呂愛民

(國(guó)家氣象中心；北京 100081)

?

孟加拉灣氣旋風(fēng)暴研究回顧

呂愛民

(國(guó)家氣象中心；北京 100081)

活動(dòng)于阿拉伯海和孟加拉灣地區(qū)的熱帶氣旋稱為氣旋性風(fēng)暴，約占全球熱帶氣旋年均生成總數(shù)的10%，其中活躍于孟加拉灣的氣旋性風(fēng)暴是造成中國(guó)西南地區(qū)強(qiáng)降水的主要天氣系統(tǒng)之一。本文簡(jiǎn)要回顧了過去幾十年來國(guó)內(nèi)外在孟加拉灣風(fēng)暴生成源地、發(fā)生頻數(shù)、移動(dòng)路徑和生命史等方面的活動(dòng)特征以及結(jié)構(gòu)特征、活動(dòng)機(jī)理，及其對(duì)中國(guó)天氣的影響等方面的研究成果，并在此基礎(chǔ)上指出了孟灣風(fēng)暴研究中存在的問題。

孟加拉灣； 氣旋風(fēng)暴； 氣旋結(jié)構(gòu)； 氣旋活動(dòng)機(jī)理

引言

熱帶氣旋是生成于熱帶和副熱帶洋面上的一種強(qiáng)烈的大氣渦旋系統(tǒng)，在北半球呈逆時(shí)針方向旋轉(zhuǎn)，南半球沿順時(shí)針方向旋轉(zhuǎn)，是一種極具破壞性的天氣事件和自然災(zāi)害?；顒?dòng)于北印度洋(含阿拉伯海和孟加拉灣地區(qū))的熱帶氣旋稱為“氣旋性風(fēng)暴(cyclonic storm)”，數(shù)量約占全球熱帶氣旋生成總數(shù)的10%[1]。盡管生成頻數(shù)少、尺度較小、強(qiáng)度相對(duì)較弱，但處于孟加拉灣三角大陸架上的淺海區(qū)和三角形海灣地勢(shì)低洼的沿海區(qū)域是一個(gè)著名的脆弱地帶(圖1)，熱帶氣旋往往會(huì)導(dǎo)致暴潮洪水等災(zāi)害，如超級(jí)氣旋風(fēng)暴(Super cyclonic storm) Bhola于1970年11月12日登陸孟加拉國(guó)吉大港(Chittagong)，恒河三角洲(Ganges Delta)及港口外星羅棋布的島嶼遭到暴潮襲擊，死亡人數(shù)競(jìng)達(dá)30萬～50萬人，Bhola成為全球二十世紀(jì)以來造成人員死亡最多的熱帶氣旋，造成的災(zāi)害也是全球二十世紀(jì)以來最為嚴(yán)重的自然災(zāi)害之一[2]。

孟加拉灣的氣旋性風(fēng)暴(以下簡(jiǎn)稱“孟灣風(fēng)暴”)作為影響印度半島和中南半島的主要災(zāi)害性天氣系統(tǒng)，若向偏北方向移動(dòng)，可對(duì)孟加拉國(guó)和中國(guó)青藏高原造成較大影響，常出現(xiàn)大海潮和暴風(fēng)雪等嚴(yán)重災(zāi)害；若向偏東方向移動(dòng)，可對(duì)緬甸、中南半島和中國(guó)西南地區(qū)有較大影響；若向偏西方向移動(dòng)，可對(duì)印度、斯里蘭卡等國(guó)造成重大影響。由于中國(guó)西南地區(qū)緊鄰印度半島和孟加拉灣地區(qū)，春末夏初和秋末冬初，孟灣風(fēng)暴是導(dǎo)致中國(guó)西南地區(qū)強(qiáng)降水的主要天氣系統(tǒng)之一。本文將簡(jiǎn)要總結(jié)回顧過去幾十年來國(guó)內(nèi)外在孟灣風(fēng)暴的生成源地、發(fā)生頻數(shù)、移動(dòng)路徑和生命史等特征以及結(jié)構(gòu)特征、活動(dòng)機(jī)理及對(duì)中國(guó)西南地區(qū)天氣的影響等方面的研究成果，在此基礎(chǔ)上指出孟灣風(fēng)暴研究中存在的問題。

1 孟灣風(fēng)暴活動(dòng)特征

1.1 生成源地

北京大學(xué)地球物理系熱帶天氣研究組[3]對(duì)1969—1973年最大平均風(fēng)速大于8級(jí)的孟灣風(fēng)暴研究發(fā)現(xiàn)，其源地主要集中在孟加拉灣北部(18°N以北，88～92°E)和中部?jī)蓚€(gè)海域，且中部是生成的主要源地，幾乎占全部風(fēng)暴總數(shù)的78%。段旭等[4]統(tǒng)計(jì)了1971—2006 年孟加拉灣熱帶低壓加強(qiáng)成為孟灣風(fēng)暴的初始位置，南起斯里蘭卡島東南近海(5.0°N，84.0°E)，北至孟加拉國(guó)沿海(21.1°N，88.4°E)；西起印度近海(12.1°N，81.4°E)，東至安達(dá)曼海(11.0°N，95.5°E)。按南北劃分，22.7%的孟灣風(fēng)暴生成于孟加拉灣南部，40.9%生成于孟加拉灣中部，36.4%生成于孟加拉灣北部。按東西劃分(以90°E為界)，75.5%的孟灣風(fēng)暴生成于孟加拉灣西部海域，24.5%生成于孟加拉灣東部海域。東西分布的較大差異，反映出南亞季風(fēng)低壓的活動(dòng)位置。

1.2 發(fā)生頻數(shù)

Gray[1]對(duì)1948—1967年孟灣風(fēng)暴活動(dòng)特征統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，3—11月都可以有孟灣風(fēng)暴生成，早春和晚秋是其活動(dòng)高峰期，這與季風(fēng)的季節(jié)活動(dòng)特征密切相關(guān)。Islam和Peterson[5]對(duì)1877—2003年登陸孟加拉國(guó)的風(fēng)暴統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，登陸數(shù)年際變化較大，且大多數(shù)(70%)在5—6月和10—11月登陸，即在季風(fēng)爆發(fā)前和季風(fēng)撤退后活躍。Singh等[6]對(duì)1877—1998年北印度洋(包括阿拉伯海和孟加拉灣)熱帶氣旋統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)：5月和11月是孟灣風(fēng)暴主要活動(dòng)月份，其頻數(shù)在這兩個(gè)月都出現(xiàn)了明顯的上升趨勢(shì)，而在季風(fēng)轉(zhuǎn)換月(6月和9月)，其頻數(shù)減小。王友恒和王素賢[7-8]、段旭等[4]也指出孟灣風(fēng)暴年變化呈雙峰型分布，峰值分別出現(xiàn)在5月和11月，這正好與亞洲季風(fēng)爆發(fā)和撤退的時(shí)間基本吻合，表明孟灣風(fēng)暴生成與大氣環(huán)流的季節(jié)轉(zhuǎn)換有關(guān)。陳聯(lián)壽和丁一匯[9]認(rèn)為，孟灣風(fēng)暴“雙峰型”月際變化特征主要與南亞季風(fēng)特征和風(fēng)場(chǎng)的垂直分布有關(guān)。在季風(fēng)盛衰交替時(shí)期垂直風(fēng)切變較小，是孟灣風(fēng)暴發(fā)展的有利條件之一。Gray[1]發(fā)現(xiàn)，風(fēng)場(chǎng)垂直切變對(duì)熱帶氣旋的產(chǎn)生有很大作用。6—9月，南亞和孟加拉灣盛行西南季風(fēng)，把赤道輻合帶推向孟加拉灣北部和南亞大陸，且風(fēng)場(chǎng)垂直切變大，平均在25 s-1以上。因此孟加拉灣夏季雖有大的暖洋面，但強(qiáng)夏季風(fēng)和強(qiáng)水平風(fēng)垂直切變限制了孟灣風(fēng)暴的發(fā)生發(fā)展。盡管夏季熱帶擾動(dòng)的頻率高，但是80%的擾動(dòng)不能達(dá)到熱帶風(fēng)暴的強(qiáng)度[10]。而冬季海溫偏低且有強(qiáng)冬季風(fēng)，也不利于孟灣風(fēng)暴的生成發(fā)展。但春、秋季，孟加拉灣上空850 hPa和200 hPa之間的風(fēng)速垂直切變平均小于10 s-1[11]，為孟灣風(fēng)暴發(fā)展提供了有利條件。

