郭大梅[1]2004年在《一次爆发性气旋发展机制的数值模拟及诊断研究》文中提出本文以1981年12月19日—21日发生在西太平洋上的一次爆发性气旋为例，用PSU／NCAR MM5模式对该天气过程进行了数值模拟试验，比较好地模拟出了此次天气过程的演变情况。 从气旋发展过程中的位涡着手，对模式积分结果的各个时次的湿位涡的空间分布和随时间的演变进形了诊断分析，得出：气旋的爆发与位涡的平流关系密切。气旋的发展初期，位涡中心位于气旋的后部，200hPa以下有明显的倒圆锥形下沉区，该下沉区位于气旋的后部。这种形势有利于气旋上空的位涡增长。气旋强烈发展期，一般300hPa以下，位涡的下沉区在气旋的上空，300hPa以上气旋中心仍位于大值位涡后部。气旋发展后期气旋中心上空300hPa以上位于位涡平流零线附近。850hPa以下的斜压位涡的正负值的变化与气旋的发展有很好的对应关系。 由正压位涡分析得出，气旋爆发性发展的启动因子之一为低层存在强对流性不稳定。在气旋强烈发展期对流不稳定大大减弱。气旋锢囚期对流不稳定最弱。 对气旋强烈爆发的过程进行干湿对比数值模拟试验，得出：潜热释放使对流层项和等温面抬高，气流在高层的上升冷却形成扰动槽，其适应过程使高层出现惯性不稳定。惯性不稳定总是伴随强惯性稳定区存在，这两者产生的加速度场可形成高层的辐合、辐散引起气旋加强以及降水加大，降水加强又可使潜热进一步加大和扰动槽加强，从而导致惯性不稳定加剧。这种正反馈的过程有利于气旋的加深。 总之，对流不稳定、强斜压性和正压位涡平流、潜热释放是本次气旋发展的启动因子。惯性不稳定，正压位涡平流以及正压位涡大值下沉至气旋上空和地转适应过程是气旋强烈发展的动力因子。
孙雅文[2]2015年在《变性台风LUPIT爆发性发展的研究》文中认为本文利用NCEP (National Centers for Environmental Prediction)供的FNL(Final Analyses)格点资料与大气数值模式WRF (Weather Research Forecast Model)-3.4.1对2009年0920号超强台风LUPIT变性后再次爆发性发展的原因进行了深入研究,详细分析了热带气旋变性为温带爆发性气旋过程中的时空结构特征和潜热加热对变性气旋爆发性发展的影响。该热带气旋于2009年10月15日18 UTC在菲律宾以东的西北太平洋洋面上生成,移动路径呈西北-东北走向。26日06UTC变性为温带气旋后爆发性发展,最大加深率达到2.4贝吉隆,气旋中心气压值最低达到955 hPa。该气旋于30日12 UTC减弱消失,变性后整个过程历时4天06小时。分析FNL资料发现,在爆发性发展阶段,200 hPa高空的辐散、500 hPa低涡的加强、低层水汽的输送、位势涡度的分布以及锋面系统的斜压性等诸多因素在不同阶段影响着气旋强度的变化：1.200 hPa高空急流促使气旋加强主要在气旋发展阶段与成熟阶段：发展阶段与气旋位于急流轴南侧受高空强辐散作用有关,成熟阶段与气旋位于急流出口区左侧受高空强辐散影响。两个阶段均为高空辐散导致地面气旋降压,但造成辐散的原因各不相同。2.500 hPa低压槽对气旋加强的影响主要在初始阶段与发展阶段,不同阶段影响特点不同：(1)初始阶段,槽后冷平流随高度减弱,有利于槽的发展加深,槽前正涡度平流增加,导致地面气旋降压。(2)发展阶段,除了前期气旋对应低压槽自身存在冷平流使海平面气旋发展加强外,上游区域另一短波槽发展加深并与气旋对应低压槽合并,槽的振幅大幅度加强,槽中形成闭合低涡。气旋所在位置上空正涡度平流随时间增大,促使了气旋的快速降压。在发展阶段的后期,气旋位置逐渐向高空闭合低涡中心接近,对流层中下层涡度平流随时间减小。但由于高空涡度平流随高度增加使垂直上升运动加强,造成气旋更快速的爆发性发展。3. PV (Potential Vorticity, PV)对于地面气旋降压的促进作用主要在初始阶段与发展阶段。