2014年12月西北太平洋上一爆发性“气旋对”的分析❋

李昱薇， 傅 刚

(中国海洋大学海洋与大气学院海洋气象系，山东 青岛 266100)

爆发性气旋是指在短时间内迅速发展的强烈的气旋，具有发展速度快、短时间内气旋中心气压迅速下降等特点，并伴有强降水、狂风等剧烈天气现象，往往会对海上船舶航行安全造成严重危害。

Sanders和Gyakum[1]首次给出了爆发性气旋的定义：在24 h内海表面中心气压值下降24 hPa以上，即气旋的中心气压加深率大于1 hPa·h-1(定义为1个Bergeron)的温带气旋为爆发性气旋。随着观测资料时间分辨率的提高，Yoshida和Asuma[2]把爆发性气旋定义中的时间间隔由24 h修改为12 h；Gyakum等[3]将45 °N作为爆发性气旋定义中的地转调整纬度。本文根据Zhang等[4]的研究，对北太平洋爆发性气旋的定义如下：在12 h内海表面中心气压值(地转调整到45°N后)下降12 hPa以上，即：

对爆发性气旋的季节变化特征研究发现，冷季为爆发性气旋的频繁发生季节[5-7]。许多研究[7-9]指出，西北太平洋是爆发性气旋最活跃的地区之一，且西北太平洋爆发性气旋多呈现为“孤立状”的螺旋状云系。然而大量观测表明，也有爆发性气旋是以“气旋对”的形式出现的。

早在1920年代初期，Fujiwhara[10]就对“双涡旋”的相互作用问题进行了研究，分析发现：两个转动方向相同的涡旋相对旋转和靠近，这种现象被称为“藤原效应”。自此之后近一个世纪以来，关于“双台风”的研究层出不穷，Brand[11]研究了22个北太平洋双热带气旋个例，指出双热带气旋实质上是互旋和大尺度平流作用合成所致。尽管对“双台风”现象已有许多研究，但迄今为止，对以“气旋对”形式出现的爆发性气旋研究仍然很少。本文拟对2014年12月15—18日西北太平洋上的一个爆发性“气旋对”的演变过程及相互作用做深入分析。

该“气旋对”由两个气旋组成，本文把这两个气旋分别称为A气旋和B气旋。两者先后在中国近海生成后，沿日本岛的东西两侧向东北方向移动。气旋A在前期生成，在“气旋对”的发展初期起主导作用，控制“气旋对”周围的环流形势，并为后期气旋B的生成发展创造了有利条件。气旋B生成后发展迅速，逐渐占据主导地位。气旋A、B相互影响，在东移的过程中围绕共同中心逆时针旋转，其中心连线逐渐由南北向转为东西向。两气旋在“互旋”的过程中相互吸引，中心间距不断减小，直至气旋A完全衰亡。

气旋A、B以“气旋对”的形式出现在西北太平洋上是不多见的，在向东北方向移动过程中两者都经历了“爆发性”发展更属罕见。它们在演变过程中具有怎样的空间结构？两者是怎样相互作用的？这一系列科学问题尚不清楚。加深对以上这些问题的理解是驱使我们开展对爆发性“气旋对”研究的重要动机。

1 资料和方法

本文使用的资料和方法如下：

(1) 美国国家环境预报中心NCEP (National Centers for Environmental Prediction) 提供的FNL (Final Analysis) 全球格点资料，其水平分辨率为1°×1°，垂直分为26 层, 在00 UTC、06 UTC、12 UTC和18 UTC有资料，下载地址为：http://rda.ucar.edu/datasets/ds083.2。

(2) 日本气象厅JMA (Japan Meteorological Agency) 提供的MTSAT-1R (Multi-functional Transport Satellites-1R) 卫星红外波段云顶亮温资料，时间间隔为1 h，下载地址为：http://weather.is.kochi-u.ac.jp。

(3) HYSPLIT_4模式是由美国国家海洋与大气管理局NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)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，访问地址为：https://ready.arl.noaa.gov/HYSPLIT.php。该模式可用来追踪气流中空气微团的移动路径，同时可实时预报风场、分析降水、研究气体移动轨迹等。该模式可分别提供前向轨迹和后向轨迹，其中前向轨迹是指到达研究点之后的模拟运行路径。

