高等天气学专题讲座第十一讲中尺度对流系统（MCC与MCS）与暴雨

1、第十一讲中尺度对流系统（MCC与MCS）与暴雨高等天气学专题讲座一、中尺度对流系统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150300km，时间尺度在410h。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

2、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。 中高压的中心位于前沿对流线后几十公里，这意味着这个位置是积云下沉气流区，是冷中高压的源区。另外，在许多飑线的分析中，还可以发现一个飑前槽和飑前低压存在。这是由对流在飑前激起的对流层中上层下沉增温造成。尾流低压中心位于层状云区尾部边缘强雷达反射率梯度区。它是由对流线后部下沉运动造成的。由降水蒸发部分驱动的中尺度下沉气流可引起绝热增温，它超过了低压的蒸发冷却，以此产生

3、地面气压下压。后来的研究进一步揭示了飑线由对称结构非对称结构的演变(下图).由(b)可见，虽然飑线仍包含有飑线低压，中高压等尾流低压，但尾流低压和中高压更连同层状云区向北移动。这种北移表明，层状云区在尾流低压的形成中起这关键作用，对中高压与对流线也起了重要作用。Haertel与Johnson对飑线中高压与尾流低压的动力学进行了研究。 成熟飑线系统的概略图（Johnson与Hamilton，1985）。粗实线是地面气压线，向量代表地面风，阴影区是强降雨区。 对称（左）与不对称的飑线系统。阴影区代表雷达反射率区。深色代表反射率增加区，地面气压等值线为3hpa间隔，向量是地面风。（Loehrer与J

4、ohnson，1995） 湖南桃源县记录到的（1974年4月12日）一条强飑线过境时的温、压、湿气象要素变化（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39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

5、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TBB52，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。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106km2B小于52温度的内部冷云区的面积

6、5104km2开始时尺度定义A和B首先满足生命期满足尺度定义A和B的时期6小时最大范围连续的冷云区（红外温度32）达到最大尺度外形椭圆形，在最大范围时刻偏心率0.7结束时尺度定义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 a

7、nd DJF in the southern hemisphere. Outgoing longwave radiation (OLR) values are shaded. From Laing and Fritsch (1997). 是中国MCSs形成过程的例子（引自石定朴等，王斌编Asian Monsoon，2005）3、地形和加热不均匀引起的对流系统地形引起的对流系统主要由山脉波、背风波和山 谷风等引起，它们主要产生在这些地形强迫产生 的上升运动处。加热不均匀引起的对流系统主要由海陆风、湖风锋、河风锋、早晨雾区、雪区边缘等引起。二、暴雨的形成与中尺度扰动的作用我国位于世界上著名的季风区

8、。在夏季风爆发和盛行的时期，是我国暴雨的季节。最著名的降雨是长江流域的梅雨，在我国几乎每年都受到突发性洪水或持续性洪水的灾害，在有些年份灾害相当严重，如1963年海河大范围的洪水和1975年淮河灾害性洪水，以及近年来，1991，1998，1999和2003年年江淮地区梅雨季的持续大暴雨。1981年7月中旬和2004年9月37日四川大暴雨也造成了严重的灾害。因而暴雨的研究和预报问题一直是我国气象工作者最关心的问题之一。 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

9、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120E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。最后，暴雨的年际变率密切与北半球，尤其是东亚中高纬大气环流的异常有关。位于乌拉尔山，贝加尔湖，鄂霍茨克海霍里海的阻塞高压和乌拉尔山与贝加尔湖的长波槽是决定暴雨是否有利的关键环流系统。例如在1972年夏季，全球出现许多异常的天气过程。这是由于一异常的

10、长波槽维持在亚洲的东岸地区（130140E）而代替了正常年份的平均高压脊。结果冷空气爆发的路径比常年更偏东，同时副热带高压也比常年更弱。这种天气形势造成了过去30年中春季和夏季最严重的干旱，这主要是由于在中国冷暖空气交绥的机会大大减少。 2、中国暴雨的特点（1）暴雨强度大和持续时间长。如果与相同气候区中的其 它国家相比，中国的暴雨强度是很大的。如5分钟的暴 雨极值是（山西梅桐沟，1971年7月1日），1小 时暴雨极值是（河南林庄，1975年8月5日）。 24小时降水极值是1672mm（台湾省新寮，1967年10月 17日），第二个24小时降水极值是1248mm（台湾省， 1963年9月10日）

11、。我国暴雨的持续时间从几小时到63 天，主要暴雨长度是2天到一周，在我国研究的25个著 名暴雨例子中，14个暴雨个例持续在3天以上，因而暴 雨的持续性是我国暴雨的另一明显特征。 （2）暴雨主要分布在华南、长江、华北三个带中。如果我们点出过去 19311977年近50年中24小时降水量大于200mm的强暴雨位置（下 图），可以发现，所有这些暴雨分布在三个带中：华南、长江流域 和华北。此外，也有少数一些暴雨出现在沿岸地区，主要是台风引 起。在以上三个主要暴雨带之间暴雨出现很少，这种情况与锋区很 少在这些地区停滞以及主要环流系统突然的北跳有关。更重要的， 暴雨的这种特征分布表明，暴雨与起源或移过西藏

