热带气旋是发生在热带海洋上的一种强烈的无锋面气旋性涡旋，会给受影响地区带来大风、风暴潮、暴雨等严重气象灾害。印度洋是连接太平洋和大西洋的桥梁，是“海上丝绸之路”的重要通道。随着“海上丝绸之路”的开通，北印度洋热带气旋的研究成为热点。张霏[1]利用1977-2013年资料发现，北印度洋热带气旋中共有41个热带气旋对我国造成影响，影响范围达11个省、市，总降水量最大的站点在云南边界，而且总降水量最大值集中在云南西部和南部边界地区，从云南西部边界向内陆依次递减。韩晓伟等[2]利用美国联合预警中心和印度气象局公布的1975-2008年热带气旋资料，对34年来发生在北印度洋的热带气旋进行统计分析，发现北印度洋的热带气旋年际变化大，月分布不均匀，呈现双峰分布特征，且与海温密切相关。Singh等[3]对1877-1998年北印度洋热带气旋分析得出5月和11月是热带气旋频发的月份。吴风电等[4]认为印度洋热带气旋的月季变化呈现双峰结构与500hPa流场上热带辐合带北进南退和垂直风切变有关。Evan等[5]认为近些年阿拉伯海季风前热带气旋的强度有所增加。袁俊鹏等[6]认为北印度洋热带气旋活动与印度洋偶极子海温异常有密切关系，当印度洋海温为西冷、冬暖的印度洋偶极子负位相模态时，北印度洋热带气旋活动频次偏多，孟加拉湾偏西路径热带气旋偏多；反之北印度洋热带气旋偏少。

目前为止研究北印度洋热带气旋活特征相对西北太平洋来说还不算多，且对印度洋热带气旋的统计特征仍存在一定争议。比如韩晓伟等[2]用1975-2008年共34a数据说明孟加拉湾海域生成的热带气旋多于阿拉伯海海域的，而吴风电等[4]用1977-2008年共32a数据表明阿拉伯海海域的热带气旋比孟加拉湾海域的活动较为频繁。本研究就1990-2018年数据统计热带气旋活动特征，与前人的结论做对比，试图进一步深化认识印度洋热带气旋，同时对“海上丝绸之路”重要通道的天气也提供一定的参考依据。

1、资料与方法

1.1资料

本研究利用印度气象局公布的1990-2018年热带气旋资料，对29a来发生在北印度洋的热带气旋进行统计分析。因此，根据世界气象组织和印度局规定[7,8]，按热带气旋中心附近最大风速划分为7个等级，由弱到强依次是：低压区(≤16kt,LowPressureArea)、低压(17～27kt,Depression;D)、强低压(28～33kt,DeepDepression;DD)、气旋风暴(34～47kt,CyclonicStorm;CS)、强气旋风暴(48～63kt,SevereCyclonicStorm;SCS)、非常强烈气旋风暴(64～119kt,VerySevereCyclonicStorm;VSCS)和超级气旋风暴(SuperCyclonicStorm;SuperCS)。本研究将1990-2018年北印度洋热带气旋的原始资料数据处理成间隔6h的记录，其中北印度洋的经纬度范围定义为(0°N-30°N,45°E-100°E)。海温资料是利用美国国家海洋大气局提供的Extended Reconstructed SeaSurface Temperatureversion5(ERSSTV5)dataset。该数据为去全球的逐月数据，水平分辨率为2°×2°。

1.2方法

滑动平均是趋势拟合技术最基础的方法，它相当于低通滤波器。对样本量为n的序列x，其滑动平均序列表示为

其中k表示滑动长度。本文采取11点平滑（k=11）对n=29a的热带气旋个数进行逐年平滑，得到更明显的年际年代际特征。

小波分析方法是一种时间窗和频率窗都可改变的时频局部化分析方法。连续小波变换和离散小波变换是小波分析的2种最基本方法。相对于离散小波变换，连续小波变换在信号的时频特征分析上更具优势。连续小波变换在数学上可看作是由一簇基函数张成的空间投影来表征该信号[9]。本研究采取Morlet小波分析方法对印度洋29a的热带气旋频数作了周期分析，因此可以显然看出印度洋热带气旋的变化周期，也对预报热带气旋的发生具有一定指示作用。

