气象预报分析MICAPS产品识别.docx
《气象预报分析MICAPS产品识别.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《气象预报分析MICAPS产品识别.docx（45页珍藏版）》请在冰点文库上搜索。
气象预报分析MICAPS产品识别
常规气象观测资料产品的识别和应用
目录
1地面天气图上天气系统的识别
2高空天气图上天气系统的识别
3诊断预报产品分析及其与天气系统的配置
4暴雨和强对流天气预报思路
5单站天气预报工作的思路
1地面天气图上天气系统的识别
1．1低槽的识别
地面图上的低槽可分为两种，其中多数为倒槽（口向南开的槽），这是由于来自南方的暖湿空气密度较小的原因造成的；而口向北开的槽多由地形引起，如华北地形槽。
1．1．1倒槽
1）．西南倒槽：
自我国云南、贵州、四川一带向东北方向伸展的槽，称为西南倒槽，有时它可到达华北和东北南部。
2）．河套倒槽：
自我国云南、贵州、四川一带伸向黄河河套地区的低槽，称作河套倒槽。
3）．南疆倒槽：
来自塔里木盆地的干暖空气向东北方向伸展的低槽称作南疆倒槽，它可到达甘肃、内蒙古西部及蒙古国的中西部地区。
4）．台风倒槽：
当台风移到距我们还有1000多公里的洋面上时，其前方的低槽就可能伸到华北甚至东北地区，称作台风倒槽。
1．1．2华北地形槽
当西风气流经过华北地区山脉时，在背风坡，由于气流下沉辐散，使地面气压下降，形成低槽。
地面图上，该处常有明显的气旋式风切变，但温度分布均匀，故无天气产生，所以常称其为干槽。
1．2锋面的识别
锋是冷暖气团的过渡带，是水平温度梯度大的区域，斜压性强，有利于垂直环流的发展和能量转换，故锋附近常有剧烈的天气变化和气压系统的发生发展。
因此，锋的识别在天气预报中占有非常重要的地位。
1．2．1冷锋
锋面在移动过程中，当冷空气主动推动锋面向暖气团一侧移动时，这种锋面称作冷锋。
1）．第1型冷锋：
第1型冷锋位于高空槽前部，其接近地面低压中心附近的冷锋段的天气多为稳定性的，常称其为第1型冷锋天气，其云系与暖锋云系相似，但次序相反，降水区出现在锋后，多为稳定性降水；但当锋前暖空气不稳定时，在地面锋线附近常出现积雨云和雷阵雨天气。
2）．第2型冷锋：
第2型冷锋位于接近高空槽线处的冷锋段，上升运动只限于地面锋线附近，高空锋区多为下沉运动，这种冷锋段上的天气多为不稳定性的。
第2型冷锋在近地面有时接近垂直，且移速较快，故能强烈抬升其前方暖湿空气，夏半年在锋线附近常产生雷阵雨天气，云雨区很窄，只有几十公里。
冬半年，由于暖空气比较干燥，故只在地面锋附近才有不宽的降水带，锋过后，云很快消失，而且风速迅速增大，常出现大风、沙暴天气。
3）．冷锋后的3小时正变压中心：
冷锋后部由于高空强的冷平流加压作用，故常有明显的3小时芷变压区，特别是冬季寒潮冷锋后，常出现+2.0hPa以上的3小时正变压中心。
4）．风压场特征：
地面锋线处于低压槽内，锋附近风场具有气旋性切变。
1．2．2暖锋
锋面在移动过程中，当暖气团主动推动锋面向冷气团一侧移动时，称为暖锋。
1）．天气特征：
暖锋降水具有连续性特征，多发生在距暖锋较近的雨层云（NS）中。
锋下冷空气里，特别是地面锋线附近，由于空中降下的雨滴蒸发使冷空气中水汽增加，加之地面辐合，湍流交换等作用，形成凝结现象，常出现雾，即锋面雾。
