北太平洋上一个爆发性气旋族的结构分析❋

戴 晶, 傅 刚, 张树钦, 孙雅文

(1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100; 2.92866部队水文气象中心，山东 青岛 266000)

北太平洋上一个爆发性气旋族的结构分析❋

戴 晶1,2, 傅 刚1❋❋, 张树钦1, 孙雅文1

(1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100; 2.92866部队水文气象中心，山东 青岛 266000)

利用NCEP(National Centers for Environmental Prediction)再分析格点资料和HYSPLIT (Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model) 模式对2012年1月1—10日发生在北太平洋的一个爆发性气旋族进行了研究，并对气旋族的两个主要成员Parent Low(气旋A)和Child Low(气旋B)的演变过程和时空结构进行了详细分析，发现在气旋A和气旋B的爆发性发展阶段，200hPa高空的辐散区向气旋输送正涡度平流，气旋处于500hPa大槽前部，系统轴线西倾，低层有强冷平流向气旋中心输送并与锋面结合，温度梯度较大。气旋西侧较强北风携带的冷空气与冷锋前来的暖湿空气相遇，为气旋的发展提供有利条件。从形势场上看，气旋B爆发性发展主要是依靠气旋A所提供的环流背景场。气旋A在高空为气旋B提供正涡度平流，在低空通过环流将冷平流输送到气旋B内部，使气旋B低层斜压性增加。在气旋A和气旋B的向东移动和“互旋”过程中，两者之间水汽输送通道逐步建立。东移过程中，气旋A不断向气旋B进行水汽输运，使得气旋B系统内部水汽含量增加，为气旋的发展提供能量。利用后向追踪法对气旋B中心附近的空气进行追踪发现，在1 000m以下，来自气旋A的空气占到总数的一半以上，可以认为气旋A是气旋B低层水汽来源的主要途径之一。

北太平洋；爆发性气旋；水汽输送

爆发性气旋(Explosive Cyclone)是气旋中心气压在短时间内迅速下降的温带气旋，其水平尺度约为2 000～3 000km，生命周期为2～5 d，最大风速可达30m·s-1以上[1]，且常常伴随狂风、暴雨雪等剧烈天气，卫星云图上可以看到气旋结构紧密且有明显的螺旋云系，并常伴有锋面系统。

早在1950年代，Bergeron[2]在对飓风的快速发展研究中就给出了衡量气旋加深的标准。Sanders定义迅速加深的温带低压的特征是其中心气压在24 h内保持至少平均每小时下降1hPa。Jalu[3]和Bottger 等[4]首次明确指出了气旋在温带地区发生爆发性发展的现象。Yoshida and Asuma[5]对西北太平洋地区的爆发性气旋统计后指出，气旋爆发区域主要集中在120°E～180°E，20°N～60°N之间，而这一地区大部分面积为海洋。同时将爆发性气旋定义中的时间间隔由24 h缩短为12 h，即气旋中心的海平面气压(订正到60°N/S后) 在12 h内下降到1个Bergeron或以上的气旋便可定义为爆发性气旋。本文使用这一定义。

Chen等[6]指出东亚区域爆发性气旋的发源地主要有两个：一为亚洲大陆山区下游；二是中国海东部和日本海。前者同山区气旋生成机制有关，后者则与亚洲大陆东部沿海附近的气旋生成带相关。

Sanders[7], Gyakum and Danielson[8]分析后发现，普通气旋和爆发性气旋在动力学和热力学上有许多不同。西北太平洋上爆发性气旋爆发之前，海洋和大气的背景环流场经常会有明显的不同。Sanders and Gyakum[9]统计分析后发现，高空槽与气旋的爆发有显著的联系，高空槽位于地面气旋中心的西南方是有利于气旋爆发的天气形势配置。

