中国天气——大型降水天气过程复习笔记

大型降水天气过程

一. 降水的形成机制

1. 大致过程

1. 水汽由源地水平输送至降水区——水汽条件
2. 水汽在降水地区有上升辐合，水汽在上升过程中膨胀冷却
3. 最后云滴增长为雨滴下降

2. 云滴增长的微观过程

增长过程有两种：

1. 云中冰晶和过冷水同时存在，产生冰晶效应使水滴蒸发并向冰晶上凝华，使云滴迅速增长产生降水
2. 云滴的碰撞作用使云滴增大形成降水

• 当云顶很高的时候，云的上部会出现冰晶结构，云层很薄的时候则只能下毛毛雨，因此降水强度很大程度上取决于云的厚度
• 云的厚度又很大程度上取决于水汽和垂直运动
• 降水预报中一般分析水汽条件和垂直运动

3. 暴雨的形成条件

暴雨是24小时雨量大于50mm的降水，暴雨需要充足的水汽条件+强烈的上升运动+较长的持续时间

• 水汽供应：只靠某一地区大气柱内所含水汽凝结下降量很小，需要研究水汽供应的环流形势
• 强烈的上升运动：需要考虑不稳定能量的储存和释放，需要研究中，小尺度系统
• 较长的持续时间：一次中小尺度的系统只能造成一地短时的暴雨，较长的持续时间需要若干中小尺度的连续影响，但也需要考虑所处的背景环流的影响

二. 水汽方程

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

• 左端：表示单位质量湿空气比湿的变化
• 右端第一项：凝结率
• 右端第二项：湍流扩散率
• c为单位时间单位体积的空气的凝结率，为正的时候凝结，为负的时候蒸发
• 凝结量为$c\rho ,\rho 为湿空气的密度$
• $d=K_q\frac{{\partial }^{2}q}{\partial z^2}$为单位时间内湍流扩散引起的水汽输送量

三. 降水率

又叫降水强度I，表示单位时间内降落在地面单位面积上的降水量
$I=-\frac{1}{g}{\int }_0^{inf}\rho \frac{dq}{dt}dp$

四. 水汽条件的诊断分析

1. 水汽含量

• 各层的比湿或露点
• 各层饱和程度：常用相对湿度进行衡量，相对湿度>=90%可以认为该层是湿区
• 湿层厚度：就是饱和层，饱和层越厚，降水越强

2. 可降水量

从地面积分到300hPa或400hPa，${\int }_0^p\rho qdz=\frac{1}{g}{\int }_0^{z}qdp$

3. 水汽通量

高为整层大气的单位面积上的水汽通亮输送可以表示为 $\frac{1}{g}{\int }_0^{p}qVdp$

4. 水汽通量散度

水汽输送到某地区的时候，水汽在该地区会有水平辐合辐散才能形成上升运动成云致雨
$-D=-\frac{1}{g}{\int }_0^p\nabla (qV)dp$

-将散度右侧部分展开后，假设地面和积分顶的垂直速度为0，再略去小项，会发现：$I=-D$ 即降水量近似等于水汽通量散度

• 将散度项左侧部分展开得到
  $\nabla (qV)=V\nabla q+q\nabla V$
• 可见水汽通量的散度 = 湿度平流 + 风的散度
• 当高湿度吹向低湿度的时候为湿平流
• 由于降水率近似等于水汽水平辐合大小，因此可以用该式计算某指定区域的降水量

5. 水汽局地变化

将$\frac{dq}{dt}=-c+K_q\frac{{\partial }^{2}q}{\partial z^2}$展开后得到
$\frac{\partial q}{\partial t}=-V\nabla q-w\frac{\partial q}{\partial z}-c+K_q\frac{{\partial }^{2}q}{\partial z^2}$

