第七章
第一节 降水的形成与诊断
一、降水形成过程
(一) 一般降水的形成过程（有三个条件）
1、水汽条件：水汽由源地水平输送到降水地区
2、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
3、云滴增长条件：云滴增长变为雨滴而下降
前两个条件决定于天气学条件，是降水的宏观过程，第三个条件主要决定于云物理条件，是降水的微观过程。云滴增长的条件主要决定于云层厚度，而云层厚度，由决定于水汽和垂直运动的条件，所以在降水预报中，通常只要分析水汽条件和垂直运动条件即可。一般任务云滴增长的过程有两种：一种是“冰晶效应”可促使云滴迅速增长而产生降水，在中高纬度，这种过程起着重要作用；另一种是云滴的碰撞合并作用，尤其是云层发展较厚时，这种过程更明显。
（二） 暴雨的形成条件
凡是日降水量达到和超过50.0毫米的降水称为暴雨。
有三个普遍的主要条件，分别是充分的水汽供应、强烈的上升运动、较长的持续时间，另外还有一个地形条件，就是有利的地形条件。
1、充分的水汽供应
暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的，700hpa
上比湿≥8克/千克（对北京来说，比湿≥5克/千克），是出现大、暴雨的必要条件；有了相当高的饱和比湿条件，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量很小，因此必须研究水汽供应的环流形势。
2、强烈的上升运动
强烈的上升运动只有在不稳定能量释放时，才能形成，因此暴雨预报必须分析不稳定能量的储存和释放问题，研究形成暴雨的中、小尺度系统。
二、水汽方程和降水率
（一） 水汽方程
水汽方程是表示水汽输送和变化的基本方程。单位时间内通过某一单位面积的水汽量，称为水汽通量。水汽方程表达式：
此式说明，一个运动的单位质量湿空气块，其比湿的变化等于凝结率及湍流扩散率之和。
单位时间内，某一体积所含水汽的变化量主要有四个方面的因素决定：水平方向上水汽的净流入量，垂直方向上水汽的净流入量，凝结量，湍流扩散。
（二） 降水率
单位时间内降落在地面单位面积上的总降水量，称为降水率或降水强度。表达式：
三、水汽条件的诊断分析
（一） 水汽含量 主要从以下几个湿度项目分析
1、各层比湿或露点 分析等压面上的比湿或露点的分布，就等于分析了湿度场的分布。
2、各层饱和程度 一般用温度露点差来表示空气的饱和程度，通常以（T －T d ）≤2℃的区域作为饱和区，（T －T d ）≤4～5℃的区域作为湿区。在垂直剖面图上，常使用相对湿度的分布来表示空气的饱和程度，一般≥90％作为饱和区。
3、湿层厚度 湿层越厚，降水越强，常在单站探空曲线及剖面图中分析湿层厚度作为降水预报的指标。
（二）可降水量
将某一地区上空整层大气的水汽全部凝结并降至地面的降水量成为该地区的可降水量。表达式：
一地区的可降水量的大小表示了该地区整层大气的水汽含量。一般一地区较大的降水，其量远远超过该地区的可降水量，因此某地区要下一场较大的降水，就必须要有足够的水汽从源地不断向该地区供应。
（三） 水汽通量
源地的水汽，主要是通过大规模的水汽气流被输送到降水区的，
其输送量的大小用水汽通量表示。单位时间内，通过垂直于风向的单位面积输送的水汽量可表示为ρqV ，即为水汽水平通量。通过垂直于风向的底边为单位长度，高为整层大气柱的面积上的总的水汽通量为：
（三） 水汽通量散度（公式表达）
若不考虑地形和地面摩擦的影响，且认为地面和大气层顶的垂直速度为零，则I ＝－D ，即整层水汽水平辐合的大小，近似的等于降水率。 另外，由于：，可见水汽通量散度由两部分组成，一部分为水汽平流（右端第一项），另一部分为风的散度（右端第二项）。
（四） 水汽的局地变化
某地区水汽的变化取决于四项：比湿平流，比湿垂直输送，凝结、蒸发，湍流扩散。
总之，分析水汽条件主要是分析大气中的水汽含量及其变化、水汽通量和水汽平流等。水汽通量辐合主要决定于空气的水平辐合，因而决定于垂直运动的条件。
四、垂直运动条件的诊断分析
对垂直运动的诊断分析主要是通过分析水平风场和温压场来进
行，前者主要是利用连续方程进行诊断，后者主要是利用ω方程进行诊断。
（一） 用连续方程诊断垂直运动
由第一章已知“p ”坐标系中的连续方程为：
将上式由地面（p 0）到某层(p)积分得：
(7.19)
式中ωp 0，是地面垂直速度，下面将要进一步讨论。如果地面
平坦且摩擦较小时，可以认为ωp 0＝0，而上式可简化为：
(7.20)
上式的意义是p 层的垂直速度，由p 层以下整层的水平散度之和所决定。当水平散度之和为辐台时，p 层有上升运动(ωp
有下沉运动。因此，可以根据(7．20) 式用大气低层风场的水平散度大致估计对流层中层的垂直运动，一般大气中层垂直运动较高层低层大，与降水的关系密切。
若对连续方程由大气层顶(p=0)到p 层积分则得；
因为在大气层顶ω0＝0，所以上式可以写成：
（7.21） 其意义是p 层的垂直速度也可由p 层以上的水平散度之和来决定。当水平散度之和为辐散时，p 层有上升运动（ωp
称为“抽气”作用。反之，当水平散度之和为辐合时，p 层有下沉运动。因此，也可以根据(7．21) 式用大气高层风场的水平散度大致估计对流层中层的垂直运动。
1、低层散度的诊断
（1） 通常可用850hpa 或700hpa 图上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水。有以下几种降水分布型式可在日常预报中参考使用（阴影区为降水区）：
（a 风速辐合、b 风向辐合）
（a 风向切变、b 冷锋式辐合与切变相结合、c 暖锋式辐合与切变）
（a 风向风速辐合、b 风向辐合与风速切变相结合）
（2） 流畅散度主要是由非地转风所造成的。我们可以用地面图上的变压（一般用△p 3）或低层等压面图上的变高分布来诊断散度，从而诊断垂直运动。在正变压中心有辐散下沉运动，负变压中心有辐合上升运动，中心数值愈大，愈明显。
西风带低层系统一般是向东移动的，故在低压东部．高压西部为负变压区，因而有上升运动；反之，低压西部、高压东部为正变压区，故有下沉运动。低压加深、高压减弱时有上升运动，低压减弱、高压加强时有下沉运动。
2、高层散度的诊断
由于高层测风记录误差较大，用风场直接分析判断散度有困难。根据卫昆云图上高云云系的辐散结构来判断高层辐散是一个较好的方法。在天气图上一般都利用高层的涡度平流来分析判断高层辐散，从而估计垂直运动。
此式说明，水平散度可从下面三项判断：第一项为相对涡度局地变化项；第二项为相对涡度平流项；第三项为纬度效应（即地转涡度
平流）项。
高层散度主要决定于相对涡度平流。槽前有正的相对涡度平流，因而槽前有辐散上升运动，槽后有负的相对涡度平流，因而槽后有辐合下沉运动。当高空槽位于高空急流轴上时，相对涡度平流更强，因而在这里有强的垂直运动。为了分析高层散度，最好用200百帕或300百帕图。
（二） 用ω方程诊断垂直运动
1、热成风对相对涡度平流的作用
热成风对绝对涡度的平流是决定垂直运动的主要因子。可只利用某一层等压面的温压场资料，就可判断垂直运动。当热成风对相对涡度平流为正时，有上升运动；反之，有下沉运动。
上图表示涡度平流和冷暖平流对垂直运动贡献一致。图中虚线为等温线，实线为等高线，点划线为等ζg 线。在高空槽前，有暖平流和正的涡度平流，二者都对上升运动有贡献。所以总的效果显然亦为上升运动。在高空槽后为冷平流及负涡度平流，二者都对下沉运动有贡献，其总的效果也很明显，是下沉运动。按热成风对相对涡度平流的作用，槽前为正，有上升运动，槽后为负，有下沉这动，与上述结果是一致的。
下图表示涡度平流和冷暖平流对垂直运动贡献相反。
图中高空槽前为冷平流，对下沉运动有贡献，而正涡度平流对上升运动有贡献，其对垂直运动的总效果就不明显。同理，槽后的总效果也不明显。如按热成风对相对涡度平流，则槽前为正，明确表明为上升运动。槽后为负，麦明为下沉运动。在日常分析顾报中如不分析等涡度线，可根据等高线的形势大致估计涡度的分布，进而判断垂直运动。
2、非绝热加热对垂直运动的贡献
