2011第三讲+中尺度对流不稳定理论

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第三讲 中尺度对流不稳定理论与有组织对流对预报的影响

第三讲 中尺度对流不稳定理论与有组织对流对预报的影响

在B点所受经向力的大小。
fUgB
Φ1 Φ2
fUgA
B Φ3
A
fUB Φ4
fUA
图3.7 惯性不稳定示意图
图中ugA=uA, ugB≠uB,
ug y 0,uA与uB是同一气块不同时
刻的纬向风分量
除了上述三种不稳定机制外,波动-CISK(第二 类条件不稳定)和斜压-CISK机制等也被用来解释 中尺度系统的增长,这里不再作进一步的介绍。这 里需要指出一个重要的问题,气流的不稳定性研究 不仅涉及到系统的发展机制,而且涉及到气流的可 预报性问题。前面已初步指出,气流不稳定直接限 制和最终破坏大气的可预报性。即使当不稳定发生 在远小于预报的尺度上也是如此。
3.2 位势不稳定与对流活动的发生
雷暴或强风暴系统是一种热对流现象,而对 流运动的主要作用是浮力。浮力越强产生的上升运 动越强,雷暴的垂直发展越高。空气上升的浮力主 要产生在位势不稳定的层结中。因而要形成雷暴或 强风暴系统必须有明显的位势不稳定层结。目前在 强风暴的研究中一个很重要的问题是位势不稳定层 结如何形成的( se 0 )和如何通过抬升过程而 z 释放出来。
逆温层把低层湿层和上部干层分开,可建立强位 势不稳定层
图3.1 1974年6月17日08时南京探空曲线(B)和徐 州探空曲线(A) 实线:温度,虚线:露点 (取自杨国祥低层水 汽和热量平流的差异。即高层冷平流,或干空气 平流,低层是暖平流或湿空气平流,或中低层比 上层增暖更明显。要造成明显的平流差异应具备 两个条件,即要有明显的垂直切变和明显的水汽 和温度差异(即 sc 差异大)。 在有些情况下平流不是造成位势不稳定的主 要原因,而是以地面加热为主,这常出现在夏季 长期由热带海洋气团控制的地区或雨后比较湿润 的地区。 低层湿度的增加是非常重要的。由下图可见 它可影响对流温度,对流凝结高度(CCL)和抬 升凝结高度(LCL)。

(完整版)强对流天气的中尺度分析

(完整版)强对流天气的中尺度分析
以2013年3月23日南方强对流天气为例
700hPa湿度场 •干线(露点锋) :相邻 两站的露点温度相差10℃ 以上时,沿湿度梯度最大 处分析干线 •显著湿区:T-Td≤5℃, 从1℃开始 •干舌
以2013年3月23日南方强对流天气为例
700hPa中尺度分析综合图
以2013年3月23日南方强对流天气为例
850hPa(925hPa)分析
➢ 风场:切变线(辐合线) 、低空急流、 显著流线 ➢ 温度场:暖脊(温度脊)、T850-T500大值区 ➢ 湿度场:干线(露点锋)、湿舌
850hPa风场 •最大风速带(急流) •辐合区(切变)
以2013年3月23日南方强对流天气为例
低空急流(LLJ) •12-13m/s,有弱对流 •13-17m/s,有中等对流 •18m/s以上,有强对流
•显著湿区:T-Td≤5℃
•湿舌
•干线:相邻两站的露 点温度相差10℃以上时, 沿湿度梯度最大处分析 干线(露点锋)。
低空湿度(露点)
•≤8℃,有弱对流
•9-12℃,有中等对流
•>12℃,有强对流
850hPa中尺度分析综合图
以2013年3月23日南方强对流天气为例
700hPa分析
➢ 风场:低空急流、 切变线(辐合线)、 显著流线
7.不满足静力平衡
在强烈发展的对流云附近,静力学关系不适用。在云中,特别是上升 气流和下沉气流强的地方,静力学关系更不能用。
强对流天气的定义
强对流天气定义(美国):
直径1.9cm以上的冰雹、除了水龙卷之外的所有龙卷、 阵风25.7m/s以上的雷暴大风;
极端强对流天气:5cm以上冰雹,F2级以上龙卷, 33m/s以上雷暴大风;
展望
天 中短期预报

中尺度对流系统物理过程

中尺度对流系统物理过程

中尺度对流系统物理过程【原创版】目录一、引言二、中尺度对流系统的概念和特征1.概念2.特征三、中尺度对流系统中的物理过程1.对流参数化方案2.对流动量传输(CMT)3.CMT 在斜压模态的中尺度对流系统中的作用四、结论正文一、引言中尺度对流系统是指在对流层内,水平尺度在 100-1000km,垂直尺度在 1-10km 的大气系统。

这些系统在气象学中具有重要的地位,因为它们与天气尺度系统和积云对流之间起着至关重要的连接作用。

对流系统物理过程的研究有助于我们深入了解大气运动和天气演变的机制。

二、中尺度对流系统的概念和特征1.概念中尺度对流系统是在气象学中研究的一种大气系统,主要涉及对流层内的大气运动。

这些系统在水平和垂直方向上的尺度都比天气尺度系统小,但比积云对流大。

中尺度对流系统可以包含多种对流形态,如层云、积雨云、雷暴等。

2.特征中尺度对流系统具有以下特征:(1)水平尺度在 100-1000km 之间;(2)垂直尺度在 1-10km 之间;(3)系统内的对流过程较为复杂,包含多种对流形态;(4)在气象学研究中具有重要的地位,因为它们与天气尺度系统和积云对流之间起着至关重要的连接作用。

