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第四章 强对流天气预报
　　学习要点
　　本章首先介绍了我国强对流天气的时空分布特征，介绍了常见的中尺度对流系统，重点介绍了短历时强降水、冰雹、雷暴大风、强雷电等强对流天气的短期、短时临近预报技术方法。
　　强对流天气通常是指伴有短历时强降水、冰雹、雷暴大风、强雷电等强烈的灾害性天气现象。造成这类天气的强对流天气系统有时称之为"强雷暴"或"强风暴"。由于强对流天气具有突发性强、持续时间短、局地性强、破坏力大等特点，对其进行"定点、定时、定量"预报的难度相当大，就目前的预报方法和技术水平而言，还较为匮乏。因此，加强对强对流天气系统活动规律的认识，丰富预报预警手段，提高预报准确率是亟待解决的问题。
4.1 强对流天气的定义和时空分布
4.1.1 定义和标准划分
4.1.1.1 短历时强降水
　　与一般性暴雨不同，短历时强降水突出的是一个"短"字。一般的暴雨是指24h降水量为50mm；而对于短历时强降水，一般指连续1h降水量R≥20mm，降雨强度（雨强）较大的降水。2007年7月18日山东济南特大暴雨，3h降水量达到153.1mm；

2004年7月10日，北京出现20年来罕见的暴雨，丰台气象站1h降水量达到52mm；

2008年8月25日，上海遭遇强暴雨袭击，徐汇区自动站1h降水量为117.5mm，创下1872年有气象记录以来的最大值。到52mm；

短历时强降水常常造成城市积涝，交通严重拥堵。发生在山区的短历时强降水甚至会造成山洪、泥石流、滑坡等灾害，造成重大伤亡和财产损失。如2005年6月10日沙兰镇暴雨造成的山洪灾害，2010年8月7日舟曲暴雨造成的特大泥石流灾害。52mm；

4.1.1.2 冰雹
　　降雹过程的强弱，常常用冰雹直径大小和单位面积内雹粒多少来衡量。一般将降雹分为弱、中、强三类：弱降雹指冰雹直径D≤10mm，轻微灾害；中等强度的降雹指冰雹直径10mm＜D≤ 20mm，且有大风报告，灾害程度中等；强降雹的指冰雹直径D＞20mm，且有大风报告，灾害程度较为严重，俗成"大雹"。2003年4月12日9:30—22:00，江西出现强对流天气，最大冰雹直径达30mm，密度为每平方米500多个，并伴有雷雨大风，瞬时风速为30m/s。冰雹对农作物及果树等造成极大破坏，损失惨重。

2005年5月31日14:00—15:00冰雹自西向东横扫北京城区，南郊观象台最大雹块直径达50mm，冰雹的最大平均重量为37g，为历史罕见，造成近9万人受灾，直接经济损失4000余万元。

4.1.1.3 雷暴大风
　　在出现雷雨天气时，凡观测站出现≥17m/s或风自记中出现≥17m/s记录的（即7级以上大风）确定为对流性强风。为了与系统性大风区别，这类大风常被称作"雷暴大风"或"雷雨大风"。2004 年7月12日17:30—19:30，上海市发生了由飑线造成的雷暴大风，全市大多数自动站均观测到12m/s以上的大风，其中青浦区商塌镇17:38最大阵风达29m/s(11 级)， 造成人员伤亡和严重的经济损失。

2006年4月28日14:00—20:00，山东省临沂等6市出现雷暴大风，济南和临沂的局部风力达到28m/s（10级）。大风造成农作物倒伏和果树落果，输电、高空设施受损，房屋毁坏，直接经济损失约9669万元。 
4.1.1.4 强雷电
　　与其它强对流天气相比，雷电是最常见的，时常伴随冰雹、对流性大风、短历时强降水出现。雷电（或闪电）分为云地闪和云间闪。目前我国多数闪电定位系统只能监测云地闪（如ADTD型闪电定位系统），只有少部分闪电定位系统可以同时监测云地闪和云间闪（如SAFIR3000型闪电定位系统）。在没有科学的探测雷电设备之前，"电闪雷鸣"的观测是依据观测员的耳听眼看，因此，雷电的落区和强度很难准确判定。目前，闪电定位系统已经可以较准确地给出雷电的位置和次数；大气电场仪能够给出雷电发生时段大气电场的变化。目前由于雷电探测数据的精度受设备仪器本身精度的限制，不同地区的数据很难在一起比较；但是，就某一地区而言，用雷电频数（即某一时间内雷电个数）或密度（即单位面积内的雷电个数）来衡量雷电强度是可行的。按行政区，如2007年8月8日陕西中部超强雷暴天气，10min地闪数超过1100次，是陕西有雷电记录以来最强的一次，造成2人雷击身亡。就对流系统整体而言，2004年9月6日京津冀地区强雷暴过程，在MCS内地闪最活跃阶段每6min内测得地闪次数218 个；最大地闪密度（单位网格大小：5′×5′）36个/格6min。
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4.1.2 时空分布特征
　　由于雷电是强对流天气中最普遍的、最常见的、最基本的现象之一，因此可以通过雷电在我国的地理分布，了解强对流天气的分布。
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　　图4.1是卫星观测的1995—2005年闪电密度分布图（网格为0.5º×0.5º的闪电密度分布），反映了以下主要特征：
　　⑴ 中国陆地东部湿润地区为闪电密度高值区，闪电密度随纬度升高而下降；西部寒旱地区则是闪电密度的低值区；广西、广东、云南、四川、江西、台湾等省为闪电高密度省。
　　⑵ 闪电密度高值带与中尺度地形（山脉高度、尺度、走向）有关。在西部地区，高值带主要分布在祁连山南麓青海湖地区、天山向西的伊犁河谷以及唐古拉山与念青唐古拉山两山之间的盆地；而在东部地区，高值区经常出现在南北或东北-西南走向、海拔500～1500m的中尺度山脉和丘陵地区附近。

