第十二講暴雨的形成與中尺度擾動的作用

第十三講暴雨的形成與中尺度擾動的作用丁一匯國家氣候中心高等天氣學系列講座單元四：對流和降水天氣系統(tǒng)我國位于世界上著名的季風區(qū)。在夏季風爆發(fā)和盛行的時期，是我國暴雨的季節(jié)。最著名的降雨是長江流域的梅雨，在我國幾乎每年都受到突發(fā)性洪水或持續(xù)性洪水的災難，在有些年份災難相當嚴峻，如1963年海河大范圍的洪水和1975年淮河災難性洪水，以及近年來，1991，1998，1999和2003年年江淮地區(qū)梅雨季的持續(xù)大暴雨。1981年7月中旬和2004年9月3~7日四川大暴雨也造成了嚴峻的災難。因而暴雨的探討和預報問題始終是我國氣象工作者最關切的問題之一。13.1暴雨的形成在我國暴雨的發(fā)生受三個大尺度方面的因子影響。第一是來自印度洋和西太平洋的夏季風，中國大范圍的雨季一般起先于夏季風的爆發(fā)（華南要更早一些），而結束于夏季風的撤退，降雨強度和變更與夏季風脈動親密相關。我國暴雨出現(xiàn)的頻率年際變更很大，這也與夏季風狀況的年際變率親密有關。其次，西太平洋和青藏高原副熱帶高壓的位置確定了中國主要雨季的季節(jié)移動。暴雨常出現(xiàn)在100hPa高壓和120oE處副高比常年更偏北的位置上，如1962。1965，1968，1969和1970年，假如100hPa高壓位置比常年偏南，則長江流域一般出現(xiàn)干旱。最終，暴雨的年際變率親密與北半球，尤其是東亞中高緯大氣環(huán)流的異樣有關。位于烏拉爾山，貝加爾湖，鄂霍茨克?；衾锖５亩氯邏汉蜑趵瓲柹脚c貝加爾湖的長波槽是確定暴雨是否有利的關鍵環(huán)流系統(tǒng)。例如在1972年夏季，全球出現(xiàn)很多異樣的天氣過程。這是由于一異樣的長波槽維持在亞洲的東岸地區(qū)（130o～140oE）而代替了正常年份的平均高壓脊。結果冷空氣爆發(fā)的路徑比常年更偏東，同時副熱帶高壓也比常年更弱。這種天氣形勢造成了過去30年中春季和夏季最嚴峻的干旱，這主要是由于在中國冷暖空氣交綏的機會大大削減。中國暴雨的特點（1）暴雨強度大和持續(xù)時間長。假如與相同氣候區(qū)中的其它國家相比，中國的暴雨強度是很大的。如5分鐘的暴雨極值是53.1mm（山西梅桐溝，1971年7月1日），1小時暴雨極值是198.3mm（河南林莊，1975年8月5日）。24小時降水極值是1672mm（臺灣省新寮，1967年10月17日），其次個24小時降水極值是1248mm（臺灣省，1963年9月10日）。我國暴雨的持續(xù)時間從幾小時到63天，主要暴雨長度是2天到一周，在表5.20所列的25個例子中，14個暴雨個例持續(xù)在3天以上。暴雨的持續(xù)性是我國暴雨的另一明顯特征。（2）暴雨主要分布在華南、長江、華北三個帶中，假如我們點出過去1931~1977年近50年中24小時降水量大于200mm的強暴雨位置（圖13.1），可以發(fā)覺，全部這些暴雨分布在三個帶中：華南、長江流域和華北。此外，也有少數(shù)一些暴雨出現(xiàn)在沿岸地區(qū)，主要是臺風引起。在以上三個主要暴雨帶之間暴雨出現(xiàn)很少，這種狀況與鋒區(qū)很少在這些地區(qū)停滯以及主要環(huán)流系統(tǒng)突然的北跳有關。更重要的，暴雨的這種特征分布表明，暴雨與起源或移過西藏高原的天氣系統(tǒng)的頻率有關。例如，華南的前汛期暴雨主要由在高原以南通過的南支西風帶中的擾動引起。長江流域的暴雨常常是由來自高原的低渦和切變線引起。但當高空鋒區(qū)北移時，這些低空渦旋常變更它們的移動路徑，由向東變成向北或東北移動，以此造成華北，甚至西北的暴雨。