1、第十一一讲 中小尺度系统发生发展的中小尺度系统发生发展的条件条件高等天气学讲座高等天气学讲座(2017年春季）年春季）单元四：对流和降水天气系统单元四：对流和降水天气系统尺度的定义及尺度的定义及多种大气现象的时空尺度特点多种大气现象的时空尺度特点中尺度的特点：中尺度的特点：控制方程不可简化控制方程不可简化不满足梯度风平衡不满足梯度风平衡科氏力不可忽略科氏力不可忽略垂直加速度大垂直加速度大潜热加热和辐射影响潜热加热和辐射影响显著显著驱动机制复杂驱动机制复杂地形强迫地形强迫不稳定（热力不稳定，不稳定（热力不稳定，对称不稳定，正压不对称不稳定，正压不稳定，稳定，Kelvin-Kelvin-Helmh
2、oltz Helmholtz 不稳定）不稳定）对流和降水活动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。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。中尺度气象学中尺度气象学主要是研究主要是研究25-250km25-250km水平尺度的天气现象和天气系统（又水平尺度的天气现象和天气系统（又称中称中-系统）系统）。它介于大尺度（或中。它介于大尺度（或中-尺度，即尺度，即250-2500km250-2500km）和小尺）和小尺度（或中度（或中-尺度，即
3、尺度，即2.5-25km2.5-25km）系统之间。）系统之间。主要是指强风暴等有组织主要是指强风暴等有组织的雷暴或对流系统的雷暴或对流系统。而对于其中个别雷暴积云单体或一些孤立的小雷暴。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。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，严重空气污染区。这些问题也很重要，近年来日益引中心，热岛效应
4、，严重空气污染区。这些问题也很重要，近年来日益引起人们的注意。起人们的注意。中小尺度对流系统的形成和演变与其环境条件有密切的中小尺度对流系统的形成和演变与其环境条件有密切的关系。关系。大尺度环境条件不但制约了对流系统的种类与演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、运动和组织程度动和组织程度。因此，有组织的对流系统不是随机发生。因此，有组织的对流系统不是随机发生和分布的，而是发生在一定的地区和时间内。和分布的，而是发生在一定的地区和时间内。另一方面，在有利的大尺度环境下，另一方面，在有利的大尺度环境
5、下，是中尺度过程直接是中尺度过程直接触发和影响对流系统的演变，并通过对流系统的反馈作触发和影响对流系统的演变，并通过对流系统的反馈作用影响其环境用影响其环境。大尺度环境条件和中尺度过程共同大尺度环境条件和中尺度过程共同制约对流系统演变制约对流系统演变1 1、 大尺度和中尺度条件的概述大尺度和中尺度条件的概述关于强对流系统发生的关于强对流系统发生的大尺度天气学条件大尺度天气学条件人们已归纳很多。早在人们已归纳很多。早在4040年代年代中期就提出了雷暴发生的三要素，即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升气块到凝结高
6、度的启动机制。但这只是一般雷暴发生的条件。以后在。但这只是一般雷暴发生的条件。以后在大量研究的基础上，进一步归纳出强雷暴发生的天气条件，包括：大量研究的基础上，进一步归纳出强雷暴发生的天气条件，包括：（1 1）位势不稳定层结，并常有逆温层存在）位势不稳定层结，并常有逆温层存在（2 2）低层有湿舌或强水汽辐合）低层有湿舌或强水汽辐合（3 3）存在不稳定释放的机制（低空辐合区、重力波、密度流、地形等）存在不稳定释放的机制（低空辐合区、重力波、密度流、地形等）（4 4）常有低空急流存在）常有低空急流存在（5 5）强的风垂直切变）强的风垂直切变（6 6）中层有干冷空气）中层有干冷空气上述情况往往在强风
7、暴发生发展时出现，但是，这些条件并不是强风暴上述情况往往在强风暴发生发展时出现，但是，这些条件并不是强风暴发生的充分条件，因此在做预报时，即使出现这些条件也不一定发生强发生的充分条件，因此在做预报时，即使出现这些条件也不一定发生强风暴。风暴。 目前虽然对大尺度条件有了较多的了解，但对大尺目前虽然对大尺度条件有了较多的了解，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完全弄清楚。例如，在强风暴低层出现的辐合区和风暴
