大型降水天氣過程

一. 降水的形成機制

1. 大致過程

水汽由源地水平輸送至降水區——水汽條件

水汽在降水地區有上升輻合，水汽在上升過程中膨脹冷卻

最后云滴增長為雨滴下降

2. 云滴增長的微觀過程

增長過程有兩種：

云中冰晶和過冷水同時存在，產生冰晶效應使水滴蒸發并向冰晶上凝華，使云滴迅速增長產生降水

云滴的碰撞作用使云滴增大形成降水

• 當云頂很高的時候，云的上部會出現冰晶結構，云層很薄的時候則只能下毛毛雨，因此降水強度很大程度上取決于云的厚度
• 云的厚度又很大程度上取決于水汽和垂直運動
• 降水預報中一般分析水汽條件和垂直運動

3. 暴雨的形成條件

暴雨是24小時雨量大于50mm的降水，暴雨需要充足的水汽條件+強烈的上升運動+較長的持續時間

• 水汽供應：只靠某一地區大氣柱內所含水汽凝結下降量很小，需要研究水汽供應的環流形勢
• 強烈的上升運動：需要考慮不穩定能量的儲存和釋放，需要研究中，小尺度系統
• 較長的持續時間：一次中小尺度的系統只能造成一地短時的暴雨，較長的持續時間需要若干中小尺度的連續影響，但也需要考慮所處的背景環流的影響

二. 水汽方程

$\frac{dq}{dt}=?c+K_q\frac{{?}^{2}q}{?z^2}$

• 左端：表示單位質量濕空氣比濕的變化
• 右端第一項：凝結率
• 右端第二項：湍流擴散率
• c為單位時間單位體積的空氣的凝結率，為正的時候凝結，為負的時候蒸發
• 凝結量為$c\rho ,\rho 為濕空氣的密度$
• $d=K_q\frac{{?}^{2}q}{?z^2}$為單位時間內湍流擴散引起的水汽輸送量

三. 降水率

又叫降水強度I，表示單位時間內降落在地面單位面積上的降水量
$I=?\frac{1}{g}{\int }_0^{inf}\rho \frac{dq}{dt}dp$

四. 水汽條件的診斷分析

1. 水汽含量

• 各層的比濕或露點
• 各層飽和程度：常用相對濕度進行衡量，相對濕度>=90%可以認為該層是濕區
• 濕層厚度：就是飽和層，飽和層越厚，降水越強

2. 可降水量

從地面積分到300hPa或400hPa，${\int }_0^p\rho qdz=\frac{1}{g}{\int }_0^{z}qdp$

3. 水汽通量

高為整層大氣的單位面積上的水汽通亮輸送可以表示為 $\frac{1}{g}{\int }_0^{p}qVdp$

4. 水汽通量散度

水汽輸送到某地區的時候，水汽在該地區會有水平輻合輻散才能形成上升運動成云致雨
$?D=?\frac{1}{g}{\int }_0^p?(qV)dp$

-將散度右側部分展開后，假設地面和積分頂的垂直速度為0，再略去小項，會發現：$I=?D$ 即降水量近似等于水汽通量散度

• 將散度項左側部分展開得到
  $?(qV)=V?q+q?V$
• 可見水汽通量的散度 = 濕度平流 + 風的散度
• 當高濕度吹向低濕度的時候為濕平流
• 由于降水率近似等于水汽水平輻合大小，因此可以用該式計算某指定區域的降水量

5. 水汽局地變化

將$\frac{dq}{dt}=?c+K_q\frac{{?}^{2}q}{?z^2}$展開后得到
$\frac{?q}{?t}=?V?q?w\frac{?q}{?z}?c+K_q\frac{{?}^{2}q}{?z^2}$

• 因此水汽的局地變化取決于以下幾項：

比濕平流

比濕垂直輸送

水汽凝結，蒸發

湍流擴散

五. 垂直運動條件診斷分析

1. 低層的判斷

• 由連續方程：上層輻散，下層上升運動，上層輻合，下層下沉運動；
• 正變壓中心有下沉運動，負變壓中心有上升運動

2. 高層的判斷

由于omega方程中的溫度平流拉普拉斯項和我度平流隨高度變化項有時候符號相反，不好分析垂直運動，將其變形后，得到垂直運動取決于熱成風相對渦度平流的大小

• 當溫度場的振幅沒有高度場大的時候，槽前可能是冷平流，有利于下沉運動，但又是正渦度平流輸送，有利于上升運動，就不好判斷是上升還是下沉運動
• 這時候就要看熱成風相對渦度平流，$?V_T?\zeta$,大于0有上升運動，小于零有下沉運動
• 在圖上看就是等溫線穿過等渦度線，等溫線從大渦度穿到小渦度，就為正