三、中尺度对流系统中的物理过程1.对流参数化方案在对流系统中,对流参数化方案是描述对流过程的重要方法。

传统全球模式(GCM)的对流参数化方案基于云的深对流结构,因此产生的对流动量传输(CMT)只有降尺度的效果。

有组织的对流通过水平动量的垂直传输,与大尺度环境流场交换能量的过程,称为对流动量传输(CMT),它在天气尺度系统和积云对流之间起着至关重要的连接作用。

2.对流动量传输(CMT)对流动量传输(CMT)是指有组织的对流通过水平动量的垂直传输,与大尺度环境流场交换能量的过程。

CMT 在斜压模态的中尺度对流系统中的作用尤为重要,因为它可以通过垂直传输过程将能量从次网格向大尺度传播,出现在有组织的深对流中。

3.CMT 在斜压模态的中尺度对流系统中的作用通过一个给定的切边环境场的数值模拟研究,可以看到 CMT 在斜压模态的中尺度对流系统中的升尺度(upscale)过程。

中尺度分析规范(气象中心)

中尺度分析规范(气象中心)

700hPa分析

温度(T)


等温度线 :间隔2 ℃ ,等温线平行于流线 温度脊:夏半年,当T≥12 ℃对流抑制(仅在高原地区分 析) 温度槽:
700hPa分析

变温(T):夏半年分析24小时变温,冬半年分 析12小时变温

12(24)小时显著降温区:表征冷平流 12小时温度无变化线:预报飑线最可能发展的位置

24小时变高(H)

等24小时负变高线:间隔30gpm,是长波槽和短波槽移 动位置的重要线索,负变高最大区也大致是最大正涡度 区
500hPa分析

温度(T)

等温度线 :间隔2 ℃ ,等温线平行流线 温度槽:要避免温度槽与流线槽重合 冷堆:冷中心

变温(T):夏半年分析24小时变温,冬半年分 析12小时变温
K
200hPa
棕色
显著流线:
兰色
显著流线: 显著流线:
最大风带
最大风带
最大风带
最大风 (急流) 轴:
温度脊:
切变线


24h显著降温

•••••••••
温度槽
业务使用
关于层结稳定度发面的参数 地面温度、温度距平、24小时变温、12小时变 温 高层各等压面的温度、24小时变温、12小时变 温 各种不稳定指标:沙氏指数、不稳定能量、不 稳定层厚度、自由对流高度、假相当位温随高 度的变化 850百帕和500百帕的温度差


12(24)小时显著降温区:表征冷平流 12小时温度无变化线:预报飑线最可能发展的位置
200hPa分析

当500hPa风场弱时,分析200hPa风场。

中尺度气象学第三章

中尺度气象学第三章

与强降水相联系的重力波一般是振幅较大, 存在时间较长的重力波。
(3)观测方法 微压计(10μbar以下) 卫星 雷达 气象飞机 声学探测法
典型的对流层中尺度 重力波包括大振幅的 不规则型和振幅较小 的较规则型。
重力波产生的天气条件
逆温层或稳定层存在 明显的风速垂直切变 Ri<0.5( 有时Ri<0.25) ,Ri越小 重力波振幅越大。
V f t D 0 t V p t p
fD t D 2 f t 2 C 2 t p p
发展即重力波振幅将时垂直扰动就会继续的能量大于为克服稳定假如由平均运动转换来重力所作功的值因此上升空气微团克服易发生重力波稳定中性风的垂直切变大成立条件当垂直风切变较小时即里查森数较大时小扰动不随时间指数增长即基本气流对小扰动是稳定的其能量转换过程与基本气流为常数时的情况是一样的
第三章 自由大气非对流性中尺度环流
Gaussian-shaped ridge, wiridge, width 100 km
From Carmen J. Nappo, Atmospheric Gravity Waves, Academic Press
Propagating gravity waves
Ro
小,接近地转, 大,非地转 是地转调整产生重力波的动力条件 可能出现大振幅中尺度重力波
Ro 0.5
Ro=2p / fT
产生重力波的条件是Ri<1/4.
假设z→z+Δz层为静力稳定层,有风随高度的变化
Z+△z U+△U
z:U z z : U U

中尺度 复习资料

中尺度 复习资料

1.背风波:当风速随高度增大时,则可在背风坡出现波动气流,这种波动成为背风波。

2.多单体雷暴:由一些处于不同发展阶段的生命期短暂的对流单体组成,是具有统一环流的雷暴系统3.龙卷风暴:产生龙卷的强风暴系统称为龙卷风暴。

4.温带飑线:为—种带(或线)状中尺度系统,是非锋面性狭窄的活跃的雷暴带(或不稳定线)。

其中有许多雷暴单体(其中包括若干超级单体)侧向排列而形成的,是风向、风速、气压、温度等突变的狭窄强对流云带。

为破坏力严重的灾害性天气。

5.对流复合体(MCC):指由若干对流单体或孤立对流系统及其衍生的层状云系所组成的对流系统,其空间尺度和时间尺度具有幅度很广的谱。

最简单的是二维的线状对流系统,最大而复杂的是一种具有近于圆形团状结构的MCC这两种系统位于对流复合体波谱的两端。

6. 对称不稳定:在流体静力、地砖平衡且具有水平切变的情况下,浮力和旋转会共同起作用,这两种效应会导致一种新的浮力惯性不稳定,即对称不稳定,对称不稳定是中尺度雨带与雨团形成的主要不稳定机制。