8、上空出现的强风速区，有时认为是对流活动的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结果，有时认为是强对流发生发展的原因。 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。显的进展。JohnsonJohnson与与MapesMapes（20032003）总结了强天气发生的中尺度前）总结了强天气发生的中尺度前提条件，触发过程以及作用和影响。提条件，触发过程以及作用和影响。由表由表10.110.1，10.210.2，10.310.3可见，许多中尺度过程与强天气有密切关系，可见，许多中尺
9、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，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通过反馈过程可进一步影响风暴所处的环境。在风暴发展的不同阶段，强风暴系统与大尺度条件之间相互依赖和在风暴发展的不同阶段，强风暴系统与大尺度条件之间相互依赖和相互作用的程度是不同的。在风暴发
10、生和初期发展时期，主要决定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，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。反而会受到对流风暴的影响。表表10.1 10.1 强对流天气发生的中尺度前提条件强对流天气发生的中尺度前提条件（使得环境大气趋于不稳定的中尺度过程）（使得环境大气趋于不稳定的中尺度过程）局地过程局地过程平流过程平流过程动力过程动力过程边界层过程边界层过程混合
11、层高度增加混合层高度增加湿层高度增加湿层高度增加沿干线的辐合沿干线的辐合夜间逆温，低空急流形成夜间逆温，低空急流形成平流差异平流差异产生逆温盖产生逆温盖失稳失稳形成干且深厚的形成干且深厚的PBLPBL（导致（导致下击暴流）下击暴流）次级环流次级环流地转调整地转调整高空急流、低空急流高空急流、低空急流地形作用地形作用产生辐合区产生辐合区发展上下坡风发展上下坡风改变风矢端迹改变风矢端迹辐合线辐合线锋面锋面干线干线海海/ /陆陆/ /湖风湖风山谷风山谷风重力流、重力波重力流、重力波冷空气抬升冷空气抬升局地减少对流抑制能量局地减少对流抑制能量改变垂直切变改变垂直切变地表作用地表作用蒸发、加热蒸发、加热
12、地表不连续性地表不连续性土壤湿度土壤湿度粗糙度粗糙度水汽平流水汽平流增加增加CAPECAPE，降低，降低LFCLFC局地积云增湿局地积云增湿中尺度不稳定与边界层过程中尺度不稳定与边界层过程水平对流滚轴云水平对流滚轴云惯性振荡（低空急流）惯性振荡（低空急流）（Johnson and MapesJohnson and Mapes，20032003） 表表10.2 10.2 强天气的中尺度触发过程强天气的中尺度触发过程（释放环境大气不稳定的中尺度过程）（释放环境大气不稳定的中尺度过程） （Johnson and MapesJohnson and Mapes，20032003） 局地过程局地过程平流过
13、程（最常见）平流过程（最常见） 动力过程动力过程边界层环流边界层环流热泡（热对流）热泡（热对流）辐合线辐合线冷锋冷锋阵风锋阵风锋海风、湖风海风、湖风干线干线重力流、重力波重力流、重力波边界层水平对流滚轴云边界层水平对流滚轴云地形作用地形作用地形抬升地形抬升热力强迫热力强迫障碍作用障碍作用边界交叉点边界交叉点三交点三交点阵风锋相遇阵风锋相遇海风海风地表作用地表作用感热感热/ /潜热通量的不潜热通量的不连续性连续性表表10.3 10.3 雷暴产生的中尺度作用和影响雷暴产生的中尺度作用和影响 局地过程局地过程平流过程平流过程动力过程动力过程辐射辐射微物理微物理下降气流和冷空气堆下降气流和冷空气堆的形
