对流性风暴的结构、演变及其雷达回波特征

目的:

  1. 明确对风暴组织影响最大的两个大气参数。
  2. 在给定风暴承载层上风暴的运动和环境平均风场特征的前提条件下,确定有利于新的上升气流发展的风暴区域。
  3. 定义顺流线方向的涡度,阐明它对风暴种类和演变的重要性。
  4. 明确风暴相对螺旋度的确切表述及其对风暴种类和演变的重要性。
  5. 给出风暴的运动和速度矢图,要能绘出风暴相对风矢量及风暴相对螺旋度区。
  6. 给出速度矢图和各种风暴运动矢量,要能明确哪种风暴运动对超级单体发展产生最大的潜在作用。
  7. 明确弱超级单体风暴回波区的三维雷达反射率因子的特征。
  8. 明确超级单体风暴回波区的三维雷达反射率因子的特征。
  9. 明确中气旋的定义。
  10. 能够描述中气旋核生命史中三阶段的风暴相对速度的三维特征。
  11. 明确强(或剧烈)龙卷的中气旋的特征。
  12. 明确龙卷涡旋特征的定义。

 

1 风暴的特征和分类

 

1.1 目的

l         明确影响风暴组织最明显的两个大气参数。

l         在给定风暴承载层上风暴的运动和环境平均风场特征的条件下,明确有利于新生上升气流发展的风暴区域。

 

1.2 引言

对于优秀雷达操作员而言,明确对流性风暴的特征极其关键,优秀雷达操作员必须能够预报风暴,而不是仅仅对天气报告的简单反应。因此,必须具备各种有关对流性风暴环境、结构和演变的扎实背景知识,只有这样才能最有效地为公众提供风暴的警报服务。

 

1.3 风暴单体的结构和演变

   风暴通常由一个或多个对流单体组成,风暴单体具有强烈的垂直运动并足以激发深对流的产生。对流天气中的对流单体,其尺度可从12km的积云塔,到几十km甚至几百km的积雨云系。对流单体发展的强弱及其移向移速和周围环境热力和动力的关系较密切。根据积云中盛行的垂直速度的大小和方向,风暴单体通常包括三个阶段:塔状积云阶段、成熟阶段和消亡阶段,下面分别加以说明:

1.3.1 塔状积云阶段

图1-1 短生命史对流单体的塔状积云阶段示意图

   塔状积云阶段由上升气流所控制,上升速度一般随高度增加,这种上升气流主要由局地暖空气的正浮力或者由低层辐合引起的,上升速度一般为510m/s,个别达到25m/s。风暴单体的生长与湿空气上升时的降水微粒形成有关。初始回波的水平尺度为1km左右,垂直尺度略大于水平尺度,初始回波顶通常在-40C-110C之间的高度上,回波底在00C高度附近。初始回波形成后,随着水滴和雪花等水成物不断生成和增长,回波向上向下同时增长,但是,回波不及地,此时回波强度最强一般在云体的中上部。在塔状积云的后期,降水能够激发下沉气流。

1.3.2 成熟阶段

   风暴成熟阶段实际上是上升气流和下沉气流共存的阶段,成熟阶段开始于雨最初从云底降落之时。此阶段的降水通常降落到地面,所以,可认为雷达回波及地是对流单体成熟阶段的开始。此时,云中上升气流达到最大,随着降水过程的开始,由于降水粒子所产生的拖曳作用,形成了下沉气流。然后,这种下沉气流在垂直和水平方向上扩展,如图1.2所示。这种冷性下沉气流作为一股冷空气,在近地面的低层出向外扩散,与单体运动前方的低层暖湿空气交汇而形成飑锋,又称阵风锋。

   成熟阶段的对流单体的中上部,仍为上升气流和过冷水滴及冰晶等水成物。当云顶伸张到对流层顶附近时,不再向上发展,而向该处的环境风下风方向扩展,出现水平伸展的云砧 。云砧内的水成物仍能产生足够强的雷达回波,在雷达距离高度显示器(RHI)上,云砧回波可达到几十公里至上百公里,而实际水平尺度可达100200km

 

图1-2 短生命史对流单体的成熟阶段示意图

1.3.3 消亡阶段

风暴单体的消亡阶段为下沉气流所控制,此时降水发展到整个对流云体。实际上,当下沉气流扩展到整个单体,暖湿空气源被扩展的冷池切断时,风暴单体出现消亡。

   从雷达回波上看,回波强中心由较高高度迅速下降到地面附近,回波垂直高度迅速降低,回波强度减弱,并且分裂消失。

总之,一个典型的对流单体的三个阶段约各经历1520分钟,其整个生命史约为45分钟~1小时。事实上,自然界往往不是孤立的对流单体。有时,一个单体达到成熟阶段,而另一个单体还处于新生发展阶段。所以,从宏观看,整个积雨云系包含了几个单体,其生命史可维持数小时之久。

 

 

图1-3对流单体消亡阶段示意图

 

