影响北印度洋热带气旋生成环境因子的月际变化特征

柳龙生，张新忠，许映龙

（1. 国家气象中心，北京 100081；2. 北京弘象科技有限公司，北京 100195）

引 言

北印度洋主要包括阿拉伯海和孟加拉湾两个海域，这两个海域每年生成的热带气旋（tropical cy⁃clone，TC）数量占全球热带气旋总数约13%［1］。研究表明，阿拉伯海和孟加拉湾的热带气旋生成数在5月和10—11月呈现高峰期［2-8］，而全球其他海域热带气旋的生成主要发生在盛夏季节，这是因为北印度洋夏季季风槽距离内陆较远，盛行的西南风和高层东风产生了强烈的垂直切变，抑制了热带气旋的形成［9］。春季季风槽向北推进或秋季季风槽向南撤退时，由水平风速切变引起的正压不稳定可触发热带气旋的形成，热带气旋发展的能量来自基本纬向流［10-11］。另外，北印度洋热带气旋的活动与热带大气季节内振荡（madden-julian oscillation，MJO）活动位相密切相关［12］。阿拉伯海和孟加拉湾的热带气旋类似，其生成数的月际变化均呈现双峰型，两个高峰期都发生在南亚季风转换期间，并且受MJO 和大气季节内振荡（intraseasonal oscillation，ISO）的调制作用［12-14］。不仅如此，ENSO 通过强迫对流、低层气旋涡度和热带气旋的热潜势影响北印度洋热带气旋活动［15-17］。

事实上，热带气旋的生成与大尺度环境因子密切相关，GRAY［18］最早在1975 年提出热带气旋潜在生成指数（genesis potential index，GPI），主要包括6个大尺度环境因子：低层相对涡度、科氏力参数、对流层高低层垂直风速切变、对流层中层相对湿度、海平面与500 hPa 相当位温差及海洋热能。之后EMANUEL 等［19］将热带气旋最大潜在强度指数作为一个大尺度环境因子加入到GPI 的构建中，进一步发展了热带气旋潜在生成指数，其主要基于4 个要素：对流层低层绝对涡度、垂直风速切变、热带气旋最大潜在强度、对流层中层相对湿度。WANG 等［20］在此基础上发展了一个动力热带气旋潜在生成指数，增加了影响热带气旋生成的大尺度环境因子的经验指数。近年来很多研究证明GPI 的月际转换与包括北印度洋上空双峰热带气旋在内的主要海洋的热带气旋发生有很好的一致性［3，7，14］。本文通过GPI 研究影响北印度洋热带气旋生成的不同环境因子的月际变化特征，以期为将来热带气旋的生成和预报提供一定参考。

1 资料和方法

统计采用美国联合台风警报中心（Joint Ty⁃phoon Warning Centre，JTWC）发布的1979—2018 年北印度洋热带气旋数据；环流形势场采用欧洲中心ERA-interim 提供的分辨率为1°×1°的1979—2018年逐日再分析资料，具体包括海表面温度（sea sur⁃face temperature，SST）、200 hPa 和850 hPa 风场以及600 hPa相对湿度等。

北印度洋热带气旋潜在生成指数（GPI）计算公式［19］如下：

式中：η（s-1）为850 hPa绝对涡度；χ（%）为600 hPa相对湿度；Vpot（m·s-1）为热带气旋最大潜在强度；ΔV（m·s-1）为200 hPa与850 hPa垂直风速切变，V200、V850（m·s-1）分别为200、850 hPa 风速；Ts（K）为海温；To（K）为对流层上层出流温度；Ck表示焓交换系数；CD表示海表面拖曳系数；CAPE*（J·kg-1）为海表面空气对流有效位能；CAPEb（J·kg-1）表示边界层空气对流有效位能。

2 北印度洋热带气旋统计

1979—2018 年北印度洋共有206 个热带气旋（包括低压）生成，年平均约为5.1个，其中热带气旋生成频数年际变化较大（图略），最多有12 个（1992年），而最少只有2 个（1989 年、1993 年）。北印度洋热带气旋的强度等级划分参照《全球热带气旋等级标准》［21］，其中低压（≤33 kt）有14 个，气旋风暴（34~47 kt）85 个，强气旋风暴（48~63 kt）46 个，特强气旋风暴（64~89 kt）35 个，极强气旋风暴（90~119 kt）13个，超级气旋风暴（≥120 kt）13个。从北印度洋热带气旋累计生成数月际变化（图1）来看，1—3 月偏少，4 月开始增多，5 月达到第一个峰值，5 月热带气旋生成总数占全年总数的14.5%，进入夏季又开始减少，9 月恢复增长，10 月明显增加，11 月达到全年之最，11 月热带气旋生成总数占比25.7%，10—11 月占比47.6%，这与FAN 等［8］研究结果相似。通过统计还发现，占比较多的是气旋风暴、强气旋风暴和特强气旋风暴，这3 个等级的热带气旋生成总数占比80.6%。超级气旋风暴只出现在4、5、6、10、11 月，这也正好对应北印度洋热带气旋最活跃的两个时段。

