中尺度系统发生发展的主要物理条件
位势不稳定层结，并常有逆温层存在；低层有湿舌或强水汽辐合；有使不稳定释放的机制；常有低空急流存在；强的风垂直切变；中层有干冷空气入侵；低空辐合和上升运动，地形等
（位势不稳定层结：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。位势不稳定是指对流不稳定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。
逆温层：逆温层或稳定层的存在，暂时把低空湿层与对流层上部的干层分开，这样能使风暴发展所需的高静力能量得以积累。最后由于某种机制使逆温层破坏或除去，则会出现爆发性的强对流活动，使层积云或矮小的积云自由地向上渗透形成高大的积雨云。
低层湿舌和水汽辐合：由于低层水汽辐合经常可造成一条明显的湿舌，这在中低层天气图分析中常常看到。湿舌实际上是在对流层下部的一条狭窄的暖湿输送带。也是一条高静力能量舌。在850hPa和700hPa尤其明显。湿舌与暴雨和强风暴天气有密切的关系，几乎大多数暴雨和强天气出现时都有湿舌存在。强对流系统常常在湿舌的西侧开始爆发，以后向南向东传播。由于湿舌的作用在供应水汽和建立不稳定层结中的重要作用，目前有人把低空湿舌的存在看作是风暴发展的一个必要条件。
地形：对暴雨的作用主要有三个方面：1、地形对过山的气流有动力抬升和辐合作用，如喇叭口状的地形；2、地形对中小尺度系统的影响。地形在一定的气流或条件下会生成中小尺度涡旋或切变。当这种系统移出或加强时，可以造成暴雨。3、地形能影响中小尺度内的造雨过程。这种作用也叫地形对降水的增幅作用。
风的垂直切变：在出现强热力不稳定的层结下，风的垂直切变是有助于雷暴组织成持续性的强雷暴的。风的垂直切变是区别强风暴动力学与积云动力学的基本条件之一。四个方面的作用：1、在切变环境中使上升气流倾斜，这使上升气流中形成的降水质点能够脱离出上升气流，而不致会因拖带作用减弱上升气流的浮力；2、可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和底层冷空气外流。以后通过强迫抬升使流入的暖湿空气更强烈的上升，从而加强对流；3、造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变处不断再生，使雷暴向前传播；4、能产生流体动力学压力。在风暴右侧有利于新的对流单体增长。
低空急流：三方面的作用：1、通过底层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结；2、在急流最大风速中心的前方有明显的水汽辐合和质量辐合或强上升运动，这对强对流活动的连续发展是有利的；3、在急流轴之左前方是正切变涡度区，有利于对流活动发生。）
环境干空气的作用：雷暴一般是在干冷的环境中增长或者发展起来的，这种干冷的空气通过两个作用影响雷暴的发展：一是通过补偿的下沉运动； 一是通过吸入作用。吸入作用，一方面使上升气流减弱，积云不能达到由气块理论所给出的高度；另一方面能使下沉气流变得更冷，增强下沉气流，以有利于新的云 系在前方形成，这两种作用综合的结果是使云体更快的更替。
然后以强风暴为例说明一下分为：基本条件（即水汽条件、能量-位势不稳定和触发条件-上升运动）；转换条件（强的风垂直切变）；增强条件（高空辐散场下方和有利的地形）
十三．青藏高原
高原热力性质：
（1）无论冬夏就整个高原平均而言，相对于大气，高原地面都 是个热源，也即全年从高原地面都有不同形式的热量向大气输送。从地面有三种热量可以输送给大气：一是地面有效辐射，一是潜热，一是湍流感热。以全年论，以 湍流感热输送为最大，有效辐射次之，蒸发最小，在夏季的七八月，地面的蒸发潜热最大，但也比湍流感热小得多。其余的月份，从地面蒸发的潜热可忽略不计。在 冬季则以地面有效辐射为最大，湍流感热输送次之。
