东海气旋风垂直切变与垂直涡度关系的svd分析

东海气旋风垂直切变与垂直涡度关系的svd分析

1海洋不够严格的斜压系统近年来，许多人研究了温带海洋气体形成的物理机制。总的来说，影响气体形成的物理因素主要包括轴流、温度流、潜热加热、海上气交换（下垫面潜热和感热传输）、与非地幔加速、摩擦和倾斜不稳定等。然而，到目前为止，还没有确定哪一个或哪一个因素最重要。Sanders等曾指出,北大西洋气旋的强烈发展与高空气旋性涡度平流向洋面气旋的逼近是一致的.彭公炳对1个东海气旋的诊断分析指出,在气旋发生的初期直至强烈发展期均表现出温度平流项大于涡度平流项.李长青、丁一汇对西北太平洋1个爆发性温带气旋的动力分析也表明,在气旋发展初期温度平流起主要作用.Rogers和Bosart对大西洋气旋的研究发现,初期气旋是1个弱的浅薄的斜压系统,此时温度平流对气旋的发展有重要贡献,之后当高空槽(与此有关的差动涡度平流)到达气旋上空时,气旋得到迅速发展.Anthes等的研究结果表明,对流层低层的斜压不稳定性对气旋初期的发展是主要的,而潜热释放则是气旋后期发展的1个重要因素.Hayashi和Golder对一般干、湿模式的对比试验表明,潜热释放使得静力稳定度减小,促使斜压不稳定增长,有利于气旋的发展.另外,Winston和Pyke的研究表明,海洋温带气旋往往发生在感热和潜热通量强的地区.Kung的计算结果表明,在气旋迅速加深阶段,感热和潜热通量均有明显的增大.可见,感热和潜热通量对气旋的发生发展亦起了积极作用.长期以来,斜压不稳定被认为是中纬度天气尺度系统的主要启动机制,气旋发生的统计结果表明,爆发性气旋发生的高频区也是斜压区,因而斜压过程可能是温带低压发生和发展的前提条件.本文的目的,在于通过气旋个例的分析,对大气斜压性的作用作进一步的分析和探讨.2海洋气候条件2.1主客观天气天气的发展阶段经过对多个气旋个例的研究,发现1990年、1993年在20°～50°N,90°～140°E区域内有两个气旋的发展与其中尺度数值模拟的结果是一致的.1990年个例从6月7日18时(北京时,下同)开始入海到9日09时发展成熟,江淮气旋地面中心气压由998.7hPa降到982.5hPa的最低,然后强度开始减弱;个例2气旋从6月21日18时到23日09时地面中心气压由1001.3hPa降到993.8hPa.其间两例气旋都未经历爆发性发展,即地面气旋中心气压降小于24hPa/24h(在标准60°N)或12hPa/12h(在标准45°N).本文配合海洋现场调查只研究东海区域(25°～33°N,120°～130°E)的气旋过程,因此只选取了1990年6月7日18时至8日06时(地面气旋中心气压由998.7hPa降为991.5hPa,位置由31.5°N,120°E移至33.2°N,122°E)和1993年6月21日18时至22日06时(地面气旋中心气压由1001.3hPa降为997.4hPa,位置由31.7°N,119.5°E移至31.8°N,122.4°E)的两个过程.根据以上资料,分别定义1990年、1993年两个例气旋的发展阶段为3个时刻,1990年个例:初始时刻(6月7日18时),发展时刻一(6月8日00时),发展时刻二(6月8日06时);1993年个例:初始时刻(6月21日18时),发展时刻一(6月22日00时),发展时刻二(6月22日06时).2.2天气背景及大尺度环境条件分析以1990年个例为例分析其入海发展初期的大尺度条件.江淮气旋入海初期(初始时刻)其附近有较大风区存在,最大风速在12m/s以上;气旋发生在200hPa高空急流区南侧(图1),这里存在明显的高空辐散场,气旋北侧最大辐散值为5.4×10-5s-1(见图2);地面气旋位于高空辐散区(见图2中▲位置),高空500hPa短波槽东移为气旋发展带来了冷空气(见图3),而海上副高西侧的暖平流带来了暖空气,从而形成这一地区的斜压带,气旋中心位于斜压带内.同时副高西北边缘850hPa中的空气非常潮湿,且与南风区重合,这有利于水汽的向北输送,为气旋迅速发展提供了充沛的水汽条件(图略).初始和发展时刻一气旋附近的风场垂直结构有明显差异,发展时刻一气旋左侧北风发展到了500hPa高度(见图4)而东风发展到了700hPa(图略),风垂直切变增大.