2、北印度洋热带气旋空间分布特征

利用1990-2018年29a北印度洋热带气旋数据，取第一次记录时刻的经纬度为热带气旋生成源地(图1)。从图1中可以清楚看到，北印度洋热带气旋生成源地分布不均，呈现东多西少的分布。其中热带气旋生成地主要集中在孟加拉湾海域和阿拉伯海域，而孟加拉湾海域较阿拉伯海域生成的热带气旋多。对不同强度热带气旋的生成位置用不同符号标记出来，可以看到VSCS和SuperCS等级的热带气旋主要生成在孟加拉湾海域的中东部和阿拉伯海海域的中部海域。CS和SCS等级的热带气旋主要集中在孟加拉湾海域的西部海域和阿拉伯海海域的东部海域。D和DD等级的热带气旋主要位于集中在孟加拉湾海域的西部和北部海域。通过统计29a间北印度洋共生成255个热带气旋，其中孟加拉湾海域（0°N-25°N,75°E-100°E）共生成197个热带气旋，占北印度洋热带气旋总数77.25%，而阿拉伯海域（0°N-25°N,50°E-75°E）在这29a间共生成热带气旋58个，仅占北印度洋热带气旋总数22.66%。我们的结论与韩晓伟等[2]、袁俊鹏等[6]以及张霏等[1]一致，均是孟加拉湾海域热带气旋活动较阿拉伯海海域频繁。然而，与吴风电等[4]的结论相反。吴风电等[4]用1977-2008年共32年数据认为阿拉伯海海域的热带气旋比孟加拉湾海域的活动较为频繁，本研究结论显然与之相反。但是这并不是资料的问题。韩晓伟等[2]利用1975-2008年美国联合台风警报中心（JTWC）及印度气象局（IMD）热带气旋资料，对34a来发生在北印度洋的热带气旋进行统计分析。袁俊鹏等[6]利用JTWC提供的1981-2010年北印度洋热带气旋路径资料进行分析。韩晓伟等[2]、袁俊鹏等[6]以及张霏等[1]均是采用JTWC资料，均反映孟加拉湾比阿拉伯海的频繁。海温可能是一个重要因素。

图11990-2018年北印度洋各等级强度的热带气旋生成源地分布

从印度洋热带气旋生成源地的经纬度分布来看，南北方向上，热带气旋生成源地主要集中在较低纬度（5°N-25°N）区域，东西方向上65°E-0°E和80°E-90°E是热带气旋生成区域较为频繁的地方，是热带气旋主要的生成源地。热带气旋的南北跨度也很大，从图1可以看出，位置最南可以发生在2°N左右的区域，而位置最北的发生在24°N左右，南北差距可约达23个纬度左右。

对北印度洋区域（0°N-30°N,45°E-100°E）进行2.5°×2.5°网格化，通过插值方法得到图2，即热带气旋经过网格点内的个数大小，它反映该网格点内热带气旋活跃频繁程度。2个图都能反映热带气旋的活动范围和区域。从图2可见，北印度洋热带气旋在孟加拉湾西部靠近印度地区和阿拉伯海中部区域比较活跃，其中孟加拉湾海域较阿拉伯海海域的热带气旋活跃较为频繁，这个结果与韩晓伟等[2]的结论基本一致。结合图3，从孟加拉湾海域生成的热带气旋主要西行到印度地区登陆和北上到孟加拉国。大部分热带气旋转为西向或者西北向登陆，也有少部分转为东北向在缅甸南部登陆，而在阿拉伯海海域生成的热带气旋大部分沿着西高止山脉向西北行，在巴基斯坦南部登陆，也有少部分西行。也可发现，通常位于低纬度热带气旋的路径向西行，而位于高纬度热带气旋常常发生转向，这与所经过的区域地形和位于副高周围有关[5,6]。