12、高原的天气系统 的频率有关。例如，华南的前汛期暴雨主要由在高原以南通过的南 支西风带中的扰动引起。长江流域的暴雨经常是由来自高原的低涡 和切变线引起。但当高空锋区北移时，这些低空涡旋常改变它们的 移动路径，由向东变成向北或东北移动，以此造成华北，甚至西北 的暴雨。 (a)(b)19311977年1978200619311977年，19782006年24小时降水大于200毫米或3天降水大于400毫米的地点。（3）根据暴雨系统的特征，我国的暴雨可以分为四种类型。 第一类型是台风暴雨或台风残余及由台风转变成的温 带气旋引起的暴雨。台风是我国最重要。最强烈的暴 雨系统。沿海15个省份暴雨的统计表明（见

13、蔡则怡的 工作，1977年），其中12个省份的最大暴雨是由台风 引起。第二类暴雨是由低涡或与这些低涡有关的切变 线引起。第三类暴雨由高空槽和相应的冷锋引起，当 它们移近一阻塞反气旋区域时，暴雨系统常减速，结 果造成长期的雨期。第四类暴雨是地方性的雷暴群， 它们 可以在有利的大尺度天气条件下重复发展，造 成突发性洪水。 暴雨系统在很大程度上受大尺度行星环流型制约。因而一场暴雨的发生涉及到不同尺度天气系统的复杂的相互作用。尤其是对2天以上的暴雨，行星环流分布具有十分重要的作用。下图是暴雨中各种天气系统的关系。 暴雨中各种尺度天气系统的关系暴雨多是出现在扰动停滞的时期，这时候行星尺度系统经常出现一次

14、调整过程。另一种情况是行星尺度系统持续某种形势，这使得在某地区接二连三地有扰动发生发展。行星尺度系统并不直接产生暴雨，而是通过制约直接产生暴雨的天气尺度系统的活动来间接对暴雨产生作用的，它可以决定天气尺度系统的移动速度，强度变化、重复出现和系统间的相互作用。行星尺度环流还可决定大范围雨区出现的范围及决定暴雨区的水汽来源或水汽通道。 下图给出持续性特大暴雨的两种形势图。在经向型情况下，在暴雨区周围为高空高压所包围，即贝加尔湖高压，日本海高压，青藏高压和华南高压。这几个高压系统都很稳定，在日本海高压和青藏高压之间是一条南北向的低压带。这种形势很有利于西南涡北上，低涡可沿着南北向切变线北上，冷空气由

15、从乌拉尔大槽分裂东移的短波槽携带，沿青藏高原脊前流入低槽区。另一股冷空气在贝加尔湖前沿极地路径南下。低空偏东急流和偏南急流共同输送水汽，这种持续性雨带主要是南北向的，可从西南地区向北延伸到华北。纬向型暴雨型有三个主要特征：从西伯利亚宽的低槽中分裂出的冷空气经河西走廊到达长江流域，它们是冷空气的来源，这种冷空气是由东移的西北槽携带，最后受到副高阻塞在长江流域蜕变成东西向切变线。第二个特征是副热带高压相对稳定。高压西侧的西南气流不断向暴雨输送暖湿空气，并与冷空气交汇于江淮流域。第三个特征是高纬在雅库茨克或鄂霍茨克海要有稳定的阻塞高压，使得东亚西风带位置偏南。由上面可见，在持续性大暴雨发生前或发生中

16、，行星尺度长波系统一般会经历一次明显的调整过程，以后表现出异常的稳定性。持续性大暴雨即出现在长波系统稳定的时期。另一方面，持续性大暴雨的发生实际上是大尺度环流出现异常状况的一种表现，因而与暴雨有关的长波系统的位置和强度必然对平均条件呈现明显的偏离。 （a）经向型特大暴雨形势；（b）纬向型特大暴雨形势 3、天气尺度系统天气尺度系统如锋面、气旋、高空槽等并不是直接造成暴雨的天气系统，因为天气尺度系统中的上升运动一般只有几cms-1，在水汽供应充分的条件下，降水强度只12mmh-1，日降水量2448mm，只能造成中大雨。天气尺度系统对暴雨起着以下四个作用：（1）制约造成暴雨的中尺度天气系统的活动，即

17、天气尺度 系统可以提供中尺度天气系统形成的条件或环境场。 中尺度天气系统的发生需要一些基本条件，例如大气 层结是不稳定的，水汽通量出现辐合，低空风场出现 辐合场和气旋性涡度场，这些条件经常伴随着天气尺 度系统出现的； （2）造成暴雨区水汽的集中。即使对于热带海洋气团，气 柱的含水量只相当于100mm的降水量。因而必须有水汽 从外区流入暴雨区，计算表明，要使中尺度的暴雨区 能够维持，这就要求暴雨外围区外面在大尺度流场上 出现水汽通量的辐合，这个大尺度水汽通量辐合区比 暴雨区面积至少大10倍以上，这样才能使暴雨区外围 区不断有水汽积累用来供应暴雨区中的水源。这种大 尺度的水汽通量辐合一般出现在天气

