湾流区和黑潮区两个超强爆发性气旋发展过程中热力强迫作用的比较

陶咪咪，张韶晶，张树钦，严 厉，薛宇峰，郑燕珠，黄哲帆

（广东海洋大学海洋与气象学院//南海海洋气象研究院，广东 湛江 524088）

在中纬度地区，一些温带气旋在短时间内中心气压迅速地降低、强度急剧增大，Sanders 等[1]把该类温带气旋定义为爆发性气旋，又称“气象炸弹（meteorological bomb）”[1]，其伴随产生的大风或强降水等灾害性天气对海上的活动构成严重的威胁。统计分析发现，北大西洋的湾流区和北太平洋的黑潮区是爆发性气旋的频发区域[2-3]，且其爆发强度较大[4-5]。爆发性气旋常发生于高空急流出口区左侧、强大气斜压区和海洋暖流区[6]，湾流区和黑潮区位于副热带锋区，较强的斜压强迫、高空动力作用与海表面感热、潜热作用为爆发性气旋的发展提供了有利的大气与海洋环境场[5,7-12]。

爆发性气旋发展机制复杂，高空急流[13-14]、斜压不稳定[7-9]、正涡度平流[13]、非绝热加热[1-2]等因子均对爆发性气旋的发生发展具有重要影响，且爆发性气旋的发展可能是几个因子共同作用的结果。湾流区和黑潮区海气相互作用强烈、水汽条件充沛，海表面感热和潜热及中低层水汽凝结释放潜热等热力过程导致的非绝热加热对该海域爆发性气旋发展的作用显著[15]。谢柳森等[16]研究发现，气旋从黑潮海域获取的热能异常充沛，黑潮海域有气旋活动时的感热和潜热输送明显大于无气旋活动时。Gyakum[17]对发生于大西洋上爆发性气旋研究发现，爆发性气旋发展过程中积云对流释放的大量潜热促进其快速发展。有学者研究发现，凝结潜热可以促使气旋性环流增强，导致爆发性气旋的快速发展[12,18-19]。

诊断分析是爆发性气旋发展机制分析中常用的研究方法，Zwack-Okossi 方程是诊断分析中应用较广泛的诊断方程[20-22]。Zwack 等[21]给出准地转形式的Zwack-Okossi 方程，Lupo 等[22]推导出广义形式的Zwack-Okossi 方程，并通过尺度分析对方程进行简化，该方程可定量计算不同因子对爆发性气旋发展的贡献大小，并可解释不同高度层的强迫过程对地面系统发展的贡献[23-25]，广泛应用于爆发性气旋的诊断分析[14,20-22]，黄立文等[24]通过使用该方程发现热力强迫是气旋爆发性发展的主要因子，且非绝热加热中积云对流和湍流加热起主要作用。

湾流区和黑潮区海气相互作用强烈，但由于其海洋和大气环境场不同，使得热力强迫因子在两区域爆发性气旋发展中的作用也可能存在差异，但目前对其差异认识尚不清晰。为揭示热力强迫因子在湾流区和黑潮区爆发性气旋发展中的作用差异，本研究选取2000－2015 年湾流区和黑潮区中心气压加深率最大的爆发性气旋开展研究，通过对其发生发展的大气和海洋环境场进行对比分析，并结合Zwack-Okossi 诊断方程，揭示热力强迫因子对两区域爆发性气旋发展的作用差异，提升热力强迫因子对爆发性气旋作用机制的认识，为湾流区和黑潮区爆发性气旋预报水平的提升提供理论参考。

1 资料与方法

1.1 资料

本研究使用的资料包括：1）欧洲中期天气预报中心 ECMWF（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts ）提供的ERA-Interim 再分析数据，用于天气形势分析（图1-6）。水平分辨率为0.5° × 0.5°，垂直分为37 层，时间分辨率为 6 h。下载地址：https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-daily/。2）美国国家环境预报中心 NCEP（National Centers for Environmental Prediction）的FNL（Final Analyses）再分析数据，用于诊断分析（图7-10）。水平分辨率为1° × 1°，垂直分为26 层，时间分辨率为6 h。下载地址为：http://rda.ucar.edu/datasets/ds083.2c。

