强对流天气

第一部分 强对流天气总结

一、概念

1、强对流天气：伴有强烈的雷暴大风、大冰雹、龙卷，或带有强烈雷电现象的短时强降水叫做强对流天气。（并不是所有的对流过程都可以被称为强对流天气，如阵雨、一般的雷阵雨）

2、雷暴：由于强积雨云引起的伴有雷电活动和阵性降水的距地风暴。地面观测中仅只伴有雷鸣和闪电的天气现象。（1996年大气科学名词）（雷暴与热力料将分布有关，中国华南沿海、青藏高原最多。辽宁年平均雷暴30~50天，辽西和聊东稍多。吉林和黑龙江由于5-6月份冷涡作用，雷暴稍多）

3、短历时强降水：是指短时间内降水强度较大，其降水量达到或超过某一量值的天气现象。1小时降水量≥20毫米，北方1小时降水量≥20毫米。 4、雷雨大风：指在出现雷雨天气现象时，（阵风）风力≥8级。

5、冰雹：是从雷雨云中降落的坚硬的球状、锥状、或形状不规则的固体降水，降落地面时直径≥5毫米。（注：雨转雪过程中常出现冰粒，不同于冰雹，直径较小）

6、龙卷：是一种强烈的小范围的空气涡旋。雷暴云低伸到地面的漏斗状云，龙卷产生的强烈的旋风，风力可达12级以上，最大可达100m/s，一般伴有雷电，有时也伴有冰雹。（中国江淮一带<江苏、安徽、上海郊区>容易出现，世界上美国最多。辽宁冰雹与山地走向有关，东部山区和西部较多。0-1KM风切变非常大~造成低空涡旋）

7、干线：是水平方向的湿度不连续线。穿过干线，地面强水平露点梯度可达5℃/km以上，干线的一侧是暖而干(湿)的空气，另一侧是冷而湿(干)的空气。干线附近是强对流天气最容易发生的地区。（高空T-TD≥10℃，地面T-TD≥5℃）

8、急流的一般概念：急流是一个在水平方向和垂直方向风速切变都很大的强风带区。 低空急流：目前国内定义850百帕风速达到12m/s或以上的区域算作急流区。（即对流层

低层的急流。其中一部分和暴雨、飑线、龙卷等强对流天气有联系。急流轴附近风速的水平切变和垂直切变是很大的。我国从黄河流域到华南的对流层下层（850，700百帕），在雨季常出现低空急流。通常是500百帕短波槽、西太平洋副热带高压脊以及低层东伸的西南倒槽等系统共同作用的结果。） 高空急流：通常定义为200百帕30m/s以上区域。

急流轴：急流区的中心部分，呈准水平状态，以纬向分布为主。

9、急流分类：根据北半球的资料，以急流所在的高度和所处的气候带位置，可将急流分成以下几类： A温带急流

B副热带急流：常位于200百帕上空副热带高压的北缘。它的低层没有锋区，但在紧靠

。

它的下方，即对流层的中上层，大气的斜压性很强，有锋区存在。位置：冬季在25?32N,夏季向北推10 ? 15个纬度。冬季一般50 ? 60m/s，夏季则几乎减弱一半。通常称为“南支急流。

。

C热带东风急流：位于副热带高压的南缘，约在15 ? 20N 10、急流的结构和天气特征

A急流的温度场：急流和温度场紧密联系着。重要特征：急流区下方的温度水平梯度最大，是锋区所在。可以说急流是锋区在高层风场上的表现。

B急流的风场：急流区中，水平风速很大，尤其以急流轴处为最大。风的水平切变和垂直切变也很强。顺着急流中气流的方向，在急流轴的右侧为反气旋式切变，左侧为气

旋式切变。急流区中，风的垂直切变也很大。 注：700百帕垂直速度大和水汽通量散度（表征水汽辐合情况的物理量）大时容易产生暴雨。 在暴雨过程中动力条件非常重要。

5-6月份要注意850百帕和500百帕温度变化，若850百帕升温、500百帕降温容易出现局地强对流天气。反之发生对流的可能性不大。

二、强对流的动力学特征

1、垂直尺度：10km，和水平尺度相当或只差十倍。 2、垂直速度：101m/s（最大可达30-50m/s），和水平风速相当。 3、变化剧烈：气压梯度和温度梯度大，比天气尺度大100倍。 4、非平衡状态，加速度大

