高等天气学系列专题讲座中纬度天气系统第六讲温带气旋的形成与爆发性发展

1、第六讲 温带气旋的形成与爆发性发展高等天气学系列专题讲座中纬度天气系统 中纬度地面气压系统最主要的两类是温带气旋和反气旋。人们更关注地面气旋。因为这种系统发展迅速、激烈，经常带来破坏性大风、暴雨、对流等，成为所谓温带风暴。但地面反气旋也不能忽略，如冬季冷高压可以带来寒潮与冷空气活动，入海后可以产生偏东风回流天气或切变线。在大多数中国暴雨过程中都有冷空气活动参与，它们也常以冷高压形式表现出来。地面气旋与反气旋是密切相关的。但由于时间所限，我们这里只讨论地面气旋问题，包括陆地气旋与海洋气旋。6.1 温带气旋的发生发展与大尺度结构 根据气旋发生发展时的环流和天气形势，可以把气旋的发生发展分为三种类型

2、。第一类是经典的锋面波动发展成气旋的过程。关于这类气旋发生发展的问题已经讨论得很多，总的特征可概括为以下几点：（1）锋区或最大斜压区位于近于平直的高空气流下（没有明显的涡度平流）开始发展；（2）最初没有高空冷槽存在，但当地面气旋发展时，槽加强。在气旋未达到最大强度之前，高空槽和低层气旋间的距离明显保持不变；（3）高空涡度平流数值最初很小，并且在整个发展过程中一直保持较小，气旋加强的主要作用是温度平流；(4)对流层下部的斜压性开始时大，锢囚时小；（5）发展的最终结果是达到经典的锢囚气旋；一般认为这类气旋的发展由斜压不稳定使扰动增幅引起。发展是从低层开始的，在发展中具有明显的锋区和斜压性。温度平流

3、在此类气旋发展中起着主要作用。第二类气旋发生发展的启动机制主要在高空。气旋发生发展时具有如下几个特点：（1）当高空槽（其前部有强涡度平流）在低层暖平流区（或近于没有冷平流）上扩展时，气旋开始发展，这时低层可以有也可以没有锋面存在；（2）当气旋加强时，高空槽与低层系统之间的距离迅速减小，气旋发展最盛时轴线近于垂直；（3）高空涡度平流量最初很大，接近气旋最强时，平流量减少。开始时温度平流量小，随低层气旋的加强而增强；（4）对流层下部斜压性开始较小，随风暴加强而增加；（5）发展的最终结果达到与经典锢囚相类似的热力结构。这类气旋与第一类经典气旋的发展模式不同，在发展时，低层不一定有锋面存在，高空涡度平

4、流是气旋发展的主要因子。Petterssen和Smebye曾对这类气旋的发展作过详细分析，并从能量收支上研究了动能的来源和维持。卫星云图的分析也证实了这类气旋的存在。图是Petterssen等总结的这类气旋的发展模式，这是地面有锋面的情况。这种气旋主要发生在高空槽前正涡度平流区赶上并迭加在地面冷锋或静止锋上的时候和地方。在迭加区，云带中的云量变稠密、加宽，并向冷空气一侧凸起。 第三类是中间尺度温带气旋的发展。这类气旋的水平尺度一般在10002000km，比上述气旋的尺度小。它具有以下一些特征：（1）在扰动形成的阶段，扰动与对流层上部高空槽没有关系。高空经常是纬向气流，扰动的振幅只在对流层下部明

5、显，而第一类有明显的长波槽；（2）这类气旋通常形成在一条延续的锋面上，能接连发生，形成一系列气旋族。这种锋面不但地面明显，在850hPa上也有等温线密集区；（3）这类气旋主要出现在较低纬度，与湿润大气中的空气运动有密切关系。具有明显的对流不稳定区，因而常发生在雨季（如梅雨季节，华南和日本东南海上、美国东南海面上）。关于这类气旋的发展机制目前还不清楚。 图6.1 气旋发展的几个阶段。当高空槽向前推进，高空有明显的涡度平流区（斜压区）扩展到锋区上的时候，所引起的不平衡就使低层产生辐合 应该指出，上述三类气旋是主要气旋类型。在实际天气与预报中，气旋生成的环流与天气形势以及动力条件不限于此。例如有些气

