第6讲 温带气旋的形成和爆发性发展课件

第六讲温带气旋的形成和爆发性发展丁一汇国家气候中心高等天气学讲座(2014春季)单元二：中纬度天气系统第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展ERA40数据获得的1958-2001年北半球温带气旋年均活动频率（单位：101次数/2.5°lon×2.5°lat/年）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展ERA40数据获得的1958-2001年东亚温带气旋平均活动频率（a春；b夏；c秋；d冬；单位：10-2次数/2.5°lon×2.5°lat/季节）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展3k-means聚类分析方法据获得的1958-2001年的平均气旋活动路径（三角形为路径的起点，阴影区为每条路径纬向的影响区域（1个方差））第6讲温带气旋的形成和爆发性发展6.1温带气旋的发生发展的类型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。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。温度平流在此类气旋发展中起着主要作用。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

图6.1（a）理想的气旋模型（BjerknesandSolberg,1926）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.1（b）第一类气旋发展过程（地面气旋演变）（BjerknesandSolberg,1926）。挪威学派认为：气旋是锋面上的一种扰动，它逐渐由冷暖空气扰动，最后前进的冷空气赶上后撤的暖空气并挤压暖区，最后使暖区抬离地面。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.1（C）挪威气旋模式给出的一个中纬气旋的演变示意图，（a）作为背景场的极锋。（b）初生气旋扰动。（c）成熟阶段。（d）锢囚阶段。细实线是海平面气压等压线，箭头是地面风向量。

（Martin,2005）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.1（d）挪威气旋学派给出的冷锋（a）和暖锋（b）天气分布。右上角小图是该锋面（A-A’）在气旋中的位置。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.1(e)（a）暖性锢囚，此时冷锋在暖锋之上上升，在近地面留下的是一暖性锢囚锋（静止不动之意）（b）冷性锢囚，此时暖锋在冷锋之上上升，地面留下一冷性锢囚锋。

第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.1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6讲温带气旋的形成和爆发性发展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1000～2000km，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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展温带气旋不同发展阶段与高空流场的联系（A&S，2011）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.1c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第6讲温带气旋的形成和爆发性发展阶段1（初生的地面气旋发展）。上图：气旋首先在地面发展。等值线间隔：4hPa。实线：海平面等压线；虚线：1000-500hPa厚度线，阴影区：连续降水区；箭头：700hPa垂直运动方向和量值。波状线：卫星上看到的密蔽云区。下图：相应于地面锋的500hPa高度（实线：120dam）和涡度（虚线：2单位）分布。叉号代表涡度最大值（16单位）。粗箭头是地转风最大值。图6.1（d）第二类气旋的四阶段三维发展过程高空开始有一段波槽（疏散槽），地面有锋面：第6讲温带气旋的形成和爆发性发展阶段2（开波阶段），其它同阶段1说明。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展阶段3（成熟气旋，初期锢囚阶段）。其它同阶段1和2；第6讲温带气旋的形成和爆发性发展阶段4，其他同阶段2。第5阶段是气旋的衰亡阶段。气旋上空平流终止（图略）。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展应该指出，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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展温带气旋发展的三维变化：气旋-波动-急流关系如果气旋上空空气柱风是辐散的，则地面气压下降，即高空必须有强烈的辐散气流才能在气旋上空产生净的质量辐散，从而使气柱的空气与地面气压减少。引起高空辐散的天气形势和机理有多种情况，但最终结果都是造成向风速变化的直线加速或气流向不同方向迅速散开。前者称速度的散度，后者称气流的疏散。净的高空辐散是两者共同作用的结果（见下图）。下图是温带气旋发展期高空（200hPa）与地面条件关系的示意图，可见高空辐散存在于低压上方和前方。辐散有助于波槽之前气旋加深和向东北方向传播。高空辐散使空气上升，并引起云雨的发生。气旋后方的高空辐合引起空气下沉，使云抑制和消散。，下沉空气可把气旋上方和后方的平流层暖空气带下来，到达对流层，产生平流层和对流层的空气和物质交换。因而，温带气旋-波动-急流相关关系是一种复杂的三维现象。气旋强度变化的基本原理第6讲温带气旋的形成和爆发性发展对流层上部低压槽区风速变化情况下辐散（DIV）和辐合（CON）的形成（由气流的疏散和密集造成）。圆圈代表沿等线移动的空气块在辐合区空气下沉（空气过剩），地面可形成高压，反之在辐散区，空气上升（空气不足）。地面可形成低压第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

