 1)，且南海上空气候平均低层相对涡度大于西北太 平洋，而西北太平洋生成的热带气旋却平均强于 南海局地生成的热带气旋(图 3)。由此可见，南海及西北太平洋热带气旋的生成并不完全决定于 低层相对涡度这一大气动力参数。低层气旋式涡度对夏季南海热带气旋生成有明显的调控作用，而对于冬季特别是11月、12月热带气旋活动并不是主要贡献。

水平风速的垂直切变是影响热带气旋生成及强度变化的另一重要的大气动力参数，本文采用200 hPa与850 hPa水平风速差值的绝对值表征这一动力参数。垂直切变在1.25～5 m s^-1最有利于热带气旋生成，小于1.25 m s^-1或大于10 m s^-1均不利于热带气旋生成；且东风切变较西风切变更有利于热带气旋生成(Goldenberg et al., 2001; Nolan and McGauley， 2012)。定义200 hPa与850 hPa纬向风垂直切变大于0即为西风切变，小于0为东风切变(Wang，1990)。

图 6给出了水平风速垂直切变及高低层水平风场在两海域的时间－纬度分布。北半球冬季，南海与西北太平洋较为一致，低层为副热带高压南侧的偏东风控制；对流层上层副热带高压西部脊脊线位于12°N附近，向极一侧为副热带西风急流，向赤道一侧为较弱的热带东风急流(丁一汇，2005)。因此，如图 6所示，11月至次年4月南海及西北太平洋15°N以北高层均为副热带强西风控制，低层则为较强的偏东风，形成大于10 m s^-1的强西风切变。这种强西风切变造成的“通风”作用会迅速带走上升的暖湿空气产生的凝结潜热(Wang and Wu， 2004; Nolan and McGauley， 2012)，非常不利于热带气旋的生成及发展。因此，两区域热带气旋大多生成于有弱东风切变的南部海域。

图 6

Fig. 6

图 6(a)南海与(b)西北太平洋200 hPa 与850 hPa 之间水平风速的垂直切变(阴影)、850 hPa 水平风场(黑色矢量箭头，单位：m s-1)及200 hPa水平风场(蓝色矢量箭头，单位：m s-1)的时间－纬度分布Fig. 6 Time−latitude distributions of the vertical wind shear between 200 hPa and 850 hPa(shadings)，the 850-hPa horizontal winds(black vectors，units:m s-1) and the 200-hPa horizontal winds(blue vectors，units: m s-1)over(a)the South China Sea and (b)the western North Pacific

5月，南亚高压位于中南半岛上空(丁一汇，2005)，南海中北部10°N～20°N位于高压东部，高层西风减速并逐渐转为较弱的偏东风控制，低层为较弱的西南风(图 6a)。因此南海中北部风速垂直切变迅速减小，且10°N～17°N为最有利于热带气旋生成的弱垂直切变(1.25～5 m s^-1)。随着南海上空弱垂直切变(1.25～5 m s^-1)区的向北扩展至中北部，热带气旋生成位置向北大幅跃进同时生成频数显著增加，强度明显加强(图 1、图 2a、图 3a)。

6～9月夏季风期，由于青藏高原的加热作用，南亚高压跳上高原并达到全年最强，其南侧的热带东风急流加强，并与北侧副热带西风急流一起向北推进(丁一汇，2005)。随着西风急流的北跳，南海北部对流层高层转为热带东风急流控制，且因低层盛行西南季风，则南海北部由冬季的强西风切变转为弱东风切变(王会军等，2007b；范可，2007b)，热带气旋主要生成于北部(图 1)。而西北太平洋高层，150°E以西受强大的南亚高压控制，25°N以南位于高压南侧，为东风；150°E以东受洋中槽影响，10°N以北均为偏西风，以南为偏东风。因此，纬向平均西北太平洋10°N以南为一致的偏东风，北部纬向风分量较小。低层盛行偏东信风，则受此高低空配置影响，西北太平洋北半球夏季垂直切变较小，且10°N以北为最有利于热带气旋生成的弱垂直切变区(1.25～5 m s^-1)。因此，夏季为西北太平洋热带气旋生成的“盛期”(图 2b)，且集中生成于北部海域(图 1)。

