[物理]第7章 中尺度天气系统.doc

第七章 中尺度天气系统目录中尺度天气系统27.1 概述27.1.1 什么是中尺度27.1.2 中尺度天气系统的基本特征27.2 中尺度系统2中尺度系统27.2.1 中尺度雨团2卫星探测图片127.2.2 中尺度雨带2雷达气象部分的补充内容127.2.3 中尺度对流复合体2雷达气象部分的补充内容22卫星探测图片227.2.4 飑线2雷达气象部分的补充内容32卫星探测图片327.3 中尺度系统发生发展的大尺度环境条件2中尺度系统发生发展的大尺度环境条件27.3.1 位势不稳定层结27.3.2 强垂直风切变27.3.3 水汽辐合和湿舌27.3.4 急流的作用27.3.5 低空辐合和上升运动27.3.6 地形27.4 中尺度系统发展和大气过程不稳定2中尺度系统发展和大气过程不稳定27.4.1 对流不稳定27.4.2 对称不稳定27.4.3 锋生强迫的次级环流27.5 中尺度分析2中尺度分析27.5.1 资料来源及其处理27.5.2 时空转换分析27.5.3 相对坐标分析27.5.4 变量场分析27.5.5 雨团和雨带分析2习题2参考文献2中尺度天气系统从本世纪50年代初“中尺度”概念引入气象学以来，中尺度气象学得到蓬勃发展，无论是雷达、卫星等新观测技术的广泛使用，还是在组织中尺度野外观测试验、中尺度天气分析或中尺度天气理论研究和数值模拟等方面，都取得了很大进展。目前中尺度天气预报，特别是暴雨和强对流类天气的局地、短时预报，已成为预报业务工作中的重要内容。然而，由于在常规天气图上很难发现、诊断和分析中尺度天气系统，作出准确预报仍是天气学面临的重大难题。特别是一些局地性、突发性的中尺度天气系统往往与灾害性天气现象密切相关，这是中尺度天气学研究和预报的重点。本章主要阐述和灾害性天气相联系的暴雨类和强对流类中尺度天气系统的基本特征，它们生成发展的大尺度背景及中尺度天气分析的若干方法。7.1 概述7.1.1 什么是中尺度第一章表1.1列出了大气中各尺度系统时、空规模的数量等级，中尺度是该尺度谱中的一段，研究水平空间尺度100103km量级、时间尺度103-105秒量级的大气现象。考虑到不同规模的中尺度系统有相异的特征，在中尺度谱段中再分为三类，即中尺度（102103km，15天）、中尺度（101102km，3小时1天 ）和中尺度（100101km，1小时），它们分别和飓风、飑线、雷暴单体等中尺度天气系统相对应。这种分类和我国当前实用的中尺度分类一致。7.1.2 中尺度天气系统的基本特征中尺度天气系统的特征在许多方面和大尺度天气系统不同，概括起来，中尺度天气系统有如下基本特征：1水平尺度小、生命期短中尺度天气系统的水平空间尺度为100103km量级，强烈对流性中尺度天气系统的水平尺度更小，只有101102km量级，垂直尺度为10km左右，其生命期大多为几小时至1天以内，而大尺度系统的水平尺度一般在103km量级以上，生命期常达1天至几天。2气象要素梯度大，天气强烈气象要素梯度大，是中尺度天气系统区别于大尺度系统的显著特征之一。例如，在飑线中尺度系统区，气压梯度达13hPa/km，温度梯度达5/10km；飑线过境，气压涌升1hPa/12分钟，温度骤降1/1分钟，而在大尺度天气系统中，气象要素梯度小得多，要素随时间变化也小得多。同这种大的气象要素梯度相联系，中尺度系统所伴随的天气通常较强烈，常带来大风、暴雨、冰雹，甚至出现龙卷和下击暴流等猛烈致灾天气，且具有突发性和急剧变化的特征。而大尺度所伴随的天气则弱得多，且较持续，变化也较缓慢。3非地转平衡和非静力平衡大尺度运动是准地转的，在大尺度系统中，空气运动近于维持地转风平衡或梯度风平衡。而在中尺度系统中，加速度同地转偏向力和气压梯度力具有相同的数量级，对空气运动有同等的重要性，因而运动是非地转的，在中尺度系统中可看到风向和等压线相垂直的特征。在垂直方向，大尺度运动是准静力平衡的，较大的中尺度系统也具有准静力平衡特性，但在强风暴类的对流性中尺度系统中，空气运动是非静力的，浮力可使气块产生较强的垂直加速度，导致猛烈天气生成。7.2 中尺度系统中尺度系统中尺度系统是中尺度天气现象的制造者和输送者。影响中尺度系统的形成机制有两种，一种主要是由非均匀性质下垫面引起强迫作用的结果，如山地背风波、背风槽和中尺度低压等；另一种主要是由大气内部过程产生出来的，如高空急流锋和中尺度雨带等。中尺度系统的分类方法很多，不同的人有不同的分类方法，本章主要讨论和暴雨及强对流天气联系的几种中尺度系统。7.2.1 中尺度雨团在一次较大范围的强降水区中，可能镶嵌有中尺度雨带（通称中尺度雨带），中尺度雨带中含有中尺度雨团（通称中尺度雨团）。一次暴雨过程中，可能出现两条或两条以上的中尺度雨带及多个中尺度雨团活动，它们是造成暴雨天气的重要成员。中尺度雨团有如下基本特征：1水平尺度小，通常不超过200km；2生命期短，一般在10小时以内；3低空辐合强，对流层低层水平散度量级达10-4秒-1；4多次发生，一次强降水过程中可出现多个中尺度雨团；5降水强度大，1小时降水量可达50mm以上；6两种动态：移动性和准静止性。多数中尺度雨团是移动性的。