14、成的形成微尺度暴流的产生微尺度暴流的产生融化产生中层辐合融化产生中层辐合闪电的形成闪电的形成粒子平流、下落和相变粒子平流、下落和相变产生下降气流产生下降气流升尺度增长升尺度增长重力流，重力波重力流，重力波影响单体影响单体/MCS/MCS增长增长影响临近对流影响临近对流冷空气堆过程冷空气堆过程单体再生单体再生MCSMCS演变演变中尺度气压场中尺度气压场浮力作用浮力作用动力作用动力作用 风暴分裂和传播风暴分裂和传播地面中高压、尾流低压地面中高压、尾流低压动量输送动量输送/ /坡风坡风强地面风强地面风产生斜压涡度产生斜压涡度阵风锋处的水平涡度阵风锋处的水平涡度涡旋倾斜涡旋倾斜/ /伸长伸长产生垂直涡
15、度产生垂直涡度（超级单体，（超级单体，MCSMCS的中涡旋的中涡旋）涡旋崩溃涡旋崩溃中气旋中气旋龙卷龙卷（Johnson and MapesJohnson and Mapes，20032003） 2 2、 温度和湿度层结温度和湿度层结出现深对流的出现深对流的必要条件必要条件是是 存在条件不稳定存在条件不稳定 边界层湿度大边界层湿度大 低层辐合（或抬升）足够释放不稳定低层辐合（或抬升）足够释放不稳定强对流天气依靠对流层最低层的空气在强对流天气依靠对流层最低层的空气在“浮力浮力”作用下上升，作用下上升，也就是依靠温度和湿度层结中存在的位能而发生。一个参考也就是依靠温度和湿度层结中存在的位能而发生。
16、一个参考气块的对流有效位能（气块的对流有效位能（CAPECAPE）（单位：）（单位：J KgJ Kg-1-1）由下式给出）由下式给出：式中，式中，F F 是由于气块和环境之间的温差产生的作用于上升气是由于气块和环境之间的温差产生的作用于上升气块的单位体积的向上浮力，块的单位体积的向上浮力， 是气块的密度，是气块的密度，LFCLFC是自由对是自由对流层，流层，ELEL是平衡层，在此高度以上空气块不再比环境暖。是平衡层，在此高度以上空气块不再比环境暖。 乘以乘以g g 等于单位质量的浮力等于单位质量的浮力 ，其中，其中aa是上是上升气块的比容，升气块的比容，a a 是同一层次环境气块比容，是同一层
17、次环境气块比容，g g 是重力加速是重力加速度。度。CAPE=F r()LFCELdzr()rF()aaa/代替流体静力学方程的代替流体静力学方程的gdzgdz，并颠倒积分次序得到：，并颠倒积分次序得到：或用虚温得到或用虚温得到强对流不仅需要大的强对流不仅需要大的CAPECAPE值，而且需要一定的对流抑制能量值，而且需要一定的对流抑制能量（CINCIN），使），使CAPECAPE得以累积。得以累积。CINCIN是将参考气块抬升到自由对流是将参考气块抬升到自由对流层所需要的能量，单位为层所需要的能量，单位为J kgJ kg-1-1。在典型的强雷暴环境中，小于在典型的强雷暴环境中，小于1000J
18、kg1000J kg-1-1的的 CAPE CAPE 值被认为值被认为“小小”，超过，超过2500J kg2500J kg-1-1则被认为则被认为“大大” ” ；小于；小于10J kg10J kg-1-1的的CINCIN值被认为值被认为“小小”，大于，大于50J kg50J kg-1-1的的CINCIN值被认为值被认为“大大”。()dp=LFCELaaCAPE()dlnp=LFCELdTvvTRCAPECINCIN和和CAPECAPE可以分别用可以分别用温度对数气压斜交图温度对数气压斜交图上的一块区域表上的一块区域表示，下图显示一次理想探空的情况。示，下图显示一次理想探空的情况。倾斜的实线倾斜
19、的实线等温度线等温度线倾斜的点线倾斜的点线饱和混合比饱和混合比倾斜的虚线倾斜的虚线干绝热线干绝热线粗实线粗实线环境温度环境温度粗虚线粗虚线环境露点温度环境露点温度LCCLCC抬升凝结层抬升凝结层LFCLFC自由对流层自由对流层LNBLNB中性浮力层中性浮力层CAPECAPE是温度廓线与湿绝热线（粗点虚线）是温度廓线与湿绝热线（粗点虚线）之间从之间从LFCLFC到到LNBLNB的面积的面积CINCIN是是LCLLCL以下环境温度廓线与干绝热线以下环境温度廓线与干绝热线之间的面积加上从之间的面积加上从LCLLCL到到LFCLFC环境温度廓环境温度廓线与湿绝热线之间的面积线与湿绝热线之间的面积用用2
