暴雨

暴雨和(暴雨),本地化的一個很短的時間的強降雨,在時間的短期內大量的有限地區雨說雨。雖然在日本目前通常也用於命名法也沒有定量的定義基於降雨等[1] [2]。
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長期[ 編輯]
日本氣象廳而是由不同以下兩個方面已知的。在一般都稱為“大雨” [3]。
局部大雨 -帶來一個積雨雲,在短時間內零點幾,幾十毫米的雨帶來的降雨量約[4]。
暴雨 -雲彩通過傳遞連續,上下強烈了幾個小時,降雨導致降雨量數百毫米從100mm影響。那些局部大雨依次[5]。
我形容這無論是在本節。應該指出的是,日本氣象廳,在“暴雨”的災害雨的恐懼[6],導致顯著災難“大雨”雨[7],被稱為“暴雨”,“暴雨”過去的災害僅使用的,不用於(諸如預測場景)現在發生雨[5] [7]。
學術,“大雨”,簡單地落在了很大的雨,“大雨”那雨就像殃及共同的空間和時間,“暴雨”是一個時空而濃度是指顯著雨,區別並不明確[2]。
作為類似的話,它是指這樣的事實:雨水是在短時間內大量的雨水,而不管該範圍,雨“的短時間內一點雨” [8],大量雨水在一個窄的範圍內,而不管雨的持續時間的指事“局部大暴雨”,“是指難度突如其來的大雨預測游擊暴雨“ [9] 有。這些也可以使用甚至成為一個大雨的情況。
暴雨概念並不打算所有的國家,但也有類似的話。在英語突如其來的大雨,意味著傾盆大雨“ CloudBurst的有字“ [10]。在韓國日本的人口,因為它是“ Jibjung侯 “,並作為(暴雨)。
術語暴雨首次公開使用,1953年8月14日 - 15天在京都木津 1953年8月15日在大雨中上游流域產生的雷暴(南山城村暴雨),朝日新聞是晚間的新聞文章。這份報告後,開始主要用於報紙,即使作為一般的語言進行也確立了自己作為一個長期的天氣[11] [1]。此外,稱其如沒有,但傳播是“游擊暴雨”時,暴雨是次要的是在日本各地2008年開始被廣泛使用在夏天後一般[注1]。
機構[ 編輯]
“ 沉澱 “和” 降水過程 “又見
在一般情況下,層狀雲(相對於地面在水平方向上,開發層雨雲相比,等),發展的方向垂直於地面積雲或積雨雲願意,大雨(突然下雨帶上)。這積雲和內部的對流(對流)參與。積雲和雲彩迅速開發了遠在雲頂部可以從以下事實可以看出,增加的高度,在對流向上流動通過另一幅度比向上流動較大的順序的速率循環[注2],這在雲雨滴和冰晶發生的迅猛發展,一場大雨[12]。
淋浴的差異,局部大雨,暴雨[ 編輯]

積雨雲例子開發(航天飛機投籃)。除了這些雲的發展,並影響是否世代交替,如移動路徑不成為大雨。
雖然之前街道積雲或積雨雲描述帶來大雨,很多這樣的雨,零星突然將不立即停了下來雨瞬間(淋浴[注3] [13]是:a)[14] 。例如,日本的情況下夏季所謂發生零星的積雨雲,以淋浴,但帶來的,其中許多人在淋浴,淋浴所有的雲不洗澡暴雨[3]。
這一點,在淋浴時,多個質量積雨雲的(降水量細胞是因為每個聚集)是雜亂的獨立活動死亡。這種所謂的類型沉澱細胞單細胞(單細胞,單細胞)的,雷暴上的被稱為分類“雷暴氣團”。在一個單一的氣團蓋在一般風〔注4〕在上下剪切趨於發生時弱[14]。
