东北太平洋一次强爆发性气旋发展的机制分析

张树钦 徐建军 纪景耀 唐若莹 龙景超

(1 广东海洋大学 海洋与气象学院,广东 湛江 524088;2 广东海洋大学 南海海洋气象研究院,广东 湛江 524088;3 茂名市电白区气象局,广东 茂名 525400;4 广东海洋大学 滨海农业学院,广东 湛江 524088)

引 言

爆发性气旋(Explosive Cyclone),又称“气象炸弹(Meteorological Bomb)”[1],是海上极端灾害性天气的典型代表,短时间内其中心气压可骤降,风力猛增(可迅速达30 m·s-1以上),并伴随强降水和暴风雪等灾害性天气,被认为是中纬度地区危害程度最严重的天气系统之一。Sanders, et al[2]将气旋中心海平面气压(地转调整到60°N)在24 h内下降24 hPa以上的温带气旋定义为爆发性气旋;因爆发性气旋多发生于中纬度地区,且考虑到资料时间分辨率的提高,ZHANG, et al[3]将爆发性气旋定义中的地转调整纬度修正为45°N,降压时间间隔修正为12 h,本文采用该定义开展研究,其中心气压加深率计算公式如下:

气旋中心气压加深率(1 hPa·h-1)=

(1)

其中:p为气旋中心气压;φ为气旋中心纬度;下标t-6和t+6分别表示6 h前和6 h后变量。该公式表明,在12 h内中心气压的平均加深率大于1 hPa·h-1(1 Bergeron)的气旋即为爆发性气旋。

北半球爆发性气旋多发生在冷季的洋面上,且频繁发生于北太平洋和北大西洋的西北部[2-9]。但ZHANG, et al[3]对北太平洋2000—2015年冷季(10月—次年4月)的爆发性气旋进行统计分析发现,北太平洋爆发性气旋存在5个高频中心,其中一个较强的高频中心位于东北太平洋,并使用聚类分析法将爆发性气旋在强度上分成四类:超强(super,≥2.3 Bergerons)、强(strong, 1.70～2.29 Bergerons)、中(moderate, 1.30～1.69 Bergerons)和弱(weak, 1.00～1.29 Bergerons)。ZHANG, et al[10]使用合成分析方法,分别对西北太平洋(83个个例)和东北太平洋(24个个例)中等强度的爆发性气旋进行了合成分析,揭示了其结构特征的区别,指出两区域爆发性气旋的结构特征存在显著差异,东北太平洋爆发性气旋高空急流和低层大气斜压性较弱,气旋的吸收合并对其发展具有重要影响。傅刚等[11]对爆发性气旋的发源地、路径、强度以及高空大气背景场特征等进行总结。

国内外学者利用不同的诊断方程对爆发性气旋进行了诊断分析,常用的诊断方程主要有准地转位势倾向方程、Omega方程和Zwack-Okossi方程。Tsou, et al[12]和Ruscher, et al[13]利用准地转位势倾向方程对爆发性气旋的发展过程进行了诊断分析,通过诊断等压面的升降,分析气压梯度力的变化,进而预测地面系统的发展变化。使用Omega方程进行诊断分析,可分析涡度平流随高度的变化、温度平流和非绝热加热对气旋发展的贡献[14-18]。Zwack, et al[19]推导出了Zwack-Okossi方程,Lupo, et al[20]给出了其广义形式,该方程中包括了多个热力和动力因子对近地面层地转涡度倾向的影响,可直观给出各强迫因子对地面系统发展的作用大小[21];实践也证明,Zwack-Okossi方程是一种有效的诊断方程,在爆发性气旋发展机制的分析中得到了广泛的应用[9, 20, 22-24]。

大量学者对爆发性气旋的发生发展机制开展了广泛的研究。Roebber[4]、Rogers, et al[25]和仪清菊等[26]指出大气斜压性对爆发性气旋的快速发展起主要作用。爆发性气旋多发生于海上,特别是暖流区,具备丰富的水汽条件,水汽凝结导致的潜热释放是气旋爆发性发展的主要强迫因子之一[27-29]。高力等[30]对西北太平洋一个超强爆发性气旋进行了分析,发现高空急流出口区左侧的强辐散场有利于爆发性气旋的急剧发展。一些学者指出平流层大值位涡(Potential Vorticity, PV)空气下传,移近气旋中心,上下大值位涡区垂直耦合打通,可引起气旋的爆发性加深[31-32]。多位学者研究认为,较暖的洋面向大气输送大量感热和潜热,为爆发性气旋的急剧发展提供了有利的海洋环境场[17, 33-35]。一些学者指出气旋爆发性加深的过程较为复杂,是由多个因子的综合作用所致[22, 26, 36-38]。