由于气旋所在位置对应高空的上游区域存在PV正异常,PV轴线由对流层低层至高层向西倾斜,有利于地面气旋式环流加强。另一方面由于高空较大PV下传,使得气旋加强降压。在成熟阶段,PV轴线呈铅直分布,有利于气旋强度的维持。4.锋面系统对气旋的影响在初始阶段与发展阶段。除了锋面系统自身的斜压不稳定有利于气旋发展外,锋面抬升造成的对流性不稳定能量释放也会促使气旋发展加强。5.低层较大的偏南风为气旋发展提供充足的水汽,上升运动造成凝结,潜热释放对气旋爆发性发展起到决定性作用。利用WRF模式对26日06 UTC至28日12 UTC的过程进行了模拟和数值实验,分析了影响变性台风爆发性发展的物理机制。结果表明潜热通过影响环流间接促使气旋的爆发性发展：气旋的上升运动使得卷入气旋内部的水汽上升,释放潜热。由于较为深厚的对流系统使潜热释放的位置发生在对流层的中高层。热量释放之后,由于气旋位于高空槽前,西南气流向槽前高压脊内输送热量,加热大气。当热量积累达到一定程度,加热中心上层大气的位势高度升高,下层的位势高度降低。这会使上层槽前涡度平流增加,下层槽前涡度平流降低,造成气旋所在位置高层的涡度平流随高度增加。涡度平流的增加使得对应位置的上升运动加强,促使地面气旋降压。而地面气旋中心气压值的降低,会使对应的上升运动加强,有利于水汽凝结释放潜热,形成正反馈。虽然本文发现的正反馈机制与描述台风发生发展的CISK机制都是对流凝结潜热释放与天气尺度系统相互促进造成气旋的发展,但最主要的不同之处在于：强的环境风切变,向下游方向输送热量和潜热加热对环流的影响在大气中层槽前气流的下游,而不是CISK机制中位于地面气旋的上空。
刘爽[3]2017年在《爆发性气旋形成机制的个例研究》文中研究表明本文利用美国国家环境预报中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction)提供的FNL(Final Analyses)1o×1o分辨率、时间间隔为6h的再分析格点资料,结合可用的观测资料和WRF(Weather Research and Forecasting Model)模式的高分辨率数值模拟结果,对2016年5月2-4日发生在东亚近海岸的强爆发性气旋(中心气压加深率大于2.0贝吉隆)的形成和发展过程进行了详尽地描述,同时对其形成机制进行了详细研究。并且在此基础上总结分析了北半球2015年10月至2016年9月期间爆发性气旋的时空分布特征。对2016年5月发生在东亚近海岸的强爆发性气旋形成机制的研究结果表明,气旋在发展过程中,200hPa上高空急流与冷锋前暖平流及系统前部正涡度平流的作用均能引起高空大气产生强辐散,从而促使低空减压产生强辐合,加强了气旋附近的上升运动,为气旋爆发性发展提供有利的动力条件。冷锋前后的冷暖平流增强,加大了冷锋前后的温度梯度,促使锋区斜压性增大。对流层顶附近大气减压、等压面升高,产生强辐散,促进高低空大气之间抽吸作用的增强,低层大气辐合加剧,水平风涡度加大,气旋爆发性发展。气旋前部偏南急流与水汽通量轴及水汽通量辐合区迭加,为暴雨天气提供了充足的水汽。暖湿气流沿冷锋向上爬升,使中空大气斜压性增强,低压系统发展,地面气旋受干冷空气入侵强度减弱。高低空低压系统强度发展不一致,导致系统在中空产生断裂,高低空低压系统脱离,地面气旋被冷空气占据,填塞消亡。能量锋区南北两侧次级环流的存在与强降水的产生密切相关。偏南气流沿能量锋区爬升,使气旋中心附近上升运动增强,促进高空闭合环流的发展。次级环流强迫产生的南向的气流与气旋北侧低空的下沉气流产生辐合抬升,使气旋偏北一侧上升运动增强,生成狭窄的能量锋区,从而引起强降水。WRF3.3.1模式合理地再现了此爆发性气旋的发生发展过程。对300hPa和700hPa高低空急流的演变,气旋爆发前后急流核的传播方向,以及700hPa上相对湿度场特征及演变过程,模式都有很好的模拟,只在强度和位置上略有偏差。对北半球的爆发性气旋的统计分析结果表明,3月是爆发性气旋发生发展的高峰月,冬季爆发性气旋的强度要强于其他季节,随着强度增加,爆发性气旋发生的次数越来越少;两大洋的西海岸为爆发性气旋发生的主要区域,太平洋发生爆发性气旋的频率要高于大西洋,并且在纬向性分布上太平洋爆发性气旋的发生区域相较大西洋约偏南10个纬度;阿留申地区没有爆发性气旋发生,格陵兰-冰岛有弱的爆发性气旋出现。
