雷暴和强风暴模式及中尺度对流系统MCC与MCSppt课件.ppt

第十二讲雷暴和强风暴模式及中尺度对流系统 MCC与MCS 国家气候中心 高等天气学系列讲座单元四 对流和降水天气系统 1 普通的雷暴单体属于小尺度系统 而大的强雷暴或局地强风暴 如超级单体或多单体 可以属于中尺度系统的范围 有30 40km 因此也有人把这种系统分在中尺度系统之内 雷暴单体与中尺度系统无论在时空尺度和动力学特征上都不同 但是雷暴单体的研究十分重要 它与中尺度对流系统有一定联系 它是我们了解中尺度系统的基础 一般中尺度系统即指由这些雷暴单体聚集或组织成的尺度更大的系统 如MCSs 2 12 1雷暴和强风暴结构模式 在强垂直风切变环境中发展起来的强风暴或强雷暴模式与一般雷暴模式有明显不同 其主要特点是 1 有一支倾斜的上升气流 倾斜方向或沿盛行风方向 或逆盛行风方向 使降水质点主要在上升气流的外面下降 而不致因降水拖带作用使上升气流减弱 上升气流可以达到很强的强度 20 30ms 1 2 这种风暴能自己组织起来 使上升气流和下沉气流长时期共存 而不像一般雷暴那样互相干扰 从而可维持稳态结构 生命期达几小时 比一般雷暴生命史长得多 3 风暴得移动方向与平均风有明显得差异或偏离 一般移向平均风的右侧 所以这种风暴也叫右移风暴 但是也有一些是向左移动的 移动的速度一般比较缓慢 4 可以造成很激烈的天气 如冰雹 暴雨 大风 龙卷等 3 超级单体 在六十年代初已经提出了强风暴的一般模式 可以看到它们的一个共同特点是有一支倾斜的上升气流 后来进一步提出了三维模式 这种风暴也叫超级单体 它在结构和特征上与一般雷暴有明显的差别 超级单体的尺度可以达到20 40km 表现为单一的强大的环流系统 风暴常具有不对称的外形和天气分布 在云体内有一支由低空倾斜上升的上升气流 这支气流是扭转的 它在风暴前进方向的右前方流入 在高空按反时针方向旋转270o后流向前方 成为云砧 最后消失在环境气流的强风中 这支气流可以上升到平流层附近 另有一支气流在中层从雷暴后方进入云内 从左后低层离开风暴 这支气流非常干冷 当它进入云体后 云内液态水便在其中蒸发 造成明显迅速的冷却效应 这使空气强烈的下沉 其下沉速度与冷却空气和周围未冷却空气间的温差成正比 空气下降越快 从风暴低层流出的气流越强 在其前方所造成的强迫抬升也越强 对风暴的维持也越有利 因而强风暴是在十分干的对流层大气中发展起来的 并且中层环境空气的水汽含量常常是决定风暴强度的一个因子 4 图12 1是一个强烈的超级单体雷暴的结构图 这个雷暴生命史达8小时 沿途200km产生了强烈的冰雹 与一般超级单体不同的是 其伸向前方的悬垂回波已经下垂围成一半圆形的弱回波区 这种被前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 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 风暴结构的第二个明显的特征是弱回波后部的回波墙不是垂直的 而是倾斜的 这是上升气流强烈所致 在图中由于资料关系没有给出下沉气流 但降雨降雹的事实表明 在强回波区应有下沉气流存在 第三个特点是云顶表现为庞大而平滑的圆顶状 高达15 5km 这是活跃的准稳态风暴的特征 说明其中上升气流不随时间或近乎不随时间变化 另外 在风暴主体的前方还存在一些低层云或碎层云 进入风暴上升气流最强部位的空气即通过这种云的下方流入的 再向前 上升气流是在陆架云下方流过 这种云是一大片有松散云底的浅层云 5 图12 1超级单体的结构模式 细箭头 一个雹块的轨迹 6 在雷达观测上强风暴有许多明显的特征 在风暴的后方有钩状回波 其前部有回波墙 回波墙之前为无回波窟窿或弱回波区 在最前面是向前伸展的悬垂体 云砧 其中最主要的特征是钩状回波和无回波窟窿 图12 2a是强风暴雷达回波三层平面分布示意图 钩状回波中有强的上升气流 这是龙卷常常形成的地区 目前主要就是根据强风暴中这种钩状回波的特征来确定龙卷发生的位置和时间 钩状回波区的下方常常是一个中尺度低压区 它有强的辐合 根据雷达观测 这种钩状回波有一个发展过程 开始时作为一个悬垂物出现于风暴后方 以后不断增长 相对于风暴呈气旋式旋转 最后形成一钩状回波 整个过程约30分钟 图12 2b是产生龙卷的强雷暴近地面气流分布图 可以看到在这种超级单体中下沉流出是很重要的 前侧的下沉气流 FFD 由向下游的平流与凝结物蒸发造成 它作为一种强低层旋转从动力上使局地气压降低 吸引上方的空气下降 并产生风暴尺度的锋面 这种锋面在中气旋中心处相交 龙卷一般产生在后侧下沉气流 