高等天气学对流.pptx
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高等天气学对流.pptx
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,第十讲对流系统,丁一汇国家气候中心,高等天气学讲座(2016年春季),单元四:
对流和降水天气系统,罗亚丽中国气象科学研究院,对流系统的分类,一、对流单体一般单体多单体超级单体二、中尺度对流系统(MCS)飑线中尺度对流复合体三、地形引起的对流系统,发展期的一般单体对流系统表现为一个塔状的积云,其内部全部是上升气流,强度超过10m/s。
卷入过程发生在云体的侧边界。
雨滴和雪团开始形成,主要位于云体的中上部,云底之下并没有显著的降水。
成熟阶段,积云继续增长,云内的降水粒子开始掉落到云底以下的不饱和空气中,降水粒子蒸发,使得云底下面的不饱和空气冷却,形成近地面冷池,在静力平衡调整作用下,导致近地面中尺度高压的形成。
最大垂直速度在云体的中部,这一层以上的高度发生卷出过程,云顶附近有辐散发生。
由于风切变很弱,降水粒子直接落入上升气流中,产生下沉运动,不利于上升气流的维持和加强,当云体内空气运动以下沉气流为主的时候,对流系统进入消散期。
这一阶段,雨滴蒸发造成的冷空气向外伸展比较远,切断了高能的入流空气与上升运动之间的联系,上升运动不能维持。
一个典型的普通单体雷暴生命史的3个阶段示意图:
(a)发展期,(b)成熟期,(c)消散期。
(原图引自ByersandBraham1949,Doswell1985,MarkowskiandRichardson2010),1、一般单体对流(single-cellconvection),生命史:
30-60分钟环境垂直风切变很弱(a)发展期(b)成熟期(c)消散期,(a)上升气流超过10ms-1卷入过程云底之下无降水,(b)近地面冷池和中尺度高压卷出过程,(c)下沉运动为主冷空气向外延伸较远,切断高能的入流空气与上升运动之间的联系,2、多单体雷暴,(multicellularconvection)大气中常出现的一种强风暴叫“多单体雷暴”,它们是一种大而强的雷暴体,其中包含有多个单体,新的单体沿着阵风锋重复发展。
虽然每个单体的生命期仅仅30-60分钟,但是,单体的连续更替过程使得多单体雷暴可以维持几个小时,可能产生灾害性的强降水、直线大风和冰雹。
新生和发展阶段的单体有活跃的上升气流,在衰减阶段以下沉运动为主。
风暴内的上升气流起源于风暴前边界层中,以后斜升到中高层。
各个单体以平均风的速度移动,整个多单体雷暴的移动是各个单体的移动和传播相叠加的结果。
多单体对流演变模型,左图:
1999年5月20日在德克萨斯观测到的多单体对流系统右图:
对流系统以东约100km处风廓线仪观测的速矢端迹图0-6km速度差为16ms-1。
单体移动、单体传播、整个系统运动分别用紫色、黄色、绿色矢量标出。
可见,单体朝着西南方向传播,与朝东的低层切变不一致。
观测到的对流单体的传播似乎是环境场不均匀性的结果,比如,对流单体与干线的相互作用,或者CIN的变化。
3、超级单体(supercellularconvection),超级单体是一种最强烈的局地风暴,虽然发生频次较低,但是产生的灾害严重。
它表现为单一的强大的环流系统,常具有不对称的外形和天气分布。
在单体内有一支深厚的扭转的上升气流,上升气流中包含一个直径约几公里的深厚的中气旋,单体内也有下沉气流。
超级单体一般维持1-4小时,可以达到8小时。
有时会产生龙卷。
(引自MarkowskiandRichardson2010),雷达低层扫描观测到超级单体的最主要特征是,反射率资料中的钩状回波和无回波窟窿(弱回波区)径向速度资料中的inbound-outboundcouplet,1998年6月14日0124UTC俄克拉荷马市雷达观测的(a)反射率和(b)径向速度(MarkowskiandRichardson2010),WER,弱回波区称为“有界弱回波区”,这是特别强烈的风暴的一种特征。
