高等天气学系列专题讲座对流和降水天气系统第十二讲雷暴和强风暴模式与中尺度对流系统
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3丁一汇高等天气学 中尺度对流不稳定理论与有组织对流对预报的影响ppt课件
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）。
9
图3.2 比湿增加对对流温度（T1，T2），LCL，
CCL的影响（取自Bluestein, 1993）
10
11
图3.4 对流有效位能（CAPE）的确定
（Bluestein, 1993)
30
其原因在于大气运动方程的非线性性。也就是 说，纵使大尺度运动从观测上是十全十美，描述 其演变的微分方程完全了解并被精确求解，但未 知的小尺度运动会通过非线性作用影响大尺度运 动，给大尺度运动造成误差，并最终破坏预报。 这种影响的速度取决于小尺度流场的统计结构， 尤其是它的能谱。某些计算表明，对大于2km波长 的运动，由小尺度能量的增加所引起的不稳定大 约在1-2天内影响或破坏天气尺度的场，从而限制 了预报的准确率。
0703 0704 0705 0706 0707 0708 0709 0710
mm/h
2003年7月3-10日纬带平均（30-48°N）的降水率。左为雷达观测， 右是WRF模式模拟，4km分辨率，显示深对流，无对流参数化 （取自THORPEX科学报告）
38
OUTFLOW
Convection
MJO
JET
3
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
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图3.2 比湿增加对对流温度（T1，T2），LCL，
CCL的影响（取自Bluestein, 1993）
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图3.4 对流有效位能（CAPE）的确定
（Bluestein, 1993)
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其原因在于大气运动方程的非线性性。也就是 说，纵使大尺度运动从观测上是十全十美，描述 其演变的微分方程完全了解并被精确求解，但未 知的小尺度运动会通过非线性作用影响大尺度运 动，给大尺度运动造成误差，并最终破坏预报。 这种影响的速度取决于小尺度流场的统计结构， 尤其是它的能谱。某些计算表明，对大于2km波长 的运动，由小尺度能量的增加所引起的不稳定大 约在1-2天内影响或破坏天气尺度的场，从而限制 了预报的准确率。
0703 0704 0705 0706 0707 0708 0709 0710
mm/h
2003年7月3-10日纬带平均（30-48°N）的降水率。左为雷达观测， 右是WRF模式模拟，4km分辨率，显示深对流，无对流参数化 （取自THORPEX科学报告）
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OUTFLOW
Convection
MJO
JET
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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
丁一汇高等天气学 雷暴和强风暴模式及中尺度对流系统(MCC与MCS)
12.1 雷暴和强风暴结构模式