1.2 方法

本研究使用Zhang 等[6]修正的气旋中心气压加深率ε（单位：Bergeron），其地转调整纬度和降压时间间隔分别为45°N 和12 h，即气旋中心气压值（将其规范化到45°N）在12 h 内下降12 hPa 以上，计算公式（1）如下：

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。Zhang等[6]使用聚类分析法将爆发性气旋分成了四类：超强（≥2.3 Bergeron）、强（1.70～ 2.29 Bergeron）、中（1.30～ 1.69 Bergeron）和弱（1.00～ 1.29 Bergeron）。

本研究使用 Lupo 等[22]推导出简化形式的Zwack-Okossi 方程对爆发性气旋进行诊断分析，计算公式（2）如下：

其中：ζg1表示近地面地转涡度；ζa表示绝对涡度；p1表示近地面气压层；pt表示大气顶层表示水平风矢量；ω 表示垂直速度；表示非绝热加热率；Cp表示干空气的定压比容；S 表示静力稳定度参数（θ 是位温）；其它为气象学中常用的符号。Zwack-Okossi 方程中，涡度平流项反映了局部增加（减少）的涡度值，正涡度平流强迫产生垂直次级环流，对近地面地转涡度倾向有正贡献，负涡度平流相反。温度平流项、非绝热项、绝热项代表了加热（冷却）过程。暖平流、非绝热加热使得局地增暖，造成对流层低层辐合、高层辐散，近地面地转涡度增加。绝热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，绝热项与非绝热加热项的位相是相反的。

使用 FNL 资料与有限差分方法对Zwack-Okossi 方程中的各项进行计算，时间和空间采用二阶中央差格式，垂直积分采用梯形积分方案，近地面气压层选择在950 hPa，它是最接近地面并且能代表地面气旋发展的等压面；大气顶层选择在100 hPa，它包括整个对流层以及平流层的一部分[22]。利用热力学第一定律计算得到非绝热加热率由于方程（2）中存在非线性项和拉普拉斯算子，数值计算时会产生虚假短波或“噪音”，造成计算误差，为减小这种误差，需要对计算结果进行平滑和滤波，本研究使用Shapiro[26]提出的二维二阶滤波方法减小计算误差。使用Rausch 等[27]给出的方法构建各强迫项的垂直序列，以研究垂直方向每一气压层对近地面地转涡度倾向的影响。

2 天气形势分析

本研究选取的两个爆发性气旋个例为2000－2015 年湾流区和黑潮区爆发强度最大的超强爆发性气旋，湾流区超强爆发性气旋（SU-GS 爆发性气旋）发生于2014 年3 月25－29 日，最大加深率达到2.62 Bergeron，中心最低气压降至958.2 hPa；黑潮区超强爆发性气旋（SU-KS 爆发性气旋）发生于2013 年1 月13－15 日，最大加深率达到3.23 Bergeron，中心最低气压降至934.4 hPa。

2.1 演变特征

2014 年3 月25 日06 UTC，SU-GS 爆发性气旋在佛罗里达半岛东部洋面上生成，沿美国东海岸向东北方向移动（图1_a）。25 日12 UTC，中心气压加深率达到1.26 Bergeron，开始爆发性发展，气旋中心气压急剧下降，加深率快速增大。至26 日06 UTC，其加深率达到2.61 Bergeron，爆发性发展最为剧烈。随后气旋中心气压加深率减小，气旋中心气压缓慢下降，26 日18 UTC 气旋中心气压加深率降至小于1 Bergeron，气旋停止爆发性发展，且气旋中心气压降至最低958.2 hPa。从25 日12 UTC 至26 日12 UTC 气旋爆发性发展过程中，气压下降39.4 hPa，持续时间为24 h（图1_b）。

