第十一讲 中小尺度系统发生发展的天气和环流条件

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1 第十一讲 中小尺度系统发生发展的天气和环流条件
高等天气学系列讲座 单元四：对流和降水天气系统 第十一讲 中小尺度系统发生发展的天气和环流条件 丁一汇 国家气候中心

2 对流和降水活动是大气中的主要气象现象之一，它们是在大尺度条件影响下，主要由中小尺度天气系统造成的。因而属于中尺度气象学的内容。中尺度气象学主要是研究25~50km水平尺度的天气现象和天气系统（又称中-系统）。它介于大尺度（或中-尺度，即250~2500km）和小尺度（或中-尺度，即2.5~25km）系统之间。主要是指强风暴等有组织的雷暴或对流系统。而对于其中个别雷暴积云单体或一些孤立的小雷暴则属于小尺度天气系统。中尺度气象学还包括其它一些天气现象或天气系统的研究，如山脉背风波、海陆风、锋面中的中尺度结构，强斜压区，高低空急流中的风速中心，热岛效应和严重空气污染区等。这些问题也很重要，近年来日益引起人们的注意。本章只讨论与降水和对流有关的中尺度天气现象和天气系统。

3 中小尺度对流系统与其环境条件有密切的关系。大尺度环境条件不但制约了对流系统的种类与演变过程；而且还可影响对流系统内部的结构、强度、运动和组织程度。例如，一般的气团雷暴是发生在比较少变的天气形势和弱的风垂直切变，各层水汽含量较大的湿润环境中。而强风暴（如飑线）则是出现在强的风垂直切变，对流层中层干、下层湿润的环境中。其结果是内部气流的结构，对流的强度和传播情况等都有很大的差别。因而大尺度环境条件对中尺度对流系统起着明显的制约作用。在这种情况下，有组织的对流系统在大尺度环境中不是随机发生和分布的，而是发生在一定的地区和时间内。

4 11.1 大尺度和中尺度条件的概述 关于强对流系统发生的大尺度天气学条件人们已归纳很多。早在40年代中期就提出了雷暴发生的三要素，即丰富的水汽，条件不稳定层结和抬升气块到凝结高度的启动机制。但这只是一般雷暴发生的条件。以后在大量研究的基础上，进一步归纳出强风暴系统发生的天气条件，这可包括：（1）位势不稳定层结，并常有逆温层存在；（2）低层有湿舌或强水汽辐合；（3）有使不稳定释放的机制（如低空辐合区、重力波、密度流、地形等）；（4）常有低空急流存在；（5）强的风垂直切变；（6）中层有干冷空气等。上述条件都只是必要条件，即在强风暴发生发展时往往可以看到这种情况。因而在作预报时，即使出现这些条件强风暴也不一定发生。

5 目前在大尺度条件上，虽然有了较多的了解，但对大尺度条件与中尺度风暴的发展在物理上究竟有什么联系还不十分清楚，对于两者之间的因果关系还没有完全弄清楚。例如在强风暴低层出现的辐合区和风暴上空出现的强风速区有时认为是对流活动的结果，有时认为是强对流发生发展的原因。

6 近十几年来，对强对流天气有重要作用的中尺度过程研究取得了明显的进展。最近Johnson与Mapes对强天气发生的中尺度前提条件与触发过程进行了总结。由表11.1，11.2，11.3可见，许多中尺度过程与强天气有密切关系，从前期的环境条件到触发因子以及对流对环境的反馈作用都涉及到中尺度过程，也就是说，大尺度流场主要是建立有利于强天气的环境条件，而中尺度过程则直接启动强对流系统，影响它们的演变并通过反馈过程可进一步影响风暴所处的环境。但应该指出，强风暴系统与大尺度条件之间的关系在风暴发展的不同阶段其相互依赖和相互作用的程度是不同的。在风暴发生和初期发展时期，主要决定于大尺度环境的作用。但是一旦强风暴组织起来后，对流风暴发展到很高的能量密度时，大尺度环境条件不但失去了对其制约作用，反而会受到对流风暴的影响。