西风气流中波动的作用

在500hPa图上，气旋发展的初期，高空气流是近于平直的，等高线与等温线是近于相互平行和密集分布。冷空气位于北部而暖空气位于南部。此时风很强，且从地面到500hPa有强的垂直切变。设一个短波移至此区，对此区的纬向西风产生了扰动，由于高空辐合产生于图6的1处，辐散产生于2处，则开始导致2处下方地面气压系统的加强，而在H处，高空辐合导致地面气压上升，空气外流，结果高空空气下降补偿外流的空气。在2处，高空辐散导致的地面降低使地面气压降低，空气向低压中心辐合，形成气旋性旋转的风场。结果，冷空气向南，暖空气像北流动，在它们的前沿，分别形成冷锋和暖锋，相应的冷（1区箭头）暖（2区箭头）平流区向上一直可延伸到500hPa。注意这是的风或流线（或等高线）与等温线不再平行，而是相交。1区的冷平流把冷空气带入槽中，使空气更重，气柱的高度降低，结果波槽中的气压降低，槽加深。高空槽的加深又引起等高线更密集，高空风增加。同时在2区的暖平流使气柱抬升，500hPa高度增加，波脊加强。因而温度平流的整体效应是使高空槽增幅，曲率增加，并进而导致发展的地面气旋上空的辐散区增加。随着地面气压不断下降，气旋可迅速发展起来。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

中纬气旋形成的三维理想模式图。（a）500hPa长波槽平行并直接位于地面静止锋之上；（b）短波槽进入并扰动高空流场，引起温度平流。高空槽加强，产生地面气旋发展的必要垂直运动；（c）地面气旋锢囚，不再有高空辐散（抽气作用）补偿地面空气的辐合，风暴系统减弱，衰亡。（AhrensandSamson，2011）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展冷暖平流区与垂直运动密切相关联，冷平流区为下沉（1区），暖平流区为上升运动（2区）。冷空气下沉和暖空气上升通过位能转换为动能，为气旋的发展提供了能量。如果上升区有云形成，则凝结释放的潜热进一步使空气增暖，地面气压降低和气旋加强和发展。

最终，暖空气环绕低压的北边向中心流动，风暴系统锢囚，有一些风暴可以继续加深，但大多数气旋由于移出高空辐散区而不能加深。此外，在地面由于暖空气供应被切断，干冷空气在暖锋后（又称干舌）侵入到地面低压中，气旋减弱，这时，高空冷空气区北切断，在地面低压之上，形成近于垂直分布的切断低压。这时，等温线又平行于等温线，形成无温度平流的静止状态。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

高空急流的作用

在急流中心（阴影区）2与3处可产生强辐散。其下方为上升，云与发展的风暴区（A&S，2011）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

由上可见，气旋要发展，必须有高空槽位于其地面低压的西部，同时，高空急流形成于波槽中，并位于在发展气旋以南略微摆动。当这两个条件存在时，辐合/辐散区与上升/下沉区可为风暴的发展提供能量转换。在这种大气条件下，即使原先不存在锋区，风暴也可以发展起来。在高空气流未被短波扰动或没有高空槽或急流存在的地区，必要的垂直和水平运动不足以增强气旋风暴的发展。这种情况我们可以称地面风暴没有适当的高空支持。下图是与一个发展的温带气旋相关联的云，天气，垂直运动和高空支持的概略图第6讲温带气旋的形成和爆发性发展与另一个发展的中纬度气旋相关联的云，天气垂直运动和高空支持综合示意图（A&S，

