第一章

天气系统的尺度划分

天气尺度分类的方法：经验、理论和实用

1. 经验分类法
   
2. 实用分类法
   
3. 理论分类法
   
   

中尺度大气运动的基本特征

1. 时空尺度和动力基本特征
   
   
2. 气象要素梯度大、天气变化剧烈
   
   
3. 地转偏向力和浮力的共同作用
   1. 大尺度运动大范围准水平运动
      地转偏向力作用明显
      浮力作用可以忽略
   2. 小尺度垂直运动
      地转偏向力作用可以忽略
      浮力作用明显
   3. 中尺度水平强旋转和垂直强位势运动
      地转偏向力和浮力都需要考虑
4. 质量场和风场的适应过程
   地转适应：大气大尺度运动由非地转平衡状态调整到准地转平衡状态的动力过程
   

描述中尺度运动的方程组

1. 在惯性坐标系中气块收到哪些力的作用？
   答案：地心引力、气压梯度力、摩檫力
2. 在非惯性坐标系（旋转坐标系）中气块收到哪些力的作用？
   答案：真实力（地心引力、气压梯度力、摩檫力）+视示力（惯性离心力+地转偏向力）
3. 旋转坐标系中牛顿运动第二定律的表达式：
   

   尺度分析

   

   运动方程

   除保留方程中数量级最大的各项外，还保留比最大项还小一个量级
   
   
   垂直方向的地转偏向力一般较小，气块主要受到水平地转偏向力的作用
   通常情况下垂直速度很小
   相对于其他作用力，气块摩檫力相对较小

   热流量方程

   
   

   简化的原因

   

   热力学变量的尺度分析

   
   
   

   中尺度方程组简化

   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   

第二章

地形性中尺度环流

地形波的定义：气流过山所引起气流波动称为地形波
地形波对飞行安全的影响：背风波中下降气流的垂直速度通常为5~10m/s，有时可能更大，飞机进入这种波动气流后，往往在一两分钟内可下降几百米高度，而后又上升，如此反复多次，在夜间或云中飞行尤其危险。
地形的抬升作用：

地形波的分类：

背风波

当空气被山脉强迫抬升后，在稳定层结构中，由于重力的作用，使气块回到初始位置，这样空气产生的垂直振荡，并沿水平气流向下游传播波形，这样在山脉背风侧形成的地形波，称为背风波

背风波对天气的影响：降水、强对流、下坡风
很多地方背风面的降水量和冰雹多余迎风面的现象
触发对流、加强对流天气

垂直风切变

下坡风

1. 空气越山后在背风侧的山脚附近造成局地强风，称为“下坡风”(Downslope winds)
2. 下坡风的灾害性：
   风速：风速一般5-45m/s，有的甚至高达64m/s，风速增加往往非常突然
   时间：强风常常可持续4-8小时，有的可达16h以上
3. 下坡风常与水跃型背风波相联系
   
   地面大风形成的原因：（a）中层动量下传;2）负浮力加速作用
4. 下坡风与大尺度天气系统
   高空：深厚的冷槽，槽前有较强的冷平流，中低伴有逆温层；
   地面：山脉两侧有加大温差和气压差
5. 下坡风形成的物理机制复杂，目前认为有以下原因：
   • 与水跃型背风波直接联系
   • 由低层逆温层的阻塞和大振幅背风波造

大气涡街

1. 大气涡街的定义
   在一定的大气条件下，尾流中发生的涡旋列，称为大气涡街。（在一定的大气条件下及特殊地形条件（海岛、山峰）背风面的湍流区，发生的涡旋列，称为大气涡街。）
2. 尾流的定义
   处于相对于气流运动实体背后的湍流区，叫做尾流，常在海岛、山峰的背风面形成尾流。
3. 湍流现象
   湍流是流体的一种流动状态。当流速很小时，流体分层流动，互不混合，称为层流；逐渐增加流速，流体的流线开始出现波浪状的摆动，摆动的频率及振幅随流速的增加而增加，此种流况称为过渡流；当流速增加到很大时，流线不再清楚可辨，流场中有许多小漩涡，称为湍流，又称为乱流。大气湍流是大气中的一种重要运动形式，它的存在使大气中的动量、热量、水气和污染物的垂直和水平交换作用明显增强，远大于分子运动的交换强度。
4. Karman涡街的特征
   