　　⑶ 在海滨100km内的海陆过渡带上，平均闪电密度随海陆距离增加而升高，从南到北，在一系列有山体和丘陵地形隆起的大城市等地区出现闪电密度高值中心，这和海陆风、山谷风或与城市热岛效应相互作用有关（马明等 2004）。
　　对于特殊地理位置的小区域而言，闪电的时空分布具有特殊性。

闪电定位系统监测
图4.2是利用M2LDARS 闪电定位系统监测的北京及其周边地区1995—1997年6—9 月闪电活动的空间分布（网格为10km×10km的闪电密度分布）。可见，地闪活动主要分布在北、西北、东、南和东南方向。高值密度的分布有两个较为集中的区域，一个是山区，一个是海滨，即在北京的山区和天津的滨海地区出现强对流天气的可能性较高。

地闪活动在1d内的分布情况
图4.3（资料来源同图4.2）是地闪活动在1d内的分布情况。可见，闪电活动在时间分布上存在两个峰值时段：13:00—21:00 和23:00—次日05:00。也就是说，主峰值时段出现在下午到傍晚，次峰值时段出现在夜晚到凌晨，而上午是闪电活动的低谷。

冰雹天气的空间分布
冰雹是强对流天气之一，从图4.4可见我国冰雹天气的空间分布（1961—2009年我国年平均冰雹日数）。福建沿海和海南岛的个别测站在整个研究时段内都未出现降雹；淮河流域至华南的大片区域中，除云南和贵州西南部的部分地区年冰雹日数在1～3d外，其它地区年冰雹日数不到1d。同样，新疆中西部的大部分测站年冰雹日也不到1d。青藏高原是我国年冰雹日数最集中的地区，大部分站年冰雹日在5～10d之间，部分站超过10d，其中那曲和班戈两站分别达33.9和31.5d，是研究时段内所有测站冰雹日数最多的地区。东北地区和华北年冰雹日都在1～3d，其中，山西和河北北部年冰雹日达到3～10d。由此可见，我国冰雹的分布大体沿山系伸展，最多的地区是青藏高原，其次为大兴安岭至太行山一带。另外，天山、祁连山、长白山、云贵高原等地也是冰雹较多的地区。
　　就我国冰雹天气的时间分布看：按照中央气象台目前业务中常用的划分标准，将全国分为8个区，分别为新疆、西北地区东部、华北、东北、青藏高原，西南地区东部、长江中下游和华南。图4.5给出了不同地区各月冰雹日数占全年冰雹日的比例。对全国而言，冰雹日主要集中在5－9月，这5个月的总冰雹日占全年冰雹日的84％，其中又以6月为冰雹盛行月。在35˚N以北的四个区域，冰雹日也主要集中在5－9月，均占全年冰雹日的88％以上，且亦以6月居多。其中新疆、西南地区东部和华北冰雹日的季节变化呈单峰型；而东北地区冰雹日的季节变化为双峰型，5－6月为冰雹多发期，7－8月减少，9月冰雹日又有所增加。在35˚N以南的地区，冰雹日分布情况有很大不同。在青藏高原地区，虽然5－9月也是一年中冰雹日数最多的5个月，但相比北方地区而言，5月的冰雹日明显偏少，6－9月冰雹日数量整体相当。对西南地区东部而言，整个夏半年（4－10月）的冰雹日都比较均匀，其中以5－6月和9月为最多，也呈现出双峰型的季节变化特征。而在长江中下游和华南地区，冰雹最多发的季节为2－4月，夏季冰雹日较少。