10月，南海大部高层仍为东风控制，而由于南海夏季风的撤退及冬季风的向南推进，南海中北部(11°N～18°N)低层由西南风转为偏东风(图 6a)。因此，弱东风切变区向南扩展至南海中部(图 6a)，热带气旋生成位置随之显著南撤(图 1)。

类似于涡度的季节变化，高低空季风系统的季节演变造成垂直风切变发生季节变化，进而影响南海及西北太平洋热带气旋活动。其中，南海上空风速垂直切变在5月和10月的急剧转变对于热带气旋生成位置及生成频数的“季节突变”起重要作 用。然而与低层相对涡度类似，风速垂直切变也 无法较好地解释11月、12月南海热带气旋活动的变化：11月、12月，热带气旋集中生成于10°N以南，而有利于热带气旋生成的弱东风切变却位于7°N～15°N。此外，因高层热带东风急流在南海附近更强，且南海低层夏季盛行西南季风。因此，南海垂直切变较西北太平洋强。西北太平洋大部分区域受较弱的东风切变控制，则热带气旋生成频数较南海多，且强度大。

除了动力因子外，热力参数也对热带气旋的生成及加强起着重要作用。其中，湿润的中层大气可以减少干冷空气卷入，有利于对流的发生及维持。因此，利用图 7中500 hPa相对湿度这一热力因子进一步解释南海及西北太平洋热带气旋生成及其强度季节变化的差异。500 hPa相对湿度(RH)小于40%的区域不利于热带气旋的生成发展(Gray，1968)。如图 7a所示，11月至次年4月南海冬季风期，10°N以北中层大气非常干燥，相对湿度小于40%，不利于热带气旋的生成及加强，相应的热带气旋集中生成于10°N以南且生成频数较少、强度较弱。因此，利用中层相对湿度在冬季风期的分布可以较好地解释11月、12月南海热带气旋的生成特征。而随着西南季风的爆发，5月整个南海上空500 hPa相对湿度迅速增大，反之，10月夏季风的撤退及冬季风的向南推进使得北部中层大气的相对湿度骤降，热带气旋生成位置也因此发生两次“季节突变”。

图 7

Fig. 7

图 7(a)南海与(b)西北太平洋500 hPa 相对湿度的时间－纬度分布Fig. 7 Time−latitude distributions of the 500-hPa relative humidity over(a)the South China Sea and (b)the western North Pacific

在西北太平洋，10°N以北500 hPa相对湿度7～10月均大于40%，其中最大值出现在8月(图 7b)。相应地，7～10月10°N以北热带气旋大量生成并进入“盛期”，且8月气候平均生成位置至最大纬度(图 1)。注意到与5月南海整个海域(特别是南海北部)上空500 hPa相对湿度骤然增大，10月显著减小不同，西北太平洋500 hPa相对湿度的大值区1～7月逐步向北扩展，8～12月逐步向南收缩，这也可以解释南海热带气旋生成有“季节突变”，而西北太平洋热带气旋生成只在7月有明显变化，其他月份只是渐进式变化。

温暖的热带洋面是热带气旋生成发展的能量来源，SST作为表征海洋热力状况的一个重要参数，与热带气旋的生成及强度变化紧密相关。图 8为南海及西北太平洋SST时间－纬度分布图。由图 8a可知，12月至次年2月，南海北部(15°N以北)SST低于26.5 °C，3月开始增暖，至5月南海季风爆发期间南海海温迅速攀升至最大值(大于29.5 °C)，为热带气旋的大量生成提供了有利的海洋热力条件。6～9月，南海北部的海温高于29 °C，而从10月南海夏季风撤退期开始，南海北部迅速降温。西北太平洋没有表现出南海海温急剧变化的过程，10°N以北的南海北部海温逐渐升高，7～10月热带气旋活动“盛期”时达到最高值29 °C以上，之后逐步降低，热带气旋生成位置则南移至10°N以南。通过上述分析发现，作为最大的热带暖池，南海及西北太平洋均有较高的海温保证热带气旋生成及加强过程中所需的热量。且海陆差异的季节反转和海温的季节变化及由此造成海气相互作用是南海及西北太平洋季风爆发及撤退的重要原因(Wu and Wang， 2001; Li and Wang， 2005)。而季风的变化又会通过大气海洋动力、热力因子调控两海域热带气旋的活动。因此，海温变化与热带气旋生成的季节演变基本一致，这与李雪等(2010)的结论类似。但局地海温的季节变化不能具体解释两海域热带气旋生成及强度变化的一些特征，如5月、6月南海海温更高，但热带气旋强度平均仍弱于西北太平洋；7～9月南海南、北部各有一个SST大值区，为何热带气旋却只集中生成于南海北部。