5. 大气涡街发生的典型天气条件
   低层逆温层有一个低层逆温层，地形的顶部正好在逆温层上方
   基本气流稳定的（不能忽大忽小），风速约10m/s

热岛环流

1. 由于岛屿陆地和海洋的温差，产生的局地环流，称为热岛环流
2. 热岛效应：由于局地温差而产生局地环流的效应统称为热岛效应。
3. 城市热岛效应定义：由于城市大量建筑和人类活动，热传导率和热容高于郊区和农村，从而造成城郊之间的温差，而产生局地环流的效应，称为城市热岛效应。
4. 城市热岛效应的形成与盛行风速和天空状况有密切关系
   当风速大到一定值时，由于强通风条件下，热量交换快，温度差异减小，导致热岛强度减弱甚至消失
   热岛现象消失的临界风速值，称为极限风速
   极限风速大小和城市规模成正比：大、中、小城市10m/s、8m/s、5m/s
5. 城市热岛效应的影响
   • 城市热岛环流可以使污染物在城市上空聚集；
   • 影响低层气温分布
   • 对天气条件的一些变化包括：降水分布、云量、雾的存在

海陆风

1. 海陆风是一种在海岸附近因海陆热力性质差异而产生的中尺度热力环流

2. 海陆风的特征：

   • 一般深度为100-1000m，海陆风由于仅仅受一日的热力变化影响，其强度较弱，一般只能深入陆地20~50公里，并且在天气平静时效果较显著，在受强天气控制时无法生成。
   • 白天陆面加热快，水面相对冷，吹海风，晚上陆面降温快，水面相对暖，吹陆风。
   • 海陆风在靠近海岸处最强，越远离海岸，其强度越弱

3. 发生时间：12时海风开始，15时海风最强；03时陆风开始，06时陆风最强

4. 风向不是固定的而是随时间旋转

5. 海陆风的影响：

   • 海陆风可造成气象要素的明显变化。
   • 海陆风发生时，其前沿形成类似于锋面的气象要素不连续线，称为海风锋或陆风锋，可触发强对流天气

山谷风

1. 山谷风的定义：因昼夜交替过程中山坡-山谷和山地-平原间的气温差，而形成的局地环流。白天山谷由于无法受到阳光照射，升温较慢，形成冷源，空气向山头移动，山谷地区形成下沉气流，称为谷风；夜晚山头散热更快形成冷源，空气向山谷移动，山谷由于动力作用形成上升气流，称为山风。
2. 山谷风的特征：斜坡和自由大气之间的较小温差可以产生较大的坡风，风速和温差的关系式如下：
3. 山谷风的影响
   • 可导致温度等气象要素的变化
   • 风场的辐合线或切变线可触发对流天气，山谷地区易形成“夜雨”
     

第三章 自由大气非对流性中尺度环流

重力波

1. 波的定义：波是扰动在空间上传播的一种物理现象，传递路径上的其他介质也作同一形式振动，但不会传递介质。除了电磁波、引力波能够在真空中传播外，大部分波如机械波只能在介质中传播。波速与介质的弹性与惯性有关，但与波源的性质无关。
2. 重力波的定义：重力波是静力稳定大气受到扰动后产生的振荡的传播，它的产生和垂直运动联系在一起，要求垂直速度不等于零。
3. 重力波形成的机制：重力波是静力稳定大气受到扰动后产生的振荡的传播。
   
   

重力波的分类

1. 重力外波也称为表面重力波，是指处于大气上下界的空气受到垂直扰动后偏离平衡位置，在重力作用下产生的波动。重力外波需要外部条件作用才能存在。
2. 重力内波是指发生在大气内波，由于层结作用或大气内部不连续面上，空气收到垂直扰动后偏离平衡位置，在净浮力作用下产生的波动。这种波动的回复力是浮力或重力，因此称为重力波。
3. 受大气旋转性的影响，重力外波和重力内波可转变为惯性重力外波和惯性重力内波。
4. 重力波又可分为移动性和静止性，山脉背风面出现的地形波，是一种静止性重力波它可向上伸展到对流层上部和平流层下部；移动性重力波通过时，会造成地面气压和风场的扰动。

重力波的性质

1. 重力波是一种垂直横波，质点振动方向与波的传播方向垂直，当这类波动水平传播时，空气质点做上、下移动。
2. 水平横波作纬向传播时，质点是作经向移动的，质点振动方向和波的传播方向都在水平面上。

重力波的垂直分布

重力波的垂直分布重力波可发生在大气层的各个高度上，低至近地面层，高至75-100km的高空，一般可分为以下三种类型。（a）大气高层重力波:高于20km的重力波,(b)大气主体重力波:大气层主体重力波500m-20km,(c)大气低层重力波:低于500m的重力波，通常为K-H波