何齐强等（1988）对1981、1983年江淮地区梅雨期10次移动性中尺度雨团作过合成分析，图7.1是雨团发展强盛阶段的合成流场，由图可见，近地面层（300m）存在两种尺度的流场特征，一种是范围较大的环境场的低压槽前，雨团位于槽前西南气流区中；另一种是镶嵌于西南气流区中范围较小的中尺度扰动。雨团区两侧扰动形式不同，其前方为反气旋性扰动，后方为气旋性扰动，并呈涡旋状态。这种扰动特征在边界层内明显，850hpa层上已无反映。在对流层中层（500hPa），雨团位于西风带短波槽前，对流层高层（200hPa），雨团区流场呈反气旋性弯曲，并位于高空急流右后象限辐散区中，构成中低层辐合、高层辐散有利于雨团发展的动力机制。图7.1 梅雨期中尺度雨团发展强盛阶段的合成流场（格距45km）（取自何齐强等，1988）流线 0雨团中心位置等风速线 图7.2 沿雨团移动方向近地面层散度和涡度分布(何齐强等,1988) 图7.2(何齐强等,1988)是在雨团移动方向上,近地面层水平散度和涡度的分布,显示出二者的位相并不一致,前者落后于后者,雨团位于反气旋性涡度区之后、气旋性涡度区之前,即槽后脊前的强辐合上升区中。这种特征和非地转的重力惯性波结构吻合，表明梅雨期移动性的中尺度雨团在低层具有惯性重力波特性。卫星探测图片1图13 雷暴云团，周围有弧状云线生成 7.2.2 中尺度雨带中尺度雨带是中纬度地区降水的重要组成部分。在大多数情形下，中尺度雨带由雷暴单体和小尺度系统组成，其天气表现为暴雨或强对流特征，其长度约100200km。概括起来，中尺度雨带有如下基本特征：（1）中尺度雨带常几条并存，并相互平行，其间距大致相同，约为100km。每条雨带的宽度约1050km。有时中尺度雨带只有一条；（2）一条中尺度雨带由更小的对流单体组成，它们分别处于不同的发展阶段。在许多情形下，北面的单体是成熟的或衰老的，南面的单体是新生的或年轻的；（3）中尺度雨带的移动方向明显偏向平均风方向的右侧，移动速度可大于平均层的风速；（4）中尺度雨带多出现在大气层结为位势不稳定的地区；（5）中尺度雨带通过测站时，地面气象要素会发生明显变化，如气压骤升，气温下降，湿度上升及风向风速突变等。中尺度雨带的种类很多，有锋面气旋区中尺度雨带、梅雨区中尺度雨带、台风区中尺度雨带等，其中前一类较常见，也较重要。Hobbs（1978）按雨带在气旋中所处的部位，将其分成六类：暖锋雨带、暖区雨带、宽冷锋雨带、窄冷锋雨带、锋前冷涌雨带和锋后雨带。Browning（1983）按对流发生的位置，又分成三种类型：U型雨带，对流发生在对流层中上层；L型雨带，对流发生在对流层下层；D型雨带，为贯穿整个对流层的深厚对流。图7.3是锋面气旋区云和雨带的概念模式，表7.1给出了两种分类的关系和一些主要特征。下面对六种雨带的基本特征分别概述。图7.3 中纬度锋面气旋中的中尺度雨带（取自Hobbs,1978）1暖锋雨带 2.暖区雨带 3.宽冷锋雨带 4. 窄冷锋雨带 5.锋前冷涌雨带 6.锋后雨带 表7.1 中 尺 度 雨 带 分 类 1.暖锋雨带形成在大范围云区内，云区由暖锋锋面大尺度抬升造成。当在一些中尺度地区有降水增加时，则可形成暖锋雨带。图7.4（Houze等，1982）是暖锋雨带的结构和雨带内降水的形成过程。降水率的增加常与由上而下的冰晶播撒作用有关，由上面冰晶下落造成的播撒作用可使播撒区产生到达地面总降水量的20%35%，其余65%80%的降水由其下的层状云产生。图7.4 暖锋雨带模式（取自Houze等，1982） 2暖区雨带（图7.5）。暖锋过后，在地面冷锋前方的暖舌区，可形成和冷锋平行的暖区雨带（图7.3中2）。暖区雨带的强度变化很大，最强的暖区雨带可能成为飑线，较弱的也经常表现出与飑线类似的特征。暖区雨带中的深对流在垂直方向可以贯穿整个雨带。深对流和播撒过程对降水增加都有作用。研究表明，10%20%的降水起源于播撒区，80%90%的降水起源于播撒区下方的深对流区，对流云和层状云区的降水率分别为40%和80%。图7.5 暖区雨带模式（取自Houze等，1982） 3宽冷锋雨带（图7.6）。当冷锋面抬升在几十公里宽度范围内增加几十cm/s时，就会形成这种雨带。抬升使对流不稳定能释放，在高空产生“发生单体” ，这些单体中有冰晶形成，当它们通过下面云层降落时增长，形成雨带。这种雨带的移动比冷锋快，因为播撒机制起很大作用，云带的降水效率很高（100%）。4. 窄冷锋雨带（参见图7.6）。出现在冷锋前缘的鼻端，这里边界层空气的辐合产生了狭窄（5km宽）的上升气流，上升速度可达几m/s。上升气流中的水汽来源于偏南风低空急流，这支急流正位于冷锋前方。云带中冰晶不多，含有大量液态水，暴雨主要降在下沉区中。图7.6 冷锋雨带模式（取处自Matejka,1980） 5. 锋前冷涌雨带（图7.7）。在锢囚气旋中，冷空气以一系列脉冲形式在暖锋云上移动，较强的脉冲即冷锋本身，较弱的称为锋前冷涌。锋前冷涌可产生两种雨带：一种是深厚的云和降水带，它位于锋前冷涌前缘之前方；第二种是很小的波状雨带，它形成于锋前冷涌之后，地面锢囚之前，这里有干冷空气核，它可抑制高云层，并增强暖锋云上的位势不稳定。