一般情况下,风暴出现无界回波区,即前方未被悬垂体所包围,因而四周无回波存在,只有在弱回波区上有回波。
在这种下悬的悬垂体中有大量供冰雹增长的胚胎,所以又称冰雹幡。
(上)超级单体反射率结构概念图。
绿色和黄色阴影表示弱、中等、强雷达反射率(左为低层的水平结构,右图为垂直剖面)(下)VORTEX试验期间1995年5月16日2306UTC机载雷达观测的超级单体雷暴的雷达反射率因子的准垂直剖面(引自MarkowskiandRichardson2010),钩状回波,无回波穹窿(弱回波区),被悬垂回波包围的弱回波区称为“有界弱回波区”,这是特别强烈的风暴的一种特征。
在这种下悬的悬垂体中有大量供冰雹增长的胚胎,所以又称冰雹幡。
一般情况下,风暴出现“无界弱回波区”,即未被悬垂体所包围,四周无回波存在,只有在弱回波区上方有回波。
水平,垂直,加拿大草原上超级单体风暴的雷达图像合成图。
左边是水平剖面,右边是垂直剖面。
反射率单位为dBz,是对降水强度的对数度量。
BWER表示边界弱回波区域,代表上升气流。
Zemax表示最强的回波。
在4km和7km层上的有界弱回波区(BWER)或无回波穹窿对应了上升气流,它与旋转轴一致。
最强的雨和冰雹往往出现在围绕着气旋性旋转轴的西北侧的下沉气流中。
在低层进入风暴的上升气流主要在弱回波区(或无回波区)中上升,至少在风暴的早期或成熟阶段是如此。
在雷达回波上形成这种结构是由于上升气流太强了,使得液态云滴没有足够的时间增长到雷达所能够观测的大小,因而充满由小水滴组成的云;即使降水粒子在高空形成了,也由于风的切变很大,使它不能落入低层的上升气流中。
带刺丝的曲线表示单体后侧的阵风锋(即出流边界)(引自MarkowskiandRichardson2010;原图引自ChisholmandRenick1972),(左)超级单体风暴的概念图。
(LemonandDoswell1979)绿色阴影代表雷达反射率因子30dBZ的降水区域。
粉色阴影代表主要的上升区域(U)。
T表示龙卷发生的位置。
带刺丝的曲线表示出流边界。
带箭头的曲线表示相对风暴移动的流线。
红色星星表示右图照片拍摄者的位置。
(右)一个产生龙卷的超级单体的照片。
(ErikRasmussen提供)(引自MarkowskiandRichardson2010),超级单体内的下沉气流区域,超级单体前侧区域,雨滴蒸发、冰粒子融解和升华产生负浮力,导致“前侧下沉气流”(FFD)超级单体后侧的悬垂回波区域,中高层的干空气碰到上升气流导致蒸发冷却和负浮力,并且向下的垂直气压梯度力也产生向下的加速度,在热力强迫和动力强迫共同作用下形成“后侧下沉气流”(RFD)龙卷一般产生在RFD前方的上升气流附近,龙卷雷暴近地面气流平面分布图,相对于风暴的气流在图上用带箭头的曲线表示。
粗线包围区是雷达回波(即雨区)。
冷锋的符号代表流入暖空气与流出冷空气的边界,并且画出了锢囚性阵风锋。
细点阴影区代表上升气流的低层位置。
FFD与RFD由粗点阴影区表示。
T是龙卷位置。
(LemonandDoswell1979)前侧下沉气流和后侧下沉气流共同产生强烈的地面阵风锋,从运动学角度来说,与中纬度副热带气旋的锋面结构类似。
强风暴雷达回波三层平面分布示意图,(Lemon与Doswell,1979),注意:
箭头并不等同于实际的流线或轨迹MarkowskiandRichardson2010,原图引自LemonandDoswell1979,超级单体气流三维结构,早期,成熟阶段,中层旋转的形成,超级单体里面中层旋转的形成原因已经被认识得比较清楚了,而近地面旋转的产生还涉及到其他一些因素,主要是下沉气流的发展。
上升气流里面中层气旋的形成可以用线性化的垂直涡度方程来理解。
