北半球溫帶氣旋客觀研究方法及模擬和預(yù)估的研究進(jìn)展

張穎嫻　丁一匯

北半球溫帶氣旋客觀研究方法及模擬和預(yù)估的研究進(jìn)展

張穎嫻丁一匯

（國(guó)家氣候中心，中國(guó)氣象局，北京 100081）

溫帶氣旋是影響中高緯度地區(qū)大范圍天氣氣候變化的重要天氣系統(tǒng)之一，研究其氣候特征、活動(dòng)規(guī)律和變化趨勢(shì)對(duì)改進(jìn)天氣預(yù)報(bào)和理解全球氣候變化具有重要意義。從主要溫帶氣旋的識(shí)別方法、當(dāng)前氣候時(shí)期溫帶氣旋的變化、氣候情景下未來(lái)溫帶氣旋變化的預(yù)估以及不確定性分析等4個(gè)方面，全面回顧了北半球溫帶氣旋的研究進(jìn)展：（1）20世紀(jì)80年代后，基于再分析數(shù)據(jù)和大氣環(huán)流模式（GCM）的發(fā)展，溫帶氣旋研究從主觀分析開(kāi)始向客觀識(shí)別方法發(fā)展；（2）再分析和模式數(shù)據(jù)均顯示北半球存在兩個(gè)溫帶氣旋主活動(dòng)中心和兩個(gè)次活動(dòng)中心，主活動(dòng)中心分別位于北太平洋和北大西洋地區(qū)，次活動(dòng)中心分別位于地中海和蒙古地區(qū)；（3）在人類活動(dòng)影響的氣候變化情景下，大多數(shù)模式模擬得到北半球大部分地區(qū)溫帶氣旋數(shù)目將減少，個(gè)別地區(qū)的溫帶氣旋數(shù)目將增加；（4）由于不同研究中對(duì)閾值、物理量和大氣層的選取存在差異，這使得對(duì)當(dāng)前氣候時(shí)期和GCM模擬研究中的溫帶氣旋及其變化和趨勢(shì)問(wèn)題還存在許多不確定性。因此，目前亟待解決的問(wèn)題是對(duì)于溫帶氣旋的不同研究方法和研究結(jié)果做更多具體的比較分析，從而給出對(duì)溫帶氣旋更深入的認(rèn)識(shí)。

溫帶氣旋，客觀判定和追蹤方法，溫帶氣旋的氣候態(tài)特征和變化，氣候情景

0　引言

溫帶氣旋是出現(xiàn)在南、北半球中高緯度地區(qū)具有斜壓性的低壓渦旋，在全球大氣環(huán)流中起著重要的作用，熱帶和極地之間的熱量、水汽和動(dòng)能傳輸，很大程度上都通過(guò)溫帶氣旋的移動(dòng)和發(fā)展來(lái)實(shí)現(xiàn)。另外，溫帶氣旋是影響中高緯度地區(qū)大范圍天氣變化的重要天氣系統(tǒng)之一，溫帶氣旋及其鋒面系統(tǒng)，受斜壓不穩(wěn)定驅(qū)動(dòng), 能夠造成明顯或激烈的天氣現(xiàn)象，如極端溫度、極端強(qiáng)降水、強(qiáng)風(fēng)暴和風(fēng)暴潮等, 造成生命和財(cái)產(chǎn)的巨大損失。亞洲、北美東部、北太平洋和北大西洋是北半球溫帶氣旋活動(dòng)最頻繁的地區(qū)。我國(guó)地處東亞大陸，受東亞溫帶氣旋影響劇烈。溫帶氣旋活動(dòng)時(shí)常伴有冷空氣的侵襲，降溫、風(fēng)沙、雪、霜凍、大風(fēng)和暴雨等天氣現(xiàn)象隨之而來(lái)。東亞氣旋的活動(dòng)范圍廣泛，其移動(dòng)和發(fā)展帶來(lái)的影響能從我國(guó)內(nèi)陸一直延伸至西太平洋的遼闊海域。因此，研究溫帶氣旋的氣候特征、活動(dòng)規(guī)律和變率趨勢(shì)對(duì)理解東亞乃至全球的天氣、氣候變化以及極端氣候事件具有重要意義。

早在100多年前，菲茨洛依就對(duì)溫帶氣旋中地面氣流結(jié)構(gòu)作了較真實(shí)的描述。第一次世界大戰(zhàn)之后，隨著地面觀測(cè)網(wǎng)的擴(kuò)充，挪威學(xué)派在總結(jié)和吸取過(guò)去研究成果的基礎(chǔ)上提出了挪威氣旋模式，第一次概括出氣旋內(nèi)三維空氣運(yùn)動(dòng)、降水和地面鋒面之間關(guān)系的天氣學(xué)模式，為短期預(yù)報(bào)提供了理論基礎(chǔ)，在氣象學(xué)發(fā)展中起著重大的作用。到了20世紀(jì)30年代，由于高空觀測(cè)網(wǎng)的建立，發(fā)現(xiàn)了高空波動(dòng)及高空波動(dòng)與溫帶氣旋之間的聯(lián)系，從而使氣象學(xué)家對(duì)溫帶氣旋的發(fā)生發(fā)展、大尺度結(jié)構(gòu)以及能量收支等有了較深入的認(rèn)識(shí)[1]。之后提出的一些氣旋發(fā)展理論和觀測(cè)結(jié)果至今仍是預(yù)報(bào)的主要依據(jù)，其中Petterssen[2]和Palmén等[3]對(duì)此做了全面的總結(jié)。對(duì)于溫帶氣旋的氣候?qū)W研究，早期的學(xué)者主要依靠人工主觀判斷來(lái)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，隨著再分析數(shù)據(jù)和天氣氣候模式的發(fā)展，20世紀(jì)80年代以后氣象學(xué)家開(kāi)始嘗試用數(shù)值算法來(lái)客觀判定和追蹤溫帶氣旋，目前已成為溫帶氣旋研究的客觀方法之一?？陀^方法的發(fā)展使得客觀分析溫帶氣旋變化以及利用氣候模式模擬和預(yù)估溫帶氣旋成為可能。

本文從溫帶氣旋的客觀研究方法（第二部分）出發(fā)，對(duì)主要方法進(jìn)行總結(jié)，在第三和第四部分分別討論用客觀方法分析當(dāng)前氣候時(shí)期北半球溫帶氣旋強(qiáng)度和數(shù)目的變化情況，以及溫帶氣旋模擬和氣候情景下未來(lái)預(yù)估的研究進(jìn)展，最后在第五部分給出了全文的總結(jié)及對(duì)未來(lái)溫帶氣旋研究工作的展望。

1　溫帶氣旋的客觀識(shí)別和追蹤方法研究

1.1溫帶氣旋的客觀識(shí)別

早期溫帶氣旋的判定和追蹤主要依靠人工分析天氣系統(tǒng)來(lái)實(shí)現(xiàn)[4-7]，人工分析方法的優(yōu)勢(shì)在于，經(jīng)驗(yàn)豐富的預(yù)報(bào)員能較好地分析復(fù)雜的天氣系統(tǒng)，但人工分析在判定氣旋位置和數(shù)字化過(guò)程中不可避免地會(huì)產(chǎn)生隨機(jī)誤差，而且人工方法需要消耗大量的時(shí)間，這都是人工方法趨于淘汰的原因。因此，在再分析數(shù)據(jù)和天氣氣候模式發(fā)展的基礎(chǔ)上，利用逐日海平面氣壓場(chǎng)或高度場(chǎng)判定和追蹤溫帶氣旋的客觀數(shù)值算法[8-10]發(fā)展了起來(lái)。Rice[11]第一個(gè)將客觀判定溫帶氣旋的算法應(yīng)用于格點(diǎn)數(shù)據(jù)。之后的幾十年中，更成熟的客觀方法被科學(xué)家們發(fā)展并采用，比如，Wernli等[12]發(fā)展了一個(gè)通過(guò)在氣壓局地最小值周?chē)阉鏖]合等值線的數(shù)值算法。除此之外，溫帶氣旋的客觀研究也逐漸應(yīng)用于高分辨率的全球及區(qū)域氣候模式[13-14]。

天氣尺度系統(tǒng)的強(qiáng)度通常用模式、再分析等海平面氣壓場(chǎng)或高度場(chǎng)的帶通（band-pass）時(shí)間序列的變化來(lái)表征[15-20]。這種帶通統(tǒng)計(jì)分析方法常被用于分析與低頻振蕩（如北大西洋濤動(dòng)）有關(guān)的風(fēng)暴路徑，分析人為溫室氣體效應(yīng)下風(fēng)暴活動(dòng)的變化[21-24]等方面的研究。這種方法的不足之處在于它沒(méi)有辦法考慮單個(gè)風(fēng)暴系統(tǒng)本身的特征，如加深速率、生命期和傳播速率[19,25-26]，以及單個(gè)風(fēng)暴體的自身結(jié)構(gòu)[27]等。

