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温帶氣旋

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温帶氣旋,又稱為“温帶低氣壓”或“鋒面氣旋”,是活躍在温帶中高緯度地區的一種近似橢圓型的斜壓性氣旋。
從結構上講,温帶氣旋是一種冷心繫統,即温帶氣旋的中心氣壓低於四周,且具有冷中心性質。從尺度上講,温帶氣旋的尺度一般較熱帶氣旋大,直徑從幾百公里到3000公里不等,平均直徑為1000公里。
温帶氣旋伴隨着鋒面而出現,同一鋒面上有時會接連形成2-5個温帶氣旋,自西向東依次移動前進,稱為“氣旋族”。温帶氣旋從生成,發展到消亡整個生命史一般為2-6天。
温帶氣旋是造成大範圍天氣變化的重要天氣系統之一,對中高緯度地區的天氣變化有着重要影響。温帶氣旋常帶來多風多雨天氣,時常伴有暴雨、暴雪或其他強對流天氣,有時近地面最大風力可達10級以上。
黃淮氣旋江淮氣旋等統稱温帶氣旋。
中文名
温帶氣旋
外文名
Extratropical cyclones
別    名
温帶低氣壓
別    名
鋒面氣旋
結構類型
冷心繫統
影響區域
温帶中緯度地區
影響範圍
幾百至數千公里

温帶氣旋結構

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温帶氣旋 温帶氣旋
對於成熟的温帶氣旋來説,其底層結構上一般由1-2條冷鋒和一條暖鋒形成,暖鋒和第一冷鋒之間為暖區,而冷鋒鋒後為冷區,暖鋒鋒前和系統中心後側為相對緩和的冷暖過度區域。温帶氣旋在高空一般為高空槽線,且槽線強度隨着氣壓層的升高而減弱。

温帶氣旋形成原因

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獨自生成
温帶氣旋形成原因 温帶氣旋形成原因
一些温帶氣旋由鋒面上的一個波動發展而成。在鋒面上因某些原因而形成波動,並在波動頂點附近出現一條閉合等壓線,此後逐漸發展,形成一個完整的氣旋。無論是西風性的温帶氣旋還是寒帶性温帶氣旋,其開始發展的一個初始成因就是斜壓狀態的出現,而對於温帶氣旋來説,斜壓出現的一個必要條件是底層輻合的出現和冷暖流的滑落對沖。所以可以認為温帶氣旋的形成原因如下:首先,在西風帶內有一槽線發展或橫槽維持,導致冷暖氣團在交界區域形成相對穩定的準靜止鋒。而後,北側有明顯的快速冷平流南下,或南側有快速暖平流上衝,(這裏以冷平流作為例子)隨着冷平流的南下,準靜止鋒開始出現變異常的扭曲,同時高度場上的槽線繼續發展,為受到冷平流抬升的暖濕氣團提供中高空的輻散空間(急流)。
熱帶氣旋演變而成
温帶氣旋也可由熱帶氣旋變成,當熱帶氣旋北移至温帶一帶,受西風槽影響而失去了熱帶氣旋的特性,轉變成温帶氣旋。另一方面,視其位置及強度,大型的温帶氣旋的影響範圍可能會超過温帶地區,連帶亞熱帶地區也可受到影響。
熱帶性的温帶氣旋絕大多數由熱帶系統轉換而來,其中TC佔了有85%以上,故以TC為例。眾所周知,TC是暖心結構,由CISK機制提供主要能量的一種中尺度系統,而當其在前方遇到強大的西風槽後冷平流時,常常會出現CISK因乾冷空氣的捲入而出現CISK機制無法繼續有效運轉,同時系統內部逐漸出現斜壓位能,其實這其中又要分為幾個階段:
(1) 槽前輻散加強期:TC受到高空槽前西南急流的作用,出現了輻散的增強乃至爆發,這在西北太平洋幾乎所有轉向TC的發展過程中都有所體現,具體表現為系統的對流瞬間爆發,並且移動逐漸開始顯示出向東北方向的分量。
(2) 槽中冷流進入,類SubTC期:當TC進一步深入西風槽後,系統逐漸受到槽中的冷平流影響出現斜壓能。此時底層的冷氣團緩慢滲透,同時極大幅度的抬升TC中原本攜帶的富含熱帶水汽的對流雲團,以至於快速凝結降水,並降低對流雲頂的温度。在這個過程中,整個系統呈現下冷上暖的對流穩定狀態,所以很少會有新的大片對流爆發,同時系統自西南側開始出現一條地面冷鋒,雲圖上在冷鋒雲系的氣旋性曲率中心一般偏心於冷平流進入的一側。TC在此狀態一般達到最大的轉換期降水強度,但整體風速減弱明顯,同時中心氣壓上升,TC在此狀態維持約12-36小時。
(3) 斜壓位能替代凝結潛熱,系統完成轉換:當系統內出現暖鋒時,則可以認為凝結潛熱的替代已經完成,由此係統已經完全轉為温帶氣旋系統(一般機構在此時開始停編),出現一冷一暖兩條典型的鋒面,但同時高層依舊維持少量的暖心結構,此階段的降水以小陣性降水為主。 [1] 