在强垂直风切变环境中发展起来的强风暴或强雷暴模式与一 般雷暴模式有明显不同，其主要特点是：（1）有一支倾斜 的上升气流，倾斜方向或沿盛行风方向，或逆盛行风方向， 使降水质点主要在上升气流的外面下降，而不致因降水拖带 作用使上升气流减弱。上升气流可以达到很强的强度（20～ 30ms-1）；（2）这种风暴能自己组织起来，使上升气流和 下沉气流长时期共存，而不像一般雷暴那样互相干扰。从而 可维持稳态结构，生命期达几小时，比一般雷暴生命史长得 多；（3）风暴得移动方向与平均风有明显得差异或偏离， 一般移向平均风的右侧。所以这种风暴也叫右移风暴。但是 也有一些是向左移动的。移动的速度一般比较缓慢；（4） 可以造成很激烈的天气，如冰雹、暴雨、大风、龙卷等。
图12.2 （a）强风暴雷达回波三层平面分布示意图；（b）龙卷雷暴近地 面气流平面分布图。粗线包围区是雷达回波。冷锋的符号代表流入暖空 气与流出冷空气的边界，并且画出了锢囚性阵风锋。细点阴影区代表上 升气流的低层位置。FFD与RFD（见文中说明）由粗点阴影区表示。T是 龙卷位置，相对于风暴的气流也给在图上（Lemon与Doswell，1979）
图12.1 超级单体的结构模式。细箭头：一个雹块的轨迹
在雷达观测上强风暴有许多明显的特征。在风暴的后方有钩 状回波，其前部有回波墙，回波墙之前为无回波窟窿或弱回 波区。在最前面是向前伸展的悬垂体（云砧），其中最主要 的特征是钩状回波和无回波窟窿。图12.2a是强风暴雷达回 波三层平面分布示意图。钩状回波中有强的上升气流，这是 龙卷常常形成的地区。目前主要就是根据强风暴中这种钩状 回波的特征来确定龙卷发生的位置和时间。钩状回波区的下 方常常是一个中尺度低压区，它有强的辐合。根据雷达观测， 这种钩状回波有一个发展过程：开始时作为一个悬垂物出现 于风暴后方，以后不断增长，相对于风暴呈气旋式旋转，最 后形成一钩状回波，整个过程约30分钟。图12.2b是产生龙 卷的强雷暴近地面气流分布图。可以看到在这种超级单体中 下沉流出是很重要的。前侧的下沉气流（FFD）由向下游的 平流与凝结物蒸发造成，它作为一种强低层旋转从动力上使 局地气压降低，吸引上方的空气下降，并产生风暴尺度的锋 面。这种锋面在中气旋中心处相交。龙卷一般产生在后侧下 沉气流（RFD）前方的上升气流中。随着RFD向前推进，冷 空气注入“锋面”锢囚点的上升气流中，以此使气旋减弱。
第10讲 中尺度对流系统发生的条件和天气学模型
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。
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。
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）
高等天气学讲座 对流系统
高等天气学讲座(2017年春季）
单元四：对流和降水天气系统
第十讲 对流系统
对流系统的分类
一、对流单体
➢ 一般单体 ➢ 多单体 ➢ 超级单体
二、中尺度对流系统(MCS)
➢ 飑线 ➢ 中尺度对流复合体
三、地形引起的对流系统
1、一般单体对流（single-cell convection体的移动
北半球几乎所有的强超级单体风暴都具有右移（且反时针 旋转，即气旋性旋转）的上升气流。直到20世纪80年代人们 还普遍认为这是科里奥利力影响的结果。但是通过数值试验， 人们现在已明确行星涡度对超级单体风暴上升气流的旋转作 用很小。
右移的风暴盛行是由于在有利于超级单体风暴形成的大尺度 场中，顺时针方向转的速矢端迹盛行，顺转扰动了对流上升 气流内部及附近的气压场，加强了右移风暴，抑制了左移风 暴。
新生和发展阶段的单体有活跃的上升气 流，在衰减阶段以下沉运动为主。
风暴内的上升气流起源于风暴前边界层 中，以后斜升到中高层。
各个单体以平均风的速度移动，整个多 单体雷暴的移动是各个单体的移动和传 播相叠加的结果。
多单体对流演变模型
左图：1999年5月20日在德克萨斯观测到的多单体对流系统 右图：对流系统以东约100km处风廓线仪观测的速矢端迹图 0-6km速度差为16ms-1。单体移动、单体传播、整个系统运动分别用紫 色、黄色、绿色矢量标出。可见，单体朝着西南方向传播，与朝东的 低层切变不一致。观测到的对流单体的传播似乎是环境场不均匀性的 结果，比如，对流单体与干线的相互作用，或者CIN的变化。
