高等天氣學(xué)專(zhuān)題講座第十一講中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCC與MCS）與暴雨

1、第十一講中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCC與MCS）與暴雨高等天氣學(xué)專(zhuān)題講座一、中尺度對(duì)流系統(tǒng)1、颮線 颮線是一種傳播性線狀的激烈對(duì)流系統(tǒng)，其水平尺度在150300km，時(shí)間尺度在410h。颮線是強(qiáng)天氣中破壞性最強(qiáng)和最大的，它可以產(chǎn)生強(qiáng)風(fēng)，雷暴，暴雨、冰雹等強(qiáng)對(duì)流天氣。在地面氣壓場(chǎng)上颮線一般由兩個(gè)強(qiáng)地面氣壓系統(tǒng)，中高壓和尾流低壓構(gòu)成。藤田早年把颮線的生命期分為5個(gè)階段，他指出，在初期階段已經(jīng)形成了一個(gè)強(qiáng)的中高壓，在發(fā)展階段中高壓在強(qiáng)度和尺度上都有增強(qiáng)。到成熟階段，陣雨達(dá)到最大強(qiáng)度，在中高壓之后并形成尾流低壓。在減弱階段，降水與中高壓皆減弱，但是尾流低壓達(dá)到最大強(qiáng)度。最后在殘余階段，尾流低壓填塞消失。約三十

2、年之后，利用美國(guó)STORM中部計(jì)劃得到的較稠密的資料，基本肯定了藤田發(fā)現(xiàn)的颮線內(nèi)的中高壓和尾流低壓結(jié)構(gòu)（下圖）,并進(jìn)一步揭示了颮線內(nèi)的前沿對(duì)流線/尾部層狀云結(jié)構(gòu)。颮線模式由前沿對(duì)流線，過(guò)渡區(qū)（回波最小值區(qū)）與大范圍的層狀降水區(qū)組成。 中高壓的中心位于前沿對(duì)流線后幾十公里，這意味著這個(gè)位置是積云下沉氣流區(qū)，是冷中高壓的源區(qū)。另外，在許多颮線的分析中，還可以發(fā)現(xiàn)一個(gè)颮前槽和颮前低壓存在。這是由對(duì)流在颮前激起的對(duì)流層中上層下沉增溫造成。尾流低壓中心位于層狀云區(qū)尾部邊緣強(qiáng)雷達(dá)反射率梯度區(qū)。它是由對(duì)流線后部下沉運(yùn)動(dòng)造成的。由降水蒸發(fā)部分驅(qū)動(dòng)的中尺度下沉氣流可引起絕熱增溫，它超過(guò)了低壓的蒸發(fā)冷卻，以此產(chǎn)生

3、地面氣壓下壓。后來(lái)的研究進(jìn)一步揭示了颮線由對(duì)稱(chēng)結(jié)構(gòu)非對(duì)稱(chēng)結(jié)構(gòu)的演變(下圖).由(b)可見(jiàn)，雖然颮線仍包含有颮線低壓，中高壓等尾流低壓，但尾流低壓和中高壓更連同層狀云區(qū)向北移動(dòng)。這種北移表明，層狀云區(qū)在尾流低壓的形成中起這關(guān)鍵作用，對(duì)中高壓與對(duì)流線也起了重要作用。Haertel與Johnson對(duì)颮線中高壓與尾流低壓的動(dòng)力學(xué)進(jìn)行了研究。 成熟颮線系統(tǒng)的概略圖（Johnson與Hamilton，1985）。粗實(shí)線是地面氣壓線，向量代表地面風(fēng)，陰影區(qū)是強(qiáng)降雨區(qū)。 對(duì)稱(chēng)（左）與不對(duì)稱(chēng)的颮線系統(tǒng)。陰影區(qū)代表雷達(dá)反射率區(qū)。深色代表反射率增加區(qū)，地面氣壓等值線為3hpa間隔，向量是地面風(fēng)。（Loehrer與J

4、ohnson，1995） 湖南桃源縣記錄到的（1974年4月12日）一條強(qiáng)颮線過(guò)境時(shí)的溫、壓、濕氣象要素變化（取自楊國(guó)祥等）通過(guò)一條理想化颮線的剖面圖大氣科學(xué)，2008中國(guó)的個(gè)例（由俞小鼎提供）2、中尺度對(duì)流復(fù)合體（MCC）與中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCSs）在39月，在美國(guó)中部經(jīng)常出現(xiàn)一種有組織的對(duì)流天氣系統(tǒng)，這種系統(tǒng)的生命史比一般的中尺度系統(tǒng)長(zhǎng)，面積比一般中尺度系統(tǒng)大得多?，F(xiàn)在這種系統(tǒng)叫中尺度對(duì)流復(fù)合體（MCC）。在過(guò)去，這種系統(tǒng)一直未被揭示出來(lái)。下表給出中緯度MCC的定義。這個(gè)定義是根據(jù)增強(qiáng)的紅外云圖上看到的一些物理特征概括出來(lái)的。由它們的尺度和生命期可見(jiàn)，這種系統(tǒng)只限于是一些尺度較大、持續(xù)的對(duì)

5、流系統(tǒng)，在高空有大范圍卷云砧區(qū)。并且系統(tǒng)的環(huán)流有可能被一些天氣尺度的高空觀測(cè)網(wǎng)所觀測(cè)到。大部分MCC云區(qū)的紅外黑體溫度TBB52，這一條件保證，系統(tǒng)應(yīng)是很活躍的，并且降水出現(xiàn)在相當(dāng)大的地區(qū)。外形的判據(jù)是任意規(guī)定的，主要是把線狀系統(tǒng)排除在MCC外。MCC系統(tǒng)的尺度與個(gè)別雷暴相比則是非常大的。例如成熟氣團(tuán)雷暴表明，32的平均冷云區(qū)的面積為700km2，更大一些的對(duì)單體風(fēng)暴平均冷云區(qū)面積約為1400km2，而MCC的冷云頂區(qū)面積100000km2，或者更大，即比個(gè)別雷暴面積大兩個(gè)量級(jí)。中尺度對(duì)流復(fù)合體的特征物理特征尺度A小于32的紅外溫度的云區(qū)面積必須大于106km2B小于52溫度的內(nèi)部冷云區(qū)的面積

6、5104km2開(kāi)始時(shí)尺度定義A和B首先滿足生命期滿足尺度定義A和B的時(shí)期6小時(shí)最大范圍連續(xù)的冷云區(qū)（紅外溫度32）達(dá)到最大尺度外形橢圓形，在最大范圍時(shí)刻偏心率0.7結(jié)束時(shí)尺度定義A和B不再滿足中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCSs）是有組織完好的，中尺度（200-2000Km）的對(duì)流系統(tǒng)，它的外形近于呈橢圓形，邊緣平滑。MCSs在中國(guó)經(jīng)常出現(xiàn)。如在華南前汛期和梅雨期間。下圖是MCSs的全球分布（引自Richad Johson 的圖，WMO季風(fēng)會(huì)文集）MCC locations based on 1980s satellite data for JJA in the northern hemisphere a

7、nd DJF in the southern hemisphere. Outgoing longwave radiation (OLR) values are shaded. From Laing and Fritsch (1997). 是中國(guó)MCSs形成過(guò)程的例子（引自石定樸等，王斌編Asian Monsoon，2005）3、地形和加熱不均勻引起的對(duì)流系統(tǒng)地形引起的對(duì)流系統(tǒng)主要由山脈波、背風(fēng)波和山 谷風(fēng)等引起，它們主要產(chǎn)生在這些地形強(qiáng)迫產(chǎn)生 的上升運(yùn)動(dòng)處。加熱不均勻引起的對(duì)流系統(tǒng)主要由海陸風(fēng)、湖風(fēng)鋒、河風(fēng)鋒、早晨霧區(qū)、雪區(qū)邊緣等引起。二、暴雨的形成與中尺度擾動(dòng)的作用我國(guó)位于世界上著名的季風(fēng)區(qū)

8、。在夏季風(fēng)爆發(fā)和盛行的時(shí)期，是我國(guó)暴雨的季節(jié)。最著名的降雨是長(zhǎng)江流域的梅雨，在我國(guó)幾乎每年都受到突發(fā)性洪水或持續(xù)性洪水的災(zāi)害，在有些年份災(zāi)害相當(dāng)嚴(yán)重，如1963年海河大范圍的洪水和1975年淮河災(zāi)害性洪水，以及近年來(lái)，1991，1998，1999和2003年年江淮地區(qū)梅雨季的持續(xù)大暴雨。1981年7月中旬和2004年9月37日四川大暴雨也造成了嚴(yán)重的災(zāi)害。因而暴雨的研究和預(yù)報(bào)問(wèn)題一直是我國(guó)氣象工作者最關(guān)心的問(wèn)題之一。 1、 暴雨的形成在我國(guó)暴雨的發(fā)生受三個(gè)大尺度方面的因子影響。第一是來(lái)自印度洋和西太平洋的夏季風(fēng)，中國(guó)大范圍的雨季一般開(kāi)始于夏季風(fēng)的爆發(fā)（華南要更早一些），而結(jié)束于夏季風(fēng)的撤退，降