从垂直涡度方程开始,忽略科氏力和斜压项,并且把速度和垂直涡度分别分解为只随高度变化的平均量(环境场)和扰动量,得到相对于上升气流移动的扰动垂直涡度的局地变化:
其中S代表平均垂直风切变,C是上升气流的水平移动速度(假设为常数)。
右边第一项代表(相对上升气流的)水平平流造成的扰动垂直涡度的变化,右边第二项代表垂直速度梯度造成(与平均垂直风切变有关的)水平涡度的倾斜而导致扰动垂直涡度的变化。
,,“水平平流项”是把垂直涡度场在上升气流里面水平移动,它只有在已经产生垂直涡度之后才会发生作用;只有“倾斜项”能够产生垂直涡度。
另外,在上式中忽略了非线性影响的“拉伸项”随着上升运动的增强,已经倾斜到垂直方向的涡度还会被拉伸项大大加强。
中层旋转的形成倾斜项和水平平流项的不同作用,中层旋转的形成倾斜项的作用,倾斜项在中层产生正负涡度对,顺着平均垂直风切变(S)的方向看,正涡度位于最大上升运动的右侧,负涡度位于其左侧。
扰动垂直涡度、平均垂直风切变(S)与垂直运动水平梯度的关系示意图红色代表上升运动区域,中层旋转的形成水平平流项的作用,垂直涡度的梯度指向S的右侧90度,与环境水平涡度()的方向相反。
当与相对上升运动的风(垂)直的时候,被称为“crosswise”涡度,当与指向相同方向的时被候称,为“streamwise”涡度。
第一种情况下,平流项在最大上升运动的位置为零,所以,它不改变正负涡度对相对于上升运动中心的位置,平流项使得气旋性-反气旋性涡旋对分别沿着S方向移动。
中层旋转的形成水平平流项的作用,第二种情况(streamwise涡度)下,平流项使得正涡度朝着最大上升运动的位置移动,负涡度朝着上升运动区域以外移动。
因为在正负涡度对的中间位置比较大,涡度对朝着垂直S方向的移动比顺着S方向的移动更加显著;并且,由于正的拉伸作用,在streamwise涡度情况下,中层的气旋性涡度大于反气旋性涡度,类似的,streamwise涡度情况下中层气旋性涡度也比crosswise涡度情况下更加强。
中层中气旋的形成小结,沿,总之,雷暴上升气流里面中层旋转的形成和发展,最初是由于环境水平涡度的倾斜在中层形成了一对气旋性和反气旋性的涡旋,平流项随之发生作用,着环境水平涡度方向的部分发挥的作用比较强,它使得气旋性旋转与上升气流的位置逐渐重合。
可见,强的环境风垂直切变(环境水平涡度)对于超级单体内形成中气旋非常重要。
一个超级单体上升气流的图片,叠加了示意性的涡线。
低层水平涡度的产生,成熟阶段的超级单体必然产生近地面出流,冷出流会形成水平浮力梯度,进而产生近地面的水平涡度。
尤其是和前测下沉气流FFD有关的出流,因为低层入流的很大一部分是从这个地区进入上升气流的。
这样在超级单体内部产生的水平涡度与环境水平涡度的大小相当,甚至比环境水平涡度还大,它大大增加了可以被倾斜的总的水平涡度。
低层环境涡度的方向与斜压产生涡度的方向会影响中层中气旋的强度和维持时间。
(主要受深层切变和控制的)降水的分布会影响负浮力的分布和斜压涡度的生成,因此,降水的分布显著影响低层中气旋的特征。
下沉气流和龙卷,低层中气旋的存在并不是生成龙卷的充分条件,低层中气旋的强度更强或者维持时间更长也不意味着生成龙卷的可能性更大。
产生龙卷(即地面产生垂直涡度)需要有下沉气流参与到倾斜过程中来,至少如果地面没有预先存在的显著的垂直涡度的时候是如此。
当倾斜产生正垂直涡度的时候,靠近上升气流的下沉气流可以把正涡度带到地面。
与FFD有关的垂直速度梯度通常比位于上升气流和RFD之间的垂直速度梯度小一个量级,所以,对于龙卷的生成,RFD可能比FFD有着更直接的重要性。
FFD的重要性是通过FFD出流中的水平浮力梯度(斜压性)产生水平涡度。
超级单体的移动,北半球几乎所有的强超级单体风暴都具有右移(且反时针旋转,即气旋性旋转)的上升气流。
直到20世纪80年代人们还普遍认为这是科里奥利力影响的结果。
但是通过数值试验,人们现在已明确行星涡度对超级单体风暴上升气流的旋转作用很小。
