青藏高原正涡度源的形成及其对中国东部梅雨的影响

论文题目: 青藏高原正涡度源的形成及其对中国东部梅雨的影响

论文类型: 博士论文

论文专业: 气象学

作者: 王慧

导师: 陈联寿

关键词: 高原正涡度源,正涡度中心,西风带扰动,非绝热加热,梅雨,高原涡

文献来源: 南京信息工程大学

发表年度: 2005

论文摘要: 利用1948-2003年NCEP逐日再分析数据及2003年6-7月3-6小时实际观测和NCEP再分析资料,对青藏高原正涡度源的形成机制、正涡度的向东输送、高原涡的结构和演变特征、涡度和能量收支、对中国东部梅雨强降水的影响进行了观测事实分析、诊断和数值研究,得到以下主要结论: 夏季高原主体上存在一个持续的正涡度涡源和向下游中国东部的输送带。梅雨季节一个个东移到长江中下游的正涡度中心,与梅雨暴雨过程几乎是一一对应的关系。由于高原涡大部分在移出高原后下沉减弱消失,正涡度中心却仍继续东移,因此比高原涡的东移更有意义。夏季高原成为正涡度中心源地,原因至少有两个:高层西风带扰动和高原加热。当西风带扰动靠近高原,高原逐渐进入其影响范围,高层位涡扰动与低层位温扰动的相互正反馈促使高原气旋性环流的发展。与Hoskins用位涡思想来阐述高层正位涡异常与低层气旋的正反馈作用不同的是,夏季高原本身是巨大的热源,这种加热甚至比暖平流加热还强;高原上经常出现“超干绝热”现象,这将使得高原上的气旋性环流加强幅度比其他情况下更大;由于高原地形的抬高使得从高原到上层扰动的气层厚度小于Rossby穿透高度H_R=fL/N(～10km)。这些特点使:①高层如300hPa上的西风带扰动的影响力很容易到达高原近地层;②上下层很强的相互作用;③由于在高原以外地区热力动力条件改变,正涡度源地受地形限制在高原范围内。高原涡是高原正涡度中心的一种典型系统。高原涡到高原东侧后,如果涡柱叠加在其诱生涡柱上,及自身涡柱合并,涡柱增强。当远离高原时涡柱重新分离,迅速减弱。但由于高层西风带扰动靠近,高层出现正涡度中心。高空扰动的作用使低涡维持正涡度强度,并能在继续东移中重新发展为低涡。对高原涡过程的非绝热加热的计算得到,当低涡在高原西部产生时,气柱内的感热加热比潜热加热超前,当低涡发展东移后,涡柱的非绝热加热显著加热,其中潜热的作用有很大贡献。当低涡远离高原后,非绝热加热减弱。数值试验发现,感热通量、潜热释放对低涡的生成起决定作用。向上的地面潜热通量对移动到高原东部的高原涡有较大正影响。对高原涡生命期中几个阶段的涡度和能量收支的研究发现,高原自身的热力、动力作用使气柱膨胀,产生上升运动,及产生的对涡动量的垂直输送和低、中层辐合,产生有效位能并向涡动动能转化,平均动能向涡动动能的转换。高层西风带扰动以涡前高层辐散,高层涡度水平平流,涡动动能的水平通量散度等形式影响着高原涡的生成发展和维持。高原正涡度中心东移以三种形式影响下游的梅雨。a,当高原涡在高原上时,通过对下游的形势调整使华西反气旋(脊)迅速削弱,长江以南重新恢复西南气流。南海水汽的输送带和高原东侧水汽输送带建立,在高原涡形成后24-36小时内梅雨带可以再次在长江中下游形成;b,高原涡柱下高原后分裂,分离的一个正涡度中心与浅槽沿约35°N纬线东移,与此时已经在长江中下游重新建立的切变线和梅雨带形成“西槽东切”,在高原涡生成后48-60小时形成梅雨期一个暴雨集中时段;c,高原涡远离高原后减弱,可能再生成低涡或逐渐蜕变成短波槽,东移中缓慢南压,在高原涡形成后72-84小时激发出梅雨带上一次暴雨时段。

论文目录:

摘要

ABSTRACT

第一章绪论

1．1 选题意义

1．2 研究进展

1．2．1 青藏高原动力作用对大气环流的影响

1．2．2 高原热力作用对大气环流的影响

1．2．3 青藏高原的热力作用与夏季环流异常

1．2．4 青藏高原系统东移与中国东部降水

1．3 本文研究内容

1．4 数据和方法、关键论点、研究特色

1．4．1 数据

1．4．2 模式和方法

1．4．3 关键论点

1．4．4 研究的特点

参考文献

第二章青藏高原涡源与东部夏季降水

2．1 引言

2．2 一个天气过程实例

2．3 对高原低值系统的调查

2．3．1 2003年6-7月的降水分段和雨带分布

2．3．2 高原低值系统的定义和普查

2．3．3 正涡度中心的产生和东移频次

2．3．4 东移的正涡度中心与下游天气的关系

2．4 高原涡度源和正涡度中心的东移

2．4．1 高原正涡度源

2．4．2 各阶段涡度向下游输送特点

2．5 副热带高压断裂与高原涡源的关系

2．6 高原及周围地区正涡度的气候平均态和季节变化

2．7 典型的丰梅年高原涡源和正涡度东移特点

2．8 结论

参考文献

第三章东移高原涡的演变与维持机理诊断

3．1 引言

3．2 高原涡的结构和移动特征

3．2．1 移动路径

3．2．2 低涡初生和发展阶段涡度场特征

3．2．3 低涡下高原时的特征

3．2．4 低涡变形特征

3．2．5 500 hPa低涡的新生

3．3 另一个东移的高原涡

3．4 结构和移动特征小结

3．5 东移高原涡涡柱的平均特点和性质

3．5．1 计算

3．5．2 高原涡柱的斜压性

3．6 东移高原涡涡柱涡度收支

3．7 涡动动能收支

3．8 结论

参考文献

第四章高低空配置对低层东移气旋的作用

4．1 引言

4．2 高低空辐合辐散场配置

4．2．1 低涡生成前

4．2．2 低涡生成时

4．2．3 低涡发展时

4．2．4 低涡远离高原后

4．3 理想数值试验

4．3．1 两层斜压准地转模式

4．3．2 高层流场的作用

4．3．3 模式变换

4．3．4 基本设计

4．3．5 试验结果

4．4 结论

参考文献

第五章东移高原涡非绝热加热作用的诊断和数值研究

5．1 引言

5．2 高原涡生命过程中的加热特征

5．3 数值试验

5．3．1 控制试验

5．3．2 试验结果

5．4 地面感热对涡旋的影响试验

5．4．1 方案设计

5．4．2 试验结果

5．5 地面潜热输送对涡旋的影响试验

5．6 潜热释放对高原涡的影响试验—“假”干过程试验

5．7 结论

参考文献

第六章西风带扰动对高原涡源形成和正涡度中心东移的作用

6．1 引言

6．2 低涡生成移动与西风扰动

6．3 极锋锋区的变化

6．3．1 高原涡产生前极锋锋区减弱

6．3．2 高原涡产生后与极锋锋区加强

6．4 急流的变化

6．4．1 两个经度急流的时间分布

6．4．2 同一时次急流的空间分布

6．4．3 低涡所在经度急流的动态特征

6．5 高层位涡扰动下传

6．5．1 同一经度的位涡时间分布

6．5．2 同一时次位涡的空间分布

6．5．3 低涡的上下游位涡的动态特征

6．6 等熵面上的位涡下滑

6．7 高层位涡扰动和低层位温扰动

6．8 高空西风扰动与高原涡源关系密切

6．8．1 低涡或正涡度中心产生的位置

6．8．2 台风活动与低涡或正涡度中心的产生

6．8．3 低涡或正涡度中心产生在高原热岛上

6．9 讨论和结论

参考文献

第七章东移的高原涡在梅雨带重建和暴雨形成中的作用

7．1 引言

7．2 环流形势的调整

7．2．1 云带的快速变化

7．2．2 雨带的北抬

7．3 大气总能量的变化

7．3．1 总比能的增长

7．3．2 位势不稳定能量的增加

7．4 水汽输送变化

7．4．1 低层水汽输送

7．4．2 低层水汽输送的变化

7．4．3 中层水汽输送

7．5 流场的调整

7．5．1 500 hPa形势调整

7．5．2 对反气旋性环流削弱的诊断

7．6 高原涡的直接作用

7．6．1 高原涡分裂的正涡度中心

7．6．2 高原涡蜕变成的横槽

7．7 结论

参考文献

第八章青藏高原东南转向水汽对梅雨降水的影响

8．1 引言

8．2 计算方法

8．3 2003年梅雨期水汽输送特征

8．3．1 气层平均的水汽输送流

8．3．2 水汽流的剖面特征

8．3．3 水汽输送量

8．4 气候平均的水汽流

8．5 丰梅枯梅的水汽输送

8．6 数值试验

8．6．1 实况水汽输送分析

8．6．2 方案设计

8．6．3 数值模拟和试验

8．7 小结与讨论

参考文献

第九章结论与讨论

9．1 夏季高原主体涡源

9．2 高原涡的结构

9．3 高原涡源的存在机制

9．3．1 高层扰动特征

9．3．2 非绝热加热的作用

9．3．3 高原涡源的产生机制

9．3．4 高原涡的涡度能量收支

9．4 高空反气旋对低层东移气旋的作用

9．5 高原正涡度中心东移对下游梅雨带的作用

9．5．1 在下游形势调整中的作用

9．5．2 分裂正涡度中心东移

9．5．3 低涡正涡度中心带南压

9．6 概念模型

9．7 问题与展望

致谢

发布时间: 2005-06-29

参考文献

[1].三江平原生态系统CO2通量的长期观测研究[D]. 宋涛.南京信息工程大学2007
[2].副热带夏季涡旋气候动力学的初步研究[D]. 代刊.南京信息工程大学2007
[3].长江中下游持续性强降水事件多尺度特征研究[D]. 惠品宏.南京大学2015
[4].梅雨锋暴雨β中尺度涡旋结构与机理研究[D]. 汤杰.南京大学2011

青藏高原正涡度源的形成及其对中国东部梅雨的影响

猜你喜欢