20、0082008年年5 5月月1414日日1800 UTC1800 UTC德克萨斯德克萨斯Del RioDel Rio高空观测资料得到的温度高空观测资料得到的温度对数气压斜交图。对数气压斜交图。绿色实线代表温度和露点温度廓线，绿色虚线代表绿色实线代表温度和露点温度廓线，绿色虚线代表虚温廓线，蓝色实线代表从地面被抬升的气块先后到达抬升凝结层虚温廓线，蓝色实线代表从地面被抬升的气块先后到达抬升凝结层（LCLLCL）、自由对流层（）、自由对流层（LFCLFC）和平衡层（）和平衡层（ELEL），蓝色虚线代表气块的），蓝色虚线代表气块的虚温。浅橙色区域和浅蓝色区域的面积分别代表用温度（忽略水汽对虚温。浅橙
21、色区域和浅蓝色区域的面积分别代表用温度（忽略水汽对浮力的影响）计算得到的浮力的影响）计算得到的CAPECAPE和和CINCIN。考虑水汽的影响，。考虑水汽的影响，CAPECAPE包括浅包括浅橙色区域和和浅绿色区域的面积之和，负面积几乎消失了。橙色区域和和浅绿色区域的面积之和，负面积几乎消失了。以一个实际探空资料为例，说明计算CAPE和CIN需要考虑水汽的影响。要释放温度和湿度层结中的要释放温度和湿度层结中的CAPECAPE，需要抬升：，需要抬升： 抬升潜在不稳定的环境空气（逆温层），减小抬升潜在不稳定的环境空气（逆温层），减小CINCIN，使其变为不稳定，使其变为不稳定 抬升已经在不稳定的环境
22、空气中的低层气块，到达其自由对流层抬升已经在不稳定的环境空气中的低层气块，到达其自由对流层环境空气的抬升环境空气的抬升通常与一些通常与一些大尺度大尺度作用机制（如温带气旋的逼近）有关，作用机制（如温带气旋的逼近）有关，这些可以根据数值天气预报提前这些可以根据数值天气预报提前1 1天或更长时间预测出来；天或更长时间预测出来；触发深对流的触发深对流的气块抬升气块抬升常常与常常与更局地的更局地的、生命史更短的、更不可预测的、生命史更短的、更不可预测的作用机制有关，如海风锋、山脉或从已经存在的对流风暴中流出的气流作用机制有关，如海风锋、山脉或从已经存在的对流风暴中流出的气流的前沿。的前沿。左图为当逆温
23、层被抬升时，逆温层内温度左图为当逆温层被抬升时，逆温层内温度递减率（递减率（dT/dzdT/dz）改变的示意图。）改变的示意图。黑线黑线ABAB表示抬升前逆温层内的温度廓线，表示抬升前逆温层内的温度廓线，CDCD表示抬升一个高度后逆温层内的温度廓表示抬升一个高度后逆温层内的温度廓线，线，EFEF表示抬升两个高度后逆温层内的温表示抬升两个高度后逆温层内的温度廓线，依此类推。度廓线，依此类推。假定逆温层底部水汽饱和，当逆温层被抬假定逆温层底部水汽饱和，当逆温层被抬升时以湿绝热递减率冷却；而逆温层顶部升时以湿绝热递减率冷却；而逆温层顶部不饱和，当逆温层被抬升时以干绝热递减不饱和，当逆温层被抬升时以干
24、绝热递减率冷却。不同的冷却率造成气层的温度递率冷却。不同的冷却率造成气层的温度递减率变成干绝热递减率和湿绝热递减率之减率变成干绝热递减率和湿绝热递减率之间，变得不稳定了间，变得不稳定了。并且，抬升后环境大。并且，抬升后环境大气变冷使得气变冷使得CINCIN减小。减小。上图进一步说明上图进一步说明“潜在不稳定潜在不稳定”的概念。的概念。一个潜在不稳定的气层原本处于一个潜在不稳定的气层原本处于910-810mb910-810mb，被抬升到，被抬升到850-750mb850-750mb。抬升后气层变得不稳定了。其实，无论抬升。抬升后气层变得不稳定了。其实，无论抬升是否导致气层底部达到饱和，抬升已经造
25、成气层冷却从而是否导致气层底部达到饱和，抬升已经造成气层冷却从而减小减小CINCIN。对流不稳定的累积和突然释放对流不稳定的累积和突然释放 最明显的例子是美国中部春夏时期最明显的例子是美国中部春夏时期的局地强风暴，它具有三个条件：的局地强风暴，它具有三个条件：一条弱的一条弱的冷锋冷锋通过落基山缓慢的移通过落基山缓慢的移过大平原，其上空存在西南过大平原，其上空存在西南- -东北取向东北取向的的高空急流高空急流。这一方面提供强垂直切变。这一方面提供强垂直切变条件条件, ,另一方面提供抬升的启动机制。另一方面提供抬升的启动机制。锋前有一支从墨西哥湾向北流动的锋前有一支从墨西哥湾向北流动的低层暖湿气流