戎辰[4]2016年在《春秋季节中国东部海上气旋发展机制对比研究》文中进行了进一步梳理本文对2008—2014年我国东部海域海上发展气旋进行了统计分析,根据发生的季节将海上气旋分为两类：春季发展型与秋季发展型。分别对这两类气旋的基本统计特征进行了对比,然后利用动态合成分析方法对这两类气旋分别合成诊断并分析其合成结构特征。在海上气旋发展机制的研究中,重点分析气旋急流的动力促进作用以及环境因子在海上气旋发展过程中的影响作用,最后利用WRF模式模拟这两类气旋在海上发展过程中,气旋暴雨的时空演变,气旋急流的结构配置与强度变化,进而对海上气旋发展的作用。结果表明：(1)海上发展气旋并没有呈现出明显的年际变化,总体看来,春季海上气旋与秋季海上气旋是一类较浅薄的低值系统。进一步地依据气旋垂直尺度还可再分为两类,一类较为浅薄,垂直尺度大约在850hPa,另一类较为深厚,通常达700 hPa或以上。秋季海上气旋总体来说垂直伸展在700 hPa。春秋季节海上气旋的水平尺度大多在1500 km以内,只有少数可以达到2500 km以上。春秋气旋在海上的移动路径主要有两条：偏东移东经过日本和向东北移动经过韩国。此类海上发展气旋与爆发性气旋的主要区别是发展时期强度变化仅2-3hPa/6hr,且活动范围主要在中纬度。(2)我国东部海域海上气旋发展前后伴随的灾害性天气为大风、大浪与强降水,春季降水范围大于秋季,春季降水较为集中,秋季降水较为分散。春季海浪高值区与大风区位于气旋东南或偏东：秋季海浪高值区与大风区在气旋中心区域。(3)春秋季节海上气旋发展的影响因子在热力方面主要为气旋中心附近的暖中心与中心附近上空的暖平流,相比较而言,春季暖平流较秋季更为强盛。海上非绝热加热对气旋降水分布有显着指示意义。对流不稳定在春季气旋发展中作用不显着,但却是秋季气旋发展的一个重要因子。(4)在动力方面,气旋急流是春秋季两类气旋海上发展的重要因子与水汽输送的重要载体,在气旋结构中,气旋急流轴区范围的平均强度在1000hPa上达到10m/s以上,850hPa上达到16m/s以上。气旋急流在垂直层次间的配置,构成了春秋季气旋上大下小的漏斗形状,并且在气旋东南部呈结构性强盛。低层气旋急流左侧为气旋式切变有利于气旋中心强度维持,高层气旋急流左侧气旋式切变对应低层气旋急流右侧,有利于气旋式抽吸。多层气旋急流配合,导致强的垂直上升运动区在气旋东南部扩展增强,而气旋的其它象限没有气旋急流,形成气旋漏斗形叁维结构中的螺旋上升支较强,下沉支不明显。气旋在流场上是非对称结构。其它有利于气旋加强发展的主要因子有高空急流动量下传、下垫面海温感热加热等。(5)数值模拟结果显示,气旋东南部强降水的范围与雨强随着气旋增强而扩展,其潜热释放反馈气旋的增强。春季气旋降雨区大于秋季,有利于春季气旋的增强。而气旋急流的演变及其非对称结构的维持与增强,有力地促进了气旋在海上的加强。春季气旋急流的配置较秋季气旋急流尺度和范围更大,有利于春季气旋水平尺度的扩展。
