5 雷暴发生发展的预报和强雷暴

式中ｗ气块垂直加速度， ｇ重力加速度， =－Ｔ／ ｚ、 环境温度垂直递减率， =－Ｔ／ ｚ、 气块绝热运动温度垂直递减率。 当 > ｄw／ｄt >０ 当 ＝ ｄw／ｄt＝０ 当 < ｄw／ｄt <０
（２）用不同大气递减率曲线判断大气稳定度 ， 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：
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。
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。 0或 0 对流性稳定 z z
sw se
P
E
D C'
B'
C A' A
B T
sw se 0或 0 z z sw se 0或 0 z z
第一节 雷暴发生、发展的不稳定条件
一、条件性不稳定
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 若气块有垂直加速度，则垂直方向的运动方程为

dw p g dt z
及对流的发展，然而CAPE并非唯一影响对流风
暴中上升运动的因子。在强的垂直风切变中，动 力效应（抬升作用）实质上加强了上升气流的强 度，强烈上升运动也能够在较小至中等强度的 CAPE中得以发展。
较强上升气流风暴通常能够产生严重的灾害
天气，强雷暴上升速度通常超过30m/S，而非强 雷暴中的上升速度通常只有10m/s。
气块在特殊环境中绝热上升的最大垂直速度wmax理论上 取决与CAPE向动量的转化。可以求出wmax：
CAPE g TP Te dz Te LFC
EL
Wmax (2CAPE)1/ 2
（1）大多数无组织雷暴中上升气流的垂直速度通常是 wmax的1/2左右，这是因为雷暴中水负载和混合作用的限制。 （2）发展完善风暴（尤其是超级单体）中上升气流的垂 直速度接近于wmax。 （3）发展完善的风暴中上升气流核大多数不受环境大气 的挟卷的影响。 （4）浮力的动力过程（抬升作用）能够使得发展完善的 风暴中之上升气流得以加强。
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。
1、例：加拿大魁北克（1987）：阵性风25m/s ， 冰雹直径1.5cm， 龙卷或漏斗云。 方法：（1）用前面曾经叙述过的方法计算浮力 能量（ Eh ）。 （2）计算垂直风切变
S hr [ ( z ) V ( z ) dz / ( z )dz] 0.5( V (0) V (0.5km) )
根据准静力条件，气块的气压梯度决定环境的气压梯度
dp dz p z
引入状态方程得
dw T T T g g dt T T
T，Ｔ分别为气块和环境温度， g T 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、正负。
当T>Ｔ时 当T=Ｔ时 当T<Ｔ时
g T 0 T
第二节 判别雷暴强度的参数举例
20世纪70年代，Miller认为在强热力学和强 动力学因子都出现时，才有强雷暴发展。然而， 后续研究的发展，这些典型条件不能包含发生 的全部强天气。
Maddox，Vigneux，Turcotte等指出：在强 热力学和弱动力学条件下和弱热力学和强动力 学条件下也可出现强天气。 Turcotte与 Vigneux采用浮力能-风切变图区 分强雷暴与非强雷暴，并进而得出了风暴强度 指数SSI。
5 雷暴发生发展的预报
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。 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]。
中性 对流性不稳定
图2-5 对流性不稳定
第二节 雷暴发生、发展的水汽条件
水汽的水平分布对强雷暴预报的影响： 湿度的铅直分布影响到大气层结稳定度 低层湿空气的存在是雷暴产生的重要条件，水平湿度 的不连续，如干线，有利于雷暴的发生发展。 湿度分析方法： 等露点线（Td） 温度露点差（Td-T） 混合比（wm=mi/ md）或w= 0.622e/（p-e） 相对湿度（f=（e/E）100%） 比湿q=0.622e/p 水汽通量qv
500hpa
lnP
T's
T500