在非绝热加热作用中，以凝结潜热释放为主，释放出的凝结潜热所引起的垂直上升运动，必须在其他原因造成了上升运动基础上才能产生。因此，人们常把凝结潜热引起的上升运动称为降水对于上升运动的反馈作用。根据实际资料的分析，一般认为在满足下列三条件的地区才可能有潜热释放：
① 摩擦层中有水汽通量的净辐合；
② 有其他原因造成的上升运动；
③ 空气近于饱和，例如规定T —T d ≤4℃。
五、地形和摩擦对降水的影响
（一） 地形的动力作用
地形对降水关系很密切，在同样的天气形势下，迎风坡的降水要比其他地区大。在一定的条件下，地形对降水有两个作用，一是动力作用，二是云物理作用。动力作用中主要是地形的强迫抬升。由于地形抬升产生的上升运动和下沉运动是随高度减弱的；地形的动力作用还表现在地形使系统性的风向发生改变，从而在某些地方产生地形辐合或辐散，因而影响垂直运动和降水。例如当盛行风朝着喇叭口地形灌进时，由于地形的收缩，常常引起辐合上升运动的加强和降水量的增大。所谓喇叭口地形即是三面环山，一面开口的谷地。
（二） 地形的云物理作用
地形可以改变降水形成的云雾物理过程，使得已经凝结的水分，高效率地下降为雨，从而增加降水量。地形对降水形成的云雾物理过程的改变方式是复杂的。从现有的研究成果来看，可能有四种情况：
1、对流层中部层状云和低云的相互作用；2、对流层中部层状云和积雨云的相互作用；3、积雨云和低空层状云的相互作用；4、对流层中部不稳定与低云的相互作用。
（三） 摩擦作用
在近地面层中由于摩擦作用，风由高压吹向低压时，在气旋性涡度的地区，便会出现摩擦辐合，并有上升运动形成；而在反气旋性涡度的地区，则出现辐散下沉运动。
摩擦对于降水的重要贡献主要是提供了降水的水汽来源。计算表明，在暴雨区上空，高层的水汽辐合通量是微不足道的，主要是靠700百帕以下的水汽辐合通量来供给水汽。低层幅合的水汽直接在低
启凝结成雨的仅占一半，其余一半则通过700百帕面向上输送到高层而后凝结成雨。因此，摩擦辐合有利于将雨区四周摩擦层中的水汽集中地向高层输送，从而使降水加强。例如台风登陆后，由于摩擦影响，中心强度虽然迅速减弱，但由于系统仍有一定的强度，摩擦幅合上升运动较大，所以在系统减弱的同时，仍可发生较大的降水。
第二节 大范围降水的环流特征
一、 中国降水的气候概况
(一) 中国各地雨量和雨季（了解）
雨季：夏季的连阴雨期，它们都是在大范围的环流形势稳定的背景下产生的，但因夏季水汽充沛，降水量多，故，夏季的连阴雨期一般称为雨季。
一般的讲，从东南沿海向西北内陆减少。大多数地区雨量多集中在夏季，有明显的雨季、干季之分。
高原（东北部比西南、西北部开始早、结束晚）
云贵高原——5月下旬到10月下旬
青藏高原——6月中旬到10月下旬
新疆 全年平均 雨季、干季不明显
东部地区（南部比北部开始早、结束晚）
华南沿海——4月到10月中旬
长江流域——6月上旬——9月初
华北东北——7月中旬——8月底
（二）东亚环流的季节变化与雨带活动
大雨带的位移与西太平洋副热带高压脊线、100百帕青藏高压、副热带西风急流以及东亚季风的季节变化有关。
3月下旬至5月上旬（江南春雨期）——停滞在江南地区、雨量较小 5月中旬至6月上旬（华南前汛期）——停滞在华南，雨量迅速增大 6月中旬至7月上旬（江淮梅雨）——停滞在长江中下游
7月中旬至8月下旬（华南后汛期）——停滞华北、东北，由于热带系统影响华南在此出现雨带
8月下旬雨带迅速南撤
9月中旬至10月上旬（淮河秋雨期）——停滞在淮河流域雨量较小 此后 全国降水全面减弱
大雨带的南北位移与东亚环流的季节变化关系密切，一般雨带位于：副高脊线北侧8～10纬度；100百帕青藏高压北侧；副热带西风急流南侧。
（三）中国暴雨的分布特征
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。
长江中下游和淮河流域暴雨——6～7月梅雨锋上西南涡引起
黄河中下游和海河流域暴雨——7～8月四川移出的西南涡和青海移出的西北涡
长江与华南沿海之间暴雨少，因西南涡从此经过较少且季节较早 我国暴雨多发生在暖季，因为我国位于亚洲季风区，夏季风带来充沛的水汽和层结不稳定，同时与大气环流的季节变化有关。
大多数暴雨与中高纬南侵冷空气有关。
二、 华南前汛期降水
（一） 一般特征
4～6月华南前汛期，主要发生在副高北侧的西风带中。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，主要是北方冷空气入侵形
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，降雨量
增大，雨带主要位于冷锋前部的暖区之中。
5月中旬后夜雨现象非常明显。
（二） 500百帕环流特征
华南前汛期是在一定的中高纬和低纬环流背景下生成的，每次降水过程500百帕上中高纬和低纬都有低槽活动，二者结合可产生较强降水，根据500百帕流场可以分为三种类型。
1 两脊一槽型
2 两槽一脊型
3 多波形
各型的共同特征:
副热带高空西风急流北跳稳定在北纬30度以北
副高脊线稳定在北纬18度附近或其以南地区
华南上空为平直西风带 低层常存在南北两条低空急流
在这种形势下，北方冷空气南下与活跃的东亚季风交汇于华南，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，为华南暴雨提供有利的高空辐散条件
（三） 锋前暖区暴雨
锋前暖区暴雨是华南前汛期暴雨的一个重要特色，暖区暴雨局地
性强。
由于锋前暖区受潮湿不稳定的西南气流控制，只要在边界层存在使不稳定能量释放的触发机制。就会产生暴雨，触发机制可分为三类：
1. 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是产生暴雨的主要水气来源，因此，边界层内侵入的浅薄冷空气不仅触发了对流，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850百帕，降水立即结束，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。
2. 地形对暖区暴雨的作用（了解）
3. 海陆分布对暖区暴雨的作用（了解）
三、 江淮梅雨
每年夏初，在湖北宜昌以东北纬28～34度之间的江淮流域常会出现连阴雨天气，雨量很大，这一时期正是江南梅子黄熟季节，故称“梅雨”
（一） 梅雨的气候特征
天气特征：长江中下游多阴雨天气，雨量充沛，相对湿度很大，日照时间最短，降水一般为连续性，但常有阵雨或雷雨，有时可达暴雨程度。
典型梅雨：一般出现于6月中旬至7月上旬（20～24天）， 入梅日期大多在6月6～15日（早晚可差40天），出梅日期大多在7
月6～10日（早晚可差46天）。
早梅雨：出现于5月份的梅雨，平均开始日期为5月15日（14天），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跳而是南退，以后雨带如再次北跃就会出现典型梅雨。
梅雨的年际变化很大，每年梅雨雨量的多少和地区分布均有显著差异。
丰梅类（30％）
枯梅类（20％）
雨带类（50％）：江枯淮多型 南枯江淮局地多雨型 南多北少型
（二）环流特征
1. 高层
高层（100百帕或200百帕）的南亚高压从高原向东移动，位于长江流域上空（高压脊位于北纬30度以南），当高压消失或东移出海时，梅雨即告结束。
2. 中层
中层（500百帕）环流形势稳定
低纬：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，在东经120度处的脊线位臵稳定在北纬22度左右。在印度东部或孟加拉湾一带有一稳定低压槽存在。 长江中下游地区盛行西南风，与北方来得偏西气流构成气流汇合区，有利于锋生并带来充沛的水汽。
中纬：巴湖及东亚东岸（河套到朝鲜）建立了两个稳定的浅槽
高纬：阻高活动
1）三阻型（北纬50～70度的高纬地区常存在三个稳定阻高）
东阻高——勒拿河、雅库茨克一带
西阻高——欧洲东部
中阻高——贝湖西北方
阻高南部亚洲范围北纬35～45度为平直强西风带，且有锋区配合，其上不断有短波槽生成东移，但不发展。
冷空气路径有两支：一支从巴湖冷槽内分裂出来，随短波槽东移，经我国新疆和河西走廊南下；另一支从贝湖南下。
