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1、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.
2、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
3、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
4、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
5、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
6、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
7、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；
8、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（200hP
9、a），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
10、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；
11、（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
12、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
13、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
14、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
15、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
