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51、雷暴云的结构及雷暴天气的成因
产生雷暴的积雨云叫做雷暴云。一个雷暴云叫做一个雷暴单体，其水平尺度约十几公里。多个雷暴单体成群成带地聚集在一起叫做雷暴群或雷暴带。它们的水平尺度有时可达数百公里。每个雷暴单体的生命史大致可分为发展、成熟和消散三个阶段。每个阶段约持续十几分钟至半小时左右。在不同的阶段中雷暴云的结构有不同的特征。发展阶段即积云阶段，其主要特征是上升气流贯穿于整个云体。
成熟阶段的特征是开始产生降水，并且由于降水的拖曳作用而产生了下沉气流。但在下沉气流的上方，上升气流仍贯穿云体。云中上升气流通度的垂直分布呈抛物线状，即为上、下层小，中层最大。
消散阶段的特征是下沉气流占据了会作的主要部分。
雷暴群可由好几个同时处于不同阶段的雷暴单体所组成。多单体的雷暴群的结构往往会随着每个单体的新陈代谢而发生变化。单体的生命期约为半小时至1小时。但多单体的雷暴群作为整体可存在几小时。
52、 一般雷暴天气的成因
发生雷暴时，通常出现雷电、降雨、阵风等天气现象以及压、温、湿等气象要素的变化。这些现象主要发生在雷暴云的成熟阶段；下面分别讨论它们的成因。
（一）雷电
雷电是由积雨云中“温差起电”以及其它起电作用所造成的。一般当云顶发展到…20摄氏度等温线高度以上时。就会出现闪电和雷鸣。第一次闻雷表明云顶已达…20摄氏度等温线高度附近。随着云顶增高，闪电、雷鸣便愈益频繁。一般来说，云中放电强度及频程度与雷暴云的高度、强度有关。因此，雷电现象可用以判断雷暴强度。
（二）降雨
在雷暴云中上升气流最强区附近，一般有水滴累积区，当累积量超过上升气流承托能力时，便开始降雨。由于累积区中的水倾盆而下，因而造成阵雨或暴雨。阵雨持续时间为几分钟到一小时不等，视雷暴云的强弱及含水量多少而定。雷暴群和雷暴带形成的降水区也呈片状或带状。由于雷暴群（带）中，每个单体强弱不一，所以降水量分布很不均匀。而且因雷暴云常常跳跃式地传播，因此降水量也有跳跃（间隔）式分布的情况。
（三）阵风
在积云阶段，地面风一般很弱。低空有向云区的辐合，促使上升气流发展。到了雷暴云的成熟阶段，云中产生的下沉气流冲到地面附近时，向四周散开，因而造成阵风。一般来说，阵风发生前，风力较弱，风向不定，但多偏南风。阵风发生时，风向常呈气旋式旋 转，然后又呈反气旋式旋转。移动缓慢的雷暴。云下的流出气流几乎是径向（即向四面八 方铺开）的。然而多数情况下，在雷暴移向的下风方的风速要大于上风方。
（四）压、温、湿的变化
由于下沉气流中水滴的蒸发使下沉气流几乎保持饱和状态。所以下沉空气由上层至下层是按湿绝热增温的。上层冷空气虽然在下沉过 程中会变暖些，但升温率小，到地面时，仍比四周地面空气要冷。因此在雷暴云下形成一个近乎饱和 的冷空气团，因其密度较大所以气压较高，这个高压叫“雷暴高压”其变化幅度取决于雷暴云的强度和测站相对于雷暴云的雷暴中心经过地区变化明显，边缘地区则。当雷暴云向前移动时，云下的雷暴高压也随之向前移动，当它移过测站时，就使该站发生气温下降、气压涌升、相对湿度上升、露点或绝对湿度下降等气象要素的显著变化。
（1）第一章（3）
53、我国雷暴的气候特点
