南大天氣學原理第6章課件

第六章亞洲季風和

中國主要的天氣過程§6.1亞洲季風系統(tǒng)概述§6.2亞洲季風的爆發(fā)和建立§6.3亞洲季風的形成與維持§6.4冬季季風與寒潮§6.5夏季季風與中國的暴雨§6.1亞洲季風系統(tǒng)概述§6.1.1季風的定義季風是盛行風向的季節(jié)變化季風概略圖Geographicalextentofglobalmonsoon■

tropicalmonsoon

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subtropicalmonsoon

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temperate-frigidmonsoonSummerITCZWinterITCZZeng&Zhang(1998);Li&Zeng(2000，2002，2003，2005)

Streamsoftheglobalmonsoonandnon-monsoonwindsDJFJJALi&Zeng(2005)季風定義（續(xù)）Webster(1987)又給出了一個更普遍的季風定義標準:冬、夏風向的季節(jié)性反轉(zhuǎn)和干、濕期的季節(jié)性交替出現(xiàn)。Webster等(1992)從環(huán)流變化角度出發(fā)，定義了一個大尺度南亞季風指數(shù)：利用40o-110oE,0o-20oN低緯度熱帶區(qū)域平均850hPa和200hPa緯向風切變(U850-U200)，指數(shù)值大于零表示夏季風，小于零表示冬季風。

可以定量描述季風及其強弱。郭其蘊(1983)定義了東亞季風指數(shù)：采用10oN-50oN內(nèi)各緯度上月平均110oE海平面氣壓與160oE海平面氣壓差。施能等(1996)對郭其蘊的方法作了改進：用東亞緯向海陸之間的氣壓梯度大小作為東亞季風強度指數(shù)“高空季風”在北半球的冬季，南亞高壓位于馬來西亞東部，南亞大陸高空盛行偏西氣流;北半球的夏季，青藏高原為高空反氣旋所盤踞，南亞高空盛行氣流由冬季的偏西氣流轉(zhuǎn)變?yōu)橄募镜臇|北氣流?！?.1.2季風的主要成員夏季季風馬斯克林高壓、澳大利亞高壓和西太平洋高壓印度北部和南海季風槽東非越赤道低空急流、南海低空急流、副熱帶西南低空急流印度北部、南海地區(qū)和江淮流域的降水和云覆蓋對流層上層的青藏高壓熱帶東風急流表6.1亞洲冬季季風和夏季季風成員夏季季風冬季季風

馬斯克林高壓、澳大利亞高壓和西太平洋高壓西伯利亞高壓印度北部和南海季風槽印度尼西亞季風槽東非越赤道低空急流、南海低空急流、副熱帶西南低空急流對流層低層季風涌升印度北部、南海地區(qū)和江淮流域的降水和云覆蓋馬來西亞南部和印度尼西亞的降水和云覆蓋對流層上層的青藏高壓太平洋高壓熱帶東風急流副熱帶西風急流在夏季風期間，上升運動和降水出現(xiàn)在陸地，下沉運動出現(xiàn)在海洋。在冬季風期間，上升運動和降水出現(xiàn)在海洋，下沉運動出現(xiàn)在陸地。1.夏季季風夏季亞洲存在著既相互獨立又相互聯(lián)系的兩支季風子系統(tǒng)：南亞季風(印度季風)東亞季風兩支季風子系統(tǒng)的差異：(1)它們的來源、季風成員及其影響的地區(qū)是不同的。南亞季風源于南半球的馬斯克林高壓，在東非沿岸越赤道后形成索馬里急流，以西南季風形式影響印度、中南半島和我國西南地區(qū)，對印度季風槽的形成和季風降水有很大影響。東亞季風起源于澳大利亞高壓，在105°-125°E附近越過赤道以后，在南海、西太平洋地區(qū)也成為西南氣流，由于西太平洋副熱帶高壓的影響，形成ITCZ。副熱帶高壓南側(cè)的東南氣流向北又變成西南氣流，與北方冷空氣活動配合，在長江流域形成梅雨鋒。為區(qū)別不同的季風氣流的來源，與越赤道氣流有關(guān)的季風氣流稱為熱帶季風，與副熱帶高壓有關(guān)的季風氣流稱為副熱帶季風東亞夏季風又可劃分為兩個相互獨立的東亞夏季風子系統(tǒng)南海－西太平洋夏季風中國大陸東部－日本副熱帶夏季風可見，東亞夏季風完全不同于印度夏季風，其不是單純的熱帶季風，而具有熱帶季風和副熱帶季風的雙重特性。差異之二(2)再從大氣熱源的分布看，兩個系統(tǒng)有各自的熱源中心(位于北半球)，有各自的冷源中心(位于南半球)。孟加拉灣熱源和青藏高原熱源與南半球馬斯克林冷源維持了印度季風槽的上升支和南半球的下沉支，組成印度季風系統(tǒng)的季風經(jīng)圈環(huán)流；而南海和東亞大陸的熱源與澳大利亞的冷源維持了南海和西太平洋ITCZ的上升支和澳大利亞的下沉支，從而組成了東亞季風系統(tǒng)的季風經(jīng)圈環(huán)流。因此，這是兩支相互獨立的季風子系統(tǒng)，它們的分界線大約在100°E附近。2．冬季季風