2011）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

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6讲温带气旋的形成和爆发性发展第一类温带气旋的发展过程

图6.2～6.4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6.2a），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，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6.2b）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，所造成的切变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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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。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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.3（a）同图6.（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’线的剖面图第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.3a），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6.3b）。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6.3c）。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.4（a）成熟气旋阶段，其它同图6.2（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6.2（b）；（c）对应图（b）的次级环（），其它同图6.2（b）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展在气旋的成熟阶段（图6.4），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6.4b），暖舌轴在锋前随高度向东倾斜，低空急流在其下方。图6.4c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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展如前所述，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6.5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第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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，低层辐散和气压上升，不利于其发展。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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（CTT）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）与下沉（>0）区也给出在图中（取自Bluestein,1993)第6讲温带气旋的形成和爆发性发展我们用图6.6说明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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

近年来对挪威学派的锋面气旋理论提出了挑战和修正。这些新事实和观点可以更好地解释挪威学派不能解释的一些异常现象如:(1)锢囚锋中围绕低压中心有极长的螺旋性流入，这种很长的螺旋性云带的流入不可能由冷锋追赶上暖锋的传统观点解释，而应把锢囚看作是温度波的一种包裹（wrap-up）过程，即暖区变窄，暖区与低压中心的距离或间隔增加是由于气旋周围旋转和变形差动或差异引起；。因而应改变锢囚形成的追赶过程的观念；（2）冷锋型锢囚具有弱暖锋或没有暖锋；（3）有些气旋最强的降水率是出现在锢囚形成之后，而不是之前。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

当气旋达到成熟并发生锢囚时，早期的挪威学派认为是“冷锋”赶上了“暖风”形成了锢囚锋。但是现代天气学的认识表明，锢囚锋的形成过程更复杂。D.ShultsandG.Vaughan(2011)认为：如果温带气旋十分强，其地面和高空结构可能开始变化。随着冷暖锋围绕气旋时它们拉长，暖锋前的冷空气围绕低压中心运行，暖空气在暖锋之上上升，因此，暖空气离开地面。最后以一条狭窄的暖空气区从气旋中心的地面完全被抬升上去，结果留下的是两个冷气团的边界，此即锢囚锋。在锢囚时期，地面低压逐渐离开强温度梯度区，单独位于冷暖锋交点以北和以西的冷空气中。最终地面低压移到高空低压的直接下方，即远离其年青时期的倾斜斜压区。这表明，锢囚锋过程最终离开了其供应能源的斜压发展和急流加深作用区，切断了它与使其能进一步增长的地区的联系。以后气旋逐步转变为没有锋面的切断低压，并缓慢消失。因而锢囚过程不仅是气旋成熟的标志，也是超过其生命终点的标志。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展由热带气旋变性可转变成温带气旋，也可把这类气旋看作是第四类关键因素是要有斜压能量的注入。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)），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第6讲温带气旋的形成和爆发性发展从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12GMT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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.8是早年海洋爆发性气旋的统计结果。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.81976~1982年所有24小时气象炸弹最大加深时的位置第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.9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6.9a）地面中心气压为1004hPa，12小时之后（图6.b）中心气压降为968hPa，24小时后（图6.9c）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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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（虚线）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.10a-d是东海和日本南部一个次天气尺度海洋气旋迅速发展的过程。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6.10a），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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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第6讲温带气旋的形成和爆发性发展近年来，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），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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.11）。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.11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）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.13）。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6讲温带气旋的形成和爆发性发展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）。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图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高度下降在下游，且位于槽底以北。(Bluestein,1993）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展斜压不稳定

大气在对流层的温度场是随纬度而减小的，这是大气的一种斜压特性。它在风场上根据热成风原理表现为西风随高度增加。在这种具有明显经向温度梯度和风垂直切变的大气状态下，如果有一个扰动，它是如何发展的，就是斜压不稳定问题。即使对高度理想的平均流剖面，斜压不稳定的数学处理也是相当复杂的。一般主要讨论最简单的二维模式中的斜压过程。其结果可由下图说明。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展2层斜压模式的中性稳定度曲线（取自Holton，2004）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展由上图可得：（1）当风速垂直切变较小时，所有波长的扰动都是稳定的