Mooley[12]研究發(fā)現(xiàn)，對(duì)于年或小于年的時(shí)間尺度，強(qiáng)氣旋風(fēng)暴數(shù)目分布符合泊松過程。Thompson等[13]給出了一些證據(jù)說明泊松模型的不合理性，并且給出了泊松群集模型，能夠更好地描述孟灣風(fēng)暴活動(dòng)特征。Subbaramayya和Rao[10]利用100 a數(shù)據(jù)研究了1880—1979年季風(fēng)季節(jié)之后(10—12月)孟加拉灣氣旋性擾動(dòng)和氣旋風(fēng)暴變化和趨勢(shì)特征，功率譜研究發(fā)現(xiàn)，氣旋性擾動(dòng)存在2.1 a和3.0 a的顯著周期，而孟灣風(fēng)暴存在2.1 a、3.0 a和35～40 a的顯著周期。Raghavendra[14]發(fā)現(xiàn)，孟加拉灣年際擾動(dòng)和雨季擾動(dòng)也存在相似的周期。王志仁等[15]發(fā)現(xiàn)，孟灣風(fēng)暴數(shù)在20世紀(jì)70年代出現(xiàn)明顯的突變。段旭等[4]也發(fā)現(xiàn)20世紀(jì)70 年代中后期孟灣風(fēng)暴發(fā)生個(gè)數(shù)出現(xiàn)了突變，年平均數(shù)目由(1945—1976年)12.4 個(gè)銳減為(1977—2006年)3.7 個(gè)。其轉(zhuǎn)折性變化的原因目前有兩種觀點(diǎn)，一是與氣候變暖有關(guān)[16-17]；第二種觀點(diǎn)認(rèn)為，早期熱帶氣旋的監(jiān)測(cè)主要依賴航海日志和陸面觀測(cè)，且確定熱帶氣旋強(qiáng)度帶有一定的主觀性，而20世紀(jì)70年代以后則主要依靠氣象衛(wèi)星和雷達(dá)，一般不會(huì)有遺漏，造成不同歷史時(shí)期所確定的熱帶氣旋頻數(shù)存在較大的不均一性[18]。

1.3 移動(dòng)路徑和生命史

由于孟加拉灣呈喇叭口形狀，導(dǎo)致在孟加拉灣海域生成或由南海經(jīng)中南半島移入的風(fēng)暴容易在該海域沿岸地區(qū)登陸，段旭等[4]給出了1971—2006年孟灣風(fēng)暴登陸路徑頻率，發(fā)現(xiàn)西路、西北路、東北路分別占24.5%、30.0%和30.9%，未登陸的占14.6%。韓曉偉等[19]發(fā)現(xiàn)孟灣風(fēng)暴位于低緯度區(qū)域時(shí)多傾向于西行，而向高緯度移動(dòng)時(shí)則常常發(fā)生轉(zhuǎn)向，且轉(zhuǎn)向點(diǎn)多位于西太平洋副熱帶高壓(以下簡(jiǎn)稱“副高”)頂端所在的緯度。Alam等[20]對(duì)1974—1999年孟灣風(fēng)暴登陸點(diǎn)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，6—11月都有數(shù)目相近的孟灣風(fēng)暴登陸印度海岸。而登陸孟加拉國(guó)的風(fēng)暴主要在5月、10月和11月，登陸緬甸的風(fēng)暴主要在5月。Sanjeev等[21]對(duì)1891—1994年440 個(gè)孟灣風(fēng)暴統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，有256 個(gè)(約占58%)登陸孟加拉國(guó)，有68 個(gè)(約占15.5%)登陸印度，有33 個(gè)(約占7.5%)登陸緬甸，有5 個(gè)(約占1%)登陸斯里蘭卡，還有78 個(gè)(約占18%)在海上減弱消亡而沒有登陸。

段旭等[4]給出了1971—2006年各月孟灣風(fēng)暴的生命史，平均生命史為61.6 h，最長(zhǎng)的達(dá)9 d，最短的僅維持6 h。孟灣風(fēng)暴的平均維持時(shí)間和最長(zhǎng)維持時(shí)間在4—5月和10—11月達(dá)到峰值。孟灣風(fēng)暴登陸后，通常迅速減弱消失，其平均、最長(zhǎng)和最短維持時(shí)間分別為11 h、22 h和5 h。李英等[22]統(tǒng)計(jì)了登陸中國(guó)臺(tái)風(fēng)(不包括熱帶低壓)平均維持時(shí)間，結(jié)果表明，8月為39 h、7月為32 h、6月和9月為25 h、5月和10—11月為16～20 h，比孟灣風(fēng)暴登陸維持時(shí)間長(zhǎng)得多。

綜上所述，孟灣風(fēng)暴多集中生成于孟加拉灣中北部，風(fēng)暴發(fā)生頻數(shù)、平均和最長(zhǎng)維持時(shí)間的月際變化均呈雙峰型分布，且4—5月和10—11月為峰值(主要與南亞季風(fēng)特征和風(fēng)場(chǎng)的垂直分布有關(guān))。孟灣風(fēng)暴登陸路徑主要為西路、西北路和東北路(占總數(shù)的85.4%),登陸的國(guó)家主要為孟加拉國(guó)(占總數(shù)的58%)。

2 孟灣風(fēng)暴活動(dòng)機(jī)理

針對(duì)孟灣風(fēng)暴的形成機(jī)制，Krishnamurti等[23]研究認(rèn)為，水平風(fēng)切變引起的正壓不穩(wěn)定能量是導(dǎo)致孟灣風(fēng)暴生成的原因，其發(fā)展的能量來自平均緯向環(huán)流。Mao等[24]通過對(duì)2008年孟灣風(fēng)暴Nargis的研究得出了同樣的結(jié)論，認(rèn)為水平風(fēng)切變引起的正壓不穩(wěn)定觸發(fā)了孟灣風(fēng)暴生成，基本緯向流的經(jīng)向梯度向正壓能量的轉(zhuǎn)換是風(fēng)暴發(fā)展的能量源。Krishnamurti等[25]發(fā)現(xiàn)，非絕熱加熱在渦旋的生成和發(fā)展中起重要作用。吳國(guó)雄等[26]對(duì) 1998 年亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)過程的綜合分析表明，北印度洋和亞洲熱帶區(qū)域春季強(qiáng)烈的海-陸-氣相互作用是激發(fā)孟加拉灣季風(fēng)爆發(fā)渦旋發(fā)生的一個(gè)根本原因。