5、垂直方向非静力平衡，水平方向非地转平衡。

原因：浮力垂直加速度（几十分钟达到对流层顶） 雨水下泄拖曳（瀑布） 气压梯度力水平加速度

非绝热：高空冰块或冷雨滴在降落过程中融化、蒸发、感热交换 静力平衡： 地转平衡：

三、静稳——爆发

1、大气运动在这两者间无休止地交替进行并贯穿于不同时空尺度的大大小小天气系统与过程之中。冬半年“静稳”多，夏半年“爆发”多；若夏半年出现了“静稳”则可能成为强对流灾害的前兆。

2、不稳定能量：积累转为释放的过程，大小决定了爆发的强弱和形式。

3、爆发表现为不同时间尺度的各类降水天气：几分钟到几小时的短时局地性强对流（重力波）；短期1-2天的系统性降水过程（Rossby波动）；中期3-7天的由若干场降水组成的高空长波槽降水过程等等（低频波动）。

注：大气运动要有背景场，并逐级递进作为背景场——低频波动是行星尺度天气的背景场，行星尺度天气是中小尺度天气的背景场。低频波动的槽区形成的背景场使天气易发生，脊区使天气不易发生。因为在数值模式中只能看到1波、2波、3波···，对于1/2波、1/3波表现不出来，使预报偶尔出现不准确现象。中尺度分析即分析背景场，从中抓到信息。 4、可能导致灾害的“爆发”分为剧烈的和平缓的：冬半年气象灾害—大尺度天气系统—不稳定能量的一种相对“平缓”的爆发，如2008年南方冰冻雨雪致灾天气；夏半年的气象灾害—致灾因素除登陆台风外—主要是中小尺度的天气系统，灾害表现为突然性，短时间内巨大的能量释放，犹如炸弹爆炸；从灾害防御角度看，“剧烈”是十分难以把握的，所以强对流天气是预报难点。

四、中尺度天气 1、概念：中尺度天气系统是介于大尺度和小尺度之间的天气系统，它研究水平空间尺度100～103km量级、时间尺度103～105s（几十分钟到几天）量级的天气系统和现象。 2、分类：中α尺度(102～103km，1～5天)

中尺度对流复合体(MCComplex) 200~2000 km，8小时到一天 中β尺度(101～102km，3小时～1天)

强对流风暴（超级单体、龙卷和中气旋，飑线和弓形回波、强风暴、多单体

雷暴）20~200 km，3~5小时 中γ尺度(100～101km，1小时)

对流单体（热雷暴，气团雷暴 ）2~20 km，30分钟

3、中γ尺度，中β尺度，中α尺度三者不是独立的，是连续的发展过程！

五、强对流天气发生的环境条件

（一）对流天气形成的条件为：水汽条件、不稳定层结条件、抬升力条件。

1、热力不稳定：不稳定层结是对流发展位能转化为动能的基本条件。如当高空有冷空气入侵，低层有西南暖平流时，那么暖空气上升，冷空气下沉，导致对流产生。（在整层都是冷的情况下，不可能出现对流；热力不稳定是相对的，高低空温差达到一定程度，热力不稳定就存在；对流要发展，热力不稳定是必要的）

2、垂直风切变：中低空的垂直风切变有利于强对流系统的维持和加强。机制（引导降水离开上升气流、动力作用、新生单体）。弱的垂直风切变结合强位势不稳定也可以发生强对流。（垂直风切变包括风向和风速的切变）

3、水汽条件：对流云中水汽凝结，不仅是降水的来源，其释放的凝结潜热也是深对流发展的能量来源。

4、抬升条件：足够强度的抬升作用，将低层气块或气层抬升到自由对流高度后，才能使对流发展并释放不稳定能量，由位能形式转化为垂直运动的动能。（边界线——如锋、切变线、梯度大值区<气压、温度、湿度>、地形等抬升条件，与中高层热力不稳定、水汽中的潜热结合，才能发展对流，底层气块受到扰动）