6、旋由热带气旋北上在西风带影响下可以变性为温带气旋；在山脉的背风一侧在一定的气流条件下可以形成背风气旋；在大陆东部的临近海区，还可观测到“瞬时锢囚”的气旋发展等。因而对于一个温带气旋的发生发展应根据它的实际情况进行分析与预报，这样才能做出成功的预报。另外还应指出气旋与高空波动（Rossby波）密切相关，它们形成了三维的气旋波系统，任何气旋的预报都必须考虑高空波动的预报。 下面我们重点考察第一类与第二类气旋发生发展的环流与天气条件。第一类温带气旋的发展过程 图是相应于第一类气旋演变过程中的次级环流分布。在气旋的初生阶段（图），地面有一个弱的环流，它是在一条极锋的斜压区中发展起来的。冷锋后地面是北风

7、，但在对流层中层以上是西南风。冷锋的取向近于东西向。气旋性切变变形的作用是破坏正交于锋面的温度梯度。通过锋面的垂直剖面图（图）表明，在沿锋面气流有气旋性切变 情况下，与锋面正交的地转风分量随高度增加，即 ，所造成的伸长变形在锋面之上推动一热力间接环流，锋上是下沉运动，锋下是上升运动。地面边界层中的过程引起了为维持锋前缘锋面结构所必需的上升和辐合。图6.2 （a）具有下沉冷锋的一个初生气旋的概略图。实线是地面等压线。虚线是地面等温线。粗实箭头代表对流层中部等高线和气流方向。白短箭头代表地面地转气流。（b）沿正交于锋面的AA线的剖面。虚线代表沿锋面的地转风分量U。细实线代表正交于锋面的地转风分量V

8、。白箭头代表V的方向。粗实线代表地转切变变形（ ）强迫的次级环流。点箭头是锋面前沿的边界层辐合和垂直运动图6.3 （a）同图（a）但是对向成熟发展的气旋，具有冷暖锋；（b）通过图（a）中冷锋沿AA线的剖面图；其它同图（b）。但对次级环流有 ；（c）通过图（a）中暖锋沿BB线的剖面图 高空斜压波的增幅和地面气旋的加深产生了地转变形，这有利于冷暖锋的尺度缩小及有关的次级环流发展。在气旋的发展期（图），冷锋具有南北取向，并受切变变形强迫，这时沿锋面的温度梯度为负 ，正交于锋面有气旋性切变 。这种地转强迫产生一热力直接环流，上升运动在前缘及锋上方。与下沉冷锋不同，这种热力直接发展的冷锋具有随高度减小的

9、正交于锋面的地转分量 ，这意味着高空强西风位于地面锋后弱西风之上（图）。在这个阶段，暖锋的演变表现为在气旋的东北象限，锋两侧疏散的伸长变形 强迫一热力直接环流（图）。图6.4 （a）成熟气旋阶段，其它同图（a）；（b）通过图（a）中冷锋和暖舌沿AA线的剖面图，细实线是位温线，点线是温度波波轴。其它同图（b）；（c）对应图（b）的次级环流（ ），其它同图（b） 在气旋的成熟阶段（图），出现一狭窄的暖舌，它沿冷锋的前缘一直向北伸展。冷锋的切变变形与发展阶段相同。但一个新的特征是在暖舌轴以东出现东西方向的温度梯度 ，这与冷锋前的低空急流有关。在气旋暖区中这种温度梯度的方向是使近地面的偏南急流随高度减