在大多數(shù)的研究中，一般將海平面氣壓場(chǎng)的局地最小值或?qū)α鲗拥蛯訙u度場(chǎng)的局地最大值定義為溫帶氣旋的中心[28-32]。K?nig等[33]在研究中將這兩種指標(biāo)聯(lián)系了起來(lái)，共同識(shí)別溫帶氣旋。Murray等[34]、Haak等[35]和Jung等[36]將迭代和插值方法也應(yīng)用到了溫帶氣旋的客觀判定中。另外，Benestad等[37]在截?cái)喔道锶~級(jí)數(shù)的基礎(chǔ)上發(fā)展了一個(gè)微積分氣旋的客觀判定方法。依賴于海平面氣壓場(chǎng)來(lái)識(shí)別溫帶氣旋往往在高海拔地區(qū)會(huì)由于垂直外推和模式數(shù)據(jù)中地形差異的影響而產(chǎn)生不可靠的結(jié)果，因此多數(shù)研究者忽略了高海拔地區(qū)的溫帶氣旋系統(tǒng)[38]。將海平面氣壓場(chǎng)的局地最小值作為判定溫帶氣旋的指標(biāo)會(huì)漏掉一些小尺度的系統(tǒng)[39]，這些小尺度系統(tǒng)往往出現(xiàn)在快速移動(dòng)的氣旋過(guò)程中，或氣旋的生成和消亡階段[40-41]。在一些地區(qū)，中緯度氣旋和一些低壓系統(tǒng)有著不同的結(jié)構(gòu)和特征，比如季風(fēng)低壓和局地?zé)岬蛪旱萚7]。相比而言，最大局地渦度指標(biāo)可以判定到小尺度的系統(tǒng)，但最大局地渦度有時(shí)往往同局地氣壓最小不一致，并且會(huì)判定到一些人工判定中不存在的系統(tǒng)。高分辨率的渦度場(chǎng)又包含較多的噪聲，諸如鋒面等結(jié)構(gòu)可能被分解[41]，因此采用渦度來(lái)追蹤溫帶氣旋時(shí)，常常需要做許多平滑和降低分辨率的工作。一般而言，研究者通過(guò)和實(shí)際天氣過(guò)程比較來(lái)檢驗(yàn)數(shù)值算法再現(xiàn)氣旋氣候形態(tài)的能力。Haak等[35]還通過(guò)計(jì)算客觀識(shí)別與人工識(shí)別的溫帶氣旋的中心強(qiáng)度及位置的偏差，檢驗(yàn)客觀數(shù)值算法識(shí)別氣旋過(guò)程的能力。

1.2 溫帶氣旋的追蹤

溫帶氣旋的追蹤通常將當(dāng)前時(shí)刻客觀判定的氣旋系統(tǒng)分配給下一時(shí)刻客觀判定的氣旋系統(tǒng)，這種分配需要在一定區(qū)域內(nèi)搜索最可能的下一時(shí)刻客觀判定的氣旋系統(tǒng)[42-45]。Alpert等[46]、K?nig等[33]、Ueno[30]和Blender等[47]以當(dāng)前時(shí)刻氣旋位置為中心，擇取一定的距離為半徑，搜索下一時(shí)刻的氣旋位置。Geng等[48]和Raible[49]在所確定的半徑內(nèi)，搜索最近距離的氣旋位置為氣旋路徑，若搜索半徑內(nèi)沒(méi)有客觀判定的氣旋，則此氣旋消亡。Murray等[34,40]和Haak等[35]將局地引導(dǎo)氣流的影響應(yīng)用到搜索下一時(shí)刻氣旋位置的研究中。通過(guò)追蹤確定的溫帶氣旋過(guò)程可以研究和探討氣旋過(guò)程的加深速率、移動(dòng)速度和生命期等特征。在追蹤的基礎(chǔ)上，爆發(fā)性溫帶氣旋的研究也有了可能[27,50-51]。

一些研究者[41,48,52-56]用客觀方法研究發(fā)現(xiàn)客觀判定的溫帶氣旋數(shù)目在北半球中緯度大洋盆地有極大值（圖1），這些地區(qū)與風(fēng)暴路徑的分布是一致的。就北半球溫帶氣旋的氣候特征來(lái)看，北半球的北大西洋和北太平洋是主要的氣旋活動(dòng)區(qū)，冬季這兩個(gè)區(qū)域的氣旋強(qiáng)度變化有較強(qiáng)的相關(guān)性[57]。氣旋的次活動(dòng)區(qū)分別在亞洲和地中海地區(qū)，北半球冬季氣旋活動(dòng)最強(qiáng)，夏季氣旋活動(dòng)最弱。冬季大洋西海岸氣旋的最大加深速率最大，且移動(dòng)速度最快，而高海拔的下游地區(qū)是主要的氣旋生成和消亡區(qū)，如落基山、格陵蘭、阿爾卑斯山、西藏和日本的下游地區(qū)等[39,58]。

2　當(dāng)前氣候時(shí)期北半球溫帶氣旋的變化研究

2.1北半球溫帶氣旋的整體變化

就北半球溫帶氣旋的整體變化來(lái)看，Mccabe等[59]認(rèn)為20世紀(jì)50年代末之后北半球冬季（11月—次年3月）氣旋發(fā)生頻數(shù)在高緯度增加, 而在中緯度明顯減少, 這意味著風(fēng)暴路徑有向極偏移的趨勢(shì)，而全球變暖很可能是造成溫帶氣旋頻數(shù)和強(qiáng)度變化的主要原因。Raible等[60]的研究結(jié)果更加確定了北半球風(fēng)暴頻率同北半球冬季溫度有很強(qiáng)的相關(guān)性，全球變暖很可能是北半球風(fēng)暴路徑北移的一個(gè)重要原因。1958—1999年，北半球冬季溫帶氣旋各氣候特征呈現(xiàn)年際和年代際的變化，其中東太平洋和北美地區(qū)溫帶氣旋的強(qiáng)度、發(fā)生頻率和加深速率呈現(xiàn)減弱、減小和減慢的趨勢(shì)，西太平洋和大西洋地區(qū)溫帶氣旋的這些特征則呈現(xiàn)相反的變化趨勢(shì)。大西洋地區(qū)氣旋頻率同北大西洋濤動(dòng)（NAO）相關(guān)性大，并且反映出了20世紀(jì)70年代NAO位相的轉(zhuǎn)換；東太平洋氣旋頻率同太平洋北美型（PNA）遙相關(guān)有著很大的相關(guān)性[54]。

2.2北半球主要活動(dòng)區(qū)的溫帶氣旋變化

Schneidereit等[61]利用ERA40再分析數(shù)據(jù)對(duì)冰島地區(qū)的溫帶氣旋進(jìn)行了研究分析，結(jié)果表明1958—2001年冰島地區(qū)氣旋數(shù)目呈現(xiàn)增加趨勢(shì)，這一結(jié)論和Bartholy等[62]的結(jié)論有著較大的一致性。Serreze等[63]采用客觀判定和追蹤方法對(duì)1952—1989年北冰洋地區(qū)的氣旋活動(dòng)進(jìn)行了分析，結(jié)果表明冬季氣旋活動(dòng)頻繁，最強(qiáng)的氣旋系統(tǒng)基本上都出現(xiàn)在冰島和挪威的海域，冬季氣旋的移動(dòng)路徑主要是從挪威移向北冰洋；夏季氣旋活動(dòng)和冬季類似，只是在加拿大和北極的海域，氣旋活動(dòng)比冬季加強(qiáng)；冬季氣旋的中心氣壓值比夏季時(shí)平均弱5～10hPa；對(duì)于氣旋的變化來(lái)說(shuō)，春季、夏季和冬季的溫帶氣旋數(shù)目呈現(xiàn)出增加的趨勢(shì)。另外，Serreze[64]還對(duì)北冰洋地區(qū)1973—1992年氣旋的氣壓傾向、最大加深速率、氣旋生成和消亡進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析。冰島低壓地區(qū)的氣旋活動(dòng)與NAO之間有著一定的聯(lián)系，當(dāng)NAO極端負(fù)位相時(shí)，冷季節(jié)的氣旋發(fā)生是常年的兩倍，并且強(qiáng)度減小，但氣旋生成位置和氣旋最大加深速率與常年相同[52]；NAO正位相時(shí)，冷季節(jié)冰島地區(qū)的氣旋沒(méi)有明顯的增加現(xiàn)象，但是60°N以北地區(qū)的氣旋活動(dòng)無(wú)論是冷季節(jié)還是暖季節(jié)都顯著增加，特別是北冰洋和加拿大附近的海域，這種現(xiàn)象和降低的平均海平面氣壓有關(guān)。Zhang等[65]認(rèn)為從中緯度地區(qū)移動(dòng)進(jìn)入北冰洋的溫帶氣旋使得北冰洋地區(qū)溫帶氣旋數(shù)目增多和強(qiáng)度增強(qiáng)。另外，北冰洋氣旋活動(dòng)呈現(xiàn)顯著的低頻變化特征，20世紀(jì)60年代位于負(fù)位相，90年代位于正位相。

