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第三次青藏高原观测试验中C波段垂直探测雷达于2014年7-8月在西藏那曲地区进行了连续探测,对获取的降水云廓线数据进行处理分析得到37个对流云体,提取包括对流强度CI(大气上升运动与下沉运动差)、云顶高度Hctop、35 d BZ回波区顶高Hz35、最大回波强度Zmax等13个特征参数。运用模糊聚类分析方法对对流降水云体特征参数进行深厚和浅薄对流云分类,其中Hctop和Hz35分类清晰,与CI分类的相似度超过0.8,使用一致性较好的三个特征参数CI、Hctop、Hz35对37个对流降水云进行聚类分析,得到9个深厚对流降水云体和28个浅薄对流降水云体。深厚对流云体中CI最大达到33 m·s-1、Hctop最深为12 km、Hz35高于5 km(距地高度AGL,下同);浅薄对流云中CI平均仅14 m·s-1、Hctop平均为2.5 km。在深厚对流云中0.8~1.5 km高度处常出现类似零度层亮带的回波强度和径向速度加强层,浅薄对流云体此特征不明显。结合天气雷达回波分析,深厚对流云体的水平分布多表现为对流单体嵌入到降水系统中,而浅薄对流云体则表现为孤立的爆米花分布。9次深厚对流累积地面降水量82.7 mm,占7-8月总降水量的28%,多伴有冰雹出现;28次浅薄对流累积地面降水量28.7 mm,降水贡献远小于深厚对流云。 相似文献
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本文分析了日本东南部沿海1977年8月24—26日的一次暴雨天气过程,三天总雨量的最大值达942毫米,一小时最大雨量为65毫米。如此大强度的暴雨却发生在500mb 为偏西气流的大尺度下沉运动之中,对流层中层空气干燥,对流云层很浅薄,云高仅3—4公里。这一特殊暴雨个例的分析,对于我们进一步认识暴雨发生规律,开阔思路是很有裨益的。此外,文章分析了对流层低层850mb 位于低压前部,潮湿的偏东海洋气流输送大量水汽,由于山脉的抬升作用和大气的潜在不稳定而产生很大的凝结和很高的降水率,正如我们已经对暴雨的形成所认识的那样,对流层低层很强的凝结过程的确是产生暴雨的充分和必要条件。 相似文献
3.
卫星遥感人工增雨作业条件 I: 对流云 总被引：1，自引：1，他引：0
利用卫星反演技术和云微物理分析方法,针对云微物理结构和降水形成过程探讨可播性、播撒方式,通过对不同类型对流云分析,归纳出4类可播云系,分析表明:1)重污染深厚对流云,当云底粒子有效半径小于7 μm、凝结增长带深厚、降水启动厚度大于20℃、碰并增长带薄、无雨胚带、晶化温度低于-30℃时,可播撒吸湿性核或播撒AgI.2)强上升冰雹云,若云外型强对流特征明显、各增长带增长缓慢、无雨胚带、晶化温度低于-30℃,且云顶附近存在明显的有效半径减小带,可播撒吸湿性核或播撒AgI.3)强上升强降水对流云,云底滴较大,通常大于10 μm,碰并增长较为充分,晶化温度低,一般低于-30℃,冰晶化延迟明显,冷云降水发展不充分,通过在0℃层附近播撒AgI促进冷云降水.4)污染性浅薄对流云,当云底有效半径小于10 μm、凝结增长带深厚、碰并增长带薄、无雨胚带、云顶有效半径小于14 μm、云厚3～6km,可播撒吸湿性核. 相似文献
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一次暴雨过程中云微物理特征的卫星反演分析 总被引：7，自引：0，他引：7
利用卫星反演技术和云微物理分析方法,以陕北2006年7月2日发生的暴雨过程为例,反演了云顶粒子有效半径(Re)、云顶温度(T)等云物理特征参数,通过卫星不同时次对暴雨云团的探测资料,分析了暴雨发展过程.暴雨云团表现为多单体特征,发展旺盛期对流单体的数量明显增加、云团尺度大幅增加.根据暴雨云系中的对流云、层云、过冷水云、低云(未被高云遮挡住)4种类型,分别选择了9个代表区,用于分析这次暴雨过程中不同类型云的物理特征和垂直结构.结果表明:此次暴雨云团由多种高度的云组成,低云高度较低,温度较高,云顶在0--10℃;层云高度略高,T为-10--20℃,Re为10-20 μm,并含有连片分布的过冷水云(Re为10 μm左右);高度最高的云为对流云,镶嵌在系统性层云中或在其上发展,T最低达到-80℃左右.