1.4 影响风暴结构和种类的环境因子

   观测和数值模式研究均表明,风暴动力结构(风暴种类)及风暴潜在的影响力很大程度上取决于热力不稳定(浮力)、风的垂直切变和水汽的垂直分布三个因子。

由于浮力决定了垂直方向上空气的加速程度,因此它与风暴强度有关。

垂直风切变有利于风暴发展、加强和维持,从而决定了风暴类型的演变和发展(即对流是否能够发展成为超级单体风暴)。

另外,风暴和环境的相互作用也会影响风暴的强度和组织,例如,一个相当弱的风暴在与边界(密度不连续面如锋面等)相互作用时会出现爆发性发展。因而,系统之间的相互作用很大程度上能够改变风暴以及与之相互作用的环境。

1.4.1热力(浮力)不稳定

   气块不稳定是影响风暴强度和类型的三个主要因子之一,因为它正比于抬升空气的有效能量。

对流有效位能(CAPE)

   对流有效位能(CAPE),即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生的能量的垂直积分,是风暴潜在强度的一个重要指标。在温度热力斜交(斜T-logP)图上,CAPE正比于气块上升曲线和环境温度曲线从自由对流高度(LFC)至平衡高度(EL)所围成的区域的面积。

CAPE 指数

   在浮力的估计方面,CAPE的积分较其它指数更加可靠,因为其它指数只取决于一定层次的资料(例如:K指数仅使用850700500hPa的资料),从而使得其它指数资料常产生计算上的严重失真,甚至把抬升指数也误认为是大气有效能量。因此,应当极力推荐使用CAPE而不是其它指数去估计浮力,并且对探空探测进行全面的核查。

 

图1-4 斜T-logP图上正、负能量区和CAPE区的示意图

1.4.2上升气流强度

CAPE数值的增大表示上升气流强度的加强及对流的发展,然而,CAPE并非唯一影响对流风暴中上升运动的因子。在强风切变的环境中,动力效应实质上加强了上升气流的强度,强烈上升运动也能够在较小至中等强度的CAPE中得以发展。

最大垂直速度

气块在特定环境中绝热上升的最大垂直速度(Wmax)理论上取决于CAPE向动能的转换程度,并且由此可以求出Wmax

  • 大多数无组织风暴中上升气流的垂直速度通常是Wmax1/2左右,这是因为风暴中水负载和混合作用的限制。
  • 结构完整风暴(尤其是超级单体风暴)中上升气流核的垂直速度接近于Wmax

   其中发展完善风暴中上升气流核大多数不受环境大气的挟卷影响。此时风暴相对气流(storm-relative flow)携带着降水, 远离发展完善风暴的上升气流顶,此时减少了大量水负载。并且独立于浮力的动力过程(抬升力)能够使得发展完善风暴中的上升气流得以加强。

   上升气流较强的风暴通常能产生严重的天气灾害,强风暴上升速度通常超过30m/s10kts),而非强风暴中的上升速度通常只有10m/s20kts)左右。CAPEWmax的关系表达式如下:

        

                      Wmax(2CAPE)1/2

1.4.3垂直风切变

垂直风切变是指水平风速(包括大小和方向)随高度的变化。统计分析表明,环境水平风向风速的垂直切变的大小往往和形成风暴的强弱密切相关。在给定湿度、不稳定性及抬升的深厚湿对流中,垂直风切变对对流性风暴组织和特征的影响最大。一般来说,在一定的热力不稳定条件下,垂直风切变的增强将导致风暴进一步加强和发展,其真正原因在于:(1)垂直风切变能够激发风暴相对气流(storm-relative flow)的产生,而风暴相对气流很大程度上确定了风暴的结构。 (2)上升气流和垂直风切变环境之间的相互作用能够产生附加的抬升作用,使得风暴进一步加强和维持。

图1-5 垂直风廓线及其对对流的作用

 

弱垂直风切变环境

如果风切变较弱,风暴相对气流就不可能增强到足以携带降水远离风暴的上升气流区。在这种情况下,降水就通过上升气流降落,并进入风暴低层的入流区,从而导致上升气流中水负载的明显增加,最终使得风暴核消失。

弱的垂直风切变通常表示弱的环境气流,并且常常引起风暴缓慢移动。沿风暴阵风锋的辐合能够继续激发新的单体,但是,阵风锋在切断上升气流后,其移动超前于风暴。

在弱的垂直风切变环境中风暴很难有组织地增长, 在某一程度上是由于风暴内上升气流和下沉气流不能长时间共存。因此,风暴无法持续足够长而发展成为强风暴。如果风暴不能发展,它就无法产生灾害性天气。但是,即便在弱的垂直风切变环境中,某些外部特征,如边界效应等,也对风暴的组织起重要影响。另外,某些在弱的垂直风切变环境中发展的风暴所产生的运动也将产生明显的风暴相对气流。可以说,能够产生风暴相对气流的任何情形均有利于强的有组织的对流的发展。

强垂直风切变环境

强垂直风切变有利于风暴相对气流的发展,此时,气块携带着降水远离风暴的入流区或上升区。

强的垂直风切变能够产生与阵风锋相匹配的风暴运动,从而使得暖湿气流源源不断地输送到发展中的上升气流中去。

垂直风切变的增强导致对流产生,有利于上升气流和下沉气流在相当长的时间内共存,新单体将在前期单体的有利一侧有规则地形成。

如果足够强的垂直风切变伸展到风暴的中层,则产生于上升气流和垂直风切变环境相互作用的动力过程能强烈影响风暴的产生和发展。这一部分内容将在超级单体风暴动力学中作全面的阐述。

