1、第七章 中尺度天气系统7.1 概述概述7.1.1 什么是中尺度天气系统 中尺度天气系统是介于大尺度和小尺度之间的天气系统 ， 水平空间尺度100-103km量级 时间尺度 103-105s量级 分为三类： 中尺度(102-103km,1-5天)，中尺度对流复合体 中尺度(101-102km, 3小时-1天 )，飑线 中尺度(100-101km,1小时)，雷暴单体7.1.2 中尺度天气系统的基本特征1.水平尺度小、生命期短水平尺度小、生命期短 中尺度天气系统的水平空间尺度为100-103km量级，垂直尺度为 10 km左右; 其生命期大多为几小时至 1天以内。 强烈对流性中尺度天气系统的水平尺度
2、只有101-102km量级 而大尺度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。 锋面、气旋、反气旋、长波槽脊、阻塞系统、热带气旋等2.气象要素梯度大，天气强烈气象要素梯度大，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。 在飑线中尺度系统区，气压梯度达 1-3 hPa/km,温度梯度达 5C/10km;飑线过境，气压涌升1hPa/1-2min,温度骤降 1C/1min， 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
3、暴流等强烈致灾天气，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.非地转平衡非地转平衡 大尺度运动是准地转的，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。4. 非静力平衡非静力平衡 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，浮力可以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
4、度系统中尺度系统中尺度系统的形成机制中尺度系统的形成机制 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。7.2.1 中尺度雨团中尺度雨团的基本特征：(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达10-4s-1。(4)多次发生，一次强降水过程中可出现多个中尺度雨团。(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。 7.2.2 中尺度雨带 中尺度雨带由雷暴单体和
5、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 100-200 km。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100 km。每条雨带的宽度约 10-50 km。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。 北面的单体是成熟的或衰老的， 南面的单体是新生或年轻的。(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。(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
6、的种类： 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 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。 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。7.2.3 中尺度对流复合体 中尺度对流复合体(简称为MCC)，是一种有组织的对流天气系统。定义7.2.4 飑线 飑：强阵风的意思。 飑线：由许多雷暴单体排列而成的强对流云带。 长约150-300km，生命期一般4-18小时。 沿着飑线可出现大风、强雷暴、强降水和冰雹等强对流天气
7、。飑线的特征飑线与冷锋的区别飑线与冷锋的区别 锋面是天气尺度系统，飑线是中尺度系统；锋面是天气尺度系统，飑线是中尺度系统； 锋面是两种不同气团的界面，飑线发生于同一气锋面是两种不同气团的界面，飑线发生于同一气团内；团内； 飑线过境造成比锋面更剧烈的天气变化，冷锋过飑线过境造成比锋面更剧烈的天气变化，冷锋过境一般引起大风，而飑线过境时有极强烈的大风境一般引起大风，而飑线过境时有极强烈的大风和冰雹；和冰雹； 冷锋维持时间较长，往往可达一周左右，飑线的冷锋维持时间较长，往往可达一周左右，飑线的生命期约十几小时，不超过一天；生命期约十几小时，不超过一天； 飑线的移速大于冷锋，有的可比冷锋快飑线的移速大