500hpa
d
850hpa
d
850hpa
T 图2-3 SI指数判断大气稳定度
T 图2-4 SSI指数判断大气稳定度
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，根据国外的一些工作，得到了SI与强雷暴天气的关系： SI>+3º C 发生雷暴的可能性很小或没有 0º C <SI <+3º C 有发生阵雨的可能性 -3º C < SI <0 º C 有发生雷暴的可能性 -6º C < SI -3< º C 有发生强雷暴的可能性 SI <-6 º C 有发生严重对流天气（如龙卷风）的危险。 ③ 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。 ④总指数TT判断大气稳定度 TT= T850 +Td850-2 T500 TT越大越不稳定 ⑤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）；
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。
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
干空气（ ｄ） 垂直温度递减率
湿空气（ Ｓ） 垂直温度递减率
图2-1 大气稳定度的判定
> ｄ（ > Ｓ） 绝对不稳定
< Ｓ（ < ｄ） 绝对稳定
ｄ> >Ｓ 条件不稳定
一.热力不稳定
1、对流有效位能CAPE 气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所 产生的能量的垂直积分，是风暴潜在强度的一
个重要指标。在T-lnp图上正比与气块上升曲线
和环境温度曲线从自由对流高度至平衡高度所 围成的面积。 2、CAPE指数 积分计算CAPE。
3、最大垂直速度
CAPE数值的增大表示上升气流强度的加强
2、强垂直风切变环境
强垂直风切变有利于风暴相对气流的发展，此时， 气块携带降水远离风暴的入流或上升区。 强的垂直风切变能够产生与阵风锋相匹配的风暴 运动，从而使得暖湿气流源源不断地输送到发展中的 上升气流中去。 垂直风切变的增强导致对流产生，有利于上升气 流和下沉气流在相当长的时间内共存，新单体将在前 期单体的有利一侧有规则地形成。 如果足够强的垂直风切变伸展到风暴的中层，则 产生于上升气流和垂直风切变环境相互作用的动力过 程能强烈影响风暴的产生和发展。
T
气块受的浮力>重力，有向上的加速运动 气块受的浮力＝重力，无加速运动，中性 气块受的浮力>重力，有向下的加速运动
g g
T 0 T T 0 T
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。
（１）用气块和环境温度垂直递减率
dw g ( ) dz dt T
水气相变潜热能 Ee=Lq； 总能量 Ef=CPT=Lq+AgZ+（A/2）v2 ； 总温度 Eg=T+（CP/L）q+ dZ+（A/2CP）V2。 式中V是风速，CP是定压比热，q空气比湿，T为温度（K）， Cv定容比热，L凝结潜热，A热功当量。
二、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？
（3）用T-lnP图判断大气稳定度 无线电探空仪再测得各特性点的气压、温度盒露点后，绘制T-lnP图。 层结曲线：温度随高度变化的曲线。 状态曲线：气块绝热上升过程中温度随高度变化曲线。 lnP H （4）用其它方法判断大气稳定度 B 层 ① 沙氏指数（SI） 结
SI=T500-Ts T500 500hpa的实际温度 Ts 850hpa上的小气块沿干绝热线上
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概括起来强垂直风切变的作用表现在： （1）能够产生强的风暴相对气流； （2）能够决定上升气流（加强辐合）附近 阵风锋的位置； （3）能够延长上升气流和下沉气流共存的 时间； （4）能够产生影响风暴的组织和发展的动 力效应。 另外，风暴及其环境（地形、边界层等） 之间的相互作用对风暴的组织和种类也有重要 影响。
1、弱垂直风切变环境 如果垂直风切变较弱，相对风暴气流就不可 能增强到足以携带降水远离风暴的上升气流区， 在这种情况下，降水就通过上升气流降落，并 进入风暴低层的入流区，从而导致上升气流中 负载的明显加强，最终风暴核消失。 弱的垂直风切变通常表示环境气流较弱， 并且常常引起风暴缓慢移动。沿风暴阵风锋的 辐合能够继续激发新的单体，但是，阵风锋在 切断上升气流后，移动超前于风暴。
升到抬升凝结高度后，沿湿绝热 线上升500hpa，具有的温度。 ② 简化的沙氏指数（SSI）
曲 线 C
抬 升 凝 结 高度
+
A
状态曲线
自由对流高度 D
T
L-
图2-2 T-lnP图
SSI= T500-T's
T's 850hpa上的小气块沿干绝热线上升到500hpa，具有的温度。
lnP
T500 Ts
s
三.分析方法
不同高度水平辐合、辐散场的计算 温度露点、湿度水平分布场的分析 水平风场分析
第四节
与雷暴强度有关的因素
观测和数值模拟的研究表明，强雷暴在 很大程度上取决于热力不稳定（浮力不稳定） 和垂直风切变。 热力不稳定与风暴强度有关，因为它决 定了垂直方向上空气加速度的大小； 垂直风切变有利于风暴发展、加强和维 持，从而决定了风暴类型的演变和发展（即 对流是否能够发展成为超级单体）。
二.垂直风切变
垂直风切变是指水平风速（包括大小和方向） 随高度的变化。在给定湿度、不稳定性及抬升的 深厚对流中，垂直风切变对于对流性风暴组织和 特征的影响很大，一般来说，在一定的热力不稳 定条件下，垂直风切变的增强将导致风暴进一步 加强和发展，其真正原因在于： （1）垂直风切变能够激发风暴相对气流的产 生，使得风暴加强。 （2）上升气流和垂直切变环境之间的相互作 用能够产生附加的抬升作用，使得风暴进一步加 强和维持。