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[气象图书馆] 各种天气系统的知识普及

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发表于 2009-2-3 09:44 | 显示全部楼层 |阅读模式
根据部分气象爱好者提出的有关涉及天气系统的概念性的问题,故在这边总结整理出关于天气系统的基本理论知识,尽量做到全面和通俗,希望大家支持。

    首先概述一下天气系统的含义:一个地区天气的变化是由大气中一个个移动的大大小小的系统引起的,这些统称为天气系统。主要有气团、锋面、气旋与反气旋、高压脊与低压槽等等。各种天气系统有大有小,即都具有一定的空间尺度(下图)和时间尺度,而且各种尺度系统间都是有联系的,也就是说相互影响的。许多天气系统的组合构成了大范围的天气形势(半球甚至全球的大气环流)。天气系统总是处在不断新生、发展和消亡过程中,在不同发展阶段有其相对应的天气现象。
    因而一个地区的天气和天气变化是同天气系统及其发展阶段相联系的,是大气的动力过程和热力过程的综合结果。

不同尺度天气系统.jpeg

接下来对主要天气系统逐个介绍

    气团
    首先看一下气团的定义:是指气象要素(主要指温度、湿度和大气静力稳定度)在水平分布上比较均匀的大范围空气团。
    其性质是:水平范围大(可延伸几百千米甚至是几千千米),垂直范围大(几千米,甚至可达对流层顶)。水平温度梯度小(一般不超过1-2℃/100千米)
    它的形成必须同时具备两个条件(见http://www.21cma.net/thread-2095-1-4.html
    一般认为移动缓慢的高压系统有利于气团的形成。这是因为,它们不仅使空气有充足的时间与下垫面相互作用,以获取下垫面的属性;而且它们在低空以辐散(水平气流的辐散机制见http://www.21cma.net/thread-1741-1-5.html为主有利于空气的温度和湿度在水平方向上趋向一致
    气团形成后,随着环流条件的变化,由源地移行到另一新的地区时,由于下垫面性质以及物理过程的改变,气团的属性也随之发生相应的变化,这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。当它在新的地区上空缓慢移动或停留时就会获得新的地区下垫面的性质,同时形成一种新的气团,因此气团的形成和变性是一个过程的两个方面,只不过气团的形成只是不断的变性过程中的一个相对稳定的阶段。日常所见气团大多属变性气团,其中影响我国最主要的是变性极地大陆气团和变性热带海洋气团。

    既然气团有这么多种类,因此对于气团我们有2种分类方法:地理分类法和热力分类法
    其中地理分类法就是根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行分类。首先按源地的纬度位置把北(南)半球的气团分为四个基本类型,即冰洋(北极和南极)气团、极地(中纬度)气团、热带气团和赤道气团(图2)。由于下垫面又有海陆之分,所以每类气团又可分为海洋气团和大陆气团。但赤道地区除北非一部分是陆地外绝大多数为海洋,因而赤道气团没有大陆气团存在。
    地理分类法的优点是能直接从气团的源地了解气团的主要特征,但这种分类法不宜区别相临两个气团的属性也无法表示气团离开源地后的属性变化,因此需要其他分类法来加以补充,以接下来就有了热力分类法。
    热力分类法又有了2种分法:
    (1)根据气团与下垫面温度的差异分:气团温度高于流经地区下垫面温度的,称暖气团;气团温度低于流经地区下垫面温度的,称冷气团。
    (2)根据两相临气团的温度差异分:温度相对高的称暖气团;温度相对低的称冷气团。

    其中冷、暖气团是相对比较而言,两者之间并没有绝对温度数量界限,并且冷暖气团也是可以转化的。当一个地区受到冷、暖性质不同的气团侵袭后,往往会给该地区的天气带来不同影响(见下图1:影响我国的气团及天气)
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 楼主| 发表于 2009-2-3 09:50 | 显示全部楼层
通常,一个地区在单一气团长期控制下天气少变的。但是当有另一个气团(性质不同)移来,对该地区影响时,在这两种气团的交汇处,往往是天气变化最剧烈的,而这两种性质不同的气团交汇处或过渡带就是锋面

