天气预报理论摘要.docx
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天气预报理论摘要
天气学
第一章大气运动的基本特征:
1.4风场和气压场的关系
一、地转风:
二、梯度风:
四、地转风随高度的变化——热成风:
五、地转偏差:
第十章东亚季风环流:
10.1东亚季风环流系统
10.3东亚季风与低频振荡
我国各季环流概况和主要天气过程:
第一部分:
冬季寒潮等(反气旋)
秋季:
高空副高,地面冷高,秋高气爽。
副高增强并稳定控制,秋老虎天气。
华西秋雨。
冬季:
东亚大槽140°E附近,青藏高原北部脊90°E附近,我国上空基本气流是西北风。
地面蒙古冷高压(中心贝加尔湖附近),我国北部盛行西北偏北气流。
长江以南为东北偏北气流,冬季风十分稳定。
只有在高空有较大的低槽东移而地面气旋发展时蒙古冷高压才短时间内受到破坏,但是这种高空槽和地面气旋往往又诱导一次新的强冷高压入侵东亚地区,造成一次强冷空气或寒潮天气过程。
另外,诱导强冷空气向南爆发的高空槽在东移动过程中加强为大槽取代衰老的东亚大槽,于是东亚大槽经历了一次新陈代谢。
当这种过程结束后冬季风又会相对稳定一段时间,整个冬季基本上就是这样一次次冷空气活动不断重复的过程。
同时,南支槽输送暖湿气流,形成华南昆明准静止锋。
以过程降温与温度负距平相结合来划定冷空气活动强度。
过程降温≥10°C,温度负距平绝对值≥5°C,寒潮;
过程降温8-9°C,温度负距平绝对值4°C,强冷空气;
过程降温5-7°C,温度负距平绝对值≤3°C,一般冷空气;
第四章大气环流:
4.5西风带大型扰动
二、西风带长波
长波槽前对应着大范围的辐合上升运动和云雨天气区,槽后脊前对应着大范围辐散下沉运动和晴朗天气区。
4.3极地环流概况
四、极地环流的异常
寒潮
三、阻塞高压与切断低压
阻塞高压的建立、崩溃、后退常常伴随着一次大范围的环流形势的强烈转变(即寒潮)。
它的长久维持会使大范围地区的天气反常(如梅雨)。
四、切断低压
东北冷涡西部常有冷空气不断补充南下,在地面图上常表现为一条条副冷锋向南移动,有利于冷涡的西、西南、南至东南部发生雷阵雨天气,而且类似的天气可以连续几天地重复出现。
4.6急流
与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天气有密切关系,600百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。
第六章寒潮天气过程:
二、冷空气的源地和路径
寒潮关键区:
西伯利亚中部(乌拉尔山高压脊前偏北气流引导强冷空气向南爆发。
)
冷空气从关键区入侵我国有四条路径:
西北路(中路):
冷空气从关键区经蒙古、河套,直达江南。
长江以北以偏北大风和降温为主,到江南以后,因南支锋区波动活跃可能发展伴有雨雪天气。
东路:
冷空气从关键区经蒙古到我国华北北部,主力继续东移的同时,低空的冷空气折向西南,经渤海侵入华北,黄河下游,南下两湖盆地。
渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风,华北、华东出现回流天气,气温较低,并有连阴雨雪天气。
西路:
冷空气从关键区经新疆、青海、西藏高原东南侧南下,西北风,降温幅度不大,不过当南支锋区波动与北支锋区波动同位相叠加时,亦可造成明显的降温。