危国飞[5]2013年在《热带气旋Bavi（0818）变性爆发性发展的诊断分析与数值模拟》文中提出西北太平洋热带气旋Bavi (0818)变性为海洋温带气旋后爆发性发展,最终强度达到948hPa,是一个非常特殊的热带气旋变性后再发展个例。本文利用NCEP再分析资料和JMA西北太平洋热带气旋最佳路径分析资料,采用天气学分析、扩展Zwack-Okossi方程、ω方程、位涡分析和动能收支方程和WRF数值模拟试验,对热带气旋Bavi变性后爆发性发展过程进行诊断分析。结果表明：热带气旋Bavi在转向东北方向移动后,有中纬度锋区侵入,并有西风槽移到Bavi上空。Bavi环流由于迭加在中纬度锋区上,启动了500-1000hPa间的厚度平流,暖平流在Bavi的东北侧发生,冷平流在Bavi的西南侧发生。低层有一条从低纬伸向Bavi东北侧的西南-东北向水汽输送通道。暖平流、正涡度平流和大尺度加热在Bavi东北侧强迫出正地转涡度倾向,Bavi东北侧气压下降；冷平流和负涡度平流在Bavi西南侧强迫出负地转涡度倾向,Bavi西南侧气压上升,Bavi中心沿变压梯度最大的东北方向移动。在滤除Bavi的数值模拟试验中,中纬度锋区在高层槽的作用下也有温带气旋的发展,但最终该温带气旋的强度比实况弱33hPa,说明Bavi移入的环境场本身就有利于温带气旋的发展,而Bavi的移入并和此温带气旋合并,大大加强了此温带气旋发展所能达到的强度。在Bavi爆发性发展之前,控制气旋发展的主要强迫项是大尺度加热；在爆发性发展时,控制气旋发展的主要强迫项是大尺度加热和暖平流。绝热冷却、负涡度平流和冷平流对气旋的发展起阻碍作用。暖平流和正涡度平流通过使高层气流辐散而对地面气旋发展有直接作用,还可以通过强迫出垂直速度影响大尺度加热,对地面气旋发展有间接作用,而大尺度加热又可以通过反馈作用影响涡度平流和温度平流。动能制造是Bavi动能增加唯一的源项,低层制造的动能约有一半向高层输送,加强高空急流,高空急流的加强反过来又促进气旋的发展。500hPa南北两支西风带低压槽合并以及北槽对应的温带气旋并入Bavi后,Bavi西侧冷平流及下沉运动急剧加强,导致高层高位涡下传,使Bavi爆发性发展。500hPa南北两支西风带低压槽合并是Bavi爆发性发展的启动因子。在关闭潜热反馈的数值模拟试验中,Bavi没有出现迅速加深,先是逐渐减弱,在西风带低压槽合并后略有加强,最终比实况弱50hPa,西风带低压槽通过合并使涡度平流、温度平流突增是Bavi爆发性发展的关键,而充沛的水汽输送使非绝热加热过程对Bavi的快速增长有一个非线性增幅的作用。气旋的发展与水汽通道的强弱、大尺度的加热、冷暖锋的加强、高层槽的发展、高空急流的发展以及高层高位涡空气的下传在气旋达到最大强度之前是一个正反馈过程,改变其中的任意一环都会对整个过程产生重大影响。
刘娜[6]2011年在《南大洋夏季爆发性气旋的统计特征与数值模拟研究》文中提出爆发性气旋是指一个气旋的中心气压值(将其规范化到60°N)在24小时内下降24 hPa以上,即气旋中心气压降低率大于1 hPa/小时(贝吉龙)的快速发展的气旋。由于其发展迅速,破坏力大,有“气象炸弹”之称。过去已有的关于爆发性气旋的研究多集中在北半球,对南半球爆发性气旋的特征知之甚少。本文首先利用美国国家环境预报中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction)提供的FNL(Final Analyses)格点资料分析了南大洋2004~2008年4个夏季(12月、1月、2月)的气旋和爆发性气旋的特征,并利用尽可能多的观测资料和WRF(Weather Research & Forecast)模式的高分辨率数值模拟结果,对2008年2月25日发生在南印度洋的一个强爆发性气旋(中心气压加深率大于1.8贝吉龙)和2007年12月10日发生在南太平洋的一个弱爆发性气旋(中心气压加深率大于等于1小于1.3贝吉龙)的形成和发展过程进行了详尽的刻画,同时对其形成与发展机制进行了数值模拟研究。统计分析发现,1月为南大洋夏季爆发性气旋发生发展的高峰月。南大洋夏季爆发性气旋一般生成于中纬度,在南大西洋和南印度洋海域较多,在南太平洋海域相对较少,一般在45°S～60°S纬度内爆发,中心气压在60°S~70°S的纬度内达到最低值。