RFD 前方的上升气流中 随着RFD向前推进 冷空气注入 锋面 锢囚点的上升气流中 以此使气旋减弱 7 图12 2 a 强风暴雷达回波三层平面分布示意图 b 龙卷雷暴近地面气流平面分布图 粗线包围区是雷达回波 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 见文中说明 由粗点阴影区表示 T是龙卷位置 相对于风暴的气流也给在图上 Lemon与Doswell 1979 8 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 这是强风暴最值得注意的特征之一 一般弱回波区与风暴最强的上升气流位置一致 至少在风暴的早期或成熟阶段是如此 在雷达回波上所以能形成这种结构是由于上升气流太强了 使水滴不能在其中增长到雷达所能观测到的大小 因而充满由小水滴组成的云 即使降水质点在高空形成 也由于风的切变很大 使它不能落入低层的上升气流中 图12 3是上升气流与雷达回波降水质点的关系图 可以清楚看到上升气流呈气旋式旋转的情况及其与弱回波区的关系 在上升气流中形成的降水质点在环境水平风影响下会按尺度出现分选和再循环现象 这种现象对风暴内降水或冰雹的形成以及雷达回波结构有明显的影响 由于降水质点的尺度不同 下落速度不同 在水平风影响下降落慢的小质点比大质点偏离主要上升气流区更远 图12 3下图 例如 质点3比质点1 2离开上升气流区更远 9 当其中一些大冰雹达到足够大的尺度时 降落速度变得很大 上升气流无法托住 它们几乎垂直地穿过上升气流在一有限的部位降落下来 这个降落区即为回波墙的位置 有强的雷达反射率 因而回波墙是与冰雹和强降水以及下沉区前缘的强偏西风是一致的 在回波墙前边的无回波区中常是龙卷发生的地方 据推测这里的上升气流可能最强 达到几十米 秒的量值 10 图12 3强风暴的上升气流与降水质点的关系 11 多单体雷暴 超级单体是一种最强烈的局地风暴 但并不常出现 这主要是由于它生存所需求的特定风场条件不常出现 在大气中更常出现的一种强风暴叫多单体风暴 它们也是一种大而强的雷暴体 其中包含有n个单体 这些单体在风暴内横向排成一列 它们不断地在雷暴复合体的右侧发生 在左侧消亡 看起来风暴像一个整体运动 虽然每个单体的生命期不长 但通过上述单体的连续更替过程可以形成生命期很长的风暴体 在多单体风暴内主要特征也是两支明显共存的上升和下沉气流 这和前面所述的普通雷暴是由多个单体组合的情况不同 图12 4是根据美国科罗拉多州一个多单体风暴研究概括出现的模式 可以看到上升气流和下沉气流共存的情况 这与超级单体的情况是一样的 不同之处是这种风暴由四个处于不同阶段的单体组成 这个模式也可以看作单独一个单体经历整个演变的四个阶段 单体n 1是初生阶段 n是发展阶段 n 1是成熟阶段 n 2是衰减阶段 在成熟阶段 雷达反射率达最大值 有活跃的上升气流 在衰减阶段各层都有下沉运动 各单体间发展所需时间为15分钟左右 故每个单体的生命期为45分钟左右 流入风暴的上升气流起源于风暴前20km的边界层中 以后斜升到7km处 达20ms 1 上升气流以后从风暴后部流出形成云砧 由于上升气流向风暴后方倾斜 其中的小冰雹直接落入到其下沉的气流中 而没有机会再进入到新生雷暴的上升气流中以增长到较大的雹块 12 图12 4多单体风暴模式 13 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使有一支上升气流和一支下沉气流以及从下沉气流区向外扩展的低层流出气流 飑锋 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 14 上升气流 在雷暴中上升气流很强 一般达到几ms 1或十几ms 1 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 在5 15ms 1 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ms 1 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 在雷达回波上是出现在最高反射率的正前方 再往上上升气流的速度常减弱 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 15 上升气流的特征与环境风有密切的关系 例如其倾斜方向决定于环境风场垂直切变的分布 一般常有两种上升气流出现 图12 5a是在一般风场切变条件下 低层是东风 高层是西风 