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摘 要：不稳定层结是对流性暴雨必要条件之一。这个条件包括：（1）不稳定层结的形成；（2）不稳定能量的贮存；（3）不稳定能量的触发释放和重建三个方面。
关键词：不稳定层结；差动温度平流；差动湿度平流；不稳定能量释放
1 不稳定层结的形成过程
差动温度平流过程，是指高低层平流的差异所引起的局地大气层结稳定度的变化，在日常预报业务中，主要用500百帕和700百帕（或850百帕）温度平流的状况来进行分析。众所周知，当500百帕为冷平流，而低层700百帕（或850百帕）为暖平流时，局地层结会变得愈来愈不稳定。预报经验还表明，当某地500百帕为冷中心、冷舌或24小时负变温区，700百怕和850百帕为暖中心、暖舌或24小时正变温区时，层结是不稳定的，利于强对流天气的发生、发展。在考虑蒙古冷涡暴雨预报时，分析中低层差动温度平流和冷暖配置是很重要的。
差动湿度平流过程，是指中低层湿度平流差异引起的层结稳定度的变化。在冷暖切变线暴雨形成过程中，差动湿度平流是不稳定形成的主要过程。尤其是暖切变线，其南侧低层的气流来自低纬度的暖湿气流，温度场往往西侧较暖，切变线附近暖平流不大明显，但其南侧气流非常潮湿，湿平流非常显著，造成切变线两恻很大的θse梯度，中层500百帕气流来自西方，相当干燥，两支气流上下叠置，形成强位势不稳定的大气层结。
业务预报时，差动湿度平流可以在两层等压面上通过分析等比湿线、等露点线或等温度露点差线，并配合流线分析来进行定性估计。还可分析两层等θse线，由中低层θse的配置和θse平流来判断。θse既是温度又是湿度的函数，θse的垂直变化反映温湿两个物理量的变化，但在某些过程中，湿度的变化是主要的。目前常用△θse （500百怕和700百帕或500百帕和850百帕θse的差值），作为对流性不稳定的判据。大量暴雨个例的分析研究和经验指出，这一个判据是有效的。目前在北京气象中心数值预报产品传真广播中，播发△θse的预报值，在业务预报中应注意使用并加以总结。
前一次降雨过程的作用。盛夏，降雨过程比较频繁，雨过天睛后，大气低层因蒸发使湿度明显加大，而中高层干冷气团变性缓慢，仍较干冷，於是形成下湿上干的不稳定气层。这种过程在不稳定层结形成中也起着一定作用。
2 不稳定能量的贮存机制
垂直不稳定能量往往在产生暴雨前有一个累积过程[1-2]。反映为△θse或K指数逐日增大，和T-InP图上正能量面积逐日增大的过程。常常是当△θse或K指数或正能量面积增大到某一临界值时，在天气系统的触发下，贮存的不稳定能量突然释放，暴雨随之产生。
不稳定能量的贮存在等压面形势图上，往往表现为一个天气尺度或次天气尺度的闭合小高压或高压脊叠置在低层辐合系统之上，在单站T-lnP图上，这种不稳定能量的贮存机制，表现为温度层结曲线与露点曲线呈现出向上分开的喇叭口状或上下靠拢中间分开的枣核状型式。
实例分析发现，干空气层大多在600百帕以上或600百帕到400百帕之間，有时在600百帕附近出现下沉逆温层。无论500百帕等压面上小高压或探空T-InP图上所表现的上述图象，都可被认为是在低层辐合上升气流的上空加了一个下沉气流“盖子”，其作用是：（1）阻碍低层水汽向上垂直输送，使大量水汽在低层积聚，利于上干下湿不稳定层结的形成；（2）抑制不稳定能量的零散释放，在未来暴雨区上空建造一个不稳定能量的存贮系统，使不稳定能量得以不断积累，△θse或K指数逐日增大。在有些突发性暴雨（如暖湿切变线暴雨），在发生暴雨前6小时左右，多出现1～6成的淡积云和浓积云，也表明此时对流是受抑制的。以上即为通常所说的“干暖盖效应”。
3 不稳定能量的触发释放和重建
