2018, Vol. 48
大量观测发现，一些中纬度的温带气旋能够在短时间内快速发展，在十几小时至数十小时内其中心气压急剧降低，强度急剧增强。Sanders和Gyakum[1]在前人研究的基础上，把这类气旋称为爆发性气旋(Explosive Cyclone)，并给出了明确的定义如下：
| $ R = \left[ {\frac{{{P_{t - 12}} - {P_{t + 12}}}}{{24}}} \right] \times \left| {\frac{{\sin 60^\circ }}{{\sin \varphi }}} \right| > 1\;\;\;\;{\rm{Bergeron}}。$ | (1) |
式中:P为气旋中心气压; φ为气旋中心所处纬度; 下标t-12和t+12分别为12 h前和12 h后的变量。若公式(1)中的加深率R大于1 Bergeron (1 hPa·h-1), 则可定义该气旋为爆发性气旋。后人对公式(1)进行了修正, 如, 把式中的60°调整为爆发性气旋频繁发生的纬度。由于更高时间分辨率数据的出现, 把24 h的气压变化修改为12 h的气压变化等[2]。
由于爆发性气旋常发生在海上, 在短时间内快速发展, 并且往往伴随着大风和强降水等恶劣天气现象, 对海上的船舶航行造成极大威胁, 因此研究爆发性气旋对减少生命财产损失具有重要的学术价值和应用价值。Yoshida和Asuma[2]对发生在西北太平洋海域的爆发性气旋的结构、海表面气压最大加深率位置、移动路径以及大尺度天气形势进行了分析, 根据爆发性气旋的生成位置和海表面气压最大加深率位置对爆发性气旋进行了分类。他们指出, 气旋常在大气斜压性强的区域爆发, 低空的温度平流和高空的涡度平流是气旋爆发性发展的重要因素。Murty等[3]对爆发性气旋的天气形势进行了分析, 指出爆发性气旋与500 hPa的槽以及低空急流有关。前人对几个著名的爆发性气旋有诸多分析, 例如许多学者对1979年2月发生在大西洋上的“总统日”气旋(The Presidents’ Day Cyclone)进行了分析[4-6]；Gyakum[7-8]研究了1978年9月发生在大西洋上的Queen Elizabeth Ⅱ气旋。众多研究表明, 上游的高空槽以及斜压不稳定是爆发性气旋发展的重要因素。研究发现, 部分气旋在爆发性发展过程中会形成“眼”状结构, 很容易使人联想到热带气旋的“眼”的结构。诸多研究[9-12]表明, 热带气旋的眼区高空有暖心结构, 并且存在下沉运动区。对于热带气旋“眼”的形态特征, 前人研究指出, 并不是所有热带气旋的“眼”都为规则的圆形或椭圆形。研究[13-14]发现, 部分热带气旋的“眼”由于气旋内部的非对称涡旋结构而形成“多边形眼”。Lander[15]发现了一个具有正常台风眼数倍大小的眼的台风；而更多的研究[16-17]也发现部分热带气旋在发展过程中形成了两个同心圆型的“双眼”。本文对2015年1月发生在西北太平洋上的一个爆发性气旋进行分析, 旨在分析该气旋的演变过程、大气环流形势以及该气旋的物理结构特征。
1 资料本文使用的资料如下：
(1) 美国国家环境预报中心NCEP的最终客观分析(Final Analysis, 简称FNL)格点资料, 水平格距为1(°)×1(°), 垂直分为26层等压面, 时间间隔为6 h, 即每天00 UTC、06 UTC、12 UTC、18 UTC有资料, 包括位势高度、气温、经向和纬向风速、相对湿度等98个变量, 主要用于气旋的演变过程和天气形势分析。下载地址为https://rda.ucar.edu/datasets/ds083.2/。
(2) NCEP气候预报系统第二版CFSv2格点资料, 水平格距为0.5(°)×0.5(°), 垂直分为37层等压面, 时间间隔为1 h, 包括位势高度、气温等127个变量, 主要用于爆发性气旋“眼”的结构分析。下载地址为https://rda.ucar.edu/datasets/ds094.0/。
(3) 美国热带气旋中心CIMSS的MTSAT卫星红外波段反照率资料, 时间间隔为3 h, 下载地址为http://tropic.ssec.wisc.edu/archive。