　　从冰雹在1d中出现的时间上看：全国平均而言，冰雹主要发生在12:00—21:00 ，尤其是午后至傍晚这一时段。对于35˚N以北的区域及青藏高原、西南地区东部，其冰雹发生的主要时段与全国平均状况类似。对于长江中下游，冰雹发生的最多时段虽然也集中在15:00—18:00，但1d之中出现冰雹的时段相对均匀，集中时段以外其他时刻发生的冰雹频次明显多于其他地区。对于华南地区，冰雹也主要集中于15:00—19:00，但其他时刻冰雹发生的频率也相对较高，仅次于长江中下游地区。
　　除全国范围内冰雹分布具有明显的特点，在小区域内，冰雹的发生也具备各自的特点。如北京地区冰雹时空分布就具有如下时空分布特征：山区冰雹发生频率和平均冰雹日明显大于城区，且以西北部最大，东部和西部次之，南部最少。从时间分布来看，北京地区冰雹具有明显的年、季、月和日变化特点，虽然呈现年际间上下波动的不稳定性，但20世纪80年代以来，总体呈现下降趋势；从季节来看，夏季冰雹发生占全年总站日次数的66．4％，春季19．0％，秋季14．5％，冬季0．2％；从月份来看，5—9月冰雹占全年总数的93．3％，其中6月份发生最频繁占32．3％ ；按昼夜分，白天冰雹占84．3％，晚上15．7％（摘自叶彩华等 2007）。
4.2 常见的中尺度对流系统
　　中尺度对流系统MCS（Mesoscale Convective System）是强对流天气的载体，泛指水平尺度为10～2000km左右的具有旺盛对流运动的天气系统。Orlanski(1975)按尺度将MCS划分为α、β、γ三种中尺度。α中尺度对流系统（MαCS）水平尺度为200～2000km，β中尺度对流系统（MβCS）为20～200km，γ中尺度对流系统（MγCS）为2～20km。按对流系统的组织形式分为三类：孤立对流系统、带状对流系统以及圆形对流系统或中尺度对流复合体MCC(Mesoscale Convective Complex)。孤立对流系统有三种类型：⑴普通单体风暴；⑵多单体风暴；⑶超级单体风暴。带状对流系统最典型的代表就是飑线系统。
4.2.1 MCC或圆形MCS
　　中尺度对流复合体MCC是20世纪80年代初从增强显示卫星云图分析中识别出来的一种α中尺度系统，通常是以云顶亮温TBB（Blank Bright Temperature）≤-52℃或≤-32℃的等值线圈定的范围作为MCC的面积。详情进入
　　MCC的最大特征是有一个范围广、持续长、有着近似于圆形的冷云罩，其下覆盖的是塔状积云、对流群或β中尺度飑线对流系统。MCC是一种生命期长达6h以上，TBB≤-52℃的面积大于5万平方公里，水平尺度比雷暴和飑线大得多的近似于圆形的巨大云团，其云顶亮温TBB很低，有些可达-72℃以下，表明其内部塔状积云很高，经常可达到十余公里。圆型的MCS虽然也有圆型的冷云罩，但其冷云罩TBB≤-52℃的面积小于5万平方公里或者达到这一范围而圆型结构维持的时间短，不足以达到MCC的生命期。
　　Maddox（1980）以云顶亮温TBB≤-32℃或≤-52℃等值线包围的区域来识别MCC，并对美国10个MCC进行了合成分析，认为成熟的MCC具有以下特征：
　　⑴ 在对流层中下层（700hPa附近）有从四面八方进入系统的相对入流；
　　⑵ 云盖下部最强的β中尺度对流系统通常出现在系统移动的右后侧，有时呈线状排列，平行于系统移向。大面积的轻微降水和阵雨通常出现在强对流区的左边；
　　⑶ MCC出现在强暖平流区及低空偏南气流最大值前沿明显的辐合区；
　　⑷ MCC具有对流层中层暖心结构，在潜边界层中是一个冷核，对流层上层是个冷核。
　　2003年6月22日—23日，淮河流域到长江中下游地区出现大范围的暴雨过程。湖北境内出现大暴雨，黄陂2h雨量达到78.5mm；安徽境内的浣县瓦房村出现龙卷，持续2min。通过卫星云图、雷达资料等非常规资料认识该MCC的形态（图4.6～4.7）。
　　2003年6月22日—23日，淮河流域到长江中下游地区出现大范围的暴雨过程。湖北境内出现大暴雨，黄陂2h雨量达到78.5mm；安徽境内的浣县瓦房村出现龙卷，持续2min。通过卫星云图、雷达资料等非常规资料认识该MCC的形态（图4.6～4.7）。图4.6上的22日10:00(世界时，下同)，MCC胚胎云团迅速扩大，表现为清晰的椭圆型结构，已经发展为MCC。在其西面，又有小的中β尺度对流云团D移入；22日11:00，MCC的主体部分接近圆形，而在其西面并入的对流云团表现为一个长的对流云带D，与MCC主体相连。特别需要指出的是，此时在安徽发生了龙卷天气；22日12:00，MCC主体进一步扩大，仍然近似圆形，而D云带变宽。这张云图反映了本例MCC的几个重要特征：
　　⑴ 西面不断有中γ或中β尺度对流系统并入；
　　⑵ 最强中尺度对流元（MBE）位于MCC的西部，也就是说新加入的部分；
　　⑶ 在MCC东部对流则已经进入衰老阶段，对流相对较弱。