右移的风暴盛行是由于在有利于超级单体风暴形成的大尺度场中,顺时针方向转的速矢端迹盛行,顺转扰动了对流上升气流内部及附近的气压场,加强了右移风暴,抑制了左移风暴。
美国中部62个龙卷性超级单体雷暴附近探空的速矢端迹合成图。
数字代表气压层(单位:
hPa)。
从起点到O点的箭头表示风暴的平均运动,风暴平均朝着东东北方向移动,在垂直平均引导气流的右边。
风速随高度迅速增加,特别是在对流层低层,风向从近地面的南东南顺时针方向转到对流层高层的西西南,风向改变了约90。
虚箭头代表在随风暴移动的坐标系中各个层次的风。
(大气科学,2008),超级单体风暴分裂示意图(直线型速矢端迹情况)在涡旋对左右两侧产生向上的垂直气压梯度力(蓝色实心箭头),使得在风暴形成的30-60分钟内上升运动分裂成两部分;降水和下沉气流(涡线朝下倾斜)加强上升运动分裂,原本以上升气流为中心的正负涡度对变成了两组气旋反气旋涡旋对,形成右移风暴和左移风暴。
“右”和“左”指的是相对于深层切变矢量。
透明的蓝色箭头表示相对风暴的轨迹。
(b)中虚线的透明蓝色箭头表示风暴分裂以后的相对风暴轨迹。
MarkowskiandRichardson2010,原图引自Klemp1987,超级单体的分裂,上升气流与两种不同的环境风切变相互作用下的气压扰动分布直线型速矢端迹顺转型速矢端迹在顺转型速矢端线(b)的情况下,向上(下)的垂直气压梯度力存在于上升气流的右(左)侧,有利于气旋式右移雷暴加强,而抑制反气旋的左移雷暴。
深蓝色实心箭头表示垂直气压梯度力。
与切变矢量平行的水平气压梯度用绿色的箭头表示。
(MarkowskiandRichardson2010,原图引自Klemp1987),超级单体的选择性加强理论分析,一个云模式两次模拟产生的低层雨水的水平分布。
两次模拟分别采用直线型速矢端迹(2.5km以下为灰色线,2.5-7km为蓝色线;沿着矢端线的数字代表高度(km)和低层顺时针方向转的速矢端迹(蓝色线)。
直线型速矢端迹产生对称的两个风暴,而曲线型速矢端迹加强了右移风暴。
左移和右移风暴的运动在速矢端图上用粉色剪头表示,并标注了“LM”和“RM”。
黑色虚线包围的为中层强上升运动区域,其中的数字表示最大垂直速度(ms-1)的位置和大小。
阵风锋也在图中给出了。
灰色虚线,表示风暴运动的路径。
(MarkowskiandRichardson2010),超级单体的分裂及选择性加强云模式模拟,(MarkowskiandRichardson2010),2004年4月19日美国一部雷达观测的反射率图像,显示一个发展中的超级单体分裂成为一个右移和一个左移的单体。
速矢端迹相当平直,因此,分裂过程中发展起来的两个风暴的强度大致相当。
平直速矢端迹情况下观测到超级单体分裂的个例,(MarkowskiandRichardson2010),2008年6月1日美国一部雷达观测的反射率图像,显示一个超级单体分裂成为一个右移风暴和一个左移风暴。
曲线型速矢端迹,因此,右移风暴发展,左移风暴减弱。
“RM”和“LM”分别表示右移风暴和左移风暴的运动矢量。
曲线速矢端迹情况下观测到超级单体分裂的个例,M表示的中尺度气旋以及用冷锋符号描述的阵风锋类似一个温带气旋的缩影。
大部分流入旋转上升气流的低层气流位于沿着中尺度气旋以东的阵风锋的静止部分。
相对于移动的风暴,入流气流向西,且与锋平行。
沿着剖面AA,暖湿的边界层空气在阵风锋上向北流动,而蒸发冷却的下沉气流保留在原地,某些情况下甚至向南移动。
因此,与未受扰动的环境相比,由于阵风锋的存在,通过AA流入到上升气流中的垂直切变加强了,由边界层空气倾斜进入上升气流所产生的涡度也相应增加。
这表明,在有利的环境条件下,右移风暴的旋转可以自我增强。
流入风暴的环境气流的垂直切变加强了上升气流的旋转及与其相关的中尺度气旋中尺度气旋的存在,反过来又增强了上升气流和阵风锋。