（二）强雷暴发生发展的有利条件：逆温层；前倾槽；低层辐合、高层辐散；高低空急流；

中小系统

1、前倾槽：在前倾槽之后与地面冷锋之间的区域容易出现冰雹等强对流天气。因为高空槽后有干冷平流，而低层冷锋前有暖湿平流，大气不稳定度加强。

为什么前倾槽易发生雷暴大风或冰雹等强对流事件？ （1）热力不稳定增长机制（高空变干冷、低空变暖湿）（2）动力不稳定增长机制（高、低空北、南风垂直切变增强）

（3）不稳定启动机制（冷锋或副冷锋抬生）（4）0℃、-20℃被降低

注：并不是所有的前倾槽都一定会引发强对流

当底层冷空气入侵引起底层降温；水汽条件好；温度槽前，后无冷平流，位势条件不好，不利于强对流；底层无暖空气，位势不稳定无增长

扩展：为什么后倾槽往往发生短时强降水？ （1）整层增湿机制

（2）温度层结不稳定有所增长（主要依靠低空平流增暖） （3）存在动力不稳定增长、维持机制（低空急流造成低空垂直切变增强并长时间维持，不如高低空“对头风”切变强烈） （4）不稳定启动机制（倾斜锋面抬生、低空急流前端辐合上升、高低空急流耦合等等）

---如果降水前0℃、-20℃高度偏高，不可能发生冰雹（强降水造成的潜热释放将进一步抬高其高度）

2、低层辐合、高层辐散：地面通常为暖性低压，而且经常开始为无云晴天的状况。

3、高、低空急流：强大的冰雹和发展常和较大的风速垂直切变有关，而强的风速垂直切变一般出现在有高空急流通过的地区。有研究结果显示：中纬度地区强雷暴及冰雹和500百帕急流轴位置联系紧密。低空急流有两种：位于850百帕附近的强西南风带；离地面600—800米的强西南风带。作用是主要是造成低层很强的暖湿空气的平流，加强层结的不稳定度，而且可以加强低层的扰动，触发不稳定能量的释放。在该地区如果有高空急流通过，则往往会发生严重的对流性天气。

（三）强对流风暴的环境：对流风暴发生受环境条件的制约，它包括天气尺度、中尺度和对

流风暴尺度的环境。500百帕环流形势：冷涡、槽后、槽前三种类型：其中冷涡和槽后类主要出现雷雨大风和冰雹天气，呈“干”对流风暴类型；槽前类在平原地区主要出现强雷雨天气，呈现“湿”对流风暴特征 1、500百帕冷涡、槽后型

? 涡槽后部存在准东西向的短波横槽。在一次冷涡过程中，其后部的横槽可能不止一

个，当系统稳定时，冷涡后部可连续几天发生对流活动过程。 ? 对流中低层存在干暖盖，主要出现在850百帕槽线附近至500百帕涡槽后的范围内，

它和地面的交线就是干线。 ? 低空存在温度脊

? 高空有明显的急流活动：大多数有高空急流活动。有低空急流活动时常出现在边界

层内，且强度较弱。中低空垂直风切变主要表现在风向的变化上，850—500百帕风向顺转可达90度以上。

2、槽前类

? 槽前类的共同特点： ? 三层槽前

? 低空急流活跃。常伴有低空急流活动，一般为12?18 m/s，对流风暴一般出现在急流

大风核的左前方。

? 对流不稳定的建立主要由湿度差动平流引起.槽前类水汽主要集中在低层,中低层有

明显的湿度差异.水汽通量辐合主要存在于低层,中层迅速减小,两者差别接近一个量级,水汽通量的差异大于温度平流差异.

（四）“不稳定条件”包含两个基本概念，干（湿）空气温度（热力）层结不稳定、动力不稳定层结

1、热力不稳定是一种“潜在不稳定”，当没有不稳定能力释放机制存在，这种不稳定是没有意义的

2热力不稳定的产生有四种机制：

a 高层或低层干大气被冷却或加热（静力稳定度） b 高层或低层大气变干或变湿（条件性静力稳定度）；

c CISK(大尺度与中尺度不稳定正反馈机制---镶嵌在大尺度降水带中的强对流过程往往存在CISK机制，例如大尺度上升运动使气块获得克服CIN所需要的能量（低层气块被强迫抬升，在CAPE大值区域，被抬升到FCL高度的气块获得了从势能（浮力能）转化而来的动能，出现中尺度对流）；

d WAVE-CISK（中尺度不稳定的正反馈—对流的自激过程）

3、热力不稳定是“瞬变”量，需要“动态”地看待稳定度变化---热力不稳定只有在对流发生前才有意义，降水过程中，大气一般处于中性热力层结，降水趋于结束时，大气一般处于稳定层结。热力不稳定的“动态”变化表明预报中需要特别关注两个问题：

