卫星气象
2.2 中尺度系统
大气现象的时间尺度和空间尺度标准已在表2.1中给出。在此必须明确的是，任一尺度的运动包含自身之内的更小尺度的运动和它们之间的相互作用。为了获得一张合理的天气系统照片，通常每个波长至少需要10次观测。目前观测网络是为分析天气尺度系统而设计的，而不是为需要特殊观测网络的中尺度系统设置的。因此，卫星在观测和监测由天气尺度网络难以监测的中尺度天气系统中最为有利。
下面将讨论包括雷暴、冰雹、尘暴和龙卷风等数种类型的中尺度对流天气系统。
2.2.1 雷暴
一个雷暴的发展需要三个基本条件：水汽，不稳定和抬升机制。当受到一个向上的推力，空气持续上升，那么空气就被认为是不稳定的。一个不稳定的气团的特点是暖湿空气接近地表而干冷空气位于高处上方。当上升气团冷却时，一部分水蒸气将会凝结，形成通常被称作雷暴的积雨云。、
对于一个即将发展的雷暴，所需的是一个初始的触发或一个将引发上升运动的机制。由于地表加热，在午后或傍晚时最底层的大气的温度快速提升，而最暖空气总是趋向于上升的。抬升运动也可以由锋面，尤其是冷锋，和干线所导致。地形也是产生抬升运动的因素之一，当气流遭遇山脉阻挡，它们被地形的斜坡强迫提升。
所有雷暴的基本组成部分是雷暴体（the thunderstorm cell）。雷暴单体有清晰的生命周期，通常持续约30分钟。一个雷暴的生命周期可以被描述为三个阶段：
- (a) 在激烈的积云阶段，积云开始垂直生长，接近到6km高度。云中的空气主要由上升气流控制，边缘有一些湍流漩涡。
- (b) 在雷暴的成熟阶段，云可以增长到相当大的高度，通常接近12km或以上。卫星照片显示云顶穿透对流层顶的过冲迹象。降水形成，落下的雨滴对周围空气施加的向下摩擦力产生下沉气流。由于雨滴的蒸发导致的空气冷却进一步加快了下沉气流的速度。上升气流和下沉气流都相对较弱，大约10米/秒，并且两者会相互影响。
- (c) 在消散阶段，雨播撒到整个云体中，并且下沉气流变得更强烈。上升气流耗尽，风暴停止提供维持自身所需的温暖潮湿空气，并且云消散了。在这一阶段，小雨和微弱的外流风可能会持续一段时间，然后只留下残余的云砧顶部（anvil top）。
当垂直风切变弱时，雷暴单体（single-cell thunderstorm)产生。它们持续约30分钟并且被低层风引导。当那儿有中等的风切变时，雷暴多单体发展。此时，个别的雷暴有大约45分钟的生命期，但是随着新雷暴体生成并替代正在消散中的老的雷暴体，一组雷暴体能存在数小时。
强雷暴（A severe thunderstorm）有数小时的生命期，并且它能带来严重的暴雨（heavy rain），有时是大冰雹（large hail），地面上的强飑线（strong squalls）。降雨可以剧烈到导致山洪暴发（flash floods）。那儿有强烈的垂直风切变，上升气流和下沉气流都非常强，接近50米/秒，并且它们并存而不相互干扰。暖湿空气从前部进入云体且抬升。这导致了可以引起降水和支持大冰雹的形成的强烈的上升气流。干空气在中层从后部进入云体。雨滴落入其中，并且雨滴的蒸发冷却了空气，导致了强烈的下沉气流。
最终雷暴的上部达到了非常高的层面，受到了对流层上层强风的影响 。它们将上升气流带离云层很远，形成了雷暴砧。一个强雷暴有10-20km宽、12-18km高，云砧水平扩展距离接近100km。数个这样的雷暴可以组织成一条线状，称作飑线。强雷暴是属于多单体或超级单体类型。在超级单体类型中，整个雷暴的表现就像一个单一的雷暴单体。它可以演化成一个旋转的涡旋，称作中尺度气旋，它能生成一个龙卷风。
雷暴伴随有不同的运动：内部有上升气流和下沉气流，雷暴云自身的运动，与雷暴关联的云砧的运动，飑线速度和阵风锋的运动，每一个都有它自身的动力学机制和尺度规模。雷暴移动的速度和方向是深层环境风的函数。远离其雷暴母体的云砧运动方向和速度是在云砧水平高度上风的函数。在急流状态下，云砧可以被吹离雷暴母体超过200km以上。在加尔各答（Kolkata）曾有过这样的例子，与西北风（ a nor’wester）相关的积雨云（Cb cloud）云砧已经在西北风自身抵达前的几小时已到达（参见第2.2.3节）。
尽管一个雷暴可以仅由遍历它自身生命周期各阶段并消散的一个普通的单体组成，但雷暴通常是由处于大量处于不同发展阶段的单体组合起来群集而成的。不像普通的单个单体，雷暴群能持续数小时，同时产生大冰雹、破坏性大风、山洪暴发和孤立的龙卷风。