2）双阻型（标准型）（北纬50～70度的高纬地区常存在两个稳定阻高）
西阻——乌拉尔山附近
东阻——雅库茨克附近
阻高之间为宽广的低压槽，北纬35～40度平直西风。
贝湖西面的低槽内不断冷空气南下：一支巴湖附近低槽冷空气南下；一支贝湖南下。
3）单阻型（北纬50～70度的高纬地区常存在一个稳定阻高） 位于贝湖北方，此时我国东北低槽的尾部可以伸到江淮地区。 冷空气从贝湖以东沿东北低压后部南下，到达长江流域。有时也有小股弱的冷空气从巴湖移来。
3. 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
合一次短波活动所造成的，其过程大致有以下两种：
（1） 地面图——江淮流域静止锋停滞
850或700百帕——江淮切变线，切变线南有与之平行的
低空西南风急流，雨带主要位于低空急流与700百帕切
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
空常有西南低涡与之配合沿切变线东移，而在地面上，
则会引起静止锋波动，产生江淮气旋。这种气旋不发展，一次次气旋活动产生一次次暴雨过程。
（2） 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。
综上所述：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）江淮梅雨锋结构
梅雨锋与华南静止锋或冷锋结构不同：
水平温度梯度比华南锋面上的小得多，但湿度梯度仍然较大。
此外，梅雨锋上的积云对流也较华南锋面强。这种结构变化主要是锋面北侧大陆增暖较锋前快，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，使得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加强，产生强的积云对流。
造成水平温度变化不均匀的原因：
（1）北纬30度以北的地区受变性高压控制，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。
（2）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。
梅雨锋的主要特点是湿度对比，温度梯度时有时无，当大陆升温较晚时，梅雨锋上也可有较强的温度对比，当大陆升温较早时，梅雨锋的温度对比不明显。
梅雨锋上虽无较强温度梯度，但常与江淮切变线相对应，其上有西南涡不断形成和东移，可产生强烈降水。同时再切变线之南，副高北侧存在西南风低空急流，更有利于暴雨的产生。
四、华北与东北雨季降水
（一） 气候概况
1. 降水强度大，持续时间短
2. 降水的局地性强，年际变化大
3. 降水时段集中 华北（6～8月） 东北（7月中～8月中）
4. 暴雨与地形关系密切（山脉迎风面和山区）
（二） 环流特征
华北暴雨形势：
东高西低或两高对峙（a ）
三高（日本海高压 青藏高压 贝湖高压）并存(b)
北上台风深入内陆受阻停滞或切断冷涡稳定少动
(c)
(三) 产生特大暴雨的关键系统
日本海高压：1）阻挡低槽东移，并和槽后青藏高压脊对峙形
成南北向切变线。使西南涡在此停滞；
2）高压南侧东南气流可向华北地区输送水汽。
五、长江中下游春季连阴雨
每年3～4月，长江中下游各省往往会出现持续5～7天或10天以上的连阴雨天气，有时持续一个月以上，这种连阴雨一般降水强度不大，降水时温度低，故称低温阴雨。
1. 欧亚阻高型
2. 北方大低涡型
共同特点：南支急流与北支急流上的槽脊在亚洲位相不同，甚至相反，
这样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。
六、行星尺度天气系统对暴雨的作用
1、 影响和制约天气尺度系统，使之在一固定地带活动或停滞。
2、 输送水汽
3、 大致决定了雨带发生的地点、强度和持续时间。
主要行星尺度系统：
（一） 西风带长波槽
1、 巴湖
2、 贝湖
3、 太平洋中部大槽
4、 青藏高原西部低槽
（二） 阻塞高压
1、 乌山阻高
2、 雅库茨克—鄂霍茨克阻高
3、 贝湖阻高
（三） 副高
（四） 热带环流
第三节 降水的天气尺度系统
一、低空切变线
一般把出现在低空（850hp 和700hp ）风场上具有气旋式切变的不连续线称为切变线。我国南方切变线多为东西向，北方切变线多为南北向。春季－华南切变线；6～7月初，江淮切变线；7月中旬～8月，华北切变线。
江淮切变线可分为冷锋式切变线、暖锋式切变线和准静止锋式切变线三种。一般呈准静止锋式，但当切变线上有西南涡活动时，则在低涡前方的切变线就成为暖锋式的，低涡后方的切变线就成为冷锋式的。两高之间的切变线则是准静止式的。江淮切变线常与地面静止锋或缓行冷锋相配合。
（一）江淮切变线的降水
1、
2、
3、
4、 大多数江淮切变线过程都能带来暴雨 降水多位于地面锋线的北部、700hp 切变线以南的地区。 风速偏南分量愈大，则上升速度愈强而降水量愈大。 冬半年多连续性降水，雨区较宽而雨量较小。夏半年常出现雷阵雨，降水区窄而降水量大。
5、 江淮切变线上产生的暴雨与西南涡是分不开的。
（二）江淮切变线的形成
当江淮流域高空500hp 图上西风气流较平直，西太平洋副高呈东西向时，从西经河西一带东移的西风槽比较平浅，多不发展。这时700hp 槽线在移动过程中，南端就受到副热带高压的阻挡，槽线停滞
或移动缓慢，而北端则继续东移，遂使槽线顺转而成为东西向的切变线。在这种形势下，槽后常有小高压中心形成并向东移动。切变线就处于此小高压与副热带高压之间。
（三）江淮切变线的移动
1、
2、 当高空槽加深，地面气旋发展时，处于槽后的切变线南移。 冷锋式切变线南移，暖锋式切变线北移，所以当有低涡沿切变线东移时，涡前切变线北抬，涡后切变线南压，东移过去一个低涡，切变线就南北摆动一次。
3、 如西太平洋副热带高压脊势力加强而北上，则整个切变线也北抬；反之，如高脊势力减弱而东南撤退，则整个切变线也南移。
（四）江淮切变线的转换
旧的切变线消失，新的切变线建立过程，即切变线的新陈代谢过程，一般称为切变线的转换。
（五）江淮切变线的消失
江淮切变线的消失，常是伴随着高空由纬向环流转变为经向环流。分为两类：1、切变线南移逆转为西风带低槽而消失；2、切变线北方小高压合并于副热带高压而消失。
二、低空低涡
存在于离地面2～3公里的低空闭合小低压，包括西南涡、西北涡、高原涡。
（一）西南涡：指形成于四川西部地区，700（或850）百帕上的具有气旋性环流的闭合小低压，其直径一般在300～400公里作用。
1、 西南涡的形成
（1） 西南的地形在起作用。首先，四川盆地处于西风带的背风坡，
有利于降压而形成动力性涡旋。其次，由于高原阻挡，西风气流从高原的南北两侧绕过，从南侧绕过的西风气流，由于受高原侧向边界的摩擦作用而产生气旋性涡度，终于形成低涡。
（2） 500hp 面上由高原槽东移。槽前正涡度平流所造成的低层减
压，是西南涡形成的一个重要因素。
（3） 700hp 上要有能使高原东南侧的西南气流加强，并在四川盆
地形成明显的辐合气流的环流形势。
2、 西南涡的移动
（1） 路径有三：一条是向东南移动；二是沿长江东移入海；三是
向东北方向移动。
（2） 当东亚沿海大槽显著发展，太平洋高压位臵偏南，低涡多向
东南方向移动；若东部无大槽，太平洋高压较强，低涡多向东北方向移动；若太平洋高压强度较弱或正常，低涡都向正东方向移动。
（3） 西南涡的移向与相应500hp 面上气流方向基本一致，但略偏
南些；移速则为500hp 面上风速的50～70％。
（4） 位于切变线上的西南涡，常沿切变线东移。
3、 西南涡的发展
（1） 如冷空气从低涡的西部或西北部入侵，低涡则东移发展；如
冷空气从东部或东北部入侵，这会使西南涡的气旋式环流减弱，低涡填塞。
（2） 500hp 上青藏高原低槽发展东移，有利于西南涡的东移和发
展。当500hp 上西北槽较强，且南伸至较低纬度时，如西南涡在槽前，或槽线的延长线上，构成所谓“北槽南涡”形势时，有利于低涡的东移和发展；相反，当西北槽位臵偏北或在减弱中，或低涡位于槽后，就不利于西南涡的发展。