夏季若暖空气不稳定，暖锋上也可能出现雷阵雨天气。
2）．暖锋前明显的3小时负变压区：
由于高空暖平流的减压作用，使暖锋前常出现大片负变压区，暖锋附近有明显的3小时负变压中心。
3）．暖锋位于低压槽内，其附近风场有明显的气旋式切变。
1．2．3准静止锋
当冷暖气团势力相当，或冷空气南下势力减弱并受地形阻挡锋面移动缓慢时，称作准静止锋。
实际工作中，一般把6小时内（连续两张图上）锋面位置无大变化的锋定为准静止锋。
它常由冷锋演变而成。
常出现在华南的南岭一带，云贵高原及天山地区，分别称为华南静止锋、云贵静止锋和天山静止锋。
1）静止锋位于两高之间，风向为偏东风和偏西风之间的切变。
2）静止锋上3小时变压不明显，有时锋后有弱的正变压。
3）静止锋由于坡度只有1／200，暖空气要爬升到距离地面锋线一定的距离才能形成降水，因此，降水区常出现在距锋线后一定的距离处。
图1．1华南静止锋天气实例
图1表明：
华南静止锋西端与昆明静止锋相连，地面锋线北侧一大片降水区几乎扩展到整个江南地区。
1．2．4锢囚锋
锋面相遇合并后的锋叫锢囚锋。
当有山脉阻挡、冷锋追上暖锋、两条冷锋迎面相遇时，都可形成锢囚锋。
1）．两种型式的锢囚锋
（1）暖式锢囚锋：
当暖锋前的冷气团比冷锋后的冷气团更冷时称为暖式锢囚锋。
（2）冷式锢囚锋：
当暖锋前的冷气团比冷锋后的冷气团相对暖些时，称为冷式锢囚锋。
2．3小时变压场特征
暖式锢囚锋和冷式锢囚锋的3小时变压分布相同，负变压区和负变压中心在锋前，正变压区和正变压中心在锋后，但两者的区别在于暖式锢囚锋的零变压线出现在锋前（a），而冷式锢囚锋（b）的零变压线则出现在锋后（图2）。
（a）暖式锢囚锋（b）冷式锢囚锋
图2锢囚锋附近3小时变压（△P3）示意图
3．风场、气压场特征
锢囚锋位于低压槽内，锋前多为偏东风，锋后多为偏西风，在暖区内多为西南风。
4．天气特征
锢囚锋的天气区大部分出现在锢囚锋段上，因为该处云层最厚，上升运动也最强。
暖式锢囚锋除锢囚锋段天气区外，在暖锋前还有一片连续雨雪区；冷式锢囚锋则除锢囚锋段天气区外，在冷锋前也还有一片较窄的雨雪天气区。
据国外资料表明：
暖式锢囚锋天气区的宽度约200mile，冷式锢囚锋天气区宽度约20mile，二者相差约10倍。
1.3气旋的识别
1.3．1定义
气旋是指空间在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。
在北半球气旋范围内的空气作逆时针旋转，在南半球其旋转方向相反。
1.3．2分类
气旋按其形成和活动的主要地理区域可分为温带气旋和热带气旋两大类；按其形成和热力结构则可分为锋面气旋和无锋面气旋两大类。
1．无锋面气旋：
在气旋中没有锋面，如热低压、高空冷涡和热带气旋。
2．锋面气旋：
在气旋中有锋面，温度不对称。
1.3．3江淮气旋波
江淮气旋波可作为南方气旋的典型，春季和初夏出现最多，常伴有暴雨与大风，其有两类发生发展过程：
1．静止锋上波动发展成江淮气旋波
江淮流域有近于东西向的准静止锋，锋面两侧冷暖气团之间气旋性风速切变明显。
如果有高空槽或低涡移来，槽前正涡度平流使地面减压，形成气旋性环流，偏南气流推动静止锋东段向北突出成暖锋，偏北气流推动静止锋西段向南突出形成冷锋，这时就形成气旋波（图3）。
图3静止锋上波动发展成江淮气旋波演变过程示意图