如果大气是条件不稳定的，并且存在强烈的触发机制，一条线上的数个积雨云单体，150-250km长，发展起来，并且在卫星云图上可以清晰地被看见。这被称作飑线，因为飙风在它的前方。沿着这条线，新的风暴可以形成，同时老的风暴可以它们生命周期的各个不同阶段存在。雨冷凝空气（rain-cooled air ）或阵风锋从飑线的底部传播，如同已小型的冷锋，持续抬升暖湿空气以维持风暴的活跃。阵风流出并沿着地面水平传播。在印度的北方和东北方的冬季和前季风的月份里飑线是常见的天气系统。超级单体雷暴是一种特殊的可以维持数小时的单一雷暴单体。几乎所有在美国产生的重大龙卷风和巨大冰雹的形成都是由它们造成的。
尽管雷暴在印度的分布通常人所共知，Manohar等人（2003,2004和2005年）发表了关于印度地区综合的雷暴气候学，包括它们的空间分布，雷暴日数据，雨日数据，等等。在3-5月的前季风月份期间，条件满足雷暴的生成，那儿低层水汽充沛，冷的亚热带西风在上部大气盛行。有两个显著的雷暴活跃区域，每月有10-12个风暴，一个是印度东北部的丘陵地带上空，另一个是在Kerala上空。前季风期雷暴在印度东北部的其他地方（参见2.2.3节），在印度西北部（参见2.2.2节），中部的小部分地区和南部半岛上也常见。在季风季节，雷暴活跃区转换到北部，和在季风槽（the monsoon trough）附近。在后季风期和冬季，全印度除了Kerala和东北部外，雷暴数都很少。
雷暴在所有通道的卫星云图上都呈现为白亮色。在红外云图上，当白亮的椭圆形云团被沿着高空风的方向吹离的雷暴云砧。在可见光云图上，高云有时会在较低层的云上投出云影。
图2.2.1.1 Kalpana-1 2006年5月1日可见光云图 显示午后雷暴的发展（来自：IMD）
图2.2.1.2 2006年5月1日红外云图 显示午后雷暴的发展（来自：IMD）
图2.2.1.1到2.2.1.3展示了印度次大陆一个典型的午后雷暴的发展过程。请注意，成熟的雷暴是如何在VIS、IR和WV图像中呈现亮白色的，这是因为积雨云（Cb）云顶的强烈反射、低云顶温度和高水汽含量。
冰雹是固态的降水，是当上升气流将雨滴带到非常寒冷的高层所形成的。冰雹通过过冷雨滴间的相互碰撞而增大。在湿增长时，冰雹核或冰晶处于气温低于冰点的区域。在干增长时，气温完全低于冰点，液态水滴在与凝结核碰撞时立即冻结。雷暴的上升气流越强，冰雹所能增长的尺寸就越大。然而，最终达到了这样的阶段，党上升气流不再能与冰雹的重量箱匹配时，降水以冰雹的形式落到了地面。
图2.2.1.3 Kalpana-1 2006年5月1日水汽图 显示了午后雷暴的发展（来自：IMD）
世界上仅有少量国家频繁经历冰雹，而印度恰好是它们中的一员。在印度，冰雹可与柠檬、芒果或板球比大小的例子常常被报道。在印度北部和东北部地区以及孟加拉国，雹暴在前季风期和冬季占主导，但它们在季风期间却不发生。冰雹会毁坏直立的作物，并可能对脆弱的设施造成损害。一些雹暴也许太强烈以至于人和动物甚至可能被杀，如果直接暴露在下落的冰雹下的话。
暴雨（cloudburst，豪雨）是令人关注（灾难性的，devasting）天气现象，它在短时间内集中在一个很小的区域范围内降下大量降水，导致山洪暴发、结构损毁（设施损毁）和人员伤亡。尽管暴雨的机制并未被充分认识，但通常认为它们是产生强对流性气流的强烈涡旋的表现。这些气流迅速抬升饱和的暖湿空气（the moisture laden air）形成积雨云（Cb），尤其是在山区暴雨更是时常发生。
印度的Himachal Pradesh就是这样一个地方，它特别容易在季风季节受到暴雨袭击。Bhan等人（2004）整理了从1990-2001年期间在Himachal Prade地区共36例暴雨天气过程。它们多数发生在7月-8月间，并且Kullu和Shimla地区最容易发生。一个可能的解释是一些季风低槽（低压）或气旋在向西北方向移动后，折回拉贾斯坦邦(Rajasthan)或西北部的Madhya Pradesh，并移向Himachal Pradesh而产生暴雨和滑坡。Ray等人（2001年）已报告在1983年到1988年期间在Himachal Pradesh有12个滑坡情况。该地区的地形是这样的，暴雨带来的雨水以极高的速度携带碎片、巨石和连根拔起的树木冲向下坡，造成生命和财产损失（causing loss of life and property）。
