【摘要】：水汽和降水是全球水循環(huán)的重要組成部分,一直以來為大氣科學(xué)界的研究熱點(diǎn)。水汽和降水相變過程中釋放的潛熱能改變大尺度環(huán)流運(yùn)動、影響大氣能量循環(huán)和地球輻射收支平衡。大氣柱的水汽含量,又稱大氣可降水量(Precipitable water,簡稱PW),可以反映大氣中水資源的分布情況,且對降水有很好的指示作用。而環(huán)境大氣的溫度、濕度條件是水循環(huán)過程中形成降水的基礎(chǔ),大氣溫度、PW和降水之間相互影響。另一方面,我國氣候區(qū)劃多樣,不同區(qū)域的PW、降水和溫濕特征有明顯差異,而目前對我國大陸PW、降水和大氣參數(shù)(以大氣溫濕為主)的綜合研究有待更深入。因此,本論文將利用探空和衛(wèi)星的探測結(jié)果,系統(tǒng)分析中國大陸大氣溫濕、PW和降水的水平分布和垂直結(jié)構(gòu)特征、線性變化趨勢及其相互關(guān)系,為進(jìn)一步地認(rèn)識中國大陸地區(qū)的大氣熱力、動力結(jié)構(gòu),并探討近十幾年來頻發(fā)的極端降水特征和極端降水對大氣溫濕變化的響應(yīng)。1.大氣可降水量分布特征及趨勢利用全球無線電探空數(shù)據(jù)集(Integrated Global Radiosonde Archive,簡稱IGRA)和中國氣象局信息中心(China Meteorological Administration,簡稱CMA)探空資料集,對中國大陸地區(qū)1995-2012年P(guān)W進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析。PW的多年平均空間分布表明中國大陸地區(qū)的PW具有明顯的地域差異,即由南至北呈遞減變化。PW的季節(jié)差異大,夏季(6月至8月)最大、冬季最小(12月至2月),空間分布與多年平均態(tài)相似。根據(jù)多年平均PW概率密度分布,可將中國大陸地區(qū)依次分為西北地區(qū)、東北-華北地區(qū)、華東-華中地區(qū)及華南地區(qū)。以上四個區(qū)域的PW多年線性趨勢均呈顯著的下降趨勢,分別為-3.1,-2.0,-2.1和-3.4 mm/decade。進(jìn)一步地分析了四個區(qū)域的PW與大氣環(huán)流(東亞夏季風(fēng),ENSO事件和北大西洋濤動)的關(guān)系。PW和大氣柱平均溫度的相關(guān)分析表明,中國大陸地區(qū)下降的PW變化主要是由于近十幾年來柱平均溫度下降。統(tǒng)計(jì)還表明,四個區(qū)域的降水變化并未呈現(xiàn)與PW一致的下降趨勢,說明降水機(jī)制的復(fù)雜性。2.不同降水類型和大氣溫濕結(jié)構(gòu)特征基于搭載在熱帶測雨衛(wèi)星(Tropical Rainfall Measuring Mission,簡稱TRMM)的測雨雷達(dá)(Precipitation radar,簡稱PR)和IGRA的融合探測結(jié)果,探討了1998-2012年雨季(5月至8月)中國大陸和鄰近洋面(四川盆地SCB,中國東南部SEC,中國中東部MEC,太平洋西北部NWP)對流和層云降水垂直結(jié)構(gòu)和熱力結(jié)構(gòu)特征。四個區(qū)域的對流降水回波頂高度均高于對應(yīng)的層云降水。陸面區(qū)域(SCB,SEC,MEC)兩種回波頂高度在傍晚(12 UTC)高于清晨(00 UTC),洋面(NWP)情況則與此相反。此外,對流和層云降水云團(tuán)內(nèi)溫度距平的分布表明,在降水發(fā)生時對流層底部有0-2 K的降溫冷卻,并且這種冷卻對于12 UTC的層云降水比對流降水更顯著、陸面對流層下部降溫冷卻比洋面更強(qiáng)烈。而兩個時次對流層中部出現(xiàn)了顯著的增溫,其中在300 hPa的高度表現(xiàn)最明顯。另一方面,降水前后大氣相對濕度距平垂直分布表明,降水發(fā)生前對流和層云降水對應(yīng)的相對濕度明顯增加,降水前的增濕為降水提供充足的水汽基礎(chǔ)。