沉澱單元的大小通常是在約5-15km,壽命一般為30-60分鐘,在水平方向上,雨水不會持續其中只有約30分鐘。因此,不會持續很長時間降雨僅沉澱細胞聚集雜亂[15] [16]。
然而,大氣是不穩定和發展積雨雲在因素,例如是,要達到在幾十分鐘降雨增加幾十毫米。雨氣象廳這樣一個指定的“ 局部大雨的“ [4] [3]。
和其他條件都齊全,幾十毫米的局部大雨持續了幾個小時或更長時間在一小時內,總降雨量,如呼叫是日本氣象廳達到了幾百個MM“ 暴雨就成了。“ 的條件是,雲壽命是在順序發生的限制,由代開發的,並通過同一個區域相繼其CBS組[3]。
局部大雨,也不暴雨,積雨雲(沉澱池)一台一台的生活,但大約是30-60分鐘,大雨是多了幾個小時的積雨雲在暴雨而世代交替不斷地在流逝以上[15]。此外,一些諸如尤其是前部和颱風,情況下,大氣場帶來大雨幾乎沒有變化,也是強降雨難得一遇持續了數天,從十幾個小時。此外,在不過這種情況下,降雨是已知顯示諸如增加或減少一個週期的2-3小時,例如變化[17]。
這樣的世代交替,沉澱細胞佔據的直鏈或結節性多小區雷暴除了看到的那樣,一個單一的巨細胞沉澱(超級細胞因)超晶胞雷暴型也發現英寸 多小區雷暴消旋-對流系統由稱為多細胞之間的相互作用引起的,在一般的風的垂直方向剪切時,有強烈的〔注5〕容易發生[18] [14]。
另外,暴雨的範圍一般是在水平方向上2 - 200公里(從秤(伽瑪)尺度內消旋- β(測試)內消旋- γ為約)[19]。即使在日本的雨季鋒區暴雨,個別事件一般是約100公里。但是,根據一年中,這可能會導致間歇性大雨暴雨,由於季節性降雨面前的是在很長一段時間內甚至幾個星期,而在混亂中運行有關日本列島周圍(例如,在1972年7月暴雨等)[17]。
多節和超級[ 編輯]
它具有很強的雨歷時幾個小時可導致隨後的“暴雨”是一個多小區雷暴和超級型雷暴積雨雲是如前所述以世代交替[18] [2]。
多小區分類雷暴研究者不同。Bluestein,耆那教(1985)是美國俄克拉何馬州的氣象雷達觀測,虛線(虛線)型背大廈(後樓)型骨折(斷面積)型嵌入式(嵌入式面積)的,第4類的基礎上,分別被分類為類型[20] [21]。另一方面,也有要被劃分成多細胞系(多節線)的書籍的類型和多小區群集(多小區群集)型2 [22]。小倉(1991)分類暴雨十三世紀80年代基於Bluestein等人的分類。,他們中的大多數都報導說,一回建築類型[23]。發生在日本的豪雨,集群類型也觀察到,那些背建設型常。
返回建築類型和具有多個沉澱細胞,如生長期,成熟期,衰退期的不同階段(積雨雲)是在移動的大將風範的方向,而排成一條線型,從成熟期和衰退期細胞由冷空氣外流新小區(積雨雲)的移動方向是出生在相反方向迎風[注6]是指一種類型。日本的梅雨季節為週期的,加藤,合田(2001年)新潟縣在八月初1998年為例嘉悅 - 佐渡發生在暴雨(1998年8月新潟暴雨分析),雨季前的一部分在對流活動持續超過一定收斂發生時,已經報導,使產生在迎風方向的新的細胞[23]。
在另一方面,在其1998年嘉悅傷心的暴雨,觀察到一個現象,積雨雲從側面湧了上來,而不是降水帶的只是冰山。小倉,從而跟隨這種類型Bluestein等分類背面和側面大廈(背面和側面的建築)型和命名,塞科(2001),Tsukuchi,神原英姿(2005)等人用這個的文件,因此它是採用日本它是將[23]。
