第三章暴雨预报

第三章暴雨预报　　学习要点　　本章介绍了我国暴雨的时空分布特征和暴雨的发生发展规律，重点介绍了暴雨预报和预报思路。　　暴雨是我国常见的灾害性天气，由于各地降水和地形特点不同，所以各地暴雨洪涝的标准也有所不同。由暴雨造成的洪涝灾害以及滑坡、泥石流等次生灾害严重影响了我国的国计民生，特别是对于一些地势低洼、地形闭塞的地区，雨水不能迅速宣泄造成农田积水和土壤水分过度饱和，会造成更多的地质灾害，因此暴雨受到各级党政机关、各行各业和人民群众的高度重视和密切关注。气象部门和有关科研机构都将暴雨预报作为预报业务和大气科学中最重要的研究课题之一。3.1暴雨的时空分布特征3.1.1定义和标准(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter.html"\l"#​)　　我国暴雨具有强度大和持续时间长的特点。气象部门规定：24h降水量达50～99.9mm为暴雨，100～199.9mm为大暴雨，200mm及其以上为特大暴雨。　　在实际业务中，又可按照发生和影响范围的大小将暴雨划分为：局地暴雨，区域性暴雨，大范围暴雨，特大范围暴雨。局地暴雨历时仅几个小时或几十个小时左右，一般会影响几十至几千平方公里，造成的危害较轻。但当降雨强度极大时，也可造成严重的人员伤亡和财产损失，如1977年7月陕西安塞、延安暴雨、1988年7月浙江绍兴、宁波、台州一带暴雨、2004年7月北京的“7.10”暴雨等。区域性暴雨一般可持续3～7d，影响范围可达10～20万平方公里或更大，灾情为一般，但有时因降雨强度极强，可能造成区域性的严重暴雨洪涝灾害，如1963年8月海河流域暴雨、1975年8月河南暴雨、1996年8月华北特大暴雨等。特大范围暴雨历时最长，一般都是多个地区内连续多次暴雨组合，降雨可断断续续地持续1～3个月左右，雨带长时期维持。如1954、1998年长江全流域性地暴雨及1991年江淮及太湖地区的暴雨。　　雨季是暴雨发生的主要时期。中国东部地区在东亚夏季风的影响下，有季节性大雨带维持并向北推进；西部地区也具有显著的干季和雨季。在雨季期内，形成了独特的区域性暴雨。总的来说，中国主要有以下几类区域性暴雨：华南前汛期暴雨、江淮梅雨期暴雨、北方盛夏期暴雨、华南后汛期暴雨、华西秋雨季暴雨、西北暴雨等。　　华南前汛期暴雨：我国大陆的广东、广西、福建、海南、湖南和江西南部通称华南，每年受夏季风的影响最早（4月前后），结束最晚（10月前后），汛期最长（约4～9个月），由于影响降雨的大气环流形势和天气系统不同，华南地区有前汛期（4～6月）和后汛期（7～9月）之分。前汛期受西风带环流影响，产生降雨和暴雨的天气系统主要有锋面、切变线、低涡和南支槽等。　　江淮梅雨期暴雨：每年初夏时期（6月中旬至7月中旬），在长江中下游、淮河流域至日本南部这一近似东西向的带状地区，都会维持一条稳定持久的雨带，形成降雨非常集中的特殊连阴雨天气，其降雨范围广，持续时间长，暴雨过程频繁，是洪涝灾害最集中的时期。因此时正是江南特产梅子成熟之际，故称“江淮梅雨”或“黄梅雨”；又因梅雨期气温较高，空气湿度大，衣物、食品等容易霉烂，故又有“霉雨”之说。梅雨一般在6月中旬前后开始，称为“入梅”；7月上中旬结束，称为“出梅”。但是，每年入梅和出梅时间的早晚、梅雨期长短以及梅雨量大小的差别很大。一般梅雨期可持续25d左右，最长的可达60d以上，而最短的只有几天。若连续降雨日不足6d，则称为“空梅”。　　北方盛夏期暴雨：江淮梅雨结束后，7月中下旬我国的主要降雨带北跳至华北和东北一带，造成这些地区7月下旬到8月上旬频繁发生暴雨。很多影响大、致灾严重的特大暴雨都发生在这一时期，如：1963年8月海河特大暴雨、1975年8月河南特大暴雨、1995年7月松辽区域致洪暴雨、1996年8月华北特大暴雨等。这个时期发生的暴雨具有强度大、时间集中的特点，24h最大暴雨量一般可达300～400mm，在山地迎风坡甚至可达1000mm以上。　　华南后汛期暴雨：这一阶段的暴雨主要由热带气旋造成，而受影响的主要区域为中国东南沿海一带。热带气旋暴雨是造成我国沿海地区洪涝灾害和风暴潮灾害的重要因素。根据1951—2000年的统计资料，每年影响中国的热带气旋平均为15.5个，且影响我国的热带气旋主要在西北太平洋（包括中国南海地区）上生成。　　