12 UTC對流降水和層云降水發(fā)生前后對流層中部(700 hPa-500 hPa)相對濕度增加比00 UTC更顯著,層云降水相對濕度增加比對流云降水增濕顯著,陸面相對濕度增加比洋面顯著。3.極端降水和對應(yīng)的近地表溫濕分布特征采用1998-2012年TRMM PR降水觀測資料和ERA-Interim再分析數(shù)據(jù),首先綜合研究了中國大陸地區(qū)(26°-34°N,85°-125°E)的多年平均降水和對應(yīng)溫濕分布特征。其次,對比分析了大陸地區(qū)極端降水及對應(yīng)溫濕的分布特征和趨勢變化。結(jié)果顯示,大陸地區(qū)降水發(fā)生較多區(qū)域主要集中在中東部和青藏高原南部,近地表降水強(qiáng)度空間分布相對均勻,而中國中東部地區(qū)和青藏高原南部的近地表降水較其他地區(qū)略大(4 mm/h左右)。多年平均降水對應(yīng)的近地表溫度分布來看,由西向東(青藏高原東部至中東部地區(qū))溫度的范圍為280-290 K,青藏高原南部溫度顯著較高(超過295 K)。近地表相對濕度的變化由南至北有較弱的遞減,在青藏高原南部和四川盆地東部地區(qū)相對濕度較大(達(dá)到95%)。極端降水的樣本量和強(qiáng)度、對應(yīng)的溫濕分布形態(tài)和多年平均降水及對應(yīng)的溫濕的分布相似。極端降水占降水的百分比較大值主要出現(xiàn)在中國中東部地區(qū)和青藏高原南部,所占百分比在8%左右。另外,極端降水占降水百分比表現(xiàn)出明顯的月之間的變化(7月最大,1月最小),而極端降水強(qiáng)度的季節(jié)差異不大。通過趨勢分析發(fā)現(xiàn),近十五年來,雖然極端降水強(qiáng)度沒有顯著的變化趨勢,但是極端降水占降水的百分比有所上升(0.19%/decade)。4.極端降水隨溫度變化特征利用1998-2012年IGRA溫濕資料、對應(yīng)的地基雨量計(jì)日均降水資料和TRMM PR探測結(jié)果,分析并比較地處同緯度的中國東部和青藏高原東部地區(qū)的極端降水隨近地面溫度的變化關(guān)系。結(jié)果表明:中國中東部和青藏高原東部地區(qū)日平均極端降水強(qiáng)度均隨近地面日平均溫度變化呈單峰值結(jié)構(gòu),溫度低于閾值(中東部溫度閾值為25℃,高原東部為15℃)時極端降水強(qiáng)度隨溫度以近似克拉伯龍-克勞修斯(Clausius-Clapeyron,簡稱C-C)變率增加。兩個區(qū)域不同的降水類型影響極端降水強(qiáng)度隨溫度的增加速率。然而,當(dāng)溫度高于閾值時,中東部和青藏高原東部的日平均極端降水強(qiáng)度隨著溫度的升高而降低。進(jìn)一步分析兩個區(qū)域的極端降水強(qiáng)度和濕度的關(guān)系發(fā)現(xiàn),由于近地面濕度隨溫度先增后減的變化的而影響極端降水隨溫度呈先升高后降低。另外,極端降水強(qiáng)度隨溫度的變化不僅受到近地面濕度的制約同時也受到整層水汽(即PW)的影響。
【學(xué)位授予單位】：中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)
【學(xué)位級別】：博士
【學(xué)位授予年份】：2019
【分類號】：P426;P423;P412.2
【圖文】：