26、（低层暖湿气流（G G），），具有很大的不稳具有很大的不稳定能量。如果其释放不受限制，则只能定能量。如果其释放不受限制，则只能形成一般的积雨云。形成一般的积雨云。在美国新墨西哥高原和墨西哥有一在美国新墨西哥高原和墨西哥有一支支中层干暖的空气（中层干暖的空气（M M）从西南流到墨从西南流到墨西哥湾偏南湿气流（西哥湾偏南湿气流（G G）之上，作为一）之上，作为一种种“干暖盖干暖盖”限制低层不稳定能量释放限制低层不稳定能量释放和对流的发生。由于受抬高的干燥高原和对流的发生。由于受抬高的干燥高原上日射的强烈影响，上日射的强烈影响，M M具有比较高的温具有比较高的温度和较低的湿度。度和较低的湿度。与美国
27、中部南方的局地强风暴发生与美国中部南方的局地强风暴发生相关的气流相关的气流G G：来自墨西哥湾的底层暖湿空气：来自墨西哥湾的底层暖湿空气M M：来自墨西哥高原的中层干暖空气：来自墨西哥高原的中层干暖空气 （Mcilveen，2010） 这种墨西哥干空气正处于锋区附近汇合的气流之中，位于湾流空气之这种墨西哥干空气正处于锋区附近汇合的气流之中，位于湾流空气之上，在下层潮湿的湾流空气不断增强和锋面大尺度抬升的条件下，低层上，在下层潮湿的湾流空气不断增强和锋面大尺度抬升的条件下，低层空气对流不稳定释放，并足以穿透干暖盖。一旦云在湾流空气中形成，空气对流不稳定释放，并足以穿透干暖盖。一旦云在湾流空气中形
28、成，进一步抬升可使空气的增暖比干燥的墨西哥空气增暖更快，这是因为前进一步抬升可使空气的增暖比干燥的墨西哥空气增暖更快，这是因为前者沿湿绝热线上升，后者沿干绝热线上升，这可产生绝对不稳定的环境者沿湿绝热线上升，后者沿干绝热线上升，这可产生绝对不稳定的环境空气层。这时云以塔状形式直穿入墨西哥空气层，正浮力至少达到对流空气层。这时云以塔状形式直穿入墨西哥空气层，正浮力至少达到对流层中部的上部，促使云中空气可达对流层顶。这为以后更暖湿的湾流空层中部的上部，促使云中空气可达对流层顶。这为以后更暖湿的湾流空气快速上升到对流层上部打开了通道。在风的暖垂直切变作用下，产生气快速上升到对流层上部打开了通道。在风
29、的暖垂直切变作用下，产生多单体风暴与超级单体，并形成塔状云、暴雨、冰雹、雷电等天气现象。多单体风暴与超级单体，并形成塔状云、暴雨、冰雹、雷电等天气现象。上图上图 X X 处湾流（处湾流（G G）和墨西）和墨西哥高原（哥高原（M M）气流的热力学图）气流的热力学图表，链状线表示饱和的湾流表，链状线表示饱和的湾流空气在抬升作用下是如何上空气在抬升作用下是如何上升的升的（Mcilveen，2010）3 3、 风垂直切变的作用风垂直切变的作用在在19401940年代，年代，一般认为风垂直切变阻碍雷暴或积雨云发展，一般认为风垂直切变阻碍雷暴或积雨云发展，因为在切变作用下垂直发展的云向下风方倾斜，而不能直
30、立。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，环境空气混合进入在这种情况下由于对流上升的路径加长，环境空气混合进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。用使对流受到抑制。这种看法曾经被一些云的观测和雷达回波观测所证实，从理这种看法曾经被一些云的观测和雷达回波观测所证实，从理论上也得到一些类似的结果。郭晓岚根据线性理论研究了迭论上也得到一些类似的结果。郭晓岚根据线
31、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。变的风的垂直剖面中，对流发展会受到抑制。KuettnerKuettner把把“云街云街”的成因归于风的垂直剖面的曲率对对流的产生造成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。动力阻碍作用的结果。 19501950年代以后的观测结果表明，有些大雷暴或强雨暴在强垂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
32、高空急流存在的环境下发展，并能直立维持相当长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）。这表明的时间（几小时）。这表明垂直切变对积云或小积雨云和对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。强风暴的因子。NewtonNewton第一次说明了环境风垂直切变与强雷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
