第六章 寒潮天气过程
寒潮天气过程是一种大规模的强冷空气活动过程。寒潮天气的主要特点是剧烈降温和大风，有时还伴有雨、雪、雨凇或霜冻
6.2 寒潮天气系统
- 极涡：极地冬季地面图上为浅薄冷高压，700hPa为低压，500hPa为绕极区的气旋式涡旋，即极涡。
人们常把极涡作为大规模极寒冷空气的象征。极涡是寒潮过程的重要成员之一。 - 极地高压
- 寒潮地面高压
- 寒潮冷锋
寒潮中期天气过程
- (1) 倒Ω流型（最主要的一类，全国70-80%寒潮属于此类）
- (2) 极涡偏心型
- (3) 大型槽脊东移型
寒潮关键区
西伯利亚气中部地区（70-90°E ，43-65°N ）。95%的冷空气经过并在此积累加强。
寒潮异同点
1. 各类寒潮天气过程的共同点
寒潮天气过程实质上是强冷空气向南侵袭我国的过程。冷空气积聚是寒潮爆发的必要条件。
(1) 冷空气在高空图上表现为一个冷中心（冷舌）：
12-2月，强冷中心在700hPa为-36°C或更低，在500hPa为-40°C或更低；
10-11月和3-5月，冷中心在700hPa为-28°至-32°C 。
(2) 在地面图上有冷高压活动，冷高压前沿有一条寒潮冷锋：
冷锋所到之处若无特殊地形（如盆地、高山的下坡处），则在相同的辐射条件下一般都要引起温度剧降、气压急升及偏北大风。所以每次寒潮都会引起一次大范围热量的南北交换。
2. 各类寒潮天气过程的不同点
(1) 冷空气源地不同： 来自欧亚大陆北面的寒冷海洋；也有的来自欧亚大陆。
(2) 路径不同： 冷空气从国外移到我国来时，路径可分为四条
西北路径：新地岛以西（白海、巴伦支海）西西伯利亚、蒙古我国；
北方路径：新地岛以东（喀拉海或新西伯利亚海）亚洲北部蒙古我国。
西方路径： 以南欧亚大陆自西向东我国新疆、蒙古我国东部
东北路径：鄂霍次克海（或西伯利亚东部）向西南我国东北。
以上前三条路径较常见，而最后一条路径次数较少，强度一般也不大。
(3) 冷高压南下形式不同：
完整冷高压规律东移。
冷高压分裂南下：冬半年冷高压母体常留在蒙古，其分裂出一个高压南下，后东移入海。
冷高压补充南下：有时从高压母体分裂南下了一个高压中心后，可从高压母体中再分裂出一个高压中心南下，前部有明显副冷锋；后一个分裂南下的冷高压称为补充南下的冷高压。
冷空气扩散南下：冷空气逐渐向南扩展南下，因与前面冷空气的性质差异不大，故无明显副冷锋。当冷空气活动不强时很容易出现这种情况。
(4) 促使寒潮爆发的流场不同：
小槽发展型：乌拉尔山地区有反气旋或高压脊发展，脊前有一不稳定小槽不断地发展东移，最后变为东亚大槽，槽后西北气流引导寒潮爆发。
“横槽转竖”型：乌拉尔山附近阻高崩溃或不连续后退过程中，横槽转竖，引导寒潮爆发。
低槽东移型：由于暖脊东移至中亚发展，冷槽过了阿尔泰山、萨彦岭仍加深东移，引导冷空气侵入我国。
（以上三种类型都与北半球长波调整、东亚大槽破坏重建联系在一起）
“变形场锋生型”：借一个个小槽快速东移使锋区缓慢南下，导致冷空气向南爆发，低空变形场锋生又使冷空气加速南下。
“低槽旋转型”：旋转的低槽与南支槽同位相叠加，引起我国上空经向环流加强，引导北方强冷空气深入南方，造成全国性寒潮。
（“变形场锋生型”与“低槽旋转型”是在欧亚大陆环流形势维持稳定少变的前提下）
第七章 大型降水天气过程
一、 降水的形成过程
(1) 降水的三个条件：
水汽条件：水汽由源地水平输送到降水地区；
垂直运动条件：水汽在降水地区辐合上升，在上升中绝热膨胀冷却凝结成云；
云滴增长条件：云滴增长变为雨滴而下降。
前两个（水汽条件、垂直运动条件）属于降水的宏观过程，主要决定于天气学条件。