這兩個是長軸方向的兩個事物風向和沉澱池的一般式的接近,但一般風的風向也存在多小區的直角,以沉澱細胞的長軸方向。這通常是颮線是所謂的,塞科(2010年),KusaHiraki-RA(2011年)曾稱,在形式的颮線的類型遵循命名前述的方式[24] [25]。
細觀對流系統的層次結構[ 編輯]
大質量約為100-300km量級的積雨雲,雲集群。除了這在熱帶常常發現,也看到了在梅雨鋒區和北美。那些在北美,尤其是中觀對流複合體(中尺度對流複合體)進行了研究稱。雲團進一步消旋- β尺度(20-200km),還有一個進一步的對流系統消旋γ尺度(2-20km)即使在(內消旋對流系統),具有分層結構。這些系統,有很大的系統,甚至逆轉有時要加強小型系統,具備互動[26]。
環境因素[ 編輯]
基本上因素如下。
環境因素“暴雨”作為持續數小時
上述一般的風是在垂直方向上強的剪切力。和一般的風強線性細觀對流系統的開發[16]。
環境因素如憤怒,超過在不到一小時的“局部大雨”​​的持續時間降雨量100毫米(即所謂的“游擊暴雨”)
弱以上的一般的風格,並且等效潛在溫度有非常高的區域中的下層中。積雨雲迅速發展。總的風格是弱在相同的環境中正常淋浴,組織等中觀對流系統是沒有看到太多的[16]。
當暴雨發生時,積雨雲發達,這是環境因素可以舉出一些如積雨雲經過連續的同一區域同時世代交替,形成一個中觀對流系統。將在三個部分從如下所述。
積雨雲發展因素[ 編輯]
雲,開發包括以下的環境因素。甚至所有未對齊,例如,當相當於電位溫度的下層是非常高的在某些情況下,即使是沒有冷的天空,如開發積雨雲是[16]。
的下層相當位溫高
等效潛在溫度高(=暖濕)流入大氣暖濕流動的那湧入。在相當位溫高區,當上升氣流發生了這樣的基本收斂的作用,積雨雲更有可能發展容易產生的[注7]。另外,相當於電位溫度高雲底低先進,通過散佈冷區的作用被抑制,雲代發生接近到母體雲比正常,並趨向於移動雲被抑制[16] 。
此外,Shitsuzetsu可能的高當量潛在溫度下細長舌說出現的狀形式,已知該區域與大雨相關聯。然而,當在大約3000米(700hPa上表面)的高度限制為Shitsuzetsu和約1500米(低層850hPa表面)[27]只對流活動表示有源區,雲是可能區域(暴雨發展可以發生的)區域被分配到南部。另一方面,為約500米時限於(950hPa表面)的高度示出了具有層雲彩開發開始直接重疊雲層趨於發達地區的高當量潛在溫度的區域。在日本為約500米海拔附近,在超過相當於電位溫度355K的區域有暴雨發生,一個可能性[16] [28]。特別是在雨季鋒區,Shitsuzetsu的暴雨的情況下,和較低的飛機經常出現[29]。
過度的寒冷存在的流動和乾燥空氣
當大氣或天空是乾燥或冷比周圍,當上升氣流發生由這種底層會聚的作用,積雨雲更可能容易發展發生〔注8〕。除了其可以放鬆從高緯度的過被平流,壓槽溫度是由幹的上升氣流從下,高時各遍降低渦帶(冷渦溫度降低時)已通過或[16]。
在下層收斂,有一個
降低(從表面接近過1500米對流層,並且有收斂底部),上流產生督促發生和發展的雲。並以產生一收斂,前其他頻帶,山也被迫向上流動由於地形等[16]。
細觀對流系統因素的形成[ 編輯]
參與的MCS等的形成以下的環境因素。