图 8

Fig. 8

图 8(a)南海与(b)西北太平洋海表温度的时间－纬度分布Fig. 8 Time−latitude distributions of the sea surface temperature over(a)the South China Sea and (b)the western North Pacific

已有研究发现，西北太平洋及南海热带气旋活 动的年际变化与赤道东太平洋SST异常显著相关(Chan and Liu， 2004)，El Niño年南海热带气旋生成频数减少(Chan，2000)，西北太平洋热带气旋生成频数增加(Chan，2000)、强度增强(Chan and Liu， 2004)且平均生成位置东移(L and er， 1994; Wang and Chan， 2002; Chen and Tam， 2010)；La Niña年时情况相反。为了深入揭示ENSO事件对不同季节生成的热带气旋年际差异的影响，本文采用Kuleshov et al.(2008)提出的热带气旋路径穿越经度带频数(Tropical Cyclone longitude crossings，即某一经度 带有热带气旋经过的次数，若同一热带气旋多次经过某一经度带，则均计入总数)这个新指数，分别统计El Niño事件、La Niña事件和中性ENSO事件热带气旋在最活跃的季节(7～10月)和不活跃的季节(12月至次年3月)热带气旋路径穿越经度带频数相对于气候态的异常(图 9)。以El Niño事件热带气旋最活跃季节(7～10月)路径穿越经度带频数相对于气候态的异常为例，具体统计方法为：第2节所述的18次El Niño事件发生时段中若包含热带气旋最活跃季节7～10月任一月份，则将该月对应的路径穿越经度带频数计入总数，最后用总数除以18次El Niño事件发生时段中包含的最活跃季节总月份数，得到El Niño事件热带气旋最活跃季节(7～10月)路径穿越经度带频数的平均值。之后与1950～2011年(不区分ENSO事件)7～10月气候平均路径穿越经度带频数作差，即得异常偏差。其它几种情形以此类推。该指数可以同时较好地表征某一经度带内热带气旋活动的密度及热带气旋生成和路径地理位置的变化(Hall and Jewson， 2007; Kuleshov et al., 2008)。注意到ENSO事件最强(成熟)位相一般出现在冬季(张秋庆和黄荣辉，1993)，所以热带气旋最活跃的夏秋季(7～10月)恰好属于ENSO事件的发展位相，而气旋最不活跃的冬春季(12月至次年3月)对应ENSO事件的成熟及衰减位相。图 9所示的热带气旋路径穿越经度带频数距平图实际上清楚地反映了El Niño和La Niña事件不同发展位相对两个海域热带气旋活动的影响。

图 9

Fig. 9

图 9(a、b)El Niño、(c、d)La Niña、(e、f)中性ENSO 年发展位相(7～10 月，左列)和成熟及衰减位相(12 月至次年3 月，右列)月平均热带气旋路径穿越经度带频数距平Fig. 9 Anomalous tropical cyclone(TC)longitude crossings as departures from climatology for active TC season and inactive season associated withdeveloping phases(Jul–Oct，left panel) and mature−decaying phases(Dec–Mar，right panel)of(a，b)El Niño，(c，d)La Niña， and (e，f)neutral ENSO years