亞洲冬季風起源于西伯利亞高壓，當高壓離開源地向南爆發(fā)時在其東側(cè)和南側(cè)可產(chǎn)生很強的北風和東北風，這就是冬季風。亞洲冬季風系統(tǒng)成員：（表6.1，圖6.1）3．季風擾動系統(tǒng)

夏季風期間季風地區(qū)除了有青藏高壓、熱帶東風急流這些行星尺度的天氣系統(tǒng)外，還有一些與季風區(qū)天氣直接有關(guān)的大尺度天氣系統(tǒng)。（1）越赤道氣流與低空急流索馬里低空急流澳大利亞低空越赤道氣流

澳大利亞低空越赤道氣流來源于澳大利亞冷高壓，在105oE附近越過赤道。最大風速可達30m/s以上。

（2）季風槽和季風低壓季風槽季風槽是北半球夏季赤道槽的一部分。在地面圖上，槽從西非延伸至中南半島，向上伸展可達500hPa，隨高度向南傾斜。季風槽由于受地形作用滯留少動，槽的位置大致與相對雨量最小區(qū)和雷暴頻率最大區(qū)一致。季風低壓每年6-9月的夏季風期間在孟加拉灣北部生成的一種低壓稱為季風低壓。向西移動，生命期為3-5天，平均每月生成2個。季風低壓是一種強熱帶擾動，水平范圍約1500km，垂直范圍約8km，渦旋的中心氣壓為980hPa，水平風速20m/s以上。（3）對流層中層氣旋中層氣旋主要出現(xiàn)在阿拉伯海北部，有時在孟加拉灣地區(qū)。氣旋最強的環(huán)流在700-300hPa之間，在地面和200hPa通常都看不到閉合環(huán)流，在地面表現(xiàn)為西南氣流中的一個弱槽；500hPa以下是冷心，500-300hPa是暖心。南亞季風區(qū)包括印度半島、西部的阿拉伯海，東部包括孟加拉灣到達100oＥ的位置，西部以越赤道索馬里氣流與西風帶氣流相交的地方為界。整個南亞季風區(qū)的降水相對比較集中，主要的降水中心在印度半島的西側(cè)和孟加拉灣地區(qū)。南亞季風的年際變化受到南半球越赤道氣流和西風帶氣流的直接影響。東南亞季風區(qū)包括中印半島和中國南海。是來自三方暖濕氣流的匯集區(qū)。經(jīng)過南亞的季風偏西風氣流來自澳大利亞的越赤道氣流太平洋副高邊緣的東南氣流也匯集到東南亞地區(qū)。東亞季風區(qū)包括中國東部、朝鮮半島和日本東亞(副熱帶）季風雨帶是隨著季節(jié)變化逐步由華南向中國北方移動的。導致這種季節(jié)移動的直接原因包括越赤道季風氣流、西太平洋副熱帶高壓和西風帶等強度的變化。青藏高原的熱力和動力特征以及南亞、東南亞的季風強度也會從不同的角度對東亞季風施加影響。我國氣象學家高由禧先生早就認為存在高原季風。從經(jīng)過我國的低層大氣流場上可以分辨出，110oＥ以西的氣流是東南氣流，也與越赤道氣流有聯(lián)系，是向高原輻合的。隨著高原高度升高，氣流輻合產(chǎn)生的主要降水帶大致沿100oＥ。高原季風反映在地形高度上與其他三個地區(qū)的季風不同。但它也受到南亞季風、東南亞季風、東亞季風和西風帶的影響。高原季風區(qū)§6.2亞洲季風的爆發(fā)與建立§6.2.1亞洲季風的爆發(fā)和建立1.夏季季風雨帶活動是東亞和南亞地區(qū)重要的氣候特征，與夏季風進退關(guān)系密切。根據(jù)雨季和風向的變化，確定亞洲夏季風建立的平均日期。根據(jù)850hPa的se=340K等值線代表季風氣團的前鋒，來確定季風的進退。三次北推四次靜止華南北部(5月第4侯到6月第2侯)長江流域(6月第4侯到7月第1侯)黃淮流域(7月第2侯到7月第4侯)華北(7月第5侯到8月第2侯)每一個穩(wěn)定階段伴隨有一條雨帶或暴雨帶，即華南前汛期、長江流域的梅雨期、黃淮雨季和華北雨季2.冬季季風亞洲冬季風最明顯的地區(qū)是中國的東岸，經(jīng)南海到馬來西亞和印度尼西亞一帶。在700hPa以下這里盛行強的偏北或東北風。印度冬季風也相當明顯，在孟加拉灣北部有明顯的北風分量，這相當于那里的干季。冬季風的建立一般在10月中旬，這正是亞洲大陸高壓加強，寒潮首次侵襲到華南沿海以至東南亞的時候。這時，南亞地區(qū)大氣環(huán)流正處于明顯的季節(jié)變化時期，熱帶和副熱帶的高低空流場急劇地從夏季環(huán)流型向冬季環(huán)流型過渡，在南亞和東南亞地區(qū)冬季季風逐漸建立起來?！?.2.2低頻振蕩與季風活動的關(guān)系(略)