锋(锋面)(注意和气候锋的区别http://www.21cma.net/thread-2000-1-4.html

    锋是由两种性质不同的气团相接触形成,其水平范围与气团水平尺度相当,长达几百千米到几千千米。水平宽度在近地面层一般为几十千米,窄的只有几千米,宽者也不过几百千米,到高空增宽,可达200—400km,甚至更宽些(500HPA槽的底部可以看作是锋面)。锋的宽度同气团宽度相比显得很狭窄,因而常把锋区看成是一个几何面,称为锋面。锋面与地面的交线称为锋线,锋面和锋线统称锋。锋向空间伸展的高度视气团的高度而有不同,凡伸展到对流层中上层者,称对流层锋,仅限于对流层低层(1.5km以下)者,称近地面锋
    锋是冷、暖气团间的过渡带,因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素都有明显差异,故可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。

锋面的特征是:
1.锋面坡度
    锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面倾斜的程度,称锋面坡度。锋面坡度的形成和维持是地球偏转力作用的结果(图1),锋的一侧是冷气团,另一侧是暖气团,由于冷暖气团密度不同,在两气团间便产生了一个由冷气团指向暖气团的水平气压梯度力(G),这个力迫使冷气团呈楔形伸向暖气团下方,并力图把暖气团抬挤到它的上方,使两者分界面趋于水平。然而,当水平气压梯度力开始作用时,地转偏向力(A)就随之起作用,并不断地改变着冷空气的运动方向,使其逐渐同锋线趋于平行。当地转偏向力和锋面气压梯度力达到平衡时,气流平行于锋面作地转运动,这时冷、暖气团的分界面就不再向水平方向过渡而呈现为倾斜状态。当锋面保持稳定时,锋面与地平面的交角称锋面倾斜角(α)

2.温度场
    锋区的水平温度梯度比锋两侧的单一气团内的温度梯度大得多。锋附近区域内相距100km,气温差可达几度,有时达10℃左右,是气团内水平温度梯度的5—10倍,这是锋的又一重要特征。锋区温度场在天气图上表现为等温线非常密集,而且同锋面近于平行。由于锋面在空间呈倾斜状态,使得各等压面上的等温线密集区位置随高度升高不断向冷区一侧偏移

3.气压场
    锋面两侧是密度不同的冷、暖气团,因而锋两侧的气压倾向是不连续的,当等压线横穿锋面时便产生折角,折角尖端指向高压一方,锋落在低压槽中。

4.风场
    锋附近的风场是同气压场相适应的。地面锋既然处于低压槽内,依据梯度风原理,锋线附近的风场应具有气旋性切变,尤其近地面层大气,由于摩擦作用,风向和风速的气旋性切变都很明显。
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 楼主| 发表于 2009-2-3 09:56 | 显示全部楼层
根据锋两侧冷、暖气团移动方向和结构状况,一般把锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种类型。

1.暖锋天气
    暖锋的坡度较小,约在1/150左右。暖锋中暖气团在推挤冷气团过程中缓慢沿锋面向上滑行,滑行过程中绝热冷却,当升到凝结高度后在锋面上产生云系,如果暖空气滑行的高度足够高,水汽又比较充足时,锋上常常出现广阔的、系统的层状云系(图1)。典型云序为:卷云(Ci)、卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)。云层的厚度视暖空气上升的高度而异,一般可达几千米,厚者可到对流层顶,而且距地面锋线愈近,云层愈厚。暖锋降水主要发生在雨层云内,多是连续性降水。降水宽度随锋面坡度大小而有变化,一般300—400km,暖锋云系有时因空气湿度和垂直速度分布不均匀而造成不连续,可能出现几千米甚至几百千米的无云空隙。

2.冷锋天气
    冷锋根据移动速度的快慢分为两种类型——一型冷锋和二型冷锋
    其中一型冷锋(缓行冷锋)移动缓慢、锋面坡度较小(在1/100左右)(图2)。当暖气团比较稳定、水汽比较充沛时,产生与暖锋相似的层状云系,只是云系的分布序列与暖锋相反,而且云系和雨区主要位于地面锋后。由于锋面坡度大于暖锋,因而云区和雨区都比暖锋窄些,且多稳定性降水。但当锋前暖气团不稳定时,在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。这类冷锋是影响中国天气的重要天气系统之一,一般由西北向东南移动
    二型冷锋(急行冷锋)移动快、坡度大(1/40—1/80)(图3)。冷锋后的冷气团势力强,移速快,猛烈地冲击着暖空气,使暖空气急速上升,形成范围较窄、沿锋线排列很长的积状云带,产生对流性降水天气。夏季时,空气受热不均,对流旺盛,冷锋移来时常常狂风骤起、乌云满天、暴雨倾盆、雷电交加,气象要素发生剧变。但是,这种天气历时短暂,锋线过后气温急降,天气豁然开朗。在冬季,由于暖气团湿度较小、气温较低,不可能发展成强烈不稳定天气,只在锋前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时,地面锋线附近可能有很厚、很低的云层和宽度不大的连续性降水。锋线一过,云消雨散,出现晴朗、大风、降温天气。这种冷锋在我国较少,春季见于长江流域,秋季见于黄河流域。