对气旋进行观测研究时发现，有时会出现多个气旋在大约1 000km距离上呈波状分布，此时这些气旋被称为“气旋族”。气旋多沿着一个大尺度气旋系统的冷锋发展生成，这个大尺度气旋被称为“Parent Low”[10]。爆发性气旋族是族内至少有一个爆发性气旋个体的气旋族,相较于一般由中小尺度气旋构成的气旋族，爆发性气旋族发展更为迅速，尺度更大，有时可以达到天气尺度，同时生命周期更长。前人多从海岸锋生，高低空急流等方面对气旋族进行分析研究[11]。目前对于爆发性气旋族以及其内部Parent Low对于Child Low作用的相关研究较少，本文尝试对爆发性气旋族进一步研究。

(将气旋中心分别标记为A, B, C和D，“●”“■”分别代表海平面气压场上气旋A和B的中心位置。 The symbols A, B, C and D represent the locations of 4 cyclones discussed in this paper, respectively. “●” and “■” indicate the centers of cyclones A and B, separately.)

图1 2012年1月4日18 UTC的海平面气压场(实线，hPa)及MTSAT-1R卫星红外云图

Fig.1 Infrared image from MTSAT-1R satellite and sea level pressure (solid contours, hPa) at 18 UTC 4 January， 2012

2012年1月1—10日在北太平洋上形成的爆发性气旋族，该个例与一般的爆发性气旋个例有明显的不同：

(1)该个例以气旋族(a family of cyclones)的形式出现，由4个成员A、B、C、D组成(见图1)。气旋A首先生成，随后气旋B、气旋C、气旋D依次分别生成。由于气旋A最先生成且强度最强，且其他3个气旋均是从气旋A中衍生发展而成的，因此气旋A为Parent Low，其余3个气旋为Child Low。由于气旋B强度较强并经历爆发性发展过程，而气旋C和气旋D较弱，也没有经历爆发性发展过程，故本文以气旋A和气旋B作为主要研究对象。

(2) 该气旋族空间尺度大，在其成熟阶段东西跨度超过60个经度，几乎覆盖整个北太平洋。

(3)该气旋族的生命周期长，单一气旋A的生命史就长达10 d，中心气压加深率达到2.8 Bergeron，还出现了二次爆发的现象。

(4)气旋族中的成员B也出现了爆发现象，且气旋A和气旋B在向东移动过程中其移动路径有明显的“互旋”特征。

1 资料和方法

本文采用美国国家环境预报中心NCEP和美国国家大气研究中心(NCAR) 的GDAS (Global Data Assimilation System)全球再分析资料，每天8个时次有资料，水平分辨率为0.5(°)×0.5(°)，垂直方向按照等α面共分55层。以及NCEP的CFSv2(Climate Forecast System Version 2)全球格点资料，水平分辨率为0.5(°)×0.5(°)，垂直方向按等压面分为37层，每天4个时次有资料。

水汽通量与水汽通量散度，是为了定量地描述水汽输送的方向、大小以及水汽的源和汇，从而定量了解水汽条件而定义的物理量。水汽输送可以用整层积分水汽通量(Vertical Integrated Moisture Transport,简写VIMT)描述(以下简称整层水汽通量,以Q表示)，其定义为：

(1)

纬向与经向水汽通量分别为：

(2)

(3)

HYSPLIT_4模式是由美国国家海洋与大气管理局(NOAA)下的空气资源实验室ARL(Air Resources Laboratory)与澳大利亚墨尔本气象研究中心共同研发的一个目的在于计算和分析追踪气团输送、扩散轨迹的模式。该模式一般用来追踪气流所携带的粒子或气体移动路径，同时也可以实时预报风场形势、分析降水、研究气体移动轨迹等。该模式有两种运行轨迹，为前向轨迹和后向轨迹，其中后向轨迹是指到达研究点之前的模拟运行路径。本文在HYSPLIT_4模式中使用GDAS资料。

HYSPLIT_4轨迹分析计算方法如下：假定空气质点受风场作用而运动，质点的移动轨迹则可视为是空间和时间上的积分。质点位置的速度矢量在时间和空间上是可以线性插值得出的，气块的终点位置P(t+Δt)，是由其初始位置P(t)和经过时间步长后的位置P′(t+Δt)之间取速度平均计算而得。具体计算公式如下：

P' (t+Δt) =P(t) +V(P,t) Δt，

(4)