2 气旋演变过程如图 1和2所示, 气旋于2015年1月2日18 UTC在日本以东(148°E, 34°N)附近生成, 此后24 h内快速向东北方向移动, 中心气压也不断降低, 3日12 UTC中心气压加深率达到最大值2.98 Bergeron。4日00 UTC气旋位于(165°E, 45°N)附近, 中心气压达到最低951.2 hPa, 并向偏北方向移动, 移动速度有所减慢。2015年1月4日18 UTC气旋开始向西北方向移动, 中心气压不断升高后填塞, 并于2015年1月5日在勘察加半岛东南海面(162°E, 51°N)附近消亡。
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图 1 2015年1月2日18 UTC至5日12 UTC地面气旋中心的移动路径 Fig. 1 The trajectory of surface cyclone center from 18 UTC 2 to 12 UTC 5 January, 2015 |
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图 2 气旋中心气压值(实线, hPa)和中心气压加深率(虚线, hPa·h-1) Fig. 2 Time series of central pressure (solid line, in hPa) and its deepening rate (dashed line, in hPa·h-1) of cyclone |
图 3为2015年1月2日12 UTC至4日12 UTC的红外卫星云图。为了对气旋的发展做进一步分析, 根据红外卫星云图和气旋中心气压及中心气压加深率，可将气旋的发展过程分为以下阶段, 即：Ⅰ.初始阶段, Ⅱ.发展阶段, Ⅲ.成熟阶段, Ⅳ.衰亡阶段。
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图 3 2015年1月2日12 UTC至4日12 UTC的MTSAT红外卫星云图 Fig. 3 MTSAT satellite infrared imagery from 12 UTC 2 to 12 UTC 4 January, 2015 |
Ⅰ.初始阶段(2015年1月2日18 UTC至3日00 UTC)：在500 hPa图上有一高空槽发展并东移, 于2015年1月2日18 UTC地面图上出现第一条闭合等压线, 相应地气旋生成。一个云团从中国东北地区经朝鲜半岛东移至西北太平洋, 云团结构松散, 尚未见明显的螺旋结构。
Ⅱ.发展阶段(2015年1月3日00 UTC至4日00 UTC)：气旋在此阶段爆发性发展, 中心气压由初始的999.8 hPa降至951.2 hPa。3日12 UTC气旋中心气压加深率达到最大值2.98 Bergeron。气旋向东北移动且速度减慢, 云团结构紧密, 轮廓清晰, 螺旋结构明显, 并出现了“眼”状结构。
Ⅲ.成熟阶段(2015年1月4日00 UTC至4日06 UTC)：气旋中心气压值达到最小值, 在卫星云图上呈现出向内部螺旋多圈的云团结构。
Ⅳ.衰亡阶段(2015年1月4日06 UTC至5日18 UTC)：气旋开始减弱填塞, 中心气压值慢慢升高。气旋缓慢向西北方向移动并在(163°E, 52°N)附近旋转, 云团结构开始疏散, 轮廓开始变模糊并最终消亡。
3 天气形势分析本节对气旋的发展过程的300、500和850 hPa的天气形势进行分析，分别如图 4、5和6所示。
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((a)2015年1月2日12 UTC；(b)3日12 UTC；(c)4日00 UTC和(d)5日00 UTC的风矢量(风速大于50 m·s-1), 散度(填色, 间隔2×10-5 s-1)。实心圆点表示地面气旋中心位置。Wind vector (wind speed larger than 50 m·s-1) and divergence (shaded, 2×10-5 s-1 interval) at (a)12 UTC 2, (b)12 UTC 3, (c)00 UTC 4 and (d)00 UTC 5 January，2015. The location of the cyclone center is indicated by solid circle.) 图 4 300 hPa上的天气图 Fig. 4 Weather map at 300 hPa |