图1 1979—2018年北印度洋热带气旋累计生成数月际变化Fig.1 The monthly variation of cumulative generation of tropical cyclones over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

3 北印度洋热带气旋潜在生成指数

从1979—2018 年月平均GPI 和路径（图2）来看，1、2、3 月分别有6、2、1 个热带气旋生成，GPI 主要为5~20，分布于孟加拉湾东南部，与实际热带气旋生成区域具有较好的一致性；4 月实际热带气旋累计生成数为4 个，GPI≥5 的范围在孟加拉湾南部扩大，此时南亚季风爆发，也是北印度洋热带气旋活动开始的阶段；1—4 月，GPI 的分布与实际热带气旋生成的位置有非常好的一致性；5 月热带气旋的累计生成数达30 个，GPI≥5 的范围扩大至阿拉伯海东南部和孟加拉湾大部，大值中心位于孟加拉湾东部，这对应孟加拉湾热带气旋生成数的第一个峰值，与热带气旋的实际生成位置具有一定的契合度；6 月北印度洋热带气旋的累计生成数减少为23 个，阿拉伯海生成数明显增多，然而GPI 数值在阿拉伯海很小，GPI 对实际热带气旋生成数没有很好的指示意义；7 月和8 月热带气旋的累计生成数减少，分别为3 个和1 个，GPI≥5 的范围也明显减小，主要位于孟加拉湾北部；9 月孟加拉湾GPI 数值开始明显增大，自南向北从5 增加至25，此时北印度洋热带气旋开始进入活跃期，累计生成数上升至12 个；10 月北印度洋GPI 数值继续增大，尤其在孟加拉湾北部，增加至30 以上，对应北印度洋热带气旋活动的第二个峰值，阿拉伯海也开始有热带气旋活动，此时北印度洋热带气旋的累计生成数达45 个；11 月GPI 主要位于北印度洋南部，数值相比10 月有所减小，然而实际热带气旋平均生成数达到全年之最（53 个），GPI 对北印度洋热带气旋的生成趋势有较好的反映，尤其在孟加拉湾；12 月北印度洋热带气旋的累计生成数减少至25 个，北印度洋GPI≥5 的范围主要位于孟加拉湾南部，热带气旋的活动依旧活跃。总体上，GPI 能够反映北印度洋热带气旋生成数的月际变化，对北印度洋热带气旋生成的区域具有较好指示意义，在孟加拉湾的表现优于阿拉伯海。

图2 1979—2018年北印度洋热带气旋月平均GPI（彩色填色区）和路径（红色实线）Fig.2 The monthly mean GPI（color shaded areas）and tracks（red solid lines）of tropical cyclones over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4 北印度洋环境因子月际变化

通过上述统计分析发现，GPI 能较好地反映北印度洋热带气旋的活动特征，而海表面温度（SST）又是影响热带气旋生成和发展的关键因素，因此分别从GPI 包含的4 个要素（对流层低层绝对涡度、垂直风速切变、对流层中层相对湿度、热带气旋最大潜在强度）以及SST 来研究影响北印度洋热带气旋生成环境因子的月际变化特征。