18、尺度的系统中， 这种水汽辐合也可以造成湿层的增加。一般当湿层厚 度达到700hPa时，就有利于暴雨的发生； （3）在天气尺度系统中，上下不同性质空气的平流可造成位势不稳定 层结；（4）在天气尺度系统中的风速垂直切变有利于中小尺度系统的发生和 维持。对于暴雨，要求大尺度有一定程度的风的垂直切变，以使 位势不稳定层结建立，并且使积雨云中上升运动变成有组织。但 如果垂直切变很强，高空的卷云砧伸展甚远，这时积雨云中的大 量水滴被高空急流带走，不能降落地面，虽然对流活动甚强烈， 降水量也并不很大。下图表明，暴雨一般发生在较弱的垂直切变 环境下，而强风暴发生在较强的环境风垂直切变条件下，这种大 的切变差别

19、主要由高层风速差造成，即强风暴经常出现在高空急 流轴下方，而暴雨发生在急流轴以南200500km。暴雨和局地强风暴环境风垂直切变之比较 4、中尺度天气系统中尺度天气系统是直接造成暴雨的天气系统，其地面辐合量级为10-4s-1，上升运动为10cms-11 ms-1，降水强度可达或超过10mmh-1，因此只要连续5小时的降水就可以造成暴雨。中尺度系统是在天气尺度环流背景上发展起来的，它对暴雨有两个作用：（1）它是造成暴雨的直接天气系统；（2）中尺度系统对积云对流活动有明显的组织和增强作用。下图是造成美国一次大暴雨时概括出的风暴群物理模式，它也可以认为是一种中尺度系统。可以看到低层强的流入（厚的平均

20、混合比为14.8gkg-1）造成了在风暴区有强的水汽流入，在接近落基山时，风暴的流入抬升到LCL以上（约），上升气流很强，并向西倾斜，这可使大雨滴由上升气流之后部落出，从而使系统保持准稳态。液态水从云的下部即大量落下，这可以增强云上部的上升气流的速度，同时抑制上升气流的过冷水区内的冰雹增长。这种暴雨内没有大量雹存在的事实表明，暖雨过程在产生风暴降水中起重要作用，云内较高的0层（）、25等温线和较低的云底（）都说明在一深厚层次中（37km厚）云冲并过程在起作用。没有大量的雹和云内强风切变的事实可以抑制有组织对流尺度下沉气流的发展，这可以增加风暴的降水效率。 美国一个雨暴单体的物理模式（Big T

21、ompson）。也给出LCL，LFC，风，0层高度及25高度（引自Madox 等，1979）5、暴雨形成的物理条件我们讨论暴雨形成的物理条件。一般情况下这些条件应包括位势不稳定、逆温层、低空湿舌或水汽辐合、释放不稳定性的机制，如低层辐合区、重力波、密度流、地形抬升等以及低层和高层急流，风的垂直切变、卷入等。在上述热力和动力条件中低空急流和边界作用十分重要。下一节我们要专门讨论低空急流的作用。我们发现，在暴雨时期，水平质量辐合在500m高度达最大值，边界层中冷暖气团之对比比边界层以上要显著。在暴雨开始之前，经常可以观测到在边界层中有动量、水汽和热量的迅速积累，以后再向上输送。当暴雨加强时，质量辐

22、合最大值在900hPa高度。 下表给出暴雨和强对流风暴物理条件的差别。在强风暴情况下，在近地面附近经常存在着逆温层或等温层，而在暴雨情况下，无逆温层存在，在700hPa以上，强风暴的温度比暴雨情况下低得多，400hPa温差达8。因而，由于在强风暴情况下，中上层有冷平流，其7km以下的温度递减率比暴雨情况的大13km-1，强风暴的位势不稳定层较深厚，自由对流高度较高，这意味着需要更强的启动机制来使强风暴发生。但是，一旦出现强风暴爆发，它们的发展比暴雨更激烈，更迅速。水汽含量和输送项差别也很大。例如对暴雨，地面到300hPa的水汽水平辐合为强风暴时的三倍。暴雨发生时风垂直切变一般比强风暴小。比较其

23、它的量如Td850，Td500，T850，T500，se850，se500可以得到：暴雨的发展主要与低层暖湿空气团有关，而强风暴的发展与中上层干冷空气团有关，两者温差可达13，因而上层冷平流以及与低层暖湿空气的迭置对强风暴的爆发具有很重要的影响。暴雨和局地强风暴物理条件之比较物理量天气类型抬升凝结高度(hPa)FCL(hPa)对流层顶高度(hPa)19公里平均递减率（/100m）1012公里平均递减率（/100m）0层高度(hPa)暴雨9358201190.630.67600局地强风暴8356702270.720.40630物理量天气类型抬升指数K指数900hPa以下最高温度（）900hPa以

24、下最大比湿（g kg-1）972275hPa层中最大可能降水（cm）地面到300hPa水平水汽辐合（10-4g cm-2 s-1）暴雨3.535.127.317.56.81.9局地强风暴5.234.824.513.53.10.85物理量天气类型通过边界层顶地水汽垂直输送（10-4 gcm-2s-1）u分量地垂直切变（10-3s-1）se500hPase850hPase500850hPaTd500hPaTd850hPaT500hPaT850hPa暴雨2.01.075.078.3-2.9-4.417.0-2.29.4局地强风暴0.553.556.463.4-6.8-17.312.1-8.418.1

