强对流天气.doc

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3050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-TD10，地面T-TD5）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2532。N,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 20。N10、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100103km量级、时间尺度103105s（几十分钟到几天）量级的天气系统和现象。2、分类：中尺度(102103km，15天)中尺度对流复合体(MCComplex) 2002000 km，8小时到一天中尺度(101102km，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）20200 km，35小时中尺度(100101km，1小时)对流单体（热雷暴，气团雷暴 ）220 km，30分钟3、中尺度，中尺度，中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600800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，850500百帕风向顺转可达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1218 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。CAPE：是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，是对流潜在强度的一个重要指标，CAPE数值的增大表示上升气流强度及对流发展的潜势增加。注意：CAPE的变化趋势比CAPE值的大小更为重要“热力”条件不同于“动力”条件，是一种“可能性”的影响，因此更需强调其“变化”，而捕捉变化的方法除了加密观测还有数值模式）通常CAPE1200 kg/J以上高能区内，有利于强对流天气的产生；：大于400J/kg，对流有效位能大值区，有对流发生。3、斜T-lnP图上正负能量区和CAPE示意图CAPE正比于气块上升状态曲线A和环境温度层结曲线C从自由对流高度F至对流上限B所围成的区域的面积(CAPE与T-lnP图上的正面积对应;表示自由对流高度与平衡高度之间,气快从正浮力作功而将势能转化为动能”能量”大小)。F以下的负浮力区域面积=对流抑制CIN，抬升力必须克服CIN大小的负浮力才能将气块抬升到自由对流高度F。(CIN与T-lnP图上的负面积对应；表示把气快抬升到自由对流高度所需要从外部获得的能量（太大或太小都不利于对流的发生）-从这里可以理解为什么大多数强风暴需要存在大尺度环境场的作用(获得初始的上升运动，使气块被抬生）)虽然CAPE、CIN的物理概念清晰,但是计算过程依然存在问题,它们都与气块的起始抬升高度密切相关(涉及到FCL、EL高度的确定），特别是存在逆温的背景下；同时对流发生前大气的状态曲线、层结曲线，在很多情况下是无法真实得到的目前用“预报最高温度”订正法计算得到的CAPE可能存在夸大(初始抬升高度对CAPE值取决定作用：a从地面积分地面的气块开始参与对流；b从逆温层定开始积分逆温层地下的气块不参与对流；c从对流温度开始积分；d把08点温度订正到当天最高温度，在计算CAPE值，由由于对流一般发生在当天最高温度之后以及从地面开始积分，都使得CAPE值偏大)注：对流有效位能值越大，对流越容易发展，要结合最大对流抑制系数一起分析，最大对流抑制系数为正时，表示该区域对流不容易发展；计算方法该格点离地面最近的3KM的最大所在位置，然后取该位置上下共500米厚度的平均温湿状态计算。4、最大垂直速度气块在特定环境中绝热上升的最大垂直速度Wmax理论上取决于CAPE向动能的转换程度。CAPE和Wmax的关系表达式：Wmax(2CAPE)1/2注：Wmax是理论值，不一定真实发生，实际上最多能达到30-40%。5、抬升指数Li：（3-5）为不稳定区；小于0为抬升指数低值区6、K指数Ki：38以上的高能区，为不稳定区，有潜在对流发生可能。K指数高值区：大于34。