4.1 SST

SST 是影响热带气旋生成的重要因素，其控制着海洋向热带气旋输入的热通量，一般认为热带气旋生成时SST>26.5 ℃［1，19］，DARE 等［22］统计1981—2008 年全球热带气旋生成时发现98%的热带气旋生成于SST>25.5 ℃的海面上。图3 为1979—2018年北印度洋月平均SST 和10 m 流场。可以看出，1 月和2 月北印度洋大部分海域SST<28 ℃，在北部海域最低至23 ℃，且近海面盛行东北风，此时不利于热带气旋的生成；从3月开始，在阿拉伯海和孟加拉湾北部为明显的反气旋式环流控制，于是沿着阿拉伯半岛和印度半岛的东海岸盛行强西南风，而印度半岛的西海岸盛行强西北风，与1 月和2 月相比SST随纬度自南向北有所增高；4月阿拉伯海和孟加拉湾北部的反气旋维持，此时阿拉伯海和孟加拉湾南部出现SST>30 ℃的暖水区，北印度洋热带气旋也开始活跃；5 月越赤道气流明显加强，在阿拉伯海和孟加拉湾盛行西南风，此时在阿拉伯海南部和孟加拉湾中部出现大面积SST>31 ℃的暖水区，这是北印度洋热带气旋在5 月生成数达到高峰期的重要条件；6 月海表面风速增大，促进冷海水上翻，阿拉伯海和孟加拉湾的暖水区消失，在非洲东部沿岸海域出现SST<26 ℃的冷水域；7 月平均SST 降低，自非洲东部到阿拉伯半岛东部有一个SST<23 ℃的冷水区，近海面风速相比6月有所增大；8月阿拉伯海西侧冷水域范围进一步扩大，孟加拉湾的平均SST 也明显降低，这对于热带气旋的生成十分不利；9 月北印度洋的平均SST 有所升高，在阿拉伯海南部和孟加拉湾西北部出现SST≥29 ℃的暖水域，此时北印度洋近海面盛行西南风和偏西风；10 月北印度洋海水明显增暖，平均SST>27 ℃，同时近海面风速明显减小，在阿拉伯海北部开始出现反气旋式环流，孟加拉湾北部出现SST>29 ℃的暖区，这对于热带气旋的生成十分有利；11 月北印度洋SST 条件较好，平均SST 为28~29 ℃，阿拉伯海大部盛行离岸的东北风，孟加拉湾南部出现气旋式涡旋，此时扰动比较活跃，11 月是北印度洋热带气旋生成平均数最多的月份；12 月在阿拉伯海和孟加拉湾的北部出现SST<25 ℃的冷水域，此时北印度洋近海面盛行东北风，SST>28 ℃的水域主要位于阿拉伯海和孟加拉湾东南部。由此可见，4—5 月北印度洋海水明显增暖，这也对应北印度洋热带气旋活动的第一个峰值，之后SST 开始降低，10—11 月SST 又开始升高但平均值低于4—5 月，这对应北印度洋热带气旋活动的第二个峰值，SST 的月际变化与北印度洋热带气旋生成数的月际变化非常相似。

图3 1979—2018年北印度洋月平均SST（彩色填色区，单位：℃）和10 m流场Fig.3 The monthly mean SST（color shaded areas，Unit：℃）and 10 m streamlines over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4.2 850 hPa涡度和风场

从1979—2018 年北印度洋月平均850 hPa 涡度和风场（图4）看出，1 月北印度洋北部以负涡度为主，受东非和印度半岛反气旋环流影响，北印度洋盛行东北风或偏东风；2 月北印度洋依旧盛行东北风和偏东风，北部主要为负涡度区，南部为正涡度区；3 月平均850 hPa 涡度和风场与2 月相比变化不大；4 月北印度洋北侧反气旋式环流减弱，受南亚季风影响，北印度洋南部偏东风异常减弱并出现明显的正涡度中心，此时开始进入北印度洋热带气旋的活跃期；5 月，在索马里急流影响下，北印度洋开始盛行西南风和偏南风，并伴有明显的正涡度区，说明低层扰动在垂直方向发展到一定高度，中低层出现明显的气旋性辐合，此时北印度洋热带气旋进入年度生成数的第一个峰值；6 月风速明显增大，北印度洋北部海域出现明显正涡度区，南部为负涡度区；7—9月和6月类似，在北印度洋盛行西南风和偏西风，风速较大，正涡度区主要位于北印度洋北部；10 月北印度洋风速减小，并有气旋性环流出现，北印度洋大部分海域都为正涡度区，此时低层气旋性扰动有明显发展，对应热带气旋的生成数开始增加；11 月北印度洋的大部海域被正涡度占据，并有明显的气旋性环流，此时低层扰动发展为气旋的频率更高，对应北印度洋热带气旋月平均累计生成数最多的月份；12 月北印度洋南部转为偏东风为主，正涡度区依旧占据大部海域，数值相比11月有所减小，热带气旋的生成数也开始减少。由此可见，4—5 月，随着越赤道气流增强，北印度洋赤道附近海域盛行西南风并伴随气旋性涡度增长，此时北印度洋气旋性扰动活跃，6—9 月，北印度洋盛行更为强烈的西南风，然而赤道附近海域几乎为负涡度占据，不利于气旋性扰动的发展，10—11 月北印度洋赤道附近海域多气旋性环流，同样有利于热带气旋的生成和发展。