（δ＞0）。（2）当L＜LC时，不论风垂直切变多大，扰动均是稳定的（LC是临界波长）。（3）随着风速切变增大，不稳定波段范围增大。（4）波长相当长的波，要有较大的风速垂直切变才能产生不稳定

（δ＜0）。大气中常见的波长为4000－6000km，故当风速垂直切

变UT

达20m/s时波的振幅24小时后可增长一倍。

（吕美仲，彭永清，1990）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展温带气旋发展的诊断第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展前面已经指出，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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展K第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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个气旋的动能收支，其结果见表6.1。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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.2）。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350～150hPa层中。在边界层和对流层上部，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6.1和6.2中没有给出，但其输送方向是从低层向高层，在350～150hPa层有0.5的盈得。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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6.3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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展在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Smith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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展综上所述，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。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展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。根据图6.14a可以看到气旋中冷空气向南以扇形扩展的过程。图6.14b是一个成熟气旋中主要气流分布的模式图，它是根据等熵面相对气流的分析得到的。可以看到，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面暖锋前方的冷空气之上时，以反气旋方式转向。6.3温带气旋中大尺度气流结构及其对天气的影响第6讲温带气旋的形成和爆发性发展另一支主要的气流是冷输送带，它起源于气旋东北方高压的反气旋低空气流。相对于前移的气旋，冷输送带空气在暖输送带空气下方，地面暖锋之前西移，并不断缓慢地上升，在暖区顶部达到对流层中部。位于地面暖锋附近冷输送带气旋性切变边缘的低层空气由于摩擦辐合上升运动加强，而在冷输送带东北侧的空气上升运动很弱，甚至变为下沉运动。当上两种冷输送带空气在暖输送带西边缘下方会合时，其空气可以在低压中和四周下沉，也可以上升，且反气旋旋转在高空与暖输送带汇合。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展上面的讨论表明中纬度气旋中一般存在着三支大尺度气流，其中两支输送带对降水和云区的形成和维持是十分重要的。尤其是暖输送带可以把热量、水汽和西风动量向极地和垂直方向输送，这是大尺度斜压对流系统中最显著的上升气流。因为暖空气输送带在暖区中已开始上升，结果使降水分布常常与地面暖锋位置没有密切关系。实际观测表明，降水率分布反映的是输送气流的分布情况，而不是锋面结构的情况。在不同条件下输送带有不同的结构，Harrold曾指出有6种输送带的结构。在气旋发展的不同阶段输送带的特征也不同。在有些低压中有时输送带较弱或不存在，但是对造成较强降水的气旋，一般总是有输送带出现的。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.14a气旋中气流的轨迹分布图第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.14b成熟气旋的主要大尺度云系和空气路径。带箭头的线是相对于气旋中心的轨迹，它在地面的位置由字母L标出。对流层下部气流主要是由东向西（细实线）。对流层上部气流一般由西向东（粗实线）。J代表高空急流轴的位置最大上升和下沉区由R和S表示。有两个主要云系：暖输送带（A）和冷输送带（B），它们分别由垂直和水平阴影区表示第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.14C通过中纬气旋波的相对气流分布。粗实线：暖输送带顶部的气流；虚线流线：冷输送带；点虚线：起源于热带中层的空气；细实流线：起源于槽以西的高层干空气；细实线：气流的高度（hPa），近于正交于各自空气运动的方向。图中绘有云雨区（细纹状）与层状云区（小点）。JEC是对流层上部急流。LSW是暖输送带的边界流线（Carlson，1980）。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图6.15相对气流的简化示意图。沿暖输送带左边界有最暖的空气，其边界由LLLL表示第6讲温带气旋的形成和爆发性发展发展的中纬气旋的输送带模型。暖输送带沿暖锋上升，在大范围地区产生云雨，冷输送带携带冷、湿空气在暖锋前缓慢向西流动并上升。在地面低压附近迅速抬升，并反时针围绕中心旋转。干输送带从高空带下干冷空气，下沉在低层，并以干舌形式侵入风暴中心，同时在锋区附近形成不稳定层结，产生云雨区（A&S，