大气主体重力波特征

重力波的动力学性质-重力波的位相传播各向异性

重力波位相/能量传播方向取决于波长：

1. 波长较长的重力波，位相传播接近于垂直方向，根据重力内波的相速度和群速度有正交性特点，因而能量的传播（群速度）方向接近于水平
2. 波长较短的重力波，位相传播接近水平方向，能量传播接近于垂直方向

群速度（group velocity），是指波振幅外形上的变化（称为波包）在空间中所传递的速度

重力波的结构

重力波的影响

1. 对流的作用：重力波出现在对流天气发展之前，触发机制的作用。当已经产生的对流区有重力波通过时，对流强度会出现周期性变化。在波槽后，对流发展，最强对流活动出现在波脊处，当下一个波槽接近时，对流强度减弱，以后当另一个波脊接近时，对流又重新加强。一般降水区位于低压环流的后部，与高压环流的前部。
2. 晴空颠簸：晴空湍流（clearairturblence，简称CAT），产生颠簸，影响飞行安全
3. 传输能量和动量：大气高低层能量和物质的交换；大气中不同尺度的之间的能量交换

重力波的发生发展

急流及其次级环流

急流（Jet Stream）的定义和分类

急流轴的空间分布特征

1. 急流带中心的长轴称为急流轴（定义），在三维空间中呈准水平，多数轴线为东西走向
2. 若急流和强烈发展的高空扰动相伴随出现，急流核可转变成南北向。

高低空急流的定义

1. 出现在对流层下部700hPa上下的急流称为低空急流，通常与强对流天气有密切联系。
2. 在对流层上部存在的急流，一般称其为高空急流，一般规定急流中心最大风速≥30m/s，具有强大的水平风速切变和垂直风速切变，其中水平切变为5m/s/100km，垂直切变5-10m/s/100km

中尺度高空急流

1. 高空急流是弯弯曲曲的环绕着地球，在某些地区因风速小于30m/s，而达不到急流的标准而出现中断。
2. 大尺度急流其水平长度达上万公里，水平宽度几百公里，厚度几公里。
3. 沿着狭长急流带的轴线上可能有多个风速的极大值中心，中尺度急流是指大尺度急流上的强风速段。

平直西风急流两测的涡度分分布

平直西风急流两侧地转偏差分布

急流出口和入口两侧地转偏差分布

急流附近的次级环流

高空急流的作用

1. 预报强雷暴或强暴雨天气时，应考虑对流层上层的高空辐散机制，高空急流是产生高空辐散的机制之一
   抽气作用（烟筒）：“烟筒”顶部的高空急流起着抽吸作用，有利于上升气流的维持和加强。
   通风作用（带走热量）：水汽凝结→释放潜热→对流云中上部增暖→气柱趋于稳定→抑制对流发展。高空急流→带走增加的热量→通风作用→有利于对流云的发展和维持。
2. 高空急流轴线内风速不均匀，有大风速核（急流段，Jet Streak）的传播。在大风速核的不同部位（入口、出口）的散度分布于对流发展联系密切。

低空急流

定义

1. 低空急流是指600hPa以强而窄的气流带，具有强烈的非地转特征，急流两侧产生气旋性和反气旋性涡度，常与强对流天气有关。
2. 实际中通常把低空850或700hPa等压面上风速大于或等于12m/s的西南风极大风速带称为低空急流。
   

   特征

3. 很强的超地转风，实际风速超过地转风20%以上
4. 具有明显的日变化，一般情况下，底层风速在日落时开始增大，日出前达到最大值，此时风的垂直切变也是最大。
5. 小的Ri值分布。在低空急流区内，Ri值往往很小，有时甚至是负值，使之成为一支不稳定的急流，这种情况有利于对流或中尺度天气的发展。
6. 强风速中心的传播，热量和水汽的中尺度最大值伴随风速最大值也沿急流轴传播。
   

   分类

7. 大尺度低空急流:大尺度低空急流与对流层低层的行星尺度系统相联系的基本气流，如东亚大陆夏季盛行的西南低空急流就属于此类，它是与季节相联系并随季节而移动。
8. 与扰动相联系的低空急流:这类低空急流一般所说的低空急流，中心高度在850-700hPa附近。维持时间较长，日变化较小，它的形成与天气系统的发展相联系。
9. 边界层急流:发生在大气边界层内，垂直风切变强，但水平风切变弱，而且有明显日变化。