圖13.11931～1977年24小時降水大于1000，800和400mm的降水點分布?！粒?gt;200mm/24h；〇：>400/24h；●：>800mm/24h；■：>1000mm/24h（3）依據(jù)暴雨系統(tǒng)的特征，我國的暴雨可以分為四種類型。第一類型是臺風暴雨或臺風殘余及由臺風轉變成的溫帶氣旋引起的暴雨。臺風是我國最重要。最猛烈的暴雨系統(tǒng)。沿海15個省份暴雨的統(tǒng)計表明（見蔡則怡的工作，1977年），其中12個省份的最大暴雨是由臺風引起。其次類暴雨是由低渦或與這些低渦有關的切變線引起。第三類暴雨由高空槽和相應的冷鋒引起，當它們移近一堵塞反氣旋區(qū)域時，暴雨系統(tǒng)常減速，結果造成長期的雨期。暴雨系統(tǒng)在很大程度上受大尺度行星環(huán)流型制約。因而一場暴雨的發(fā)生涉及到不同尺度天氣系統(tǒng)的困難的相互作用。尤其是對2天以上的暴雨，行星環(huán)流分布具有特別重要的作用。圖13.2是暴雨中各種天氣系統(tǒng)的關系。圖13.2暴雨中各種尺度天氣系統(tǒng)的關系暴雨多是出現(xiàn)在擾動停滯的時期，這時候行星尺度系統(tǒng)常常出現(xiàn)一次調(diào)整過程。另一種狀況是行星尺度系統(tǒng)持續(xù)某種形勢，這使得在某地區(qū)接二連三地有擾動發(fā)生發(fā)展。行星尺度系統(tǒng)并不干脆產(chǎn)生暴雨，而是通過制約干脆產(chǎn)生暴雨的天氣尺度系統(tǒng)的活動來間接對暴雨產(chǎn)生作用的，它可以確定天氣尺度系統(tǒng)的移動速度，強度變更、重復出現(xiàn)和系統(tǒng)間的相互作用。行星尺度環(huán)流還可確定大范圍雨區(qū)出現(xiàn)的范圍及確定暴雨區(qū)的水汽來源或水汽通道。圖13.3給出持續(xù)性特大暴雨的兩種形勢圖。在經(jīng)向型狀況下，在暴雨區(qū)四周為高空高壓所包圍，即貝加爾湖高壓，日本海高壓，青藏高壓和華南高壓。這幾個高壓系統(tǒng)都很穩(wěn)定，在日本海高壓和青藏高壓之間是一條南北向的低壓帶。這種形勢很有利于西南渦北上，低渦可沿著南北向切變線北上，冷空氣由從烏拉爾大槽分裂東移的短波槽攜帶，沿青藏高原脊前流入低槽區(qū)。另一股冷空氣在貝加爾湖前沿極地路徑南下。低空偏東急流和偏南急流共同輸送水汽，這種持續(xù)性雨帶主要是南北向的，可從西南地區(qū)向北延長到華北。緯向型暴雨型有三個主要特征：從西伯利亞寬的低槽中分裂出的冷空氣經(jīng)河西走廊到達長江流域，它們是冷空氣的來源，這種冷空氣是由東移的西北槽攜帶，最終受到副高堵塞在長江流域蛻變成東西向切變線。其次個特征是副熱帶高壓相對穩(wěn)定。高壓西側的西南氣流不斷向暴雨輸送暖濕空氣，并與冷空氣交綏于江淮流域。第三個特征是高緯在雅庫茨克或鄂霍茨克海要有穩(wěn)定的堵塞高壓，使得東亞西風帶位置偏南。由上面可見，在持續(xù)性大暴雨發(fā)生前或發(fā)生中，行星尺度長波系統(tǒng)一般會經(jīng)驗一次明顯的調(diào)整過程，以后表現(xiàn)出異樣的穩(wěn)定性。持續(xù)性大暴雨即出現(xiàn)在長波系統(tǒng)穩(wěn)定的時期。另一方面，持續(xù)性大暴雨的發(fā)生事實上是大尺度環(huán)流出現(xiàn)異樣狀況的一種表現(xiàn)，因而與暴雨有關的長波系統(tǒng)的位置和強度必定對平均條件呈現(xiàn)明顯的偏離。圖13.3（a）經(jīng)向型特大暴雨形勢；（b）緯向型特大暴雨形勢天氣尺度系統(tǒng)天氣尺度系統(tǒng)如鋒面、氣旋、高空槽等并不是干脆造成暴雨的天氣系統(tǒng)，因為天氣尺度系統(tǒng)中的上升運動一般只有幾cm·s-1，在水汽供應充分的條件下，降水強度只1~2mm·h-1，日降水量24~48mm，只能造成中－大雨。