2．冷锋进入倒槽，暖锋锋生连接而成江淮气旋波
（1）首先，由于低层有强烈的暖湿空气活动，形成暖性西南倒槽，伸到长江流域；
（2）西北方有一条冷锋，同时倒槽东部暖式切变上因暖湿空气活动增强而出现暖锋锋生。
当冷锋进入倒槽与新生的暖锋连接，并有闭合低压中心出现时，就形成江淮气旋波（图4）。
1.3．4蒙古气旋
蒙古气旋可作为北方气旋典型，春秋季出现最多，常伴有大风降温天气，其有3类发生发展过程。
1．第1类是由西伯利亚移来的锢囚气旋暖区里分裂出的气旋或再度发展的气旋。
图4冷锋进入倒槽暖锋锋生发展成江淮气旋过程示意图
从中亚细亚或西西伯利亚移来的气旋在向东或东北方向移动过程中，遇到蒙古西和西北部大山脉时，有的过山后中心在蒙古重新获得发展，有的则向俄罗斯中西伯利亚移去、衰老、消失。
当行抵贝加尔湖东南时，它的中心部分常和南边的暖区脱离，向东北方移去，南段冷锋则受地形影响，行动缓慢，在它前方暖区部位由于特殊的地形和下垫面强烈增温，形成一个新的低压中心。
开始低压内没有锋面，之后，西边冷空气进入低压，产生了冷锋。
当高空槽加深，暖平流加强时，才生成暖锋，但有时只有冷锋（图5）。
图5第1类蒙古气旋生成过程
2．第2类是从我国河西走廊到蒙古西部的倒槽里产生的气旋。
从中亚细亚移来或在我国新疆北部一带发展起来伸向蒙古西部宽浅的暖性倒槽，到了东经100以东，槽后的锋区向东南移动，进入倒槽，这里在倒槽北部一蒙古中南部断裂出低压中心而得到发展（图6）。
图6第2类蒙古气旋生成过程
3．第3类是蒙古西部相对低压区里形成的气旋一蒙古副气旋。
这一类气旋的冷空气分两股：
一股从俄罗斯贝加尔湖谷地进入蒙古西部；另一股从巴尔喀什湖以东进入新疆北部。
这两股钳形的冷空气把蒙古西部围成了一个相对的低压区；但冷空气的主力此时仍留在蒙古西北部边沿，以后这股强冷空气整个向东移动时，在其前方的相对低压区里产生气旋并获得发展，称其为副气旋，是因为在它出现之前，俄罗斯贝加尔湖谷地，进入蒙古中部的那股冷空气的前沿，已经生成过蒙古气旋（图7）。
图7第3类蒙古气旋生成过程示意图
1.3．5热低压
热低压是出现在近地面的暖性气旋，它比较浅薄而且不太移动，按其形成过程可分为两种：
1．地方性热低压
地方性热低压是由于近地面层空气受热不均匀而形成。
多出现在暖季大陆上。
这种热低压日变化明显，夜间和早晨比较弱，白天逐渐增强，午后达最强，傍晚又逐渐减弱。
2．锋前热低压
锋前热低压出现在冷锋前的暖区中。
这类热低压除了局地受热不均外，还与冷锋前暖区中的暖平流有关。
在暖平流最强的地区有利于地面低压的生成。
1.3．6台风
1．定义和分类
台风是发生在热带洋面上、具有暖中心结构的强烈的热带气旋。
由于台风生成的地区和强度不同，人们也给予不同的名称和分类。
在东太平洋和大西洋的称为“飓风”，在印度洋的称为“热带风暴”；在南半球洋面的称为热带气旋；在西北太平洋和南海的称作“台风”。
根据国际气象组织规定，我国将台风按其强度分为3类：
（1）凡气旋中心最大风力在8—9级（风速为17.—24.m／s）者，称为热带风暴；
（2）中心最大风力达到10～11级（风速为24～32m／s）者，称为强热带风暴；（3）最大风力达到12级或以上（风速≥32m／s）者称为台风。
2．地面气压场
台风范围的地面等压线近于圆形，对中心基本上是对称的。
向台风中心，气压降低得特别快。
