第二章 雷暴发生发展的预报
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1
P
z
1 T
(
T z
Ag C pd
)
因为
Ag C pd
d
，
T z
，故有：
（2.5）
z
T
(
d
)
位温可用湿球位温sw或假相当位温se来代替，而得到和（2.5）式相似
的关系式。从而还可得到下表中的气层静力稳定度的判据。 气块法稳定度判据
850hpa
T SI指数判断大气稳定度
（3）简化的沙氏指数（SSI）
SSI= T500-T's
Ts´850hpa上的小气块沿干绝热线上升到500hpa，具有的温度。 在实际工作中，可用历史 资料统计，得出各种稳定度指 标与强雷暴天气的对应关系，
lnP
T's
Fra Baidu bibliotek
T500
500hpa
根据国外的一些工作，得到了
sw z 0或 se z 0
P
E
D C' B' C B
对流性稳定 中性 对流性不稳定
sw z
sw z
0或
0或
se z
se z
0
0
A' A
T
对流性不稳定
4.常用判定大气稳定度的方法
（1）用T-lnP图判断大气稳定度 （2）沙氏指数（SI）
其表达式为：
v （ qV ） [ （ qu） + （ qv） ] x y
在单位面积的整层大气柱中水汽的水平辐合量为- D，那么此量的表达 式为：
D
在p坐标中可写为：
v （ qV ） dz
v （ qV ） dp
0
D
1 g
式中Tt及T的单位为K或C，q的单位为克/千克，Z的单位为千位势米，
V的单位为米/秒。当风速小于30米/秒时，动能项数小于0.5 C 。
动能项数值5×10-4 V2（C）
V的单位为米/秒 5×10-4 V2（C）
14 0.1 20 0.2 25 0.3 28 0.4 32 0.5 35 0.6 38 0.7 40 0.8 42 0.9
稳定性 判据 气块类别
不稳定 d
或
z
sw z
中 性 = d
或
z
稳 定 d
或
z
sw z
干空气或未 饱和湿空气
0
= 0
0
d 饱和湿空气
或 0 0
se z
= d
或
sw z
d
或 0 0
此项小于零，称为湿平流，对水平通量辐合有正的贡献。反之，当 风由比湿低的地区吹向比湿高的地区时，此项大于零，称为干平流，
对水平通量辐合有负的贡献。另一部分为风的散度（右端第二项）。
v qVdP
因为低层水汽含量大，所以低层的水汽输送量也大。
3、水汽通量散度
当水汽由源地输送到某地区时，必须有水汽在该地区辐合，才 能上升冷却凝结成雨，所谓水汽水平辐合就是水平输送进该地区的 水汽，大于水平输送出该地区的水汽，反之即为水汽的水平辐散。 在单位体积内，水汽水平辐合的大小可用水汽水平通量散度来表示，
lnP H
B 层 结 A 曲 线 C
SI=T500-Ts
式中T500500hpa的实际温度 Ts 850hpa上的小气块沿干
lnP
+
状态曲线 自由对流高度 D
T
抬 升 凝 结 高度
L-
T-lnP图
T500 Ts
绝热线上升到抬升凝结
高度后，沿湿绝热线上 升500hpa，具有的温度。
s
500hpa
d
45 1.0
64 2.0
78 3.0
89 4.0
100 5.0
因动能项一般比其它项小，略去动能相后，Tt近似地 写成：
Tt T T 2.5 q 10 d Z
式中Tv称作湿静力总温度。
（2.9）
但因 Tt= Tv ，但仍可将Tv 称作总温度。（2.9）是 计算Tt的基本公式。其中T项即观测到的温度，位能项按 每一百米为一度直接读出摄氏度数
2、 水汽通量qV
设V为全风速的大小，在垂直于风向的平面内单位
时间、单位面积输送的水汽量可表示为qV，此即为水
汽水平通量。其在X方向的分量为qu，Y方向的分量为 qv。通过垂直于风向的底边为单位长度，高为整层大
