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暖空氣

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暖空氣是指位於高温區的空氣。暖空氣一般為高壓。經常和冷空氣交鋒。
中文名
暖空氣
外文名
Warm air
釋    義
高温區的空氣
類    別
高壓
特    點
經常冷空氣交鋒

暖空氣概念

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暖空氣 暖空氣
全球各處空氣温度是不同的,在水平方向上和垂直方向上都有差別。冷空氣和暖空氣是從氣温水平方向上的差別來定義的。我們可以在水平面上根據各點的温度值繪製等温線(連接相同温度點的曲線,見附圖),這樣便分出了高温區和低温區。位於高温區的空氣稱為暖空氣,位於低温區的空氣稱為冷空氣,位於它們之間的區域稱為過渡區。
如果過渡區中的等温線十分密集,則稱此過渡區為鋒區或鋒。所以鋒區或鋒的較高温一側是暖空氣,較低温一側是冷空氣。

暖空氣暖空氣運動方式

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暖空氣上升、冷空氣下降是大氣運動最簡單的形式,由於地面的冷熱不均而形成的空氣環流。其形成過程為:受熱地區大氣膨脹上升,近地面形成低氣壓,而高空形成高氣壓;受冷地區相反,從而在近地面和高空的水平面上形成了氣壓差,促使大氣的水平運動,形成高低空的熱力環流
舉個例子:鍋蓋揭開,熱氣會向上冒;而打開冰箱冷氣會往下沉。熱的地方空氣受熱膨脹上升,冷處收縮下沉。於是上空相同高度處,熱地方單位面積空氣柱重量(即氣壓)大,冷地方高空氣壓小,高空形成熱-冷的氣流。熱處氣流流失後,整個空氣柱減輕,地面形成低壓,冷處則形成高壓,近地面形成冷-熱的氣流。加上上升、下沉氣流,構成了熱力環流
熱力環流在現實生活中存在較為廣泛,例如山谷風海陸風城市風等都是熱力環流的具體體現。

暖空氣冷暖空氣入侵對西南低渦發生發展影響研究

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西南低渦是在青藏高原地形影響下以及在一定環流背景下產生的中尺度天氣系統,幾乎整年都能被觀測到,但造成強降水或強對流天氣的西南低渦幾乎都在夏半年,它是造成我國夏半年暴雨的重要天氣系統之一,尤其是引發四川夏季暴雨重要天氣系統。
從環流與地形 [1]  的相互作用方面對西南低渦活動的氣候特徵進行了動力學研究,結果表明,由於季節變化,西南地區上空的分層(上下2層)環流結構不同,不同流型與盆地地形的相互作用激發出不同的低層擾動,進而影響西南低渦的形成。在初夏季節,低層相對薄而穩定的西南暖濕氣流與高空乾冷偏西氣流之間形成穩定的分層流,這種分層流與地形相互作用最有利於渦旋擾動的形成,較好地解釋了初夏低渦發生頻繁的氣候特徵。在天氣分析方面,眾多研究通過典型個例的診斷分析、數值模擬等方法對西南渦發生發展動力機制有了清晰認識,認為西南渦的發展與地形、高低層環流配置密切相關。利用熱成風適應理論探討暖性西南渦的形成機制,結果表明地面感熱加熱與暖平流作用在西南渦源地形成較大的非熱成風渦度,在一定層結和尺度條件下,其適應調整在低層形成暖性熱低壓。認為大氣低層的非平衡動力強迫通過激發氣流輻合和正渦度增長,進而促進西南渦的發展;對流層中層的正渦度平流強迫加劇了低渦的發展。此外,大氣熱力作用對西南渦的發展是不可忽略的,有不少研究指出在模式中不考慮積雲對流所引起的潛熱釋放,夏季西南渦的發展過程就不能很好地模擬出來。
已有研究結果表明,對流層內冷暖空氣活動對我國天氣系統的生消有重大影響,對2002年8月12~14日托勒低渦移出高原的位渦進行診斷分析,並通過數值試驗揭示了托勒低渦移出高原的冷空氣侵入特徵和影響機理,結果表明,該托勒低渦是受我國東北冷空氣影響,有高位渦空氣伸入低渦區,使冷空氣迫近暖濕空氣,低渦處在斜壓不穩定增強情況下移出高原的。研究北半球冷暖空氣入侵在熱帶氣旋形成和加強過程中作用指出,冷空氣入侵將會增強熱帶氣旋北面的北風,即輻合增強,促進颱風的發生發展,暖空氣入侵減弱北面的北風,即輻合減弱。用MM4中尺度數值模式研究了低層弱冷空氣活動對1996年8月3~5日特大暴雨過程的影響,結果指出,低層弱冷空氣活動對河北省中南部的暴雨落區及強度有很大的影響,它有利於河北省中南部低層輻合的加強、上升運動的加劇和水汽、能量在此處的堆積。
有關於冷暖空氣活動對西南渦發生發展影響作用研究較少,研究通過對一次西南渦過程進行大尺度環流形勢以及對流層內冷/暖空氣強度分析、利用WRF模式輸出結果分析冷/暖空氣活動對西南渦發展過程中的影響作用。文中用到的資料包括每日4次的NCEP/NCAR再分析格點資料(1°×1°),每日2次常規探空和每日4次地面觀測資料,地面自動站逐時觀測資料以及WRF模式輸出高分辨率結果。