天氣尺度系統(tǒng)對暴雨起著以下四個作用：（1）制約造成暴雨的中尺度天氣系統(tǒng)的活動，即天氣尺度系統(tǒng)可以供應中尺度天氣系統(tǒng)形成的條件或環(huán)境場。中尺度天氣系統(tǒng)的發(fā)生須要一些基本條件，例如大氣層結是不穩(wěn)定的，水汽通量出現(xiàn)輻合，低空風場出現(xiàn)輻合場和氣旋性渦度場，這些條件常常伴隨著天氣尺度系統(tǒng)出現(xiàn)的；（2）造成暴雨區(qū)水汽的集中。即使對于熱帶海洋氣團，氣柱的含水量只相當于100mm的降水量。因而必需有水汽從外區(qū)流入暴雨區(qū)，計算表明，要使中尺度的暴雨區(qū)能夠維持，這就要求暴雨外圍區(qū)外面在大尺度流場上出現(xiàn)水汽通量的輻合，這個大尺度水汽通量輻合區(qū)比暴雨區(qū)面積至少大10倍以上，這樣才能使暴雨區(qū)外圍區(qū)不斷有水汽積累用來供應暴雨區(qū)中的水源。這種大尺度的水汽通量輻合一般出現(xiàn)在天氣尺度的系統(tǒng)中，這種水汽輻合也可以造成濕層的增加。一般當濕層厚度達到700hPa時，就有利于暴雨的發(fā)生；（3）在天氣尺度系統(tǒng)中，上下不同性質(zhì)空氣的平流可造成位勢不穩(wěn)定層結；（4）在天氣尺度系統(tǒng)中的風速垂直切變有利于中小尺度系統(tǒng)的發(fā)生和維持。對于暴雨，要求大尺度有確定程度的風的垂直切變，以使位勢不穩(wěn)定層結建立，并且使積雨云中上升運動變成有組織。但假如垂直切變很強，高空的卷云砧伸展甚遠，這時積雨云中的大量水滴被高空急流帶走，不能著陸地面，雖然對流活動甚猛烈，降水量也并不很大。圖13.4表明，暴雨一般發(fā)生在較弱的垂直切變環(huán)境下，而強風暴發(fā)生在較強的環(huán)境風垂直切變條件下，這種大的切變差別主要由高層風速差造成，即強風暴常常出現(xiàn)在高空急流軸下方，而暴雨發(fā)生在急流軸以南200~500km。圖13.4暴雨和局地強風暴環(huán)境風垂直切變之比較中尺度天氣系統(tǒng)中尺度天氣系統(tǒng)是干脆造成暴雨的天氣系統(tǒng)，其地面輻合量級為10-4s-1，上升運動為10cm·s-1~1m·s-1，降水強度可達或超過10mm·h-1，因此只要連續(xù)5小時的降水就可以造成暴雨。中尺度系統(tǒng)是在天氣尺度環(huán)流背景上發(fā)展起來的，它對暴雨有兩個作用：（1）它是造成暴雨的干脆天氣系統(tǒng)；（2）中尺度系統(tǒng)對積云對流活動有明顯的組織和增加作用。圖13.5是造成美國一次大暴雨時概括出的風暴群物理模式，它也可以認為是一種中尺度系統(tǒng)?？梢钥吹降蛯訌姷牧魅耄ā?.4km厚的平均混合比為～14.8g·kg-1）造成了在風暴區(qū)有強的水汽流入，在接近落基山時，風暴的流入抬升到LCL以上（約2.5km），上升氣流很強，并向西傾斜，這可使大雨滴由上升氣流之后部落出，從而使系統(tǒng)保持準穩(wěn)態(tài)。液態(tài)水從云的下部即大量落下，這可以增加云上部的上升氣流的速度，同時抑制上升氣流的過冷水區(qū)內(nèi)的冰雹增長。這種暴雨內(nèi)沒有大量雹存在的事實表明，暖雨過程在產(chǎn)生風暴降水中起重要作用，云內(nèi)較高的0℃層（5.8km）、－25℃等溫線和較低的云底（2.5km）都說明在一深厚層次中（3～7km厚）云沖并過程在起作用。沒有大量的雹和云內(nèi)強風切變的事實可以抑制有組織對流尺度下沉氣流的發(fā)展，這可以增加風暴的降水效率。