气旋入海前后垂直速度分布和强度也发生了变化(见图5),初始时刻气旋中心以北最大上升运动值为-8.3×10-3hPa/s,发展时刻一为-14.5×10-3hPa/s,两个时刻气旋中心主要位于上升运动区,但发展时刻一的上升区更大,运动也更强烈.由以上天气及大尺度环境条件分析可以看出,气旋的初期发展是在斜压区中进行的.为研究大气斜压性在两例气旋初期发展中的作用,我们引入了倾斜涡度发展(slantwisevorticitydevelopment)理论,建立了风垂直切变(大气斜压性)与垂直涡度的关系,并在对风垂直切变进行个例分析的同时,了解大气斜压作用的重要性.3风速垂直切变与湿斜压度的关系在Boussinesq近似条件下使用湿球位温,Bennetts和Hoskins研究了湿位涡的特性,并建立了描述湿位涡变化的方程,吴国雄等在此基础上经过研究发现,在绝热无摩擦的饱和空气条件下,湿位涡(Pm)是守恒的:DΡmDt=0或Ρm=αξa⋅Δθe=常数‚其中,α为比容;ξa为绝对涡度矢量;θe=θexp(Lqs/CpTe)≈θ(1+Lqs/CTe),θe为湿位温,Lqs为潜热系数,Cp为比热常数,Te是相当温度,qs是饱和比湿.假设空气是饱和的且沿θe面下滑足够缓慢,以使气块物理性质与周围环境相适应.在同一坐标系中将Pm的表达式展开,忽略诸小项后则有Ρm=Ρ1+Ρ2=常数‚其中‚{Ρ1=-gξp∂θe∂p‚Ρ2=-g⇀Κ×∂⇀V∂p⋅Δpθe‚于是,绝对涡度的垂直分量ξp=-(Ρm-Ρ2)/gθep=-(Ρm+g⇀Κ×∂⇀V∂p⋅Δpθe)/gθep,(1)式(1)中θep=∂θe∂p‚Ρ2反映了风速垂直切变与湿斜压度的综合变化.由倾斜涡度发展理论,当气块沿倾斜等熵面下滑时,若满足C=-P2/θep<0,即:C=g⇀Κ×∂⇀V∂p⋅Δpθe/θep＜0‚(2)将有利于该处倾斜涡度(ξP)的发展.为更清楚地看出这一关系,由“全型涡度方程”可以推出:DζpDt=-βv-(f+ζp)Δ⋅⇀V+1αDDt[pmθep-C]‚θp≠0‚(3)式(3)中f为地转涡度,且假设pmθep不变,其他均是气象上常用量.该式清楚地表明了C(反映风垂直切变及斜压性)的时间变化项(右端第3项)与相对涡度ζp变化之间的关系.|C|随时间增大,对相对涡度ζp增强有正贡献.在第4部分中将联系实例对此进行验证.4湿位液压倾斜潮度发展理论针对本文研究的两例入海气旋,在饱和空气条件下(两个例中,气旋区域内低层大气近似饱和,图略)气旋自陆地向海洋移动发展的过程中(初始时刻到发展时刻一),其强度(倾斜涡度)的发展机制可以用湿位涡倾斜涡度发展理论来解释.下面结合两个例的实况,应用该理论来简要分析初始时刻到发展时刻一风垂直切变(大气斜压性)及高空急流和江淮气旋发展的关系.4.1相当位温的垂直切变由1990年个例的850,500,300hPa相当位温分布图可以看到,300,500hPa等相当位温线在地面气旋北侧比较密;而在850hPa面上,气旋正位于位温梯度最大的区域,表现为低层气旋是在较强的斜压区内发展的(见图6).这同黄立文等研究的温带海洋气旋的爆发性发展条件类似.另外,高、中、低层的气旋都偏于暖空气一侧,因而低压的发展可能与斜压不稳定有关,为此计算了Richardson数(简写为Ri=gσD2U2;式中σ=-∂lnθ∂Ζ=1Τ(γd-γ)=1Τ(gCp+∂Τ∂Ζ);D,U分别为水平距离及风速尺度;Ri是反映斜压性层结综合作用的无量纲量,值越小反映斜压性层结不稳定度越大).由表1中可以看出,初始时刻在中、低层有较小的Ri数,这表明气旋初生时期中、低层受到了斜压不稳定的作用;发展时刻一、气旋区中、低层的Ri值减小.两个时刻低层均有Ri数的极小值.这种特征也证实了Gall提出的低层Ri数必须小于高层Ri数才有利于次天气尺度斜压扰动增长的结论.分析相当位温的垂直剖面图(见图7a)可知,气旋区域内大气是对流稳定的(θep<0).另外,图7b表示了1990年个例实况中初始时刻和发展时刻一西风分量u沿气旋中心的经向垂直剖面图,由图可以看到,各时刻气旋区域的相当位温等值线呈倾斜分布(反映出气旋区等熵面倾斜).初始时刻,气旋中北侧高空(200hPa代表,下同)西风u风速约为35m/s,低层(700hPa代表,下同)约为-5m/s(东风);发展时刻一,高层西风u风速约为45m/s,低层为-5m/s.