2.1 大氣季節(jié)內(nèi)振蕩(MJO)

自1970年代起，很多學(xué)者開始關(guān)注大氣季節(jié)內(nèi)振蕩(MJO)與熱帶氣旋活動(dòng)的關(guān)系。Gray[27]在研究MJO與全球熱帶氣旋活動(dòng)關(guān)系時(shí)發(fā)現(xiàn)，熱帶氣旋生成的活躍期趨于集中在2～3 周，其后是一段相當(dāng)時(shí)期的不活躍期。隨后許多研究開始探討大氣季節(jié)內(nèi)振蕩對(duì)不同海域熱帶氣旋生成的影響。Liebmann[28]研究發(fā)現(xiàn)，孟灣風(fēng)暴易生成在MJO對(duì)流活躍位相。在MJO活躍期，孟灣風(fēng)暴活動(dòng)的增加源于熱帶擾動(dòng)的增加，并非熱帶氣旋在MJO對(duì)流活躍期更易發(fā)展成為風(fēng)暴。祝從文等[29]分析了1996年9月—1997年6月MJO活動(dòng)對(duì)生成在印度洋-西太平洋海域的熱帶低壓/氣旋的影響，結(jié)果發(fā)現(xiàn)，除西北太平洋外其它區(qū)域的熱帶低壓/氣旋有半數(shù)以上生成在向東移動(dòng)的MJO的濕位相中。伴隨MJO的向東傳播，熱帶低壓/氣旋平均生成位置也隨之向東移動(dòng)，而生成在西北太平洋的熱帶低壓/氣旋分別受到向東和向西傳播的MJO影響。Kikuchi 和Wang[30]利用1997—2008年觀測(cè)資料討論了北印度洋海域季內(nèi)振蕩(ISO)與氣旋性風(fēng)暴形成的關(guān)系，對(duì)兩種類型的季內(nèi)振蕩模式，即夏季季節(jié)內(nèi)振蕩(BSISO)和MJO，與熱帶氣旋生成關(guān)系的分析表明，與ISO有關(guān)的TC中，70%與向北傳播的BSISO有關(guān)，30%與向東傳播的MJO有關(guān)。BSISO模式影響TC生成主要在5—6月和9—11月，而MJO模式主要在11—12月。因此業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)中監(jiān)測(cè)這兩種類型的ISO，尤其是BSISO，可以預(yù)測(cè)中期時(shí)段內(nèi)熱帶氣旋的生成。Ho等[31]認(rèn)為，隨著MJO從南印度洋東傳至海洋性大陸地區(qū)，熱帶氣旋路徑逐漸偏南，這與由Rossby波響應(yīng)引起的向北引導(dǎo)氣流逐漸加強(qiáng)有關(guān)。Kim等[32]對(duì)印度洋-西北太平洋MJO和熱帶氣旋路徑的關(guān)系進(jìn)行了研究，指出當(dāng)與MJO有關(guān)的對(duì)流中心位于赤道印度洋時(shí)，熱帶氣旋密集的移動(dòng)路徑會(huì)東移，而當(dāng)此對(duì)流中心位于赤道西北太平洋時(shí)，熱帶氣旋密集路徑則更易西移。

2.2 移動(dòng)路徑和結(jié)構(gòu)強(qiáng)度變化

針對(duì)孟灣風(fēng)暴移動(dòng)路徑和強(qiáng)度變化的研究，Yamada等[33]發(fā)現(xiàn)對(duì)流層中層氣流對(duì)春季孟灣風(fēng)暴移動(dòng)路徑和強(qiáng)度有決定性影響。氣流沿青藏高原南坡下沉，導(dǎo)致孟加拉灣北部在對(duì)流層中層形成干的副熱帶急流，其南支干空氣使得孟灣風(fēng)暴由偏北折向偏東，同時(shí)干空氣侵入風(fēng)暴中心打斷了對(duì)流的發(fā)展。而轉(zhuǎn)向之后，這支干空氣繞道風(fēng)暴南側(cè)，引起垂直風(fēng)切變減小，對(duì)流重新發(fā)展。Lin等[34]強(qiáng)調(diào)了海表面溫度(SST)在2008年孟灣風(fēng)暴Nargis登陸前迅速加強(qiáng)過程中的作用，數(shù)值試驗(yàn)表明，深厚的次表層暖海水導(dǎo)致風(fēng)暴引起的海水冷卻減小，海-氣熱焓通量增加了近300%，因此能夠支持風(fēng)暴的快速增強(qiáng)。Mohanty等[35]用MM5中尺度數(shù)值模式對(duì)1999年的一個(gè)孟灣風(fēng)暴進(jìn)行了5 d預(yù)報(bào)，發(fā)現(xiàn)幾乎能準(zhǔn)確預(yù)測(cè)前兩天風(fēng)暴強(qiáng)度，第3天的預(yù)報(bào)低估了風(fēng)暴的強(qiáng)度。而第4～5天的預(yù)報(bào)高估了風(fēng)暴強(qiáng)度，這可能是由于模擬登陸時(shí)間延遲導(dǎo)致。Karyampudi等[36]用MM5中尺度數(shù)值模式對(duì)1988年孟灣風(fēng)暴Florence進(jìn)行了數(shù)值模擬，并比較了初始條件、降雨同化和積云參數(shù)化方案對(duì)模擬結(jié)果的影響。Liu等[37-38]用MM5模式對(duì)1992年一次孟灣風(fēng)暴進(jìn)行了模擬，并分析了其內(nèi)核動(dòng)力和熱力結(jié)構(gòu)、動(dòng)態(tài)強(qiáng)迫垂直運(yùn)動(dòng)、非平衡流動(dòng)等特征。

許美玲等[39]利用MM5中尺度數(shù)值模式對(duì)2004年5月登陸的孟灣風(fēng)暴進(jìn)行了模擬，分析了風(fēng)暴登陸前后的流場(chǎng)、動(dòng)力場(chǎng)和熱力場(chǎng)結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)孟灣風(fēng)暴登陸前后，其結(jié)構(gòu)與登陸臺(tái)風(fēng)變性階段一樣，經(jīng)歷了從熱帶氣旋的基本對(duì)稱的垂直分布結(jié)構(gòu)演變到斜壓非對(duì)稱結(jié)構(gòu)；風(fēng)暴登陸后，由于地形和冷空氣的作用，動(dòng)力場(chǎng)和熱力場(chǎng)表現(xiàn)為對(duì)流層中低層鋒區(qū)增強(qiáng)、傾斜渦度發(fā)展，導(dǎo)致對(duì)流不穩(wěn)定和斜壓不穩(wěn)定。董海萍等[40]利用MM5中尺度數(shù)值模式對(duì)云南2001年5月31日—6月2日的強(qiáng)降水過程研究表明，紅河河谷的喇叭口地形結(jié)構(gòu)對(duì)強(qiáng)降水的落區(qū)和降水強(qiáng)度都有著不可忽視的作用,它不但能改變近地層氣流的走向,而且對(duì)低層水汽通量散度分布也有一定的影響。呂林宜等[41]利用MM5中尺度數(shù)值模式對(duì)2003年5月19日登陸的孟灣風(fēng)暴數(shù)值模擬表明，由于地形作用，孟灣風(fēng)暴的動(dòng)力結(jié)構(gòu)和熱力結(jié)構(gòu)均發(fā)生一系列改變。