上升气流的分布特征 它首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 另一种情况是高层存在强东风 图12 5b 这时风场作用明显的顺转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以能继续增长到较大的雹块 这是与图12 5a不同的地方 因而这种环境条件下形成的冰雹和天气的强度不如第一种情况强 16 图12 5c说明环境风垂直切变对一个对流系统上升气流的影响 可分为三个阶段 1 在初始阶段 在环境风垂直切变作用下 上升气流向顺切变方向倾斜 上图 2 由风暴引起的近地面冷空气堆产生的环流与风切变作用相平衡 对流系统与上升气流变为垂直 3 冷空气堆作用超过垂直切变的作用 系统与上升气流向逆切变方向倾斜 风暴后方产生了一支流入急流 这三阶段演变过程进一步说明了上升气流与环境风垂直切变及冷空气堆的密切关系 实际上对流系统中上升气流的方向也受到风暴自身发展的反馈作用 17 图12 5上升气流与环境风垂直切变的关系 a 一般风场切变条件 b 高层有强东风的情况 c 风切变对对流系统上升气流的影响 18 下沉气流 下沉气流是强风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或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 形成新的云单体 并且由于在风切变环境下下沉空气又把高空水平动量带到地面 在低层加强了与暖空气的辐合作用 这能更强烈的把暖空气上抬 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 19 强风暴内的下沉气流有两个来源 一部分空气起源于风暴周围对流层中层达最小的高度 6km处 它一般从云体右后方进入风暴 并和云中空气混合 以后下沉到地面 另一部分空气可能由原先上升气流转化而成 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 总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 并且吸入的空气越干冷 造成的雷暴越强 20 在云中一般考虑下面三个因子与下沉气流的产生有关 1 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 2 冰晶质点融解造成的冷却 冰晶质点包括雪晶 冰雹或软雹等 前者在强雷暴上升气流中不可能下落 因为它的末速度小 故只需要考虑后者的融解作用 21 3 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之时间是很短的 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 22 流出气流和飑锋 在60年代 藤田 Fujita 曾指出当冷的下沉气流到达低空和地面时成为流出气流向四周流出 从质量来看 大多数冷而密度大的空气留在雷暴尾部接近地面的浅层中 但也有相当大一部分流向风暴前方 由于这种流出气流具有中层环境空气的较大水平动量 因而在低空可以造成强风 其前缘就是飑锋 地面流出气流在风暴的前缘一般较厚 达1 2km 在风暴后方冷空气层较浅薄 不到500m 流出气流中由于有强风及强垂直切变对飞机的飞行有严重的影响 是造成飞机失事的主要原因之一 流出气流的辐散值可以达到很大的值 在有些风暴最强下沉区可达4 10 2s 1 23 地面的流出气流在气压场上是一个高压区 这种中小尺度高压又叫雷暴高压 高压的强度主要决定于从中层环境空气吸入空气的干冷程度 如果吸入空气越干冷 则在云内由液态水质点造成的蒸发冷却越强 下沉空气的温度越低 由于水滴蒸发的结果 下沉气流在云中和云底以下是按湿绝热增暖的 因而增温率小 这使到达地面的流出气流的温度比周围要冷 雷暴大风即与下沉气流底部空气和周围暖空气直接的温差有关 温差越大 流出的强度越大 所造成的雷暴大风可能越强 24 流出气流是一浅层冷空气堆 由于其密度比周围空气的略大 一般也认为是一种密度流或重力流 图12 6 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 25 图12 6流出前缘概略图 云是否出现取决于LCL高度气流相对于飑锋的条件 十 一 分别指直接和间接环流 点线指示分界层顶 26 一个成熟的雷暴常常可以造成几个冷空气流出涌的现象 图12 7 