作用

1. 通过低层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结
2. 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
3. 在急流轴的左前方是正切变涡度区，有利于对流活动发展

高低空急流耦合方式

方式一：高空急流入口区，低空急流轴与高空急流轴基本平行

方式二：高空急流出口区，低空急流轴与高空急流轴相交

高低空急流耦合对强风暴的发展作用

第四章 影响中尺度对流系统发生发展的因子

大气不稳定性

1. 一般雷暴对流产生的必要条件
   充足的水汽
   不稳定条件
   抬升触发条件
2. 强对流组织的有利条件：垂直风切变

大气稳定性的定义

大气稳定性是指处于某种平衡状态的气流在受到扰动后，扰动增长或减小的趋势

1. 若扰动随时间增长称为不稳定
2. 若扰动随时间减小称为稳定
3. 若扰动不随时间变化称为中性

大气不稳定分类

大气不稳定和对流的关系-静力稳定

静力稳定性定义

• 处于静力平衡的气块受到垂直方向扰动后，扰动的变化趋势称为静力稳定度
  1. 若气块受到回复力回到初始位置，则为静力稳定
  2. 若气块加速离开初始位置，则为静力不稳定
  3. 若气块能在新位置上又达到平衡，则为中性

大气不稳定和对流的关系-静力不稳定判据

静力不稳定的判据

• 处于静力平衡的气块受到垂直方向扰动后，扰动的变化趋势称为静力稳定度
  1. 若气块受到回复力回到初始位置，则为静力稳定
  2. 若气块加速离开初始位置，则为静力不稳定
  3. 若气块能在新位置上又达到平衡，则为中性

静力不稳定的判据-干绝过程

静力不稳定的判据-湿绝过程

大气不稳定和对流的关系-静力不稳定

条件性不稳定定义

指相对干空气是静力稳定的，而对饱和的湿空气是静力不稳定的情况，也称第第一类条件性不稳定

1. 条件性不稳定判据
   

对流性不稳定的定义

1. 对流天气一般发生在条件性不稳定的情况下。但有时在上干下湿的稳定层结条件下，如果有较大的抬升运动，也可能产生对流天气。在这种情况下，原先为稳定的层结经过抬升后变成条件性不稳定的了。
2. 把气层被整层抬升达到饱和时的稳定度称为对流性稳定度。不论气层原先的层结性(气温垂直递减率)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。

对流性性不稳定-代表情形上干下湿

• 对流性不稳定的判据
  

位势不稳定

条件性不稳定和对流性不稳定是一种潜在的不稳定，也称为位势不稳定

1. 很多强对流天气都发生在位势不稳定的情况下
2. 位势越不稳定，对流天气越强
3. 对流性稳定的气层抬升后可能变成层状云，而对流性不稳定气层被抬升后形成积状云。
4. 最可能产生强对流的是低层暖湿，高层干燥的具有对流性不稳定条件

位势不稳定能量与对流的关系

1. 不稳定能量的概念：指气层中储藏的可使单位质量空气块作上升运动的能量。通常用气块由该气层下底高度移至上顶高度受到的净举力f（浮力与重力之差）所作的功w来测定。
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   

大气不稳定和对流的关系-第二类条件性不稳定

第二类条件性不稳定Conditional instability of second kind(CISK)

1. 定义：小尺度积云对流与大尺度流场通过相互作用，使对流和大尺度扰动相互促进地发展，这种不稳定增长的物理机制称为第二类条件性不稳定。
2. 作用机制：大尺度扰动为积云对流提供水汽辐合和上升运动，积云对流释放的凝结潜热又成为驱动大尺度扰动所需的能量，这种正反馈作用使得小尺度积云对流和大尺度扰动都得到发展。
   

   分类

   基于低层气流辐合作用差异，CISK可分为以下三类：

3. 经典CISK->大尺度流场通过摩擦边界层的Ekman抽吸作用,为积云对流提供辐合作用
4. 广义CISK->同时考虑边界层摩擦辐合作用和变压风的辐合作用
5. 波动型CISK->重力波产生低层水平辐合作用