不稳定能量的触发释放条件。如前所述 “干暖盖效应”是不稳定能量贮存的一个重要机制，此时中层下沉气流（有时可形成下沉逆温层）抑制着低层辐合上升气流的发展，那么凡是可以使上升运动加强到足以冲破稳定层，掀掉或推走“盖子”的过程都可以造成不稳定能量的大量释放，从而触发暴雨。从天气系统角度而言，暴雨的触发过程实质上是中尺度天气系统的触发过程。目前对于这种触发条件和物理机制尚不十分清楚，这是暴雨预报面临的困难问题之一。现在在业务预报中，多是从天气尺度或次天气尺度天气系统的活动，来考虑中尺度系统和不稳定能量触发问题。可以把触发过程归纳为：①来自大气低层的锋面或地形的强迫抬升和低空急流左侧，或急流轴上最大风速中心前方气流的强烈辐合；②来自中层的天气尺度或次天气尺度低值辐合系统在低层辐合系统（包括东风扰动）上空叠置，如一个西风低槽在东移过程中，取代了低层辐合系统上空的高压盖，槽前辐合上升气流与低层辐合上升气流连通，从而形成深厚的上升运动；③来自高层的正涡度平流或高空辐散区在低层辐合区上空的叠加，高空强烈的“抽气”效应，也可以使低层辐合上升运动明显加强。
不稳定层结的重建过程。暴雨出现后，贮存的不稳定能量被大量释放，大气层结转为稳定或中性。暴雨持续，需要有不稳定层结的重建过程。这种过程大体上有三种：（1）差动温湿平流的稳定持续，这可以使不稳定得以重建；（2）高层辐散气流使积雨云中高层热量疏散；（3）上风方不稳定能量的平流输送，如在内蒙古中西部暴雨期间，往往在上风方（南方和西南方）的平凉、延安、环县一带有一个强不稳定中心（△θse正值中心），使得暴雨区可以不断得到不稳定能量的输送补给，维持暴雨区的不稳定。
参考文献：
[1] 孙令东，王永清，梁凤娟，等.内蒙古巴彦淖尔市一次强降水过程诊断分析[J].气象与环境科学，2013，36（3）：34-38.
[2] 王永清，张连霞，梁凤娟，等.巴彦淖尔市“8.16”局地大暴雨过程诊断分析[J].内蒙古气象，2009（04）：9-11.
作者简介：孙令东（1984-），男，内蒙古呼伦贝尔人，硕士，从事灾害性天气预报技术研究。
关键词：不稳定层结；差动温度平流；差动湿度平流；不稳定能量释放
1 不稳定层结的形成过程
差动温度平流过程，是指高低层平流的差异所引起的局地大气层结稳定度的变化，在日常预报业务中，主要用500百帕和700百帕（或850百帕）温度平流的状况来进行分析。众所周知，当500百帕为冷平流，而低层700百帕（或850百帕）为暖平流时，局地层结会变得愈来愈不稳定。预报经验还表明，当某地500百帕为冷中心、冷舌或24小时负变温区，700百怕和850百帕为暖中心、暖舌或24小时正变温区时，层结是不稳定的，利于强对流天气的发生、发展。在考虑蒙古冷涡暴雨预报时，分析中低层差动温度平流和冷暖配置是很重要的。
差动湿度平流过程，是指中低层湿度平流差异引起的层结稳定度的变化。在冷暖切变线暴雨形成过程中，差动湿度平流是不稳定形成的主要过程。尤其是暖切变线，其南侧低层的气流来自低纬度的暖湿气流，温度场往往西侧较暖，切变线附近暖平流不大明显，但其南侧气流非常潮湿，湿平流非常显著，造成切变线两恻很大的θse梯度，中层500百帕气流来自西方，相当干燥，两支气流上下叠置，形成强位势不稳定的大气层结。
业务预报时，差动湿度平流可以在两层等压面上通过分析等比湿线、等露点线或等温度露点差线，并配合流线分析来进行定性估计。还可分析两层等θse线，由中低层θse的配置和θse平流来判断。θse既是温度又是湿度的函数，θse的垂直变化反映温湿两个物理量的变化，但在某些过程中，湿度的变化是主要的。目前常用△θse （500百怕和700百帕或500百帕和850百帕θse的差值），作为对流性不稳定的判据。大量暴雨个例的分析研究和经验指出，这一个判据是有效的。目前在北京气象中心数值预报产品传真广播中，播发△θse的预报值，在业务预报中应注意使用并加以总结。