总之,产生普通单体风暴的风向随高度的分布杂乱无章,基本上是一种无序分布,而且风速随高度的变化也较小;而多单体风暴和超级单体风暴的风向风速随高度变化分布是有序的,风向随高度朝一致方向偏转,而且风速随高度的变化值也比普通单体风暴的大。

1.4.4水汽条件

风暴云内部含有大量水份,其水份是由上升气流从大气低层向上输送的。因此风暴的发展要求低层有足够的水汽供应。所以,风暴常形成于低层有湿舌或强水汽辐合的地区。据统计,超级单体和多单体风暴的形成要求比普通单体风暴有更大的低层水汽含量。但是,如果低层的水汽含量过大,在对流云发展早期,云内就会有大量的水汽凝聚,形成雨滴而降落,阻碍上升气流的进一步发展。这可能是热带海洋地区多雷阵雨和对流性暴雨,而很少降雹的原因。

   综上所述,热力不稳定(浮力)和垂直风切变是影响风暴组织和种类的最重要因子。

浮力最好由CAPE来估计,CAPE与风暴中最强上升气流速度相关。

强垂直风切变的作用可以归纳为:

   ·能够产生强的风暴相对气流(storm-relative flow);

   ·能够决定上升气流(加强辐合)附近阵风锋的位置;

   ·能够延长上升气流和下沉气流共存的时间;

   ·能够产生影响风暴的组织和发展的动力效应。

另外,风暴及其环境(地形、边界等)之间的相互作用对风暴的组织和种类也有重要影响。

 

1.5 风暴种类及特征

根据对流云强度回波的结构特征,可将风暴分为单单体风暴、多单体风暴和超级单体风暴三类。然而,基于高分辨率雷达观测和数值模式的研究表明了这三类风暴之间存在着本质的差异,最根本的差异表现于超级单体风暴和其它风暴之间:超级单体风暴存在强烈的旋转上升气流(中气旋或中反气旋),而非超级单体风暴中不存在。

   风暴种类划分方案是基于动力学考虑的,因为超级单体风暴相对非超级单体风暴通常具有更大的威胁,因此,这种划分又考虑了业务上的需要。

1.5.1非超级单体对流

弱垂直风切变环境中的强风暴(脉动风暴)

最基本的深厚湿对流的形式是单一上升气流脉动(single updraft pulse),它的演变包括塔状积云(Tcu)生成、成熟和消亡阶段,然而,真正的单单体风暴却很少见,甚至连最弱的风暴也常拥有多单体的特点。

所谓单单体风暴,是指在其生命史中,只是一个孤立的单体,由于它主要发生在单一气团内部,所以也称为气团风暴。应该指出的是,真正的单单体风暴是很少见的。由于弱的垂直风切变环境限制了对流尺度有组织的发展,在这种环境下风暴的发展是短生命史的,其生命史通常为2040分钟,并且常常是以单体群的松散形式存在的。

   由于弱垂直风速切变环境限制了风暴相对气流的发展,因此对应于单单体发展或运动的流型往往缺乏明显的组织,甚至是随机的。多单体风暴的云中的垂直气流比较垂直,最大上升速度一般为15m/s,尺度为510km左右,其风暴母体生命史约为1~2小时。外流气流内复杂的相互作用也强烈影响了单体的发展。

这种出现于弱垂直风切变环境中的强风暴又称为“脉动风暴(pulse storm)” 。脉动单体风暴的回波结构在后面再讨论。

中等到强的垂直风切变环境中的多单体风暴

   中等至强的垂直风切变环境通常导致有组织风暴的产生和发展,这种多单体风暴通常由处于不同发展阶段的单体风暴核序列组成,且在有利于风暴生成的一侧不断新生单体(通常是沿阵风锋的辐合最强处),新生单体的发展具有较好的组织。

   多单体风暴中单个单体的移动方向与其气层内平均气流方向一致,而整体风暴的运动通常偏离单个风暴的运动方向,这是由于新生单体沿着外流边界(outflow boundary)出现周期性发展而引起的。

与弱垂直风切变环境中的强天气脉动相比较,多单体风暴产生的强烈天气包括下击暴流、中到大的冰雹(通常少于5.0cm)、暴洪和弱龙卷等。同时,非超级单体风暴也能演变成超级单体风暴。

多单体风暴由于不断有新生单体的补充和发展,老单体的减弱消散等新陈代谢过程,因此维持时间较长。一旦新单体停止产生和并入,多单体风暴就趋于消亡。从图1-1可以看到,单体45处于消散阶段,单体12处于初生发展阶段,单体3处于成熟阶段。当新单体发展成为主体回波时,老的单体减弱,而另一个新的单体形成,每个单体维持20~30分钟。一个典型的多单体风暴在其生命史中可以有30个或以上的单体形成。