返回建築類型的環境因素
的下部和中部的風力方向是相同的,下層是弱,即,中間層為強。下層可冷區在新的積雨雲積雨雲滅絕時期出現,並向上流動的一種方式,它搭載在此迎風。由於風蔓延的下層是弱冷空氣地區,這是幾乎不流動,如果抑制,雲繼續從時間同一個地方長時間雨後春筍。在另一方面,將繼續在同一個地方下雨了很長一段時間以來檢定由中間層的強風流入積雨雲體相同的方向[30]。
下部和中部風力方向是相反的。這種雲雨後春筍般不斷從時間同一個地方長時間,即使,雨繼續下到同一個地方。然而,它不會發生太大。
背面和側面的建築類型的環境因素
它潛在的風向是方向直角相對於靠近中間風向[31]。
環境因素颮線類型
的下部和中間風力方向是相反的[32]。
從規模看天氣環境因素[ 編輯]
可以在一般的天氣圖證實天氣尺度 ​​的現象,前面,熱帶氣旋(颱風),溫帶氣旋,冷低壓(冷渦)[注9]可發生劇烈附近的雨水。
在前面的情況下,在其中的前表面被拍攝角度幾乎垂直於地面的天空,積雨雲帶來大雨可能發展。這通常發生在雲頭寬層次寬覆蓋前面[33]。冷鋒和輻合線和溫暖潮濕氣流的重疊積雨雲附近很可能會發展,但暖鋒附近有,例如,暴雨甚至例子發生在雨季鋒區的低氣壓相關的暖鋒[2]。
雨季的時期,在整個東亞地區的雨季鋒區,經常可以在中國大陸的例子附近的雲團報導,這是(約千公里)子天氣尺度駛往東面或中-α規模在發展低壓(200-1,000km)的過程中,在結果在暴雨發展模式積雨雲是常見的。雲團但可以在氣象衛星雲圖可以清楚地識別,就是其中的暴雨在有限的部分表示[2] [26]。
颱風或熱帶氣旋本身是由高相當位溫空氣中,容易出現暴雨更接近前面。颱風很少是整個的移動速度快,一個暴雨螺旋帶和外緣降雨區易發生暴雨和傳球連續的雲。
地區差異[ 編輯]
降水特徵的氣候有所不同很大程度上取決於。在這裡,它是由降雨任何程度的描述大雨,或承認世界的特點一場大雨就要按地區要注意不同的東西。
海陸[ 編輯]
積雲對流,凝結核小過飽和度和高的海洋,凝結核許多過飽和度在相反的分為低歐陸。主要海洋暖雨來的(雨不凍結)的過程中迅速成長的雨滴,也可以在雲下雨,在更先進的10公里開發了大雨,下層雨滴發展。然而,特別地信風頻段,天空逆溫層雲的發展被抑制到發展是,雲不小於一個例子,不發展僅至多約先進2-3km。然而,即使在這樣的矮個子雲,成為兇猛雨,諸如到達時間降雨量百毫米由於雨滴在海洋的情況下的快速發展和[33]。
大陸主要冷雨處理的雨滴增長(雨凍結),冰晶這可能是在雲中是如何不斷上升和下降的上升氣流冰雹增長之後,到了秋天的雨水和融化。與海洋,大陸是不是一場大雨。如果你不發展,直到高的天空。雲計算也是還開發時間大約降雨10毫米被先進5公里有關文獻[33]。
另一方面,氣團視的情況下層海洋,存在這樣的情況,其中上部是大陸,這種快速雨滴開發在較低的時候,兩個過程是冰雹在上層的開發變得正在進行大雨同時在[ 33] 。
地形暴雨[ 編輯]
周邊之間的大的高度差山中的,它是已知的迎風坡相比平在其更迎風即變大降雨量。在日本,它更多的是對大山的南坡。例如,在1963年颱風9號。如果你看一下總降雨量四國通過,而200-400的Kochiheiya地區均有分佈,四國山也有一點,大多數超過千毫米在400毫米以上等等,都拿出了明顯的差異[34]。
