孟加拉灣風(fēng)暴(簡稱孟灣風(fēng)暴)和青藏高原系統(tǒng)均對我國天氣和氣候有重要影響,兩者活動區(qū)域相鄰,但它們之間相互作用及其影響研究不多。本文首先對孟灣風(fēng)暴活動與東亞地區(qū)熱源進行了相關(guān)性分析,并分別選取強、弱熱源異常年份,合成對比分析高原熱源異常對孟灣風(fēng)暴活動的影響;然后分析初夏孟灣風(fēng)暴活動期間青藏高原大氣環(huán)流的異常變化特征,并針對青藏高原產(chǎn)生持續(xù)暴雪和強降雨過程的兩個個例診斷分析孟灣風(fēng)暴活動對青藏高原產(chǎn)生影響的物理過程;最后利用中尺度數(shù)值模式敏感性試驗,進一步探討孟灣風(fēng)暴對青藏高原的影響。取得了一些結(jié)論。相關(guān)性分析結(jié)果顯示,孟灣風(fēng)暴活動與青藏高原東南部熱源有一定的相關(guān)性。初夏孟灣風(fēng)暴生成數(shù)與青藏高原東部熱源變化呈負相關(guān),而秋季則是正相關(guān)關(guān)系。對青藏高原熱源異常年份的合成對比,進一步分析高原熱源與孟灣風(fēng)暴活動的相關(guān)性表明,高原熱源變化對孟灣風(fēng)暴活動有影響。初夏當(dāng)青藏高原熱源偏強時,南亞高壓位置偏北,孟加拉灣上空大氣對流活動減弱;當(dāng)熱源偏弱時,南亞高壓位置偏南,孟加拉灣上空大氣對流活動增強。秋季熱源強的年份,孟加拉灣上空南亞高壓范圍擴大,高層輻散加強,低層垂直上升運動增強,而且整層垂直風(fēng)切變較小;而秋季弱熱源年份,在孟加拉灣上空南亞高壓范圍縮小,整層垂直風(fēng)切變較大,大氣對流活動并不顯著。而孟灣風(fēng)暴活動對高原環(huán)流異常變化也有重要作用。合成分析1979-2013年初夏孟灣風(fēng)暴活動期間的大氣環(huán)流表明,風(fēng)暴活動期間伴隨南亞高壓北上,南支槽加深,青藏高原切變系統(tǒng)活躍等環(huán)流特征,造成青藏高原東南部視熱源、視水汽匯以及大氣上升運動異常增強,有利于增加高原降水。個例診斷和數(shù)值試驗表明,孟灣風(fēng)暴通過偏南低空急流向西藏南部輸送不穩(wěn)定暖濕大氣,為青藏高原提供有利的動力和熱力條件,促進了強降水區(qū)大氣對流活動使降水增幅。其中青藏高原地形阻擋強迫也起重要作用。
【學(xué)位單位】：中國氣象科學(xué)研究院
【學(xué)位級別】：碩士
【學(xué)位年份】：2015
【中圖分類】：P434;P425
【部分圖文】：

青藏高原大地形對其上空和周圍的大氣環(huán)流有著重要影響，并且改變著整個亞洲的氣候形態(tài) (Ding，1992)。青藏高原的熱力作用對全球氣候的作用也是不可忽視的。陳隆勛(2001)指出，冬季青藏高原冷源發(fā)生異常變化時，高原東部大氣與其周圍大氣之間的熱力差異也會變化，青藏高原東部出現(xiàn)異常經(jīng)向風(fēng)同時赤道太平洋海溫也出現(xiàn)異常。張艷和錢永甫(2004)的研究表明，當(dāng)前一年春、夏季青藏高原東西部之間的熱力差異出現(xiàn)正異常時，秋季的印度洋海溫出現(xiàn)正異常。青藏高原大氣熱狀況發(fā)生異常變化時，東亞地區(qū)大氣環(huán)流關(guān)系也會相應(yīng)作出調(diào)整(段安民等，2003)。2.2 孟加拉灣 TC 生成數(shù)與青藏高原熱源的年際變化特征2.2.1 孟加拉灣 TC 個數(shù)的年際變化從圖 2.1 可見，1979 到 2013 年期間，孟加拉灣 TC 生成數(shù)目呈現(xiàn)比較穩(wěn)定的波峰、波谷交替周期性變化，變化周期范圍大致在 3-5 年。從 1979 到 1992 年間孟加拉灣 TC 數(shù)目震蕩幅度呈增大趨勢，并在 1992 年達到極大值 2.35，1992 年之后震蕩幅度開始回落，2004 年之后震蕩幅度又開始增大。

圖 2.2 1979-2013 年孟加拉灣初夏5-6 月(藍線)和秋季 10-12 月(紅線)TC生成數(shù)標準化序列2.2.2 不同季節(jié)孟加拉灣 TC 個數(shù)及青藏高原東部熱源指數(shù)年際變化羅會邦等(1995)、趙平等(2001)和簡茂球等(2004)均研究指出，青藏高原熱源與東亞大氣環(huán)流、我國長江流域降水關(guān)系密切。參考簡茂球等(2004)的方法，我們選取區(qū)域(90°E～100°E, 27.5°N～32.5°N)平均的大氣熱源< Q1 > 代表青藏高原東部的大氣熱源。圖 2.3 顯示，5-6 月孟加拉灣 TC 隨著年份呈現(xiàn)較規(guī)律的周期性變化，這種變化與孟加拉灣 TC 總數(shù)及 5-6 月青藏高原東部大氣熱源隨時間的變化并不一致，而且在一些年份與高原東部大氣熱源變化呈反位相，說明高原東部大氣熱源增強(減弱)時，初夏 5-6 月孟加拉灣 TC 反而減少(增加)。

圖 2.2 1979-2013 年孟加拉灣初夏5-6 月(藍線)和秋季 10-12 月(紅線)TC生成數(shù)標準化序列2.2.2 不同季節(jié)孟加拉灣 TC 個數(shù)及青藏高原東部熱源指數(shù)年際變化羅會邦等(1995)、趙平等(2001)和簡茂球等(2004)均研究指出，青藏高原熱源與東亞大氣環(huán)流、我國長江流域降水關(guān)系密切。參考簡茂球等(2004)的方法，我們選取區(qū)域(90°E～100°E, 27.5°N～32.5°N)平均的大氣熱源< Q1 > 代表青藏高原東部的大氣熱源。圖 2.3 顯示，5-6 月孟加拉灣 TC 隨著年份呈現(xiàn)較規(guī)律的周期性變化，這種變化與孟加拉灣 TC 總數(shù)及 5-6 月青藏高原東部大氣熱源隨時間的變化并不一致，而且在一些年份與高原東部大氣熱源變化呈反位相，說明高原東部大氣熱源增強(減弱)時，初夏 5-6 月孟加拉灣 TC 反而減少(增加)。

【參考文獻】

相關(guān)期刊論文 前5條

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本文編號：2826172