华西秋雨季暴雨：每年9—10月，影响我国东部地区的夏季风向南撤退，大陆地区陆续进入秋季，降雨明显减少。但在中国西南部地区，包括陕西、甘肃南部、云南、贵州、四川西部、汉江上游和长江三峡地区在内的华西地区，出现了第二个降雨集中期，称为“华西秋雨期”。此间也会出现暴雨，暴雨中心位于四川东北部大巴山一带，降雨范围大，持续时间长，而降雨强度一般。　　西北暴雨：西北地区多数地方年降雨量少，日降雨量达到50mm的机率也很小，特别是新疆，80%的测站从未出现过日雨量50mm以上降水。因而，按日雨量计算，西北很难达到通常定义的暴雨或特大暴雨的标准，暴雨极少。但实际上，由于西北地区容易出现相对较强的短历时强降水，因而经常发生暴雨危害，会引起地面径流沿坡沟地形迅速下泻，汇集成局地洪水和泥石流。因而，西北各省区都根据各自的经验重新划定对当地有影响的强降水日雨量作为暴雨标准。西北地区大到暴雨（日降水量≥25mm）降水频数自东南和西北两方面向中间减少，新疆东部最少，并且有向山脉附近集中的趋势，但山区暴雨并不向山顶集中。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter.html"\l"#​)3.1.2暴雨的空间分布特征(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter.html"\l"#​)　　图3.1是全国年暴雨日数分布图。由图可见，暴雨日数分布从东南向西北减少，淮河流域及其以南大部地区普遍在3d以上，其中华南大部及江西等地达5～10d；黄河中下游、海河流域、辽河流域等地一般有1～3d；我国西部地区偶有暴雨发生。　　全国年暴雨日数极大值分布的特点是南部多、北部少，东部多、西部少（图3.2）。长江中下游以南大部地区年暴雨日数极大值一般有10～15d，广东南部及海南东部超过15d；东北、华北、黄淮地区、江汉地区及西南东部等地有3～9d。　　全国最大日降水量的分布呈东多西少，南多北少的态势（图3.3）。河北遵化、石家庄、河南驻马店、湖南桑植一线以东大部地区及四川盆地最大日降水量有200～300mm；东北大部、西北东部及山西、云南、贵州等地为100～200mm。由于局地影响，沿海和内陆都曾出现过日降水量大于1000mm的极值。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter.html"\l"#​)3.1.3暴雨的时间分布特征(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter.html"\l"#​)　　近46年中，中国年暴雨日数变化呈微弱增多趋势（图3.4）。我国主要流域年暴雨日数变化趋势不同（图略），珠江流域、长江流域有增多趋势；海河流域、黄河流域、辽河流域呈减少趋势；松花江流域、淮河流域变化趋势不明显。　　雨季是中国暴雨发生的主要时期，雨季的持续在某一区域内形成了雨带，因此可认为雨带的时间变化与暴雨的时间变化是一致的。图3.5是雨带的推进形势示意图，细实线表示逐候标准化雨量大值区的大致位置。在中国东部地区有三个季节性大雨带，或称为东亚夏季风雨带，分别位于长江以南地区、长江中下游和华北至东北一带，其维持期依次为20～34候（4月6日—6月19日），35～39候（6月20日—7月14日）和40～44候（7月15日—8月8日），对应着华南前汛期雨季、江淮梅雨期和北方雨季。从细实线分布的疏密程度还可看出这三个雨带在自南向北的移动过程中具有明显的跳跃性。相反，西部的雨区是自北向南推进，而且并没有形成阶段性的大雨带。西部雨带在约44候以后减弱，并向自河套至青藏高原东南部一带缩小，最后在高原东部，四川东部和甘肃、陕西南部一带减弱直至消失。东西部雨带的推进形势似以黄河和长江上游一带为圆心作逆时针旋转。(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​houde_wz1.html"\t"_blank​)隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter.html"\l"#​)3.2暴雨形成机制　　产生降水需要一定的条件，以下仅根据降水形成的宏观过程来讨论暴雨形成的一些基本条件。