强烈的多单体风暴一般在中到强的垂直风切变(2.5×10-3s-1)情况下发展起来的。另外,强烈多单体风暴中云下气层的风速较小,一般小于8m/s,这可能是和产生超级单体的大气环境条件主要的区别之一。

由于强烈多单体风暴由几个处于不同发展阶段的单体所组成,其中成熟阶段单体的雷达回波强度结构特征与其它单体的特征之间有明显区别。另外,强烈的多单体风暴中成熟阶段单体雷达回波强度特征和普通的多单体风暴中成熟阶段的特征亦存在明显差别,所以正确识别和分析它们之间的差别对雷达测报强对流天气有十分重要的意义。

图1-1 多单体分布复合体系统中四个单体的雷达回波瞬时演变平面图

初始状态、10分钟后的状态、20分钟后的状态

 

1.5.2 超级单体风暴

超级单体风暴是一种具有特殊结构的强风暴,它比正常的成熟阶段的强单体风暴的水平尺度要大得多,在云底的中低层,雷达回波强度的水平尺度可达到几十公里。它维持的时间很长,可达几个小时,出现的天气现象也比其它类型的强风暴要严重得多,常伴有大风、局地暴雨、冰雹、下击暴流,甚至龙卷。

出现超级单体风暴的有利环境条件为:(1)大气层结不稳定,在500hPa处热力浮力超过40C,但是在超级单体出现前,在低层常伴有浅薄的逆温层,这样有利于不稳定能量的积累;(2)风速的垂直切变很强,平均可达5×10-3s-1左右,同时,风向随高度强烈顺转,可超过900;(3)云体低层的环境风速较强,平均可达10m/s(这也是和多单体强风暴的环境条件主要差别)。

              

图1-2 经典型超级单体风暴示意图(从东南方向看)

陆架云或许不出现或出现在壁云以南,而非壁云东北向,

随着时间的推移,螺旋状的降水幕从东北方向气旋性地环绕壁云。

 

   超级单体风暴的结构和演变很大程度上取决于风暴和垂直风切变环境之间相互作用的动力过程,其相互作用使得超级单体风暴持续发展,并产生强烈的旋转上升气流。这种高度有组织的状态,使得超级单体风暴在准静止状态下持续数小时。

   超级单体中气旋与风暴结构的范围有关,许多非超级单体风暴只能发展成弱的或短生命史的环流,只有旋转足够强、持续时间足够长的风暴,才具有超级单体风暴的动力结构。

   大范围超级单体风暴发展的有利条件包括强垂直风切变和大的CAPE值。然而,局地环境变化之快可能使得大尺度环境不利于超级单体风暴的发展。在这种情况下,风暴尺度之间的相互作用仍能产生孤立的超级单体风暴。

   通常情况下,在适当的内、外动力过程作用下,非超级单体风暴能发展成为超级单体风暴。

 

1.6 总结

   一般情况下,风暴由单单体、多单体(更常见)组成,单体可看作是垂直运动强到足够产生深厚湿对流的区域,单体的生命期包括三个阶段:塔状积云阶段、成熟阶段和消亡阶段。

   动力不稳定(或浮力)以及垂直风切变是影响风暴结构和种类最重要的因子。最好用CAPE来估算浮力,理论上CAPE直接与风暴内最强上升气流有关。强垂直风切变所产生的作用如下:

   ·能够产生强的风暴相对气流(storm-relative flow);

   ·能够使得阵风锋的位置靠近上升气流,从而加强上升气流区的辐合;

   ·能够使得上升气流和下沉气流在相当长的一段时间内共存;

   ·能够产生对风暴的组织和生命期有重大影响的动力效应。

   风暴及其环境(例如地形、外流边界(outflow boundaries)等外部特征)的相互作用对风暴的结构和种类也有重要影响。

   风暴可以分为两种类型:超级单体风暴和非超级单体风暴,其划分的物理基础是超级单体风暴中强烈旋转上升气流(中气旋和中反气旋)的发展和持续特征,这些特征在非超级单体风暴中不存在。以上的分类是基于动力学而考虑的,同时还考虑了业务上的应用,因为超级单体风暴的危害性比非超级单体风暴强得多。

   超级单体风暴的结构和演变很大程度上取决于风暴和垂直切变环境之间相互作用的动力过程,超级单体风暴中气旋与较大范围的风暴结构相联系,它们能呈现出不同的雷达回波和可视特征,并可在任何地方发展。与非超级单体相比,超级单体很少,但可引起较大的人员伤亡等破坏作用。

   风暴运动可从雷达回波的速度图(包括大小和方向)获得,风暴运动是平移运动和传播运动的合成,其中平移运动是指单个单体随风暴承载层平均风的移动,传播运动指的是新单体发展和旧单体消亡所引起的风暴运动。非超级单体风暴的传播是不连续的,而超级单体风暴的传播或多或少是连续的。

2 强风暴的雷达反射率因子特征

 

2.1目的

  • 了解弱回波区(WER)的雷达反射率因子三维特征
  • 了解超级单体风暴的雷达反射率因子特征

 