图21990-2018年北印度洋热带气旋路径频数

图31990-2018年北印度洋热带气旋每年路径频数分布

3、北印度洋热带气旋的气候分布特征

3.1热带气旋季节变化

从图4可以看出，在1990-2018共29a间，每月都有热带气旋生成，但季节变化明显，呈现双峰型分布。其中，5-6月和10-11月是热带气旋发生最多的月份，这与韩晓伟等[2]、吴风电等[4]的结论是一致的。热带气旋爆发最多在10月份，其次是11月份，次之为6月和5月份。从图4(b）也可以看出北印度洋几乎将近一半的热带气旋发生在秋季（44.71%），而夏季次之（28.63%），而春季和冬季则是热带气旋较少发生的时期，分别仅占10.59%和14.51%。

图4热带气旋频数的变化

根据以上结论，吴风电等[4]认为北印度洋热带气旋的季节变化呈现双峰型原因可能与海温呈正相关关系，热带辐合带和南亚季风随季节北进南退较好解释了热带气旋的季节变化。该部分将会在第5部分展开讨论。

3.2不同强度热带气旋的季节变化

从图5可以很明显看出，不同强度类型的热带气旋的逐月分布都呈现出非常明显的双峰型，再一次验证了图4结论。峰值月份基本上都集中在5-6月和10-11月，但不同强度的热带气旋出现峰值的区间略有差别。D稍早，在8月达到最高峰值，该月D共生成17个，这也说明8月份生成热带气旋一般比较弱；次高峰值出现在6月，该月共有11个D生成。DD在10月达到最高峰值，该月共有16个DD生成；次高峰值出现在6、7月，6月生成11个，7月生成10个。CS在10月达到最高峰值，该月共有14个CS生成；次高峰值出现在5月，该月生成8个。SCS在11月达到最高峰值，该月共有6个SCS生成；次高峰值出现在5月，共生成5个。VSCS在11月达到最高峰值，该月共有15个VSCS生成；次高峰值出现在5月，共生成7个；SuperCS除了在4、5、6、10月份均有一个生成之外，其他月份均没有如此强级别的热带气旋生成，这也进一步说明最有利于印度洋热带气旋生成或者发展成更强级别的时期是秋季和春末夏初，呈现明显的双峰型，上文也同样提到这与季风的南北进退有很大关系。

图51990-2018年不同强度热带气旋的逐月分布

综上所述，印度洋上发展成较为强烈的热带气旋如SCS、VSCS都在5月和11月达到峰值，而强度相对较弱的热带气旋的峰值延后（6月）或提前（10月）1个月左右，说明5月和11月更有利于印度洋较强热带气旋的发生和发展的，而6月和10月主要是较弱的热带气旋发展。

4、热带气旋的时间变化特征

从图6可以看出29a的热带气旋总共生成255个，平均每年生成8.8个。从11点平滑曲线可以看出，1998年以前，热带气旋频数有所减少，1998年以后热带气旋频数呈波动性增加。其中1993年个数最少，仅有4个；而最多一年内有14个热带气旋产生，为2018年。1990-2018年间北印度洋热带气旋整体上呈现显著的增加趋势（P<0.1),21世纪初，北印度洋热带气旋活动更为频繁。图7是利用Morlet小波对29a间热带气旋的年际变化进行了分析。结果表明，热带气旋频数具有明显的年际变化特征，其中8～11a的周期振荡十分明显。这对于印度洋热带气旋的预报有很好的指示意义。