大多学者对北太平洋爆发性气旋的研究主要集中在西北太平洋，对东北太平洋爆发性气旋的研究甚少。本文选取了2006年12月23—27日发生在东北太平洋上的一个强爆发性气旋，这是该海域近20 a中心气压最低个例[39]，利用NCEP(National Centers of Environmental Prediction)提供的FNL(Final Analyses)全球格点资料，对该气旋的大气背景场进行分析，并使用扩展Zwack-Okossi诊断方程定量分析温度平流、涡度平流、非绝热加热和绝热加热等因子对其爆发性发展的贡献，探讨其发展机制。

开展对东北太平洋爆发性气旋发展机理的研究，有助于提高对东北太平洋爆发性气旋发生发展规律的认识，为改善该海域爆发性气旋的预报技巧提供理论参考，对于提升远海和远洋海洋气象服务能力，以保障东北太平洋航运安全，具有重要的学术意义和实践价值。

1 资料与方法

1.1 资料

FNL全球格点资料,包括位势高度、经向和纬向风分量、垂直速度、气温、相对湿度、海平面气压等变量,水平分辨率为1°×1°,垂直分为26层,分别为1 000、975、950、925、900、850、800、750、700、650、600、550、500、450、400、350、300、250、200、150、100、70、50、30、20、10 hPa,每天4个时次(00、06、12和18 时；世界时,下同),本研究使用2006年12月23—27日资料,下载地址为:https:∥rda.ucar.edu/。

1.2 方法

采用Zwack-Okossi方程[20]对强爆发性气旋进行诊断分析,该方程为:

(2)

2 天气形势分析

2006年12月23日06时—27日06时发生在东北太平洋的一例强爆发性气旋, 是2000年10月以来发生在东北太平洋上的中心气压最低的爆发性气旋,中心气压最低值为944.9 hPa,最大加深率达到2.12 Bergerons,生命周期约为4 d。

2.1 演变特征

该气旋在生成后即开始爆发性发展,依据其中心气压加深率(图2)的大小,其发展过程可分为两个阶段:爆发性发展阶段(气旋中心气压加深率大于1 Bergeron)和爆发后发展阶段(气旋中心气压加深率小于1 Bergeron)。

(1)爆发性发展阶段(2006年12月23日12时—24日06时)

2006年12月23日06时,气旋生成于东北太平洋(40°N,164°W),向东偏北方向移动(图1),23日12时开始爆发性发展,中心气压加深率为1.68 Bergerons(图2),气旋中心东北部有一低压系统(图3b)。23日12时后,气旋向东北方向移动,其中心气压快速下降,中心气压加深率持续增大,24日00时中心气压加深率达到最大为2.12 Bergerons。在此快速发展的过程中,气旋中心西北部低压系统逐渐被吸收合并(图3b—f),ZHANG, et al[10]使用合成分析方法,对东北太平洋中等强度爆发性气旋结构特征的分析中也发现,该区域气旋的吸收合并对爆发性气旋的发展具有重要影响。

(2)爆发后发展阶段(2006年12月24日12时—27日06时)

24日12时气旋中心气压加深率降到1 Bergeron以下,气旋进入爆发后发展阶段。气旋继续向东北方向移动(图1),24日12时气旋中心气压降至最低945 hPa(图2),气旋中心西北部低压系统被完全吸收合并(图3e);之后气旋中心气压逐渐上升(图1),并继续向东北方向移动,最终27日06时在加拿大境内消散。

图1 爆发性气旋的移动路径(“□”:气旋生成位置,“·”:爆发性发展阶段气旋中心位置,“△”:爆发后发展阶段气旋中心位置)

图2 爆发性气旋的海平面中心气压(实线,单位:hPa)和加深率(虚线,单位:Bergeron)随时间变化

图3 爆发性气旋的海平面气压场(实线,间隔4 hPa):(a)23日06时;(b)23日12时;(c)23日18时;(d)24日00时;(e)24日06时;(f)24日12时;(g)24日18时;(h)25日00时；(i)25日06时

