4、消亡阶段。在这一阶段，MCC下方的冷空气丘变得很强，迫使辐合区远离对流区，暖湿入流被切断，强对流单体不再发展。MCC逐渐失去中尺度有组织的结构。在红外云图上云系开始变得分散和零乱。但还可以看到有成片近于连续的云砧。
从MCC的连续演变过程表明，MCC在成熟阶段以前主要是强对流的发展阶段，而在成熟阶段以后则过渡到一个层状的减弱阶段。
MCC的α中尺度结构：成熟的MCC的结构特点为：
1、在对流层下半部(尤其是700hPa附近)，有从四面八方进入系统的相对入流； 2、在对流层中层，相对气流很弱，因为系统几乎是随对流层中层气流移动的。在对流层上层，相对气流向系统周围辐散，下风方的辐散比上风方更强；
3、最强的β中尺度对流元(MBE)通常出现在系统的右后象限，有时呈线状，排列方向平行于系统移向；
4、有大面积的轻微降水和阵雨，通常出现在强对流区的左边，在平均中尺度上升区内。
5、MCC出现在强暖平流区从低空偏南气流最大值鼻部的明显的辐合区中。
6、系统在浅边界层中是一个冷核，贯穿于对流层中层大部分的则是暖核。然后在对流层上层又是冷核。
7、在边界层中热力结构产生一个中尺度高压。其上则有中尺度低压，到对流层上层，又有中尺度高压盖在系统之上。中低压起了增强进入系统的入流的作用。而高层的高压则加强了系统北部边缘的高度梯度，并加强了反气旋性弯曲的外流急流。
MCC的β中尺度结构：他们把MCC的成熟阶段又细分为几个时段：
1)初始阶段：当红外云图上-53oC等值线内的区域面积首次超过50000 km2时，定义为MCC的初始阶段。初始阶段之前的时刻则称为MCC前期；
2)最大时段：当-53oC区域面积达到最大时定义为“最大时段”；
3)终止时段：当-53oC等值线内的面积开始小于50000 km2时，定义为终止时段。 4)胞状阶段：当-53oC等值线呈现相对光滑的环形的时段，定义为β中尺度胞状(cellular)时段；
5)上冲最强时刻：在胞状时段中，在-53oC等值线内色调白亮的砧云区出现，即云顶达到最高、云顶温度最低的时刻，定义为上冲最强时刻。
MCC的β中尺度系统在不同时期的特点： 1、MCC前期
MCC前期表现为分散的多个β中尺度对流群。这些对流群是沿着不同形状的α中尺度线被触发出来的。
2、胞状阶段
α中尺度的胞状对流云团的生长多是由两个或多个β中尺度的对流群汇合或合并而形成的。这些对流群一般发生在两条α中尺度线的交点附近，并沿α中尺度线排列。
3、终止阶段
当 MCC达终止阶段以后，MCC开始衰亡。这个时期有持续的但逐渐减弱的层状降水。这时叫β中尺度对流群呈分散移动。这样常常引起原来呈东北—西南向排列的云系变成—种逗点云系
MCC的降水特征
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MCC造成的总的降水分布和某一时段的降水量分布有很大的不同。MCC作为一个α中尺度系统所造成的降水量分布特点是降水量的分布比较光滑。而且就平均而言，愈接近MCC中心部位，降水的概率愈高，降水量愈大 7.2 MCC发展各阶段的天气尺度环境
MCC生命史中各阶段的发展都受到一定的天气尺度环境的支配。MCC发展前期、成熟期和消散期所处的范围分别叫做MCC形成区(GR)、MCC成熟区(MR)和MCC消散区(DR)。各区分别有以下特征：
1、形成区的环境特征
MCC通常在东西向的大尺度锋区附近开始发展。在近于纬向的气流中弱短波槽朝东移动有助于对流发展。在MCC产生的区域中最显著的特征是在GR和MR上空有潮湿条件性不稳定环境。在对流层低层有一支低空急流存在，并伴有明显的暖平流。
MCC的前期环境与龙卷、强飑线相联系的环境有明显的不同在于后者的大尺度特征通常是具有很强的温度、湿度的纬向梯度，并有强锋和强的极锋急流。
2、成熟区的环境特征