P(t+Δt) =P(t) + 0.5[V(P,t) +

V(P',t+Δt)]·Δt。

(5)

其中Δt为时间步长, 要求Δt小于0.75倍格距与最大风速之比，也就是说单个时间步长内气团的移动不能超过0.75倍格距。以下各时间步长依次累加，这样，气块的轨迹就为气块在空间和时间上的位置矢量的积分。

1 2 演变过程分析

2.1 Parent Low (气旋A)演变过程分析

图2(a)为气旋A和气旋B的移动路径。气旋中心位置由CFSv2资料的海平面气压最小值确定。2012年1月1日Parent Low(即气旋A)在日本海东南洋面上生成，随后逐渐向东北方向移动，然后南下并穿越日本岛后再次入海，随后向东北方向移动并开始爆发性发展，至2012年1月10日在太平洋东北部减弱衰亡。1日00 UTC气旋A生成于160°E, 40°N附近，基本维持东北向移动。气旋A在3日00 UTC到6日00 UTC 移动路径出现明显变化。气旋A在150°E, 45°N 附近以逆时针方向打转的移动路径出现，随后直至7日12 UTC气旋A重新回到向东的移动路径。在8日00 UTC，在忽然南折之后，气旋A第二次爆发性发展，移动方向转变为东北向，并一直维持到10日00 UTC气旋A在北太平洋面上173 °W, 48 °N附近衰弱消亡。

((a)中连线和符号“●”和“■”分别表示气旋的移动路径和根据CFSv2海平面气压资料确定的气旋A和B的中心位置，“01/00”表示1日00 UTC，其余类推。Lines and marks “●” and “■”represent the moving tracks and the central positions of cyclones A and B determined by the CFSv2 sea level pressure data in (a), respectively. “01/00” means 00 UTC 01, and so on.)

图2 2012年1月1—10日气旋A和气旋B的移动路径(a)，气旋A和气旋B的中心气压(b)和中心气压加深率((c)，Bergeron)随时间变化

Fig.2 Trajectory of cyclone A and B from 00 UTC 1 to 00 UTC 10 January 2012(a), time series of central pressure (b) and deepening rate (c) of cyclone A and B

图2(b)，2(c)为气旋中心的海平面气压以及气旋中心气压加深率随时间变化曲线。在2012年1月1日00 UTC起气旋A中心气压值缓慢降低。从2日00 UTC到3日00 UTC，气旋A的中心气压开始迅速下降，平均中心气压加深率保持在2 Bergeron以上，最大值约为2.8 Bergeron。3日06 UTC气压达最低值957hPa。随后气旋A开始填塞，中心气压开始缓慢上升。在8日00 UTC气旋中心气压加深率为1.49 Bergeron，气旋开始第二次发展，中心气压明显加速下降，这一过程截止到8日12 UTC。在9日06 UTC气旋中心气压在第二次爆发阶段达到最低966hPa后，气旋缓慢填塞消散。

本文主要关心气旋A和气旋B的爆发过程以及气旋A对气旋B的作用，因此分别选取气旋A的初始爆发时刻(2日00 UTC)、最大中心气压加深率时刻(2日12 UTC)、中心气压最低时刻(3日06 UTC)，气旋A对气旋B作用的代表时刻(5日06 UTC)，气旋A第二次初始爆发时刻，同时也是最大中心气压加深率时刻(8日00 UTC)，第二次气压最低时刻(9日06 UTC)，共6个时刻做分析。

2日00 UTC，气旋A刚刚生成，整体发展较为缓慢，在200hPa图上，气旋A从北侧慢慢进入平直的高空西风急流中。500hPa图上，气旋A的上游有一槽不断加深，气旋A的整个系统西倾，有利于气旋发展。分析850hPa等温线发现，在气旋A东侧对应着明显的暖舌和较大的温度梯度，地面锋面存在。在日本东部有一槽线，使得北方的冷空气沿槽的西侧向南输运，槽的东部则是来自东南部海洋的暖湿空气向北部输送。海平面气压场图上，通过风向的切变以及850hPa等温线的分布情况可以判断，锋面逐渐入侵到气旋A的中心。在气旋A东侧存在一个高压系统，使得气旋A东侧的气压梯度增大。

