第二章 雷暴发生发展的预报
预报员竞赛-雷暴与强对流临近预报-黄金考点12
预报员竞赛-雷暴与强对流临近预报-黄金考点12第二章 雷暴和强对流产生的要素填空题1. 海风锋辐合线反射率因子都在（ 8dBZ 以上 ）。
2. 水平对流卷的走向（ 平行 ）于边界层平均风的方向，其之间夹角不超过（ 30° ）。
3. 水平对流卷中相邻两个对流卷的环流方向是（ 相反的 ），基本上其产生机制归于边界层中一种（ 拐点不稳定 ），是指边界层风廓线出现拐点，将会导致一种动力不稳定或热力与动力不稳定结合效应。
4. 水平对流卷以（ 大气边界层积云云街 ）的形式呈现在高分辨率可见光云图上，以（ 窄带回波 ）的形式呈现在天气雷达低仰角反射率因子图上。
5. 地形抬升通常有两种方式：一是（ 水平风速不大的情况下，白天阳光照射导致上坡风形成抬升作用 ）；二是（ 低层水平风速比较强的情况下，山的迎风坡形成抬升作用 ）。
6. 太阳辐射加热作用导致（ 上坡风 ）形成，有适当静力不稳定和水汽条件，积云沿着（ 山脊或半山腰 ）形成。
7. 当低层山脉迎风坡气流较强时，有适当静力不稳定和水汽条件，也通常会导致雷暴在山脉的（ 迎风坡 ）或（ 山脚下 ）触发，一般在（ 夜间 ）比较常见。
8. 地形抬升有两种方式（ 风速较大时的迎风坡抬升 ）和（ 风速较小时的上坡风 ）。
9. 超低空急流触发雷暴多出现在（ 夜间 ）。
10. 能够触发雷暴的是大振幅的中尺度重力波，波长在（ 100~500km ），周期是（1~4小时 ），地面气压振幅在（ 1.0~5.0hPa 之间 ）。
11. 如果低层大气边界层存在（ 逆温 ）或（ 稳定层结 ），任何形式的扰动都可以激发出重力波。
12. 重力波波导的形成要求（ 地面逆温层之上存在一个条件不稳定层结 ），作用是将（ 向上传播的重力波能量 ）限制在对流层中某一反射层内。
该反射层位置为气层中气流速度与（ 重力波相速度 ）相近的高度。
13. 要形成可以触发对流的较大振幅中尺度重力波，需要在稳定层之上存在一个（ 深厚的具有垂直风切变的 ）条件不稳定层结，使该层的粗理查森数（ 小于0.25 ）14. 重力波的波面与低层风的方向（ 垂直 ）。
雷暴的概念及形成原理
雷暴的概念及形成原理雷暴是伴有雷击和闪电的局地对流性天气。
它产生在强烈发展的积雨云中，伴有强烈的阵雨或暴雨，有时伴有冰雹和龙卷。
产生雷暴的积雨云，称做雷暴云。
【雷暴发生的条件】雷暴会在大气不稳定时发生，并且会制造大量的雨水或冰晶。
通常其发生有三种特定情况：地球大气层低空带的湿度很高，这可以由露点温度观察得到高空与低空的温度差异极大，亦即是气温递减率极大冷锋（使暖气团抬升）受到外力的逼迫而汇聚对流天气的形成条件①水汽条件充沛的水汽②对流的形成不稳定层结大气中需要有大量的不稳定能量存储抬升条件足够的冲击力对流发展的决定因素不稳定层结（大气的不稳定能量）阻挡层的破坏：地面加热、有组织的垂直运动抬升条件（对流冲击力）热力：自由对流或热力对流动力：地形抬升、锋面抬升系统性的上升运动：槽线、切变线、低压、低涡PS：阻挡层是指温度递减率很小、等温或逆温的气层。
又称：稳定层、等温层、逆温层，还常称“暖盖”。
作用：①限制、抑制对流的发展；②积聚不稳定能量，使积聚的不稳定能量集中释放。
【雷暴的分类】根据冲击力可以将雷暴分为：热雷暴、地形雷暴、天气系统雷暴（锋面雷暴、冷涡雷暴、空中槽和切变线雷暴、副热带高压(太高)西部雷暴）地形雷暴：它是暖湿不稳定空气在山脉迎风坡被强迫抬升而形成的雷暴。
在山岭地区，当暖空气经过山坡被强迫上升时，在山地迎风的一面空气沿山坡上升，到一定高度变冷而形成雷云；但到了山肪背风的那一面，空气沿山坡下沉，温度升高，雷雨消散或减弱。
特别是在滨海的山岳地带，近海的一面山坡上便常易有雷雨发生，这是由于海风潮气特重的缘故。
热雷暴：因热力抬升作用而形成，多发生在单一气团内部。
常常出现在大陆夏季闷热、无风和晴朗的夏天的午后。
锋面雷暴：在两个大的气团移动的界面上，也就是在冷气团和暖气团相遇的锋面上发展起来的雷暴。
这时冷空气总在暖空气下面，排挤暖而湿的空气，并把它抬升起来，于是引起当地的天气的急剧变化。
冷锋、暖锋、静止锋上都可产生雷暴，但以冷锋雷暴出现最多,强度也较强，而暖锋雷暴较少。
预报员竞赛-雷暴与强对流临近预报-黄金考点9
预报员竞赛-雷暴与强对流临近预报-黄金考点9第二章2.1 静力稳定度和对流有效位能填空题1.深厚湿对流的三个基本条件是（静力不稳定、水汽和抬升触发机制），产生强冰雹、龙卷和区域性雷暴大风通常还需要（强的垂直风切变），而（弱的垂直风切变）对暴雨或短时强降水更有利。
2.大气干绝热递减率是（0.98℃/100m ），湿绝热递减率随着（环境温度）和（气压层）的不同而不同。
当大气递减率介于干绝热递减率和湿绝热递减率之间时，称大气处于（条件不稳定）状态。
3.温度越（高），气压层越（低），湿绝热递减率越小。
4.水汽绝对量也称为（大气可降水量PW ）。
5.大气层结稳定性有三种类型（绝对不稳定）、（条件不稳定）和（绝对稳定）。
6.所谓的条件不稳定指的是（扰动气块需要达到饱和）时，不稳定才能实现。