2 “气旋对”的演变过程

Lander 和Holland[12]的研究表明，双气旋从生成、发展，到长时间的“互旋”后会有一个迅速变化的阶段。最终或其中一个消亡合并到另一个中去，或由于相互影响，二者迅速逃逸，相互作用停止。下面本文分别对该爆发性“气旋对”中的两个成员气旋A、B的演变过程进行分析。

2.1 气旋A的演变过程

2014年12月15日00 UTC，气旋A在中国渤海湾内120°E，39°N附近生成，东移至朝鲜半岛西侧，随后略微转向东北方向移动，穿过朝鲜半岛后开始爆发性发展，至17日00 UTC，在139°E，45°N附近的日本海北部短暂逗留后衰亡(见图1)。

图1 2014年12月15日00 UTC至18日06 UTC气旋A和B的移动路径Fig.1 Moving tracks of cyclones A and B from 00 UTC 15 to 06 UTC 18 December,2014

图2(a)为气旋A的海平面中心气压值和中心气压加深率随时间变化曲线。可见，2014年12月15日00 UTC气旋A的中心气压值为1 023.5 hPa，到15日12 UTC缓慢下降到1 018.8 hPa。15日12 UTC至16日12 UTC，其中心气压迅速下降，中心气压加深率约为1.53 Bergeron，最大值在16日00 UTC出现，为1.71 Bergeron。16日18 UTC气旋中心气压达到最小值976.8 hPa，随后气旋A的中心气压略有升高，逐渐衰亡。

气旋A的演变过程大体可划分成四个阶段：

Ⅰ. 初始阶段(15日00 UTC—12 UTC)：15日00 UTC，气旋A生成于中国渤海湾内，中心气压值为1 023.5 hPa，随后缓慢下降到1 018.8 hPa，中心气压加深率为0.44 Bergeron。与气旋A伴随的云团向东北方向移动，且云团整体相对后一阶段较为松散，无明显形状(见图3(a))。

Ⅱ. 发展阶段(15日12 UTC—16日12 UTC)：气旋A进入日本海，并沿东北方向缓慢移动，气旋中心气压值迅速下降，中心气压加深率较大，至16日00 UTC达到最大值1.71 Bergeron。在此阶段，气旋A不断发展加强，积云对流强烈，有云区和无云区之间有明显的边界，形成“逗号状”(comma-shaped)云系(见图3(c))。

图2 气旋A、B的海平面中心气压(蓝线，单位：hPa)及中心气压加深率(红线，单位：Bergeron)随时间变化Fig.2 Time series of central sea level pressures of cyclones A and B (blue line, unit: hPa) and their deepening rates (red line, unit: Bergeron) of cyclones A and B

((a) 12 UTC 15; (b) 18 UTC 15; (c) 00 UTC 16; (d) 12 UTC 16; (e) 18 UTC 16; (f) 06 UTC 17.)图3 2014年12月MTSAT-1R红外卫星红外云图和海平面气压场(实线，间隔4 hPa)Fig.3 MTSAT-1R infrared satellite imagery and sea level pressure (solid, 4 hPa interval) in December，2014

Ⅲ. 成熟阶段(16日12 UTC1 —18 UTC)：此阶段气旋A逐渐达到成熟状态，中心气压于16日18 UTC下降至最小值976.8 hPa。云团呈螺旋结构，与气旋B所伴随的云团汇合，“螺旋状”(spiral-shaped)云尾在两个云团汇合过程中变得松散(见图3(e))。

Ⅳ. 衰亡阶段(16日18 UTC—17日00 UTC)：气旋A在日本海北部逗留了约6 h，其中心气压略有回升。云团短暂停留后变得松散，随后与下游气旋B伴随的云团融合并逐渐消失。