　　22日13:00，红外云图上明显表现出两个对流系统和交替过程，其中西面的对流云团迅速发展，对流很强盛，而东面的对流云团正在减弱，它是MCC的主体，而且范围特别大。最强对流区位于新并入的对流云团和东面MCC主体的西端部分；22日14:00，新并入的对流云团迅速发展，尽管在空间尺度上比不上老的云团部分，但已经发展为一个α中尺度对流云团。另外，在这个新并入的对流云团的西端点，又有带状的β-中尺度对流云团在发展；22日15:00，新并入的对流云团已经取代了老云团成为MCC的主体对流部分，并表现为椭圆性外形；

22日16:00，整个MCC变成近似圆形的规则外形，而在其西面，又有多个β中和γ中尺度对流云团在发展、东移；22日17:00和18:00，MCC发展到最强盛阶段，红外云图特征表现为一个近似圆形的区域。在MCC西侧，仍然有β和γ中尺度对流云团在发展东移，即将并入MCC；

22日19:00以后，MCC开始减弱。22日21:00，红外云图上MCC已经表现为较为分散的云系结构。

　　对应红外云图的变化，阜阳雷达观测的雷达回波记录了云罩下部MCC的结构演变（见图4.7）。回波很快就组成了狭长的西南-东北向回波带，回波强度迅速增加并向东南方向移动，逐步逼近阜阳，回波长度进一步加长。经过阜阳后，回波面积扩大，但回波强度逐渐减弱。
　　不难看出，雷达和卫星观测到的MCC外观不一样。卫星是从太空向下鸟瞰MCC，它观测的是处于对流系统上部的冷云盖，而雷达观测到的是一个带一点仰角的圆锥面上的情况，几乎是平视对流云塔。我们可以推断，在中低层是东北一西南向的线状对流墙，在高层是一个接近球冠状的冷云盖。当然，云墙是变化的，它是由β或γ-中尺度对流单体组成，这些对流单体不断地从云墙的西端补充进入对流云墙，然后一边发展一边东移，范围越来越大，逐步发展为α-中尺度对流区，直到最后变成了一片层云区。
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4.2.2 飑线
　　为了将飑线和锋面区分开来，20世纪50年代后期，飑线被定义为非锋面性狭窄的活跃雷暴带。20世纪70年代后期，Houze和Zipser等（1977）提出，飑线是中尺度对流系统， 由雷暴单体侧向排列而成的对流区和层状云区（云砧）组成。详情进入
　　飑线被认为是带(线) 状的、深厚的对流系统，其水平尺度通常为几百公里，为α或β-中尺度对流系统。Pa层状型rker等（2000）提出三类飑线系统的主要模型，即拖曳层状型( TS) 、先导层状型(LS) 、平行层状型( PS)（见图4.8）。所谓的拖曳层状型飑线就是强对流云带在层状云区的最前方；先导层状型是强对流云带在层状云区的最后方；平行层状型强对流云带在层状云区的中间。典型的飑线生命期约6～12h ，远大于雷暴单体的生命期。飑线常常引起局地地面风向突变，风速骤增，气压跃升，温度剧降，并伴有雷暴天气，有时还出现冰雹、龙卷等灾害天气。

　　常见的经典飑线系统，由强回波组成的强回波墙和后部层状回波构成的云砧组成，云砧中常有一片回波相对较强的区域。云砧的上部有与环境风相一致的气流，下部有与上部反相的入流。飑线前方一般有中尺度低压，称为"飑线前低压"，这可能与飑线前方高层的补偿下沉气流引起的绝热增温有关。由于飑线造成降水，形成雷暴小高压，雷暴高压后部还有中尺度低压，它的形成与雷暴高压后部的尾流效应相联系。由于飑线系统中强对流云区附近各种气象要素的水平梯度很大，因此，当飑线过境时，气象要素将发生急剧的变化。流场特征包括中低层上升气流的逆切变倾斜、低层暖湿空气入流和中层干冷空气入侵，以及飑线后方冷的下沉气流等。一般在对流云区有着强烈的风场辐合和强烈的上升运动。
　　以2008年6月23日傍晚前后，造成京津冀地区强雷电、短历时强降水、对流性大风等强对流天气的飑线系统为例，借助于多普勒雷达，了解飑线的结构（图4.9）。