25、对于中国的汛期（59月），梅雨的研究和预报是特别重要的，因为大多数严重的旱涝灾害与梅雨活动及其雨量多寡密切相关。前面已经指出，1998年夏季长江流域发生了一次仅次于1954年的特大暴雨过程。1999年梅雨季（6月22日7月3日）在长江下游造成了严重的暴雨和洪涝。2003年梅雨季（6月21日7月22日）在淮河全流域发生了一次大暴雨过程，其降水总量和洪水流量皆超过了1991年江淮大暴雨。 三、低空急流在暴雨和强对流天气形成中的作用低空急流（LLJ）（风速最大值在12或16ms-1以上）被认为是给中纬度暴雨和强风暴提供水汽和动量最重要的机制，统计表明，LLJ与暴雨之间的正相关很高，相关系数可达，暴雨

26、一般发生在低空急流风速最大值左前方。在LLJ的出现与以后暴雨的发生之间时间间隔约天。急流的高度在3km，但有时也可在边界层中发现另外的中心（950900hPa）。影响我国的低空急流多数情况下是西南东北向的（下图（a），但有时也可出现东风急流，气流主要来自东海，甚至黄海。当副热带高压位置偏北时，常出现这种情况，下图（b）说明了这种情况。 西南低空急流与东南低空急流（北京大学暴雨训练班讲义，1978年）。阴影区为暴雨区（单位：ms-1）；（a）1976年8月18日一次西南低空急流过程；（b）1975年8月7日一次东南低空急流过程低空急流是一种动量，热量和水汽的高度集中带，这种低空的高速气流有以下一

27、些特征：（1）很强的超地转风，在夏季，对流层气压梯度和温度梯度都很小，这种温压 结构所造成的热成风不足以维持急流轴以下很强的风切变。一般 情形 下，实际风速超过地转风20以上。下图给出1972年7月长江下游一次低 空急流超地转的情况，可以看到整个低空急流及其附近的大风区都为超地 转，最大超地转强度达该层风速的40，这种超地转风的特性与暴雨的发 生有密切关系；（2）低空急流有明显的日变化：低层风速一般在日落时开始增大，而到凌晨日 出之前达到最大值，这时风的垂直切变也最大，急流结构最清楚。下图是 位于急流轴上的汉口站的风速变化图，在7月24日，每天都有一个最大 风速中心出现，出现的时间是0208时

28、之间，最小值则出现在0820时之 间，急流在夜间加强的现象常被用来解释雷暴和暴雨出现在夜间的观测事 实；（3）小的Ri数分布。在低空急流区内，里查逊数（Ri）往往很小，甚至为负值， 这种情况有利于对流或中尺度天气的发展；（4）强风速中心的传播：人们认为沿LLJ轴传播的中尺度风速脉动或风速最大值 （Vmax）甚至比低空急流本身更为重要，这种情况很类似于高空急流中心的 急流带（见第二单元）。 1972年7月2日900hPa沿LLJ的超地转风（v=v-vg）分布图。单位：ms-1汉口站1972年7月1日4日风速日变化图。 单位：ms-1下图是一个很好的例子，它给出了急流风速最大值有关的垂直环流圈，及

29、风速最大值和se最大值的传播情况，因而低空急流主要是以中尺度扰动的形式向暴雨区输送动量，热量和水汽。LLJ附近的垂直环流图。1975年8月7日20时，北京时 5001000hPa间平均风速（上图）和se（下图）沿急流轴传播剖面。1975年8月68日低空急流大致分三大类，它们的特征和生成原因不完全相同，我们分别说明它们形成的主要原因： 大尺度低空急流或强风速带（1）在美国落基山以东常常出现大尺度低空急流，这种急流的高度很 低，其上限离地面约1，平均最大风速高度在800m。风速 值很强，平均为27ms-1，有时高达3040 ms-1，急流的水平宽 度为300400km，急流两侧的侧向切变约为0.4

30、10-4s-1。这种急 流主要出现在冬夏，并且有明显的日变化，一般夜间加强，并多 伴有逆温层出现。这种急流存在的时间也长，且有准稳态的特征。 它的出现也常与夜间逆温层的生成有关，急流生成的原因目前还 不清楚，可能与大尺度地形的动力作用及地球对行星边界层阻力 的振荡有关。 在东非沿岸也存在着一支大尺度低空急流，这支低空急流叫索马里急流（参看第三单元）它沿非洲东岸从赤道以南流向赤道以北，即在马达加斯加岛以北流过，沿非洲东岸转向北和东北，在阿拉伯半岛东南达到1520 ms-1的风速。索马里低空急流没有明显的日变化，它具有潮湿的南来气流，在3km以上有暖干的空气，这支急流的轴心位置在高度。索马里低空急

31、流的形成一方面与东非山脉的障碍作用有关，另一方面也与气压系统的强迫有关。（2）与中纬度气压系统（如锋面、气旋、低涡、高空急流中心等）有关的 低空急流这种低空急流主要出现在冷锋前或低压中心南侧，有时 在 暖锋前。曾观测到在锢囚气旋的暖锋前有低空急流存在，急流中达40 ms-1的风速出现在深厚暖锋区底部之上约600m处。观测也指出，在冷 锋前暖区中常出现一致暖湿的气流带，这就是第三章所指出的输送带， 许多对流系统或雨团就发生在这支输送带下方。输送带内的空气来 自较低的纬度，有时来自副热带高压反气旋北侧。在向北流动中在 暖区中通过边界层中小尺度混合而变得愈来愈暖湿。这种输送带的 风速有时可以达到很高