7.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（干绝热直减率）或（条件不稳定）状态。
8.水汽大多数情况来自于大气低层（3km ）范围内。
9.水汽的度量分别为（绝对湿度）和（相对湿度）。
10.表示大气垂直不稳定度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 ）。
局限性最大的参数是（K指数）。
11.对流有效位能是气块在给定环境中绝热上升时（正浮力）所产生的能量的（垂直积分），是（对流潜势）和（潜在强度）的一个重要指标。
12.气块在平衡高度达到的最大上升速度为（√2CAPE），实际的上升速度仅仅是最大上升速度的（1/2 ）。
13.气块法假定气块在上升过程中无（摩擦）、无（质量交换）、（内部气压与环境气压）平衡，气块饱和后沿（假绝热曲线）上升。
14.（夹卷过程）、（摩擦作用）和扰动压力会让气块法对CAPE（高）估；CIN（低）估，导致最大上升气流的位置（低于）平衡高度。
15.暖季，弱CAPE（小于1000J/kg ），中等CAPE（介于1000~2500J/kg ），强CAPE（大于2500J/kg ）。
雷暴及其强对流天气
（二）冷涡雷暴
1、北方冷涡雷暴：出现在我国东北和华北地区，由 于这些地区下半年为暖湿空气控制，冷涡一到，上 空降温，空气层结变得不稳定，就会产生雷暴。 特点： 常出现在我国东北和华北地区， 具有不稳定的天气， 出现时天气变化很突然，在短时间内可从晴朗无云 到雷声隆隆 有明显的日变化，一半多出现在午后或傍晚。
当飞机误入雷暴活动区内，轻者造成人及损伤， 重者机毁人亡。因此，雷暴是目前被世界航空 界和气象部门公认的严重威胁航空飞行安全的 天敌。 据统计，全球每年发生雷暴1600万次，平均每天 约发生4.4万次，每小时约发生1820次，所以每 一个飞行员都有可能遇到雷暴，特别是运输机 夏季飞行，差不多经常会遇到。 根据美国民航近年来因气象原因发生的飞行事故 分析统计，48起飞行事故中有23起与雷暴有关， 占事故总数的47.9% 据美国空军气象原因发生飞行事故分析统计，雷 暴原因占55—60%。这些统计数字也充分证明， 雷暴仍然是目前航空活动中严重危及飞行安全 的重要因素。
前些年，我国军民航都曾发生过飞机遭受雷暴击 伤和击毁的飞行事故。随着我国航空飞行事业的 快速发展，飞机遭遇雷暴危及飞行安全的几率也 明显增加。据中国国际航空公司机组反映，近几 年来，国航B—747航班在飞往美国和欧洲航线上， 都曾遭遇过雷电击伤飞机，好在机组处置及时果 断，才没有发生重大飞行事故。 飞机在暖季飞行，尤其是夏季飞行时，常会遇到 雷暴天气。对于从事航空飞行工作的人员来说， 了解雷暴的形成机制，清楚雷暴的危害，掌握雷 暴信息，采取有效措施，避开或飞越雷暴天气区， 确保飞行安全具有十分重要意义。
air mass CB
an air-mass CB is developing with the rise of temperature near the ground along the day. It occurs within a given unstable airmass and is not caused by the passage of a front
雷暴(雷电)预报
30 30 50 80 40 30 10 50 80 10 10 20 30 10 40 30
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图 10.1
我国平均年雷暴日地理分布
不同，但是随纬度的变化不大。其中：①内蒙古自治区东北部、黑龙江、吉林和辽宁省等 地区平均年雷暴日为 20~40 天，有些地区略偏高。②内蒙古自治区东南部、河北西北部和 山西北部地区雷暴日偏高；③河北东南部和河南省大部地区平均年雷暴日偏低；④秦岭以 北陕西和甘肃的渭河流域一带年平均雷暴日偏低；⑤地势低洼的四川盆地，平均年雷暴日 低于同纬度地区的值。 2、第二区 （1）范围：长江以南、1050E 以东地区；浙江省、福建省、广东省、广西壮族自治区、 安徽省东南角、江西省、湖南省、贵州省及四川省、湖北省和江苏省长江两岸地区， （2）雷暴日：长江两岸地区平均年雷暴日偏低，多为 40~50 天，两广南部地区平均年 雷暴日偏高，为 90~120 天，其中海南岛中部的琼中和儋县，高达 124 天，是我国最高的地 区。东南沿海地区的年平均雷暴日普遍低于同纬度离海岸较远的地区数值，而小岛屿的平
三、平均雷暴时的地理分布
平均年雷暴时的地理分布比平均年雷暴日更能反映雷暴活动的强弱程度的地理分布。 根据 210 个气象站雷暴资料的统计，我国平均年雷暴时地理分布如图 10.2，结果如下： 1、第一区：平均年雷暴时为 50-200 时，大部分地区为 75~150 时左右，平均年雷暴时 随纬度减小而略有增加。如内蒙古东北部、黑龙江、吉林和辽宁等地区的年平均雷暴时为 75~150 时左右，而大部分地区则为 75~100 时左右，其中某些地区的平均雷暴时较偏高，如 黑龙江的呼玛为 112 小时，通河为 135 时等。河北北半部、内蒙东南角和山西北半部的平 均年雷暴时偏高，可达 100~160 小时。河北南半部、山东、江苏、安徽、山西南半部、河 南、湖北、陕西北半部和四川东部等到地区的年平均雷暴时略高于我国东北部地区，约为