8、于冷锋，有的可比冷锋快2-3倍；倍；7.3 中尺度系统发生发展的大尺度环境条件位势不稳定层结，并常有逆温存在位势不稳定层结，并常有逆温存在;强的垂直风切变强的垂直风切变;低层有湿舌和强水汽辐合低层有湿舌和强水汽辐合;常有急流活动常有急流活动:低空辐合和上升运动低空辐合和上升运动;地形的作用等。地形的作用等。7.3.1 位势不稳定层结 考虑深厚气层。在这种情形下，只要通过抬升或降水蒸发使空气达到饱和，建立温度递减率大于湿绝热递减率(m)，就会出现位势不稳定。 位势不稳定的建立主要取决于高、低层水汽和热量平流的差异， 高层冷平流或干平流， 低层是暖平流或中低层比上层增暖或增湿更明显。 在强对流爆发
9、前，中低层还常有逆温层或稳定层存在。它暂时把低空湿层与对流层上部的干层分开，使风暴发展所需要的高静力能量得以积累。 逆温层或稳定层的破坏至少有两种方式： 地面加热，地面加热，这可以从下面使逆温层减弱或消失。但这种过程只能使弱逆温层消失，而不能使强逆温层消失。 有组织的垂直运动。有组织的垂直运动。抬升一方面造成逆温层上面干空气绝热冷却，同时使低层空气饱和湿层厚度增加，其冷却率是按湿绝热进行的。由于上下有不同的冷却率，结果使气层的温度递减率大于m，导致逆温层破坏。7.3.2 强垂直风切变 飑线的发生对应着较强的垂直风切变 ，因为具有垂直切变的环境风能提供对流发展的能量，促使风暴生长。 暴雨过程和强
10、对流过程不同，它是发生在弱的垂直切变环境中。这是强对流与暴雨物理条件的重要区别之一强对流与暴雨物理条件的重要区别之一。环境风的垂直切变对强风暴的作用：环境风的垂直切变对强风暴的作用：在切变环境中使上升气流倾斜在切变环境中使上升气流倾斜，从而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气流的浮力。相反，降落到下沉气流中的降水质点，因蒸发冷却和下沉拖带作用，会增强下沉冷空气出流，从而维持和激发上升气流增强；可以增强中层干冷空气的吸入增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和低层的冷空气外流，而后通过强迫抬升，使流入的暖湿空气更强烈的上升，导致对流加强；造成一定的散度分
11、布造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变一方不断再生，使风暴向前传播；能产生流体动力学压强产生流体动力学压强，有利于在风暴左侧新的对流单体增长。7.3.3 水汽辐合和湿舌 丰富的水汽供应，是风暴的主要能量来源， 可以使强对流系统得以发生发展和维持。 风暴的降水主要由水汽辐合形成，而水汽的辐合主要由低层水汽通量辐合导致。 随着风暴的发展，辐合层上升。 水汽水平辐合轴一般与强对流轴线一致。为了供应暴雨区所必须的水分，所要求的辐合区是相当大的。 据估计，应达暴雨区本身面积的 10倍或以上，也就是供应水汽的地区比水汽集中区要大一个量级。7.3.4 急流的作用 低空急流的作用 高空急流的作用 急流耦合所
12、产生的作用1.低空急流的作用低空急流的作用 出现在对流层低层，风速最大值达 12或 16m/s以上的强风区，通常称为低空急流低空急流。 低空急流一般在 850 hPa或 700 hPa层上最明显，在其附近风的水平和垂直切变很强。 低空急流是给中纬度暴雨和强暴雨提供水汽和动量的最重要系统，并含有导致风暴发展的机制。 低空急流对强天气的作用主要有三方面: 通过低层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结; 在急流最大风速中心的前方有明显的水汽辐合和质量辐合或强上升运动; 在急流轴的左前方是正切变涡度区。2.高空急流的作用高空急流的作用 通常将300或200 hPa层上风速等于或大于 30 m/s的强风区称
13、为高空急流高空急流。 高空急流对暴雨或强对流的作用： 急流下方强垂直切变的环境风能提供对流发展的动能; 急流区的强风有利于对流云顶质量辐散的增强和上升气流的维持； 在对流云体发展过程中，由于水汽凝结释放潜热，会使云体上部增暖，使层结趋于稳定，因而抑制对流发展。这时高空的强风能将云体上部增暖的空气带走，起到通风作用，从而有利于对流云的维持和发展。在高空急流大风核的左前方和右后方，即在在高空急流大风核的左前方和右后方，即在环流圈的上升支内，有利于对流云的发展环流圈的上升支内，有利于对流云的发展 在大风核左侧为气旋性涡度中心，因此，在其左前方和右后方为正涡度平流和辐散区；而在大风核的右前方和左后方情