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((a)2015年1月2日12 UTC, (b)3日12 UTC, (c)4日00 UTC和(d)5日00 UTC的位势高度(实线, 间隔100 gpm), 气温(虚线, 间隔10 ℃)。实心圆点表示地面气旋中心位置。Geo-potential height (solid line, 100 gpm interval) and air temperature (dashed line, 10 ℃ interval) at (a)12 UTC 2, (b)12 UTC 3, (c)00 UTC 4 and (d)00 UTC 5 January, 2015. The location of the cyclone center is indicated by solid circle.) 图 5 500 hPa上的天气图 Fig. 5 Weather map at 500 hPa |
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((a)2015年1月2日12 UTC；(b)3日12 UTC；(c)4日00 UTC和(d)5日00 UTC的位势高度(实线, 间隔80 gpm), 温度平流(填色, 间隔2×10-4 K·s-1)。Geo-potential height (solid line, 80 gpm interval) and advection of air temperature (shaded line, 2×10-4 K·s-1 interval) at (a)12 UTC 2, (b)12 UTC 3, (c)00 UTC 4 and (d) 00 UTC 5 January, 2015.) 图 6 850 hPa上的天气图 Fig. 6 Weather map at 850 hPa |
在气旋生成前6 h(2日12 UTC), 500 hPa上的位势高度场上在日本的北部和南部有两个短波槽(见图 5(a)蓝线标注), 在贝加尔湖以东有一个向东北伸展的脊。脊前的偏北气流将高纬度地区的冷空气向南输运使得日本地区的两个短波槽合并成为一个东亚大槽。在850 hPa上, 日本地区为冷平流区, 有利于日本地区生成锋面系统, 为地面气旋的生成提供了有利条件。300 hPa上, 从日本以西和西北的两支急流在日本上空汇合, 在日本地区形成气旋式风切变, 促进了地面气旋的生成。
气旋生成以后向东移动并且快速发展, 3日12 UTC中心气压加深率达到最大值2.98 Bergeron。如图 4所示500 hPa上的位势高度场上, 东亚大槽向东移动并呈西北-东南向。贝加尔湖以东的脊北伸加强, 使得更多的冷空气向前部的槽输运, 大气的斜压性进一步增强。850 hPa地面气旋中心的南侧出现了两个温度平流中心, 其中西侧的冷平流强度达到-1.2×10-3 K·s-1, 东侧的暖平流强度为8×10-4 K·s-1。此处对应地面的冷锋和暖锋, 气旋内部有强烈的对流运动和潜热释放。300 hPa上气旋中心处于急流轴的出口区北侧, 在高空产生了强烈的辐散, 使得气旋快速加强。
气旋的中心气压于4日00 UTC达到最小值, 意味着气旋已经步入成熟阶段。500 hPa上的位势高度场上, 地面气旋中心不再位于槽前, 而是进入冷涡内部, 无法从槽前的正涡度平流中获取维持旋转的能量而开始消散。同时也表明气旋和冷涡融合形成了自地面至500 hPa乃至更高的一个深厚的涡旋系统。贝加尔湖以东的脊由于后部的冷平流而减弱南退, 从而使气旋南部的经向风减弱, 纬向风增强, 经向风减弱, 从气旋南部向气旋中心的水汽输送减弱, 气旋开始消亡。850 hPa在气旋的东南部冷平流区和暖平流区呈西北-东南向并列的带状分布, 并且温度平流中心的强度明显减弱。300 hPa气旋中心远离急流轴, 没有较好的高空动力条件支持气旋的继续发展。5日00 UTC地面气旋中心已完全位于高空冷涡内部, 结构变得松散, 850 hPa气旋内部也已没有了温度平流, 大气的斜压性已不足以使得气旋维持。
总体而言, 本文研究的气旋在生成时, 500 hPa上游有一个长波槽, 随着槽的不断发展东移, 槽前部的气旋从正涡度平流中获取能量而快速发展。更多的研究[18-19]也表明气旋的爆发与中纬度锋区有关, 强烈的冷暖平流导致大气的强斜压性是气旋爆发性发展的重要条件。在气旋成熟时刻气旋和槽的相对位置发生了变化, 地面气旋中心位于高空冷涡内部而非东亚大槽的前部, 从而开始减弱最终消亡。