10、弱。过去许多观测分析都表明冷锋前可出现低空急流。地面冷锋前的暖舌和低空急流也由许多人从理论上证明是成熟气旋的一种明显特征。通过冷锋的剖面表明（图），暖舌轴在锋前随高度向东倾斜，低空急流在其下方。图给出 和 地转分量的垂直剖面图。向东倾斜的温度波及有关的低空急流强迫的共同作用强迫出一种次级环流，其地面的非地转气流从冷暖空气侧都流向锋面，在锋面前缘垂直地引起锋面上升气流。这种环流可以导致狭窄的深对流云系的发展。这是成熟冷锋的特征。如果冷锋前的低空急流的变形是主要的环流强迫项，则低空急流环流的上升支位于冷锋之前，这时可产生锋前云雨带。 如前所述，它表现为向东移动的短波槽槽前正涡度平流区迭加在地面强水

11、平温度梯度区（锋面）之上。这时它可在地面高空槽抵近锋区的位置诱生出低压。由于三维空间中系统随高度向西倾斜，则地面气旋之上存在着暖平流和正涡度平流（随高度增加），这可由准地转- 方程进行诊断分析。图是发展的(a)与不发展的(b)气旋三维气流结构图。在图6.5(a)中，温度场（厚度场）落后于500hPa风场四分之一波长。由于初期地面气旋尺度不大，可忽略地球涡度平流。静力稳定度也不太大。则气旋的加强主要表现为上升运动的加强或低空辐合加强。这主要由500hPa槽前暖平流和正涡度平流随高度增加造成。第二类温带气旋的发展过程在地面气旋以东或东北的暖区中有上升运动，而在地面气旋以西的冷区中有下沉运动，这可导

12、致位能向动能之转换，因而风速迅速加强，气旋发展。同时气旋下游低层暖平流与上游冷平流可使地面气旋近于沿对流层中部风向移动（向东或东北）。由于地面有冷平流，且在高空槽上游涡度平流随高度更为反气旋性，也会使反气旋生成和发展。图6.5(b)是不发展的地面气旋和斜压波。这时系统随高度向东倾斜。温度场（厚度场）超前于500hPa高度场。这使地面低压以东的低层暖平流导致500hPa槽的高度上升；地面低压以西的低层冷平流使500hPa脊高度下降。因而在地面低压区出现下沉运动，低层辐合和气压上升，不利于其发展。图6.5 中纬斜压波温度与风场的三维结构示意图。(a)发展的斜压波和地面气旋。500hPa温度槽（CT

13、T）落后于气压槽四分之一波长。低层地转风方向随高度顺时针旋转位于暖平流区，而反时针旋转位于冷平流区。涡度平流随高度表现为正（负）涡度平流更明显区。以及上升（ 0）区也给出在图中（取自Bluestein, 1993)我们用图说明的一个气旋生命史及物理过程的作用。由于地面低压以东和东北，低层暖空气向北平流，而在低压以西和西南，低层冷空气向南平流（但在快速加深的气旋中，地面以上的垂直运动可很强，由它造成的局地变温大于平流温度变化），高空槽底的冷平流导致高空槽加深，而低压以东与东北的暖平流使下游脊加强。下游脊的加强也造成了下游槽的加强。同时在原来发展系统的后部，暖平流变得越来越位于气旋之北，而冷平流变

14、得越来越位于气旋之南。因为气旋在很大程度上趋于从冷平流区移向暖平流区，所以经典的中纬气旋纬向移动变小，而经向移动更快。位于地面气旋西南和南方的冷锋尾部东移比气旋整体东移要快。因而冷锋与暖锋之间的暖区减小（图6.6(c)）。现在高空槽的东移比地面气旋的东移分量要快得多，最终高空槽赶上并迭加在地面气旋之上。地面冷锋也赶上了暖锋，地面暖区被切断，即被“锢囚”。气旋附近的暖脊相应于锢囚区（图6.6(d)）。这时高空槽趋于切断，成为闭合的低压中心，而暖空气完全挤向地面气旋的上方（图6.6(e)）。由于热成风对高空涡度的平流消失，发展过程停止。另外，由于高空气流成为近于园对称形式，涡度平流大大减少，使高空

