暴发性气旋(Explosive Cyclone)又称“气象炸弹(Meteorological Bomb)”, 是指在短时间内迅速发展的温带气旋, 其中心气压迅速降低、强度急剧增大, 风速在短时间内可达30m/s, 对人民生产生活和海上航行安全产生巨大威胁。Sanders等(1980)将暴发性气旋定义为气旋中心海平面气压(地转调整到60°N)在24h内下降24hPa以上的温带气旋系统; 随着使用资料时间分辨率的提高, 并考虑到暴发性气旋多发生于中纬度地区的事实, Zhang等(2017)将暴发性气旋定义中的地转调整纬度修正为45°N, 降压时间间隔修正为12h, 并使用聚类分析方法, 在强度上将其分为四类:超强(≥2.30Bergerons)、强(1.70-2.29 Bergerons)、中(1.30-1.69Bergerons)和弱(1.00-1.29Bergerons)暴发性气旋, 本文采用该定义及其分类开展研究。

对北半球暴发性气旋的统计分析表明, 暴发性气旋多发生在海洋上, 且频繁发生于北太平洋和北大西洋的西北部洋面上(Sanders et al, 1980; Roebber, 1984; Rogers et al, 1986)。Yoshida等(2004)指出日本海和西北太平洋是暴发性气旋的多发区域。Zhang等(2017)对北太平洋暴发性气旋进行统计分析发现, 北太平洋上有5个暴发性气旋发生频数较大的区域, 其中1个位于日本海。Chen等(1992)对东亚地区的暴发性气旋进行了统计分析, 指出东亚地区有两个暴发性气旋的主要生成地:一是亚洲大陆山区下游, 二是中国东部海域和日本海, 前者与山区气旋生成机制相关, 后者则是与靠近亚洲大陆东部沿海的气旋生成带有关。

大量学者对影响暴发性气旋发生发展的因子开展了广泛的研究, Sanders(1986)指出高空正涡度中心快速东移产生的正涡度平流会促进气旋的暴发性发展。高空急流出口区的左侧存在强辐散场, 为暴发性气旋快速发展提供了有利的高层动力强迫条件(Uccellini et al, 1987; Wash et al, 1988; Cammas et al, 1989; Nakamura, 1993)。暴发性气旋多发生于中纬度的强斜压区(Iwao et al, 2012), 大气斜压性也是驱动其急剧发展的重要因素之一(Sanders, 1986; Manobianco, 1989; Wash et al, 1992)。大量气旋在陆地上生成后, 当移到海面上时常常会暴发性发展(李长青等, 1989; Chen et al, 1992), 与下垫面的变化关系密切, 冬季海表面温度常高于陆面温度, 较暖的洋面向大气输送大量感热和潜热, 降低了低层大气稳定性(Davis et al, 1988; Kuwano-Yoshida et al, 2008; Taguchi et al, 2009);同时, 洋面也为气旋输送了较多水汽, 其凝结导致的潜热释放是气旋暴发性发展的主要强迫因子之一(Gyakum, 1983; Kuo et al, 1991;丁一汇等, 1993)。

生成于中国大陆的气旋, 在东移入海后常常会暴发性发展(秦曾灏等, 2002; Zhang et al, 2017), 而经过朝鲜半岛的暴发性气旋的下垫面会经历海洋-陆地-海洋的复杂变化, 海陆热力和动力差异对暴发性气旋的发展具有怎样的影响？鲜有学者开展相关的研究。随着数值模式的快速发展, 其已成为探讨暴发性气旋发展机制的重要方式。因此, 本文针对一次典型的入海加强的暴发性气旋, 通过对其进行数值模拟和敏感性试验, 研究海-陆差异对其发展的影响。

1 数据

本文使用美国国家环境预报中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction)提供的CFSv2(Climate Forecast System Version 2)全球格点数据(水平分辨率0.5°×0.5°, 垂直方向37层)进行天气形势分析。红外云图来自日本Himawari-8气象卫星。检验气旋强度时, 除再分析资料以外, 还使用了KMA(Korean Meteorology Administration)天气图。

