第10讲 中尺度对流系统发生的条件和天气学模型

如果一般积云内的气块经常能达到自由对流高度，CAPE将不 会增加到产生活跃的深对流那么高的值。因此行星边界层顶 的稳定层或逆温抑制对流层的程度，也为对流风暴创造条件 起重要作用。这种所谓的对流抑制（CIN或CINH）是将参考 气块抬升到自由对流高度，CAPE将不会增加到产生活跃的深 对流那么高的值。因此行星边界层顶的稳定层或逆温抑制对 流的程度，也为对流风暴创造条件起重要作用。这种所谓的 对流抑制（CIN或CINH）是将参考气块抬升到自由对流层所 需要的能量，单位为Jkg-1。这样定义的话，CIN可以被看作 负CAPE，可以用温度对数气压斜交图上的一块区域表示，见 下图。
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。
在美国中部南方与局地强风暴发生相关的气流。G：来自墨西哥湾的暖湿空气； M：来自墨西哥高原的干暖空气
（Mcilveen，2010）
上图X处湾流（G）和墨西哥（M）气流的热力学图表，链状线表示饱和的 湾流空气在抬升作用下是如何上升的
（Mcilveen，2010）
3、 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
为了给活跃的深对流创造条件，CIN必须不等于0，但也不能达到完全排 除深对流的可能。若CIN大于100Jkg-1，如果没有外力如日间加热或 强锋靠近，则不太可能出现深对流。
要实现温度和湿度探空中固有的CAPE，需要两个条件：通过抬升环境空 气变为不稳定（即CIN必须减少），已经在不稳定的气团内气块需要被 抬升到自由对流高度。通过减弱在混合层顶的逆温使下面有浮力的气块 能穿过去，抬升使环境探空变得不稳定。这个过程第一单元第三讲已阐 明。抬升以及有关的低层辐合是造成逆温层抬升使得环境探空变得不稳 定的原因，它们通常与一些大尺度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测提前1天或更长时间预测出来。相反，触发深 对流的气块抬升常常与更局地的、生命更短的、更不可预测的作用机制 有关，如海风锋、山脉或从早已存在的对流风暴中流出的气流的前沿。
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。
（引自大气科学，2008）
对流不稳定的累积和突然释放
最明显的例子是在美国中部春夏时期的局地强风暴，它具有三个条件： （1）一条弱的冷锋通过落基山缓慢的移过大平原（下图），其上存 在具 有类似西南-东北取向的高空急流。这一方面提供强垂直切变条件， 另一方面提供抬升的启动机制。 （2）锋前有一支从墨 西哥湾向北流动的低层暖湿气流（G），其或很 高，因而具有很 大的不稳定能量。如果其释放不受限制，则只 能形成一般的零星发生的积雨云。 （3）从干热的US 新墨西哥高原和墨西哥有一支 中层干暖的空气（M）从 西南流到墨西哥湾偏南湿气流之上，作为 一种“干暖盖”限制低层 不稳定能量释放和对流的发生。对流稳定的干暖空气由于受抬高的干 燥高原上日射的强烈影响，具有比较高的，但或较低(下图）.