15、系统运动也停止。因为温度平流减弱，地面气旋也变为准静止，其最后结果可导致北高南低的阻塞形势。由于边界层中摩擦辐合的作用，气旋在摩擦层中可维持相当的时间，但在摩擦层以上，由于摩擦层中上升气流产生的辐散可使气旋涡度减少，而使气旋破坏。图6.6 一个气旋生命史概略图。L是地面低压，虚线是1000-500hPa等厚度线（dam)，实线是500hPa等高线。(a)与(b)中箭头代表地面风场（取自Bluestein,1993）图6.7 说明暖心的热带气旋登陆之后如何与冷锋相结合变成冷心的系统。这是北美的一个例子。飓风Agnes于1972年6月20日12GMT登陆美国佛罗里达州。可以看到（图6.7(a)），

16、500hPa环流强度随高度减弱，200hPa只表现为西风带中的一个弱槽。由于摩擦作用，地面环流是弱的，各层温度梯度也较弱。注意一条地面冷锋抵近飓风残余环流（图6.7(b)）并于6月22日00GMT赶上地面弱飓风环流。在地面低压以西和西南，有冷平流，北-东北有暖平流，这使地面气旋加深（图6.7(c)），并且冷暖平流加强。到6月23日12GMT，系统锢囚，并变性成冷心，环流的强度现在随高度增加。冷空气位于气旋附近及其以西与西南。由热带气旋变性形成的温带气旋从6月20-21日，非绝热加热造成了中低层上升运动，到6月22日00GMT，低层涡度平流和温度平流变得更重要。在低压西南，由冷平流在6月22日1

17、2GMT造成了强下沉运动，以后继续增加。低压以西由涡度平流差异一直造成了上升运动。我国这样的例子很多，我们将在下一单元热带天气系统中说明。图6.7 暖心热带气旋Agnes变性为冷心系统的过程，虚线是等温线，实线是等高线（dam）。海平面等压线省略了百位与千位数“10”（取自DiMego与Bosart，1982）6.2 气旋的不稳定理论和爆发性发展 温带气旋在有利的条件下，可以迅速的或爆发性发展，形成非常强大的风暴。这种情况常常发生在海洋上，一般称海洋爆发性发展气旋，或“气象炸弹”。在陆地上也会出现爆发性发展的气旋。朱彤与丁一汇曾从动力学上诊断过一个发生在中国北方爆发性发展的陆地气旋。图是早年海

18、洋爆发性气旋的统计结果。图6.8 19761982年所有24小时气象炸弹最大加深时的位置 图是大西洋上一个天气尺度爆发性气旋的发展情况。在2月4日00GMT（图）地面中心气压为1004hPa，12小时之后（图）中心气压降为968hPa，24小时后（图）低达952hPa，达到了强台风的强度。Bosart和Gyakum的云图和天气分析表明，强烈的气旋其风力可达飓风的强度，并有清晰的眼区。这个例子可代表天气尺度气旋的爆发性发展。图6.9 地面图分析。海平面等压线间隔：8hPa。（a）1975年2月4日00GMT；（b）2月4日12GMT；（c）2月5日00GMT。（c）中给出风暴每隔6小时的路径（虚

19、线）图是东海和日本南部一个次天气尺度海洋气旋迅速反展的过程。在1975年2月13日，一个与大陆极地气团有关的反气旋移出中国到达西太平洋。沿这个高压后部的黑潮暖流区，暖湿的副热带海洋空气向北输送。13日1200GMT（图），在暖湿空气区850hPa上有短波槽，地面有低压槽发展。这个扰动是很浅薄的。在其发展的初期，没有迹象表明有天气尺度系统移近促使其发展；纬向风的分布也表明，对流层下部无正压或斜压不稳定存在。到14日0000GMT，在地面形成闭合环流，这时可以看到地面扰动和天气尺度槽有一定耦合。在以后24小时气旋迅速加深。到14日1200GMT，整个系统表现出清楚的向西倾斜，在500hPa槽前有暖