4 气旋的“眼” 4.1 卫星云图特征3日18 UTC, 气旋处于爆发性发展的阶段(见图 7(a)), 云团呈“逗号”状。在云团中心附近有轮廓清晰的无云区, 为气旋的“眼”区。4日00 UTC气旋达到成熟时(见图 7(b)), 云团在“眼”区内部形成向内旋转多圈的螺旋结构。在气旋成熟后(见图 7(c)), 4日09 UTC气旋的“眼”区逐渐扩大, 内部多圈螺旋的结构也不再清晰。
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((a)2015年1月3日18 UTC；(b)4日00 UTC和(c) 4日09 UTC的可降水量(实线, 间隔0.5 kg·m-2)。线AB和线CD用于做后面的垂直剖面分析。Precipitable water (solid line, 0.5 kg·m-2 interval) at (a)18 UTC 3, (b) 00 UTC 4 and (c) 09 UTC 4 January，2015. Lines AB and CD are used for vertical cross section analyses later.) 图 7 MTSAT红外卫星云图和可降水量 Fig. 7 MTSAT satellite infrared images and precipitable water |
图 7(c)中方框内为该气旋的“眼”区, 由一条云带向气旋内部螺旋而成。其东西跨度约为380 km, 南北跨度约为390 km。云带在气旋内部再次旋转一圈, 形成“内眼”, 其直径约为100 km。同时, 一条狭长的无云带从“眼”区的东南部向内逆时针延伸而入, 在“眼”区的东部, 无云带宽度约为150 km, 在“眼”区的北部宽度为80 km, 在“眼”区的西部宽度约为40 km。这种明暗相间的螺旋结构看起来类似于“盘蜷的蛇”形状。由于气旋的云团是由水滴、冰晶等组成, 因此用可降水量来诊断气旋内部的水汽分布情况。可降水量在气旋成熟后, 其水平分布也呈现出与卫星云图相类似的分布特征。
单位面积上的可降水量可由以下公式得到：
| $ PW \equiv \int\limits_0^\infty {\rho q{\rm{d}}z}。$ | (2) |
其中：ρ为空气密度(kg·m-3)；q为比湿(kg·kg-1)；PW表示单位面积气柱中所含有水汽的质量, 单位为kg·m-2。
4.2 350 hPa上位涡的水平分布特征位势涡度是用来综合表征大气的动力学特征和热力学特征的物理量, 文中对位势涡度的计算采用式(3), 即绝对涡度与静力稳定度的乘积。
| $ PV = - g\left( {\zeta + f} \right)\frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}。$ | (3) |
其中：PV表示位势涡度；g为重力加速度；ζ为相对涡度；f为牵连涡度；θ为位温。
图 8为3日18 UTC至4日12 UTC在350 hPa上的位涡场的水平分布。3日18 UTC气旋处于爆发性发展的阶段, 地面气旋中心位于高空的低位涡区的西南部, 高位涡区在此处向低位涡区伸入, 形成一个位涡“舌”, 地面气旋中心位于舌的尖端。随着气旋发展, 3日22 UTC位涡舌呈逆时针旋转, 并带动其东侧的高位涡区向北凸起, 4日00 UTC气旋达到成熟时, 低位涡区呈逆时针旋转并在位涡舌的西侧以“楔形”刺入, 5 PVU等值线将位涡舌分成了东西两个中心, 其一位于靠近地面气旋中心以西, 另一个则位于气旋的东南部。4日04 UTC低位涡区已深入舌的南部, 使位涡舌呈反向的“C”型分布, 但地面气旋中心附近的高位涡区仍保持椭圆形。4日09 UTC 3 PVU等值线已环绕地面气旋中心一周, 其顶端位于地面气旋中心的北侧。相对于04 UTC时刻, 09 UTC和12 UTC时的位涡舌呈带状分布, 形如“盘蜷的蛇”, 而以3 PVU等值线为界, 高位涡区和低位涡区呈相互咬合的形态。