大气不稳定和对流的关系-惯性不稳定

定义

水平面上处于地转平衡的基本气流受到横向扰动后，扰动位移随时间变化的趋势。

1. 扰动位移随时间增大，为惯性不稳定
2. 扰动位移随时间减小，为惯性稳定
3. 扰动位移随时间不变，为惯性中性

判据

地转风（Geostrophicwind）是一种科氏力和气压梯度力平衡下产生的一种理论上的风。这个状况称为“地转平衡”，地转风的方向和等压线平行。

讨论

大气不稳定和对流的关系-对称不稳定

轴对称运动：沿着一个垂直的轴做对称运动

• 对称不稳定是一种轴对称扰动的不稳定性

  1. 轴对称运动随时间增强，称为对称不稳定
  2. 轴对称运动随时间减弱，称为对称稳定
  3. 轴对称运动不随时间变化，称为对称中性

• 气象中的轴对称运动
  

• 对称不稳定定义
  处于静力平衡和地转平衡的基本气流中，即使初始是静力稳定和惯性稳定的，但同时有垂直和横向扰动（倾斜方向扰动）时，可以导致浮力-惯性不稳定。由于这是一种轴对称扰动的不稳定性，所以叫做对称不稳定。

1. 惯性不稳定水平运动加强
2. 静力不稳定垂直运动加强
3. 因此倾斜运动加强，导致对称运动加强，从而为对称不稳定

判据

无限大气判据

大气考虑饱和潮湿大气，用湿球位温代替位温，湿位涡代替位涡

有限大气条件对称不稳定判据

实际大气不是到处都是湿空气，而是有限的一部分干，一部分湿，这样的大气称为有限大气。

对称开尔文-亥姆霍兹不稳定（K-H不稳定）

当密度不连续分界面上存在垂直速度风切变时，扰动形成重力波能否发展的问题称为开尔文-亥姆霍兹稳定度，简称K-H稳定度。切变线上某处切变涡度显著增强的现象称为K-H不稳定。

判据

风速垂直切变和对流的关系

• 风垂直切变对对流风暴传播的作用
• 风垂直切变对对流风暴结构的影响
• 风垂直切变对对流风暴分裂的作用

风垂直切变对对流风暴传播的作用

垂直风切变造成流体动压力，流体动压力梯度产生水平加速度，使云体发生倾斜，同时也产生垂直加速度，有利于顺切变一侧产生新的对流，而抑制逆切变一侧气流抬升。在云的前部低空有辐合，高空有辐散，产生上升运动，有利于新雷暴出现，这种过程有利于风暴在其前方不断再生并向前传播。因此风的垂直切变对强风暴系统的传播有重要影响。

对流的触发机制

干线

大气中可以触发对流的机制有锋、干线、重力波、海风锋、地形抬升、热力抬升、低空急流以及大气对称不稳定等。干线又称为露点锋，是水平方向上湿度的不连续线，其一侧空气干而暖，另一侧冷（或暖）而湿。

干线特征

• 水平空间尺度和时间尺度属于中尺度范畴，垂直伸展1-3km
• 干线附近的湿度梯度大，地面水平露点梯度5℃/km
• 湿空气上方有干暖盖，逆温层抑制不稳定能量释放

干线的形成

干线的形成与天气形势和、下垫面、湍流混合甚至天空状况等许多因子有关。

• 美国的干线形成与下垫面特征有关，在落基山东坡，其东侧受来自墨西哥湾的潮湿空气控制，西侧吹西南风，带来干燥的大陆空气，两种气团的交界形成干线。
• 天气尺度低压槽后部，盛行下沉气流，形成下沉逆温层，构成干暖盖，其与地面的交线就是地面干线

飑锋的定义和形成

• 飑锋又称阵风锋，位于雷暴云体冷性外流气流的前缘，常以风速增强和明显降温作为主要特征飑锋形成和下沉出流相关联
• 中层干冷空气夹卷，产生负浮力下沉
• 降水拖曳和雨滴蒸发助长下沉气流
• 下沉气流到底地面形成冷性雷暴高压，并向四周流出

飑锋基本特征

• 垂直高度较浅，导致观测回波较弱
• 阵性，因此飑锋也叫阵风锋

飑锋的影响

• 飑锋具有强风脉动现象，冷空气中100m以下有很强的垂直风切变。
• 触发不稳定能量释放

中尺度孤立对流系统

普通单体雷暴

• 雷暴：伴有强烈放电现象的对流系统称为雷暴。
• 对流单体：一个垂直速度>=10m/s，水平范围十至数十千米，垂直伸展几乎达到整个对流层的强上升区。
• 普通单体雷暴：只有一个对流单体构成的雷暴系统