（大气科学，2008）
超级单体的分裂
超级单体风暴分裂示意图（直 线型速矢端迹情况）
(a) 在涡旋对左右两侧产生向上的 垂直气压梯度力（蓝色实心箭头）， 使得在风暴形成的30-60分钟内上升 运动分裂成两部分； (b) 降水和下沉气流（涡线朝下倾 斜）加强上升运动分裂，原本以上 升气流为中心的正负涡度对变成了 两组气旋－反气旋涡旋对，形成右 移风暴和左移风暴。“右”和“左” 指的是相对于深层切变矢量。 透明的蓝色箭头表示相对风暴的轨 迹。（b）中虚线的透明蓝色箭头表 示风暴分裂以后的相对风暴轨迹。
单元四：对流和降水天气系统
第十讲 对流系统
对流系统的分类
一、对流单体
➢ 一般单体 ➢ 多单体 ➢ 超级单体
二、中尺度对流系统(MCS)
➢ 飑线 ➢ 中尺度对流复合体
三、地形引起的对流系统
1、一般单体对流（single-cell convection体的移动
北半球几乎所有的强超级单体风暴都具有右移（且反时针 旋转，即气旋性旋转）的上升气流。直到20世纪80年代人们 还普遍认为这是科里奥利力影响的结果。但是通过数值试验， 人们现在已明确行星涡度对超级单体风暴上升气流的旋转作 用很小。
右移的风暴盛行是由于在有利于超级单体风暴形成的大尺度 场中，顺时针方向转的速矢端迹盛行，顺转扰动了对流上升 气流内部及附近的气压场，加强了右移风暴，抑制了左移风 暴。
新生和发展阶段的单体有活跃的上升气 流，在衰减阶段以下沉运动为主。
风暴内的上升气流起源于风暴前边界层 中，以后斜升到中高层。
各个单体以平均风的速度移动，整个多 单体雷暴的移动是各个单体的移动和传 播相叠加的结果。
多单体对流演变模型
左图：1999年5月20日在德克萨斯观测到的多单体对流系统 右图：对流系统以东约100km处风廓线仪观测的速矢端迹图 0-6km速度差为16ms-1。单体移动、单体传播、整个系统运动分别用紫 色、黄色、绿色矢量标出。可见，单体朝着西南方向传播，与朝东的 低层切变不一致。观测到的对流单体的传播似乎是环境场不均匀性的 结果，比如，对流单体与干线的相互作用，或者CIN的变化。
（大气科学，2008）
超级单体的分裂
超级单体风暴分裂示意图（直 线型速矢端迹情况）
(a) 在涡旋对左右两侧产生向上的 垂直气压梯度力（蓝色实心箭头）， 使得在风暴形成的30-60分钟内上升 运动分裂成两部分； (b) 降水和下沉气流（涡线朝下倾 斜）加强上升运动分裂，原本以上 升气流为中心的正负涡度对变成了 两组气旋－反气旋涡旋对，形成右 移风暴和左移风暴。“右”和“左” 指的是相对于深层切变矢量。 透明的蓝色箭头表示相对风暴的轨 迹。（b）中虚线的透明蓝色箭头表 示风暴分裂以后的相对风暴轨迹。
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。
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).
【资料】高天11讲-中尺度对流系统(mcc与mcs)和暴雨汇编
（取自杨国祥等）
通过一条理想化飑线的剖面图
大气科学，2008
中国的个例
（由俞小鼎提供）
2、中尺度对流复合体（MCC）与中尺度对流系统（MCSs）
在3~9月，在美国中部经常出现一种有组织的对流天气系统，这种系统的生 命史比一般的中尺度系统长，面积比一般中尺度系统大得多。现在这种系统 叫中尺度对流复合体（MCC）。在过去，这种系统一直未被揭示出来。下表 给出中纬度MCC的定义。这个定义是根据增强的红外云图上看到的一些物理 特征概括出来的。由它们的尺度和生命期可见，这种系统只限于是一些尺度 较大、持续的对流系统，在高空有大范围卷云砧区。并且系统的环流有可能 被一些天气尺度的高空观测网所观测到。大部分MCC云区的红外黑体温度 TBB≤－52℃，这一条件保证，系统应是很活跃的，并且降水出现在相当大 的地区。外形的判据是任意规定的，主要是把线状系统排除在MCC外。MCC系 统的尺度与个别雷暴相比则是非常大的。例如成熟气团雷暴表明，≤－32℃ 的平均冷云区的面积为700km2，更大一些的对单体风暴平均冷云区面积约为 1400km2，而MCC的冷云顶区面积100000km2，或者更大，即比个别雷暴面积大 两个量级。
