中小尺度气象学总结.docx

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中小尺度气象学总结

第一章中尺度天气系统的特征

1、中尺度气象学：

水平尺度:

10-1000km

对象：

中尺度环流系统

内容：

中尺度环流系统的结构、形成和发展演变规律、机制及其分析预报方法

意义：

①许多灾害性天气（如暴雨、大风、冰雹、龙卷等）都是由中小尺度系统造成的。

②中尺度气象学是甚短期预报和临近预报的理论基础。

（长期>10天，中期3-10天，短期1-3天，甚短期0-12h，临近0-2h）

③中尺度环流系统是大气环流重要成员（大尺度背景场依存条件）

2、天气系统的尺度划分：

（1）经验分类法（经典方法）

小尺度系统（雷暴、龙卷）和大尺度系统（锋面、气旋）中尺度系统（飑线、中气旋等）

（二）动力学定义

可利用罗斯贝数（Ro）和弗劳德（Froude）数（Fr）来描述大气的时空尺度。

Ro=U/fL（惯性力/柯氏力）;

Fr=U2/gL（△ρ/ρ）（惯性力/浮力）

（三）实用（几何）分类

3、中尺度大气运动的基本特征

（1）尺度：

水平尺度在2-2000km之间，时间尺度在几十分钟至几天之间。

范围很宽。

性质不同。

（2）散度、涡度、垂直速度：

取V～10m/s,H～10km,对α，β，γ中尺度W分别为10-1m/s,100m/s和101m/s，垂直速度、散度、涡度都比大尺度运动大1到几个量级。

（3）地转偏向力和浮力的作用：

中尺度运动中，地转偏向力和浮力的作用都必须考虑。

大尺度运动：

地转偏向力重要，浮力可略

小尺度运动：

浮力重要，地转偏向力可略

中尺度运动：

地转偏向力和浮力都考虑

（4）质量场和风场的适应关系：

质量场（气压场）适应风场。

大尺度运动:

风场适应质量场（气压场）。

中尺度运动:

质量场（气压场）适应风场。

第二章地形性中尺度环流

1、中尺度大气环流系统分为：

地形性环流系统、自由大气环流系统

2、地形波：

一般把气流过山所引起的气流称为地形波。

3、地形波的基本类型：

层状气流（山脉波）：

山脉上空的平滑浅波,风小。

驻涡气流（驻涡）：

山脉背风面的半永久性涡旋，山顶以上风速大。

波动气流（背风波）：

山脉背风面的波动气流，风切变大。

转子气流（闭合涡旋）：

山脉背风波的一种特殊形式，风速有极大值。

4、背风波形成的大气条件：

山顶附近有逆温、风的垂直切变较强。

5、当，即Scorer参数随高度减小时，才有背风波的发生。

即在大气中出现，

且风随高度增大时出现背风波。

6、背风波对天气的影响：

使背风面降水量增大，背风面强对流增多，背风面产生下坡风。

7、下坡风：

由于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”。

下坡风主要同水跃型地形波相联系。

8、下坡风的产生条件：

①对流层中（或低层）有明显的逆温层②稳定的低层大气及高低层大气的Scorer数具有一定的差值，并具有相应的斜坡地形条件。

9、下坡风发生的有利天气形势：

高空为一深厚的冷槽，槽前有较强的冷平流。

地面图上山脉两侧有较大温差和气压差（>=15hPa）。

10、尾流：

处于相对于气流运动实体背后的湍流区。

11、涡街：

在尾流中发生的涡旋列,有的呈气旋性环流，有的呈反气旋性环流。

12、大气涡街发生条件：

①有一个低层逆温层（位于洋面上空450-2000m的高度上），岛的顶部正好在逆温层上方②基本气流稳定③风速约10m/s

13、热岛环流：

岛屿与海洋的热力差异所引起的局地环流。

由于局地温差而产生局地环流的效应统称为热（冷）岛效应。

城市与乡村热力差异所引起的局地环流称为城市热岛环流。

14、海陆风：

由于海陆热力差异所造成的局地环流。

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。

15、山谷风：

在斜坡上由于其附近空气与同一高度上的自由大气之间存在温差而产生的风叫做斜坡风。

白天风由平地向坡上吹，叫上吹风，夜间则由坡上向下吹，叫做下吹风。

当斜坡由山和谷组成时，这种斜坡风叫做山谷风。

白天风由谷里向山坡上吹，叫做出谷风或谷风，夜间则由山坡向谷里吹，叫做进谷风或山风。

第三章自由大气非对流性中尺度环流

1、重力波：

重力波即浮力波，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。

背风波也是一种重力波，有固定发生源。

2、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。

3、重力波的作用：

①可触发对流②可引起CAT（clearairturblence）晴空湍流③高低空能量传输④不同尺度能量交换

4、重力波对对流天气的作用：

①重力波出现在对流天气发展之前，触发机制的作用。

②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。

③使一般降水区位于低压环流的后部，与高压环流的前部。

④在锋面气旋、登陆台风以及低空急流等许多系统中，都经常有中尺度重力波活动，它们与暴雨有着密切的关系。

5、重力波的发生发展：

产生重力波的条件是Ri<1/4.

6、产生重力波：

风的垂直切变、高空急流、地转调整

第四章中尺度孤立对流系统

1、中尺度对流系统（MCS）：

指水平尺度为10～2000km左右的具有旺盛对流运动的天气系统。

2、中尺度对流系统分为：

孤立对流系统、带状对流系统、中尺度对流复合体

3、孤立对流系统：

以个别单体雷暴、小的雷暴单体群以及某些简单的飑线等形式存在的范围相对较小的对流系统。

4、普通单体雷暴三个阶段：

积云阶段：

塔状积云的发展（低层辐合、暖湿空气、潜热驱动的上升运动），上升气流为主导，混合和夹卷发生在上升运动中；

成熟阶段：

降水开始到达地面，降水拖曳周围环境的空气向下产生下沉。

成熟阶段代表了风暴的峰值强度，上升和下沉在强度上几乎相当，降水较强可能包含小雹，阵风锋是由下沉气流向地面散开形成的，云砧、云顶开始变成冰或者冻结

消散阶段：

最终下沉运动覆盖了上升运动，对流崩溃（因为云是垂直向上的），降水变小、消失，云开始自底向上蒸发，在后部剩下一个“孤立的云砧”

5、成熟阶段的下沉气流：

下沉气流是雷暴下面的下沉气柱，主要有三个过程来产生和维持：

①夹卷空气的蒸发冷却②降水造成的向下拖曳③云底下面的空气的蒸发冷却

6、多单体风暴：

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，是具有统一环流的雷暴系统。

多单体风暴中的单体呈现有组织（Organized）的状态，这和新单体仅出现在一定的方向上有关。

如果新单体可以出现在各个方向上，便会呈现无组织（Unorganized）的形态。

特点：

在多单体风暴中包含很多对流单体，每个单体可能都有冷的外流，这些外流结合起来形成了大的阵风锋。

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。

这种辐合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。

7、单体运动和风暴运动

8、多单体风暴的天气：

在阵风锋附近可发生生命期短暂的龙卷，强上升区附近可能产生冰雹。

风暴移动较慢时，可造成局地暴雨和洪水。

9、超级单体风暴：

指直径达20一40km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。

它具有一个近于稳定的、高度有组织的内部环流。

并且连续地向前传播，其移动路程达数百千米。

（1）在RHI（距离一高度显示器）上有穹隆（无或弱回波区）、前悬回波和回波墙等特征；

（2）在PPI（平面位监显示器）上有“钩”状回波。

外观呈圆或椭圆形，云体高大，水平尺度20-40km以上，垂直伸展12-15km以上，云顶表现为庞大而平滑的圆顶状，这是活跃稳态风暴的特征，说明云中上升气流随时间变化不明显。

10、穹隆：

风暴中强上升气流所在处。

该处的上升气流速度可达25-40m/s以上。

由于上升速度强，水滴常常尚未来得及增长便被携出上升气流，因此而形成弱（或无）回波区。

11、龙卷风暴：

产生龙卷的强风暴系统称为龙卷风暴，这种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，（不过也有非超级单体龙卷风暴）。