7 表11.1 强天气发生的中尺度前提条件 局地条件 平流条件 动力条件 边界过程 混合层高度增加 湿层高度增加 沿干线的辐合
表11.1 强天气发生的中尺度前提条件 局地条件 平流条件 动力条件 边界过程 混合层高度增加 湿层高度增加 沿干线的辐合 夜间逆温，低空急流形成 平流差异 产生逆温 失稳 形成深厚干PBL（导致下击暴流） 次级环流 地转调整 急流 地形作用 产生辐合区 发展坡风 风矢端迹改变 辐合线 锋面 干线 海/陆/湖风 山谷风 重力流、重力波 冷空气抬升 局地减少条件不稳定 改变垂直切变 地表作用 蒸发、加热 地表不连续性 —土壤湿度 —粗糙度 水汽平流 增加CAPE，降低LFC 局地积云增温 中尺度不稳定边界层过程 水平对流滚轴云 惯性振荡（低空急流） （Johnson与Mapes，2003）

8 表11.2 强天气的中尺度触发过程 局地条件 平流条件 动力条件 边界层环流 热泡（热对流） 辐合线 冷锋 阵风锋 海风、湖风 干线
表11.2 强天气的中尺度触发过程 局地条件 平流条件 动力条件 边界层环流 热泡（热对流） 辐合线 冷锋 阵风锋 海风、湖风 干线 重力流、重力波 边界层水平对流滚轴云 地形作用 地形抬升 热力强迫 障碍作用 边界交叉点 三交点 锋面相遇 海风 地表作用 感热/潜热通量 不连续性 （Johnson与Mapes，2003）

9 表11.3 产生风暴的中尺度作用 局地条件 平流条件 动力条件 辐射 微物理 下降气流，冷空气堆产生 微尺度暴流产生 产生融化的中层辐合
表11.3 产生风暴的中尺度作用 局地条件 平流条件 动力条件 辐射 微物理 下降气流，冷空气堆产生 微尺度暴流产生 产生融化的中层辐合 闪电产生 粒子平流下落和相变 下降气流产生 逆尺度增长 重力流，重力波 影响单体/MCS增长 影响临近对流 冷空气堆过程 单体生成 MCS演变 中尺度气压场 浮力作用 动力作用（风暴分裂，传播） 动量输送/坡风 强地面风 斜压涡度产生 阵风锋的水平涡度 涡旋倾斜/伸长 垂直涡度产生 （超级单体，MCS中涡旋） 涡旋崩溃 中气旋 龙卷 （Johnson与Mapes，2003）

10 11.2 风垂直切变的作用 在1940年代，一般认为风垂直切变阻碍雷暴或积雨云发展的，因为在切变作用下垂直发展的云向下风方倾斜，而不能直立。在这种情况下由于对流上升的路径加长，环境空气混合入对流空气的作用增强。另外相继的对流空气不容易走相同的路径以形成有利于以后对流上升的环境。因而通过这些作用使对流受到抑制。这种看法曾由一些云的观测和雷达回波观测所证实，所以风垂直切变当时被看作是对积云的一种“破坏力”，从理论上也得到类似的结果。郭晓岚根据线性理论研究了迭加在层结流体中切变气流上的扰动特征，也指出垂直切变对雷暴有抑制作用。浅井通过数值试验得到，在平行于具有切变的风的垂直剖面中，对流发展会受到抑制。Kuettner把“云街”的成因归于风的垂直剖面的曲率对对流的产生造成动力阻碍作用的结果。