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 或飑线 这种现象更明显 27 图12 7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 虚线是留在风暴尾部的流出气流之上界 28 根据最近关于雷暴流出的数值试验 冷空气流出的动力学性质是不同的 一种流出是前面所述的重力流 另一种流出是一种重力波 第三种流出包括重力流和重力波 质量的水平输送对于重力流型的流出是很重要的 但对重力波型流出并不重要 以前被看作的重力流的一些雷暴流出可能更像重力波或重力流 重力波型流出 雷暴流出的重力波分量除了由重力流与稳定层的相互作用产生外 也可由低层冷却直接产生 图12 8举例说明了重力流型流出与重力流流出的区别 1978年6月17日流出显示的是重力流型流出的特征 图12 8a 1 温度突然下降 风锐变并伴有飑锋出现 2 流出扩展入弱层结环境中 右上图 3 当飑线过境时 低层1 2km的大气发生冷却 雷达测量显示 流出层和冷却层的厚度是一致的 但1978年6月16日的流出表现出重力波特征 1 飑锋过境时30分钟内气压上升 它与地面风向量的稳定变化同位相 而地面温度几乎不变 图12 8b 2 流出扩展入弱层结环境中 3 飑锋过境时 低层4km大气冷却 在它通过探空站前不久 流出层约2km厚 因而流出层与冷却层厚度不同 4 飑锋的观测移动速率非常接近重力波理论值 18ms 1 取4km半垂直波长和实测Brunt Vaisala频率 约0 014s 1 29 图12 8 a 1978年6月17日下午流出 左图 地面测量 气球符号代表观测时间 右图 飑线过境前后的探空 b 同 a 但是1978年6月16日下午的流出 探空是飑锋过境后施放的 过境前的情况是估计的 30 下击暴流 前面讨论了雷暴中的下沉气流和流出气流 有时这种气流很强 在地面和地面附近引起破坏性大风 摧毁建筑物和造成飞机失事 近年来 这个问题越来越引起人们的重视 现在把这样一种强下沉气流区 包括下沉气流和流出气流两者 叫做下击气流 这个名词最初完全是用在航空上 它表示一种地方性强下沉气流 其垂直速度超过飞机降落和起飞时的垂直速度 在91m处垂直速度约3 6ms 1 在气象上 强下击气流可引起地面或近地面破坏性风的爆发 其中水平尺度小于4km的下击气流又叫微下击气流 下击气流的垂直速度约为平均下沉气流速度的10倍左右 下击气流的强度由水平和垂直最大风速和最大水平风速出现高度表示 有人根据破坏状况估计下击气流的风速在71 92ms 1之间 31 12 2中尺度系统 中尺度系统有五个基本特征 1 空间尺度小 生命期短 中尺度系统的水平尺度一般在100 200km 其垂直尺度位10km左右 因而H L 1 10 对于大尺度H L 1 100 而对于小尺度是H L 1 1 中尺度生命史一般在几小时到十几小时 而天气尺度在12 24小时或以上 小尺度生命史一般在1小时以下 由上述时空尺度就决定了中尺度系统具有不同的动力学特征 表12 1 32 表12 1中尺度系统的分类 33 2 具有较强的垂直运动 中尺度系统的涡度和散度的量级一般比天气尺度大一个量级 即散度 10 4s 1 涡度 10 4s 1 有些强烈的中尺度系统散度可达10 3s 1 垂直运动的量级在几十cms 1到1ms 1 由于有较强的垂直运动 因而可以造成对流活动有强烈的发展 3 气象要素的梯度大 在天气尺度系统中气象要素的梯度 如气压 温度 露点 一般较小 即使在锋区附近 温度和气压梯度也只达几hPa 100km 几 100km 而在中尺度系统中气象要素的梯度很强 气压可达1 3hPa 100km 温度3 10km 因而变压和变温可达很大的值 如飑线过境时 变温为10 15min 变压为6hPa 15min 由于气象要素的梯度大 故中尺度系统能造成激烈的天气 34 4 非地转平衡 在中尺度系统中 由于加速度项与地转偏向力和气压梯度力具有相同的量级 因而在中尺度分析中一般不能运用地转风关系 在实际分析中 也不能用地转关系来调整等压线和流线 或风场 分析 常常会发现风向和等压线有明显的交角 甚至出现相垂直的情况 尤其在中尺度系统强烈发展的情况下 这种非地转平衡的特征更明显 5 非静力平衡 现在大多数中尺度系统的理论研究是把中尺度模式看作静力平衡的 这是因为在第三运动方程中加速度项比气压梯度力和浮力项小一个量级 但是也有人提出在中尺度模式中用静力平衡假定对所描述的中尺度系统会有明显的歪曲 尤其时对重力波的移动 频率和波长等方面有明显的歪曲 这对尺度在10km以下的中尺度系统尤其是如此 