气柱的面积上的总的水汽通量则为：
0
v 1 q V d z， 或 g
P0 0
于T´是否大于T，也取决于大气层结的是否大于
。
当 时，则对应地有
dw dt
0
因此，当气层具有不同的垂直温度递减率 时气层可能促进或拟制，或者既不促进也不拟 制气块作垂直运动。
当 时， ｄw／ｄt0，能促进气 块作垂直运动的气层，叫做不稳定层结。
雷暴是发生在具有强抬升运动的湿不稳定 的大气中[不稳定条件；水气（湿度）条件；抬升 条件]，其中水汽条件在雷暴天气形成中起的作用 不仅是提供成云致雨的原料，而且它的垂直分布 和温度的垂直分布，都是影响气层稳定度的重要 因子。以上三个条件与对流性天气之间的关系可 用以表示成下面的简明形式
水 气条 件
总能量
E t c pT L q A g Z A 2 V
2
（2.6）
式中A=2.389×10-8卡/尔格，为功热当量。“单位质量 空气的总能量”也叫“总比能”。 为了能用观测资料简捷地计算总能量，以CP除上式 的各项，得：
Et cp T L cp q Ag cp Z A 2c p V
第二节
雷暴发生、发展的水汽条件
低层湿空气的存在是雷暴产生的重要条件，湿度分析
方法有：
1、水汽含量
（1）用比湿或露点计算各层的湿度 因为比湿q=0.622e/p，而
7.5 t
E ( t ) 6.11 10 237.3 t
，而且，当
t=Td时，E（Td）=e，因此在等压面上比湿q与正比于水汽 压e，也就是与Td 成直接的函数关系。在个等压面上q与Td 的互换值可由查算表查得。因此在一等压面上Td线即为等q 线，分析等压面上的q或Td的分布，就等于分析了湿度场的
分布。
（2）用温度露点差和相对湿度计算各层的湿度 在各层等压面上分析等温度露点差（T-Td）线，用 以表示空气的饱和湿度。通常以（T-Td） 2C区域作 为饱和区，并可取（T-Td） 4-5C作为湿区。
在垂直剖面图上，还可使用 相对湿度（f=（e/E）
100%）的分布表示空气的饱和程度，取f90%作为饱和 区。 （3）用混合比表示大气的湿度 w=mi/md）或w=0.622e/（p-e）
►用温度垂直递减率判断大气静力稳定度
设环境与气块的温度是分别按下列关系随
高度而变化的：
T T 0 d z
T T0 d z
式中 T0 和 T0 分别为环境与气块其始高度的温度
T Z T
为环境的垂直温度递减率 为气块绝热运动时的温度垂直递减率
p0 0
式中
1 g
v （ q V ）表示厚度为单位百帕、水平为单位面积的体积内
水汽水平通量散度。此式可以写成：
v v q v 1 v （ qV ） = V qV V g g g 1
可见水汽通量散度是由两部分组成，一部分为水汽平流（右端
第一项），其意义是：当风由比湿高的地区吹向比湿低的地区时，
， ｄ，Ｓ分别表示环境大气、干空气、湿空气垂直温度递 减 率，可得到大气稳定度判据：
高 度
ｄ
Ｓ
高 度
Ｓ
ｄ
高 度
ｄ
温度（T）
Ｓ
温度（T）
温度（T）
环境大气（ ） 温度垂直递减率
干空气（ ｄ） 温度垂直递减率 图2-1 大气稳定度的判定
湿空气（ Ｓ） 温度垂直递减率
> ｄ（ > Ｓ） 绝对不稳定
dp dz p z
引入状态方程（p=RT）得
dw dt g TT T g T T
（2.3）
式中T，Ｔ分别为气块和环境温度式中,ｗ气块垂 直加速度，ｇ重力加速度 ， g 负。
T T
为气块所受合力，合
力大小、正负取决定于气块和环境温度差的大小、正
当TＴ时， 气块受的浮力重力， 有向上的加速运动 当T=Ｔ时， 气块受的浮力＝重 力，无加速运动，中性 当TＴ时， 气块受的浮力重力， 有向下的加速运动 显然，只要知道气块和环境大气温度 就可判定大气的稳定度。实际上常用的判 定方法是另外一些方法。