图61990-2018年北印度洋热带气旋频数年际变化和11点平滑曲线

图71990-2018年热带气旋频数的Morlet小波和功率谱

红色表示90%的信度水平，蓝色表示红噪声信号

根据方法中提到的印度洋热带气旋的划分标准，整理1990-2018年印度洋热带气旋中最大中心风速，确定热带气旋的强度等级（图8）。低压有74个，占总数的29.0%；强低压有67个，占26.3%比例；气旋风暴48个，占总数的18.8%；强气旋风暴23个，占9.0%；非常强烈强风暴39个，占15.3%；超级强风暴4个，占1.6%(没有显示)。整体上来说印度洋生成的热带气旋中将近有3/4发展成D、DD、CS，而发展成SuperCS的可能性相对来说比较低。需要注意的是，虽然29a间发展成SuperCS仅有4个，但仍要在预报过程中提高警惕，往往超级气旋风暴产生的威力非常大[10]。

由于1990-2018年中，CS、SCS、CSCS较多的年份个数为0，不适合进行线性趋势拟合，因此图8仅计算D和DD的线性拟合趋势（红线）。D呈现显著的增加趋势（P<0.1）。D平均每年有2.55个生成，注意到在2005、2006以及2016年热带气旋个数较多，分别是5个、6个和5个。DD平均每年有2.31个生成，有较明显年际变化，但是呈现的增加趋势并没有通过90%信度水平。其中2007年和2015年个数达到最大值，共有5个DD生成，但1994、2000、2001三年的DD个数为0。CS平均每年有1.66个生成，SCS平均每年仅有0.79个生成，VSCS平均每年有1.34个生成，SuperCS平均每年有0.17个生成，而实际上29a来共产生4个SuperCS，分别在1990、1991、1999、2007年生成。

图81990-2018年不同强度热带气旋频数的年际变化以及变化趋势

参考成晔[14]等对西北太平洋热带气旋的强度研究，热带气旋强度一般以近中心最大风速（10m高度）来表示，为更加直观解释热带气旋的强度变化，图9是通过筛选每个热带气旋的最大风速值，然后统计出热带气旋的年最大风速值和年平均最大风速值的逐年变化。从图中可看出年最大风速和年平均最大风速都呈现下降趋势，但是只有年平均最大风速呈现显著下降趋势（P<0.1）。结合图8a和8b可知，低压、强低压个数都呈现增加趋势，其他等级个数没有明显趋势，特别是低压通过了90%信度水平。这可能是年平均最大风速减弱的原因。

对印度洋热带气旋的资料进行时间上的统计（表1）可知，印度洋热带气旋各月生命期分布不均匀，其中平均生命期最长是12月，达到3.90d，其次为4月，约3.75d，再其次为5月和11月，都是3.61d，这4个月份平均时长约为3d左右；而2月的平均生命期最短，约为1.25d的时长，约是最长平均生命期的1/4。此外剩下几个月的平均生命期时长则相差不大，平均约为2.3d。表2也可以看出，北印度洋热带气旋的生命期长短不一，平均时长约3d左右。印度洋热带气旋接近86.66%的生命期在1～5d内，其中1～4d是较为频繁的生命期，其次2～3d内的生命期较为常见，而超过7d的热带气旋就相对较少。