對(duì)于北大西洋區(qū)域，Sick-m?ller等[53]和Gulev等[54]通過(guò)對(duì)再分析數(shù)據(jù)的分析，得到北大西洋的溫帶氣旋數(shù)目呈現(xiàn)減少的變化趨勢(shì)，這一變化特點(diǎn)也同樣出現(xiàn)在了北太平洋地區(qū)。Blender等[47]采用一種拉格朗日方法，利用歐洲中心的高分辨率資料，對(duì)1990—1994年北大西洋/歐洲地區(qū)氣旋路徑進(jìn)行了分析，其將氣旋的移動(dòng)路徑分為三類：靜止、沿緯圈移動(dòng)、向北偏東方向移動(dòng)，統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)冬季靜止氣旋的數(shù)目呈增加的趨勢(shì)，原因可能是氣候變化引起的，但很大程度上也可能是再分析資料修訂引起的。Geng等[48]采用客觀判定和追蹤方法，利用歐洲中心1958—1998年再分析資料分析了冬季北大西洋溫帶氣旋的活動(dòng)密度、最大加深速率、移動(dòng)速度和中心氣壓梯度，結(jié)果表明這幾十年冬季北大西洋溫帶氣旋強(qiáng)度呈現(xiàn)增強(qiáng)的趨勢(shì)；氣旋密度大的區(qū)域氣旋強(qiáng)度大，移動(dòng)速率快，加深速率快；密度小的區(qū)域氣旋強(qiáng)度小，移動(dòng)速率慢，加深速率也慢，分析還表明，北大西洋溫帶氣旋的變化與對(duì)流層低層大尺度的斜壓波及NAO有關(guān)，北大西洋的SST也會(huì)影響氣旋的變化，但具體原因尚須進(jìn)一步研究。Trigo[66]的研究工作表明，歐洲北部呈現(xiàn)氣旋數(shù)目增加和歐洲中部呈現(xiàn)氣旋數(shù)目減少的變化特征。ERA40和NCEP數(shù)據(jù)的分析均體現(xiàn)出了這一結(jié)果，二者沒(méi)有明顯差異[66]。但并非所有再分析數(shù)據(jù)在各個(gè)地區(qū)均呈現(xiàn)相同或相似的變化，不同再分析數(shù)據(jù)在相同地區(qū)也會(huì)有相反的情況，這主要是原數(shù)據(jù)的差異造成的[37]。張穎嫻等[56]發(fā)現(xiàn)北大西洋/北美地區(qū)氣旋活動(dòng)頻率具有明顯的年際變化特征，整體呈現(xiàn)顯著的升高趨勢(shì)，但較高緯度和較低緯度地區(qū)呈現(xiàn)顯著相反的分布形式（圖2），北大西洋/北美地區(qū)呈現(xiàn)出較高緯度大氣斜壓性增強(qiáng)而較低緯度大氣斜壓性減弱的變化特征（圖3a和3b），大氣斜壓性的這種變化可能造成了北大西洋/北美地區(qū)風(fēng)暴路徑向高緯度偏移的變化特征。

北太平洋是溫帶氣旋非?；钴S的另一主要地區(qū)。Graham等[67]分析了過(guò)去50年北太平洋冬季氣旋的氣候特征和變化情況，發(fā)現(xiàn)強(qiáng)氣旋的頻率和強(qiáng)度顯著增加，與之相對(duì)應(yīng)的25°—40°N地面極端風(fēng)速值也顯著增加，阿拉斯加灣的氣旋型環(huán)流風(fēng)速由西北風(fēng)轉(zhuǎn)為了西南風(fēng)。加強(qiáng)的氣旋活動(dòng)明顯是由于對(duì)流層上層風(fēng)速的加強(qiáng)和加大的北太平洋中部垂直風(fēng)速切變?cè)斐傻模@些變化的原因很可能是由觀測(cè)到的年代際或更長(zhǎng)時(shí)間尺度的厄爾尼諾遙相關(guān)型的調(diào)整造成的。氣旋的變化是穩(wěn)定的，并不像其他氣候要素特征變化得那么突然，熱帶西太平洋海溫的增加是這些變化的一個(gè)合理原因，但仍有可能存在其他的原因機(jī)制。另外，F(xiàn)avre等[68]研究表明，東北太平洋地區(qū)溫帶氣旋自20世紀(jì)70年代之后強(qiáng)度呈現(xiàn)增強(qiáng)的趨勢(shì)，氣旋移動(dòng)的路徑向南偏移。這些變化的原因可能是季節(jié)性阿留申低壓氣壓偏低、北太平洋年代際振蕩呈正位相、北美西海岸海表溫度呈正距平以及太平洋中部氣壓呈負(fù)距平而引起的。熱帶太平洋海溫的正距平也是影響中緯度地區(qū)氣旋路徑南移的一個(gè)原因，向南偏移的氣旋路徑更有利于熱帶大氣的向北輸送，同時(shí)阻止了與反氣旋相關(guān)的極地氣團(tuán)的向南傳輸。北太平洋地區(qū)溫帶氣旋強(qiáng)度增強(qiáng)的現(xiàn)象同樣被Gulev等[54]和Simmonds等[69]發(fā)現(xiàn)。張穎嫻等[56]對(duì)北太平洋風(fēng)暴路徑的研究表明，北太平洋風(fēng)暴路徑同北大西洋具有相反的變化形式，即北太平洋20世紀(jì)后半葉風(fēng)暴路徑呈現(xiàn)向低緯度偏移的變化特征（圖4），該地區(qū)大氣斜壓性的同位相變化可以在一定程度上解釋風(fēng)暴路徑向低緯度偏移的原因（圖3c和3d）。

地中海地區(qū)的溫帶氣旋是次天氣尺度系統(tǒng)[70]，相比較北半球的其他低壓系統(tǒng)，地中海氣旋強(qiáng)度較弱，空間尺度較小，生命期也較短（小于大西洋天氣尺度系統(tǒng)，平均2～2.5d的生命期）。Trigo等[71]利用歐洲中心1979—1996年的高分辨率數(shù)據(jù)，采用客觀判定和追蹤方法研究分析了地中海地區(qū)的溫帶氣旋。氣旋的主要生成地區(qū)在愛(ài)琴海、熱那亞港灣和中東地區(qū)，其中中東地區(qū)正是亞洲夏季風(fēng)侵入地中海地區(qū)的必經(jīng)地，這也可能是中東地區(qū)氣旋頻繁生成的原因之一。熱那亞港灣地處山脈的下游，因此是背風(fēng)氣旋的主要源地。另外，研究表明，地中海地區(qū)氣旋的主要移動(dòng)路徑包括：冬季沿著伊比利亞半島從大西洋移入的氣旋路徑；夏季從阿特拉斯山脈向北非擴(kuò)展的氣旋路徑；熱那亞港灣附近復(fù)雜的氣旋路徑和向地中海東海岸移動(dòng)的氣旋路徑[71-72]。之后，Bartholy等[73]利用再分析數(shù)據(jù)對(duì)地中海西部地區(qū)氣旋活動(dòng)進(jìn)行了更長(zhǎng)時(shí)間序列（1957—2002年）的氣候特征分析，更加著重研究年際、年代際的變化。

2.3東亞溫帶氣旋的變化

2000年后，研究者開(kāi)始將客觀判定和追蹤方法應(yīng)用到東亞溫帶氣旋的研究中[74-78]。姚素香等[76]利用NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)和客觀識(shí)別方法分析得到蒙古地區(qū)春季（3—5月）氣旋活動(dòng)頻數(shù)存在明顯的年代際變化，20世紀(jì)50年代氣旋活動(dòng)頻數(shù)較少，60年代開(kāi)始到70年代后期氣旋活動(dòng)頻數(shù)較多，從70年代末至2000年又進(jìn)入一個(gè)氣旋活動(dòng)頻數(shù)較少的時(shí)期；貝加爾湖東部地區(qū)在50年代初氣旋活動(dòng)頻數(shù)較多，50年代中期到60年代中期氣旋活動(dòng)頻數(shù)較少，而60年代后期到70年代后期氣旋活動(dòng)頻數(shù)又較多，此后氣旋活動(dòng)頻數(shù)又逐漸減少；而我國(guó)東北地區(qū)氣旋頻數(shù)年代際變化并不十分明顯，只是氣旋活動(dòng)頻數(shù)在80年代以后年際變化幅度略大。王艷玲[74]以40°N為界劃分南方/北方氣旋，1948—2002年，北方氣旋主要活動(dòng)高頻區(qū)在蒙古－中國(guó)東北地區(qū)，活動(dòng)頻數(shù)有逐年減少的趨勢(shì)，5月和9月是北方氣旋活動(dòng)的峰值月；南方氣旋活動(dòng)頻數(shù)有逐年增加的趨勢(shì)，8月是南方氣旋活動(dòng)的峰值月。王新敏[77]的研究表明，東亞北方氣旋20世紀(jì)70年代中期到80年代，氣旋數(shù)目呈明顯增加態(tài)勢(shì)，80年代末到90年代又開(kāi)始回落；春季是一年中北方氣旋多發(fā)季節(jié)，冬季最少，5月發(fā)生頻數(shù)最多，1月發(fā)生頻數(shù)最少；90年代與80年代相比，北方氣旋高頻活動(dòng)中心明顯向北偏移，偏移了大概2個(gè)緯度；70年代末到90年代末，蒙古氣旋頻數(shù)減少、強(qiáng)度減弱。Zhang等[51]利用ERA40再分析數(shù)據(jù)補(bǔ)充獲得了東亞主要的氣旋活動(dòng)路徑（圖5），其中有2條海上氣旋活動(dòng)路徑，2條蒙古氣旋活動(dòng)路徑，1條黃河氣旋活動(dòng)路徑和1條江淮氣旋活動(dòng)路徑。另外，20世紀(jì)60年代至80年代中期40°—60°N、80°—140°E地區(qū)氣旋數(shù)目（北方氣旋）呈現(xiàn)增加的趨勢(shì)，而80年代中期之后溫帶氣旋數(shù)目則銳減，這主要是由于80年代以后該地區(qū)的大氣斜壓性減弱，更高緯度地區(qū)的大氣斜壓性增強(qiáng)，從而導(dǎo)致了氣旋源地的北移。較低緯帶（20°—40°N、110°—160°E）氣旋數(shù)目線性增加，這主要是由位于40°—55°N的北太平洋風(fēng)暴軸有向低緯度偏移的變化趨勢(shì)造成的[79]。