§6.3亞洲季風的形成與維持§6.3.1季風的形成機制1.海陸熱力差異和行星風帶的季節(jié)變化2.大地形的作用

青藏高原：熱力作用，動力作用3.

南北半球氣流的相互作用1.海陸熱力差異和行星風帶的季節(jié)變化海陸熱力差異冬季大陸為冷源，海洋為熱源，風從大陸吹向海洋；夏季大陸為熱源，海洋為冷源，風從海洋吹向大陸。

海陸熱機造成的風向變化反映了季風的本質(zhì)。行星風帶的季節(jié)變化在表面均勻的地球上，行星風帶基本上是緯向的，地表太陽輻射地理分布的季節(jié)變化，引起行星風系的季節(jié)變化。在兩支行星風帶交替的區(qū)域，行星環(huán)流發(fā)生季節(jié)轉(zhuǎn)移，盛行風向往往近于反向，有人稱這種現(xiàn)象為行星季風，這種現(xiàn)象以低緯地區(qū)(30oN-30oS)最為顯著。

東半球的低緯地區(qū)(從東非經(jīng)南亞到東亞以至西太平洋)，海陸熱機和行星風帶季節(jié)變化的作用一致，造成了最顯著的季風氣候區(qū)。2.大地形的作用青藏高原：熱力作用，動力作用冬季青藏高原是個冷源，高原低層形成冷高壓，是反氣旋式環(huán)流，其東南側(cè)盛行北-東北風，與東亞冬季風一致；夏季青藏高原是個熱源，高原低層形成熱低壓，是氣旋式環(huán)流，與西太平洋副高相配合，不僅使其東側(cè)的西南季風增厚，而且使夏季西南季風深入到華北以至東北。3.