2.2 环流形势

选取该气旋的23日12时(初始爆发时刻)、24日00时(最大加深率时刻)和24日12时(中心气压最低时刻),对其天气形势进行分析(图4),探究其发展的大气背景场的演变特征。

850 hPa等压面上(图4a、d、g),23日12时(图4a),气旋中心西北部存在低压槽,气旋中心西南部为等温线密集区,垂直积分的大气斜压区中心位于气旋中心西南部,中心强度为2×102℃·m-1。24日00时(图4d),气旋中心西北部低压槽被低涡吸收合并,低涡增强,气旋中心附近及其南部区域存在等温线密集区,垂直积分的大气斜压区中心位于气旋中心西部,中心强度约为3×102℃·m-1,相对于初始爆发时刻(23日12时)略有增强。24日12时(图4g),气旋中心附近区域依然存在等温线密集区,但相对于最大加深率时刻(24日00时),大气斜压区中心强度减弱,且东南部斜压区与气旋中心分离。从初始爆发时刻到最大加深率时刻的气旋快速发展过程中,大气斜压区由位于气旋中心西南部,向其南部及东南部发展,且强度增强;而从最大加深率时刻至中心气压最低时刻气旋缓慢发展的过程中,大气斜压区减弱。

500 hPa等压面(图4b、e、h)上,在23日12时(图4b)气旋中心位于低压槽下游约7个经度;气旋中心上空及其西南部出现强潜热释放区,其强度中心位于气旋中心西南部的西南—东北走向的狭长区,中心强度为7 000 W·m-2。至24日00时(图4e),气旋中心紧邻低涡中心下游;在气旋中心附近及其南部区域存在较强的潜热释放区,潜热释放中心位于气旋中心西南部,中心强度约为8 000 W·m-2,相对于初始爆发时刻,潜热释放区强度增强、范围增大。24日12时(图4h),气旋中心附近区域潜热释放减弱,强潜热释放区位于气旋中心西南部,且距离气旋中心距离较远。上述3个时刻潜热释放区主要分布于两个区域,分别为气旋中心附近(偏北部)及其偏南部区域,结合其云系特征(图略),气旋中心附近(偏北部)潜热释放为暖锋降水所致,而气旋中心东南部潜热释放则为冷锋降水所致。在气旋快速发展过程中,气旋中心附近及其偏南部潜热释放区强度增强、范围增大,而在气旋缓慢发展过程中,其强度减弱,且远离气旋中心。分析潜热释放的垂直分布特征发现(图略),潜热释放多分布于400 hPa以下,中心位于800 hPa附近,潜热释放发生于中低层。

图4 23日12时(a—c)、24日00时(d—f)、24日12时(g—i)爆发性气旋天气形势:(a、d、g)850 hPa位势高度(实线,间隔40 gpm)、气温(虚线,间隔4 ℃)和975～700 hPa垂直积分的水平温度梯度(阴影,间隔102℃·m-1);(b、e、h)500 hPa位势高度(实线,间隔60 gpm)、气温(虚线,间隔4 ℃)和975～400 hPa垂直积分的潜热(阴影,间隔1 000 W·m-2);(c、f、i)300 hPa 位势高度(实线,间隔120 gpm)、水平风矢量(箭矢,≥30 m·s-1)、高空急流(阴影,≥30 m·s-1,间隔10 m·s-1)和PV(白色虚线,间隔2 PVU, 1 PVU=1×10-6K/(m2·kg·s))

300 hPa等压面(图4c、f、i)上,在23日12时(图4c)气旋中心位于高空槽前6个经度左右;高空槽中存在PV大值区,其中心紧邻气旋中心上游;在气旋中心西部存在西北—东南向高空急流。24日00时(图4f),高空槽加深并移近气旋中心,气旋中心紧邻高空槽前;高空槽中的PV增强,并继续向气旋中心的南部入侵;气旋中心紧邻急流区,位于高空急流中心的左前侧。24日12时(图4i),出现低涡中心;PV大值区位于气旋中心的下游区域;在气旋中心的东南部存在西南—东北向的急流区,但气旋中心已移出急流区。在气旋快速发展的过程中,高空槽移近气旋中心,PV大值区入侵气旋中心及其南部区域,当高层大值PV位于低层斜压区上空时,会使得地面气旋环流加强[21];气旋中心移至高空急流出口区左侧,该区域高空动力强迫较强[41-43]。在气旋缓慢发展过程中,大值PV中心移至气旋中心下游,且气旋中心远离急流区。