• 因此水汽的局地变化取决于以下几项：

1. 比湿平流
2. 比湿垂直输送
3. 水汽凝结，蒸发
4. 湍流扩散

五. 垂直运动条件诊断分析

1. 低层的判断

• 由连续方程：上层辐散，下层上升运动，上层辐合，下层下沉运动；
• 正变压中心有下沉运动，负变压中心有上升运动

2. 高层的判断

由于omega方程中的温度平流拉普拉斯项和我度平流随高度变化项有时候符号相反，不好分析垂直运动，将其变形后，得到垂直运动取决于热成风相对涡度平流的大小

• 当温度场的振幅没有高度场大的时候，槽前可能是冷平流，有利于下沉运动，但又是正涡度平流输送，有利于上升运动，就不好判断是上升还是下沉运动
• 这时候就要看热成风相对涡度平流，$-V_T\nabla \zeta$,大于0有上升运动，小于零有下沉运动
• 在图上看就是等温线穿过等涡度线，等温线从大涡度穿到小涡度，就为正

3. 非绝热加热的作用

• 非绝热加热作用中以凝结潜热释放为主——空气在上升过程中膨胀冷却凝结，凝结的时候又释放更多的热量，造成更强的上升运动

六. 地形对降水的影响

1. 强迫抬升

山的坡度越大，地面风速越大，且风向与山的走向越垂直的时候，地面垂直运动越强

2. 地形辐合

比如喇叭口的地形，由于地形的收缩，造成更强的上升运动和更大的降水

3. 摩擦作用

风从高压吹向低压的时候，风速比应有的梯度风小，因此会偏向低压的一侧，于是在气旋中会出现摩擦辐合，造成上升运动，在反气旋中出现辐散下沉运动

• 主要作用是通过摩擦辐合提供水汽，比如台风登陆后及时强度减弱，但由于有辐合摩擦作用，有强烈的上升运动，仍可以发生较大的降水

七. 中国降水气候概述

• 我国降水从东南向西北减少
• 夏季存在雨季
• 我国东部各地的雨季是由于大范围雨带南北位移造成的，位移又是由于副高，青藏高压，副热带西风急流以及东亚季风等的变化引起

八. 长江中下游春季连阴雨

1. 降水特点

• 发生在每年3～4月
• 长江中下游地区出现持续5～7天或10天以上的阴雨天气
• 降水强度不大，但是温度低

2. 环流形势

2.1 亚欧阻高型

• 乌拉尔山附近存在阻高
• 西风急流从青藏高原两侧扰流
• 在北边形成宽槽，宽槽的后的浅脊前向长江中下游输送冷空气
• 南边在孟加拉湾形成低槽，有西南气流延伸到长江中下游
• 南支槽要落后于北支槽，甚至相位相反，因此冷暖空气相遇于长江流域，形成准静止锋

2.2 北方大低涡型

九. 华南前汛期降水

1. 时间节点

• 4～6月为华南前汛期
• 4月初降水量缓慢增大
• 5月中旬雨量迅速增大
• 5月中旬前主要是由于北方冷空气入侵导致的锋面降水，5月中旬后主要是由于东亚季风的影响
• 降水类型主要为冷锋前的暖区降水

2. 500hPa环流形势

华南前汛期降水是在中高低纬的一定环流背景下生成的，有以下三种类型

2.1 两脊一槽型

• 脊1:乌拉尔山以东的西伯利亚西部
• 脊2:亚洲东岸的中高纬地区
• 槽：贝加尔湖为低槽
• 冷空气来源：乌拉尔山以东高压脊不断有冷空气输入进贝加尔湖低槽，使切断低压一次又一次的替换，在长波槽替换的过程中原本的长波槽变为短波槽，引导冷空气南下
• 暖空气来源：西太副高位于15度以南，配合南支槽将水汽输送到华南地区
• 冷暖空气相遇，形成华南前汛期降水

2.2. 两槽一脊型

• 槽1:乌拉尔山以东的西伯利亚西部为槽
• 槽2:亚洲东岸也为槽
• 脊：亚种中部为脊椎
• 形成过程：东亚大槽非常深，槽后冷空气长驱直入，配合西南季风引起华南前汛期降水