弱爆发性气旋在叁类爆发性气旋中所占比例最大,约为56%,强爆发性气旋数量最少。爆发性气旋中心气压加深率最大为2.9贝吉龙,中心气压最低为923 hPa。路径大多为东-东南走向,个别气旋有向东北方向移动的过程。生命周期一般为3~5天,水平尺度平均约为3000 km。通过对中心气压加深率大于1.3贝吉龙的爆发性气旋的合成分析发现,气旋的爆发性发展总是伴随有高中低空急流和斜压带。2008年2月发生在南印度洋的强爆发性气旋生成于25日06 UTC,于29日00 UTC消亡,共90小时,有强烈的连续24小时爆发性发展过程。25日12 UTC中心气压加深率达到2.9贝吉龙,为4年夏季爆发性气旋最大加深率。通过对各种观测资料的分析和WRF高分辨率模拟结果发现,该气旋的结构在爆发前后有明显的变化。气旋爆发时刻涡度、位势涡度以及垂直上升速度增加并达到最强,气旋在爆发结束后即进入成熟稳定状态。气旋爆发性发展过程中,500 hPa有高空槽相伴随,气旋生成时位于高空槽前。气旋上空有比较强的斜压带,斜压能量是其初期生成和发展的主要能量来源。大尺度高空槽通过槽前负涡度输送和槽后槽前冷暖平流对斜压不稳定的加强作用为气旋发展和维持提供有利的环境。同时,250 hPa高空急流出口区的辐散和暖平流,以及850 hPa西北风急流所提供的强的暖平流和水汽通道也对气旋初期爆发性发展和维持极为有利。敏感性数值试验结果表明潜热释放是影响气旋爆发性发展的关键因子,但爆发性气旋的发展与海表温度的大小关系不大,可以在一个很宽泛的温度范围内发生发展。2007年12月10日18 UTC生成的气旋属于弱爆发性气旋,中心气压最大加深率为1.2贝吉龙,气旋自生成至消亡历时114小时,有两个不连续的弱爆发性发展过程。爆发性发展阶段,气旋中心对应850 hPa以上有急流,风速在第一次爆发性发展阶段达到最大,风向以北向风为主,生成时对应500 hPa有高空槽位于气旋地面中心西侧,在槽迅速向气旋接近并与其中心重迭后,气旋即达成熟状态。潜热释放仍是影响其爆发性发展的重要因子。FNL资料分析和WRF数值模拟结果都表明,对流层顶的高位涡能量下传以及低空急流自北向南带来的暖湿气流为气旋第一次爆发性发展提供了能量,500 hPa高空槽与斜压带的有利配合,也对其初期的迅速发展有一定影响。利用WRF叁维变分数据同化系统和COSMIC GPS RO(Constellation Observing System for Meteorology Ionosphere and Climate Global Positioning System Radio Occultation)数据进行的几组同化试验结果表明,COSMIC数据对模拟结果有很好的订正作用,弥补了非同化试验中无法正确模拟第一次爆发性发展过程以及后期模拟结果不准确等缺陷。通过对强、弱爆发性气旋的对比发现,两者都有较长时间的快速发展过程,气旋生成时位于500 hPa高空槽前,潜热释放是影响两个气旋爆发性发展的重要因子,高低空急流和对流层顶的高位涡能量下传在其快速发展不同阶段起到重要作用。但前者较后者爆发性强,生命周期短,水平尺度大。前者生成于南大洋爆发性气旋频发区南印度洋海域南半球西风带内,此区域常年存在的中低空急流为爆发性气旋的发展提供了有利的环境。后者出现在爆发性气旋较少发现的区域罗斯海,南极海冰的存在对气旋的爆发性发展不利。强爆发性气旋爆发时位于高空急流出口辐散区,气旋中心200~300 hPa高空急流风速比弱爆发性气旋大20 m/s,且有明显向下传输的现象。而弱爆发性气旋则处于高空急流附近辐合区,不利于气旋的爆发。强爆发性气旋的发展伴随着气旋上空斜压性的明显增强。易于气旋发展的地理环境、地面气旋与高空急流的合理配置和有利的斜压环境是引起气旋“强”爆发的原因。