2.2 气旋B的演变过程

2014年12月15日12 UTC，气旋B在中国东海126°E，28°N附近生成，随后向东北方向移动，后开始爆发性发展，穿越日本列岛东南岸，于17日06 UTC突然反向南下，继而向东南方向移动，至18日06 UTC在太平洋西北部152°E，43°N附近衰亡(见图1)。

图2(b)为气旋B的海表面中心气压值和中心气压加深率随时间变化曲线。可见，2014年12月15日12 UTC，气旋B的中心气压值为1 018.5 hPa，至17日06 UTC，中心气压显著下降至最小值958.8 hPa。15日18 UTC至16日18 UTC期间气旋中心气压下降迅速，其加深率约为2.06 Bergeron，16日12 UTC达到最大值2.83 Bergeron。17日06 UTC 后，气旋中心气压开始上升，气旋B填塞后缓慢衰亡。

气旋B的演变过程大体可划分成四个阶段：

Ⅰ. 初始阶段(15日12 UTC—18 UTC):2014年12月15日12 UTC，气旋B在126°E，28°N附近的中国东海海面上生成，中心气压值为1 018.5 hPa。与气旋B伴随的云团大体覆盖日本岛上空，呈东北-西南走向，且云团结构相对松散，无明显边界(见图3(b))。

Ⅱ. 发展阶段(15日18 UTC—16日18 UTC):气旋 B在日本岛东南岸向东北方向移动，中心气压加深率在16日12 UTC达到最大值2.83 Bergeron，在此期间，气旋B迅速发展加深。与气旋 B 相伴随的云团面积显著增大，呈逆时针方向旋转，出现“逗号状”结构(见图3(d))。

Ⅲ. 成熟阶段(16日18 UTC—17日12 UTC):17日06 UTC，气旋B的中心气压下降至最小值958.8 hPa，后略有回升。云团不断逆时针旋转，有明显的螺旋结构，螺旋云系眼区出现“双眼皮”结构，随后便衰减并维持“半眼”状态，同时在其东南方甩出长约3 000 km粗壮的“尾巴”。总体来说，云团眼区结构清晰，“尾”状结构相对松散，可见云体中的细微部分(见图3(f))。

Ⅳ. 衰亡阶段(17日12 UTC—18日06 UTC):气旋B进入衰亡状态，中心气压上升，气旋发生填塞。气旋中心附近的云团迅速衰减，螺旋结构消失，尾端云团快速向东北方向移出170°E以东，云体逐渐崩溃。

3 “气旋对”的相互作用

3.1 环流背景

在“气旋对”向东北方向的移动过程中，气旋A在高空为气旋B的发展提供了有利的背景涡度场，在低空通过环流将冷平流输送到气旋B内部，使气旋B低层的大气斜压性增加，促使气旋B发展迅速。其中16日12 UTC可以看作气旋A对气旋B作用的代表时刻，此时气旋A逐渐发展成熟，气旋B的中心气压加深率达到最大值，气旋B位于气旋A东南部下游的位置。

200 hPa上西风急流较强，两气旋位于槽前(见图4(a))，且气旋B位于急流出口区左侧，对应上升运动，高空为强辐散区。气旋B位于气旋A下游，气旋A达到成熟阶段，系统较深厚。两气旋位于500 hPa上游大槽前(见图4(b))，槽后纬向动量通量向槽输送，有利于槽的加强，东亚大槽加深，温度槽落后于位势高度槽。两气旋中心附近伴随着大于1.2×10-8s-2的正涡度平流，有利于气旋的发展。值得注意的是，此正涡度平流可能和大槽呈现“疏散槽”结构有关。850 hPa的“暖舌”与两气旋的中心连线方向一同扭转，气旋B西南部和东南部的等温线与等位势高度线几乎垂直(见图4(c))，大气斜压性进一步增强，整个系统随着高度升高向西倾斜。此外，有大于6×10-4K·s-1冷平流自气旋A西侧输送到气旋B中心附近，两气旋中心附近的等温线变得更为紧密，温度梯度增大。海表面气压场图上，1 010.0 hPa闭合等压线包围气旋A、B，呈西北-东南向，南北跨度约20个纬度(见图4(d))。锋面对应着明显的冷锋式风切变，冷锋前南风分量增大，有利于输送暖湿空气。受气旋A驱动南下的西北气流和南部洋面上的暖湿空气交汇在气旋B附近。