3.准静止锋天气(见:http://www.21cma.net/thread-1309-1-11.html
    根据上面帖子中的描述,这边再补充一下。
    同暖锋天气类似,只是坡度比暖锋更小,沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距锋线很远的地方,所以云区和降水区比暖锋更为宽广,降水强度比较小,但持续时间长,可能造成绵绵细雨连日不止的连阴天气。
    准静止锋天气一般分为两类:一类是云系发展在锋上并有明显降水。例如我国华南准静止锋,大多由冷锋南下过程中冷气团消弱、暖气团增强演变而成,因而天气和第一型冷锋相似,只是锋面坡度更小、云雨区更宽,而且降水区不限于锋线地区,可以延伸到锋后很大范围内,降水强度较小,为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢,并常常来回摆动,使阴雨天气持续时间长达10天至半个月,甚至一个月以上,“清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。初夏时,如果暖气团湿度增大、低层升温,气层可能呈现不稳定状态,锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气。
    另一类是主要云系发展在锋下,并无明显降水的准静止锋。例如昆明准静止锋,它是南下冷空气被山脉所阻而呈现准静止状态、锋上暖空气比较干燥而且滑升缓慢,产生不了大规模云系和降水,而锋下冷气团变性含水汽较多,沿山坡滑升,再加上湍流、混合作用容易形成层积云或不厚的雨层云,并常伴有连续性降水。这类准静止锋主要出现在我国华南、西南和天山北侧,以冬半年为多,对这些地区及其附近天气影响很大。

4.锢囚锋天气
    锢囚锋是由两条移动着的锋合并而成。如果锢囚锋是由两条具层状云系的冷、暖锋合并而成,则锢囚锋的云系也呈现层状,并近似对称地分布在锢囚点的两侧。当这种锋过境时,云层先由薄到厚,再由厚到薄。

注意:一旦锋面成为锢囚锋,暖空气被抬起,不会接触到地面了,原因是锢囚锋两侧的空气都比暖空气冷。(注意观察图3和其他锋面的不同)

    锋面和其他天气系统一样,也有一个生成-加强-减弱-消失的过程。其中可以分成2个阶段:锋生和锋消
    锋生指锋的生成或加强的过程,锋消指锋的消失或减弱的过程。锋生、锋消的主要标志是冷、暖气团间水平温度梯度的大小和变化。当某些大气物理过程促使空气的水平温度梯度沿着一条线附近迅速加大时,可以说这条线附近有锋生。反之,有锋消。在自由大气中大气的水平运动、垂直运动和非绝热过程都可能造成锋生或锋消。
    由于我国大部分地区处于温带,冷、暖气团活动频繁,锋生现象十分明显。据统计锋生地带主要有两个:一个在东北、内蒙一线,并与北支锋区相对应;另一个在长江以南地区,并与南支锋区相对应。华南地区凝结潜热释放的数量比较多,对锋生所起作用不容忽视。
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 楼主| 发表于 2009-2-3 10:09 | 显示全部楼层
前面说的基本是中低空天气系统,接下来介绍一下中高纬度(高空)天气系统。

    高空天气系统的尺度一般比较大,运动速度比较缓慢,这是近地面天气系统发展演变的背景。高空天气系统主要包括:大气长波、短波,阻塞高压、切断低压,极地涡旋,高空切变线,低压槽等。

