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
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
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
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。
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。
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。
（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
中性 对流பைடு நூலகம்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
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。
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？
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
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
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：
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。
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]。
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）。
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
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。
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）；
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
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。
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
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) )