项素清[7]2008年在《温带气旋发展引起的海上大风预报研究》文中提出浙江省舟山市位于长江口南侧、杭州湾外缘的东海洋面上,一年四季都受海上大风影响,特别是由于气旋发展引起的海上突发性大风来势猛、强度强、风向突变等,给海上作业、港口作业、航运交通带来极大危害,因此研究气旋大风的发生规律、形成机理、建立可靠的预报方法,具有重要的意义。本文首先研究了浙北沿海由温带气旋(包括江淮气旋、东海气旋和黄海气旋)引起的海上大风的发生规律和气候特征,首次得到了气旋大风发生的年际、月季变化特征和气旋大风风向、大风日数变化规律,从而为海上气旋大风预报提供了气候背景资料。发现气旋大风有较明显的年际变化规律,存在10.5年和2.5年的周期,气旋大风的月际变化呈现出单峰型分布,仲春至初夏是海上气旋大风多发之际,而中秋到初冬为出现较少之时。选取发生在2005年4月9日和2006年6月1日的舟山沿海两次典型气旋大风个例进行诊断分析,探讨了气旋发展的天气学成因,并总结出一些预报指标。即地面的倒槽波动,加上高空的涡度平流、低层南北两支气流相遇形成的强烈的切变是地面气旋能够形成并发展的关键。中低层的温度平流、降水凝结释放潜热维持上升运动,是气旋进一步发展的有利条件。再通过数值模拟2006年6月1日东海气旋的发展过程,揭示了气旋入海后发展的物理机制。结果表明,潜热释放是引起气旋发展的最重要原因;高空槽、暖平流则为气旋发展提供了大尺度环境,它们主要通过正涡度平流、暖湿平流来激发潜热释放和维持气旋发展。通过对1990年1月1日至2000年1月1日十年天气图的普查,结合舟山市气象台数十年气旋预报的经验,将气旋分为江淮气旋、东海气旋和黄海气旋叁型,其下又分若干亚型,再对气旋发展前24小时天气形势场进行分析,并在此基础上建立了气旋发展经验预报模型,为气旋大风预报奠定基础。根据气旋大风产生的机理和预报经验,对叁类大风分别选择物理量计算有大风时的t统计量,根据t统计量异常的物理量选择预报因子,认为与气旋大风关系密切的物理量主要有低层850hPa的锋区、地面的气压梯度、高低层风切变、中低层的温度露点差和涡度、500hPa温度值与高度值偏差等,所以主要从这些物理量中选取预报因子,包括3个时次,总共13个预报因子。采用反向传播人工神经元网络,第一层用双曲正切S型传递函数,第二层用线性传递函数。用70%的样本训练网络,15%用于确证,其余的15%的样本用来做检验。最后根据训练样本、确证样本、检验样本拟合的效果,综合决定一个最优的网络,以检验样本拟合的效果为最主要的参考。利用选取的预报因子,经过样本训练,最后建立气旋大风预报模型。最后建立气旋大风预报平台,实现历史个例查询、个例形势资料显示、气旋大风预报经验查询、气旋大风预报显示等功能。将BP神经网络大风预报模型与美国GFS、日本GPV和欧洲中心ECMWF等数值产品一起作为集成预报成员来做气旋大风预报,即通过集成预报的方法实现主客观预报的结合。整个系统采用人机交互方式,经过6个月的试运行,获得了较满意的效果,从而为开展气旋大风专题预报提供了有效的工具。
项素清[8]2008年在《温带气旋引起的海上大风预报研究》文中研究说明首先论文研究了浙北沿海由温带气旋(包括江淮气旋、东海气旋和黄海气旋)引起的海上大风的发生规律和气候特征,首次得到了气旋大风发生的年际、月季变化特征和气旋大风风向、大风日数变化规律,从而为海上气旋大风预报提供了气候背景资料。其次,对发生在2005年4月9日和2006年6月1日的两次气旋发展引起的海上大风个例进行诊断分析,探讨了气旋发展的天气学成因,并总结出一些预报指标。通过模拟2006年6月1日东海气旋的发展过程,揭示了气旋入海后发展的物理机制。结果表明,潜热释放是引起气旋发展的最重要原因;高空槽、暖平流则为气旋发展提供了大尺度环境,它们主要通过正涡度平流、暖湿平流来激发潜热释放和维持气旋发展。再通过对1990年1月1日至2000年1月1日十年天气图的普查,结合以往气旋预报的经验,将气旋分为江淮气旋、东海气旋和黄海气旋叁型,其下又分若干亚型,通过对气旋发展的前24小时天气形势场进行分析,并在此基础上建立了气旋发展经验预报模型,为气旋大风预报奠定基础。