發(fā)布時(shí)間：2020-10-14 08:31

　　 本文利用 TRMM(Tropical Rainfall Measuring Mission)3B42 V7 和 TRMM 2A25 V7降水資料、TMI(TRMM Micro wave Imager)總的可降水量(total precipitable water,簡寫為 TPW)資料、IFREMER3(Institut Frangais de Recherche pour['Exploitation de la Mer,version 3)海氣熱通量資料、CloudSat云分類資料、FNL(Final analysis)再分析資料和JTWC(Joint Typhoon Warning Center)最佳路徑數(shù)據(jù)集,運(yùn)用基于風(fēng)切變坐標(biāo)系的合成分析方法,研究了 2001-2015年期間不同風(fēng)切變方向和不同強(qiáng)度變化類別的西北太平洋熱帶氣旋水汽收支各分量的空間分布特征,旨在探討水汽收支對熱帶氣旋強(qiáng)度變化的可能影響機(jī)制。研究結(jié)果表明:(1)風(fēng)切變坐標(biāo)系下,熱帶氣旋降水的空間分布呈現(xiàn)出明顯的不對稱結(jié)構(gòu)。不論風(fēng)切變方向如何變化,降水均偏向于下風(fēng)切左側(cè)且偏東風(fēng)切變的熱帶氣旋平均降水量要比偏西風(fēng)切變的大。熱帶氣旋降水的強(qiáng)弱與其與副熱帶高壓的相對位置和距離有關(guān),低空急流的存在有利于水汽輸送。不論風(fēng)切變方向如何變化,整層積分的水汽通量輻合(moisture flux convergence,簡寫為MFC)大值中心均位于下風(fēng)切方向。降水大值中心相對于整層積分的MFC大值中心的氣旋性偏移是熱帶氣旋中低層氣旋性環(huán)流的平流作用導(dǎo)致的。(2)水汽收支分量中,海表蒸發(fā)和外圍環(huán)境場中的TPW在熱帶氣旋快速增強(qiáng)過程中起重要作用。海表蒸發(fā)主要受海平面溫度的影響。海表蒸發(fā)和外圍環(huán)境場中的TPW有利于熱帶氣旋快速增強(qiáng)主要是因?yàn)樗鼈冇欣谶吔鐚拥目諝庠鰷卦鰸?從而導(dǎo)致對流有效位能(convective available potential energy,簡寫為CAPE)增大。除了邊界層的熱動力作用外,中層的熱動力過程也會導(dǎo)致快速增強(qiáng)的熱帶氣旋CAPE較大。減弱的熱帶氣旋平均初始強(qiáng)度最強(qiáng),因此,其整層積分的MFC最大,降水量也最大。這與海表水汽及熱通量和邊界層的低熵下沉氣流對熱帶氣旋強(qiáng)度變化是起相反作用的觀點(diǎn)是一致的。(3)不論熱帶氣旋強(qiáng)度如何變化,水平和垂直方向上,降水均隨著距離增加迅速減小。水平方向上,強(qiáng)降水主要集中在距離熱帶氣旋中心1個(gè)最大風(fēng)速半徑的范圍內(nèi),垂直方向上,主要集中在2km以內(nèi)。從地面至2km高度處,減弱的熱帶氣旋平均降水量最大,這主要是其平均初始強(qiáng)度最強(qiáng)造成的。2-10 km以內(nèi),快速增強(qiáng)的熱帶氣旋平均降水量要大于減弱的熱帶氣旋,這主要是因?yàn)榭焖僭鰪?qiáng)的熱帶氣旋對流比較深厚,垂直方向上降水能延伸到的高度較高。不論熱帶氣旋強(qiáng)度如何變化,下風(fēng)切左側(cè)降水量均是最大的,且下風(fēng)切方向的降水強(qiáng)度和覆蓋范圍均強(qiáng)于和寬于上風(fēng)切方向。(4)熱帶氣旋中心附近以深對流云為主,熱帶氣旋內(nèi)部劇烈的上升運(yùn)動主要發(fā)生在深對流云內(nèi)。快速增強(qiáng)的熱帶氣旋中深對流云出現(xiàn)的概率明顯大于沒有快速增強(qiáng)的熱帶氣旋。深對流云象限間的變化比較明顯,不同強(qiáng)度變化類別的熱帶氣旋出現(xiàn)概率最大的象限也會有所不同。高層云的分布也呈現(xiàn)出一定的不對稱性。卷云、高積云、層積云和積云各象限間的分布比較均勻,變化較小。
【學(xué)位單位】：南京信息工程大學(xué)
【學(xué)位級別】：碩士
【學(xué)位年份】：2018
【中圖分類】：P444
【部分圖文】：