第三个（云滴增长条件）属于降水的微观过程，主要决定于云物理条件。
(2) 两种云滴增长过程：冰晶效应、云滴的碰撞合并作用
2. 暴雨形成条件
- 充分的水汽供应
比湿 （对北京， ）只是出现大、暴雨的必要条件。若要出现大暴雨，还需有强的上升运动。
除了相当高的饱和比湿外，还必须有充分的水汽供应，因为只靠某一地区大气柱中所含的水汽凝结下降是很小，因此，必须研究水汽供应的环流形势。 - 强烈的上升运动
一般暴雨，尤其是特大暴雨都不是在一天之内均匀下降的，而是集中在一至几小时内降落的，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。为此，必须研究形成暴雨的中、小尺度系统。 - 较长的持续时间
中小尺度系统的生命史短，必须多次连续影响，才能形成时间较长、雨量较大的暴雨。然而中小尺度系统的发生、发展又以一定的大尺度系统为背景（即暴雨总发生在大范围上升运动区内）。因此，要讨论暴雨的持续时间，就必须讨论行星尺度系统和天气尺度系统的稳定性和重复出现的间题。
副热带高压脊、长波槽、切变线、静止锋和大型冷涡等大尺度天气系统的长期稳定是造成连续性暴雨的必要前提。短波槽、低涡、气旋等天气尺度系统移速较快，但在稳定长波型式控制下可接连出现，造成一次又一次的暴雨过程。在特定的天气形势下，当天气尺度系统移动缓慢或停滞时，更容易形成时间集中的特大暴雨。
三、 诊断系统依据
4. 水汽通量散度
5. 水汽的局地变化
垂直运动
1. 梅雨的气候特征
(1) 梅雨天气的主要特征
长江中下游多阴雨天气，雨量充沛，相对湿度很大，日照时间短，降水一般为连续性，但常间有阵雨或雷雨，有时可达暴雨程度。
(2) 梅雨分类
长江中下游可出现两类梅雨。一是典型梅雨，一是早梅雨（迎梅雨）。
- 典型梅雨
典型梅雨，一般出现于6月中旬-7月上旬，出梅以后，天气即进入盛夏。典型梅雨长约20-24天。 - 早梅雨
早梅雨，出现于5月份的梅雨，平均开始日期为5月15日，梅雨天数平均为14天。
主要天气特征与典型梅雨相同，不同的是梅雨期较早，出梅后主要雨带不是北跃而是南退，以后雨带如再次北跃，就会出现典型梅雨。因而在一年中可能出现两段梅雨。
典型梅雨的环流特征
- 高层
梅雨期开始时，高层（100或200hPa）的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），当高压消失或东移出海时，梅雨即告结束。
梅雨期间200hPa候平均，在江淮上空维持一个暖性反气旋。其北侧的西风急流和南侧的东风急流明显加强（因为反气旋环流加强了南北两侧的气压梯度）。 - 中层
梅雨期中层（500hPa）环流形势较稳定。
副热带地区：西太平洋副高带状分布，脊线为日本南部~我国华南，在120°E处的脊线位置稳定在22°N左右。在印度东部或孟加拉湾一带有稳定低压槽存在。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宽广的气流汇合区，利于锋生并带来充沛水汽。
中纬：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，
高纬：为阻高活动的地区，此处阻高可分为以下三类：
三阻型
在50°-70°N的高纬地区，常有三个稳定的阻塞高压或高压脊。
东阻高：位于亚洲东部勒拿河、雅库茨克一带，
西阻高：位于欧洲东部，
中阻高：位于贝加尔湖西北方。
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，其上不断有短波糟生成东移，但不发展。