3. 非絕熱加熱的作用

• 非絕熱加熱作用中以凝結潛熱釋放為主——空氣在上升過程中膨脹冷卻凝結，凝結的時候又釋放更多的熱量，造成更強的上升運動

六. 地形對降水的影響

1. 強迫抬升

山的坡度越大，地面風速越大，且風向與山的走向越垂直的時候，地面垂直運動越強

2. 地形輻合

比如喇叭口的地形，由于地形的收縮，造成更強的上升運動和更大的降水

3. 摩擦作用

風從高壓吹向低壓的時候，風速比應有的梯度風小，因此會偏向低壓的一側，于是在氣旋中會出現摩擦輻合，造成上升運動，在反氣旋中出現輻散下沉運動

• 主要作用是通過摩擦輻合提供水汽，比如臺風登陸后及時強度減弱，但由于有輻合摩擦作用，有強烈的上升運動，仍可以發生較大的降水

七. 中國降水氣候概述

• 我國降水從東南向西北減少
• 夏季存在雨季
• 我國東部各地的雨季是由于大范圍雨帶南北位移造成的，位移又是由于副高，青藏高壓，副熱帶西風急流以及東亞季風等的變化引起

八. 長江中下游春季連陰雨

1. 降水特點

• 發生在每年3～4月
• 長江中下游地區出現持續5～7天或10天以上的陰雨天氣
• 降水強度不大，但是溫度低

2. 環流形勢

2.1 亞歐阻高型

• 烏拉爾山附近存在阻高
• 西風急流從青藏高原兩側擾流
• 在北邊形成寬槽，寬槽的后的淺脊前向長江中下游輸送冷空氣
• 南邊在孟加拉灣形成低槽，有西南氣流延伸到長江中下游
• 南支槽要落后于北支槽，甚至相位相反，因此冷暖空氣相遇于長江流域，形成準靜止鋒

2.2 北方大低渦型

九. 華南前汛期降水

1. 時間節點

• 4～6月為華南前汛期
• 4月初降水量緩慢增大
• 5月中旬雨量迅速增大
• 5月中旬前主要是由于北方冷空氣入侵導致的鋒面降水，5月中旬后主要是由于東亞季風的影響
• 降水類型主要為冷鋒前的暖區降水

2. 500hPa環流形勢

華南前汛期降水是在中高低緯的一定環流背景下生成的，有以下三種類型

2.1 兩脊一槽型

• 脊1:烏拉爾山以東的西伯利亞西部
• 脊2:亞洲東岸的中高緯地區
• 槽：貝加爾湖為低槽
• 冷空氣來源：烏拉爾山以東高壓脊不斷有冷空氣輸入進貝加爾湖低槽，使切斷低壓一次又一次的替換，在長波槽替換的過程中原本的長波槽變為短波槽，引導冷空氣南下
• 暖空氣來源：西太副高位于15度以南，配合南支槽將水汽輸送到華南地區
• 冷暖空氣相遇，形成華南前汛期降水

2.2. 兩槽一脊型

• 槽1:烏拉爾山以東的西伯利亞西部為槽
• 槽2:亞洲東岸也為槽
• 脊：亞種中部為脊椎
• 形成過程：東亞大槽非常深，槽后冷空氣長驅直入，配合西南季風引起華南前汛期降水