图9年最大风速和年最大平均风速

表1印度洋热带气旋各月平均生命期统计

表2印度洋热带气旋各生命期个数以及占总数百分比

5、双峰型原因分析

陈联寿[10]和丁一汇等[12]提出台风形成所需要的条件共有6个大尺度环境因素，其中包括海表温度、大气中层湿度和大气中低层静力稳定度等3个热力因素和大气对流层中垂直风切变，科氏参数和大气低层相对涡度等3个动力学因素。其中指出台风形成需要广阔的洋面，海表温度要达26.5°C以上。对于北印度洋海温变化较大，且较西北太平洋海域低，是影响热带气旋生成的重要因子。本研究用29a北印度洋的月平均海表温度演变特征分析热带气旋季节变化呈现双峰型结构。如图10，前一年的12月以及当年1-3月海温高于27°C的海域偏东、偏南，主要集中在阿拉伯海海域的东部偏南和孟加拉湾海域的大部分地区，而高纬度海域（15°N-25°N）的海温相对较低，在24°C左右，总体上在热带气旋多发地温较低，所以这个时期不太有利于热带气旋的生成和发展。4-5月整个北印度洋海域SST几乎都大于27°C，明显比1-3月海温偏高，这有利于热带气旋的生成和发展，也是5-6月份为热带气旋频发的次高峰时期的一个重要原因。7-9月高温区相对偏南，整个北印度洋海域SST较5-6月低。阿拉伯海西部的SST小于26°C左右，不满足于台风生成所需的海温条件（≥26.5°C），所以该时期生成的热带气旋较少而且发展成热带气旋的强度也较弱。但是，因为总体上大部分海域的海表温度相对于冬季来说还算比较高，这也可以解释D的个数最高峰值在8月出现。10-11月整个北印度洋的海表温度几乎在28°C以上，非常有利于热带气旋的生成和发展，可以解释双峰型结构的最高峰出现在10-11月份。另外，许士斌[13]提到，在夏季风环流刚开始建立时，为北印度洋热带气旋提供较好的大气湿度和涡度条件，同时风垂直切变不算大，有利于热带气旋的生成。但是在夏季风爆发时，风垂直切变较大同时夏季风环流对热带气旋的活动有阻碍作用，不利于热带气旋的生成和发展。结合上面的海温分析，可以解释北印度洋的热带气旋集中在冬、夏季风转换期间，或者在春、秋季海温较高期间，证明上文提到的热带气旋的季节变化呈现双峰型结构。但关于北印度洋TC频数最高峰出现在11月而不是5月的原因仍要进一步分析。

图10北印度洋1990-2018年各月平均海表温度分布

6、结论与讨论

(1)印度洋热带气旋生成源地分布不均匀，呈现东多西少，南北跨度大的分布形态，其中孟加拉湾海域（0°N-25°N,75°E-100°E）共生成197个热带气旋，而阿拉伯海域（0°N-25°N,50°E-75°E）在这29a间共生成热带气旋58个。其中热带气旋在孟加拉湾海域的中部区域和阿拉伯海东部海域活动较为活跃，孟加拉湾海域较阿拉伯海海域的热带气旋活跃较为频繁。非常强烈气旋风暴(64～119kt,VerySevereCyclonicStorm;VSCS)和超级气旋风暴(≥120kt,SuperCyclonicStorm;SuperCS)主要生成在孟加拉湾海域的中东部和阿拉伯海海域的中部海域；气旋风暴(34～47kt,CyclonicStorm;CS)和强气旋风暴(48～63kt,SevereCyclonicStorm;SCS)主要集中在孟加拉湾海域的西部海域和阿拉伯海海域的东部海域；低压区(≤16kt,LowPressureArea)、低压(17～27kt,Depression;D)、强低压(28～33kt,DeepDepression;DD)主要集中在孟加拉湾海域的西部和北部海域。孟加拉湾海域生成的热带气旋主要西行到印度地区登陆和北上到孟加拉国，接着大部分转为西向或者西北向登陆，也有少部分转为东北向在缅甸南部登陆，而在阿拉伯海海域生成的热带气旋大部分沿着西高止山脉向西北行，在巴基斯坦南部登陆，也有少部分西行。

(2)1990-2018年北印度洋热带气旋总共生成255个，平均每年生成8.8个，整体上呈现显著增加趋势（P<0.1）。对27a间热带气旋的年际变化进行小波分析，结果表明，热带气旋频数具有显著的周期变化特征，其中8～11a的周期振荡十分明显（P<0.1），其中10a周期最为显著。热带低压个数呈现显著的增加趋势（P<0.1）。