2.3多波型

• 中高纬度环流呈多波状，振幅较小
• 南支波动也较为频繁
• 两者相遇形成暴雨

2.4共同特征

• 副高脊线稳定在18度附近
• 华南上空为平直西风带 ，低层存在南北两条低空急流
• 南下的冷空气和东亚季风气流在华南地区相遇，形成暴雨

3. 锋前暖区降水

锋前暖区降水是华南前汛期暴雨的一个特点，降水强度可以达到普通锋面降水的3～5倍，而降水范围却很小；触发机制有以下三类：

(a) 边界层内入侵的冷空气

• 北方的冷空气会受到武夷山脉和南岭的阻挡

• 但是边界层内的浅薄空气会沿河谷侵入暖区，使暖空气抬升，不稳定能量释放引起暴雨

• 边界层内的风区坡度小，不容易被观察到

• 边界层内浅薄空气的侵入不仅触发了对流的发展，同时有利于边界层水汽向暴雨区的输送

(b) 地形对暖区暴雨的作用

• 暖区暴雨通常发生在低层吹偏南风的情况下
• 当地形走向和风向垂直的时候，空气被迫抬升形成对流产生暴雨

© 海陆分布对暖区暴雨的作用

• 在一些特殊的海岸地区，可以形成辐合中心（就是海风和陆地上吹来的风，以及陆风和海洋吹来的风辐合的地方）

十. 江淮梅雨

每年夏初，在湖北宜昌以东的28—34度之间的江淮流域出现的连续阴雨天气，叫做梅雨

1. 气候特征

• 雨量充沛
• 相对湿度大
• 日照时间短
• 降水为连续性，有阵雨或雷雨，有时可以达到暴雨的程度
• 典型梅雨时间：一般出现于6月中旬到7月上旬，出梅后副高北跳，江淮进入盛夏
• 早梅：出现在5月份的梅雨，出梅后副高南退，如果之后再北跳，该年就可以出现两次梅雨

2. 环流特征

低层辐合上升，高层辐散

2.1 高层

• 梅雨开始的时候，南亚高压位于长江流域上空，南亚高压消失或移入东海之后梅雨结束

2.2 中层

• 副高呈带状分布，脊线呈东北——西南走向
• 印度东部或孟加拉湾一代有稳定低压槽存在，使长江中下游地区盛行西南风
• 巴尔喀什湖及东亚东岸有两个浅槽
• 高纬度为阻高活动区域，阻高分为以下三类：三阻型，双阻型，单阻型

2.3 低层

• 有江淮准静止锋
• 有江淮切变线
• 雨带主要位于低空急流和700hPa切变线之间
• 有西南涡配合切变线东移，可以引起准静止锋波动，产生江淮气旋，这种气旋是不发展的，一次次气旋活动产生一次次的暴雨过程

十一. 华北与东北雨季降水

1. 降水特点

• 降水强度大，持续时间短
• 降水的局地性强，年际变化大
• 降水时段集中
• 时间为7 月中旬至8月下旬

2. 环流特征

• 华北暴雨主要发生在东高西低或两高对峙的环流形势下
• 长波槽下游高压脊和副高的稳定性是决定降水持续时间的重要条件
• 下游稳定的时候让上游低槽减速或趋于停滞
• 日本高压就是这个环流形势中的关键系统，日本高压可以阻挡低槽的东移，其东南气流可以向华北输送水汽
• 日本高压的形成有两种方式：

1. 大陆高压东移到达海上，形成稳定的日本高压
2. 北方高压脊与深入日本海的副高合并

十二. 副高的三停两跳

一停：五月份在南部沿海，华南前汛期
二停：6月份停在长江中下游地区，江淮梅雨
三停：7，8月份停留在华北，东北地区，东北华北多雨

一跳：南部沿海跳到长江中下游
二跳：长江中下游跳到华北，东北地区

行星尺度天气系统对暴雨的作用

行星尺度天气系统不直接产生降水，但是可以制约影响天气尺度系统在一固定地带活动

• 行星尺度天气系统的变动，大致决定了雨带的发声地点，强度和持续时间
• 稳定纬向型：华南前汛期，江淮梅雨，长江中下游春季连阴雨
• 稳定径向型：华北和东北暴雨

西风带长波槽

• 巴尔喀什湖大槽：巴湖大槽稳定存在的时候，会不断分裂出小槽东移，造成冷空气入侵
• 贝加尔湖大槽：该槽稳定存在时容易形成稳定纬向型暴雨
• 太平洋中部大槽：该槽加深的时候，可以使副高稳定，对其上游其阻挡作用，该槽西退的时候可以使副高西进，建立日本高压，造成径向型暴雨
• 青藏高原西部低槽：该槽可以与乌拉尔山大槽或贝加尔湖大槽结合，分裂的小槽东移，成为西北槽/高原槽/南支槽，是直接影响降水的短波系统