由上分析可知,中低层大气斜压性和潜热释放及高层动力强迫(PV和急流)的演变与气旋发展过程一致,表明其对气旋的发展具有重要的影响作用;在气旋快速发展的过程中,中低层大气斜压区逐渐增强,但东北太平洋区域远离冷空气源地,下垫面性质均一,相对于西北太平洋的强爆发性气旋[44],其大气斜压性较弱;Murty, et al[45]也指出虽然东北太平洋爆发性气旋存在锋面结构,但低层温度平流较弱,对气旋发展的作用较小。850 hPa等压面上,在气旋快速发展过程中,气旋中心西北部低压槽被低涡合并,在海平面气压场上则表现为其西北部低压被吸收合并(图3b、c),该爆发性气旋西北部为北半球半永久性的大气活动中心阿留申低压,阿留申低压或其分裂形成的低压系统对其爆发性发展具有重要影响。对比张树钦[44]揭示的西北太平洋爆发性气旋的大气斜压性和位势高度场特征,可发现东北太平洋爆发性气旋较弱的大气斜压性和气旋中心西北部低压系统被吸收合并是区别于西北太平洋爆发性气旋发展过程的主要特征之一。海表面感热和潜热通量在气旋快速发展的过程中有所增强,但强度较弱(图略),Kuo, et al[46]也发现海表面热通量对东太平洋爆发性气旋的发展影响较弱。

3 Zwack-Okossi方程诊断分析

上节定性分析了有利于该气旋爆发性发展的大气背景场,本节将利用Zwack-Okossi方程对其发展过程中各强迫项进行定量计算,以确定涡度平流项(VADV项)、温度平流项(TADV项)、非绝热加热项(DIAB项)和绝热项(ADIA项)因子的相对大小,进而探究各物理过程对该爆发性气旋发展的贡献。

3.1 地转涡度倾向项计算结果对比

由于非线性项的存在,在Zwack-Okossi方程的计算过程中会产生混淆现象,滤波并不能滤掉所有噪音,而且潜热释放的计算中也存在一些误差,但对比Zwack-Okossi方程所有强迫项相加得到的950 hPa地转涡度倾向项(公式(2)右侧各项之和,图5阴影)与950 hPa地转涡度局地项(公式(2)左侧项,图5等值线)的水平分布和大小可知,其趋势分布和量级吻合程度较好,尤其在气旋中心附近,两者的相似程度较高,表明由Zwack-Okossi方程计算得到的地转涡度倾向项是合理的,使用Zwack-Okossi方程进行诊断分析是可信的。

3.2 地转涡度倾向项的演变特征

23日06时(图5a),地转涡度倾向正值中心强度为5×10-9s-2,气旋中心位于其西部。23日12时(图5b),地转涡度倾向正值中心强度增强至7×10-9s-2,气旋开始爆发性发展。23日18时(图5c),地转涡度倾向正值中心强度增强至10×10-9s-2,气旋快速发展。24日00时(图5d),地转涡度倾向正值中心强度增强至最强12×10-9s-2,气旋中心基本与地转涡度倾向正值中心重合,此时气旋中心气压加深率达到最大。从24日00时后,地转涡度倾向正值中心强度开始减弱,气旋缓慢发展,至24日12时(图5f,中心气压最低时刻)其中心强度减弱至6×10-9s-2,之后其中心强度继续减弱(图5g、h)。由上分析可知,950 hPa地转涡度倾向增强时气旋快速发展,并在其强度最强时,气旋中心气压加深率达到最大。950 hPa地转涡度倾向强度变化与该气旋的发展过程基本一致,也表明Zwack-Okossi方程计算所得的地转涡度倾向项是可信的。在23日06时(图5a)和23日12时(图5b),地转涡度倾向正值中心的西北部存在弱的副中心,其与海平面气压场上气旋中心西北部的低压系统相对应,在气旋发展的过程中被吸收合并,至23日18时(图5c)消失,再次表明存在气旋中心西北部低压系统被吸收合并的现象。