    第一,大气长波与短波

    中高纬度的对流层上空盛行着波状西风气流,由于高空大气满足地转平衡,所以波状流型的波谷对应于低压槽,波峰对应于高压脊。这种流型在对流层上、中层表现得十分明显,而往下层逐渐变得不清楚。
    西风带的波动大体上分为两类:一是波长比较长的长波;二是叠加在长波上的波长比较短的短波
    首先看一下大气长波,是指波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长的波动。其波长一般在5000—7000km,因而围绕着中高纬的纬圈可出现3—6个长波,而经常维持着4—5个长波。长波振幅大多在10—20个纬距以上。长波自西向东移动,移速较慢,通常1天不超过10个经度,有时呈准静止状态,也有时表现出不连续的向后“倒退”现象。长波维持的时间一般3—5天以上。
    长波的槽前是暖平流,槽后是冷平流。槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨区,槽后对应着大范围辐散下沉运动区和晴朗天空。长波的强度随高度增加,到对流层顶处达到最强。
    长波槽和脊的活动不仅是维持大气环流的一种重要机制,而且是中高纬度较小尺度天气系统产生和发展的背景条件。因而长波的稳定和调整往往引起与其相联系的天气系统的变化,甚至造成环流形势的转换。
    接下来看一下大气短波,短波叠加在长波之中,并在长波中穿行。当温度场与气压场配置适当时(槽后有冷平流,脊后有暖平流),短波可以逐渐发展成长波。反之,长波也可减弱并分裂成短波。短波的槽前是上升气流,常出现云雨天气,尤其在槽线附近特别明显,槽后为下沉气流,多晴好天气。

    第二,阻塞高压和切断低压

    阻塞高压和切断低压是大气长波在发展过程中槽脊加强、振幅加大演变而成的闭合系统,是中高纬度高空的非常重要天气系统
    其中阻塞高压简称阻高,是温压场比较对称的深厚的暖性高压(定义和形成条件以及例子见http://www.21cma.net/thread-2322-1-2.html
    阻高是西风带长波槽和脊在经向度不断增大,直至暖脊被冷空气包围,并与南面暖空气主体分离,所形成的闭合高压区。由于它占据范围很大,又稳定少动,因而它的出现和维持阻碍着西风气流和天气系统的东移,并常常引起西风气流分支和绕流现象,故称阻塞高压(图1)。
    对中国的天气影响最大阻塞高压是乌拉尔山和鄂霍次克海阻塞高压。当其稳定时,中国长江中下游多连阴雨天气。减弱崩溃时,常引起中国的寒潮爆发。
    阻高控制下的天气一般是晴朗的,但阻高的不同部位由于运行气流属性的差异,形成的天气有所不同。高压东部盛行偏北气流,有冷平流和下沉运动,天气以冷晴为主。西部盛行偏南气流,有暖平流和上升运动,天气较暖且多云雨。南北两侧多稳定的西风气流,并常伴有短波活动,天气时阴、时晴。由上可知,阻高的建立、维持和崩溃过程在其控制区以及其周围地区形成着不同的天气过程。如果阻高维持时间过长或过短都可能造成大范围天气反常现象

    而切断低压是温压场结构比较对称的冷性气压系统(详见:http://www.21cma.net/thread-1745-1-4.html)。
    切断低压内的天气因部位不同而有差异。低压前部(东和东南侧)因低层有冷暖空气交汇,常有锋面气旋波动发生,有云雨天气出现。后部(西侧)因不断有冷空气南下,常有冷锋和切变线生成,有阵性降水出现。

    第三,高空切变线 (见http://www.21cma.net/thread-3107-1-1.html

    根据切变线附近的风场形式一般划分如图2的三种类型(切变线具体分析见:http://www.21cma.net/thread-1375-1-10.html

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-2-3 10:10 编辑 ]
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 楼主| 发表于 2009-2-3 10:22 | 显示全部楼层
温带气旋和反气旋

    气旋按发生地区分温带气旋和热带气旋,反气旋分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。气旋和反气旋是引起天气变化的两类重要天气系统。
    温带气旋和反气旋是发生在中、高纬度地区与高空锋区相伴出现的。它们的发生、发展和移动同高空天气系统有密切关系。
    气旋和反气旋的大小是以地面图上最外一条闭合等压线的范围来衡量。气旋的水平尺度一般为1000km,大者可达2000—3000km,小者只有200—300km。而反气旋的水平尺度一般比气旋大得多,发展强盛时可达数千千米。气旋和反气旋的强度用中心气压值的大小来表示,气旋中心气压愈低,表示强度愈大;反气旋中心气压值愈高,强度愈大。一般地面气旋中心气压值在1010—970hPa,发展强大的可低于935hPa,海洋上曾有的低到920hPa。地面反气旋中心气压值一般为1020—1030hPa,发展强大的可达1079.1hPa。在北半球,气旋中空气绕中心作逆时针方向旋转,反气旋中空气绕中心作顺时针方向旋转。南半球,气流方向相反。
    温带气旋是指具有锋面结构的低压,因而又称锋面气旋,它主要活动在中高纬度,更多见于温带地区,是温带地区产生大范围云雨天气的主要天气系统(其模式见下图)

