《高等天气学系列专题讲座第三讲中尺度对流不稳定理论和有组织对流对预报的影响》由会员分享，可在线阅读，更多相关《高等天气学系列专题讲座第三讲中尺度对流不稳定理论和有组织对流对预报的影响（40页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、第三讲中尺度对流不稳定理论 和有组织对流对预报的影响 高等天气学系列专题讲座 3 1大气的稳定性与中尺度不稳定类型 设想全球大气有两种初始状态 其间的差别甚 小 如果在它们在演变中这两种状态的差别变大 则可认为大气是不稳定的 例如不同年份的同一天 的大气状态可能就是如此 从这个意义上讲 大气 总是被认为是不稳定的 稳定性与大气的可预报性是密切有关的 例如 对于周期性的稳定流动 是不难预报其演变的 但 对于一不稳定流相对来说则是不可预报的 因为初 始状态不完全清楚 前面已经指出 大气是明显不 稳定的 故也应看作最终是不可预报的 尽管如此 在一般不稳定流场中某些方面或某些地区可以是 局地稳定的 因
2、而是可预报的 如潮汐 局地海陆 风等 在具有风的垂直梯度和 或浮力的水平均匀流中 有三种不稳定性能够增长 第一是浮力不稳定 二 是惯性浮力型不稳定 又称对称不稳定 三是切变 型不稳定 又称开尔文 赫姆霍兹不稳定波 第一和 第三种不稳定的尺度为几十到几千米 产生的主要 是对流层中观测到的小尺度乱流 积云单体以及小 涡旋等 第二种不稳定的尺度为几十到几百公里 一般认为这种不稳定是产生许多雨带与雪带的直接 原因 这种雨带和雪带通常出现在暖锋和锢囚锋区 是一种中尺度系统 因而对称不稳定问题受到明 显的重视 3 2 位势不稳定与对流活动的发生 雷暴或强风暴系统是一种热对流现象 而对 流运动的主要作用是浮
3、力 浮力越强产生的上升运 动越强 雷暴的垂直发展越高 空气上升的浮力主 要产生在位势不稳定的层结中 因而要形成雷暴或 强风暴系统必须有明显的位势不稳定层结 目前在 强风暴的研究中一个很重要的问题是位势不稳定层 结如何形成的 和如何通过抬升过程而 释放出来 Palem与Newton 1969年 指出 位势不稳定是指 对流不稳定 或 和条件不稳定 的结合 这时考虑的是一深厚气层 在这样一种层 结中 只要通过抬升或降水的蒸发使其达到饱和 建立的温度递减率超过湿绝热递减率 就会出现位 势不稳定 其条件是 或 或静力能量 随高度减小及 位势不稳定常常是由相对湿 度随高度的减小造成 主要又决定于低层相对湿
4、度 的大小 当低层接近饱和时或为饱和层 位势不稳 定明显 这实际上相当于气层的条件不稳定不变或 少变 温度随高度的递减率不变 而使气层的对流 不稳定变化 从而使位势不稳定发生变化 从这个 定义上讲 位势不稳定等于对流不稳定 有人曾根据温度的递减率是否是条件不稳定而 把位势不稳定分成两类 这样区分是必要的 因这 反映了使位势不稳定所需要的外界抬升强度不同 在条件不稳定大气中 一旦在此层的任一处达到饱 和 将开始发生对流 而在不具备条件不稳定大气 中 则需要另外有强抬升 造成低层潜热加热或高 层冷却 才能使探空变成真正的不稳定层结 这种 情况实际上也相当于对流不稳定的情况 显然只根 据 和 的垂直
5、剖面是不可能区分这两种层结的 条件不稳定适用于气块而不是气层 对流不稳定是 对气层而不是气块 图3 1 1974年6月17日08时南京探空曲线 B 和徐 州探空曲线 A 实线 温度 虚线 露点 取自杨国祥等 1977年 逆温层把低层湿层和上部干层分开 可建立强位 势不稳定层 位势不稳定层结的建立主要取决于高低层水 汽和热量平流的差异 即高层冷平流 或干空气 平流 低层是暖平流或湿空气平流 或中低层比 上层增暖更明显 要造成明显的平流差异应具备 两个条件 即要有明显的垂直切变和明显的水汽 和温度差异 即 差异大 在有些情况下平流不是造成位势不稳定的主 要原因 而是以地面加热为主 这常出现在夏季