雷暴和风暴的形成和发展机制
雷暴和风暴的形成和发展机制雷暴和风暴是自然界中常见的气象现象，它们的形成和发展机制涉及多种因素。
在下文中，我们将探讨雷暴和风暴的形成原因、发展过程以及相关的气象要素。
形成原因雷暴和风暴的形成离不开以下几个主要因素：1. 大气不稳定：当大气中存在垂直温度递减的情况时，会导致不稳定的气团形成。
这种不稳定状况可以提供充足的能量供应，为雷暴和风暴的形成提供条件。
2. 高空急流：高空的急流环境对于产生强大的风暴系统至关重要。
高空急流可以提供充足的动力和扰动，使得下层大气中的对流活动加强。
3. 湿度：湿度是雷暴和风暴形成的关键因素之一。
当大气中的湿度较高时，水蒸气会凝结成云、雨水或冰晶，并释放出大量的潜热。
这种释放的潜热使得空气加热，从而促进对流的形成和发展。
发展过程雷暴和风暴的发展过程通常包括以下几个阶段：1. 积聚阶段：在不稳定的大气环境下，空气开始上升形成云。
云中的水蒸气逐渐凝结，形成水滴和冰晶，从而产生云滴或霰粒。
2. 暴发阶段：随着云体不断增长和发展，云顶逐渐升高，并形成雷暴云。
此时，云内外的电荷开始分离，并通过云内和云间的电离颗粒形成雷电现象。
3. 解体阶段：当雷暴云内部的上升气流达到顶层，开始发生下沉，并伴随着强降水、狂风和闪电等现象。
随着积聚的雨水和冰粒下落，空气得到降温并加速下沉，最终导致雷暴逐渐解体。
相关气象要素雷暴和风暴的形成和发展与以下气象要素密切相关：1. 降水：雷暴和风暴通常伴随着剧烈的降水，当下沉气流与上升气流相遇时，会导致大量的水滴和冰晶的凝结并坠落。
2. 闪电：雷暴是电荷分离的结果，云内外的电荷差异造成了强大的闪电现象。
闪电是一道极为明亮的电弧，伴随着雷鸣声，通常出现在积聚和暴发阶段。
3. 狂风：雷暴和风暴时常伴随着强烈的风，这是由于冷空气下沉和暖湿气流上升所形成的。
总结雷暴和风暴的形成和发展机制是一个复杂而多变的过程，涉及到大气的不稳定性、湿度、急流以及其他相关的气象要素。
对雷暴形成过程及测报的几点分析
对雷暴形成过程及测报的几点分析摘要：近年来，随着我国各方面经济的快速发展，气象事业也取得了突飞猛进的进步，这其中就包括测报，通过测报，人们对大自然的气象情况有了更加深刻的了解，从而再此基础上采取一系列的防御措施，力求将雷电所带来的灾害降到最低点，进而保证人们的生命和财产安全。
本文通过分析了雷暴的形成过程及原因，提出了测报过程中所应该注意的几个注意要点，以期为以后的测报工作提供一点参考。
关键词：雷暴；形成；测报Abstract: This article through the analysis of the thunderstorm forming process and causes, puts forward the measuring process should pay attention to several points, with a view to the future forecast work to provide a reference point.Key words: thunderstorm; formation; forecasting引言：雷暴（Thunderstorms）是伴有雷击和闪电的局地对流性天气。
它通常伴随着滂沱大雨或冰雹，而在冬季时甚至会随暴风雪而来，因此属强对流天气系统。
在古老的文明里，雷暴有着极大的影响力。
不论是中国古代、古罗马或美洲古文明皆有与雷暴相关的神话。
一、雷暴的形成过程及原因雷击是指一部分带电的云层与另一部分带异种电荷的云层，或者是带电的云层对大地间迅猛地放电。
其中后一种即云层对大地的放电，则对建筑物、人和建筑物内电子设备产生极大危害，是人类研究的主要对象。
1、雷暴的形成过程雷暴是大气中的放电现象，一般伴有阵雨，有时还会出现局部的大风、冰雹等强对流天气。
强雷暴天气出现有时还带来灾害，如雷击危及人身安全，家用电器、计算机机房直接遭雷击或感应雷的影响而损坏，有时还引起火灾等。
雷暴天气的形成与预测
雷暴天气的形成与预测雷暴天气是一种充满神秘感和活力的自然现象，它的形成和预测一直是气象学家和大众关注的焦点。
在这篇文章中，我们将探讨雷暴天气的形成原因以及目前的预测方法。
一、雷暴天气的形成原因雷暴天气的形成与大气中的不稳定性和湿度有着密切的关系。
当大气中存在着足够的湿气和不稳定性时，雷暴就有可能发生。
这种不稳定性通常由温度和湿度的垂直分布不均匀引起。
在一个典型的雷暴天气中，暖湿空气被迅速抬升到高空。
当空气上升时，它会冷却并形成云。
云中的水蒸气会凝结成水滴或冰晶，释放出大量的热量。
这些热量会使云中的空气进一步上升，形成一个强烈的对流。
这种对流会导致云中的正负电荷分离，形成雷电。
二、雷暴天气的预测方法为了预测雷暴天气，气象学家使用了多种方法和工具。