第二章 雷暴发生发展的条件
雷暴灾害给全球造成的经济损失每年都在10 亿美元以上，1987年联合国把1990—2000年定为
“国际减灾自然灾害十年”，将雷暴列为最严重
的十大自然灾害之一。 雷暴灾害防御是十分重要的问题，雷暴监测 和预警是进行雷暴灾害防御第一重要问题。
经过大气科学工作者的长期不懈的努力， 认为解决雷暴发生、发展问题最重要的是 要清楚产生雷暴的基本条件，也雷暴监测 和预警业务第一个要回答的问题。
1、静力不稳定
基础理论：气块法。假定一小气快，状态为（T， P ，），与环境无热量、水分、动量交换，环境空气 静力平衡，符合静力学方程，则
dp gdz
dw dt p z g
（2.1）
若气块有垂直加速度，则垂直方向的运动方程为
（2.2）
根据准静力条件，气块的气压梯度决定环境的气压 梯度
< Ｓ（ < ｄ） 绝对稳定
ｄ> >Ｓ 条件不稳定
3、对流性不稳定
如气流爬山，气块上升，环境大气没有变化，稳定度有什么变 化？这是对流稳定度问题。 如图；AB为原始气层，是绝对稳定的， AB是露点分布，表明大气层上干下湿。 整层气层被抬升，抬升前是稳定的，抬 升达到饱和后变为不稳定时，称为对流性不 稳定。
Z
而且
s （湿绝热递减率，如气块是饱和湿空气）， d （干绝热递减率≈1C/100米，如气块是干
空气或未饱和湿空气）
假设在起始高度上气块的温度与环境温 度相等，即 T T 则由（2.3）式得：
0 0
dw dt
g T
( ) dz
（2.4）
由此可见，气块是否获得向上的加速度，取决
当 ＝ 时， ｄw／ｄt＝0，既不促 进也不拟制气块作垂直运动的气层，叫做中 性层结。
当 时， ｄw／ｄt0，能促进气 块作垂直运动的气层，叫做不稳定层结。
2、条件不稳定
就位温与温度的关系式：
取对数并求对z（高度）的偏倒数， 得：
用静力方程 z g 及干空气状 态方程P=RdT代入上式，得：
2
（2.7）
或
Tt T
L cp
q rd Z
A 2c p
V
2
式中rt=Et/CP称为“总（比能）温度”，单位为K。总温度反映总能 量的大小，并具有准保守性。
总温度的计算：
将各项常数代人上式，得：
总温度 T T 2.5 q 10 Z 10 4 V t d
2
（2.8）
se z
= 0 = 0
se z
ｄ（ s） s（ ｄ） ｄ s 绝对不稳定 绝对稳定 条件不稳定 条件不稳定：即空气未饱和时，是稳定的，饱和以后则是不稳定 的，这种条件性不稳定状态在实际大气中最为常见。
►用不同大气递减率曲线判断大气稳定度
不稳定层结 对流
对流云 雷暴 冰雹
对流性天气
抬 升条 件
在这里，水汽和不稳定层结条件可以 认为是发生对流天气的内因，抬升条件是 外因。 外因是变化的条件，内因是变化的的根 据，外因通过内因而起作用。因此这三个 条件是有机地联系在一起。对流性天气的 预报也就是以这三个条件为根据所作的分 析和预报。
第一节 大气不稳定条件
SI与强雷暴天气的关系： SI>+3ºC
d
850hpa
T SSI指数判断大气稳定度
发生雷暴的可能性很小或没有；
0ºC<SI<+3ºC
-3ºC<SI<0 ºC
有发生阵雨的可能性；
有发生雷暴的可能性；
-6ºC<SI-3<ºC 有发生强雷暴的可能性；
SI <-6 ºC
有发生严重对流天气（如龙卷风）的危险。
（4）抬升指数（LI）判断大气稳定度
从自由对流高度出发沿湿绝热线上升500hpa具有的
温度与500hpa 实际温度之差。正值越大，正不稳定能量越大，越
不稳定。
（5）总指数TT判断大气稳定度 TT=T850 +Td850-2T500 TT越大越不稳定。
（6）能量天气学判断大气稳定度 动能 Ek=（1/2）v2；位能 Ep=gZ；感（显）热能 ET=CPT=（Cv+R）T；水气相变潜热能 Ee=Lq。