我国低纬地区一年四季均有雷暴。中纬地区雷暴多半出现在夏半年，特别是在六、七、八月最多，一般出现在午后到傍晚这一时段内。海上或海边则夜间雷暴发生得较多。雷暴分布很广，全国各地均有，一般南方多于北方，内陆多于沿海，山地多于平原。两广地区及青藏高原是我国雷暴最多的两个地区。这些气候特点都是由于形成雷暴的三条件综合作用的结果。例如夏半年、午后（海上夜间）及低纬，内陆地区雷暴较多，主要是因为在这些季节、时间和地区中水汽及不稳定层结条件容易具备的缘故。而山区多雷暴则和地形造成的抬升条件有关。青藏高原除了地形抬升条件外，和高原上地面加热作用，容易造成气层不稳定以及高原上盛行的低涡、切变线等天气系统造成系统性辐合上升运动也有很大的关系。
54、系统性雷暴的预报
雷暴天气是由水汽条件，不稳定层结条件和抬升力条件等三方面条件综合作用而造成的。这三个条件是在一定的天气形势下逐步酝酿具备起来的。有利于提供这些条件的天气形势，即有利于产生雷暴的天气形势。
下面分别介绍各种形势下的系统性雷暴特点。
1．锋面雷暴的预报
锋面雷暴是我国夏季主要的雷暴类别之一。据上海气象台统计， 6……8月有60—70％的雷暴形成在锋面上，而石家庄有80％以上的雷暴是锋面雷暴。
冷锋、暖锋、静止锋上都可产生雷暴。其中以冷锋雷暴出现最多，强度也较强。暖锋雷暴较少。静止锋雷暴常和切变线相联系。先介绍一些有关冷锋雷暴的预报经验。
（1）在冷锋前暖湿空气活跃（例如有正变温、增湿。南风较大。暖空气不稳定等）的情况下，当冷锋过境时一般有雷暴形成。
（2）冷锋雷暴与太平洋高压的强弱、进退有密切关系。
（3）冷锋雷暴的发生与锋面上空的形势有关。
（4）如果锋面附近，高层为冷平流，低层为暖平流，且平流较强，则锋面过境时绝大多数会产生雷暴。
（5）高空锋区的强弱，与锋面上是否产生雷暴及它的强度有很大关系。与比较强的对流层锋区相对应的锋段上出现雷暴的机会较多，强度较强。较强的高空锋区一般都有高空急流相配合。因此，与高空急流相对应的锋段上出现雷暴的机会较多，强度较强。
（6）在850毫巴上锋面所在区域内画出等露点线或等比湿线后，如果湿舌的轴线沿地面锋线伸展。则有利于雷暴生成。
冷锋雷暴出现的时间主要决定于锋面的移速。冷锋雷暴一般生成于冷锋过境前后2－3小时之内。当高空为前倾槽时，雷暴出现在冷锋过境之前，而当高空为后倾槽时，雷暴出现于冷锋过境之后。因此，冷锋雷暴出现时间的预报，主要考虑锋面的移速以及地面锋与高空槽的配置情形。而冷锋的移速则决定于引导气流速度的大小，锋后冷高压的强度，锋前暖高压或变性高压的阻挡作用和地形影响。
冷锋雷暴持续的时间决定于冷锋的移速、强度及700毫巴槽线配置和槽的移速。当冷锋移速较快或强度较强时，冷锋雷暴持续时间一般较短；反之则较长。在后倾槽的情况下，700毫巴槽线过境时，一般雷暴已经结束。
2．高空槽、切变线雷暴的预报
高空槽、切变线也是经常造成雷暴的天气系统。高空槽或切变线是否能够造成雷暴，要看槽线或切变线前后的气流分布和它们的冷暖性质。
所谓槽线前后的气流分布情况，主要以槽线两侧的风向交角及风速的大小来表征。一般来说，风向交角愈接近或小于99度及槽后风速较大，槽线上的辐合上升运动也较强，这样的槽就有利于产生雷暴天气。高空槽的温度场结构的性质也和雷暴的形成有很大的关系。冷性的高空槽由于槽线前后暖舌及冷槽明显，冷暖平流较强，因此对形成雷暴有利。