然后根据天气学和t统计量分析,认为与气旋大风关系密切的物理量主要有低层850hPa的锋区、地面的气压梯度、高低层风切变、中低层的温度露点差和涡度、500hPa温度值与高度值偏差等,所以主要从这些物理量中选取预报因子,包括3个时次,总共13个预报因子。采用反向传播人工神经元网络,利用选取的预报因子,经过样本训练,最后建立气旋大风预报模型。最后,将上述气旋大风预报模型,分别作为集成预报中的一个成员,与我国T213、美国GFS、日本GPV和欧洲中心ECMWF数值产品一起构成了气旋大风预报模型,即通过集成预报的方法实现了主客观预报的结合。整个系统采用人机交互方式,为开展气旋大风专题预报提供了有效的工具,从而为海上大风决策服务、减灾防灾提供了科学依据。
袁耀初, 周明煜, 秦曾灏[9]2002年在《黄海、东海入海气旋爆发性发展过程的海气相互作用研究》文中指出基于 1 999年 6月中、韩、日叁国联合调查的两个航次资料 ,对“黄东海入海气旋爆发性发展过程的海气相互作用研究”项目进行了物理海洋学与气象学相结合的研究 ,也结合了历史调查资料的研究 ,得到了以下主要结果 :( 1 )以 1 999年 6月资料与历史调查资料对黄海、东海海域黄海冷水团 ,长江冲淡水 ,黄海沿岸流 ,台湾暖流 ,黑潮及其两侧冷、暖涡等进行了水文分析 ,并采用了改进逆方法 ,P矢量方法 ,叁维海流诊断、半诊断模式与预报模式 ,MOM2模式等 ,计算了 1 999年 6月与历史资料调查期间黄海、东海海域环流 ,结合锚碇测流与ADCP测流等的实际观测 ,揭示了调查海区各流系的时空变化 ,以及它们的相互作用 ,指出这些流系的相互作用对入海气旋发展过程有重要影响 .( 2 )计算了调查海区各流系的流速与流量分布等 .( 3)阐明了气旋发展过程中对海洋的反应 .( 4 )在 1 999年 6月海上调查时期观测发现 ,在气旋中心区等存在负的潜热通量和感热通量 .出现负的潜热通量和感热通量的海域分别位于黑潮以西、温度相对低的气旋涡区域 ,黄海沿岸水向东南方向流动 ,然后作气旋式弯曲处 ,济州岛西南冷的、气旋涡区海域等 .而观测发现 ,在黑潮区以及黑潮核心以东暖涡区出现的高的、正的感热与潜热通量 ,明显地与黑潮与暖涡区的?
张颖娴[10]2012年在《北半球温带气旋的气候学及其变率研究》文中进行了进一步梳理温带气旋是影响中高纬度地区大范围天气变化的重要天气系统之一,能够造成明显或激烈的天气现象和灾害,因此研究温带气旋的气候特征、活动规律和变率趋势对理解天气、气候变化以及极端气候事件具有重要的科学和实际意义。本文在温带气旋的客观判定和追踪方法的基础上,利用欧洲中心的再分析数据ERA40统计分析了北半球和东亚地区温带气旋的气候态及其变率问题,并从大尺度环流指数和大气的斜压性方面讨论了温带气旋和风暴轴20世纪后44年变化的可能原因。之后检验了国际耦合模式比较计划5(CMIP5)最新的6个全球气候系统模式(BCC-CSM1.1, CanESM2, GFDL-ESM2M, HadGEM2-CC, MPI-ESM-LR和NorESM1-M)对北半球温带气旋和风暴轴的模拟能力。并利用这6个气候系统模式的模拟结果预估了未来RCP4.5浓度路径下北半球温带气旋和风暴轴的可能变化趋势。主要结论概括如下：(1)基于海平面气压场,气旋自身移动外推和局地引导气流的温带气旋客观判定和追踪方法能够识别80%以上的真实气旋过程,并能够成功地再现东亚地区温带气旋特性气候态的空间分布和频率分布。通过聚类分析方法获得了影响东亚地区的6条主要气旋路径,其中4条路径对我国的影响较大,并且很可能和我国春季沙尘暴,冬季暴雪,强降水和海上大风等极端天气现象有着密切的关系。