模式所用背景场和时变侧边界来自FNL(Final Analysis Data of Global Forecast System)再分析数据(水平分辨率1°×1°, 垂直方向32层), 底边界的海表面温度为NEAR-GOOS(North-East Asian Regional Global Ocean Observing System)日平均数据。同化过程使用的观测数据主要包括: GTS(Global Telecommunication System)常规地面和探空观测, 浮标与岛屿观测, MHS, AMUS-A以及HIRS-4卫星辐射亮温数据。

2 天气形势分析

2017年12月23-25日, 一个形成于中国东部大陆的低压倒槽(图 1m), 在入海后加强为暴发性气旋(图 1m-p), 24日12时(全文时间均为协调世界时UTC(Coordinated Universal Time)气旋中心气压加深率达到最大的1.7 Bergerons, 属于强暴发性气旋(Zhang et al, 2017), 导致黄海、东海以及日本海出现了8级(18-20m/s)以上大风, 日本岛及朝鲜半岛出现强烈的雨雪天气, 对沿岸居民的生产、生活和海上运输产生严重影响。

12月23日12时, 中国北部沿海及渤黄海上空出现较大范围的叶状云系, 云系结构较松散(图 1a); 500hPa主要受平直西风气流控制, 中国东部沿海存在一个温度槽(图 1e); 850hPa等温线基本成纬向分布, 陆地气温略低于海上气温, 大陆沿岸出现了低压槽(图 1i); 海平面气压场表现为低压倒槽(图 1m)。24日00时, 暴发性气旋中心位于朝鲜半岛西部海区, 并开始呈现出逗点状云系的特征, 在气旋中心的西南部, 为晴空少云区, 表明该区域有冷空气入侵(图 1b); 500hPa槽前正涡度平流使得地面低压倒槽加深(图 1f), 至24日00时形成闭合的气旋系统(图 1n); 850hPa等温线开始加密, 表明大气斜压性增强(图 1j)。24日12时, 暴发性气旋中心移至日本海中部, 云系呈现出螺旋状结构的特征, 气旋中心南部为狭长云带, 延伸达2000km, 锋面云系特征显著(图 1c); 500hPa温度槽始终落后于高度槽, 使得高度槽逐渐加深(图 1g); 地面气旋中心始终位于高空槽前, 槽前正涡度平流使其强度不断增强(图 1o); 850hPa气旋中心西南部等温线最为密集, 形成了较强的斜压区(图 1k)。25日00时, 气旋中心位于北海道西部海区, 螺旋云带继续发展(图 1d); 500hPa气旋中心位于低压槽中(图 1h); 850hPa强斜压区发展至气旋中心南部(图 1l); 暴发性气旋的水平尺度超过2000km(图 1p)。

3 数值试验 3.1 模式设置

本文采用中尺度天气模式WRF(Weather Research and Forecasting model)V3.8.1对该暴发性气旋进行数值模拟, 各项参数化方案设置如表 1, 模拟网格采用兰勃托投影, 中心点位于对马海峡附近(130°E, 35°N), 格点数为180个(东西向)×120个(南北向), 水平分辨率为30km, 垂直方向分为44层。模拟起始时刻设置为12月23日00时UTC, 模拟时长72h, 积分采用自适应时间步长, 起始为120s, 变化范围60-180s。积分过程中每隔6h利用再分析资料更新侧边界条件, 每隔1d使用SST(Sea Surface Temperature)数据更新底边界条件。由于数值模拟结果对初始场误差十分敏感, 因此本文利用GSI(Grid Statistic Interpolation)V3.5系统(Shao et al, 2016)的3DVar(3-D Variation)方法, 使用多种常规观测和卫星辐射数据, 对23日00的模式数据进行资料同化, 以改进初始场。采用NMC (National Meteorology Center)方法(Parrish et al, 1992)统计了起始时刻前后共15d的WRF模式预报结果, 将12h与24h的预报场协方差近似为背景误差。常规观测站点位置分布如图 2所示。