雷暴可能发生的概率 < 15 0% 15 to 20 < 20% 21 to 25 20 40% 26 to 30 40 60% 31 to 35 60 80% 36 to 40 80 90% > 40 > 90% 7、卫星云图可以监测积云的发生发展，而积云的存在指示不稳定的存在，利用它可以分析稳定度，无法判断不稳定的程度和不稳定层的深厚程度。8、关于层结稳定度方面的参数：地面温度、温度距平、24小时变温、12小时变温；高层各等压面的温度、24小时变温、12小时变温；各种不稳定指标：沙氏指数、 K 指数、不稳定能量（其值大变小的过程表明对流正在发生）、不稳定层厚度、自由对流高度、假相当位温随高度的变化；850百帕和500百帕的温度差（28度）9、并不是所有的热力层结稳定度参数都有明确的物理意义（如K指数、SI指数、SWEAT等等），物理意义明确的物理量：A静力稳定度干（湿）空气气温的垂直梯度（ N2 (Nse2 ), d/dz (dse/dz ); B抬升凝结高度（层云云底高度）、对流凝结高度（对流云云底高度）、对流温度、自由对流高度（气块能自由上升的高度，CAPE值对应非常好的物理量，气块与环境温度的差由负值变为正值）等10、A2为对流温度（TCON）：当地面最高 气温达到或高于对流凝结温度时才有可能出现局地强对流，上图可以解释为什么山区更容易发生局地强对流（A3<A2,但是在晴朗的午后山区实际温度可能高于平原,即更容易达到对流温度)七、垂直风切变1、垂直风切变是指水平风（包括大小和方向）随高度的变化。垂直切变大小往往和形成风暴的强弱密切相关。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。分析的方法要捕捉垂直风切变的“增强”，也就是垂直风切变变化趋势。风暴类型切变值（云底至云顶）单位：10-3/s多单体风暴1.5 2.5超级单体2.5 4.5强切变风暴（飑线、雹暴等）4.5 8.02、风的垂直切变作用1）在具有风切变环境下作倾斜上升运动的强风暴，对大小水滴有分离作用，以致大水滴能离开上升气流而不会因雨滴的拖带作用减弱上升气流的浮力。（高空急流使对流发生倾斜，下沉气流不能压制上升气流，破坏了对流的自毁机制。）2）从强垂直风切变环境中发展起来的强风暴模式中可以看到，它增强中层干冷空气的吸入，加强了风暴中的下沉气流。 3）风的垂直切变对强风暴系统的传播有重要影响，有风的垂直切变的强风暴系统使低层风场分布形成的散度分布特征，有利于风暴在其前方不断再生并向前传播，对于风速随高度改变的简单的情况下，云中由于强的乱流活动使上、下层动量混合，造成云内风速分布均匀化，因而在云的前部低空有辐合，高空有辐散，产生上升运动，有利于新雷暴单体出现，而在云的后部则相反，使风暴减弱，这种过程使风暴不断向前传播。同时由对流单体下方下沉气流产生的冷空气堆而产生的水平外流分量，由于风垂直切变影响，外流产生的地面辐合呈现不对称形式，最强的辐合出现在有组织单体的顺切变方向，此时沿外流边界的辐合带上新对流单体一再发展可能造成多单体结构。而没有风的垂直切变时，外流冷空气均向四周传播，即使形成新单体但无运动，而辐合带已传播出去，新单体在辐合带后的冷而稳定的环境中，进一步发展便不可能，只能呈普通单体风暴。 4） 由于风的垂直切变，产生流体动力学压力，在风暴右侧有利于新的对流单体增长。（目 前认为并不是切变愈强，对风暴发展愈有利。）5）风的垂直切变使对流单体的分裂。（对流单体有时会发生分裂，分裂与环境风场的垂直切变有关。如风切变把一个雷暴单体分裂成两个雷暴单体等。）3、风垂直切变影响风暴发展的动力学机制除不稳定层结是有利于对流发展的一个因子外，对于一定结构的对流环流，即使在层结稳定的情形下，风垂直切变也能够使对流运动发展。 具有这种内部流场结构的对流云，满足垂直速度与水平速度具有净的负相关条件，因而除热力不稳定能提供发展能量以外，在它发展过程中，还能从风垂直切变环境中获得动能，使它进一步向高空发展，这种风垂直切变的环境在一般有高空急流时出现，所以经常见到对流云在高空急流的下方猛烈发展，有时还会穿透对流层顶进入平流层。4、风的垂直切变影响对流运动的物理过程 普通单体 多单体 超级单体5、在给定湿度、不稳定性及抬升的深厚湿对流中，垂直风切变对对流性风暴组织和特征的影响最大。深层垂直风切变：6km高度和地面之间风矢量之差的绝对值；低层垂直风切变指的是1km高度和地面之间风矢量之差的绝对值。