及增长便被携带到高空，形成弱回波区。?
②在平面上，超级单体是一个单一的细胞状结构，其外形呈圆到椭圆形。它的水平特征尺度20～30km，垂直伸展12～15km。?
③最强的回波位于BWER的左边，在紧靠BWER的一侧有夹杂大冰雹的降水。
④风暴中存在从中心向下游伸展的大片卷云羽，长度达60～150km。与其相伴的是100～300km的可见云砧。 超级单体风暴的特征：
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。 超级单体天气：
地面强风、大雹、龙卷等灾害性天气均由这类天气产生。
产生龙卷的强风暴系统称为龙卷风暴(tornadicstorm)，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)。
第六章 锋面气旋及台风附近的中尺度雨带
1、锋面气旋附近的降水区
天气尺度降水区中有中尺度降水区，中尺度降水区中有小尺度降水区存在。 天气尺度降水（大尺度倾斜上升造成） 中尺度降水（中尺度环流造成）
小尺度降水（由小尺度对流单体造成）
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锋面附近的对流有时可以贯穿整个对流层，这种对流称为“深对流”或“D”型对流，可细分为暖区雨带和锋后雨带。 在更为普通的锋面形势下，锋面附近的对流往往只限于浅层，这种浅层对流有时出现在对流层上层或中层（通常在700 hPa与500 hPa之间），称为U型，可细分为暖锋雨带（走向平行于暖锋，位于暖锋上或暖锋前)、锋前冷涌雨带(雨带平行于高空冷锋并在其紧前方 )和冷锋雨带(雨带平行于冷锋或跨在其上)。
U型雨带的共同持征：
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700 hPa和500 hPa之间。
②它们的宽度一般在50 km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。
有时出现在对流层低层以至在行星边界层中，称为L型，可细分为窄的冷锋雨带和暖区小雨带(横向和纵向)
线对流是一种特殊的L型对流形式。在线对流中，上升气流只集中在几千米宽，但有几十千米长的狭长的“对流元”中。 ※小雨带的结构和成因：横向小雨带是发生在高空冷涌雨带后方，沿横截于风的方向排列的小雨带(即图4．37中的4b型雨带)。它们有时只是以不规则分布的对流单体形式出现在高空冷涌雨带的后头。纵向小雨带也发生在暖区内，它沿平行于风的方向(即平行于地面锋的方向排列。这些浅层对流常常以通过并合机制(全部是水的过程)产生小雨为特征。它们一般受到地形的调幅，因而常常是不规则的以及不定形的。
U型雨带是和暖输送带顶上的对流层中层或上层的对流相联系的。L型雨带是一种暖区边界层现象。线对流则是一种特殊形式的L型雨带。
2、暖输送带和冷输送带
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）”。 暖输送带一般具有下述特征：
①它的位置一般处在冷锋前头，然后上升到地面暖锋上面。它的西边界清楚，东边界不太清楚。
②暖输送带经常与一条低空急流相对应。
③暖输送带通常几千千米长，因此是一种天气尺度系统。
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。 作用：将把北方冷空气气向南方输送。
锢囚波动气旋中云和降水的分布
主要看暖输送带和冷输送带的分布
暖输送带：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。
冷输送带：起源于气旋东北部的高压的外围，是一支反气旋式的低层气流。它相对于前进中
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的气旋朝西运动。正好处在地面暖锋前面，暖输送带的下方。在地面暖锋附近，冷输送带边沿上的低层空气由于摩擦辐合而上升。然后继续朝西运行，并逐渐上升到达对流层中层暖区顶点附近的地方，于是形成一个云带。当冷输送带出现在暖输送带的西部时，它可能围绕低压中心并下沉，或可能反气旋式地转向，在这里云系明显地消散。
结果暖输送带形成的云带和冷输送带形成的云带互相叠置的结果，便形成了一个大的“入”形的特征云型。
瞬时锢囚：暖输送带和冷输送带有时可以作为独立的产生云和降水的系统而存在。一些冷空气涡旋可以认为是冷输送带的一种表现形式，其相应的云系通常是一些小逗点云。
当主云带(相当于暖输送带)与那些和冷空气涡旋相联系的小逗点云相遇时，主云带的北部边缘越过先前存在的逗点云，并在冷空气涡旋云上卷曲起来、从而出现类似于经典的锢囚气旋的云型。
锋的模型：朝后斜升模式，朝前斜升模式。
朝后斜升：指暖输送带抬升时具有一个朝向冷锋锋后的相对气流分量。在这种情况下，当暖输送带抬升时，它作逆时针地转向。活动范围主要在界限分明的冷锋附近的情况。 朝前斜升：指暖输送带抬升时具有朝向暖锋锋前的相对气流分量。在这种情况下，当暖输送带抬升时，作顺时针地转向。活动范围主要在暖锋锋区附近的情况。 锋面附近的中尺度雨带 地形对锋面降水的影响