基本特征

• 一般发生在夏季弱垂直风切变环境条件下，随5~8km高度的平均环境风移动，持续时间一般比较短，生命时间大致30-60分钟，常见的天气现象为闪电、雷鸣、阵风、阵雨。
• 单体雷暴的发展经历塔状积云、成熟、消散三个阶段。每个阶段的主要特征的差异主要表现在云内的垂直气流、温度和物态等几个方面

演变过程

• 单体雷暴的发展经历塔状积云、成熟、消散三个阶段。
• 每个阶段的主要特征的差异主要表现在云内的垂直气流、温度和物态等几个方面。

演变过程-塔状云阶段

演变过程-成熟阶段

演变过程-消亡阶段

多单体风暴

多单体风暴(Multicell Storms)是由一些处于不同发展阶段的生命期短暂的对流单体所组成的，具有统一环流的雷暴系统。

形成机制

• 在多单体风暴中每个成熟的单体可能都有外流，这些外流结合起来形成了的阵风锋。沿阵风锋的前沿有气流辐合，通常在风暴移动方向上辐合最强，从而促使沿阵风锋附近新的上升气流发展，然后每个新生对流单体又经历其自身的发展过程。
• 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。

结构特点

多单体风暴中有一对明显的有组织的上升和下沉气流，这和普通雷暴群不同。普通雷暴群也是由许多对流单体集合而成，但这些单体之间相互独立，并不构成统一环流。

超级单体风暴

超级单体风暴（super-cell storm）是指直径达20~40km 以上，垂直伸展到12-15km,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。

结构

超级单体内部有组织化的上升气流和下沉气流同时并存，上升气流来自对流层低层，到高层作气旋式扭转进入云砧区，下沉气流来自对流层中层，到达地面形成幅散出流。

• 超级单体垂直剖面超级单体的雷达观测：
  RHI（距离-高度显示器）上有穹窿（无或弱回波区）、前悬回波和回波墙等特征；
• 穹窿（无或弱回波区）:风暴中强上升气流（25-40m/s）处，由于强的上升运动使的水滴还来不急增长就被携带出上升气流，从而形成了弱回波区。若穹窿呈现为圆锥型的弱回波区，称为有界弱回波区（Bounded weak echo region,BWER）
• 回波柱：弱回波区附近的强下沉气流所在处，强降水发生在强回波柱内。
• 回波墙:弱回波区和强回波柱之间反射率梯度很大的地区称为回波墙。
• 前悬回波:弱回波区上方的向前伸展的强回波区称为前悬回波，即风暴的云砧，它包含大量的雹胚。
• 超级单体垂直剖面超级单体的雷达观测：
  PPI（平面位置显示器）上有钩状回波
  速度图上，低层有中气旋(Mesocyclone) 和低层辐合(Low-level Convergence),高层辐散中心。

龙卷风暴

产生龙卷的强风暴系统称为龙卷风暴（tornadic storm），它的风暴云十分高大并有明显的旋转性，通常是一种超级单体风暴。（强旋转性的超级单体）

• 龙卷：是指从对流云底向下伸展触地的高速旋转的漏斗状云柱（没有伸展触地的称为漏斗云），它是一种小型涡旋和小型的低压，其内部结构类似台风，中心为下沉气流，四壁为上升气流，强度可达45-100m/s.

结构(普通超级的单体的结构特点+上冲云顶+漏斗云)

超级单体垂直剖面超级单体的雷达观测：

• RHI（距离-高度显示器）上有有界弱回波区（BWER）、前悬回波和回波墙等特征；
• PPI（平面位置显示器）上有钩状回波,速度图上，低层有中气旋(Mesocyclone) 和低层辐合(Low-level Convergence),高层辐散中心。
• 中心上升气流最强处有一个上冲云顶，云底有一个旋转的漏斗云（中心为下沉气流，四壁为上升气流）
  

龙卷结构

• 龙卷的水平尺度在地面上直径一般在几米到几百米之间。垂直方向上有的可从地面伸展到母云顶部，有的从地面伸达母云中部。
• 风速极大，可达100~200m/s，内部为下降气流，外部是上升气流。 中心气压可低至400 hPa以上，甚至达到200 hPa。

形成有利大气条件

• 低的抬升凝结高度
• 较大的低层（0~1km）垂直风切变
• 强不稳定能量
  

下击暴流

下击暴流(Downburst）是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。

结构

下击暴流，到达地面时，形成直线水平幅散；触地后，向上卷起来，产生滚轴装的水平涡旋

分类

• 基于雷暴的降水量下击暴流可分为：干下击暴流和湿下击暴流
• 基于下击暴流的影响范围可分为：微暴流（Microbursts）和巨暴流（Macrobursts ）
  4公里以內是微暴流
  4公里以上为巨暴流