图5 爆发性气旋950 hPa地转涡度倾向项(等值线表示Zwack-Okossi方程左边一项,间隔10-9 s-2;阴影表示Zwack-Okossi方程右边九项之和,间隔10-9 s-2;实心圆点表示爆发性气旋中心位置):(a)23日06时;(b)23日12时;(c)23日18时;(d)24日00时;(e)24日06时;(f)24日12时;(g)24日18时;(h)25日00时;(i)25时06时

3.3 强迫过程特征

尺度分析和实际计算结果均表明,Zwack-Okossi方程右边最后五项(摩擦项、非地转涡度倾向项、涡度垂直平流项、倾侧项和散度项)比前四项(VADV项、TADV项、DIAB项和ADIA项)小一个量级,因此,在本节只讨论前四项对气旋发展的作用。正涡度平流造成局地涡度的增大,强迫产生垂直次级环流,从而在地面造成辐合和涡度增加,所以正涡度平流对地面地转涡度的变化有正的贡献,而负涡度平流则相反。暖平流、潜热释放、陆地和海洋对气旋的感热输送等会造成局地增暖,使得高层脊区位势高度增加,造成辐散,引起低层辐合增强,地面地转涡度增加,暖平流对地面地转涡度的变化有正的贡献,而冷平流则相反。在气旋的降水区有潜热释放,使得非绝热加热增加,对地面地转涡度的贡献为正。ADIA项与垂直速度和静力稳定度有关,上升绝热冷却,下沉绝热增暖,ADIA项与DIAB项的位相是相反的。

3.3.1 整层积分特征

为进一步探究该气旋的爆发性发展机制,选取其初始爆发时刻(23日12时)和最大加深率时刻(24日00时)进行诊断分析,定量分析VADV项、TADV项、DIAB项、ADIA项对其爆发性发展的贡献。

23日12时VADV项(图6a)正值中心与气旋中心位置重合,中心强度为2×10-9s-2;至24日00时(图6e),其正值中心紧邻气旋中心东部,中心强度增强至4×10-9s-2。TADV项(图6b)在23日12时的正值区和负值区分别分布于气旋中心的东北部和西南部(分别对应于槽前暖平流和槽后冷平流(图4a)),中心强度分别为8×10-9s-2和-6×10-9s-2;24日00时(图6f),TADV项正值中心位于气旋中心北部,中心强度增强至10×10-9s-2;负值区位于气旋中心西南部,中心强度增强至-16×10-9s-2,表明冷锋向其西南部入侵。23日12时DIAB项(图6c)的正值中心紧邻气旋中心的西南部,中心强度达到12×10-9s-2;分析图4b可知,该区域存在较强的潜热释放;至24日00时(图6g),正值中心位于气旋中心东南部,中心强度增强至16×10-9s-2,表明该区域的潜热释放继续增强。 ADIA项在23日12时(图6d)和24日00时正负值区域的分布与DIAB项相反,即在潜热释放区伴随有较强的上升运动。

图6 Zwack-Okossi方程的VADV项(a、e,等值线,间隔2×10-9 s-2)、TADV项(b、f,等值线,间隔2×10-9 s-2)、DIAB项(c、g,等值线,间隔2×10-9 s-2)和ADIA项(d、h,等值线,间隔2×10-9 s-2)对总的地转涡度倾向项(阴影,间隔10-9 s-2)的贡献(实心圆点表示爆发性气旋中心位置):(a—d)23日12时;(e—h)24日00时