其中最常用的方法之一是观察大气中的指标，如温度、湿度和气压的变化。
这些指标的变化可以提供有关大气不稳定性的线索。
此外，雷达也是预测雷暴天气的重要工具之一。
雷达可以探测到云中的降水和冰晶，从而提供有关云的垂直结构和强度的信息。
通过分析雷达图像，气象学家可以判断雷暴是否有可能发生，以及它的强度和移动方向。
近年来，随着气象技术的不断发展，数值模型也成为预测雷暴天气的重要手段。
数值模型可以模拟大气中的物理过程，并预测未来几小时或几天的天气情况。
通过分析模型的输出，气象学家可以得出雷暴天气可能发生的概率和时间。
三、雷暴天气的危害和应对措施雷暴天气带来的危害不容忽视。
雷电可能引发火灾，破坏建筑物和设备，甚至导致人员伤亡。
此外，雷暴还伴随着强风、冰雹和暴雨，可能引发洪水和山体滑坡等灾害。
为了应对雷暴天气的危害，我们需要采取一些预防措施。
首先，我们应该保持室内，远离开放的空旷地区和高大的物体。
其次，我们应该避免在雷暴天气中进行户外活动，特别是在水边和高山地区。
同时，我们应该密切关注天气预报和警报，及时采取措施，确保自身的安全。
总结起来，雷暴天气的形成与大气中的不稳定性和湿度有关。
雷暴的形成,特点以及危害
雷暴的形成，特点以及危害雷暴是一种灾害性天气,强雷暴常伴随大风、大雨或冰雹,它不仅直接影响人类的生活，雷击还可造成伤亡、引起火灾、建筑物倒塌、电子设备还能被感应雷损坏等.因此天气预报的分析和工业、农业、计算机网络等都离不开准确的雷暴资料。
1 雷暴的形成条件由对流旺盛的积雨云引起的，伴有电闪雷鸣的局地风暴,称为雷暴。
雷暴是由强烈的积雨云产生的,形成强烈的积雨云需要三个条件： (1）生厚而明显的不稳定气层. （2）充沛的水汽。
（3)足够的冲击力.我国雷暴天气多出现在夏季和秋季,南方多于北方，我国南方偶有冬季出现，山区多于平原。
根据不同的大气条件和地形条件一般将雷暴分为热雷暴锋雷暴和地形雷暴三大类 1.1 热雷暴主要是由于局地强烈受热,使地面迅速增温，在大尺度天气系统比较弱的情况下，由近地面气层的超绝热层结形成而发展成的热雷暴多发生在炎热季节的午后到傍晚，云的演变一般为淡积云浓积云积雨云 1.2 锋雷暴主要是冷气团和暖气团相遇,冷空气排挤暖而湿的空气，并把它抬升起来，使那个地方的天气发生急剧地变化锋根据冷暖空气流动的情况分暖锋雷暴和冷锋雷暴且以冷锋雷暴为主，冷锋的冲击力量锋前暖湿空气的状态直接决定冷锋雷暴生成与否如果观测到了系统云钩卷云，一般预示着天气将要变化 ,可能产生锋面雷暴 1.3 地形雷暴在山岭地区特别容易产生雷雨当暖空气经过山坡被强迫上升时，在山地迎风的一面空气沿山坡上升，到一定高度变冷而形成雷云；但到了山背风的那一面，空气沿山坡下沉,温度升高，雷雨消散或减弱。
2雷暴来临时气象要素的变化特征2.1 气温变化雷暴产生之前，测站一般被暖湿空气所盘踞，所以常会感到闷热；雷暴发生时，积雨云中下沉的冷空气代替了原来的暖湿空气，所以温度骤然降低夏季,一次强的雷暴过程常可使气温下降 10 以上；随着雷暴远离测站，降水结束，气温又慢慢开始回升。
2.2 气压变化雷暴处于发展阶段时，地面气压直下降，因为积雨云中上升气温使高层辐散大于低层辐合,云中水汽凝结释放的潜热使空气增温气柱膨胀；到成熟阶段，由于下降冷空气的出现,气压便突然上升，且在积雨云的正下方达到最大，几乎是和气温的下降同时出现；随着雷暴的远离,气压又开始恢复正常。
雷暴的概念及形成原理
雷暴的概念及形成原理雷暴是伴有雷击和闪电的局地对流性天气。
它产生在强烈发展的积雨云中，伴有强烈的阵雨或暴雨，有时伴有冰雹和龙卷。
产生雷暴的积雨云，称做雷暴云。
【雷暴发生的条件】雷暴会在大气不稳定时发生，并且会制造大量的雨水或冰晶。
通常其发生有三种特定情况：➢地球大气层低空带的湿度很高，这可以由露点温度观察得到➢高空与低空的温度差异极大，亦即是气温递减率极大➢冷锋（使暖气团抬升）受到外力的逼迫而汇聚PS：阻挡层是指温度递减率很小、等温或逆温的气层。
又称：稳定层、等温层、逆温层，还常称“暖盖”。
作用：①限制、抑制对流的发展；②积聚不稳定能量，使积聚的不稳定能量集中释放。
【雷暴的分类】根据冲击力可以将雷暴分为：热雷暴、地形雷暴、天气系统雷暴（锋面雷暴、冷涡雷暴、空中槽和切变线雷暴、副热带高压(太高)西部雷暴）➢地形雷暴：它是暖湿不稳定空气在山脉迎风坡被强迫抬升而形成的雷暴。
在山岭地区，当暖空气经过山坡被强迫上升时，在山地迎风的一面空气沿山坡上升，到一定高度变冷而形成雷云；但到了山肪背风的那一面，空气沿山坡下沉，温度升高，雷雨消散或减弱。
特别是在滨海的山岳地带，近海的一面山坡上便常易有雷雨发生，这是由于海风潮气特重的缘故。
➢热雷暴：因热力抬升作用而形成，多发生在单一气团内部。
常常出现在大陆夏季闷热、无风和晴朗的夏天的午后。
➢锋面雷暴：在两个大的气团移动的界面上，也就是在冷气团和暖气团相遇的锋面上发展起来的雷暴。
这时冷空气总在暖空气下面，排挤暖而湿的空气，并把它抬升起来，于是引起当地的天气的急剧变化。
冷锋、暖锋、静止锋上都可产生雷暴，但以冷锋雷暴出现最多,强度也较强，而暖锋雷暴较少。