超级单体风暴钩状回波附近的中尺度气旋是容易产生龙卷的地方。

龙卷本身是指从对流云底向下伸展及地的高速旋转的漏斗状云柱（没有伸展及地的称为“漏斗云”）

12、下击暴流：

对流风暴发展成熟时，会产生的很强的冷性下沉气流，到达地面时形成风速达17.9m/s（8级）以上的灾害性大风。

这种局地下沉外流气流称为下击暴流。

其破坏范围约几十至几百千米。

下击暴流的下沉气流常伴随旋转，到达地面附近时，形成直线风水平辐散，触地后，还会向上卷扬起来，产生滚轴状的水平涡旋，并将沙尘卷起。

第5章中尺度带状对流系统

1、带状对流系统：

由对流单体侧向排列而成的中尺度对流系统一般称为带状对流系统。

2、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。

为破坏力的严重灾害性天气。

3、飑线的地面要素场的结构：

飑线由雷暴单体侧向排列而成，每个单体成熟期都有地面冷丘及水平外流和阵风锋；小冷丘和阵风锋结合起来形成中尺度雷暴高压和阵风锋。

阵风锋又称为飑锋：

处在雷暴高压边缘。

具有很强的温度梯度、气压梯度和风速和风向水平切变，它也叫气压涌升线或跳跃线。

4、飑线前低压：

飑锋前方一般有中尺度低压。

它的形成可能与飑线前方高层的补偿下沉气流引起的绝热增温有关。

5、尾流低压：

雷暴高压后方的中尺度低压，它的形成与雷暴高压后部的尾流效应相联系。

6、飑中系统：

包括飑线、飑线前低压、雷暴高压以及尾流低压统称为飑中系统。

第6章锋面气旋及台风附近的中尺度雨带

1、锋面附近的对流：

D型、U型、L型

2、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。

这是由来自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（WCB）”。

3、冷输送带（CCB）：

它起源于气旋东北部的高压的外围，是一支反气旋式的低空气流。

其作用：

把北方冷空气气向南方输送。

4、锢囚波动中的暖输送带：

气流来自暖区边界层。

沿冷锋上升，来到对流层上层产生高云云系。

当它越过在地面暖锋前面的冷空气时，反气旋式地转向，当它在高空脊的的西北气流中下沉时明显地蒸发、消散。

5、暖输送带特性的最明显的差别：

朝后斜升模式，朝前斜升模式。

6、中尺度雨带的分类：

粗略可分为三类：

U型、L型和D型。

出现在对流层中上层的浅层对流称为U型，出现在对流层低层的浅层对流称为L型；而直展深层的对流则称为D型。

7、U型中尺度雨带：

暖锋雨带、锋前冷涌雨带、冷锋雨带

9、U型雨带的共同特征：

①它们都与暖输送带的上升部分相联系。

一般发生在对流层中、上层，典型地在700hPa和500hPa之间。

②它们的宽度一般在50km左右，典型的长度为几百千米。

走向平行于它们所在高度上的斜压带。

③它们包含上层或中层对流单体，通常成群。

这些单体或群发生在位势不稳定的浅层中。

10、L型中尺度雨带：

L型小雨带（横向小雨带、纵向小雨带）、线对流

11、地形雨的机制可以分为三类：

第一类：

宽尺度的上坡降水。

地形性的强迫上升运动导致凝结和降水。

第二类：

越过小山时降水增强。

从先前存在的云中下落的降水物，再由局地性地形上升所形成的低层碎云内冲刷的结果，在越过小山时降水出现增强。

第三类：

由于日射引起上坡加热造成上坡风，从而造成山峰上的对流云。

12、台风是一种近于圆形和具有暖心结构的热带气旋性涡旋。

在台风中心有一个晴空区，叫做台风眼。

台风眼的四周包围着一个深厚对流云环，称为台风眼壁。

在台风眼壁外边为螺旋式中尺度雨带，它发生在台风气旋式环流内部，所以也称为内雨带。

在台风环流以外的地区也有中尺度雨带，称为外雨带或台风前飑线。

13、螺旋雨带由对流云和层状云构成。

一般在雨带的上风端的云系主要是对流性的，而在下风端，云系较少对流性，较多层状性，中间则为过渡区。

中尺度对流区有时沿雨带向下风端移动，使下风端变得较多对流性。

第7章中尺度对流复合体（MCC）

1、中尺度对流复合体：

泛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，它们的空间尺度和时间尺度有幅度很广的谱（广义）

最简单的是二维的线（带）状对流系统，最大而复杂的要算是一种具有近于圆形的团状结构的“中尺度对流复合体（MCC）”。

这两种中尺度对流系统位于对流复合体波谱的两端。

MCC生命史一般包括四个阶段：

1、发生阶段。