6、长期由热带海洋气团控制的地区或雨后比较湿润 的地区 低层湿度的增加是非常重要的 由下图可见 它可影响对流温度 对流凝结高度 CCL 和抬 升凝结高度 LCL 图3 2 比湿增加对对流温度 T1 T2 LCL CCL的影响 取自Bluestein 1993 图3 4 对流有效位能 CAPE 的确定 Bluestein 1993 图3 5 Showalter指数 SI 与抬升指数 LI 的 计算 Bluestein 1993 3 3 对称不稳定与中尺度对流雨带 对称不稳定是说明中尺度雨带与雨团形成的 主要不稳定机制 这种雨带多发生在锋面附近和 锋前暖区中 它们一般是发生在斜升的上升气流 中 而不是
7、垂直上升的气流中 中纬度斜升对流 或非对流系统降水是中国主要降水 包括降雪 的一种形式 当大气处于弱的层结稳定状态时 虽然在垂 直方向上不能有上升气流的强烈发展 但在一定 条件下可以发展斜升气流 这种机制称为对称不 稳定 它可以用来解释与锋面相平行的中尺度雨 带的形成和发展 所谓对称稳定实际上是大气中垂直方向上 的静力稳定度和水平方向上的惯性稳定度相结合 而产生的一种大气在倾斜方向运动的稳定度判据 湿润大气静力稳定度 对流不稳定 判据前 面已说明 即 不稳定 或 稳定 与中性 对称不稳定的关键是惯性稳定度 所 谓惯性稳定度是指在一个平衡的 如地转平衡 风与气压场中 如果气块受外力作用 偏离了它
8、 原来的平衡位置 如果气块能在扰动之后再回到 原来的平衡位置 则此大气是惯性稳定的 否则 是不稳定的 图3 6 对称不稳定条件下位温和绝对角动量的y z剖 面示意图 沿着或平行于点1和点2间连线运动的 气块是对称不稳定的 说明对称不稳定的示意图 实线 线 虚线 线 但用实际天气资料进行不稳定判断时 可把气 块先沿 面上升 开始凝结 以后发现如果它比其 环境暖 则认为满足对称不稳定条件 条件对称不 稳定分析对于了解中尺度降水带的形成是很重要的 根据过去许梓秀等对京津冀地区33次冷锋降水过 程的研究 有31次在冷锋前部暖区中有中尺度雨带 活动 其中平行类约占全部暖区雨带的50 计算 表明 这类雨带
9、形成和发展的一种可能机制就是条 件对称不稳定 因而对称不稳定是锋面附近暴雨和 强对流发展的重要物理机制 它解释了静力稳定大 气中强对流天气和暴雨发生的可能原因 王建中博士曾用CSI判据研究过华北一次暴 雪的形成过程 最近 沈新勇博士导出了斜压基流中对称 不稳定条件 对于开尔文 赫姆霍兹不稳定 切变不稳定 请参考教科书中P102 104 K H波列的强度正比于速度差值 虽然K H波 在一般的夜间边界层中总是存在 但几米秒 1的速 度差不会对飞机形成危险 最强的K H波一般发生 在高空急流附近或强山脉波处 这两者都能在局地 产生强切变以引起不稳定 有人曾观测到一个 500hPa上的切变不稳定区是由