2日12 UTC(见图3)，气旋A的地面中心此时位于200hPa槽前(见图3a)，急流轴在150 °E附近断裂，使得气旋位于断裂急流轴出口区左侧高空辐散区，大于12×10-9s-2的正涡度平流输入气旋A中心。500hPa图上(见图3b)，上游的大槽继续加深，气旋位于槽前，槽后有冷平流输入，对应气旋上空维持强的上升运动。850hPa图上(见图3c)，暖舌与气旋一同扭转，原来的锋区发生了弯折。此时等温线与等位势高度线在气旋的西南部和东南部几乎垂直，冷平流在气旋A的中心附近达到了5×10-4K·s-1，而且等温线变得更为紧密，温度梯度进一步增大，大气斜压性也进一步增强。此时气旋轴由西倾结构演变为铅直状态。海平面气压场图上(见图3d)，最外一条闭合等压线是1 010hPa，气旋整体呈长轴为西北-东南走向的椭圆形分布，长轴长约为3 500km，锋面对应着明显的冷锋式风切变，冷锋前是强东南风，向气旋输送暖湿空气，气旋的西侧则是大面积来自干冷陆地的西北风。

(“●”代表气旋A的中心。(a)200hPa位势高度场(实线，gpm)，涡度平流场(填色，10-9s-2，大于2×10-9s-2)，水平风速场(虚线，m·s-1，大于30m·s-1)和急流轴(箭头，m·s-1，大于70m·s-1；(b)500hPa位势高度场(实线，gpm) 和温度场(虚线，°C)；850hPa位势高度场(实线，gpm)，温度场(虚线，°C)和温度平流场(填色，10-4K·s-1，小于-1×10-4K·s-1)；(d) 海平面气压场(实线，hPa)，水平风场(风速大于5级，全风羽为4m·s-1)。 The central locations of the cyclone A is indicated by the “●”. (a) Geopotential height (solid, gpm), vorticity advection (shaded, 10-9s-2, greater than 2×10-9s-2), horizontal wind speed (dashed,m·s-1, greater than 30m·s-1) and axis of jet stream(arrows,m·s-1, greater than 70m·s-1) at 200hPa; (b) Geopotential height (solid, gpm) and temperature (dashed, °C) at 500hPa; (c) Geopotential height (solid, gpm), temperature (dashed, °C) and temperature advection(shaded, 10-4K·s-1, less than -1×10-4K·s-1) at 850hPa; (d) Sea level pressure (solid,hPa), wind field(full barb equated to 4m·s-1, greater than 8m·s-1) .)

图3 2012年1月2日12 UTC天气图

Fig.3 Weather maps at 12 UTC 2 January 2012

3日06 UTC，200hPa高空的急流迅速减弱。500hPa图上，气旋A具有闭合等位势高度线，气旋A得到进一步发展。850hPa图上，锋区持续存在，等温线与等位势高度线在气旋西南和东南侧仍保持几乎垂直结构，且强冷平流的范围基本覆盖了气旋A的中心区域。等温线的梯度明显增大，大气斜压性也随之增强。海平面气压场图上，气旋A结构更为紧凑，并有明显的冷锋式切变。

气旋A在8日00 UTC再次爆发，在200hPa图上，气旋A位于急流轴左侧的高空急流中，其上下游以平直西风气流为主。500hPa图上，在气旋A的上游有短波槽出现，有利于气旋的发展。850hPa图上，气旋A上游有槽存在，在气旋A中心的西南侧有冷平流向气旋中心输运。在气旋A的东南部，有一东北-西南向的冷锋锋面。海平面气压场图上，在气旋A的中心附近形成了多个小低压中心。随着气旋A的发展，这些小低压中心被气旋A重新整合，再次发展成结构紧密的天气系统。