P
z
1 T
(
T z
Ag C pd
)
因为
Ag C pd
d
，
T z
，故有：
（2.5）
z
T
(
d
)
位温可用湿球位温sw或假相当位温se来代替，而得到和（2.5）式相似
的关系式。从而还可得到下表中的气层静力稳定度的判据。 气块法稳定度判据
850hpa
T SI指数判断大气稳定度
（3）简化的沙氏指数（SSI）
SSI= T500-T's
Ts´850hpa上的小气块沿干绝热线上升到500hpa，具有的温度。 在实际工作中，可用历史 资料统计，得出各种稳定度指 标与强雷暴天气的对应关系，
lnP
T's
Fra Baidu bibliotek
T500
500hpa
根据国外的一些工作，得到了
sw z 0或 se z 0
P
E
D C' B' C B
对流性稳定 中性 对流性不稳定
sw z
sw z
0或
0或
se z
se z
0
0
A' A
T
对流性不稳定
4.常用判定大气稳定度的方法
（1）用T-lnP图判断大气稳定度 （2）沙氏指数（SI）
其表达式为：
v （ qV ） [ （ qu） + （ qv） ] x y
在单位面积的整层大气柱中水汽的水平辐合量为- D，那么此量的表达 式为：
D
在p坐标中可写为：
v （ qV ） dz
v （ qV ） dp
0
D
1 g
式中Tt及T的单位为K或C，q的单位为克/千克，Z的单位为千位势米，
V的单位为米/秒。当风速小于30米/秒时，动能项数小于0.5 C 。
动能项数值5×10-4 V2（C）
V的单位为米/秒 5×10-4 V2（C）
14 0.1 20 0.2 25 0.3 28 0.4 32 0.5 35 0.6 38 0.7 40 0.8 42 0.9
稳定性 判据 气块类别
不稳定 d
或
z
sw z
中 性 = d
或
z
稳 定 d
或
z
sw z
干空气或未 饱和湿空气
0
= 0
0
d 饱和湿空气
或 0 0
se z
= d
或
sw z
d
或 0 0
此项小于零，称为湿平流，对水平通量辐合有正的贡献。反之，当 风由比湿低的地区吹向比湿高的地区时，此项大于零，称为干平流，
对水平通量辐合有负的贡献。另一部分为风的散度（右端第二项）。
v qVdP
因为低层水汽含量大，所以低层的水汽输送量也大。
3、水汽通量散度
当水汽由源地输送到某地区时，必须有水汽在该地区辐合，才 能上升冷却凝结成雨，所谓水汽水平辐合就是水平输送进该地区的 水汽，大于水平输送出该地区的水汽，反之即为水汽的水平辐散。 在单位体积内，水汽水平辐合的大小可用水汽水平通量散度来表示，
lnP H
B 层 结 A 曲 线 C
SI=T500-Ts
式中T500500hpa的实际温度 Ts 850hpa上的小气块沿干
lnP
+
状态曲线 自由对流高度 D
T
抬 升 凝 结 高度
L-
T-lnP图
T500 Ts
绝热线上升到抬升凝结
高度后，沿湿绝热线上 升500hpa，具有的温度。
s
500hpa
d
45 1.0
64 2.0
78 3.0
89 4.0
100 5.0
因动能项一般比其它项小，略去动能相后，Tt近似地 写成：
Tt T T 2.5 q 10 d Z
式中Tv称作湿静力总温度。
（2.9）
但因 Tt= Tv ，但仍可将Tv 称作总温度。（2.9）是 计算Tt的基本公式。其中T项即观测到的温度，位能项按 每一百米为一度直接读出摄氏度数
2、 水汽通量qV
设V为全风速的大小，在垂直于风向的平面内单位
时间、单位面积输送的水汽量可表示为qV，此即为水
汽水平通量。其在X方向的分量为qu，Y方向的分量为 qv。通过垂直于风向的底边为单位长度，高为整层大
气柱的面积上的总的水汽通量则为：
