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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（p0）到某层(p)积分得： (7.19) 式中ω p0，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ω p0＝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(ω p 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—Td≤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 28 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 29 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， 30 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 度处的脊线位置稳定在北纬 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 31 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) 32 (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 33 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