((a)200 hPa位势高度场(实线，间隔150 gpm)，辐散场(蓝色虚线，间隔4×10-5 s-1)和急流(箭头，大于100 m·s-1，单位：m·s-1)；(b)500 hPa位势高度场(实线，间隔80 gpm)、气温场(虚线，间隔5 ℃)和涡度平流(填色，大于4×10-9 s-2，间隔4×10-9 s-2)；(c)850 hPa位势高度场(实线，间隔50 gpm)、气温场(虚线，间隔6 ℃)和温度平流(填色，小于-2×10-4 K·s-1，间隔2×10-4 K·s-1)；(d)海平面气压场(实线，间隔4 hPa)，水平风场(箭头，大于10 m·s-1，单位：m·s-1)，线EF为气旋A和B中心的连线，用于垂直剖面分析。(a)Geopotential height (solid, 150 gpm interval), horizontal divergence (blue dashed, 4×10-5 s-1 interval) and jet stream (arrows, greater than 100 m·s-1, unit: m·s-1) at 200 hPa; (b)Geopotential height (solid, 80 gpm interval), air temperature (dashed, 5 ℃ interval) and advection of relative vorticity (shaded, greater than 4×10-9 s-2, 4×10-9 s-2 interval) at 500 hPa; (c)Geopotential height (solid, 50 gpm interval), air temperature (dashed, 6 ℃ interval) and advection of air temperature (shaded, less than -2×10-4 K·s-1,2×10-4 K·s-1 interval) at 850 hPa; (d)Sea level pressure (solid, 4 hPa interval) and wind vectors (arrows, greater than 10 m·s-1, unit: m·s-1). EF is the line between cyclone centers of A and B which will be used for vertical cross section analyses later.)

3.2 能量及涡度传递

徐洪雄等[13]对2009年的发生在太平洋上的双台风“天鹅”和“莫拉克”互旋过程的研究中指出了两者的水汽、动能相互影响，发现涡旋结构变化存在内在关联。本文所研究的爆发性“气旋对”的两个成员气旋A、B在中后期存在能量的传递和相对涡度的反向变化。

3.2.1 能量通道 本节分析动能和湿焓来检验“气旋对”的成员A和B之间的能量传递。其中湿焓可很好地反映空气热能的累积状况，高湿焓区往往对应高温、高湿大气，是强的能量聚集区[14]。单位质量空气的湿焓通常用hm表示[15]：

hm=h+EL=CpT+Lq。

其中：h为单位质量空气的显热能，即比焓(J·kg-1)；EL为单位质量空气的潜热能(J·kg-1)；Cp为定压比热容，对于理想气体Cp=1.006 J·(kg·K)-1；L为相变潜热，其中汽化热为2 501×103J·kg-1；q为空气比湿(kg·kg-1)。

为了分析气旋A、B之间的能量传递，利用HYSPLIT模式进行轨迹追踪，若有大量的空气微团从气旋A进入气旋B，则可以判定气旋A和B之间有能量通道。图5给出的16日18 UTC的前向轨迹追踪结果表明，在“气旋对”发展中后期，中低层有大量的空气微团从气旋B进入气旋A，由此可以判定气旋A和B之间存在能量通道。

在“气旋对”的生命历程中，气旋A、B由初始阶段两个独立的涡旋“单体”，逐渐有了跨越日本岛的动能“连体”通道。在“气旋对”发展强烈的阶段，二者可看作存在一个“环形动能通道”的涡旋系统，在该阶段两气旋发生“互旋”，并且它们在“互旋”的过程中相互吸引，中心距离由1 100 km不断缩小到560 km(见表1)。最后随着气旋A衰亡，二者之间的动能通道消失。

图5 HYSPLIT模式给出的2014年12月16日18 UTC各层24 h的前向轨迹追踪Fig.5 The analysis result of 24 h with HYSPLIT forward trajectory simulation at 18 UTC 16 December，2014

(蓝色实线：925 hPa；绿色实线：850 hPa；黑色实线：700 hPa；红色实线；600 hPa。Blue solid lines：925 hPa； Green solid lines：850 hPa； Black solid lines：700 hPa and Red solid：600 hPa.)