9、雨強(qiáng)度和變化與夏季風(fēng)脈動(dòng)密切相關(guān)。我國(guó)暴雨出現(xiàn)的頻率年際變化很大，這也與夏季風(fēng)狀況的年際變率密切有關(guān)。第二，西太平洋和青藏高原副熱帶高壓的位置決定了中國(guó)主要雨季的季節(jié)移動(dòng)。暴雨常出現(xiàn)在100hPa高壓和120E處副高比常年更偏北的位置上，如1962。1965，1968，1969和1970年，如果100hPa高壓位置比常年偏南，則長(zhǎng)江流域一般出現(xiàn)干旱。最后，暴雨的年際變率密切與北半球，尤其是東亞中高緯大氣環(huán)流的異常有關(guān)。位于烏拉爾山，貝加爾湖，鄂霍茨克海霍里海的阻塞高壓和烏拉爾山與貝加爾湖的長(zhǎng)波槽是決定暴雨是否有利的關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)。例如在1972年夏季，全球出現(xiàn)許多異常的天氣過(guò)程。這是由于一異常的

10、長(zhǎng)波槽維持在亞洲的東岸地區(qū)（130140E）而代替了正常年份的平均高壓脊。結(jié)果冷空氣爆發(fā)的路徑比常年更偏東，同時(shí)副熱帶高壓也比常年更弱。這種天氣形勢(shì)造成了過(guò)去30年中春季和夏季最嚴(yán)重的干旱，這主要是由于在中國(guó)冷暖空氣交綏的機(jī)會(huì)大大減少。 2、中國(guó)暴雨的特點(diǎn)（1）暴雨強(qiáng)度大和持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)。如果與相同氣候區(qū)中的其 它國(guó)家相比，中國(guó)的暴雨強(qiáng)度是很大的。如5分鐘的暴 雨極值是（山西梅桐溝，1971年7月1日），1小 時(shí)暴雨極值是（河南林莊，1975年8月5日）。 24小時(shí)降水極值是1672mm（臺(tái)灣省新寮，1967年10月 17日），第二個(gè)24小時(shí)降水極值是1248mm（臺(tái)灣省， 1963年9月10日）

11、。我國(guó)暴雨的持續(xù)時(shí)間從幾小時(shí)到63 天，主要暴雨長(zhǎng)度是2天到一周，在我國(guó)研究的25個(gè)著 名暴雨例子中，14個(gè)暴雨個(gè)例持續(xù)在3天以上，因而暴 雨的持續(xù)性是我國(guó)暴雨的另一明顯特征。 （2）暴雨主要分布在華南、長(zhǎng)江、華北三個(gè)帶中。如果我們點(diǎn)出過(guò)去 19311977年近50年中24小時(shí)降水量大于200mm的強(qiáng)暴雨位置（下 圖），可以發(fā)現(xiàn)，所有這些暴雨分布在三個(gè)帶中：華南、長(zhǎng)江流域 和華北。此外，也有少數(shù)一些暴雨出現(xiàn)在沿岸地區(qū)，主要是臺(tái)風(fēng)引 起。在以上三個(gè)主要暴雨帶之間暴雨出現(xiàn)很少，這種情況與鋒區(qū)很 少在這些地區(qū)停滯以及主要環(huán)流系統(tǒng)突然的北跳有關(guān)。更重要的， 暴雨的這種特征分布表明，暴雨與起源或移過(guò)西藏

12、高原的天氣系統(tǒng) 的頻率有關(guān)。例如，華南的前汛期暴雨主要由在高原以南通過(guò)的南 支西風(fēng)帶中的擾動(dòng)引起。長(zhǎng)江流域的暴雨經(jīng)常是由來(lái)自高原的低渦 和切變線引起。但當(dāng)高空鋒區(qū)北移時(shí)，這些低空渦旋常改變它們的 移動(dòng)路徑，由向東變成向北或東北移動(dòng)，以此造成華北，甚至西北 的暴雨。 (a)(b)19311977年1978200619311977年，19782006年24小時(shí)降水大于200毫米或3天降水大于400毫米的地點(diǎn)。（3）根據(jù)暴雨系統(tǒng)的特征，我國(guó)的暴雨可以分為四種類(lèi)型。 第一類(lèi)型是臺(tái)風(fēng)暴雨或臺(tái)風(fēng)殘余及由臺(tái)風(fēng)轉(zhuǎn)變成的溫 帶氣旋引起的暴雨。臺(tái)風(fēng)是我國(guó)最重要。最強(qiáng)烈的暴 雨系統(tǒng)。沿海15個(gè)省份暴雨的統(tǒng)計(jì)表明（見(jiàn)

13、蔡則怡的 工作，1977年），其中12個(gè)省份的最大暴雨是由臺(tái)風(fēng) 引起。第二類(lèi)暴雨是由低渦或與這些低渦有關(guān)的切變 線引起。第三類(lèi)暴雨由高空槽和相應(yīng)的冷鋒引起，當(dāng) 它們移近一阻塞反氣旋區(qū)域時(shí)，暴雨系統(tǒng)常減速，結(jié) 果造成長(zhǎng)期的雨期。第四類(lèi)暴雨是地方性的雷暴群， 它們 可以在有利的大尺度天氣條件下重復(fù)發(fā)展，造 成突發(fā)性洪水。 暴雨系統(tǒng)在很大程度上受大尺度行星環(huán)流型制約。因而一場(chǎng)暴雨的發(fā)生涉及到不同尺度天氣系統(tǒng)的復(fù)雜的相互作用。尤其是對(duì)2天以上的暴雨，行星環(huán)流分布具有十分重要的作用。下圖是暴雨中各種天氣系統(tǒng)的關(guān)系。 暴雨中各種尺度天氣系統(tǒng)的關(guān)系暴雨多是出現(xiàn)在擾動(dòng)停滯的時(shí)期，這時(shí)候行星尺度系統(tǒng)經(jīng)常出現(xiàn)一次

14、調(diào)整過(guò)程。另一種情況是行星尺度系統(tǒng)持續(xù)某種形勢(shì)，這使得在某地區(qū)接二連三地有擾動(dòng)發(fā)生發(fā)展。行星尺度系統(tǒng)并不直接產(chǎn)生暴雨，而是通過(guò)制約直接產(chǎn)生暴雨的天氣尺度系統(tǒng)的活動(dòng)來(lái)間接對(duì)暴雨產(chǎn)生作用的，它可以決定天氣尺度系統(tǒng)的移動(dòng)速度，強(qiáng)度變化、重復(fù)出現(xiàn)和系統(tǒng)間的相互作用。行星尺度環(huán)流還可決定大范圍雨區(qū)出現(xiàn)的范圍及決定暴雨區(qū)的水汽來(lái)源或水汽通道。 下圖給出持續(xù)性特大暴雨的兩種形勢(shì)圖。在經(jīng)向型情況下，在暴雨區(qū)周?chē)鸀楦呖崭邏核鼑?，即貝加爾湖高壓，日本海高壓，青藏高壓和華南高壓。這幾個(gè)高壓系統(tǒng)都很穩(wěn)定，在日本海高壓和青藏高壓之間是一條南北向的低壓帶。這種形勢(shì)很有利于西南渦北上，低渦可沿著南北向切變線北上，冷空氣由

15、從烏拉爾大槽分裂東移的短波槽攜帶，沿青藏高原脊前流入低槽區(qū)。另一股冷空氣在貝加爾湖前沿極地路徑南下。低空偏東急流和偏南急流共同輸送水汽，這種持續(xù)性雨帶主要是南北向的，可從西南地區(qū)向北延伸到華北。緯向型暴雨型有三個(gè)主要特征：從西伯利亞寬的低槽中分裂出的冷空氣經(jīng)河西走廊到達(dá)長(zhǎng)江流域，它們是冷空氣的來(lái)源，這種冷空氣是由東移的西北槽攜帶，最后受到副高阻塞在長(zhǎng)江流域蛻變成東西向切變線。第二個(gè)特征是副熱帶高壓相對(duì)穩(wěn)定。高壓西側(cè)的西南氣流不斷向暴雨輸送暖濕空氣，并與冷空氣交匯于江淮流域。第三個(gè)特征是高緯在雅庫(kù)茨克或鄂霍茨克海要有穩(wěn)定的阻塞高壓，使得東亞西風(fēng)帶位置偏南。由上面可見(jiàn)，在持續(xù)性大暴雨發(fā)生前或發(fā)生中