2013 年1 月13 日00 UTC，SU-KS 爆发性气旋在吕宋岛东北部的洋面上生成，沿黑潮及其延伸体向东北方向移动（图 1_c）。13 日18 UTC 中心气压加深率达到1.97 Bergeron，开始爆发性发展，气旋中心气压急剧下降，中心气压加深率迅速增大。至14 日06 UTC，其加深率达到3.23 Bergeron，爆发性发展最为剧烈。随后气旋中心气压加深率开始减小，气旋中心气压缓慢下降，15 日12 UTC气旋中心气压加深率降至1 Bergeron 以下，气旋停止爆发性发展，且气旋中心气压降低至最低值934.4 hPa。从13 日18 UTC 至15 日00 UTC 气旋爆发性发展过程中，气压下降了58.7 hPa，持续时间为30 h（图1_d）。

图1 爆发性气旋的移动路径与强度变化Fig.1 The moving track and intensity change of ECs

2014 年3 月25 日06 UTC，SU-GS 爆发性气旋中心生成于佛罗里达半岛东部，气旋中心西南部6 h 总降水量超过25 mm，北部存在北美冷高压（图2_a）。25 日12 UTC，气旋中心东北部出现北大西洋暖高压，气旋中心附近降水强度和范围增大（图2_b）。26 日06 UTC，北美冷高压和北大西洋暖高压持续增强，气旋中心出现大风，东西两侧降水面积持续增大，6 h 总降水中心强度达35 mm（图2_c）。26 日18 UTC，气旋中心气压降至最低，气旋中心附近大风增强，6 h 总降水区域面积增加，但强度减弱（图2_d）。

2013 年1 月13 日00 UTC，SU-KS 爆发性气旋生成于吕宋岛东北部，气旋中心附近降水较强，东部6 h 总降水量中心强度可达40 mm，东北部存在北太平洋暖高压系统（图2_e）。13 日18 UTC，气旋北部存在蒙古冷高压，气旋中心附近出现大风区，降水中心移动至气旋中心北部与西南部，强度维持不变，面积迅速增大（图2_f）。14 日06 UTC，蒙古冷高压增强，中心位于气旋中心西北部，北太平洋暖高压强度和位置维持，气旋中心附近大风区范围增大，降水区域继续增大，但6 h 总降水中心强度减弱至30 mm（图2_g）。15 日12 UTC，气旋中心气压降至最低，大风继续增强，6 h 总降水中心强度减弱至25 mm（图2_h）。

图2 爆发性气旋的海平面天气形势变化Fig.2 Weather changes in sea level of ECs

由上述分析可知，两爆发性气旋均在暖流区生成，在暖流区爆发性发展，且移动速度较快；在移出暖流区后，气旋停止爆发性发展，移动速度减慢。不同于Sanders 等[1]指出湾流区爆发性气旋的平均爆发强度大于黑潮区爆发性气旋，在极端个例中，初始爆发时刻和最大加深率时刻的SU-KS 爆发性气旋的中心气压加深率均大于SU-GS 爆发性气旋，且SU-KS 爆发性气旋的中心气压更低，SU-KS爆发性气旋的爆发时长（30 h）也长于SU-GS 爆发性气旋（24 h）。在两气旋爆发性发展的过程中，气旋中心西部或者西北部存在冷高压，并向气旋中心西南部或者西部入侵，有利于气旋斜压性的增强，SU-KS 爆发性气旋西北部的冷高压较强；气旋中心东部存在暖高压，可增强气旋中心西南部水汽输送，为爆发性气旋的发展提供丰富水汽，SU-KS 爆发性的降水强于SU-GS 爆发性气旋。