（2）全年平均高原大气是个热源。3－9月高原大气有净得的热量，是热源，它得到的热量一部分用于高原大气本身的加热，一部分向外输送。晚秋和冬季是个冷源。全年高原大气净得热量的最大月份不在雨季的七八月，而在六月。冬季高原大气是个冷源，12月和1月强度最大。
（3）就全年而论，高原地气系统是个热源。分季而论，冬季（12－2月）是个冷源，12月和1月强度最大。春夏季是个强大的热源，最强的是6月。
高原东西部加热差异：
（1）在高原西部（半干旱地区）有极大的感热通量，在6月达最大值。因为高原抬高的感热源可用于直接加热对流层中上部大气。与西部相比，高原东部的地面感热通量要小得多，但它在6月之前仍超过降水的潜热释放。这表明在季风或雨季到来之前，高原上以感热加热为主。在夏季（7、8月），降水潜热释放略大于地面感热通量。由于地面感热通量分量占优势，净加热在高原西部是很大的，结果西部地区对整个高原净热平衡的贡献为主，而高原东部的贡献则要小得多。
（2）在高原西部，大气平均垂直运动是弱上升，整层的干燥率（0.5C/d）相对加热率（1-3C/d）很小。加热率的强度在500hPa以上层中要比近地面层大。加热、干燥率的这种分布表明干的热对流（未饱和）是非常重要的，这种对流从加热的地表面上升一直伸透入到对流层上部；在高原东部，大气上升运动很显著，峰值在400hPa，加热率的垂直剖面表明在150－500hPa深厚的对流层中有强的加热，近地面有弱的冷却。同时干燥率整层为正，量级约是西部的2倍（在300hPa达1C/d）。这表明在高原东部加热的约一半是由潜热释放造成。
（3）高原东部大气的热源峰值在400－500hPa，92.5E处，相应有水汽汇出现，峰值约4K/d；高原西部大气的热源峰值为5.5K/d，位于200－250hPa层中，相应的水汽汇和源很弱，并位于低层；在高原以南是非常深厚的强加热层，这与喜马拉雅山南坡、阿萨姆和孟加拉地区的强季风雨有关。最大加热率高度（6K/d）位于500hPa，与最大水汽汇（5.7K/d，800hPa）高度相距约300hPa，这表明这个地区的季风雨对流非常强。
高原热力影响：
（1）在高原地区，地面层平均系统在冬季是个闭合冷高压，夏季是个闭合热低压。冬季 高原上的闭合冷高压与蒙古和西伯利亚的冷高压在平均图上是两个独立的系统。夏季高原上的热低压和印度的热低压在平均图上也是两个独立的系统。从而产生了高 原季风。高原上的季风一方面自成系统，另一方面也对亚洲的冬夏季风有重要影响。有时冬季平均图上两个独立的冷高压和夏季平均图上两个独立的热低压也时时打 通，使得亚洲冬季的东北季风和夏季的西南季风吹上高原，在冬季高原上发生寒潮，在夏季大量水汽吹上高原。在冬季围绕高原地面的冷高压是个低压带，在夏季围 绕高原上的热低压是个高压带。
【高原上夏季的中低层主要有两种天气系统：一是高原高压，这是一种动力性暖高原；另一种是切变线、低涡等。夏季高层系统是反气旋和青藏高压，一般是以热力性质为主，它在100hPa达到最强，范围最大、最稳定，对北半球环流影响很大。一般当上空（200hPa）是高压，中低层（500hPa）也是高压时，高压上是干季；当是上高下低时，高压上常是雨季。】
（2）青藏高压是夏季北半球的主要活动中心，它的生成与维持在很大程度上与高原及其邻近地区热源的作用有关。在冬季这个高压主要位于东南亚－菲律宾近赤道地区上空，与那里冬季最强大的热源相一致。这种情况可持续到5月。6月份其中心迅速移到孟加拉湾北部地区，7、8月又跳到高原及其邻近地区，以后在这些位置上呈准周期振荡（最常见的是14天振荡）。它们的活动与其它系统，尤其是西风带有明显的关系。一般可分为东部型和西部型，其特征如下：a、东部型环流。西风槽在60－90E之间。东部主要高压强大而稳定，中心位置在90E以东。此时降水分布大致是长江中下游、川东、贵州也少雨，而川西、西北、华北多雨。b、西部型环流。西风槽在90－130E之间。主要高压中心在100E以西。此时降水分布是长江中下游、川东、贵州、华北多雨，川西、西北少雨。
