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NASA新的研究发现,飓风眼内及附近区域十分微妙的空气运动为这一“能源中心”提供动力。研究人员通过观测与模拟1998年Bonnie飓风,得到了飓风加强过程中的一系列湿暖空气块从飓风眼向眼壁强雷暴区移动的螺旋形图像。分析结果表明,过去认为并不重要的飓风眼与眼壁之间空气块的流动,是飓风加强的重要因素,并不完全符合“进-上-出”模型。 相似文献
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在近几十年,由于气象雷达、飞机、卫星云图等探测技术的发展和广泛应用,以及常规地面和探空站网的加密,有组织的中尺度探测计划的执行等,对大范围降水系统中中尺度结构的认识逐渐深人和全面。这些中尺度系统,如:高低空急流、中尺度切变线、 相似文献
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东亚季风和我国夏季雨带的关系 总被引:58,自引:13,他引:58
利用1951-1994年每月平均平面气压资料,计算了东亚地区季风强度指数。分别表明:东亚夏季风强弱与我国夏季雨带类型之间有着一定的关系。当夏季风强的年份,主要雨带分布在我国北方,而夏季风弱的年份,主要雨带分布在我国南方;夏季风为正常的年份,雨带分布一般在我国中部。分析发现:夏季季风的强弱与夏季风来临迟早还存在着联系。当夏季风来临早的年份,则夏季季风强度以偏强为主;反之夏季风来临迟的年份,则夏季季风 相似文献
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一次连续性暴雨中双雨带的成因分析 总被引:3,自引:1,他引:2
利用NCEP/ NCAR 1 ?×1 ?再分析资料,对2005年6月17—22日发生在长江以南的一次连续性暴雨过程分析发现,在连续性暴雨过程中,长江以南有两支雨带存在,北雨带与冷锋降水以及副热带西风急流右后方的非地转场引起的质量调整有关。南雨带的形成与东、西风急流和南亚高压的共同作用有关:东风急流中心右后部的非地转场可形成反环流,有利于南雨带形成;南亚高压脊线附近以及东风急流的右后方的du/dt<0,可导致雨区附近及南部强的v-vg<0场出现;当西风急流南压,在雨区的北部即西风中心的后部可形成强的v-vg>0,三者共同作用的质量调整使雨区上空出现强辐散场导致暖区强降水出现。分析发现南雨带中层有θe锋区存在,该锋区有利于不稳定能量的释放,使暴雨加强,当南北锋区接近时雨带合并。 相似文献
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东亚夏季风环流和雨带的季节内变化 总被引:16,自引:9,他引:7
基于常规气象要素资料及变差度方法, 分析了东亚夏季风环流的演变特征, 发现东亚地区在夏季期间存在两次明显的次季节突变, 主要表现为西太平洋副热带高压 (副高) 的两次东退北跳, 第一次是在6月中旬, 第二次是在7月下旬。由于副高与雨带密切相关, 雨带在演进过程中也呈现出两次明显的突跳, 分别对应于江淮流域至日本一带梅雨期以及中国华北和东北雨季的开始。较第一次北跳而言, 副高的第二次北跳更为明显。副高的第一次北跳主要受南海地区对流活动加强的影响, 而第二次北跳则是暖池对流活动与高纬地区环流共同作用的结果。暖池地区向东北方向传播的Rossby波列以及高纬地区东传的Rossby波通过锁相作用使得副高强烈北跳。此外, 副高与其西部边缘凝结潜热的相互作用导致副高发生季节内的低频振荡。 风场变差度的分析表明, 高纬地区对流层中低层环流的调整随着夏季季节进程逐渐减弱, 这与中高纬地区温差的变化有关。而高纬地区高层环流的调整在夏季后半期随着高度的增加却逐渐增强, 这与高层环流从夏到冬的季节变化有关。从风场相似度的变化上还可以看到, 副高第二次北跳后东亚地区呈现出明显不同的环流状态。 南半球环流对于南海及暖池地区对流活动的增强有重要影响。6月中旬, 南海与暖池地区对流活动的增强是由于南海西边界西风加强并向东扩展造成的, 这与马斯克林高压 (马高) 的加强密切相关。而在7月中旬, 澳大利亚高压 (澳高) 的增强使其东北部的越赤道气流加强, 南半球大量冷空气侵入到暖池地区, 加强了暖池地区的不稳定性以及低层的辐合, 从而使暖池地区的对流活动增强。但在夏季前半期, 暖池对流活动也可调制澳高强度与其东北部越赤道气流强弱的关系, 使得二者呈现出相反的变化趋势。南半球冬季期间, 澳高在振荡中减弱, 这与澳洲大陆下垫面温度及上游马高的能量频散有关, 前者影响澳高的变化趋势 (减弱), 而后者影响澳高的低频振荡。 相似文献