形成机制

下击暴流的形成和对流风暴云顶的上冲合崩溃有关

• 当对流风暴发展到成熟阶段时，上升气流在上升过程中，从高层大气中获得水平动量。随着上冲的高度增加，上升气流的动能转为位能（表现为重而冷的云顶）。

• 当云顶崩塌时，位能又转为下沉气流的动能。重、冷云团的崩溃取决于雷暴云下飑锋的移动。飑锋形成后加速朝前部的上升气流区移动，随着飑锋远离雷暴云主体，上升气流迅速消失，重、冷云团下沉，产生下沉气流。下沉气流在下降过程中吸收了巨大的水平动量迅速向前推进，当到达地面时，就可以形成下击暴流。

• 降水的拖曳作用

• 中层动量下传

• 中层干空夹卷，蒸发冷却产生负浮力

中尺度带状对流系统

定义和分类

• 带状对流系统：是指由对流单体侧向排列的中尺度对流系统。
• 常见的带状对流系统有飑线、锋面气旋中尺度雨带和台风附近的中尺度雨带等类型。

飑线

飑线是由许多雷暴单体侧向排列而形成的强对流云带，其水平尺度长、宽均约几十至上百公里，持续时间几小时至十几小时，伴有雷暴、大风、冰雹等，强降水等灾害性天气。

• 识别：强回波面积，强回波的长宽比至少5：1、持续时间30分钟以上

飑线的地面要素场的结构

• 飑线前低压：一般指飑锋前方的中尺度低压。其形成与飑线前方高层的补偿下沉气流引起的绝热增温可能有关系。
• 雷暴高压：飑线中每个单体成熟期都有地面冷丘及水平外流和阵风锋，所有单体的冷丘和阵风锋结合起来形成中尺度雷暴高压
• 尾流低压：雷暴高压后方的中尺度低压，该低压的形成与雷暴高压后部的尾流效应相联系。
• 飑锋/阵风锋：雷暴高压的边缘温度和气压梯度很大、风速和风向水平切变很强的地区称为飑锋，类似于锋面的结构。
• 飑中系统：指飑锋、飑线前低压、雷暴高压、尾流低压。一般在成熟阶段才同时出现。

飑线的地面要素场特征

• 飑线过境时，气压涌升、温度急降、风速剧增
   气压：飑线前低压、飑线后雷暴高压、尾流低压，飑线过境时气压涌升。
   温度：温度梯度大
   风：飑线的后向入流下沉至地面时形成出流，飑线附近有较强的风向水平切变

温带飑线的垂直剖面结构

飑线的结构和环境有密切联系，以下两种飑线在中纬度地区常发生

温带飑线的结构-后部建立型

天气形势：常发生在西风带槽前
形成过程：在飑线南端，风垂直切变形势利于新对流的发展，使飑线不断向前伸展；而在飑
线的北端，各单体不断衰亡，衍变为层状云，并沿高空风向东北方向延伸而形成大片砧云。
该类飑线的特点是砧状云伸向飑线前方，而在飑线后方没有层状降水区。
飑线的特点是砧状云伸向飑线前方，而在飑线后方没有层状降水区
垂直结构：中层上升气流具有逆切变倾斜，低层暖湿空气入流和中层干冷空气入侵以及飑线后方低湿球位温的下沉气流

温带飑线的结构-前导对流线和尾随层状云型

发生在垂直风切变相对较小的环境中，飑线的前方有一支迎着飑锋上升的由前向后的入流，到高层分裂成向前和向后的两支气流，其后部中层则另有一支由后向前的入流。在由前向后的气流中，由于老单体衰亡，形成宽广的尾随层状云区，其下方有明显的降水。

热带飑线的结构

• 热带飑线是由排列成带的成熟积雨云（对流区）和层状云组成的。在对流云带前方不断有新对流云生成，而在对流云带后方，老的对流云消亡，形成宽阔的尾随层状云区。
• 飑线前方低层有高温、高湿空气流入飑线对流云区，云顶可高达16一17km。尾随层状云区前范围可达200km以上。
• 层状区中的降水是水平均匀的，其上层的降水物主要是冰质点。这些冰质点来源于飑线前缘线上的对流单体。当飑线向前移动时，这些冰质点便相对地向后运动。一支由前向后的中层急流把冰质点带到尾随层状区中，在尾随层状云区中下降并融化，形成一个融化层，在雷达回波上形成一条亮带。