冷空气路径有两支：一支从巴尔咯什湖冷槽内分裂出来，随短波槽东移，经我国新疆和河西走廊南下，另一支从贝加尔湖南下。
双阻型
在50°-70°N范围内有两个稳定阻高（高压脊）维持。西阻高位置已较第一类偏东，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一宽广的低压槽，30°-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。冷空气的路径有两支：一支从巴尔咯什湖附近的低槽中分裂出小股冷空气经河西走廊南下；另一支从贝加尔湖南下。
单阻型
在50°-70°N的亚洲地区有一个阻高，在贝加尔湖北方，此时我国东北低槽的尾部可伸到江淮地区。
冷空气主要从贝加尔湖以东，沿东北低压后部南下，至长江流域。有时小股弱冷空气从巴湖移来。 - 低层
整个梅雨期间的降水天气过程，是在中层大范围纬向气流中，配合一次次短波活动所造成的，其过程大致有以下两种
地面图上，在江淮流域有静止锋停滞，在850hPa或700hPa，则为江淮切变线，切变线之南并有一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500hPa平直西风带上有较弱的低槽东移，则在低空常有西南低祸与之配合沿切变线东移，而在地面上，会引起静止锋波动，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。
当中纬西风带上有较强的低槽东移时，静止锋波动带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，概括为：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，该处南北两支气流对辐散气流起着加速作用
三、 江淮梅雨
时间：6月中旬~7月上旬；
地点：湖北宜昌以东 之间的江淮流域
现象：出现连阴雨天气，雨量很大。
3. 江淮梅雨锋结构
(1) 梅雨锋与华南锋面的不同
与华南锋面相比，梅雨锋的水平温度梯度小、湿度梯度大、积云对流强。
原因：梅雨锋锋面北侧大陆的增暖较锋前快，锋前低层增温大于高层所造成的。由于这种增暖的不均匀性，遂使锋上经向水平温度梯度减弱，并使锋前暖湿空气的不稳定层结增强，产生强的积云对流。
(2) 造成水平温度变化不均匀的原因
以北的地区受变性的高压控制，有较强的下沉气流，下沉绝热增温远远抵消了冷平流降温，因而北方上空温度升高比南方快。
由于北方上空气流下沉天气晴朗，陆地吸收较强的太阳辐射热并使地面温度升得很高，再通过感热输送使低层大气温度也升得很高。
二、 华南前汛期降水
- 一般特征
4~6月为华南前汛期，降水主要发生在副热带高压北侧的西风带中。4月初降水量开始缓慢增大，5月中旬雨量迅速增大进入华南前汛期盛期。
5月中旬前，大雨带位于华南北部，主要是北方冷空气侵入形成的锋面降水，
5月中旬后，受东亚季风影响，大雨带移至华南沿海，雨量增大，主要在冷锋前部的暖区之中。 - 500hPa环流特征
华南前汛期降水是在一定的中高纬和低纬环流背景下生成的，舒次降水过程，在500hPa上中高纬和低纬几乎都有低槽活动，两者结合可产生较强的降水，但具体环流特征又是不一样的。
根据500hPa流场可以分为三种类型：
两脊一槽型
高压脊：乌拉尔山以东的西伯利亚西部、亚洲东岸的中高纬地区；低槽：贝加尔湖地区。
沿着乌拉尔山以东的高压脊前不断有冷空气自北冰洋南下，使贝加尔湖切断低压发生一次又一次的替换，在长波槽替换过程中，原来的长波槽蜕变为短波槽，引导冷空气南下。这时副热带高压西环的平均脊位于"15" °N以南。南支槽与副热带高压的稳定维持把大量暖湿空气输送到华南地区上空，与北方频繁南下的冷空气相交绥，为华南暴雨提供了有利的环流条件。