温帶氣旋分類

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温帶氣旋主要按照成因分成三類:西風性、寒帶性和熱帶性:
西風性的温帶氣旋指由西風帶高空(500Hpa或以上)出現高度場槽線波動,進而逐漸在底層誘生出温帶氣旋的一種情況,此類型的温帶氣旋一般維持時間相對較短,移速較快,發展程度一般。
寒帶性温帶氣旋指在中高緯度地區,由極地冷氣團南下衝擊西風帶而形成的底層温帶氣旋氣旋,該類型的温帶氣旋一般先出現底層結構而後發展為高層,屬於三種類型中比較常見的。一般寒帶性温帶氣旋維持時間較長,同時強度較強,冷平流較強,常帶來大風降温過程。
熱帶性温帶氣旋指熱帶系統經過斜壓能衝擊後逐漸失去熱帶性轉化而來的温帶氣旋,該類型的温帶氣旋由於由熱帶系統發展轉化而來,其底層和高層結構將對於一般的温帶氣旋略有差別,且一般降水比較強烈,但是因為常常伴有槽線的關係,其移動速度也非常快,特別是進入高層西風急流引導的區域後可達到60-80km/h的移動速度。 [2] 

温帶氣旋演變過程

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温帶氣旋的演變過程,大致可分為初生期、發展期、成熟期(囚錮期)及消亡期。

温帶氣旋初生期

原先地面上有一條靜止鋒,鋒北面是冷空氣,鋒南面是暖空氣,冷空氣自東向西運動,暖空氣自西向東運動,當冷空氣向南插入鋒下,暖空氣向北抬升,並出現1~2條閉合等壓線。
在此期間,温帶氣旋在可見光衞星圖上可表現為鋒面雲帶變寬,向冷區凸起,色調變白,中高雲加多。

温帶氣旋發展期

隨着波動的發展,氣壓進一步下降,閉合等壓線增加,冷空氣進一步向南推進,冷鋒附近出現陣雨或陣雪,暖鋒前也出現降水,降水區域擴大。隨着氣旋的發展,低層擾動逐漸向高層發展,氣流作螺旋式的上升,高空低槽也逐步加深。
在此期間,温帶氣旋在衞星雲圖上表現為鋒面雲帶隆起部分更為明顯,中高雲後界開始向雲內凹。隨着底層閉合等壓圈的建立,温帶氣旋發展期的主要標誌就是氣壓的下降和中心風速的增強。
系統中心西側,冷平流繼續南下,並出現氣旋性旋轉,導致在系統中心南側出現了典型的冷鋒雲系,一般該雲系的長度較長,有的甚至可以達到上千公里。冷流的補充增強同樣導致了鋒前西南氣流的加強,於是系統東側出現暖平流,並進而形成暖鋒,在系統西北側暖鋒鋒前有大量的降水雲系發展,其長度較冷鋒雲更短、更不規則,但其寬度較大,總降水強度較大。
冷暖氣團在温帶氣旋中心產生輻合抬升進而在此處出現中等強度的積雨雲團,和旋轉上升氣流,進而帶動高層槽線的發展,當系統貫通上下結構且槽後冷流不再繼續加強後則認為達到其成熟期(囚錮期)。這一階段在雲圖上表現為系統中心出現中高雲系,同時冷鋒雲系加長、變窄,暖鋒雲系加厚、變寬,同時整體逐漸轉為呈現逗號形態,在冷鋒雲後可見大片晴空區。