3.2 模拟结果

本文利用再分析数据、KMA天气图和常规观测数据对WRF模拟结果进行了检验。对比分析该暴发性气旋移动路径的模拟结果与再分析数据结果(图 3a)可知, 两者的移动路径较为相似, 均由中国近海形成, 向东北方向移动, 穿过朝鲜半岛后进入日本海, 于25日06时左右经宗谷海峡离开日本海, 进入西北太平洋。在气旋移动至日本海的东北部(24日18时)后, 路径差异较大, 而在其快速发展阶段, 误差均小于100km。分析暴发性气旋中心气压及其加深率可知(图 3b), 在24日12时之前, 气旋中心气压及其加深率的模拟结果与再分析数据几乎完全一致; 在25日06-12时, 根据再分析数据的暴发性气旋中心气压加深趋势明显减缓, 而模拟结果与KMA天气图更加接近。在24日18时, 暴发性气旋中心气压加深率超过1.8Bergerons, 达到强暴发性气旋的级别。对比分析海平面气压的模拟结果与再分析数据结果(图 3c)可知, 再分析和模拟的海平面气压均偏低(平均偏差(bias)为负), 再分析数据海平面气压场的均方根误差(RMSE)在1-1.5hPa之间, 模拟结果在初始时刻的RMSE为1.8hPa, 积分至36h的RMSE为3.1hPa, 其平均RMSE为2.56hPa。综上可知, 模式较好地模拟了暴发性气旋的移动路径、中心气压和加深率的变化。

暴发性气旋在中国近海形成, 在其发展过程中, 其下垫面经历了海洋-陆地-海洋的变化, 陆地部分为朝鲜半岛。分析暴发性气旋穿越朝鲜半岛的动力和热力过程(图 4)可知, 24日00时, 气旋中心位于朝鲜半岛的西部沿海, 中心温度大于12℃, 水汽混合比超过7g/kg。由于底层空气的爬坡作用, 2km以下的上升运动较为强烈, 且水平风的辐合带自下而上逐渐向东倾斜。暖湿空气的抬升过程中, 产生了大量的水汽凝结, 气旋中心以东125.5°-127.5°E范围内的水凝物含量超过0.2g/kg(水凝物含量为模式中云水、云冰、雨、雪、雹的含量之和)。03时, 气旋中心位于朝鲜半岛中部, 在东高西低的地形作用下, 仍存在强烈的上升运动和水汽凝结。受后部强冷空气及朝鲜半岛寒冷下垫面的双重影响, 130°E以西的气温大幅降低, 气旋中心温度降至6℃以下, 但由于凝结潜热的释放, 中心温度仍高于东西两侧。凝结和降水使水汽含量降至5g/kg以下。06时UTC, 气旋中心到达朝鲜半岛东部, 地形海拔高度最高, 上升运动和凝结作用减弱。09时UTC, 中心移入日本海, 温暖的洋面使近海面气温再次升至12℃以上。气旋前部的暖锋补充了损耗的水汽, 使降水得以维持。分析23日21时UTC-24日12时UTC暴发性气旋的3h降水量与风速变化(图 5)可知, 气旋在登陆前期降水最强, 其强度超过15mm(图 5b和c)。气旋离开朝鲜半岛的过程中, 降水逐渐减弱至10mm以下(图 5d和e), 随后在日本海海面上再次增强。

为定量分析下垫面对暴发性气旋发展的影响, 对以气旋中心为中心的2°×2°范围内的多个变量进行了平均(图 6)。分析可知, 23日21时-24日12时, 气旋中心气压近似均匀速率加深, 而2m气温在登陆时由9℃降至3℃, 进入日本海时再次升至10℃, 模式1-10层平均温度的变化趋势与2m气温相似。在气旋登陆朝鲜半岛时, 受下垫面摩擦作用影响, 水平风速由13m/s降至9m/s, 而地形抬升作用使得上升速度由0.03m/s增至0.07m/s。在气旋登陆朝鲜半岛前(24日00时), 500hPa以下水汽混合比和水凝物含量分别达到5g/kg和0.3g/kg, 登陆后二者同时减小, 至24日06时分别减小至4g/kg和0.1g/kg; 气旋在进入日本海后(24日09时), 水汽混合比立即增加, 水凝物在几小时之后才开始增加。因此, 海陆分布从热力和动力两方面影响着气旋发展, 海洋主要是通过下垫面热量交换影响气温, 而陆地主要是通过底摩擦影响水平风速, 并通过陆地地形强迫产生垂直运动的变化, 从而影响水汽凝结和降水。