33、定的层结下，风的垂直切变有的生命期。在出现强热力不稳定的层结下，风的垂直切变有助于雷暴组织成持续性的强雷暴。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暴动力学与积云动力学的基本条件之一。 垂直风切变与雷暴类型的关系阵风锋阵风锋不能不能触发新的单触发新的单体；对流的体；对流的生命史短生命史短阵风锋阵风锋重复地重复地触发新的单体；触发新的单体；系统的传播受系统的传播受到阵风锋抬升到阵风锋抬升的驱动的驱动上升气流是准上升气流是准静止的；系统静止的；系统的传播受到深的传播受到深厚的厚的垂直气压垂直气压梯度梯度的制约的制约（Markows
34、ki and Richardson2010）弱弱切切变变强强切切变变强、弱切变下阵风锋对比强、弱切变下阵风锋对比弱垂直风切变环境，阵风锋远离雷达回波（和上升弱垂直风切变环境，阵风锋远离雷达回波（和上升气流）；强切变环境，阵风锋紧邻回波，表明上升气流）；强切变环境，阵风锋紧邻回波，表明上升气流与暖空气入流之间的联系没有被出流切断。气流与暖空气入流之间的联系没有被出流切断。速矢端迹图速矢端迹图常常被用于表达风垂直切变及常常被用于表达风垂直切变及预报对流系统的移动和组织结构预报对流系统的移动和组织结构右图可帮助理解速矢端迹右图可帮助理解速矢端迹（蓝色曲线）与水平风（蓝（蓝色曲线）与水平风（蓝色矢量）
35、的关系。色矢量）的关系。沿着速矢端迹的数字代表距沿着速矢端迹的数字代表距离地面的高度（离地面的高度（kmkm），其中），其中“0 0”代表距离地面几米的高代表距离地面几米的高度。红色矢量代表每一层顶度。红色矢量代表每一层顶和底的风矢量之差。绿色矢和底的风矢量之差。绿色矢量代表量代表2km2km和和3km3km高度之间的高度之间的垂直风切变矢量（垂直风切变矢量（S S），它与，它与速矢端迹相切。速矢端迹相切。当风的方向随高度反时针旋转，称当风的方向随高度反时针旋转，称为为backing with heightbacking with height；反之称；反之称为为veering with he
36、ight.veering with height.0-6km 0-6km 切变（即切变（即0-6km0-6km矢量风之差）与速矢端迹的关系矢量风之差）与速矢端迹的关系用速矢端迹描述的理想的北半球垂直风廓线。两个廓线都显示风随高度用速矢端迹描述的理想的北半球垂直风廓线。两个廓线都显示风随高度顺转。（顺转。（a a）垂直风切变）垂直风切变 是单向的，即直线型速矢端迹，（是单向的，即直线型速矢端迹，（b b）垂）垂直风切变随高度顺时针旋转，即顺转型速矢端迹。直风切变随高度顺时针旋转，即顺转型速矢端迹。对流层中部的引导层对流层中部的引导层S S以及假设风暴朝着引导气流的左边和右边移动的速以及假设风暴朝
37、着引导气流的左边和右边移动的速度矢量分别用指向度矢量分别用指向L L和和R R的直线表示。速矢端迹的弯曲决定了有利于左移的直线表示。速矢端迹的弯曲决定了有利于左移还是右移的风暴。由还是右移的风暴。由R R发出的箭头显示了与右移风暴一起移动的坐标系中发出的箭头显示了与右移风暴一起移动的坐标系中的相对气流。的相对气流。dzV（Wallace and HobbsWallace and Hobbs，20062006） 存在垂直风切变时，空气具有绕水平轴旋转的涡度。例如下图显示绕着存在垂直风切变时，空气具有绕水平轴旋转的涡度。例如下图显示绕着x x轴反时针旋转的涡度。绕着轴反时针旋转的涡度。绕着y y轴
38、的涡度大小是轴的涡度大小是 其中其中 大几个量级。因此实际上垂直切变大几个量级。因此实际上垂直切变 就是绕就是绕着着y y轴的涡度。轴的涡度。 当边界层空气被吸入到对流风暴的上升气流中，绕水平轴的涡度可能当边界层空气被吸入到对流风暴的上升气流中，绕水平轴的涡度可能倾斜，以致转变为绕垂直轴的涡度。假定风、垂直风切变和风暴运动在倾斜，以致转变为绕垂直轴的涡度。假定风、垂直风切变和风暴运动在x x轴方向上，风暴的上升气流中心在轴方向上，风暴的上升气流中心在y y轴上。下图中轴上。下图中, ,绕绕x x轴反时针方向的轴反时针方向的涡度（沿轴线在正方向看）倾斜成绕涡度（沿轴线在正方向看）倾斜成绕z z轴