3．地面流场
台风的地面低空流场，按风速大小可分为3个区域：
（1）台风眼区，也称台风内圈。
在此圈内，风速迅速减小为静风或弱风，其直径一般为10～60km，大多呈圆形，也有的呈椭圆形，大小和形状多变。
台风越强，眼越小。
（2）台风旋涡区：
即台风中圈，或称台风雨区。
这是围绕台风眼的最大风速区，其宽度一般为100～200km，最强烈的对流，降水都集中在此区域。
在台风前进方向的右前方风力最大。
（3）台风大风区：
即台风外圈。
由最大风速区至台风外围的地区，一般有200～300km，最大可达800km，风速可达15m／s。
4．天气特征
台风可造成暴雨、大暴雨和特大暴雨，能引起洪水、滑坡、泥石流等灾害。
台风降水中心一般出现在台风移动路径的右方，少数偏在左方。
台风降水具有很大的阵性，台风风速也具有很大的阵性，其瞬时极大风速和极小风速之差可达30m／s以上。
台风登陆后，因能量损耗和来源不足，使其很快减弱，风速减小，而且风速受地形影响很大，沿海、平原、湖泊等地区都是台风经过时有利于出现大风的地区。
台风在海上可造成高潮、风浪、长浪、飓浪等，特别是当台风引起的高潮与天文高潮同步时，其所造成的灾害更为严重。
2高空天气图上天气系统的识别
高空天气图即等压面天气图，有绝对形势图和相对形势图两种。
如果某等压面图是相对海平面的形势图，就称作等压面绝对形势图，也称AT图；若是两等压面间相对距离的分布图则称为等压面的相对形势图，即OT图。
等压面的高度，选用位势高度（位势米gpm），它比几何高度的优越在于重力变化可以与位势高度的变化结合起来，用位势高度表示的计算公式更简单。
2．1槽线、切变线及冷暖平流的识别
2．1．1槽线
1．定义：
槽线是等压面图上低压槽内气旋性曲率最大处的连线，其两侧风场具有明显的气旋式切变。
2．分类
（1）按槽线走向划分
①竖槽：
槽前以偏西南风为主，槽后以偏西北风为主的槽称为竖槽，对短、中期天气有影响的竖槽有长波槽和短波槽两种：
长波槽，波长约60个经距，中纬度全球波数为4—8波，一般常见为4～5波。
长波槽多为冷槽暖脊，是深厚系统，移速每日小于10个经距。
短波槽波长小于50个经距，常附加在长波气流或平直气流上，其结构多为暖槽冷脊；是浅薄系统，每日移速在10个经距以上。
②横槽：
槽前气流以偏西风为主，槽后以偏东一东北风为主的槽称为横槽，其方向约呈东一西向。
竖槽和横槽可相互转化。
当竖槽向横槽转变时，大量冷空气在槽后堆积，一旦横槽转竖时，横槽南端将迅速引导一次强冷空气南下。
（2）按槽的垂直结构划分
①后倾槽：
西风带中，槽线随高度向西偏移的槽称为后倾槽（图8a）。
当后倾槽倾斜程度较大时，槽前上升运动分布较广，但强度较弱，所以多出现范围广阔的稳定性降水；当槽的后倾程度较小甚至接近垂直时，各层槽前的上升气流近于重合，上升运动范围不广，但强度较大，故所产生的天气多半是范围窄、较强烈的不稳定降水。
图8a．后倾槽、b．前倾槽示意图
②前倾槽：
前倾槽槽线随高度向东倾斜（图8b）。
当倾斜程度不大时，由于槽前上下层有部分上升气流重合，同时上层槽后冷平流与下层槽前暖平流重叠，造成上冷下暖，形成不稳定的空气层结，很有利于强对流的发展，常出现范围较窄的强对流降水，而且天气来得快，好转也快。
2．1．2切变线
1．定义：
切变线是风的不连续线，其两侧的风场有明显的气旋式切变。