另外，爆發(fā)性溫帶氣旋也是一個(gè)研究的重點(diǎn)。當(dāng)位于φ緯度的氣旋24小時(shí)中心氣壓至少下降24×sinφ/ sin60°hPa時(shí)，我們稱這個(gè)氣旋為爆發(fā)性氣旋或氣象炸彈[80]。Zhang等[51]的研究表明東亞地區(qū)爆發(fā)性氣旋絕大多數(shù)都發(fā)生在東亞的東海岸，日本和西北太平洋上，極少數(shù)發(fā)生在內(nèi)陸。內(nèi)陸的爆發(fā)性氣旋主要集中在巴爾喀什湖西北方地區(qū)和蒙古地區(qū)。同北美內(nèi)陸地區(qū)相比較，東亞內(nèi)陸更不易發(fā)生爆發(fā)性氣旋。和北美地區(qū)相比，東亞內(nèi)陸地區(qū)的氣旋較少爆發(fā)性發(fā)展。東亞地區(qū)的風(fēng)暴數(shù)目少于北美地區(qū)，強(qiáng)度也弱于北美地區(qū)。

IPCC[81]通過(guò)總結(jié)研究者的科研結(jié)果，得到過(guò)去50年北半球極端溫帶氣旋的頻率和強(qiáng)度可能存在增加和增強(qiáng)的趨勢(shì)，風(fēng)暴路徑可能存在向極地移動(dòng)的變化特征。一些再分析數(shù)據(jù)的研究分析表明高緯度地區(qū)氣旋有增強(qiáng)的趨勢(shì)，但是由于對(duì)于觀測(cè)系統(tǒng)的變化將怎樣影響再分析數(shù)據(jù)中氣旋的加劇還沒(méi)有足夠的認(rèn)識(shí)，因此IPCC/AR4認(rèn)為對(duì)于溫帶氣旋的這些變化雖然有不少的共識(shí)但仍然具有較低的信度。另外，由于研究者采用的氣旋追蹤方法及再分析數(shù)據(jù)的不同，因此IPCC/ AR4也同樣認(rèn)為對(duì)于區(qū)域尺度上溫帶氣旋的變化研究者的共識(shí)較低。

3　氣候模式對(duì)北半球溫帶氣旋的模擬和預(yù)估研究

研究溫帶氣旋的客觀算法的目的之一，是將其應(yīng)用在GCM的模擬數(shù)據(jù)中，檢驗(yàn)?zāi)Ｊ侥M溫帶氣旋的能力和對(duì)未來(lái)溫帶氣旋可能變化的情景預(yù)估。研究GCM對(duì)溫帶氣旋的模擬可以幫助確定影響氣旋氣候態(tài)變化的原因和機(jī)制問(wèn)題，例如探討溫帶氣旋對(duì)海洋邊界條件的敏感性[82]或?qū)厥覛怏w濃度增加的敏感性。

3.120世紀(jì)當(dāng)前氣候時(shí)期的溫帶氣旋模擬研究

比較和檢驗(yàn)用再分析數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)的GCM而模擬的溫帶氣旋的氣候態(tài)是檢驗(yàn)GCM模擬可靠性非常重要的步驟。需要注意的是，大部分GCM的空間和時(shí)間分辨率同典型的再分析數(shù)據(jù)的分辨率并不一致，有些分辨率高，有些分辨率不足。Pinto等[83]的研究表明統(tǒng)一空間分辨率對(duì)于溫帶氣旋的模擬研究非常重要。另外，時(shí)間分辨率的統(tǒng)一也是必要的，時(shí)間分辨率越低，客觀方法獲得的氣旋路徑數(shù)目也就越少[84-85]。生命期短、強(qiáng)度弱的氣旋系統(tǒng)要比生命期長(zhǎng)、強(qiáng)度強(qiáng)的氣旋系統(tǒng)更容易受到降低時(shí)間分辨率的影響。

Ulbrich等[86]研究分析了當(dāng)前溫室氣體濃度強(qiáng)迫下的16個(gè)海氣耦合模式對(duì)風(fēng)暴路徑（海平面氣壓場(chǎng)變化的天氣尺度濾波方差）的模擬能力，證實(shí)了這些模式對(duì)風(fēng)暴軸年均空間分布結(jié)構(gòu)的模擬能力。雖然GCM很難再現(xiàn)個(gè)例氣旋，然而即使分辨率較低的GCM也能呈現(xiàn)出一些基本的氣旋活動(dòng)的氣候態(tài)特征。Raible等[87]將判定和追蹤氣旋系統(tǒng)的客觀方法應(yīng)用于一個(gè)分辨率較低的氣候模式來(lái)模擬氣旋的一些氣候特征，發(fā)現(xiàn)當(dāng)前溫室氣體強(qiáng)迫下氣旋數(shù)目少于觀測(cè)值，這種現(xiàn)象在地中海地區(qū)的氣旋活動(dòng)高頻區(qū)最為顯著。Bengtsson等[58]指出在落基山的氣旋生成地區(qū)，ECHAM5氣候模式模擬的氣旋強(qiáng)度要弱于觀測(cè)值，但模擬的氣旋強(qiáng)度和ERA40再分析數(shù)據(jù)的分析結(jié)果比較一致。這一結(jié)果與Pinto等[83]用ECHAM4氣候模式的模擬結(jié)果是一致的，該模式模擬的地中海大部地區(qū)的氣旋數(shù)目也少于觀測(cè)值。GCM的模擬結(jié)果同樣能夠呈現(xiàn)出溫帶氣旋對(duì)大尺度環(huán)流型變化的依賴性。其中，Bengtsson等[58]和Raible等[82]發(fā)現(xiàn)用氣候模式能夠呈現(xiàn)出北半球風(fēng)暴路徑對(duì)ENSO變化的真實(shí)存在的響應(yīng)。Orlanski[88]的研究表明除了ENSO之外，亞洲大陸大氣波的侵入也能在某種程度上解釋北太平洋風(fēng)暴軸的變化，這種觀點(diǎn)有觀測(cè)數(shù)據(jù)上的支持[89]。張穎嫻[90]檢驗(yàn)了國(guó)際耦合模式比較計(jì)劃5（CMIP5）的6個(gè)全球氣候系統(tǒng)模式（BCCCSM1.1，CanESM2，GFDL-ESM2M，HadGEM2-CC，MPI-ESM-LR和NorESM1-M）對(duì)北半球溫帶氣旋的模擬情況。與ERA40再分析資料相比，6個(gè)模式均模擬出了北半球溫帶氣旋中心氣壓值線性降低的變化趨勢(shì)，但對(duì)于溫帶氣旋過(guò)程數(shù)變化的模擬情況存在比較大的差異，有3個(gè)模式模擬得到氣旋過(guò)程數(shù)增加，這與再分析數(shù)據(jù)結(jié)果相反（表1）。

表1　全球氣候模式系統(tǒng)模擬的1958—2001年北半球溫帶氣旋過(guò)程數(shù)和氣旋中心氣壓值的線性變化趨勢(shì)[90]

有許多因素導(dǎo)致了氣候模式的模擬值同觀測(cè)值之間的差異。例如，ECHAM4模擬的氣旋路徑比實(shí)際的氣旋路徑更加的偏向緯向，尤其是在北大西洋地區(qū)。這主要是由于模擬結(jié)果中海平面氣壓和上層大氣斜壓性存在偏差造成的[83]，相似的偏差也出現(xiàn)在了ECHAM5的模擬結(jié)果中。Pinto等[91]進(jìn)一步研究分析表明，模擬的氣旋路徑同NCEP再分析結(jié)果的偏差和模擬的上層大氣急流軸、斜壓性的偏差以及模擬的減弱的阻塞頻率有關(guān)。L?ptien等[92]比較了不同模式的模擬結(jié)果，發(fā)現(xiàn)ECHAM5/OM1的模擬結(jié)果在氣旋各特征方面都要優(yōu)于ECHAM4的模擬結(jié)果。Greeves等[32]運(yùn)用HadGMAM1大氣模式模擬分析大西洋風(fēng)暴路徑，發(fā)現(xiàn)模擬的大西洋風(fēng)暴路徑不能延伸至歐洲大陸，甚至短于該模式舊版本模擬的風(fēng)暴路徑的長(zhǎng)度。在太平洋，HadGMAM1模擬氣旋活動(dòng)頻率最大值的位置偏西，接近于日期變更線而不是與觀測(cè)到的風(fēng)暴路徑從東北太平洋延伸至美洲大陸一樣。研究者認(rèn)為這主要是由于模式在對(duì)流層低層過(guò)多的非絕熱加熱造成的。模式誤差的另一個(gè)可能原因是模擬的北太平洋地區(qū)的Eady增長(zhǎng)率要高于ERA40的計(jì)算結(jié)果。Greeves等[32]認(rèn)為英國(guó)Hadley中心的氣候模式對(duì)溫帶氣旋的模擬再現(xiàn)主要依賴于動(dòng)力核心和水平分辨率：低分辨率模式的半拉格朗日動(dòng)力核心不能產(chǎn)生小尺度的渦動(dòng)，這導(dǎo)致了渦動(dòng)動(dòng)能的偏弱和氣旋特征的弱?。粴W拉動(dòng)力核心引起的分辨率的降低會(huì)對(duì)風(fēng)暴軸位置產(chǎn)生影響，但其強(qiáng)度的模擬結(jié)果不會(huì)產(chǎn)生誤差。Roeckner等[93]分析了增加氣候模式的分辨率所產(chǎn)生的影響，發(fā)現(xiàn)當(dāng)增加水平分辨率時(shí)中緯度西風(fēng)帶有向極地偏移的誤差；增加垂直分辨率時(shí)中緯度西風(fēng)帶有向低緯度偏移的誤差，西風(fēng)帶的誤差從而會(huì)相應(yīng)地作用于溫帶氣旋的模擬結(jié)果上。

