西北太平洋上三个爆发性气旋的对比分析和数值模拟研究❋

孙柏堂， 李鹏远， 时晓曚

(1. 莱西市气象局， 山东 青岛 266622； 2. 中国海洋大学海洋与大气学院海洋气象系， 山东 青岛 266100；3. 青岛市气象局， 山东 青岛 266003)

0 引言

温带气旋是中纬度地区最重要的天气系统之一，对它的研究可以追溯到19世纪中叶。在20世纪初，挪威的卑尔根学派提出了气旋模式以及气旋生命史结构[1-2]。20世纪中后叶，研究者发现有一类气旋可以像“炸弹”(Bomb)一样快速发展，中心气压迅速降低，Sanders和Gyakum[3]称这种气旋为“爆发性气旋”(Explosive cyclone)，并给出了定义，即：地转调整到60°N，24 h内平均中心海表面气压加深率达到1 hPa (即1 Bergeron)及以上的气旋称为“爆发性气旋”。气旋中心气压的加深率计算公式为：

式中：DR为气旋中心气压加深率；P代表气旋中心海表面气压；φ代表气旋中心在对应的24 h内的平均纬度；t-12和t+12分别是12 h前和12 h后气旋的海表面中心气压值。在Sanders和Gyakum[3]发表对爆发性气旋的研究以后，众多的学者开展了对其的详细研究[4-6]。由于此类气旋多伴有强降水、大风等恶劣天气，往往会导致巨大的生命财产损失[7-8]，因而被认为是最危险的天气系统之一，故开展对爆发性气旋的研究是十分有必要的。

近年来对爆发性气旋的研究日趋深入。在气候学分析方面，Iwao等[9]指出，西北太平洋地区爆发性气旋发生频数增加的主要原因是日本东部中低空斜压性增强，水汽也相对增加。Seiler和 Zwiers[10]指出，黑潮和墨西哥湾暖流区爆发性气旋较多，高空急流变化可能与爆发性气旋年代际变化有关。Isobe和Kako[11]的研究表明，东海和黄海上空的强烈西风带对气旋加深不利，加强黄海和东海低空斜压性需要弱西北气流条件，而这种斜压性可能有助于促进日本附近气旋的发展。Büeler和Pfahl[12]对潜热释放在不同气候条件，特别是更温暖和更湿润的气候条件下如何影响气旋强度进行系统和定量的研究。结果表明，气旋强度随着潜热释放的不断升高而增大，在较暖的气候条件下达到最大值，同时未来对极端气旋路径的预测可能对潜热释放特别敏感。Raveh-Rubin和Flaounas[13]对大西洋气旋与强烈的地中海气旋之间的联系机制进行了研究，结果表明，联系机制通过是暖输送带脊的放大来实现的，并且随着大西洋温带气旋的发展，暖流输送带可增强罗斯贝波波裂(Rossby wave breaking)作用，而波裂往往导致地中海气旋的发展。Bentley等[14]对导致寒冷季节的极端天气事件的气旋进行了分析，认为这些气旋通常形成于美国中南部落基山脉的背风处，以及北美东海岸，导致极端天气事件的气旋相对于普通温带气旋表现出向赤道偏移的轨迹，这可能与副热带或极锋急流的位置向赤道偏移有关。