切变线附近气压场不明显，但其两侧风向切变和风速切变均很明显。
2．3种形式的切变：
（1）冷式切变：
偏北风和西南风之间的切变为冷式切变，它常呈东北一西南向（图9a）；
图9切变线（图中虚线）a．冷式切变；b．暖式切变；c．两高之间切变
（2）暖式切变：
偏东风和西南或南风之间的切变，为暖式切变，它常呈东一西向或西北一东南走向（图12—9b）。
（3）两高之间的切变：
常出现在夏季，西部为大陆高压，东部为副高，两者之间的近乎南北向的切变（图19c）。
2．1．3槽线附近冷暖平流的识别
1）．槽线附近冷暖平流分布的4种情况
（1）槽前暖平流、槽后冷平流：
当温度槽落后于高度槽时，在高度槽线上和槽后都有较强的冷平流加压作用；槽前有暖平流减压作用，未来槽将加深（图10）。
2）．槽前、槽后冷暖平流均较弱
由于槽后强冷平流作用，使高度槽不断力口深，致使温度槽越来越接近高度槽，最后槽附近的等温线和等高线走向几乎平行（图11），使槽前、后的平流都很弱，故槽不再加深，移动缓慢。
长波槽多属这种情况。
图10温度槽落后于高度槽示意图图11．温度槽高度槽接近重合
3）．槽线、槽后均为暖平流
图12表明槽线及槽后均为明显的暖平流，由于暖平流的加压作用；使槽很快减弱，故一般天气不会转坏。
4）．暖性低槽
低槽被暖舌控制，一般不易发展。
但当槽后有强冷平流入侵时，这种暖性低槽将变为冷低槽发展东移（图13）
图12温度槽超前高度槽示意图图13暖性低槽示意图
2．2副热带高压的识别
在南北半球20～35的副热带地区（盛夏可达40）经常维持一个由西南向东北与纬圈斜交的高压带（图14），由于海陆的影响常断裂成若干个高压单体，这些单体统称为副热带高压。
通常按其所在的地理位置有太平洋（副热带）高压，大西洋（副热带）高压、印度洋（副热带）高压等。
影响我国的副热带高压主要是太平洋西部高压即所谓西太平洋副热带高压（以下简称副高）以及从属于它的在冬季出现的南海高压、另外还有自中亚伸至我国的青藏高压及盛夏出现的华北高压。
图14北半球7月500hPa多年平均图
2．2．1副高的季节位移和我国雨带的变动
副高的活动有着明显的季节变化，其位置冬季最南，夏季最北，自冬至夏向北偏西移动，强度增大，而自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。
从5—10月东亚地区500hPa西太平洋高压脊线多年平均位置图看出：
冬季，副高脊线一般位于15N附近，随着季节的增暖，缓慢地向北移动，呈现出相对静止，一般情况下，4月、5月500hPa上588线或脊线都略向北挺进，对我国华南地区天气开始产生影响。
大约6月中旬脊线出现第一次北跳过程，越过20N，在20～25N之间徘徊，此时江淮流域梅雨开始。
7月上旬后期出现第二次跳跃，脊线迅速跳过25N，以后摆动于25～30N之间，雨带从长江流域移到黄淮流域，江淮梅雨结束。
约在7月底至8月初脊线越过30N，华北雨季开始。
另一方面在我国南方，随着江准梅雨的结束，长江流域进入伏旱期。
由于脊线北移，在北纬25一30以南的洋面处于东风带内，赤道辐合带随之北上，因而在10～15N的洋面上，不断产生热带风暴、台风和东风波，这些系统对我国天气影响很大。
8月上旬以后，有时副高更偏北（图15a），8月下旬脊线开始南落，9月脊线回到25N附近，10月回到20N附近（图15b）。