阻塞高压

• 乌拉尔山长波高压脊：脊前经常会有冷空气南下，使槽加深，分裂小槽东移，影响我国降水
• 鄂霍次克海阻塞高压：西风急流分为两支，南方的一支绕过它，其上不断有小槽东移，引导冷空气南下
• 贝加尔湖阻高：与径向型暴雨有关

副高

• 副高呈条带状的时候，容易形成稳定纬向型暴雨
• 副高呈块状的时候容易形成稳定径向型暴雨
• 副高高压脊西北侧的西南气流是向暴雨区输送水汽的重要通道，其南侧的东风带是热带降水系统活跃的地区

热带环流

• 当副热带环流径向度较大的时候，热带气旋北上，合并于西风槽中，造成暴雨
• 整个热带辐合带北移，海上辐合带中有台风发展，在台风和副高之间维持强的低空偏东气流，使大量水汽向大陆输送
• 台风直接移入大陆
• 热带辐合带稳定于南海一带，有利于江淮梅雨的稳定维持

低空切变线

切变线：将出现在低空的（850/700hPa）上的，具有气旋式切边的不连续线

• 尤其在夏季，切变线是我国主要的降水天气系统之一
• 春季切变线一般活动在华南地区，称为华南切变线
• 6月至7月初主要位于江淮流域，称为江淮切变线
• 7月中旬至八月，出现在华北，称为华北切变线
• 切变线一般可以维持3-5天

江淮切变的降水

• 江淮切变产生的暴雨占总暴雨日数的41%
• 降水一般发生在700hPa切变线以南地区，因为南部的偏南风将水汽输送过来且沿着锋面爬升，造成上升运动产生降水

江淮切变线的产生

• 700hPa槽线在移动的过程中，如果东侧有东西走向的时，槽线南部的移速就比北侧要慢，南北方向的槽线就顺转成了东西走向的切变线

江淮切变线的移动

• 高空槽加深，地面气旋发展的时候，槽后的切变线南移
• 冷式切变南移，暖湿切变北移
• 副高北上则切变线北上，副高向东南撤退，切变线也撤退

切变线的更替

• 旧切变线还在江淮地区维持
• 河西走廊又有一个新的较强西风槽东移
• 使得旧切变的旧小高与副高结合，旧切变的东段随之消失
• 但是旧切变的西段由于处于旧小高后部，以及低涡东部的偏南气流中，开始北上
• 北上与新槽相接，新槽向东运动中有顺转成为新的切变线，完成一次转换

切变线的消失

切变线的消失伴随着高空由纬向环流转为径向环流

• 高空低槽加深
• 副高南撤
• 切变线北端的小高压与副高合并导致切变线消失

低空低涡

西南涡：形成于四川西部地区，700hPa上具有气旋性环流的闭合小低压，直径在300～400km
多存在于离地面2～3km的低空，如四川的西南涡，青海高原的西北涡等

西南涡的形成

• 地形作用：四川盆地位于西风带的背风坡，有利于降压形成动力性涡旋
• 绕过青藏高原的西风气流由于收到高原侧边界的摩擦作用产生气旋性涡度
• 500hPa面上有高原槽东移，槽前的正涡度平流使地面减压，也是西南涡形成的原因
• 700hPa上有能使高原东南侧西风气流加强，并在四川盆地形成明显符合气流的环流形势（这一条还不理解 ）
• 江淮切变线的西端也容易形成西南涡

西南涡的移动

• 有一半左右的西南涡会移出
• 西南涡的移向与相应的500hPa的气流方向基本一致，略微偏南，移速约为500hPa上风速的50%～70%
• 位于切变线上的西南涡常沿切变线东移