（1）对流发生前层结稳定度随时间的变化（6小时、12小时的变化趋势比当前的不稳定指

数更有价值）

（2）不同高度上温、湿度的平流作用（平流、差动平流）

热力不稳定的强度只与初始对流强度有关，与对流能否发展和维持无关

4、动力不稳定层结是对流能否发展和维持的关键因素---其核心因素就是水平切变（涡度）和垂直切变

5、动力不稳定大体可分为四类：惯性不稳定（与涡度或水平风切变对应）、 K-H不稳定(开尔文-亥姆霍茨不稳定，与垂直切变对应)、 对称不稳定（SI，又称斜升不稳定---与干空气的水平切变环境中的垂直切变对应）、条件性对称不稳定（CSI，湿空气中的斜升不稳定）（80%的对流发生在条件性对称不稳定中）

6、不同的强对流天气现象的发展、移动与动力层结稳定度有直接关系，例如龙卷、大雹、强烈的雷暴大风一般在低空强烈的垂直切变环境中发展，并向垂直切变更大的方向移动 7、 “相对风暴螺旋度”的概念其实是一个很好表述对称不稳定（SI）的物理参量

（v·du/dz-u·dv/dz)，而理论导出的“理查森数”是一个热力/动力稳定度的组合参量

8、而（位涡）湿位涡的概念本质上是一个描述（SI）CSI（条件性对称不稳定）发展的参量，湿位涡守衡的原理：MPV1+MPV2=常数，即

??se?u??se?v??se?g(??f)(MPV1)?[g?g](MPV2)?const

?p?p?y?p?x

其物理意义是：在倾斜的湿等熵面上，大气的湿斜压发展、垂直切变加强将导致涡度增长（SVD）---倾斜涡度发展，大多数情况下，湿斜压锋区对应湿空气的风速水平切变区---为什么强对流发展一般位于具有明显垂直风切变环境中，具有较强的湿度锋区、温度锋区的位置上

注：400百帕以上（对流层中上层）垂直运动很小，水平风速很大，满足位涡守恒，在它下面中尺度不满足位涡守恒。（垂直运动很强，水平运动不强，700-500百帕之间，最大垂直速度达到50m/s，---对流层中层不满足位涡守恒） 位涡守恒的原因？环境？

六、热力不稳定的度量—大气层结稳定度 1、大气层结稳定性可以有三种类型：

A绝对不稳定状态：环境大气温度直减率 大于干绝热直减（0.98℃/100m），夏天晴天出现在大气边界层底部；

B绝对稳定状态：环境大气温度直减率小于湿绝热（假绝热）直减率；

C条件不稳定状态：环境大气温度直减率介于干绝热和湿绝热直减率之间；在暖季，晴天午后的大气边界层处于充分混合状态，其温度直减率大致与干绝热直减率相等。 （雷暴发生的层结不稳定条件通常要求大气对流层的一部分处于条件不稳定或干绝热直减率状态。）

2、热力对流参数表示大气层结不稳定和水汽的综合效应，如抬升指数LI, K指数和SI指数等。衡量热力不稳定大小的物理含义最清晰的参数是对流有效位能CAPE和对流抑制CIN。

速度带突然转向特征。（预示组织比较好的系统发展。）锋面由两种性质不同的气团交汇形成，是触发暴雨强对流天气重要的天气系统。由于锋线附近的风场具有风切变的特征，雷达速度图上表现为不同来向的径向风辐合线。

（11）入流急流：1.5°（或2.4°）速度图产品，最大径向风速大于20m.s-1。入流急流与弓状回波后部下沉气流强度有关，间接反映了雷雨大风强度。

（12）低空急流：1.5°(或2.4°)速度图产品，经过雷达站有牛眼结构，最大径向风速大于12m.s-1。低空急流是暖湿空气输送带，具有显著热力、动力天气学性质，与暴雨强对流有密切关系，急流轴左、前侧是暴雨强对流发生位置。 （脉动—大值中心向中心靠近时预示暴雨开始，远离时预示暴雨结束）

（13）中气旋：中气旋多发生于超级单体等强风暴中，中气旋产品对强天气具有重要的指示

意义。

（14）雷电极性：经过个例统计分析表明，强降水过程中负地闪占绝对优势，且与强降水回波中心对应较好。而冰雹或雷雨大风过程中，正闪比例相对较高，且正闪一般处于强回波的下风方。（预报提前量20-30分钟） （15）逆风区 （16）三体散射 （17）大风核