南北半球氣流的相互作用南北半球側(cè)向交換過程是南北半球環(huán)流相互作用的主要形式之一，跨赤道的空氣輸送在季風區(qū)最明顯，其中北印度洋是赤道氣流中最重要的通道。在北半球夏季，亞洲南部兩支季風環(huán)流都起源于南半球高壓系統(tǒng)。在以上這些因素中，海陸本身的熱力狀況及其差異，以及行星風帶的季節(jié)變化，是形成季風的基礎(chǔ)，而大地形的動力和熱力作用、兩半球間氣流的相互作用以及大氣內(nèi)部過程，則是起到加強季風特色的作用。正因為這樣，南亞和東南亞是顯著季風區(qū)?！?.3.2季風數(shù)值模擬研究的現(xiàn)狀（略）§6.4冬季季風與寒潮§6.4.1概述§6.4.2（略）§6.4.3寒潮天氣形勢§6.4.1概述亞洲冬季風起源于西伯利亞(冷)高壓，當高壓離開源地向南爆發(fā)時，在其東側(cè)和南側(cè)可產(chǎn)生很強的北風或東北風，這就是冬季常見的冷空氣活動。寒潮天氣過程是指一種與強大冷高壓相伴隨的大規(guī)模強冷空氣活動過程。寒潮天氣的主要特點是劇烈降溫和大風，有時還伴有雨、雪、雨凇和霜凍。1.冷空氣強度的劃分寒潮定義：根據(jù)我國中央氣象臺規(guī)定，當冷空氣侵入后，凡氣溫在24小時內(nèi)劇降10oC以上，最低氣溫降至5oC以下。以后又補充規(guī)定:一次冷空氣活動使長江流域以及以北的地區(qū)48小時內(nèi)降溫10oC以上，長江中下游地區(qū)最低氣溫達4oC或4oC以下，陸上有三個大行政區(qū)出現(xiàn)5－7級大風，沿海有三個海區(qū)出現(xiàn)7級以上大風者，稱為寒潮或強寒潮。未達以上標準者，則稱為強冷空氣或一般冷空氣。冷空氣強度劃分全國性寒潮區(qū)域性寒潮強冷空氣一般冷空氣全國范圍內(nèi)取30個站分為5個區(qū)，一個區(qū)內(nèi)有3/5的站有冷空氣活動，則定為該區(qū)有冷空氣活動。當一次冷空氣影響2－5個區(qū)，并達到相同等級，并且其中包括華北和長江2個區(qū)，稱為全國類。全國性寒潮3－4次/年北方類2次/年南方類2次/年寒潮出現(xiàn)的時間