6、06km风矢量差小于12m/s 较弱；位于12-20m/s 中等；大于20m/s 较强注：a、以上判据只适合于暖季（49月）中髙纬度低海拔地区。b、当6km高度和地面垂直切变较大时（ >20m/s），对流容易发展成超级单体当预计雷暴发生;c、0-1公里的切变值较大时（大于16米/秒）,且风矢端图随高度顺转，有利于龙卷发生。 d、强的垂直风切变不是发生雷暴的必要因素，与雷暴发生发展相对应的除了垂直风切变的强弱，更应该关注垂直风切变的时空分布。同样可以借用中尺度模式，或者风廓线仪、卫星等，0-6km垂直风切变的加密观测，从中捕捉垂直风切变与雷暴的对应关系。八、抬升机制 1、天气尺度上升运动往往不足以触发较强雷暴（对流），其作用主要是使大气稳定度降低。雷暴多数由中尺度系统的上升运动触发。中尺度系统：锋面、干线、出流边界（阵风锋）海（陆）风锋、重力波等边界层辐合线（强风暴发生前已有低空辐合区存在）；地形作用：地形的抬升作用可以触发或加强对流。（1）边界层辐合线局地对流是由边界层辐合线触发形成的，辐合线上有时对应一个或几个气压梯度不大的中尺度低压或低涡，辐合线两侧风速明显辐合，有时还叠加着风向气旋式切变。边界层辐合线和强对流的关系是许多对流天气概念模型预报雷暴发生和消亡的基础。（2）边界层辐合线的识别中尺度分析：地面边界（不同气团之间的界面，锋面、干线、温度脊和湿度舌以及雷暴的出流边界（阵风锋）等，判断哪些地方有中尺度辐合上升提供雷暴触发机制。自动站分析：辐合线上有时对应一个或几个气压梯度不大的中尺度低压或低涡，辐合线两侧风速明显辐合，有时还叠加着气旋式切变。雷达：晴空探测窄带回波，对应大气边界层内的辐合线。窄带回波：辐合线上较强的湍流造成大气折射指数脉动较大而产生回波。风廓线：判断天气形势和本站气象条件的变化。利用雷达回波图和地面自动站可以识别边界层辐合线。 （3）中尺度地形当低层层结不稳定的空气沿山坡上滑、受机械抬升时，容易形成对流性天气。这是山区雷暴、冰雹等对流性天气较平原多的原因。中尺度地形引起的抬升机制(海陆风锋、湖陆风锋、山谷风)，在距离多普勒天气雷达比较近时，通常可以被探测到，其反射率因子通常在15-30dBz之间。海陆锋的形成：陆地上被加热的空气上升，填充进海洋上较冷的空气。海陆锋产生的上升运动在其本质上与冷锋是一样的。当有足够湿润的空气时，雷暴通常在陆上暖空气和海上较冷的空气交界处的右侧形成。（4）气团内部的热力涡动：热力涡动的形成的原因是地表特性不均匀而产生水平方向上的温差（5）抬升条件方面的参数：锋面、高空槽及切变线与某地的距离，锋面与高空槽的距离；高空冷涡的位置；锋区温度梯度和气压梯度；辐合量的大小；高空流场的形态、涡度平流、涡度的变化；另外，0 -10 -20所在高度（6）小结大多数风暴都起源于边界层辐合线附近,在两条边界层辐合线的相交处,如果大气垂直层结有利于对流发展,则几乎肯定会有风暴在那里生成。如果边界层辐合线相交处本来就有风暴,则该风暴会迅速发展。如果风暴相对于边界层辐合线的速度基本保持不变,则风暴强度一般不会衰减;如果风暴相对于边界层辐合线的速度较大, 即风暴离开边界层辐合线而去,则往往风暴强度会衰弱。 九、水汽（能量）条件1、水汽是雷暴的“燃料”，当水汽随云底上升气流进入雷暴云中，在凝结成水滴或冰晶时，潜热释放出来，驱动了雷暴内的上升气流。水汽大多数情况下来自于大气低层。雷暴的发展要求低层有足够的水汽供应，雷暴常形成于低层有湿舌或强水汽辐合的地区。2、小结（1）边界层内中小尺度上升运动乃是浅薄和弱小的系统，在没有了水平辐合抬升条件，要使浅薄系统向中、高空发展为深厚的对流运动，需要强大而持久的动能。因而中小尺度系统触发的动力抬升是强天气发生的原因，水汽凝结潜热释放则是强天气发展的条件。（2）夏季的强对流活动，有较为明显的局地性，热力及水汽条件往往自给自足，如用水汽通量散度去分析水汽的输送，则有考虑尺度过大之嫌。本地气团内部的水汽条件反而作用更大，利用探空资料，足以分析本地的湿度条件。（3）冷季节的水汽是降水的“内容”，那么暖季节的水汽，还蕴含了对流性降水变深厚的“机制”。3、水汽条件分析：分析大气各层（主要是低层）的湿度水平分布，主要通过不同等压面的等露点线或等比湿线来了解。通常在850湿舌或湿中心附近对流出现较多。