暖性的高空槽由于其槽线前后都为暖空气所占据，垂直运动得不到发展，因此对雷暴形成不利。切变线也有与上述槽线相类似的情况。
3．低涡雷暴的预报
夏季在东北和华北地区常常出现冷涡雷暴，其特点是变化较快（短时间内就可由晴天变为雷暴天气），持续时间较长（常可持续3—6天），危害性较大（有时伴有大风、冰雹）。
（1）冷涡雷暴主要出现在冷涡的南部及东南部位，而以出现在东南部位的最为常见。这是因为当冷涡发展南移时，其东南部与太平洋高压靠近的缘故。在冷涡的东南部及副高西北部有很强的气流辐合，加上副高西北部又有较强的暖湿平流，因此冷涡的东南部位经常产生大片雷暴。在冷涡的东北和西北部位也可产生雷暴，但较少。
（2）冷涡雷暴一般是与地面冷锋或高空小横槽相伴出现和活动的。因此，要注意高空横槽和地面冷锋的位置和动向。因为当冷涡局部暖高脊很强，且向东北方向伸展时，小横槽就带着一股股冷空气沿涡后偏北气流南下，加强了低涡的辐合上升运动，促使不稳定能量释放，因此冷涡后部的小横槽（旋转槽）对冷涡雷暴的产生和持续出现起着重要作用。当冷涡中心稳定少动时，这种反映冷空气不断补充的高空小横槽一次次转竖，就造成了冷涡雷暴的连续出现。
（3）当冷涡稳定少动时。气层由于其稳定度的日变化而每到午后或傍晚就会变得不稳定，因而可有雷暴出现。
（4）在冷涡控制区域，在低层850毫巴有较明显的暖湿平流，高层有冷平流的区域，往往有强雷暴或冰雹出现。
我国西南地区，经常出现西南涡。东移的西南涡往往在其东部和东南部和湿舌相交处发生雷暴。西南涡东移过程中，地面还可能出现气旋波，长江中下游因而常常产生雷暴。书 包 网 txt小说上传分享
（1）第一章（4）
4．副热带高压西北部雷暴的预报
在对流层低层，副高西北部空气比较暖湿，常常储存大量的不稳定能量。在有外来系统侵入或没有外来系统侵入的情况下，都有发生雷暴的可能。当天气系统很弱，等压线十分稀疏时，有时可以由于地形造成的小范围风场辐合，而引起孤立分散的雷暴。当副高明显东退时，也可引起不稳定能量释放而造成雷暴。当副高西北部有锋面、低压、高空槽、切交线、低涡等系统影响时，在副高西北部会出现较广的雷暴区。
55、风的预报
在做风的预报时，首先应该分析气压场的预报，即预报未来影响本论的气区系统如何移动，强度怎样变化，是否有锋面过境，从而预报本站风向的变化。预报风力则可按照气压梯度的变化，根据地转风和梯度风原则，估计出第一近似值。具体地说，气旋与锋面逼近时，风力一般都要加大；反气旋中心移近时，风力就要减弱。气压系统加强或气压梯度加大时风力就要大；而气压系统减弱或气压梯度变小时，风力就会减小。
粗糙的下垫面摩擦作用使风力减小，并使风向偏离等压线指向低压一侧。在陆地上因摩擦力较大，于是风向与等压线交角可达30～45度，而风速甚至只有地转风的一半。在海上因摩擦力较小，实际风接近地转风，约为地转风的三分之二，交角也只有15度左右。根据经验，在同样气压梯度下，海面上风力可比陆地上大2－4级，江面和湖面上一般也比陆地大1－2级。