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((a)2015年1月3日18 UTC；(b)4日00 UTC；(c)4日04 UTC；(d)4日09 UTC；(e)4日11 UTC和(f) 4日12 UTC的位势涡度(实线, 间隔1×10-6 K·m-2 kg-1·s-1, 阴影区域表示位势涡度大于3×10-6 K·m-2 kg-1·s-1)。Potential vorticity (solid line, 1×10-6 K·m-2 kg-1·s-1 interval) at (a)18 UTC 3, (b)00 UTC 4, (c)04 UTC 4, (d) 09 UTC 4, (e) 11 UTC 4 and (f) 12 UTC 4 January, 2015. The areas above 3×10-6 K·m-2 kg-1·s-1 are shaded.) 图 8 350 hPa上的位势涡度 Fig. 8 Potential vorticity at 350 hPa |
图 9为350 hPa上的相对涡度和位温随高度变化的分布。对比图 7可以看出，350 hPa上相对涡度的水平分布与位势涡度的水平分布非常相似, 也呈向内旋转的形态。而位温随高度变化的水平分布仅在气旋达到成熟前呈“钩”状分布, 在成熟后未见与位势涡度相似的分布。由此可知, 造成气旋中心附近350 hPa上位势涡度场似“盘蜷的蛇”的形态的主要因素为动力学因素, 即涡度的水平分布, 而非热力学因素, 即位温随高度的变化。
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((a)2015年1月3日18 UTC；(b)4日00 UTC；(c)4日04 UTC；(d)4日09 UTC；(e)4日11 UTC和(f)4日12 UTC的相对涡度(实线, 间隔1×10-4 s-1, 阴影区域表示相对涡度大于1×10-4 s-1), 位温随高度变化(虚线, 间隔4×10-4 K·Pa-1)。Relative vorticity (solid line, 1×10-4 s-1 interval) and static stability (dashed line, 4×10-4 K·Pa-1) at (a)18 UTC 3, (b)00 UTC 4, (c)04 UTC 4, (d) 09 UTC 4, (e)11 UTC 4 and (f)12 UTC 4 January，2015. The shaded region indicates the area where relative vorticity is greater than 1×10-4 s-1.) 图 9 350 hPa上的相对涡度, 位温随高度变化分布 Fig. 9 Relative vorticity, vertical variation of potential temperature at 350 hPa |
结合卫星云图可见, 在气旋达到成熟时, 首先在卫星云图上出现了清晰的多圈螺旋的眼结构, 此时位势涡度场在气旋中心仍然为一个团状高值区。而在接下来的10 h内, 随着眼结构云系逐渐变松散模糊, 位势涡度场上才逐渐形成了与卫星云图相似的螺旋结构, 即高位势涡度的分布不再集中于气旋的中心, 而是形成自外向内的螺旋带状分布。这也就表明, 当高位势涡度集中于气旋中心时, 由于位势涡度的动力学作用, 卫星云图上才呈现了向内多圈螺旋的眼结构。而随着气旋的发展, 大量干空气被卷入到气旋内部, 使得位势涡度场也形成多圈螺旋的结构, 高位势涡度不再集中于气旋中心, 因此卫星云图上的眼结构也难以维持。也即, 卫星云图上出现的特殊的眼结构, 可能是高空位势涡度分布的反映。
4.3 “眼”的垂直剖面特征图 10为3日18 UTC沿线AB和CD的垂直剖面图。在地面气旋中心偏西的位置, 从地面至500 hPa有直径约为330 km的高涡度柱, 而对应地面气旋中心附近的等位温线向下弯曲形成一个暖心结构, 表明从地面至400 hPa高度在地面气旋中心都有潜热释放。垂直运动速度分析表明, 在地面气旋中心的东西两侧各有一个上升运动区, 最大上升速度约为1.5 m·s-1, 在偏北部存在一个下沉运动区, 最大下沉速度约为-0.6 m·s-1。这种在“眼”区外围有上升运动中心, 而“眼”区内部为下沉运动的空间分布与热带气旋的“眼”区结构非常相似。
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((a)和(c)相对涡度(实线, 间隔1×10-4 s-1)和位温(虚线, 间隔4 K)；(b)和(d)垂直运动速度(实线和填色, 间隔0.3 m·s-1)。(a) and (c) for relative vorticity (solid line, 1×10-4 s-1 interval) and potential temperature (dashed line, 4 K interval), (b) and (d) for vertical velocity (solid line and shaded, 0.3 m·s-1 interval).) 图 10 2015年1月3日18 UTC沿线AB和CD的垂直剖面图 Fig. 10 The cross section analyses along the lines AB and CD at 18 UTC 3 January, 2015 |