2.3多波型

• 中高緯度環流呈多波狀，振幅較小
• 南支波動也較為頻繁
• 兩者相遇形成暴雨

2.4共同特征

• 副高脊線穩定在18度附近
• 華南上空為平直西風帶 ，低層存在南北兩條低空急流
• 南下的冷空氣和東亞季風氣流在華南地區相遇，形成暴雨

3. 鋒前暖區降水

鋒前暖區降水是華南前汛期暴雨的一個特點，降水強度可以達到普通鋒面降水的3～5倍，而降水范圍卻很小；觸發機制有以下三類：

(a) 邊界層內入侵的冷空氣

• 北方的冷空氣會受到武夷山脈和南嶺的阻擋

• 但是邊界層內的淺薄空氣會沿河谷侵入暖區，使暖空氣抬升，不穩定能量釋放引起暴雨

• 邊界層內的風區坡度小，不容易被觀察到

• 邊界層內淺薄空氣的侵入不僅觸發了對流的發展，同時有利于邊界層水汽向暴雨區的輸送

(b) 地形對暖區暴雨的作用

• 暖區暴雨通常發生在低層吹偏南風的情況下
• 當地形走向和風向垂直的時候，空氣被迫抬升形成對流產生暴雨

? 海陸分布對暖區暴雨的作用

• 在一些特殊的海岸地區，可以形成輻合中心（就是海風和陸地上吹來的風，以及陸風和海洋吹來的風輻合的地方）

十. 江淮梅雨

每年夏初，在湖北宜昌以東的28—34度之間的江淮流域出現的連續陰雨天氣，叫做梅雨

1. 氣候特征

• 雨量充沛
• 相對濕度大
• 日照時間短
• 降水為連續性，有陣雨或雷雨，有時可以達到暴雨的程度
• 典型梅雨時間：一般出現于6月中旬到7月上旬，出梅后副高北跳，江淮進入盛夏
• 早梅：出現在5月份的梅雨，出梅后副高南退，如果之后再北跳，該年就可以出現兩次梅雨

2. 環流特征

低層輻合上升，高層輻散

2.1 高層

• 梅雨開始的時候，南亞高壓位于長江流域上空，南亞高壓消失或移入東海之后梅雨結束

2.2 中層

• 副高呈帶狀分布，脊線呈東北——西南走向
• 印度東部或孟加拉灣一代有穩定低壓槽存在，使長江中下游地區盛行西南風
• 巴爾喀什湖及東亞東岸有兩個淺槽
• 高緯度為阻高活動區域，阻高分為以下三類：三阻型，雙阻型，單阻型

2.3 低層

• 有江淮準靜止鋒
• 有江淮切變線
• 雨帶主要位于低空急流和700hPa切變線之間
• 有西南渦配合切變線東移，可以引起準靜止鋒波動，產生江淮氣旋，這種氣旋是不發展的，一次次氣旋活動產生一次次的暴雨過程

十一. 華北與東北雨季降水

1. 降水特點

• 降水強度大，持續時間短
• 降水的局地性強，年際變化大
• 降水時段集中
• 時間為7 月中旬至8月下旬

2. 環流特征

• 華北暴雨主要發生在東高西低或兩高對峙的環流形勢下
• 長波槽下游高壓脊和副高的穩定性是決定降水持續時間的重要條件
• 下游穩定的時候讓上游低槽減速或趨于停滯
• 日本高壓就是這個環流形勢中的關鍵系統，日本高壓可以阻擋低槽的東移，其東南氣流可以向華北輸送水汽
• 日本高壓的形成有兩種方式：

大陸高壓東移到達海上，形成穩定的日本高壓

北方高壓脊與深入日本海的副高合并

十二. 副高的三停兩跳

一停：五月份在南部沿海，華南前汛期
二停：6月份停在長江中下游地區，江淮梅雨
三停：7，8月份停留在華北，東北地區，東北華北多雨

一跳：南部沿海跳到長江中下游
二跳：長江中下游跳到華北，東北地區

行星尺度天氣系統對暴雨的作用

行星尺度天氣系統不直接產生降水，但是可以制約影響天氣尺度系統在一固定地帶活動

• 行星尺度天氣系統的變動，大致決定了雨帶的發聲地點，強度和持續時間
• 穩定緯向型：華南前汛期，江淮梅雨，長江中下游春季連陰雨
• 穩定徑向型：華北和東北暴雨

西風帶長波槽

• 巴爾喀什湖大槽：巴湖大槽穩定存在的時候，會不斷分裂出小槽東移，造成冷空氣入侵
• 貝加爾湖大槽：該槽穩定存在時容易形成穩定緯向型暴雨
• 太平洋中部大槽：該槽加深的時候，可以使副高穩定，對其上游其阻擋作用，該槽西退的時候可以使副高西進，建立日本高壓，造成徑向型暴雨
• 青藏高原西部低槽：該槽可以與烏拉爾山大槽或貝加爾湖大槽結合，分裂的小槽東移，成為西北槽/高原槽/南支槽，是直接影響降水的短波系統