20、脊出现，也就是说系统具有典型的发展斜压系统的特征。这可能是潜热的非绝热加热的作用。此时气旋具有暖心结构，因而CISK机制对这种气旋的发展有重要作用。到15日0000GMT，已经达到强气旋的强度。从14日0000GMT到15日0000GMT的24小时内气旋的中心气压下降了20hPa，闭合环流区急剧扩大。 图6.10 海平面气压分布（hPa）。（a）1975年2月13日1200GMT；（b）2月14日0000GMT；（c）2月14日1200GMT；（d）2月15日0000GMT 近年来，许多人研究了爆发性海洋气旋发生的物理原因，概括起来有：涡度平流、温度平流、潜热加热、海气交换（潜热和感热输送），

21、与急流有关的非地转加速，摩擦作用以及斜压部稳定等。但至今还没有确定哪一个或哪几个物理因子一般起着主要的作用。 根据动力不稳定理论，天气尺度扰动的发生是纬向气流对小扰动切变不稳定的结果，这或者由水平切变造成的正压不稳定引起，或者由垂直切变造成的斜压不稳定引起，或由两者的组合引起。在中纬度，正压过程在启动水平尺度为1000km或更大一些的扰动中一般认为是次要的，因而这个机制常常被排除，因为气旋常起源于纬向气流的反气旋切变一侧，对流层下部的水平切变很小。 下面我们分别讨论与温带气旋发展有关的不稳定性。斜压和正压不稳定 当气压系统加强时，水平气压梯度加大。这引起风速加强，动能增加。这个过程包括了有效位

22、能向动能的转换，这是通过暖空气上升，冷空气下沉实现的。这种不稳定性称作斜压不稳定。正压不稳定表示平均气流的动能向一增长的扰动的转换。纬向气流中正压不稳定的必要条件是纬向气流的绝对涡度梯度为0。这个条件在急流附近经常满足（图）。图说明在急流附近，正压不稳定可以满足的示意图。f：科氏参数， ：相对涡度， ：绝对涡度（Bluestein,1993） 由于大气是一种连续层结流体（不是一种简单的分层流体），且具有旋转（科氏力），实际的基本气流（不是纬向基流，而是波状，与局部集中的（如急流）是复杂的，所以决定正压与斜压不稳定的充要条件是无法得到的，因而斜压不稳定的分析在很大程度上是根据观测得到的。有三种高

23、空槽值得我们注意，它们与斜压不稳定有关。一种是疏散槽（图6.12(a)）。在这种槽下方中纬地面气旋经常发展。其原因可能是疏散槽比汇合槽（图6.12(b)）有更大的气旋性涡度平流。疏散槽上游风较强，而汇合槽下游风较强。疏散槽应移向南，而汇合槽应向北指（见图）。槽的这种运动（相对于地面气旋）应可改变 方程中的强迫函数，因而影响地面气压倾向。 第三种高空槽称倾斜槽或倒“V”形槽。波的倾斜可影响斜压不稳定，槽有正倾斜与负倾斜之分。前者的槽线是西南-东北向，它可向极地输送西风涡动动量以维持热带东风带。负斜压槽使西风角动量向赤道输送，即从西风急流输出西风动量而通过正压不稳定使扰动增长。观测分析表明，负倾斜

24、高空槽可更容易导致对流活动大范围发生。我国北方多次持续性大暴雨是发生在这种负倾斜槽形势下（1998年松嫩江大洪水）。图6.12 (a) 500hPa图上疏散槽的例子，(b)汇合槽的例子（例子取自Bluestein,1993）图6.13 (a) 最大风速位于槽线上游的短波槽的涡度平流。，最大气旋性切变位于槽线上游。槽线取等高线最大曲率处。这时地转涡度最大值也在上游。低转涡度相对最大值位于最大气旋性曲率区与最大气旋性切变区之间，因而最大正涡度平流与高度下降区处于槽底附近，而不是在其以东，因而槽向南延伸。(b)最大风速位于槽线下游的短波槽的涡度平流。情况与(a)相反，槽向北指。因这时最大正涡度平流和