    其形成过程:
    (1)初生(波动)阶段  特点:准静止锋产生波动,形成冷暖锋;冷暖锋交接处出现弱低压中心,地面图上有一根闭合等压线。
    (2)成熟(发展)阶段  特点:冷暖锋之间暖区明显;闭合等压线增多,水平气压梯度变大,中心气压变得更低,比外围低10-20百帕;地面风速加大,低压范围变大。
    (3)锢囚阶段  特点:冷锋追上暖锋,形成锢囚锋,暖空气被抬离地面,锋面也开始抬离地面;中心气压相当低,水平气压梯度也很大,风速最大,是锋面气旋最旺盛的阶段。
    (4)消亡阶段  特点:锋面消失;气旋中心被冷空气填塞。

    天气特点是气旋前部是暖锋天气;气旋后部是冷锋天气。

    温带反气旋(见:http://www.21cma.net/thread-1318-1-10.html
    下面继续补充一下:冷性反气旋是中、高纬地区冬季最突出的天气系统。它往往出现在近地面层内,由冷空气组成,势力十分强大,中心气压值一般1040hPa以上,极强的可达1080hPa。根据前面所讲的气压系统的垂直结构可知,冷性反气旋是一种浅薄天气系统,平均厚度不到 3—4km,700hPa以上踪迹不清,500hPa以上就完全不存在了。冷性反气旋的水平范围很大,直径达数千千米,几乎可以和大陆、海洋的面积相比拟。
    冷性反气旋内的空气一般比较干燥,反气旋内盛行下沉气流,并常有逆温层(逆温层形成机制见http://www.21cma.net/thread-1420-1-10.html)的形成,在它的控制下天气晴朗少云。
    因此冷性反气旋的活动往往带来大风和剧烈的降温,因此是形成寒潮的主要天气系统。
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 楼主| 发表于 2009-2-3 10:32 | 显示全部楼层
故接下来描述一下寒潮的特征

    亚洲大陆面积广大,北部地区冬半年气温很低,南部又有青藏高原和东西走向的高大山脉阻挡冷空气南下,很容易造成冷空气的堆积,因而也就成为北半球冷性反气旋活动最为频繁、发展最为强大的地区。冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动,但当高空形势改变时,会受高空气流引导而移动。当其南移时,就造成一次冷空气袭击,如果冷空气十分强大,如同寒冷潮流滚滚而来,给流经地区造成剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气,这种大范围的强烈冷空气活动,称为寒潮(其发展阶段见:http://www.21cma.net/thread-793-1-11.html)。

    我国国家气象局规定,由于冷空气侵袭,使气温在24h内下降10℃以上,最低气温降至5℃以下时,作为发布寒潮警报的标准。但从危害性来看,此标准略高,尤其在南方往往最低气温并未下降到5℃以下时,也会对农作物造成很大危害。同时,这个规定并未说明气温下降10℃的范围大小。因此,国家气象局又对上述标准作了补充规定:长江中下游及其以北地区48h内降温10℃以上,长江中下游最低气温≤4℃(春秋季改为江淮地区最低气温≤4℃),陆上3个大行政区有5级以上大风,渤海、黄海、东海先后有7级以上大风,作为寒潮警报标准。如果上述地区48h内降温达14℃以上,其余同上,则为强寒潮警报标准。

    寒潮主要出现在11—4月间,秋末、冬初及冬末、春初较多,隆冬反而较少,这主要是寒潮定义只考虑降温幅度的缘故春、秋季正是大型平均环流调整期间,冷暖空气更替频繁,因而冷空气活动次数较多,而冬季冷空气在我国大部分地区居于绝对优势地位,天气形势稳定,冷空气活动相对减少(其实是冷高压控制我国大部地区)。夏季冷空气退居高纬度(西风带北移,具体可见三圈环流机制http://www.21cma.net/thread-2868-1-1.html),我国很少受其侵袭。