11 1950年代以后的观测结果表明，有些大雷暴或强雨暴在强垂直切变或高空急流存在的环境下发展，并能直立维持相当长的时间（几小时）。这表明垂直切变对积云或小积雨云和对强对流系统的影响是不同的。对于强风暴垂直切变不但不是阻碍发展的因子，而且是增强风暴的因子。Newton第一次说明了环境风垂直切变与强雷暴的相互作用，指出通过这种相互作用可以增强或延长雷暴的生命期。在出现强热力不稳定的层结下，风的垂直切变是有助于雷暴组织成持续性的强雷暴。风的垂直切变是区别强风暴动力学与积云动力学的基本条件之一。

12 表10.4 不同类型风暴的环境风垂直切变值 风暴类型 切变值（云底到云顶），单位：10-3s-1 多单体风暴 超级单体
强切变风暴（飑线、雹暴等） 1.5~2.5 2.5~4.5 4.5~8.0

13 关于垂直切变对风暴的影响有两个方面的问题：一是通过什么物理过程垂直切变影响风暴的发展和传播？二是是否垂直切变越强对风暴系统的发展和维持越有利？一般风的垂直切变对强风暴有四个方面的作用：（1）在切变环境中使上升气流倾斜，这使上升气流中形成的降水质点能够脱离出上升气流，而不致会因拖带作用减弱上升气流的浮力；（2）可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和低层冷空气外流。以后通过强迫抬升使流入的暖湿空气更强烈的上升，从而加强对流；（3）造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变处不断再生，使雷暴向前传播；（4）能产生流体动力学压力。在风暴右侧有利于新的对流单体增长。

14 垂直切变对雷暴散度场的影响 风速随高度改变而风向不变情况：
云中由于有强的乱流活动使上下层动量混合，造成在垂直方向切变消失，成为较均匀的风分布。因而在云的前部低空有辐合，高空有辐散，产生上升运动，有利于新雷暴单体出现，而在云的后部则相反，使风暴减弱，这种过程使风暴不断向前传播（图11.1）。

15 图11.1 风速随高度改变时雷暴附近辐散辐合的分布

16 图11.2 是风随高度也有变化的情况，低层是南风，高层是西风。Vl、Vu分别表示低层和高层环境风向量。在云内由于上下动量混合的结果，近似是Vl和Vu的平均值，即为Vl与Vu的合成风Vc（西南风）。在高层周围气流相对于云运动方向应为Vu-Vc，而低层为Vl-Vc，即高层为西北风，低层为东南风。雷暴移动的方向近于与Vc一致，因而在上述风切变情况下（风随高度顺转），在雷暴前进方向右侧低空有辐合，高空有辐散，有利于新的对流单体在右前侧形成，而在右后侧高空辐合，低层辐散，不利于新单体形成。在风随高度逆转情况下，在雷暴方向左侧有利于新单体的形成。

17 图11.2 风随高度顺转情况下相对流入和流出气流的分布
风向量随高度变化的情况 图11.2 风随高度顺转情况下相对流入和流出气流的分布

18 虽然垂直切变有利于对流系统的维持，但是否垂直切变越强对风暴的发展和维持越有利呢？对这个问题目前还没有一致的看法。并不是切变越强对风暴发展越有利，太强的切变会阻碍风暴的发展。至于多大强度的切变对风暴的长时间维持有利，这与对流云发展程度或大气稳定度和云的直径有关，对流系统越强烈，垂直切变有利于延长风暴生命史的作用越有效。直径大的风暴应比小风暴更能抵御环境风的切变作用而维持更长的时间。但最近根据对飑线的数值试验研究，强切变使风暴维持更长的生命期，有更强更宽的上升运动区，这是由于强切变下系统移动得更快，因而低空暖湿空气的相对流入更强的缘故。也可能由于在强切变下对流系统本身产生的辐散场更强的缘故。