图 7给出了下垫面热通量(感热与潜热通量之和)随时间变化。由于陆地表面昼夜变化明显, 其夜间温度远低于地表气温, 而白天略高于地表气温; 因此, 朝鲜半岛热通量在夜间时刻(图 7a, e, f)为负, 在白天时刻为正。在冬季, 陆地温度普遍低于同纬度SST, 即便在白天, 其热通量依然小于海洋。23日21时, 气旋中心偏南的区域热通量为-20--40W/m², 说明此时气旋存在暖心结构, 气旋登陆后, 负的热通量不断减小, 其进入日本海时, 中心附近热通量已全部为正值。气旋后部的冷空气是中心气温降低的主要因素, 但朝鲜半岛较低的表面温度也起到了推动作用。因此, 本文进行了一系列的敏感性试验, 研究下垫面对暴发性气旋发展的影响机制。

3.3 敏感性试验

下垫面对暴发性气旋的动力作用主要源自地形产生的摩擦与抬升, 热力作用主要源自表面温度与比热(在模式中由下垫面属性决定)。在控制试验的基础上(控制实验设置见3.1节), 本文设计了四个敏感性试验, 探究下垫面动力和热力作用对暴发性气旋发展的影响, 具体设置如表 2。Exp_1和Exp_2仅更改了朝鲜半岛的陆地地形, 以分析下垫面动力过程的影响; Exp_3将朝鲜半岛地形海拔高度改为0的同时, 将其属性设为海洋(LANDMASK=0, LU_IND EX=17, SST设置为同纬度的平均SST), 体现出动力和热力的混合作用; Exp_4将近海区域属性设为陆地(LANDMASK=1, LU_INDEX=12), 而地形高度仍为0, 因此只有热力过程的差异。3.2节所示模拟结果称为控制试验。

图 8为暴发性气旋移动路径、中心气压和中心附近表面风速的敏感性试验结果。由图 8a可知, 除Exp_4在气旋离开日本海时以外, 四个敏感性试验中, 气旋中心位置在各时刻与控制试验的偏差均在100km以内, 表明下垫面对暴发性气旋移动路径的影响较小。

对比分析敏感性试验与控制试验的中心气压偏差(图 8b)可知Exp_1-3的气旋中心气压在登陆朝鲜半岛后(24日00时)开始出现较大差异, Exp_1中心气压偏差先升高约1hPa, 随后逐渐下降, 气旋入海时(24日06时)降至约0hPa; Exp_2中心气压偏差先降至约-1hPa, 随后升高至约1hPa, 再缓慢回落至0hPa附近; Exp_3先降至-2hPa, 气旋入海后开始回升, 24日12时升至0hPa附近。24日15时开始, 上述3个试验的中心气压与控制试验较小。因此, 下垫面对暴发性气旋中心气压具有较大的影响, 减小朝鲜半岛海拔高度, 不利于气旋发展; 而增加朝鲜半岛海拔高度和将朝鲜半岛设置为海洋属性, 有利于气旋发展。

对比分析敏感性试验与控制试验的风速偏差(图 8c)可知, 24日00-12时, Exp_1与Exp_3的风速偏差总体为正, 最大值分别为3m/s和6m/s; Exp_2的风速偏差总体为负, 最小值为-3m/s; 主要原因是由于Exp_1和Exp_3削平了朝鲜半岛地形, Exp_2增加了朝鲜半岛地形高度, 而Exp_3将下垫面改为了摩擦力较小的海洋, 使得摩擦力的大小关系为: Exp_2 > 控制试验 > Exp_1 > Exp_3。