图4 1979—2018年北印度洋月平均850 hPa涡度（彩色填色区，单位：10-6 s-1）和风场（箭头，单位：m·s-1）Fig.4 The monthly mean vorticity（color shaded areas，Unit：10-6 s-1）and wind field（arrows，Unit：m·s-1）at 850 hPa over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4.3 垂直风速切变

研究表明，垂直风速切变较大的状况下，高层暖湿空气在环境风的作用下会逐渐偏离低层环流中心，从而导致暖心结构被破坏，阻碍热带气旋的发展［1］。从1979—2018 年北印度洋月平均200 hPa与850 hPa垂直风速切变（ΔV）和200 hPa风场（图5）来看，1 月北印度洋以10°N 为界，以南200 hPa 盛行东南风，ΔV<10 m·s-1，以北盛行偏西风，ΔV为15~40 m·s-1；2月与1月非常相似，在阿拉伯海南部出现ΔV<5 m·s-1的区域；3月，在阿拉伯海南部200 hPa东南风风速明显减小，与之相对应的ΔV<5 m·s-1的范围明显增大，北印度洋10°N 以北海域ΔV相对减小，为10~35 m·s-1；4月，在阿拉伯海南部和孟加拉湾南部均出现ΔV<5 m·s-1的区域，适当的ΔV有利于初始扰动形成的积云对流产生凝结潜热始终加热一个有限范围的气柱，从而很快形成暖心结构，中心气压不断降低发展为成熟的热带气旋；5 月北印度洋ΔV<5 m·s-1的区域向北推移，位于15°N 附近，北印度洋南侧ΔV开始增加，主要为5~15 m·s-1，整个北印度洋的ΔV都明显减小，北印度洋10°N 以南200 hPa盛行偏东风，带来的高层出流通风作用对于低层扰动在垂直方向上的发展十分有利；6—9月，北印度洋200 hPa盛行强的偏东风，ΔV为15~35 m·s-1，这种强垂直风速切变不利于对流层暖心结构的维持。LI等［14］研究指出，夏季尽管水汽输送条件很好，但垂直风速切变、低层涡度和热带气旋最大潜在强度造成的负作用超过了中层大气高湿度带来的有利条件，由此北印度洋热带气旋生成数快速减少。10 月北印度洋平均垂直风速切变减小，在孟加拉湾北部出现ΔV<5 m·s-1的区域，此时热带气旋开始活跃；11 月，在阿拉伯海西南部同样出现ΔV<5 m·s-1的区域，北印度洋10°N 以南的ΔV为5~15 m·s-1，适当的ΔV有利于对流在垂直方向上的发展和暖心结构的维持；12 月北印度洋10°N 以南ΔV为5~10 m·s-1，这对于热带气旋的生成和发展十分有利。由此可见，4—5 月和10—11 月，北印度洋赤道附近海域200 hPa 与850 hPa 垂直风速切变适宜，主要为5~15 m·s-1，这对热带气旋的生成和发展更有利。

图5 1979—2018年北印度洋月平均200 hPa与850 hPa垂直风速切变（彩色填色区，单位：m·s-1）和200 hPa风场（箭头，单位：m·s-1）Fig.5 The monthly mean vertical wind velocity shear between 200 hPa and 850 hPa（color shaded areas，Unit：m·s-1）and wind field at 200 hPa（arrows，Unit：m·s-1）over the North Indian Ocean from 1979 to 2018

