6丁一汇高等天气学 温带气旋的形成和爆发性发展

a
5
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
a
6
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。
a
17
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。
a
14
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，低层辐合和气压 上升，不利于其发展。
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
流（
），其
它同V图6.p2（b0）
a
12
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 x0，这与冷锋前的低空急流有关。在气旋暖区中
高等天气学系列讲座 单元二：中纬度天气系统
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
a
1
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。
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
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。
8
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
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。
形（V p0）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
a
9
图6.3 （a）同图6.2（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6.2（b）。但对次
级环流有
；
（c）通V过图p（0a）中暖
锋沿BB’线的剖面图
a
10
高空斜压波的增幅和地面气旋的加深产生了
a
18
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）
a
19
由热带气旋变性形成的温带气旋
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。
a
15
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
随以高 及度上表升现（为<正0（）负与）下涡沉度（平流>更0）明区显也区给。出在图V 中pA（0取或 自BluVpeAste0in, 1993)
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
ug 情y 况0下，与锋面正交的地转风分量
随高度增加，即
vg，所p 造0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a 升和辐合。
a
2
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。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。
a
3
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，
a
4
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。
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。
a
13
第二类温带气旋的发展过程
a
16
我们用图6.6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。
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。
a
7
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
正交于锋面的地转分量 vg p ，0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 直接环流（图6.3c）。
a
强迫vg一y热力0
11
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
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 u 和g v g
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
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 x0，正交于锋面有气旋
性切变 ug y。0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