14、形相反，为负涡度平流区和辐合区。 通过入口区的垂直环流圈为暖空气上升、冷空气下沉的直接(正)环流圈; 而在出口区，为暖空气下沉、冷空气上升的间接(逆)环流圈。3.急流耦合所产生的作用急流耦合所产生的作用 高、低空急流上下重叠，呈适当耦合时，强对流天气发生的可能性很大。 对流风暴和龙卷常发生在高空急流入口区的负涡度区与低空急流的正涡度区相重叠的部位; 在高空急流出口区的正涡度区与低空急流大风核左前方相叠加的部位，也有利于强对流的发生发展。7.3.5 低空辐合和上升运动 造成低空辐合区的天气系统造成低空辐合区的天气系统：气旋、锋面、切变线、辐合线等等。 锋面是产生有组织的雷暴系统的一种重要机制，它
15、可以触发锋前不稳定区能量的释放，造成强烈的对流。 低空风的切变线或辐合线也是启动对流活动的系统。这种切变线不但有明显的低空辐合，而且常和干线或露点锋有关，这更有利于风暴的发生。 低压槽内常有气流辐合线，沿此线既有风向辐合，又有风速辐合。暴雨或强对流区的轴线常和辐合轴线趋于一致。 低空辐合和暴雨或强对流活动关系密切， 是因为低空辐合可造成较强的上升运动，使暖湿不稳定的空气释放不稳定能量，促使对流发展。 上升或下沉运动区和强天气落区的关系：暴雨位于上升运动区，但不一定和上升运动最大中心区相一致。 在暴雨区的西北方是下沉运动区，而西南方则是上升运动区。 强对流系统的初生阶段，其天气区常和上升区吻合，
16、 而在成熟强盛阶段，强天气位于下沉气流区中。7.3.6 地形的作用地形的作用 地形对强对流的作用在于它能引起空气被迫抬升，从而激发对流发展。 地形粗糙度的变化(如水面与陆地、平原与高原不同)，也可引起局部地区的垂直运动(如海陆风)，引发对流天气形成。地形看作是强对流发生的一个触发条件地形看作是强对流发生的一个触发条件 最有利于山区暴雨发生的大尺度环境条件是最有利于山区暴雨发生的大尺度环境条件是:在很深厚的一层大气中，空气非常潮湿，层结是不稳定的；在很深厚的一层大气中，空气非常潮湿，层结是不稳定的；在迎风坡上存在准静止云系，大量降水是从该云层中降落的；在迎风坡上存在准静止云系，大量降水是从该云层
17、中降落的；迎风坡有强的地形上升运动，造成大量水汽凝结，补充空中迎风坡有强的地形上升运动，造成大量水汽凝结，补充空中降水造成的水分消耗；降水造成的水分消耗；在迎风坡暴雨区中，风速垂直切变要求在云底以下的气层中在迎风坡暴雨区中，风速垂直切变要求在云底以下的气层中风速甚强，而在云层里风速要弱。风速甚强，而在云层里风速要弱。条件、要求有与山脉近乎正交的强气流吹向迎风坡，且这股气流中空气潮湿，层结不稳定。如果山脉的坡度越陡，吹向山脉的风速越强，则地形上升速度愈强，可造成大量水汽凝结。条件中的风速垂直切变可使雷雨云在山坡上停留少动，造成山坡区大量降水。7.4 中尺度系统发展和大气过程不稳定中尺度系统发展和
18、大气过程不稳定7.4.1 对流不稳定对流不稳定 实际大气中常会发生整层空气被抬升的情况。气层被抬升后，它本身的会发生变化。设气层AB初始为稳定层结(m，呈现出不稳定状态，这就是对流不稳定(或通称位势不稳定)。7.5 中尺度分析中尺度分析 要做好中尺度天气预报，首要的环节是将中尺度系统识别出来，这就是中尺度分析问题。 必须对某些基本气象资料加以处理，分离出反映中尺度扰动分量的气象变量。 中尺度分析的基本内容大致包括: 在中尺度系统生成之前，分析环境场是否利于中尺度系统的生成发展，即环境条件的分析; 在中尺度系统形成之后，分析其天气表现、活动特征及其时间演变，分析其结构及发展机制等。7.5.1 资
19、料来源及其处理 中尺度分析所用的基本气象资料， 气压、气温、风、湿度、降水以及云况等。 飞机报告、危险天气报告及雷达、卫星资料等。 中尺度系统范围较小，变化较快，生命期较短，当前常规测站网提供的资料，往往不能当前常规测站网提供的资料，往往不能 “捕捉捕捉”到中尺度系统到中尺度系统。 理想的中尺度分析资料由特别设置的时空分辨率由特别设置的时空分辨率高的观测站网提供高的观测站网提供，难以做到难以做到。 作为通常的中尺度分析，往往是在常规站网的基础上，尽可能添补资料，增大时空分辨率增大时空分辨率，使测站之间的距离达到 30-50 km，观测时间间隔为 1小时左右。 目前许多地区的区域地面天气图能满足
20、此要求。 如果再有一定数量的自记资料自记资料(如风、气压、温度、湿度自记等)，对中尺度分析更有帮助。 由于中尺度系统是叠加在大尺度系统上的一种扰动，这种扰动引起的气象要素变量一般不大，例如，气压变化只有零点几个 hPa。因此，不仅要求资料本身准确可靠，而且要求分析时应更为细致。对气压和温度资料误差的订正 以海拔高度测量准确、仪器设备精良，以及观测质量较高的台站观测记录为基准，通过对历史资料的分析比较，求出误差加以订正。降水特征的分析 降水特征的分析是中尺度分析的一项重要内容。 鉴于不同来源(包括气象或水文台站)的雨量资料往往规格不同，有的是24小时雨量，有的是6小时或1小时雨量，因此，在分析每