前一次降雨过程的作用。盛夏，降雨过程比较频繁，雨过天睛后，大气低层因蒸发使湿度明显加大，而中高层干冷气团变性缓慢，仍较干冷，於是形成下湿上干的不稳定气层。这种过程在不稳定层结形成中也起着一定作用。
2 不稳定能量的贮存机制
垂直不稳定能量往往在产生暴雨前有一个累积过程[1-2]。反映为△θse或K指数逐日增大，和T-InP图上正能量面积逐日增大的过程。常常是当△θse或K指数或正能量面积增大到某一临界值时，在天气系统的触发下，贮存的不稳定能量突然释放，暴雨随之产生。
不稳定能量的贮存在等压面形势图上，往往表现为一个天气尺度或次天气尺度的闭合小高压或高压脊叠置在低层辐合系统之上，在单站T-lnP图上，这种不稳定能量的贮存机制，表现为温度层结曲线与露点曲线呈现出向上分开的喇叭口状或上下靠拢中间分开的枣核状型式。
实例分析发现，干空气层大多在600百帕以上或600百帕到400百帕之間，有时在600百帕附近出现下沉逆温层。无论500百帕等压面上小高压或探空T-InP图上所表现的上述图象，都可被认为是在低层辐合上升气流的上空加了一个下沉气流“盖子”，其作用是：（1）阻碍低层水汽向上垂直输送，使大量水汽在低层积聚，利于上干下湿不稳定层结的形成；（2）抑制不稳定能量的零散释放，在未来暴雨区上空建造一个不稳定能量的存贮系统，使不稳定能量得以不断积累，△θse或K指数逐日增大。在有些突发性暴雨（如暖湿切变线暴雨），在发生暴雨前6小时左右，多出现1～6成的淡积云和浓积云，也表明此时对流是受抑制的。以上即为通常所说的“干暖盖效应”。
3 不稳定能量的触发释放和重建
不稳定能量的触发释放条件。如前所述 “干暖盖效应”是不稳定能量贮存的一个重要机制，此时中层下沉气流（有时可形成下沉逆温层）抑制着低层辐合上升气流的发展，那么凡是可以使上升运动加强到足以冲破稳定层，掀掉或推走“盖子”的过程都可以造成不稳定能量的大量释放，从而触发暴雨。从天气系统角度而言，暴雨的触发过程实质上是中尺度天气系统的触发过程。目前对于这种触发条件和物理机制尚不十分清楚，这是暴雨预报面临的困难问题之一。现在在业务预报中，多是从天气尺度或次天气尺度天气系统的活动，来考虑中尺度系统和不稳定能量触发问题。可以把触发过程归纳为：①来自大气低层的锋面或地形的强迫抬升和低空急流左侧，或急流轴上最大风速中心前方气流的强烈辐合；②来自中层的天气尺度或次天气尺度低值辐合系统在低层辐合系统（包括东风扰动）上空叠置，如一个西风低槽在东移过程中，取代了低层辐合系统上空的高压盖，槽前辐合上升气流与低层辐合上升气流连通，从而形成深厚的上升运动；③来自高层的正涡度平流或高空辐散区在低层辐合区上空的叠加，高空强烈的“抽气”效应，也可以使低层辐合上升运动明显加强。
不稳定层结的重建过程。暴雨出现后，贮存的不稳定能量被大量释放，大气层结转为稳定或中性。暴雨持续，需要有不稳定层结的重建过程。这种过程大体上有三种：（1）差动温湿平流的稳定持续，这可以使不稳定得以重建；（2）高层辐散气流使积雨云中高层热量疏散；（3）上风方不稳定能量的平流输送，如在内蒙古中西部暴雨期间，往往在上风方（南方和西南方）的平凉、延安、环县一带有一个强不稳定中心（△θse正值中心），使得暴雨区可以不断得到不稳定能量的输送补给，维持暴雨区的不稳定。
参考文献：
[1] 孙令东，王永清，梁凤娟，等.内蒙古巴彦淖尔市一次强降水过程诊断分析[J].气象与环境科学，2013，36（3）：34-38.
[2] 王永清，张连霞，梁凤娟，等.巴彦淖尔市“8.16”局地大暴雨过程诊断分析[J].内蒙古气象，2009（04）：9-11.
作者简介：孙令东（1984-），男，内蒙古呼伦贝尔人，硕士，从事灾害性天气预报技术研究。