首先表现为一些零散的对流系统在具有有利于对流发生的条件（例如层结条件性不稳定、低层有辐合上升运动、有地形的热力和动力抬升作用等）的地区中开始发展。

2、发展阶段。

各个对流系统的雷暴外流和飑锋逐渐汇合起来，形成了较强的中高压和冷空气外流边界线，迫使暖湿空气流入系统。

由于外流边界和暖湿入流的相互作用，使系统内部的辐合加强，因此出现最强对流单体，并形成平均的中尺度上升气流。

于是对流云团开始形成并逐渐加大。

3、成熟阶段。

在这一阶段，中尺度上升运动发展旺盛，高层有辐散，低层有辐合，并有大面积降水产生。

这一阶段在卫星云图上的形态，具有成熟阶段MCC的物理特征。

4、消亡阶段。

在这一阶段，MCC下方的冷空气丘变得很强，迫使辐合区远离对流区，暖湿入流被切断，强对流单体不再发展。

MCC逐渐失去中尺度有组织的结构。

在红外云图上云系开始变得分散和零乱。

但还可以看到有成片近于连续的云砧。

从MCC的连续演变过程表明，MCC在成熟阶段以前主要是强对流的发展阶段，而在成熟阶段以后则过渡到一个层状的减弱阶段。

第8章大气不稳定和对流

1、静力（重力）不稳定：

假设大气处于静力平衡，有一气块受到扰动产生垂直位移，若气块受到回复力又回到初始位置，则称为静力（或重力）稳定的；反之若气块加速离开初始位置，则称为静力（重力）不稳定的；而如果气块能在新位置上又达到平衡，则称为中性的。

2、静力稳定性：

处于静力平衡的气块受到垂直方向扰动后,扰动变化的趋势称为静力稳定性。

3、条件性不稳定（对流不稳定）：

对干空气是静力稳定的,但对饱和湿空气是静力不稳定的,这种不稳定性称为条件性不稳定。

4、对流性稳定度：

一般把气层被整层抬升达到饱和时的不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。

5、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的层结（γ<γs）的条件下，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，可以发现原先为稳定的层结经过抬升后变成条件性不稳定的了。

6、条件性不稳定和对流性不稳定是一种潜在的不稳定，所以也称为位势（或潜在）不稳定。

很多强对流天气过程都发生在位势不稳定的情况下。

7、CISK:

大尺度流场通过摩擦边界层的抽吸（Ekmanpumping）作用，为积云对流提供了必需的水汽辐合和上升运动，反过来积云对流凝结释放的潜热又成为驱动大尺度扰动所需要的能量，于是小尺度的积云对流与大尺度流场通过相互作用相辅相成得到发展，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。

物理解释：

当低层的大尺度流场具有气旋性涡度时，由于边界层摩擦Ekman抽吸作用辐合，为积云对流提供了必须的水汽辐合和上升运动，上升运动导致小尺度积云对流凝结潜热释放而加热大气，此加热反过来促进了低层大尺度流场的辐合进一步加强，同时高层反气旋环流加强，使上升运动加速，两者作用有又使低层摩擦辐合加强，循环往复（正反馈）使积云对流不断加强。

8、波动型第二类条件性不稳定：

由重力波引起的CISK过程称为波动型第二类条件性不稳定。

9、惯性不稳定：

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。

10、惯性不稳定判据:

扰动位移随时间增大，为惯性不稳定

扰动位移随时间减小，为惯性稳定

扰动位移随时间不变，为惯性中性

12、对称不稳定（SI）又称浮力惯性不稳定。

在中尺度天气中经常有对称不稳定发展，最显著的标志是多条带状云系。

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。

13、对称稳定性：

在具有风速切变并处于流体静力平衡、地转平衡的平均气流中，即使是重力稳定和惯性稳定的，但当浮力和旋转作用向结合时，可以导致新的浮力-惯性不稳定。

由于这是一种轴对称扰动的不稳定性，因此叫做“对称不稳定”性。

14、条件对称不稳定（CSI）：

当对称稳定的大气由于潜热释放的作用变为对称不稳定时，则称这种大气是“条件对称不稳定”，或可以说，当大气对于斜升大气是对称稳定的，但对饱和斜升大气是对称不稳定的。

则此种大气是条件对称不稳定其判据（充要条件）：

湿球位涡<0.

15、影响MCS发生发展的因子：

能量因子、风速垂直切变

16、风速的垂直切变

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