16、，行星尺度長(zhǎng)波系統(tǒng)一般會(huì)經(jīng)歷一次明顯的調(diào)整過(guò)程，以后表現(xiàn)出異常的穩(wěn)定性。持續(xù)性大暴雨即出現(xiàn)在長(zhǎng)波系統(tǒng)穩(wěn)定的時(shí)期。另一方面，持續(xù)性大暴雨的發(fā)生實(shí)際上是大尺度環(huán)流出現(xiàn)異常狀況的一種表現(xiàn)，因而與暴雨有關(guān)的長(zhǎng)波系統(tǒng)的位置和強(qiáng)度必然對(duì)平均條件呈現(xiàn)明顯的偏離。 （a）經(jīng)向型特大暴雨形勢(shì)；（b）緯向型特大暴雨形勢(shì) 3、天氣尺度系統(tǒng)天氣尺度系統(tǒng)如鋒面、氣旋、高空槽等并不是直接造成暴雨的天氣系統(tǒng)，因?yàn)樘鞖獬叨认到y(tǒng)中的上升運(yùn)動(dòng)一般只有幾cms-1，在水汽供應(yīng)充分的條件下，降水強(qiáng)度只12mmh-1，日降水量2448mm，只能造成中大雨。天氣尺度系統(tǒng)對(duì)暴雨起著以下四個(gè)作用：（1）制約造成暴雨的中尺度天氣系統(tǒng)的活動(dòng)，即

17、天氣尺度 系統(tǒng)可以提供中尺度天氣系統(tǒng)形成的條件或環(huán)境場(chǎng)。 中尺度天氣系統(tǒng)的發(fā)生需要一些基本條件，例如大氣 層結(jié)是不穩(wěn)定的，水汽通量出現(xiàn)輻合，低空風(fēng)場(chǎng)出現(xiàn) 輻合場(chǎng)和氣旋性渦度場(chǎng)，這些條件經(jīng)常伴隨著天氣尺 度系統(tǒng)出現(xiàn)的； （2）造成暴雨區(qū)水汽的集中。即使對(duì)于熱帶海洋氣團(tuán)，氣 柱的含水量只相當(dāng)于100mm的降水量。因而必須有水汽 從外區(qū)流入暴雨區(qū)，計(jì)算表明，要使中尺度的暴雨區(qū) 能夠維持，這就要求暴雨外圍區(qū)外面在大尺度流場(chǎng)上 出現(xiàn)水汽通量的輻合，這個(gè)大尺度水汽通量輻合區(qū)比 暴雨區(qū)面積至少大10倍以上，這樣才能使暴雨區(qū)外圍 區(qū)不斷有水汽積累用來(lái)供應(yīng)暴雨區(qū)中的水源。這種大 尺度的水汽通量輻合一般出現(xiàn)在天氣

18、尺度的系統(tǒng)中， 這種水汽輻合也可以造成濕層的增加。一般當(dāng)濕層厚 度達(dá)到700hPa時(shí)，就有利于暴雨的發(fā)生； （3）在天氣尺度系統(tǒng)中，上下不同性質(zhì)空氣的平流可造成位勢(shì)不穩(wěn)定 層結(jié)；（4）在天氣尺度系統(tǒng)中的風(fēng)速垂直切變有利于中小尺度系統(tǒng)的發(fā)生和 維持。對(duì)于暴雨，要求大尺度有一定程度的風(fēng)的垂直切變，以使 位勢(shì)不穩(wěn)定層結(jié)建立，并且使積雨云中上升運(yùn)動(dòng)變成有組織。但 如果垂直切變很強(qiáng)，高空的卷云砧伸展甚遠(yuǎn)，這時(shí)積雨云中的大 量水滴被高空急流帶走，不能降落地面，雖然對(duì)流活動(dòng)甚強(qiáng)烈， 降水量也并不很大。下圖表明，暴雨一般發(fā)生在較弱的垂直切變 環(huán)境下，而強(qiáng)風(fēng)暴發(fā)生在較強(qiáng)的環(huán)境風(fēng)垂直切變條件下，這種大 的切變差別

19、主要由高層風(fēng)速差造成，即強(qiáng)風(fēng)暴經(jīng)常出現(xiàn)在高空急 流軸下方，而暴雨發(fā)生在急流軸以南200500km。暴雨和局地強(qiáng)風(fēng)暴環(huán)境風(fēng)垂直切變之比較 4、中尺度天氣系統(tǒng)中尺度天氣系統(tǒng)是直接造成暴雨的天氣系統(tǒng)，其地面輻合量級(jí)為10-4s-1，上升運(yùn)動(dòng)為10cms-11 ms-1，降水強(qiáng)度可達(dá)或超過(guò)10mmh-1，因此只要連續(xù)5小時(shí)的降水就可以造成暴雨。中尺度系統(tǒng)是在天氣尺度環(huán)流背景上發(fā)展起來(lái)的，它對(duì)暴雨有兩個(gè)作用：（1）它是造成暴雨的直接天氣系統(tǒng)；（2）中尺度系統(tǒng)對(duì)積云對(duì)流活動(dòng)有明顯的組織和增強(qiáng)作用。下圖是造成美國(guó)一次大暴雨時(shí)概括出的風(fēng)暴群物理模式，它也可以認(rèn)為是一種中尺度系統(tǒng)?？梢钥吹降蛯訌?qiáng)的流入（厚的平均

20、混合比為14.8gkg-1）造成了在風(fēng)暴區(qū)有強(qiáng)的水汽流入，在接近落基山時(shí)，風(fēng)暴的流入抬升到LCL以上（約），上升氣流很強(qiáng)，并向西傾斜，這可使大雨滴由上升氣流之后部落出，從而使系統(tǒng)保持準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)。液態(tài)水從云的下部即大量落下，這可以增強(qiáng)云上部的上升氣流的速度，同時(shí)抑制上升氣流的過(guò)冷水區(qū)內(nèi)的冰雹增長(zhǎng)。這種暴雨內(nèi)沒(méi)有大量雹存在的事實(shí)表明，暖雨過(guò)程在產(chǎn)生風(fēng)暴降水中起重要作用，云內(nèi)較高的0層（）、25等溫線和較低的云底（）都說(shuō)明在一深厚層次中（37km厚）云沖并過(guò)程在起作用。沒(méi)有大量的雹和云內(nèi)強(qiáng)風(fēng)切變的事實(shí)可以抑制有組織對(duì)流尺度下沉氣流的發(fā)展，這可以增加風(fēng)暴的降水效率。 美國(guó)一個(gè)雨暴單體的物理模式（Big T

21、ompson）。也給出LCL，LFC，風(fēng)，0層高度及25高度（引自Madox 等，1979）5、暴雨形成的物理?xiàng)l件我們討論暴雨形成的物理?xiàng)l件。一般情況下這些條件應(yīng)包括位勢(shì)不穩(wěn)定、逆溫層、低空濕舌或水汽輻合、釋放不穩(wěn)定性的機(jī)制，如低層輻合區(qū)、重力波、密度流、地形抬升等以及低層和高層急流，風(fēng)的垂直切變、卷入等。在上述熱力和動(dòng)力條件中低空急流和邊界作用十分重要。下一節(jié)我們要專(zhuān)門(mén)討論低空急流的作用。我們發(fā)現(xiàn)，在暴雨時(shí)期，水平質(zhì)量輻合在500m高度達(dá)最大值，邊界層中冷暖氣團(tuán)之對(duì)比比邊界層以上要顯著。在暴雨開(kāi)始之前，經(jīng)?？梢杂^測(cè)到在邊界層中有動(dòng)量、水汽和熱量的迅速積累，以后再向上輸送。當(dāng)暴雨加強(qiáng)時(shí)，質(zhì)量輻