在对爆发性气旋的诊断分析方面，Fu等[15]对2011年1月中旬的一次双爆发性气旋过程进行分析，认为对流层顶折叠对双气旋的加深贡献最大，而双气旋发展的差异主要由低层温度平流和与降水相关的潜热释放，且高层强迫对气旋的大尺度环流有影响，中低层强迫在气旋中心附近影响较大。Black和Pezza[16]对爆发性气旋进行了能量学分析，指出在气旋发展前48 h会有较强的能量转换并一直持续，这个能量转换与大气斜压能增长有关。Binder等[17]对北半球暖输送带对爆发性气旋的影响研究表明，暖输送带中非绝热位涡的产生对很多爆发性气旋的加强是必不可少的，暖输送带对气旋发展的重要性取决于产生的位涡正异常和气旋中心的相对位置。Tamarin和Kaspi[18]通过对位势涡度(PV)趋势详尽分析，证实了上层PV和非绝热加热对气旋向极传播的重要性。Heo等[19]对2016年5月朝鲜半岛上的一次爆发性气旋过程进行了分析，结果表明，地表气旋的快速加深受对流层上层的PV异常和非绝热过程(与冷凝加热有关的低层PV异常)的影响，对流层下层的斜压过程的影响最小，同时高空强迫是气旋路径演化中最重要的因素。

在爆发性气旋的数值模拟分析方面，Roebber和Schumann[20]利用MM5(Mesoscale Model 5)全球模式对海上爆发性气旋进行研究，结果表明存在强烈的大气斜压强迫，但在没有充足的水汽和由此产生的潜热的情况下气旋不会快速加深。Joos和Wernli[21]使用了COSMO (Consortium for Small Scale Modeling)模式对微物理过程在暖输送带中PV增长的影响进行了研究，发现水汽凝结和积雪增长对总潜热的贡献较大，进而影响了PV的改变。Hirata等[22]使用CReSS (Cloud-resolving Storm Simulator)模式对2013年1月中旬的一次爆发性气旋过程进行数值模拟，指出感热释放对气旋中心气压的降低、冷输送带的发展、以及后弯锋区潜热的加强有利。其中感热使沿冷输送带的大气边界层内产生对流不稳定，进而使后弯锋附近强迫抬升增强，也增强了潜热释放。此外，感热还使水汽增加，有助于潜热的激活。Doyle等[23]利用COAMPS(Coupled Ocean-Atmosphere Mesoscale Prediction System )模式，对北大西洋和英国附近造成显著影响的温带气旋进行分析发现，气旋在初始阶段对中尺度的水汽分布非常敏感，且中尺度水汽和位涡结构对气旋发展有很大影响。

西北太平洋地区的爆发性气旋有多种分类方法。例如，Yoshida和Asuma[6]将该区域的爆发性气旋按照气旋发生的位置以及中心气压最大降低率位置分成了OJ (Okhotsk-Japan Sea cyclones)型，也即发生在日本海-鄂霍次克海上的爆发性气旋；PO-L (Pacific Ocean-land cyclones)型，也即发生在东亚大陆和西北太平洋上的爆发性气旋；PO-O (Pacific Ocean-ocean cyclones)型，也即全过程发生在西北太平洋上的爆发性气旋三类。根据这种分类方法，本文选择了OJ型、PO-O型以及PO-L型三类爆发性气旋的各一个个例进行研究，分别是2007年11月18—21日个例，2012年1月10—13日个例和2014年3月28—31日个例，以对比研究发生在不同区域爆发性气旋个例的特征与异同。

1 资料和方法

1.1 资料

本文主要使用的资料：美国国家环境预报中心NCEP(National Centers for Environment Prediction)提供的最终再分析(Final Analyses，简称FNL)格点资料，水平方向分辨率为1° × 1°，每日00、06、12、18 UTC资料，垂直方向从1 000～10 hPa分为26层，包括位势高度、海表面气压、气温、经向风速和纬向风速等物理量，下载地址为https://rda.ucar.edu/datasets/ds083.2/。

1.2 WRF数值模拟试验及分析方法

WRF (Weather Research and Forecasting Modeling System)模式[24]是由NCAR (National Center for Atmospheric Research)、NCEP以及美国FSL (Forecast Systems Laboratory)等多家研究机构联合研制开发的中尺度天气预报和数据同化模式。WRF模式是有限区域、可压的非静力大气数值模式。水平方向采用 Arakawa-C型网格配置，垂直方向使用地形跟随的静力气压垂直坐标，时间积分上采用三阶或四阶Runge-Kutta积分方案，主要包括2套动力框架，分别是用以科研的ARW (Advanced Research WRF)和用以业务预报的NMM (Nonhydrostatic Mesoscale Model)模块。由于其完全开放、高效方便的特点，因而广泛应用于各类天气系统的数值模拟研究中。