图7.7 锋前冷涌雨带（取自Matejka等，1980） 6. 锋后雨带形成于锋后强下沉区后的对流线。由于这种雨带过境时引起地面气象要素变化，因而常被看作为次冷锋。锋后雨带由许多对流云群组成，其水平范围约50103km2。我国幅员辽阔，横跨低、中、高纬度地带，锋面气旋区、梅雨区及台风区中的中尺度雨带都可见到。图7.8是1983年6月24-27日江淮地区梅雨期并存南、北两条中尺度雨带强盛期的扰动流场。可以见到，在低层31N和34N附近各存在一条中尺度切变线，它们分别与南、北雨带对应。切变线上还可见到中尺度气旋式涡旋。两条切变线之间是反气旋式辐散流场，南切变之南和北切变线之北各存在偏南气流和偏北气流，构成两条切变线地区气流辐合，导致两条雨带发展强盛。但沿切变线辐合强度不均匀，辐合强的部位和雨带上中尺度雨团相联系。图7.8 两条雨带强盛期扰动流场(取自Yang Guoxiang等,1987) (a)1000hPa,(b)500hPa,(c)300hPa 分析表明，与雨带对应的中尺度切变线随高度向北倾斜，500hPa图上，南切变线移到32-33N之间，北切变线移出图面以外。和切变线关联的辐散区也向北倾，而且强度增大。300hPa图上最明显的特征是存在和两条雨带对应的两个高空强辐散带，一个在31N附近，一个在33N附近，成为两条雨带扰动流场上的鲜明特征。在沿雨带强盛期平均的扰动垂直速度经向剖面图上可见（图7.9），和两条雨带对应，南北各存在一个强上升运动带，强上升中心与雨带靠得很近，南雨带的上升中心约在600hPa上，北雨带的上升中心在500hPa附近。在两条雨带之间，由于中层辐合，高、低层辐散，表现出低空下沉运动，高空上升运动，从而导致两雨带间地面无降水，中高空有云层的天气特征。图7.9 沿雨带平均扰动垂直速度经向剖面和二维环流（取自Yang Guoxiang等，1987）雨带轴位置，断线：垂直速度（10-3hPa?S-1）箭头：气流方向 将垂直速度和经向分量迭加，可得雨带强盛期沿雨带经向剖面上二维扰动气流分布（图中实线）。两条雨带的二维环流呈现出独特的特征。中低空两个滚轴状正环流和雨带配合较好，其滚动轴和雨带平行，并且南低北高，而在雨带区高空，环流方向相反。雷达气象部分的补充内容11）暖锋雨带暖锋雨带很早就被人发现，Browning等（1969）根据在英国的雷达观测和雨量自计，提出了暖锋雨带水平和垂直结构模式，如图2所示。图2 暖锋和暖区雨带的水平和垂直结构模式(Browning等,1974) 图2中廓线是根据雷达回波强度计算出的等雨强线。从图中可以看到有两条明显的暖锋雨带，每一条雨带中又有一些降水较强的雨核。Hobbs等在华盛顿附近观测到一些暖锋前的雨带，如1976年12月14日观测到暖锋前有三条与暖锋平行的雨带，宽约2030 km，长约80140 km，雨带之间的间隔为4050 km，雨带以11.5 km/s的速度向东北方移动,雨带经过处地面最大雨强约34mm/h。从雨带回波的垂直剖面可知，这些雨带几乎完全由浅薄的暖性层状云降水组成，在雨带B的00C层以上不稳定层中出现两个对流泡，冰晶从这两个对流泡中降落到下面的层状云中，在垂直方向产生较强回波。雨带中最大上升速度在暖锋面附近，约20cm/s，暖锋面之下有微弱的上升气流。1977年12月13日，在美国西海岸附近观测到三条云层较厚的暖锋雨带，其中有一条宽约30km，长约100km，回波顶高达7.8km，在2km高度附近是00C亮带。亮带以下回波在水平方向较均匀，有明显的雨层云特征。在3km以上，24dBZ的等值线在水平方向有三个扰动，反映出在3.5km高度上有一些对流泡发展。飞机穿云观测表明，在这些对流泡里冰晶浓度较大，含水量也大一些。根据多种手段的观测资料，Hobbs等提出了暖锋雨带的垂直结构和降水机制模式(见图3)。图3中，在-40C层(约3km高度)以下是浓密的层状云，它是沿锋面爬升的中尺度上升气流形成的。起自1.4km高度的水汽辐合上升，产生了大量的凝结水，暖锋雨带降水中的65%来自这低层的凝结水。图3 暖锋雨带结构模式(House等,1981) 00C层附近存在着明显的亮带，表明00C层以上有大量冰晶降落下来，在-40C层以上由于位势不稳定的存在，在3.5km高度上有高空对流泡发展，来自低层的水汽在这里凝华，冰晶增长，其余35的降水就来自对流泡中的凝华冰晶。因此暖锋雨带降水的主要机制是贝吉龙最早提出的播种云-供应云机制,即高空对流泡中产生大量的冰晶，成为自然播种云，冰晶在00C层以上主要是通过凝华和凇附增长，然后降落到低层浓密的层状云(即供应云)中，低层暖云为降落下来的降水粒子的碰并提供了丰富的云水，使水滴能充分地增长，因此暖锋雨带中云的降水效率往往可以接近100%。图4是暖锋雨带的一个实例，是一个正在向东移动的暖锋，回波与暖锋相对应。雨形成在地面锋面之前的中空和高空。雨带东部边缘处,雨滴在降落穿过低层的干空气时，部分蒸发。其结果是这一区域的地面降水比雷达回波显示的少。雨带具有清楚的带状结构。在英国东南部A点附近的雨强最低，带状结构最明显。更北一些的B点附近，由于山区的局地效应，带状形式有时不那么明显。