9月下旬開始，次年5月結(jié)束。春季的3月和秋季的10－11月是寒潮和強冷空氣活動最為頻繁的季節(jié)，也是寒潮和強冷空氣對生產(chǎn)活動可能造成重大危害的時期。一次過程約3-4天，長的可達8-9天。2.冷高壓冷高壓又稱為冷性反氣旋，是一種溫帶反氣旋。冬季歐亞大陸的冷高壓是全球是強大的。水平范圍：幾百公里~4000-5000公里中心氣壓強度：1040-1050hPa冷高壓的兩種類型：溫度分布對稱的準靜止型冷高壓，其強度隨高度迅速減弱，僅影響源地的天氣。溫度分布不對稱的移動型冷高壓，它的活動大體上反映了冷空氣活動，它的南下常常會帶來大量的冷空氣南下，冷高壓的強度反映冷空氣勢力的強弱。低層高壓處在開口向北的大冷舌中。高層東半部(前部)為冷槽，有冷平流，引導冷空氣南下；西半部(后部)為暖脊，有暖平流北上，因而是移動型系統(tǒng)。高壓中心軸線隨高度向暖區(qū)傾斜，強度隨高度減弱。冷高壓的發(fā)展機制：高層負渦度平流自激發(fā)展的過程：冷高壓后部(脊前)的暖平流和冷高壓中心的下沉增溫會使高層脊發(fā)展，脊發(fā)展使得脊前部的負渦度平流增強，從而又使冷高壓增強，冷高壓的增強又反過來使后部暖平流和冷高壓中心的下沉增溫加強。周而復始，使冷高壓達到最強，之后由于冷高壓上空完全由暖空氣取代，中心軸線趨于垂直，系統(tǒng)變成暖性，或南下并入副熱帶高壓消失。冷高壓中心常常存在逆溫現(xiàn)象：下沉逆溫：下沉氣流強輻射逆溫：天氣晴朗3.冷空氣的源地和路徑冷空氣的源地冷空氣的源地是指冷空氣開始形成和積聚的地區(qū)。影響我國的冷空氣有三個源地。(I)新地島以西的北冰洋洋面。來自這個地區(qū)的最多(約40%)，達寒潮強度的次數(shù)也最多。(II)新地島以東的北冰洋洋面。來自這個地區(qū)并影響我國的冷空氣次數(shù)較少(18%)，但其強度一般較強，達寒潮強度的次數(shù)也較多。(III)冰島以南的大西洋洋面。來自這個地區(qū)的也較多(約33%)，但因氣溫較高，達到寒潮強度的比例少。冷空氣的關(guān)鍵區(qū)(95%)(70-90E,43-65N)(1)中路（西北路）(2)東路(3)西路IIIIII3.冷空氣的源地和路徑冷空氣的源地冷空氣的源地是指冷空氣開始形成和積聚的地區(qū)。影響我國的冷空氣有三個源地。(I)新地島以西的北冰洋洋面。來自這個地區(qū)的最多(約40%)，達寒潮強度的次數(shù)也最多。(II)新地島以東的北冰洋洋面。來自這個地區(qū)并影響我國的冷空氣次數(shù)較少(18%)，但其強度一般較強，達寒潮強度的次數(shù)也較多。(III)冰島以南的大西洋洋面。來自這個地區(qū)的也較多(約33%)，但因氣溫較高，達到寒潮強度的比例少。冷空氣的關(guān)鍵區(qū)(95%)(70-90E,43-65N)(1)中路（西北路）(2)東路(3)西路IIIIII頻數(shù)最多區(qū)域的東南部有較多冷空氣活動4.冷空氣活動與天氣冷高壓的前沿一般都有冷鋒存在，如果冷空氣很強，達到寒潮程度，則寒潮前沿的冷鋒也被稱為寒潮冷鋒。強冷空氣或寒潮的天氣：大風和劇烈降溫，有時伴有風沙、雨、雪、雨淞和霜凍，春秋兩季，江南地區(qū)還可能有雷暴產(chǎn)生。寒潮大風的風向：東北、內(nèi)蒙古多為西北大風;華北、黃淮多為偏北大風;長江以南多為東北大風。由于寒潮冷鋒的移速愈往南愈慢，有時會在南嶺以北地區(qū)趨于準靜止狀態(tài)，所以，南方大風持續(xù)時間往往比北方長。冷高壓中心出海后，沿海地區(qū)有時會出現(xiàn)回流低云，特別在我國黃海、渤海和東海，有時在南海?；亓鞯驮浦饕抢涓邏撼龊：螅谇懊娲祦淼呐瘽駳饬?，在冷高壓經(jīng)過的地面上升而形成。§6.4.2（略）§6.4.3寒潮天氣形勢§6.4.3.1寒潮天氣形勢一般特征寒潮天氣形勢是指500hPa環(huán)流形勢。寒潮爆發(fā)，即冷空氣大規(guī)模南下，分為兩個階段。醞釀階段：冷空氣的積聚。這時，南北空氣交換少，有利于冷空氣的積聚，同時，也是能量的積聚過程，為冷空氣向南爆發(fā)作準備。爆發(fā)階段：大量冷空氣積聚后向南爆發(fā)。這時，伴有大范圍的強偏北風，在高空有較強的長波槽脊的配合，即在我國東部存在大槽，西部存在大脊，我國正好位于槽后脊前。值得注意的是，在寒潮開始時，這種大槽大脊并不存在，而是由小槽小脊東移逐漸發(fā)展而成的。實際天氣分析表明，強冷空氣或寒潮爆發(fā)南下，往往是一次高空槽發(fā)展加深成東亞大槽的過程，槽后的偏北氣流不僅為冷空氣南下提供了合適的環(huán)流條件，而且隨著槽的不斷發(fā)展加深，氣旋渦度不斷加大，使冷空氣能保持一定的厚度和強度?！?.4.3.2寒潮形成的基本條件

冷源條件，要有冷空氣的醞釀和積聚過程。一般700hPa：有-36oC冷中心500hPa：有-40oC冷中心引導條件，要有引導冷空氣入侵我國的合適流場。§6.4.3.3寒潮天氣形勢的分類：可歸納為三類：