因而主张采用非静力平衡假设和模式更能描述中尺度系统的物理本质和过程 35 中尺度雨带 在大多数情况下 造成暴雨和强对流天气的雷暴单体和小尺度系统不是随机分布的 它们常常组成线状或带状 其长度在100 200km 这种中尺度降水带或回波带叫中尺度雨带或中尺度回波带 降水的这种带状结构在许多天气系统的分析和雷达分析中都揭示过 概括起来中尺度雨带有五个特征 1 中尺度雨带常常都是几条并存 并相互平行 其间的间距大致相同 约为100km 每条雨带宽约10 50km 有时中尺度雨带只由一条雨带组成 2 一条中尺度雨带是由更小的对流单体组成 它分别处于不同的发展阶段 在许多情况下 北端的单体是成熟的或衰老的 南面的单体是新生的或年青的 3 中尺度回波带的移动方向明显地偏离向平均风的右侧 这是由于雨带运动是单体运动 按平均风方向移动 和单体传播合成的结果 雨带的移动速度可大于平均层的风速 4 中尺度雨带多是出现在位势不稳定层结的地区内 5 当中尺度雨带通过时地面气象要素会发生明显的变化 气压骤升 气温下降 湿度上升 风速和风向突变 有时有雷暴发生 36 许多中国与日本学者研究了梅雨锋上的中尺度 梅雨期的暴雨主要由中 与中 尺度的扰动引起 这些中尺度系统位于传播的天气尺度梅雨云雨区或梅雨锋中 中 尺度系统可分为两类 江淮切变线和低涡 江淮切变线是梅雨期的主要天气系统 主要表现为低层风场中西南风与偏东风或偏北风构成的切变线 它是梅雨锋在风场中的表现 梅雨期的低涡至少由两种 其中一种是西南涡 它生于青藏高原背风面 主要在西南地区 特别是在四川地区 它在700hPa上有闭合环流 西南涡可产生强的地形抬升 以此启动对流与降水 如果没有高空槽引导 一般它呈准静止位于四川盆地 可造成该地区强暴雨 1981年7月1 4日四川盆地的灾害性暴雨就是由一个准静止西南涡造成 不少国内外学者都研究过这个例子 如果西南涡受高空槽引导 可沿江淮流域东移和发展 给这些地区带来强烈持续的暴雨 1999年的梅雨期可观测到连续由三个西南涡东移 并造成了长江中下游强烈的暴雨 图12 9是梅雨锋云区的概念模式图 可以看到整个位于日本与中国的梅雨云带由一些不同尺度的系统组成 每一系统由两部分构成 与次天气梅雨锋低压 图中S 有关的次天气尺度云系和一些中 尺度云系 图中 37 图12 9梅雨锋云区的概念模式图 Ninomiya 2004 38 在温带气旋天气尺度降水中 经常可观测到中尺度暴雨带的活动 这种雨带长为几十到几百km 宽为5 100km 一般长与宽之比为2 1或更大 这种尺度雨带在许多温带气旋暴雨的研究中都曾观测到 并且其中不少都具有对流性降雨的性质 所以也称对流雨带 39 图12 10温带气旋中中尺度雨带的分布模式图 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 6 锋后雨带 40 飑线 飑线是一种传播性线状的激烈对流系统 其水平尺度在150 300km 时间尺度在4 10h 飑线是强天气中破坏性最强和最大的 它可以产生强风 雷暴 暴雨 冰雹等强对流天气 在地面气压场上飑线一般由两个强地面气压系统 中高压和尾流低压构成 藤田早年把飑线的生命期分为5个阶段 他指出 在初期阶段已经形成了一个强的中高压 在发展阶段中高压在强度和尺度上都有增强 到成熟阶段 阵雨达到最大强度 在中高压之后并形成尾流低压 在减弱阶段 降水与中高压皆减弱 但是尾流低压达到最大强度 最后在残余阶段 尾流低压填塞消失 约三十年之后 利用美国STORM 中部计划得到的较稠密的资料 基本肯定了藤田发现的飑线内的中高压和尾流低压结构 图12 11 并进一步揭示了飑线内的前沿对流线 尾部层状云结构 由图12 11 b 可见 飑线模式由前沿对流线 过渡区 回波最小值区 与大范围的层状降水区组成 41 中高压的中心位于前沿对流线后几十公里 这意味着这个位置是积云下沉气流区 是冷中高压的源区 另外 在许多飑线的分析中 还可以发现一个飑前槽和飑前低压存在 这是由对流在飑前激起的对流层中上层下沉增温造成 尾流低压中心位于层状云区尾部边缘强雷达反射率梯度区 它是由对流线后部下沉运动造成的 由降水蒸发部分驱动的中尺度下沉气流可引起绝热增温 它超过了低压的蒸发冷却 以此产生地面气压下压 后来的研究进一步揭示了飑线由对称结构非对称结构的演变 图12 12 由图12 12 b 可见 虽然飑线仍包含有飑线低压 中高压等尾流低压 但尾流低压和中高压更连同层状云区向北移动 这种北移表明 层状云区在尾流低压的形成中起这关键作用 对中高压与对流线也起了重要作用 Haertel与Johnson对飑线中高压与尾流低