由上分析可知, 更改朝鲜半岛地形, 通过下垫面的动力作用影响了暴发性气旋的发展, 且其影响主要集中在该气旋登陆朝鲜半岛的过程中, 在离开朝鲜半岛后, 影响逐渐减弱, 该动力作用对暴发性气旋的影响是短暂的。Exp_4将海洋下垫面更改为了陆地, 在模拟初期就使得气旋减弱, 中心气压偏大1hPa左右, 这种变化在气旋离开近海之后依然存在并在25日00时达到2hPa左右, Exp_4的中心附近表面风速也总体偏小。由此推测, 相对于下垫面动力作用的短暂影响, 热力作用影响较为持久。

对比Exp_2和Exp_1的中心气压和中心附近表面风速可发现, 气旋登陆朝鲜半岛时, Exp_2较Exp_1的风速减小了3-5m/s, 气旋中心气压却加深了1.7hPa, 通过分析发现, 导致这一结果的主要原因为水汽的凝结潜热。图 9为24日03时, 两个试验相对于控制试验的上升运动和水汽差异。由图可知, 垂直速度(大气运动速度在铅直方向分量)和地形高度几乎呈现正相关的关系, Exp_1削平了地形, 上升速度减小, Exp_2抬高地形, 上升速度增强; Exp_2较强的上升运动, 使得Exp_2气旋附近平均3h降水较Exp_1增加了5.2mm(图略), 较强的上升运动产生了较强的水汽凝结和降水, 也导致水汽的减小(图 9d), 这一过程将释放更多潜热, 促进类CISK机制(高力等, 2016), 从而使气旋加深。

图 10为Exp_3和Exp_4垂向的热力差异, 由图可知, Exp_3将朝鲜半岛改为海洋, 下垫面温度升高, 正温度偏差强迫产生了负气压偏差, 气旋中心携带这一高温信号(偏差超过1.5℃), 产生了-1hPa的气压偏差(图 10b)。Exp_4将海洋改为陆地, 产生的温压变化与Exp_3相反, 由于Exp_4修改的下垫面范围更加广泛, 其温度变化影响到了对流层中层, 24日12时, 140°E的5km高度上出现了-1℃的温度变化。由上分析可知, 下垫面的热力作用对暴发性气旋发展具有显著影响, 暖的海洋下垫面通过热力作用有利于气旋的加深, 而冷的下垫面则作用相反。

4 结论

本文利用多种观测资料和再分析资料以及WRF模式, 对2017年12月23-25日发生于中国东部沿海入海加强的一个强暴发性气旋进行了研究, 揭示了海陆地形和热力差异对该暴发性气旋发展的影响。主要结论如下:

(1) 该强暴发性气旋形成于中国东部大陆的低压倒槽, 入海后暴发性加强, 最大加深率达到1.7Bergerons, 为强暴发性气旋, 其云系为锋面云系。中低层(850hPa)大气斜压性和中层(500hPa)正涡度平流有利于其暴发性发展。

(2) 通过使用3DVar方法, WRF模式成功模拟了暴发性气旋的移动路径和强度变化, 且通过对比常规地面观测数据发现, 气旋中心气压的模拟结果优于再分析数据结果。下垫面对暴发性气旋的发展影响显著, 气旋登陆朝鲜半岛时, 气温降低, 水平风速减小, 上升运动增大, 促进水汽的抬升凝结, 3h降水量超过15mm。气旋离开朝鲜半岛入海过程中, 气温上升, 上升运动减弱, 降水量减至10mm以下。

(3) 下垫面对气旋的影响主要是通过动力和热力作用来实现的。敏感性试验结果表明, 朝鲜半岛地形对气旋发展的动力作用主要表现在地面摩擦和地形抬升方面, 而海洋对气旋发展的热力作用则主要表现在海表面热量和通量传输方面。当气旋经过陆地时, 由于陆地表面摩擦较大, 会导致气旋中心近地面水平风减弱, 而较高的地形会产生较强的上升运动, 引起较多的降水, 促进类CISK机制, 使气旋加强。当气旋位于海面上时, 冬季海表面温度高于陆地, 海洋将向气旋输送更多的热量和水汽, 从而更有利于气旋的发展。另外, 海陆热力差异不仅影响近地面层空气的物理性质, 还会向上扩展, 影响高空温度场。

致谢 感谢中国海洋大学高山红教授提供的历史观测数据及卫星云图。