7.条件性不稳定:对干空气是静力稳定的,而对饱和湿空气静力不稳定的情况。

8.对流性不稳定:不论气层原先的层结性如何,在其被抬升达到饱和后,如果是不稳定的则称对流性不稳定。

9.第二类条件性不稳定:大尺度流场通过摩擦边界层的抽吸作用,为积云对流提供了必须的水汽辐合与上升运动,反过来积云对流释放凝结潜热又成为驱动大尺度扰动所需要的能量,于是小尺度积云对流和大尺度流场通过相互作用,相辅相成的都得到了发展。

这种通过不同尺度运动的相互作用使对流和大尺度流场不稳定增长的物理机制称为第二类条件性不稳定。

10. 超级单体风暴:直径达20~40km 以上,生命期达数小时以上,即比普通的成熟单体雷暴更巨大、更持久、天气更猛烈的单体强雷暴系统。

它具有近于稳定的、高度有组织的内部环流,并且连续地向前传播可达数百公里。

11. .暖输送带:在槽前辐合区的边界上通常可以看到一支狭长的云带。

非线性物理2-2(流体的不稳定性、洛伦兹方程、李雅普诺夫指数、埃侬吸引子、洛伦兹吸引子)省名师优质课

非线性物理2-2(流体的不稳定性、洛伦兹方程、李雅普诺夫指数、埃侬吸引子、洛伦兹吸引子)省名师优质课
xn - yn x0 - y0 exp(n )
x0 - y0
经过n次迭代
xn - yn x0 - y0 expn
在一维映射中 只有一种值,而在多维相空间情况下一般就有
多种 i ,而且沿相空间旳不同方向,其 i (i=1,2,…)值一般也不
同。
1.李雅普诺夫指数
李雅普诺夫指数应用
设 0 为多维相空间中两点旳初始距离,经 n 次迭代后两点旳距
研究表白,系统只要有一种正值旳李雅普诺夫指数就可出现 混沌运动。所以在鉴别一种非线性系统是否存在混沌运动时, 只需要检验它旳最大李雅普诺夫指数是否为正值即可。
1.李雅普诺夫指数
吸引子与李雅普诺夫指数
我们可按 旳i 符号对吸引子旳性质进行分类,对于三维空间,
有下列几种吸引子类型:
1、三个指数 、1 2和 均3为负值,相点收缩到一点,即系统
离为:
(t) 0eit
式中指数 i 值可正可负。 i 表 0达沿该方向扩展, 表i 达 沿0 该
方向收缩。在经过一段时间(多次迭代)后来,两个不同李雅普
诺夫指数值将使相空间中原来旳圆演变为椭圆。
1.李雅普诺夫指数
李雅普诺夫指数应用
稳定体系旳相轨线趋向于某个平衡点,假如出现越来越远 离平衡点旳情况,则体系是不稳定旳。正旳李雅普诺夫指数预 示着系统旳不稳定性。
第二章 分岔与奇怪吸引子
第三节 流体不稳定性与洛伦兹方程
1.流体中旳不稳定性 2.洛伦兹方程解旳分岔
1.流体中旳不稳定性
1923年, 法国科学家贝纳德(E.Benard)做了一种著名旳对流试验.
在一水平容器中放一薄层液 体,从底部渐渐均匀地加热, 开始液体没有任何宏观旳运动。 当上下温差到达一定旳程度, 液体中忽然出现规则旳六边形 对流图案。照片中每个小六角 形中心较暗处液块向上浮,边 沿较暗处液块向下沉。

第7章 中尺度天气系统

第7章 中尺度天气系统

第七章中尺度天气系统目录中尺度天气系统 (3)7.1 概述 (3)7.1.1 什么是中尺度 (3)7.1.2 中尺度天气系统的基本特征 (3)7.2 中尺度系统 (4)中尺度系统 (4)7.2.1 中尺度雨团 (4)卫星探测图片1 (5)7.2.2 中尺度雨带 (5)雷达气象部分的补充内容1 (7)7.2.3 中尺度对流复合体 (9)雷达气象部分的补充内容2 (12)卫星探测图片2 (13)7.2.4 飑线 (13)雷达气象部分的补充内容3 (18)卫星探测图片3 (19)7.3 中尺度系统发生发展的大尺度环境条件 (19)中尺度系统发生发展的大尺度环境条件 (20)7.3.1 位势不稳定层结 (20)7.3.2 强垂直风切变 (20)7.3.3 水汽辐合和湿舌 (21)7.3.4 急流的作用 (22)7.3.5 低空辐合和上升运动 (23)7.3.6 地形 (23)7.4 中尺度系统发展和大气过程不稳定 (24)中尺度系统发展和大气过程不稳定 (24)7.4.1 对流不稳定 (24)7.4.2 对称不稳定 (26)7.4.3 锋生强迫的次级环流 (28)7.5 中尺度分析 (29)中尺度分析 (29)7.5.1 资料来源及其处理 (29)7.5.2 时空转换分析 (31)7.5.3 相对坐标分析 (32)7.5.4 变量场分析 (34)7.5.5 雨团和雨带分析 (34)习题 (35)参考文献 (35)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。