4、 西南涡的天气
西南涡在原地时，可产生一些阴雨天气。当低涡移出时，无论低涡是否发展或是否有地面锋面配合，绝大部分都有降水，雨区主要分布在低涡的中心区和低涡移向的右前方。原因：a 、低涡右侧常是副热带高压边缘的低空急流所在，在这里有充分的水汽供应；b 、因风速大，在低涡南侧的曲率涡度（V/Rs ）也大。当低涡移动时，在低涡
右前侧有较强的正的局地涡度变化（），因而产生较强的负变压。其变压风促使气流辐合上升，同时低涡中心也有较强的摩擦辐合上升运动，所以在这两个部位都有较强的降水。当有地面锋面气旋与低涡配合时，因气旋中心一般也位于低涡的右前方，低涡右前方也会有较强的降水。在低涡左前方降水较小，而在低涡后部，则基本上无雨。
低涡天气有日变化，一般夜间或清晨比白天坏些。
低涡发展东移时，雨区也不断扩大和东移，降水强度逐渐增强。同时，西南涡的东移和发展，往往引起地面锋面气旋的发生发展。
三、高空冷涡
1、东北冷涡定义：指在我国东北附近地区具有一定强度（闭合等高线多于两根）、能维持3～4天、具有深厚冷空气（厚度至少达300～400米）高空的气旋性涡旋。一年四季都可出现，以5、6月为最多，以8月和3、4月为最少。
2、东北冷涡的发生发展过程
分两种情况
第一种情况是高空西风槽加深，槽的南部断离母体而形成冷涡。 第二种情况是有两个或更多的低压北上与东北低压合并，于是高空槽充分加深形成冷涡。
3、 东北冷涡的天气
冬季，在冷涡形势下，东北地区是一种低温天气，并会出现冰晶结构的低云，看起来象卷云和卷层云。
东北冷涡天气具有不稳定的特点。冬季，它可以有很大的阵雪。
夏季常造成东北、华北和内蒙的雷阵雨天气。因为冷涡在发展阶段，其温压场结构并不完全对称，所以在它的西部常有冷空气不断补充南下，在地面图上则常常表现为一条条副冷锋南移，有利于冷涡的西、西南、南到东南部位发生雷阵雨天气。
冷涡降水有明显的日变化，一般以午后到前半夜比较严重。
四、低空急流
（一）定义：是与强降水相联系的低空急流，是位于600～900百帕之间水平动量集中的气流带，风速≥12米/秒。一般为西南低空急流，其两侧有较强的风速水平切变。在垂直方向上有两种情形，一种是具有风速极大值，急流轴上下均有明显的风速垂直切变。一种是急流上下风速均随高度减小，只是在急流之上随高度减弱较慢或风速上下几乎相等。
（二）环流背景与结构
西南风低空急流存在于副热带高压的西侧或北侧，它的左侧常有低空切变线和低涡活动。低空急流多位于高空急流入口区的右侧或南压高压东部脊线附近。与低空急流相伴的强降水区位于低空急流的左侧，低空切变线的右侧。南方的低空急流多呈纬向型，北方的低空急流多呈经向型。
（三）低空急流的形成与维持机制
由于在高空急流入口区的右侧有正的涡度平流，这里高空有气流辐散，低层气压降低。一方面高空辐散的气流随南亚高压东侧的偏北气流向南流动。由于从高压向外流动，气压力作功使高压北测的气压
梯度加大，高压中的气流向北流动产生辐合上升气流并有西南涡生成。同时气压力作功又使气流加速，西南气流加强。从高空东风急流北侧下沉的气流与低层向北流动的气流相连接构成了一个垂直反环流。由于大气潮湿不稳定，低层辐合上升气流中将有对流发展，水汽大量凝结产生暴雨，凝结潜热的释放又使低层气压降得更低，南高北低的气压梯度更大，偏南气流加速更快，结果导致低空急流的形成或维持。
与暴雨相联系的低空急流的另一显著特征是实际风速常常大于地转风速，即为超地转风。按照大气地转适应理论，当扰动水平尺度L 小于特征尺度L 0时，就会发生重力惯性波不稳定，地转适应不能成
立，气流将不断的加速，使实际风速超过地转风速。用公式表示为：
L
L> L0 稳定（地转适应）
式中R 0＝C m /f称为Rossby 变形半径。
（四）低空急流与暴雨
低空急流与暴雨的相互作用，就是经向垂直环流与暴雨的相互作用。当高空急流入口区右侧产生经向垂直反环流后，低层西南涡东移，在西南涡与副热带高压之间产生弱的低空急流。垂直反环流低层的偏南气流将低空急流南侧的潮湿不稳定空气主要从急流之下的边界层内向北输送，在低空急流北侧生成暴雨。暴雨的生成又加强了垂直反环流及低空急流。如此循环二者皆得到加强。
（五）低空急流的活动
1、 华南前汛期的低空急流可分为三类：（1）、南移类；（2）、北移类；（3）、复合类。
2、 边界层急流定义：低空急流的下方边界层内常伴有偏南风最大风速轴，当其风速达到12米/秒以上时称为边界层急流。暴雨就发生在这两支急流交点的北侧，其几率几乎达到100％。
五、天气尺度系统对暴雨的作用
天气尺度系统对暴雨的作用主要表现在以下几个方面
（一） 制约和影响形成暴雨的中尺度系统的活动
（二） 供应暴雨区的水汽
式中为单位面积的整个大气柱中的凝结量。 上式说明，整层大气的水汽凝结量（即降水量）等于该大气柱中的水汽通量辐合与水汽局地变化之和。
暴雨区水汽辐合主要集中于低层，900hp 附近最大，向上向下减少。600hp 以上已转为辐散。
（三） 对暴雨作用的天气尺度系统的活动特点
1、当天气尺度系统强烈发展或停滞摆动时，易造成较强而持续的暴雨。
2、各种天气尺度系统的迭加也会使降水量加大。
3、 在稳定的环流形势下，天气尺度系统沿同一路径移动，因此在此路径上的地区，往往受若干个天气尺度系统的重复作用，接连出现几次暴雨，形成持续性特大暴雨。
4、若干个不同的天气尺度系统在同一地区经过，也能造成持续性暴雨。
第四节 暴雨中尺度系统
一、 中尺度雨团
中尺度雨团是由10公里左右的降水单体所组成的，并伴有10－4的低空辐合。中尺度雨团是由中尺度扰动将小尺度的积云对流组织而成。在雷达平面位臵显示器上表现为由明亮的回波单体组成的中尺度回波团。在距离高度显示器上则表现为柱状回波。
与中尺度雨团相配合的中尺度系统有中尺度低压（或负变压中心）、气旋性辐合中心、辐合线和切变线等。
1、
2、 中尺度低压 中尺度辐合中心
流线从各个方向气旋式地朝一点辐合形成辐合中心。
3、 中尺度切变线
在切变线上有明显的气旋式风向转变。在地面上有两种中尺度切变线。一种是偏北风与偏东风之间的切变线，称为冷性切变线。另一种切变线是由北东北（或东北）风与东南风之间构成的切变线，称为东风切变线。东风切变线雨强（40毫米/时），冷性切变线雨强（20毫米/时）。
4、 中尺度辐合线
在辐合线前方风速小，后方风速大，在辐合线上，有较强的风速辐合。
二、 中尺度雨带
在大尺度天气背景下产生的中尺度雨团，有时排列成带状，称为
中尺度雨带。
中尺度雨团常排列成中尺度雨带的原因？中尺度雨团在发生源（发生地点）不断发生后，即沿着中层气流方向移动，直至消失为止，于是降水就沿着气流的方向排列成行。
三、 中尺度系统的不稳定发展及触发条件
中尺度雨团或雨带总是在一定的天气尺度背景下生成的。这些背景包含两方面的条件：一是使中尺度系统得以不稳定发展的环境条件；另一是不稳定发展的触发条件。
(一) 对称不稳定
当大气处于弱的层结稳定状态时，虽然在垂直方向上不能有上升气流的强烈发展，但在一定条件下可以发展斜升气流。这种机制称为对称不稳定。它可以用来解释与锋面平行的中尺度雨带的形成和发展。
所谓对称稳定度实际上是大气中垂直方向上的静力稳定度和水平方向上的惯性稳定度相结合而产生的一种大气在倾斜方向运动的稳定度判据。在潮湿大气中大气静力稳定度的判据是
（二）暴雨中尺度系统的触发条件
1、锋面抬升；2、露点锋或干锋抬升；3、能量锋与Ω系统的触发；
4、地形抬升作用；5、近地层加热的不均匀性；6、重力波的抬升作用；7、雷暴前方伪冷锋的抬升作用；8、海陆风辐合抬升。
第五节 不同高度急流对暴雨生成的作用
一、 超低空南风急流对暴雨的作用
1、 是暴雨区所需水汽的提供者
2、 是暴雨区超低空对流不稳定层结的建立者和维持者
3、 是暴雨区超低空天气尺度上升气流的建立者和对流不稳定能量释放的触发者。
二、 低空西风急流对暴雨的作用
1、 是暴雨区低空对流不稳定层结的建立者和维持者；
2、 是暴雨区超低空天气尺度上升气流的建立者和对流不稳定能量释放的触发者。
三、 高空西风急流对暴雨的作用
高空西风急流的作用主要表现为其强的风速切变和水平切变。 综上所述，3种急流在这次暴雨过程中皆具有重要作用，相对来说，超低空南风急流起到了决定性的作用，因为大量的水汽通量辐合是暴雨产生的根本条件。