小槽發(fā)展型（經(jīng)向型）槽脊東移型（緯向型）橫槽型（橫槽轉(zhuǎn)豎型、阻高崩潰型）1.小槽發(fā)展型小槽發(fā)展型是由不穩(wěn)定短波槽發(fā)展引起強冷空氣爆發(fā)而成。這類寒潮天氣過程分為三個階段。第一階段在高空，烏拉爾山地區(qū)有高壓脊或阻高發(fā)展，亞洲中緯度環(huán)流平直，東亞大槽平淺，西風帶偏北。第二階段烏拉爾山東北部有不穩(wěn)定小冷槽出現(xiàn)，冷槽沿高壓脊前西北氣流向東南方向移動并不斷發(fā)展，到西伯利亞西部，發(fā)展成一個較深厚的冷性低槽。這時地面圖上在新地島一帶出現(xiàn)高壓，同時在高壓前部有一明顯的低壓，且有完整的冷暖鋒系統(tǒng)。冷槽發(fā)展向東南移動時，高壓隨之發(fā)展、移動，高壓強度可迅速增強到1050hPa以上。第三階段冷槽自西伯利亞地區(qū)繼續(xù)東移加深，移到東亞大槽平均位置時，寒潮全面入侵我國。槽后冷高壓在西伯利亞和蒙古地區(qū)發(fā)展到極盛，中心強度經(jīng)常在1060hPa以上。小槽發(fā)展型的冷空氣從新地島附近的北冰洋出發(fā)，在西伯利亞加強后進入“關(guān)鍵區(qū)”，取西北路徑侵入我國再轉(zhuǎn)向出海。歐亞為兩槽一脊形勢，喀拉海上空有一短波槽，并有一溫度槽與之配合，氣溫低達－44oC。地面圖上配合有冷鋒和冷高壓活動。短波槽向東南移到西伯利亞西部地區(qū)，槽后和槽線上冷平流明顯加強，槽前等高線明顯散開，地面圖上冷高壓增強。2．槽脊東移型槽脊東移型的高空環(huán)流形勢的特點是西風帶環(huán)流較平直，并有西邊移來的具有相當振幅的高空槽，這種槽在到達蒙古西部山區(qū)以前一般不會發(fā)展。冷空氣在槽前偏西氣流的引導下東移。該槽移過蒙古西部山區(qū)以后，往往獲得發(fā)展，移向折向東南，引導冷空氣南下。西歐有低槽發(fā)展，槽前暖平流導致烏山地區(qū)脊發(fā)展。由于烏山脊的發(fā)展，其下游西伯利亞冷槽發(fā)展，槽內(nèi)冷空氣南下已影響我國西部地區(qū)。烏山脊減弱東移，其下游的低槽移到亞洲東岸，寒潮爆發(fā)。槽脊東移型的冷空氣源地和路徑偏西，因路徑很長，容易變性，所以寒潮強度相對較弱。3．橫槽型橫槽型（橫槽轉(zhuǎn)堅或橫槽南壓）寒潮常常是阻塞型形勢崩潰引起的強冷空氣爆發(fā)。烏拉爾地區(qū)有高壓脊向北及東北伸展，東亞倒Ω流型。烏山脊與鄂海脊打通，形成東北西南向脊。烏山地區(qū)形成阻高，東部出現(xiàn)橫槽。高空槽由東西向轉(zhuǎn)為南北向，槽內(nèi)冷空氣大舉南下，阻塞高壓崩潰。此類寒潮的冷空氣源地偏東，多在中西伯利亞以東的內(nèi)陸或北冰洋上。一般取西北路徑南下，但當橫槽偏西時，冷空氣主力經(jīng)河西走廊從西路東移；當橫槽偏東時，冷空氣則從北路南侵。由于源地冷空氣氣溫較低，從源地到侵入我國所經(jīng)的路徑短，因而其勢力較強?！?.5夏季季風與中國的暴雨§6.5.1概述我國中央氣象臺規(guī)定：日雨量≥50毫米為暴雨