3.2.1暴雨的形成条件(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　⑴充分的水汽供应暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的。据统计，上海、汉口、广州、昆明等地大雨和暴雨绝大多数出现在比湿≥8g/kg的日期。详情进入(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　⑴充分的水汽供应　　暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的。据统计，上海、汉口、广州、昆明等地大雨和暴雨绝大多数出现在比湿≥8g/kg的日期。但如果只靠该地区大气柱中所含的水汽凝结产生降水，其降水量是很小的，所以除了相当高的饱和比湿外还需要有充分的水汽供应。因此必须研究水汽供应及水汽辐合的环流形势。　　通常在分析水汽条件时要综合考虑水汽含量、水汽通量、水汽通量散度、可降水量等几个物理量。　　⑵强烈的上升运动　　根据估算可知，假设地面饱和比湿为14g/kg，如果50mm降水量在一天之内均匀下降，那么降水时的最大上升速度约为10.8×10-3m/s；若50mm降水量在5h降完，则降水时的最大上升速度约为54×10－3m/s；若50mm降水量在lh内降完，则降水时的最大上升速度为260×10－3m/s。上面三种上升速度，反映了三种不同尺度系统的降水。第一种属于大尺度系统；第二种属于中尺度系统；第三种属于小尺度系统。实际上一般暴雨，尤其是特大暴雨都不是在一天之内均匀下降的，而是集中在1h到几小时内降落的，所以降水时的垂直运动是很大的，是由中小天气系统所造成的。如此大的垂直运动，只有在不稳定能量释放时，才能形成。所以在考虑暴雨时，必须分析不稳定能量的储存和释放的问题。为此，必须研究形成暴雨的中、小尺度系统。　　⑶较长的持续时间　　降水持续时间的长短，影响着降水量的大小。降水持续时间长是形成暴雨(特别是连续暴雨)的重要条件。中小尺度天气系统的生命期较短。一次中、小系统的活动，只能造成一地短时的暴雨。必须要有多次中(小)尺度系统的连续影响，才能形成时间较长、雨量较大的暴雨。然而中、小尺度系统的发生、发展又是以一定的大尺度系统为背景的，也就是说，暴雨总是发生在大范围上升运动区内。因此，要讨论暴雨的持续时间，就必须讨论行星尺度系统和天气尺度系统的稳定性和重复出现的问题。副热带高压脊、长波槽、切变线、静止锋和大型冷涡等大尺度天气系统的长期稳定是造成连续性暴雨的必要前提。短波槽、低涡、气旋等天气尺度系统移速较快，但它们在某些稳定的长波形势控制下可以在同一地区接连出现，造成一次又一次的暴雨过程。在特定的天气形势下，当天气尺度系统移动缓慢或停滞时，更容易形成时间集中的特大暴雨。暴雨的形成和强度还与层结稳定度、云的微物理过程和地形密切相关。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)3.2.2水汽的分布(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　为了使暴雨得以发生，发展和维持，必须有丰富的水汽供应，计算表明仅仅依靠降水区气柱内所含的水份是不够的，即使气柱中所含的水汽全部降下也只能达到50～70mm的降水量。从水汽的供应观点，它必须从周围很大范围收集水汽。详情进入(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　对于持久性的暴雨，有源源不断的水汽输送，以补充暴雨发生不断耗损的水汽量，这种水汽输送，需要特别有效的机制能在较短时间内在更大范围内为暴雨区收集所必需的水汽量。计算表明，持续性暴雨要求的水汽辐合区是相当大的，应达到暴雨区本身面积的10倍以上，即供应水汽的地区比水汽集中区（水汽汇）要大一个量级（丁一汇2005）。　　根据许多暴雨和强风暴系统个例的研究，水汽的辐合主要由低层水汽通量辐合造成，尤其是800hPa以下的边界层中占有很大的比重，可以达到二分之一以上。