(3)1990-2018这29a间每月都有热带气旋生成，但分布不均匀，逐月变化大。5-6月和10-11月是热带气旋发生最多的月份，呈现双峰型分布。而不同强度热带气旋的逐月分布也呈现出明显双峰型结构，SCS、VSCS都在5-6月和10-11月达到峰值，而强度相对较弱的热带气旋峰值或提前或延后1个月左右。5-6月以及10-11月整个北印度洋的海温比较高（≥27℃），正是冬、夏季风转换期间，适合热带气旋的生成和发展，可以解释双峰型结构。

(4)年最大风速和年平均最大风速都呈现下降趋势，但只有年平均最大风速呈现显著下降趋势（P<0.1）。结合图8a和8b可知，低压、强低压个数都呈现增加趋势，其他等级个数没有明显趋势，特别是热带低压下降趋势通过了90%信度水平。这可能是年平均最大风速减弱的原因。

(5)北印度洋热带气旋的生命期长短不一，平均时长约3d左右的时长。印度洋的热带气旋接近88%的生命期在1～5d内，其中3～4d是较为频繁的生命期，其次为1～2d内的生命期较为常见，而超过7d的热带气旋就相对较少。其中4-5、11-12月生命期较长，平均大于3.5d左右。

关于双峰型原因，前人也做了一些分析。韩晓伟等[2]指出，在春季、秋季，北印度洋海域的海温明显高于其他季节，以及850hPa和200hPa上空之间的风速垂直切变平均均小于10m/s，这就为热带气旋的发展提供了有利条件。吴风电等[11]进一步指出，秋季TC频数与500hPa平均高度场的负相关系数高于春季的负相关关系。当南亚高压位于北印度洋以北，北印度洋上空有强的东风切变，且11月东风切变更强。张霏等[1]从相对涡度、中低层相对湿度、纬向风垂直切变、海温的季节变化发现，阿拉伯海海域10-11月份的相对涡度大于5-6月份的，但其他几个条件并不能解释为什么10-11月TC频数大于5-6月份的。但孟加拉湾海域10-11月份中层相对湿度和纬向风垂直切变分别大于和小于5-6月的，然而海温和相对涡度并没有优势。因此。这2个因子可能是影响10-11月TC频数大于5-6月份的主要因子。又因为北印度洋中孟加拉湾海域的TC占了总TC的77%左右，阿拉伯海域的TC频数占比较少，且10-11月并没有明显大于5-6月份。因此孟加拉湾海域中TC频数在10-11月大于5-6月份的结果影响了整个北印度洋的季节分布。但关于北印度洋TC频数最高峰出现在11月而不是5月的原因仍要进一步分析。这篇文章是partI，只分析了1990-2018年北印度洋热带气旋的气候特征，仍有很多内容没有阐述，如印度洋台风对中国的影响。在partII，将进一步展开印度洋台风对中国气温、降水的影响以及从动力和热力因子两方面进行相关机理分析。

参考文献：

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[6]袁俊鹏,曹杰.印度洋偶极子对北印度洋热带气旋活动的影响研究[J].中国科学(地球科学),2013,43(4):570-581.

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[12]陈联寿,丁一汇.国外台风研究的现况和进展[J].气象科技资料,1973(2):16-25.

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[14]成晔,高尧,田敏,石洪源,曹雪峰,高劲松.1949-2017年间西太平洋热带气旋变化特征初探,2019,1(1):30-38.

梁梅,林卉娇,徐建军,徐峰.1990-2018年北印度洋热带气旋统计特征[J].广东海洋大学学报,2020,40(04):51-59.

基金:南方海洋科学与工程广东省实验室(湛江)资助项目(ZJW-2019-08);广东省普通高校青年创新人才项目(2016KQNCX061);广东海洋大学“冲一流”教育教改项目;海洋与气候变化人才培养和创新团队(002026002002).