2.2 引言

一旦对流环境和可能的风暴类型被预报,对于雷达操作者来说,明确所有风暴种类的特点、结构及其演变是极其重要的。只有具备了以上的知识,才能提前预报强天气的发展。本节将集中描述风暴的反射率因子特征及其演变,包括弱垂直风切变环境中强风暴的发展,即所谓的“脉冲风暴(pulse storm)”;中等程度的垂直风切变环境中强风暴的发展以及超级单体风暴。

 

2.2.1 弱垂直风切变环境中的强风暴即脉冲风暴(pulse storm)的特征

脉冲风暴是发展迅速的强风暴,它产生于弱的垂直风切变环境中、较深的低层湿层、高度的垂直不稳定性。尽管脉冲风暴具有单个单体的特征,但是真正单个单体很少出现。强脉冲通常是在松散组织风暴中几个演变单体中的一个。

强脉冲单体通常是晚于浅对流和若干非强单体而出现的。这是因为:

(1)非强单体风暴调整了局地风暴环境的气流结构和热/湿层结构。

2)如果低层丰富的湿空气局限于一薄层中,那么非强单体风暴的作用会使薄层变厚。

一段时间之后,局地环境被前期单体的这些作用所“调节(conditioned)”,接着强脉冲单体生成。而强脉冲单体生成以后所产生的的单体通常为非强单体。虽然强单体通常是短命的(一般小于30分钟),其母风暴也许能存在一到两个小时(取决于垂直风切变的强度)。

强天气通常局限于生命史较短(约515分钟)的下击暴流、冰雹(直径通常少于1英寸)以及弱的(如非超级单体风暴)龙卷,然而,强烈的微下击暴流(microburst)和强冰雹也的确会出现。

2.2.1.1脉冲风暴的雷达回波演变过程

由图1-37可见,脉动风暴的回波结构有三个特点:(1)出现初始回波的高度,一般在1km~9km之间;(2)强回波中心值一般大于50dbz;(3)强中心所在的高度也较高,一般在-100C的高度左右。由上面回波强度可以说明云中的上升气流很强,而且上升气流的上面存在水份积累区。这对云中的冰雹生长是很重要的。

与脉动风暴相伴随的强烈天气现象通常包括短时暴雨、下击暴流、小冰雹(通常直径小于2.5cm)以及龙卷。然而,强烈的微下击暴流和大冰雹有时也会发生。

另外,多普勒雷达回波速度场中可分辨出的气流包括风暴顶的强辐散,云底附近或其上的强辐合。

   如果强单体风暴能产生下击暴流,那么近地面强辐散信号对应于地面的强风。通常,高空强辐合与近地面强外流气流有关,而且,近地面最强外流气流的位置常常在高空最强辐合中心的下方。

由于脉冲风暴所诱发的强天气过程是快速爆发的(515分钟),因此,一旦探测到近地面的辐散信号,也无法对脉冲风暴发出有效警报。

雷达探测脉冲风暴的较有效的方法是要注意出现初始回波的高度,最大回波强度值及其所在高度。同时,也可以应用VIL产品和CR产品来帮助识别这类风暴,当VIL值较大,CR产品中的最大回波强度值很大及其所在高度较高时,可以推断可能产生强脉冲单体风暴。

 

2.2.2 中等到强垂直风切变环境中风暴的特征

由于多单体风暴由处于不同发展阶段的单体组成,强烈多单体风暴和普通多单体风暴的特征存在差别。因此识别强和非强风暴之间的雷达回波差别极其重要。同时,明确超级单体风暴和非超级单体风暴之间的基本动力学及其相应的雷达回波特征之间的区别也是很重要的。风暴结构之间的差异与强天气过程(如龙卷、大冰雹和灾害性风)息息相关,而强天气过程又与风暴的种类有关,由此与强风暴探测和警报有关。

直到70年代中期,雷达本身的探测技术、低的检出率以及高的虚警率均限制了风暴估算方法的有效性。由于PPIRHI方式显示的回波强度分布图不能准确地分析风暴的三维结构,而应用体积扫描资料,根据高、中、低仰角的PPI回波强度资料的合成可以得到风暴回波的三维结构,从而推断上升气流强度及其演变情况。Lemon1977,1980〕提出了一种雷达体积扫描方案。即应用体积扫描方案,可根据高、中、低仰角的PPI回波强度资料,并把它们组合在同一屏幕上显示。从而得到风暴回波的三维结构图象,人们可以从这种三维结构而推断出上升气流强度及其演变情况。大量的观测和研究表明,回波顶、高、中、低层回波在相应平面上的配置可以推断对流风暴的强弱。

2.2.3 中等到强垂直风切变环境中的非强风暴

中层和低层的回波分布的平面位置几乎重合,高层最大回波位置和低层最大回波位置十分接近时,在低层无法形成弱回波区(WER),也没有形成类似穹隆状的弱回波区。所以,尽管这种对流风暴的回波顶较高,也不能形成对地面造成灾害的强风暴。