22、合最大值在900hPa高度。 下表給出暴雨和強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴物理?xiàng)l件的差別。在強(qiáng)風(fēng)暴情況下，在近地面附近經(jīng)常存在著逆溫層或等溫層，而在暴雨情況下，無(wú)逆溫層存在，在700hPa以上，強(qiáng)風(fēng)暴的溫度比暴雨情況下低得多，400hPa溫差達(dá)8。因而，由于在強(qiáng)風(fēng)暴情況下，中上層有冷平流，其7km以下的溫度遞減率比暴雨情況的大13km-1，強(qiáng)風(fēng)暴的位勢(shì)不穩(wěn)定層較深厚，自由對(duì)流高度較高，這意味著需要更強(qiáng)的啟動(dòng)機(jī)制來(lái)使強(qiáng)風(fēng)暴發(fā)生。但是，一旦出現(xiàn)強(qiáng)風(fēng)暴爆發(fā)，它們的發(fā)展比暴雨更激烈，更迅速。水汽含量和輸送項(xiàng)差別也很大。例如對(duì)暴雨，地面到300hPa的水汽水平輻合為強(qiáng)風(fēng)暴時(shí)的三倍。暴雨發(fā)生時(shí)風(fēng)垂直切變一般比強(qiáng)風(fēng)暴小。比較其

23、它的量如Td850，Td500，T850，T500，se850，se500可以得到：暴雨的發(fā)展主要與低層暖濕空氣團(tuán)有關(guān)，而強(qiáng)風(fēng)暴的發(fā)展與中上層干冷空氣團(tuán)有關(guān)，兩者溫差可達(dá)13，因而上層冷平流以及與低層暖濕空氣的迭置對(duì)強(qiáng)風(fēng)暴的爆發(fā)具有很重要的影響。暴雨和局地強(qiáng)風(fēng)暴物理?xiàng)l件之比較物理量天氣類(lèi)型抬升凝結(jié)高度(hPa)FCL(hPa)對(duì)流層頂高度(hPa)19公里平均遞減率（/100m）1012公里平均遞減率（/100m）0層高度(hPa)暴雨9358201190.630.67600局地強(qiáng)風(fēng)暴8356702270.720.40630物理量天氣類(lèi)型抬升指數(shù)K指數(shù)900hPa以下最高溫度（）900hPa以

24、下最大比濕（g kg-1）972275hPa層中最大可能降水（cm）地面到300hPa水平水汽輻合（10-4g cm-2 s-1）暴雨3.535.127.317.56.81.9局地強(qiáng)風(fēng)暴5.234.824.513.53.10.85物理量天氣類(lèi)型通過(guò)邊界層頂?shù)厮怪陛斔停?0-4 gcm-2s-1）u分量地垂直切變（10-3s-1）se500hPase850hPase500850hPaTd500hPaTd850hPaT500hPaT850hPa暴雨2.01.075.078.3-2.9-4.417.0-2.29.4局地強(qiáng)風(fēng)暴0.553.556.463.4-6.8-17.312.1-8.418.1

25、對(duì)于中國(guó)的汛期（59月），梅雨的研究和預(yù)報(bào)是特別重要的，因?yàn)榇蠖鄶?shù)嚴(yán)重的旱澇災(zāi)害與梅雨活動(dòng)及其雨量多寡密切相關(guān)。前面已經(jīng)指出，1998年夏季長(zhǎng)江流域發(fā)生了一次僅次于1954年的特大暴雨過(guò)程。1999年梅雨季（6月22日7月3日）在長(zhǎng)江下游造成了嚴(yán)重的暴雨和洪澇。2003年梅雨季（6月21日7月22日）在淮河全流域發(fā)生了一次大暴雨過(guò)程，其降水總量和洪水流量皆超過(guò)了1991年江淮大暴雨。 三、低空急流在暴雨和強(qiáng)對(duì)流天氣形成中的作用低空急流（LLJ）（風(fēng)速最大值在12或16ms-1以上）被認(rèn)為是給中緯度暴雨和強(qiáng)風(fēng)暴提供水汽和動(dòng)量最重要的機(jī)制，統(tǒng)計(jì)表明，LLJ與暴雨之間的正相關(guān)很高，相關(guān)系數(shù)可達(dá)，暴雨

26、一般發(fā)生在低空急流風(fēng)速最大值左前方。在LLJ的出現(xiàn)與以后暴雨的發(fā)生之間時(shí)間間隔約天。急流的高度在3km，但有時(shí)也可在邊界層中發(fā)現(xiàn)另外的中心（950900hPa）。影響我國(guó)的低空急流多數(shù)情況下是西南東北向的（下圖（a），但有時(shí)也可出現(xiàn)東風(fēng)急流，氣流主要來(lái)自東海，甚至黃海。當(dāng)副熱帶高壓位置偏北時(shí)，常出現(xiàn)這種情況，下圖（b）說(shuō)明了這種情況。 西南低空急流與東南低空急流（北京大學(xué)暴雨訓(xùn)練班講義，1978年）。陰影區(qū)為暴雨區(qū)（單位：ms-1）；（a）1976年8月18日一次西南低空急流過(guò)程；（b）1975年8月7日一次東南低空急流過(guò)程低空急流是一種動(dòng)量，熱量和水汽的高度集中帶，這種低空的高速氣流有以下一

27、些特征：（1）很強(qiáng)的超地轉(zhuǎn)風(fēng)，在夏季，對(duì)流層氣壓梯度和溫度梯度都很小，這種溫壓 結(jié)構(gòu)所造成的熱成風(fēng)不足以維持急流軸以下很強(qiáng)的風(fēng)切變。一般 情形 下，實(shí)際風(fēng)速超過(guò)地轉(zhuǎn)風(fēng)20以上。下圖給出1972年7月長(zhǎng)江下游一次低 空急流超地轉(zhuǎn)的情況，可以看到整個(gè)低空急流及其附近的大風(fēng)區(qū)都為超地 轉(zhuǎn)，最大超地轉(zhuǎn)強(qiáng)度達(dá)該層風(fēng)速的40，這種超地轉(zhuǎn)風(fēng)的特性與暴雨的發(fā) 生有密切關(guān)系；（2）低空急流有明顯的日變化：低層風(fēng)速一般在日落時(shí)開(kāi)始增大，而到凌晨日 出之前達(dá)到最大值，這時(shí)風(fēng)的垂直切變也最大，急流結(jié)構(gòu)最清楚。下圖是 位于急流軸上的漢口站的風(fēng)速變化圖，在7月24日，每天都有一個(gè)最大 風(fēng)速中心出現(xiàn)，出現(xiàn)的時(shí)間是0208時(shí)

28、之間，最小值則出現(xiàn)在0820時(shí)之 間，急流在夜間加強(qiáng)的現(xiàn)象常被用來(lái)解釋雷暴和暴雨出現(xiàn)在夜間的觀測(cè)事 實(shí)；（3）小的Ri數(shù)分布。在低空急流區(qū)內(nèi)，里查遜數(shù)（Ri）往往很小，甚至為負(fù)值， 這種情況有利于對(duì)流或中尺度天氣的發(fā)展；（4）強(qiáng)風(fēng)速中心的傳播：人們認(rèn)為沿LLJ軸傳播的中尺度風(fēng)速脈動(dòng)或風(fēng)速最大值 （Vmax）甚至比低空急流本身更為重要，這種情況很類(lèi)似于高空急流中心的 急流帶（見(jiàn)第二單元）。 1972年7月2日900hPa沿LLJ的超地轉(zhuǎn)風(fēng)（v=v-vg）分布圖。單位：ms-1漢口站1972年7月1日4日風(fēng)速日變化圖。 單位：ms-1下圖是一個(gè)很好的例子，它給出了急流風(fēng)速最大值有關(guān)的垂直環(huán)流圈，及

29、風(fēng)速最大值和se最大值的傳播情況，因而低空急流主要是以中尺度擾動(dòng)的形式向暴雨區(qū)輸送動(dòng)量，熱量和水汽。LLJ附近的垂直環(huán)流圖。1975年8月7日20時(shí)，北京時(shí) 5001000hPa間平均風(fēng)速（上圖）和se（下圖）沿急流軸傳播剖面。1975年8月68日低空急流大致分三大類(lèi)，它們的特征和生成原因不完全相同，我們分別說(shuō)明它們形成的主要原因： 大尺度低空急流或強(qiáng)風(fēng)速帶（1）在美國(guó)落基山以東常常出現(xiàn)大尺度低空急流，這種急流的高度很 低，其上限離地面約1，平均最大風(fēng)速高度在800m。風(fēng)速 值很強(qiáng)，平均為27ms-1，有時(shí)高達(dá)3040 ms-1，急流的水平寬 度為300400km，急流兩側(cè)的側(cè)向切變約為0.4