IPCC[81]總結(jié)得到人為因素造成了溫帶氣旋活動(dòng)向極地偏移的結(jié)論達(dá)到中等信度。雖然溫帶氣旋活動(dòng)向極地偏移尚未正式歸因，但來(lái)自地轉(zhuǎn)風(fēng)和海浪高度的間接證據(jù)發(fā)現(xiàn)，人為因素的確影響了全球海平面氣壓分布和大氣風(fēng)暴軸變化的趨勢(shì)性。雖然人為強(qiáng)迫怎樣影響溫帶氣旋風(fēng)暴路徑的物理機(jī)制認(rèn)知得到了加強(qiáng)，但不同機(jī)制在溫帶風(fēng)暴路徑向極地偏移中起到了多大的作用仍然不清楚。

3.2溫室氣體增加導(dǎo)致的氣候變暖條件下溫帶氣旋未來(lái)變化預(yù)估

除了用氣候模式分析當(dāng)前氣候時(shí)期溫帶氣旋的變化和原因外，不少研究者還用氣候模式對(duì)未來(lái)不同氣候變化情景下氣旋的特征進(jìn)行了模擬預(yù)估[83,91-92]。一些研究結(jié)果表明未來(lái)人為引起的氣候變化下溫帶氣旋活動(dòng)會(huì)發(fā)生變化[23,55,58,82-83,94-97]。不同溫室氣體濃度驅(qū)動(dòng)的氣候模式的集合模擬結(jié)果表明，極端強(qiáng)度氣旋的數(shù)目在冬季將增多，然而總氣旋數(shù)目北半球和南半球都有微弱減少的趨勢(shì)[98]（圖6）。至21世紀(jì)末時(shí)，氣旋數(shù)目減少趨勢(shì)的信號(hào)是加強(qiáng)的，這證實(shí)了氣旋數(shù)目變化對(duì)所選情景的敏感性。北半球溫帶氣旋數(shù)目減少的結(jié)論也在其他的一些研究中被證實(shí)[58,92,99-101]。Lambert等[98]指出未來(lái)北半球極端溫帶氣旋事件發(fā)生頻率將增加，然而此結(jié)論并沒(méi)有被其他研究者所證實(shí)。相反，一些研究中認(rèn)為增強(qiáng)的氣旋強(qiáng)度僅發(fā)生在有限的地區(qū)，比如Bengtsson等[58]研究中的英國(guó)和阿留申群島地區(qū)。Pinto等[101]僅考慮了發(fā)展性氣旋過(guò)程，發(fā)現(xiàn)未來(lái)北半球極端氣旋的數(shù)目有增加的趨勢(shì)（極端氣旋的定義為發(fā)展性氣旋最強(qiáng)的10%）。在解釋未來(lái)氣候情景下極端氣旋事件變化趨勢(shì)的不一致性的問(wèn)題時(shí)，科學(xué)家認(rèn)為極端事件的不同定義（例如，用氣旋中心氣壓極端低壓或氣壓拉普拉斯值的99%百分位值作為極端事件的閾值）在很大程度上決定了根本的變化趨勢(shì)。

Hadley中心和ECHAM的GCMs都發(fā)現(xiàn)認(rèn)為不管從哪個(gè)物理量（氣壓拉普拉斯值，最低氣壓和氣旋路徑數(shù)目）的統(tǒng)計(jì)來(lái)看，未來(lái)大西洋東北部至歐洲中部地區(qū)極端氣旋特征有增加的趨勢(shì)[102-103]。但是對(duì)于極端氣旋增加的具體位置和幅度，不同模式之間還是存在一定差異[103]。Ulbrich等[86]運(yùn)用16個(gè)耦合模式的23個(gè)集合結(jié)果證實(shí)，雖然不同模式和模式驅(qū)動(dòng)存在很大的不同，但都得到了溫室氣體是導(dǎo)致大西洋東北部至歐洲中部地區(qū)和阿留申地區(qū)氣旋活動(dòng)增加的原因。研究表明，在16個(gè)GCMs中ECHAM5-OM1的模擬結(jié)果是當(dāng)前氣候條件和未來(lái)氣候情景下最接近集合模式平均結(jié)果的。Pinto等[100]利用ECHAM5-OM1氣候模式模擬研究得到未來(lái)SRES情景下，位于北大西洋中部至亞洲大陸的對(duì)流層風(fēng)暴活動(dòng)是增加的。Ulbrich等[24]用ECHAM4模擬的東北大西洋風(fēng)暴路徑的增強(qiáng)同向東移動(dòng)的NAO中心有關(guān)，向東移動(dòng)的北NAO中心又和歐洲西北部增加的強(qiáng)氣旋有關(guān)[101]。另外，Jiang等[104]認(rèn)為增加的溫室氣體濃度會(huì)導(dǎo)致氣旋半徑的增加和向北方移動(dòng)的傾向，但氣旋強(qiáng)度和移動(dòng)速度的增加幅度很小。另外，L?ptien等[92]用ECHAM5的情景數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)溫帶氣旋的移動(dòng)速率有減慢的傾向，而加深速率有增快的傾向。

不少的GCM模擬結(jié)果都表明氣候變化下地中海海域的溫帶氣旋變化最為顯著[58,83,99,103-106]。他們給出證據(jù)表明即使考慮不同的模式、情景和分析技術(shù)，地中海地區(qū)冬季氣旋活動(dòng)均顯著減少，而地中海地區(qū)夏季氣旋數(shù)目卻增加。就氣旋強(qiáng)度來(lái)說(shuō)，Pinto等[100]認(rèn)為在溫室氣體導(dǎo)致的氣候變化下地中海地區(qū)強(qiáng)氣旋有減少的傾向。但與之相反，Lionello等[105]發(fā)現(xiàn)了極端強(qiáng)氣旋的增加，雖然增加并不顯著。Muskulus等[14]用區(qū)域氣候模式研究表明地中海地區(qū)總的溫帶氣旋數(shù)目是增加的，強(qiáng)氣旋則是減少的。而Gaertner等[107]運(yùn)用集合的區(qū)域氣候模式結(jié)果表明地中海地區(qū)極端氣旋強(qiáng)度是增強(qiáng)的，這種增強(qiáng)被歸因?yàn)樵摰貐^(qū)熱帶氣旋發(fā)展。Lionello等[13]發(fā)現(xiàn)地中海地區(qū)夏季和秋季風(fēng)暴軸強(qiáng)度顯著減弱，但夏季氣旋數(shù)目卻是增加的。

IPCC[81]總結(jié)得到增加的人為溫室氣體強(qiáng)迫將導(dǎo)致未來(lái)中緯度地區(qū)溫帶氣旋數(shù)目減少，以及對(duì)流層風(fēng)暴軸繼續(xù)向極地移動(dòng)均達(dá)到中等共識(shí)信度水平。CMIP3模擬得到溫帶氣旋區(qū)域性的變化比較顯著，部分地區(qū)的結(jié)果也達(dá)到中等共識(shí)信度水平。然而，CMIP3許多模式中平流層不足的分辨率是否可能會(huì)影響區(qū)域性的結(jié)果仍存在不確定性。另外，由于研究中采用的分析方法不同，物理量不同，以及分析的大氣層次不同，將導(dǎo)致區(qū)域氣候模式預(yù)估下的溫帶氣旋結(jié)果具有低的共識(shí)信度水平。

另外，張穎嫻[90]對(duì)6個(gè)全球氣候系統(tǒng)模式的模擬結(jié)果預(yù)估發(fā)現(xiàn)，相對(duì)于20世紀(jì)后50年來(lái)說(shuō)，新RCP4.5濃度路徑下的2053—2099時(shí)段北半球溫帶氣旋各特征變化的顯著性基本都大于2006—2052時(shí)段。雖然各模式的模擬結(jié)果存在一定的差異性，但共同模擬出了至21世紀(jì)末北半球大范圍地區(qū)的氣旋生成和活動(dòng)將減少，較低緯度減少得更顯著。另外，集合模式模擬結(jié)果顯示未來(lái)北半球氣旋數(shù)目呈現(xiàn)顯著減少的趨勢(shì)，中心氣壓呈現(xiàn)顯著降低的趨勢(shì)（圖7）。大多數(shù)模式的模擬結(jié)果得到北大西洋風(fēng)暴軸未來(lái)將繼續(xù)向極地活動(dòng)偏移，但強(qiáng)度主要將減弱；過(guò)半模式的模擬結(jié)果為北太平洋風(fēng)暴軸也將向極地偏移，強(qiáng)度變化則隨季節(jié)的不同而不同。