2.2.4 中等到强垂直风切变环境中的(非超级单体)强风暴

与上面的非强风暴形成对照,一个非超级单体的强烈发展阶段是以更强的上升气流变得更加垂直为标志的。

低层高反射率因子梯度的形成是由于降水的尺寸筛选:最大的粒子落在上升气流核附近,更小的粒子落在上升速度核下游更远处。中层(8km高度左右)大于20dbz回波廓线向低层入流一侧伸展,悬于低层回波区之上,形成弱回波区(WER)的分布特征。由于低层上升气流速度较强,使在该处形成的降水质点被携带上升,形成了低层无回波(或回波强度很弱)类似穹窿状的弱回波区(WER)。

当风暴顶的位置移到低层高反射率因子梯度区之上时,标志着一个强上升气流,并表明增加的严重风暴潜势。如果深厚的持续的旋转被观测到,上述反射率因子结构也可以与超级单体相联系。

2.2.5 超级单体风暴

20世纪10年代开始雷达反射率因子图就已用来表征超级单体风暴的特征。然而,最近的数值模式研究和多普勒雷达探测表明深厚持久的中气旋才是超级单体风暴最明显的特征。

超级单体风暴种类包括各种各样的雷达回波和视觉特征,依据对流性降水强度和空间分布特征可以进一步对超级单体风暴进行分类。

某些超级单体风暴几乎没有产生降水,但具有显著的旋转特征,这类超级单体风暴称为弱降水(LP)超级单体风暴。在超级单体风暴族中有另一种风暴,能够在其中气旋环流中产生相当大的降水,这类超级单体风暴称为强降水(HP)超级单体风暴。在上述两个极端之间,还存在经典(classic)超级单体风暴,即传统超级单体风暴。

 

2.3 本节小结

2.3.1 脉冲强风暴

   脉冲强风暴环境具有弱的风切变、深厚的低层湿层和强不稳定等特征。通常强单体跟随着许多非强单体之后发生,探测到的强脉冲单体回波比弱脉冲单体回波要强得多,合成层最大反射率因子(LRM) 及VIL产品对于决定单体的强度尤其有用。

2.3.2 中等至强垂直风切变环境中的非超级单体风暴

中等至强垂直风切变环境中的非强风暴(non-severe storm)具有垂直堆积的结构,其风暴顶直接位于低层最大反射率因子中心上空。中等至强垂直风切变环境中强(非超级单体)风暴的特征表现在深厚的低层湿层和高度的垂直不稳定。风暴低层的入流一侧具有明显的反射率因子梯度,在风暴中层有一个位于低层入流一侧弱回波区(WER)上方的悬垂回波,并且风暴顶位于低层强反射率因子梯度区或悬垂上方。基本反射率因子的四幅图显示(four-panel presentation)对于确定单体的强度最有用。

2.3.3 超级单体风暴

     超级单体风暴的环境具有深厚的低层湿层、强的垂直不稳定和对流前逆温顶盖(pre-convective capping inversion)的特征。超级单体风暴可以分为经典超级单体风暴、HP(强降水)超级单体风暴和LP(弱降水)超级单体风暴三类,除了LP超级单体风暴以外,其它两类风暴在风暴低层的气流入流侧的高反射率因子梯度区上空均为大片的WER(弱回波区)或BWER(有界弱回波区),风暴顶位于低层高反射率因子梯度区上空或在BWER上空,另外还有如下的一个或一个以上特征:经典的钩状回波、粗大的钩状回波、前侧(V形)槽口回波以及后侧(V形)槽口回波。

   一屏显示4幅基本反射率因子图,另一屏显示4幅风暴相对平均径向速度图的作法对于超级单体风暴的严重程度的确定最有用。目前这项功能在WSR-98D上没有实现,不过可用将产品平铺的方法取代。

 

3 超级单体风暴的径向速度回波特征

3.1 目的

l         掌握中气旋的定义;

l         能够描绘中气旋核生命史三个阶段的典型三维风暴速度的特征;

l         掌握与强龙卷关系最密切的中气旋的特征;

l         掌握龙卷涡旋特征的定义。

 

3.2 引言

本节主要介绍在对流风暴中出现的旋转特性。根据定义,中气旋(mesocyclone)只出现在超级单体风暴中。即使在超级单体风暴中龙卷涡旋特征(TVSthe Tornadic Vortex Signature)也很少见,同时,只有在非常特殊的非超级单体风暴个例中才可以探测到龙卷涡旋特征。由于气象业务工作者对多普勒雷达所提供的旋转特征不熟悉,因而本节将详细介绍这些旋转特征的识别标准、警报准则以及它们的概念模型、生命史和演变。

 

3.3 中气旋

3.3.1中气旋核的定义

中气旋是与对流风暴的上升气流紧密相联的小尺度涡旋,该涡旋已满足或超过一定的切变、垂直伸展、和持续性判据(这些判据将在下面给出)。这个涡旋可以被模拟为一个兰金组合涡旋(Rankine Combined Vortex)(图略)。中气旋核作为一个固体旋转(切向速度与半径成正比)。在中气旋核以外,切向速度与半径成反比,随着半径的增加而减少。由于单部多普勒雷达只能测量径向速度分量,我们只能识别中气旋核的固体式旋转。