此外,還有的是,特定區域特定的線性沉澱帶變為一種表現大雨。鹿兒島縣西部外海甑島列島從“Koshikishima樂隊”延長,長崎縣,南部平原諫早在“諫早樂隊”,南端的長崎縣擴大長崎半島,從已知和“長崎樂隊”延長。雖然各地區也已經假設或不超過積雲是由一個事實,即有起伏地形的影響,報告否認有報導稱,在積極通過數值模型也如模擬,沒有被證明明確[35]。
氣候差異[ 編輯]
熱帶雨林的地區蔓延的熱帶輻合帶主動積雲對流沿(熱帶輻合帶),強降水被認為是貫穿全年。在另一方面,雨季和旱季有一個熱帶大草原的雨季進入熱帶輻合帶出現在該地區,如在類似的沉澱。在非洲大陸以東緯度在北緯近20-35度,夏季副熱帶高壓而大氣偶見強降水變得不穩定了南風濕潤,成為西緣,冬季極鋒溫帶由南在罕見的情況下,強降水的低壓通行證就可以看出。此外,在高緯度的緯度附近的區域沿該極性前面溫帶氣旋40-55活動被認為是活動的,而且很少激烈沉澱[36]。
此外,雷雨也從發生,除了在雨林和熱帶大草原地區相當高頻率的頻率來看,頻率在非洲大陸以東的中緯度更高。前者是為容易發展是空氣的積雲對流的不穩定程度高,後者特別適用於大氣中是不穩定的易於流動在夏季對流層低層丹濕氣流動並[注10]是[36]。另一方面,海洋是雷暴更少次數,即使在如上述相同的緯度帶[36],在海洋中的作為其原因(雷的事情是不活躍冰雹在積雨雲形成密切相關冰雹的形成有)以下[33]。
在每單位時間沉澱極端而言,在行星天降雨量約2000毫米,1小時雨量400mm左右有10分鐘降雨150mm左右被認為是限制,分別。應當指出的是一天從幾天極值熱帶的區域,一小時的從第1天的極值亞熱帶各個區域而面積,直到1小時1分熱帶中緯度極值在它被記錄[37]。
強烈的差異,由於氣候也是大氣場時雨我見過。雖然有許多情況下在對流層中被廣泛地潤濕在內外積雨雲在日本,大陸,例如美國德克薩斯州的情況下,只有在這樣如果有幹,對流層的整個層雲區域是濕的許多,發生在這樣的環境中雲頂高度也不少見也達到15km,需大量積雨雲冰雹與Mesohai,一個特點,就是從日本不同,如強下沉氣流的發展。因此,在處理氣候不同地區的暴雨是要注意[38]。
日本[ 編輯]
暴雨在日本,權責發生制時期看梅雨季節,尤其是經常雨季後期[36]。
此外,各地雨季結束後的盛夏期間,太平洋反氣旋也有例子,暴雨發生在邊緣的西部。發生這種情況多在這個時候,在氣場沿高溫和高濕度,如東南亞的反氣旋熱帶季風氣團的暖濕氣流,積雨雲和收斂由於某種原因出現流是成為一場大雨發展。應當指出的是,以上所述的壓力谷在某些情況下,還有其它的因素,例如通過[39]。
從地理上看,如果你看看整個一年,短局部大雨約一小時同時廣泛在日本看到,長期的暴雨之後大約一天容易溫暖潮濕氣流流九州和關東西部太平洋一側趨向往往[40]。當僅限於雨季,暴雨是西方的,但很多時候,在東方它不是沒有,即使在這樣的發生[2] [41]。
當我們看每單位時間的降雨極端,降雨10分鐘而國內處處有差別很小,在不久的價值,1小時雨量開始出現是有區別的,當談到該地區的1日,24小時降雨量高達南特別是許多往往在一個點上沿斜坡南側變得顯著。這個簡短的降雨由於單雲大約10分鐘它是,長時間的降雨是因為由於雲連續通道。注10分鐘降雨極值PWV被認為是一個值接近,在日本被認為是大約40-50毫米[42]。