第七章
第一节 降水的形成与诊断
一、降水形成过程
(一) 一般降水的形成过程（有三个条件）
1、水汽条件：水汽由源地水平输送到降水地区
2、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
3、云滴增长条件：云滴增长变为雨滴而下降
前两个条件决定于天气学条件，是降水的宏观过程，第三个条件主要决定于云物理条件，是降水的微观过程。云滴增长的条件主要决定于云层厚度，而云层厚度，由决定于水汽和垂直运动的条件，所以在降水预报中，通常只要分析水汽条件和垂直运动条件即可。一般任务云滴增长的过程有两种：一种是“冰晶效应”可促使云滴迅速增长而产生降水，在中高纬度，这种过程起着重要作用；另一种是云滴的碰撞合并作用，尤其是云层发展较厚时，这种过程更明显。
（二） 暴雨的形成条件
凡是日降水量达到和超过50.0毫米的降水称为暴雨。
有三个普遍的主要条件，分别是充分的水汽供应、强烈的上升运动、较长的持续时间，另外还有一个地形条件，就是有利的地形条件。
1、充分的水汽供应
暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的，700hpa
上比湿≥8克/千克（对北京来说，比湿≥5克/千克），是出现大、暴雨的必要条件；有了相当高的饱和比湿条件，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量很小，因此必须研究水汽供应的环流形势。
2、强烈的上升运动
强烈的上升运动只有在不稳定能量释放时，才能形成，因此暴雨预报必须分析不稳定能量的储存和释放问题，研究形成暴雨的中、小尺度系统。
二、水汽方程和降水率
（一） 水汽方程
水汽方程是表示水汽输送和变化的基本方程。单位时间内通过某一单位面积的水汽量，称为水汽通量。水汽方程表达式：
此式说明，一个运动的单位质量湿空气块，其比湿的变化等于凝结率及湍流扩散率之和。
单位时间内，某一体积所含水汽的变化量主要有四个方面的因素决定：水平方向上水汽的净流入量，垂直方向上水汽的净流入量，凝结量，湍流扩散。
（二） 降水率
单位时间内降落在地面单位面积上的总降水量，称为降水率或降水强度。表达式：
三、水汽条件的诊断分析
（一） 水汽含量 主要从以下几个湿度项目分析
1、各层比湿或露点 分析等压面上的比湿或露点的分布，就等于分析了湿度场的分布。
2、各层饱和程度 一般用温度露点差来表示空气的饱和程度，通常以（T －T d ）≤2℃的区域作为饱和区，（T －T d ）≤4～5℃的区域作为湿区。在垂直剖面图上，常使用相对湿度的分布来表示空气的饱和程度，一般≥90％作为饱和区。
3、湿层厚度 湿层越厚，降水越强，常在单站探空曲线及剖面图中分析湿层厚度作为降水预报的指标。
（二）可降水量
将某一地区上空整层大气的水汽全部凝结并降至地面的降水量成为该地区的可降水量。表达式：
一地区的可降水量的大小表示了该地区整层大气的水汽含量。一般一地区较大的降水，其量远远超过该地区的可降水量，因此某地区要下一场较大的降水，就必须要有足够的水汽从源地不断向该地区供应。
（三） 水汽通量
源地的水汽，主要是通过大规模的水汽气流被输送到降水区的，
其输送量的大小用水汽通量表示。单位时间内，通过垂直于风向的单位面积输送的水汽量可表示为ρqV ，即为水汽水平通量。通过垂直于风向的底边为单位长度，高为整层大气柱的面积上的总的水汽通量为：
（三） 水汽通量散度（公式表达）
若不考虑地形和地面摩擦的影响，且认为地面和大气层顶的垂直速度为零，则I ＝－D ，即整层水汽水平辐合的大小，近似的等于降水率。 另外，由于：，可见水汽通量散度由两部分组成，一部分为水汽平流（右端第一项），另一部分为风的散度（右端第二项）。
（四） 水汽的局地变化
某地区水汽的变化取决于四项：比湿平流，比湿垂直输送，凝结、蒸发，湍流扩散。
总之，分析水汽条件主要是分析大气中的水汽含量及其变化、水汽通量和水汽平流等。水汽通量辐合主要决定于空气的水平辐合，因而决定于垂直运动的条件。
四、垂直运动条件的诊断分析
对垂直运动的诊断分析主要是通过分析水平风场和温压场来进
行，前者主要是利用连续方程进行诊断，后者主要是利用ω方程进行诊断。
（一） 用连续方程诊断垂直运动
由第一章已知“p ”坐标系中的连续方程为：
将上式由地面（p 0）到某层(p)积分得：
(7.19)
式中ωp 0，是地面垂直速度，下面将要进一步讨论。如果地面
平坦且摩擦较小时，可以认为ωp 0＝0，而上式可简化为：
(7.20)
上式的意义是p 层的垂直速度，由p 层以下整层的水平散度之和所决定。当水平散度之和为辐台时，p 层有上升运动(ωp
有下沉运动。因此，可以根据(7．20) 式用大气低层风场的水平散度大致估计对流层中层的垂直运动，一般大气中层垂直运动较高层低层大，与降水的关系密切。
若对连续方程由大气层顶(p=0)到p 层积分则得；
因为在大气层顶ω0＝0，所以上式可以写成：
（7.21） 其意义是p 层的垂直速度也可由p 层以上的水平散度之和来决定。当水平散度之和为辐散时，p 层有上升运动（ωp
称为“抽气”作用。反之，当水平散度之和为辐合时，p 层有下沉运动。因此，也可以根据(7．21) 式用大气高层风场的水平散度大致估计对流层中层的垂直运动。
1、低层散度的诊断
（1） 通常可用850hpa 或700hpa 图上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水。有以下几种降水分布型式可在日常预报中参考使用（阴影区为降水区）：
（a 风速辐合、b 风向辐合）
（a 风向切变、b 冷锋式辐合与切变相结合、c 暖锋式辐合与切变）
（a 风向风速辐合、b 风向辐合与风速切变相结合）
（2） 流畅散度主要是由非地转风所造成的。我们可以用地面图上的变压（一般用△p 3）或低层等压面图上的变高分布来诊断散度，从而诊断垂直运动。在正变压中心有辐散下沉运动，负变压中心有辐合上升运动，中心数值愈大，愈明显。
西风带低层系统一般是向东移动的，故在低压东部．高压西部为负变压区，因而有上升运动；反之，低压西部、高压东部为正变压区，故有下沉运动。低压加深、高压减弱时有上升运动，低压减弱、高压加强时有下沉运动。
2、高层散度的诊断
由于高层测风记录误差较大，用风场直接分析判断散度有困难。根据卫昆云图上高云云系的辐散结构来判断高层辐散是一个较好的方法。在天气图上一般都利用高层的涡度平流来分析判断高层辐散，从而估计垂直运动。
此式说明，水平散度可从下面三项判断：第一项为相对涡度局地变化项；第二项为相对涡度平流项；第三项为纬度效应（即地转涡度
平流）项。
高层散度主要决定于相对涡度平流。槽前有正的相对涡度平流，因而槽前有辐散上升运动，槽后有负的相对涡度平流，因而槽后有辐合下沉运动。当高空槽位于高空急流轴上时，相对涡度平流更强，因而在这里有强的垂直运动。为了分析高层散度，最好用200百帕或300百帕图。
（二） 用ω方程诊断垂直运动
1、热成风对相对涡度平流的作用
热成风对绝对涡度的平流是决定垂直运动的主要因子。可只利用某一层等压面的温压场资料，就可判断垂直运动。当热成风对相对涡度平流为正时，有上升运动；反之，有下沉运动。
上图表示涡度平流和冷暖平流对垂直运动贡献一致。图中虚线为等温线，实线为等高线，点划线为等ζg 线。在高空槽前，有暖平流和正的涡度平流，二者都对上升运动有贡献。所以总的效果显然亦为上升运动。在高空槽后为冷平流及负涡度平流，二者都对下沉运动有贡献，其总的效果也很明显，是下沉运动。按热成风对相对涡度平流的作用，槽前为正，有上升运动，槽后为负，有下沉这动，与上述结果是一致的。
下图表示涡度平流和冷暖平流对垂直运动贡献相反。
图中高空槽前为冷平流，对下沉运动有贡献，而正涡度平流对上升运动有贡献，其对垂直运动的总效果就不明显。同理，槽后的总效果也不明显。如按热成风对相对涡度平流，则槽前为正，明确表明为上升运动。槽后为负，麦明为下沉运动。在日常分析顾报中如不分析等涡度线，可根据等高线的形势大致估计涡度的分布，进而判断垂直运动。
2、非绝热加热对垂直运动的贡献