30、10-4s-1。這種急 流主要出現(xiàn)在冬夏，并且有明顯的日變化，一般夜間加強(qiáng)，并多 伴有逆溫層出現(xiàn)。這種急流存在的時(shí)間也長(zhǎng)，且有準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)的特征。 它的出現(xiàn)也常與夜間逆溫層的生成有關(guān)，急流生成的原因目前還 不清楚，可能與大尺度地形的動(dòng)力作用及地球?qū)π行沁吔鐚幼枇?的振蕩有關(guān)。 在東非沿岸也存在著一支大尺度低空急流，這支低空急流叫索馬里急流（參看第三單元）它沿非洲東岸從赤道以南流向赤道以北，即在馬達(dá)加斯加島以北流過(guò)，沿非洲東岸轉(zhuǎn)向北和東北，在阿拉伯半島東南達(dá)到1520 ms-1的風(fēng)速。索馬里低空急流沒(méi)有明顯的日變化，它具有潮濕的南來(lái)氣流，在3km以上有暖干的空氣，這支急流的軸心位置在高度。索馬里低空急

31、流的形成一方面與東非山脈的障礙作用有關(guān)，另一方面也與氣壓系統(tǒng)的強(qiáng)迫有關(guān)。（2）與中緯度氣壓系統(tǒng)（如鋒面、氣旋、低渦、高空急流中心等）有關(guān)的 低空急流這種低空急流主要出現(xiàn)在冷鋒前或低壓中心南側(cè)，有時(shí) 在 暖鋒前。曾觀測(cè)到在錮囚氣旋的暖鋒前有低空急流存在，急流中達(dá)40 ms-1的風(fēng)速出現(xiàn)在深厚暖鋒區(qū)底部之上約600m處。觀測(cè)也指出，在冷 鋒前暖區(qū)中常出現(xiàn)一致暖濕的氣流帶，這就是第三章所指出的輸送帶， 許多對(duì)流系統(tǒng)或雨團(tuán)就發(fā)生在這支輸送帶下方。輸送帶內(nèi)的空氣來(lái) 自較低的緯度，有時(shí)來(lái)自副熱帶高壓反氣旋北側(cè)。在向北流動(dòng)中在 暖區(qū)中通過(guò)邊界層中小尺度混合而變得愈來(lái)愈暖濕。這種輸送帶的 風(fēng)速有時(shí)可以達(dá)到很高

32、的風(fēng)速而成為低空急流。在美國(guó)也觀測(cè)到低 空急流可以發(fā)展以響應(yīng)天氣尺度或次天氣尺度過(guò)程，尤其是通過(guò)對(duì) 美國(guó)大平原上背風(fēng)氣旋的生成的響應(yīng)。 （3）中尺度急流 出現(xiàn)在900600hPa，主要與急流的對(duì)流活動(dòng)或暴雨有關(guān)。急流一般在暴雨 帶南側(cè)通過(guò)。這種急流是中尺度的，常常表現(xiàn)為大尺度急流帶中的強(qiáng)風(fēng)速 中心，其日變化不明顯。梅雨鋒上的低空急流，即屬于這種急流，一般認(rèn) 為這種急流是暴雨或?qū)α骰顒?dòng)的結(jié)果，由水平動(dòng)量的垂直混合過(guò)程造成。 在雷暴發(fā)生前，在濕區(qū)并不出現(xiàn)明顯的低層強(qiáng)風(fēng)中心，隨著風(fēng)暴區(qū)對(duì)流活 動(dòng)的發(fā)展，垂直動(dòng)量輸送加強(qiáng)，下沉運(yùn)動(dòng)把較大的水平動(dòng)量從上面帶到下 面，而上升氣流把下面較小的動(dòng)量帶到上空，因

33、而這種切變氣流中的運(yùn)動(dòng) 使上層風(fēng)速減小，下層風(fēng)速增大，最后使對(duì)流發(fā)生的層次中，風(fēng)速分布基 本上趨于均勻化，而在對(duì)流活動(dòng)層次以外則有強(qiáng)的垂直切變。最大風(fēng)速中 心（急流）也出現(xiàn)在強(qiáng)對(duì)流區(qū)中對(duì)流活動(dòng)的底部。但是動(dòng)量混合的理論并 不能完全解釋這種低空急流的形成，因?yàn)橹械蛯语L(fēng)向有差別，因而還需要 有能調(diào)整原有氣壓梯度與同高度上加強(qiáng)的風(fēng)速之間不平衡的機(jī)制。四、暴雨和強(qiáng)對(duì)流的反饋?zhàn)饔脧?qiáng)對(duì)流和暴雨天氣是在幾種尺度天氣系統(tǒng)相互作用的情況下發(fā)生的。造成強(qiáng)對(duì)流的中小尺度天氣系統(tǒng)是在有利的大尺度環(huán)流條件下發(fā)生發(fā)展的，這是大尺度環(huán)流系統(tǒng)對(duì)強(qiáng)對(duì)流的制約作用，但是對(duì)流一旦發(fā)生，反過(guò)來(lái)又常常會(huì)影響大尺度氣象要素場(chǎng)的分布，這種

34、作用叫強(qiáng)對(duì)流或中小尺度系統(tǒng)的反饋?zhàn)饔谩７答佔(zhàn)饔檬峭ㄟ^(guò)中小尺度系統(tǒng)中的強(qiáng)對(duì)流活動(dòng)進(jìn)行的，它們對(duì)動(dòng)量、熱量和水汽的垂直輸送作用強(qiáng)。這種強(qiáng)烈的對(duì)流輸送過(guò)程能影響或改變?cè)酗L(fēng)場(chǎng)，濕度場(chǎng)，溫度場(chǎng)和大氣層結(jié)等，形成新的大尺度氣象場(chǎng)，而新的大尺度氣象場(chǎng)對(duì)對(duì)流的進(jìn)一步發(fā)展有兩種作用：一是增強(qiáng)作用，這種反饋叫正反饋；一是減弱作用，這種反饋叫負(fù)反饋。一次強(qiáng)對(duì)流活動(dòng)要維持較長(zhǎng)時(shí)間，正反饋過(guò)程應(yīng)占優(yōu)勢(shì)，這使得對(duì)流活動(dòng)更加強(qiáng)烈。因而研究對(duì)流活動(dòng)的反饋?zhàn)饔檬橇私庵谐叨葘?duì)流系統(tǒng)維持的一個(gè)重要方面。上述對(duì)流活動(dòng)的制約和反饋?zhàn)饔每捎孟聢D表示?？梢钥吹綄?duì)流活動(dòng)與大尺度環(huán)境間的相互作用關(guān)系。 對(duì)流活動(dòng)與大尺度環(huán)境間的相互作用（由“

35、758”大暴雨研究得到）中小尺度對(duì)流發(fā)生后，積云對(duì)流向上輸送感熱和潛熱，使對(duì)流區(qū)上空增暖，出現(xiàn)暖心。高空增暖使等壓面抬升，形成高壓脊和高壓環(huán)流，并引起高空質(zhì)量外流，結(jié)果在強(qiáng)對(duì)流區(qū)上空形成明顯的輻散氣流。當(dāng)高空輻散流場(chǎng)強(qiáng)烈發(fā)展時(shí)，在高空（如在250150hPa層中）可發(fā)展出一個(gè)單獨(dú)的反氣旋環(huán)流（見(jiàn)下圖）。高空流出的加強(qiáng)，使地面氣壓降低，有利于低空低壓系統(tǒng)的維持，這使對(duì)流進(jìn)一步增強(qiáng)。隨著高空暖區(qū)的出現(xiàn)。在強(qiáng)對(duì)流區(qū)以北水平梯度增加，據(jù)熱成風(fēng)關(guān)系高空風(fēng)加強(qiáng)。結(jié)果在對(duì)流區(qū)以北，建立一強(qiáng)風(fēng)速帶，這支強(qiáng)風(fēng)速帶可加速對(duì)流區(qū)上空的高空流出及把對(duì)流區(qū)和周?chē)諝庵卸嘤嗟臒崃繋ё?，增加?duì)流區(qū)層結(jié)的位勢(shì)不穩(wěn)定和對(duì)流區(qū)的

36、垂直環(huán)流。在對(duì)流區(qū)強(qiáng)烈的對(duì)流活動(dòng)引起溫度，水汽和風(fēng)速的垂直分布發(fā)生變化，其結(jié)果是溫度和濕度（由se表示）及風(fēng)速在垂直方向上的分布趨于均勻化。對(duì)流發(fā)生后，中上層切變明顯減小，但低空急流加強(qiáng)，這是上下動(dòng)量混合的結(jié)果。由于高空風(fēng)速大，動(dòng)量大，下傳后使低空風(fēng)速加大，因而中尺度低空急流常常是對(duì)流活動(dòng)的結(jié)果。由上面可見(jiàn)，中尺度對(duì)流活動(dòng)對(duì)于天氣尺度的反饋?zhàn)饔贸３Ｊ呛苊黠@的，尤其是頻繁的較長(zhǎng)時(shí)期的對(duì)流活動(dòng)出現(xiàn)時(shí)。只要這種反饋是正反饋就可使中尺度系統(tǒng)得到不斷發(fā)展。但是大中尺度相互作用過(guò)程中，負(fù)反饋?zhàn)饔玫囊蜃右渤３Ｏ鄳?yīng)發(fā)展，當(dāng)其作用大于正反饋?zhàn)饔靡蜃訒r(shí)，或大形勢(shì)有了改變時(shí)，系統(tǒng)就會(huì)停止發(fā)展，或趨于減弱，系統(tǒng)的相互