温帶氣旋成熟期

成熟期(囚錮期)時氣旋發展至最盛時期,自地面到500毫巴高度均已成為圓形閉合環流。地面冷鋒逐漸追上暖鋒,並將地面暖空氣上抬,氣旋開始錮囚。這時,雲雨範圍最大,強度加強,風力增大,天氣變化最劇烈。但由於地面已為冷空氣所佔據,成為冷性渦旋,因而氣旋開始減弱。在此期間,温帶氣旋在衞星雲圖上表現為雲系後部有明顯幹舌,螺旋結構明顯。雲帶伸至渦旋中心。此時的冷平流已經不再加強,冷鋒懸臂的遠端常會甩出大量的正渦小氣旋,諾條件適合可以發展為熱帶系統甚至新的温帶氣旋。而暖鋒則維持原來大量降水的狀態,同時雲層進一步加厚。
系統的中心出現囚錮鋒,在北半球一般都是冷性囚錮鋒,此時如若緯度較高或先前的基礎温度較低,則很有可能會出現暴風雪或持續性強降雪天氣,這也是温帶氣旋對於地面影響最大的階段。從高層來看,這一階段的温帶氣旋高空主要還是以西風槽為主,且一般都已經加深至2000KM以上,其中少部分可能會有切斷低渦存在,則這時底層温氣的強度更強,冷平流更強,中心輻合抬升更明顯。從雲圖上看,此時的温帶氣旋和發展期後期的狀態並無二樣,只是中心附近出現了3/4圈捲入,其中缺口一般位於西南象限(有些也有過此圈數的,一般存在於高空冷渦誘生),從水汽圖上可以明顯的看到冷鋒鋒前是暖濕區域控制,暖鋒鋒後到達巔峯,而冷鋒鋒後為大片的幹區,冷鋒內部的水平温度梯度氣壓梯度很大,濕度相差通常達到40以上。

温帶氣旋消亡期

氣旋發展的最後階段,暖空氣僅殘留在地面東南角,低層整個氣旋中心輻合加強,地面加壓,已變為冷性渦旋,低壓中心部位開始被填塞。從地面到500毫巴左右的閉合環流減弱,上升運動已消失,氣旋減弱,以至消亡。在此期間,温帶氣旋在衞星雲圖上表現為幹舌伸到氣旋中心,螺旋雲帶圍繞中心旋轉一週以上,高低空環流中心與雲系渦旋中心重合。隨着温帶氣旋進入囚錮階段,槽後冷平流已經不在加強,系統斜壓能逐漸被消耗,暖鋒也開始進入鋒消階段。
隨着暖鋒的減弱消失,系統的抬升柱開始減弱,除了東南側外其他地區逐漸被冷氣團控制,同時因為中心依然慣性維持低壓輻合,於是系統整體轉為冷心輻合結構,中心氣壓開始快速回升,進一步加強了暖平流的減弱,逐漸進入惡性循環。當水汽圖上的幹舌控制中心時,則可以認為系統已經轉為冷心結構,從而判定系統不再屬於温帶氣旋類別,此後弱冷平流減弱,則系統將回歸鋒面性質,而如果冷平流依舊,則系統將成為一冷性氣團,逐漸轉化為地面非典型的冷高壓態勢(高空槽)。
這幾個階段,為單個氣旋的生命史。從初生到開始消亡平均需2天,長者可達6天,東亞和我國的鋒面氣旋的發展過程,一般為3天左右,短的約1天,長的約4~5天。 [2-3] 