19 11.3 水汽辐合和湿舌的作用

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21 由于低层水汽辐合经常可造成一条明显的湿舌，这在中低层天气图分析中常常看到。湿舌实际上是在对流层下部的一条狭窄的暖湿空气带。也是一条高静力能量舌。在850和700hPa尤其明显。湿舌与暴雨和强风暴天气有密切的关系，几乎大多数暴雨和强天气出现时都有湿舌存在。强对流系统常常开始在湿舌的西侧爆发，以后向南向东传播。另外湿舌与其北及西北侧干区组成的强湿度梯度（干线）也是强天气极易发生的地区。观测也表明，龙卷等强天气最常在湿度场梯度最大的地区发生。由于湿舌的作用在供应水汽和建立不稳定层结中的重要作用，所以目前有人把低空湿舌的存在看作是风暴发展的一个必要条件。

22 湿舌的形成一般是用水汽的平流过程来解释的，在暴雨前期，随着低空西南或偏南气流加强，出现明显的水汽向北输送，水汽含量增加，结果使暖湿空气带不断向北伸展。如果其上有逆温层存在，湿空气可在其下向北扩展，尤其湿低空急流的建立对湿舌的形成和向北发展起着非常重要的作用。随着湿舌的建立，湿层的厚度也在迅速增加，并且在更高的层次上形成湿舌，这种情况不能用平流作用解释，这与大尺度上升运动区和中尺度上升区有关。

23 湿舌（或高能舌）与北侧或西侧的干区形成明显的湿度对比。这种干锋（有人也叫湿锋、干线或露点锋）是强对流的一种触发机制，这表明围绕着这个干湿区存在着垂直环流。上升支在湿空气区，下沉支在干区。这个垂直环流圈的进一步发展反过来又维持了湿舌。湿舌和干区的边界在天气尺度系统中（如梅雨锋）存在。另外更多见于热带海洋气团或副热带海洋气团的西界。在这个地区常常观测到非常狭窄的湿度过渡区。

24 11.4 环境干空气的作用 雷暴一般是在干冷的环境中增长或发展起来的。这种干冷的空气通过两个作用影响雷暴的发展。一是通过补偿的下沉运动；一是通过吸入作用。 在积云中上升的空气总量在云外要引起向下的补偿的质量输送。下沉空气是按干绝热下沉压缩增暖的，这减少了云内外的温差和云空气的浮力。另外云外的下沉气流也可产生拖带作用阻碍云中的垂直加速度。 吸入是指从对流云环境中吸入空气，并且于云中上升气流或下沉气流的饱和空气相混合，影响云中气流的热力特征及垂直动量（垂直运动）的过程。云在上升过程中，由于混合有大量云外空气卷入云内，云外的空气是未饱和干冷空气。云中空气通过与云外空气的显热混合和云中水份在吸入空气内蒸发而变冷，使云内外温差减小，相应云中浮力减小，上升气流的动能减小，云所达到的高度降低，从而使云的发展受到影响。

25 根据质量连续方程可以求得吸入率为： D是云柱的直径；Mf是一给定高度上的质量通量。 吸入率与云体的直径成反比，并且半径小的云体其面积与体积比也比半径大的云体大，因而越小的云越易受到吸入的影响，而使其发展受到抑制。这也说明为什么小的积云一般都很快消失（如晴天积云），而不能发展成为大的积雨云。对于较大的云，由于吸入的影响，云顶高度也只在3～6km，即为气块浮力达最大值的高度，而不能达到按气块理论要求的更高的高度（如12~16km）。这表明吸入作用相当于造成某种阻力或摩擦力，与浮力近于相平衡。 根据质量连续方程可以求得吸入率为：

26 吸入对雷暴中的下沉气流也有重要影响。下沉气流中包含有凝结的水份，它是按湿绝热下沉增暖的。从中层吸入的干冷未饱和空气与此饱和空气混合后使其中水份蒸发而造成冷却，这样到达地面的空气温度低，成为冷的流出气流。另一方面，进入下沉气流的环境空气具有中层环境的较高动量，这使下沉气流能穿过风暴向前流动，并与前方暖空气辐合，由此造成的抬升能不断使上升气流再生，延长风暴环流生命期。 由上可见，吸入有两种作用。一方面使上升气流减弱，积云不能达到由气块理论所给出的高度；另一方面能使下沉气流变得更冷，增强下沉气流，以有利于新的云系在前方形成，这两种作用综合的结果是使云体更快的更替。