２．?３．?４熱帶氣旋降水的有效影響半徑??為了確定熱帶氣旋降水的有效影響半徑，我們計(jì)算了?２００１－２０１５年期間西北太平洋??熱帶氣旋的徑向平均降水分布，結(jié)果如圖２．１所示。從圖２．１我們可以看出，平均降水??量隨著距離的增加呈現(xiàn)出先增加后指數(shù)下降的特征。當(dāng)距離熱帶氣旋中心５００?ｋｍ后，??平均降水量幾乎不變。因此，本文選取５００?ｋｍ作為熱帶氣旋降水的有效影響半徑。??／Ａ??４．５－?＼??４＊?＼??３．５－?＼??ｒ?＼?－??１?２．５－?＼??■Ｓ?＼??１?２－?＼??１．５－?＼?■??１?．??０．５－?？??０?２５?７５?１７５?２７５?３７５?４７５?５７５?６７５?７７５?８７５?９７５??Ｄｉｓｔａｎｃｅ?ｆｒｏｍ?ｃｅｎｔｅｒ?（ｋｍ）??圖２．１?２００１－２０１５年西北太平洋熱帶氣旋徑向平均降水分布（單位：ｍｍ／ｈ）。ｘ軸表示距離熱帶氣旋??中心的距離??２．?３．?５?ＦＮＬ資料的準(zhǔn)確性??為了驗(yàn)證ＦＮＬ資料的準(zhǔn)確性，我們分別利用ＦＮＬ中的降水?dāng)?shù)據(jù)和ＴＲＭＭ?３Ｂ４２?Ｖ７??資料合成了風(fēng)切變坐標(biāo)系下２０１０－２０１３年（ＦＮＬ僅２０１０－２０１３年有降水?dāng)?shù)據(jù)）西北太平??洋熱帶氣旋降水的空間分布，結(jié)果如圖２．２ａ、ｂ所示。圖２．２ｃ為ＦＮＬ資料合成的２００１－２０１５??年西北太平洋熱帶氣旋中心附近ｌ〇ｍ風(fēng)場。與ＴＲＭＭ３Ｂ４２Ｖ７資料（圖２．２ｂ）對比之??后我們不難發(fā)現(xiàn)，利用ＦＮＬ資料（圖２．２ａ）合成的降水大值中心同樣位于下風(fēng)切左側(cè)。??前人的研究表明［８７＿８９］

Ｄｉｓｔａｎｃｅ?ｆｒｏｍ?ｃｅｎｔｅｒ?（ＲＭＷ）?Ｄｉｓｔａｎｃｅ?ｆｒｏｍ?ｃｅｎｔｅｒ?（ＲＭＷ）??３．１?２００１－２０１５年風(fēng)切變坐標(biāo)系下西北太平洋不同風(fēng)切變方向的熱帶氣旋降水的合成分布（單／ｈ），其中（ａ）為東北方向切變，（ｂ）為東南方向切變，（ｃ）為西南方向切變，（ｄ）為西北變。圖中風(fēng)切變方向均指向正北（ｙ軸正方向），ｘ軸和ｙ軸表示距離熱帶氣旋中心的距離，ＲＭＷ???３水汽輸送分析??暴雨發(fā)生和持續(xù)的條件之一是要有源源不斷的水汽輸送和水汽輻合，僅靠當(dāng)?shù)丶核�，是不可能形成暴雨的，因此，分析水汽通量散度是非常必要的。將方程（４邊第一�?xiàng)展開［９＜）］：??Ｃ?＝?－?＾?■?（ｊｐＰ；?ｑＶ?ｄｐ）?＝?－－ｇ?Ｊ；；（ｇ７?－＾ｄｐ－１－?■?Ｖｑ）ｄｐ?＝?Ｑ?＋?Ｃ２?（９于ＦＮＬ資料相對濕度場的數(shù)據(jù)上界為ｌＯＯｈＰａ，因此本文中ｐ＾ｌｌＯＯｈＰａ，ｑ為輻

Ｄｉｓｔａｎｃｅ?ｆｒｏｍ?ｃｅｎｔｅｒ?（°）?Ｄｉｓｔａｎｃｅ?ｆｒｏｍ?ｃｅｎｔｅｒ?（°）??圖３．２同圖３．１，但為水汽通量散度福合項(xiàng)的合成分布（單位：ｍｍ／ｈ），ｘ軸和ｙ軸間隔為１°??圖３．２為風(fēng)切變坐標(biāo)系下不同風(fēng)切變方向的熱帶氣旋水汽通量散度輻合項(xiàng)的合成圖。??由Ｐ?ＭＦＣ卞：要集中在距離熱帶氣旋屮心３００?ｋｍ范圍內(nèi)且外圍的差別很小，因此圖屮僅??展示了距離熱帶氣旋中心３°范圍內(nèi)的水汽通量散度輻合項(xiàng)的分布情況。從圖３．２?ｉ」Ｊ以??看出，盡管風(fēng)切變方向不同，輻合項(xiàng)的大值區(qū)均位于下風(fēng)切方向，但強(qiáng)度稍有差別。東??北方向切變的熱帶氣旋（圖３．２ａ）平均輻合項(xiàng)最大，約為３．９?ｍｍ／ｈ，其次為東南方向切??變的熱帶氣旋（圖３．２ｂ）和西南方向切變的熱帶氣旋（圖３．２ｃ），西北方向切變的熱帶??氣旋（圖３．２ｄ）平均輻合項(xiàng)最小，約為３．１?ｍｍ／ｈ。在距離熱帶氣旋中心３°范圍內(nèi)，除??西南方向切變的熱帶氣旋輻合項(xiàng)出現(xiàn)了小范圍負(fù)值區(qū)外，其余三個(gè)風(fēng)切變方向的熱帶氣??旋輻合項(xiàng)均為正值，表明在這一區(qū)域內(nèi)水汽通量散度以輻合為主。輻合項(xiàng)的結(jié)果與降水??分布的結(jié)果相吻合
【參考文獻(xiàn)】

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1 尹浩;王詠青;鐘瑋;;西北太平洋熱帶氣旋快速加強(qiáng)過程中的水汽特征分析[J];氣候與環(huán)境研究;2015年04期

2 姚小娟;黎偉標(biāo);陳淑敏;;利用TMI反演的水汽凝結(jié)物對熱帶氣旋潛熱結(jié)構(gòu)分布的探索研究[J];大氣科學(xué);2014年05期

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本文編號：2840426