32、的风速而成为低空急流。在美国也观测到低 空急流可以发展以响应天气尺度或次天气尺度过程，尤其是通过对 美国大平原上背风气旋的生成的响应。 （3）中尺度急流 出现在900600hPa，主要与急流的对流活动或暴雨有关。急流一般在暴雨 带南侧通过。这种急流是中尺度的，常常表现为大尺度急流带中的强风速 中心，其日变化不明显。梅雨锋上的低空急流，即属于这种急流，一般认 为这种急流是暴雨或对流活动的结果，由水平动量的垂直混合过程造成。 在雷暴发生前，在湿区并不出现明显的低层强风中心，随着风暴区对流活 动的发展，垂直动量输送加强，下沉运动把较大的水平动量从上面带到下 面，而上升气流把下面较小的动量带到上空，因

33、而这种切变气流中的运动 使上层风速减小，下层风速增大，最后使对流发生的层次中，风速分布基 本上趋于均匀化，而在对流活动层次以外则有强的垂直切变。最大风速中 心（急流）也出现在强对流区中对流活动的底部。但是动量混合的理论并 不能完全解释这种低空急流的形成，因为中低层风向有差别，因而还需要 有能调整原有气压梯度与同高度上加强的风速之间不平衡的机制。四、暴雨和强对流的反馈作用强对流和暴雨天气是在几种尺度天气系统相互作用的情况下发生的。造成强对流的中小尺度天气系统是在有利的大尺度环流条件下发生发展的，这是大尺度环流系统对强对流的制约作用，但是对流一旦发生，反过来又常常会影响大尺度气象要素场的分布，这种

34、作用叫强对流或中小尺度系统的反馈作用。反馈作用是通过中小尺度系统中的强对流活动进行的，它们对动量、热量和水汽的垂直输送作用强。这种强烈的对流输送过程能影响或改变原有风场，湿度场，温度场和大气层结等，形成新的大尺度气象场，而新的大尺度气象场对对流的进一步发展有两种作用：一是增强作用，这种反馈叫正反馈；一是减弱作用，这种反馈叫负反馈。一次强对流活动要维持较长时间，正反馈过程应占优势，这使得对流活动更加强烈。因而研究对流活动的反馈作用是了解中尺度对流系统维持的一个重要方面。上述对流活动的制约和反馈作用可用下图表示。可以看到对流活动与大尺度环境间的相互作用关系。 对流活动与大尺度环境间的相互作用（由“

35、758”大暴雨研究得到）中小尺度对流发生后，积云对流向上输送感热和潜热，使对流区上空增暖，出现暖心。高空增暖使等压面抬升，形成高压脊和高压环流，并引起高空质量外流，结果在强对流区上空形成明显的辐散气流。当高空辐散流场强烈发展时，在高空（如在250150hPa层中）可发展出一个单独的反气旋环流（见下图）。高空流出的加强，使地面气压降低，有利于低空低压系统的维持，这使对流进一步增强。随着高空暖区的出现。在强对流区以北水平梯度增加，据热成风关系高空风加强。结果在对流区以北，建立一强风速带，这支强风速带可加速对流区上空的高空流出及把对流区和周围空气中多余的热量带走，增加对流区层结的位势不稳定和对流区的

36、垂直环流。在对流区强烈的对流活动引起温度，水汽和风速的垂直分布发生变化，其结果是温度和湿度（由se表示）及风速在垂直方向上的分布趋于均匀化。对流发生后，中上层切变明显减小，但低空急流加强，这是上下动量混合的结果。由于高空风速大，动量大，下传后使低空风速加大，因而中尺度低空急流常常是对流活动的结果。由上面可见，中尺度对流活动对于天气尺度的反馈作用常常是很明显的，尤其是频繁的较长时期的对流活动出现时。只要这种反馈是正反馈就可使中尺度系统得到不断发展。但是大中尺度相互作用过程中，负反馈作用的因子也常常相应发展，当其作用大于正反馈作用因子时，或大形势有了改变时，系统就会停止发展，或趋于减弱，系统的相互

37、作用过程也就变得不明显。一个飑线上空200250hPa气流的演变图。时间为1966年6月8日1700CST（a），1830CST（b）和2000CST（c）（取自Ninomiya） 1968年4月23日1800CST一个强风暴区（粗虚线）上空500hPa温度场（实现）和高度场（虚线）分布。根据风的分布可以看到在风暴区气流是向外流的（取自Ninomiya的工作）飑线环境的低空（a）和高空流场（300hPa）（b）。阴影区是降水区和雷达强回波区。1966年6月8日1830CST北美地区飑线（阴影区）环境的各层（875，575，375和275hPa）相对高度场（c）（f）（2m间隔一条线），这代表对

38、所有格点平均的偏差附录：中国大暴雨选例分析我们对1931年以来我国历史上几次著名的特大暴雨作概要的介绍。对于每一个预报员，记住一些历史上典型的暴雨个例是十分必要的。它可以帮助我们在预报中识别类似个例的再现，并且也有助于我们从历史的个例中总结出经验教训，这样才能增加我们对暴雨发生条件和天气动力过程的认识。一个优秀的预报就要善于从历史的分析中总结和概括出规律性的东西，以此对未来可能发生的事件做出有依据的预测。毛泽东同志说过“从战争中学习战争”。这也是提高预报员水平和素质的一种有效、快捷途径。从以下给出的例子可以看到，中国的暴雨是多种多样的，其发生的基本条件虽然大致相同，但具体条件差别很大。预报员的