【青藏高压东西振荡的原因尚不清楚。一方面反映了西藏高原的热力作用，主要与高原及高原东侧地区潜热、感热的分布有关。另一方面认为是与中高纬长波的调整，特别是西风槽与青藏高压之间的相互作用有关。100hPa计算可大致推得高压东西型转换机制。即，热源（冷源）产生和维持高层上升辐散（下沉辐合）气柱，在上升辐散（下沉辐合）气柱的顶部产生负涡度（正涡度），使高压增强（减弱）。根据冷热源实际分布，当高原西部地面的感热增加、东部减弱时，100hPa高压中心跟着自东向西移动，由东部型变成西部型。反之，当高原地面的感热发生相反的变化，尤其是高原东边有强烈的潜热发生时，100hPa高压中心也相应自西向东移，由西部型变为东部型。】
【西藏高压的季节进退。无论从气候平均或个例分析上都发现，当西藏高压向北移动时，同时在阿拉伯半岛有高压中心移向伊朗－阿富汗上空和高原西部，并且这个高压中心比东部移来的中心更强、位置更偏北。在多年200hPa的流场夏季平均图上，亚洲上空实际存在两个强大的高压中心，一个在50E，一个在85－90E，并且西部的一个更强一些。这表明西藏高压应被看作整个对流层上部反气旋环流带的一个成员，只是受高原的作用而在局地增强；另一方面不应过份强调高原的热力作用对西藏高压形成的作用。】
（3）对经向环流的影响。冬季，青藏高原上空是个冷源，且这个冷源位于对流层大气的中部，这就大大加强了季风区的哈得莱环流的强度，使其在青藏高原的经度范围内最强大，一直向北伸展到30N左右，而越往东此环流圈越弱，到太平洋中部已悄十分明显了。因而冬季北半球平均的哈得莱环流可能主要是大陆上的现象。夏季，青藏高原是一个巨大的热源，高原上空以上升运动为主，相应通过高原的经圈环流与冬季显著不同。整个看来，存在一支巨大的季风环流圈，其北支上升气流可达40－45N。下沉主要在南半球。在高原的南北两侧还有两个较小的经向环流圈。高原南侧的经圈环流高达200hPa以上，北侧的环流圈较小，到300hPa。这两上环流圈只出现于青藏高原的经度范围内，说明它们是高原加热的结果。
（4）对西风急流的影响。4－6月高原上感热加热增强，5月 份是高原感热加热最强的月份，也是高原上空大气温度增值最大的月份。正是在高原加热的影响下，使高原上空气温急增，高原南部经向温度梯度减弱，从而导致高 空西风具有突然北撤的突变性质。虽然东亚西风急流突然减弱北撤的现象在整个北半球都存在，但变化时间以青藏高原内陆地区最早，这就反映了高原地区的特殊 性。青藏高原处西风急流北撤也引起其它天气过程的相应变化：a、副热带西风急流突然从高原南侧跳到高压北侧，与此同时，对流层上部反气旋移到西藏高原，东风急流在高原以南建立；b、与此同时，西南季风爆发，这使印度西岸季风雨开始出现，在华东长江流域极锋北移，长江流域梅雨和日本雨季同时爆发。一般，印度季风的爆发几乎与高压西风急流北跳同时发生，但有的年份并不如此，这说明季节变化的年际变率可能是很显著的。
高原动力作用：
（1） 所谓大地形的动力作用包含三个主要内容：第一是纯粹由机械阻挡气流引起的，这可以认为是纯粹的动力作用；第二是地形造成的抬高的冷热源引起，这实际上可归 为热力作用；第三是由大地形造成摩擦分布不均匀而引起的。青藏高原大地形的动力作用关系到东亚西风急流的形成，东亚大槽的形成等问题。
（2）数值试验表明：夏季，青藏高原纯动力的影响主要表现在对气流分支的绕流作用。35N以北两槽一脊的平均形势，东亚槽的强度和位置、高原上的低压系统以及其北侧的高压带都与绕流作用有密切的关系。而爬坡作用是次要的，但它对副热带高压的断裂可能有较大的贡献。冬季，单 纯的爬坡作用或绕流作用都不能正确地反映出地形对环流的影响。在高原主体部分，流场上表现为明显的反气旋弯曲，形成槽区。高原东侧的槽是移动性的，并且这 种槽的移动与高原东北部西北气流中新生的低槽发展有关。这有些类似东亚大槽的发展过程。南支槽主要是绕流作用的贡献，而高原西部的反气旋环流看起来像是绕 流和爬坡两者非线性相互作用的结果。