【雷暴的生命周期】雷暴的生命周期有三个阶段，分别是积云阶段、成熟阶段及消亡阶段。
➢积云阶段：云较四周的空气暖和，因此云内部的空气加速向上升，并很快升到温度远低于凝点的高度。
所以四周大量的小水点、冰晶或雪片向云内汇聚，这时只有不断增强的上升气流而没有下降气流。
5 雷暴发生发展的预报和强雷暴
二.中尺度抬升机制
上升气块必须通过以负的浮力层，才能到达自由对流 高度，从而得到以上升加速度。向上穿过负浮力层的运动 是由低层的辐合产生的中尺度抬升机制提供的。 近地层的辐合，启动并加强了近地面层的抬升。足够 强、空气块到高层，雷暴使中尺度天气现象，因此要求启 动机制的空间、时间尺度也是中尺度的。如： 不连续界面（气旋性切变和辐合） 非均匀加热（海、河、湖、山谷） 风和地形的相互作用等（地形抬升）等。
在弱的垂直风切变的环境中风暴很难 有组织地增长，在一定程度上是由于风暴 内上升气流和下沉气流长时间共存才得以 维持。如果风暴不能发展，它就无法产生 灾害性天气。但是，即就是在弱的垂直风 切变环境中，某些外部特征，如边界条件 等，也对风暴的组织起重要影响。另外， 某些在弱的垂直风切变环境中发展的风暴 所产生的运动也将产生明显的风暴相对气 流。可以说，能够产生风暴相对气流的任 何情形均有利于强对流的发展。
水汽通量散度-qv
第三节 雷暴发生发展的抬升条件
一.天气尺度抬升
经验、研究、事实都表明对流层上层辐散和对流层 下部暖平流，在大多数雷暴天气中，都存在者天气尺度 的上升运动。这种天气尺度的抬升常与中高层的槽、急 流中心和暖平流有关。 如果大气处于层结不稳定状态，并有足够的时间完 成所需的抬升，天气尺度抬升的单独作用可以使不稳定 能量得以释放。但是在大多数情况下，足够长的抬升时 间往往不能满足，这就要求有另外的抬升机制来帮助气 块上升到一定高度以释放不稳定能量并产生对流，这种 抬升机制就是中尺度的抬升机制。
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 ） 垂直温度递减率
地理雷暴知识点总结
地理雷暴知识点总结雷暴是一种天气现象，包括雷电、雷雨、暴风等。
雷暴在地理上有着重要的意义，不仅影响着人们的生活，也与气候、环境等有着密切的关系。
本文将对地理雷暴的知识点进行总结，以便读者更好地理解和认识这一天气现象。
一、雷暴的形成原因雷暴是由于大气中存在不稳定的气团而导致的天气现象。
通常情况下，雷暴是在暖湿气流和冷干气流相遇的地方形成的。
当暖湿气流与冷干气流相遇时，暖空气会被迫上升，形成冷暖空气交汇的结构。
在上升的过程中，水汽会凝结成云，并逐渐形成雷暴云。
当云层内部的水汽和冰粒子碰撞时，会产生静电，最终形成闪电和雷声。
二、雷暴的地理分布雷暴在地理上的分布是不均匀的，通常集中在赤道附近和副热带地区。
在赤道附近，由于地球自转的影响，大气环流比较活跃，暖湿气流和冷干气流相遇的机会较多，因此雷暴活动比较频繁。
在副热带地区，由于季风气候的影响，暖湿气流和冷干气流也容易相遇，因此雷暴活动也比较常见。
另外，雷暴在陆地和海洋之间也有着一定的差异。
通常情况下，由于海洋面积较大，水汽蒸发较多，暖湿气流相对较多，因此海洋地区的雷暴活动相对较频繁。
而在陆地上，由于地表温度差异较大，暖湿气流和冷干气流的相遇机会也比较多，因此雷暴活动也比较常见。
三、雷暴对人类生活的影响雷暴对人类生活有着直接的影响，包括交通、农业、生活等方面。
1. 交通方面：雷暴过程中，会伴随着强风、大雨等天气现象，可能会对交通造成一定的影响。
例如，大风可能会导致树木倒塌、电线断裂等现象，影响道路的通畅；大雨可能会造成道路积水、泥石流等现象，也会对交通造成一定的困扰。
2. 农业方面：雷暴过程中的强风、大雨等天气现象可能会对农作物造成一定的危害。
例如，大风可能会导致农作物折损、倒伏等现象；大雨可能会导致农田积水、土壤冲刷等现象，影响农作物的生长发育。
3. 生活方面：雷暴过程中的闪电、雷声等天气现象可能会对人们的生活造成一定的困扰。
例如，闪电可能会造成火灾、电力设备故障等现象；雷声可能会导致动物受惊、婴幼儿哭闹等现象，对人们的生活造成一定的影响。
气象笔记总结 对流性天气预报 雷暴预报-9页文档资料
气象笔记总结对流性天气预报雷暴预报对流性天气预报--雷暴预报整理：米花"雷暴"即积雨云中所发生的雷电变作的激烈放电现象。
因其一般伴有阵雨，所以常与"雷雨"通称。
雷雨是夏季常见的降水形式。
通常把只伴有降雨的雷暴称为"一般雷暴"。
有的雷暴会伴有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重的灾害性天气现象。
一般把伴有这些严重灾害性天气现象之一的雷暴叫做"强雷暴"。
一般雷暴和强雷暴都是对流旺盛的积雨云的产物，所以常将它们通称为对流往天气或对流性风暴。
鉴于对流性天气一般具有范围小，发展快的特点，所以在预报工作中，除了应用天气图方法外，最好还要配合中尺度天气分析及雷达、卫星探测等方法。
下面介绍对流性天气的基本知识及预报方法。
一、对流性天气预报目前气象台站进行对流性天气预报时，主要应用当地的天气气候资料、天气图(包括区域天气图)，T-LnP图，单站高空测风分析图，综合图表，单站预报图表和群众经验，雷达和卫星资料等等。