从初始时刻到发展时刻一,北风的高度由700hPa伸展到了500hPa以上(见图4),高层水平风速大于低层(∂u∂p＜0‚∂v∂p＜0);从初始时刻到发展时刻一,200～700hPa间的风垂直切变是加大的[|∂u∂p|增大了0.020m/(s⋅hΡa)‚|∂v∂p|增大了0.014m/(s⋅hΡa)];风垂直切变的位置(最大风垂直切变位于气旋中心北侧)和大小与气旋的位置和强度(850hPa垂直涡度增加了约为6.67×10-5hPa/s)相配合,强度较大的垂直风切变的存在也反映了气旋的存在;另外由图6可见,气旋中心∂θe∂x＜0‚∂θe∂y＜0,并且根据计算,从初始时刻到发展时刻一,850hPa气旋中心|∂θe∂x|‚|∂θe∂y|的值随时间分别增大了0.037×10-2,0.024×10-2K/km;500hPa分别增大了0.052×10-2,0.031×10-2K/km;300hPa的相当位温水平梯度也同样增大(Δpθe增大).上述分析和计算说明满足倾斜涡度发展的条件式(2),且|C|值随时间增大有利于气旋发展.另外在中高纬地区(本情形)可取准地转近似,在C=-P2/θep中Ρ2=-gΚ⇀×∂V⇀∂p⋅Δpθe≈-gΚ⇀×(-1ρg∂V⇀g∂z)⋅Δpθe=-gθefρΔplnθ⋅(Δplnθe)≈-gfρθe(Δpθe)2推出C≈gfρθe(Δpθe)2/θep,(4)其中ρ为空气密度;f为地转参数.在饱和大气中,假设对流稳定度θep不变,当大气对流稳定(θep<0)时,显然C值小于零的条件恒得到满足,且因相当位温梯度随时间增大,这说明大气斜压性的增大十分有利于气旋的增强.同时也计算了1993年个例u西风和v南风垂直切变的变化(从初始时刻到发展时刻一),初始时刻气旋中心高层(200hPa代表,下同)西风平均风速为35m/s,低层(700hPa代表,下同)为5m/s;发展时刻一,高层西风平均风速为45m/s,低层为-2m/s(东风),东风高度伸展到500hPa上下;从初始时刻到发展时刻一气旋附近v南风的垂直切变也是明显增加的,而且相当位温的水平梯度变化情况也与个例1基本一致.两个例的事实说明,在江淮气旋入海阶段,气旋的发展与风垂直切变及大气斜压性的增强密切配合,SVD理论很好地反映了斜压大气中风垂直切变的作用.4.2高空病势以及环流背景与气动天气的关系与风速垂直切变相对应,气旋附近高空存在急流区.本文分别考察了两个例实况初始时刻及发展时刻一200hPa(高空)的西风u分布:1990年个例初始时刻地面气旋中心北侧200hPa高空急流中心的最大风速大于45m/s;发展时刻一200hPa高空急流中心的最大风速超过50m/s,且40m/s以上的大风区明显扩大(图8).这种特征在1993年个例中也有所体现.由以上事实可以看出,从初始时刻到气旋入海发展(发展时刻一),高空急流的强度是增大的,最大风速增加了约为5m/s,而且急流区域也有所扩大.200hPa面上存在的这种强的西风急流与气旋发展的对应关系,李长青等在文献中也有涉及,然而却未注意在气旋的不同阶段高空西风急流强度变化与气旋发展的关系.另外,研究1990年个例气旋与高空急流的相对位置,我们由图1可以看到:气旋发展初期地面气旋中心处在高空急流的南侧,这里由于高层惯性平流作用造成的非地转运动所产生的强烈辐散为气旋的发展提供了有利的环流背景;并且根据Cressman的结果,这里是急流间接次级环流的上升支,这种配置有利于气旋的发展.李长青和丁一汇曾经指出,西北太平洋气旋(1984～1985年)的爆发性发展绝大部分发生在高空急流出口区的北侧.本文所选取的两个个例虽然没有经历爆发性发展,但随着气旋继续向东北移动(移出两个例的研究区域)加强,气旋也移到了急流出口区的北侧,其中成熟时刻移至38°N,130°E附近处在急流轴东端稍偏北的位置(图9左),即间接次级环流的上升支,并得到较快发展,当气旋发展成熟后,西风急流中心迅速向下游传播,而消亡时刻气旋已显著北跳,移至45°N,135°E附近,气旋中心偏离开急流轴(图9右).造成气旋和急流轴相对位置变化的主要原因是气旋北移的结果.基于以上分析可知,江淮气旋的入海发展初期伴随有气旋附近风速垂直切变和高空急流的增强以及气旋和高空急流相对位置的变化.诊断分析表明,气旋在高空急流出口区也未必经历爆发性发展.海-陆地形、热力的差异和其他原因导致了海岸附近风垂直切变及