本文对2015年1月发生在西北太平洋上的一个爆发性气旋的“眼”状结构进行了分析。天气形势分析表明, 在该气旋发展过程中, 地面气旋中心位于500 hPa一个长波槽的槽前, 正涡度平流和较强的大气斜压性使该气旋得以快速发展。在气旋发展过程中, 气旋逐渐进入槽北部的冷涡中, 无法从槽前获得气旋维持旋转的能量而减弱消亡。
研究表明, 热带气旋由于其内部强烈的旋转运动往往在气旋中心生成一个圆形的无云区, 称之为“眼”区。在本文研究的爆发性气旋达到成熟时, 气旋中心也出现了类似的“眼”区, 与热带气旋的“眼”状结构很相似, 在该气旋的“眼壁”处有上升区, 在“眼”区内有下沉区并且有暖心结构。与热带气旋的“眼”不同的是, 本文研究的气旋的“眼”并没有像卫星云图上热带气旋的“眼”有一个闭合的圆形, 而是呈现出云团向气旋内部旋转形成“盘蜷的蛇”的形态。这种水平分布在气旋达到成熟后10 h, 在350 hPa上位势涡度场和涡度场上也呈现出类似的表现。考虑到热带气旋在热带地区生成发展, 其环境近似为正压大气, 潜热释放主导的CISK机制是其发展的重要作用, 易于形成对称的圆形“眼”结构；而爆发性气旋多发生在中高纬度的斜压大气内, 大气的斜压性是其发展的重要因素, 各气象要素分布不对称, 所以其内部会形成不对称的“眼”结构。形成这种向内旋转的“眼”结构的原因还需要更进一步的分析。
致谢 本文第一作者感谢李昱薇同学在论文写作过程中提出了许多建设性意见；本文所用数据由NCEP(National Centers for Environmental Prediction)和CIMSS(Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies)提供，在此表示感谢。
| [1] |
Sanders F, Gyakum J R. Synoptic-dynamic climatology of the "Bomb"[J]. Mon Wea Rev, 1980, 108: 1589-1606. DOI:10.1175/1520-0493(1980)108<1589:SDCOT>2.0.CO;2
(  0) |
| [2] |
Yoshida A, Asuma Y. Structures and environment of explosively developing extratropical cyclones in the Northwestern Pacific region[J]. Mon Wea Rev, 2004, 132: 1121-1142.
( 0) |
| [3] |
Murty T S, McBean G A, McKee B. Explosive cyclogenesis over the Northeast Pacific Ocean[J]. Mon Wea Rev, 1983, 111: 1131-1135.
( 0) |
| [4] |
Bosart L F. The Presidents' Day Snowstorm of 18-19 February 1979: A subsynoptic-scale event[J]. Mon Wea Rev, 1981, 109: 1542-1566. DOI:10.1175/1520-0493(1981)109<1542:TPDSOF>2.0.CO;2
( 0) |
| [5] |
Uccellini L W, Kocin P J, Petersen R A, et al. The Presidents' Day Cyclone of 18-19 February 1979: Synoptic overview and analysis of the subtropical jet streak influencing the pre-cyclogenetic period[J]. Mon Wea Rev, 1984, 112: 31-55.