25、高度下降在下游，且位于槽底以北。(Bluestein, 1993） 除了正压和斜压不稳定外，第二类条件不稳定（CISK）对于气旋的发展也起重要作用，这将在下一单元中讲解。在第二讲关于准地转理论中的位势倾向方程不能用于计算与解释地面气旋的气压变化与发生发展。因为地面高度倾向是位势倾向方程的一个下边界条件。它是求解方程所必需给定的。为确定地面高度倾向，可用地面以上的 方程及地面涡度方程。 前面已经指出，温带气旋的一种主要发展机制是斜压不稳定，即有效位能向动能的转换。因而涉及到气旋的能量学问题。我们将简略的说明这一问题。 首先讨论温带气旋的平均或气候动能收支。Kung和Baker计算了5年期间780

26、个气旋的动能收支，其结果见表。由于样本数很大，所以这个结果是很可靠的。平均而言，气旋比半球的大气环流有更集中的动能，但差别并不大。这表明气旋尺度的动能水平与平均半球的动能相近。这与波数域的动能分析是一致的，即半球尺度动能大部分包括在行星尺度波中，而比气旋尺度小的波动能量很少。气旋动能收支本身是近于平衡的，这是由于由GK制造的动能近于被水平输出和消耗项所平衡。无论在气旋和大气环流动能收支中，GK和D是主要的过程，但在气旋中能量过程更为显著。 气旋的活动和能量过程主要集中在行星边界层和对流层上部（表）。由于高层动能的梯度较大，故动能水平输送的四分之三出现在350150hPa层中。在边界层和对流层上

27、部，风和风切变较强，另外摩擦作用和跨等高线气流也很显著，这使动能制造和摩擦消耗在这两层都达到最大值。垂直通量散度对整层积分为零，故在表和中没有给出，但其输送方向是从低层向高层，在350150hPa层有0.5 的盈得。 温带气旋的平均动能收支虽然很有助于了解气旋的动能过程，但不能说明个别气旋的能量收支特点，这常常会夸大或缩小实际气旋演变的过程。因而在分析平均能量学的同时也应研究个别气旋的能量收支情况。表是北美气旋动能收支个例分析一览表。头三个例子计算时段较长，包括了一个波动气旋的发展和衰减阶段，故值很小。其它五个个例的较大，其中第四、六、七、八是加强的，第五个是减弱的。动能制造GK的值取决于高度

28、梯度和风速值。对于Petterssen和Smebye，Smith，Chen和Bosart，Vincent和Schlatter以及Robentson和Smith（1974年个例）的个例，GK是制造动能的，这意味着气旋中高度梯度增加，以此强迫风吹向高度低值区从而重建新的梯度平衡。 在Petterssen和Smebye以及Chen和Bosart的研究中，高度梯度的增加显著，而同时A和D项产生明显的动能汇，结果次梯度流增强，出现较大的GK值。在Ward和Smith的研究中，A和D的影响正好相反，两者形成动能源。因为高度梯度整个增加甚小，故A与D的动能源产生超梯度风和负的GK值。Robertson和Sm

29、ith的个例（1965年）具有类似的情况。由上可见，从个例的研究得到的动能收支相互差别甚大，这说明各气旋增长和衰减的动力学机制很不相同。 综上所述，海洋温带气旋爆发性发展的原因是复杂的，它常常是多种热力因子和动力因子相互作用的结果。涡度平流和温度平均常常是气旋爆发性发展的一种启动因子，潜热加热总是重要的，斜压不稳定对某些类爆发性气旋是非常重要的，海面的感热和潜热输送虽然一般不是主要因子，但它可以促进气旋的迅速发展或形成有利于气旋发展的环境。由于天气型式的多变性，实际上每个海洋气旋在其生命史中所处的环境场不可能完全相同，因此其发展过程的主要物理机制和能量来源不会尽同。 根据近年来温带气旋大尺度气流的研究，揭示出最重要的现象是暖输送带和冷输送带。图是一个成熟气旋中主要气流分布的模式图。根据这个模式，天气尺度的云雨区主要决定于两支主要的气流，它们都起源于边界层中，具有很高的比湿值。其中之一是暖输送带。它在暖区中由边界层吸入暖湿空气，以后暖湿空气沿冷锋爬升，其中大部分到达对流层上部，产生高云。当暖输送带空气移至地