高天11讲-中尺度对流系统 (MCC与MCS)和暴雨
1、飑线
飑线是一种传播性线状的激烈对流系统，其水平尺度在150～300km，时 间尺度在4～10h。飑线是强天气中破坏性最强和最大的，它可以产生强 风，雷暴，暴雨、冰雹等强对流天气。在地面气压场上飑线一般由两个 强地面气压系统，中高压和尾流低压构成。藤田早年把飑线的生命期分 为5个阶段，他指出，在初期阶段已经形成了一个强的中高压，在发展 阶段中高压在强度和尺度上都有增强。到成熟阶段，阵雨达到最大强度， 在中高压之后并形成尾流低压。在减弱阶段，降水与中高压皆减弱，但 是尾流低压达到最大强度。最后在残余阶段，尾流低压填塞消失。约三 十年之后，利用美国STORM－中部计划得到的较稠密的资料，基本肯定 了藤田发现的飑线内的中高压和尾流低压结构（下图）,并进一步揭示 了飑线内的前沿对流线/尾部层状云结构。飑线模式由前沿对流线，过 渡区（回波最小值区）与大范围的层状降水区组成。
通过一条理想化飑线的剖面图
大气科学，2008
中国的个例
（由俞小鼎提供）
2、中尺度对流复合体（MCC）与中尺度对流系统（MCSs）
在3~9月，在美国中部经常出现一种有组织的对流天气系统，这种系统的生 命史比一般的中尺度系统长，面积比一般中尺度系统大得多。现在这种系统 叫中尺度对流复合体（MCC）。在过去，这种系统一直未被揭示出来。下表 给出中纬度MCC的定义。这个定义是根据增强的红外云图上看到的一些物理 特征概括出来的。由它们的尺度和生命期可见，这种系统只限于是一些尺度 较大、持续的对流系统，在高空有大范围卷云砧区。并且系统的环流有可能 被一些天气尺度的高空观测网所观测到。大部分MCC云区的红外黑体温度 TBB≤－52℃，这一条件保证，系统应是很活跃的，并且降水出现在相当大 的地区。外形的判据是任意规定的，主要是把线状系统排除在MCC外。MCC系 统的尺度与个别雷暴相比则是非常大的。例如成熟气团雷暴表明，≤－32℃ 的平均冷云区的面积为700km2，更大一些的对单体风暴平均冷云区面积约为 1400km2，而MCC的冷云顶区面积100000km2，或者更大，即比个别雷暴面积大 两个量级。
高天11讲-中尺度对流系统 (MCC与MCS)和暴雨
1、飑线
飑线是一种传播性线状的激烈对流系统，其水平尺度在150～300km，时 间尺度在4～10h。飑线是强天气中破坏性最强和最大的，它可以产生强 风，雷暴，暴雨、冰雹等强对流天气。在地面气压场上飑线一般由两个 强地面气压系统，中高压和尾流低压构成。藤田早年把飑线的生命期分 为5个阶段，他指出，在初期阶段已经形成了一个强的中高压，在发展 阶段中高压在强度和尺度上都有增强。到成熟阶段，阵雨达到最大强度， 在中高压之后并形成尾流低压。在减弱阶段，降水与中高压皆减弱，但 是尾流低压达到最大强度。最后在残余阶段，尾流低压填塞消失。约三 十年之后，利用美国STORM－中部计划得到的较稠密的资料，基本肯定 了藤田发现的飑线内的中高压和尾流低压结构（下图）,并进一步揭示 了飑线内的前沿对流线/尾部层状云结构。飑线模式由前沿对流线，过 渡区（回波最小值区）与大范围的层状降水区组成。
第二讲-雷暴及其他对流性天气总结
二、雷暴活动的特征
雷暴的移动与传播
雷暴的传播：是指在原来雷暴的周围产生出新雷暴的现象。
结
论：一般雷暴移动方向与对流层中平均风的风向相
一致。强烈雷暴通常偏向对流层中层风之右。
天气系统雷暴的移动与天气系统方向相同。
“东闪日头，西闪雨”；“雷暴不过河,雷暴不过山”
雷暴的季节变化
一年中雷暴出现最多的季节是夏季(特别是在6、7、8月)，