Kotal等[42]利用1981—2000年孟灣風(fēng)暴數(shù)據(jù)庫(kù)建立了預(yù)測(cè)孟灣風(fēng)暴強(qiáng)度的統(tǒng)計(jì)模型，選取的參數(shù)分別為初始時(shí)刻強(qiáng)度、過去12 h強(qiáng)度變化、移動(dòng)速度、初始緯度、路徑上平均垂直風(fēng)切變、850 hPa渦度、200 hPa散度和海表面溫度。對(duì)于強(qiáng)度預(yù)報(bào)，36 h內(nèi)的平均絕對(duì)誤差(AAE)小于5.2 m·s-1，最大誤差出現(xiàn)在60 h和72 h(7.2 m·s-1)。Sankar等[43]選取兩個(gè)動(dòng)力因子(低層相對(duì)渦度和垂直風(fēng)切變)和兩個(gè)熱力因子(對(duì)流層中層相對(duì)濕度和穩(wěn)定度)組成風(fēng)暴生成勢(shì)參數(shù)(GPP)，用其來分析孟灣風(fēng)暴的生成。Roy Bhowmik等[44]提出了一個(gè)預(yù)測(cè)孟灣風(fēng)暴強(qiáng)度的簡(jiǎn)單經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?。他們假設(shè)孟灣風(fēng)暴強(qiáng)度按指數(shù)規(guī)律變化，任意時(shí)刻風(fēng)暴強(qiáng)度取決于初始強(qiáng)度和該時(shí)刻前12 h風(fēng)暴強(qiáng)度的改變。結(jié)果表明，平均絕對(duì)誤差范圍為2.5～3.1 m·s-1，均方根誤差范圍為2.9～4.1 m·s-1，并且都隨時(shí)間減小。Kalsi等[45]研究了1999年孟灣風(fēng)暴Orissa登陸之后的強(qiáng)度變化，發(fā)現(xiàn)風(fēng)速隨時(shí)間呈指數(shù)減小，且衰減常數(shù)值為0.099 1。

利用數(shù)值天氣預(yù)報(bào)模式模擬熱帶氣旋已經(jīng)得到廣泛的應(yīng)用，最近幾年，數(shù)值天氣預(yù)報(bào)模式被廣泛應(yīng)用于孟灣風(fēng)暴強(qiáng)度和移動(dòng)路徑的模擬。很多研究采用非靜力模式MM5預(yù)報(bào)北印度洋風(fēng)暴[35,46-49]。印度氣象部門采用準(zhǔn)拉格朗日模式預(yù)報(bào)北印度洋風(fēng)暴移動(dòng)路徑[50-51]。Prasad[52]和Prasad等[53-54]發(fā)展了用有限區(qū)多層原始方程模式(LAM)預(yù)報(bào)風(fēng)暴移動(dòng)路徑的方法，該模式來源于佛羅里達(dá)州立大學(xué)模式[55]。Singh等[56]采用WRF模式模擬風(fēng)暴的移動(dòng)路徑和強(qiáng)度。印度氣象部門采用LAM模式來預(yù)報(bào)北印度洋風(fēng)暴移動(dòng)路徑，他們還采用ECMWF模式對(duì)風(fēng)暴進(jìn)行最長(zhǎng)72 h的預(yù)報(bào)。

3 青藏高原大地形對(duì)孟灣風(fēng)暴的影響

地形與熱帶氣旋及其帶來降水有著密切的關(guān)系，氣流越過山脈時(shí)會(huì)引起波動(dòng)，迎風(fēng)坡上升，背風(fēng)坡下沉。從孟加拉灣三角區(qū)的地勢(shì)低洼帶到中國(guó)青藏高原和云貴高原，地形坡度很大。當(dāng)孟灣風(fēng)暴移至青藏高原南側(cè)時(shí)，青藏高原復(fù)雜地形會(huì)對(duì)其結(jié)構(gòu)產(chǎn)生影響。但是目前對(duì)北上移至青藏高原南側(cè)的孟灣風(fēng)暴結(jié)構(gòu)及其與環(huán)境流場(chǎng)(南支槽、冷空氣)、高原大地形相互作用等研究還不夠深入，對(duì)有關(guān)影響機(jī)制認(rèn)識(shí)不足。王允寬等[57]研究了青藏高原地形對(duì)孟灣風(fēng)暴的動(dòng)力影響，初步揭示了青藏高原地形對(duì)移到高原南側(cè)25°N附近的孟灣風(fēng)暴存在著明顯的地形效應(yīng)。王允寬等[58]發(fā)現(xiàn)青藏高原大地形效應(yīng)使登陸后的孟灣風(fēng)暴結(jié)構(gòu)非對(duì)稱分布特征更加突出，暖中心消失、風(fēng)暴中心北側(cè)由上升運(yùn)動(dòng)變?yōu)橄鲁吝\(yùn)動(dòng)，促使孟灣風(fēng)暴填塞、消亡。董海萍等[40]利用MM5數(shù)值模式對(duì)云南2001年一次強(qiáng)降水過程研究表明，紅河河谷的喇叭口地形結(jié)構(gòu)對(duì)強(qiáng)降水的落區(qū)和降水強(qiáng)度都有著不可忽視的作用,它不但能改變近地層氣流的走向,而且對(duì)低層水汽通量散度分布也有一定的影響。王曼等[59-60]利用WRF模式對(duì)低緯高原大地形對(duì)孟灣風(fēng)暴Mala登陸過程的數(shù)值模擬研究表明：登陸前，大地形對(duì)其結(jié)構(gòu)有間接影響，使高層出現(xiàn)傾斜。在登陸過程中，地形阻擋和摩擦作用能較明顯影響其移動(dòng)路徑和速度。登陸后，風(fēng)暴強(qiáng)度減弱、移動(dòng)速度加快；結(jié)構(gòu)由基本對(duì)稱變?yōu)榉菍?duì)稱，且斜壓結(jié)構(gòu)明顯。另一方面，暖濕空氣的源源不斷輸送是風(fēng)暴發(fā)展的重要因素，孟灣風(fēng)暴登陸后脫離了季風(fēng)水汽輸送帶，也是促使其減弱的重要因素。

4 孟灣風(fēng)暴對(duì)中國(guó)天氣的影響

孟加拉灣作為亞洲夏季風(fēng)活動(dòng)頻繁、降水最強(qiáng)的地區(qū)，是中國(guó)降水的一個(gè)重要水汽源地，是中國(guó)區(qū)域洪澇的偏南水汽輸送關(guān)鍵區(qū)[61]。該區(qū)域水汽輸送異常對(duì)中國(guó)西南地區(qū)強(qiáng)降水有重要影響[62-64]。孟灣風(fēng)暴活動(dòng)同樣也會(huì)給中國(guó)天氣帶來重大影響，但孟灣風(fēng)暴在孟加拉灣北部沿岸地區(qū)登陸時(shí)離中國(guó)西藏南部及云南西部邊界的最短距離也有6～7個(gè)緯距，在這一段的陸地行程中，風(fēng)暴往往要迅速減弱，再加上西藏南部的喜馬拉雅山及緬甸的若開山、云南西部的橫斷山脈對(duì)風(fēng)暴的減弱及阻擋作用，孟灣風(fēng)暴對(duì)中國(guó)風(fēng)力的影響不大，主要是降水影響。