两槽一脊型
脊：中亚地区；低槽：乌拉山以东的西伯利亚西部、亚洲东岸。
亚洲东岸的低槽底可南伸到"25" °N以南地区，槽后冷空气可直驱南下，从东路侵入华南地区。副热带高压脊稳定在"15" °"~20" °N之间，我国华南沿海一带西南季风活跃，西南低空急流活动频繁。
多波型
中高纬环流呈多波状，振幅较少，在欧亚大陆范围内，高纬地区至少有2个低压中心，与低压中心相对应的移动性低槽活动相当频繁，与此同时，南支波动较频繁。北方冷槽带来的冷空气和南支波动带来的暖湿空气在"115" °E附近的华南地区相遇，造成暴雨。
三种类型的共同特征
副热带高空西风急流北跳稳定在"30" °N以北，副热带高压脊稳定在"18" °N附近或其以南地区，华南上空为平直西风带，低层常存在南北两条低空急流。此形势下，北方冷空气不断南下与活跃的东亚季风气流交绥于华南地区。
同时，南亚高压进入中南半岛，使得华南高空维持辐散的西北气流，为前汛期暴雨提供了有利的高空辐散条件。 - 锋前暖区暴雨
由于锋前暖区受潮湿不稳定的西南季风气流所控制，只要在边界层内存在使不稳定能量释放的触发机制，就会在上述环流背景下产生暴雨。这些触发机制大致可分为三类。
边界层内侵入的浅薄冷空气
由于浅薄冷空气从边界层内南下时并不改变边界层上部暖湿空气的环境条件，而边界层内的水汽通量辐合又是产生暴雨尤其是特大暴雨的主要水汽来源。因此，边界层内浅薄冷空气的侵入，不仅触发了对流的发展，而且有利于边界层水汽向暴雨区输送，增加降水量。
一旦冷空气侵入到接近850hPa，降水立即停止，这是因为冷空气加厚，不仅破坏了位势不稳定层结，而且也破坏了低层的水汽供应，形成了不利于降水的条件。
地形对暖区暴雨的作用
暖区暴雨发生于低层吹偏南风的形势下，如果山脉走向与低层盛行偏南风垂直时，暖湿空气被迫抬升，就会形成对流便降水加大产生暴雨。由于对流单体形成后，又随对流层中层风向下游动，所以有时暴雨并不在迎风坡而降落在中层风下游的其它有利地区。
一定天气形势下，多数暴雨尤其大暴雨常在动力抬升与喇叭口地形收缩作用相结合的情形下产生。
海陆分布对暖区暴雨的作用
华南地处低纬濒临太平洋和南海，当东亚西南季风加强时，有利于将海上的水汽向陆地输送，从而产生充沛的降水。
另一方面，华南沿海海陆风效应显著。在某些特殊的海岸地区可以形成辐合中心，从而使降水加强产生局地暴雨，并可产生沿海降水的日变化。
2. 影响我国降水的行星尺度系统
- (1) 西风带长波槽
- (2) 阻塞高压
- (3) 副热带高压
副高形状与暴雨
呈东西带状时，副热带流型多呈纬向型，造成东—西向的暴雨。
呈块状时，副热带流型多呈经向型，造成南-北向或东北一西南向的暴雨（常发生于副高偏北）
西台副高与我国雨带分布
西太平洋副热带高压脊西北侧的西南气流是向暴雨区渝送水汽的重要通道，而其南侧的东风带是热带降水系统活跃的地区，因此它的位置变动对我国主要雨带的分布有密切关系。
8.1 雷暴的结构及雷暴天气的成因
一、 一般雷暴的结构
产生雷暴的积雨云叫做雷暴云。
雷暴单体：一个雷暴云。水平尺度：约十几公里。
雷暴群或雷暴带：多个雷暴单体成群成带地聚集在一起。水平尺度：可达数百公里。
每个雷暴单体的生命史可分为发展、成熟和消散三个阶段。每个阶段约持续十几分钟至半小时左右。
发展阶段（积云阶段）：
其主要特征是上升气流贯穿于整个云体。
成熟阶段：
开始降水，由于降水物拖曳而产生下沉气流。但在下沉气流上方，上升气流仍贯穿云体。