0
v 1 q V d z， 或 g
P0 0
于T´是否大于T，也取决于大气层结的是否大于
。
当 时，则对应地有
dw dt
0
因此，当气层具有不同的垂直温度递减率 时气层可能促进或拟制，或者既不促进也不拟 制气块作垂直运动。
当 时， ｄw／ｄt0，能促进气 块作垂直运动的气层，叫做不稳定层结。
雷暴是发生在具有强抬升运动的湿不稳定 的大气中[不稳定条件；水气（湿度）条件；抬升 条件]，其中水汽条件在雷暴天气形成中起的作用 不仅是提供成云致雨的原料，而且它的垂直分布 和温度的垂直分布，都是影响气层稳定度的重要 因子。以上三个条件与对流性天气之间的关系可 用以表示成下面的简明形式
水 气条 件
总能量
E t c pT L q A g Z A 2 V
2
（2.6）
式中A=2.389×10-8卡/尔格，为功热当量。“单位质量 空气的总能量”也叫“总比能”。 为了能用观测资料简捷地计算总能量，以CP除上式 的各项，得：
Et cp T L cp q Ag cp Z A 2c p V
第二节
雷暴发生、发展的水汽条件
低层湿空气的存在是雷暴产生的重要条件，湿度分析
方法有：
1、水汽含量
（1）用比湿或露点计算各层的湿度 因为比湿q=0.622e/p，而
7.5 t
E ( t ) 6.11 10 237.3 t
，而且，当
t=Td时，E（Td）=e，因此在等压面上比湿q与正比于水汽 压e，也就是与Td 成直接的函数关系。在个等压面上q与Td 的互换值可由查算表查得。因此在一等压面上Td线即为等q 线，分析等压面上的q或Td的分布，就等于分析了湿度场的
分布。
（2）用温度露点差和相对湿度计算各层的湿度 在各层等压面上分析等温度露点差（T-Td）线，用 以表示空气的饱和湿度。通常以（T-Td） 2C区域作 为饱和区，并可取（T-Td） 4-5C作为湿区。
在垂直剖面图上，还可使用 相对湿度（f=（e/E）
100%）的分布表示空气的饱和程度，取f90%作为饱和 区。 （3）用混合比表示大气的湿度 w=mi/md）或w=0.622e/（p-e）
►用温度垂直递减率判断大气静力稳定度
设环境与气块的温度是分别按下列关系随
高度而变化的：
T T 0 d z
T T0 d z
式中 T0 和 T0 分别为环境与气块其始高度的温度
T Z T
为环境的垂直温度递减率 为气块绝热运动时的温度垂直递减率
p0 0
式中
1 g
v （ q V ）表示厚度为单位百帕、水平为单位面积的体积内
水汽水平通量散度。此式可以写成：
v v q v 1 v （ qV ） = V qV V g g g 1
可见水汽通量散度是由两部分组成，一部分为水汽平流（右端
第一项），其意义是：当风由比湿高的地区吹向比湿低的地区时，
， ｄ，Ｓ分别表示环境大气、干空气、湿空气垂直温度递 减 率，可得到大气稳定度判据：
高 度
ｄ
Ｓ
高 度
Ｓ
ｄ
高 度
ｄ
温度（T）
Ｓ
温度（T）
温度（T）
环境大气（ ） 温度垂直递减率
干空气（ ｄ） 温度垂直递减率 图2-1 大气稳定度的判定
湿空气（ Ｓ） 温度垂直递减率
> ｄ（ > Ｓ） 绝对不稳定
dp dz p z
引入状态方程（p=RT）得
dw dt g TT T g T T
（2.3）
式中T，Ｔ分别为气块和环境温度式中,ｗ气块垂 直加速度，ｇ重力加速度 ， g 负。
T T
为气块所受合力，合
力大小、正负取决定于气块和环境温度差的大小、正
当TＴ时， 气块受的浮力重力， 有向上的加速运动 当T=Ｔ时， 气块受的浮力＝重 力，无加速运动，中性 当TＴ时， 气块受的浮力重力， 有向下的加速运动 显然，只要知道气块和环境大气温度 就可判定大气的稳定度。实际上常用的判 定方法是另外一些方法。
第二章 雷暴发生发展的条件