39、反时针方向的涡度（从上面轴反时针方向的涡度（从上面看）。这是把涡旋赋予对流风暴的一个强大的机制。看）。这是把涡旋赋予对流风暴的一个强大的机制。()xwzuxw 比zuzu 由于垂直切变由于垂直切变 ，边界层空气具，边界层空气具有绕有绕y y轴的涡变，通过吸入这种边界轴的涡变，通过吸入这种边界层空气，对流风暴中的上升气流获得层空气，对流风暴中的上升气流获得绕垂直轴的涡度。绕垂直轴的涡度。zu（Wallace and HobbsWallace and Hobbs，20062006） 关于垂直切变对风暴的影响有两个问题：关于垂直切变对风暴的影响有两个问题：一、通过什么物理过程垂直切变影响风暴的发展和
40、传播？一、通过什么物理过程垂直切变影响风暴的发展和传播？二、是否垂直切变越强对风暴系统的发展和维持越有利？二、是否垂直切变越强对风暴系统的发展和维持越有利？风的垂直切变对强风暴有四个方面的作用：风的垂直切变对强风暴有四个方面的作用：（1 1）深层切变可以使上升气流倾斜，这使上升气流中形成的）深层切变可以使上升气流倾斜，这使上升气流中形成的降水质点能够脱离出上升气流，而不致因拖带作用减弱上升降水质点能够脱离出上升气流，而不致因拖带作用减弱上升气流的浮力，有利于风暴发展。气流的浮力，有利于风暴发展。（2 2）可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流）可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的
41、下沉气流和低层冷空气外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。烈的上升，从而加强对流。（3 3）能产生流体动力学压力，在风暴右侧有利于新的对流单）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或有利于风暴向右移动。体增长或有利于风暴向右移动。（4 4）造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变处不断再生，）造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变处不断再生，使风暴向前传播。使风暴向前传播。垂直切变对雷暴散度场的影响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：风速随高度改变而风向不变情况：云中由于有强的
42、乱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后部则相反，使风暴减弱，这种过程使风暴不断向前传播（图（图10.110.1）。）。 图图10.1 10.1 风速随高度改变时雷暴附近辐散辐合的分布风速随高度改变时雷暴附近辐散辐合的分布辐散辐合辐合辐散图图10.2 10.2 是风向随
43、高度顺转的情况是风向随高度顺转的情况。低层是南风，高层是西风。低层是南风，高层是西风。V VL L、V VU U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V VL L和和V VU U的平均值，即为的平均值，即为V VL L与与V VU U的合成风的合成风V Vc c（西南风）。周围气流相对于云运动方向在（西南风）。周围气流相对于云运动方向在高层应为高层应为V VU U-V-Vc c，而低层为，而低层为V VL L-V-Vc c，即高层为西北风，低层为东南风。雷暴移动的，即高层为西北风，低层为东南风。雷暴移
44、动的方向近于与方向近于与V Vc c一致。因而在上述风切变情况下（风随高度顺转），一致。因而在上述风切变情况下（风随高度顺转），在雷暴前进方在雷暴前进方向右侧低空有辐合，高空有辐散，有利于上升运动在右前侧形成，而在右后侧高向右侧低空有辐合，高空有辐散，有利于上升运动在右前侧形成，而在右后侧高空辐合，低层辐散，不利于上升运动形成。空辐合，低层辐散，不利于上升运动形成。反之，在风随高度逆转情况下，在雷暴方向左侧有利于上升运动的形成。反之，在风随高度逆转情况下，在雷暴方向左侧有利于上升运动的形成。 图图10.2 10.2 风向随高度顺转情况下相对流入和流出气流的分布风向随高度顺转情况下相对流入和流出