2.2 热力强迫因子的形势特征

湾流区和黑潮区海表面感热和潜热通量强烈，丰沛的水汽伴随上升运动有利于潜热释放，热力强迫因子为爆发性气旋的快速发提供有利条件。选取两爆发性气旋快速发展中的代表性时刻：初始爆发时刻（SU-GS 爆发性气旋：2014 年3 月25 日12 UTC；SU-KS 爆发性气旋：2013 年1 月13 日18 UTC）和最大加深率时刻（SU-GS 爆发性气旋：2014 年3 月26 日06 UTC；SU-KS 爆发性气旋：2013 年1 月14 日06 UTC），探究海表面通量、水汽条件和潜热释放等热力强迫因子在其爆发性发展过程中的空间结构特征及其演变特征差异。

2.2.1初始爆发时刻 在初始爆发时刻（图3），SU-GS 爆发性气旋中心位于美国东南部，海表面净热通量大值区紧邻气旋中心东北部（图 3_a），强度约为800 W/m2；SU-KS 爆发性气旋位于日本岛南部，其海表面净热通量大值区位于气旋中心西部的东海黑潮区（图3_d），强度约为500 W/m2，弱于SU-GS 爆发性气旋。在850 hPa（图3_b 和3_e），SU-GS 爆发性气旋中心南部出现弱的西风急流，比湿中心位于气旋中心东南部，中心强度为10 g/kg，气旋中心位于湿舌中，水汽辐合区紧邻气旋中心东部，其中心强度为8×10-4g/(kg·s)；SU-KS 爆发性气旋的急流、比湿和水汽辐合均强于SU-GS 爆发性气旋，特别是气旋中心东部和东南部存在强南向低空急流，且该区域比湿较大（中心强度为12 g/kg），较强的水汽输送使得气旋中心附近水汽辐合区较强，中心强度达到12 × 10-4g/(kg·s)。图3_c 和3f 为500 hPa 位势高度、气温和垂直积分显热[12,28]（图3_c 和3_f），SU-GS 爆发性气旋中心上游存在低压槽，低压槽振幅较小，温度槽落后于高度槽，为发展的斜压波；气旋中心东北部与东部垂直积分显热比较强，中心强度均为6 000 W/m2；SU-KS 爆发性气旋中心上游的低压槽和温度槽强于SU-GS 爆发性气旋，气旋中心附近呈现一条东北-西南的强垂直积分显热区，中心强度达到10 000 W/m2。

图4为图3中黑色实线处各物理量的垂直剖面图，选取的剖面位置为经过气旋中心和水汽辐合及垂直积分显热的大值区域，分析SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的比湿、水汽辐合和垂直速度的垂直剖面图（图4_a 和4_c）可知，SU-GS爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋中心附近区域均存在较大的比湿区，主要分布于600 hPa 以下，水汽辐合区集中分布于700 hPa 以下。SU-GS 爆发性气旋的上升运动存在两个中心，位于气旋中心上部的700 hPa 附近（-2.0 Pa/s）和气旋中心下游的600 hPa 附近（-1.5 Pa/s），水汽辐合中心与气旋中心重合，强度为16×10-4g/(kg·s)；SU-KS 爆发性气旋上升运动中心位于气旋中心上游700 hPa 附近（-1.5 Pa/s）与下游800 hPa 附近（-2.0 Pa/s），其水汽辐合中心强度为16 × 10-4g/(kg·s)。图4_b 和4_d 分别为SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的显热和位涡的垂直分布图，SU-GS 爆发性气旋显热主要分布于气旋中心上空的650 hPa 以下，两中心位于气旋中心上部800 hPa 附近和下游600 hPa 附近，中心强度均为0.8 W/m2；位涡（PV）主要位于300 hPa 以上，在200 hPa 附近存在强PV 中心，其中心强度为4 PVU。SU-KS 爆发性气旋的显热中心分别位于气旋中心上游700 hPa（1.2 W/m）和下游700 hPa（0.8 W/m）及900 hPa（1.2 W/m），强于SU-GS 爆发性气旋；PV 主要位于150 hPa 以上，高层PV 弱于SU-GS 爆发性气旋。