孟灣風(fēng)暴對(duì)中國(guó)天氣影響主要集中在云貴高原和青藏高原兩個(gè)地區(qū)，尤其對(duì)西藏南部和滇西南的影響最為嚴(yán)重，往往帶來大暴雨或大暴雪天氣。但孟灣風(fēng)暴在其他天氣系統(tǒng)的配合下，其降水影響北界可達(dá)35°N，東界可至120°E，影響范圍極廣[3]。研究表明，孟灣登陸后與有利的大氣環(huán)境流場(chǎng)(如南支槽、副熱帶高壓等)相互作用，形成強(qiáng)西南氣流，將孟加拉灣水汽輸送到中國(guó)，可以使中國(guó)西南地區(qū)產(chǎn)生降水。關(guān)于孟灣風(fēng)暴帶來的西南水汽輸送，在許多個(gè)例分析中均有過描述[65-69]，均認(rèn)為孟灣風(fēng)暴產(chǎn)生的西南水汽輸送為西南地區(qū)持續(xù)強(qiáng)降水提供了有利的水汽條件，同時(shí)也是造成高原地區(qū)產(chǎn)生暴雨(雪)的主要天氣系統(tǒng)之一。一般西北太平洋或南海臺(tái)風(fēng)對(duì)中國(guó)天氣的影響主要是通過臺(tái)風(fēng)本身的直接侵襲所致，而孟灣風(fēng)暴對(duì)中國(guó)天氣的影響主要是在南支槽和副熱帶高壓等特定環(huán)流形勢(shì)下造成影響，這一點(diǎn)正是孟灣風(fēng)暴影響中國(guó)天氣過程的特殊性。同時(shí)在不同的季節(jié)環(huán)流形勢(shì)不同，孟灣風(fēng)暴對(duì)中國(guó)的影響也有差異。

李玉柱[70]和周毅[71]對(duì)初夏孟灣風(fēng)暴的若干特征和能量輸送進(jìn)行了分析，指出孟灣風(fēng)暴不僅為低緯高原暴雨輸送了水汽，而且還輸送了大量能量。普布卓瑪和周順武[72]對(duì)1995年11月兩次孟灣風(fēng)暴外圍云系影響青藏高原過程分析發(fā)現(xiàn),由于孟灣風(fēng)暴強(qiáng)度和登陸地點(diǎn)的不同而導(dǎo)致影響強(qiáng)度截然不同。其中,副高的變化對(duì)孟灣風(fēng)暴的移動(dòng)路徑、強(qiáng)度起關(guān)鍵作用。有利的副高位置和南支槽的加強(qiáng),是產(chǎn)生暴雪的天氣條件。何華等[73]利用1981年—1991年GMS云圖TBB資料，對(duì)孟灣風(fēng)暴影響下中尺度對(duì)流系統(tǒng)的云頂溫度、溫度梯度、地理區(qū)域與降水關(guān)系分析發(fā)現(xiàn)，在強(qiáng)降水區(qū), 雨量增大時(shí)溫度梯度卻在減小，一般說來,最強(qiáng)的降水區(qū)域既是溫度梯度的低值區(qū)也是云頂溫度的低值區(qū)；孟灣風(fēng)暴影響時(shí)，云降水效率具有較強(qiáng)的區(qū)域分布特性，滇西及滇西南最高，滇東北最低。董良淼等[74]對(duì)發(fā)生季節(jié)、地域及影響系統(tǒng)都相似的兩次孟灣風(fēng)暴過程對(duì)比分析發(fā)現(xiàn)，由于影響系統(tǒng)強(qiáng)度的差異，造成降水的范圍及量級(jí)均有所不同。韋革寧和廖勝石[75]對(duì)孟灣風(fēng)暴云系造成廣西1999年一次大范圍降水過程分析發(fā)現(xiàn)，生命史長(zhǎng)、覆蓋范圍大和呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)的孟灣風(fēng)暴云系與穩(wěn)定少變副高的有效配置，帶來的水汽及不穩(wěn)定能量是造成暴雨過程的主要原因。孟灣風(fēng)暴對(duì)流云團(tuán)移上青藏高原可以引起云貴高原和青藏高原等地發(fā)生暴雨和暴雪[7-8,76]。孟灣風(fēng)暴活躍時(shí)期，可使降水?dāng)U展到整個(gè)西南地區(qū)及江淮流域以南地區(qū)[77]。

云南早雨季的開始與孟灣風(fēng)暴首次出現(xiàn)時(shí)間有關(guān)[78]，初夏孟灣風(fēng)暴活躍與否是云南雨季開始早遲、降水多少的重要標(biāo)志之一[4,79-80]。肖建全等[81]對(duì)比分析了2007年5月第1號(hào)孟灣風(fēng)暴Akash和2008 年5月第1號(hào)孟灣風(fēng)暴Nargis，發(fā)現(xiàn)兩者均為造成云南首場(chǎng)全省性強(qiáng)降水天氣過程的主要影響天氣系統(tǒng)。兩次孟灣風(fēng)暴的移動(dòng)路徑不同，導(dǎo)致云南強(qiáng)降水分布也不同；副高的強(qiáng)弱與孟灣風(fēng)暴引導(dǎo)氣流的建立有密切關(guān)系，對(duì)孟灣風(fēng)暴的移動(dòng)路徑和云南強(qiáng)降水分布有直接影響。

王子謙等[82]利用濕位渦(MPV)診斷分析和傾斜渦度發(fā)展(SVD)理論研究發(fā)現(xiàn)，條件性對(duì)稱不穩(wěn)定是2007年孟灣風(fēng)暴Sidr北上造成青藏高原暴雪的一種重要機(jī)制，風(fēng)暴螺旋云系移動(dòng)至高原東南部受陡峭地形抬升與高層北側(cè)下滑的干冷空氣相交匯是導(dǎo)致暴雪的重要原因。李英等[83-84]對(duì)初夏孟加拉灣對(duì)流云團(tuán)北上低緯高原的動(dòng)力學(xué)條件及其影響下高原強(qiáng)降水的發(fā)生機(jī)制進(jìn)行了分析，發(fā)現(xiàn)當(dāng)孟加拉灣至低緯高原處于低壓槽區(qū)與副高外圍西北側(cè)之間時(shí)，孟加拉灣對(duì)流云團(tuán)容易北上。杜曉玲和湯俊[85]發(fā)現(xiàn)2002年5月一次孟灣風(fēng)暴的外圍云系不斷向東北方向伸展，與北部的冷空氣及川黔間的低渦切變系統(tǒng)相互作用造成了貴州一次大范圍暴雨天氣過程。魯亞斌等[86]指出2004年5月中旬一次孟灣風(fēng)暴外圍螺旋云系移入輻合區(qū)內(nèi)得到強(qiáng)烈發(fā)展，兩次中β尺度雨團(tuán)及一次中β尺度雨帶活動(dòng)是造成滇西大暴雨的中尺度系統(tǒng)。張騰飛等[87]利用衛(wèi)星云圖等資料，對(duì)孟灣風(fēng)暴影響下2001年—2004年初夏云南4 次連續(xù)性強(qiáng)降水天氣過程的中尺度特征及其環(huán)流背景條件分析發(fā)現(xiàn)，孟灣風(fēng)暴以分裂中尺度對(duì)流云團(tuán)、外圍云系以及登陸減弱的本身沿孟灣槽前和副高外圍的西南氣流北上影響云南。許美玲等[88]通過對(duì)1975年—2004年12個(gè)造成云南全省性暴雨的孟灣風(fēng)暴的合成分析也發(fā)現(xiàn)孟灣風(fēng)暴云系中不斷有中尺度對(duì)流云團(tuán)生成移入低緯高原常造成云南暴雨天氣。索渺清和丁一匯[89]對(duì)2007年11月孟灣風(fēng)暴Sidr所致云南德欽高原暴雪過程的研究中，發(fā)現(xiàn)在南支槽和孟灣風(fēng)暴結(jié)合的天氣尺度條件下，南支槽前偏南風(fēng)低空急流受高原大地形阻擋產(chǎn)生的高原切變線是云南德欽高原暴雪的直接影響系統(tǒng)。德慶等[90]、柳龍生等[91]發(fā)現(xiàn)孟灣風(fēng)暴Phailin對(duì)西藏特大暴雪的影響主要是其登陸減弱為低壓后，分裂的中尺度對(duì)流云團(tuán)在南支槽的作用下移上高原。