    寒潮的形成与爆发必须具备两个基本条件一是要有冷空气的积聚和酝酿过程,二是有合适的流场,引导冷空气南下
    寒潮天气过程表现为由纬向环流转变为经向环流形势的调整,这种环流形势的调整是冷空气积聚、冷却和大举南下的背景条件。侵入我国的寒潮,虽然源地、侵入时流场不同,但是绝大多数寒潮天气过程是由经向环流发展而来。

    具体而言,冬季亚欧大陆上空经常出现二槽一脊的形式,即欧洲浅槽-乌拉尔脊-东亚大槽。东亚大槽的后部或乌脊的前部为强大的冷平流,东亚大槽为深厚的冷槽。在地面天气图上,则表现为在乌脊下的新地岛附近有一个强大的冷高压,而在西伯利亚西部有一个深厚的冷低压。

    当乌脊维持时,其上游广大的欧洲地区在冷空气控制下,出现严寒天气,而下游的亚洲天气平稳。但是,如果乌脊崩溃,冷空气就会在偏北气流的引导下,大举南下,侵入我国,形成寒潮天气。

    寒潮是一种大规模的强冷空气的活动,寒潮南下侵入我国时,其前缘有一条冷锋作为前导,锋后气压梯度很大,造成大风天气,伴随着大风而来的是温度的骤降,常达10℃以上,降温还可引起霜冻、结冰。降水主要产生在寒潮冷锋附近,在我国淮河以北,由于空气比较干燥,很少降水,移到淮河以南后,暖空气比较活跃,含有水分增多,大多能形成雨雪。在春、秋季,除大风和降温外,北方常出现扬尘和沙尘暴天气。

    根据统计,侵入我国的寒潮95%都要经过一个关键区,即70-90°E,43-65°N,冷空气到达关键区后加强发展,分三路进入我国(见下图)
    西北路径:冷空气从关键区经蒙古国到达我国的河套地区附近南下,直达长江中下游地区及其以南地区。
    东路径:冷空气从关键区经蒙古国到达我国的内蒙古及东北地区,后折向西南,经渤海侵入华北,再从黄河下游南下,直达两湖盆地。
    西路径:冷空气从关键区经我国的新疆、青海、青藏高原东侧南下。

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-2-3 10:38 编辑 ]
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 楼主| 发表于 2009-2-3 10:50 | 显示全部楼层
低纬度(高空)天气系统

    副热带高压

    副热带高压(见图1、2)是一个环绕副热带地区的动力性高压带(其动力形成机制见:http://www.21cma.net/thread-1746-1-4.html)。其形状大致为椭圆,脊线的方向一般是西南西—东北东(副高脊线定义见http://www.21cma.net/thread-928-1-11.html
   
    副热带高压各部位天气特点:
    西北、西:气流来自低纬,潮湿、温暖,上升气流强,云雨区广,有时是雷雨天气,北侧与西风带相邻,常有气旋、锋面气旋活动(我国夏天往往受到此区域影响)。
    西南:受东风气流影响,天气较好,有时云量比较多;当有热带天气系统出现时,产生成片的云雨,有时出现大风、暴雨等恶劣性的天气(副高北跳以后影响我国东南沿海等地)。
    东南、东:受偏北、偏东气流的影响,较冷,以下沉气流为主,多晴朗少云的天气(比如美国太平洋东海岸,中东地区除外)。
    中心:下沉气流强,晴朗少云,风力弱,炎热。

    西太平洋副热带高压是太平洋副高在夏季的一个单体,因范围大,势力强,则用脊线的位置代表西太平洋副高在大气中的位置。

    副高活动具有一定明显的规律性,这种规律与我国东部主要雨带的南北移动是一致的,并且雨带就位于西太平洋副热带高压脊线以北的5-8个纬度处

    西太平洋副高的移动与我国东部雨带的关系:

时间               脊线位置                          影响地区
4月以前        18-20N                             华南出现连续的低温阴雨天
6月下旬        第一次北跳并在20-25N    稳定华南前汛期结束,江淮流域出现梅雨。
7月中旬        第二次北跳并在25-30N    摆动梅雨结束,黄河出现汛期,长江流域进入伏旱季节。
8月初           第三次北跳跨过30N         华南出现台风,华北、东北进入雨季。黄河处于副高下
9月上旬        第一次回撤到25N             江淮出现降水,长江以北秋高气爽
10月上旬       第二次回撤到20N以南    华南降水,台风减少,华南以北都是秋高气爽的天气