温帶氣旋特徵

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温帶氣旋,顧名思義既有温帶的特徵又有氣旋的特徵,這在其結構上表現為:
1、 温帶性:冷鋒和暖鋒並存、高空西風帶槽線;
2、 氣旋性:冷暖平流氣旋性捲入、中心有輻合上升氣流。

温帶氣旋誘生系統

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1、 中尺度輻合系統MCC:
作為温帶氣旋最常見的誘生系統之一,MCC常出現在冷鋒懸臂的末端,特別是長懸臂的東西向區域,此區域內的冷流常常因為距離水平動力中心過於遙遠而移動緩慢,無法有效的支持鋒面的繼續維持而出現崩潰,從而使得暖濕氣流在此處快速突破北上,並阻隔剩餘的冷鋒懸臂形成一個閉合的低壓環流,這就是MCC系統的雛形。
而當該系統出現後,隨着冷流的減弱和動力能量的消耗,環流內部的冷心氣團逐漸被加熱抬升,直到其作為冷氣團的物理性質消失,此時我們認為該MCC系統成型,對於此類系統,一般其將繼續發展,並沿着剩餘鋒面向温帶氣旋中心移動,造成冷鋒鋒面上的不規則降水中心。
當系統在逐漸北移的過程中逐漸落後於冷鋒懸臂而進入冷平流控制地區,則有可能會出現類似熱帶氣旋變性期的狀態而新成新的小的温帶氣旋,這類氣旋形成之初變受到強勢冷平流的影響向鋒面合併,最後化作鋒面的一部分。特別值得注意的是,當MCC系統在冷鋒懸臂末端大量出現時,我們可以認為該地區出現了“氣旋族”,但注意要區別對待於母温帶氣旋的“氣旋族”。
2、 冷鋒颮線:
眾所周知,冷鋒是一個温帶氣旋中最強烈的鋒面地區,由常年平均來看,當温帶氣旋發展
到成熟期時該地區常會出現颮線系統,且颮線呈現多波次,高強度的特點,其中有些強烈發展的颮線的陣風鋒風速可以達到甚至超過12級,此地區為温帶氣旋除了中心外風速最高的地方。
3、 冷湧和誘生擾動:
冷湧,熟悉熱帶系統的讀者都知道指中緯度地區變性的冷氣團南下,抬升暖流在熱帶系統周圍引爆對流的一種情況,而冷湧誘生擾動則是少之又少的一種情況,一般只出現在西北太平洋盛夏季節的中低緯度地區。
當一個温帶氣旋的冷鋒懸臂斷裂出一個MCC系統南下進入熱帶洋麪,而後當重現組成的鋒面再次因為特別強勢的補充冷流而斷裂時,一般很難形成第二個MCC系統,此時變性的冷平流就會南下進入之前的MCC中,激發大量的對流並逐漸形成輻閤中心和擾動系統,此時如果周圍環境合適,且水温又足夠的話,很可能會就此形成一個熱帶擾動,甚至發展為一個熱帶氣旋。 [2] 

温帶氣旋發展帶

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一般只會在北緯和南緯30至60度的温帶海面發展和影響近海陸地,但也有極少數於低緯度地區(例如中國
的華南至華東沿海)的熱帶氣旋移近內陸受冷空氣影響而轉化為温帶氣旋(例:台北浣熊和熱帶風暴海高斯)。從全球歷年平均來看,南半球在比西風環流稍偏北的地方存在明顯的温帶氣旋生成區,且貫通整個南半球範圍。而北半球範圍內,温帶氣旋的產生主要集中在一下幾個地區:
1、西伯利亞地區:
該地區的温帶氣旋更多由北冰洋極渦南下,或誘生出西風長波槽南下,在河道到貝加爾湖一帶形成温氣的雛形,而後東移進入日本海、鄂海地區強烈發展並達到巔峯狀態,最後併入阿留申渦登陸北美阿拉斯加地區減弱消散。同時也有從阿爾泰地區開始形成,在我國東部達到最強,並明顯影響我國的鋒面温帶氣旋。
2、北美東北部:
該地區的成因主要是阿留申分裂流出和北美極渦南下的共同影響,在高空構成橫槽態勢,同時底層墨西哥灣水汽沿着中美大平原北上,在科迪勒拉山系東側形成的背風坡低壓區形成輻合,最後導致北美大平原北部加拿大地盾處形成廣大的低壓區,系統東移後受到常年存在的北美大槽的影響加強進入北大西洋,而後在冰島附近達到最強並東移登陸西歐沿海。  活躍在中國的温帶氣旋,主要有兩個較為集中的地帶,一個在北緯25一35°,如江淮氣旋、東海氣旋和台灣氣旋等;一個在北緯45-55°,如蒙古氣旋、東北氣旋、黃河氣旋和黃海氣旋等。 [2] 