低层水汽辐合经常可形成一条明显的湿舌，这在中低层天气图分析中常常看到。它有5个重要的特征：⑴湿舌实际上是对流层下部的一条狭窄的暖湿空气带，也是一条高静力能量舌。它不但可以对暴雨区供应充足的水汽，而且在建立对流不稳定层结中也起着重要作用。因而湿舌的存在可以看作是强风暴和暴雨发展的一个必要条件。⑵湿舌的形成一般是用水汽的平流过程来解释。在暴雨前期，随着低空西南或偏南气流加强，出现明显向北的水汽输送，水汽含量增加，结果使暖湿空气带或湿舌不断向北伸展。如果其上有逆温层，湿空气可在其下向北扩展，尤其低空急流的建立对湿舌的形成和向北发展起着非常重要的作用。随着湿舌的建立，湿层的厚度也在增加，并且在更高的层次上形成湿舌。这种情况不能用平流作用说明，而与大尺度上升运动和对流垂直输送有关。⑶在大范围湿舌中湿度的分布是不均匀的，而具有明显的中尺度结构，反映了中尺度对流扰动的作用。⑷湿舌的宽度与暴雨区的垂直运动场和降水带有一定关系。由数值试验中得到，湿舌越宽造成的垂直运动场和降水带越宽，降水总量越大。这是由于湿舌越宽，所能释放的位势不稳定能量将越多，所产生的对流区和降水区越大。⑸湿舌（高能舌）与北侧或西侧的干区形成明显的湿度对比，形成干锋或露点锋，国外称干线。从天气尺度看，有人称能量锋或Ω-高能舌，它们是强对流或暴雨的一种触发机制，因为围绕这种干线，存在着一支垂直环流，上升支在湿空气区，下沉支在干区。在副热带海洋气团或副热带高压的西界常常可观测到非常狭窄的湿度过渡区，由于辐合的南风或西南气流区与湿度梯度大值区（或能量锋区）一致，故是雷暴与暴雨形成的有利地区，东亚的梅雨锋是一个明显的例子。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)3.2.3上升运动(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　降水发生在空气的上升运动区，地面或低层的空气只有通过抬升才能达到饱和，从而产生凝结，降落下来成为降水。大气上升运动对降水强度的重要作用取决于它的量值，而后者又取决于是什么尺度系统中的上升运动。详情进入(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　对于天气尺度而言（如锋区，温带气旋，高空槽前部，副热带高压边缘等）上升速度只有10-2m/s。由这种上升速度引起的降水量约为100～101mm/d。因此只靠大尺度系统中的上升运动不能引起暴雨，事实上也很少观测到上千公里的暴雨区，在水平尺度为100～300km的中尺度系统中（如中尺度辐合线，飑线，中尺度低压等）上升速度比大尺度系统中的上升速度大一个量级，达到10-1m/s。由这种上升运动引起的降水量大约为101mm/h，达到了暴雨的强度。对于积云尺度的小尺度系统，由于其上升速度可达100m/s，其所造成的降水强度约102mm/h，达到了大暴雨的量级。因而在不同尺度的天气系统中，同暴雨直接有关系的是中、小尺度上升运动，因而中小尺度系统是直接造成暴雨的天气系统。但大尺度的上升运动为中小尺度上升运动的形成和增强提供了必要的环境条件和触发机制，因而大尺度上升运动的存在是暴雨发生发展的先决条件。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)3.2.4地形的影响(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　从我国各地多年平均大暴雨日数图可以看出，暴雨日数最多的地区大多位于山脉的东南迎风坡，如太行山、伏牛山、大别山、武夷山和南岭等（陶诗言，1980）。地形对暴雨的影响主要表现在：地形产生的垂直速度和风场变化对暴雨的动力作用；山地、平原、海陆等地形差别造成的下垫面热力性质不同对暴雨中小系统的影响（陈锡璋，1982）。详情进入(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_second.html"\l"#​)　　地形与降水的关系很密切，在同样的天气形势下，迎风坡的降水要比其他地区大。例如1996年8月上旬华北发生特大暴雨时，由于低层盛行偏东风，而在太行山的迎风坡(东坡)上雨量最大（图3.6）。