消散阶段：
下沉气流占据了云体的主要部分。
一般雷暴天气的成因
发生雷暴时，通常出现雷电、阵雨、阵风等天气现象以及温、压、湿等气象要素的变化。这些现象主要发生在雷暴云的成熟阶段。
- 雷电
雷电是由积雨云中冰晶“温差起电”以及其它起电作用所造成的。
第一次闻雷表明云顶已达-20°C等温线高度附近。
雷电现象可用以判断雷暴强度。 - 阵雨
雷暴群和雷暴带形成的降水区也呈片状或带状。由于每个单体强弱不一，所以降水量分布很不均。
因雷暴云常常跳跃式地传播，因此降水量也有跳跃（间隔）式分布的情况。 - 阵风
在积云阶段，地面风一般很弱。
到了成熟阶段，下沉气流冲到地面附近，向四周散开，造成阵风。
多数情况下，在雷暴移向的下风方的风速要大于上风方。 - 压、温、湿的变化
在雷暴云下形成一个近乎饱和的冷空气准，因其密度较大所以气压较高，这个高压叫“雷暴高压”。当雷暴云向前移动时，云下的雷暴高压也随之向前移动，当它移过测站时，就使该站发生气温下降、气压涌升，相对湿度上升、露点或绝对湿度下降等气象要素的显著变化。
强雷暴可以按其结构特征分类：超级单体风暴、单体风暴和飑线
1. “超级一单体”风暴
超级单体型风暴：具有单一的特大垂直环流的巨大强风暴云。
它的结构有以下特征:
(1) 风暴云顶
风暴云在几小时的生命期中，一直维持很高的云顶（最高可达13km以上）而升降幅度很小。最高云塔顶一般出现在风暴云柱的后沿附近。
(2) 气流
云内垂直气流基本分为两部分。前部为上升区，后部为下沉区，
上升气流：是来自低层的暖湿气流，它是由于风暴云底部的流出气流与其外围的流入气流辐合而造成的。由于云底下沉气流呈楔状，把它前方的暖湿空气抬升起来，所以上升气流通常呈倾斜状，一般称其为“斜升气流”。
下沉气流：是由三种作用综合造成的。一种是降水物的拖曳作用；第二种是在中层云外围绕流的干冷气流被卷入后，在云体前部逐渐下沉；第三种是在中层从云后部直接进入云中的干空气，降水物通过这种干空气时强烈蒸发冷却，因而形成很冷的下沉气流。
它在近地面辐散并在与其前方的暖湿空气交界处，形成“阵风前沿线”。下沉气流迫使暖湿空气倾斜抬升，这样，一方面不断促使其前方的对流发展，而另一方面由于上升气流倾斜，降水物降落时可以很快脱离上升气流。因此上升气流不致于遭到削弱，从而使得强对流得以维持较长时间，形成稳定状态的风暴云。
(3) 无（或弱）回波区
从云底到中层（最强上升气流高度附近）的范围内，因有强上升气流持续流入，其中凝结的新鲜云滴还来不及增长以前就被带走。所以在风暴云的右前方形成一个只有小云滴而没有（或很少有）大水滴的地区，有时也可能是无云的空穴。在雷达的RHI上便呈现为一个无（或弱）回波区。
它从风暴云右翼伸展到风暴云内并在云中向上突入一段距离，一般称其为“弯窿”。
弯窿上部（即最大上升气流高度以上的地方）的下风方，有大量的降水物累积于此（即大水滴或冰雹累积区）。在雷达RHI呈现“前伸悬垂体回波”。而在上风方一侧，因有强烈的降水，因此形成几公里高的柱状强回波及“墙”（即强回波柱与弱回波区之间雷达反射率水平梯度很大的地区）。
在雷达PPI上，弯窿位于钩状回波和主要雷暴云回波之间的凹入区。
(4) 风暴的运动方向
一般偏向于对流云中层的风的右侧（右移强风暴，简称SR风暴）。
(5) 环境风
风暴云迫使环境气流分成两股绕云而过。在环境气流与云边界之间会发生涡旋混合作用。
2. 多单体风暴
由许多较小的雷暴单体组成的，但有一个统一的垂直环流的风暴（区别于多单体的一般雷暴群）叫做“多单体风暴。
虽然云内包含着多个单体，但整个风暴都是一个整体。其前部有一支上升气流，后部则有一支下沉气流。