一般说来，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(图4．51a)
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(图4．51b)。
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(图4.51c)
第一类和第二类是适用于锋面条件下的主要机制。
第一类机制只适用于范围宽的山脉的情况。因为这种机制要求当空气爬上山脉时，降水物从零开始生长。由于微物理过程效率低的缘故，从云滴长大到足以降落、需要有30min或更长的时间滞后。
第二类：贝吉龙的播撒器-馈水器模式中，低层云为地形云，高层云一般为锋面云。低层的地形云中云滴很小，按它们本身的规律是难以降落到云外的。但是当高层云的降水通过低层云时，低层云的雨滴可以被冲刷出来。由于这种高层的云可以象播种一样播撒降水物从而促使其下面的地形云释放出降水，造成降水的增强，因而被称为“播撒器云”。而低层云，由
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于它可以提供水分，造成很大的降水增长率，因而被称为“馈(供)水器云”。
由上图可见，高层播撒器云原有的降水率（即播撒率）为P0。但地面实际降水率为P1，因此地形增强率为P1-P0。在播撒率P0为一定的条件下，地形性增强取决于馈水器云中的冲刷率。而冲刷率的大小取决于馈水器云的深度d以及云中的含水量，后者取决于凝结率。而凝结率的大小取决于环境风速和沿风向的山脉的坡度a（二者决定了爬坡垂直速度的大小）以及相对湿度和位温θw的大小.
在锋面形势下的地形雨的特征之一是降水增强主要出现在非常低的高度上。(图例) 40.地形影响对流天气的主要作用是什么？ 【答案】：
地形影响对流天气的主要作用是抬升作用、辐合作用和云物理作用。 41.地形引起的云物理作用有哪些？ 【答案】：
地形的作用在于当降水天气系统移进山区时，由于抬升和辐合作用，使对流云和高层云得到充分发展，因而形成播种云。另外，天气系统内的低层云，由于山坡上持续的抬升运动提供了源源不断的水分而得到维持，当上层冰晶或雪粒落入山区低云，对其播撒和冲刷，捕捉大量的小水滴，使两层云的造雨过程得到充分发展，形成地形暴雨，所以当地形迎风破出现不同层次的降水云或不同种类的云同时出现的地区要特别警惕出现强降水的可能。 42.地形波主要有几类，造成差别的原因是什么，它对天气预报的启示是什么？ 【答案】：
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（1）气流过山引起的波动称为地形波。大气中的不连续面是形成地形波的主要物理作用。许多观测事实表明，逆温层或至少是稳定层（600hpa）几乎是地形波产生的必要条件。 （2）地形波气流分为四种类型，分别是片状气流、定常涡旋气流、波状气流和旋子气流。这四种不同类型之间的差别是由风速垂直分布不同形成的。
（3）我国的实际天气分析表明，有些地方在地形背风面的降水比迎风面还要多，而冰雹现象又往往产生在地形背风面，这说明在地形背风面的中小尺度天气系统活动对局地暴雨和强对流天气起着重要的作用。
第七章 中尺度对流复合体（MCC）
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）。 α中尺度：水平尺度为200(250)-2000 (2500) km的扰动； β中尺度：水平尺度为20(25)-200(250)km的扰动； γ中尺度：水平尺度为2.0(2.5)-20(25)km的扰动。
MCC的特征
MCC是20世纪80年代初从增强显示卫星云图分析中识别出来的一种α中尺度对流系统。它是由很多较小的对流系统，如塔状积云，对流群(线)或β中尺度的飑线等组合起来的—种对流复合体。它的最突出的特征是有个范围很广，持续很久，近于圆形的砧状云罩。 成熟阶段的MCC的物理特征 1、大小和范围：
(1)红外温度达-32oC或-32oC以下的云罩面积在105 km2或105 km2以上； (2)红外温度达-53oC或以下的内部冷云区面积在5×104km2或104km2以上； 2、开始时刻：从(1)、(2)两个条件最初满足时起算。
3、持续期：满足(1)、(2)两条件的时期。这个时期必须持续6h以上。 4、最大范围：红外温度达-32oC或更低的冷云罩尺度达最大时的范围。 5、形状：冷云罩达最大范围时，偏心率(短轴/长轴)达0.7或更大。
6、结束时刻：(1)、(2)两条件不再满足之时刻。
※综上，MCC是一种生命期长达6 h以上，水平尺度大至上千千米的近于圆形的巨大云团。它的内部红外温度很低，表明它的云塔很高，经常可达十余千米以上。
CC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。
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