39、任务是要根据具体的条件进行具体的分析，才能得出正确的结论。例如地形的作用就是一个明显的例子。由下面给出的许多个例可以看到，我国的确是个多暴雨国家，即有持续性，又有突发性暴雨。暴雨预报是预报员的基本功和基本技能。一个天气预报员如果多次暴雨预报不成功，就不能说是一个优秀的预报员。我们也应看到，暴雨预报是一项十分艰巨的任务，报错二次是可以理解的。“吃一堑，长一智”，关键是总结经验教训。本讲个例不少引自“中国暴雨”一书，有兴趣的读者可参看该书。1、 华北暴雨个例分析1963年8月上旬河北省特大暴雨（638暴雨）与北京2012年7月下旬特大暴雨（暴雨）1963年8月上旬，河北省太行山东麓地区出现了有气象

40、记录以来的特大洪水。这次洪水是由为时一星期的持续性强降水所造成的。过程总降水量的最大值达到1329毫米，并且8月4日在邢台专区的的司苍站24小时降水量达到704毫米。这次暴雨强度大，面积广，这在历史上是少见的。“638暴雨”出现在稳定的大尺度环流形势下。下图分别是63年8月4-8日亚洲和西太平洋海平面等压线图和亚欧500hPa平均等高线图。由于这几天形势稳定，每天的地面天气图和500hPa图在大形势方面和这张平均图相似。在海平面平均等压线图上，贝加尔湖附近有稳定的高气压区。从日本海到西太平洋也是个稳定的高压区，尤其是日本海高气压在暴雨期间一直是维持着的。在日本南面海上有一移动缓慢的台风存在。在

41、我国东南沿海出现高气压脊区。处于上述三个高压系统中间，是一条东北西南走向的狭长低气压带。大尺度海平面气压场对“638暴雨”期间水汽的供应非常有利。从南海有一股湿空气输送到华北，另外从东海、黄海有一股东南气流输送到华北。500hPa平均等高线（见下图）反映暴雨期对流层中层的大形势特点。亚洲中纬度地区阻塞形势显著，同时，在亚洲副热带范围也盛行经向环流，在日本海和西藏高原各维持一个稳定的高压脊。另外在我国东南沿海也有一个高压区。从华北经华中到云贵维持一条狭长的低压带。这条狭长的低压带处于四周稳定的高压系统包围之中，使得从我国西南部移入暴雨区的高空低涡在进入暴雨区时出现停滞或减速现象，因而造成持久的暴

42、雨。此外500hPa平均流场也表示供应暴雨区水源的水汽输送通道和对流层低层完全一致。这表示有深厚的潮湿空气进入暴雨区。1963年8月4-8日（a）总降水量（单位:mm）, (b)500hPa高度场（等值线）和距平场（阴影区）（单位：gpm），(c)海平面气压场（单位：hPa）638暴雨 1963年8月4-8日亚洲和西太平洋五天平均地面图638暴雨 1963年8月4-8日（a）850hPa风场（单位-1, 阴影区值大于-1）和 (b) 地面到300hPa整层积分的水汽输送（单位：-1.m-1，阴影区值大于-1.m-1）(c)假相当位温（单位:K，阴影区值大于340 K）的分布638暴雨“638”

43、暴雨时期西南涡移动路径和1957年7月上旬连续气旋暴雨时期气旋移动路径。虚线：西南涡；实线：气旋在“638”暴雨期间，持续暴雨与三个西南涡沿相似路径从西南移向东北有密切关系（下图）。下图是8月4日08时海平面天气图。这时西南涡已移到河南省北部，同时与冷锋相联的高空槽已移到河套地区。这时暴雨区位于大尺度的湿区和位势不稳定区，同时也是大尺度的上升运动区。在这个区域内最有利于一次次强对流的中尺度扰动生成，并有利于暴雨出现。 1963年8月4日08时海平面天气图（阴影区为雨区）“638”暴雨期中尺度低空急流及其北上也十分明显。8月4日从河西走廊又有高空槽东移，高空槽移到华北上空，变成一条南北向准静止切

44、变线，同时从河南又有一个低涡北上，这个低涡与南北向切变线相交（即所谓三合点）。在这三合点的东北象限，出现了8月7日这场暴雨。1963年8月一次中尺度低空急流过程，细实线为该日最大风速区1963年8月7日08时地面天气图（阴影区为雨区）在夏季当日本海高压稳定，同时在贝加尔湖地区有阻塞高压建立，并与日本海高压对峙时，在这两高压之间形成近于南北向的深厚切变线。在此辐合区中可不断地有中尺度系统发生发展，它们一次又一次带来暴雨，从而形成长时期的暴雨，共有14个中尺度系统出现：6个辐合中心（C），3个冷切变线（W，偏北风与偏东风之间的切变线），5个东风切变线（E，东北风与东或东南风之间的切变线）。下图是“