暖空氣降水與天氣過程

(1)降水特徵
圖1 圖1
2008年7月20日00時~22日00時四川至重慶出現大暴雨天氣過程,從24h雨量實況圖可見(圖1,UTC,文中所用時間均為世界時),7月20日00時~21日00時雨帶呈南北向,降水集中在四川中東部和甘肅南部地區,四川省內降水落區及強度都很集中,24h內共計11個站出現大暴雨,其中有2個站24h累積雨量超過200mm,分別是樂山(280.4mm)、江油(288.4mm),這兩個大暴雨中心在經度上相距約110km。24h後雨帶東移(圖1b),雨區範圍向東向南擴大,雨強較前24h略有減弱,在四川東北部、四川南部、重慶、貴州北部和湖北有11個站出現大暴雨,其中鄰水24h雨量達189.80mm。
(2)大尺度環流形勢
圖2 圖2
分析本次暴雨過程高低空環流形勢發現暴雨過程伴有環流形勢調整、經向度加大。7月19日12時,500hPa中高緯度地區為兩槽一脊,貝加爾湖南部有一小高壓,副熱帶高壓位於我國東南沿海,青藏高原東側及四川西半部受大陸高壓控制。7月20日00時中高緯度地區維持兩槽一脊型,副高位於海上穩定少動,在蒙古小高壓與西太平洋副高之間形成一個低壓,青海上空有一小槽緩慢東移。7月20日12時,位於我國華北至東北一帶低壓受兩高制約東移緩慢,青海上空低槽移至101°E附近,中緯度地區經向度加大。7月21日00時貝湖南部高壓以及西太平洋副高強度減弱(圖2b),華北低壓緩慢東移加深發展,川東貴州等地受高空槽控制,自該時刻起四川貴州重慶都受高空槽影響。500hPa高空青藏高原有小低壓東移,對應在700hPa上有西南低渦發生發展,20日00時在700hPa上四川北部出現風場輻合區,21日00時較前24h加深發展(圖2a),在本次低渦生消過程中西太平洋副高始終位於海上,而在華北至東北一帶則由深厚的低壓發展,西南低渦先向南移動而後東移,其活動與500hPa高空槽活動完全一致。
從氣候學角度分析指出,川東地區暴雨的水汽主要來源於南海和西太平洋,通過對NCEP再分析格點資料7月19~22日700hPa水平水汽通量及其散度分佈顯示,中低層水汽主要來於孟加拉灣,部分水汽經青藏高原在青海東側形成強輻閤中心,部分水汽經雲貴高原至四川盆地與南下氣流匯合向東輸送,副高外圍氣流引導南海暖濕空氣向華東輸送,隨着西南低渦發展東移,水汽輻閤中心也東移,22日00時水汽輻閤中心位於四川東北部至重慶一帶,之後輻合區強度減弱。