温帶氣旋影響

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温帶氣旋平均半徑為1500KM,其範圍一般在500~3000km左右。温帶氣旋的影響不侷限在温帶地區,一些大的温帶氣旋也能影響到亞熱帶和熱帶地區。温帶氣旋主要集中於暖濕氣流的上升區,也即中西西北側-東北側以及暖鋒的附近,當然冷鋒上也會有冷鋒切變雲系出現,這裏一般具有整個風暴最強的降水率,但雨帶寬度也差不多是全氣旋最小。而在冷鋒前暖鋒後的寫片地區被成為氣旋暖區,其內部一般盛行西南風,且常出現倒槽,是積狀雲團發展的好地方,也常常會有颮線之類的強烈中小尺度系統出現。
温帶氣旋對於西風的波動有較大的影響,較強的温帶氣旋甚至能影響到中低緯度熱帶系統的活動(冷鋒冷湧、高空冷渦誘生擾動)。總而言之,温帶氣旋,作為春秋季影響我國北方最主要的天氣系統,是中緯度底層天氣變幻過程中最主要的中尺度系統之一,其強度變化和移動常常對於近地面有不可估量的印象,所以認真地分析温帶氣旋所處的狀態和周圍環流的變化,可以大致的預估到下一步周圍各地的天氣都會發生的各種變化,最對於氣象預報來説是至關重要的。 [2] 

温帶氣旋海上温帶氣旋

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海上温帶氣旋是在温帶海上形成或移動的、中心氣壓低於四周的大氣旋渦。北(南)半球氣旋範圍內的空氣呈逆(順)時針方向旋轉,它的強度可用中心氣壓或最大風速表示。海上温帶氣旋的中心氣壓一般為970~1010毫巴,強者可低達920毫巴,海面最大風速可超過30米/秒。温帶氣旋的範圍大,風區長,可在海上形成大風、降水和雷暴等危險天氣和巨浪,在冬季有時也能引導低壓後部的冷空氣南下,形成寒潮天氣,嚴重威脅海上航行和漁業生產,這是温帶海上重要的災害性天氣系統之一。
對温帶氣旋的性質、結構和成因的研究,始於19世紀初,但直到20世紀初,皮耶克尼斯父子創立了極鋒學説之後,才奠定了氣旋的發生和發展的理論基礎。氣旋可分為有鋒面的和無鋒面的兩種。海上温帶氣旋多屬有鋒面的氣旋,其温度分佈是不對稱的。在北半球,鋒面氣旋的中心軸線通常向西北方向傾斜,強度自地面向上逐漸減弱。鋒面氣旋的發展,一般經歷了初生、發展和消亡3個階段。由於海面的摩擦力小,空氣向氣旋中心彙集得少,因此,海上更有利於氣旋的發展,從大陸移至海上的氣旋經常再度增強,特別是在海洋鋒區上空,由於斜壓性強(見斜壓大氣),更容易生成氣旋或使氣旋增強。
亞洲和美洲東部近海,是北半球海上温帶氣旋活動最盛的兩個海區。就中國近海和西北太平洋海區而論,20°N以北的海區,全年均可受到温帶氣旋的影響。中國近海氣旋的統計結果表明:3~5月的氣旋活動最多,為全年的最盛季節;1月和12月為全年氣旋活動最少的月份。
就全年來説,影響中國近海的温帶氣旋,主要發生在兩個地區:①從中國長江中下游到日本南部海上;②從蒙古中部到中國東北的大興安嶺東側。這兩個温帶氣旋的生成區恰和出現在東亞和西北太平洋上的南北兩條主要鋒帶一致。氣旋生成後,它們的移動方向基本上和對流層中層氣流的方向一致,稱動速度和對流層中層的氣流速度成正比。西北太平洋温帶氣旋的路徑主要有 3條:①自西向東;②自西南向東北;③先由西北向東南,然後折向東北。但不論朝哪個方向移動,如果鋒面氣旋在移動中並不消失,最終都要向阿留申羣島及其以東的洋麪移去,到了那裏,鋒面氣旋就錮囚了。