2 气旋个例简介

为了对比分析OJ型、PO-O型以及PO-L型三种爆发性气旋的特征，本文选取了三类爆发性气旋的各一个个例进行研究，分别是2007年11月18—21日个例(OJ型)，2012年1月10—13日个例(PO-O型)和2014年3月28—31日个例(PO-L型)。

就OJ型气旋个例而言，2007年11月18日12 UTC，在蒙古东部(110.0°E, 46.0°N)附近有低压生成，此后在高空气流引导下向东南方向移动，中心气压逐渐下降，低压不断加强，19日12 UTC—18 UTC气旋经过长白山进入日本海西南部(132°E, 42.0°N)，之后转向东北方向移动，并迅速发展。20日06 UTC，气旋移动至库页岛南侧(142.0°E, 45.0°N)附近，21日06 UTC，气旋移动至库页岛以东洋面(146.0°E, 51.0°N)，并最终消散(见图1)。从气旋中心气压及其加深率(见图2(a))来看，20日00 UTC气旋中心气压加深率大于1 Bergeron开始爆发性发展，20日06 UTC气旋中心气压加深率达到最大值1.3 Bergeron，根据Zhang等[25]对爆发性气旋强度的分类，此次气旋过程为中等爆发性气旋。20日12 UTC气旋中心气压加深率小于1 Bergeron爆发性发展结束，21日06 UTC中心气压达到最小值976.7 hPa，之后气旋逐渐消亡。

就PO-O型气旋个例而言，2012年1月10日18 UTC气旋位于日本本州岛以东洋面(143°E, 35°N)上，之后气旋向东北偏东方向移动，移动速度较快，1月11日18 UTC发生第一次折向，折向位置为(161°E, 40°N)，方向变为东北偏北，移动速度略有下降，12日00 UTC气旋中心气压加深率达到最大，之后速度明显减慢，12日06 UTC第二次折向，位置为(164°E, 48°N)，方向折向西北偏北，移动缓慢。气旋最后在堪察加半岛南侧(161°E, 52°N)逐渐减弱消亡(见图1)。从气旋中心气压及其加深率(见图2(b))可以看出，11日00 UTC气旋中心气压加深率大于1 Bergeron开始爆发性发展，此时刻至11日12 UTC气旋发展较为平稳，中心气压加深率约为1.6 Bergeron，之后气旋进一步发展，在12日00 UTC中心气压加深率达到最大的2.7 Bergeron，为强爆发性气旋级[26]，此时气旋发展最为剧烈。12日18 UTC气旋中心气压加深率小于1 Bergeron爆发性发展结束，同时气旋中心气压达到最小值944.9 hPa，随后气旋逐渐消亡。

(实心圆代表爆发过程，空心圆为未爆发过程。Solid circles with solid lines denote explosive developing stage. Open circles with dashed lines denote initial and dissipating stage.)

就PO-L型气旋个例而言，2014年3月28日18 UTC在中国长江中下游平原附近(115.0°E, 29.0°N)有气旋性风切变加强形成闭合等压线，气旋生成，受到高空引导气流的影响，气旋开始向东北偏东方向移动并不断加强。29日06 UTC以后气旋中心移动至海上(122.0°E, 30.0°N)，较强的表面热通量和较小的表面摩擦为气旋的爆发准备了条件。30日00 UTC气旋中心移动至日本岛西侧(135.0°E, 36.0°N)，随后经过日本本州岛，于30日12 UTC到达日本以东近海(143.0°E, 38.0°N)，之后气旋继续向东北偏东方向移动，最后在日本北海道岛以东洋面上逐渐填塞消亡(见图1)。从气旋中心气压及其加深率来看(见图2(c))，30日00 UTC气旋中心气压加深率大于1 Bergeron开始爆发，30日12 UTC达到最大加深率为1.5 Bergeron。根据Zhang等[25]对爆发性气旋的强度分类，此次爆发性气旋为中等爆发性气旋级。30日18 UTC气旋中心气压加深率小于1 Bergeron爆发性发展结束。31日06 UTC达到最低中心气压，为971.3 hPa，最后气旋不断消亡。