暖空氣模式及試驗方案設計

WRF(Weather Research and Forecast)模式系統是由美國NCAR、NCEP和FSL/NOAA等多家研究部門和大學聯合開發的新一代中尺度數值模式。模式採用全可壓、非靜力學方程,歐拉高度座標及歐拉質量座標兩種座標系,水平格點採用ArakawaC類格點。
採用2009年4月9日發佈的3.1版本WRF模式,基本參數設置如下,區域中心點位置為104°E/30°N,水平格距分別為10km,對應水平格點數為226×226,垂直分層為28層,使用NCEP/NCAR的1°×1°再分析格點資料作為模式初始場和邊界條件。主要物理過程及參數化方案:高分辨率MRF邊界層方案,Dudhia短波輻射方案,RRTM長波輻射方案,Ferrier(NewEta)方案及Grell-Devenyi集合積雲參數化方案。模式從2008年7月20日00時開始積分,積分48h,積分步長為60s,模式結果每3h輸出一次。
已有研究表明孟灣水汽向青藏高原東部輸送,與北支南下乾冷空氣相遇,在川渝地區形成水汽輻合,是西南渦降水的重要條件;同時冷空氣從低渦後部侵入,可使渦旋性質改變,通過系統性垂直運動,促使斜壓不穩定能量釋放,引起西南低渦發展;低渦南側強西南氣流是低渦移動和發展的條件之一。研究將通過下面幾組敏感性試驗進一步探討對流層中至低層冷暖空氣入侵對低渦的發生發展以及降水強度和落區的影響作用。
數值試驗分為5組,分別是控制試驗(CONT),在北面和西面加冷空氣(NCOLD/WCOLD),在北部和西部加暖空氣(NWARM/WWARM)。控制試驗中模式初始場和邊界不作任何處理,採用單層嵌套,模式從2008年7月20日00時起連續積分至7月22日00時。北邊界的冷暖空氣敏感性試驗,該試驗僅對500hPa及以下層次側邊界資料進行調整,主要是將500hPa以下温度由北向南四個格點依次降低(或增加)8、6、4、2℃,以形成温度的緩衝帶,減小邊界的強迫擾動。西邊界的冷暖空氣敏感性試驗做法同前,但温度增減由西至東四個格點。
圖3 圖3
圖4 圖4
圖3是控制試驗模擬輸出的7月20日00時~21日00時和21日00時~22日00時24h和48h累積降水量預報圖。7月20日00時~21日00時實況降水有多個大暴雨中心(圖3a),雨帶呈南北向,與降水實況圖相比,模擬暴雨落區位置與實況比較接近,模擬降水帶中分佈着多個降雨量超過100mm的大暴雨中心,其中最主要的是超過200mm的兩個降水區,實況24h最大降水量為江油288.4mm,模擬降水量為224.06mm,雨區位置較實況偏西北0.1個經度、0.4個緯度範圍內;實況次大暴雨中心為樂山280.4mm,模擬的降水強度為262.86mm,大暴雨中心較實況偏西北0.4個經度、0.1個緯度範圍內。從24h降水強度、雨帶及大暴雨落區分佈可見,WRF模式能有效模擬出本次大暴雨過程,但對大暴雨中心極值雨量模擬較弱,同時由於地形資料分辨率較高,模式對本次過程小雨及中雨出現一些空報。21日00時~22日00時模式預報雨區與實況較為接近(圖3b),但大暴雨中心位置偏北,降水偏強,同時在重慶北部部分地區出現漏報。綜上可見,WRF模式能有效模擬本次降水過程,但降水中心位置及強度有偏差,考慮降水模擬的複雜性,本次降水模擬結果基本上可信的。對比模式輸出及實況7月21日00時700hPa及500hPa風場和高度場可以看出,21日00時西南渦東移控制四川盆地(圖4a),受其影響四川南部為偏西風,川東大部地區為偏南風;在對流層中層(圖4b),四川受高空槽控制,閉合中心較實況偏西南,可見該模式基本模擬出西南渦生消過程。由此,基於WRF模式輸出高分辨率資料進行分析,討論對流層內冷暖空氣活動對西南渦活動的影響作用。

暖空氣研究結論

2008年7月20~22日在四川中部出現一次西南渦活動引發強降水過程,通過WRF模式研究北/西邊界冷暖空氣入侵對該西南渦發展的影響作用得出以下結論:
(1)當降低模式北邊界温度,四川省上空沒有形成西南渦,取而代之為一深槽,雨區範圍和強度都小於控制試驗,雨區集中在深槽附近,低渦位於甘肅至陝西一帶;增加模式北邊界温度使得西南渦位置偏南,降水落區也偏南,雨區範圍和強度都大於控制試驗。降低或增加模式西邊界温度對流場、低渦強度和位置影響都較小,降温使得低渦位置偏北,增温使得低渦偏東,其對降水落區影響亦較小,對大暴雨中心強度有不同程度影響。
(2)邊界温度場變化直接引起對流層內風場風向轉變,北來的冷空氣入侵使得低渦影響區內對流層中層風速增強,而北來的暖空氣入侵使得對流層中層風速減弱,僅在低渦中心局部地區風速增強,對流層頂風速增強較為顯著;西來的冷空氣入侵使得對流層風速增強與減弱區交替分佈,西來的暖空氣入侵使得對流層中層至中低層風速減弱,高層風速增強。
(3)試驗減弱模式北邊界温度,引起對流層中層温度增加、低層和高層温度降低、雨強雨區範圍顯著減弱,試驗增加模式北邊界温度引起對流層中、中高層温度增加,雨帶南壓;不論減弱或增加模式西部邊界温度,對降水影響都較小。 [2] 
參考資料