雷暴灾害给全球造成的经济损失每年都在10 亿美元以上，1987年联合国把1990—2000年定为
“国际减灾自然灾害十年”，将雷暴列为最严重
的十大自然灾害之一。 雷暴灾害防御是十分重要的问题，雷暴监测 和预警是进行雷暴灾害防御第一重要问题。
经过大气科学工作者的长期不懈的努力， 认为解决雷暴发生、发展问题最重要的是 要清楚产生雷暴的基本条件，也雷暴监测 和预警业务第一个要回答的问题。
1、静力不稳定
基础理论：气块法。假定一小气快，状态为（T， P ，），与环境无热量、水分、动量交换，环境空气 静力平衡，符合静力学方程，则
dp gdz
dw dt p z g
（2.1）
若气块有垂直加速度，则垂直方向的运动方程为
（2.2）
根据准静力条件，气块的气压梯度决定环境的气压 梯度
< Ｓ（ < ｄ） 绝对稳定
ｄ> >Ｓ 条件不稳定
3、对流性不稳定
如气流爬山，气块上升，环境大气没有变化，稳定度有什么变 化？这是对流稳定度问题。 如图；AB为原始气层，是绝对稳定的， AB是露点分布，表明大气层上干下湿。 整层气层被抬升，抬升前是稳定的，抬 升达到饱和后变为不稳定时，称为对流性不 稳定。
Z
而且
s （湿绝热递减率，如气块是饱和湿空气）， d （干绝热递减率≈1C/100米，如气块是干
空气或未饱和湿空气）
假设在起始高度上气块的温度与环境温 度相等，即 T T 则由（2.3）式得：
0 0
dw dt
g T
( ) dz
（2.4）
由此可见，气块是否获得向上的加速度，取决
当 ＝ 时， ｄw／ｄt＝0，既不促 进也不拟制气块作垂直运动的气层，叫做中 性层结。
当 时， ｄw／ｄt0，能促进气 块作垂直运动的气层，叫做不稳定层结。
2、条件不稳定
就位温与温度的关系式：
取对数并求对z（高度）的偏倒数， 得：
用静力方程 z g 及干空气状 态方程P=RdT代入上式，得：
2
（2.7）
或
Tt T
L cp
q rd Z
A 2c p
V
2
式中rt=Et/CP称为“总（比能）温度”，单位为K。总温度反映总能 量的大小，并具有准保守性。
总温度的计算：
将各项常数代人上式，得：
总温度 T T 2.5 q 10 Z 10 4 V t d
2
（2.8）
se z
= 0 = 0
se z
ｄ（ s） s（ ｄ） ｄ s 绝对不稳定 绝对稳定 条件不稳定 条件不稳定：即空气未饱和时，是稳定的，饱和以后则是不稳定 的，这种条件性不稳定状态在实际大气中最为常见。
►用不同大气递减率曲线判断大气稳定度
不稳定层结 对流
对流云 雷暴 冰雹
对流性天气
抬 升条 件
在这里，水汽和不稳定层结条件可以 认为是发生对流天气的内因，抬升条件是 外因。 外因是变化的条件，内因是变化的的根 据，外因通过内因而起作用。因此这三个 条件是有机地联系在一起。对流性天气的 预报也就是以这三个条件为根据所作的分 析和预报。
第一节 大气不稳定条件
SI与强雷暴天气的关系： SI>+3ºC
d
850hpa
T SSI指数判断大气稳定度
发生雷暴的可能性很小或没有；
0ºC<SI<+3ºC
-3ºC<SI<0 ºC
有发生阵雨的可能性；
有发生雷暴的可能性；
-6ºC<SI-3<ºC 有发生强雷暴的可能性；
SI <-6 ºC
有发生严重对流天气（如龙卷风）的危险。
（4）抬升指数（LI）判断大气稳定度
从自由对流高度出发沿湿绝热线上升500hpa具有的
温度与500hpa 实际温度之差。正值越大，正不稳定能量越大，越
不稳定。
（5）总指数TT判断大气稳定度 TT=T850 +Td850-2T500 TT越大越不稳定。
（6）能量天气学判断大气稳定度 动能 Ek=（1/2）v2；位能 Ep=gZ；感（显）热能 ET=CPT=（Cv+R）T；水气相变潜热能 Ee=Lq。