9日06 UTC，气旋A的中心偏离出200hPa高空急流轴，移动到急流出口区的左侧，上游有浅槽，有利于高空的辐散，加强气旋上升运动，有利于气旋A发展。500hPa图上，气旋A有闭合的等位势高度线，系统厚度较以前加强，气旋A中心与槽位置重合。850hPa图上，此时锋区存在但强度相较上一阶段明显减弱，气旋A的西南侧有冷平流持续向气旋中心输送，但冷平流强度与8日00 UTC相比明显减弱。海平面气压场图上，气旋A水平尺度达到2 000km，并且在其东南部还伴有明显的冷锋式切变。

2.2 Child Low (气旋B)演变过程分析

从图2(a)中可以看出，2012年1月3日Child Low(即气旋B)在日本海的东南洋面上生成于135 °E，47 °N附近，逐渐向东移动发展，穿过日本岛后进入太平洋海域，4日18 UTC开始迅速发展并向东北方向移动。至2012年1月9日在北美登陆后减弱。从图2(b)和图2(c)上可以看到气旋B中心的海平面气压以及中心气压加深率随时间变化曲线。2012年1月3日12 UTC气旋B生成，中心气压缓慢下降。从4日18 UTC到5日12 UTC为止，中心气压开始迅速下降，同时中心气压加深率达到了1.79 Bergeron。7日06 UTC气压达到最低值959hPa，7日18 UTC气旋中心气压开始上升，气旋B填塞然后缓慢消散。

本文主要关心气旋B的快速降压过程，故选取气旋B的生成时刻(3日12 UTC)，初始爆发时刻(4日18 UTC)、中心气压加深率最大时刻(5日06 UTC)、中心气压最低时刻(7日06 UTC)做分析。

3日12 UTC时，850hPa上受到气旋A的环流影响，在日本东南部出现较强冷平流，此时在海平面对应位置上，受到气旋A西侧两股辐合气流形成的水平气旋式切变影响，气旋B生成，中心附近的风场出现了完整气旋式环流。

4日18 UTC时，200hPa高空西风气流加强，急流得以建立，此时急流轴受气旋A的影响，急流随着等位势高度线出现了气旋式的弯曲，虽然此时气旋B不在急流出口区左侧的辐散区，但它的附近仍然是辐散区，伴有强正涡度平流。500hPa图上，气旋B处于气旋A的下游，因气旋A是一较深厚的系统，受其影响，在气旋B的上游的高空槽是气旋B进一步发展的有利条件之一。850hPa图上，气旋A提供的背景场不断向气旋B输送较强的冷平流。海平面气压场图上，气旋B和气旋A闭合等压线同时存在，此时气旋B较弱，整体环流形势由气旋A控制。因此受气旋A影响南下的西北气流和西南洋面黑潮附近的暖湿空气交汇在气旋B处。7日06 UTC，气旋B的中心气压达到最低。在此阶段，气旋B中心远离200 hPa高空急流轴，移动到急流出口区的左侧，直至气旋B减弱消亡，气旋B中心附近有较强的高空辐散区。500hPa，在气旋B中心的北侧，高空也有气旋B的闭合等位势高度线，此时气旋B达到最成熟。850hPa，在气旋B的中心有明显的暖舌，等温线的锋区由竖直变得弯曲，在气旋B的西侧有强的温度平流输入，使得气旋B的斜压性进一步增强。海平面气压场图上，气旋B的水平尺度达到3500km以上，气旋的东侧有着强的南风，使得暖空气不断输入系统。但当气旋B逐渐靠近陆地时，迅速减弱随后消亡。

5日06 UTC(见图4)，200 hPa图上(见图4a)，气旋B中心位于高空急流的出口区左侧，辐散区对于低层空气有抽吸的作用，有利于气旋的维持。500hPa图上(见图4b)，随着气旋B加深，在其中心附近也出现了小槽，槽后冷平流促使小槽加深，进而有利于气旋B的发展。850hPa图上(见图4c)，此时气旋A和B处于同一闭合1 260 gpm等位势高度线内，气旋B南侧的等温线北伸，暖舌进入了气旋B的中心，气旋B发展为进入锢囚阶段的温带气旋。海平面气压场图上(见图3d)，在气旋B的东南侧出现了明显的冷锋式风切变，与锋面相配合。此时气旋A的强度逐渐减弱，气旋B成为气旋族中的主体。