东路加西路:
东路从河套下游南下,西路从青海东南下,两股冷空气在长江、黄河之间汇合,汇合时造成大范围的雨雪天气,接着两股冷空气合并南下,出现大风和明显降温。
6.2寒潮天气系统
寒潮天气系统:
极涡,极地高压,寒潮地面高压,寒潮冷锋。
一、极涡
亚洲一侧的极涡中心南压到西伯利亚北部,冷空气从西伯利亚源源南下,造成我国大范围持续低温。
三、寒潮地面高压
寒潮地面高压,多数属于热力不对称系统,高压前部有强冷平流;后部为暖平流。
四、寒潮冷锋
6.3寒潮天气过程
一、寒潮中期天气过程
寒潮中期天气过程分三类:
倒Ω流型,极涡偏心型;大型槽脊东移型。
三、寒潮的短中期天气过程
寒潮的短中期天气过程分为三大类:
小槽发展型,低槽东移型,横槽型。
小槽发展型预报着眼点:
小槽本身的温压场结构;小槽后的高压脊是否发展;南支槽位置;上下游效应,东亚大槽减弱东移。
低槽东移型预报着眼点:
槽后高压脊移至黑海、里海是否发展加强;东移过程中是否有新鲜冷空气合入。
横槽型:
东亚倒Ω流型建立时,极涡向西伸出一个东-西向的横槽,槽前后是偏北风与偏西风的切变。
冷空气向南爆发分三种情况:
横槽转竖,横槽旋转南下,低层变形场作用。
1、横槽转竖:
横槽转竖型预报着眼点:
长波调整;阻塞高压崩溃或不连续后退;横槽本身的温压场结构——横槽后部暖平流正变高预示着横槽将转竖;横槽前后的风场的改变——横槽后东北风转为北风或西北风。
小槽发展型、低槽东移型、横槽转竖三种类型寒潮天气过程都与北半球长波调整,东亚大槽破坏重建相联系。
“横槽旋转南下”与“低层变形场作用”则是在欧亚大陆环流形势维持稳定少变的前提下产生的。
2、横槽旋转南下:
极涡西侧的长波脊稳定维持,横槽只是绕极涡中心旋转,使得冷空气只影响我国北方,当有南支槽或高原槽接应时才能造成全国性寒潮天气。
3、低层变形场作用。
各类寒潮天气过程的共同点:
①冷空气积聚是寒潮爆发的必要条件;
②冷空气在高空图上表现为一个冷中心(或冷舌),地面图上有冷高压活动,冷高压前沿有一条寒潮冷锋,冷锋过后偏北大风、温度剧降。
12月至2月的隆冬季节500hPa冷中心在-40℃以下,700hPa冷中心在-36℃以下,蒙古高压中心强度在1060hpa以上,10-11月和3-5月700hPa冷中心在-28℃至-32℃。
6.4寒潮天气过程的成因分析
乌拉尔山地区高压脊发展是寒潮中短期过程的关键系统。
6.5寒潮的预报
根据我国预报员经验,南支西风若于青藏高原至孟加拉湾为一个高压脊,东南沿海为一南支低槽(地面冷高压的后部,暖平流加强,冷高压前部,冷平流南下),则有利于寒潮向南爆发并造成大风和降温天气。
相反,若南支西风波动位相与北支正好相反,孟加拉湾为低槽,东南沿海为高压脊,黄河以南为西南气流控制,则这种形势就不利于冷空气南下。
若西南气流强盛则造成大范围连续阴雨、雪天气。
北方的寒潮与500hPa高度上长波脊前的偏北急流密切相关,南方的寒潮与低层偏北风强风带的建立与南下,导致冷锋迅速增强(锋生)的关系更为密切。
南方寒潮冷锋通常都有一个“先弱后强”的发展过程,因此追溯其冷空气的源地并无多大意义,主要应着眼于冷锋南下过程中锋生条件,低层(850hPa)偏北强风带的建立与南下,是冷锋锋生的主要条件。
南方寒潮共同点都是在低层(850或700hPa)要建立一个偏北风的强风带,寒潮前的回暖也是相当重要的作用。
低层(850hPa或700hPa)构成“西高东低”形势。