右移超级单体风暴的理想化结构,4、对流单体中的气流,前面已经说明了强风暴的一些主要天气学模式。
可以看到它们共同的特征是有上升气流、下沉气流以及从下沉气流区向外扩展的低层流出气流(阵风锋)和从云砧流出的高空流出气流。
这些气流对风暴的维持和传播有非常重要的影响,以下分别讨论它们的主要特征。
上升气流,对流系统中的上升气流很强,一般达到几米每秒或十几米每秒。
根据我国和国外雷暴或冰雹云中垂直速度的观测和计算,上升气流的最大速度多达5-20ms-1。
一般小中等强度雷暴的上升气流弱一些,多在5-15ms-1,但是至少大于2ms-1。
强烈的雷暴或超级单体中的上升气流要强得多,最大垂直速度可达几十米每秒,持续上升速度也可达10-30ms-1。
上升气流最大值一般位于对流层中层约4-7km高度,再往上上升气流的速度一般会减弱。
上升气流有一定的持续时间,至少在15分钟。
在超级单体中整个上升气流特别稳定,生命期可达几小时。
在这个时期内由于在其邻近不再有其它明显的上升气流区,因而主要表现为这个单一的稳定上升气流不断传播。
上升气流的特征与环境风有密切的关系,例如,其倾斜方向主要决定于环境风垂直切变的分布。
一般常有两种上升气流出现。
下图(a)是在一般的垂直风切变条件下(相对雷暴运动的风在低层是东风,高层是西风)上升气流的分布特征。
上升气流先向云体的后方倾斜(相对水平气流方向),到达上部以后,再随高层风向前流出,云砧形成在雷暴之前。
(a),(b),上升气流与环境风垂直切变的关系(a)一般风垂直切变条件(b)高层有强东风的情况,上升气流与环境风垂直切变,下图(b)是高层存在强东风,这时空气从风暴前方进入上升气流区,然后在云体后部作为云砧流出风暴。
在较低纬度的一些风暴常常是这种情况。
因为上升气流一般是向后倾斜的,在上升气流中增长的小冰雹直接落入下面的下沉气流中去,而不能再进入到上升气流中。
因而除少数一些质点通过乱流运动可以又被带入到上升气流以外,大部分质点没有第二次上升或再循环的机会,不能继续增长到较大的雹块,这是与图(a)不同的地方。
因而这种环境条件下形成的天气的强度不如第一种情况强。
(a),(b),上升气流与环境风垂直切变的关系(a)一般风垂直切变条件(b)高层有强东风的情况,冷空气堆、环境风垂直切变影响上升气流,没有切变和冷空气堆,热力产生的上升运动轴和对称的涡度分布都是垂直的无切变,冷空气堆产生负的水平涡度使上升气流朝冷空气堆上方倾斜无冷空气堆,低层切变产生正的水平涡度使上升气流朝顺切变方向倾斜切变和冷空气堆的作用相互抵消,上升气流垂直低层垂直切变较强的环境下,对流系统生命史的初始、强盛、衰减阶段的上升气流和水平涡度分布分别具有类似(c),(d),(b)的特征,浮力上升气流受到风切变和冷池影响的示意图,Rotunnoetal.(1988),下沉气流,下沉气流是强雷暴气流场中的一个重要特征。
在一般积云或小雷暴中,下沉气流的产生常标志着从强盛期演变成衰亡期,而在强风暴中下沉气流是维持风暴的稳态结构或延长其生命期不可缺少的一个因素。
下沉气流能形成近地面的冷空气堆和强烈的向外流出的辐散气流,可抬升雷暴前方低层暖空气上升,并且,在风切变环境下,下沉空气又把高空较大的水平动量带到地面,在低层加强了与暖空气的辐合作用,这能更强烈地把暖空气上抬,因而常可观测到新的对流单体在下沉气流前方形成。
如果这样造成的上升气流得到充分发展,它在强切变环境条件下通过降水过程又可使下沉气流再生和加强,从而能不断的形成上升气流以释放和组织不稳定能量,维持强对流系统。
强雷暴内下沉气流中的空气有两个来源:
一部分空气起源于风暴周围对流层中层相当位温达最小的高度(大约6km)。
它一般从云体右后方进入风暴,并和云中空气混合,然后下沉到地面。
另一部分空气可能由原先上升的气流转化而成。
这种上升气流中的一些空气是从低层上升来的,一些是从中层环境空气吸入到上升气流中来的。
在雷暴下沉气流中感热和潜热观测表明,大部分下沉气流是从对流层中部直接吸入的。