从云底至0℃层存在一个较厚的凝结增长带,Re为5-10μm;0--10℃层存在一个碰并增长带,Re从13-15μm增长到20～25μm,但其厚度小于凝结增长带;T<-10℃层以上存在一个深厚的冰相增长带,表明在对流云团的发展成熟期,冰相增长过程为优势云物理过程.随着云的逐渐发展,混合相增长带由厚变薄,冰化增长带增厚,晶化温度升高、高度降低,表明在对流云团发展到成熟的过程中,冰化增长带在下传,云中冰化增长过程向下传递明显. 相似文献
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利用地面和探空加密资料、FY-2C黑体辐射亮温(TBB)以及NCEP资料,对2008年北京奥运会期间(8月10日)发生的一场区域性暴雨过程进行了初步分析,并利用WRF模式(V3.0),针对此次暴雨过程的性质设计了一系列数值试验,探讨了此次暴雨过程数值模拟和预报中模式物理过程的敏感性。结果发现:(1)引发暴雨的中尺度对流系统经历了3个阶段,即低槽云系中零乱弱对流云活动(北京西部山区)、低槽云系中镶嵌的波状对流云团活动(北京中西部地区)以及尺度较大的中β尺度对流云团发生发展阶段(北京中东部地区)。地面中尺度雨团与中尺度对流系统的活动特征一致,即经历了北京西部山区的零乱雨团和中西部地区波状雨团以及中东部地区中β尺度雨团活动阶段。(2)暴雨中尺度对流系统发展前处于高水汽环境、抬升凝结高度低、一定的对流不稳定能量和有利的地面抬升条件,暴雨中尺度对流系统发展过程中有明显的对流不稳定能量积聚与释放和水汽增减过程。(3)暴雨过程中低空急流特征并不明显,暴雨可能主要由对流层低层扰动、近地面冷空气活动、天气尺度强迫以及地形等共同作用引发中尺度对流系统造成。(4)数值试验结果表明,云微物理过程不足以改变强降雨带的模拟,此次暴雨过程... 相似文献
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应用葵花8号卫星资料,结合NCEP FNL再分析、GNSS遥感水汽、风廓线雷达、全国智能网格实况融合分析资料,对2017年7月14日和2018年8月7日沈阳两次暴雨过程(分别简称过程Ⅰ和过程Ⅱ)中对流云特征进行了比较分析,重点探讨了对流云的触发维持机制与影响降水特征差异的因素。结果表明:(1)两次过程分别为局地突发暴雨和区域性极端暴雨,沈阳市区暴雨均由两个对流云团引发,对流云团合并使得降水持续。过程Ⅱ云团合并发生在其移动方向的后侧,具有后向传播特征,合并云团沿其长轴方向移动影响沈阳市,使降水时间延长。(2)在降水前至降水初期,过程Ⅰ对流云顶和水汽层顶快速上升且云顶迅速超过水汽层顶,而过程Ⅱ亮温下降缓慢。短时强降水发生前红外和水汽亮温同步快速降至-60℃,可作为提前预判对流云团产生短时强降水的参考指标。10 min雨量大于10 mm的对流云云顶集中分布在红外亮温低于-55℃、亮温差为-5~0℃的范围。(3)两次过程中,沈阳市分别位于东北冷涡后部和副热带高压北缘。过程Ⅰ,探空曲线呈“X”型,CAPE高达2584 J·kg^-1,造成对流云深厚,云底以下干层导致雨滴蒸发,使降水强度减弱,该过程高强度降水仅发生在对流云团合并加强阶段。过程Ⅱ,云底到地面湿层明显,保证了雨滴降至地面,产生相同量级降水的云团的TBB比过程Ⅰ高。(4)强降水发生前,地面风场存在明显辐合,当大气可降水量2 h内跃增8 mm时,站点出现强降水;局地水汽跃增可能是低空西南气流偏南分量增大或偏北冷空气侵入到暖湿空气中所致。 相似文献
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《湖北气象》2021,40(2)