3 Parent Low (气旋A)对Child Low (气旋B)的作用

2012年1月3日12 UTC至6日06 UTC，Parent Low (气旋A)和Child Low (气旋B)在向东移动过程中移动路径有明显的“互旋”态势，其中气旋A的移动路径旋转明显，3日18 UTC至6日06 UTC气旋A的移动路径旋转形成一闭合圆形，同时气旋B的移动路径呈现“弧形”，环绕气旋A做逆时针旋转。2个气旋中心连线可近似看作是沿着某一点在做逆时针旋转。

在气旋A和气旋B移动路径“互旋”过程中，除了有明显的“旋转路径”特点外，2个气旋的强度以“此消彼长”的方式变化，随着时间推移，气旋A的强度迅速减弱，而气旋B的强度则迅速加强，进入爆发性发展阶段。随着“互旋”进程的结束，气旋B也不再发展。我们猜想两个气旋的“互旋路径”是否是气旋B爆发性发展的促进因素？

在2个气旋“互旋”过程中，选取3个代表时刻即：2012年1月4日18 UTC，5日06 UTC，5日18 UTC进行分析。由于水汽是影响气旋强度变化的重要要素之一，而整层水汽通量可以较好地表征水汽的输运过程。

(“●”和“■”分别代表气旋A和B的中心，其余同图3。 As in Fig.3 Except for that the central locations of the cyclone A and B are indicated by “●” and “■”, respectively.)

图4 同图3，但时间为2012年1月5日06 UTC

Fig.4 As in Fig. 3, except for 03 UTC 15 January 2012

在2012年1月4日18 UTC(见图5a)，从整层水汽通量的水平分布来看，气旋A和气旋B还是2个孤立系统。气旋A附近整层水汽通量以近似闭合的逆时针路径向其中心输送。气旋B的水汽主要来自西南，整层水汽通量的大值区位于气旋B中心西南侧。2012年1月5日06 UTC时(见图5b)，气旋A的整层水汽通量中心开始减弱，而气旋B东南侧的整层水汽通量大值区达到了1 400kg·s-1·m-1。气旋A和气旋B在开始共用上游的一条水汽输运通道，水汽从气旋A的西侧分出两个分支，一支继续环绕气旋A中心，但是已经不能形成完整的气旋式环流，另一支则不断向气旋B输运水汽。在气旋A和气旋B中心连线的西南侧，有自气旋A向气旋B的整层水汽输运通道，但在连线的东北侧大值区不存在。在2012年1月5日18 UTC(见图5c)，发现水汽的输运路径已经演化为同时环绕气旋A和气旋B两个中心，气旋B水汽通量大值区移动到了气旋东侧。同时，由气旋A向气旋B输运的通道随着气旋的移动出现在了两个气旋中心连线南侧，而在北侧并没有明显的水汽输运过程。

(黑色箭头指示整层水汽输送通道。“●”和“■”表示气旋A和B的中心位置。整层水汽通量方向(箭头，kg·hPa-1·m-2·s-1)；整层水汽通量大小(实线，kg·hPa-1·m-2·s-1)。Black arrow lines indicate the peripheral vertically integrated moisture flux. “●” and “■” indicate the center position respectively. Moisture flux integrated from 1 000 to 1hPa (arrow, kg·hPa-1·m-2·s-1) and magnitude of the moisture flux(solid, kg·hPa-1·m-2·s-1).)