图3 初始爆发时刻爆发性气旋的天气形势Fig.3 Weather maps at the initial-explosive-developing moment for ECs

图4 初始爆发时刻爆发性气旋各物理量的垂直剖面Fig.4 Cross section of physical quantities at the initial-explosive-developing moment for ECs

2.2.2最大加深率时刻 从初始爆发时刻到最大加深率时刻（图5），SU-GS 爆发性气旋移至湾流区的东北部，气旋中心西南部湾流区海表面净热通量迅速增强（图5_a），其中心强度达到1 100 W/m2；SU-KS 爆发性气旋移动到日本岛东部海域，其海表面净热通量大值区位于气旋中心西南部的黑潮区（图5_d），中心强度维持在500 W/m2，依然弱于SU-GS 爆发性气旋。在850 hPa（图5_b 和5_e），SU-GS 爆发性气旋比湿中心位于气旋中心东南部，中心强度维持在10 g/kg，而气旋中心东南部的西南向低空急流迅速增强，使得气旋中心东南部水汽辐合区中心强度增强至12 × 10-4g/(kg·s)，且范围增大；SU-KS 爆发性气旋的西南向低空急流增强，且强于SU-GS 爆发性气旋，比湿中心强度略增强至14 g/kg，水汽辐合中心紧邻气旋中心东部，中心强度增强至16 × 10-4g/(kg·s)。在500 hPa（图5_c 和5_f），SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的低压槽均加深，且SU-GS 爆发性气旋的低压槽加深更为剧烈，气旋中心位于槽前，温度槽与高度槽近似重合；SU-GS 爆发性气旋中心左侧存在较强的垂直积分显热，中心强度增强至10 000 W/m2；SU-KS爆发性气旋中心上游的低压槽弱于SU-GS 爆发性气旋，气旋中心左右两侧存在垂直积分显热中心，强度维持在10 000 W/m2。

分析SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的比湿、水汽辐合和垂直速度的垂直剖面图（图6_a和6_c，剖面位置为图5 黑色斜线）可知，比湿和水汽辐合的空间分布同初始爆发时刻相似，在最大加深率两爆发性气旋的比湿大值区主要分布于600 hPa 以下，水汽辐合区集中分布于700 hPa 以下，水汽辐合中心强度较初始爆发时刻均增强，且SU-KS 爆发性气旋增强更为剧烈（中心增强至32 ×10-4g/(kg·s)）。SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋上升运动中心均分布于气旋中心下游的700 hPa 附近，强度均增强至-3.0 Pa/s，而SU-KS 爆发性气旋上升运动范围更广。图6_b 和6_d 分别为SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的显热和位涡的垂直分布图，SU-GS 爆发性气旋的显热主要分布于气旋中心上空的400 hPa 以下，其中心分别位于气旋中心上游950 hPa 与下游600 hPa 附近；PV 向下延伸至500 hPa，700～ 900 hPa 附近出现与显热重合的弱PV 区。SU-KS 爆发性气旋的显热中心主要位于气旋中心上游800 hPa处与下游700 hPa处，强度分别为1.2 W/m2与0.8 W/m2；高层的PV显著增强，并延伸至500 hPa 附近，气旋中心上方800 hPa 附近存在强度为2 PVU 的高值位涡区，与显热分布相近。SU-GS 爆发性气旋的显热较初始爆发时刻增强，而SU-KS 爆发性气旋的显热强度维持；两气旋的PV 迅速向下层延伸增强，SU-GS 爆发性气旋强于SU-KS 爆发性气旋。

图5 最大加深率时刻爆发性气旋的天气形势Fig.5 Weather maps at the maximum-deepening-rate moment for ECs

图6 最大加深率时刻爆发性气旋各物理量的垂直剖面Fig.6 Cross section of physical quantities at the maximum-deepening-rate moment for ECs