中尺度对流系统

中尺度对流系统

发生实例
国家气候中心的统计结果表明,在1954、1969、1980、1991、1996、1998、1999、2003、2007年,我国先 后发生特大暴雨洪涝,给国民经济和人民生命财产造成重大损失;特别是近10年,暴雨洪涝平均每年给我国造成 的经济损失逾千亿元,MCSs在这些典型洪涝年暴雨事件中是主要影响系统。 具体实例如:
中尺度对流系统
造成暴雨、冰雹、雷雨大风和龙卷等灾 害性天气的重要系统
01 定义
目录
0பைடு நூலகம் 特征
03 分类
04 时空分布
05 生成环境条件
06 发生实例
中尺度对流系统,简称MCS(Mesoscale Convective System),是造成暴雨、冰雹、雷雨大风和龙卷等灾害 性天气的重要系统。中尺度对流系统由对流单体、多单体风暴和超级单体风暴以各种形式组织而成,包括飑线和 中尺度对流辐合体,水平尺度在2-2500 km。
生成环境条件
MCCs
从 MCCs地理位置分布看,国内外研究均表明,MCCs最活跃区域一般位于大山脉下游,特别是高温高湿的低 空急流前方。从气候背景看,我国黄河和长江中下游地区类似于北美中纬度平原地区,都具备MCCs发生的有利条 件。
线状 MCSs
Bluesteint等 对北美地区许多飑线个例的探空观测进行统计分析,总结出中纬度飑线最重要的环境特征: 一是大尺度环境对流层为位势不稳定的,即存在很大的对流有效位能;二是平均风的最大垂直切变在低层,切变 向量在顺时针方向偏离飑线 45°左右。
多数 MαCSs和MβCSs在午后形成(15—17 BST,北京时),但MαCS在夜间(21—23 BST)还有一更明显的高 峰,而 MβCSs在夜间(01 BST)仅一很小峰值,说明 MαCS的夜发性明显。MβCSs在形成后 2h就可成熟 (面积 达到最大),而在午后形成的 MαCS要3~4 h后成熟,比 MβCSs需时要长。夜间形成的 MαCS要7~8 h后才成 熟,成熟后的 MαCS和MβCSs一般可维持 2~4h。 MαCS和MβCSs的生命史分别为 7~8、5~6 h,即较大尺度 的 MCSs生命史也较长。

大气的不稳定性与对流

大气的不稳定性与对流

z y
M 对称稳定(a)
利用上两式:
z y y z
z y
M
M y M z
因图中 0、M 0
y
y
所以上两式均带了负号
35
由(a)式: y M y(b) z M z
由热成风关系:f u g ,求出:
z 0 y
y
由N2 g 求出
0 z
z
由M u-fy,设f为常数求出:M ,M y z
d
dz
0静力中性
( 6)
0静力不稳定
7
二、条件性不稳定(对流不稳定)
对于湿绝热运动可推出条件性不稳定判据:
由相当位温的表达式:
θe≈θexp(Lcqs/cpT)
(7)
其中 Lc,qs,cp分别为凝结潜热、饱和比湿,定压比热,θ 为位温。
对上式取对数并微分,有
dlnθ=dln θe-d(Lcqs/cpT) (8) 对湿绝热运动:dln θe≈0
4
设在z 0 0处,z0 z0 0
d 为气块位温垂直递减率
dz
d 为环境位温垂直递减率
dz
在z z0 z高度,环境位温为:
(z) (
z) z0
d
dz
z
0
d
dz
z(2)
5
在干绝热条件下,位温守恒,即 d 0,所以:
dz
(z)

z)
0
d
dz
z
0( 3)
将上式代入(1)式,即:
dw g [ (z) (z)]( ) dt
• 不论气层原先的层结性(温度垂直递减率)如何,在其被抬 升达到饱和后,如果是稳定的,称为对流性稳定的;如果 是不稳定的,则称为对流性不稳定的;如果中性的,则称 为对流性中性的。其判据可写为

中尺度天气系统的特征

中尺度天气系统的特征
z
26
END
27
10
1. 早期的经验分类
天气系统——大尺度、中尺度和小尺度 空间尺度分别为:106m、105m和104m 时间尺度对应为:105s、104s和103s
11
2. 依据物理本质对天气系统进行分类
(动力学分类方法)
• Emanuel(1983)依据无量纲数罗斯贝数Ro和拉格朗日
时间尺度T的尺度分类,其中 Ro 2 fT
在西风切变环境中典型涡 管与对流单体相互作用的 示意图
(a) 初始阶段:此时涡管在上 升气流的作用下形成一对涡偶
(b) 分裂阶段:此时分裂的上 升气流使得涡管向下倾斜, 形 成下沉气流,出现两对涡偶。
其中左上角图示为环境风分布、 柱状箭头表示风暴相对气流的 方向,粗实线代表涡线,环状 箭头表示旋转,阴影箭头表示 促使上升气流和下沉气流发展 的外力,垂直方向上的虚线区 为降水区。
1) 空间尺度范围广,生命周期跨度大; 2) 气象要素梯度大; 3) 散度、涡度与垂直速度; 4) 非地转平衡和非静力平衡; 5) 质量场和风场的适应; 6) 小概率和频谱宽、大振幅事件
16
中尺度大气运动的基本特征
1)空间尺度范围广,生命周期跨度大 按照Orlanski的划分标准,中尺度系统的水
平尺度在2km~2000km之间,时间尺度为几十分钟 至几天之间。
着重要作用。
23
§1.4 中尺度运动方程组
du 1 p fv
dt x

运动方程:
dv 1 p fu
dt y
dw 1 p g
dt z
Hale Waihona Puke 忽略湍流扩散的 大气动力学和热 力学基本方程组
• 连续方程: d ( u v w) 0