图5 2012年1月4日18 UTC(a)，5日06 UTC(b)和5日18 UTC(c)整层水汽通量水平分布图

Fig.5 Horizontal distribution maps of moisture flux integrated from 1000 to 1hPa at 18 UTC 4(a);06 UTC 5(b);18 UTC 5(c) January 2012

整层水汽通量能够较完整地表征整层大气水汽输运的情况，但水汽主要存在于大气低层内。因此，对于积分到不同高度的水汽通量做面积平均，然后比较确定水汽通量主要存在的高度。所选面积平均的范围如图6所示，自145°E～175°E，30°N～50°N的矩形EFGH作为面积平均的范围，这个范围一方面基本包括了气旋A和气旋B的主体，另一方面避开了其他天气系统的影响。通过计算积分到不同高度的水汽通量占整层水汽通量的百分比后，发现水汽的输运主要集中在700hPa以下。表1指出，在700hPa以下的水汽输送占到整层空气水汽输送的75%以上。

表1 对所选区域不同层水通量送积分的面积平均及比例

(“●”和“■”表示气旋A和B的中心位置及海平面气压场(实线，hPa)。EFGH封闭区域为进行水汽输送面积平均的计算边界，E'F'G'H'封闭区域内的空气进行后向追踪。Symbol “●”and “■”indicate the center position respectively and sea level pressure(solid, hPa). The square EFGH shows the domain used for vertically integrated moisture flux related calculation. The square E'F'G'H' shows the domain used for HYSPLIT_4.)

图6 计算区域示意图

Fig.6 The geographic map of the domain for calculation

为了对气旋B中心附近的空气来源进行追踪，首先在气旋B的中心附近确定一个合适的范围，这个区域既包含了气旋B发展最旺盛的中心附近，同时尽量不包括气旋A，依照这一原则选择追踪的范围如图6显示的矩形E′F′G′H′，对于矩形框内的空气来源追踪其24 h之前的位置，选取点的初始高度为从10～1800m。同时定义来自于气旋A最外侧闭合等压线内的空气(即图7椭圆范围)是来自于气旋A的空气。对于计算出来的路径进行聚类分析，得出气块移动的主要运动轨迹。结合HYSPLIT模式模拟结果(见图7)，对来自气旋A的空气占总体的比例进行统计，结果如表2所示。

表2 不同高度上来自气旋A的空气路径占到总轨迹的百分比

对低层不同高度的气团的轨迹追踪，结合图7和表2，发现气旋B中心附近的空气大致来自西南侧，在800m以下的气旋移动路径又可以从中细化成两支通道，一支是来自气旋A的主体中，由于气旋A的旋转流向气旋B，另一支则来自日本东南暖洋面上。随着高度的升高，这两支通道在1 200m以上逐渐汇合成为一个通道，由气旋A内空气运动至气旋B的中心附近的比例在不断下降，在1 000m(大约900hPa)以下，有一半以上的空气来自于气旋A，但在达到1 800m(大约850hPa)时，这个比例下降了接近30%。水汽大多集中在低层，因此气旋A向气旋B输送的空气高度不太高，但是仍能为气旋B持续提供水汽。

(黑色虚线为海平面气压(hPa)；红点是气旋B 的中心位置；红圈为气旋A的主体范围。Sea level pressure(dashed, hPa); Red points show the center of cyclone B; Red circles indicate themain body of cyclone A.)

图7 自2012年1月4日18 UTC 计算区域内空气在1 400 (a), 1 000 (b), 600 (c) 和 200m (d)24 h后向追踪聚类分析路径(实线)图

Fig.7 The result of the cluster analysis of 24 h HYSPLIT Backward trajectory simulation (solid)in 1 400(a)， 1 000(b)， 600(c) and 200 m(d) at 18 UTC 5 January， 2012

4 结论与讨论

本文利用全球再分析资料以及后向追踪模拟对2012年1月1—10日发生在北太平洋上的一个超大尺度的气旋族的演变过程和空间结构进行研究，分析了该气旋族2个主要成员多次爆发性发展的原因。本文的主要结论如下：

Parent low(气旋A)在两次爆发性发展阶段，其中心处于高空急流出口区的左侧辐散区，高空强辐散对于低层空气的抽吸作用，有利于气旋中心快速降压。气旋A地面中心始终处于500hPa高空槽前，整个系统轴线西倾。850hPa上，气旋A冷锋后位置上始终维持较强的冷平流，结合地面锋面系统，气旋西侧是大范围的强北风，向气旋中心输送干冷空气，而冷锋前是偏南风向气旋中心输送自低纬暖洋面上的空气。