表1 气旋A、B中心连线的距离和方向随时间的变化Table 1 Variations of the line distances and directions between cyclones A and B with time

综合分析流线与轨迹追踪结果，可以看到16日18 UTC气旋A、B在不同高度上动能和湿焓的分布以及“气旋对”之间的动能通道(见图6)。此时动能大值区在气旋B东侧堆积，空气微团沿轨迹从气旋B向气旋A传递，且湿焓随着动能通道从南到北向气旋A、B中心传递，此时刻为气旋A中心气压最低时刻，气旋B发展成熟。

在925 hPa流场图(见图6(a))和850 hPa流场图(见图6(b))上，动能随流场有一半闭合的环形传输通道，从气旋B南部开始环绕“气旋对”逆时针传递。动能大值区集中在气旋B东部，空气微团沿轨迹从气旋B向气旋A传递，二者相互影响，使“气旋对”系统得以维持。此外，湿焓大值区随着动能通道从南到北向气旋A、B中心传递，气旋A、B附近分别有超过270×103和285×103J·kg-1的湿焓。

在700 hPa流场图(见图6(c))和600 hPa流场图(见图6(d))上，由于中纬度西风带的影响，相对于低层“气旋对”动能通道的环形结构已经不明显了，但是涡旋系统动能传递通道依然明显可见。动能大值区主要分布在气旋B东部和南部，综合分析流线与轨迹追踪结果，动能由此出发逆时针围绕“气旋对”传递至气旋A中心附近，再向气旋B中心附近传递。湿焓大值区仍明显从南到北向气旋A、B中心传递。

3.2.2 相对涡度反向变化 气旋A、B演变过程中的相对涡度先增大后减小，在成熟阶段，相对涡度达到最大值。

“气旋对”中低层相对涡度随时间的变化列表(见表2)中可见，16日12 UTC之后，气旋B不断发展加强，其中低层的相对涡度不断加强，气旋A已经成熟，相对涡度基本呈减小趋势。在“气旋对”发展中后期，两者涡旋强度呈反向变化。其中在850 hPa上气旋A、B的涡度变化最明显，在12 h内，气旋A的相对涡度由4.87×10-4s-1减小到2.66×10-4s-1，减少近一半，而气旋B的相对涡度由3.23×10-4s-1增至5.86×10-4s-1，增强近一倍。

综上所述，气旋A、B相互影响，在“气旋对”发展中后期，两者之间在中低层存在动能传输通道，空气微团沿轨迹从气旋B向气旋A传递，且湿焓沿动能通道从南到北向气旋A、B中心传递，动能和湿焓的大值在气旋中心附近堆积。在发展中后期，两者的中低层涡旋强度呈反向变化，气旋A的涡度减小，气旋B的涡度不断增大。

3.3 剖面分析

沿气旋 A、B 中心的连线EF做垂直剖面 (见图4(d))，简要分析气旋A、B的空间结构及两者的相互作用。

假相当位温及温度剖面图上，气旋B的西北侧等假相当位温线在400 hPa高度以下几乎呈铅直分布，水平梯度较大(见图7(a))，且等温线在锋区有明显的突变，温度自西北至东南骤升，可见此处为一冷锋。来自西北方向的冷空气沿气旋A的西南侧南下，输送冷平流至气旋B附近，为气旋B的发展提供了有利条件。此外，在气旋B附近假相当位温随高度升高而降低，表明存在对流不稳定，有利于地面气旋发展加强。

((a) 925 hPa; (b) 850 hPa; (c) 700 hPa； (d) 600 hPa. 动能(填色，大于50 m2·s-2，间隔100 m2·s-2 )，湿焓(实线，间隔5×103 J·kg-1)，带箭头的实线为动能通道。Kinetic energy (shaded, greater than 50 m2·s-2, 100 m2·s-2 interval,); Enthalpy of moist air (solid, 5×103 J·kg-1 interval); Solid lines with arrows are kinetic energy channel.)