由图 9 a可见，在El Niño发展期间，热带气 旋路径穿越110°E～130°E经度带的频数为负距 平，即经过南海及吕宋岛的热带气旋较气候平均偏少；而130°E以东的西北太平洋路径频数是显著的正距平，而且正距平区扩展到日界线附近，意味着热带气旋生成位置也较气候态偏东。相反，在La Niña发展期间(图 9c)，南海经度带(110°E～120°E)的路径频数是正距平，但负距平主要集中在135°E～170°E经度带内。可见ENSO在南海与在西北太平洋引起的热带气旋活动的异常是相反的。对于中性ENSO年，在南海和西北太平洋东部路径频数接近于气候平均值(图 9e)。El Niño和La Niña事件在成熟及衰减位相对于冬春季(12月至次年3月)南海经度带内及西北太平洋经度带内热带气旋活动影响的反向变化与在发展期类似(图 9b和图 9d)。上述对比表明，无论是在“活跃期”还是“不活跃期”，南海及西北太平洋(尤其是其中东部)热带气旋活动均显著地受到ENSO调控，两个海域热带气旋路径穿越经度带频数在El Niño事件及La Niña事件中呈反向变化。这种反向变化的机制可以基于Chan(2000)的结果得以解释：El Niño事件从发展至成熟位相，异常暖水区逐渐东移至赤道东太平洋，Walker环流上升支随之东移，使得西北太平洋中东部低层辐合带加强，有利于热带气旋生成，然而异常下沉支出现在南海及西北太平洋西部所在经度带，季风槽变浅，使得南海热带气旋活动减弱；在La Niña事件发展过程中，Walker环流上升支向西移动，南海季风槽加深，有利于热带气旋生成。

利用JTWC西北太平洋1945～2011年热带气旋资料，对比了南海(5°N～25°N，110°E～120°E)与120°E以东的西北太平洋(5°N～25°N，120°E～180°)热带气旋生成位置、生成频数、强度、持续时间的季节变化及ENSO的影响之后发现如下活动特征差异：

(1)南海热带气旋生成特征(生成位置及频数)受南海季风影响显著，6～9月生成于南海北部(气候平均生成位置聚集于17°N附近)，11月至次年4月生成于南海南部(10°N以南)且生成频数较小。在5月和10月季节转换期，生成位置大幅北进或南撤并伴有生成频数的显著增加或减少。而西北太平洋热带气旋生成特征主要为渐进式季节演变，只在7月有一次明显的变化。其中7～10月为西北太平洋热带气旋活动的“盛期”，生成频数明显多于其他月份，同时平均生成位置较其他月份偏北。

(2)除了生成特征的差异外，南海局地生成的热带气旋平均弱于西北太平洋热带气旋。南海以热带风暴生成为主，而西北太平洋生成的台风较多，且南海热带气旋持续时间也较西北太平洋短。

(3)低层相对涡度、风速垂直切变、中层相对湿度、SST等大气、海洋气候参数的季节变化造成南海与西北太平洋热带气旋生成及强度季节变化差异的相对重要性不尽相同。低层气旋性相对涡度及弱东风切变区偏南(北)是造成1～4月(6～9月)热带气旋集中生成于10°N以南(北)且生成频数较少(多)、强度较弱(强)的主要原因。而南海上空弱垂直切变(1.25～5 m s^-1)区及500 hPa相对湿度的急剧转变与5月和10月热带气旋生成位置及生成频数的“季节突变”密切相关。此外，11月、12月南海热带气旋生成频数较少、强度较弱且生成于10°N以南则主要归因于南海北部(10°N以北)干燥的中层大气(相对湿度小于40%)不利于热带气旋的生成及加强。

(4)无论在夏、秋季的发展位相还是冬、春季的成熟及衰减位相，ENSO引起的热带气旋路径穿越经度带的频数异常在南海与在西北太平洋均是相反的。在El Niño事件期间，穿越南海所在经度带路径频数为负距平，而西北太平洋经度带为正距平；在La Niña事件期间，情况相反。

前人的工作指出，深厚的混合层可以减少海表蒸发及混合上翻引起的海表冷却，以及由此造成的对热带气旋对流活动的抑制(Gray，1968)，也是影响热带气旋生成及强度变化的海洋热力因子之一。但诊断发现两海域混合层深度的季节变化均无法较好地与热带气旋生成及强度变化相对应，且热带气旋倾向生成于混合层较浅的区域。可能的解释为，得到同样的热量，混合层浅薄的区域混合层海温可以迅速升高，进而有利于热带气旋的生成及加强。因此需要进一步深入探讨混合层深度是如何影响两海域热带气旋活动的。此外，是什么大气及海洋动力、热力因素导致南海在3月没有热带气旋生成，也是值得深入探讨的问题。