圖13.5美國一個雨暴單體的物理模式（BigTompson）。也給出LCL，LFC，風，0℃層高度及－25℃高度暴雨形成的物理條件我們探討暴雨形成的物理條件。一般狀況下這些條件應包括位勢不穩(wěn)定、逆溫層、低空濕舌或水汽輻合、釋放不穩(wěn)定性的機制，如低層輻合區(qū)、重力波、密度流、地形抬升等以及低層和高層急流，風的垂直切變、卷入等。在上述熱力和動力條件中低空急流和邊界作用特別重要。下一節(jié)我們要特地探討低空急流的作用。我們發(fā)覺，在暴雨時期，水平質(zhì)量輻合在500m高度達最大值，邊界層中冷暖氣團之對比比邊界層以上要顯著。在暴雨起先之前，常?？梢杂^測到在邊界層中有動量、水汽和熱量的快速積累，以后再向上輸送。當暴雨加強時，質(zhì)量輻合最大值在900hPa高度。表13.1給出暴雨和強對流風暴物理條件的差別。在強風暴狀況下，在近地面旁邊常常存在著逆溫層或等溫層，而在暴雨狀況下，無逆溫層存在，在700hPa以上，強風暴的溫度比暴雨狀況下低得多，400hPa溫差達8℃。因而，由于在強風暴狀況下，中上層有冷平流，其7km以下的溫度遞減率比暴雨狀況的大1~3℃·km-1，強風暴的位勢不穩(wěn)定層較深厚，自由對流高度較高，這意味著須要更強的啟動機制來使強風暴發(fā)生。但是，一旦出現(xiàn)強風暴爆發(fā)，它們的發(fā)展比暴雨更激烈，更快速。水汽含量和輸送項差別也很大。例如對暴雨，地面到300hPa的水汽水平輻合為強風暴時的三倍。暴雨發(fā)生時風垂直切變一般比強風暴小。比較其它的量如Td850，Td500，T850，T500，θse850，θse500可以得到：暴雨的發(fā)展主要與低層暖濕空氣團有關，而強風暴的發(fā)展與中上層干冷空氣團有關，兩者溫差可達13℃，因而上層冷平流以及與低層暖濕空氣的迭置對強風暴的爆發(fā)具有很重要的影響。表13.1暴雨和局地強風暴物理條件之比較物理量天氣類型抬升凝結高度(hPa)FCL(hPa)對流層頂高度(hPa)1～9公里平均遞減率（℃/100m）10～12公里平均遞減率（℃/100m）0℃層高度(hPa)暴雨9358201190.630.67600局地強風暴8356702270.720.40630物理量天氣類型抬升指數(shù)K指數(shù)900hPa以下最高溫度（℃）900hPa以下最大比濕（gkg-1）972~275hPa層中最大可能降水（cm）地面到300hPa水平水汽輻合（10-4gcm-2s-1）暴雨3.535.127.317.56.81.9局地強風暴5.234.824.513.53.10.85物理量天氣類型通過邊界層頂?shù)厮怪陛斔停?0-4g·cm-2·s-1）u分量地垂直切變（10-3·s-1）θse500hPa℃θse850hPa℃θse500～850hPaTd500hPaTd850hPaT500hPaT850hPa暴雨2.01.075.078.3-2.9-4.417.0-2.29.4局地強風暴0.553.556.463.4-6.8-17.312.1-8.418.1對于中國的汛期（5~9月），梅雨的探討和預報是特殊重要的，因為大多數(shù)嚴峻的旱澇災難與梅雨活動及其雨量多寡親密相關。前面已經(jīng)指出，1998年夏季長江流域發(fā)生了一次僅次于1954年的特大暴雨過程。1999年梅雨季（6月22日~7月3日）在長江下游造成了嚴峻的暴雨和洪澇。2003年梅雨季（6月21日~7月22日）在淮河全流域發(fā)生了一次大暴雨過程，其降水總量和洪水流量皆超過了1991年江淮大暴雨。對于這些個例將在第十四講作特地的個例講解。