≥100毫米為大暴雨

≥200毫米為特大暴雨。形成暴雨的條件有：1、充沛的水汽供應(yīng)2、強烈的上升運動3、持久的作用時間4、有利的地形1、充沛的水汽供應(yīng)大氣中水汽含量越高,越有利于形成暴雨,要產(chǎn)生暴雨以上的大降水量必須要有源源不斷的水汽供應(yīng)。通常要求在外圍(面積至少比暴雨區(qū)大10倍)有大范圍的水汽輻合,即有水汽的輸送和累積,并集中到較小范圍的暴雨區(qū)內(nèi),以供應(yīng)暴雨所需的水汽。水汽來源導致我國產(chǎn)生降水的氣團有兩類：一類是來自太平洋的熱帶海洋氣團這類氣團低層很潮濕，處于對流不穩(wěn)定狀況與太平洋高壓聯(lián)系在一起，比較穩(wěn)定。高壓移近我國時，在其北界和西界，西南氣流持續(xù)地侵襲；當高壓位置偏北時，其西南界與臺風之間的東南氣流有利于水汽向我國輸送。另一類是來自印度洋的赤道氣團這類氣團比熱帶海洋氣團更為潮濕，且對流性不穩(wěn)定層次厚，以西南氣流形式侵襲我國。2、強烈的上升運動低層的水汽必須上升到空中,才能凝結(jié)成云致雨。與降水有關(guān)的垂直上升運動大致可分類如下：(1)鋒面抬升作用引起的大范圍斜壓性上升運動。(2)低層輻合~高層輻散引起的大范圍動力性上升運動。這主要是指大尺度天氣系統(tǒng)的作用,既包括鋒面、氣旋、低渦、切變線、高空槽等西風帶低值天氣系統(tǒng),也包括了熱帶氣旋、ITCZ、東風波等熱帶天氣系統(tǒng),還包括了低空急流,氣流匯合帶等流場系統(tǒng)以及熱帶云團等系統(tǒng)。(3)中尺度系統(tǒng)引起的強烈上升運動。中尺度系統(tǒng)如颮線,重力波，中尺度對流輻合體〈MCC〉，中尺度輻合線等都能在100--200km以下的活動范圍內(nèi)引起強烈上升運動,其數(shù)值比大尺度天氣系統(tǒng)引起的大范圍上升運動大一個量級。這種中尺度系統(tǒng)正是造成局地大暴雨和烈性風暴的主要原因。(4)小尺度局地對流活動引起的上升運動。當大氣中具備了大量的不穩(wěn)定能量,遇有大、中尺度天氣系統(tǒng)的激發(fā),可以引起大范圍降水和中尺度暴雨。而小尺度的熱力擾動,日射增溫可引起局地熱雷雨,但由于為時短促,一般不致達到50mm以上的暴雨程度。(5)地形引起的上升運動。3、持久的作用時間這有二種含義：第一種降雨天氣系統(tǒng)移動緩慢甚至停滯不動；第二種是多次重復出現(xiàn)降雨天氣系統(tǒng)（如西風槽、氣旋波）。4、有利的地形暖濕氣流遇到山脈和丘陵,被強迫抬升,最大雨量往往出現(xiàn)在500-1000m的迎風坡上,尤其是面向暖濕氣流來向的喇叭口形山谷中,它既有迎風坡的抬升,又有地形輻合上升,往往出現(xiàn)特大暴雨。地形還可起到觸發(fā)作用,抬升運動促使?jié)撛诓环€(wěn)定能量釋放。所以,迎風坡多雨,背風坡少雨。華南是指武夷山－南嶺以南的廣西、廣東、福建、臺灣和海南五省區(qū)域，它屬于熱帶季風氣候區(qū)，年平均溫度高，雨期長（4－10月），雨量大，有兩個雨季：華南前汛期（4－6月），西風帶環(huán)流系統(tǒng)與熱帶季風環(huán)流系統(tǒng)相互作用的降水；臺風汛期，由臺風、ITCZ等熱帶系統(tǒng)造成的降水。華南前汛期暴雨過程很多，多為區(qū)域性或連續(xù)性暴雨。6月中下旬到7月上半月的初夏，在江淮流域至日本南部頻繁出現(xiàn)連陰雨降水過程，稱為“梅雨”。常常有暴雨出現(xiàn)。7月上中旬，江淮梅雨結(jié)束，華北雨季開始。很少出現(xiàn)連陰雨，一般是強度大的暴雨?！?.4.2夏季暴雨的環(huán)流形勢1．華南前訊期暴雨期主要環(huán)流特征西太平洋副高首次北跳（20oN附近），但尚未進入我國；東亞夏季風在南海爆發(fā)，東亞冷空氣活動逐漸減弱，但冷空氣不時到達南海北部，印度西南季風還未爆發(fā)；高層南亞高壓尚未躍上青藏高原。