强北风带就出现于850hPa等压面图上正、负变高区之间。
三.寒潮的强度和路径预报
1、强度的含义:
a.高空图上冷中心的数值;高空锋区强度;冷平流强度;-40、-44、-48℃
b.地面图上冷高压的强度;1040、1050、1060hpa
c.地面图上冷锋强度(温度水平梯度大小);冷锋后降温程度;冷锋后变压中心强度。
锋面附近其他气象要素和天气现象也可以间接说明寒潮强度,如锋后偏北风愈强,一般则意味寒潮愈强。
四.寒潮天气
3.寒潮大风预报:
1.大风预报的物理基础:
(1)风与气压场的关系:
寒潮冷锋前若有气旋或低压产生时,它们与锋后的寒潮冷高形成北(西)向南(东)低的地面气压形势,偏北大风出现的几率比单一冷锋时高很多。
最大风力也大得多,强风多出现在这种形势下,是危害最严重的一种偏北大风形势。
(2)摩擦作用对风的影响:
根据经验,在同样气压梯度下,江面和湖面上一般也比陆地大1-2级,海面上风力可比陆地上大2-4级。
(3)温度层结对风的影响:
若空气层结不稳定时,铅立交换强,空气的动量下传较强,因而使地面风速明显加大。
例如,白天地面加热,空气层结变得不稳定,致使午后风速增大;夜间地面冷却,空气变得稳定,风亦减小。
4.寒潮降温预报:
5.霜与霜冻的预报:
如预报天空无云或少云,静风或微风而且最低气温要降至5℃以下时,就可能出现霜冻。
7.雨凇的预报:
中空的暖湿空气在低层冷空气垫上滑行,是出现雨凇天气非常有利的条件。
雨凇时大气垂直结构可分为冰晶层、暖层、冷层等几层。
积雪:
低层冷空气;高空南支槽活动,高空西南暖湿气流活跃。
造成浙江积雪的天气过程可归纳为以下
四种类型,
第一种类型:
强冷空气南下形成的冷锋上过程性降雪,此类积雪一般均较弱。
第二种类型:
高空强锋区缓慢南下,地面冷高压位于40°N以北不再南移或分裂,近地层盛行NE气流,国内有大范围雨雪区。
第三种类型:
强冷空气南下后遇印缅槽东移。
此类积雪情况较为严重,强冷空气影响浙江后,气温下降,移动性的印缅槽前sw气流盛行,引起较大范围积雪。
第四种类型:
强冷空气南下引起降温,雨止后气温回升缓慢,当华西又有负变高和降水区移出时引起降雪。
要有较强的冷空气南下。
几次较严重的积雪日平均气温都达-1至-2℃或更低;t850小于-3℃。
南方要有暖湿气流配合。
诸如sw气流滑升,低槽、切变线等低值系统的作用等,多数较严重的积雪发生前,长江中下游地区700hPa气温开始回升,而且出现逆温现象。
sw急流。
我国各季环流概况和主要天气过程:
第二部分:
春季江淮气旋、西南涡、江淮梅雨(气旋)
春季:
西风带槽脊强度减弱,我国上空基本气流变成偏西风,多小槽、小脊活动,气旋、反气旋活动频繁,春天天气多变。
江淮气旋、东海气旋。
四、我国境内的气团活动与气团天气
秋季,变性的极地大陆气团(西伯利亚气团)占主要地位,热带海洋气团退居东南海上,我国东部地区在单一的气团控制下,出现秋高气爽天气。
冬半年通常受极地大陆气团影响,它的源地在西伯利亚和蒙古,我们称它为西伯利亚气团。
极地大陆气团与热带海洋气团相遇时,在交界处构成阴雨天气,冬季华南常见到这种天气。
热带海洋气团,可影响到华南、华东和云南等地,其他地区除高空外,它一般影响不到地面。
高空西南暖湿气流
北极气团可南下侵袭我国,造成气温剧降的强寒潮天气。
春季,极地大陆气团与热带海洋气团势力相当,互有进退,因此是锋系及气旋活动最盛的时期。