4.4 600 hPa相对湿度

中层相对湿度在热带气旋生成过程中具有重要作用［23-25］。从1979—2018 年北印度洋月平均600 hPa 相对湿度场（图6）来看，1—3 月，北印度洋大部海域相对湿度小于50%，中层大气缺少水汽输送，不利于对流的发生和暖心结构的形成；4 月，随着南亚季风爆发，北印度洋开始盛行西南风，低层水汽输送明显增强，此时北印度洋中层大气相对湿度开始增大；5 月，随着越赤道气流增强，孟加拉湾季风爆发，在西南季风的水汽输送作用下，中层大气增湿效应明显，孟加拉湾和阿拉伯海东南部海域相对湿度都超过50%，这对于热带气旋暖心结构的形成十分有利。LI等［14］研究表明，4—5月北印度洋热带气旋生成数突然增多与中层湿度增大关系最密切。7—9 月，北印度洋中层大气自西向东相对湿度进一步增大，而此时过大的垂直风速切变不利于对流产生的凝结潜热持续加热形成暖心结构；10 月北印度洋中层大气相对湿度条件依旧较好，尤其在孟加拉湾，此时随着季风的减弱，大气的垂直风速切变减小，低层气旋性扰动开始明显发展，热带气旋的生成数开始增加；这种良好的水汽条件一直持续到11月，低层气旋性辐合产生的扰动获得持续的水汽输送，同时在弱垂直风速切变的条件下，高层偏东风为垂直运动的发展提供了良好的通风出流条件，这是暖心结构得以形成、热带气旋得以发展的重要因素；12 月北印度洋600 hPa 相对湿度自北向南开始减小。由此可见，从4 月开始随着南亚季风开始活跃，北印度洋中层大气相对湿度开始增加，良好的水汽输送条件促进了北印度洋热带气旋的生成，7—9 月尽管中层大气湿度条件很好，然而过大的垂直风速切变以及低层负涡度的增长不利于扰动的发展，10—11 月中层大气相对湿度条件依旧较好且优于4—5月。

图6 1979—2018年北印度洋月平均600 hPa相对湿度（单位：%）Fig.6 The monthly average relative humidity at 600 hPa over the North Indian Ocean from 1979 to 2018（Unit：%）

4.5 热带气旋最大潜在强度(Vpot)

DUAN 等［7］通过计算得出当热带气旋最大潜在强度Vpot>70 m·s-1时更能促进GPI 增大，这意味生成热带气旋的概率更大。图7为1979—2018年北印度洋月平均热带气旋最大潜在强度（Vpot）。可以看出，1—3 月北印度洋热带气旋主要生成在Vpot>70 m·s-1的区域，且主要集中在0°—10°N 纬度带；4 月Vpot>70 m·s-1的范围明显增大，在阿拉伯海甚至达90 m·s-1，然而4 月阿拉伯海热带气旋实际生成数极少；与4 月相比，5 月Vpot数值略有下降，然而孟加拉湾和阿拉伯海热带气旋的实际生成数都进入全年第一个峰值；6—8 月，Vpot>70 m·s-1的范围开始明显收缩，对应热带气旋的生成数也开始减少；9 月Vpot>70 m·s-1的范围又开始扩大，热带气旋的生成数变得活跃；10 月Vpot>70 m·s-1的范围进一步增大，阿拉伯海和孟加拉湾的热带气旋生成数也明显增多；11月几乎整个北印度洋的Vpot>70 m·s-1，而实际热带气旋的生成数也为全年之最；12 月Vpot>70 m·s-1的范围又开始减小，此时北印度洋热带气旋的活跃程度也开始降低。由此可见，北印度洋Vpot的月际变化与实际热带气旋生成数的变化基本一致。

图7 1979—2018年北印度洋月平均热带气旋最大潜在强度（Vpot）（单位：m·s-1）Fig.7 The monthly average maximum potential intensity（Vpot）of tropical cyclones over the North Indian Ocean from 1979 to 2018（Unit：m·s-1）

5 不同环境因子的月际变化特征

通过以上分析发现，北印度洋热带气旋的活动及环境因子具有明显的月际变化，为定量研究不同环境因子在热带气旋活动中的变化特征，分别计算阿拉伯海（67°E—75°E，10°N—20°N）和孟加拉湾（80°E—95°E，5°N—20°N）区域平均的热带气旋潜在生成指数（GPI）、海表面温度（SST）、850 hPa 相对涡度（RV850）、600 hPa 相对湿度（RH600）、热带气旋最大潜在强度（Vpot）、200 hPa 与850 hPa 垂直风速切变（ΔV）在不同月份的差值（图8）。结果表明，在阿拉伯海［图8（a）］，5月热带气旋生成数达到全年第一个峰值，与1 月相 比，GPI 增 长 了3.3，SST 增长 了2.5 ℃，RV850减小了0.1×10-6s-1，RH600和Vpot分别增加了30.4%和4.8 m·s-1，ΔV减小了2.2 m·s-1，由此可见，在阿拉伯海进入第一个热带气旋的活跃期（5月）时，海水增暖，中层相对湿度和热带气旋最大潜在强度也增加，减弱的垂直风速切变同样有利于热带气旋的生成；8月与5月相比，GPI减小了1.9，SST减小了2.3 ℃，RV850和RH600分别增加了0.3×10-6s-1和18.9%，Vpot减小了20.2 m·s-1，ΔV增加了15.4 m·s-1，尽管低层气旋性涡度和中层相对湿度发生了一定程度的增长，而海水变冷、热带气旋最大潜在强度减小以及垂直风速切变的增大等不利条件阻碍了热带气旋的生成；10 月阿拉伯海热带气旋生成数开始出现突增，与8月相比，GPI增大了1.3，SST增高了1.1 ℃，RV850和Vpot分别 增加了5.8×10-6s-1和23.5 m·s-1，RH600和ΔV分别减小了20.9%和17.4 m·s-1，海水增暖、低层气旋性涡度增加、热带气旋最大潜在强度增强以及垂直风速切变减小是热带气旋生成数增加的有利条件，而中层相对湿度减少对热带气旋生成的影响不大；1 月与10 月相比，GPI减小了2.8，同时SST、RV850、RH600、Vpot都发生了不同程度的减小，但ΔV增加，这些都不利于热带气旋的生成。由此可见，对于阿拉伯海而言，GPI在5 月和10 月达到峰值时，SST、RV850、Vpot同样达到峰值，而ΔV正好相反，RH600在5月达到峰值后开始逐渐减小。