一、 大气不稳定性与对流性天气形成的条件
静力不稳定
气层静力稳定度的判据
绝对不稳定：γ>γ_d (>γ_s)
绝对稳定：γ<γ_s (<γ_d)
条件性不稳定：γ_d>γ>γ_s（空气未饱和时，稳定；空气饱和后，不稳定。实际大气中最常见。）
（T-lnp图上层结曲线、状态曲线以及各交点的含义）
第九章 低纬度和高原环流系统
9.1 低纬度大气运动的基本特征
中、低纬度大气运动的贡要差别
低纬度 f 很小，天气尺度系统具有非地转运动特征，但行星尺度运动具有准地转运动特征。
热带大气中水汽充沛，凝结潜热效应对垂直运动和散度场具有显著的影响。降水系统内的水平散度和垂直速度比系统外面都大一个量级。
9.2 低纬度环流的基本特征
低纬度大气环流的大部分主要成员，例如副热带高压、赤道辐合带、两半球的信风、季风槽等，虽然有周期性和非周期性的变化，但它们都具有常年或长期持续存在的特征。
9.4 南亚高压
南亚高压是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部的大型高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压。它是北半球夏季100hPa上最强大、最稳定的控制性环流系统。
- 南亚高压的结构特征
南亚高压具有行星尺度的反气旋环流特征。
南亚高压是对流层上部的暖高压
南亚高压在600hPa以下整个高原为热低压控制；
南亚高压南侧是热带东风急流，北侧是高空副热带西风急流。
南亚高压具有独特的垂直环流
平均经向环流的两个特征是：一：高原经度上的巨大的季风环流代替了哈得来环流；二：在经圈环流内高原上空叠加了两个尺度较小的环流圈，在南亚高压中心附近为明显的上升气流，两侧的下沉支下抵500hPa附近。（两个经圈环流是热力直接环流）
在纬向方向上，沿35°N，7月平均的垂直环流的显著特征是在高原上升和在太平洋下沉（高原与其东部海洋之间热力差异所引起的热力直接环流）
南亚高压控制区具有潮湿不稳定特征，对流活动非常活跃
与地面感热加热以及印度西南季风的影响有关。这一特征以及南亚高压控制下高低层的流场特征，决定了南亚高压控制区内多对流活动。
9.8 台风
发生在热带海洋上的一种具有暖中心结构的强烈气旋性涡旋，我国和东亚地区将这种强热带气旋称为台风，大西洋地区称其为飓风，印度洋地区称其为热带风暴。
- 概述
台风的源地，是指经常发生台风的海区。
全球台风主要发生于8个海区。
北半球：北太平洋西部和东部、北大西洋西部、孟加拉湾和阿拉伯海等五个海区，
南半球：南太平洋西部、南印度洋东部和西部三个海区。
台风大多数发生在南、北纬度的5°~20°，尤其是在10°~20°之间最多。而在20°以外的较高纬度发生的台风很少。发生在5°以内赤道附近的台风极少。
台风的强度是以台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压为依据的。 - 台风的结构
台风的气压场特性：台风是一个深厚的低气压，中心气压很低。
台风的流场特性：
水平结构：
台风大风区（台风外圈）
台风涡旋区（台风中圈）：强烈的对流和降水
台风眼区（台风内圈）
垂直结构：
流入层：地面大约到3km以下的对流层下层（在1km以下的行星边界层内，有显著向中心辐合的气流。
中层：3km到7~8km，气流主要是切向，而径向分量很小。
流出层：中层以上到台风顶部的对流层高层，气流主要是向外辐散。成熟台风的最大流出层常在12km附近
台风云系特征：
一般情况处于成熟阶段的台风云系，在台风眼区，由于有下沉气流，通常是云淡风轻。