夏半年,极地大陆气团在我国长城以北和西北地区活动频繁,它与南方热带海洋气团相遇,是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。
热带大陆气团常影响我国西部地区,被它控制持久的地区,就会出现严重干旱和酷暑。
来自印度洋的赤道气团(又称季风气团),可造成长江流域以南地区大量降水。
三、锋的分类:
暖锋多在我国东北地区和长江中下游活动,大多与冷锋联结在一起。
2.3锋面附近气象要素场的特征
五、锋面天气:
锋前坏天气:
第二型冷锋,快行冷锋,700hp槽线位于地面锋线附近或锋前,其坡度大,冷锋下段的暖空气作强烈的对流运动;冷锋上段,位于高空槽后,在较强冷平流下,暖空气沿锋面下滑,出现下沉气流。
高空槽和冷锋过后,偏北风加大,云层变薄,天气即转好。
在夏半年,暖空气层结不稳定时,由于锋面猛烈抬升,锋前可形成积雨云并伴有雷阵雨天气。
锋后坏天气:
第一型冷锋,缓行冷锋,700hp槽线位于地面锋线后面,如果暖空气比较湿而稳定,则锋前的天气由晴转为多云(中高云)天气,冷锋过后,风雨交加,700mb高空槽过后大雨即停,转为中云天气,待500mb高空槽过后才会转为晴或高云天气。
如果暖空气层结不稳定,则在雨层云中可能发展成积雨云和雷阵雨天气。
暖锋降水发生在锋前还是锋后,主要视暖锋低空的辐合强度和高空槽线的位置而决定。
若暖锋低层辐合明显,且700hPa槽线或气旋式曲率大的地方大致在地面暖锋上空,则暖锋前降水较大;若700hPa槽线或气旋式曲率大的地方在暖锋后很远,而暖锋上空的700hPa等高线又具有反气旋曲率,则降水将在暖区发展;若暖空气层结不稳定,暖锋上也可发展积雨云和雷阵雨天气。
准静止锋云系可分为两类:
一类是无降水或仅有层积云和雨量极小的零星降水,它们多半处在高压控制下;另—类是有显著的降水,锋上暖空气有较强的上升运动,雨区北界位置往往与700hPa切变线位置一致。
锢囚锋的云系也是由两条锋面的云系合并而成,所以天气最恶劣的地区及降水区多位于锢囚锋附近。
降水区的宽度,一般从地面锋线至700hPa槽线。
2.4锋面分析
地面的锋线位于高空等压面图上等温线相对密集区的偏暖空气—侧。
一、分析地面天气图上各气象要素场以确定锋面的位置:
温度、露点、气压和风、变压(3h变压、24h变压和变温)、云和降水。
二、应用卫星云图分析锋面:
在500hPa槽线以东的冷锋是活跃冷锋,活跃的冷锋与强的斜压区相联系。
在强的斜压区内一般有明显的温度平流(冷平流)和强的风速垂直切变。
在500hPa槽线后面的冷锋段为不活跃冷锋。
逗点云系出现在对流层中上部最大正涡度平流区域。
第三章气旋与反气旋
五、气旋与反气旋天气特征
锋面气旋天气特征:
锋面气旋的中部和前部在对流层中下层主要以辐合上升气流占优势。
暖锋前,雨层云,连续性降水和较坏的能见度。
冷锋后,冷锋天气。
波动阶段多数是第二型冷(快行冷锋)锋,发展阶段第一型冷锋还是第二型冷锋视高空槽和锋线分布情况而定。
在气旋的暖区,如果水汽充沛,层云、层积云,毛毛雨和雾等天气现象。
如气团处于热力不稳定时,则在气旋的各个部位,都可能有对流性天气发生。
反气旋天气特征:
反气旋的中下层有显著的辐散下沉运动,一般说来,常是晴朗天气。
反气旋的中心附近,下沉气流强,天气晴朗,夜间或清晨有时会出现辐射雾。
当水汽较多时,在逆温层下往往出现层云、层积云,毛毛雨和雾等天气现象。