在图4 a中，暖锋雨带回波宽50-100km，与地面暖锋平行。这是暖锋雨带的典型特征。相对于地面锋面位置而言，这些雨带通常随时间缓慢向前移动。由于雨带经常被高层卷云所覆盖，因此在卫星云图上很难看到类似的结构。图4 暖锋雨带 1988.7.16 18:00(UTC) 英国 a 雷达网回波图 b 地面天气图(等压线单位hpa) 2） 暖区雨带暖区雨带一般平行于它后面的冷锋。Nozumi和Arakawa在日本的屋久岛上用5cm雷达观测了海上117个波动气旋，发现有96个(占82%)气旋的暖区里有条状回波(雨带)，其中40个(占42)只有一条雨带，其它56个(占58)有两条以上雨带，最多观测到5条雨带。图5 暖区雨带 1988.7.10 英国 (等压线单位hpa) 雨带一般是东北一西南走向，垂直于暖锋，长约50500km。雨带具有对流性质，但比美国中部的冷锋前的雨带尺度要小。图5是暖区雨带的一个例子。在图5a中，回波带AA对应图5b中的冷锋，B对应于锋前暖湿带，即暖输送带。由图可见，B与冷锋有一个小的交角，由此可以大致确定暖区中高空气流的方向。3） 冷锋雨带冷锋雨带很早就被人发现，1960年Kessler和Wexler对冷锋进行雷达观测，看到在地面冷锋位置上有一条状回波带，回波具有飑线性质。冷锋过境时，气压跳动1hPa，地面风向从西南转为东北，风速从8m/s增大到20m/s。降温不是从转风向开始，而是从增大风速开始，图6 窄冷锋雨带回波(Hobbs等，1979) 降温约60C。原来雨强约2.5mm/h，过境时增大到25mm/h，持续34min。 Browning等(1973)在英国用雷达观测了很多冷锋上的线状回波，并指出,有时这些线状回波由许多排列很规则的雨核组成。Hobbs更全面地进行了研究，指出冷锋雨带可分为在锋上的窄冷锋雨带及锋线稍后的宽冷锋雨带。图7是观测到的两次窄冷锋雨带，可以看到这些回波都处在地面冷锋上，回波带上有许多回波强核,称为雨核，它们的形状和走向较规则。图7a中NN是另一次窄冷锋雨带的例子，它对应图7b中的地面冷锋。由于它非常窄，所以有时称之为“线状对流”。这种降水形成于相对低层(3km以下)，窄冷锋回波经过时地面产生突发性强阵雨。当这种对流发展得非常强烈时，也会产生雷暴甚至龙卷。宽的冷锋雨带，可能几条并存，并沿活跃冷锋分布，或在冷锋的稍后，如图7中的WW和XX。图7 窄冷锋雨带回波 1989.1.14 a 01:00(UTC)回波图 b 00:00(UTC)地面天气图(等压线单位hpa) 4）锋后雨带锋后雨带处在冷锋雨区边界之后的冷气团中，这种雨带一般是由对流云产生的。因为当极地冷气团移到中纬度以后，近地层空气逐渐加热并潮湿起来，以致大气低层的层结一般呈位势不稳定或条件不稳定。由于锋后雨带和冷锋云系及雨区是分开的，所以在云图上很易识别。这里给出了一张锋后雨带的雷达回波素描图(图8)。图中涂黑部分是两条锋后雨带，它们位于冷锋雨区之后约160km外，雨带移过时地面风速明显增加，温度稍降，产生大雨，雨带宽约10km，回波图8 锋后雨带回波(Parsons等,1983a) 顶高在34km，在观测的1.5小时内，回波强度比较稳定，雨带走向平行于冷锋，雨带中有一些雷达反射率因子较强的雨核，其结构类似于窄冷锋雨带中的雨核。飞机在此雨带中飞行时，发现有闪电和明显的对流泡结构。一般在老的线状对流回波衰亡之后，又有新的线状对流回波产生，有时它产生在第二冷锋前，性质类似于冷锋前的飑线。7.2.3 中尺度对流复合体卫星观测表明，每年的3月至9月，在美国中部地区，经常出现一种有组织的对流天气系统。和一般的中尺度系统相比，这种系统的生命期较长，面积也大得多，它被称为中尺度对流复合体（Mesoscale Convective Complexes,简称MCC）。在我国也经常可以见到类似于MCC的中尺度对流系统。1.中尺度对流复合体的一般特征中尺度对流复合体是中纬度地区一种活跃的中尺度对流系统，根据增强红外卫星云图分析，概括出如表7.2所示的定义和物理特征。由表可见，MCC卷云罩的范围比单个雷暴大两个量级以上，生命史也较长，是一种和雷暴或飑线不同的大而长生命的中尺度系统。表7.2 MCC的定义和物理特征 图7.10是MCC的代表性个例，其中图（a）是增强显示的红外云图，图（b）是对8个MCC个例合成的12小时降水（毫米），显而易见，MCC的高层云罩覆盖了美国五个州的部分地区，其最冷云顶表示对流伸展最高，可达19km。这些镶嵌于MCC内部的强对流区降水也最强烈。此例中不包含有组织的线状对流，而且降水尺度和红外云图上的MCC尺度相近。图7.10 美国中部地区MCC个例图示（取自Maddox,1980）1981年6月22日1500GMT增强红外卫星云图,对8个MCC个例合成的12小时降水（mm） MCC可引起多样的对流现象，包括龙卷、冰雹、大风和闪电，但通常的特征是引起广阔地区的暴雨天气，甚至产生暴洪。平均而言，MCC的降水量比周围地区大60%，是美国中部地区农作物生长的重要降水来源，但强降水引起的暴洪可造成灾害事件。统计表明，几乎每4个MCC中就有一个会引起人员伤亡。