图2 气旋个例中心气压 (黑色实线，hPa) 及中心气压加深率 (红色实线：hPa·h-1) 随时间变化图

3 气旋个例对比分析

为了研究爆发性气旋发展的影响因子，接下来对OJ型，PO-O型以及PO-L型三个气旋个例进行对比分析。

3.1 天气形势对比分析

三个爆发性气旋个例发生的区域有所不同，但其对应的高低空天气形势配置比较相似。对OJ型、PO-O型以及PO-L型气旋个例而言，在加深率最大时刻，也即分别在2007年11月20日06 UTC，2012年1月12日00 UTC和2014年3月30日12 UTC气旋中心附近高空500 hPa位势高度上(见图3(a)，图4(a)和图5(a))位于高空大槽的槽前，槽前显著的正涡度平流对气旋发展有利，同时温压场的配置使高空槽继续发展，为气旋提供有利的大尺度环流条件。850 hPa位势高度场上(见图3(b)，图4(b)和图5(b))气旋中心附近形成闭合的低压中心，其中闭合中心的位势高度值与气旋最大加深率或者爆发性气旋的强度呈正相关；而等温线比较密集且与等高线交错，其中OJ型以及PO-L型气旋个例等温线密集程度及交错程度更明显，说明冷平流十分明显，而PO-L型气旋个例由于所处纬度更加偏南使大气斜压性稍有减弱，等温线密集程度以及交错程度较弱。海表面气压场中(见图3(c)，图4(c)和图5(c))，三个爆发性气旋气旋直径达到或超过2 000 km，低纬度偏南暖湿气流被源源不断地输送到气旋中心，使气旋迅速发展。对OJ型和PO-L型气旋个例而言，其直径大小相对于PO-O型气旋个例比较小，可能是这两个气旋在发展阶段更靠近陆地的影响。

(实心圆点表示地面气旋中心位置。 Black dots represent the location of the surface cyclone center.)

(实心圆点表示地面气旋中心位置。Black dots represent the location of the surface cyclone center.)

(实心圆点表示地面气旋中心位置。 Black dots represent the location of the surface cyclone center.)

综合来看在三个爆发性气旋天气形势发展比较相似，高空槽前正涡度平流、中低层的较强的冷平流和大气斜压性(见图3(b)，图4(b)和图5(b)，850 hPa气旋中心附近等温线和等高线互相交错)以及低纬度的水汽输送对气旋发展有利，而由于所处经纬度位置以及海陆位置的差异使三个爆发性气旋的天气形势还是存在一定的差异。

3.2 水平结构对比分析

根据三个气旋天气形势存在的一定差异，推测三个气旋的水平结构也有着明显不同。对高空急流以及高层的PV分析对比可以看出，在最大加深率时刻，OJ型(见图6(a))和PO-O型(见图6(b))爆发性气旋位于300 hPa位势高度场中高空急流的北侧，正涡度平流对气旋发展有利。但OJ型气旋个例中心位于急流主轴的西北侧，PO-O型气旋个例中心明显位于急流主轴的东北侧。而PO-L型气旋个例气旋(见图6(c))中心位于呈断裂的高空急流的中心断裂区，即偏西段急流的出口区左侧，偏东段急流入口区右侧，同样对应正涡度平流区而有利于气旋发展；OJ型气旋个例(见图6(a))的高空PV呈较弱的带状结构，其向气旋中心卷入的程度较弱，说明PV由高层下传比较弱，而PO-O型(见图6(b))和PO-L型(见图6(c))气旋个例高空位涡呈气旋式向气旋中心卷入，呈现钩状特征。根据Hoskins等[26]的理论，高层PV下传会引起低层气旋式环流的发展，对气旋发展有利。