一次理想的探空，解释了对流有效位能（CAPE）和对流抑制（CIN）的概念。这 次探空中的CAPE和CIN用阴影表示。
当逆温层被抬升时，逆温层内递减率—dT/dz增加的示意图。黑线AB表示抬升前逆温 层内的温度廓线，CD表示抬升一个高度后逆温层内的温度廓线，EF表示抬升两个高度 后逆温层内的温度廓线等。假定逆温层底水汽饱和，当逆温层被抬升时以湿绝热递减 率冷却；而逆温层顶不饱和。当逆温层被抬升时以干绝热递减率冷却。不同的冷却率 引起递减率变得陡峭，部分由逆温层被抬升时层内空气的膨胀来补偿。这个作用没有 在图表中表示。
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
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）
表10.2
局地条件 边界层环流 热泡（热对流）
强天气的中尺度触发过程
平流条件 辐合线 冷锋 阵风锋 海风、湖风 干线 边界交叉点 三交点 锋面相遇 海风 动力条件 重力流、重力波 边界层水平对流滚轴 云
CAPE
EL
Hale Waihona Puke Baidu
LFC
F 'dz
式中，F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， ' 是气块的密度，LFC是自 由对流层，EL是平衡层，在此高度以上不再比环境暖。单 F ' 乘以g，其中 位质量的浮力 a'a / a 等于 a’是上升气块的比容，a是同一层次环境气块比容，g是 重力加速度。
（A&K，2012）
气候变暖下有利的强风暴环境条件的变化
1980－1999年平均
2080－2099年平均
NCAR CCSM3 对1980-99 和 2080-99潜在指数(CAPE x 风切变 > 10,000) 模拟结果
（Karoly et al,2009)
一、中小尺度系统发生发展的天气和环流条件
地形作用 地形抬升 热力强迫 障碍作用 地表作用 感热/潜热通量 不连续性
表10.3
局地条件
产生风暴的中尺度作用
动力条件
重力流，重力波 影响单体/MCS增长 影响临近对流
平流条件
辐射 粒子平流下落和相变 微物理 下降气流产生 下降气流，冷空气堆产 逆尺度增长 生 微尺度暴流产生 产生融化的中层辐合 闪电产生 冷空气堆过程 单体生成 MCS演变 动量输送/坡风 强地面风 涡旋倾斜/伸长 垂直涡度产生 （超级单体，MCS中涡旋）
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，这使低层空气对流不稳定的释放发生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，并足以穿透干暖盖，一旦云在 湾流空气中形成，抬升可使湾流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空气层。这时云以塔状形式直穿入墨西哥 空气层，累积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气快速上升到对流层上部形成 通道并形成塔状云，暴雨，冰雹，雷电等天气现象。正是这个时候 风的暖垂直切变开始发挥作用，即以不同的方式产生相当类似的结 果，即多单体风暴与超级单体。
中尺度气压场 浮力作用 动力作用（风暴分裂 ，传播） 斜压涡度产生 阵风锋的水平涡度 涡旋崩溃 中气旋 龙卷
2、 温度和湿度层结
出现深对流的必要条件是 • 存在条件不稳定递减率 • 边界层湿度大 • 低层辐合（或抬升）足够释放不稳定
对流靠温度和湿度层结中固有的位能存在，一个参考气块 的对流有效位能（CAPE）（单位：J Kg-1）由下式给出：
表10.1
局地条件 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
强天气发生的中尺度前提条件
平流条件 平流差异 产生逆温 失稳 形成深厚干PBL（导致下击 暴流） 动力条件 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 水汽平流 增加CAPE，降低LFC 局地积云增温
（1）气象部门是否作出了及时的预测，据报 道，刚在广播中发布了龙卷风警报几分 钟，龙卷风即已来临。根本躲避不及， 至少应在20－30分钟前发布警报。 （2）21世纪的极端天气（包括强对流天气） 的发生频率是否有愈来愈高的趋势？即 发生更为频繁、强度更大，影响地区更 广，造成损失也更惨重。
年平均龙卷风数分布（美国48个州10000平方英里）。注意传统的龙卷走廊 （Tornado alley）是从德克萨斯到堪萨斯，该区是最高的龙卷发生区
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。
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10.1，10.2，10.3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。
代替流体静力学方程的gdz，并颠倒积分次序得到：
CAPE
或用虚温得到
LFC
EL
a'adp
T ' v Tvdlnp
CAPE Rd
LFC
EL
0～1000J kg的CAPE值被认为是深对流的下限值，1000～2500J kg-1可产生中等强度的对流，2500～4000Jkg-1可产生强对流， 超过4000Jkg-1可能是极端对流。
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。首先讨论中小尺度系统发生发展的 天气和环流条件
高等天气学讲座(2014年春季）
单元四：对流和降水天气系统
第十讲 中尺度对流系统发生 的条件和天气学模型
丁一汇 国家气候中心
全球年平均雷暴的气候分布
（取自WMO， 1956）
2012年4月27日前后龙卷风横扫美国南部9个州， 沿途造成了严重破坏，约350人死亡，在短短的一、 二天中共连续发生了300多个龙卷风，为1925年以来 的80年中之最。其中在亚拉巴马州破坏最大，仅在 27日一天就出现了160个龙卷风，超过了1974年的 148个，这一年被称为超级大爆发。这个突发性的强 烈的事件提出了2个问题：