温帶氣旋温帶反氣旋

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温帶反氣旋是指生成和活動於中高緯、温帶地區的高氣壓系統。從氣壓場看是中心氣壓高於四周,並有閉合等壓線的高壓系統。從風場看,在北半球高壓區內,風繞高壓中心作順時針旋轉。因此也稱為反氣旋。温帶反氣旋一般生成在高緯地區並由冷氣團組成,在合適的大氣環流引導下,向南或東南移動。影響中、低緯地區,成為一次冷空氣活動。有時可達到寒潮強度。所以,也稱冷性反氣旋
温帶反氣旋的水平範圍一般達幾千公里,有時可佔據我國大部地區。其生命史大體分為:
初生階段,發展階段和消亡階段。温帶反氣旋從高緯向東南移動時,其前部由於與暖氣團相交,常常形成冷鋒。所以,常有云系或風、雨天氣。但當冷鋒過境,受温帶反氣旋控制時,特別在反氣旋中心附近,則主要是晴好天氣。冬季常會形成霜凍 [2]  [4] 

温帶氣旋研究方法

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對温帶氣旋的研究方法大致可以歸納為兩類:一是根據氣旋的天氣學定義,利用氣旋客觀識別與追蹤算法判定追蹤氣旋,進而研究其頻數、路徑和強度的變化特徵;二是依據長序列的小時變壓資料,利用百分位數等極端事件的分析方法來探討氣旋活動特徵。研究中常應用NCEP/NCAR再分析海平面氣壓場資料、ERA-40再分析海平面氣壓場資料和測站氣壓觀測資料。 [5-7] 
氣旋的自動識別和追蹤算法,主要基於温帶氣旋的客觀定義,即依靠對再分析海平面氣壓場的低壓中心的客觀識別。通過比較氣旋中心格點與其周圍格點值的大小,判別低壓中心;對不同研究區域針對氣旋中心格點值與其周圍格點值的平均差值滿足一定的閾值使低壓中心達到一定的強度。另外,氣旋中心一般至少要連續存茌12 h或24 h。氣旋路徑追蹤程序可用來判別一個氣旋是新生的或是從上一時次移動過來的。 [8]  [9-10] 

温帶氣旋變化趨勢

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研究表明,全球變暖的一個潛在影響即是温帶氣旋頻數或強度的改變。 [11]  近些年大量的研究表明,在20世紀後半葉,北半球冬季氣旋頻數在高緯度(60°~90°N)增加,而在中緯度(30°~60°N)明顯減少,這意味着風暴路徑有向北偏移的趨勢,同時氣旋活動強度在中、高緯度都在增加。 [11]  [12] 
在北大西洋和北太平洋兩個氣旋多發區,20世紀70年代以後冬季強氣旋(中心氣壓值≤970 hPa)事件有顯著的增加, [13]  [14]  尤其是在北大西洋和西太平洋地區,冬季氣旋頻數、氣旋強度和加深率都在增加。 [10]  [12]  而值得注意的是東太平洋和北美大陸卻表現出許多相反的變化特徵,而且大西洋和太平洋氣旋活動的年代際變化還展示出南北的偶極子型。 [12] 