5 結(jié)論與討論

本文對(duì)過去幾十年來國(guó)內(nèi)外在孟灣風(fēng)暴生成源地、發(fā)生頻數(shù)、移動(dòng)路徑和生命史等特征以及結(jié)構(gòu)特征、活動(dòng)機(jī)理及對(duì)中國(guó)天氣的影響等方面研究的簡(jiǎn)要回顧，可以發(fā)現(xiàn)：與西北太平洋臺(tái)風(fēng)的研究相比，目前對(duì)孟灣風(fēng)暴的認(rèn)識(shí)和研究相對(duì)落后，且主要存在以下問題：

1)孟灣風(fēng)暴的研究主要集中在統(tǒng)計(jì)、個(gè)例分析及某些物理量的診斷方面。

2)針對(duì)孟灣風(fēng)暴的數(shù)值模擬和診斷研究較少，且由于觀測(cè)資料缺乏，對(duì)孟灣風(fēng)暴環(huán)流結(jié)構(gòu)、動(dòng)力和熱力特征的認(rèn)識(shí)尚不清楚；對(duì)孟灣風(fēng)暴與大氣環(huán)境流場(chǎng)、南支槽、冷空氣活動(dòng)以及高原地形的相互作用等仍有待進(jìn)一步深入研究。

3)孟灣風(fēng)暴對(duì)中國(guó)天氣影響的研究大多針對(duì)云南、西藏地區(qū)，對(duì)長(zhǎng)江中下流域天氣影響仍然缺乏系統(tǒng)性的分析研究。

[1] Gray W M. Global view of the origin of tropical disturbances and storms [J]. Mon Wea Rev, 1968, 96(10):669-700.

[2] 陳聯(lián)壽,端義宏,宋麗莉,等.臺(tái)風(fēng)災(zāi)害及其預(yù)報(bào)[M]. 北京:氣象出版社,2012:337-339.

[3] 北京大學(xué)地球物理系熱帶天氣研究組,國(guó)家海洋局預(yù)報(bào)總臺(tái)熱帶天氣預(yù)報(bào)研究組.孟加拉灣風(fēng)暴的活動(dòng)及其對(duì)我國(guó)天氣的影響[J].氣象科技資料, 1974(8):4-10.

[4] 段旭,陶云,寸燦瓊,等.孟加拉灣風(fēng)暴時(shí)空分布和活動(dòng)規(guī)律統(tǒng)計(jì)特征[J].高原氣象,2009, 28(3):634-641.

[5] Islam T, Peterson R E. Climatology of landfalling tropical cyclones in Bangladesh 1877-2003[J].Nat Hazards, 2009, 48(1):115-135.

[6] Singh O P, Khan T M A, Rahman M S. Changes in the frequency of tropical cyclones over the North Indian Ocean [J]. Meteor Atmos Phys, 2000, 75(1):11-20.

[7] 王友恒,王素賢.孟加拉灣熱帶風(fēng)暴的初步分析[J].氣象, 1988,14(6):19-22.

[8] 王友恒,王素賢.北印度洋熱帶風(fēng)暴及其與西藏降水的關(guān)系[J].氣象, 1989,15(11):38-42.

[9] 陳聯(lián)壽,丁一匯.西太平洋臺(tái)風(fēng)概論[M].北京:科學(xué)出版社, 1979:58-61.

[10]Subbaramayya I, Rao S R M.Frequency of Bay of Bengal cyclones in the post-monsoon season [J].Mon Wea Rev, 1984, 112(8):1640-1642.

[11]范隆.大洋氣候[M].北京:海洋出版社, 1990:532-535.

[12]Mooley D A. Applicability of the Poisson probability model to the severe cyclonic storms striking the coast around the Bay of Bengal [J]. Sankhya, 1981, 43(2):187-197.

[13]Thompson M L, Guttorp P. A probability model for severe cyclonic storms striking the coast around the Bay of Bengal [J]. Mon Wea Rev, 1986, 114(11):2267-2271.

[14]Raghavendra V K. A statistical analysis of the number of tropical storms and depressions in the Bay of Bengal during 1890-1969[J].Indian J Met Geophys, 1973,24:125-130.

[15]王志仁,吳德星,吳輝碇,等.全球熱帶風(fēng)暴時(shí)空分布特點(diǎn)[J].海洋學(xué)報(bào), 2002,24(1):25-34.

[16]田榮湘.全球氣候變暖對(duì)西北太平洋熱帶氣旋的影響[J].浙江大學(xué)學(xué)報(bào)(理學(xué)版), 2003,30(4):466-470.

[17]馬麗萍,陳聯(lián)壽,徐祥德.全球熱帶氣旋活動(dòng)與全球氣候變化相關(guān)特征[J].熱帶氣象學(xué)報(bào), 2006,22(2):147-154.

[18]Chu J H, Sampson C R, Levine A S, et al. The Joint Typhoon Warning Center tropical cyclone best-tracks 1945-2000[R]. Joint Typhoon Warning Center, Pearl Harbor, Hawaii.2002.

[19]韓曉偉,周林,梅勇,等. 1975-2008年北印度洋熱帶氣旋特征分析[J].海洋預(yù)報(bào), 2010,27(6):5-11.

[20]Alam M M, Hossain M A, Shafee S. Frequency of Bay of Bengal cyclonic storms and depressions crossing different coastal zones[J]. Int J Climatol , 2003,23:1119-1125.

[21]Sanjeev S K, Kishtawal C M, Pal P K. Track prediction of Indian Ocean cyclones using Lagrangian advection model[J].Nat Hazards, 2012,62:745-778.

[22]李英,陳聯(lián)壽,張勝軍.登陸我國(guó)的熱帶氣旋的統(tǒng)計(jì)特征[J].熱帶氣象學(xué)報(bào), 2004,20(1):14-23.

[23]Krishnamurti T N, Kumar A, Yap K S, et al. Performance of a high-resolution mesoscale tropical prediction model [J]. Adv Geophys, 1990, 32:133-286.

[24]Mao J, Wu G X. Barotropic process contributing to the formation and the growth of tropical cyclone Nargis[J]. Adv Atmos Sci, 2011, 28(3):483-491.

[25]Krishnamurti T N, Ramanathan Y. Sensitivity of the monsoon onset to different heating [J]. J Atmos Sci, 1982, 39(6):1290-1306.