高天11讲 中尺度对流系统(MCC与MCS)和暴雨

高天11讲 中尺度对流系统(MCC与MCS)和暴雨

1、 暴雨的形成
在我国暴雨的发生受三个大尺度方面的因子影响。第一是来 自印度洋和西太平洋的夏季风,中国大范围的雨季一般开始 于夏季风的爆发(华南要更早一些),而结束于夏季风的撤 退,降雨强度和变化与夏季风脉动密切相关。我国暴雨出现 的频率年际变化很大,这也与夏季风状况的年际变率密切有 关。第二,西太平洋和青藏高原副热带高压的位置决定了中 国主要雨季的季节移动。暴雨常出现在100hPa高压和120ºE 处副高比常年更偏北的位置上,如1962。1965,1968,1969 和1970年,如果100hPa高压位置比常年偏南,则长江流域一 般出现干旱。
中尺度对流复合体的特征
物理特征 尺度 A——小于-32℃的红外温度的云区面积必须大于106km2 B——小于-52℃温度的内部冷云区的面积≥5×104km2
开始时
尺度定义A和B首先满足
生命期
最大范 围 外形 结束时
满足尺度定义A和B的时期≥6小时
连续的冷云区(红外温度≤-32℃)达到最大尺度 椭圆形,在最大范围时刻偏心率≤0.7 尺度定义A和B不再满足
中尺度对流系统(MCSs)是有组织完好的,中— 尺度(200-2000Km)的对流系统,它的外形近于 呈椭圆形,边缘平滑。MCSs在中国经常出现。如 在华南前汛期和梅雨期间。下图是MCSs的全球分 布(引自Richad Johson 的图,WMO季风会文集)
MCC locations based on 1980s satellite data for JJA in the northern hemisphere and DJF in the southern hemisphere. Outgoing longwave radiation (OLR) values are shaded. From Laing and Fritsch (1997).

中尺度对流系统mcs定义

中尺度对流系统mcs定义

中尺度对流系统mcs定义
(原创实用版)
目录
1.中尺度对流系统的定义与特点
2.中尺度对流系统的分类
3.中尺度对流系统的影响与应用
正文
一、中尺度对流系统的定义与特点
中尺度对流系统(Mesoscale Convective Systems,简称 MCS)是指一种在水平和垂直尺度上都相对较小的天气系统。

它的水平空间尺度为100~103km,垂直尺度为 10km 左右,生命期大多为几小时至 1 天以内。

相较于大尺度系统,中尺度对流系统的气象要素梯度更大,天气现象更为强烈。

二、中尺度对流系统的分类
中尺度对流系统可以根据其特征和生命周期进行分类,一般可分为以下几种:
1.短生命周期对流系统:生命周期在几小时至 1 天以内,通常伴随着强烈的对流现象。

2.持续性对流系统:生命周期较长,可达数天,对流强度相对较弱。

3.爆发性对流系统:对流强度突然增强,形成剧烈的天气现象,如雷暴、大风等。

4.季风对流系统:受季风影响形成的中尺度对流系统,主要出现在夏季。

三、中尺度对流系统的影响与应用
中尺度对流系统对天气预报和防灾减灾具有重要意义。

由于其强烈的对流特性,中尺度对流系统往往伴随着短时强降水、雷暴、大风等剧烈天气现象,容易引发洪涝、山洪、泥石流等灾害。

因此,对中尺度对流系统的监测、预警和预测是气象业务中的重要环节。

在实际应用中,中尺度对流系统的研究可以帮助提高天气预报的准确性和预警效果。

通过对中尺度对流系统的深入分析,可以更好地理解其对大尺度天气形势的影响,从而提高天气预报的技巧和能力。

大气运动的稳定性理论

大气运动的稳定性理论
我们又知道,大尺度运动是准水平无辐散的,故有正压涡度方程
d h ( f ) 0 ( V )( f ) 0 dt t
-----(12.31)
要讨论正压不稳定,就要设基本西风气流有水平切变: u u ( y ) 则要考虑(x,y)平面,用微扰法,设 u u ( y) u' , v v' 则 ' dy '
,当 k kc 时 波动不稳定
14
2 2 2 ( u u ) 1 2 1 2 由于k ,也可定义临界波长Lc , L Lc 不稳定。 g ( 1 2 )(1 2 ) L
当然,由状态方程 p RT 有 1
2 T T ( u u ) 2 故也可用温度表出Lc 1 2 1 2 , L Lc 波不稳定 g (T2 T1 )(T2 T1 )
对于(12.1),设 c cr ici ,则有:
f Aeik[ x(cr ici )t ] Aekcit eik ( xcr t )
可变振幅
——(12.2)
3
定义:若
ci 或 i 增长 发展 不稳定 0, 则波幅随t将指数 ,波动将 , 称波动是 的; 衰减 衰减 稳定
g ( 1 2 ) 1 2 (u1 u 2 ) 2 0 k ( 1 2 ) ( 1 2 ) 2
——(12.27)
当 u1 u2 ,且 1 2 (下轻上重) 波不稳定 当 1 2 而 u1 u(无上下密度之分,称纯风速切变波) 波动不稳定 2 实际上,风速切变总是起不稳定作用
P P , 2 (界面上 p1 p2 ,合为p)。 RT1 RT2