来自WSR-88D的速度数据只提供了沿雷达径向的速度分量。因此在确定旋转特征时具有一定程度的不确定性。

3.3.2中气旋的识别判据

   切变、持续性和垂直范围的判据可以有效地用来识别中气旋核。下面的判据是以Oklanhoma中气旋核统计为基础的。如业务上应用应作相应调整。

   凡满足下列判据的小尺度涡旋即为中气旋:

1)核区直径(最大入流速度(inbound velocity)和最大出流速度(outbound velocity)间的距离)小于等于10km;转动速度(即最大入流速度和最大出流速度绝对值之和的二分之一(/Vrmax/+/Vrmin// 2)超过相应的数值。图中的三条实线划分成的四个区由上至下,分别表示强中气旋、中等强度中气旋、弱中气旋和弱切变。由图可见,对于同等强度的中气旋,多普勒雷达探测的最大(最小)径向速度随探测距离增加而减小,这是因为雷达抽样体积随测距增加,从而因为平滑作用而导致最大值(最小值)减少(增加)的缘故。以强中气旋为例,距雷达10km处的强中气旋,其转动速度平均值必须大于等于22.5m/s。而在130km处,只要其转动速度大于等于19m/s时就能被判别为强中气旋。

2)垂直延伸厚度大于等于3km

3)上面两类指标都满足的持续时间至少为两个体积扫。

注意:当使用基本速度或SRM(风暴相对速度图)产品时,总是采用数据级的中间值。在计算上述旋转速度时也是采用数据级的中间值。

3.3.3 发布中气旋警报的准则

   (注意:这些是以Oklahoma统计为基础的准则,在做出警报决定之前,所有的因素,包括环境、反射率因子、发展趋势和站点报告一定要加以考虑。)

   如果基于任何上述因素,而未发布灾害性强风暴警报或龙卷警报的话,那么:

1) 如果识别出了中气旋则发布灾害性强风暴警报。

2) 如果识别出了强中气旋则发布龙卷警报。

(注意:在有些情况下,识别出中等强度或弱中气旋就足可以发布龙卷警报。)

与强龙卷相联系的中气旋核特征可能在龙卷发生前20-30分钟出现。业务上通常应考虑三种情形:

1)如果中气旋能生成龙卷,最有可能在中气旋核强度达到最大值期间产生。

2)如果速度切变最大(最小的半径和最大的旋转速度)的中气旋核延伸到最低层的话,通常将会发生严重的龙卷。

3)如果中气旋核的切变不断加强(旋转速度加大,半径减小)并且/或者明显的旋转向下发展的话,那么表明这是一个或正在成为一个更加危险的中气旋。

成熟中气旋核的垂直延伸可以提高龙卷探测和警报发布的把握。然而,对于在更远距离处的浅薄风暴(shallow storm)来讲,尽管可能已达到了垂直延伸的标准,也很难探测到。

有经验的预报员如能掌握这些规则,就能在龙卷着地前20~30分钟发出警报。据统计,满足以上指标(核区直径和最大旋转速度、伸展厚度、持续时间)的中气旋中,发生龙卷的可能性只有30%。但产生灾害性天气的记录中至少有90%与中气旋有关。

3.3.4 中气旋的生命史

中气旋的生命史可分为生成阶段、成熟阶段和消散阶段。分别讨论如下:

生成阶段(organizing stage)

   生成阶段中气旋的速度分布具有起源于中层(大概5km高度)并向上向下增长的特征。同时,在中气旋底部以下常伴有相应尺度的辐合现象(如果回波功率足够强到能产生速度回波的话)。

成熟阶段(mature stage)

成熟阶段是中气旋强度最强的阶段,具有最大的旋转速度和形成龙卷的最大潜势。在此阶段中气旋核已到达最低层,并且其伸展的厚度已达到到最深。

1)在低层,上升气流(updraft)下方的辐合和中气旋的旋转相结合,产生辐合旋转(图1-13a)。

2)在中下层,为纯粹的旋转(图略)。

3)在中上层,风暴顶部的辐散和中气旋的旋转相结合,从而产生了辐散旋转。

4)中气旋顶以上的风暴顶部,只存在纯粹的辐散。应指出,有的风暴回波顶较低或中气旋向上伸展很高,或者距雷达很近且探测仰角不高时,纯辐散气流的径向速度特征有可能探测不到。

消亡阶段

消亡阶段以中气旋的高度迅速降低为开始,并且其旋转速度不断减小。最终,中气旋核只存在于一很浅薄的层内,并且低层通常伴有辐散气流。

3.3.5 中气旋核演变的概念模型

   有些中气旋只产生一个核,但是有些却能以周期性的方式产生一序列的中气旋核。

   通常,最先出现的(有可能唯一的一个)中气旋核的生成阶段和成熟阶段较长。当第二个中气旋核在第一个中气旋核处于消亡阶段时开始生成。但是,第二个以及后续的中气旋核的生成和成熟阶段均比第一个中气旋核的步调要快得多。

当一序列的中气旋核持续几个小时时,一些超单体能够产生龙卷族。

 

3.4龙卷涡旋特征(TVS:tornadic vortex signature)