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美国中部的非常规气旋锋面结构和雨带王鹏云(中国气象科学研究院,北京,100081)1引言本世纪初,挪威气象学家Bjerknes等[‘一‘j从对酉北欧登陆的海洋性气旋观测的分析,总结出代表气旋锋面系统结构的物理模式,即包含地面冷锋、地面暖锋和暖区的气旋... 相似文献
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江淮气旋中有时是存在纵向雨带的。1980年6月1日08时,东西宽约100KM,南北长达数百公里的纵向雨带分布气旋中心的东西两侧,而小心地区无降水,分析其形成原因可能是:先期气旋暖区的强降水使该区出现强冷空气堆,低空急流把强冷空气向北输送,使气旋中心出现强烈的下沉运动,进而形成分布在气旋中心东西两侧的纵向雨带。 相似文献
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通过利用多普勒雷达图、OLR日平均场、环境场和比湿场等资料对7514(ELSIE)、7908(HOPE)、0313(Dujuan)号台风进行对比诊断分析。结果表明3个双重眼壁台风都有规则和紧凑的螺旋云带,外围的云带范围小、副高强盛、登陆前850hPa西南风没加强等等,都是造成台风风大而且影响范围广,降水量偏少的原因;OLR场分布与降水场分布的同时对应关系很好,OLR低中心最终没移至陆上,因此陆上降水偏少;台风OLR低中心移向陆地的地点与强降水中心基本相符;登陆时台风中心比湿值、等值线的梯度越大、移速的越慢,则降水时间越长、雨强越大。降水越集中。 相似文献
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美国的国家飓风中心和东太平洋飓风中心预报飓风移动的一些方法,过去都曾在一些刊物上分别介绍过。1979年纽曼(Neumann)第一次把这些方法进行综合比较,指出了各个方法的特性和使用检验的效果情况,这对于我们了解、吸收他们的经验是有益的。 他们在业务上所用的全部方法,可划分为统计学 相似文献
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1.引言位于佛罗里达州迈阿密的国家飓风中心(NHC)是美国国家气象局下属的三个中心之一。其它两个分别是位于密苏里州堪萨斯城的国家强风暴预报中心(NSSFC)和位于华盛顿特区最早成立的国家气象中心(NMC)。NHC的职责不光限于提供热带气旋即飓风的预报和警报,还包括热带分析、气象咨询和公众预报,并为国内及国际需要的用户提供一年的海洋和航空预报。责任区包括北大西洋、东北太平洋的热带和副热带地区、加勒比海、墨西哥湾及临近陆地。虽然NHC有多种业务,但以飓风预报 相似文献
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ENSO现象对夏季我国天气有重要影响。当南方涛动(SO)偏弱并出现ENSO现象时,通过增强的Hadley环流的作用,它一般会使夏季西太平洋副高偏强西伸;同时,副高脊线和北侧的季风雨带位置除受到南方涛动指数(SOI)影响外,还受到平流层火山云影响即以晴空太阳直接辐射量(S)为表征的作用。由于S有显著年际振荡,我国盛夏季风雨带的位置可以有相当的差异。根据分析,作了1983、1987年夏季多雨的预报。 相似文献
