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一次东风波引起的暴雨过程分析

更新时间:2009-03-28

0 引言

进入后汛期后,随着副热带高压的北抬,我国东南沿海多位于副高南侧的偏东气流中,有时在这种偏东气流中的波动也会产生大的降水过程,这种波动通常称为东风波。东风波是天气尺度的热带天气系统,有时可能会向北移动发展,影响江西南部地区。东风波在气压场上是一个东北-西南向的倒槽,槽前为东北风,槽后为东南风。其在天气学上被定义为:在副热带高压南侧对流层中、下层的东风气流里,常存在一个槽或气旋性曲率最大区,呈波状自东向西移动,因为这种波动出现并活动在东风气流里,因此被泛称为东风波。

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东风波影响时产生的天气主要包括较强的降水和雷暴大风等强对流天气,有时降水量级很大,达到暴雨或大暴雨的量级。国内外学者对东风波做过许多研究。梁必骐[1]等根据多年资料分析,将东风波归纳为3类,分别是高层东风波、中低层东风波和深厚东风波,其中中低层东风波占总数的58%,且东风波天气主要是对流性降水,偶尔包括雷暴大风。吴阳[2]等通过对30年的历史资料分析,发现当东风波与西南季风或低涡等天气系统等相互作用时,可造成较大范围强降水,而在单纯的东风波影响下降水强度一般不强。包澄澜[3]认为影响长江中下游的东风波其波槽轴线向西倾斜;而影响华南地区的高空东风波主要表现在对流层中上层。朱星球[4]等统计了影响江西的14次东风波过程,发现高层东风波的上升运动位于500 h Pa以上,槽前强对流均在午后发展;深厚东风波和高层东风波的槽前、中低层东风波的槽后中层冷扰动区对应低层暖湿区是有利雷暴与强对流发展的区域。

影响我国的东风波结构与Riehl在1940年归纳的经典模型略有不同。 Yolande[5]等认为太平洋热带辐合带的东风波发现边界层槽前为暖湿空气,槽后为干冷空气,波轴随高度向东倾斜。而Walter[6]等分析了东太平洋上的东风波,结果表明,在中高层槽前为干冷空气,槽后为暖湿空气,东风波轴略向西倾斜。东风波产生的坏天气也因东风波结构的不同而有所变化。肖文俊[7]指出,若东风波的东风随高度增强(减弱),则坏天气区在槽线以西(东)。

以上研究表明,东风波过程比较复杂,深入研究东风波产生坏天气的原因将有助于做好相关的预报工作。2017年8月25日20:00至26日08:00发生在赣南地区的暴雨过程既是一次深厚东风波影响的过程。本文通过对这次过程进行分析,以加深对东风波的认识,为今后对此类天气的预报提供参考。

从850 hPa的风场(图1)来分析,24日20:00,今年第13号台风“天鸽”减弱后的低压环流是位于中南半岛与广西、云南交界处,而在菲律宾以东洋面上又有一个台风胚胎形成。受该台风胚胎外围环流扰动影响,25日08:00在我国台湾海峡逐渐有一个东风波动生产,东风波顶延伸到了浙江沿海,南海上的偏东风也在逐渐加大。25日20:00,东风波更加明显,江西处于槽前转为东北气流控制,在南海海上,东风风速加大,形成了偏东风急流,东风急流为这次降水输送了水汽。26日08:00,江西转为偏东风影响,东风波减弱。

1 暴雨天气概况

2017年8月25日20:00至8月26日08:00,受东风波和边界层冷空气影响,江西南部出现了一次对流性暴雨、局部大暴雨天气过程。降水落区位于赣西南地区,中心位于赣州和吉安交界处。出现50 mm以上降水的站点国家站有12个,区域站有254个,最大降水量国家站为赣州站138.5 mm,区域站为赣县均源村143.6 mm。降水过程具有时间短、范围集中、短时雨强大的对流性降水的特点。