雨帶是西風帶天氣系統(tǒng)和熱帶夏季風氣流共同作用的結(jié)果。華南烏拉爾以東的西伯利亞西部和亞洲東岸的中高緯地區(qū)為高壓脊，貝加爾湖地區(qū)為低壓槽北方冷槽帶來的冷空氣和南支波動帶來的暖濕空氣在華南地區(qū)相遇2．梅雨期主要環(huán)流特征當西太平洋副高再次西伸北上，控制華南地區(qū)，整個東亞環(huán)流完成了從春到夏的調(diào)整，雨帶同時北跳,華南前訊期雨季結(jié)束，梅雨期開始（平均副高脊線在20-25oN附近）。除了西太平洋副高北跳以外，還表現(xiàn)為：印度夏季風爆發(fā)，副熱帶西風急流從印度北部突然跳到高原北部，100hPa反氣旋軸線北跳到30oN。梅雨鋒是夏季季風氣流和極地氣團或變性極地大陸氣團之間的輻合線。江淮梅雨高層南亞高壓穩(wěn)定于長江流域上空。中層西太平洋副高呈帶狀分布，120oE處脊線穩(wěn)定在22oN附近，印度東部或孟加拉灣一帶有一穩(wěn)定的低壓槽，中緯度巴爾喀什湖及東亞東岸有兩個穩(wěn)定的淺槽。高緯為阻塞高壓。低空地面圖：江淮流域有靜止鋒850或700hPa：江淮切變線，其南為低空西南急流雨帶位于低空急流和700hPa切變線之間低層是東北風或西北風與西南風形成的輻合上升區(qū)。中層是無輻散層。高層是輻散層，該處南北兩支氣流對輻散氣流起著加速作用。

3．黃淮和華北雨季主要環(huán)流特征梅雨期結(jié)束后的7—8月為盛夏季節(jié)，西太平洋副熱帶高亞再次北跳，并到達最北位置，月平均副高脊線在28oN—30oN，逐日天氣圖上甚至可達35oN以北。ITCZ也達到20oN緯度。進入盛夏季節(jié)，江淮流域在副高控制下處于伏旱季節(jié)，華南地區(qū)進入臺風汛期，35oN以北的北方地區(qū)則進入盛夏雨期。華北持續(xù)性大暴雨的環(huán)流特征連續(xù)穩(wěn)定降水的主要環(huán)流特征之一高空在暴雨區(qū)周圍為幾個穩(wěn)定的高壓所包圍，貝加爾湖高壓、日本海高壓、青藏高壓和華南高壓，日本海高壓和青藏高壓中間是南北向的低壓帶，低渦沿南北向切變線北上。冷空氣由從烏拉爾大槽分裂東移的短波槽攜帶，沿著青藏高壓脊前流入低槽區(qū)。另一股冷空氣在貝加爾湖脊前沿極地路徑南下。低空偏東風急流與偏南風急流共同輸送水汽。華南的副熱帶高壓有利于南海的水汽向北輸送，同時在日本海高壓與華南高壓之間形成橫切變線；連續(xù)穩(wěn)定降水的主要環(huán)流特征之二烏拉爾和雅庫茨克附近各有一強高壓脊或阻塞高壓，在西伯利亞是一寬廣的低壓槽，從此槽中分裂冷空氣進入北疆，以后向東南方輸送，經(jīng)河西走廊或柴達木盆地到長江流域。西北槽是攜帶冷空氣南下的主要天氣系統(tǒng)，由于副熱帶高壓西伸，并且位置穩(wěn)定，這類西北槽在東移過程中蛻變成東西向切變線，并且穩(wěn)定在長江流域，這是梅雨的典型形勢。烏拉爾阻塞高壓的作用在于使系統(tǒng)穩(wěn)定，使冷空氣不斷地從西北向東南輸送；副熱帶高壓相對穩(wěn)定，其西側(cè)的西南氣流不斷地向暴雨區(qū)輸送暖濕空氣；雅庫茨克或鄂霍茨克海阻塞高壓使東亞西風帶位置偏南。