45、气流的分布 虽然垂直切变有利于强对流系统的维持，但是，虽然垂直切变有利于强对流系统的维持，但是，并不是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，流云发展程度或大气稳定度和云的直径有关，对流系统对流系统越强烈，垂直切变有利于延长风暴生命史的作用越有效。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直径大的风暴应比小风暴更能抵御环境风的切变作用
46、而维持更长的时间。维持更长的时间。整体理查森数整体理查森数BRNBRN上式中，上式中，U U 是是0-6km0-6km平均风和平均风和0-500m0-500m平均风的矢量差的大小平均风的矢量差的大小，CAPECAPE是对是对流有效位能。如果流有效位能。如果0-6km0-6km平均风大致代表雷暴的运动，那么平均风大致代表雷暴的运动，那么U U 大致表示大致表示0-500m0-500m相对雷暴的风，相对雷暴的风，分母表示相对雷暴的流入动能分母表示相对雷暴的流入动能。CAPECAPE不仅仅可用不仅仅可用于大致估量上升运动的强度，也可以大致估量冷空气堆和出流的强度。于大致估量上升运动的强度，也可以大致
47、估量冷空气堆和出流的强度。在这些假设的前提下，在这些假设的前提下，BRNBRN表达了入流与出流之间的平衡关系，这种平表达了入流与出流之间的平衡关系，这种平衡关系与雷暴的组织、生命史长度、强盛程度都有一定的联系。衡关系与雷暴的组织、生命史长度、强盛程度都有一定的联系。BRN50BRN50，可能导致更长生命史、更强盛的雷暴；，可能导致更长生命史、更强盛的雷暴；BRN50BRN50，意味着出流，意味着出流强于入流，会截断上升气流，导致相对生命史较短的单体强于入流，会截断上升气流，导致相对生命史较短的单体（虽然其他环（虽然其他环境条件作用下，有可能在雷暴的阵风锋处连续触发新的单体，从而形成境条件作用下
48、，有可能在雷暴的阵风锋处连续触发新的单体，从而形成比一般短生命史的独立单体更长生命史的对流系统）。比一般短生命史的独立单体更长生命史的对流系统）。风切变也反映上升气流通过水平涡度倾斜而获得旋转的能力的大小，所风切变也反映上升气流通过水平涡度倾斜而获得旋转的能力的大小，所以，小的以，小的BRNBRN意味着上升气流将显著旋转。意味着上升气流将显著旋转。但是，也有观测表明，但是，也有观测表明，CAPECAPE和风切变相乘（而不是相除）能够更好地预和风切变相乘（而不是相除）能够更好地预报雷暴的类型。报雷暴的类型。比如，（通过水平涡度倾斜而来）超级单体内部垂直涡比如，（通过水平涡度倾斜而来）超级单体内部
49、垂直涡度发展的快慢与上升速度和垂直切变的乘积成正比，而上升速度与度发展的快慢与上升速度和垂直切变的乘积成正比，而上升速度与CAPECAPE1/2 1/2 成正比。成正比。4 4、 水汽辐合和湿舌的作用水汽辐合和湿舌的作用 根据一个气旋区中的实际资料可以算出根据一个气旋区中的实际资料可以算出这与实测这与实测6 6小时降水量较一致。另外：小时降水量较一致。另外： , ,可以算出等号右边第二项可以算出等号右边第二项 。因而气旋区内的水汽供应绝大部分是来自速度的因而气旋区内的水汽供应绝大部分是来自速度的辐合，其它贡献很小。辐合，其它贡献很小。 为了供应一暴雨区所必需的水分，所要求的为了供应一暴雨区所必
50、需的水分，所要求的辐合区是相当大的。据估计，应达暴雨区本身面辐合区是相当大的。据估计，应达暴雨区本身面积的积的1010倍或以上，也即供应水汽的地区比水汽集倍或以上，也即供应水汽的地区比水汽集中区（水汽汇）要大一个量级。中区（水汽汇）要大一个量级。低层水汽辐合经常造成低层水汽辐合经常造成对流层下部一条狭窄的暖湿空气对流层下部一条狭窄的暖湿空气带，也是一条高静力能量舌。带，也是一条高静力能量舌。在在850850和和700hPa700hPa尤其明显。尤其明显。被称为被称为“湿舌湿舌”。大多数暴雨和强天气出现时都有湿舌存在。强对流系统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