13.2低空急流在暴雨和強對流天氣形成中的作用低空急流（LLJ）（風速最大值在12或16m·s-1以上）被認為是給中緯度暴雨和強風暴供應水汽和動量最重要的機制，統(tǒng)計表明，LLJ與暴雨之間的正相關很高，相關系數(shù)可達0.80，暴雨一般發(fā)生在低空急流風速最大值左前方。在LLJ的出現(xiàn)與以后暴雨的發(fā)生之間時間間隔約2.5天。急流的高度在1.5～3km，但有時也可在邊界層中發(fā)覺另外的中心（950~900hPa）。影響我國的低空急流多數(shù)狀況下是西南東北向的（圖13.6（a）），但有時也可出現(xiàn)東風急流，氣流主要來自東海，甚至黃海。當副熱帶高壓位置偏北時，常出現(xiàn)這種狀況，圖13.6（b）說明白這種狀況。圖13.6西南低空急流與東南低空急流（北京高校暴雨訓練班講義，1978年）。陰影區(qū)為暴雨區(qū)（單位：m·s-1）；（a）1976年8月18日一次西南低空急流過程；（b）1975年8月7日一次東南低空急流過程低空急流是一種動量，熱量和水汽的高度集中帶，這種低空的高速氣流有以下一些特征：（1）很強的超地轉風，在夏季，對流層氣壓梯度和溫度梯度都很小，這種溫壓結構所造成的熱成風不足以維持急流軸以下很強的風切變。一般情形下，實際風速超過地轉風20％以上。圖13.7給出1972年7月長江下游一次低空急流超地轉的狀況，可以看到整個低空急流及其旁邊的大風區(qū)都為超地轉，最大超地轉強度達該層風速的40％，這種超地轉風的特性與暴雨的發(fā)生有親密關系；（2）低空急流有明顯的日變更：低層風速一般在日落時起先增大，而到凌晨日出之前達到最大值，這時風的垂直切變也最大，急流結構最清晰。圖13.8是位于急流軸上的漢口站的風速變更圖，在7月2～4日，每天都有一個最大風速中心出現(xiàn)，出現(xiàn)的時間是02～08時之間，最小值則出現(xiàn)在08～20時之間，急流在夜間加強的現(xiàn)象常被用來說明雷暴和暴雨出現(xiàn)在夜間的觀測事實；（3）小的Ri數(shù)分布。在低空急流區(qū)內(nèi)，里查遜數(shù)（Ri）往往很小，甚至為負值，這種狀況有利于對流或中尺度天氣的發(fā)展；（4）強風速中心的傳播：人們認為沿LLJ軸傳播的中尺度風速脈動或風速最大值（Vmax）甚至比低空急流本身更為重要，這種狀況很類似于高空急流中心的急流帶（見第三章）。圖13.71972年7月2日900hPa沿LLJ的超地轉風（v’=v-vg）分布圖。單位：m·s-1圖13.8漢口站1972年7月1日～4日風速日變更圖。單位：m·s-1圖13.9時一個很好的例子，它給出了急流風速最大值有關的垂直環(huán)流圈，及風速最大值和θse最大值的傳播狀況（圖13.10），因而低空急流主要是以中尺度擾動的形式向暴雨區(qū)輸送動量，熱量和水汽。圖13.9LLJ旁邊的垂直環(huán)流圖。1975年8月7日20時，北京時圖13.10500~1000hPa間平均風速（上圖）和θse（下圖）沿急流軸傳播剖面。1975年8月6~8日低空急流大致分三大類，它們的特征和生成緣由不完全相同，我們分別說明它們形成的主要緣由：大尺度低空急流或強風速帶（1）在美國落基山以東常常出現(xiàn)大尺度低空急流，這種急流的高度很低，其上限離地面約1～1.5km，平均最大風速高度在800m。風速值很強，平均為27m·s-1，有時高達30～40m·s-1，急流的水平寬度為300～400km，急流兩側的側向切變約為0.4×10-4s-1。這種急流主要出現(xiàn)在冬夏，并且有明顯的日變更，一般夜間加強，并多伴有逆溫層出現(xiàn)。這種急流存在的時間也長，且有準穩(wěn)態(tài)的特征。它的出現(xiàn)也常與夜間逆溫層的生成有關，急流生成的緣由目前還不清晰，可能與大尺度地形的動力作用及地球對行星邊界層阻力的振蕩有關。