仰角基本反射率图
图4.9a为1.5º仰角基本反射率图，沿东-西横线剖面

垂直剖面
图4.9b.从垂直剖面图可见，强回波墙有悬垂结构，说明其前侧上升气流很强盛，回波墙后有云砧，回波强度较弱。

径向速度图
从径向速度图4.9c看，飑线系统前方的强回波墙内有很强的正负速度辐合区，其后部负速度中心达27m/s。随着飑线系统的发展

层状回波
图4.9d可见，层状回波内有一片45dBZ以上的较强回波区。
　　2002年8月24日安徽省自西北向东南出现了一次飑线过程。全省79个测站先后有30个站出现17m/s以上的瞬时大风，其中最大风速达到26m/s，与大风相伴的还有强降水或冰雹。借助加密自动站资料了解飑线造成的气象要素变化及其结构。飑线中的雷暴下沉气流将相对干的环境空气夹卷进去导致水滴蒸发使得下沉气流降温，下沉气流获得较大负浮力以较大速度冲到地面，在地面形成以很快速度推进的冷堆，形成阵风锋。该快速推进的阵风锋除了导致地面的急剧降温和大风外，还在其后部形成了明显的雷暴高压(见图4.10)。
　　对比11:00、14:00和17:00大风到达的位置和同一时间的3h变压（见图4.10），可以看出飑线后部一直存在明显的雷暴高压。系统影响后气象要素的急剧变化、雷暴高压的存在以及出现大范围的大风降温说明这是一次非常典型的拖曳层状型飑线系统，而且过程持续时间较长。

　　飑线影响时地面温度迅速下降，1h降温幅度最大接近10℃，地面温度越高的地区，降温幅度越大。如霍山15:00温度为37.3℃，16:00温度下降到27. 9℃，1h下降了9.4℃。同时从风、气压、温度等气象要素的时间序列图上清楚地显示出在飑线经过时气象要素出现了突变，风向突变，风速突然加大、温度下降，气压陡升（见图4.11）。

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4.2.3 超级单体
　　"超级单体"顾名思义就是比通常的成熟单体更巨大、更持久并带来更为强烈的天气而且它具有一个近于稳态的、有高度组织的内部环流并与环境风的垂直切变有密切关系。超级单体风暴可以指孤立的超级单体风暴，也可以指包括超级单体在内多个单体构成的风暴，其中超级单体占支配地位。水平尺度在几十公里，一般是β-中尺度对流系统，生命期为几十分钟到几小时。近年来，随着多普勒天气雷达的普及，人们发现典型的超级单体风暴具有以下主要特征（下列特征满足2个体扫）：详情进入
　　⑴ 在水平反射率图上，有钩状、螺旋状、逗点状回波，常有"三体散射"现象。
　　⑵ 有"V"型缺口。前侧"V"型缺口表明强的入流气流进入上升气流；后侧"V"型缺口表明强的下沉气流，并可能伴有破坏性大风。
　　⑶ 有有界弱回波区（BWER），在RHI显示时有穹隆，它的水平尺度5-10km，弱回波区经常呈圆锥形，伸展到整个风暴的三分之一到一半的高度，穹窿是风暴中上升气流很强的地方，上升速度达到25～40m/s，甚至60m/s。由于上升气流强，水滴尚未来得及增长便被携带到高空，形成弱回波。径向速度图上看到，有正负速度对，有一个持久深厚的中气旋存在。在距雷达130km处，转动速度≥19m/s。
　　⑷ 超级单体在径向速度图上常有中气旋（正负速度对）存在。
　　图4.12为Lemon（1977）提出的雷暴内上升气流强弱的概念模型。

　　⑴ 对应非强对流风暴。此时，上升气流强度不大，高中低层反射率因子高值区在垂直方向上相互重叠，没有倾斜，低层反射率因子四周梯度均匀，风暴顶位于低层反射率因子区域的中心，垂直剖面上没有弱回波区或有界弱回波区。
　　⑵ 对应非超级单体强风暴。此时，低层反射率因子等值线在入流的一侧出现很大的梯度，风暴顶位于低层反射率因子在入流一侧的强梯度区之上，中层回波强度轮廓线的靠低层入流一侧的下部出现弱回波区。也就是说，回波自低往高向低层入流一侧倾斜，呈现出弱回波区和弱回波区之上的回波悬垂结构。
　　⑶ 对应超级单体风暴。此时，风暴低层反射率因子出现明显的钩状回波特征，入流一侧的反射率因子梯度进一步增大，中低层出现明显的有界弱回波，其上为回波悬垂，风暴顶位于低层反射率因子梯度区或有界弱回波区上空。
　　上述概念模型代表三种不同类型风暴的反射率因子结构，即非超级单体非强风暴、非超级单体强风暴和超级单体风暴。同时也可代表超级单体风暴发展的三阶段模型。大多数对流风暴只发展到第一阶段就消亡了，有小部分对流风暴可以发展到第二阶段，成为非超级单体强风暴（大多为多单体强风暴），只有极少数能够发展到第三阶段，成为超级单体风暴。
　　以山东一个长寿命超级单体的演变为例，了解超级单体的雷达回波结构和流场特征。2004年6月24日下午，山东鲁西北和鲁中山区部分地区遭受了历史上罕见的强风暴袭击，破坏性大风、强降水、冰雹等带来了严重经济和财产损失，涉及40多个乡镇，直接经济损失5亿多元。冰雹大如鸡蛋，最长持续时间约20min，最厚积雹厚度达20cm，同时出现持续时间约30min风力达到9级以上的大风天气。
　　从反射率图分析，2004年6月24日山东长寿命超级单体发展可分为三个阶段：
　　第一阶段从风暴形成到14:42，从多单体风暴发展为超级单体，14:14强度达到70 dBZ ；从图4.13a中可以看出，a1中有3个单体A0、A1、A2，a2中A0、A2减弱，A1加强；周围单体减弱，使得单体A1发展成超级单体（图4.13a3），具有弱回波区（WER）、有界弱回波区（BWER）、回波墙等特征（图4.13a4）；最大强中心高度基本维持在5km以上。