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利用实况资料和WRF中尺度数值模式对2008年6月12日18时—14日00时的华南双雨带暴雨过程进行了数值模拟与诊断分析。结果表明:随着锋面的南压,在锋面的西南方向(广西沿海)生成一低涡,该低涡作为位涡源在中高层表现稳定,分别为锋面雨带(北雨带)与暖区雨带(南雨带)提供正位涡。南雨带对北雨带的作用主要体现在中层(112~114°E附近),南雨带中有位涡的大值向北输送,其输送过程导致两条雨带在该处相连,而在115°E以东的南雨带则无明显的输送过程。同时,北部高空槽中也有大值位涡向北雨带输送,以维持北雨带。研究还发现,本次过程中暖区暴雨与锋面暴雨雨带的结构差异明显,锋面雨带的结构与传统雨带的结构比较一致;有利于暖区暴雨降水的形势主要表现在中高层。RIP轨迹模式的结果也表明,质点在运动过程中位涡的输送源是位于广西沿海的低涡,可见该位涡源对双雨带形成有重要的作用。 相似文献
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梅雨锋暴雨过程中两支雨带的数值模拟 总被引:1,自引:2,他引:1
利用中尺度模式(MM4)对1981年6月27日江淮地区梅雨锋暴雨过程进行数值模拟,取得了与实况比较一致的结果,成功地模拟出南北两支中-α尺度雨带,在此基础上利用模式输出资料进行中尺度诊断分析,揭示了这次天气过程的中尺度结构特征。重点探讨两支雨带形成和维持的机制。并通过干湿对比试验讨论了积云对流潜热反馈作用。研究表明:在这次过程中南、北雨带主要是由于重力惯性波频散、高低空急流耦合等共同作用下的结果。 相似文献
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台风螺旋雨带云结构和降水形成机制研究 总被引:1,自引:1,他引:0
应用数值模式结果,选择台风登陆后两个不同时次螺旋雨带中两个强降水中心,对台风螺旋雨带的云结构和降水形成机制进行诊断分析.结果发现螺旋雨带云结构和降水形成机制有如下特点:在9~13 km高空范围内冰晶的非均质核化非常活跃,冰晶转化率高于台风眼壁暴雨数倍,但是冰晶通过贝吉龙过程生长为雪、雪通过凝华增长生长为霰的过程相对台风眼壁很弱,螺旋雨带雨水形成微物理机制以霰粒子融化成雨水(pgmlt)为主,冰相粒子转化率大值区位于垂直上升气流大值区,8 km高度霰收集雪(dgacs)干增长是最主要的冰相粒子生长过程,与北方层状云比较,螺旋雨带暴雨冷云中的凝华过程和撞冻过程非常活跃.螺旋雨带云水凝结过程呈双峰型,位于7~8 km高度冷云区的云水凝结峰值较大,暖云区0.5~1.5 km高度云水凝结峰值次之. 相似文献
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台风眼壁的云结构与降水形成机制分析 总被引:1,自引:0,他引:1
使用带有详细微物理过程的ARPS模式,对台风韦帕(Wipha)进行三重嵌套细网格模拟,利用模式结果,对台风眼壁强降水中心的云结构和降水形成机制进行分析,结果表明:冰相微物理过程是启动和形成台风眼壁暴雨的主要降水形成机制。在9000~14000 m高空,云水在很低的温度下经均质核化产生冰晶,或经非均质核化形成云冰;冰晶通过凝华增长(psfi,贝吉龙过程)、雨水收集云冰产生雪(praci)和冰晶粘附雨水成雪(piacr)过程生长为雪;霰产生主要包括4个过程:冰晶接触雨水使其成霰(piacr)、雪撞冻云水使其成霰(psacr)、雨水收集云冰转化成霰(praci)或雨水冻结为霰(pgfr);霰粒子通过收集云冰干增长(dgaci),霰撞冻云滴增长(dgacw)等过程生长;霰融化(pgmlt)和雪融化(psmlt)成雨水后再通过碰并云水等暖云生长过程,最后形成雨水。霰过程的强弱在雨水形成机制中很重要。(29.5°N、121.8°E)和(28.3°N、120.4°E)强降水中心冰晶转化率没有太大差别,但是(29.5°N、121.8°E)强降水中心上空冰晶通过贝吉龙过程快速成长为雪和霰,霰粒子增长过程远远强于(28.3°N、120.4°E)强降水中心,低空又有较高的云水转化率,使降水粒子在暖云中继续快速生长,冷暖云过程的有利配置使(29.5°N、121.8°E)出现较强雨水转化率。 相似文献