利用常规气象观测资料、卫星云图、多普勒天气雷达资料、区域自动气象站资料与NECP/NCAR 1°×1°逐6 h全球再分析资料,对2016年7月3—4日梵净山东南侧暖区特大暴雨的中尺度系统演变与环境场特征进行了分析。结果表明:(1)该过程暴雨发生在副热带高压西北侧高空槽区、低层暖切变南侧、低空急流左前端及高空200 hPa分流辐散区,主要影响系统为500 hPa高空槽和850 hPa暖切变线,地面无明显冷空气影响,属贵州暖区极端暴雨。(2)此次暖区暴雨是由4个对流云团连续影响直接造成,强降雨出现在对流云团中心附近及其后侧云顶亮温(T_(BB))等值线梯度大值区。(3)暴雨由积状云为主的混合降水回波造成;暖云层和湿层深厚、低层水汽输送充沛、异常偏低的自由对流高度(LFC)和抬升凝结高度(LCL)及中等强度"瘦高"型对流有效位能分布,是形成高效率降水的有利环境条件。(4)梵净山对水汽向北输送具有阻挡作用,使水汽通量大值带和水汽辐合中心集中在其东南侧;边界层偏东风在山前转向南流与南来偏南气流在暴雨区形成东西向稳定中尺度辐合线,对流在辐合线附近触发、合并、加强和东移是造成特大暴雨的重要原因;迎风坡和喇叭口地形的中小尺度动力强迫有利于边界层水汽输送和抬升凝结。 相似文献
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利用FY-2E静止气象卫星的云图资料,对2012—2018年夏季(6—9月)发生在四川盆地眉山市内的35次区域性暴雨过程进行分析,探索研究暴雨过程中对流云合并现象的特征。结果表明:暴雨过程中有88%出现了对流云合并,对流云合并是造成暴雨强对流天气过程的重要影响因素;按照合并云团的数目以及合并次数,可将合并过程分为两个对流云团合并、多个对流云团同时合并和多个对流云团多次合并三大类;同时暴雨过程里的合并现象与合并云团之间的距离、面积比例、最低亮温差及最低亮温平均值有密切的联系。 相似文献
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梅雨锋暴雨过程潜热及反馈机理个例分析 总被引：1，自引：0，他引：1
在对2003年6月24~25日的一次江南北部梅雨锋暴雨过程进行合理模拟的基础上,应用模式输出资料,系统分析了暴雨过程中大尺度稳定凝结加热(Hs)及对流凝结加热(Hc)的时空分布特点以及其潜热在暴雨过程中的反馈作用。研究表明在这次暴雨过程中,主要以Hc为主,平均的Hs、Hc均主要分布在900~250 hPa,最大值位于400 hPa附近;在暴雨发展过程中,Hs、Hc随暴雨的增大而增大,且加热层次不断加深;去除潜热的“干”敏感性试验表明,潜热释放加热了深厚的大气层,使得高层加压辐散,暴雨北侧高空西北急流加强,低层减压辐合,暴雨南侧的低空西南急流加强,同时使得低层的切变线得以维持加强。 相似文献
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对流层低层偏东风对北京局地暴雨的作用 总被引：8，自引：2，他引：6
本文利用风廓线仪、地面自动站观测资料及NCAR/NCEP 1°×1°分析资料等,对北京地区两次局地暴雨天气过程的对流层低层偏东风进行了对比分析研究,重点分析了浅薄和深厚两次偏东风的形成机制、偏东风的垂直结构特征和温、湿特性,以及偏东风在北京局地暴雨中的作用等。主要结论如下:(1)浅薄偏东风活动在距地面高度500 m 以下,水平尺度约250 km,时间尺度约12 h, 地面风速平均约1 m/s;深厚偏东风活动在距地面高度3000 m 以下,水平尺度大于600 km,持续时间大于24 h,地面风速平均约4 m/s。(2)浅薄偏东风由边界层内浅薄的次天气尺度暖性低涡引起,深厚偏东风由天气尺度地面暖性低压倒槽的发展引起。(3)偏东风具有高相当位温的属性,其源地是北京东部或东南部的暖湿气团;在暖湿偏东风上方800～600 hPa 存在干冷空气活动,形成了有利的对流不稳定层结;浅薄偏东风暖湿能量的局地集中特征更为显著,而深厚偏东风在水汽和能量的持续输送方面,以及与500 hPa 偏西风形成较强的、有利于强对流风暴发展的低层垂直风切变方面作用更为显著。(4)浅薄偏东风在时间和空间上与近地面层辐合中心对应较好,与中高空辐散有较好配合,动力作用明显,直接起到了对流风暴的触发机制作用;深厚偏东风与辐合中心对应较差,与垂直运动及上层辐散也没有很好的配合,与对流风暴的触发没有直接的关系。但是深厚偏东风在对流层低层对应厚达3000 m 的潮湿空气层,削弱了雨滴下落过程中产生的蒸发降温作用,有利于对流的发展和维持。 相似文献