對(duì)于東亞溫帶氣旋來(lái)說(shuō)，其變化同北半球的情況非常相似（圖8），無(wú)論是南方氣旋還是北方氣旋，其生成和活動(dòng)頻率將顯著減少，氣旋中心氣壓值將顯著降低[90]。6個(gè)模式的模擬結(jié)果均顯示對(duì)流層中層斜壓區(qū)未來(lái)將向高層和高緯度擴(kuò)展，斜壓區(qū)的變化在某種程度上體現(xiàn)了風(fēng)暴軸的變化。北半球斜壓區(qū)和風(fēng)暴軸向高緯度的移動(dòng)抵消了高緯度地面氣旋數(shù)目的減少，這也解釋了為什么未來(lái)北半球較低緯度地面氣旋數(shù)目比高緯度地區(qū)減少更為顯著。

4　結(jié)語(yǔ)與展望

近幾十年來(lái)，由于基礎(chǔ)格點(diǎn)觀測(cè)數(shù)據(jù)的發(fā)展和獲取，使得有關(guān)溫帶氣旋活動(dòng)的研究呈現(xiàn)增多趨勢(shì)，氣旋識(shí)別和氣旋活動(dòng)量化的數(shù)值算法的發(fā)展也使得氣旋活動(dòng)更細(xì)致的研究得以實(shí)現(xiàn)。還有更多的研究工作采用了GCM來(lái)模擬當(dāng)前歷史時(shí)期溫帶氣旋的活動(dòng)情況并預(yù)估未來(lái)氣候情景下溫帶氣旋活動(dòng)和強(qiáng)度的變化，這種預(yù)估工作主要是研究增加的溫室氣體強(qiáng)迫下溫帶氣旋的響應(yīng)情況。另外，多模式的集合模擬結(jié)果的應(yīng)用也更有利于開(kāi)展溫帶氣旋更深入的研究。從本文前面的概述可以看到溫帶氣旋的研究是多方面多層次的，綜合來(lái)看可以獲得以下比較一致的結(jié)論：對(duì)于北半球來(lái)說(shuō)，再分析數(shù)據(jù)和模式數(shù)據(jù)均顯示存在兩個(gè)主要的氣旋活動(dòng)高頻地區(qū)，一個(gè)位于北太平洋地區(qū)，另一個(gè)位于北大西洋地區(qū)。另外，當(dāng)所采用的數(shù)據(jù)分辨率較高時(shí)，還能夠呈現(xiàn)出另外兩個(gè)較為明顯的次活動(dòng)中心，分別位于地中海地區(qū)和蒙古地區(qū)。在人類活動(dòng)影響的氣候變化情景下，大多數(shù)模式模擬得到冬季北半球大部分地區(qū)溫帶氣旋數(shù)目將減少，而東北大西洋和北太平洋個(gè)別地區(qū)溫帶氣旋數(shù)目將增加。對(duì)于北半球平均來(lái)說(shuō)，當(dāng)氣旋強(qiáng)度以其中心氣壓值來(lái)定義時(shí)，極端氣旋的數(shù)目將增加；當(dāng)氣旋強(qiáng)度以其中心氣壓的拉普拉斯值或渦度來(lái)定義時(shí)，極端氣旋的數(shù)目將減少；增加的人為溫室氣體強(qiáng)迫將導(dǎo)致未來(lái)中緯度地區(qū)溫帶氣旋數(shù)目減少，以及對(duì)流層風(fēng)暴軸繼續(xù)向極地移動(dòng)均達(dá)到中等共識(shí)信度水平。

以上的綜述可以看到，雖然溫帶氣旋研究的一些方面在國(guó)際上得到了一定的共識(shí)，但很多問(wèn)題仍有較大的分歧。我們發(fā)現(xiàn)，即使采用相同的數(shù)據(jù)，也可能產(chǎn)生關(guān)于溫帶氣旋不同的研究結(jié)果。其中一個(gè)原因在于不同研究者采用了不同的客觀研究方法，包括如何客觀識(shí)別和追蹤溫帶氣旋，以及溫帶氣旋強(qiáng)度的判定方法。另外，在利用觀測(cè)數(shù)據(jù)和GCM模擬的研究中，對(duì)于不同大氣層的不同物理量以及采用不同的閾值都會(huì)使得溫帶氣旋的變率和趨勢(shì)研究產(chǎn)生不一樣的結(jié)果。由于溫帶氣旋是大氣環(huán)流中非常復(fù)雜的三維天氣系統(tǒng)，它們自身有著許多不同的物理特征，這些物理特征并不能通過(guò)某一種簡(jiǎn)單的標(biāo)準(zhǔn)的方法來(lái)研究，因此溫帶氣旋的統(tǒng)計(jì)分析也不應(yīng)該只采用某些常用的方法。雖然有證據(jù)發(fā)現(xiàn)，人為因素影響了全球大氣風(fēng)暴軸變化的趨勢(shì)性，但不同機(jī)制在溫帶風(fēng)暴路徑向極地偏移中起到了多大的作用仍然不清楚。鑒于以上溫帶氣旋的研究現(xiàn)狀和存在的問(wèn)題，目前亟待解決的問(wèn)題和未來(lái)溫帶氣旋研究的發(fā)展方向主要有三方面，首先是需要對(duì)于溫帶氣旋的不同研究方法和研究結(jié)果做更多具體的比較分析，這種比較分析需要建立在一些共同的個(gè)例或時(shí)期上，使得不同方法的綜合研究得以實(shí)現(xiàn)，從而提高對(duì)溫帶氣旋多方面的認(rèn)識(shí)，并盡可能地減小溫帶氣旋變化的不確定性；第二，利用全球氣候模式進(jìn)一步探討人類和自然等不同機(jī)制在溫帶風(fēng)暴變化中所起作用的大小，對(duì)溫帶氣旋及溫帶風(fēng)暴路徑變化繼續(xù)歸因研究；第三，利用多模式多情景預(yù)估未來(lái)溫帶氣旋的可能變化，并探討變化的不確定性。溫帶氣旋是中高緯度地區(qū)最主要的天氣氣候系統(tǒng)，繼續(xù)客觀深入地研究氣候變化背景下溫帶氣旋的變化特征對(duì)深入認(rèn)識(shí)全球氣候系統(tǒng)有著重要的科學(xué)意義。

[1]丁一匯. 高等天氣學(xué). 北京: 氣象出版社, 2005.

[2]Petterssen S. Weather analysis and forecasting. New York: McGraw-Hill, 1956.

[3]Palmén E, Newton C W. Atmospheric circulation systems. New York: Academic Press, 1969.

[4]Reitan C H. Frequencies of cyclones and cyclogenesis for North America, 1951-1970. Mon Wea Rev, 1974, 102: 861-868.

[5]Zishka K M, Smith P J. The climatology of cyclones and anticyclones over North America and surrounding ocean environs for January and July, 1950-77. Mon Wea Rev, 1980, 108: 387-401.

[6]Schinke H. On the occurrence of deep cyclones over Europe and the North Atlantic in the period 1930-1991. Contrib Atmos Phys, 1993, 66: 223-237.

[7]Chen S J, Zhang P Z. Climatology of deep cyclones over Asia and the Northwest Pacific. Theor Appl Climatol, 1996, 54: 139-146.

[8]Hodges K I. A General Method for Tracking Analysis and its Application to Meteorological Data. Mon Wea Rev, 1994, 122: 2573-2586.

[9]Sinclair M R. Objective Identification of Cyclones and Their Circulation Intensity and Climatology. Wea Forecasting, 1997, 12: 595-612.

[10]Simmonds I, Keay K. Mean southern hemisphere extraopical cyclone behavior in the 40-year NCEP-NCAR reanalysis. J Clim, 2000, 13: 873-885.

[11]Rice J. The Derivation of Computer-based Synoptic Climatology of Southern Hemisphere Extratropical Cyclones. Honours Thesis. Department of Meteorology, 1982, University of Melbourne.

[12]Wernli H, Schwierz C. Surface cyclones in the ERA-40 dataset (1958-2001), part I: Novel identification method and global climatology. J Atmos Sci, 2006, 63: 2486-2507.

[13]Lionello P, Boldrin U, Giorgi F. Future changes in cyclone climatology over Europe as inferred from a regional climate simulation. Clim Dyn, 2008, 30: 657-671.

[14]Muskulus M, Jacob D. Tracking cyclones in regional model data: the future of Mediterranean storms. Adv Geosciences, 2005, 2: 13-19.

[15]Blackmon M L, Wallace J M, Lee Y-H. Horizontal structure of 500 mb height fluctuations with long, intermediate and short time scales. J Atmos Sci, 1984, 41: 961-980.

[16]Blackmon M L, Lee Y-H, Wallace J M, et al. Time variation of 500 mb height fluctuations with long, intermediate and short time scales as deduced from lag-correlation statistics. J Atmos Sci, 1984, 41: 981-991.

[17]Wallace J M, Lim G, Blackmon M L. Relationship between cyclone tracks, anticyclone tracks and barocline wave guides. J Atmos Sci, 1988, 45:439-462.

[18]Trenberth K E. Storm tracks in the Southern Hemisphere. J Atoms Sci, 1991, 48: 2159-2178.