根据对流性天气预报的物理基础，具体进行对流性天气预报时，大致上要遵照以下几个步骤。
1.根据天气气候资料，找出各种主要的对流性天气的季节、地理分布等天气气候规律(划定雷暴季节，雹季开始、结束时段和容易出现冰雹的地区等)。
2.在雷雨、冰雹季节开始之前，根据经验和历史资料，做出冰雹或雷暴的长中期天气预报。
3.短期预报应与中、长期预报配合。
首先利用天气图分析天气形势，看何处已有(或预报可能有)雷雨、冰雹或其它强对流往天气形成。
应在总结本地过过去历次冰雹或雷雨等对流性天气出现时的天气形势的基础上进行，最好能找出一些客观的预报指标，以鉴别一般降水与雷暴，以及雷暴与冰雹和其它对流性天气的分界。
4.分析本地区的大气稳定度和水汽条件,看它是否已达到或预报它是否可能达到形成雷雨或冰雹的程度。
可以利用一些稳定度指标来确定对流性天气的强度，是否已达到雷雨、冰雹或其它天气现象的标准。
雷暴的概念及形成原理教学内容
雷暴的概念及形成原理雷暴的概念及形成原理雷暴是伴有雷击和闪电的局地对流性天气。
它产生在强烈发展的积雨云中，伴有强烈的阵雨或暴雨，有时伴有冰雹和龙卷。
产生雷暴的积雨云，称做雷暴云。
【雷暴发生的条件】雷暴会在大气不稳定时发生，并且会制造大量的雨水或冰晶。
通常其发生有三种特定情况：➢地球大气层低空带的湿度很高，这可以由露点温度观察得到➢高空与低空的温度差异极大，亦即是气温递减率极大➢冷锋（使暖气团抬升）受到外力的逼迫而汇聚PS：阻挡层是指温度递减率很小、等温或逆温的气层。
又称：稳定层、等温层、逆温层，还常称“暖盖”。
作用：①限制、抑制对流的发展；②积聚不稳定能量，使积聚的不稳定能量集中释放。
【雷暴的分类】根据冲击力可以将雷暴分为：热雷暴、地形雷暴、天气系统雷暴（锋面雷暴、冷涡雷暴、空中槽和切变线雷暴、副热带高压(太高)西部雷暴）➢地形雷暴：它是暖湿不稳定空气在山脉迎风坡被强迫抬升而形成的雷暴。
在山岭地区，当暖空气经过山坡被强迫上升时，在山地迎风的一面空气沿山坡上升，到一定高度变冷而形成雷云；但到了山肪背风的那一面，空气沿山坡下沉，温度升高，雷雨消散或减弱。
特别是在滨海的山岳地带，近海的一面山坡上便常易有雷雨发生，这是由于海风潮气特重的缘故。
➢热雷暴：因热力抬升作用而形成，多发生在单一气团内部。
常常出现在大陆夏季闷热、无风和晴朗的夏天的午后。
➢锋面雷暴：在两个大的气团移动的界面上，也就是在冷气团和暖气团相遇的锋面上发展起来的雷暴。
这时冷空气总在暖空气下面，排挤暖而湿的空气，并把它抬升起来，于是引起当地的天气的急剧变化。
冷锋、暖锋、静止锋上都可产生雷暴，但以冷锋雷暴出现最多,强度也较强，而暖锋雷暴较少。
【雷暴的生命周期】雷暴的生命周期有三个阶段，分别是积云阶段、成熟阶段及消亡阶段。
➢积云阶段：云较四周的空气暖和，因此云内部的空气加速向上升，并很快升到温度远低于凝点的高度。
所以四周大量的小水点、冰晶或雪片向云内汇聚，这时只有不断增强的上升气流而没有下降气流。
第一章 雷暴的基本概念
1、直击雷的危害
（1）雷电流的热效应
在雷云对地放电时，强大的雷电流从雷击点 注 入被击物体，由于雷电流幅值高达数十至数 百千安，其热效应可以在雷击点局部范围内产生 高达6000~10000C，甚至更高的温度，能够使金 属熔化，树木、草堆引燃；当雷电波侵入建筑物 内低压供配电线路时，可以将线路熔断。这些由 雷电流的巨大能量使被击物体燃烧或金属材料熔 化的现象都属于典型的雷电流的热效应破坏作用， 如果防护不当，就会造成灾害。
2004年10月
目
录
第一章 雷暴的基本概念 第一节 雷暴的定义 第二节 强雷暴引起的灾害 第三节 与雷暴预报有关的几个问题 第二章 雷暴发生、发展的预报（12页） 第一节 雷暴发生、发展的不稳定条件 第二节 雷暴发生、发展的水汽条件 第三节 雷暴发生、发展的抬升条件 第四节 有利于与雷暴发生、发展的环流型 第三章 雷暴强度预报（14页） 第一节 与雷暴强度有关的因素 第二节 判别雷暴强度的参数举例 第四章 雷暴移动和传播（14页） 第一节 雷暴移动速度 第二节 雷暴云的传播 第三节 回波串(系统串）
第五章 雷暴云闪电 第一节 闪电的分类 第二节 地闪 第三节 正地闪 第四节 地闪形成机制 第五节 云闪 第六节 尖端放电 第七节 闪电与雷暴云间的关系 第八节 人工触发闪电 第六章 雷电监测原理和方法 第一节 闪电照相观测方法 第二节 大气电场和闪电电场的测量 第三节 闪电电流的监测原理和方法 第四节 闪电磁场的测量6.5雷电的计数和定位 第五节 美国国家闪电监测网 第六节 卫星监测雷暴 第七章 雷暴(雷电)预报 第一节 雷暴活动参量 第二节 雷暴的地理分布和气候特征 第三节 雷暴的潜势预报 第四节 地闪的临近预报方法(一) 第五节 地闪的临近预报方法(二)
图1-4 载有雷电流的弯曲导 体受力示意 图1-5 引下线的走线方式 （a）正确（b）不正确
气象雷暴
雷暴“雷暴”一词指积雨云中所发生的雷电交作的激烈的放电现象，同时也指产生这种现象的天气系统。