反气旋的外围往往有锋面存在,反气旋的东部或东南部,因接近冷锋,常有较大的风力和较厚的云层,甚至有降水;反气旋的西部和西南部,往往处在高空槽前,上空就有暖湿空气滑升,而有暖锋前天气。
3.5东亚气旋与反气旋
一、东亚气旋的源地、路径和移速
锋面气旋的移动方向均沿对流层(500hPa或700hPa)气流的方向移动,东亚气旋的移动速度平均为每小时三四十公里。
二、东亚反气旋活动地区、移动路径和移速
从蒙古西部到我国河套地区呈西北一东南向的狭长地带内反气旋出现频数最高。
进入我国的温带反气旋,大都是从亚洲北部、西北部或西部移来的,只有少数是在蒙古西部形成的。
三、蒙古气旋和江淮气旋
江淮气旋以春季和初夏较多,其形成过程大致可分为两类:
静止锋上波动,倒槽锋生气旋。
静止锋上波动:
与典型气旋的生成过程类似。
当江淮流域有近似东西向的准静止锋存在时,如其上空有短波槽东移,槽前正涡度平流减压作用形成气旋式环流,偏南气流使锋面向北移动,偏北气流使锋面向南移动,于是静止锋变成冷暖锋。
若波动中心继续降压,则形成江淮气旋。
倒槽锋生气旋:
地面变性高压东移入海后,由于高空南支锋区上西南气流将暖空气向北输送,地面减压形成倒槽并东伸。
这时在北支锋区上有一小槽东移,在地面上配合有一条冷锋和锋后冷高压。
由于高空暖平流不断增强,地面倒槽进一步发展并在槽中有暖锋锋生,并形成了暖锋。
此时,西北小槽继续东移,南北两支锋区在江淮流域逐渐接近。
冷锋及其后部高压也向东南移动,向倒槽靠近。
最后,高空南北锋区叠加,小槽发展,地面上冷锋进入倒槽与暖锋接合,在高空槽前的正涡度平流下方,形成江淮气旋。
如果在此过程中,北支锋区小槽及地面冷空气较弱不能南下时,单纯在南支槽的动力、热力作用下也可形成江淮气旋,但很弱。
江淮气旋是造成江淮地区暴雨的重要天气系统。
迅速发展的江淮气旋并伴有较强的大风,暖锋前有偏东大风,暖区有偏南大风,冷锋后有偏北大风。
第五章天气形势及天气要素的预报
5.2气象要素和天气现象的天气学预报方法
二、大风的预报
我国的大风以春季最多。
我国常见的大风有冷锋后偏北大风,高压后部偏南大风,低压大风,以及台风大风和雷雨冰雹大风等。
冷锋后偏北大风,高压后部偏南大风,低压大风,以春季最多。
1.冷锋后偏北大风:
冷锋后偏北大风出现在冷锋后高压前沿气压梯度最大的地方。
此外还要考虑高空动量下传。
(1)利用高空图分析冷平流的分布和强度:
如果高空图上冷平流不明显,且所及的高度又低,则表明冷空气既弱而又浅薄。
这时在移动过程中的冷高压将不断地变性和减弱。
这种形势不利于地面出现大风,而且已出现的大风亦将趋于消失。
(2)利用地面团分析三小时变压的分布和强度:
根据经验,从冷锋后3h变压的强度看,在02,08,20时地面图上,正变压中心值大于或等于4hPa,或在14时地面图上大于或等于3hPa时,则在锋过后常出现大风。
2.高压后部偏南大风:
高压后部偏南大风:
“东高西低”的形势。
如果西部有低压东移,特别是低压发展东移时,也可以出现较大而持久的偏南大风。
3.低压大风:
江淮气旋和东海气旋大风多在气旋入海后出现。
气旋的东部为较强东南风和南风,西部为偏北和西北大风。
低压中心附近等压线密,有大风;高压边缘等压线密,有大风。
5.3数值预报产品的释用
二、PP法和MOS法
第七章大型降水天气过程
7.1降水的形成与诊断
一、降水形成过程
一般降水的形成过程,水汽条件,垂直运动条件,云滴增长条件。