(2)揭示了20世纪后半叶北半球温带气旋过程数北增南减的线性变化趋势,这在一定程度上体现了北半球风暴路径有着向极地偏移的变化特征。北极涛动指数(AO)同北半球较高纬度和较低纬度温带气旋过程数分别有较强的正相关和负相关,表明极涡加强和收缩时北半球温带气旋活动向极地偏移,而极涡减弱和南移时,气旋活动向低纬度偏移。发现了北大西洋和北太平洋风暴轴的年代际变化与同地区温带气旋活动密切相关。北大西洋风暴轴有着同北半球一致的向极地移动的趋势,而北太平洋风暴轴则相反地向赤道偏移。两大风暴轴对应的400hPa大气斜压性指数的同位相变化很可能是分别造成了北太平洋地区气旋活动和风暴轴的南移增强以及北大西洋地区气旋活动和风暴轴的北移增强的一个原因。(3)研究发现东亚北方温带气旋过程数20世纪80年代中期之后显着减少,并伴随着源地的北移。这主要的原因是80年代之后该地区大气斜压性减弱,强斜压区向高纬度移动造成的。南方气旋过程数20世纪后44年整体线性增加,原因则是平均位于40-55°N的北太平洋风暴路径有向低纬度偏移的变化趋势,从而导致了西北太平洋气旋源地的南移。(4) CMIP5的6个全球气候系统模式对温带气旋特性的空间分布和频率分布的气候态模拟能力好于对时间序列的模拟能力。模拟的气旋过程数偏少,气旋生命期的模拟值普遍偏长,加深速率的模拟值偏慢。BCC-CSM1.1能够模拟出北半球温带气旋活动北移的变化特征,至少4个模式能够较好地体现出北半球温带气旋气压值的线性变化趋势。(5)利用6个全球气候系统模式预估发现,相对于20世纪后50年来说,RCP4.5浓度路径下的2053-2099时段北半球温带气旋各特征变化的显着性基本都大于2006-2052时段。虽然各模式的模拟结果存在一定的差异性,但共同模拟出了至21世纪末北半球大范围地区的气旋生成和活动将减少,较低纬度减少的更显着。另外,过半的模式模拟结果显示未来北半球气旋中心气压将有降低的趋势。大多数的模式模拟结果得到北大西洋风暴轴未来将继续向极地活动偏移,但强度主要将减弱；过半的模式模拟结果为北太平洋风暴轴也将向极地偏移,强度变化则随季节的不同而不同。东亚地区温带气旋的变化同北半球的情况非常相似和一致,无论是南方气旋还是北方气旋,气旋生成和活动频率将显着减少,气旋中心气压值将显着降低。(6)6个模式的模拟结果均显示对流层中层斜压区未来将向高层和高纬度扩展,对流层高层急流轴向高层移动的变化趋势,南半球的变化更为显着。斜压区的变化在某种程度上体现了风暴轴的变化,因此这从另一方面支持了论文中两大洋风暴路径未来可能向极地偏移的结论。北半球斜压区和风暴轴向高纬度的移动抵消了高纬度地面气旋数目的减少,这也解释了未来北半球较低纬度地面气旋数目比较高纬度地区减少更为显着的原因。
参考文献：
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[2]. 变性台风LUPIT爆发性发展的研究[D]. 孙雅文. 中国海洋大学. 2015
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[4]. 春秋季节中国东部海上气旋发展机制对比研究[D]. 戎辰. 南京信息工程大学. 2016
[5]. 热带气旋Bavi（0818）变性爆发性发展的诊断分析与数值模拟[D]. 危国飞. 浙江大学. 2013
[6]. 南大洋夏季爆发性气旋的统计特征与数值模拟研究[D]. 刘娜. 中国海洋大学. 2011
[7]. 温带气旋发展引起的海上大风预报研究[D]. 项素清. 浙江大学. 2008
[8]. 温带气旋引起的海上大风预报研究[D]. 项素清. 浙江大学. 2008
[9]. 黄海、东海入海气旋爆发性发展过程的海气相互作用研究[J]. 袁耀初, 周明煜, 秦曾灏. 海洋学报(中文版). 2002
[10]. 北半球温带气旋的气候学及其变率研究[D]. 张颖娴. 南京信息工程大学. 2012