　　第二阶段（图4.13b），即14:48—15:49，在第一阶段降雹后，开始减弱（图4.13b1中的B1），同时其右侧有新的单体形成发展（图4.13b1中的B2），20min后合并（图4.13b2中的B1、B2），迅速发展成为超级单体（图4.13b3），具有WER、BWER、回波墙等特征（图4.13b4）；最大强中心高度基本维持在6km以上。

　　第三阶段（图4.13c），即15:54到风暴消散，与第二阶段情形相同，见图4.14c中的c1、c2、c3、c4；最大强中心高度基本维持在5km以上。

　　原超级单体减弱后，不断有小单体并入而重新加强，形成长寿命超级单体。
　　从不同高度反射率和平均径向速度图分析，可见超级单体具有的中气旋、三体散射、V型缺口特征（图4.14）。

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4.2.4 龙卷
　　龙卷是大气中最猛烈的对流风暴。最强龙卷的最大风速可能介于110～200m/s之间，由于龙卷具有高能量密度，它能在局地使机械能高度集中，破坏性极大。龙卷是强旋转、长而细的气柱，其平均直径约为100m，从积状云延伸到地面，属于γ-中尺度对流系统。详情进入
　　当有龙卷时，总有一条漏斗状云柱从对流云云底盘旋而下，有的能伸达地面。在地面引起灾害性大风的称为龙卷；未及地或未在地面发生灾害性大风的称为空中漏斗；伸达水面的称为水龙卷。龙卷生命史很短，一般为几分钟到几十分钟。龙卷中心的气压可低至400hPa，水平气压梯度为2hPa/m，约是大尺度系统气压梯度的105倍。绝大多数龙卷都是气旋式旋转，只有极少数龙卷是反气旋式旋转。
　　一般用Fujita等级或Fujita-Pearson等级（McDonald，2001）来确定龙卷风的强度。表4.1给出了Fujita等级：

　　如前所述，超级单体风暴都具有一个中层中气旋，而龙卷往往是伴随着低层中气旋（1km以下）的出现才产生的。一般来说，中层中气旋强度越强，出现龙卷的概率越大，在出现中气旋的风暴中，只有20%左右的情况下会出现龙卷。
2005年7月30日11:38，在安徽灵璧县韦集镇发生F3级龙卷。造成15人死亡，60多人受伤，大量房屋倒塌；30日09:00，几个对流单体逐渐发展扩大形成对流回波带并向东南方向移动；10:35，在回波带中南部2个单体发展较为旺盛，强度均达到65dBZ以上，最强达到73dBZ；11:11，2个对流单体趋于合并，在回波带的最南端形成一椭圆形的强回波；11:23，圆形的反射率因子回波逐渐向“S”形演变，这是内部强烈气旋式旋转的外在表现，到11:35这种旋转结构最为清楚。

从多普勒径向速度场看，中气旋核约11:35位于龙卷出现的地点（灵璧县韦集镇），11:41开始回波的“S”形形态特征逐渐消失变为近似圆形或椭圆形的回波，回波向东南偏东方向移动进入江苏。按照美国Oklahoma统计标准，174km处旋转速度(（Vmax-Vmin）/2)达到18.5m/s时即达到强中气旋标准；

11:17最大正速度和最小负速度分别为17m/s和-24m/s，（见图4.15中11:17） ，为强中气旋；11:35，中气旋达到最强（见图4.15中11:35），最大正速度和最小负速度分别为32m/s和-24m/s，且正负速度对相距约6km，垂直涡度( 2×(Vmax-Vmin)/D，D为最大正速度和最小负速度之间的距离)达1.87×10-2s-1，即达到1.87个中气旋单位。