在東非沿岸也存在著一支大尺度低空急流，這支低空急流叫索馬里急流（參看第四章）它沿非洲東岸從赤道以南流向赤道以北，即在馬達加斯加島以北流過，沿非洲東岸轉向北和東北，在阿拉伯半島東南達到15～20m·s-1的風速。索馬里低空急流沒有明顯的日變更，它具有潮濕的南來氣流，在3km以上有暖干的空氣，這支急流的軸心位置在1.5km高度。索馬里低空急流的形成一方面與東非山脈的障礙作用有關，另一方面也與氣壓系統(tǒng)的強迫有關。（2）與中緯度氣壓系統(tǒng)（如鋒面、氣旋、低渦、高空急流中心等）有關的低空急流這種低空急流主要出現(xiàn)在冷鋒前或低壓中心南側，有時在暖鋒前。曾觀測到在錮囚氣旋的暖鋒前有低空急流存在，急流中達40m·s-1的風速出現(xiàn)在深厚暖鋒區(qū)底部之上約600m處。觀測也指出，在冷鋒前暖區(qū)中常出現(xiàn)一樣暖濕的氣流帶，這就是第三章所指出的輸送帶，很多對流系統(tǒng)或雨團就發(fā)生在這支輸送帶下方。輸送帶內(nèi)的空氣來自較低的緯度，有時來自副熱帶高壓反氣旋北側。在向北流淌中在暖區(qū)中通過邊界層中小尺度混合而變得愈來愈暖濕。這種輸送帶的風速有時可以達到很高的風速而成為低空急流。在美國也觀測到低空急流可以發(fā)展以響應天氣尺度或次天氣尺度過程，尤其是通過對美國大平原上背風氣旋的生成的響應。（3）中尺度急流出現(xiàn)在900~600hPa，主要與急流的對流活動或暴雨有關。急流一般在暴雨帶南側通過。這種急流是中尺度的，常常表現(xiàn)為大尺度急流帶中的強風速中心，其日變更不明顯。梅雨鋒上的低空急流，即屬于這種急流，一般認為這種急流是暴雨或對流活動的結果，由水平動量的垂直混合過程造成。在雷暴發(fā)生前，在濕區(qū)并不出現(xiàn)明顯的低層強風中心，隨著風暴區(qū)對流活動的發(fā)展，垂直動量輸送加強，下沉運動把較大的水平動量從上面帶到下面，而上升氣流把下面較小的動量帶到上空，因而這種切變氣流中的運動使上層風速減小，下層風速增大，最終使對流發(fā)生的層次中，風速分布基本上趨于勻整化，而在對流活動層次以外則有強的垂直切變。最大風速中心（急流）也出現(xiàn)在強對流區(qū)中對流活動的底部。但是動量混合的理論并不能完全說明這種低空急流的形成，因為中低層風向有差別，因而還須要有能調(diào)整原有氣壓梯度與同高度上加強的風速之間不平衡的機制。13.3暴雨的反饋作用強對流和暴雨天氣是在幾種尺度天氣系統(tǒng)相互作用的狀況下發(fā)生的。造成強對流的中小尺度天氣系統(tǒng)是在有利的大尺度環(huán)流條件下發(fā)生發(fā)展的，這是大尺度環(huán)流系統(tǒng)對強對流的制約作用，但是對流一旦發(fā)生，反過來又常常會影響大尺度氣象要素場的分布，這種作用叫強對流或中小尺度系統(tǒng)的反饋作用。反饋作用是通過中小尺度系統(tǒng)中的強對流活動進行的，它們對動量、熱量和水汽的垂直輸送作用強。這種猛烈的對流輸送過程能影響或變更原有風場，濕度場，溫度場和大氣層結等，形成新的大尺度氣象場，而新的大尺度氣象場對對流的進一步發(fā)展有兩種作用：一是增加作用，這種反饋叫正反饋；一是減弱作用，這種反饋叫負反饋。一次強對流活動要維持較長時間，正反饋過程應占優(yōu)勢，這使得對流活動更加猛烈。因而探討對流活動的反饋作用是了解中尺度對流系統(tǒng)維持的一個重要方面。上述對流活動的制約和反饋作用可用圖13.11表示。可以看到對流活動與大尺度環(huán)境間的相互作用關系。圖13.11對流活動與大尺度環(huán)境間的相互作用（由“758”大暴雨探討得到）中小尺度對流發(fā)