摩擦层厚度约1500米左右。在摩擦层中，因摩擦随高度减小，所以风向作顺时针转变，而风速随高度增加。一般说高层动量较大，当空气层结稳定时，铅直交换弱，空气的动量下传较小。当空气层结不稳定时，铅直交换强，空气的动量下传较强，因而使地面风速明显加大。当上空有锋区，风的垂直切交比较大时，温度层结的日变化常常可以引起风速更为明显的日变化。例如，白天地面加热，空气层结变得不稳定，致使午后风速增大；夜间地面冷却，空气变得稳定，风亦减小。这种情况在春天、夏夭较为常见。在晴天变化比较明显，阴雨天就不明显。冬季因为层结很稳定，这种情况比较少见，但当冷空气刚南下而层结变得不稳定时也会产生空气动量的下传现象。
变压风沿变压梯度方向吹，由高值变压区吹向低值变压区。当气压场较弱，有时会出现风几乎完全沿变压梯度吹的情况，变压梯度愈大，风速也愈大。在冷锋后最大风速常出现在正变压中心附近变压梯度最大的地区附近。
在地表热力性质差别明显的地区（如沿海地区、山与谷和高原与平原秕领地带等），因下垫面受热不均匀，常有地方性的热力环流形成。如在白天陆地增温比海面快以致陆地气温高于海面，因而在海陆交界地区就形成力管场。根据绝对环流原理，陆地空气应上升，海面空气下沉，上层空气由陆地吹向海面，低层空气则由海面吹向陆地，从而形成环流。夜间也有力管场；但情况正相反，其环流也与白天相反。总之，白天低空出现海风，夜间出现陆风。
？？同理在盆地（或山区），在气压场微弱的晴天，白天盆地的四周高山上受热较同高度的大气受热快，吹谷风，使四周环山的盆地内四周的测站的风向形成辐散。夜间山上辐射冷却较同高度大气快，因此吹山风。
？？地形的狭管作用，当气流由开阔地带流入地形构成的峡谷时，由于空气质量不能大量堆积，于是加速流过峡谷，风速增大。当流出峡谷时，空气流速又会减缓。这种地形峡谷对气流的影响；称为“狭管效应”。由狭管效应而增大的风，称为峡谷风或穿堂风。
当气流遇到山脉阻挡时，将在迎风坡被迫爬升或改向绕流，风向将显著地偏离等压线。
56、大风的预报。
一般将平均风速达到6级（——米／秒）以上的风，称为大风。因为大风多具灾害性，对航运、渔业生产及军事活动的影响甚大，所以大风预报是风的预报的重点。
我国的大风以春季最多，夏季较少。从地区分布看，沿海多于内陆，北方多于南方。在松辽平原、内蒙草原、辽东半岛、青藏高原、华北平原以及台湾海峡一带。在一定的天气形势下经常出现大风。。
根据天气分析预报实践的总结，我国常见的大风有冷锋后偏北大风，高压后部偏南大风，低压大风，以及台风大风和雷雨冰雹大风等。除台风大风，雷雨冰雹大风已在有关章节作了介绍外，这里主要介绍其余三种大风的特点和预报方法。
（一）冷锋后偏北大风
冷锋后偏北大风，出现在冷锋后高压前沿气压梯度最大的地方。这种大风，春季最多，冬季和秋季次之，夏季最少。
冷锋后部出现大风的原因，主要是锋后有强冷空气的活动。冷性高压前部气压梯度最大，如锋后有强冷空气活动，则锋区的大气斜压性加强 ，环流加速度使冷空气下沉、暖空气上升。在低层水平方向上加速度的方向由冷气团指向暖气团，这就使冷锋后的偏北大风加大。冷空气下沉，动量下传也使锋后地面风速加大。另外，冷锋后上空的冷平流使锋后近地面层出现较大的正变压中心，变压风亦加强了地面风速。
基于上述原因，预报冷锋后偏北大风时，主要应分析释后的冷空气活动。
（二）高压后部偏南大风
？？这种大风多在春季出现，以我国东北、华北、华东等地区最为常见，出现偏南大风时的气压场多是“南高北低”或“东高西低”）的形势。华东一带春季的大陆由于回暖快而比海面上暖和，于是从大陆