1977年7月19-20日夜间美国宾夕法尼州Johnstown地区的暴洪夺去76人生命，成为美国一次重要的气象灾害。分析表明，这是由一个生命期长达96小时的MCC所导致的。中尺度对流复合体是在特定的天气尺度环境中生成和发展的。尽管各个个例的环境条件在细节上可能存在这样那样的差别，但在主要特征上有许多相似之处。Maddox（1983）对1975-1978年4-8月发生于美国中部的10个MCC进行合成分析，以揭示其生命史各阶段环境场的基本特征，图7.11是MCC成熟期的环境特征。图7.11 MCC成熟期的环境特征(取自Maddox,1983)地面风、海面气压（实线）和地面散度（10 -5S-1，断线）；地面混合比（g/kg，实线）和温度（，断线）；850hPa等高线（粗实线）、等温线（断线）和混合比（细实线）；7700 hPa（说明同C）；500 hPa（说明同C）；200 hPa（说明同C）；总指数（Totals Indes;TI）。各图中风速长划表示5m/s，风旗表示25m/s 图中四方形即MCC区（或MR）。地面分析表明，MCC位于弱辐散区中，这是MCC降水区的弱中尺度高压及伴随的辐散外流的反映。MR内存在明显的温度脊，且水汽含量显著增大，混合比大于15g/kg,这主要是降水蒸发及湿下降气流的结果。850hPa近于南北向的温度梯度仍较强，和形成期相比，显著的变化是风速稍增以及因风的日变化及短波槽的接近，风向有明显的顺转。此时西南风急流大于15 m/S，位于MR西南，使MCC区仍受较强的暖平流影响。700hPa层上，气流来自西南西方向，风速增强超过5 m/S，表现出明显的急流特征。和12小时前MCC形成期相比，MR内温度变化不大，但仍受较强的暖平流影响。500hPa图上，MR的高度场及风场因同时受短波槽及MCC扰动的影响，很难确定短波的位置。等温线显示出MR为明显的温度脊。200hPa图上MR北侧及东北侧发展出强反气旋式急流，风速约50 m/S，比12小时前的最大值增大超过15 m/S。很明显的特征是MCC呈现冷心结构。这可能是MR内中尺度上升及辐射效应的结果。稳定度分析表明，MCC已向东北东方向移至较稳定的大气层内。图7.12 表示MCC生命期各阶段平均的散度和垂直速度。在MCC发展前（GR），低层(地面750hPa)存在强辐合，辐合层以上的深厚对流层为弱辐散，与此对应，对流层内环境平均皆为上升运动，最大值在700hPa左右，表明MCC生成在有利于辐合上升的环境中。MCC成熟时（MR），地面至500 hPa的对流层中低层有显著的辐合，200 hPa附近则为浅层的强辐散区。上升速度比形成期增大约5倍，而且最强上升运动上移至500 hPa附近。消散期（DR）低层（地面850 hPa）转为弱辐散，而高层300 hPa则转为弱辐合。与其匹配的垂直运动是对流层中低层转为下沉气流，而高层仍存在浅弱的上升运动。显然，这种在降水减弱及残余云盖区下方的下沉气流指示了MCC的消散。图7.12 MCC生命期各阶段平均的散度和垂直速度（取自Maddox,1983） 2.中尺度对流复合体的内部结构Leary等（1987）应用美国高原协作计划（HIPLEX）期间取得的时空分辨率较高的资料，对1980年6月7-9日连续5个MCC过程进行了研究，并对其中第3个MCC个例作了重点解剖。这个MCC的环境形势和前述的平均特征相似，不同的是它的强迫机制和早先MCC的雷暴出流及地形上坡有关。其生命期约24小时，降水区宽度约500km。雷达观测表明，MCC降水区有明显的中尺度特征。图7.13是1980年6月8日1515CDT通过成熟MCC降水区前半部的东西向雷达回波垂直剖面，其中反射率等值线分别为10、19、26、29和36dBz，箭头表示垂直和倾斜的环状回波特征，断线为回波最大垂直伸展。可以看出，在MCC成熟期，由于经历了增强过程，其前方对流单体群从东到西已经组织化。在低层降水型前缘的前方，处于发展中的两个单体（距离110-125km）构成了上空最先的回波群，降水型的最强部分由四个单体组成（距离85-100km），它们的东面，可能是两个最年轻的单体，其中最东面的一个垂直伸展，并在上空具有峰值反射率，其他三个较老而强的单体随高度向后倾斜。它们一起构成MCC低层降水型前方的飑线部分。这里对流强烈，可伴有雷暴、冰雹、甚至龙卷天气。这类中尺度对流辐合体又称为飑线MCC。强飑线单体群的后方反射率最低，是从对流区过渡到层状区的转换带，呈现出一系列的环状特征，其宽度3-4 km，间隔6-7 km，从东向西强度减弱，且和飑线区西部的强单体有相似的倾斜，可视为飑线早期部分消散单体的残余。转换带的后方，反射率呈层状结构，是有组织的广阔层状降水区。在0等温线下面的融化层中有一个明显的雷达亮带，亮带以上有值得注意的小尺度变化。这种反射率特征表明，层状区优势的凝结方式可能是小尺度的弱对流，或是由砧云的冰晶播种而引起的局部凝结增强，也可能是这两种过程的组合。图7.13 1980年6月8日1515CDT通过成熟MCC降水区前半部的东西,向雷达回波垂直剖面(取自Leary等,1987),反射率等值线分别为10、19、26、29和36dBz，箭头表示,垂直和倾斜的环状特征，断线为回波的最大垂直伸展 图7.14是1980年6月8日1500-1700CDT放大的低层雷达反射率图，进一步揭示了MCC成熟期转换带后方层状降水区的细致结构，表现多条弯曲的雨带，且从1500-1700CDT有明显的发展。