锋面气旋中尺度雨带

锋面气旋附近降水特征:锋面附近的降水和垂直运动十分复杂

不同尺度的降水区特征

• 观测研究表明，锋面附近的降水和垂直运动十分复杂，锋面系统中含有天气尺度降水区、中尺度降水区以及小尺度对流单体。天气尺度降水区中有中尺度降水区，中尺度降水区中有小尺度降水区存在。
• 降水系统水平尺度越小，持续时间越短，垂直速度和水平辐合越大，降水率越大。
• 降水的动力机制而言，天气尺度降水主要是由大尺度倾斜上升运动造成；中尺度降水是由中尺度环流造成；小尺度降水是由小尺度对流单体造成

暖输送带概念

在槽前辐合区的边界上通常可以看到一支狭长的云带。这是由低纬度低空对流边界层的暖空气在其逐渐向北、向上运行，升入到对流层中、高层时所形成的。由于这支狭窄的气流具有朝极地方向和朝上输送大量热量以及水汽和动量的作用，所以称为暖输送带（warm conveyor belt, WCB）。

冷输送带概念

冷输送带是指起源于气旋东北部的高压的外围，是一支反气旋式的低空入流。处在地面暖锋前面，暖输送带的下方。在地面暖锋附近因摩擦辐合而上升，形成云带。其作用是将把北方冷空气气向南方输送。暖输送带形成的云带和冷输送带形成的云带互相叠置形成了一个大的“入”形的特征云型。

暖输送带的一般特征

• 一般处在冷锋前，然后上升到地面暖锋上面，西边界清楚，东边界不太清楚；
• 暖输送带经常与一条低空急流相对应。活跃（湿）的低空急流伴随的暖输送带通常比不活跃（冷）的低空急流强。
• 暖输送带通常几千千米长，属于天气尺度系统

暖输送带两类基本模型：朝后斜升模式和朝前斜升模式

• 朝后斜升：指暖输送带抬升时具有一个朝向冷锋锋后的相对气流分量。在这种情况下，当暖输送带抬升时，它作逆时针地转向。
• 朝前斜升：指暖输送带抬升时具有朝向暖锋锋前的相对气流分量。在这种情况下，当暖输送带抬升时，作顺时针地转向。
• 前者相当于活动范围主要在界限分明的冷锋附近的情况，而后者则相当于活动范围主要在暖锋锋区附近的情况。

锋面附近的中尺度雨带分类

• 中尺度雨带粗略可分为三类：U型、L型和D型
   U型出现在对流层中上层的浅层对流，可细分为暖锋雨带、锋前冷涌雨带和冷锋雨带
   L型出现在对流层低层的浅层对流，可细分为窄的冷锋雨带和暖区小雨带
   D型而整个对流层的深层对流，可细分为暖区雨带和锋后雨带
   三者的差异：发生的层次和对流的高度
• U型雨带是和暖输送带顶上的对流层中层或上层的对流相联系的。
• L型雨带是一种暖区边界层现象。线对流则是一种特殊形式的L型雨带。

台风附近的中尺度雨带

台风的定义和分类

定义：台风是具有暖心结构的热带气旋性涡旋，热带气旋是发生在热带或副热带洋面上的低压涡旋。
热带气旋分类：按照强度可分为六个等级：热带低压、热带风暴、强热带风暴、台风、强台风和超强台风

台风的一般结构

• 台风中心为晴空区，称为台风眼
• 台风眼四周包围着一个深厚对流云环，称为眼壁；
• 眼壁外有螺旋式中尺度雨带，它在涡旋气旋的内部为内雨带；
• 在涡旋外部称为外雨带或台前飑线

台风眼壁雨带的结构

• 眼壁云区、反射率廓线和和最大切向风速线随高度倾斜
• 眼壁中为上升气流，台风眼区为下沉气流，眼壁区两侧均有水平气流向眼壁内流入，眼壁中的入流层只限于地面上1500m之内的层内,最大风出现在眼壁中

台风气旋的中尺度环流特征

• 低层气旋式辐合，高层反气旋幅散
• 台风眼下沉气流，螺旋雨带和眼壁暖湿上升气流
• 螺旋雨带之间的下沉运动
• 暖心和低压中心

台风气旋的中尺度环流特征

• 低层气旋式辐合，高层反气旋幅散
• 台风眼下沉气流，螺旋雨带和眼壁暖湿上升气流
• 螺旋雨带之间的下沉运动
• 暖心和低压中心