37、作用過(guò)程也就變得不明顯。一個(gè)颮線上空200250hPa氣流的演變圖。時(shí)間為1966年6月8日1700CST（a），1830CST（b）和2000CST（c）（取自Ninomiya） 1968年4月23日1800CST一個(gè)強(qiáng)風(fēng)暴區(qū)（粗虛線）上空500hPa溫度場(chǎng)（實(shí)現(xiàn)）和高度場(chǎng)（虛線）分布。根據(jù)風(fēng)的分布可以看到在風(fēng)暴區(qū)氣流是向外流的（取自Ninomiya的工作）颮線環(huán)境的低空（a）和高空流場(chǎng)（300hPa）（b）。陰影區(qū)是降水區(qū)和雷達(dá)強(qiáng)回波區(qū)。1966年6月8日1830CST北美地區(qū)颮線（陰影區(qū)）環(huán)境的各層（875，575，375和275hPa）相對(duì)高度場(chǎng)（c）（f）（2m間隔一條線），這代表對(duì)

38、所有格點(diǎn)平均的偏差附錄：中國(guó)大暴雨選例分析我們對(duì)1931年以來(lái)我國(guó)歷史上幾次著名的特大暴雨作概要的介紹。對(duì)于每一個(gè)預(yù)報(bào)員，記住一些歷史上典型的暴雨個(gè)例是十分必要的。它可以幫助我們?cè)陬A(yù)報(bào)中識(shí)別類(lèi)似個(gè)例的再現(xiàn)，并且也有助于我們從歷史的個(gè)例中總結(jié)出經(jīng)驗(yàn)教訓(xùn)，這樣才能增加我們對(duì)暴雨發(fā)生條件和天氣動(dòng)力過(guò)程的認(rèn)識(shí)。一個(gè)優(yōu)秀的預(yù)報(bào)就要善于從歷史的分析中總結(jié)和概括出規(guī)律性的東西，以此對(duì)未來(lái)可能發(fā)生的事件做出有依據(jù)的預(yù)測(cè)。毛澤東同志說(shuō)過(guò)“從戰(zhàn)爭(zhēng)中學(xué)習(xí)戰(zhàn)爭(zhēng)”。這也是提高預(yù)報(bào)員水平和素質(zhì)的一種有效、快捷途徑。從以下給出的例子可以看到，中國(guó)的暴雨是多種多樣的，其發(fā)生的基本條件雖然大致相同，但具體條件差別很大。預(yù)報(bào)員的

39、任務(wù)是要根據(jù)具體的條件進(jìn)行具體的分析，才能得出正確的結(jié)論。例如地形的作用就是一個(gè)明顯的例子。由下面給出的許多個(gè)例可以看到，我國(guó)的確是個(gè)多暴雨國(guó)家，即有持續(xù)性，又有突發(fā)性暴雨。暴雨預(yù)報(bào)是預(yù)報(bào)員的基本功和基本技能。一個(gè)天氣預(yù)報(bào)員如果多次暴雨預(yù)報(bào)不成功，就不能說(shuō)是一個(gè)優(yōu)秀的預(yù)報(bào)員。我們也應(yīng)看到，暴雨預(yù)報(bào)是一項(xiàng)十分艱巨的任務(wù)，報(bào)錯(cuò)二次是可以理解的。“吃一塹，長(zhǎng)一智”，關(guān)鍵是總結(jié)經(jīng)驗(yàn)教訓(xùn)。本講個(gè)例不少引自“中國(guó)暴雨”一書(shū)，有興趣的讀者可參看該書(shū)。1、 華北暴雨個(gè)例分析1963年8月上旬河北省特大暴雨（638暴雨）與北京2012年7月下旬特大暴雨（暴雨）1963年8月上旬，河北省太行山東麓地區(qū)出現(xiàn)了有氣象

40、記錄以來(lái)的特大洪水。這次洪水是由為時(shí)一星期的持續(xù)性強(qiáng)降水所造成的。過(guò)程總降水量的最大值達(dá)到1329毫米，并且8月4日在邢臺(tái)專(zhuān)區(qū)的的司蒼站24小時(shí)降水量達(dá)到704毫米。這次暴雨強(qiáng)度大，面積廣，這在歷史上是少見(jiàn)的?！?38暴雨”出現(xiàn)在穩(wěn)定的大尺度環(huán)流形勢(shì)下。下圖分別是63年8月4-8日亞洲和西太平洋海平面等壓線圖和亞歐500hPa平均等高線圖。由于這幾天形勢(shì)穩(wěn)定，每天的地面天氣圖和500hPa圖在大形勢(shì)方面和這張平均圖相似。在海平面平均等壓線圖上，貝加爾湖附近有穩(wěn)定的高氣壓區(qū)。從日本海到西太平洋也是個(gè)穩(wěn)定的高壓區(qū)，尤其是日本海高氣壓在暴雨期間一直是維持著的。在日本南面海上有一移動(dòng)緩慢的臺(tái)風(fēng)存在。在

41、我國(guó)東南沿海出現(xiàn)高氣壓脊區(qū)。處于上述三個(gè)高壓系統(tǒng)中間，是一條東北西南走向的狹長(zhǎng)低氣壓帶。大尺度海平面氣壓場(chǎng)對(duì)“638暴雨”期間水汽的供應(yīng)非常有利。從南海有一股濕空氣輸送到華北，另外從東海、黃海有一股東南氣流輸送到華北。500hPa平均等高線（見(jiàn)下圖）反映暴雨期對(duì)流層中層的大形勢(shì)特點(diǎn)。亞洲中緯度地區(qū)阻塞形勢(shì)顯著，同時(shí)，在亞洲副熱帶范圍也盛行經(jīng)向環(huán)流，在日本海和西藏高原各維持一個(gè)穩(wěn)定的高壓脊。另外在我國(guó)東南沿海也有一個(gè)高壓區(qū)。從華北經(jīng)華中到云貴維持一條狹長(zhǎng)的低壓帶。這條狹長(zhǎng)的低壓帶處于四周穩(wěn)定的高壓系統(tǒng)包圍之中，使得從我國(guó)西南部移入暴雨區(qū)的高空低渦在進(jìn)入暴雨區(qū)時(shí)出現(xiàn)停滯或減速現(xiàn)象，因而造成持久的暴

42、雨。此外500hPa平均流場(chǎng)也表示供應(yīng)暴雨區(qū)水源的水汽輸送通道和對(duì)流層低層完全一致。這表示有深厚的潮濕空氣進(jìn)入暴雨區(qū)。1963年8月4-8日（a）總降水量（單位:mm）, (b)500hPa高度場(chǎng)（等值線）和距平場(chǎng)（陰影區(qū)）（單位：gpm），(c)海平面氣壓場(chǎng)（單位：hPa）638暴雨 1963年8月4-8日亞洲和西太平洋五天平均地面圖638暴雨 1963年8月4-8日（a）850hPa風(fēng)場(chǎng)（單位-1, 陰影區(qū)值大于-1）和 (b) 地面到300hPa整層積分的水汽輸送（單位：-1.m-1，陰影區(qū)值大于-1.m-1）(c)假相當(dāng)位溫（單位:K，陰影區(qū)值大于340 K）的分布638暴雨“638”

43、暴雨時(shí)期西南渦移動(dòng)路徑和1957年7月上旬連續(xù)氣旋暴雨時(shí)期氣旋移動(dòng)路徑。虛線：西南渦；實(shí)線：氣旋在“638”暴雨期間，持續(xù)暴雨與三個(gè)西南渦沿相似路徑從西南移向東北有密切關(guān)系（下圖）。下圖是8月4日08時(shí)海平面天氣圖。這時(shí)西南渦已移到河南省北部，同時(shí)與冷鋒相聯(lián)的高空槽已移到河套地區(qū)。這時(shí)暴雨區(qū)位于大尺度的濕區(qū)和位勢(shì)不穩(wěn)定區(qū)，同時(shí)也是大尺度的上升運(yùn)動(dòng)區(qū)。在這個(gè)區(qū)域內(nèi)最有利于一次次強(qiáng)對(duì)流的中尺度擾動(dòng)生成，并有利于暴雨出現(xiàn)。 1963年8月4日08時(shí)海平面天氣圖（陰影區(qū)為雨區(qū)）“638”暴雨期中尺度低空急流及其北上也十分明顯。8月4日從河西走廊又有高空槽東移，高空槽移到華北上空，變成一條南北向準(zhǔn)靜止切