其中雨带S1最大长度约300km，最大宽度约50km，生命期约8小时，且伴有反射率最小的曲率中心（C）。尽管它的特征非常突出，但其他10个明显弯曲的雨带表明，长度至少50 km，持续期至少2小时。可见，呈螺旋状的弯曲雨带是MCC层状降水区中值得注意的中尺度特征。图7.14 1980年6月8日1500CDT（a）、1600CDT（b）和1700CDT,（c）放大的低层反射率型（取自Leary等，1987）,圆点表示雷达位置，反射率等值线分别为11、20、24、28、和32dBz，图面东西距离275km 研究表明，螺旋状的弯曲雨带和对流层中高层特定的环流型紧密联系。图7.15是迭加在1980年6月8日1700CDT低层反射率型上的合成分析，表示了对S1雨带曲率中心（c）的相对运动。在600hPa层上，和弯曲雨带对应的是流场的气旋式弯曲，而在500 hPa层上则具有明显的闭合气旋式环流，环流中心在C点以东约40km。这种紧密相关表明反射率型的弯曲反映了MCC的中尺度环流和降水型的细尺度结构之间存在相互作用。500 hPa具有明显入流的闭合环流和砧云中广泛凝结所需的上升运动以及砧云下方未饱和的下沉运动相一致。400和300 hPa层环流很弱。飑线附近的反气旋弯曲和出流出现在200 hPa层上。145 hPa层整个区域被反气旋式弯曲控制。这种成熟期MCC中层的气旋式环流向上转换到高层的反气旋式环流的特征，在其他个例中也观测到，是具有代表性的内部结构，并和热带地区的中尺度对流系统类似。图7.15 高空合成相对流场（取Leary等，1987）风标长划5m/S，短划和斜划2.5m/S,风旗25m/S。图中迭加了1700CDT低层主要反射率特征 雷达气象部分的补充内容2中尺度对流辐合体(MCC)当大气极度不稳定而天气尺度的强迫作用相对较弱时，一种被称为中尺度对流辐合体(MCC)的高度有组织的MCS便可形成(Maddox，1980)。MCC是春季和夏季出现的一类重要的风暴，它最常出现在夜晚。且在大陆中部，比如在美国的中部尤为常见。在我国,则以长江以南出现较多。图10(a)是出现在美国密苏里和堪萨斯的MCC图像。图10(b)是相应的雷达回波特征。这个MCC是在强烈的低空暖平流(WA)与850hPa图上w高值区相配合的区域发生的，这一区域同时伴有弱的垂直切变。虽然MCC会以各种形态出现，但它们有一些共同的、公认的特征：在雷达回波中：1、最强的回波呈窄带状分布在冷空气外流边界的前沿；2、沿冷空气外流边界前沿有显著的低层风切变和强的低层辐合；3、活跃的回波区会呈现出弓形且伴有地面强风；4、伴随其后的是宽广的层状云降水区。图10 MCC 1979.05.20 09:30(UTC) (a) GOES红外增强图象(MB增强)。 (b) 同一复合体在 11:35时(UTC)的雷达综合图。 ( Maddox，1980) 在卫星云图上：1、在红外云图上，MCC表现为大的椭圆形对流系统；2、活跃的对流云区通常在MCC的前沿；3、卷云砧(它常常掩盖了其下的中云)向活跃云区的下风方扩散；4、最冷的云顶有时出现在MCC的中心附近，但是较冷的云顶主要在前沿一带。图11是MCC的概念模式。在成熟的MCC中，对流层上层经常会有相对于复合体的运动反向的垂直风切变。在图11中可见：1、单体：新生、成熟、衰亡单体并存，自身处于新陈代谢过程中2、气流结构：1)入流：包括前部的低层入流和后部的中层入流2)上升气流：新单体内部较弱的上升气流和成熟单体内最强的上升气流3)出流，包括成熟单体下向前推进的下沉气流（阵风锋，或飑锋）老单体尾部由中层入流转化成的强下沉气流,上层向前的出流（云砧）,上层向后的出流（云砧）图11 成熟的MCC内部的天气和气流。H1、L4、H2是最显著的中尺度高压和低压区，它与(b)中所示的高低压区相(Houze et al,1989)。 天气1)降水，包括前部强对流阵雨区，在成熟对流和老单体下面，从前向后依次为：稀大雨滴(小冰雹)、中阵雨、强阵雨(中、大冰雹)中部老单体处的混合降水，系统后部的大范围层状云降水2)阵风(一般的雷雨大风、强阵风、龙卷、下击暴流)图11也可以作为一个完整的积雨云降水模式，所以有时也称积雨云为积雨云系统。MCC，特别是那些大而活跃的MCC，经常会与它们所处的大尺度环流相互作用而使环境大气特征有所改变，这一改变经常会在MCC消亡后的很长时间内影响到其下游地区的天气。上述相互作用的过程主要是通过热量和水汽的传输来完成，作为结果，在成熟的MCC(图12)中一般有下述特征：图12 成熟MCC垂直结构的简图。H和L分别是高压和低压 1、一个由冷空气倾泻在地表而产生的边界层中的中尺度高压；2、一个由上层加热、下层降温、空气柱被拉伸而产生的中层中尺度低压；3、一个由于层状云降水区中大范围的上升气流使对流层顶抬升和冷却、而在靠近对流层顶的地方产生的中尺度高压。