表2 不同高度上气旋A、B的最大涡度(单位：10-4s-1)随时间变化Table 2 Variations of the maximum vorticity (unit: 10-4s-1) related to cyclones A and B at different height with time

((a)假相当位温等值线(实线，间隔4 K)和温度等值线(虚线，间隔为8 ℃)；(b)PV等值线(实线，间隔为1 PVU，1 PVU=10-6 K·kg-1·m2·s-1)；(c) 全风速(实线，间隔4 m·s-1)；(d)垂直速度(实线，间隔为0.7 Pa·s-1)和比湿(虚线，间隔为1 g·kg-1)。(a)Equivalent potential temperature (solid lines, 4 K interval) and air temperature (dashed lines, 8 ℃ interval)； (b)Potential vorticity (solid lines, 1 PVU interval, 1 PVU=10-6 K·kg-1·m2·s-1)； (c)Total wind speed (solid lines, 4 m·s-1 interval)； (d)Vertical velocity (solid lines, 0.7 Pa·s-1 interval) and specific humidity (dashed lines, 1 g·kg-1 interval).)

位势涡度剖面图上(见图7(b))，PV大值区集中在气旋A及气旋A、B之间的上空，并向东南向下传递，整体呈现向西北倾斜的结构，且在气旋B中心上空有大于2 PVU正异常区。由于气旋B位于气旋A的东南侧，气旋A生成发展的过程中，PV向下游下传，促进了气旋B发展。

水平风场剖面图上(见图7(c))，有中心风速超过的88 m·s-1高空急流位于气旋B的东南侧上空，结合图4(a)可知，“气旋对”位于高空急流出口区左侧，有利于气旋发展。气旋B东南侧有风速大于36 m·s-1的低空急流，有利于东南洋面上的暖湿空气向气旋B输送，为其发展提供了良好的水汽条件。

垂直速度及涡度剖面图上，气旋A、B中心的西北侧有绝对值大于3.5 Pa·s-1的上升运动，且比湿相对较大(见图7(d))，结合云图(见图3(a)～(f))可知，此处云团较厚。

4 结语

本文对2014年12月15—18日西北太平洋上的一个爆发性“气旋对”的演变过程及相互作用进行了分析。

从天气形势上看，在气旋A、B的爆发性发展阶段，200 hPa高空有强辐散区，500 hPa气旋位于上游大槽前，有较强正涡度平流，850 hPa气旋中心附近有冷平流输送，海表面风场上来自气旋西北侧的干冷空气与南部洋面上暖湿空气在气旋中心附近相遇，整个系统随高度升高向西倾斜，有利于气旋加深发展。总体上，气旋A在高空为气旋B的发展提供了有利的背景涡度场，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，气旋B生成后发展迅速。

气旋A、B相互影响，在“气旋对”发展中后期，两者“互旋”过程中存在中低层的动能传输通道，空气微团沿轨迹从气旋B向气旋A传递，且湿焓沿动能通道从南到北向气旋A、B中心传递，动能大值和湿焓能大值在气旋中心附近堆积。两者的中低层涡旋强度反向变化，气旋A的涡度减小，气旋B的涡度不断加强。

沿气旋 A、B 中心的连线做垂直剖面分析可知，气旋A、B中心附近低层的假相当位温值随高度升高而减小，大气呈不稳定状态。气旋B位于气旋A的东南侧下游，气旋A先生成，PV自上游向下游下传，促进了气旋B发展。此外，气旋B东南侧的高、低空急流为气旋B发展提供了有利条件。

通过对该“气旋对”演变过程、空间结构、能量传递和相互作用的分析发现，该“气旋对”虽与双热带气旋有明显差别，例如强度较弱、无明显“暖心”结构等，但在“互旋”阶段与双气旋发展过程的一般特征类似。至于西北太平洋上为数不多的爆发性“气旋对”是否都具有这样演变及相互作用特征，需要更进一步的研究。对于“气旋对”的涡旋结构变化的内在关联，例如相对涡度反向变化的原因等，还需要更加深入的研究。