在850hPa等压面上混合比大于10g／kg的湿舌位于MR的西南方，有很强的经向梯度。低层最明显的变化是风速有所增大并顺时针转。低层风的顺转，在MCC所在区有强的暖平流(图4．70a )在MR西南部有一支西南风低空急流。在700hPa上，成熟区与形成区相比也有明显的变化。在此时刻，WSW气流流过MR(在12h前这支气流在GR上空)，并明显加强。因此在MR上空呈现一支明显的急流。短波槽脊已东移。
500hPa上，MR以水汽含量高和相对湿度大于85％为特征。混合比超过3g/kg，明显大于12h前整个区域中的混合比值。这种湿度的增大可能是由于来自低层的垂直平流造成的。等温线的形式表示在MR上空有明显的暖脊。MR的西和西北有冷平流。MR的东和东北有暖平流。
在200hPa上，沿MCC的北部和东北部周界，有一条反气旋式曲率的急流发展(风速约50m／s) (图4．70b)。将图4．70b和图4．69b比较可见，系统上空的温度降低，显示出有明显的冷核。这种高层的冷却可能反映了在200hPa有持续的α中尺度抬升，也可能反映了云顶的辐射冷却效应。这时刻的稳定度分析表明，在MR西南部有—个很不稳定的区域存在。但此时合成的MCC正在朝ENE方向移动，进入—个较稳定的气团之中。
第八章 影响中尺度对流系统发生发展因子
大气位势不稳定性与对流的关系
大气稳定性处于某种平衡状态的基本气流,受到扰动后,扰动增长或减小的趋势称为稳定性
若扰动随时间增长称为不稳定 若扰动随时间减小称为稳定 若扰动不随时间变化称为中性
大气的不稳定性或稳定性是指处于某种平衡状态下的气流在受到一个扰动后，扰动将会增强或减弱的趋向。
在具有风的垂直梯度和或浮力不稳定的水平气流中有三种不稳定可以增长
1、静力（重力）不稳定 （浮力不稳定）
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尺度：几～几十千米
2、惯性浮力不稳定（对称不稳定） 尺度：几十～几百千米
3、开尔文亥姆霍兹不稳定（切变型不稳定） 尺度：几～几十千米
静力（重力）不稳定
处于静力平衡的气块受到垂直方向扰动后,扰动变化的趋势称为静力稳定性 大气的层结性可用 表征（ 为位温）。 静力稳定性判据
气块受到扰动，若气块受到回复力又回到初始位置，则称为静力(或重力)稳定的；反之若气块加速离开初始位置，则称为静力(重力)不稳定的；而如果气块能在新位置上又达到平衡，则称为中性的。
条件性不稳定（对流不稳定） 对干空气是静力稳定的,但对饱和湿空气是静力不稳定的,这种不稳定性称为条件性不稳定。判据
???z?0??0,稳定??e?，??0,中性
?z???0,不稳定对流性稳定度
对流天气一般发生在条件性不稳定的情况下。但有时在上干下湿的稳定的层结（γ<
?γs）的条件下，如果有较大的抬升运动，也可能产生对流天气。在这种情况下，可以发现dz原先为稳定的层结经过抬升后变成条件性不稳定的了。
一般把气层被整层抬升达到饱和时的不稳定度称为对流性稳定度。不论气层原先的层
结性(气温垂直递减率)如何，在其被抬升达到饱和后，如果是稳定的，称为对流性稳定的，如果是不稳定的，则称为对流性不稳定的，如果中性的，则称为对流性中性的。其判据可写为
条件性不稳定和对流性不稳定是一种潜在的不稳定，所以也称为位势(或潜在)不稳定。很多强对流天气过程都发生在位势不稳定的情况下。而且，位势不稳定度愈大，对流天气愈强。 第二类条件性不稳定 定义CISK:小尺度的积云对流与大尺度流场通过相互作用相辅相成得到发展，这种不稳定增长机制成为第二类条件性不稳定 物理解释：
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d???0??se???或e??0?z?z???0对流性稳定对流性中性对流性不稳定（13）