21、小时降水量或系统降水量时，要用间接的方法进行推算。常用的推算方法 (1)每小时降水量的推算 首先对有每小时降水量的测站，求出每小时降水量(R1)占其 24小时总降水量(R24)的百分率r (r=R1/R24); 然后作百分率r图，并分析等r线，用内插法读出要求站的r值; 再用此r值推算出它的每小时降水量(即R1=R24r), (2)系统降水量的推算系统降水量的求法与求每小时降水量的方法类似， 首先根据实际资料累计得出各站的过程降水量R1, R2, R3等; 其次根据有降水起迄时间观测的台站资料求得由某一系统造成的降水量R1, R2, R3等，并算出各站该系统降水量与其过程降水量的百分比 然后分
22、析百分率图，内插求出要求站的百分率， 于是该站的系统降水量R0为，R0=R0 x r0，其中R0为该站的过程降水量。7.5.2 时空转换分析 时空转换分析是在系统演变呈准稳定条件下，将气象要素的时间变化转换为空间分布的一种分析方法。 这是弥补中尺度分析资料不足的有效手段，是开发资料效能的重要途径，也是揭示中尺度系统结构特征的一种方法。 经典的时空转换是依据自记资料进行的，因为自记资料在时间上是充分连续的。 将自记资料上时间变化转换为空间分布的根据是:设系统的移动速度为 C，则对某气象要素 F有dd 若系统变化缓慢，呈准稳定状态，dF/dt0, 则 F/ s是F在系统移动方向上的方向导数。 若已
23、知系统的移动速度，就可将单站要素的时间变化转换为空间分布。系统的移速 C可由雷达资料，相邻台站的监测报告或中尺度系统动态图等求得。 时空转换的步骤时空转换的步骤(1)取与系统移向近似垂直方向上 的测站。 如飑线分析，可取如图所示 的A, B, C, D等站。(2)确定系统移速，并转换成空间 距离。 如系统移速C为60 kmh-1，即10分 钟移动10 km。由此在图上作出每 10 km的间距标尺,该空间间距对应的时间差为10分钟。(3)读数、填图。 设作15时的中尺度分析图，并在自记曲线上每隔10分钟读一个数，则可在图上标出各间距所对应的时间。由此指定的时间从自记曲线上逐个读数，然后将这些读数
24、以15时为基准，按时间在前的顺序依次填在系统移动的去向上;时间在后的依次填在系统移动的来向上，时空转换即告完成。 (4)分析。 根据需要作气压场、温度场及风场等分析，绘制等值线及流线，以了解中尺度系统的结构特征。 应当注意: 时空转换应在中尺度系统相对稳定的时段进行; 转换的时间不宜过长，一般 1-2小时为宜; 同时，应尽量利用分析时间邻近的常规观测资料，以扩大资料范围及提高分析质量。 7.5.3 相对坐标分析 上述的时空转换分析可以揭示中尺度系统近地层的结构特征，但不能揭示系统的空间结构，要认识系统的空间结构，必须依据分辨率较高的探空和高空测风资料，而这样的资料目前的常规观测难以提供。 相对
25、坐标分析是弥补高空资料不足而提出来的一种分析方法。 它是利用有限的，但较稠密的高空观测资料，由观测对系统的相对时间，转换为测站对系统的相对空间，制作相对时空剖面图，以揭示中尺度系统空间结构的一种分析方法。 实际上这种方法也具有时空转换的含义。相对坐标分析的操作步骤(1)取与系统移向相近方向上的测站，并确定系统过境的时间(T)。 T由自记记录、天气实况、雷达或中尺度系统动态图得到。如霍山站，飑线过境时间为4月27日19时 50分;南京站为4月 27日22时40分等。(2)将系统过境时间(T)和高空观测时间(t)相减，得观测相对系统的时间(T)。 T=+50分钟，表示在相对坐标中该记录是飑线过境前
26、50分钟的观测。 T=-2小时20分钟，表示在相对坐标中该记录是在飑线过境后 2小时 20分钟的观测。 T0的记录是系统过境前的观测，反映系统前方的大气特征，T0的记录依次置于系统的前方，T0的记录依次置于系统的后方，并填写求算出的物理量。(5)分析。 根据需要和资料能力分析各项目，以揭示中尺度系统的空间结构特征。 同时空转换分析一样，相对坐标分析也应在系统呈准稳定时段进行; 测站选取愈接近系统过境的时间愈好，且时间的前后跨度不宜过长，并应和来自其他资料的分析结果对照，以求一致和合理。7.5.4 变量场分析变量场的优越性:可比性较好， 不受台站海拔高度差别的影响， 不含仪器误差， 在较小范围内日变化影响也较弱;敏感性较强， 特别在大尺度系统较强时，中尺度系统特征在要素上不易分析出来，而在变量场上能够识别并能追踪;能显示出中尺度扰动的强度。小结一、中尺度系统的基本特征二、中尺度系统中尺度对流复合体的定义，飑线的定义和特征飑线和锋的区别三、中尺度系统发生发展的大尺度环境条件及其作用基本条件，转换条件，增强条件四、中尺度分析时空转换分析复习思考题1.中尺度天气系统的基本特征是什么?2.中尺度系统发生发展的基本条件是什么?3.什么是对流不稳定？4.什么是中尺度对流复合体？5.试叙述飑线的特征。6.飑线与锋有哪些区别？7.中尺度天气分析方法的主要特点是什么？