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一次暴雨过程的中尺度特征分析 总被引：1，自引：0，他引：1
利用常规观测资料、自动区域站雨量、卫星云图、雷达资料,对2011年8月15～18日发生在陇南市的一次暴雨过程进行分析。结果表明:前期的高温为暴雨产生积累了大量的能量,西南涡和高原涡2个中尺度低涡的形成和维持配合副高外围西南暖湿气流和南下冷空气共同作用造成此次暴雨。不稳定大气层结在冷空气的触发下,使副高外围较强的西南气流提供输送的水汽在高层辐散低层辐合所产生的抽吸作用下不断上升凝结,致使强降水天气发展和维持。β中尺度对流云团受地形及下垫面等因素影响加强,同时暴雨落区主要在β中尺度对流云团的前沿。强降水与雷达回波剖面图上强回波中心基本一致,强回波的列车效应造成了该区域暴雨的发生。 相似文献
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海峡两岸及邻近地区暴雨试验(HUAMEX) 期间暴雨过程及环流特征研究 总被引：15，自引：4，他引：11
对1998年5～6月海峡两岸及邻近地区暴雨试验(HUAMEX)期间的6次暴雨过程及其环流特征进行了分析.发现:(1)6次暴雨过程均与锋面活动有关,每次锋面过程都与锋生区对应.锋面的特征既不同于冬季的冷锋,又不同于夏季长江流域的梅雨锋.(2)对视热源和视水汽汇作了计算,发现暴雨过程中华南地区为视热源和视水汽汇的大值区,降水产生的凝结加热作用很重要.(3)华南前汛期暴雨与南海季风有密切关系.1998年华南前汛期偏南气流多次增强,与暴雨过程有直接的联系.(4)对四次降水过程的水汽来源作了分析,发现对应不同个例,水汽的供应源地并不相同,孟加拉湾、南中国海和西太平洋都可能是重要的水汽供应源地.(5)对云顶黑体温度(TBB)的分析表明,华南上空的对流云团为暴雨的发生提供了有利条件.(6)将HUAMEX暴雨过程与第一次全球大气研究计划试验(FGGE)期间的华南暴雨过程及"94·6"近百年一遇的华南暴雨过程作了比较. 相似文献
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通过对2005年7月18日到19日发生于四川盆地北部的大暴雨过程中的两个中-β尺度对流云团的分析,探讨了中-β尺度对流云团产生强降水的条件,研究其变化规律,从而为暴雨预报提供一定的物理依据。 相似文献
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一次华南西部低涡切变特大暴雨的中尺度特征分析 总被引：9，自引：1，他引：8
利用常规观测资料、卫星云图、雷达回波反演资料、自动气象站降水量以及NCEP/NCAR再分析资料,对2007年6月12—13日发生在华南西部的一次低涡切变特大暴雨过程的中尺度特征进行了分析,结果表明:(1)500 hPa高空槽经向度加大并东移南压,中低层低涡沿切变线东移,低空西南急流建立以及地面浅薄冷空气活动等天气系统相互作用触发了中尺度对流系统(MCS)的发展,造成暴雨。(2)地面降水时空分布具有明显的中尺度特征。大暴雨中心水平尺度都小于200 km,雨团持续时间5—7 h。(3)特大暴雨中心主要是由MCS移入造成的。柳江特大暴雨中心由两个MCS产生,一个沿低涡切变南侧的偏南气流移到暴雨中心上空;另一个沿切变线东移到暴雨中心上空。沿海暴雨中心则由一个MCS发展引发的。降水主要出现在MCS的中部冷云区内或云团边缘TBB梯度最大处。与MCS的生消过程对应,柳江暴雨区包含两次中尺度降水过程,第1次降水以热对流云团造成为主,第2次降水以低涡云系激发的MβCS产生强降雨为主;而沿海暴雨区是1次短时间持续性的MβCS强降水产生。暴雨主要由不断发展旺盛的对流单体引起,暴雨发生伴随着低空西南急流的建立,2—3 km高度上低空急流风速脉动增强了MCS的发展。(4)暴雨发生在高相当位温舌中,湿层厚度超过400 hPa,暴雨区层结具有位势不稳定或中性层结。(5)中尺度对流系统具有深厚的垂直环流结构,低层涡度柱在暴雨发生过程明显抬升,增强低层水汽辐合,锋区的动力强迫上升运动加强低层能量和水汽的往上输送,高层辐散气流增强MCS的发展。同时,暴雨区地形的作用增强了锋面强迫上升运动。 相似文献