( 0) |
| [6] |
Uccellini L W, Keyser D, Brill K F, et al. The Presidents' Day Cyclone of 18-19 February 1979: Influence of upstream trough amplification and associated tropopause folding on rapid cyclogenesis[J]. Mon Wea Rev, 1985, 113: 962-988. DOI:10.1175/1520-0493(1985)113<0962:TPDCOF>2.0.CO;2
( 0) |
| [7] |
Gyakum J R. On the evolution of the QE Ⅱ Strom. Ⅰ: Synoptic aspects[J]. Mon Wea Rev, 1983, 111: 1137-1155. DOI:10.1175/1520-0493(1983)111<1137:OTEOTI>2.0.CO;2
( 0) |
| [8] |
Gyakum J R. On the evolution of the QE Ⅱ Storm. Ⅱ: Dynamic and thermodynamic structure[J]. Mon Wea Rev, 1983, 111: 1156-1173. DOI:10.1175/1520-0493(1983)111<1156:OTEOTI>2.0.CO;2
( 0) |
| [9] |
McBride J L. Observational analysis of tropical cyclone formation. Part Ⅰ: Basic description of data sets[J]. J Atmos Sci, 1981, 38: 1117-1131. DOI:10.1175/1520-0469(1981)038<1117:OAOTCF>2.0.CO;2
( 0) |
| [10] |
Jordan C L. On the low-level structure of the typhoon eye[J]. J Meteor, 1952, 9: 285-290.
( 0) |
| [11] |
Zipser E J. Mesoscale and convective-scale downdrafts as distinct components of squall-line structure[J]. Mon Wea Rev, 1977, 105: 1568-1589.
( 0) |
| [12] |
Foerster A M, Bell M M, Harr P A, et al. Observations of the eyewall structure of typhoon Sinlaku (2008) during the transformation stage of extratropical transition[J]. Mon Wea Rev, 2014, 142: 3372-3392. DOI:10.1175/MWR-D-13-00313.1
( 0) |
| [13] |
Lewis B M, Hawkins H F. Polygonal eye walls and rainbands in hurricanes[J]. Bull Amer Meteor Soc, 1982, 63: 1294-1301. DOI:10.1175/1520-0477(1982)063<1294:PEWARI>2.0.CO;2
( 0) |
| [14] |
Schubert W H, Montgomery M T, Taft R K, et al. Polygonal eyewalls, asymmetric eye contraction, and potential vorticity mixing in hurricanes[J]. J Atmos Sci, 1999, 56: 1197-1223. DOI:10.1175/1520-0469(1999)056<1197:PEAECA>2.0.CO;2
( 0) |
| [15] |
Lander M A. A tropical cyclone with a very large eye[J]. Mon Wea Rev, 1999, 127: 137-142. DOI:10.1175/1520-0493(1999)127<0137:ATCWAV>2.0.CO;2
( 0) |
| [16] |
Hoose H M, Colón J A. Some aspects of the radar structure of hurricane Beulah on September 9, 1967[J]. Mon Wea Rev, 1970, 98: 529-533. DOI:10.1175/1520-0493(1970)098<0529:SAOTRS>2.3.CO;2
( 0) |
| [17] |
Blackwell K G. The evolution of hurricane Danny (1997) at landfall: Doppler-observed eyewall replacement, vortex contraction/intensification, and low-level wind maxima[J]. Mon Wea Rev, 2000, 128: 4002-4016.
( 0) |
| [18] |
Rogers E, Bosart L F. An investigation of explosive deepening oceanic cyclones[J]. Mon Wea Rev, 1986, 114: 702-718.
( 0) |
| [19] |
Sanders F. Explosive cyclogenesis in the West-Central North Atlantic Ocean, 1981-84. Part Ⅰ: Composite structure and mean behavior[J]. Mon Wea Rev, 1986, 114: 1781-1794. DOI:10.1175/1520-0493(1986)114<1781:ECITWC>2.0.CO;2
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