当低层的大尺度流场具有气旋性涡度时，由于边界层摩擦Ekman抽吸作用辐合，为积云对流提供了必须的水汽辐合和上升运动，上升运动导致小尺度积云对流凝结潜热释放而加热大气，此加热反过来促进了低层大尺度流场的辐合进一步加强，同时高层反气旋环流加强，使上升运动加速，两者作用有又使低层摩擦辐合加强，循环往复（正反馈）使积云对流不断加强。
用CISK可解释台风、MCC、爆发性气旋（极地低压）的形成。 CISK机制的运转，首先要求洋面上要有一个低压扰动，进而通过流体边界层的摩擦作用，使洋面上湿热的水蒸气源源不断地被其吸收，并流入这个低压扰动系统。由于这个低压扰动中的空气较为湿热，于是空气开始膨胀抬升。以上过程在气象学中叫做艾克曼抽吸。 当暖空气上升到高空时，周围环境已经变冷，于是暖空气便凝结或凝华为小水珠或小冰晶，也就成了云。这就是积云对流的形成。积云对流是热带气旋生成比较重要的一环。我们知道，凝固或凝华的结果是放热。这使得积云对流在对流层中部释放出潜热，这便是热带气旋形成暖核的根本原因。
积云对流释放的潜热使低压中心的温度大幅升高，从而使得低压扰动的高层等压面抬高。于是，低压扰动的高层便产生了高气压。高气压的空气是向外流的，也即辐散流出，流出之后，低压扰动的空气就变得更稀薄，气压变得更低，致使辐合流入更大。 就这样，积云对流与低压环流之间形成了正反馈，再加上角动量守恒时气旋性环流增强（角动量守恒涉及到高等数学，本人无法解释），热带气旋就形成了。
波动型第二类条件性不稳定
由重力波引起的CISK过程称为波动型第二类条件性不稳定
具体过程：
当对流产生后，在对流云顶砧部，即云顶外流层中便产生重力波。在重力波与地面相交处便产生辐合(散)。由波动产生的辐合引起低层空气的进一步抬升，从而使对流进一步发展，反过来，又产生更多的重力波。
条件性对称不稳定：浮力惯性不稳定
定义：水平面上处于地转平衡的基本气流受到横向扰动后，扰动位移随时间变化的趋势。
判据：
扰动位移随时间增大，为惯性不稳定
f??u?y为惯性稳定度的判据 扰动位移随时间减小，为惯性稳定 扰动位移随时间不变，为惯性中性 f
??0稳定?u????0中性?y???0不稳定?M?y?0惯性不稳定；用M（f?f0）表示：?M?y?0惯性稳定；19
对称稳定性
定义：在流体静力、地转平衡且具有水平切变的情况下，浮力和旋转（切变涡度）会共同起作用，这两种效应会导致一种新的浮力惯性不稳定即对称不稳定。
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。
条件对称不稳定（CSI）
当对称稳定的大气由于潜热释放的作用变为对称不稳定时，则称这种大气是“条件对称不稳定”，或可以说，当大气对于斜升大气是对称稳定的，但对饱和斜升大气是对称不稳定的。则此种大气是条件对称不稳定其判据（充要条件）：湿球位涡<0.
K—H波（Kelvin-Helmhotz）
（1） K—H波概念
如果在一条速度不连续的切变线上涡度集中，则线性气流的不稳定性(即在某处有最大的切变涡度)可能变得持别显著。这种和不连续性相联系的不稳定性称为开尔文一赫姆霍茨不稳定(简称K—H不稳定)。
即：切变线上某处切变涡度矢量显著增强的现象 2）产生过程
①设有一切变线s分隔两支均匀的反向气流，在S线上有无限个间隔均匀的空间点，移速为D。
②引进一个侧向扰动，使S线具有正弦曲线的波形
波峰和波谷受到反向气流的影响而使涡度集中形成小涡旋，水平切变被破坏即为K-H不稳定
不稳定的必要条件Ri<1/4
最强的K-H不稳定一般发生在高空急流附近，或强山脉处。 在飑线发生处也易出现K-H不稳定
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