与雷暴内产生下沉气流有关的过程:
液态水或固态水的蒸发冷却。
当云体从周围大气吸入未饱和空气时,云中的液态水或固态凝结物便会蒸发或升华,从而使云中空气变得比环境冷,形成下沉气流。
冰相质点融解造成的冷却。
冰相质点包括雪晶、冰雹或软雹等。
雪晶在强雷暴上升气流中不可能下落,因为它的末速度小,故只需要考虑冰雹或软雹的融解作用。
水滴的拖带作用。
因为下降的水滴其降落速度达到平衡时的末速度所需的时间是很短的,因而每一水滴可以认为是以其末速度下降的。
末速度的大小与水滴大小有关。
这时空气要受到一个向下的拖带力,力的大小等于空气中水滴的总重量。
因而由水滴的拖带力可造成下沉运动。
近地面流出气流,对流雷暴中灾害性大风几乎都与近地面流出气流有关。
流出气流通常是由中尺度的下沉气流(downbursts)产生,或者由中尺度的冷池及其相关的强水平气压梯度产生。
两种情况都与降水(蒸发、融解、升华)冷却密切相关。
由于出流比其周边空气的密度更大,通常会产生地面中尺度高压。
前一种情况(downbursts),一般是下沉气流很强导致近地面强风;后一种情况,通常多个雷暴出流汇合造成出流增厚和地面气压上升,强水平气压梯度力作用下产生近地面强风。
前面两种情况下,还可能下沉的空气从更高处携带了大的水平动量(比如中尺度对流系统内部后方入流急流下沉到地面),也可以对近地面强风的生成有贡献。
另外,英文文献中“Derecho”指的是:
与长生命史的深厚湿对流有关的大范围灾害性大风事件。
其大风可以是上述任何一种机制产生的。
一个成熟的雷暴常常可以造成几个冷空气流出涌的现象(下图)。
这是由雷暴脉动或从云底处来自不同来源的流出空气相互作用的结果。
在多单体风暴中,这种现象更明显。
与冷空气流出有关的雷暴环流。
可看到强流出涌;点区是下落和悬浮降水区;虚线是留在风暴尾的流出气流之上界。
流出气流是一浅薄的冷空气堆(通常约1km厚)。
由于其密度比周围空气的略大,一般认为是一种密度流或重力流(densitycurrentsorgravitycurrents)。
雷达观测到具有密度流特征的近地面流出气流(MarkowskiandRichardson2010),在流体力学中,密度流是指“一团密度高的流体沿着水平地面流动,并代替周围密度较小流体的稳定平行流动现象”。
这种流体的流动是由作用于两种流体侧边界上的水平气压梯度力造成。
除了雷暴流出前缘具有类似密度流的性质以外,冷锋、海风锋等也是密度流。
但是在尺度、生命史、强度和强迫机制上这些现象有重要的差别。
例如冷锋一般比雷暴的冷空气流更深厚,生命期更长,水平范围更宽广。
已经有大量的工作,利用实验室和数值模式试验研究密度流现象。
在实验室,有时在自然界,较重和较轻流体的分界面可由悬浮粒子分辨出来。
对流雷暴产生的流出的前缘边界在雷达反射率图像和卫星云图上可以清楚地被识别出来。
雷达反射率图像,可以看到位于丹佛东边的雷暴,及其产生的近乎圆形的流出边界。
流出的前缘边界,1995年5月31日2000UTC卫星可见光图像,等值线代表等相当位温线。
带刺丝的曲线表示椭圆形的出流边界。
带贝壳状符号的曲线表示干线。
(MarkowskiandRichardson2010),流出前缘部分常常被称为“阵风锋”。
它具有球根状的头部,由于地面风速超过了锋本身的前进速度,所以环流是翻转的。
在头部前沿地面气压最大,其振幅大约是1hPa,水平尺度可以达几千米。
根据水平运动方程,当锋逼近时风速迅速增加(朝右边),锋过境时风速达到最大值,然后风速逐渐减小。
有时可以看到与阵风锋一起移动的一薄片弧状云,它反映暖湿的环境空气被抬升到阵风锋的头部以上。
当弧状云与产生阵风锋的深对流云分离时,它被称为滚轴云。
通过阵风锋的剖面图,坐标系与锋一起移动,流出前缘的阵风锋,流出前缘概略图。
“十,
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