(3)云体下半部较暗，并有中心黑暗区；云体上部边缘呈 黄色(云中已有冰雹形成)； (4)周围有旺盛的浓积云伴随； (5)有垂直闪电。 2. 较弱雷暴云的特征 (1)云体结构松散，砧状云顶有与下部云体脱离的趋势； (2)有水平闪电。
云中飞行时对雷暴的判断
1.根据无线电罗盘指针判断 2.根据通讯受的干扰来判断 3.根据天气现象来判断颠簸逐渐增强，大量降水和积冰 的出现，是飞进雷暴云的标志。
下击暴流(downburst)
定
义：能引起地面或近地面出现大于18米／秒雷暴大
风的那股突发性的强烈下降气流，称为下击暴流。
结
构：下击暴流在地面的风是直线风，即从雷暴云下
基本呈直线状向外流动，水平尺度为4～40千米。
微 下 击 暴 流：微下击暴流出现在下击暴流之中，水平尺度为 400～4000米，地面风速在22米／秒以上，下降气流速度可达 几十米／秒。
形成：它是在暖锋向前移动时，由暖湿不稳定空气沿暖锋上升而形成的。 在850hPa或700hPa上有切变线配合时，暖锋上才比较容易出现雷暴。 特点：与静止锋雷暴相似。
暖锋雷暴在一天中的任何时刻都能出现，但夜间出现更多些。
2.冷涡雷暴 北方冷涡雷暴: 常出现在我国东北和华北地区，出现时，天气
变化很突然，有明显的日变化，多出现在午后 或傍晚。 南方冷涡雷暴：主要指西南涡。西南涡东移时，辐合上升运动 加强，在西南涡的东部和东南部偏南气流中产 生雷暴。 3.空中槽和切变线雷暴 形成：夏半年，槽线和切变线附近气流的强烈的辐合，能产生较 大范围的强烈上升运动，有利于雷暴的形成。 特点：空中槽雷暴常沿槽线呈带状分布，或呈零星块状分布。 4.副热带高压(太高)西部雷暴 在副热带高压西部，雷暴常发生在高压脊线以北的西南气 流中，且副高在西进或东退时，出现较多。
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超级单体
在六十年代初已经提出了强风暴的一般模式。可以看到它们 的一个共同特点是有一支倾斜的上升气流，后来进一步提出 了三维模式。这种风暴也叫超级单体，它在结构和特征上与 一般雷暴有明显的差别。超级单体的尺度可以达到20～40km， 表现为单一的强大的环流系统。风暴常具有不对称的外形和 天气分布。在云体内有一支由低空倾斜上升的上升气流，这 支气流是扭转的，它在风暴前进方向的右前方流入，在高空 按反时针方向旋转270o后流向前方，成为云砧，最后消失在 环境气流的强风中。这支气流可以上升到平流层附近。另有 一支气流在中层从雷暴后方进入云内，从左后低层离开风暴。 这支气流非常干冷，当它进入云体后，云内液态水便在其中 蒸发，造成明显迅速的冷却效应，这使空气强烈的下沉，其 下沉速度与冷却空气和周围未冷却空气间的温差成正比。空 气下降越快，从风暴低层流出的气流越强。在其前方所造成 的强迫抬升也越强，对风暴的维持也越有利，因而强风暴是 在十分干的对流层大气中发展起来的，并且中层环境空气的 水汽含量常常是决定风暴强度的一个因子。
图12.1是一个强烈的超级单体雷暴的结构图，这个雷暴生命 史达8小时，沿途200km产生了强烈的冰雹，与一般超级单 体不同的是，其伸向前方的悬垂回波已经下垂围成一半圆形 的弱回波区，这种被前垂回波包围的弱回波区称为有界弱回 波区，这是特别强烈的风暴的一种特征。一般情况下，风暴 出现无界回波区，即前方未被悬垂体所包围，因而四周无回 波存在，只有在弱回波区上有回波。在这种下悬的悬垂体中 有大量供冰雹增长的胚胎，所以又称冰雹幡。风暴结构的第 二个明显的特征是弱回波后部的回波墙不是垂直的，而是倾 斜的，这是上升气流强烈所致。在图中由于资料关系没有给 出下沉气流，但降雨降雹的事实表明，在强回波区应有下沉 气流存在。第三个特点是云顶表现为庞大而平滑的圆顶状， 高达15.5km。这是活跃的准稳态风暴的特征，说明其中上升 气流不随时间或近乎不随时间变化。另外，在风暴主体的前 方还存在一些低层云或碎层云，进入风暴上升气流最强部位 的空气即通过这种云的下方流入的。再向前，上升气流是在 陆架云下方流过，这种云是一大片有松散云底的浅层云。