参考文献

2    大气环流背景和主要天气系统演变特征

8月24日20:00,500 hPa环流上(图略)副热带高压呈东西带状分布,并与大陆高压合并,大陆高压中心位于四川上空,西太平洋上的副高中心位于朝鲜半岛以南东经E125°附近。我国大部地区处于副高588线控制。在西南地区的中南半岛和云南、广西交接处,有今年第13号台风“天鸽”减弱后残余的低压环流影响。在中高纬度地区主要表现为一个深厚的东北冷涡影响,冷涡槽由冷涡中心向南伸至渤海湾附近,引导槽后冷空气南下。25日08:00,副热带高压加强西伸,高压中心移到浙江上空,而在中国南海附近,赤道槽中有扰动云团向北移动,在副高南侧形成一个南北向的波槽,槽前为东北风,槽后为东南风。在中高纬度地区,东北冷涡有所加强,槽后偏北气流引导地面冷空气南下,冷空气已到达江淮地区。25日20:00,副高略有北抬,副高中心位于海上,副高南侧的东风波槽线位于台湾海峡附近,江西的南部地区处于东风波槽前。此时从低层850 hPa到高空200 hPa都可以分析出东风波,表现为较深厚的东风波形势,且东风随着高度的增加而加大,槽前可能出现坏天气。而在中高纬度地区,东北冷涡槽后引导的地面冷空气已经扩散到赣南,成为触发降水的主要因素。26日08:00,东风波槽线位置已移到江西的西部,而东北冷涡也已东移减弱,地面转为偏东风,赣南地区的降水结束。

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图1 2017年8月24日-26日850 hPa风场/m·s-1

3 低层水汽条件分析

此次暴雨过程具有丰富的水汽条件,一般来说,暴雨量级的降水其水汽85%~90%来自于500 hPa以下层次。另外本次过程中边界层主要为北方弱冷空气的侵入,所以下面从700 hPa的水汽通量和水汽通量散度两个方面来做分析。

对比各层的涡度场可以看出,东风波的波动在各层都有表现,但是在高层更加明显,分析高层的涡度场可以更清楚的展现本次东风波动的生成演变过程。通过剖面图发现,涡度在300 hPa层次最明显,下面从300 hPa上的涡度场(图4)来做分析。24日20:00,在菲律宾以东的西太平洋洋面上有波动生成,涡度中心值达到10×10-5·s-1

从水汽通量散度来看(图3),赣南地区700 hPa上处于水汽通量散度的负值区,表明有水汽的辐合运动,而低层水汽的辐合上升运动是形成降水的必要条件。26日02:00,赣南的西南地区具有水汽通量散度负值中心,中心值达到了-20 g·cm-2·hPa-1·s-1,表明在赣南的西南部有强的低层水汽辐合运动,从实况来看,这一地区同样也是降水的大值区。

  

图2 2017年8月25日20:00(a)、26日02:00(b)700hPa水汽通量/g·cm-1·hPa-1·s-1

  

图3 2017年8月25日20:00(a)、26日02:00(b)700 hPa水汽通量散度/g·cm-2·hPa-1·s-1

4 东风波降水的动力条件分析

东风波的动力结构比较复杂,发生在不同区域的不同类型的东风波其波槽结构会有所不同。本次过程是受一次发生在西太平洋上的深厚东风波系统影响,东风波轴线随高度向西倾斜,且东风随着高度增加而增大(图略)。根据肖文俊[7]等的研究,若东风波的东风随高度增强,则坏天气区在槽线以西。此次东风波槽线位于E119°~120°之间,而江西位于E119°以西,坏天气正是出现在槽前。下面从涡度场和散度场来分析这次东风波所具有的动力结构。以为以后的研究提供参考。

5)此次暴雨过程具有显著的不稳定层结特征。

4.1 涡度场分析

水汽通量可以很好的表征强降雨区的水汽输送情况。从本次过程的水汽通量来看(图2),25日20:00强降雨发生前,由菲律宾以东洋面到我国华南沿海建立了一个水汽通道,降水发生时(26日02:00)水汽输送加强,并向北抬,水汽进入了赣南地区。从图中可以看出,水汽主要来源于西太平洋和南海洋面,洋面上的热带扰动是这次降水过程水汽输送的主要系统。

25日08:00,涡度中心移到台湾以东洋面,正涡度区增大,涡度中心值增大到12×10-5·s-1;25日20:00,也就是降水开始发生时,涡度值达到最大,中心值为14×10-5·s-1,正涡度区域移到了台湾海峡。江西的赣南地区位于东风波动的槽前位置,其高层的涡度有从正涡度到负涡度的变化。在降水发生时,高层的涡度转为负值,而低层仍然是正涡度,这样的形势有利于上升运动产生降水。

(1) 对比图6(a)中骨架曲线发现,加载初期,再生粗骨料取代率的改变,对试件初始刚度影响不大;进入弹塑性阶段后,骨架曲线逐渐分离,峰值过后越发明显,表明再生粗骨料在服役和制备过程中产生的微裂缝等初始缺陷,对后期承载力和刚度的影响相对显著。