3.4.1龙卷涡旋特征的定义

超级单体中的中气旋有时能派生出龙卷风,它的尺度比中气旋要小很多,所谓龙卷涡旋特征(TVS)是业务上用以探测强烈龙卷风的一种方法。TVS的定义有三种指标:

龙卷的识别指标包括切变(首要的)、垂直方向伸展以及持续性等三方面。实际上与中气旋有关的强的门到门(gate to gate;当涉及在PUP的显示时,最小单元称为为距离门即range gate;而当涉及到算法时,最小数据单元称为距离库range bin;有时两者可以通用。)的切变通常能够对龙卷警报的发布提供足够的信息。

 

切变

切变在三类指标中最重要。切变指的是相邻方位角径向速度的方位(或门到门)切变值。技术上,切变可以定义为气流最大内流速度和最大外流速度之间的差除以两者相隔的距离。由于我们处理的是门到门的切变,两者相隔的距离为一个距离库。为简单起见,距离库的尺度在一定的范围内可视为一个常量。因此,为了得到TVS切变,将使用速度差进行估算,速度差可以定义为:( ½V入流½+½V出流½),即为相邻方位角沿方位方向的最大入流速度和最大出流速度的绝对值之和。方位切变指标值按不同距离段给出,如下:

(1)        若某相邻方位角之间的速度差为:½V入流½+½V出流½≥90kts45m/s),距离R<30nm51km

(2)        或速度差≥70kts35m/s),30nm51m/s)≤距离R55nm102km)。

如上面两个判据之一一旦满足,则认定为TVS的切变判据被满足。

55nm102km)以外,龙卷环流难以分辨。这是由于波束展宽和随后的发生在取样体积中的平均,以及雷达波束从TVS靠近地面部分的上面穿过(图略)

垂直方向伸展厚度

如果上述指标的门到门的切变伸展到数千米或者至少两个最低仰角扫描时雷达均能够探测到,那么垂直方向伸展的标准就能满足。

持续性

如果满足上述切变指标值在雷达两次连续体积扫描均存在的话,就可认为达到了持续性标准。

由于远距离的波束离地面的高度较高,当超过龙卷涡旋气流上部时,或者由于波束随距离展宽,使整个龙卷性的旋转运动在波束范围以内时。这两种情况都探测不到TVS

3.4.2龙卷警报和TVS

即便在上述所定义的55nm102km)的范围内,TVS也极少出现。只有强大的龙卷或者那些非常靠近雷达的龙卷才能探测到TVS,因此TVS虚警率很低。而龙卷的杀伤力很强,因此在WSR-88D系统的有关材料中,建议以下几点:(1)一旦探测到TVS,要立即发布龙卷警报。(2)尽管垂直方向扩展和持续性增加了对TVS的探测信心,但是大量观测事实表明,在中气旋中伴有明显的相邻方位角切变时(尽管这种切变没有满足所有指标),发布龙卷警报通常是正确的。(3)即使在55nm的范围内,TVS也很少被探测到,其探测到的概率很低。所以,大多数的龙卷风警报是建立在探测到较强中气旋基础上的。

3.4.3 与中气旋相联系的TVS生命循环

有些TVS 起源于高空(originate aloft)。当门到门的切变特征逐渐出现在较低仰角时,TVS有可能下降到地面。如果发生TVS下降,它在最低仰角的出现往往对应于第一个龙卷灾害。这种情形,在TVS被首次探测到之后,有可能有一定的提前时间(lead time)发布龙卷警报。

在另一些场合,在第一个龙卷灾害发生的同时,TVS首先出现在最低的仰角(如果离雷达很近,有可能出现在最低几个仰角的情况下)。在这些情况下,在第一个TVS被探测到后,几乎没有时间可提前发布龙卷警报。

当龙卷最宽和最强时,最强的切变在所有高度出现。当龙卷消散时,TVS切变迅速减小。

 

3.5 小结

   中气旋是风暴尺度的环流,它能由切变尺度、垂直方向伸展尺度及持续时间尺度来衡量。中气旋的切变强度通常是以旋转速度来估计的,并应用于中气旋警报。但是所有的因子,包括反射率因子结构、雷达的安装地点等,都必须加以考虑。

中气旋的生命史包括产生、发展、成熟和消亡阶段,在成熟阶段速度分布特征显著,低层出现辐合性旋转,中低层出现无辐散旋转,中高层为辐散旋转,纯辐散层出现在风暴顶。龙卷在此阶段达到最强。

   多中气旋核源于某个风暴,如果这样,第二个及其后的中气旋核的发展比第一个要快得多,在龙卷家族中也如此。

   TVS具有少见、强烈、库间切变的特点。类似于中气旋,它可以利用切变、垂直方向伸展尺度以及持续性来分辨。但是由于雷达波束分辨率的局限性,TVS只能定义于55nm102km)距离以内,如果TVS能被确定的话,那么龙卷警报就有很大的把握。然而,大多数的龙卷与TVS无关。TVS可能首先出现于中层,或者处于最低的有效仰角。在前一种情况中,警报的发布通常是可能的,而在后一种情况中,灾害通常发生在探测过程中。

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