图12.1 超级单体的结构模式。细箭头：一个雹块的轨迹
在雷达观测上强风暴有许多明显的特征。在风暴的后方有钩 状回波，其前部有回波墙，回波墙之前为无回波窟窿或弱回 波区。在最前面是向前伸展的悬垂体（云砧），其中最主要 的特征是钩状回波和无回波窟窿。图12.2a是强风暴雷达回 波三层平面分布示意图。钩状回波中有强的上升气流，这是 龙卷常常形成的地区。目前主要就是根据强风暴中这种钩状 回波的特征来确定龙卷发生的位置和时间。钩状回波区的下 方常常是一个中尺度低压区，它有强的辐合。根据雷达观测， 这种钩状回波有一个发展过程：开始时作为一个悬垂物出现 于风暴后方，以后不断增长，相对于风暴呈气旋式旋转，最 后形成一钩状回波，整个过程约30分钟。图12.2b是产生龙 卷的强雷暴近地面气流分布图。可以看到在这种超级单体中 下沉流出是很重要的。前侧的下沉气流（FFD）由向下游的 平流与凝结物蒸发造成，它作为一种强低层旋转从动力上使 局地气压降低，吸引上方的空气下降，并产生风暴尺度的锋 面。这种锋面在中气旋中心处相交。龙卷一般产生在后侧下 沉气流（RFD）前方的上升气流中。随着RFD向前推进，冷 空气注入“锋面”锢囚点的上升气流中，以此使气旋减弱。
12.1 雷暴和强风暴结构模式
在强垂直风切变环境中发展起来的强风暴或强雷暴模式与一 般雷暴模式有明显不同，其主要特点是：（1）有一支倾斜 的上升气流，倾斜方向或沿盛行风方向，或逆盛行风方向， 使降水质点主要在上升气流的外面下降，而不致因降水拖带 作用使上升气流减弱。上升气流可以达到很强的强度（20～ 30ms-1）；（2）这种风暴能自己组织起来，使上升气流和 下沉气流长时期共存，而不像一般雷暴那样互相干扰。从而 可维持稳态结构，生命期达几小时，比一般雷暴生命史长得 多；（3）风暴得移动方向与平均风有明显得差异或偏离， 一般移向平均风的右侧。所以这种风暴也叫右移风暴。但是 也有一些是向左移动的。移动的速度一般比较缓慢；（4） 可以造成很激烈的天气，如冰雹、暴雨、大风、龙卷等。
在低层进入风暴的上升气流主要在弱回波区或无回波区中上 升，这是强风暴最值得注意的特征之一，一般弱回波区与风 暴最强的上升气流位置一致，至少在风暴的早期或成熟阶段 是如此。在雷达回波上所以能形成这种结构是由于上升气流 太强了，使水滴不能在其中增长到雷达所能观测到的大小， 因而充满由小水滴组成的云。即使降水质点在高空形成，也 由于风的切变很大，使它不能落入低层的上升气流中。图 12.3是上升气流与雷达回波降水质点的关系图。可以清楚看 到上升气流呈气旋式旋转的情况及其与弱回波区的关系。在 上升气流中形成的降水质点在环境水平风影响下会按尺度出 现分选和再循环现象，这种现象对风暴内降水或冰雹的形成 以及雷达回波结构有明显的影响。由于降水质点的尺度不同， 下落速度不同，在水平风影响下降落慢的小质点比大质点偏 离主要上升气流区更远（图12.3下图），例如，质点3比质 点1、2离开上升气流区更远。
高等天气学系列专题讲ຫໍສະໝຸດ 对流和降水天气系统第十二讲 雷暴和强风暴模式与 中尺度对流系统（MCC与MCS）
普通的雷暴单体属于小尺度系统，而大的强 雷暴或局地强风暴（如超级单体或多单体） 可以属于中尺度系统的范围（有30～40km）。 因此也有人把这种系统分在中尺度系统之内。 雷暴单体与中尺度系统无论在时空尺度和动 力学特征上都不同。但是雷暴单体的研究十 分重要，它与中尺度对流系统有一定联系， 它是我们了解中尺度系统的基础。一般中尺 度系统即指由这些雷暴单体聚集或组织成的 尺度更大的系统（如MCSs）。
图12.2 （a）强风暴雷达回波三层平面分布示意图；（b）龙卷雷暴近地 面气流平面分布图。粗线包围区是雷达回波。冷锋的符号代表流入暖空 气与流出冷空气的边界，并且画出了锢囚性阵风锋。细点阴影区代表上 升气流的低层位置。FFD与RFD（见文中说明）由粗点阴影区表示。T是 龙卷位置，相对于风暴的气流也给在图上（Lemon与Doswell，1979）