虽然龙卷出现地点离雷达相距174km，无法识别龙卷涡旋特征，但可明显看出龙卷产生于一个很强的中气旋内且垂直涡度较大。2005年7月30日龙卷的中气旋强核出现在雷达可探测的最低高度。
4.3 强对流天气形成发展条件
　　强对流天气产生的基本条件是：⑴ 水汽条件（湿舌、低空急流、高湿度辐合）；⑵ 不稳定层结条件；⑶ 抬升触发机制（天气尺度系统的低层辐合、低空急流、低空辐合线、负变压、地形抬升、局地受热不均匀）。其中水汽条件所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。水汽和不稳定层结是发生对流天气的内因，而抬升条件则是外因。另外，强雷暴需具有明显的环境风垂直切变（≥2.5×10-3/s），长生命史的强雷暴还应具有高低空急流相配合、低空逆温层、前倾槽结构、高空辐散、中空干冷空气等条件，这些条件往往是产生强对流天气的必要条件。
4.3.1 大气的不稳定性和对流运动
　　强雷暴或强风暴系统是一种热力对流现象，而对流运动的主要作用是浮力，浮力越强产生的上升运动越强，雷暴垂直发展越高。详情进入
　　雷暴产生的充分必要条件是：大气层结不稳定、水汽和抬升触发机制。所谓的大气的层结状态是指温度和湿度在垂直方向上的分布。层结稳定度则是表征这一影响的趋势和程度。大气的不稳定性主要有静力不稳定、对称不稳定和切变不稳定，预报业务中常用的是静力不稳定。静力不稳定判据已在第一章1.1.3中说明，在此不再赘述。

假相当位温沿39ºN垂直剖面图
图4.16为2004年9月6日上午京津冀发生强对流天气前（08:00）假相当位温沿39ºN垂直剖面图。可见，在强对流天气发生区域（“━”处）上空600hPa以下，假相当位温 随气压降低而减小，满足对流不稳定条件。 对称不稳定是气团做斜升运动时表现出的不稳定，如果将等熵面看成水平面，则对称不稳定就是等熵面上的惯性不稳定。
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4.3.2 常见的强对流天气触发机制
4.3.2.1 天气系统造成的上升运动
　　在对流层中，大尺度上升运动虽只有1～10cm/s的量级，但持续作用时间长了就会产生可观的抬升作用，这种抬升足可以把一般的低层逆温消除掉，虽然天气尺度扰动不足以对触发强对流做出主要贡献，但天气尺度扰动可以使大气热力结构失稳和增加垂直风切变。系统性上升运动包括锋面、槽线、切变线、低压、低涡等，它们造成的辐合上升运动都是较强的，绝大多数对流性天气都是在这些天气系统中产生的。

4.3.2.2 中尺度天气系统造成的上升运动
　　近年来的研究发现，产生强对流必须的抬升运动，主要不是来自天气尺度扰动，而是中尺度或对流风暴尺度过程。中尺度抬升机制来源于大气中的各种不稳定（如重力波不稳定、对称不稳定），结构不连续（如干线、出流边界、风向风速辐合线等）。 边界层辐合线在雷暴的生成和演化过程中起重要作用。2005年6月20日山东省鲁中及鲁南部分地区遭受近几十年来最严重的强冰雹袭击，造成雹灾的超级单体风暴是由地面辐合线触发的（摘自刁秀广 2009）。
　　图4.17给出了雷达窄带回波及地面辐合线变化情况。12:04窄带回波在雷达站约20km处(图4.17a1)，平均径向速度图（图4.17a2）上存在相应的出流边界辐合，同时在雷达站南部存在低层辐合线，对应时次的地面图上可以清晰地看到两条辐合线（图4.17a3），一条与出流边界相对应，一条是低层环境风辐合线；

13:00地面图上仅能分析出一条辐合线（图4.17b3），13:11窄带回波左端单体生成区有一对流单体生成 (图4.17b1、b2)；

14:17窄带回波消失，出流边界与先前的低层辐合带叠加，在泰安北部单体生成区2不断有单体生成(图4.17c1、c2)，同时单体生成区1中的单体发展，造成雷雨天气；

15:42单体生成区1中发展起来的单体已消散，而单体生成区2的对流单体发展成2个超级单体风暴(图4.17d1、d2)，之后超级单体南压，且持续发展，造成了强冰雹和大风天气。

图4.17 2005年6月20日窄带回波及平均径向速度和地面实况.a1、b1和c1为反射率因子19号产品，d1为组合反射率，a2、b2、c2和d2分别为与强度产品相对应的0.5º仰角平均径向速度，时间分别为12:04、13:11、14:17、15:42.a3、b3、c3为对应的地面风（摘自刁秀广等 2008）
　　在大气不稳定前提下，前期回波的出流边界与局地环境风形成辐合区，使得近地层辐合加强，为对流发展提供了动力因素。