每年副高的季节活动，虽然大致与上述规律类似，但各年差异可以很大，如第一次北跳最早时间与最迟的时间有时可相差5个候以上，第二次北跳时间相差有时为一个月。
有时（如1958年）副高脊线没有在20一25N地区停留就跳到了华北平原，使江淮流域的梅雨落空，造成了该地区的大旱。
由于每年副高活动的早晚和环流形势的不同，造成了我国夏季降水各年不同的复杂现象。
图15500hPa西太平洋副热带高压脊线及588位势什米等值线月平均位置图（图中数字为月份）
2．2．2副高的中短期变化和暴雨
副高除了季节性的变动外，还有中短期变化。
中期变化是在半个月左右时段内，副高总的偏强或偏弱后的稳定，或西进或东退后稳定的趋势。
副高的短期变化是在6～7天左右时段内副高的东西摆动。
当副高西伸时，因其西部地区原为低压或槽控制，故天气较坏，水汽较多。
脊刚到达时，下沉气流尚不十分强烈而天气却会转晴，所以有时在脊的西部有小范围气旋式风切变的地方有热雷暴产生。
随着脊的进一步西伸，下沉气流加强，该地区则出现晴好天气。
当脊东撤时，其西部常伴有低槽东移，有上升运动发展。
若大气潮湿且不稳定，就会造成大范围雷雨天气。
2．3阻塞高压的识别
西风带长波槽脊在发展演变过程中会形成阻塞高压和切断低压，两者往往同时出现。
人们常把阻塞高压，切断低压出现后的大范围环流形势称为“阻塞形势”。
阻塞形势是整个大气环流发展演变过程中的一个特殊阶段，其建立和崩溃对它所控制的及下游的广大地区，甚至全球的环流、天气过程，都会产生巨大的影响。
2．3．1定义
西风带的长波脊向高纬度伸展加强，在脊中出现了闭合高压环流中心，具备下述三个条件的高压称为阻塞高压。
1．高压中心必须是闭合暖高压中心，并位于50N以北地区。
2．闭合暖高压中心能维持3天以上，中心移动很缓慢或呈准静止状态，或向西倒退。
即使东移，其移速也小于7—8个经距／天。
3．在阻塞高压区内，西风急流显著减弱，急流在高压西分为南北两支，经过高压后再在高压东侧会合。
分支点和会合点之间的距离一般要大于40～50个经距（图16）。
图16阻塞高压与急流分支
2．3．2形成和崩溃时的基本特征
一般说来，在阻高形成前，西风槽出现振幅加大，强度加强的不稳定状态，并且东移速度逐渐减小。
同时槽前高压脊区出现强盛的暖平流，暖空气不断地从南方向北方输送，而槽内冷平流把冷空气输送到南方去（图17a）。
伴随着这种过程，高压脊不断加强北伸，其西侧南下冷空气，以冷性气旋涡旋形式插向暖高压脊的西南方，使北上暖空气脱离南方暖空气主体，最后，北上加强的暖高脊，形成孤立的暖性反气旋涡旋（图17b，c）即为阻塞高压。
阻塞高压西南侧的冷性涡旋，实际上就是由于北上暖空气的插入，而脱离北方冷空气主体的切断低压。
同时，伴随着阻塞高压的向北伸展，加强的脊前偏北气流很容易引导冷空气从脊的东南侧插入，使暖高压脊东南侧也形成切断低压。
图17阻塞高压形成过程示意图
阻塞高压的崩溃往往是由于其西侧有发展的冷槽对它冲击的结果。
伴随着该冷槽的发展，阻塞高压范围内暖平流明显减弱，北支急流逐渐南移与南支趋于合并，阻塞高压变成高压脊东移并减弱消失。
2．3．3亚洲地区的阻塞高压
阻塞高压在亚洲主要出现在乌拉尔山和鄂霍茨克海地区的上空（图18和图19）。
另外，贝加尔湖地区也有阻塞高压出现（图20），因此分别称它们为乌拉尔山阻塞高压，鄂霍茨克海阻塞高压和贝加尔湖阻塞高压。