西南涡的发展

• 在原地的西南涡几乎不发展，东移才发展
• 冷空气从其西部或西北部入侵，低涡会发展
• 冷空气从其东部入侵，低涡会减弱，甚至填塞
• 500hPa上青藏高原低槽发展的时候西南涡发展
• 当西南涡在槽前或在槽线的延长线上时有利于发展，位于槽后不利于发展

西南涡的天气

• 当低槽移出的时候，大概率会发生降水
• 降水位置一般位于低涡中心或偏右的位置（因为有副高北侧的西南气流供应水汽）
• 西南涡东移过程中，降水区域和强度都会增大

高空冷涡

东北冷涡：在我国东部地区具有一定强度（闭合的等高线多于两根），能维持3～4天，具有深厚冷空气的高空气旋性环流

• 东北冷涡在5，6月份最多，8月和3，4月份最少

形成过程

• 第一种情况：西风槽的加深，槽的南部断裂，形成冷涡
• 第二种情况：有两个或更多的低压北上，与东北低压合并，使高空槽充分加深形成冷涡
• 第三种：已经形成好的高空冷涡东移到东北地区
• 当东北冷涡北侧的鄂霍次克海阻高存在的时候冷涡可以维持较长时间

低空急流

在850hPa或700hPa上风速大于12m/s的西南风极大风速带称为低空急流

环流背景和结构

• 与暴雨相关的低空急流常存在于副热带高压西侧或北侧
• 急流左侧常有低空切变线和低涡活动
• 低空急流常位于高空急流入口区的右侧

形成机制

副高西风急流入口区南侧高空辐散，低空辐合，产生了西南涡，之后南亚高压出口区南侧有辐合，由于有气压梯度，高空就有是东风，之后再出口区南侧辐合下沉，下层又流向副高入口南侧低层的辐合区

天气尺度系统对暴雨的作用

暴雨主要是在中小尺度系统中下降的，天气尺度系统可以提供中尺度系统形成的基本条件

• 当天气系统强烈发展或停止摆动，容易造成较强而持续的暴雨
• 各天气系统的叠加会使降水量加大

制约形成暴雨的中尺度系统

• 提供高中尺度天气系统生成的条件或环境场
• 天气尺度的上升运动是中尺度系统发生的触发条件
• 对中尺度系统起组织和增强的作用
• 决定中小尺度系统的移动方向

供应水汽

• 低空大范围的水平辐合场，可造成水汽辐合，使暴雨区水汽有集中的趋势
• 天气尺度系统中不同性质的平流造成位势不稳定层结
• 暴雨区中，降水量与水汽通量辐合的量相当，就是说暴雨的发生必须要有水汽通量辐合场

超低空急流对暴雨的作用

• 超低空急流所在高度925hPa
• 是暴雨区所需水汽的提供者
• 是暴雨区超低空对流不稳定层结的建立者和维持者：超低空南风急流可以将大湿度的空气向暴雨区输送
  ，有利于不稳定层结的建立
• 是暴雨区上升气流的建立者和不稳定能量释放的触发者：南风急流和北方气流辐合产生上升运动

暴雨中尺度系统

一次暴雨天气过程的降水总量并非一次连续降水组成，而是在此期间中尺度云团不断生成和移动的结果

与中尺度雨团相配合的中尺度系统如下

• 中尺度低压
• 中尺度切变线
• 中尺度辐合中心
• 中尺度辐合线
  中尺度雨团常常排列成中尺度雨带，因为中尺度雨团在发生源不断生成，就沿着中层气流方向移动，于是降水就沿着气流方向排列成行

中尺度系统的不稳定发展及触发条件

中尺度雨团或雨带都是在一定天气尺度背景下发生的，这种背景包含两方面条件：使不稳定发展的环境条件；不稳定发展的触发条件文章来源地址https://www.toymoban.com/news/detail-445542.html

• 环境条件：对称不稳定（有待研究）
• 触发条件：触发条件有
  • 锋面抬升
  • 露点锋或干锋抬升
  • 能量锋与$\omega 系统的触发$
  • 地形抬升
  • 近地层加热的不均匀性
  • 重力波抬升
  • 海陆风辐合抬升
  • 雷暴前伪冷锋的抬升

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