[19]Ayrault F, Lalaurette F, Joly A, et al. North Atlantic ultra high frequency variability. Tellus A, 1995, 47: 671-696.

[20]Christoph M, Ulbrich U, Haak U. Faster determination of the intraseasonal variability of storm tracks using Murakami’s recursive filter. Mon Wea Rev, 1995, 123:578-581.

[21]Schubert M, Perlwitz J, Blender R, et al. North Atlantic cyclones in CO2-induced warm climate simulations: frequency, intensity,and tracks. Clim Dyn, 1998, 14: 827-837.

[22]Carnell R E, Senior C A. Changes in mid-latitude variability due to increasing greenhouse gases and sulphate aerosols. Clim Dyn, 1998, 14: 369-383.

[23]Carnell R E, Senior C A, Mitchell J F B. An assessment of measures of storminess: simulated changes in northern hemisphere winter due to increasing CO2. Clim Dyn, 1996, 12: 467-476.

[24]Ulbrich U, Christoph M. A shift of the NAO and increasing storm track activity over Europe due to anthropogenic gas forcing. Clim Dyn, 1999, 15: 551-559.

[25]Gulev S K. Climate variability of the intensity of synoptic processes in the North Atlantic midlatitudes. J Clim, 1997, 10: 574-592.

[26]Gulev S K, Zokina O, Reva Y. Synoptic and subsynoptic variability in the North Atlantic as revealed by the Ocean Weather Station data. Tellus A, 2000, 52: 323-329.

[27]Lim E-P, Simmonds I. Southern Hemisphere winter extratropical cyclone characteristics and vertical organization observed with the ERA-40 data in 1979-2001. J Clim, 2007, 20: 2675-2690.

[28]Lambert S J. A Cyclone Climatology of the Canadian Climate Centre General Circulation Model. J Clim, 1988, 1: 109-115.

[29]Treut L, Kalnay H E. Comparison of observed and simulated cyclone frequency distribution as determined by an objective method. Atmdafem, 1990, 3: 57-71.

[30]Ueno K. Inter-annual Variability of Surface Cyclone Tracks, Atmospheric Circulation Patterns and Precipitation in Winter. J Meteor Soc Japan, 1993, 71: 655-671.

[31]Fyfe J C. Extratropical Southern Hemisphere cyclones: Harbingers of climate change? J Clim, 2003, 16: 2802-2805.

[32]Greeves C Z, Pope V D, Stratton R A, et al. Representation of Northern Hemisphere winter storm tracks in climate models. Clim Dyn, 2007, 28: 683-702.

[33]K?nig W, Sausen R, Sielmann F. Objective identification of cyclones in GCM simulation. J Clim, 1993, 6: 2217-2231.

[34]Murray R J, Simmonds I. A numerical scheme for tracking cyclone centres from digital data. PartⅠ: Development and operation of the scheme. Aust Met Mag, 1991, 39: 156-166.

[35]Haak U, Ulbrich U. Verification of an objective cyclone climatology for the North Atlantic. Meteorol Z N F, 1996, 5: 24-30.

[36]Jung T, Gulev SK, Rudeva I, et al. Sensitivity of extratropical cyclone characteristics to horizontal resolution in the ECMWF model. Q J R Meteorol Soc, 2006, 132: 1839-1857.

[37]Benestad R E, Chen D. The use of a calculus-based cyclone identification method for generating storm statistics. Tellus A, 2006, 58: 473-486.

[38]Wang X L L, Swail V R, Zwiers F W. Climatology and changes of extratropical cyclone activity: comparison of ERA-40 with NCEPNCAR reanalysis for 1958-2001. J Clim, 2006, 19: 3145-3166.

[39]Pinto J G, Spangehl T, Ulbrich U, et al. Sensitivities of a cyclone detection and tracking algorithm: individual tracks and climatology. Meteorol Z, 2005, 14: 823-838.

[40]Murray R J, Simmonds I. A numerical scheme for tracking cyclone centres from digital data. PartⅡ: pplication to January and July general circulation model simulations. Aust Met Mag, 1991, 39: 167-180.

[41]Hoskins B J, Hodges K I. New Perspectives on the Northern Hemisphere Winter Storm Tracks. J Atmos Sci, 2002, 59: 1041-1061.

[42]Simmonds I, Keay K. Variability of Southern Hemisphere Extratropical Cyclone Behaviour, 1958-97. J Clim, 2000, 13: 550-561.

[43]Rudeva I, Gulev S K. Climatology of cyclone size characteristics and their changes during the cyclone life cycle. Mon Wea Rev, 2007, 135:2568-2587.

[44]Gaffney S J, Robertson A W, Smyth P, et al. Probabilistic clustering of extratropical cyclones using regression mixture models. Clim Dyn, 2007, 29: 423-440.

[45]Ulbrich U, Brücher T, Fink A H, et al. The central European floods in August 2002. Part II: synoptic causes and considerations with respect to climate change. Weather, 2003, 58: 434-442.

[46]Alpert P, Neeman B U, Shay-el Y. Climatological Analysis of the Mediterranean Cyclones using ECMWF data. Tellus A, 1990, 42: 65-77.

[47]Blender R, Fraedrich K, Lunkeit F. Identification of cyclone-track regimes in the North Atlantic. Q J R Meteorol Soc, 1997, 123: 727-741.

[48]Geng Q, Sugi M. Variability of the North Atlantic Cyclone Activity in Winter Analyzed from NCEP-NCAR Reanalysis Data. J Clim, 2001, 14: 3863-3873.

[49]Raible C C. On the relation between extremes of midlatitude cyclones and the atmospheric circulation using ERA40. Geophys Res Lett, 2007, 34: L07703.

[50]Leslie L M, Leplastrier M, Buckley B W. Climatology of meteorological “bombs” in the New Zealand region. Meteorol Atmos Phys, 2005, 89: 207-214.

[51]Zhang Yingxian, Ding Yihui, Li Qiaoping. A Climatology of Extratropical Cyclones over East Asia during 1958-2001. Acta Meteor. Sinica, 2012, 26(3): 261-277.

[52]Serreze M C, Carse F, Barry R G, et al. Icelandic Low Cyclonic Activity: Climatological Features, Linkages with the NAO, and Relationship with Recent Changes in Northern Hemisphere Circulation. J Clim, 1997, 10: 453-464.

[53]Sick-m?ller M, Blender R, Fraedrich K. Observed winter cyclone tracks in the Northern Hemisphere in re-analysed ECMWF data. Q J R Meteorol Soc, 2000, 126:591-620.

[54]Gulev S K, Zolina O, Grigoriev S. Extratropical Cyclone Variability in the Northern Hemisphere Winter from the NCEP/ NCAR Reanalysis Data. Clim Dyn, 2001, 17: 795-809.

[55]Ulbrich U, Leckebusch G C, Pinto J G. Extratropical cyclone features in present and future climate: A review. Theor Appl Climatol, 2009, 96: 117-131.

[56]張穎嫻, 丁一匯, 李巧萍. 北半球溫帶氣旋活動(dòng)和風(fēng)暴路徑的年代際變化. 大氣科學(xué), 2012, 36(5): 912-928.

[57]Mak M, Deng Y. Diagnostic and dynamical analyses of two outstanding aspects of storm tracks. Dyn Atm Ocean, 2007, 43: 80-99.

[58]Bengtsson L, Hodges K I, Roeckner E. Storm tracks and climate change. J Clim, 2006, 19: 3518-3543.

[59]Mccabe G J, Clark M P, Serreze M C. Trends in Northern Hemisphere Surface Cyclone Frequency and Intensity. J Clim, 2001, 14: 2763-2768.

[60]Raible C C, Della-Marta P, Schwierz C, et al. Northern Hemisphere extratropical cyclones: a comparison of detection and tracking methods and different reanalyses. Mon Wea Rev, 2008, 136: 880-897.

[61]Schneidereit A, Blender R, Fraedrich K, et al. Icelandic climate and North Atlantic cyclones in ERA-40 reanalyses. Meteorol Z, 2007, 16: 17-23.

[62]Bartholy J, Pongrácz R, Pattantyús-ábrahám M. European cyclone track analysis based on ECMWF ERA-40 data sets. Int J Climatol 2006, 26: 1517-1527.

[63]Serreze M C, Box J E, Barry R G, et al. Characteristics of Arctic synoptic activity, 1952-1989. Meteorol Atmos Phys, 1993, 51: 147-164.

[64]Serreze M C. Climatological aspects of cyclone development and decay in the Artic. Atmos-Ocean, 1995, 33: 1-23.

[65]Zhang X D, Walsh J E, Zhang J, et al. Climatology and interannual variability of arctic cyclone activity 1948-2002. J Clim, 2004, 17: 2300-2317.

[66]Trigo I F. Climatology and interannual variability of storm-tracks in the Euro-Atlantic sector: A comparison between ERA-40 and NCEP/NCAR reanalyses. Clim Dyn, 2006, 26: 127-143.

[67]Graham N E, Diaz H F. Evidence for Intensification of North Pacific Winter Cyclones since 1948. Bull Amer Meteor Soc, 2001, 82: 1869-1893.

[68]Favre A, Gershunov A. Extra-tropical cyclonic/anticyclonic activity in North-Eastern Pacific and air temperature extremes in Western North America. Clim Dyn, 2006, 26: 617-629.