对比湿以及低空急流分布的对比分析可以看出，在最大加深率时刻，OJ型(见图7(a))和PO-O型(见图7(b))个例比湿大值区集中在气旋的东南偏南一侧，也即暖输送带一侧，而PO-L型气旋个例(见图7(c))比湿大值区基本覆盖了整个气旋。根据三个气旋个例的强度和低层水汽分布推测二者似乎没有十分明确的对应关系。根据低空急流的分布来看，靠近陆地的OJ型(见图7(a))和PO-L型气旋个例(见图7(c))低空急流发展相比在海上发展的PO-O型气旋个例(见图7(b))偏弱，其中OJ型气旋个例明显受到东亚大陆的影响，陆上部分急流较弱，PO-L型气旋个例低空急流则主要环绕气旋中心附近，从低纬度向气旋中心输送的偏南向气流较弱，制约其进一步发展。PO-O型气旋个例在其东西两侧存在十分强力的偏南和偏西北的低空急流，使位势不稳定增加[27]，同时间接增加了中低层的潜热释放，为气旋发展源源不断的提供能量。

(实心圆点表示地面气旋中心位置。 Black dot represents the location of the surface cyclone center. )

(L表示气旋中心位置，直线EF用于后文的垂直剖面分析。Capital letter L represents the location of the surface cyclone center, and line EF is used for later cross section analysis.)

3.3 垂直结构对比分析

气旋发展过程中垂直结构的改变也反映了气旋发展状态的变化，三个气旋个例的发展状态也存在一定差异。故本文选取了以爆发性气旋中心为中心，沿纬向左右各13个经度的垂直剖面图(见图7)来对比分析不同个例的垂直结构。研究表明，非绝热加热可以改变对流层PV的垂直分布，其中中低层潜热释放会使加热中心下层出现PV大值区。高层PV大值区的下传可以引起地面气旋式环流发展，从而影响爆发性气旋的发展[26]，而影响中低层PV分布的原因有三个，分别是平流层高层入侵，中低层的非绝热加热以及表面位温正异常。所以本文主要通过对比不同个例的PV垂直分布来分析气旋的特征。

在最大加深率时刻，从PV的垂直分布上可以明显看出，OJ型气旋个例(见图8(a))中底层没有出现明显的PV大值区，综合前文的分析可以得到此个例高层下传比较弱(见图6(a))，同时非绝热加热对气旋发展的影响可能比较小。而PO-L型(见图8(b))和PO-O型气旋个例(见图8(c))气旋中心附近低层都出现了明显的大值区，和高层PV大值区连通形成比较明显的PV塔结构，此结构形成与高层PV下传以及中低层的非绝热加热过程有关，而低层PV大值区形成对气旋发展十分有利。为进一步探究PV结构的发展特征与非绝热加热过程的关系，本文将使用敏感性试验对其进行进一步研究。

(箭头和L代表气旋中心所在位置。 Arrows and capital letter L represent the location of the surface cyclone center.)