雷暴一般伴有阵雨，有时则伴有大风、冰雹、龙卷风等天气现象。
通常把只伴有阵雨的雷暴称为“一般雷暴”，而把伴有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重的灾害性天气现象之一的雷暴叫做“强雷暴”。
1.雷暴的结构及雷暴的天气成因一、雷暴的形成条件雷暴是由强烈发展的积雨云产生的，形成强烈的积雨云需要如下三个条件：（1）深厚而明显的不稳定气层（2）充沛的水汽（3）足够的冲击力雷暴是一种强烈的对流性天气，深厚而明显的不稳定大气层具有大量的不稳定能量，为强烈对流的发展提供了充足的水汽。
充沛的水汽，一般是形成庞大的积雨云体，兴雨降雹的物质基础，另一方面，水汽凝结时释放的潜热也是能量的重要来源。
雷鸣、闪电、及强风所需的能量都是从云中水汽凝结时释放潜热得到的，所以在某种意义上，雷暴是自我发展的：产生的降水越多，被释放到雷暴中的能量也越多。
但大气中不稳定能量和水汽的存在，只具备了发生雷暴的可能性，要使可能变为现实，还需有促使空气上升达到自由对流高度以上的冲击力，这样，不稳定能量才能释放出来，上升气流才能猛烈的发展，形成雷暴云。
大气中的冲击力有：地表受热不均；地形抬升；锋面、气旋、槽线、低涡等天气系统所引起的辐合上升运动等。
产生雷暴的三个条件，在不同情况下有不同侧重。
在潮湿的不稳定气团中，能否形成雷暴主要看有没有足够的冲击力；在山区，抬升作用经常存在，是否有雷暴产生就主要看有没有暖湿不稳定气层。
在夏季，发生雷暴之前常常使人感到十分闷热，就说明大气低层气温高、层结不稳定、水汽含量大，这时，如果有冲击力作用，就可以产生雷暴。
二、一般雷暴的结构和天气雷暴的结构和天气实际上是指雷暴云的结构和天气，雷暴云根据其结构的不同可分为一般雷暴和强烈雷暴。
（一）一般雷暴单体的生命史构成雷暴云的每一个积雨云称为雷暴单体。
雷暴单体是一个对流单元，它是构成雷暴云的基本单位。
雷电监测与预警课件——雷暴(雷电)预报和预警
另外飑线还有向着最不稳定的地区移动的趋向。 飑线移动的速度取决于大尺度天气形势、中尺度高压强 度地形等因子。
二、雷暴云的传播
1、雷暴云的平移和传播 雷暴云或强雷暴产生后，有两种作用使它产
用亚特兰大奥运天气保障办公室（OWSO）给出的标准：如果 在赛场能听到雷声，或者在预报的有效时间内，在距赛场9.3km范围 内，国家雷电探测网（NLDN）数据流指示出有闪电，就认为闪电预 报是成功的。
大量的研究表明：发现闪电初生指标到第一个云地闪出现的滞后 时间或预警时间的中值约为7.5分钟。
二、临近预报方法
Davies和Johns（1993）对用平均风速方法 估算风暴的移动速度的方法进行了修正：
当平均风速v15m/s时，风暴以平均风速的 75%移向0~6km平均风向的右方30º。
否则，风暴以平均风速的85%移向0~6km平均 风向的右方20º。
该方法减少了在较强的平均风环境下风暴移 速与平均风之间的偏差。
1、预报雷暴移动的方法
(1)、用平均风速方法估算风暴的移动速度
Maddox（1976）通过计算地面、850、700、 500、300、和200hap高度的平均风速，统计平均 风速与雷暴移动速度与移动方向之间的关系得到： 雷暴以平均风速的75%的速度移向平均风右侧的 30º方向。
(2)、用平均风速方法估算风暴的移动 速度的修正
辐合
（+）
c<vc
辐散
（–）
c>vc （–） 消散
（+） 新云生成
风速随高度增大时有 利 于雷暴向前传播
2、风速、风向垂直切变与雷暴云的传播方向 （1）风速随高度增加与雷暴云的传播方向
雷暴发生规律分析及预报
雷暴发生规律分析及预报鲁郑莉【摘要】In this paper,it use the data of thunderstorm about 7 years (2004-2011) to analyse and summarize the climate and thunderstorm activity regularity. The three factors air pressure, temperature,and relative humidity have a good correlation with thunderstom. Basing on the considering the seasonal factor , It use the regression analysis and discriminant analysis method to make a equation to forecast thunderstorm. Then it use the equation to forecast 2012 to 2013 data. Comprehensive After analysing of the average forecast accuracy, temperature and relative humidity have a good correlation with thunderstorm. Discriminant analysis (78.5%) is better than the linear regression method (30.3%). The discriminant analysis method achieves a certain prediction, has good reference value. But Multiple linear regression equation select the average relative humidity as the standard forecast thunderstorm. Its forecast effect is not ideal, needs further researching.