十一、辽宁短时暴雨综合结论

1短时暴雨是在有利的天气尺度环流背景下产生的。

2辽宁的短时暴雨都出现在湿区中，上层辐散、低层辐合的范围内。 3短时暴雨落区在高能舌中。

4短时暴雨中心出现在上下层交叉急流的相交处或平行急流之间。低空急流的右侧或顶部。 5台风倒槽及其东侧的低空急流与北面低空急流和倒槽连结造成北伸，使暖湿空气一直输送到高空急流入口区右侧辐散区下方，造成台风远距离暴雨。 6短时暴雨与地面高压后部的弱低压区中的风切变关系密切。

十二、辽宁冰雹预报综合结论

1 辽宁的冰雹发生在对流层中低层显著湿区(T-Td<3℃)与干线（露点锋）之间靠近显著湿区的地方。

2 辽宁冰雹一般发生在地面、对流层中低层切变位置上。 3 辽宁的冰雹天气多有露点锋配合。

4 辽宁冰雹在雷达产品上有明显的表现，强度产品上，冰雹回波强度一般超过45dbz，垂直液态水含量超过30kg/m2，速度产品上有中气旋或中尺度辐合线。

? 强上升气流是冰雹发展的必要条件,上升气流越强对冰雹的承托力越强, 上升气流的

强弱,主要取决于热力浮力。 ? 适宜的0℃和-20℃。-20℃层高度在7.5km(400百帕)附近或以下有利于冰雹生长,0℃

层高度一般在4km左右,这种条件在初夏或初秋最易满足,所以该期间降雹的概率最大。

? 影响到达地面的雹粒大小的另一个重要因子是暴粒在通过冻结高度到地面这一气层

时的融化作用.影响融化的主要因子有:冻结高度到地面的距离;这个距离内的平均气温;雹粒的尺寸

十三、冰雹中尺度分析特征

冰雹天气属于强对流天气，需要有强的潜在不稳定条件，明显的触发系统，低层需要充沛的水汽条件。

? 干线附近湿区一侧

? 切变与温度锋区或干线相交点附近

? 850hPa与500hPa风向顺时针旋转60度以上 ? 850hPa温度脊与500hPa温度槽相交点附近 ? T(700-500)大于18℃区域

? 雷达分析：尺度：20km左右，呈块状 ? 强度：45dbz以上 ? 速度：中气旋

? VIL：35kg/m2以上

十四、雷雨大风中尺度分析特征

雷暴大风天气属于中等偏强的对流天气，降水强度强，但降水量一般不大，低层位于湿区内部，中高层要求有冷空气南下，冷空气动量下传在地面形成大风天气。

? 500hPa为冷平流

? 500hPa 2℃以上的负变温区 ? T(700-500)大于16℃

? 500hPa与850hPa风向接近平行

? 500hPa高空槽后脊前的850hPa大湿度区 ? 雷达分析：尺度：20km以上，呈块状或带状 ? 强度：40dbz以上

? 速度：切变、辐合线、逆风区 ? VIL：20～35kg/m2以下

十五、雷暴天气中尺度分析特征

雷暴天气属于中等偏弱的对流天气，多发生在暖区，触发系统不明显，动力抬升弱，潜在不稳定能量弱，对流发展不旺盛。

? 850hPa温度脊与湿轴接近重合 ? T(700-500)大于14℃区域 ? 无明显触发系统

十六、区域暴雨天气中尺度分析特征

区域性暴雨天气需要有充沛的暖湿、低层强的辐合抬升及高空强辐散抽吸。

? 露点温度＞14℃区域 ? 850hPa切变与急流之间

? 850hPa、500hPa、200hPa急流接近平行，并向西北倾斜 ? 200hPa急流(风速＞50m/s)右后侧 ? 850hPa急流脉动出口区

? 雷达分析：尺度：200km以上，呈片状或带状 ? 强度：30dbz以上

? 速度：中尺度系统不明显，但径向速度一般很大 ? VIL：10～20kg/m2以下

十七、强对流天气和暴雨发展机理的差异分析

1、 强对流天气的出现：对流层的中低层(一般在600百帕以下)有明显的对流不稳定；湿层 较薄,低空暖湿,中层非常干燥.