分析水汽在垂直方向的分布：如果湿度都很大，有利雷暴产生；如果下层湿、上层干，从层结方面看，属于对流不稳定，只要有足够的上升运动，同样产生雷暴4、描述大气湿度的量：不同等压面的温度露点差, 通常温度露点差6以下表明水汽条件较好；露点温度；比湿：不同季节不同，10、12、14、16、18(g/kg)；湿球位温、绝对湿度5、关于水汽方面的参数：地面绝度湿度、高空等压面上的比湿、露点、温度露点差及其随高度的变化；露点的24小时或12小时变量；抬升凝结高度；地面或低层的风向注：强对流系统常常开始在湿舌的西侧爆发，以后向南向东传播十、卫星云图和雷达分析规范1、卫星云图分析要素和标准（1）对流云团：红外亮温220K的特征线。对流云团：是产生强天气的一种重要中尺度系统，呈圆形、准圆形、椭圆形、纺锤形等不同形状。以红外亮温220K区域表示云 团内部冷云区，强天气多出现在冷云区内。 （2）弧状云线：沿弧状云线的特征线。弧状云线：当雷暴发展到成熟阶段时，强降水伴随强烈的下沉气流（或称下击暴流）在地面形成冷性中高压，其外泄冷气流向四周扩散，并形成一个弧状外 流边界，外流气流 与周围气流相互作 用，形成由积云组成 的弧状对流云线。（3）干区：水汽亮温值255K的特征线。干区：表明对流层中上层大气很干燥。若干冷空气在低层湿空气上流动，大气层结潜在不稳定性增加，一旦有抬升机制容易触发对流。 2、雷达回波分析规范（1）弓状回波：雷达反射率因子图像上，强回波水平分布为弓形，与冰雹、下击暴流、雷雨大风密切相关。（2）钩状回波：强单体右后侧有钩型或强单体呈鸟型等特征，是判断超级单体风暴的一个重要特征。（3）飑线回波：由对流回波带、弱层状云降水回波组成。对流回波带有多个强单体排列、强度强、梯度大的特征，与冰雹、下击暴流、雷雨大风密切相关。（非弧形，在强区域产生拐点，不是特别光滑）（4）阵风锋回波：雷暴单体移动的前方或周围，呈弧状分布，回波强度1035dBz，远离雷暴移动。与老雷暴的衰亡、新雷暴的形成有密切关系。（对流在新阵风锋上得到发展，母体衰亡）（5）涡旋回波：混合性降水，多条对流回波带气旋式卷入到涡旋中心。（辽宁少见，代表短时强降水）（6）逗点涡旋回波：混合性降水，多条对流回波带气旋式卷入到涡旋中心，冷锋附近有明显的对流回波带，涡旋中心右侧有弱回波区。（7）涡带回波：混合性降水，由涡旋回波和带状回波结合而成。（8）带状回波：混合性降水（或对流性降水），由对流单体、短带等组成的宽带状回波，回波单体等偏向于沿宽带的轴线方向移动。（过上会发展，可能有冰雹）（9）垂直液态含水量（VIL）：值大于10kg/m2、25kg/m2、45kg/m2分别是暴雨、大风和冰雹不同强天气的阈值。（10）辐合线：0.5°（或1.5°）速度图产品，有正负速度辐合、且长度大于50km，有“0”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。l 干线附近湿区一侧l 切变与温度锋区或干线相交点附近l 850hPa与500hPa风向顺时针旋转60度以上l 850hPa温度脊与500hPa温度槽相交点附近l T(700-500)大于18区域l 雷达分析：尺度：20km左右，呈块状l 强度：45dbz以上l 速度：中气旋l 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。l 500hPa为冷平流l 500hPa 2以上的负变温区l T(700-500)大于16l 500hPa与850hPa风向接近平行l 500hPa高空槽后脊前的850hPa大湿度区l 雷达分析：尺度：20km以上，呈块状或带状l 强度：40dbz以上l 速度：切变、辐合线、逆风区l VIL：2035kg/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。l 850hPa温度脊与湿轴接近重合l T(700-500)大于14区域l 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。l 露点温度14区域l 850hPa切变与急流之间l 850hPa、500hPa、200hPa急流接近平行，并向西北倾斜l 200hPa急流(风速50m/s)右后侧l 850hPa急流脉动出口区l 雷达分析：尺度：200km以上，呈片状或带状l 强度：30dbz以上l 速度：中尺度系统不明显，但径向速度一般很大l VIL：1020kg/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200500km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(