2011）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展暖输送带空气一般来自冷锋以南高压区边缘的边界层空气（图6.15）。起源于最南的空气温度最高，它成为暖输送带最西边界处的气流。这支气流以西是冷空气主体；暖输送带东边缘不很明显，温度向东减小不大（见图6.15中由断线表示的暖锋符号）。在冷锋前通常有较强的气压梯度，因而在暖输送带中有强的平行于锋面的急流。但由于暖输送带两侧的温度梯度分布，所产生的热成风使风速随高度减小，其结果暖输送带经常表现为一条低空急流，这种低空急流中风速核的风速常与1000～700hPa的一个厚度脊和湿球位温的明显最大值区相对应。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展附录1.温带气旋生命史的诊断方法如果中纬度气流是纬向的，并处于热成风平衡中。这时对流层中上层等高线与等温线处处重合。如果在这种理想的气流中引入一波状扰动，图1中波的速度恰等于背景纬向风的速度。这种情况下，只有扰动的经向运动可影响温度场。槽线下游是暖平流，上游是冷平流。它们最后可产生一温度波，其位相落后于风场四分之一波长（高度场1／4波长处，经向速度最大），为使波动增长，需满足两个条件：（1）正负纬向温度距平必须变大；（2）波动的动能必须增加，如满足这两个条件则背景气流对引入的扰动是不稳定的。第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图1第6讲温带气旋的形成和爆发性发展为了使地面低压（高压）系统保持较低的低压（高压），空气必须从地面以上的空气柱中取出（汇入）。高低压族组成的中纬波列中每一成员在其相应气柱中都对应有下沉或上升运动。由于波动的曲率作用，上升（下沉）运动位于槽线之下游（上游）。故低槽（高脊）一定位于上升（下沉）气柱之西侧。因而对于发展的中纬扰动，槽脊线随高度向西倾斜，对于成熟阶段的中纬气旋，低压中心位于暖区顶部。地面反气旋位于地面气旋以西。其中心位于海平面最低温度中心处。由压高公式高空槽（脊）一定位于较冷（较暖）气柱之上。因而发展的中纬波动其温度槽脊随高度是向东倾斜的。因为暖空气在暖气柱上升，冷气柱下沉，所以发展的中纬扰动具有热力直接环流，它可把背景气流的斜压性（有效位能）转化为扰动的动能（图2）。中纬度气旋和反气旋是波动现象第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图2第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图3第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图4第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图5第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展（2）气旋锢囚阶段暖性和冷性锢囚（图6）图6第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

1997年4月1日0600UTC观测到的锢囚锋暖脊。（a）实线：1000-500hPa厚度线（dam）。具有阴影的虚线是上升运动等值线（cms-1）。（b）实线是700hPaθ线；（c）实线：θe线。BB’与CC’是图8中剖面位置。

图7暖性锢囚的温度场结构第6讲温带气旋的形成和爆发性发展

图8：暖性锢囚的温度场结构（a）通过锢囚脊的θe剖面图。阴影区：上升运动（cms-1），A是锢囚脊中冷锋锋区的交点，（b）同（a），但是对CC’割线

（Martin,2006）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图9暖性锢囚的温度第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图10第6讲温带气旋的形成和爆发性发展第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图11（a）500-900hPa空气柱平均的向量耦合（单位：mKg-1s-1，每5个单位一条等值线，从5×10-6mKg-1s-1开始），细虚线是500-900hPa气柱平均的等θ线（K，每3K一条）。（b）对，（c）对第6讲温带气旋的形成和爆发性发展附录2气旋模式的演变和修正第6讲温带气旋的形成和爆发性发展锢囚锋和锢囚过程-对传统理论的新看法（D.M.SchultzandG.Vaugham,2011）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图1引论性教科书中给出的温带气旋生命史（取自Willams,2009,110-111）第6讲温带气旋的形成和爆发性发展图2挪威气旋的概念模型（上部）和位温（下部）。各阶段时间间隔为6-24小时。在阶段4，气旋特征尺度中心Pmin（L处）至最外一条