Child low(气旋B)爆发性发展的主要原因是受到气旋A所提供的背景场影响。气旋A西侧的气旋式切变为气旋B的生成提供了初始条件。气旋B在爆发性发展时，气旋A是洋面上强大且较为深厚的系统。气旋A使得200hPa高空急流轴发生了弯折，因此气旋B在高空上处于辐散区，有强正涡度平流向气旋B输送。在500hPa上气旋A具有闭合等位势高度线，在其南侧形成低槽，槽前的正涡度平流作用于处于下游的气旋B；在低层大气，气旋A所形成的强气旋式环流，将强冷平流的输运到气旋B内部，为气旋B的发展提供有利条件。

在气旋A和气旋B“互旋”的过程中，两者之间水汽输送通道逐步建立。整个过程中，气旋A不断向气旋B进行水汽输运，使得气旋B系统内部水汽含量增加，为其发展提供能量。利用后向追踪法对气旋B中心附近低层空气进行追踪发现，在1 000m以下，由气旋A而来的空气占到总数的一半以上，可以认为是气旋B低层水汽来源的主要途径。

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责任编辑 庞 旻

Analyses of a Family of Explosive Eyclones over the Northern Pacific

DAI Jing1, 2, FU Gang1, ZHANG Shu-Qin1, SUN Ya-Wen1

(1.College of Oceanic and Atmospheric Sciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China； 2.Hydrologic Meteorological Center of 92866 Troops of PLA, Qingdao 266000, China)

By using grid data provided by NCEP (National Centers for Environmental Prediction) and the HYSPLIT (Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model) model, we investigated a family of explosive cyclones occurred over the Northern Pacific from 1 to 10 January， 2012. Also detailed analyses are performed on the evolutionary process and the spatial-temporal structure of two major members (cyclones A and B) of this family of explosive cyclones. During the rapid developing stages of cyclones A and B, they were located beneath the 200hPa divergence area receiving positive vorticity advection. They are in front of the 500hPa trough. As the trough axis tilted westward, and with the low-level cold advection moving towards the central area of the cyclones combing with the fronts, the cyclones may be promoted to rapid development. In the western side of the cyclone, northerly wind conveyed the cold air from the continent meets with the warm air coming from the southerly wind in front of the cold front, providing the favorable condition for cyclogenesis. The circulation field provided by cyclone A played a significant role for the development of cyclone B. Affected by cyclone A, there is a strong positive vorticity advection in the 200hPa divergence area where cyclone B located. Also due to the impact of circulation of cyclone A on lower atmosphere, dry-cold air was conveyed continuously into cyclone B, increasing the low-level atmospheric baroclinicity around cyclone B. During their eastward moving processes of cyclones A and B with twisting moving paths, we found that a moisture transport channel between them had been gradually established. During that process, the continuous moisture transport from cyclone A to cyclone B caused the moisture increasing for cyclone B. With the help of backward trajectory simulation, it is found that below 1 000m, more than half of the total air around the center of cyclone B came from cyclone A. Thus, it supplied some reasons to believe that cyclone A was the main approach for the lower-level moisture transport of cyclone B.

Northern Pacific; explosive extratropical cyclone; vertically integrated moisture flux

国家自然科学基金项目(41275049)资助 Supported by the National Natural Science Foundation of China (41275049)

2016-04-10;

2016-06-02

戴 晶(1989-)，女，硕士生。E-mail: daijingouc@163.com

❋❋ 通讯作者：E-mail: fugangouc@qq.com

P434+.5

A

1672-5174(2017)01-017-09

10.16441/j.cnki.hdxb.20160173

戴晶, 傅刚, 张树钦， 等. 北太平洋上一个爆发性气旋族的结构分析[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版), 2017, 47(1): 17-25.

DAI Jing, FU Gang, ZHANG Su-Qin， et al. Analyses of a family of explosive eyclones over the Northern Pacific[J]. Periodical of Ocean University of China, 2017, 47(1): 17-25.