中尺度孤立对流系统

中尺度孤立对流系统
• 多单体风暴中的单体呈现有组织的状态,这与新 单体仅出现在一定的方向上有关,否则,便会呈 现无组织的形态。
• 在多单体风暴中,个别单体的传播可能有三种不 同方式:
1)个别单体向平均风左侧传播; 2)个别单体向平均风右侧传播; 3)个别单体随环境风移动。
9
多单体风暴(续)
当环境受强气流控制时, 风暴运动取决于平流;
观测表明,一个龙卷风暴可能包含几个不同尺度 的涡旋。
14
超 级 单 体 风 暴 : 龙 卷
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超 级 单 体 风 暴 : 龙 卷
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超 级 单 体 风 暴: 龙 卷
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超 级 单 体 风 暴 龙 卷
18
中尺度孤立对流系统
• 5. 下击暴流
对流风暴发展成熟时,会产生很强的冷性 下沉气流,到达地面时便形成风速达17.9m/s (~8级)以上的灾害性大风。Fujita等将这种局 地强烈下沉外流气流称为下击暴流 (downburst)。
中尺度对流系统
• 中尺度对流系统(MCS)泛指水平尺度为102000 km左右、具有旺盛对流运动的天气系统。
0
中纬度常见的中尺度对流系统的分类
• 按天气现象分类: 暴雨、暴雹、飑线
• 按系统结构分类: 孤立对流系统、带状对流系统、中尺度对流复
合体(MCC) • 按运动状态分类:
移动性、静止性和准静止性对流系统
1
中纬度常见的中尺度对流系统的分类
• 孤立对流系统: 普通单体雷暴、多单体雷暴、超级单体风暴、
龙卷风暴以及小飑线; • 带状对流系统:
飑线、锋面中尺度雨带; • 中尺度对流复合体
2
第四章 中尺度孤立对流系统
3
中尺度孤立对流系统

微尺度对流传热

微尺度对流传热
微型热管理模块
在微电子封装中,通过微型热管理模块实现热量快速传输和均匀分 布,提高封装可靠性和稳定性。
在生物医学领域的应用
1 2
生物芯片的热管理
在生物芯片中,利用微尺度对流传热技术,实现 快速、均匀的热流传输,提高生物实验的准确性 和可靠性。
微型冷却系统
在医疗植入物和精密手术器械中,利用微型冷却 系统降低设备温度,提高手术安全性和效果。
加强实验研究
发展更为精密的实验测量技术,提高实验结果的准确性和 可靠性,为理论研究提供有力支持。
注重实际应用
在研究过程中,注重与实际应用相结合,将研究成果转化 为实际生产力,推动微尺度对流传热技术的实际应用和产 业化发展。
感谢您的观看
THANKS
采用多物理场耦合求解方法,综 合考虑流场、温度场、应力场等 物理场之间的相互作用。
03
微尺度对流传热的实验研 究
实验设备与技术
微通道反应器
用于模拟微尺度流动和传热过程,具有高精 度和高通量的特点。
微流体芯片
用于研究微尺度流动和传热特性,具有微型 化、集成化和高灵敏度的优点。
光学显微镜
用于观察微尺度流动现象和测量流速、温度 等参数,具有高分辨率和高精度。
应用前景
探讨微尺度对流传热在微型热力系统、 微电子散热、生物医学等领域的应用 前景。
04
微尺度对流传热的应用
在能源领域的应用
微型热力发电
01
利用微尺度对流传热原理,将热能转化为电能,为微型设备提
供动力。
高效散热设计
02
在紧凑型电子设备中,通过优化微尺度对流传热路径,提高散
热效率,延长设备使用寿命。
VS
研究现状
目前,研究者们在实验和数值模拟方面取 得了一系列重要成果,对微尺度对流传热 的机理和规律有了更深入的认识。同时, 研究领域也在不断拓展,涉及到更多实际 应用背景的问题。