[26]吳國(guó)雄,關(guān)月,王同美,等.春季孟加拉灣渦旋形成及其對(duì)亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)的激發(fā)作用[J].中國(guó)科學(xué), 2010,40(11):1459-1467.

[27]Gray W M. Hurricanes: their formation, structure and likely role in the tropical circulation [C]// Shaw D B. Meteorology over the tropical oceans. Royal Meteorological Society, 1979: 155-218.

[28]Liebmann B H, Hendon H H, Glick J D. The relationship between tropical cyclones of the Western Pacific and Indian Oceans and the Madden-Julian Oscillation [J]. J Meteor Soc Japan, 1994, 72(3):401-411.

[29]祝從文, Nakazawa T, 李建平.大氣季節(jié)內(nèi)振蕩對(duì)印度洋-西太平洋地區(qū)熱帶低壓/氣旋生成的影響[J].氣象學(xué)報(bào), 2004,62(l):42-50.

[30]Kikuchi K, Wang B. Formation of tropical cyclones in the northern Indian Ocean associated with two types of tropical intraseasonal oscillation modes [J]. J Meteor Soc Japan, 2010, 88 (3):475-496.

[31]Ho C H, Kim J H, Jeong J H, et al. Variation of tropical cyclone activity in the South Indian Ocean: El Nio-Southern Oscillation and Madden-Julian Oscillation effects[J]. J Geophys Res , 2006,111： D22101. doi:10.1029/2006JD007289.

[32]Kim J H, Ho C H, Kim H S, et al. Systematic variation of summertime tropical cyclone activity in the Western North Pacific in relation to the Madden-Julian Oscillation[J].J Climate, 2008,21(6):1171-1191.

[33]Yamada H, Moteki Q, Yoshizaki M. The unusual track and rapid intensication of cyclone Nargis in 2008 under a characteristic environmental flow over the Bay of Bengal [J].J Meteor Soc Japan, 2010, 88(3):437-453.

[34]Lin I I, Chen C H, Pun I F, et al. Warm ocean anomaly, air sea fuxes, and the rapid intensication of tropical cyclone Nargis (2008)[J].Geophys Res Lett,2009,36：L03817. doi:10.1029/2008GL035815.

[35]Mohanty U C, Mandal M, Raman S. Simulation of Orissa super cyclone(1999) using PSU/NCAR mesoscale mode[J].Nat Hazards, 2004,31(2): 373-390.

[36]Karyampudi V M, Lai G S, Manobianco J. Impact of initial conditions, rainfall assimilation, and cumulus parameterization on simulations of hurricane Florence(1988) [J].Mon Wea Rev, 1998, 126(12):3077-3101.

[37]Liu Y B, Zhang D L, Yau M K. A multiscale numerical study of hurricane Andrew (1992).Part I: explicit simulation and verification [J]. Mon Wea Rev, 1997, 125(12):3073-3093.

[38]Liu Y B, Zhang D L, Yau M K. A multiscale numerical study of hurricane Andrew (1992).Part II: kinematics and inner-core structures [J].Mon Wea Rev, 1999, 127(11):2597-2616.

[39]許美玲,段旭,張秀年.登陸孟灣風(fēng)暴結(jié)構(gòu)演變特征數(shù)值模擬研究[J].高原氣象, 2006,25(6):1139-1146.

[40]董海萍,趙思雄,曾慶存.低緯高原地形對(duì)強(qiáng)降水過程影響的數(shù)值試驗(yàn)研究[J].氣候與環(huán)境研究, 2007,12(3):381-396.

[41]呂林宜,段旭,王曼.孟灣風(fēng)暴數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)及其結(jié)構(gòu)特征分析[J].高原山地氣象研究, 2008,28(1):36-41.

[42]Kotal S D, Bhowmik S K R, Kundu P K, et al. A statistical cyclone intensity prediction (SCIP) model for the Bay of Bengal [J].J Earth Syst Sci, 2008, 117(2):157-168.

[43]Nath S, Kotal S D, Kundu P K. Analysis of a genesis potential parameter during pre-cyclone watch period over the Bay of Bengal [J].Nat Hazards, 2013, 65(3):2253-2265.

[44]Roy Bhowmik S K, Kotal S D, Kalsi S R. An empirical model for predicting intensity of tropical cyclone over the Bay of Bengal[J]. Nat Hazards, 2007, 41:447-455.

[45]Kalsi S R, Kotal S D, Roy Bhowmik S K. Decaying nature of super cyclone of Orissa after landfall [J].Mausam, 2003,54:393-396.

[46]Rao G V, Bhaskar Rao D V. A review of some observed mesoscale characteristics of tropical cyclones and some preliminary numerical simulations of their kinematic features [J]. Proc Ind Nat Sci Acad, 2003, 69A (5):523-541.

[47]Sathi D K, Hari Prasad D, Bhaskar Rao D V. The evaluation of Kain-ritsch scheme in tropical cyclone simulation[J]. Mausam, 2006, 57(3):395-410.

[48]Bhaskar Rao D V, Prasad D H. Numerical prediction of the Orissa super-cyclone (1999): sensitivity to the parameterization of convection, boundary layer and explicit moisture processes [J].Mausam, 2006, 57(1):61-78.

[49]Bhaskar Rao D V, Hari Prasad D. Sensitivity of tropical cyclone intensification to boundary layer and convective processes [J] Nat Hazards, 2007, 41(3):429-445.

[50]Mathur M B. The national meteorological center’s quasi-agrangian model for hurricane prediction [J].Mon Wea Rev, 1991, 119(6):1419-1447.

[51]Prasad K, Rama Rao Y V. Cyclone track prediction by quasi-agrangian limited area model [J].Meteor Atmos Phys, 2003, 83(3):173-185.

[52]Prasad K. Synthetic observations for representation of tropical cyclones in NWP data assimilation systems[C]// Proceedings of the international symposium on assimilation of observations in meteorology and oceanography, Clermont-Ferrand, France. 1990:581-587.

[53]Prasad K, Singh B V, Hatwar H R. Objective analysis and track prediction of tropical cyclones with synthetic data[C]// Sikka D R, Singh S S. Physical processes in atmospheric models. Wiley, New York, 1992:349-363.

[54]Prasad K, Rama Rao Y V, Sen S. Tropical cyclone track prediction by a high resolution limited area model using synthetic observation[J].Mausam, 1997,46(3):351-366.

[55]Krishnamurti T N, Ardanuy P, Ramanathan Y, et al. On the onset vortex of the summer monsoon [J]. Mon Wea Rev, 1981, 109(2):344-363.

[56]Singh R, Kishtawal C M, Pal P K, et al. Assimilation of the multisatellite data into the WRF model for track and intensity simulation for the Indian Ocean tropical cyclones [J].Meteorol Atmos Phys, 2011,111(3/4):103-119.

[57]王允寬,劉俊清,黃中華.臺(tái)風(fēng)形成中冷空氣作用的模擬試驗(yàn)[J].大氣科學(xué), 1988,12(4):374-381.

[58]王允寬,吳迪生,曹勇生,等.青藏高原地形對(duì)孟加拉灣熱帶氣旋降水的影響[J].大氣科學(xué), 1996,20(4):446-451.

[59]王曼,李華宏,段旭,等.登陸孟加拉灣風(fēng)暴結(jié)構(gòu)個(gè)例分析與數(shù)值模擬[J].氣象科技, 2009,37(1):12-18.