[69]Simmonds I, Keay K. Surface fluxes of momentum and mechanical energy over the North Pacific and North Atlantic Oceans. Meteorol Atmos Phys, 2002, 80: 1-18.

[70]Maheras P, Flocas H A, Patridas I, et al. A 40 year objective climatology of surface cyclones in the Mediterranean region: Spatial and temporal distribution. Int J Climatol, 2001, 21: 109-130.

[71]Trigo I F, Davies T D, Bigg G R. Objective climatology of cyclones in the Mediterranean region. J Clim, 1999, 12: 1685-1696.

[72]Barry R G, Chorley R J. Atmosphere, weather and climate. London: Routledge, 1992.

[73]Bartholy J, Pongrácz R, Pattantyú-ábrahám M. Analyzing the genesis, intensity, and tracks of western Mediterranean cyclones.Theor Appl Climatol, 2009, 96: 133-144.

[74]王艷玲. 近50a東亞—西太平洋溫帶氣旋活動(dòng)的氣候特征及異常分析. 南京: 南京信息工程大學(xué)碩士論文, 2005.

[75]王艷玲, 郭品文. 春季北方氣旋活動(dòng)的氣候特征及與氣溫和降水的關(guān)系. 南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào), 2005, 228(3): 391-397.

[76]姚素香, 張耀存, 周天軍. 近50a春季東亞溫帶氣旋活動(dòng)頻數(shù)的氣候特征及其變化. 南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào), 2003, 26(3): 317-323.

[77]王新敏. 東亞北方溫帶氣旋的變化及其對(duì)中國(guó)北方沙塵暴的影響研究. 南京: 南京信息工程大學(xué)碩士論文, 2007.

[78]王新敏, 鄒旭愷, 翟盤(pán)茂. 北半球溫帶氣旋的變化. 氣候變化研究進(jìn)展, 2007, 3(3): 154-157.

[79]張穎嫻, 丁一匯, 李巧萍. ERA40再分析資料揭示的北半球和東亞地區(qū)溫帶氣旋生成頻率變化. 氣象, 2012, 38(6): 646-656.

[80]Sanders F, Gyakum J R. Synoptic-dynamic climatology of the“bomb”. Mon Wea Rev, 1980, 108: 1589-1606.

[81]IPCC. Managing the risks of extreme events and disasters to advance climate change adaptation. A Special Report of Working Groups I and Ⅱ of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge and New York: Cambridge University Press, 2012.

[82]Raible C C, Blender R. North hemisphere midlatitude cyclone variability in GCM-simulations in different ocean representations. Clim Dyn, 2004, 22: 239-248.

[83]Pinto J G, Spangehl T, Ulbrich U, et al. Assessment of winter cyclone activity in a transient ECHAM4-OPYC3 GHG experiment. Meteorol Z, 2006, 15: 279-291.

[84]Blender R, Schubert M. Cyclone tracking in different spatial and temporal resolutions. Mon Wea Rev, 2000, 128: 377- 384.

[85]Zolina O, Gulev S K. Improving the accuracy of mapping cyclone numbers and frequencies. Mon Wea Rev, 2002, 130: 748-759.

[86]Ulbrich U, Pinto J G, Kupfer H, et al. Changing Northern Hemisphere storm tracks in an ensemble of IPCC climate change simulations. J Clim, 2008, 21: 1669-1679.

[87]Raible C C, Yoshimori M, Stocker T F, et al. Extreme midlatitude cyclones and their implications to precipitation and wind speed extremes in simulations of the maunder minimum versus present day conditions. Clim Dyn, 2007, 28: 409-423.

[88]Orlanski I. A new look at the Pacific storm track variability: Sensitivity to tropical SSTs and upstream seeding. J Atmos Sci, 2005, 62: 1367-1390.

[89]Chang E K M. The impact of wave packets propagating across Asia on Pacific cyclone development. Mon Wea Rev, 2005, 133: 1998-2015.

[90]張穎嫻. 北半球溫帶氣旋的氣候?qū)W及其變率研究. 北京: 中國(guó)氣象科學(xué)研究院博士論文, 2012.

[91]Pinto J G, Ulbrich U, Leckebusch G C, et al. Changes in storm track and cyclone activity in three SRES ensemble experiments with the ECHAM5/MPI-OM1 GCM. Clim Dyn, 2007, 29: 195-210.

[92]L?ptien U, Zolina O, Gulev S, et al. Cyclone life cycle characteristics over the Northern Hemisphere in coupled GCMs. Clim Dyn, 2008, 31: 507-532.

[93]Roeckner E, Brokopf R, Esch M, et al. Sensitivity simulated climate to horizontal and vertical resolution in the ECHAM5 atmosphere model. J Clim, 2006, 19: 3771-3791.

[94]Knippertz P, Ulbrich U, Speth P. Changing cyclones and surface wind speeds over North Atlantic and Europe in a transient GHG experiment. Clim Res, 2000, 15: 109-122.

[95]Watterson I G. The intensity of precipitation during extratropical cyclones in global warming simulations: A link to cyclone intensity? Tellus A, 2006, 58: 82-97.

[96]Froude L S R, Bengtsson L, Hodges K I. The predictability of extratropical storm tracks and the sensitivity of their prediction to the observing system. Mon Wea Rev, 2007, 135: 315-333.

[97]Froude L S R, Bengtsson L, Hodges KI. The prediction of extratropical storm tracks by the ECMWF and NCEP ensemble prediction systems. Mon Wea Rev, 2007b, 135: 2545-2567.

[98]Lambert S J, Fyfe J C. Changes in winter cyclone frequencies and strengths simulated in enhanced greenhouse warming experiments: results from the models participating in the IPCC diagnostic exercise. Clim Dyn, 2006, 26: 713-728.

[99]Finnis J, Holland M M, Serreze M C, et al. Response of northern hemisphere extratropical cyclone activity and associated precipitation to climate change, as represented by the community climate system model. J Geophys Res, 2007, 112.

[100]Pinto J G, Fr?hlich E L, Leckebusch G C, et al. Changes in storm loss potentials over Europe under modified climate conditions in an ensemble of simulations of ECHAM5/MPIOM1. Nat Hazards Earth Syst Sci, 2007, 7: 165-175.

[101]Pinto J G, Zacharias S, Fink AH, et al. Environmental factors contributing to the development of extreme cyclones and their relationship with NAO. Clim Dyn, 2009, 32: 711-737.

[102]Leckebusch G C, Ulbrich U. On the relationship between cyclones and extreme windstorm events over Europe under climate change. Glob Planet Change, 2004, 44: 181-193.

[103]Leckebusch G C, Koffi B, Ulbrich U, et al. Analysis of frequency and intensity of winter storm events in Europe on synoptic and regional scales from a multi-model perspective. Clim Res, 2006, 31:59-74.

[104]Jiang J, Perrie W. The impacts of climate change on autumn North Atlantic midlatitude cyclones. J Clim, 2007, 20: 1174-1187.

[105]Lionello P, Dalan F, Elvini E. Cyclone in the Mediterranean Region: the present and the doubled CO2 climate scenarios. Clim Res, 2002, 22: 147-159.

[106]Geng Q, Sugi M. Possible change of extratropical cyclone activity due to enhanced greenhouse gases and sulfate aerosols-study with a high-resolution AGCM. J Clim, 2003, 16: 2262-2274.

[107]Gaertner M A, Jacob D, Gil V, et al. Tropical cyclones over the Mediterranean Sea in climate change simulations. Geophys Res Lett, 2007 34: L14711.

A Review of the Research on Objective Method and Simulation and Projection of Extratropical Cyclone over the Northern Hemisphere

Zhang Yingxian, Ding Yihui
(National Climate Centre,China Meteorological Administration, Beijing 100081)

Extratropical cyclone is one of the important synoptic systems which affect climate/weather variability over a wide area of mid- and high latitudes, and it is meaningful to research its climatic characteristics, activity patterns, and variation tendency. A comprehensive review of research progress of extratropical cyclones over the Northern Hemisphere from four aspects, involving identification methods, changes during present climate period, changes estimated under the future climate scenarios, and uncertainty analysis of extratropical cyclones, is discussed: (1) In view of the development of reanalysis data and GCM, the research method of extratropical cyclones shifts from subjective analysis to objective identification; (2) There are two main activity centers and two subordinate activity centers displayed by reanalysis and model data, with the main activity center located in the North Pacific and North Atlantic region, and the subordinate activity center located in Mediterranean and Mongolian regions; (3) Under the influence of climate change scenarios by human activities, extratropical cyclones will diminish in most parts of the Northern Hemisphere, and increase in individual districts; (4) Different thresholds, different physical quantities, and considerations of different atmospheric vertical levels add to a picture which can be combined to get an uncertainty view of cyclones, their variability, and trends, in the real world and in GCM studies. Hence, the urgent need for an in-depth understanding of cyclones is more specific intercomparison studies which can demonstrate the differences between the approaches and their results.

extratropical cyclones, objective detecting and tracking method, climatologies and variations of extratropical cyclones, climate scenario

10.3969/j.issn.2095-1973.2015.01.001

2013年7月24日；

2014年3月25日

張穎嫻（1982—），Email: zhangyingxian@cma.gov.cn

資助信息：國(guó)家科技支撐計(jì)劃課題（2009BAC51B02）；國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目（2012CB417205）；公益性行業(yè)（氣象）科研專項(xiàng)（GYHY201406017）