图8 阿拉伯海（a）和孟加拉湾（b）GPI、SST（单位：℃）、RV850（单位：10-6s-1）、RH600（单位：%）、Vpot（单位：m·s-1）和ΔV（单位：m·s-1）在不同月份的差值Fig.8 The difference of GPI，SST（Unit：℃），RV850（Unit：10-6s-1），RH600（Unit：%），Vpot（Unit：m·s-1）and ΔV（Unit：m·s-1）in the Arabian Sea（a）and the Bay of Bengal（b）in different months

在孟加拉湾［图8（b）］，GPI和Vpot在5 月和10 月分别呈现2 个峰值，这也与热带气旋实际季节变化特征保持一致。SST只在5月增高，在其他月份都呈现逐渐降低的态势。RV850和RH600在5 月和8 月都呈现增加趋势，而在10 月和1 月逐渐减小。ΔV在1 月、5 月和8 月都呈现增大趋势，而在10 月明显减小。总体来看，孟加拉湾GPI、Vpot和RH600的季节变化与阿拉伯海基本一致，而SST 在5 月达到峰值后持续降低，ΔV在5 月并没有像阿拉伯海那样减小而是略有增大，RV850在5 月和8 月持续增大后开始下降。

6 结 论

利用1979—2018 年美国联合台风警报中心发布的热带气旋数据和ERA-Interim 提供的同期再分析资料，分析影响北印度洋热带气旋生成的不同环境因子月际变化特征，主要得到如下结论：

（1）1979—2018 年北印度洋热带气旋年平均生成数为5.1 个，季节分布呈双峰型，其中5 月占全年总数的14.5%，10—11月占比为47.6%。

（2）由于4月南亚季风爆发，索马里越赤道气流增强，在其影响下北印度洋低层由偏东风转为西南风，同时海温明显升高，适宜的200 hPa 与850 hPa垂直风速切变（5~10 m·s-1）加上中低层充足的水汽供应使得5月热带气旋的生成数达到全年第一个峰值；7—9 月，对流层中低层相对湿度条件很好，但200 hPa 与850 hPa 垂直风速切变过大，使得扰动对流很难形成暖心结构，不利于热带气旋的生成。

（3）北印度洋10—11月平均海温为27~29 ℃，中层大气相对湿度条件较好，850 hPa 多气旋性环流，200 hPa与850 hPa垂直风速切变为5~15 m·s-1，在这种有利的环境条件下北印度洋热带气旋生成数达到全年第二个峰值。

通过对影响热带气旋不同环境因子季节变率的定量研究发现，在阿拉伯海，当GPI在5月和10月达到峰值时，海温、热带气旋最大潜在强度同样达到峰值，而200 hPa 与850 hPa 垂直风速切变正好呈现反相变化，中层相对湿度在5 月达到峰值后开始逐渐减小；在孟加拉湾，GPI在5 月和10 月达到峰值时只有海温和热带气旋最大潜在强度与之发生同步，200 hPa 与850 hPa 垂直风速切变在5 月略有增大而在10月明显减小，低层涡度、中层相对湿度在5月均增加，而进入10月后都减小。虽然阿拉伯海和孟加拉湾两个海域的热带气旋活动频数都在5月和10—11 月达到峰值，但环境因子在相同季节却呈现不一样的特征，这需要在未来开展进一步的工作来探讨不同环境因子对北印度洋热带气旋活动的具体影响。