在非绝热加热作用中，以凝结潜热释放为主，释放出的凝结潜热所引起的垂直上升运动，必须在其他原因造成了上升运动基础上才能产生。因此，人们常把凝结潜热引起的上升运动称为降水对于上升运动的反馈作用。根据实际资料的分析，一般认为在满足下列三条件的地区才可能有潜热释放：
① 摩擦层中有水汽通量的净辐合；
② 有其他原因造成的上升运动；
③ 空气近于饱和，例如规定T —T d ≤4℃。
五、地形和摩擦对降水的影响
（一） 地形的动力作用
地形对降水关系很密切，在同样的天气形势下，迎风坡的降水要比其他地区大。在一定的条件下，地形对降水有两个作用，一是动力作用，二是云物理作用。动力作用中主要是地形的强迫抬升。由于地形抬升产生的上升运动和下沉运动是随高度减弱的；地形的动力作用还表现在地形使系统性的风向发生改变，从而在某些地方产生地形辐合或辐散，因而影响垂直运动和降水。例如当盛行风朝着喇叭口地形灌进时，由于地形的收缩，常常引起辐合上升运动的加强和降水量的增大。所谓喇叭口地形即是三面环山，一面开口的谷地。
（二） 地形的云物理作用
地形可以改变降水形成的云雾物理过程，使得已经凝结的水分，高效率地下降为雨，从而增加降水量。地形对降水形成的云雾物理过程的改变方式是复杂的。从现有的研究成果来看，可能有四种情况：
1、对流层中部层状云和低云的相互作用；2、对流层中部层状云和积雨云的相互作用；3、积雨云和低空层状云的相互作用；4、对流层中部不稳定与低云的相互作用。
（三） 摩擦作用
在近地面层中由于摩擦作用，风由高压吹向低压时，在气旋性涡度的地区，便会出现摩擦辐合，并有上升运动形成；而在反气旋性涡度的地区，则出现辐散下沉运动。
摩擦对于降水的重要贡献主要是提供了降水的水汽来源。计算表明，在暴雨区上空，高层的水汽辐合通量是微不足道的，主要是靠700百帕以下的水汽辐合通量来供给水汽。低层幅合的水汽直接在低
启凝结成雨的仅占一半，其余一半则通过700百帕面向上输送到高层而后凝结成雨。因此，摩擦辐合有利于将雨区四周摩擦层中的水汽集中地向高层输送，从而使降水加强。例如台风登陆后，由于摩擦影响，中心强度虽然迅速减弱，但由于系统仍有一定的强度，摩擦幅合上升运动较大，所以在系统减弱的同时，仍可发生较大的降水。
第二节 大范围降水的环流特征
一、 中国降水的气候概况
(一) 中国各地雨量和雨季（了解）
雨季：夏季的连阴雨期，它们都是在大范围的环流形势稳定的背景下产生的，但因夏季水汽充沛，降水量多，故，夏季的连阴雨期一般称为雨季。
一般的讲，从东南沿海向西北内陆减少。大多数地区雨量多集中在夏季，有明显的雨季、干季之分。
高原（东北部比西南、西北部开始早、结束晚）
云贵高原——5月下旬到10月下旬
青藏高原——6月中旬到10月下旬
新疆 全年平均 雨季、干季不明显
东部地区（南部比北部开始早、结束晚）
华南沿海——4月到10月中旬
长江流域——6月上旬——9月初
华北东北——7月中旬——8月底
（二）东亚环流的季节变化与雨带活动
大雨带的位移与西太平洋副热带高压脊线、100百帕青藏高压、副热带西风急流以及东亚季风的季节变化有关。
3月下旬至5月上旬（江南春雨期）——停滞在江南地区、雨量较小 5月中旬至6月上旬（华南前汛期）——停滞在华南，雨量迅速增大 6月中旬至7月上旬（江淮梅雨）——停滞在长江中下游
7月中旬至8月下旬（华南后汛期）——停滞华北、东北，由于热带系统影响华南在此出现雨带
8月下旬雨带迅速南撤
9月中旬至10月上旬（淮河秋雨期）——停滞在淮河流域雨量较小 此后 全国降水全面减弱
大雨带的南北位移与东亚环流的季节变化关系密切，一般雨带位于：副高脊线北侧8～10纬度；100百帕青藏高压北侧；副热带西风急流南侧。
（三）中国暴雨的分布特征
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。
长江中下游和淮河流域暴雨——6～7月梅雨锋上西南涡引起
黄河中下游和海河流域暴雨——7～8月四川移出的西南涡和青海移出的西北涡
长江与华南沿海之间暴雨少，因西南涡从此经过较少且季节较早 我国暴雨多发生在暖季，因为我国位于亚洲季风区，夏季风带来充沛的水汽和层结不稳定，同时与大气环流的季节变化有关。
大多数暴雨与中高纬南侵冷空气有关。
二、 华南前汛期降水
（一） 一般特征
4～6月华南前汛期，主要发生在副高北侧的西风带中。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，主要是北方冷空气入侵形
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，降雨量
增大，雨带主要位于冷锋前部的暖区之中。
5月中旬后夜雨现象非常明显。
（二） 500百帕环流特征
华南前汛期是在一定的中高纬和低纬环流背景下生成的，每次降水过程500百帕上中高纬和低纬都有低槽活动，二者结合可产生较强降水，根据500百帕流场可以分为三种类型。
1 两脊一槽型
2 两槽一脊型
3 多波形
各型的共同特征:
副热带高空西风急流北跳稳定在北纬30度以北
副高脊线稳定在北纬18度附近或其以南地区
华南上空为平直西风带 低层常存在南北两条低空急流
在这种形势下，北方冷空气南下与活跃的东亚季风交汇于华南，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，为华南暴雨提供有利的高空辐散条件
（三） 锋前暖区暴雨
锋前暖区暴雨是华南前汛期暴雨的一个重要特色，暖区暴雨局地
性强。
由于锋前暖区受潮湿不稳定的西南气流控制，只要在边界层存在使不稳定能量释放的触发机制。就会产生暴雨，触发机制可分为三类：
1. 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是产生暴雨的主要水气来源，因此，边界层内侵入的浅薄冷空气不仅触发了对流，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850百帕，降水立即结束，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。
2. 地形对暖区暴雨的作用（了解）
3. 海陆分布对暖区暴雨的作用（了解）
三、 江淮梅雨
每年夏初，在湖北宜昌以东北纬28～34度之间的江淮流域常会出现连阴雨天气，雨量很大，这一时期正是江南梅子黄熟季节，故称“梅雨”
（一） 梅雨的气候特征
天气特征：长江中下游多阴雨天气，雨量充沛，相对湿度很大，日照时间最短，降水一般为连续性，但常有阵雨或雷雨，有时可达暴雨程度。
典型梅雨：一般出现于6月中旬至7月上旬（20～24天）， 入梅日期大多在6月6～15日（早晚可差40天），出梅日期大多在7
月6～10日（早晚可差46天）。
早梅雨：出现于5月份的梅雨，平均开始日期为5月15日（14天），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跳而是南退，以后雨带如再次北跃就会出现典型梅雨。
梅雨的年际变化很大，每年梅雨雨量的多少和地区分布均有显著差异。
丰梅类（30％）
枯梅类（20％）
雨带类（50％）：江枯淮多型 南枯江淮局地多雨型 南多北少型
（二）环流特征
1. 高层
高层（100百帕或200百帕）的南亚高压从高原向东移动，位于长江流域上空（高压脊位于北纬30度以南），当高压消失或东移出海时，梅雨即告结束。
2. 中层
中层（500百帕）环流形势稳定
低纬：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，在东经120度处的脊线位臵稳定在北纬22度左右。在印度东部或孟加拉湾一带有一稳定低压槽存在。 长江中下游地区盛行西南风，与北方来得偏西气流构成气流汇合区，有利于锋生并带来充沛的水汽。
中纬：巴湖及东亚东岸（河套到朝鲜）建立了两个稳定的浅槽
高纬：阻高活动
1）三阻型（北纬50～70度的高纬地区常存在三个稳定阻高）
东阻高——勒拿河、雅库茨克一带
西阻高——欧洲东部
中阻高——贝湖西北方
阻高南部亚洲范围北纬35～45度为平直强西风带，且有锋区配合，其上不断有短波槽生成东移，但不发展。
冷空气路径有两支：一支从巴湖冷槽内分裂出来，随短波槽东移，经我国新疆和河西走廊南下；另一支从贝湖南下。