温帶氣旋成因分析

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全球變暖的影響
1979-2001春季蒙古氣旋沙塵暴日數年際變化 1979-2001春季蒙古氣旋沙塵暴日數年際變化 [8]
在全球變暖的進程中,北半球冬季氣温的升高趨勢最為劇烈,尤其在中高緯度地區更為明顯。McCabe et al提示冬季氣旋頻率的變化與北半球冬季温度的變化有較好的相關,具體表現為北半球冬季温度與中緯度(30°~60°N)氣旋頻率呈負相關而與高緯度(60°~90°N)氣旋頻率呈正相關,兩種相關均較顯著且前者的相關更強。由此可見,全球變暖可能造成高緯度氣旋活動增加,而中緯度氣旋活動減少,這支持了全球變暖可能導致北半球氣旋路徑向北偏移的假設。 [11] 
與中緯度斜壓波的關係
Geng et al.應用主分量分析得到,在1958-1998年,北大西洋地區氣旋活動與對流層低層大尺度斜壓性關係密切。同時,他們通過研究渦動最大增長率(一個表示斜壓性的參數)和200 hPa的緯向風指出,在北大西洋的北部對流層低層大尺度斜壓性和急流都在增強,兩者的變化對應北大西洋的氣旋活動,即斜壓性和急流的增強與北大西洋的北部氣旋頻數昀增加、氣旋加深率、移動速度和中心氣壓的增強相一致;Graham et al.的研究表明,北半球中緯度斜壓波活動在過去的40 a已經增加,氣旋活動的增強明顯是由於北太平洋中部對流層上層風和垂直風切變的增加所致。 [10]  [14] 
850hPa年平均氣温變化 850hPa年平均氣温變化 [8]
與北大西洋濤動的關係
Geng et al.應用主分量分析得到1958-1998年北大西洋地區氣旋活動與北大西洋濤動(NAO)的關係,北大西洋的北部氣旋頻數的增加,氣旋加深率、移動速度和中心氣壓的增強也與北大西洋濤動(NAO)指數的變化相一致,即大西洋氣旋頻率與NAO相關明顯。這與Graham et al.和Gulev et al.的研究結果一致,值得注意的是20世紀70年代中期NAO的轉變,導致與之相聯繫的歐洲風暴路徑有相當大的變化。 [10]  [12]  [14] 
與海温的關係
Lambert認為太平洋強氣旋事件的變化與赤道和中緯度的海温梯度有關,這種關係在大西洋中並不明顯。Graham et al.提出太平洋地區25°~40°N強氣旋增加也許與西北太平洋熱帶地區的海温增加有關。 [13]  [14] 
除上述因素外,Gulev et al.研究表明,太平洋北美型(PNA)的系統主要與東太平洋氣旋頻率有關,並且控刮海灣地區和北美海岸的氣旋活動。 [12] 
20世紀後半葉,北半球冬季温帶氣旋頻數在高緯度增加,而在中緯度明顯減少,即氣旋路徑有向北極偏移的趨勢,同時氣旋活動強度在中、高緯度都有所增強。在東亞地區,温帶氣旋的活動與沙塵暴變化密切相關,近50多年來,東亞地區氣旋活動也呈現出中高緯度增加,中低緯度減少的變化特點,特別是中國大部分地區強氣旋事件的減弱趨勢與近半個世紀以來中國沙塵天氣的減少趨勢相對應。
人類活動造成的全球變暖可能是導致北半球氣旋路徑向北偏移的主要原因。另外,對流層低層大尺度斜壓性、急流和北大西洋濤動(NAO)也是影響北大西洋地區氣旋活動的重要因素。
[8] 
參考資料
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  • 3.    S.佩特森.《天氣分析和預報》:科學出版社,1958
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  • 7.    Zou X,Alexander L V, Parker D, et al.Variations in severe storms over China:Geophys. Res. Lett.,2006
  • 8.    王新敏,鄒旭愷,翟盤茂 .北半球温帶氣旋的變化: 《氣候變化研究進展》,2007
  • 9.    Serreze M C, Carse F, Barry R G, et al..Icelandic low cyclone activity: climatological features, linkages with the NAO, and relationships with recent changes in the Northern Hemisphere circulation :J. Climate,,1997, 10: 453-464
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