阻塞高壓

• 烏拉爾山長波高壓脊：脊前經常會有冷空氣南下，使槽加深，分裂小槽東移，影響我國降水
• 鄂霍次克海阻塞高壓：西風急流分為兩支，南方的一支繞過它，其上不斷有小槽東移，引導冷空氣南下
• 貝加爾湖阻高：與徑向型暴雨有關

副高

• 副高呈條帶狀的時候，容易形成穩定緯向型暴雨
• 副高呈塊狀的時候容易形成穩定徑向型暴雨
• 副高高壓脊西北側的西南氣流是向暴雨區輸送水汽的重要通道，其南側的東風帶是熱帶降水系統活躍的地區

熱帶環流

• 當副熱帶環流徑向度較大的時候，熱帶氣旋北上，合并于西風槽中，造成暴雨
• 整個熱帶輻合帶北移，海上輻合帶中有臺風發展，在臺風和副高之間維持強的低空偏東氣流，使大量水汽向大陸輸送
• 臺風直接移入大陸
• 熱帶輻合帶穩定于南海一帶，有利于江淮梅雨的穩定維持

低空切變線

切變線：將出現在低空的（850/700hPa）上的，具有氣旋式切邊的不連續線

• 尤其在夏季，切變線是我國主要的降水天氣系統之一
• 春季切變線一般活動在華南地區，稱為華南切變線
• 6月至7月初主要位于江淮流域，稱為江淮切變線
• 7月中旬至八月，出現在華北，稱為華北切變線
• 切變線一般可以維持3-5天

江淮切變的降水

• 江淮切變產生的暴雨占總暴雨日數的41%
• 降水一般發生在700hPa切變線以南地區，因為南部的偏南風將水汽輸送過來且沿著鋒面爬升，造成上升運動產生降水

江淮切變線的產生

• 700hPa槽線在移動的過程中，如果東側有東西走向的時，槽線南部的移速就比北側要慢，南北方向的槽線就順轉成了東西走向的切變線

江淮切變線的移動

• 高空槽加深，地面氣旋發展的時候，槽后的切變線南移
• 冷式切變南移，暖濕切變北移
• 副高北上則切變線北上，副高向東南撤退，切變線也撤退

切變線的更替

• 舊切變線還在江淮地區維持
• 河西走廊又有一個新的較強西風槽東移
• 使得舊切變的舊小高與副高結合，舊切變的東段隨之消失
• 但是舊切變的西段由于處于舊小高后部，以及低渦東部的偏南氣流中，開始北上
• 北上與新槽相接，新槽向東運動中有順轉成為新的切變線，完成一次轉換

切變線的消失

切變線的消失伴隨著高空由緯向環流轉為徑向環流

• 高空低槽加深
• 副高南撤
• 切變線北端的小高壓與副高合并導致切變線消失

低空低渦

西南渦：形成于四川西部地區，700hPa上具有氣旋性環流的閉合小低壓，直徑在300～400km
多存在于離地面2～3km的低空，如四川的西南渦，青海高原的西北渦等

西南渦的形成

• 地形作用：四川盆地位于西風帶的背風坡，有利于降壓形成動力性渦旋
• 繞過青藏高原的西風氣流由于收到高原側邊界的摩擦作用產生氣旋性渦度
• 500hPa面上有高原槽東移，槽前的正渦度平流使地面減壓，也是西南渦形成的原因
• 700hPa上有能使高原東南側西風氣流加強，并在四川盆地形成明顯符合氣流的環流形勢（這一條還不理解 ）
• 江淮切變線的西端也容易形成西南渦

西南渦的移動

• 有一半左右的西南渦會移出
• 西南渦的移向與相應的500hPa的氣流方向基本一致，略微偏南，移速約為500hPa上風速的50%～70%
• 位于切變線上的西南渦常沿切變線東移