冰晶效应在有冰晶和过冷却水滴共存的云中,由于冰面的饱和水汽压比过冷却水面的饱和水汽压小,当空气中的实有水汽压介于两者之间,即大于冰面饱和水汽压而又小于水面饱和水汽压时,过冷却水滴会因蒸发而减小,水分子不断由水滴向冰晶上转移,冰晶则因凝华而增大(如附图)。
“冰晶效应”,当云层发展很厚,云顶温度低于-10℃,云的上部具有冰晶结构时,就会产生强烈的降水。
暴雨形成条件,充分的水汽供应,强烈的上升运动,较长的持续时间。
暴雨:
西南涡、台风。
在计算时,先设地面饱和比湿为14g/kg。
如果50mm降水量在一天之内均匀下降,那么降水时的最大上升运动约为10.8cm/s;若50mm降水量在5h降完,则降水时的最大上升速度约为54cm/s;若50mm降水量在1h内降完,则降水时的最大上升速度为260cm/s。
上面三种上升速度,反映了三种不同尺度系统的降水。
第一种属于大尺度系统;第二种属于中尺度系统;第三种属于小尺度系统。
实际上一般暴雨,尤其是特大暴雨都不是在一天之内均匀下降的,而是集中在一小时到几小时内降落的,所以降水时的垂直运动是很大的,是由中小天气系统所造成的。
如此大的垂直运动,只有在不稳定能量释放时,才能形成。
所以在考虑暴雨时,必须分析不稳定能量的储存和释放的问题。
三、水汽条件的诊断分析
1、水汽含量
(1)各层比湿:
700百帕比湿≥8克/千克,相当于850百帕比湿≥14克/千克。
(2)各层饱和程度:
饱和区,相对湿度,f≥90%,T-Td≤2℃;
(3)湿层厚度,湿层即饱和层,湿层越厚,降水越强。
2、水汽通量散度:
在降水区中,水汽通量辐合主要由风的辐合所造成,特别是在低层空气里水平辐合最为重要。
四、垂直运动条件的诊断分析
㈠用连续方程诊断垂直运动
1、低层散度的诊断,①用850、700百帕上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水。
2、高层散度的诊断,高层散度主要决定于相对涡度平流。
槽前,有正相对涡度平流,高层辐散,有上升运动。
槽后,有负相对涡度平流,高层辐合,中层有下沉运动。
㈡用ω方程诊断垂直运动(用某一层上的温压场)
五、地形和摩擦对降水的影响
㈠地形的动力作用:
a.强迫抬升;b.地形辐合;㈡地形的云物理作用;㈢摩擦作用;
7.2大范围降水的环流特征
一、中国降水的气候概况
江淮梅雨在6月中旬开始,华北、东北雨季在7月中旬开始;
一般大雨带位于500百帕副热带高压脊线北侧8-10纬度,100hpa青藏高压的北侧,副热带西风急流的南侧。
中国的暴雨主要由台风、锋面和从青藏高原东移过来的气旋性涡旋(西南涡、西北涡)引起的。
除台风暴雨外,大多数暴雨都与中高纬冷空气向南的侵入有关。
三、江淮梅雨
典型梅雨环流特征:
1.高层:
梅雨期开始时,高层南亚高压从高原向东移动,位于长江流域上空(高压脊位于30°N以南)。
2.中层:
①副热带地区:
副高呈带状分布,其脊线从日本南部至我国华南,略呈东北—西南走向,在120°E处的脊线位置稳定在22°N左右。
孟加拉湾低槽使长江中下游地区盛行西南风,与北方来的偏西气流之间构成一范围宽广的气流汇合区,有利于锋生并带来充沛的水汽。
②中纬度地区:
巴尔喀什湖及东亚东岸(河套到朝鲜之间)建立了两个稳定的浅槽,③高纬度地区:
为阻高活动的地区。
阻高可分为以下三类:
单阻型、双阻型、三阻型。