由上分析可知，虽然SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋均发生于海洋暖流区，但由于局地大气和海洋环境场的不同，导致两爆发性气旋热力强迫因子的空间结构特征和演变特征存在显著差异。在初始爆发时刻，SU-GS 爆发性气旋的湿度小、低空急流弱，而SU-KS 爆发性气旋的湿度大、低空急流强，使得SU-GS 爆发性气旋的水汽辐合弱于SU-KS 爆发性气旋，并进而导致SU-GS 爆发性气旋的垂直积分显热弱于SU-KS 爆发性气旋。从初始爆发时刻至最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的水汽辐合、垂直速度和垂直积分显热均呈现增强的趋势，而SU-GS 爆发性气旋的各因子增强更为显著，并导致从初始爆发时刻到最大加深率时刻SU-GS 爆发性气旋的中心气压加深率增长幅度大于SU-KS 爆发性气旋，但SU-GS爆发性气旋水汽辐合和垂直积分显热等因子依然弱于SU-KS 爆发性气旋。SU-GS 爆发性气旋的热力强迫因子弱于SU-KS 爆发性气旋是SU-GS 爆发性气旋中心气压加深率小于SU-KS 爆发性气旋的主要原因。

3 Zwack-Okossi 方程诊断分析

热力强迫因子的不同是SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋中心气压加深率呈现差异的主要原因，本节将利用Zwack-Okossi 方程定量计算气旋发展过程中的非绝热加热，进一步探究两爆发性气旋热力强迫因子的特征及其差异。

3.1 非绝热加热的整层积分特征

初始爆发时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热正值区主要分布于气旋中心的东部（图7_a），存在两个中心，分别位于气旋的东部和东南部，中心强度最高均为10 × 10-9s-2；SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值区分布于气旋中心的东北部（图7_c），其中心强度最大值达到28 × 10-9s-2；SU-KS爆发性气旋非绝热加热正值的强度和范围均强于SU-GS 爆发性气旋。最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热正值区主体移至气旋中心北部（图7_b），其中心分布于气旋中心的东北部和西北部，强度最高分别为12 × 10-9s-2与8 × 10-9s-2，范围与强度较初始爆发时刻均增大；SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值区主要分布于气旋中心的北部和东部，中心强度最高均为16 × 10-9s-2，较初始爆发时刻其中心强度有所减弱，而范围增大。在最大加深率时刻，SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热依然强于SU-GS 爆发性气旋。

图7 爆发性气旋非绝热加热项及950 hPa 地转涡度倾向项演变Fig.7 The Evolution of diabatic heating and the 950 hPa geostrophic vorticity tendencies for ECs

分析围绕爆发性气旋中心区域平均的非绝热加热（图8）可知，在初始爆发时刻，SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热的区域平均值为3.122 × 10-9s-2，远强于SU-GS 爆发性气旋（1.008 × 10-9s-2）。从初始爆发时刻至最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋区域平均的非绝热加热增强至2.258×10-9s-2（增幅：1.250 × 10-9s-2），而SU-GS 爆发性气旋区域平均的非绝热加热减弱至2.253 × 10-9s-2。同时对Zwack-Okossi 方程中的涡度平流项和温度平流项进行计算，发现在初始爆发时刻，非绝热加热均是对两爆发性气旋贡献最大的强迫因子，特别是对于SU-KS 爆发性气旋其相对贡献较大；在最大加深率时刻，对于SU-GS 爆发性气旋非绝热加热依然是贡献最大的强迫因子，而对于SU-KS 爆发性气旋，虽然非绝热加热贡献小于温度平流，但两者大小相近，非绝热加热的贡献依然较大。因此，非绝热加热是影响两爆发性气旋的关键因子，在初始爆发时刻，其对SU-KS 爆发性气旋发展的相对贡献强于SU-GS 爆发性气旋；而在最大加深率时刻，虽然两爆发性气旋的非绝热加热强度相近，但其对于SU-GS 爆发性气旋发展的相对贡献强于SU-KS 爆发性气旋。