2）双阻型（标准型）（北纬50～70度的高纬地区常存在两个稳定阻高）
西阻——乌拉尔山附近
东阻——雅库茨克附近
阻高之间为宽广的低压槽，北纬35～40度平直西风。
贝湖西面的低槽内不断冷空气南下：一支巴湖附近低槽冷空气南下；一支贝湖南下。
3）单阻型（北纬50～70度的高纬地区常存在一个稳定阻高） 位于贝湖北方，此时我国东北低槽的尾部可以伸到江淮地区。 冷空气从贝湖以东沿东北低压后部南下，到达长江流域。有时也有小股弱的冷空气从巴湖移来。
3. 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
合一次短波活动所造成的，其过程大致有以下两种：
（1） 地面图——江淮流域静止锋停滞
850或700百帕——江淮切变线，切变线南有与之平行的
低空西南风急流，雨带主要位于低空急流与700百帕切
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
空常有西南低涡与之配合沿切变线东移，而在地面上，
则会引起静止锋波动，产生江淮气旋。这种气旋不发展，一次次气旋活动产生一次次暴雨过程。
（2） 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。
综上所述：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）江淮梅雨锋结构
梅雨锋与华南静止锋或冷锋结构不同：
水平温度梯度比华南锋面上的小得多，但湿度梯度仍然较大。
此外，梅雨锋上的积云对流也较华南锋面强。这种结构变化主要是锋面北侧大陆增暖较锋前快，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，使得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加强，产生强的积云对流。
造成水平温度变化不均匀的原因：
（1）北纬30度以北的地区受变性高压控制，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。
（2）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。
梅雨锋的主要特点是湿度对比，温度梯度时有时无，当大陆升温较晚时，梅雨锋上也可有较强的温度对比，当大陆升温较早时，梅雨锋的温度对比不明显。
梅雨锋上虽无较强温度梯度，但常与江淮切变线相对应，其上有西南涡不断形成和东移，可产生强烈降水。同时再切变线之南，副高北侧存在西南风低空急流，更有利于暴雨的产生。
四、华北与东北雨季降水
（一） 气候概况
1. 降水强度大，持续时间短
2. 降水的局地性强，年际变化大
3. 降水时段集中 华北（6～8月） 东北（7月中～8月中）
4. 暴雨与地形关系密切（山脉迎风面和山区）
（二） 环流特征
华北暴雨形势：
东高西低或两高对峙（a ）
三高（日本海高压 青藏高压 贝湖高压）并存(b)
北上台风深入内陆受阻停滞或切断冷涡稳定少动
(c)
(三) 产生特大暴雨的关键系统
日本海高压：1）阻挡低槽东移，并和槽后青藏高压脊对峙形
成南北向切变线。使西南涡在此停滞；
2）高压南侧东南气流可向华北地区输送水汽。
五、长江中下游春季连阴雨
每年3～4月，长江中下游各省往往会出现持续5～7天或10天以上的连阴雨天气，有时持续一个月以上，这种连阴雨一般降水强度不大，降水时温度低，故称低温阴雨。
1. 欧亚阻高型
2. 北方大低涡型
共同特点：南支急流与北支急流上的槽脊在亚洲位相不同，甚至相反，
这样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。
六、行星尺度天气系统对暴雨的作用
1、 影响和制约天气尺度系统，使之在一固定地带活动或停滞。
2、 输送水汽
3、 大致决定了雨带发生的地点、强度和持续时间。
主要行星尺度系统：
（一） 西风带长波槽
1、 巴湖
2、 贝湖
3、 太平洋中部大槽
4、 青藏高原西部低槽
（二） 阻塞高压
1、 乌山阻高
2、 雅库茨克—鄂霍茨克阻高
3、 贝湖阻高
（三） 副高
（四） 热带环流
第三节 降水的天气尺度系统
一、低空切变线
一般把出现在低空（850hp 和700hp ）风场上具有气旋式切变的不连续线称为切变线。我国南方切变线多为东西向，北方切变线多为南北向。春季－华南切变线；6～7月初，江淮切变线；7月中旬～8月，华北切变线。
江淮切变线可分为冷锋式切变线、暖锋式切变线和准静止锋式切变线三种。一般呈准静止锋式，但当切变线上有西南涡活动时，则在低涡前方的切变线就成为暖锋式的，低涡后方的切变线就成为冷锋式的。两高之间的切变线则是准静止式的。江淮切变线常与地面静止锋或缓行冷锋相配合。
（一）江淮切变线的降水
1、
2、
3、
4、 大多数江淮切变线过程都能带来暴雨 降水多位于地面锋线的北部、700hp 切变线以南的地区。 风速偏南分量愈大，则上升速度愈强而降水量愈大。 冬半年多连续性降水，雨区较宽而雨量较小。夏半年常出现雷阵雨，降水区窄而降水量大。
5、 江淮切变线上产生的暴雨与西南涡是分不开的。
（二）江淮切变线的形成
当江淮流域高空500hp 图上西风气流较平直，西太平洋副高呈东西向时，从西经河西一带东移的西风槽比较平浅，多不发展。这时700hp 槽线在移动过程中，南端就受到副热带高压的阻挡，槽线停滞
或移动缓慢，而北端则继续东移，遂使槽线顺转而成为东西向的切变线。在这种形势下，槽后常有小高压中心形成并向东移动。切变线就处于此小高压与副热带高压之间。
（三）江淮切变线的移动
1、
2、 当高空槽加深，地面气旋发展时，处于槽后的切变线南移。 冷锋式切变线南移，暖锋式切变线北移，所以当有低涡沿切变线东移时，涡前切变线北抬，涡后切变线南压，东移过去一个低涡，切变线就南北摆动一次。
3、 如西太平洋副热带高压脊势力加强而北上，则整个切变线也北抬；反之，如高脊势力减弱而东南撤退，则整个切变线也南移。
（四）江淮切变线的转换
旧的切变线消失，新的切变线建立过程，即切变线的新陈代谢过程，一般称为切变线的转换。
（五）江淮切变线的消失
江淮切变线的消失，常是伴随着高空由纬向环流转变为经向环流。分为两类：1、切变线南移逆转为西风带低槽而消失；2、切变线北方小高压合并于副热带高压而消失。
二、低空低涡
存在于离地面2～3公里的低空闭合小低压，包括西南涡、西北涡、高原涡。
（一）西南涡：指形成于四川西部地区，700（或850）百帕上的具有气旋性环流的闭合小低压，其直径一般在300～400公里作用。
1、 西南涡的形成
（1） 西南的地形在起作用。首先，四川盆地处于西风带的背风坡，
有利于降压而形成动力性涡旋。其次，由于高原阻挡，西风气流从高原的南北两侧绕过，从南侧绕过的西风气流，由于受高原侧向边界的摩擦作用而产生气旋性涡度，终于形成低涡。
（2） 500hp 面上由高原槽东移。槽前正涡度平流所造成的低层减
压，是西南涡形成的一个重要因素。
（3） 700hp 上要有能使高原东南侧的西南气流加强，并在四川盆
地形成明显的辐合气流的环流形势。
2、 西南涡的移动
（1） 路径有三：一条是向东南移动；二是沿长江东移入海；三是
向东北方向移动。
（2） 当东亚沿海大槽显著发展，太平洋高压位臵偏南，低涡多向
东南方向移动；若东部无大槽，太平洋高压较强，低涡多向东北方向移动；若太平洋高压强度较弱或正常，低涡都向正东方向移动。
（3） 西南涡的移向与相应500hp 面上气流方向基本一致，但略偏
南些；移速则为500hp 面上风速的50～70％。
（4） 位于切变线上的西南涡，常沿切变线东移。
3、 西南涡的发展
（1） 如冷空气从低涡的西部或西北部入侵，低涡则东移发展；如
冷空气从东部或东北部入侵，这会使西南涡的气旋式环流减弱，低涡填塞。
（2） 500hp 上青藏高原低槽发展东移，有利于西南涡的东移和发
展。当500hp 上西北槽较强，且南伸至较低纬度时，如西南涡在槽前，或槽线的延长线上，构成所谓“北槽南涡”形势时，有利于低涡的东移和发展；相反，当西北槽位臵偏北或在减弱中，或低涡位于槽后，就不利于西南涡的发展。