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刘运成 《高原山地气象研究》2006,26(1)
通过对2005年7月18日到19日发生于四川盆地北部的大暴雨过程中的两个中-β尺度对流云团的分析,探讨了中-β尺度对流云团产生强降水的条件,研究其变化规律,从而为暴雨预报提供一定的物理依据. 相似文献
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从实地观测和资料分析中发现,强烈的暴雨云型之一是:在层状云内有对流云发展。通常,层状云所在的高度附近、大气层结是稳定的,因而它将仰制低空对流云的发展。可是若层状云侵入后,其下部对流云反而旺盛发展起来。这表明:①低空有强烈的辐合上升运动;②大范围的层状云将提供充沛的水汽平流;③旺盛发展的对流云将供应足够的冰晶。这都为强烈暴雨的形成准备了条件。 1981年7月29日14时,测站(▲)位于一条地面 相似文献
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《湖北气象》2017,(6)
从物理机制、预报技术方法等方面,讨论了短时强降水和暴雨的异同。主要结论包括:(1)充沛的大气可降水量是形成暴雨或极端短时强降水的必要条件,但对于非对流大尺度降水(层状云)过程,对流层低层的净水汽平流量或水汽通量辐合的强度是判断降水强度的核心因子,这也是大范围暴雨预报分析过程中的关键因素;对于中尺度层云降水过程,水汽垂直输送量和气柱内水汽的净平流量则同等重要;对于对流过程,如果不考虑蒸发过程,瞬时降水强度主要决定于水汽垂直递减率(而非整层大气可降水量)和低层大气对流有效位能(CAPE)而不是整层大气的CAPE。(2)降水强度与实际有效凝结率(形成地面有效降水)关系密切,而有效凝结率与云的形态结构特征直接联系;从另一角度看,对流云的形态特征由大气层结状态和环境风垂直切变决定。(3)对于天气尺度系统造成的大范围稳定性降水过程,降水的持续时间取决于天气系统的移动速度,更确切地说,是降水区域上空水汽辐合维持时间的长短;对于对流降水过程,降水持续时间则取决于对流系统的尺度、移动速度和传播特征。 相似文献
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本文利用基于变分客观分析方法的物理协调大气分析模型,构建了青藏高原试验区大气热力—动力相互协调的数据集,并通过该数据集对青藏高原试验区夏季深厚及浅薄对流降水过程的热动力特征进行分析,结果表明:变分客观分析后的垂直速度场能更好地与实际观测的对流降水过程相吻合;深厚对流降水期高云含量多,整层大气为较强的上升运动,上升运动可达100 hPa左右,浅薄期高云含量少,上升运动仅能延伸到300 hPa左右;两种对流降水过程中视热源Q1在低层为冷却作用,高层为加热作用,在深厚期中高层Q1存在两个加热中心,中层受较强的水汽凝结释放潜热加热所影响,高层主要受过冷云水凝结成冰晶形成高云时释放的热量所影响;在浅薄期中高层Q1只存在一个加热中心,大气的加热主要来源于水汽的凝结潜热释放;深厚对流降水期视水汽汇Q2的加热作用可以延伸到200 hPa,而浅薄期仅到340 hPa左右。 相似文献
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9417号台风暴雨过程分析 总被引：1，自引：0，他引：1
利用ＧＭＳ－４红外卫星云图、日本数值预报传真图和常规天气图资料，对１９９４年８月２３日至２４日出现在我省鲁东南和半岛地区的一次台风暴雨天气过程进行了分析。发现这次暴雨过程中，共有６个中尺度对流云团生成和发展，云顶温度与地面降水强度有一定的对在关系．研究了产生这次暴雨过程的环流形势和中尺度对流云团生成和发展的热力、动力机制。强调指出，台风低压倒槽或台风低压演变成的温带气旋中的暖锋激发中低层对流不稳定能量释放，产生中尺度对流云团，造成大暴雨天气。 相似文献