第三讲 part1 大气静力不稳定

第三讲 part1 大气静力不稳定
气块是大气的一部分,初始状态与同高度上的其 它大气并无不同,但当它在假设停滞不动的环境 大气中做垂直位移时,就成为了独立的个别部 分。
气块在任一时刻都处在平衡态,气体的状态方程 和热力学第一定律适用。
干部学院 章丽娜
气块法假定
(1)绝热条件:气块在升降中做绝热变化,与外界始终无热量和质量交 换。
转化成真实的不稳定
干部学院 章丽娜
对流性不稳定和条件性不稳定比较
【不同点】 触发机制,天气特征
对流性不稳定:需要有天气尺度系统(如锋面) 的配合或地形的抬升作用。造成的对流性天气往 往比较剧烈,水平范围也大。
条件性不稳定:除了上述触发机制外,局地的热 对流或动力因子对空气的抬升也可以将不稳定释 放,从而造成局地性的对流天气。
γ = − ∂Te
∂z
环境温度随高度变化
Te = T0e − γ dz
干部学院 章丽娜
气块的垂直温度递减率
湿空气上升单位距离、温度降低的数值
γ ' = − dT '
dz
干绝热递减率 (未饱和)
湿绝热递减率 (饱和)
气块温度随高度变化率
γ d ≈ 1°C /100m
近地面
γ s 对流层中部
对流层上部
γ
γ
γ
干部学院 章丽娜
γγ
4、对流性不稳定
气块理论——气层本身是静止的。实际大气常被整层抬升 (如气流过山,空气沿着锋面抬升)
不论气层原先的层结稳定性如何,在其被抬升达到饱和 后,如果是稳定的,称为对流性稳定,如果不稳定,称为 对流性不稳定,如果中性,称为对流性中性。
上干下湿的条件性稳定气层,甚至是绝对稳定的气层(如 有逆温),经过整层抬升,可能变为不稳定。
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d
大气科学,2008
可以一般地分析静力不稳定.前面讨论了在大气中 发生垂直位移后未饱和及饱和空气块处于稳定/不稳 定或中性条件.在稳定条件下,当一个空气快被向上或 者向下位移,然后让它自由(即去掉引起它原始位移的 力),空气快就会回到它原来的位置.一个相似的情况 在下图(图a)中给出,在其中,一个球原来位于谷中的 最低处.如果把那个球在任何方向位移,然后再把它放 开,它将回到其在谷底原来的位置. 在大气不稳定状态下,一个向上或向下被位移了的 空气快,然后让它自由运动,那么它将分别向上或向下 运动.在图b 给出了一个类比的例子.在其中一个球初 始时位于小山顶上.如果把球在任何方向位移,然后放 开它,它将滚下山坡. 如果在中性大气中的一个空气快被位移,然后让它 自由运动,那么它将留在位移的位置不动.可与此情况 相类比的是在平坦的面上的一个球.如果球被位移,然 后再让它自己运动,那么它将保持不动.
所谓对称稳定实际上是大气中垂直方向上
的静力稳定度和水平方向上的惯性稳定度相结合
而产生的一种大气在倾斜方向运动的稳定度判据。
湿润大气静力稳定度(对流不稳定)。判据前面 已说明,即
se 0 (不稳定)或 p se (稳定与 0 p
中性)。对称不稳定的关键是惯性稳定度。所谓
惯性稳定度是指在一个平衡的(如地转平衡)风
静力不稳定
• 实际温度递减率为 ,干绝热递减率为 d.对于位于0点的未 饱和空气如被抬升到A点,(图a),温度以 降低到TA而周围 大气以降低到TB,这时TA小于TB.由于气块立即调整使其压 强等于其周围的压强,则根据理气体方程(P= RT )可知, 较冷的空气其密度必然比周围较暖空气更重.因此空气块有 回到其原来位置的倾向.由于惯性运动的作用当气块回到0 处并继续向下运动(图a)它将变得比周围空气暖因此有上升 回到原高度的倾向.在上述情况下,气块都受到一个回复力的 作用,结果在使气块在起始点产生振荡,即浮力振荡.而气块 垂直混合则受到抑制,因而, < d是未饱和空气处于稳定层 (或正的精力稳定度)的条件.如果 d - 越大,回复力越大, 静力稳定也越大.若 > d (图(b)),一个自0点向上运动的未 饱和空气块,在到达A点时温度将比周围高.由于密度比周围 低,将在浮力作用下继续上升,同理,向下运动的气块将比周 围冷,气块将继续下沉.这是不稳定状态.但这种不稳定状态 通常难以维持很长时间,因为一旦形成,其不稳定性将因强烈 的垂直混合而很快消失.
图3.2 比湿增加对对流温度(T1,T2),LCL, CCL的影响(取自Bluestein, 1993)
图3.4 对流有效位能(CAPE)的确定 (Bluestein, 1993)
图3.5 Showalter指数(SI)与抬升指数(LI)的 计算(Bluestein,1993)
3.3
对称不稳定与中尺度对流雨带
静力不稳定与静力平衡的关系
在(x,y,z)坐标系中,运动方向和垂直分量为:
dw 1 p g +科氏力+摩擦力 dt z
对大尺度运动,科氏力和摩擦力项可忽略,加速度项也 比右边前两项小得多, 故也可忽略, 结果垂直方向的气压梯 度力与重力平衡,其精度在 1%误差范围内。即有:
1 p g 0 z
王建中博士曾用CSI判据研究过华北一次暴 雪的形成过程。 最近,沈新勇博士导出了斜压基流中对称 不稳定条件:
上式
对于开尔文—赫姆霍兹不稳定(切变不稳定), 请参考教科书中P102-104。 K-H波列的强度正比于速度差值。虽然K-H波 在一般的夜间边界层中总是存在,但几米秒-1的速 度差不会对飞机形成危险。最强的K-H波一般发生 在高空急流附近或强山脉波处,这两者都能在局地 产生强切变以引起不稳定。有人曾观测到一个 500hPa上的切变不稳定区是由不到1km厚度层中约 50m/s的速度差产生的。这时不稳定波有几公里长, 乱流很强,达到通常只有在强雷暴中才能看到的程 度。K-H不稳定对于暖区中尺度雨带的形成也很重 要。最近的研究表明,某些暖区雨带的发生源在冷 锋上,回波单体由锋线向外沿高空风连续传播。冷 锋区与地面相交处的开尔文-赫姆霍兹不稳定是锋上 发生源的可能机制。