10、不到1km厚度层中约 50m s的速度差产生的 这时不稳定波有几公里长 乱流很强 达到通常只有在强雷暴中才能看到的 程度 K H不稳定对于暖区中尺度雨带的形成也很 重要 最近的研究表明 某些暖区雨带的发生源在 冷锋上 回波单体由锋线向外沿高空风连续传播 冷锋区与地面相交处的开尔文 赫姆霍兹不稳定是锋 上发生源的可能机制 关于惯性稳定度可用图3 7来说明 如图所示 在准地转平衡下 平直西风的分布为 若 受外力推动 A点气块移至B点 该气块能否返回至 原来所在的纬度 是衡量气块在水平方向上是否稳 定的标志 由于气块由高压向低压移动 在气压力 作用下 气块在y方向加速 同时在地转偏向力 fv 作用下
11、u也增强 气块能否返回原纬度 决定于气 块在B点所受经向力的大小 附录 关于惯性不稳定可参看朱乾根等人的 天气学原理和方法 一书 A B fUgA fUA fUB fUgB 1 2 3 4 图3 7 惯性不稳定示意图 图中ugA uA ugB uB uA与uB是同一气块不同时 刻的纬向风分量 除了上述三种不稳定机制外 波动 CISK 第二 类条件不稳定 和斜压 CISK机制等也被用来解释 中尺度系统的增长 这里不再作进一步的介绍 这 里需要指出一个重要的问题 气流的不稳定性研究 不仅涉及到系统的发展机制 而且涉及到气流的可 预报性问题 前面已初步指出 气流不稳定直接限 制和最终破坏大气的可预报
12、性 即使当不稳定发生 在远小于预报的尺度上也是如此 其原因在于大气运动方程的非线性性 也就是 说 纵使大尺度运动从观测上是十全十美 描述 其演变的微分方程完全了解并被精确求解 但未 知的小尺度运动会通过非线性作用影响大尺度运 动 给大尺度运动造成误差 并最终破坏预报 这种影响的速度取决于小尺度流场的统计结构 尤其是它的能谱 某些计算表明 对大于2km波长 的运动 由小尺度能量的增加所引起的不稳定大 约在1 2天内影响或破坏天气尺度的场 从而限制 了预报的准确率 3 4 有组织对流对预报的影响 这个问题在第一讲中已有初步说明 这里进一 步作简要说明 目前认为 改进模式中有组织中尺 度对流的表征是
13、改进次季节以下预报的前提 因为 热带对流的爆发对中纬度环流有重要影响 它可以 启动和增幅频散的Rossby波列 进行影响中纬度斜 压生命循环及其可预报性 南海与中印半岛对 流活动最早和突然 爆发过程 印度 南海 夏季OLR距平 单位 W m2 取1971 2000年 为气候平均 所用资料为1979 2004年的CMAP 降水资料 1979 1992年平均 1993 2004年平均 左 观测的OLR三天滑动平均距平 7 5 N 7 5 S纬带 2003年11月 17日 3月23日 右图 降水距平的第二星期预报 第8 14天 NCEP中期预报模式 等值线是时空滤波的OLR距平 它们定义了 三种不同
14、的对流耦合热带模态 从左向下倾斜的蓝线代表MJO 绿线 代表Kelvin波 从右向左倾斜的黑线代表赤道Rossby波 Weickmann NOAA CDC 注意在一周内个别对流的爆发 橙 红色 它嵌入在活跃1个月的MJO对流区内 黄 红色 但这 种对流组织化在降水预报中未报出 2003年7月3 10日纬带平均 30 48 N 的降水率 左为雷达观测 右是WRF模式模拟 4km分辨率 显示深对流 无对流参数化 取自THORPEX科学报告 7天平均图 1999年12月18 24日 说明MJO热带对流爆发和下游传播的 Rossby波列 这个时期超前于北大西洋高空急流和欧洲强温带气旋 Lothar 的发展 1999年12月24 26日 上图 OLR 蓝紫色 对流层 冷云顶 MJO热带对流爆发位于印尼 红箭头 可见到由爆发区有高空 流出伸向东北到中纬度 白色 虚箭头 下图 250hPa风速场 蓝圈 MJO对流的质心 红箭头 Rossby波列的射线路线 取自THORPEX 科学报告