44、變線，同時(shí)從河南又有一個(gè)低渦北上，這個(gè)低渦與南北向切變線相交（即所謂三合點(diǎn)）。在這三合點(diǎn)的東北象限，出現(xiàn)了8月7日這場(chǎng)暴雨。1963年8月一次中尺度低空急流過(guò)程，細(xì)實(shí)線為該日最大風(fēng)速區(qū)1963年8月7日08時(shí)地面天氣圖（陰影區(qū)為雨區(qū)）在夏季當(dāng)日本海高壓穩(wěn)定，同時(shí)在貝加爾湖地區(qū)有阻塞高壓建立，并與日本海高壓對(duì)峙時(shí)，在這兩高壓之間形成近于南北向的深厚切變線。在此輻合區(qū)中可不斷地有中尺度系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展，它們一次又一次帶來(lái)暴雨，從而形成長(zhǎng)時(shí)期的暴雨，共有14個(gè)中尺度系統(tǒng)出現(xiàn)：6個(gè)輻合中心（C），3個(gè)冷切變線（W，偏北風(fēng)與偏東風(fēng)之間的切變線），5個(gè)東風(fēng)切變線（E，東北風(fēng)與東或東南風(fēng)之間的切變線）。下圖是“

45、638”暴雨中第一個(gè)中間尺度低渦活動(dòng)時(shí)期（8月3-5日）輻合中心的流線圖。在輻合中心周?chē)?00公里以內(nèi)有強(qiáng)烈的降水發(fā)生。1963年8月3-4日輻合中心演變過(guò)程（虛線：圖上所注時(shí)間以后1小時(shí)等雨量線）；單位：毫米下圖分別是冷性切變線和東風(fēng)切變線的流線圖。冷性切變線一般是自西向東移動(dòng)的，其后部是冷空氣。它的形成與大范圍冷空氣活動(dòng)有關(guān)。東風(fēng)切變線的長(zhǎng)度一般100-200公里切變線，在下圖中，從保定北京就是一條東風(fēng)。3日至4日是冷切變線過(guò)境時(shí)引起的，每小時(shí)降水量和氣壓的曲線。1963年8月6日20時(shí)的冷性切變線（細(xì)實(shí)線為地面流線，粗實(shí)線為切變線）1963年8月7日20時(shí)的東風(fēng)切變線將同一個(gè)東風(fēng)擾動(dòng)所引

46、起的各站雨強(qiáng)躍增出現(xiàn)時(shí)刻分析等時(shí)線圖（下圖），看出雨強(qiáng)躍增是從東面開(kāi)始，然后逐時(shí)向西移動(dòng)。在東風(fēng)擾動(dòng)向西移動(dòng)的過(guò)程中降雨強(qiáng)度增加二、三倍。單站情況給出在下圖中。8月7日東風(fēng)切變線相伴的雨強(qiáng)躍增時(shí)間分布說(shuō)明在暴雨期內(nèi)中尺度系統(tǒng)活動(dòng)很頻繁。邯鄲1963年8月3-4日每小時(shí)降水量和氣壓曲線，虛線為氣壓線；直方塊為降水量冷性切變線經(jīng)過(guò)石家莊時(shí)當(dāng)?shù)貧庀笠匮葑兇藞D與下圖分別說(shuō)明冷切變線和東風(fēng)切變線過(guò)境時(shí)單站氣象要素的變化東風(fēng)切變線經(jīng)過(guò)暴雨帶內(nèi)幾個(gè)站時(shí)的要素演變小結(jié)在特定的長(zhǎng)波形勢(shì)下，天氣尺度系統(tǒng)的停滯，充分的水汽供應(yīng)以及有利的地形是造成這次持續(xù)大暴雨的原因。西南渦北上和西風(fēng)帶高空槽的活動(dòng)，是引起這次暴雨

47、的主要天氣尺度系統(tǒng)。穩(wěn)定維持的特定大環(huán)流形勢(shì)，是暴雨持續(xù)的主要原因。在這種形勢(shì)下，副熱帶高壓脊邊緣強(qiáng)勁的西南氣流，日本海高壓后部的偏東氣流和北方一股股的冷空氣，持續(xù)交匯于華北地區(qū)。貝加爾湖和日本海高壓的阻塞作用是這種形勢(shì)維持的重要條件。在這種大環(huán)流形勢(shì)下，造成西南渦和西風(fēng)槽移到河南北部變停滯，同時(shí)穩(wěn)定的西南氣流是水汽的主要來(lái)源，日本海高壓后部的偏東氣流也帶來(lái)一部分水汽。充足的水汽，保證能有持久的大降水量。另外，在華北平原西面的太行山脈對(duì)偏東氣流的抬升作用，在一定程度上加強(qiáng)和穩(wěn)定了這次暴雨過(guò)程。2012年7月21日北京大暴雨2012年 7月21-22日日降水量分布圖（單位：mm）(a)7月20日

48、08-21日08時(shí)，(b)7月21日08-22日08時(shí)門(mén)頭溝和房山7月21日-7月22日逐時(shí)降雨量（引自張大林等，2013） (b) (c)7月20日08-22日08時(shí) 500hPa圖與北京21日14時(shí)探空曲線 2102年7月20日20時(shí)-22日08時(shí)海平面氣壓場(chǎng)分布（單位：gpm, 陰影區(qū)小于1006hPa）(a)7月20日20時(shí),(b)7月21日08時(shí),(c)7月21日20時(shí),(d)7月22日08時(shí)2102年7月20日20時(shí)-22日08時(shí)850hPa風(fēng)場(chǎng)分布（單位：ms-1）（陰影區(qū)大于6 ms-1）(a)7月20日20時(shí),(b)7月21日08時(shí),(c)7月21日20時(shí),(d)7月22日0

49、8時(shí) (c)2012年7月20日20時(shí)-22日08時(shí)地面到300hPa整層積分的水汽輸送（單位：kgs-1m-1）和水汽通量散度(單位：10-5 kg s-1 m-2，陰影區(qū)表示水汽通量輻合)(a)7月20日20時(shí),(b)7月21日08時(shí),(c)7月21日20時(shí),(d)7月22日08時(shí)2、 淮河流域特大暴雨分析1975年8月5-7日河南省特大暴雨1975年8月上旬在河南省南部、淮河上游的丘陵地區(qū)發(fā)生一次歷史上罕見(jiàn)的特大暴雨（下稱(chēng)“758”暴雨），暴雨中心最大過(guò)程雨量（8月4日-8日）達(dá)1631毫米，三天（8月5-7日）最大降水量達(dá)1605毫米。下圖是5日-7日三天雨量分布圖。最強(qiáng)的雨帶呈西北東

50、南走向，位于伏牛山麓的迎風(fēng)面。4-8日超過(guò)400毫米的降雨面積達(dá)19410平方公里。駐馬店地區(qū)、許昌地區(qū)南部和南陽(yáng)地區(qū)東北部，雨量普遍大于500毫米，大雨1000毫米的降水區(qū)在京廣鐵路以西薄山水庫(kù)西北經(jīng)板橋水庫(kù)、石漫灘水庫(kù)到方城一帶。暴雨的降水強(qiáng)度極強(qiáng)，1天最大降水量為1005毫米，6小時(shí)最大降水量為685毫米，1小時(shí)最大降水量為毫米。1小時(shí)和6小時(shí)雨強(qiáng)均為我國(guó)歷史上最高記錄。“758”暴雨由三場(chǎng)降水組成。第一場(chǎng)雨出現(xiàn)在5日14時(shí)至24時(shí)，第二場(chǎng)雨出現(xiàn)在6日12時(shí)至7日04時(shí)，第三場(chǎng)雨出現(xiàn)在7日16時(shí)至8日05時(shí)。在這三場(chǎng)雨中，7日暴雨最大，5日次之，6日最小。從降水的日變化看，雨強(qiáng)上半夜最大