正涡度平流、暖平流和潜热释放有利于地面地转涡度的增大,绝热冷却阻滞其增长,Lupo, et al[20]和黄立文等[21]为评估Zwack-Okossi方程中各项对地转涡度倾向的相对贡献,对整层积分的各项进行区域平均,区域平均范围均约为围绕气旋中心10°×10°的范围内,本文采用相似的方法探究各项对气旋发展的贡献。图7a、b分别为23日12时和24日00时区域平均的VADV项、TADV项、DIAB项和ADIA项,23日12时(图7a)区域平均的VADV项、TADV项和DIAB项均为正值(图7a),其中DIAB项值最大(1.797×10-9s-2),VADV项次之(1.299×10-9s-2),TADV值最小(0.857×10-9s-2)。表明,由潜热释放导致的非绝热加热对该气旋的初始爆发性发展作用最大,其次为正涡度平流,再次为暖平流。24日00时(图7b),区域平均的DIAB项最大(2.239×10-9s-2),其次为VADV项(1.126×10-9s-2),再次为TADV项(0.151×10-9s-2)。从初始爆发时刻(23日12时)至最大加深率时刻(24日00时),VADV项强度基本维持,TADV项强度减弱,而DIAB项增长较大(增长0.442×10-9s-2),表明由潜热释放导致的非绝热加热是气旋剧烈发展的主要影响因子。对比23日12时(图6b)和24日00时(图6f)垂直积分的TADV项可知,区域平均的TADV项的减弱主要是TADV负值区的增强所致,而非大气斜压性的减弱。由上述分析可知,在初始爆发时刻,正涡度平流、暖平流和非绝热加热的共同作用,使得该气旋开始爆发性发展,其中非绝热加热的贡献最大。从初始爆发时刻到最大加深率时刻,非绝热加热增强,是该气旋快速发展的主要贡献因子,由潜热释放导致的非绝热加热在该气旋的爆发性发展过程中起主导作用。

图7 围绕爆发性气旋中心区域平均(10°×10°)的VADV项、TADV项、DIAB项和ADIA项:(a)23日06时;(b)24日00时

3.3.2 垂直剖面特征

为进一步揭示VADV项、TADV项、DIAB项和ADIA项在初始爆发时刻(23日12时)和最大加深率时刻(24日00时)的垂直分布特征,对其经过气旋中心的纬向垂直剖面的分布特征进行了分析,发现各强迫项的大值区均分布在950 ～100 hPa范围内(图8),表明将近地面气压层选择在950 hPa和大气顶层选择在100 hPa是合适的。

VADV项在23日12时(图8a)正值区位于气旋中心上空的500～200 hPa,中心位于300 hPa附近,中心强度为0.6×10-9s-2;24日00时(图8e),其正值中心仍位于气旋中心上空的300 hPa附近,其中心强度增强至0.8×10-9s-2,且大值区域向中层延伸。23日12时TADV项(图8b)在气旋中心东部800 hPa及其上部250 hPa存在两正值中心,中心强度均为1.0×10-9s-2;24日00时(图8f),中低层正值区东移,中心强度维持不变,高层正值中心仍位于气旋中心上方,中心强度增强至1.2×10-9s-2。DIAB项在23日12时(图8c)正值区主要分布于气旋中心上空的900～500 hPa,中心位于800 hPa附近,强度为0.8×10-9s-2;至24日00时(图8g),DIAB项正值区的范围增大,且中心强度增强至1.2×10-9s-2。23日12时ADIA项(图8d)的负值区集中分布在气旋中心上空900～200 hPa,较强中心位于600 hPa附近,中心强度为-1.2×10-9s-2;至24日00时(图8h),负值区的范围增大,中心强度增强至-1.4×10-9s-2。以上分析可知,从初始爆发时刻到最大加深率时刻,正涡度平流、暖平流、非绝热加热和绝热各项强度均增强,对垂直积分(图6)的贡献,正涡度平流主要来自于中高层,暖平流主要源于中低层和高层,而由潜热释放导致的非绝热加热主要来自于中低层。

图8 经过爆发性气旋中心VADV项(a、e,间隔0.2×10-9 s-2)、TADV项(b、f,间隔0.2×10-9 s-2)、DIAB项(c、g,间隔0.2×10-9 s-2)和ADIA项(d、h,间隔0.2×10-9 s-2)的纬向垂直剖面(实心圆点表示爆发性气旋中心位置):(a—d)23日12时;(e—h)24日00时

图9为区域平均的VADV项、TADV项、DIAB项和ADIA项在23日12时和24日00时的垂直廓线。区域平均的VADV项(图9a)在23日12时和24日00时峰值均分布于300 hPa附近,且从23日12时至24日00时,中高层峰值增大,而在中低层转变为负涡度平流区。TADV项(图9b)在23日12时从低层至高层均为正值,但值较小且随高度变化较小;至24日00时在300 hPa以下转变为负值区,300 hPa以上为正值区,且强度增强,峰值分布于250 hPa。区域平均的DIAB项(图9c)正值区和区域平均的ADIA项(图9d)负值区主要分布于250 hPa 以下,且均在中低层较大(峰值位于700 hPa附近),从23日12时至24日00时,其均有所增强。从初始爆发时刻到最大加深率时刻,区域平均的VADV项(图9a)在高层增强(300 hPa附近),在低层减弱,使得其整层积分结果表现出略微的减弱趋势(图7a、b)。区域平均的TADV项(图9b)虽然在高层增强,但300 hPa以下均为负值区,使得其整层积分结果减弱较大(图7a、b)。区域平均的DIAB项(图9c)在中低层增强(400 hPa以下,最大值位于850 hPa附近),使得其整层积分结果增强(图7a、b)。