2、暴雨天气的出现：高温高湿,对流不稳定条件的要求就不高；湿层很厚,对流层特别是中低层都很潮湿.850和500气层有弱对流不稳定或接近中性；.暴雨比强对流的整个水汽辐合可大3倍.

3、从750百帕向上,强对流的温度比暴雨明显偏低,强对流的潜在不稳定能量层次比暴雨厚,但自由对流高度要高一些

4、暴雨发生在低空辐合高空辐散低空为正涡度,高空为负涡度区中；强对流天气的低空正涡度比暴雨弱,但高空正涡度比暴雨强,这是因为强对流系统多位于高空急流轴附近,而暴雨多位于急流轴以南200?500km区域

5、风切变差别明显:暴雨是在弱切变环境下发展的,而强对流是在强切变环境下发展的 6、表征气团性质的一些物理量差别也是显著的：低层湿度差异是很大的,温度差异不大,暴雨低空高温高湿,强对流湿度要小一些；高层的温度和湿度差异十分明显,强对流中层干冷,尤其露点温度低,两者可相差13℃

十八、降水的本质 （一）降水的本质 1、降水两个基本条件

水汽: 空中绝对水汽量（q)；水汽的补充(水汽输送通道）

凝结：水汽只有凝结成固态或大直径的液态水滴，才有可能在重力的作用下从大气中下落，出现降雨、降雪、冰雹等现象

2、降水量的大小只取决于总水汽含量----局地水汽与水汽输送量和凝结（速率与时间） 3、降水的相态（降雨、降雪、雨加雪、冰雹、冻雨等）的唯一决定性因子就是“气温”或大气垂直方向上“气温的变化”。水汽在大气中凝结的结果可以是液态的（如暖云），也可以是固态，也可以是“冰水混合态”，取决于“凝结”过程发生高度的气温---或者说最大上升运动所在高度层上的气温。但是，液态或冰相的凝结物，在下落过程中，在环境大气温度变化和摩擦作用下有可能发生变化如：冻雨---冰相—液态（融化层）—过冷水（逆温造成气温明显低于0℃—冰相（落地结冰）；雪（为什么关注1500米以下的气温？）、冰雹（为什么关注0℃，-20℃的高度？若下落距离太高则下落过程中融化，若太低则雹块长不大）

（二）冷空气的作用

1、无论是何种性质的降水，本质而言是水汽+凝结过程。

2、在降水过程中，静态的看，“冷”空气的唯一作用是“水汽被凝结”；动态的看，还有强迫抬升作用---最终作用也是“水汽被凝结”；

3、“冷”、“暖”空气的概念是相对的， “凝结”效率取决于气团之间的“相对温差”而不是“气温的绝对值”---即温度梯度，而不是气温下降或上升的绝对值，即：温度梯度不仅反映在水平方向上（斜压性） ，同时也反映在垂直梯度上（静力稳定度）

a---水平方向上，静态上看，冷空气侵入能够降低凝结高度、提高凝结效率；动态上看，强迫抬升运动能够触发（锋前）热力不稳定释放

b---从垂直分布来看，并不是所有的强降水或强对流过程都需要“冷空气的侵入”

（1）当低层水汽被强迫抬升到凝结高度以上时，就有可能出现降水，进一步抬高到对流凝结高度以上时，就可能发生对流现象。由于大气温度随高度升高而快速下降，因此抬升的高度越高，凝结速率就越快，对流活动就越强烈，降水强度就越大

（2）当低层被强烈加热时，尽管对流层中层没有“冷空气”（或者说没有降温），对流活动也将变得更加剧烈 总之：能否发生暴雨或强对流降水并不是完全取决于是否有冷空气侵入，如热带对流性短时暴雨

（三）散度与垂直运动

1、对于降水过程而言，上升运动的唯一作用造成水汽凝结，对于没有水汽的上升运动是没有意义的

2、 近地面的水平辐合必然导致上升运动（质量方程），但是，大气中上层的水平辐合运动

与上升运动不一定有对应关系

3、 水平散度与垂直运动“互为因果关系”，也就是说，并不是只有先发生水平辐合辐散运动

才能“强迫”出垂直运动，在强对流过程中，由于浮力作用下发生了强烈的上升或下沉运动，大气的水平补偿作用也将出现水平“辐合”或“辐散”运动（强迫出现水平散度），因此，对流活动（剧烈的上升运动）初期将造成近地面层的强烈辐合，雷暴发展阶段的强烈下沉运动必然触发近地面层水平辐散运动（对应雷暴高压）---即：地面合线既可能对流的触发因子，也可能是对流发生的结果 （四）高、低空急流的作用