51、，白天比較小。這次特大暴雨，造成河南省西南部地區(qū)兩個(gè)大型水庫(kù)，不少個(gè)中型水庫(kù)幾乎同時(shí)跨壩，一時(shí)洪水泛濫，人民生命、國(guó)家財(cái)產(chǎn)遭到重大損失。造成河南這次特大暴雨的主要影響系統(tǒng)，是7503號(hào)臺(tái)風(fēng)深入內(nèi)陸。下圖臺(tái)風(fēng)活動(dòng)路徑圖。這次臺(tái)風(fēng)的特點(diǎn)是：（1）臺(tái)風(fēng)登陸后并不迅速消失，（2）路徑特殊，并在河南境內(nèi)出現(xiàn)較長(zhǎng)時(shí)期的停滯，（3）臺(tái)風(fēng)伴隨的暴雨強(qiáng)度大。這次臺(tái)風(fēng)路徑，特別是臺(tái)風(fēng)在河南境內(nèi)停滯少動(dòng)以及臺(tái)風(fēng)在陸上并不迅速消失，是與當(dāng)時(shí)大尺度形勢(shì)的變化有密切關(guān)系。在臺(tái)風(fēng)登陸前后，亞歐大陸的長(zhǎng)波形勢(shì)出現(xiàn)幾乎反位相的調(diào)整。在臺(tái)風(fēng)登陸前，東經(jīng)110度上空是長(zhǎng)波槽位置，西藏高原西部上空和日本上空是長(zhǎng)波脊所在。假如大形勢(shì)不

52、調(diào)整，臺(tái)風(fēng)在登陸后將沿長(zhǎng)波槽前部迅速轉(zhuǎn)向東行。但就在臺(tái)風(fēng)登陸前后，北半球的環(huán)流形勢(shì)出現(xiàn)一次大調(diào)整，而且變化最大的區(qū)域就在亞洲和西太平洋范圍。形勢(shì)的變化幾乎是反位相的。西藏高原西部和日本海上空變成長(zhǎng)波槽位置，而在東經(jīng)110上空建立長(zhǎng)波脊。伴隨著西風(fēng)帶大形勢(shì)的調(diào)整，在我國(guó)東部大陸上建立一個(gè)副高單體。由于大形勢(shì)做這樣的調(diào)整，使得臺(tái)風(fēng)不能轉(zhuǎn)向東行，而是在河南省境內(nèi)停滯少動(dòng)。大形勢(shì)調(diào)整同臺(tái)風(fēng)北上在時(shí)間上正好相遇，一般是不常見(jiàn)的。這次“758”暴雨就出現(xiàn)在不常遭遇的情況下。1975年8月5-7日雨量分布圖。虛線：100米等高線兩次臺(tái)風(fēng)移動(dòng)路徑a 1975年7月30日-8月3日北半球500hPa平均等高線圖

53、；b 1975年8月4日-8日北半球500hPa平均等高線圖（實(shí)線為等高線）下圖是“758”暴雨發(fā)生的天氣學(xué)模式。在暴雨過(guò)程中中尺度系統(tǒng)（雨團(tuán)）十分活躍和強(qiáng)烈，并與地形有明顯的關(guān)系?！?58”暴雨發(fā)生發(fā)展的天氣學(xué)模式1975年8月7日A、B、C三個(gè)強(qiáng)雨團(tuán)移動(dòng)路徑。圖中站點(diǎn)上方的數(shù)字為時(shí)間，站點(diǎn)下方的數(shù)字為雨量1975年8月7日12時(shí)-8日04時(shí)各站大于50毫米/小時(shí)雨強(qiáng)出現(xiàn)的總時(shí)數(shù)分布圖地形引起的上升速度使得對(duì)流發(fā)展引起降水，也能夠做為中小尺度的強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)的觸發(fā)機(jī)制，造成不穩(wěn)定能量釋放。因此在山區(qū)的迎風(fēng)坡暴雨次數(shù)增加，暴雨量增大。我國(guó)的幾次著名特大暴雨的雨量分布，都是與地形有密切關(guān)系，下圖是7

54、5年8月河南暴雨與63年8月河北暴雨的雨量廓線與地形廓線圖。在山地迎風(fēng)坡上雨量達(dá)到最大，背風(fēng)坡雨量迅速減弱，有時(shí)背風(fēng)坡的雨量?jī)H是迎風(fēng)面的十分之一。雨量分布與地形廓線的關(guān)系(a)75年8月河南暴雨；(b)63年8月河北暴雨上圖：積雨云的發(fā)展情況；中圖：流場(chǎng)及云團(tuán)（雨團(tuán)）分布；下圖：一小時(shí)降水量地形對(duì)降雨云系的增幅作用。這種增幅作用表現(xiàn)了積雨云中的冰晶或水滴對(duì)低層云的播撒作用總之，“758”暴雨下得這樣大，是由多方面因素造成的。行星尺度環(huán)流條件引起臺(tái)風(fēng)能深入內(nèi)陸，并在河南境內(nèi)停滯。天氣尺度系統(tǒng)的活動(dòng)，造成有利于中尺度系統(tǒng)生成的環(huán)流條件并為暴雨輸送大量水汽。中尺度天氣系統(tǒng)沿著同一路徑向暴雨區(qū)匯集，使

55、得在暴雨區(qū)出現(xiàn)持久的強(qiáng)對(duì)流天氣。地形條件對(duì)降水起著明顯的增幅作用。由于這些有利條件合在一起，引起甚高的降水效率，才能造成幾百年來(lái)罕見(jiàn)的一次特大洪水。3、 長(zhǎng)江流域特大暴雨分析1954年江淮持續(xù)性梅雨暴雨1954年6-7月江淮流域出現(xiàn)嚴(yán)重的洪水，該年6月長(zhǎng)江中游出現(xiàn)多次暴雨，這使得能夠調(diào)節(jié)長(zhǎng)江水量的洞庭湖、鄱陽(yáng)湖等大小湖泊都灌滿了水。到了該年7月，長(zhǎng)江流域的梅雨期并不如往年一樣在7月上旬結(jié)束，而是持續(xù)到7月底，下圖指出在該年7月份長(zhǎng)江流域的雨日超過(guò)20天。在7月上半月長(zhǎng)江干流區(qū)多次出現(xiàn)暴雨，7月下半月淮河水系多次出現(xiàn)暴雨，因此造成如圖所示的7月總降水量距平百分率分布。1954年7月份中國(guó)降水日數(shù)

56、圖1954年7月總降水量距平百分率分布圖下圖給出1954年7月東經(jīng)60-150度經(jīng)度范圍內(nèi)500hPa平均地轉(zhuǎn)風(fēng)西風(fēng)風(fēng)速隨緯度變化的廓線（實(shí)線），圖中虛線代表7月份平均西風(fēng)廓線。在多年平均7月份500hPa最強(qiáng)的平均地轉(zhuǎn)風(fēng)西風(fēng)速度出現(xiàn)在北緯度，但1954年7月最強(qiáng)西風(fēng)出現(xiàn)在北緯度，比往年7月的位置偏南10個(gè)緯度。這說(shuō)明1954年7月在亞洲北緯40度以南的副熱帶大陸仍處在西風(fēng)氣流支配下。下圖是1954年 7月東半球北緯25-45度緯度帶內(nèi)每天500hPa槽脊分布圖。由于該年7月亞洲西風(fēng)偏南，在北緯25-45度緯度帶內(nèi)仍處在西風(fēng)帶環(huán)流影響下，在該緯度帶內(nèi)從西向東移動(dòng)著的擾動(dòng)是一個(gè)接一個(gè)的。每一次高

57、空槽經(jīng)過(guò)長(zhǎng)江流域時(shí)，都帶來(lái)了暴雨。1954年7月印度也出現(xiàn)洪水，在該年7月有四次活躍的西風(fēng)帶高空槽經(jīng)過(guò)喜瑪拉雅山南麓，而在正常年份7月，西風(fēng)帶高空槽通過(guò)印度北部是很少見(jiàn)的。1954年6、7月環(huán)流形勢(shì)很相似，下圖是1954年6、7月500hPa月平均等高線圖。該月的環(huán)流形勢(shì)，最顯著的特征是1954年7月西太平洋高壓的位置，在該月副熱帶高壓脊線位于北緯20度附近，與6月的位置一樣，而在往年7月副高脊線位置位于北緯28度附近。亞洲中緯度的環(huán)流形勢(shì)是屬于典型的“梅雨形勢(shì)”，即在蘇聯(lián)濱海省上空有一個(gè)高壓脊，在我國(guó)東北南部和朝鮮北部出現(xiàn)一個(gè)切斷的低氣壓，從這個(gè)低壓區(qū)有一條槽線伸到長(zhǎng)江中游。東經(jīng)60-150度經(jīng)度范圍內(nèi)500hPa平均西風(fēng)風(fēng)速隨緯度變化分布圖。實(shí)線為54年7月；虛線代表多年7月平均。1954年 7月500hPa北緯25-45度緯度帶內(nèi)每天槽脊分布圖。細(xì)實(shí)線代表等高線；粗實(shí)線為脊線；粗虛線為槽線1954年7月500hPa月平均等圖。實(shí)線為等高線；虛線為距平零線。