图9 2006年12月23日12时(绿线)和24日00时(红线),爆发性气旋中心区域平均(10°×10°)的VADV项(a,单位:10-9 s-2)、TADV项(b,单位:10-9 s-2)、DIAB项(c,单位:10-9 s-2)和ADIA项(d,单位:10-9 s-2)的垂直廓线

4 结论

本文利用NCEP提供的FNL全球格点资料,对2006年12月23—27日发生在东北太平洋上的一个海平面中心气压最低的强爆发性气旋进行了天气形势分析和诊断分析。主要结论如下:

(1)在气旋快速发展的过程中,中低层存在西北部低压系统被吸收合并的现象,且斜压强迫的作用较弱,与西北太平洋爆发性气旋的发展过程存在显著差异。气旋中心附近及其南部区域在中低层存在强潜热释放区;在高层,气旋中心紧邻上游PV大值区,气旋中心位于高空急流出口区的左前侧(高空强辐散区和正涡度平流区);中低层潜热释放以及高层动力强迫为气旋的快速发展提供了有利的大气环境背景场。

(2)Zwack-Okossi方程诊断分析表明,正涡度平流、暖平流和非绝热加热的共同作用,使得气旋开始爆发性发展,其中非绝热加热的贡献最大。从初始爆发时刻到最大加深率时刻,由潜热释放导致的非绝热加热剧烈增强,该热力因子是气旋快速发展的主要贡献因子,其在气旋的爆发性发展过程中起主导作用,而西北太平洋爆发性气旋的快速发展常是由多个因子的综合作用所导致[30, 37-38]。

(3)通过对Zwack-Okossi方程各项的垂直剖面特征分析发现,在气旋的爆发性发展过程中,涡度平流的贡献主要来自于高层(主要分布于500～200 hPa,中心位于300 hPa附近),温度平流的贡献主要源自于中低层(主要分布于900～600 hPa,中心位于800 hPa附近)和高层(主要分布于300～200 hPa,中心位于250 hPa附近),而非绝热加热过程主要发生在中低层(主要分布于400 hPa以下,中心位于700 hPa附近)。从初始爆发时刻至最大加深率时刻,非绝热加热增强主要是其在中低层的增强所致(主要发生在400 hPa以下,最大值位于850 hPa附近)。

针对爆发性气旋动力和热力过程的探讨,不同于Reed, et al[47]分析云系特征推测潜热释放的作用和张雪贝等[39]分析水汽通量探讨湿过程的影响,以及Murty, et al[45]、Reed, et al[47]和张雪贝等[39]通过分析高空急流的特征估计高空强迫的作用,本文聚焦于气旋快速发展的两个重要时刻(初始爆发时刻和最大加深率时刻),使用诊断方程定量计算了潜热释放和高空涡度平流的作用,并给出了其对气旋发展的贡献值及垂直分布特征,使得对东北太平洋爆发性气旋快速发展过程中热力和动力作用的认识更加清晰。结合ZHANG, et al[10]从统计学意义上揭示了东北太平洋和西北太平洋爆发性气旋发展过程的差异,对比高力等[30]对西北太平洋强爆发性气旋的分析,使得对东北太平洋和西北太平洋爆发性气旋发展机制的差异性认识更加系统。Kuo, et al[46]使用PSU/NCAR(Pennsylvania State University/National Center for Atmospheric Research)模式对东北太平洋爆发性气旋进行了数值敏感性试验,WRF(Weather Research and Forecast)模式是近些年较为常用的对爆发性气旋开展研究的中尺度模式,其对爆发性气旋的数值模拟能力优于PSU/NCAR模式[48],使用WRF模式开展数值模拟和敏感性试验,以进一步探究东北太平洋爆发性气旋的发展机制可作为未来的研究方向。