双阻型(标准型):
西阻高位于乌拉尔山附近,东阻高在雅库茨克附近。
在这两个阻高之间是—宽广的低压槽,35-40°N是一支较平直的西风,在贝加尔湖西面的大低槽内,不断有冷空气南下。
三阻型在这些阻高南部亚洲范围35-45°N间是一个平直强西风带,且有锋区配合,其上不断有短波槽生成东移,但不发展。
3.低层:
a、地面图上江淮流域有静止锋停滞,在850百帕或700百帕上则为江淮切变线,切变线之南有与之近乎平行的低空西南风急流,雨带主要位于低空急流和700hPa切变线之间。
如在500百帕平直西风带上有较弱的低槽东移,则在低空常有西南涡与之配合沿切变线东移,在地面上引起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,即产生一次次暴雨过程。
西南涡、副高和华北小高压之间的暖切。
b、当中纬度西风带上有较强的低槽东移时,静止锋波动能发展为完好的锋面气旋,并向东北方向移动。
气旋后部有较强的冷空气推动静止锋南下,使它转变为冷锋。
气旋和冷锋降水之后,江淮地区天气暂时转晴。
如果整个大形势没有变化,则下一个低槽冷锋活动又重新构成梅雨形势。
综合上述三层环流形势,在低层是东北风或西北风与西南风形成的辐合上升区。
中层是无辐散层。
高层是辐散层。
江淮梅雨锋结构:
锋面两侧水平温度梯度小,湿度梯度较大.
副高西侧的暖湿气流与北方冷空气交绥于江淮地区。
五、长江中下游春季连阴雨
长江中下游春季连阴雨环流型:
(类似梅雨双阻型)①欧亚阻高型;②北方大低涡型;
乌拉尔山阻塞高压,西伯利亚宽槽,孟加拉湾低槽前西南气流输送暖湿空气。
以上两种形势的共同特点是南支向长江中下游输送的暖湿空气与北支输送的冷空气在长江中下游得以交汇,形成切变线和准静止锋,有一次小槽的东移活动,就有一次降水过程,当这种形势稳定时,就会不断地有小槽活动,从而造成连阴雨。
乌拉尔山长波脊前常有冷空气南下,使其东侧低横加深,分裂小槽东移。
副高西北侧的西南气流向暴雨区输送水汽。
其上不断有小槽东移,引导冷空气南下与南方暖湿空气交绥于江淮地区。
7.3降水的天气尺度系统
降水天气系统指具备降水条件、伴随降水过程的天气系统。
{它分为:
①天气尺度系统,降水以中小雨为主;
②中小尺度系统,以较强降水为主。
}
降水的天气尺度系统包括:
高空槽、锋面、气旋、低空切变线、低空低涡、低空急流、高空冷涡等。
一、低空切变线
一般把出现在低空(850和700百帕面上)风场上具有气旋式切变的不连续线称为切变线。
切变线是副高西北侧西南气流和西南涡或西风带小高压南侧的偏东气流之间的辐合线。
春季,副高脊线位于20°N以南,华南切变线,6月-7月初副高脊线位于22°-25°N,江淮切变线;7月中旬-8月副高脊线位于30°-35°N,华北切变线;
切边线与副高西北侧西南气流有关。
江淮切变线常与地面静止锋或缓行冷锋相配合,有时只有切变线而无锋面。
江淮切变线的降水多位于地面锋线与700百帕切变线之间,700百帕切变线以南的偏南分量越大,降水量愈大。
江淮切变线上产生的暴雨与西南涡有关。
江淮切变线的形成:
700百帕槽线在移动过程中受副高阻挡,槽线顺转为东西走向的切变线。
江淮切变线的移动
(1)高空槽加深,地面气旋发展,槽后切变线南移。
(2)副高加强北上,切变线北
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