4.3.2.3 地形抬升作用
　　山地迎风坡的抬升作用很大，所以山地是强对流天气系统的重要源地。一般来说，山区的强对流天气比平原地区要多。地形在雷暴的生成和演化过程中也起重要作用。2006年7月9日夜间北京香山、门头沟出现了局地性大暴雨，大暴雨范围小，雨量集中，降水范围为直径20km，香山站2h雨量96mm（21:00—23:00）。大暴雨发生前北京南郊多普勒雷达组合反射率因子和地面自动站测风及北京地形对比图(图4.18)显示，雷达组合反射率因子图像上有一条清晰可辨的细条状回波(图4.19a)与北京西部山区与平原地形分界线(图4.18b)的位置、走向和形状是一致的；同时刻的地面测风场是一条风场切变线(图4.18d)，这条切变线与雷达组合反射率因子的带状回波及北京地形分界线也是一致的。在20min后(21:20)的雷达组合反射率因子图像(图4.18c)上，回波带更清晰、更密实，尤其是形状和位置更加接近地面风切变，说明雷达回波的发展是沿着该辐合切变线进行的。无论回波带的生成还是发展，都与地形作用和地面风场辐合作用的共同影响分不开。

4.3.2.4局地热力抬升
由于地表受热不均，造成局地温差，常常形成小型的垂直环流。如夏季沿海地区因为白天海面日射增温弱，陆地日射增温强，因此海陆温差使得陆地上空气上升，海面上空气下沉，形成海陆风环流，湖泊与陆地交错分布地区也如此。另外山谷风环流、城市热岛环流等形成的机制同样也是受热不均而形成。例如2008年8月27日00:45—01:05天津汉沽区出现冰雹和17m/s的短时雷雨大风，而位于蓟县山区的狐狸峪村在02:00也出现了冰雹。最大冰雹直径达2cm，降雹密度为1000粒/m2左右。

　　由图4.19a～e可以看出冰雹回波的演变，最强回波为63dBZ。在26日20:00，天津地区有三个LI的低值区，分别位于北部的蓟县（图4.19f中A处）、东南部的汉沽（图4.19f中B处），三个中心LI中心值分别为-4.448℃，-6.388℃和-6.227℃（对应的CAPE值为2437.472 J/kg，2923.354 J/kg和2842.200 J/kg)。这种分布与高温高湿地区相对应，表明地面不均匀的温度分布和水汽分布造成了浮力不稳定能量和抬升指数的分布差异。从CAPE和LI逐时变化 (图略)可以看出，26日20:00—27日00:00，汉沽地区CAPE随时间增大，至降雹前的00:00CAPE达到峰值，为3671.154 J/kg，直到冰雹发生后才明显减小；而20:00—00:00，LI则随时间进一步减小，到降雹前的00时达到-7.767℃。蓟县地区CAPE随时间减低，只是在01时较前一时刻略有升高；20:00—00:00，LI不断升高，只是在01:00才较前一时刻略有降低。两地能量变化的差异表明两地的冰雹发生机制存在差异，汉沽的热力作用显著，而蓟县热力作用不显著。

4.4 强对流天气分析预报
　　强对流天气的短时临近预报可分为两个方面，一是利用数值预报和探测资料对未来12h内发生强对流天气的可能性做出潜势预报；二是雷暴生成以后对于雷暴演变趋势的临近预报，即对于可能出现的强对流天气如冰雹、雷暴大风、龙卷、短历时强降水以及强雷电的临近预报。
4.4.1 天气系统分析
　　强对流天气是否发生离不开大的天气尺度背景环境条件，天气系统是预报员在分析天气时首先考虑的问题。各地发生强对流天气的天气系统具有地域性。下面仅以北京地区和上海地区为代表对强对流天气的天气形势进行分型。
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4.4.1.1 北方天气系统分型
　　⑴ 冷涡型
　　冷涡位置在45°N以北，此类天气形势具有建立不稳定层结的维持机制和动力强迫机制，易于产生区域性的强对流天气。冰雹、雷暴大风出现的几率为四类雷暴天气型之冠。水汽通量散度辐合厚度需要达到850hPa以上。
　　如果低涡位置在45°N以南，为华北西部涡，短历时强降水天气发生几率很高，由于水汽充分，云底较低，冰雹天气发生几率较低，当500hPa有≤-12℃的冷温度槽控制北京市时，才有可能发生冰雹天气，大风一般为局地大风。

冷涡型：2005年5月31日北京大冰雹过程
　　⑵高空槽型
　　此类天气形势当中高层有较大的风速时，利于雷暴大风天气的发生发展。

高空槽前型：2009年8月1日天津强雷暴雹过程
　　⑶ 槽后、涡后西北气流型
　　此类天气，华北上空处在冷平流中槽后西北气流控制下，天气晴朗，低层气团迅速增暖，当低层有低值系统发生发展、暖平流楔入西北气流下方时，导致静力不稳定加剧。强对流发生时，对流层中高层有较大的西北风，在对流层中下层形成较大的风垂直切变和动力不稳定的环境条件。此类冰雹、大风发生几率仅次于冷涡