4 敏感性试验

4.1 WRF模式模拟结果验证

表1是三个个例的WRF模式主要参数设置。要使用WRF模式的结果要对WRF模式模拟结果进行验证。OJ型气旋个例WRF模式控制试验(cntl_test_2007)结果与FNL再分析资料得到的气旋较移动路径相比(见图9(a))，发现在气旋生成到进入日本海之前的阶段，cntl_test_2007试验得到的气旋移动路径整体略偏南，而进入日本海之后整体略偏西。气旋中心气压方面(见图9(b))，cntl_test_2007试验结果比FNL再分析资料结果略偏低，也就是气旋强度略偏强。PO-O型气旋个例WRF模式控制试验(cntl_test_2012)与FNL再分析资料得到的移动路径相比(见图9(c))，cntl_test_2012试验比再分析资料得到的路径整体相对偏东，气旋中心气压方面(见图9(d))，cntl_test_2012试验结果比FNL再分析资料得到的结果整体略偏低，也就是气旋强度略偏强。PO-L型气旋个例WRF模式控制试验(cntl_test_2014)与FNL再分析资料得到的移动路径相比(见图9(e))，cntl_test_2014试验比再分析资料得到的路径整体相对偏西北，气旋中心气压方面(见图9(f))，cntl_test_2014试验结果在气旋发展前期比FNL再分析资料得到的结果略偏低，也就是气旋强度略偏强，在后期略偏高，也即气旋强度偏弱。综合比较三个气旋个例的WRF模式控制试验结果和FNL再分析资料的结果，可以看出二者相差不大，可以认为模式较好地模拟了此次气旋的演变过程。

表1 WRF模式主要参数设置

4.2 非绝热加热敏感性试验

根据非绝热加热的作用以及WRF模式特点，本文将非绝热加热试验共分为4组试验，分别是控制试验(cntl_test)、无潜热释放试验(noLHR)、无表面热通量试验(noSFLX)、无潜热释放且无表面热通量试验(noLHR+SFLX)。对于cntl_test试验和noSFLX试验，水平分辨率为30 km，而noLHR试验和noLHR+SFLX两个试验，水平分辨率改为10 km，同时关闭了积云对流参数化方案。

对三个气旋个例非绝热加热试验结果进行分析发现，OJ型气旋个例中noLHR+SFLX_2007试验和noSFLX_2007试验在气旋发展前期的移动路径方面(见图9(a))比cntl_test_2007试验偏南，而在气旋发展后期更偏北；PO-O型气旋个例中不同试验的路径结果相差比较小，其中noLHR+SFLX_2012试验和noSFLX_2012试验在气旋发展前期移动路径(见图9(c))比cntl_test_2012试验偏南，而随着气旋发展整个路径更偏西，noLHR_2012试验在整个发展过程中路径更偏西；PO-L气旋个例中不同试验的路径结果相差比较明显，其中noLHR+SFLX_2014试验和noLHR_2014试验在气旋发展过程中的移动路径(见图9(e))比cntl_test_2014试验更偏北，noSFLX_2014试验在整个发展过程中路径和cntl_test_2014试验的结果十分接近。中心气压变化方面，OJ型气旋个例(见图9(a))中noLHR+SFLX_2007试验和noSFLX_2007试验中，气旋中心气压降低很小，气旋未出现爆发性发展。而相比于关闭表面热通量的noSFLX_2007试验，关闭潜热释放的noLHR_2007试验气旋中心气压出现了明显下降，说明此气旋在关闭表面热通量的条件下受到的影响更明显，而关闭潜热释放影响比较小。而PO-O型气旋个例(见图9(b))与PO-L型气旋个例(见图9(c))与OJ型气旋个例不同，二者的noLHR+SFLX试验和noLHR试验中心气压降低很小，相对而言，反而是关闭表面热通量的noSFLX试验气旋中心气压出现了较明显的下降，也即关闭表面热通量的条件下气旋发展受到的影响比较小，而关闭潜热释放影响很明显。

根据OJ型气旋个例2007年11月20日06 UTC PV的垂直剖面分析表明，noSFLX_2007试验中对流层低层的PV显著减小(见图10(b))，比cntl_test_2007试验(见图10(a))中小得多，说明关闭表面热通量条件下气旋发展会受到很大影响；而在noLHR_2007试验中(见图10(c))，尽管中低层PV大值区范围比较小，但是存在比较明显的大值区，说明关闭潜热释放后对气旋有一定的影响，但是相比于关闭表面热通量而言气旋发展受到的影响要小很多，也就是此次过程对潜热释放比较不敏感，而对表面热通量更敏感。同时在noLHR+SFLX_2007试验中(见图10(d))，大值区总体上和noSFLX_2007试验(见图10(b))的PV大值区相当，也就是说noLHR+SFLX_2007试验虽然多加了一个关闭潜热释放的条件，但是结果和noSFLX_2007试验相当，进一步说明潜热释放在气旋发展中的作用确实比较有限。

