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
40 30
40
30 30 30 20 30 40 50 60 80 80 30
30
40
30
60 50
70 80 60 80
40 50
20
70 100 110 100
90 100 90 120 80
70
60
120
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。
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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。