1、低空急流在暴雨过程中发挥了非常重要的作用，但不是暴雨发生的必要条件 2、低空急流在暴雨过程的主要作用体现在： A水汽输送作用

B造成热力不稳定增长（低空暖、湿平流）---热力不稳定的增长，有利于对流的发生 C急流顶端（侧面）强烈的水平辐合运动，造成水汽辐合和上升运动---低空急流轴高度越低，这种上升动力作用越强

D低空急流造成低空垂直切变增强---有利于对流的发展与维持

3、在某些特定环境下，一支远没有达到低空急流强度的显著气流同样能够起到与低空急流相同强度的的热力、动力作用而造成暴雨

4、天气尺度低空急流或超低空急流与中尺度低空急流可能存在本质上的差异：

A尺度不同

B垂直结构不同（天气尺度低空急流与高空急流通过次级环流形成藕合关系，目前没有发现中尺度急流存在这种藕合关系） C形成机理不同：

---- 中尺度低空（或边界层）急流可能与局地水平温度梯度的剧烈变化有关---例如地形热力不均匀、海陆强烈温差、局地对流性强降水等等---常与局地强降水相伴随

----天气尺度低空急流大多与湿斜压不稳定发展有关，它是强降水的重要触发条件（常常发展于强降水之前），同时又与大范围暴雨之间存在正反馈现象 （五）对流中的上升运动与环境上升运动 1、从大尺度资料或再分析资料中诊断出的上升速度不代表中尺度强对流系统中的上升运动； 2、前者诊断出的垂直运动只能代表环境大气上升运动，一般状况下，它的量级要比水平运动小一个甚至两个量级，它在对流过程中的作用是，强迫不稳定气块被抬升，大多数情况下它只对流活动的启动因子（克服CIN做功），它比实际对流过程中的上升运动或下沉运动要弱得多；

3、中尺度对流系统中的垂直运动主要是浮力（CAPE）转化而来，在强对流过程中，它的量级与水平运动量级相当，实际观测得到的最大值可达到54m/s

第二部分 常见物理诊断量

1、物理诊断量的分类

? 温湿特征(位温\\水汽通量……)

? 动力特征(涡度\\散度\\ω\\风垂直切变……) ? 稳定度特征(对流稳定度\\CAPE……) ? 综合指数(冰雹指数\\大风指数……)

2、比湿、混合比、露点（水汽绝对量）（一般用700百帕以下）

? 天气强度分析的一个基本量（降水、对流、……)

? 水平\\垂直\\时间分布特征(夏季<30;冬季<5)（暴雨20g/kg已经很强了） ? 湿度逆增现象 ? 极值（0~53g/kg)

3、相对湿度、温度露点差（水汽相对量）

? 与水汽饱和度有关的天气落区（降水、沙尘、雾、霜、云量、对流等） ? 主要与水汽绝对含量和气温有关 ? 准饱和（80%、3℃）

注：500、700、850百帕三层之间T-Td与降水落区关系较好

沙尘一般出现在北风区，相对湿度非常小（沙尘主要关注相对湿度） 模式诊断云量主要根据相对湿度

4、大气可降水量

? 整个气柱的比湿和，单位cm（人工增雨中较关注，在降水几小时前存在显著增湿） ? 与降水强度相关，雨量一般小于大气可降水量，但强降水可能是其几倍 ? GPS/MET资料反演可降水量 ps? 凝结函数F（上升1hpa），降水强度P（降水率），P??1??Fdpg（对整层大气柱积分，w为上升运动） 0? 降水效率（0.1-0.8）（可以下降到地面的降水，对流性天气降水率低，层状降水天气

效率高）

? 云水（云冰，雨水，雪，霰）混合比 ? 液态水含量（雷达回波，人工增雨）

5、位温（虚位温）

? 未饱和空气，干绝热过程，到1000hpa ? 由其公式，与温度、气压有关 应用：

? 干绝热过程守恒性，不同层结可比，比气温更适用 ? 静力稳定度

（中高纬天气产生降水多为斜压大气，等熵面可以分析三维气流）

6、假相当位温（θse）、相当位温（θe）、假相当温度（Tse）

? 假绝热过程

? 与温度、气压、水汽含量 应用非常广泛

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