亚洲地区以每年5、6、7三个月出现阻塞高压的机会最多，其中心大多在55～60N区内，其维持时间平均约8天左右，最短为3—5天。
这些阻高对我国暴雨有重要的影响。
乌山阻高脊前常有冷空气南下，使其东侧低槽加深，分裂小槽东移，影响我国降水。
同时由于中纬度为平直的西风气流，有利于稳定纬向型暴雨的形成。
鄂海阻高对我国梅雨影响很大，它常与乌拉尔山阻高或贝加尔湖大槽同时建立，构成稳定纬向型的暴雨。
西风急流分别从其北方和南方绕过，不断有小槽引导冷空气南下到达江淮流域与暖湿空气交绥形成大范围暴雨区。
另外在阻高的西南方和东南方有切断低涡常造成我国东北低温、雷雨天气。
贝加尔湖阻高，当它与青藏高压相连，形成一南北向高压带时，使环流经向度加大，并在此高压带与海上副高之间，构成一狭长低压带，造成北方强经向型暴雨。
图18乌拉尔山阻塞高压示意图图19鄂霍茨克海阻塞高压示意图
2．4切断低压、东北冷涡的识别
2．4．1切断低压
1．定义：
切断低压又叫冷涡，是指对流层中、上层出现的一堆孤立的冷空气，与北方冷空气之间被暖空气所切断而形成的低压。
南北方的冷空气只在低层连接起来。
2．两种形式的切断低压：
切断低压在高空图上可能有2种形式。
（1）无显著的阻高存在，在切断低压西侧，虽有一较强的高压脊或闭合高压，但在切断低压北部却存在着近于平直的强西风，西侧的高压脊很少抵达高纬度（图21a）。
（2）与阻塞高压同时出现并与其密切关联的切断低压（图20）此处主要介绍第1种形式。
3．特征
（1）切断低压是发生在高空的低压系统，一般在700hPa以上才有明显的表现，300hPa图上最清楚。
图20贝加尔湖阻塞高压示意图
图2la切断低压形成过程温压场演变示意图
（2）地面图上与高空切断低压相对应的是一个冷性高压，找不到明显的气旋痕迹。
（3）切断低压东南侧地面上可发生锋面气旋波动，这一带常发生云雨天气。
（4）切断低压的消亡过程有两种：
一是由于本身的摩擦作用，在向西南移动过程中逐渐消失；二是当北方有新的冷空气南下，促使它很快向东南移动，冷堆中空气迅速下沉增温很快，气旋式涡旋减弱而使切断低压消亡。
（5）作为切断低压的高空冷性气旋式涡旋与由地面气旋发展到锢囚阶段时所对应的高空冷性气旋式涡旋是完全不同的两种涡旋，后者是自下而上发展起来的，其形成过程与前者有本质的区别。
2．4．2东北冷涡
1．定义：
出现我国东北地区的切断低压，称作东北冷涡。
2．形成过程：
当冷空气从太梅尔半岛侵入到贝加尔湖时，已形成一个较明显的西风槽，若又有自蒙古高原而来的暖空气从槽后侵入时，容易使冷槽切断，形成东北冷涡（图21b）。
图21b东北冷涡
3．天气特征：
东北冷涡能造成低温和不稳定的雷阵雨天气，它的西部因为常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条条副冷锋向南移动，有利于冷涡的西、西南、南至东南部发生雷阵雨天气，而且类似的天气可以连续几天重复出现。
2．5西南低涡的识别
2．5．1定义
夏半年出现在我国西南地区700hPa或850hPa等压面图上，具有气旋式环流的闭合低压，称作西南低涡简称西南涡（图1.2）。
西南涡直径约3—5个纬距；是中间尺度天气系统。
多出现在四川西部，其次是四川盆地。
全年出现频率以5—6月最多，平均每
升级会员 