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3.13.1大气的稳定性与中尺度不稳定类型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）。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。静力不稳定与静力平衡的关系静力不稳定与静力平衡的关系静力不稳定与静力平衡的关系静力不稳定与静力平衡的关系静力不稳定实际温度递减率为,干绝热递减率为.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=)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,是未饱和空气处于稳定层(或正的精力稳定度)的条件.如果-越大,回复力越大,静力稳定也越大.若(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.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.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.大气科学，2008条件与对流不稳定图3.01条件不稳定示意图图3.02对流不稳定条件，AB层是逆温层，Td是露点抬升对逆温层的影响，抬升1公里后，对流不稳定变成条件不稳定的过程。抬升后的曲线为细实线。3.2 3.2 位势不稳定与对流活动的发生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（）和如何通过抬升过程而释放出来。Palmen与Newton（1969年）指出，位势不稳定是指对流不稳定（或）和条件不稳定（）的结合。这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。其条件是或或静力能量随高度减小及。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。有人曾根据温度的递减率是否是条件不稳定而把位势不稳定分成两类。这样区分是必要的。因这反映了使位势不稳定所需要的外界抬升强度不同。在条件不稳定大气中，一旦在此层的任一处达到饱和，将开始发生对流。而在不具备条件不稳定大气中，则需要另外有强抬升（造成低层潜热加热或高层冷却）才能使探空变成真正的不稳定层结。这种情况实际上也相当于对流不稳定的情况。显然只根据和的垂直剖面是不可能区分这两种层结的。条件不稳定适用于气块而不是气层，对流不稳定是对气层而不是气块。图3.11974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）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）。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3.5Showalter指数（SI）与抬升指数（LI）的计算（Bluestein,1993）关于惯性稳定度可用图3.6来说明。如图所示，在准地转平衡下，平直西风的分布为，若受外力推动，A点气块移至B点。该气块能否返回至原来所在的纬度，是衡量气块在水平方向上是否稳定的标志。由于气块由高压向低压移动，在气压力作用下，气块在y方向加速，同时在地转偏向力（fv）作用下u也增强。气块能否返回原纬度，决定于气块在B点所受经向力的大小。(可参看朱乾根等人的天气学原理和方法一书）3.3 惯性不稳定惯性不稳定ABfUgAfUAfUBfUgB1234图3.6 惯性不稳定示意图图中ugA=uA,ugBuB,，uA与uB是同一气块不同时刻的纬向风分量3.4 3.4 对称不稳定与中尺度对流雨带对称不稳定与中尺度对流雨带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。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（不稳定）或（稳定与中性）。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。图3.7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。说明位势不稳定的示意图实线：线虚线：线3.7但用实际天气资料进行不稳定判断时，可把气块先沿面上升，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。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：上式上式3.5 3.5 开尔文开尔文赫姆霍兹不稳定赫姆霍兹不稳定（切变不稳定）（切变不稳定）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。除了上述不稳定机制外，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。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。3.6有组织对流对预报的影响目前认为：改进模式中有组织中尺度对流的表征是改进次季节以下预报的前提。因为热带对流的爆发对中纬度环流有重要影响。它可以启动和增幅频散的Rossby波列，进行影响中纬度斜压生命循环及其可预报性。CISK不稳定是引起有组织热带对流的主要机理，在后面还将进一步做详细阐述。以下只给出实例。南海与中印半岛对流活动最早和突然爆发过程印度印度南海南海夏季OLR距平，单位：W/m2，取19712000年为气候平均（所用资料为19792004年的CMAP降水资料）19791992年平均19932004年平均左：观测的OLR三天滑动平均距平。7.5N7.5S纬带，2003年11月17日3月23日。右图：降水距平的第二星期预报（第814天）（NCEP中期预报模式）。等值线是时空滤波的OLR距平，它们定义了三种不同的对流耦合热带模态。从左向下倾斜的蓝线代表MJO，绿线代表Kelvin波，从右向左倾斜的黑线代表赤道Rossby波（WeickmannNOAA/CDC）。注意在一周内个别对流的爆发（橙红色）；它嵌入在活跃1个月的MJO对流区内（黄红色）。但这种对流组织化在降水预报中未报出。2003年7月3-10日纬带平均（30-48N）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）7天平均图（1999年12月18-24日）说明MJO热带对流爆发和下游传播的Rossby波列。这个时期超前于北大西洋高空急流和欧洲强温带气旋“Lothar”的发展（1999年12月24-26日）。上图：OLR，蓝紫色：对流层冷云顶，MJO热带对流爆发位于印尼（红箭头），可见到由爆发区有高空流出伸向东北到中纬度（白色：虚箭头）。下图：250hPa风速场。蓝圈：MJO对流的质心。红箭头：Rossby波列的射线路线（取自THORPEX科学报告）