表2 OJ型、PO-O型和PO-L型气旋个例对比

((a)、(c)和(e)分别为OJ型、PO-O型和PO-L型气旋个例中心移动路径，(b)、(d)和(f)分别为中心气压变化。黑色表示FNL资料的结果，深蓝色分别表示cntl_test_2007、cntl_test_2012、cntl_test_2014试验结果，绿色分别表示noLHR_2007、noLHR_2012、noLHR_2014试验结果，红色分别表示noSFLX_2007、noSFLX_2012、noSFLX_2014试验结果，浅蓝色分别表示noLHR+SFLX_2007、noLHR+SFLX_2012、noLHR+SFLX_2014试验结果。(a), (c) and (e) donate the trajectory of cyclone center as determined from the FNL sea level pressure data and diabatic sensitivity tests in OJ type, PO-O type and PO-L type cyclone,respectively. (b), (d) and (f) same as with (a), (c) and (e) but for time evolution of the central sea level pressure. Black lines denote FNL data. Blue lines denote the cntl_test_2007, cntl_test_2007 and cntl_test_2014 run, respectively. Green lines denote the noLHR_2007, noLHR_2012 and noLHR_2014 run, respectively. Red lines denote the noSFLX_2007, noSFLX_2012 and noSFLX_2014 run, respectively. Light blue lines denote the noLHR+SFLX_2007, noLHR+SFLX_2012 and noLHR+SFLX_2014 run, respectively.)

((a)cntl_test_2007试验，(b)noSFLX_2007试验，(c)noLHR_2007试验，(d)noLHR+SFLX_2007试验。箭头和L代表气旋中心所在位置。(a) The cntl_test_2007 run. (b) The noSFLX_2007 run. (c) The noLHR_2007 run. (d) The noLHR+SFLX_2007 run. Arrows and capital letter L denote the location of the surface cyclone center.)

相对于OJ型气旋个例，PO-O型气旋个例和PO-L型气旋个例中潜热释放和表面热通量的影响出现了明显的不同。根据这两个个例分别在2012年1月12日00 UTC和2014年3月30日12 UTC的非绝热加热试验中PV的垂直剖面(见图11和12)对比来看，noLHR_2012(2014)试验、noSFLX_2012(2014)试验和noLHR+SFLX_2012(2014)试验的气旋中心附近PV大值区比cntl_test_2012(2014)试验中小一些，说明关闭非绝热加热的相关条件下气旋发展会受到一定影响；同时，2012年1月12日00 UTC和2014年3月30日12 UTC中低层PV大值区noLHR+SFLX_2012(2014)试验(见图11(d)和12(d))最小，noLHR_2012(2014)试验见(见图11(c)和图12(c))结果次之，而noSFLX_2012(2014)试验(见图11(b)和图12(b))PV大值区最大，也和cntl_test_2012(2014)相对最接近。同时在noLHR+SFLX_2012(2014)试验中(见图11(c)和图12(c))，PV大值区总体上和noLHR_2012(2014)试验(见图11(d)和图12(d))的PV大值区相当，也进一步证明了表面热通量的影响比较小。所以PO-O型气旋个例和PO-L型气旋个例对潜热释放更加敏感，反而对表面热通量不太敏感。