卫星探测图片2图9 中尺度对流复合体，在增强红外云图上，云顶温度分布反映特别清晰 7.2.4 飑线飑线是具有强烈对流的中尺度对流系统，其水平尺度约150-300km，生命期一般4-10小时。如果将形状近于圆形的中尺度对流系统（如MCC）称为团状的对流系统，那么，飑线则是线状的中尺度对流系统。飑线是强天气中破坏性最强和最大的，沿飑线经常可见到大风、强雷暴、强降水和冰雹等天气现象，有时还伴有下击暴流或龙卷，带来灾害性的破坏，造成人员伤亡和巨大的经济损失。因此，在强天气分析预报中，飑线也是最被重视的对象之一。1. 飑线的一般特征飑线是在有利的大尺度环境条件下形成的，这些条件主要包括：大气层结呈条件性不稳定；低层水汽充沛；中空有干、冷空气入侵；高、低空存在急流并恰当耦合以及大气中具有某些动力机制以释放不稳定能等。总结表明，飑线最可能在发展中的地面低压东南方湿舌附近发生；高、低空急流相交区是最可能发生飑线的落区。在有利的大尺度环境中，从对流单体发生，到组织成为线状的中尺度对流系统，具有多种方式。Bluestein（1984）根据美国中部地区11年40次飑线过程分析，总结出如图7.16所示的四种类型，为飑线的识别提供了方便。飑线形成后，在其成熟阶段，伴有一系列中尺度特征，导致地面气象要素呈现急剧变化。根据观测主要有四方面特征：图7.16 飑线的形成方式（取自Bluestein，1984）（t是每个阶段的时间差） 图7.17是根据详细自记记录到的一次强飑线袭击华东地区所引起的地面气象要素变化。飑线过苏州气压涌升4hPa/（15min），过东山气温骤降5/（5min），过南京引起25.9m/s的大风，经苏州的最大瞬时风速达31m/s，并伴有短时强降水和冰雹。图7.17 飑线过境地面气象要素变化图例（取自何齐强等，1992）（a 苏州，b 东山；实、断线分别为气压和温度自记曲线，直方图为降水自记） 2. 中纬度飑线中纬度大陆地区，包括中国和美国中、东部等地，春夏季节经常观测到飑线活动。从环境场分析，飑线可出现在对流层中上部偏南气流型中，也可出现在偏北气流型中；有的出现在地面冷锋前或气旋波的暖区，有的出现在冷锋后，也有的出现在冷、暖锋上或切变（辐合）线附近。在偏南气流型中，位势不稳定的建立主要通过差动的湿度平流；而在偏北气流型中，差动的温度平流对位势不稳定的建立起了主导作用。在中纬度地区，高、低空急流及其有利的配合，对飑线活动有多方面的影响。和干线联系的干暖盖，对能量的积累和飑线的触发有突出作用。在一次强天气过程中，通常只有一条飑线活动，有时可先后出现几条飑线，组成飑线群，这种情形对天气影响更大。中纬度飑线的结构，尽管各飑线间存在细节上的差别，但却显示出常见的特征，包括中低层上升气流的逆切变倾斜、低层暖湿空气入流和中层干冷空气入侵，以及飑线后方低温的下沉气流等。在过去，几乎所有的对飑线结构的研究都局限于单站探空的时间剖面分析，因而缺乏对某些关键变量例如水平散度和垂直速度空间分布的定量描述。Ogura等(1980)利用美国国家强风暴实验室（NSSL）提供的加密观测资料，采用合成分析方法，详细研究了1976年5月22日通过NSSL站网强飑线的热力、动力结构，其结果有一定的代表性。图7.18中纬度飑线的运动学结构(取自Ogura等,1980),图（a）、（b）分别为相对于飑线的东西风和南北风分量（m/S）,图（c）为垂直速度（10-3hPa/S ），（d）为由u、合成的二维气流（x表示相对于飑线前缘的距离，正值为飑线前方） 图7.18给出横截飑线剖面上相对于飑线的u、v速度分量、垂直速度及由u、合成而来的二维气流分布。由7.18a图可见，在低层飑线前部存在强的相对入流，速度约-15m/s；后部有同样强度的相对出流，出流和入流之间几乎是静风。在高层，飑线前方约200 hPa层有一个出流的极大区，厚度约250 hPa；后方300 hPa层附近也存在一个出流区。在对流层中层，有气流从后部流入。图7.18b表明，风暴前低层是偏南风，且正值v动量向上和向北输送，形成一条倾斜的正值v动量带。这条带的右侧（飑线前部）环境场是偏西风，左侧是偏北风，偏北风区域由强出流所控制。图7.18a、7.18b揭示出一个很重要的特征：上升气流到达高层出流区前，空气的水平动量u、v近于守恒。这个特征和云中的垂直速度足够大有关。散度场表明，低层飑线前缘附近为辐合，后方为辐散，高层也表现出辐散特征。在对流层中层飑线后方约120km的550 hPa层附近，由于起源于低层入流层的大水平动量向上携带，和中层进入的空气相遇，而产生第二个最大辐合区。与此对应，形成了两个上升气流中心（如图7.18c），分别位于飑线后方700和400hpa附近，量级达310-2hPa/s。在上升气流带的左下方存在下沉气流，中心位于飑线后方100km的700hPa附近，强度大于上升气流速度。飑线区涡度分布的主要特点是中低层为气旋式涡度而高层为反气旋式涡度，显然，这种特征受散度场制约。二维合成流场（如图7.18d）清晰显示，从地面到500hPa深厚层次内，都是流入飑线的气流，这和环境西风同飑线移速相比较弱，以及环境西风垂直切变较小有关。中层从飑线后部的入侵气流也是明显的。