    副高脊线北上南撤的移动,属于全球性的,并且北进持续的时间长,速度慢,而南撤时间短,速度快,并且北进与西伸相结合,南撤与东缩相结合(见移动路线图3、4)。            

    由于副高北进持续的时间长,速度慢,导致了我国6月-7月初的梅雨(图5、6)
    梅雨特点:阴雨天多、空气潮湿、暴雨多、日照少、闷热、时晴时雨、时凉时热。

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-2-3 10:54 编辑 ]
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 楼主| 发表于 2009-2-3 11:04 | 显示全部楼层
热带(高空)天气系统

    一般在习惯上把南北纬30度之间的区域称为热带。热带的天气系统主要包括:热带辐合带、东风波、热带云团、热带气旋。
    热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它来临时往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪,具有很大的破坏力,威胁着人民生命、财产安全,是一种灾害性天气。同时,热带气旋也带来充沛雨水,有利于缓和或解除盛夏旱象,是热带地区最重要的天气系统

热带气旋等级划分为:

超强台风(Super TY)    底层中心附近最大平均风速≥51.0 米/秒,风力16级或以上
强台风(STY)                底层中心附近最大平均风速41.5-50.9 米/秒,风力14-15级
台风(TY)                     底层中心附近最大平均风速32.7-41.4 米/秒,风力12-13级
强热带风暴(STS)              底层中心附近最大平均风速24.5-32.6 米/秒,风力10-11级
热带风暴(TS)                   底层中心附近最大平均风速17.2-24.4 米/秒,风力8-9级
热带低压(TD)                   底层中心附近最大平均风速10.8-17.1 米/秒,风力为6-7级

    下面以台风为例说明
    台风范围通常以其最外围闭合等压线的直径度量,大多数台风范围在600-1000km,最大的达2 000km,最小的仅100km左右。台风环流伸展的高度可达12—16km,台风强度以近台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压值来确定。大多数台风的风速在32—50m/s,大者达70m/s,甚至更大。台风中心气压值一般为950hPa,低者达920hPa,有的仅870hPa。

    台风一般形成于南北纬5-20度的热带海域。其中半数在太平洋,尤以西太平洋最多。从季节上看,主要出现在海温较高的夏秋季

    台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋,发展成熟的台风,其低层按辐合气流速度大小分为三个区域:
    1.外圈:又称大风区,自台风边缘到涡旋区外缘,半径约200—300km,其主要特点是风速向中心急增,风力可达6级以上。
    2.中圈:又称涡旋区,从大风区边缘到台风眼壁,半径约100km,是台风中对流和风、雨最强烈区域,破坏力最大。
    3.内圈:又称台风眼区,半径约5—30km。多呈圆形,风速迅速减小或静风。

    台风带来的天气情况由外向内有:
    1.外螺旋云带:由层积云或浓积云组成,以较小角度旋向台风内部。云带常常被高空风吹散成“飞云”。
    2.内螺旋云带:由数条积雨云或浓积云组成,直接卷入台风内部,并有降水形成。
    3.云墙:由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带。云顶高度可达12km以上,好似一堵高耸云墙,形成狂风、暴雨等恶劣天气。
    4.眼区:气流下沉,晴朗无云天气。如果低层水汽充沛,逆温层以下也可能产生一些层积云和积云,但垂直发展不盛、云隙较多、一般无降水。

    影响我国的TC移动路径(见下图)

    台风形成机制和外部条件见http://www.21cma.net/thread-2856-1-2.html

    台风的消亡条件主要是下垫面高温、高湿空气不能继续供给,低空辐合、高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等。造成这些条件的途径一般有两个:一是台风登陆后,高温、高湿空气得不到源源补充,失去了维持强烈对流所需能源。同时低层摩擦加强,内流气流加强,台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。二是台风移到温带后,有冷空气侵入,破坏了台风的暖心结构,变性为温带气旋。

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-2-3 11:05 编辑 ]
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发表于 2009-2-3 12:55 | 显示全部楼层
非常非常的感谢tom版,这对我们初学者提高很有帮助、、、、
发表于 2009-2-3 17:26 | 显示全部楼层
折腾了半天,终于暂时稳定了桀骜不驯的电脑……

回来了。本帖加精。
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