西南渦的發展

• 在原地的西南渦幾乎不發展，東移才發展
• 冷空氣從其西部或西北部入侵，低渦會發展
• 冷空氣從其東部入侵，低渦會減弱，甚至填塞
• 500hPa上青藏高原低槽發展的時候西南渦發展
• 當西南渦在槽前或在槽線的延長線上時有利于發展，位于槽后不利于發展

西南渦的天氣

• 當低槽移出的時候，大概率會發生降水
• 降水位置一般位于低渦中心或偏右的位置（因為有副高北側的西南氣流供應水汽）
• 西南渦東移過程中，降水區域和強度都會增大

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高空冷渦

東北冷渦：在我國東部地區具有一定強度（閉合的等高線多于兩根），能維持3～4天，具有深厚冷空氣的高空氣旋性環流

• 東北冷渦在5，6月份最多，8月和3，4月份最少

形成過程

• 第一種情況：西風槽的加深，槽的南部斷裂，形成冷渦
• 第二種情況：有兩個或更多的低壓北上，與東北低壓合并，使高空槽充分加深形成冷渦
• 第三種：已經形成好的高空冷渦東移到東北地區
• 當東北冷渦北側的鄂霍次克海阻高存在的時候冷渦可以維持較長時間

低空急流

在850hPa或700hPa上風速大于12m/s的西南風極大風速帶稱為低空急流

環流背景和結構

• 與暴雨相關的低空急流常存在于副熱帶高壓西側或北側
• 急流左側常有低空切變線和低渦活動
• 低空急流常位于高空急流入口區的右側

形成機制

副高西風急流入口區南側高空輻散，低空輻合，產生了西南渦，之后南亞高壓出口區南側有輻合，由于有氣壓梯度，高空就有是東風，之后再出口區南側輻合下沉，下層又流向副高入口南側低層的輻合區

天氣尺度系統對暴雨的作用

暴雨主要是在中小尺度系統中下降的，天氣尺度系統可以提供中尺度系統形成的基本條件

• 當天氣系統強烈發展或停止擺動，容易造成較強而持續的暴雨
• 各天氣系統的疊加會使降水量加大

制約形成暴雨的中尺度系統

• 提供高中尺度天氣系統生成的條件或環境場
• 天氣尺度的上升運動是中尺度系統發生的觸發條件
• 對中尺度系統起組織和增強的作用
• 決定中小尺度系統的移動方向

供應水汽

• 低空大范圍的水平輻合場，可造成水汽輻合，使暴雨區水汽有集中的趨勢
• 天氣尺度系統中不同性質的平流造成位勢不穩定層結
• 暴雨區中，降水量與水汽通量輻合的量相當，就是說暴雨的發生必須要有水汽通量輻合場

超低空急流對暴雨的作用

• 超低空急流所在高度925hPa
• 是暴雨區所需水汽的提供者
• 是暴雨區超低空對流不穩定層結的建立者和維持者：超低空南風急流可以將大濕度的空氣向暴雨區輸送
  ，有利于不穩定層結的建立
• 是暴雨區上升氣流的建立者和不穩定能量釋放的觸發者：南風急流和北方氣流輻合產生上升運動

暴雨中尺度系統

一次暴雨天氣過程的降水總量并非一次連續降水組成，而是在此期間中尺度云團不斷生成和移動的結果

與中尺度雨團相配合的中尺度系統如下

• 中尺度低壓
• 中尺度切變線
• 中尺度輻合中心
• 中尺度輻合線
  中尺度雨團常常排列成中尺度雨帶，因為中尺度雨團在發生源不斷生成，就沿著中層氣流方向移動，于是降水就沿著氣流方向排列成行

中尺度系統的不穩定發展及觸發條件

中尺度雨團或雨帶都是在一定天氣尺度背景下發生的，這種背景包含兩方面條件：使不穩定發展的環境條件；不穩定發展的觸發條件

• 環境條件：對稱不穩定（有待研究）
• 觸發條件：觸發條件有
  • 鋒面抬升
  • 露點鋒或干鋒抬升
  • 能量鋒與$\omega 系統的觸發$
  • 地形抬升
  • 近地層加熱的不均勻性
  • 重力波抬升
  • 海陸風輻合抬升
  • 雷暴前偽冷鋒的抬升

總結

以上是生活随笔為你收集整理的中国天气——大型降水天气过程复习笔记的全部內容，希望文章能夠幫你解決所遇到的問題。

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