剖面上的相当位温（e）揭示出，和上升气流对应的是高e区，而和后部下沉气流对应的则是低e空气；沿流线e并非常量。水汽混合比场表明，湿舌沿上升气流向上和向后延伸。在飑线后部的下沉气流区内，是低值混合比。这些特征反映了飑线区不同属性空气的来源，并和飑线天气特征对应。 需要指出，上述结构是飑线成熟阶段的平均特征，实际上飑线的天气和相应的结构是变化的。通过NSSL站网的这条飑线宽度随时间增大，其前缘有的峰值降水随时间减小。这种减小和低层相对入流强度及高层相对出流强度随时间减小相对应。Ogura设想，在飑线发展的初期阶段，其前缘附近存在一个上升气流最大值；当飑线继续发展，大值u动量在倾斜上升气流中被向上携带，和来自中层的入流空气相遇，造成第二个辐合（上升）最大。对一些实例的观测表明，这种结构演变过程与深对流积雨云的迅速增长有明显的关系。应当注意，对中纬度飑线，不仅要特别关心其强烈的对流部分，还要注意其尾随的层状降水区。图7.19是通过详细的个例分析概括的中纬度成熟飑线的概念模式。图中最外的扇形线表示云区范围，最外围的实线标志可探测的雷达回波等值线，其中闭合的粗实线为强回波，点影区表示相对系统的风自左向右（即从后向前），其他地方的相对气流从右向左，斜影区表示此气流中层最强，且范围最广，细实箭矢线表示相对流线，星号和双箭矢线表示设想的冰粒轨迹，“H”和“L”分别表示地面中高压和中低压位置。由图可见，在飑线系统前缘对流区后方2-4km高度，显示出一个明显的亮带，近于水平分布，且位于融化层以下，这就是飑线的尾随层状降水区，其水平范围达100km量级。层状降水区在系统初生后约12小时达最强。中层向后的相对运动在融化层以上达最大。这种由前向后的相对气流将对流区外的冰粒输送到层状区，当冰粒降落融化，便在雷达上出现标志层状区的亮带。中层向后的流动显然会和后部的入流相遇，这种反向气流之间倾斜的界面，标志尾部层状区的云底高度。图7.19 中纬度成熟飑线系统的概念模式(取自Smull等,1985),横坐标为水平轴（单位km），垂直飑线、平行系统移向；纵坐标为高度，系统移动自左向右 我国春末、夏季亦多飑线活动。例如，据统计1970-1986年17年间，发生在华北平原的飑线达146条，平均每年近9条。可能出现飑线的最早和最晚时间分别为4月下旬和9月下旬，以6-7月居多，其频率占全年的70%。一天中13-16时发生飑线的频率最高，达84%。飑线多在19时后消失，约占90%。飑线生成后的移动路径主要有三条：（1）自西北向东南移动（包括由北向南和由西向东），占90%；（2）自西南向东北（或自南向北）移动，占6-7%；（3）自东北向西南移动，此类极少，不足4%。分析表明，不论飑线移动取何种路径，其动向均受大尺度环境气流制约。图7.20分别给出影响北京地区西北路和东北路飑线的实例。图7.20a是西北路飑线成熟阶段的例子，前述的飑线附近要素场特征均可见到。紧靠飑线的前方为中低压，后方存在中高压；飑线附近流场辐合，飑线后方流场辐散；飑线前、后分别为暖区和冷区；飑线附近等压线和等温线密集，水平气压梯度和温度梯度分别达2 hPa/10km）和1/（10km），这里也是强风和强天气的所在。图7.20b是东北路飑线及其相伴的大风等时线。飑线于1991年8月10日约15时在平泉和遵化之间生成，其后向西南方移动，约18时影响北京地区，20时后在易县和石家庄之间消失。这两次飑线过程均带来雷雨、冰雹、并伴有大风和飑（风速大于17m/s）等强烈对流天气。特别是飑线后方强冷出流引起的强风已冲到飑线的前方，强风的前缘（即飑锋）位于飑线之前（如图7.20b）。据详细资料分析，这次过程引起的大风平均14-16m/s，最大达20-22m/s，强风超前雷雨的时间约5-20分钟，因而飑线来临时常出现先见强风、后降雷雨的所谓“风是雨的头”的独特现象。图7.20 影响北京地区飑线实例（取自何齐强，1993）（a）1989年9月17日20时地面中尺度分析图（b）1991年8月10日飑线和大风等时线图，图（a）中实线为等压线，单位hPa，断线为等温线，单位，图（b）中齿、断线分别为飑线和大风等时线 3. 热带飑线热带海洋地区，由于水汽充沛和层结常呈条件性不稳定而多对流活动。但观测表明，热带地区极少发现孤立的积雨云，大部分积雨云常集合在中尺度对流系统内，飑线就是其中的一种。它们的通常特征是对流单体群呈现组织化，以至使系统作为一个整体运行。与中纬度飑线相比，热带飑线有与其相似和相异的特征。二者相似表现在飑线系统的天气都含有前缘强烈对流区和尾随的层状区；在飑线结构上，二者都有两支来自环境的入流作为环流的骨架等。二者的主要差别表现在环境风切变和热力学结构上。在热带，风的切变较弱，因而热带飑线不经常出现像中纬度飑线那样向前伸出的云砧；热带的弱不稳定导致垂直气流比中纬度弱，只有2-5m/s，而在中纬度，通常比热带强2.5倍，因此，在热带地区最初的雷达回波比中纬度的高度要低。此外，大部分热带飑线个例来自海洋野外试验，如全球大气研究计划大西洋热带试验（GARP GATE），常处于弱天气尺度形势强迫下，而中纬度的许多研究则和强的陆地对流联系，且常和强天气尺度强迫相关。研究表明，热带和中纬度地区科氏参数的差别