27 11.5 地形的作用

28 （2）地形对中小尺度系统的影响。地形在一定的气流或条件下会生成中小尺度涡旋或切变。当这种系统移出或加强时，可以造成暴雨。另外在山区，在一定气流条件下常常产生静止的中尺度辐合区，当有中小尺度系统移到山区时常可导致这些系统有强烈的发展或组织成强烈的风暴，从而造成更严重的天气（图11.3）。 （3）地形能影响中小尺度内的造雨过程。这种作用也叫地形对降水的增幅作用。至于地形对降水的增幅作用的物理过程目前还没有完全弄清楚。但不论何种天气形势下要造成地形雨必须有两个条件：第一需要有播撒的质点。它们可以是在中层增长以后融化的冰粒；也可以是中层小水滴在低层潮湿空气中的水滴冲并后增长的大水滴。第二是在山区要有低云存在。这些低云中包含有许多小水滴，它们都是由于扰动气流的上升部分较弱而没有足够时间增长到降水水滴的大小（图11.4）。

29 地形的造雨过程有四种类型 （1）在山坡上由于地形上升运动有低云存在，同时锋面上的中高云出现在地形性低空层状云的上空。从上面的云层中落下来的雨滴进入低空的云层中时，这些雨滴捕获了低空云层中的云滴，引起地面降水强度的加大。这种增幅作用对降水的加大并不明显（图11.4a）。 （2）在山坡上由于地形上升作用形成积雨云，同时有锋面上的高层云存在。这时候地形的增幅作用很大，可以引起暴雨。从积雨云上部卷云砧中，有冰粒落进高层云里面，这种冰粒与高层云里面的云滴（雪粒）性质不同，它们的合并过程很强，因而造成强降水（图11.4b）。

30 （3）当对流性雨团（积雨云）移近山地时，积雨云四周高度比较低的积云变成层状云，在这种层状云内的水滴很小，不能作为雨滴下降，同时在山地有地形引起的水平辐合场，积雨云在水平辐合场会更加发展，和雨云的发展吸引雨层云中的小水滴进入积雨云中，与积雨云中的原来的雨滴团合并在一起时，增强了胶性不稳定过程，造成了水滴相互凝并，成为降水落到地面（图11.4c）。 （4）在山区附近当有两层位势不稳定层存在时（p1，p2），在山脉上风方，由于山脉地形上升运动的作用使对流层中的位势不稳定释放，从对流层中层有降水落下来。在低空迎风面上地形上升运动形成低云。从上空落下来的雨滴在低层中不断捕获小水滴，变成大雨滴降落到地面（图11.4d）（图11.5）。

31 图11.3 风速垂直切变不同分布情况下地形与雷雨的关系。（a）风速垂直切变较强；（b）风速垂直切变较弱

32 图11.4 四种地形对降水的增幅效应（引自Browning与Harrold的工作）

33 图11.5 地形对降雨的增幅作用——胶性不稳定引起的冰晶粒子的播撒作用（武田，2004）

34 11.6 各种物理条件对强风暴发生发展的综合结果 表11.5 说明了各种物理条件对强风暴发生发展的作用，由表可见，水汽、位势不稳定和上升运动是强对流系统发生的基本条件（即水汽条件，能量和触发条件）。如果满足这三个条件可以出现雷暴甚至强雷暴。但这种对流系统生命期是短的。为了使普通的短生命期雷暴转变为长生命期的强风暴，需要有强的环境风垂直切变。因而垂直切变可称为转换条件，为使强风暴能够强烈发展或增强，还必须处在有利的形势下或地区，如高空辐散场下方和有利地形的作用等。这些条件可叫增强条件。如果具备了上述三个条件，就可能出现生命期长的强风暴系统，否则只出现生命期短的雷暴或弱雷暴。

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36 参考文献见原书第五章 完