%利用双流县7年（2004～2011）的雷暴资料，选取与雷暴相关性较好的三个因子气压，温度，相对湿度，并在考虑因子季节变化特征的基础上，分别利用回归分析法和判别分析法制作雷暴预报，并用2012～2013年的7、8月雷暴资料进行检验。
雷暴形成条件及天气
2011-5-23
synoptic meteorology
by: Xieqian
17
成熟阶段
2011-5-23
synoptic meteorology
by: Xieqian
18
积雨云阶段Cb(成熟阶段) 积雨云阶段Cb(成熟阶段) Cb(成熟阶段
特点： 特点： 上升气流比积云阶段更强大 出现降水， 出现降水，降水的拖曳使得局部开始出 现系统的下降气流，等温线呈波状， 现系统的下降气流，等温线呈波状，上 升气流区温度高， 升气流区温度高，下降气流区温度低 云中下降的冷空气至地面后， 云中下降的冷空气至地面后，向四周辐 强烈冲击暖空气， 散，强烈冲击暖空气，促使新雷暴产生 产生并发展， 产生并发展，形成阵风锋 云体厚度很大，不同高度上组成不同， 云体厚度很大，不同高度上组成不同， 云顶成砧状。云中电荷积累，云顶达－ 云顶成砧状。云中电荷积累，云顶达－ 20度高度以上时 度高度以上时， 20度高度以上时，开始有闪电出现
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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，
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
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，
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
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
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
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。
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）
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
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
►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
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：
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
（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。
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
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
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
< 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。
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。
， 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
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）。
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
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。