4.3 海温敏感性试验

针对影响PV分布的另一个因素表面位温，本文设计了海温敏感性试验。从海温试验的结果来看，三个个例对海温的反应比较一致，相对而言，海温对气旋的移动路径影响比较小(见图13(a)、(c)和(e))，而对气旋中心气压的变化(见图13(b)、(d)和(f))影响比较大。海温升高时，相对控制试验而言表面位温出现正异常，气旋中心气压更低，强度更强，而当海温降低时，表面位温出现负异常，气旋中心气压偏高，强度减弱。

((a)cntl_test_2012试验，(b)noSFLX_2012试验，(c)noLHR_2012试验，(d)noLHR+SFLX_2012试验。箭头和L代表气旋中心所在位置。 (a) The cntl_test_2012 run, (b) The noSFLX_2012 run, (c) The noLHR_2012 run, (d) The noLHR+SFLX_2012 run. Arrows and capital letter L denote the location of the surface cyclone center.)

(a)cntl_test_2014试验，(b)noSFLX_2014试验，(c)noLHR_2014试验，(d)noLHR+SFLX_2014试验。箭头和L代表气旋中心所在位置。(a) The cntl_test_2014 run, (b) The noSFLX_2014 run, (c) The noLHR_2014 run, (d) The noLHR+SFLX_2014 run. Arrows and capital letter L denote the location of the surface cyclone center.)

((a)、(c)和(e)分别为OJ型、PO-O型和PO-L型气旋个例中心移动路径，(b)、(d)和(f)分别为中心气压变化。深蓝色分别表示cntl_test_2007、cntl_test_2012、cntl_test_2014试验结果，绿色分别表示sst-2K_2007、sst-2K_2012、sst-2K_2014试验结果，红色分别表示sst+2K_2007、sst+2K_2012、sst+2K_2014试验结果。(a), (c) and (e) donate the trajectory of cyclone center as determined from the FNL sea level pressure data and diabatic sensitivity tests in OJ type, PO-O type and PO-L type cyclone,respectively. (b), (d) and (f) same as with (a), (c) and (e) but for time evolution of the central sea level pressure. Blue lines denote the cntl_test_2007, cntl_test_2007 and cntl_test_2014 run, respectively. Green lines denote the sst-2K_2007, sst-2K_2012 and sst-2K_2014 run, respectively. Red lines denote the sst+2K_2007, sst+2K_2012 and sst+2K_2014 run, respectively. )

5 结论

本文利用NCEP提供的FNL资料等，使用诊断分析和WRF敏感性试验等方法，对西北太平洋上发生的三个爆发性气旋个例进行对比分析，分别是OJ型(a) 2007年11月18—21日经过长白山脉并在日本海-鄂霍次克海上发生发展的爆发性气旋，PO-O型(b) 2012年1月10—12日发生在日本以东洋面上的爆发性气旋以及PO-L型(c) 2014年3月28—31日在长江中下游平原-日本以东洋面上发生发展的爆发性气旋，得到的主要结论包括：

(1)高空槽前正涡度平流和高空强辐散对气旋的发展十分有利，但是由于不同类型气旋发生位置不同，同时受到的陆地部分影响也有差别，高空急流场的形态分布以及高层PV的向下传递、低空急流以及水汽分布等都存在一定差异。

(2)从PV垂直分布角度来看，低层PV影响了气旋的发展，同时也一定程度上反应了中低层非绝热加热中的潜热释放和表面热通量作用的大小对比。当低层出现显著的PV大值区时，中底层的潜热释放的影响往往比较明显。

(3)非绝热加热试验结果进一步证实了不同个例中潜热释放和表面热通量的贡献可能不同，在一些个例中潜热释放的作用更显著，而另一些个例中表面热通量可能作用更明显。

(4)海温改变在不同个例中的反应比较一致，其中一定条件下海温升高或者降低对气旋移动路径影响比较小，而海温升高会使气旋强度加强，海温降低则使气旋强度减弱。

致谢：本文所使用的FNL再分析数据由美国国家环境预报中心NCEP提供，在此谨表感谢！