4、 西南涡的天气
西南涡在原地时，可产生一些阴雨天气。当低涡移出时，无论低涡是否发展或是否有地面锋面配合，绝大部分都有降水，雨区主要分布在低涡的中心区和低涡移向的右前方。原因：a 、低涡右侧常是副热带高压边缘的低空急流所在，在这里有充分的水汽供应；b 、因风速大，在低涡南侧的曲率涡度（V/Rs ）也大。当低涡移动时，在低涡
右前侧有较强的正的局地涡度变化（），因而产生较强的负变压。其变压风促使气流辐合上升，同时低涡中心也有较强的摩擦辐合上升运动，所以在这两个部位都有较强的降水。当有地面锋面气旋与低涡配合时，因气旋中心一般也位于低涡的右前方，低涡右前方也会有较强的降水。在低涡左前方降水较小，而在低涡后部，则基本上无雨。
低涡天气有日变化，一般夜间或清晨比白天坏些。
低涡发展东移时，雨区也不断扩大和东移，降水强度逐渐增强。同时，西南涡的东移和发展，往往引起地面锋面气旋的发生发展。
三、高空冷涡
1、东北冷涡定义：指在我国东北附近地区具有一定强度（闭合等高线多于两根）、能维持3～4天、具有深厚冷空气（厚度至少达300～400米）高空的气旋性涡旋。一年四季都可出现，以5、6月为最多，以8月和3、4月为最少。
2、东北冷涡的发生发展过程
分两种情况
第一种情况是高空西风槽加深，槽的南部断离母体而形成冷涡。 第二种情况是有两个或更多的低压北上与东北低压合并，于是高空槽充分加深形成冷涡。
3、 东北冷涡的天气
冬季，在冷涡形势下，东北地区是一种低温天气，并会出现冰晶结构的低云，看起来象卷云和卷层云。
东北冷涡天气具有不稳定的特点。冬季，它可以有很大的阵雪。
夏季常造成东北、华北和内蒙的雷阵雨天气。因为冷涡在发展阶段，其温压场结构并不完全对称，所以在它的西部常有冷空气不断补充南下，在地面图上则常常表现为一条条副冷锋南移，有利于冷涡的西、西南、南到东南部位发生雷阵雨天气。
冷涡降水有明显的日变化，一般以午后到前半夜比较严重。
四、低空急流
（一）定义：是与强降水相联系的低空急流，是位于600～900百帕之间水平动量集中的气流带，风速≥12米/秒。一般为西南低空急流，其两侧有较强的风速水平切变。在垂直方向上有两种情形，一种是具有风速极大值，急流轴上下均有明显的风速垂直切变。一种是急流上下风速均随高度减小，只是在急流之上随高度减弱较慢或风速上下几乎相等。
（二）环流背景与结构
西南风低空急流存在于副热带高压的西侧或北侧，它的左侧常有低空切变线和低涡活动。低空急流多位于高空急流入口区的右侧或南压高压东部脊线附近。与低空急流相伴的强降水区位于低空急流的左侧，低空切变线的右侧。南方的低空急流多呈纬向型，北方的低空急流多呈经向型。
（三）低空急流的形成与维持机制
由于在高空急流入口区的右侧有正的涡度平流，这里高空有气流辐散，低层气压降低。一方面高空辐散的气流随南亚高压东侧的偏北气流向南流动。由于从高压向外流动，气压力作功使高压北测的气压
梯度加大，高压中的气流向北流动产生辐合上升气流并有西南涡生成。同时气压力作功又使气流加速，西南气流加强。从高空东风急流北侧下沉的气流与低层向北流动的气流相连接构成了一个垂直反环流。由于大气潮湿不稳定，低层辐合上升气流中将有对流发展，水汽大量凝结产生暴雨，凝结潜热的释放又使低层气压降得更低，南高北低的气压梯度更大，偏南气流加速更快，结果导致低空急流的形成或维持。
与暴雨相联系的低空急流的另一显著特征是实际风速常常大于地转风速，即为超地转风。按照大气地转适应理论，当扰动水平尺度L 小于特征尺度L 0时，就会发生重力惯性波不稳定，地转适应不能成
立，气流将不断的加速，使实际风速超过地转风速。用公式表示为：
L
L> L0 稳定（地转适应）
式中R 0＝C m /f称为Rossby 变形半径。
（四）低空急流与暴雨
低空急流与暴雨的相互作用，就是经向垂直环流与暴雨的相互作用。当高空急流入口区右侧产生经向垂直反环流后，低层西南涡东移，在西南涡与副热带高压之间产生弱的低空急流。垂直反环流低层的偏南气流将低空急流南侧的潮湿不稳定空气主要从急流之下的边界层内向北输送，在低空急流北侧生成暴雨。暴雨的生成又加强了垂直反环流及低空急流。如此循环二者皆得到加强。
（五）低空急流的活动
1、 华南前汛期的低空急流可分为三类：（1）、南移类；（2）、北移类；（3）、复合类。
2、 边界层急流定义：低空急流的下方边界层内常伴有偏南风最大风速轴，当其风速达到12米/秒以上时称为边界层急流。暴雨就发生在这两支急流交点的北侧，其几率几乎达到100％。
五、天气尺度系统对暴雨的作用
天气尺度系统对暴雨的作用主要表现在以下几个方面
（一） 制约和影响形成暴雨的中尺度系统的活动
（二） 供应暴雨区的水汽
式中为单位面积的整个大气柱中的凝结量。 上式说明，整层大气的水汽凝结量（即降水量）等于该大气柱中的水汽通量辐合与水汽局地变化之和。
暴雨区水汽辐合主要集中于低层，900hp 附近最大，向上向下减少。600hp 以上已转为辐散。
（三） 对暴雨作用的天气尺度系统的活动特点
1、当天气尺度系统强烈发展或停滞摆动时，易造成较强而持续的暴雨。
2、各种天气尺度系统的迭加也会使降水量加大。
3、 在稳定的环流形势下，天气尺度系统沿同一路径移动，因此在此路径上的地区，往往受若干个天气尺度系统的重复作用，接连出现几次暴雨，形成持续性特大暴雨。
4、若干个不同的天气尺度系统在同一地区经过，也能造成持续性暴雨。
第四节 暴雨中尺度系统
一、 中尺度雨团
中尺度雨团是由10公里左右的降水单体所组成的，并伴有10－4的低空辐合。中尺度雨团是由中尺度扰动将小尺度的积云对流组织而成。在雷达平面位臵显示器上表现为由明亮的回波单体组成的中尺度回波团。在距离高度显示器上则表现为柱状回波。
与中尺度雨团相配合的中尺度系统有中尺度低压（或负变压中心）、气旋性辐合中心、辐合线和切变线等。
1、
2、 中尺度低压 中尺度辐合中心
流线从各个方向气旋式地朝一点辐合形成辐合中心。
3、 中尺度切变线
在切变线上有明显的气旋式风向转变。在地面上有两种中尺度切变线。一种是偏北风与偏东风之间的切变线，称为冷性切变线。另一种切变线是由北东北（或东北）风与东南风之间构成的切变线，称为东风切变线。东风切变线雨强（40毫米/时），冷性切变线雨强（20毫米/时）。
4、 中尺度辐合线
在辐合线前方风速小，后方风速大，在辐合线上，有较强的风速辐合。
二、 中尺度雨带
在大尺度天气背景下产生的中尺度雨团，有时排列成带状，称为
中尺度雨带。
中尺度雨团常排列成中尺度雨带的原因？中尺度雨团在发生源（发生地点）不断发生后，即沿着中层气流方向移动，直至消失为止，于是降水就沿着气流的方向排列成行。
三、 中尺度系统的不稳定发展及触发条件
中尺度雨团或雨带总是在一定的天气尺度背景下生成的。这些背景包含两方面的条件：一是使中尺度系统得以不稳定发展的环境条件；另一是不稳定发展的触发条件。
(一) 对称不稳定
当大气处于弱的层结稳定状态时，虽然在垂直方向上不能有上升气流的强烈发展，但在一定条件下可以发展斜升气流。这种机制称为对称不稳定。它可以用来解释与锋面平行的中尺度雨带的形成和发展。
所谓对称稳定度实际上是大气中垂直方向上的静力稳定度和水平方向上的惯性稳定度相结合而产生的一种大气在倾斜方向运动的稳定度判据。在潮湿大气中大气静力稳定度的判据是
（二）暴雨中尺度系统的触发条件
1、锋面抬升；2、露点锋或干锋抬升；3、能量锋与Ω系统的触发；
4、地形抬升作用；5、近地层加热的不均匀性；6、重力波的抬升作用；7、雷暴前方伪冷锋的抬升作用；8、海陆风辐合抬升。
第五节 不同高度急流对暴雨生成的作用
一、 超低空南风急流对暴雨的作用
1、 是暴雨区所需水汽的提供者
2、 是暴雨区超低空对流不稳定层结的建立者和维持者
3、 是暴雨区超低空天气尺度上升气流的建立者和对流不稳定能量释放的触发者。
二、 低空西风急流对暴雨的作用
1、 是暴雨区低空对流不稳定层结的建立者和维持者；
2、 是暴雨区超低空天气尺度上升气流的建立者和对流不稳定能量释放的触发者。
三、 高空西风急流对暴雨的作用
高空西风急流的作用主要表现为其强的风速切变和水平切变。 综上所述，3种急流在这次暴雨过程中皆具有重要作用，相对来说，超低空南风急流起到了决定性的作用，因为大量的水汽通量辐合是暴雨产生的根本条件。