图8 围绕爆发性气旋中心区域平均的各项变化Fig.8 Contributions of three terms within an area-mean regarding to EC center

3.2 非绝热加热的垂直剖面特征

结合图7 剖面位置，分析SU-GS 爆发性气旋与SU-KS 爆发性气旋经过气旋中心和非绝热加热中心的垂直剖面特征（图9）可知，在初始爆发时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热正中心位于气旋中心东部700 hPa 处（图9_a），中心强度最高为1.5 ×10-9s-2；SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值中心位于气旋中心东北部600 hPa 处（图9_c），其中心强度最大值为2.5 × 10-9s-2，其范围和强度远强于SU-GS 爆发性气旋。在最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热正值区位于气旋中心两侧（图9_b），中心依然位于700 hPa 左右，西北部正值区强度较强，其中心强度最高为1.5 × 10-9s-2；SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值主要位于气旋中心东北部（图9_d），中心位于700 hPa 附近（1.5 ×10-9s-2）。由上分析可知，对于两爆发性气旋，非绝热加热正值均分布于中低层，在初始爆发时刻，SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值远强于SU-GS爆发性气旋；从初始爆发时刻至最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热正值强度略有增强，而SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值减弱，使该时刻两爆发性气旋非绝热加热正值近似相等。

图9 非绝热加热项的垂直剖面Fig.9 Cross section of diabatic heating for ECs

分析非绝热加热围绕爆发性气旋中心区域平均的垂直廓线（图10）可知，在初始爆发时刻和最大加深率时刻，两气旋的非绝热加热正值区均位于400 hPa 以下的中低层，且最大值位于650 hPa 附近。在初始爆发时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热在中低层弱于SU-KS 爆发性气旋（图10_a）；从初始爆发时刻至最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋中低层的非绝热加热增强（图10_a），最大值位于500 hPa 附近（0.33 × 10-9s-2）；虽然SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热正值在600 hPa 附近，其强度与初始爆发时刻相当，但在650～ 900 hPa 和550～ 400 hPa 均有所减弱；在最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热强度相似。

图10 围绕爆发性气旋中心区域平均非绝热加热项的垂直廓线Fig.10 Vertical profiles of area-mean diabatic heating for ECs

通过Zwack-Okossi 方程诊断分析发现，在SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋快速发展的过程中，非绝热加热的演变特征及其贡献呈现显著差异。在初始爆发时刻，非绝热加热均是两气旋爆发性发展的主要强迫因子，且主要分布于中低层；SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热显著强于SU-GS 爆发性气旋，是该时刻SU-KS 爆发性气旋中心气压加深率强于SU-GS 爆发性气旋的主要原因。从初始爆发时刻至最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热显著增强，且增强主要发生在中低层（900～ 500 hPa）；而SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热呈现减弱趋势，使得在最大加深率时刻两爆发性气旋的非绝热加热值相近，但非绝热加热对SU-GS 爆发性气旋快速发展的相对贡献最大，是其加深率达到最大的主导强迫因子；而对于SU-KS 爆发性气旋，非绝热加热的贡献略小于温度平流的贡献，虽然非绝热加热依然是SU-KS 爆发性气旋重要强迫因子，但其相对重要性弱于初始爆发时刻。

4 结论与讨论

本研究利用欧洲中期天气预报中心ECMWF提供的ERA-Interim 再分析数据和美国国家环境预报中心NCEP 提供的FNL 再分析数据，对2000－2015年发生于湾流区和黑潮区的气旋中心加深率最大两例超强爆发性气旋进行形势分析和诊断分析，揭示热力强迫因子在两爆发性气旋快速发展过程中的结构特征和演变特征差异，得到如下主要结论。