45、638”暴雨中第一个中间尺度低涡活动时期（8月3-5日）辐合中心的流线图。在辐合中心周围100公里以内有强烈的降水发生。1963年8月3-4日辐合中心演变过程（虚线：图上所注时间以后1小时等雨量线）；单位：毫米下图分别是冷性切变线和东风切变线的流线图。冷性切变线一般是自西向东移动的，其后部是冷空气。它的形成与大范围冷空气活动有关。东风切变线的长度一般100-200公里切变线，在下图中，从保定北京就是一条东风。3日至4日是冷切变线过境时引起的，每小时降水量和气压的曲线。1963年8月6日20时的冷性切变线（细实线为地面流线，粗实线为切变线）1963年8月7日20时的东风切变线将同一个东风扰动所引

46、起的各站雨强跃增出现时刻分析等时线图（下图），看出雨强跃增是从东面开始，然后逐时向西移动。在东风扰动向西移动的过程中降雨强度增加二、三倍。单站情况给出在下图中。8月7日东风切变线相伴的雨强跃增时间分布说明在暴雨期内中尺度系统活动很频繁。邯郸1963年8月3-4日每小时降水量和气压曲线，虚线为气压线；直方块为降水量冷性切变线经过石家庄时当地气象要素演变此图与下图分别说明冷切变线和东风切变线过境时单站气象要素的变化东风切变线经过暴雨带内几个站时的要素演变小结在特定的长波形势下，天气尺度系统的停滞，充分的水汽供应以及有利的地形是造成这次持续大暴雨的原因。西南涡北上和西风带高空槽的活动，是引起这次暴雨

47、的主要天气尺度系统。稳定维持的特定大环流形势，是暴雨持续的主要原因。在这种形势下，副热带高压脊边缘强劲的西南气流，日本海高压后部的偏东气流和北方一股股的冷空气，持续交汇于华北地区。贝加尔湖和日本海高压的阻塞作用是这种形势维持的重要条件。在这种大环流形势下，造成西南涡和西风槽移到河南北部变停滞，同时稳定的西南气流是水汽的主要来源，日本海高压后部的偏东气流也带来一部分水汽。充足的水汽，保证能有持久的大降水量。另外，在华北平原西面的太行山脉对偏东气流的抬升作用，在一定程度上加强和稳定了这次暴雨过程。2012年7月21日北京大暴雨2012年 7月21-22日日降水量分布图（单位：mm）(a)7月20日

48、08-21日08时，(b)7月21日08-22日08时门头沟和房山7月21日-7月22日逐时降雨量（引自张大林等，2013） (b) (c)7月20日08-22日08时 500hPa图与北京21日14时探空曲线 2102年7月20日20时-22日08时海平面气压场分布（单位：gpm, 阴影区小于1006hPa）(a)7月20日20时,(b)7月21日08时,(c)7月21日20时,(d)7月22日08时2102年7月20日20时-22日08时850hPa风场分布（单位：ms-1）（阴影区大于6 ms-1）(a)7月20日20时,(b)7月21日08时,(c)7月21日20时,(d)7月22日0

49、8时 (c)2012年7月20日20时-22日08时地面到300hPa整层积分的水汽输送（单位：kgs-1m-1）和水汽通量散度(单位：10-5 kg s-1 m-2，阴影区表示水汽通量辐合)(a)7月20日20时,(b)7月21日08时,(c)7月21日20时,(d)7月22日08时2、 淮河流域特大暴雨分析1975年8月5-7日河南省特大暴雨1975年8月上旬在河南省南部、淮河上游的丘陵地区发生一次历史上罕见的特大暴雨（下称“758”暴雨），暴雨中心最大过程雨量（8月4日-8日）达1631毫米，三天（8月5-7日）最大降水量达1605毫米。下图是5日-7日三天雨量分布图。最强的雨带呈西北东

50、南走向，位于伏牛山麓的迎风面。4-8日超过400毫米的降雨面积达19410平方公里。驻马店地区、许昌地区南部和南阳地区东北部，雨量普遍大于500毫米，大雨1000毫米的降水区在京广铁路以西薄山水库西北经板桥水库、石漫滩水库到方城一带。暴雨的降水强度极强，1天最大降水量为1005毫米，6小时最大降水量为685毫米，1小时最大降水量为毫米。1小时和6小时雨强均为我国历史上最高记录。“758”暴雨由三场降水组成。第一场雨出现在5日14时至24时，第二场雨出现在6日12时至7日04时，第三场雨出现在7日16时至8日05时。在这三场雨中，7日暴雨最大，5日次之，6日最小。从降水的日变化看，雨强上半夜最大

51、，白天比较小。这次特大暴雨，造成河南省西南部地区两个大型水库，不少个中型水库几乎同时跨坝，一时洪水泛滥，人民生命、国家财产遭到重大损失。造成河南这次特大暴雨的主要影响系统，是7503号台风深入内陆。下图台风活动路径图。这次台风的特点是：（1）台风登陆后并不迅速消失，（2）路径特殊，并在河南境内出现较长时期的停滞，（3）台风伴随的暴雨强度大。这次台风路径，特别是台风在河南境内停滞少动以及台风在陆上并不迅速消失，是与当时大尺度形势的变化有密切关系。在台风登陆前后，亚欧大陆的长波形势出现几乎反位相的调整。在台风登陆前，东经110度上空是长波槽位置，西藏高原西部上空和日本上空是长波脊所在。假如大形势不