Palmen与Newton(1969年)指出,位势不稳定是指对流不 稳定( se 0或 w 0)和条件不稳定( m)的结合。这 z z 时考虑的是一深厚气层。在这样一种层结中,只要通过抬升 或降水的蒸发使其达到饱和,建立的温度递减率超过湿绝热 递减率,就会出现位势不稳定。其条件是 w或 se 或静力能 量 c pTv gz Lq 随高度减小及 m 。位势不稳定常常是 由相对湿度随高度的减小造成,主要又决定于低层相对湿度 的大小。当低层接近饱和时或为饱和层,位势不稳定明显。 这实际上相当于气层的条件不稳定不变或少变(温度随高度 的递减率不变)而使气层的对流不稳定变化,从而使位势不 稳定发生变化。从这个定义上讲,位势不稳定等于对流不稳 定。
与气压场中,如果气块受外力作用,偏离了它原
来的平衡位置,如果气块能在扰动之后再回到原 来的平衡位置,则此大气是惯性稳定的,否则是 不稳定的。
说明位势不稳定的示意图
实线: 线 虚线: 线 M
图3.6 对称不稳定条件下位温和绝对角动量的y-z剖 面示意图。沿着或平行于点1和点2间连线运动的 气块是对称不稳定的。
静力不稳定与静力平衡的关系
如果 ,该单位空气块比周围空气轻,则 F>0,空气 块在浮力作用下上升,可以产生加速度,即:
d 2 z dw F ( ) g dt dt 2
因为气块与环境空气处于同样的高度,它们的压强处处相 等。用 P RT 可得
对称不稳定是说明中尺度雨带与雨团形成的 主要不稳定机制。这种雨带多发生在锋面附近和 锋前暖区中。它们一般是发生在斜升的上升气流 中,而不是垂直上升的气流中。中纬度斜升对流 或非对流系统降水是中国主要降水(包括降雪) 的一种形式。 当大气处于弱的层结稳定状态时,虽然在垂 直方向上不能有上升气流的强烈发展,但在一定 条件下可以发展斜升气流,这种机制称为对称不 稳定。它可以用来解释与锋面相平行的中尺度雨 带的形成和发展。
在具有风的垂直梯度和/或浮力的水平均匀流中 有三种不稳定性能够增长。第一是浮力不稳定,二 是惯性浮力型不稳定,又称对称不稳定,三是切变 型不稳定,又称开尔文-赫姆霍兹不稳定波。第一和 第三种不稳定的尺度为几十到几千米,产生的主要 是对流层中观测到的小尺度乱流、积云单体以及小 涡旋等。第二种不稳定的尺度为几十到几百公里, 一般认为这种不稳定是产生许多雨带与雪带的直接 原因。这种雨带和雪带通常出现在暖锋和锢囚锋区, 是一种中尺度系统。因而对称不稳定问题受到明显 的重视。
高等天气学系列讲座
(2011年春季)
第三讲 中尺度对流不稳定理论 与有组织对流对预报的影响
丁一汇 国家气候中心
3.1大气的稳定性与中尺度不稳定类型
设想全球大气有两种初始状态,其间的差别甚 小。如果在它们在演变中这两种状态的差别变大, 则可认为大气是不稳定的,例如不同年份的同一天 的大气状态可能就是如此。从这个意义上讲,大气 总是被认为是不稳定的。 稳定性与大气的可预报性是密切有关的。例如 对于周期性的稳定流动,是不难预报其演变的,但 对于一不稳定流相对来说则是不可预报的,因为初 始状态不完全清楚。前面已经指出,大气是明显不 稳定的,故也应看作最终是不可预报的。尽管如此, 在一般不稳定流场中某些方面或某些地区可以是局 地稳定的,因而是可预报的(如潮汐,局地海陆风 等)。
1 1 dw T g g (T T ) T 1 dt T T
如气块温度比环境温度高,则气块向上加速。 上述结果表明,静力平衡近似对于大尺度运动是完全成立 的。但是如果一旦气块的温度或密度受到扰动(加热或冷却) , 就会产生浮力,产生静力不稳定。气块具有向上或向下的加速 度,但扰动一般是发生尺度较小的地区。因而静力不稳定也主 要是对中小尺度系统。它不但不违背阿基米德原理,而且完全 符合这个原理。
如果考虑一个未饱和的单位体积空气块,其密度为 , 温度为 T ,环流的密度为 和 T,施加在该空气块上向下的 力为 g 。根据阿基米德原理,作用在该气块上的浮力等被 该气块排开的同体积空气重量,即 g 。因此作用在该单位 体积气块上的净向上作用力为:
F ( ) g
逆温层把低层湿层和上ຫໍສະໝຸດ 干层分开,可建立强位 势不稳定层图3.1 1974年6月17日08时南京探空曲线(B)和徐 州探空曲线(A) 实线:温度,虚线:露点 (取自杨国祥等,1977年)
位势不稳定层结的建立主要取决于高低层水 汽和热量平流的差异。即高层冷平流,或干空气 平流,低层是暖平流或湿空气平流,或中低层比 上层增暖更明显。要造成明显的平流差异应具备 两个条件,即要有明显的垂直切变和明显的水汽 和温度差异(即 sc 差异大)。 在有些情况下平流不是造成位势不稳定的主 要原因,而是以地面加热为主,这常出现在夏季 长期由热带海洋气团控制的地区或雨后比较湿润 的地区。 低层湿度的增加是非常重要的。由下图可见 它可影响对流温度,对流凝结高度(CCL)和抬 升凝结高度(LCL)。
如果一个空气块处于条件性不稳定,并被抬升到某 一高度,然后然让他自己运动,那么它将回到原来的位 置.然而,空气快被抬升到超过一定高度(即自由对流 高度),然后让它自己运动,那么.它将会继续上升.这种 情况的一个类比在图(d)中给出,在其中,一个球被位 移至位于小山丘左侧的点A,球将滚回到它原来的位 置.但如果把球位移到小山丘另一侧的B点,那么球就 不会回到他原来的位置,而是滚下小山丘右侧. 应该注意,在该图给出的类比中,在球被位移以后作 用在球上的力,只有永远指向下的重力.与此不同的是, 作用在空气块上的力既有重力又有浮力.重力永远是 指向下的,但浮力既可向上也可向下,取决于空气块密 度比环境空气密度小或大.
但用实际天气资料进行不稳定判断时,可把气 块先沿 M 面上升,开始凝结,以后发现如果它比其 环境暖,则认为满足对称不稳定条件。条件对称不 稳定分析对于了解中尺度降水带的形成是很重要的。 根据过去许梓秀等对京津冀地区33次冷锋降水过程 的研究,有31次在冷锋前部暖区中有中尺度雨带活 动,其中平行类约占全部暖区雨带的50%。计算表 明,这类雨带形成和发展的一种可能机制就是条件 对称不稳定。因而对称不稳定是锋面附近暴雨和强 对流发展的重要物理机制,它解释了静力稳定大气 中强对流天气和暴雨发生的可能原因。
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