1）两爆发性气旋均在暖流区生成后爆发性发展，在初始爆发时刻与最大加深率时刻，SU-KS 爆发性气旋的中心气压加深率更大、中心气压更低、爆发时长更长。在两气旋爆发性发展的过程中，气旋中心西部或西北部存在冷高压，并向气旋中心西南部或西部入侵，有利于气旋斜压性的增强；气旋中心东部存在暖高压，可增强气旋中心西南部水汽输送，为爆发性气旋的发展提供丰富水汽，导致产生较强降水，而冷高压和暖高压的强度存在一些差异，SU-KS 爆发性气旋西北部的冷高压较强。

2）虽然SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋均发生于海洋暖流区，但由于局地大气和海洋环境场的不同，导致两爆发性气旋热力强迫因子的空间结构特征和演变特征存在显著差异。在初始爆发时刻，SU-GS 爆发性气旋的湿度、水汽辐合和显热均弱于SU-KS 爆发性气旋。从初始爆发时刻至最大加深率时刻，两气旋各因子均呈现增强的趋势，SU-GS 爆发性气旋的各因子增强更为显著，但依然弱于SU-KS 爆发性气旋。SU-GS 爆发性气旋的热力强迫因子弱于SU-KS 爆发性气旋是SU-GS 爆发性气旋中心气压加深率小于SU-KS 爆发性气旋的主要原因。

3）Zwack-Okossi 方程诊断分析表明，虽然非绝热加热均是SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋爆发性发展的主要强迫因子，且主要分布于中低层，但初始爆发时刻SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热显著强于SU-GS 爆发性气旋，且对其快速发展的相对贡献较大；至最大加深率时刻，SU-GS 爆发性气旋的非绝热加热显著增强，是其快速发展的主导强迫因子，而SU-KS 爆发性气旋的非绝热加热呈现减弱趋势，相对重要性减弱。非绝热加热在SU-GS 爆发性气旋和SU-KS 爆发性气旋快速发展过程中的特征及其贡献呈现显著差异。

虽然湾流区爆发性气旋平均的中心气压加深率大于黑潮区爆发性气旋[1]，但统计发现，在极端的个例中，黑潮区超强爆发性气旋的中心气压加深率的最大值大于湾流区爆发性气旋。前人对湾流区爆发性气旋的研究多集中于西北大西洋，关注较多的4 个个例分别为：“Queen Elizabeth II storm”[17,29]、“President Day’s Cyclone”[30-32]、“ERICA IOP-4 Cyclone”[27,33-34]和“ERICA IOP-5 Cyclone”[35-36]，Sanders[37]、Wang 等[3]使用合成分析方法指出斜压强迫是西北大西洋爆发性气旋发展的主要因子，与Bosart[7]、Anthes 等[38]、Gyakum[17,29]和Manobianco[39]等对上述4 个爆发性气旋研究的结论相似，其与本文中热力因子是湾流区爆发性发展的主导因子存在差异，是由于湾流区强烈的海气相互作用所致。前人也对黑潮区的爆发性气旋开展了较丰富的研究，发现由于黑潮区较强的海表面热通量和水汽通量[40-42]，使得潜热释放是其爆发性发展的主要影响因子[12,43-44]，与本研究结论相似。但本研究发现，在不同发展阶段热力强迫因子的作用贡献存在显著的差别。在黑潮区超强爆发性气旋的最大加深率时刻，非绝热加热的贡献减弱，而温度平流的贡献显著增强，和初始爆发时刻存在显著差异，表明不同的发展阶段，各因子的贡献发生变化，是需要进一步探究的科学问题。

由于本研究只选取了两个超强爆发性气旋个例进行分析，其结论具有一定的局限性，多个例综合分析是需要进一步研究的工作。目前数值模拟也是研究爆发性气旋发展机制的重要方式，WRF（Weather Research and Forecasting Model）是爆发性气旋数值模拟中应用较广泛的模式[6,45-49]，未来我们将利用WRF 模式，对湾流区和黑潮区爆发性气旋的发展机制做进一步的探究。