第三讲 大气不稳定理论.ppt

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 下图 3.7 该图 上图 左图： 左图： 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 （6） 开尔文—赫姆霍兹不稳定（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。 3.4有组织对流的发生和发展 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 南海 夏季OLR距平，单位：W/m2，取1971～2000年为气候平均 （所用资料为1979～2004年的CMAP降水资料 ） 1979～1992年平均 1993～2004年平均  完 * * * * 1998年5月6日-5月26日船上观测的的相对湿度（上）和纬向风（下） 左实验3，右科学1 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 （a）稳定，（b）不稳定，（c）中性和（d）条件不稳定度的类比。实心圆圈为球原来的位置。 空心圈为位移后的位置。箭头表示产生位移的力去掉后球将从位移后的位置移动的方向 （2）条件不稳定 静力不稳定包括条件不稳定和对流不稳定。首先我们讨论条件不稳定 的温度曲线 条件不稳定示意图 下图 （3）对流不稳定 影响气层不稳定的因子 对流层的平均递减率是6.5℃%km，这是由对流辐射平衡理论计算和实 际观测得到的。因而它处于干绝热递减率（10℃/km）和平均湿绝热