分析降水开始发生时刻的涡度垂直剖面。如图5 d,是25日20:00沿E119°的涡度剖面,从中可以看出,涡度的垂直结构比较复杂,在N21°~27°之间500 hPa以上层次涡度明显,在300 hPa出现了14×10-5·s-1的正涡度中心,这与之前的分析一致,而低层N24°以南出现了负涡度,N24°以北仍为正涡度,这说明低层的东风波较弱,只在N24°以北有波槽的形势。这是因为前文850 hPa风场上分析的菲律宾以东洋面生成的热带扰动西北移动过程中,与副热带高压之间气压梯度加大,从而产生了偏东风急流,在急流的左侧出现了负的涡度。

4.2 散度场分析

25日晚上的降水具有明显的对流性的特征。25日白天,江西受到副热带高压的控制,地面升温快,午后的最高气温赣州站达到了37 ℃,地面露点温度也超过22 ℃,低层为高温高湿状态。傍晚前后,边界层内转为北风,在北方弱冷空气抬升触发作用下,在赣南的西南部出现了一个对流云团,并且得到发展,25日晚上在该地区出现强降水。

5 降水区不稳定层结分析

上文已分析过水汽通量散度,发现在低层有水汽的辐合运动。下面就发生降水地区的高低空的散度条件来做具体分析。如图5所示,给出26日02:00 850 hPa和200 hPa的散度场,可以分析出:低层700 hPa上赣南地区有辐合中心,与之对应的高层为一个强烈的辐散中心。低层辐合高层辐散有利于对流性降水的发生。因为低层的辐合会产生上升运动,而高层辐散形成“抽吸作用”,会使得低层的辐合上升运动加强,从而促进对流运动产生降水。实况来看,这一片区域正好是这次强降水的大值区。

  

图4 2017年8月24日20:00(a)、25日08:00(b)、25日20时300 hPa涡度和25日20:00沿119°E的涡度垂直剖面(d)(单位:s-1)

  

图5 2017年8月25日20时700 hPa(a)和20 0hPa(b)散度(单位:s-1)

从探空图(图略)来看,25日下午赣州站的探空表明,该地区具有不稳定的层接条件。赣州站850 hPa与500 hPa的温度差达到了26 ℃,达到了江西出现强对流的阈值,尤其是在8月份,这样的温差也是非常大的。从几个不稳定指数来看,沙氏指数等于-4.88,抬升指数为-6.62,K指数达到了45 ℃,都是出现强对流天气的明显指标,而CAPE值为1 310.2 J/kg,说明不稳定能量非常大。另外,0~6 km的风垂直切变在这次过程中比较弱,且低层表现为一致的偏东风,这样的垂直风切变是比较利于出现短时强降水的。

6 结论

1)这是一次发生在夏季东风波和近地面层冷空气作用下的暴雨过程。菲律宾以东洋面上的热带扰动波动向西北方的传播是产生东风波的主要原因。

2)副热带高压的控制使赣南地区积蓄了对流降水所需的能量;近地面层的弱冷空气是对流天气的触发条件。东风波产生的偏东风急流为降水区域输送水汽条件。

3)从涡度场来看,整层都表现为正的涡度,表现为较深厚的东风波特征。但在高层300 hPa附近有正涡度中心,东风波在高层更明显。

4)从散度场来看,降水区域具有低层辐合高层辐散的特征。有利于对流运动的发展。

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[1]    梁必骐,王安宇,梁经萍,等.热带气象学(第1版)[M].广州:中山大学出版社,1989:156-165.

[2]   吴阳,周毅.影响我国的东风波特征分析[J].海洋通报,2005,25(3):88-91.

[3]   包澄澜.影响长江中下游的东风波个例分析[J] .南京大学学报( 自然科学版),1974(2):75-88.

[4]   朱星球,王咏青,许爱华,等.东风波对江西强对流天气环境条件的影响分析[J].暴雨灾害,2016(06):211-212.

(1)山东沂源西里地区出土大量金刚石指示矿物,超基性岩分布、成矿地质条件与蒙阴金刚石原生矿成矿地质条件相似。通过分析,人工重砂出土铬铁矿来源于金刚石赋矿母岩。

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[5]   Yolande L S,George N K,Meghan F C.Horizontal and Vertical Structure of Easterly Waves in the Pacific ITCZ[J].Journal of the atmospheric sci-hences,2008,65:1266-1284.

[6]   Walter A P,Robert C,Dennis J B,et al.Convection and easterly wave structures observed in the eastern pacific warm pool during EP-IC-2001[J].Journal of the Atmospheric Scihences,2003,60:1754-1773.

[7]   肖文俊.东风波天气区域分布与基本气流垂直切变的关系[J].北京大学学报:自然科学版,1990,26(3):333-339.

 
邓斌,董玲
《江西科学》 2018年第02期
《江西科学》2018年第02期文献

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