數(shù)精度遠(yuǎn)不如氣壓、溫度等氣象參數(shù)。因此，由再分析資料計(jì)算正（Ｐａｌｔｒｉｄｇｅｅｔａｌ＿，２００９；Ｖｅｙｅｔａｌ．，２０１０）。無線電探空可以直接探并具有較高的垂直分辨率和較長的時間序列，相對于其他的觀測實(shí)的反映大氣實(shí)際溫濕狀態(tài)，這對于ＰＷ計(jì)算十分便利，即將比便可得到ＰＷ。如Ｒｏｓｓ邋ｅｔａｌ．邋（２００１）無線電探空數(shù)據(jù)并分別計(jì)年和１９５８－１９９５年北半球?qū)α鲗樱校宗厔荩保梗罚常保梗梗的昶陂g北半示出ＰＷ隨溫度升高而增大，而另外一個時間段ＰＷ趨勢增加較體現(xiàn)在１９７３年以后；Ｄｕｒｒｅ邋ｅｔ邋ａｌ．邋（２００９）基于ＩＧＲＡ探空數(shù)據(jù)年北半球?qū)α鲗又械蛯樱ǖ乇碇粒担埃埃瑁校幔╁澹校滓裕埃矗靛澹恚恚洌澹悖幔洌宀⑶矣懻摿嗽鲩L的ＰＷ是與溫度和水汽輸送有關(guān)；Ｚｈａｏ邋ｅｔ邋ａｌ．邋（２０的資料新建立的露點(diǎn)溫度差數(shù)據(jù)集計(jì)算了邋１９７０－２００８年中國地區(qū)中國大部分地區(qū)站點(diǎn)ＰＷ以２．０－５．０％邋ｄｅｃａｄｅ－１的速度增長。通過Ｅ中國中部以北地區(qū)增長明顯并且ＰＷ的變化和垂直上升運(yùn)動有關(guān)。逡逑

Ｍｉｔｏｖｓｋｉ邋ａｎｄ邋Ｆｏｌｋｉｎｓ邋（２０１４）利用ＴＲＭＭ三級格點(diǎn)降水產(chǎn)品和ＩＧＲＡ探空資料，逡逑通過分析深對流過程中溫度、濕度和降水垂直分布形態(tài)，提出兩種在熱帶赤道地逡逑區(qū)的深對流加熱過程模型（圖１．２）。第一種模型指出由向上的運(yùn)動過程的冷卻抬逡逑升了深對流產(chǎn)生的加熱，于是導(dǎo)致深對流加熱中心的熱量能伸展到更大的空間尺逡逑度上。第二種模型指出隨著降水的發(fā)展，對流層呈現(xiàn)下層加熱上層冷卻的狀態(tài)。逡逑在對流降水發(fā)展初期，對流加熱使位勢高度異常進(jìn)而會隨著對流加熱的增強(qiáng)而抬逡逑升，這一過程產(chǎn)生的氣壓梯度會將對流向四周輻散，向上的部分則造成了動力冷逡逑卻。逡逑ａ）邋Ｍｏｄｅ－１逡逑＊ｉｌ邐Ｉ邐Ｉｔ＊逡逑ｂ）邋Ｒａｉｎ邋ａｎｄ邋Ｃｏｌｕｍｎ邋Ｗａｔｅｒ邋ａｎｏｍａｌｉｅｓ逡逑３ｉ邐７Ｔ：邐ｎ逡逑—Ｒ？ｌｎ＊ｎｏｍ邐￥邋—逡逑－３６邐－２４邐－１２邐０邐１２邐２４邐３６逡逑Ｔｉｍｅ邋（ｈ］逡逑邐ｃ）邋Ｍｏｄｅ－２邐逡逑Ｇｒｏｗｔｈ邋Ｓｔａｇｅ邋Ｄｅｃａｙ邋Ｓｔａｇｅ逡逑ＣＯＮＶ邐ＣＯＮＶ逡逑ＣＯＯＬ逡逑１３Ｃ邐Ｚｆ邐ｊ逡逑（＾ＣＯＮＶ＾）４—逡逑ＣＯＮＶ邐ＣＯＮＶ逡逑Ｃｏｌｕｍｎ邋．邐Ｃｏｌｕｍｎ邋｜逡逑Ｗａｔｅｒ邋Ｔ邐Ｗａｔｅｒ邋ｉ逡逑ｔ＝－９ｈ邐ｔ＝０ｈ邐ｔ＊＋９ｈ逡逑圖１．２熱帶對流降水加熱大氣模型（引自：Ｍｉｔｏｖｓｋｉ邋ａｎｄ邋Ｆｏｌｋｉｎｓ，２０１４）逡逑６逡逑

在未來幾十年里極端降水強(qiáng)度會以此變率繼續(xù)增強(qiáng)。Ｄｒｏｂｉｎｓｋｉ邋ｅｔａｌ．邋（２０１６）結(jié)合逡逑法國南部降水觀測數(shù)據(jù)和模式模擬的結(jié)果，提出了不同季節(jié)極端降水隨溫度變化逡逑過程的概念模型（圖１．３）。法國南部的極端降水隨溫度隨溫度變化呈“鉤狀”分逡逑布，在１５°Ｃ以下主要是秋冬兩季極端降水的貢獻(xiàn)，降水強(qiáng)度隨著溫度的升高增逡逑大；之后春夏過渡期間的對流降水占大部分，極端降水強(qiáng)度隨溫度達(dá)到峰值；在逡逑溫度高的區(qū)域主要是夏季對流降水的貢獻(xiàn)，這種類型降水過程中極端降水強(qiáng)度隨逡逑溫度的升高而下降。還有學(xué)者不僅研宄了極端降水和溫度的關(guān)系，還分析了在這逡逑其中的影響極端降水和溫度變化的因子，例如：Ｂｌｅｎｋｉｎｓｏｐｅｔａｌ．邋（２０１５）和Ｌｅｐｏｒｅ逡逑ｅｔ邋ａｌ．邋（２０１５）分別分析了在英國和美國東部極端降水隨溫度變化的Ｃ－Ｃ變率受到逡逑大尺度環(huán)流、露點(diǎn)溫度和不穩(wěn)定能量ＣＡＰＥ的制約。Ｌｏｃｈｂｉｈｌｅｒｅｔａｌ．（２０１７）基于逡逑地基雷達(dá)觀測發(fā)現(xiàn)極端降水隨露點(diǎn)溫度的增加率超過了邋Ｃ－Ｃ變率，他們又指出逡逑區(qū)域的濕度、云的尺度和中尺度環(huán)流在對露點(diǎn)溫度影響極端降水過程中的作用十逡逑分重要。逡逑由目前己有研宄可知，降水、水汽還有溫度相互關(guān)聯(lián)、相互影響。并且在不逡逑同的降水時間尺度和空間范圍上

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本文編號：2750483