[60]王曼,段旭,李華宏,等.孟加拉灣風(fēng)暴Mala登陸期間地形敏感試驗(yàn)[J].氣象學(xué)報(bào), 2011,69(3):486-495.

[61]徐祥德,陶詩(shī)言,王繼志,等.青藏高原-季風(fēng)水汽輸送“大三角扇型”影響域特征與中國(guó)區(qū)域旱澇異常的關(guān)系[J].氣象學(xué)報(bào), 2002,60(3):257-266.

[62]魯亞斌,解明恩,謝三勇.孟加拉灣水汽輸送異常對(duì)云南5月降水的影響[J].云南地理環(huán)境研究, 2004,16(1):19-24.

[63]何華,孫績(jī)?nèi)A.高低空急流在云南大范圍暴雨過程中的作用及共同特征[J].高原氣象, 2004,23(5):629-634.

[64]陳艷,丁一匯,肖子牛,等.水汽輸送對(duì)云南夏季風(fēng)爆發(fā)及初夏降水異常的影響[J].大氣科學(xué), 2006,30(1):25-37.

[65]王敏,孫樹峻,王雪.青藏高原東南側(cè)一次大范圍暴雨天氣過程的診斷分析[J].高原山地氣象研究,2010,30(4): 47-50.

[66]伏陽(yáng)虎,王興,晉扎,等.西藏2008年10月26～28日孟加拉灣風(fēng)暴強(qiáng)降水分析[J].西藏科技, 2009,34(7):38-43.

[67]周國(guó)蓮,魯亞斌,張騰飛,等.一次孟加拉灣風(fēng)暴影響下云南持續(xù)性暴雨天氣診斷分析[J].氣象科技, 2006,34(3):280-285.

[68]周倩,程一帆,周甘霖,等.2008年10月青藏高原東部一次區(qū)域暴雪過程及氣候背景分析[J].高原氣象, 2011,30(1):22-29.

[69]楊祖芳,李月安,李偉華.兩個(gè)孟加拉灣風(fēng)暴對(duì)我國(guó)降水不同影響的對(duì)比分析[J].海洋預(yù)報(bào), 2000,17(4):41-46.

[70]李玉柱.初夏孟加拉灣風(fēng)暴的若干特征[J].氣象, 1981,7(5):5-7.

[71]周毅.初夏孟加拉灣熱帶氣旋對(duì)西南地區(qū)能量輸送初析[J].云南氣象, 1989,19(1):13-16.

[72]普布卓瑪,周順武.1995年11月兩次孟加拉灣臺(tái)風(fēng)天氣對(duì)比分析[J].西藏科技, 1998,80(2):86-90.

[73]何華,許美玲,孫績(jī)?nèi)A.孟加拉灣低壓造成云南強(qiáng)降水的中尺度分析[J].氣象, 2000,26(2):29-33.

[74]董良淼,陳見,覃天信.“97.5”、“81.5”兩次孟灣風(fēng)暴過程的對(duì)比分析[J].廣西氣象, 1998,19(2):21-22.

[75]韋革寧,廖勝石.孟加拉灣風(fēng)暴云系對(duì)廣西“99.10”大范圍長(zhǎng)時(shí)間降水的影響[J].廣西氣象, 2000,21(4):12-14.

[76]呂愛民,文永仁,李英.一次孟灣風(fēng)暴Akash(0701)對(duì)中國(guó)西南地區(qū)強(qiáng)降水過程的影響分析[J].大氣科學(xué),2013,37(1):160-170.

[77]章基嘉,朱抱真,朱?？?青藏高原氣象學(xué)進(jìn)展[M].北京:科學(xué)出版社, 1988:34-38.

[78]陳于湘,朱抱真.熱帶季風(fēng)爆發(fā)前云南雨季的天氣學(xué)特征[J].大氣科學(xué), 1985,9(1):101-106.

[79]晏紅明,肖子牛,王靈.孟加拉灣季風(fēng)活動(dòng)與云南5月降雨量[J].高原氣象, 2003,22(6):624-630.

[80]鄭建萌,段旭.2001年云南雨季開始偏早與孟加拉灣季風(fēng)爆發(fā)的關(guān)系[J].氣象, 2005,31(2):59-63.

[81]肖建全,普貴明,李永千,等.孟加拉灣風(fēng)暴Akash和Nargis對(duì)比分析[J]. 云南大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 2011,33(S1):111-117.

[82]王子謙,朱偉軍,段安民.孟灣風(fēng)暴影響高原暴雪的個(gè)例分析:基于傾斜渦度發(fā)展的研究[J].高原氣象, 2010,29(3):703-711.

[83]李英,郭榮芬,索渺清,等.初夏孟加拉灣對(duì)流云團(tuán)北上低緯高原的初步研究[J].熱帶氣象學(xué)報(bào), 2003,19(3):277-284.

[84]李英,張騰飛,索渺清.孟加拉灣云團(tuán)影響下云南強(qiáng)降水分析[J].氣象科學(xué), 2003,23(2):185-191.

[85]杜曉玲,湯俊. 2002年5月孟加拉灣風(fēng)暴對(duì)我省降水的影響[J].貴州氣象, 2003,27(1):32-34.

[86]魯亞斌,張騰飛,徐八林,等.一次孟加拉灣風(fēng)暴和冷空氣影響下滇西大暴雨中尺度分析[J].應(yīng)用氣象學(xué)報(bào), 2006,17(2):201-206.

[87]張騰飛,段旭,張杰.初夏孟灣風(fēng)暴造成云南連續(xù)性強(qiáng)降水的中尺度分析[J].熱帶氣象學(xué)報(bào), 2006,22(1):67-73.

[88]許美玲,張秀年,楊素雨.孟加拉灣風(fēng)暴影響低緯高原的環(huán)流和云圖特征分析[J].熱帶氣象學(xué)報(bào), 2007,23(4):395-400.

[89]索渺清,丁一匯.南支槽與孟加拉灣風(fēng)暴結(jié)合對(duì)一次高原暴雪過程的影響[J].氣象, 2014,40(9):1033-1047.

[90]德慶,徐珺,宗志平,等.孟加拉灣超級(jí)風(fēng)暴費(fèi)林對(duì)西藏強(qiáng)降水的影響分析[J].氣象, 2015,41(9):1086-1094.

[91]柳龍生,李英,趙毅勇.孟加拉灣風(fēng)暴費(fèi)林(1302)對(duì)藏南一次暴雪過程的影響分析[J].氣象, 2015,41(9):1079-1085.

Review of researches on cyclonic storms over the Bay of Bengal

Lü Aimin

(NationalMeteorologicalCenter,Beijing100081,China)

Cyclonic storms, which occur over both Arabian Sea and the Bay of Bengal, account for about 10% of global tropical cyclones. Cyclonic storm over the Bay of Bengal is one of the main weather systems that cause heavy rainfall in Southwest China. In this paper, previous researches during last decades on genesis, track, lifespan, structure, development mechanism of cyclonic storms and its influences on China rainstorm are reviewed. Existent problems are pointed out.

the Bay of Bengal; cyclonic storm; cyclone structure; cyclone development mechanism

2017-04-29；

2017-05-24

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41275066)；國(guó)家氣象中心青年基金項(xiàng)目(Q201607)

呂愛民(1987—)，男，碩士，工程師，主要從事臺(tái)風(fēng)監(jiān)測(cè)和預(yù)報(bào)研究工作，lvaimin0424@126.com。

P444

A

2096-3599(2017)02-0013-09

10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2017.02.002