52、调整，台风在登陆后将沿长波槽前部迅速转向东行。但就在台风登陆前后，北半球的环流形势出现一次大调整，而且变化最大的区域就在亚洲和西太平洋范围。形势的变化几乎是反位相的。西藏高原西部和日本海上空变成长波槽位置，而在东经110上空建立长波脊。伴随着西风带大形势的调整，在我国东部大陆上建立一个副高单体。由于大形势做这样的调整，使得台风不能转向东行，而是在河南省境内停滞少动。大形势调整同台风北上在时间上正好相遇，一般是不常见的。这次“758”暴雨就出现在不常遭遇的情况下。1975年8月5-7日雨量分布图。虚线：100米等高线两次台风移动路径a 1975年7月30日-8月3日北半球500hPa平均等高线图

53、；b 1975年8月4日-8日北半球500hPa平均等高线图（实线为等高线）下图是“758”暴雨发生的天气学模式。在暴雨过程中中尺度系统（雨团）十分活跃和强烈，并与地形有明显的关系。“758”暴雨发生发展的天气学模式1975年8月7日A、B、C三个强雨团移动路径。图中站点上方的数字为时间，站点下方的数字为雨量1975年8月7日12时-8日04时各站大于50毫米/小时雨强出现的总时数分布图地形引起的上升速度使得对流发展引起降水，也能够做为中小尺度的强对流系统的触发机制，造成不稳定能量释放。因此在山区的迎风坡暴雨次数增加，暴雨量增大。我国的几次著名特大暴雨的雨量分布，都是与地形有密切关系，下图是7

54、5年8月河南暴雨与63年8月河北暴雨的雨量廓线与地形廓线图。在山地迎风坡上雨量达到最大，背风坡雨量迅速减弱，有时背风坡的雨量仅是迎风面的十分之一。雨量分布与地形廓线的关系(a)75年8月河南暴雨；(b)63年8月河北暴雨上图：积雨云的发展情况；中图：流场及云团（雨团）分布；下图：一小时降水量地形对降雨云系的增幅作用。这种增幅作用表现了积雨云中的冰晶或水滴对低层云的播撒作用总之，“758”暴雨下得这样大，是由多方面因素造成的。行星尺度环流条件引起台风能深入内陆，并在河南境内停滞。天气尺度系统的活动，造成有利于中尺度系统生成的环流条件并为暴雨输送大量水汽。中尺度天气系统沿着同一路径向暴雨区汇集，使

55、得在暴雨区出现持久的强对流天气。地形条件对降水起着明显的增幅作用。由于这些有利条件合在一起，引起甚高的降水效率，才能造成几百年来罕见的一次特大洪水。3、 长江流域特大暴雨分析1954年江淮持续性梅雨暴雨1954年6-7月江淮流域出现严重的洪水，该年6月长江中游出现多次暴雨，这使得能够调节长江水量的洞庭湖、鄱阳湖等大小湖泊都灌满了水。到了该年7月，长江流域的梅雨期并不如往年一样在7月上旬结束，而是持续到7月底，下图指出在该年7月份长江流域的雨日超过20天。在7月上半月长江干流区多次出现暴雨，7月下半月淮河水系多次出现暴雨，因此造成如图所示的7月总降水量距平百分率分布。1954年7月份中国降水日数

56、图1954年7月总降水量距平百分率分布图下图给出1954年7月东经60-150度经度范围内500hPa平均地转风西风风速随纬度变化的廓线（实线），图中虚线代表7月份平均西风廓线。在多年平均7月份500hPa最强的平均地转风西风速度出现在北纬度，但1954年7月最强西风出现在北纬度，比往年7月的位置偏南10个纬度。这说明1954年7月在亚洲北纬40度以南的副热带大陆仍处在西风气流支配下。下图是1954年 7月东半球北纬25-45度纬度带内每天500hPa槽脊分布图。由于该年7月亚洲西风偏南，在北纬25-45度纬度带内仍处在西风带环流影响下，在该纬度带内从西向东移动着的扰动是一个接一个的。每一次高

57、空槽经过长江流域时，都带来了暴雨。1954年7月印度也出现洪水，在该年7月有四次活跃的西风带高空槽经过喜玛拉雅山南麓，而在正常年份7月，西风带高空槽通过印度北部是很少见的。1954年6、7月环流形势很相似，下图是1954年6、7月500hPa月平均等高线图。该月的环流形势，最显著的特征是1954年7月西太平洋高压的位置，在该月副热带高压脊线位于北纬20度附近，与6月的位置一样，而在往年7月副高脊线位置位于北纬28度附近。亚洲中纬度的环流形势是属于典型的“梅雨形势”，即在苏联滨海省上空有一个高压脊，在我国东北南部和朝鲜北部出现一个切断的低气压，从这个低压区有一条槽线伸到长江中游。东经60-150度经度范围内500hPa平均西风风速随纬度变化分布图。实线为54年7月；虚线代表多年7月平均。1954年 7月500hPa北纬25-45度纬度带内每天槽脊分布图。细实线代表等高线；粗实线为脊线；粗虚线为槽线1954年7月500hPa月平均等图。实线为等高线；虚线为距平零线。