研究表明，地形对暴雨的落区和幅度有影响，如山脉地形对1998年６月中旬梅雨暴雨有加强和增幅作用，湖北省的局地地形对武汉、黄石地区的突发强降水的落区有较大影响（陶诗言，2001）。　　地形抬升的垂直速度伸展高度虽然很小，但由于低层湿度大，因此它所造成的降水量有时却是不可忽视的。例如对7209号台风的计算表明，在台风登陆前，台风暴雨主要是地形作用形成，而在台风登陆后，则是由系统作用与地形作用相结合所造成。　　地形的动力作用还表现在地形使系统性的风向发生改变，从而在某些地方产生地形辐合或辐散，因而影响垂直运动和降水。例如当盛行风朝着喇叭口地形（所谓喇叭口地形即是三面环山，一面开口的谷地）灌进时，由于地形的收缩，辐合引起上升运动的加强和降水量的增大。1963年8月上旬河北省的大暴雨，太行山东侧的獐貘站日降水量达到865mm，除地形抬升作用外，喇叭口地形的收缩作用也是很显著的。　　此外，在山脉的背风面，在一定的大气条件下，还可产生背风波。在背风波的上升气流处，气块抬升，不稳定能量释放，有降水形成。这种降水组成带状，一排排地与山脉平行。(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​dixingyu_wz1.html"\t"_blank​)HYPERLINK"http://stream1.cma.gov.cn/cmatcvod/12/tqx/beifengbo_wz1.html"\t"_blank"INCLUDEPICTURE"http://stream1.cma.gov.cn/cmatcvod/12/tqx/images/third_img6.gif"\*MERGEFORMATINET3.3环流背景与天气系统　　暴雨是各种尺度天气系统相互作用的产物，尤其是特大暴雨或持续性暴雨，都是几种尺度的天气系统(行星尺度、天气尺度、中尺度和小尺度)相互作用的情况下发生的。大系统制约和孕育小系统的发生和发展，小系统产生以后能成长壮大，反过来又能对大系统起作用，这使整个暴雨系统能继续维持或加强。这里涉及到小扰动在大尺度环境中发生和增长的问题，又涉及到小扰动发展时对大尺度场的反馈问题。从上看这种不同尺度天气系统相互作用的问题是一种非线性的很复杂问题，暴雨预报的困难在很大程度上也就存于此。3.3.1大尺度环流背景(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)3.3.1.1大尺度系统的作用(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　持续2d以上的暴雨预报必须考虑大（行星）尺度(3000～8000km)天气系统的作用。　　暴雨出现在扰动停滞的时期，这时候大尺度系统往往出现一次调整过程或是行星尺度系统持续某种形势，这使得在某地区接二连三地有扰动发生和发展。陶诗言在《中国之暴雨》中大（行星）尺度系统对暴雨的作用主要有如下三方面：　　⑴制约天气尺度系统的活动　　行星尺度系统并不直接产生暴雨，而是通过制约直接影响暴雨的天气尺度系统的活动来间接对暴雨产生作用的。这种制约作用表现在四个方面：　　①影响天气尺度系统的移动速度。例如，如果下游有高压脊发展和稳定，可使上游系统(如高空槽)受阻，移速减慢，这可以使系统中的降水增强。如果大范围形势是稳定的阻塞形势，则可使造成暴雨的天气尺度系统停滞少动，从而在某地区产生持续性暴雨。　　②行星尺度系统可以影响天气尺度系统的强度变化。当形势调整产生有利于天气尺度系统发展的有利环境条件时，可使天气尺度系统迅速发展，系统中的暴雨也相应增强。在台风暴雨、气旋暴雨中常常见到这种情况。　　③使影响暴雨的天气尺度系统能重复出现，造成持续性暴雨。例如，当长波槽维持在100°E上空，而朝鲜上空为高空反气旋盘踞时，从高原上相继有西南涡向华北方向移动，每一个西南涡移到华北时将停滞，造成一场暴雨。这种天气尺度系统重复出现，要求行星尺度的形势比较稳定。　　④造成不同尺度天气系统间的相互作用。例如，当中高纬度大形势调整时，如果中纬度长波槽与较低纬度的低涡或台风同位相叠加时，西南涡或台风中的降水会增强。又例如当副热带高压西伸时，可使副热带高压南侧的东风扰动西移深入内陆。当这个东风扰动同西风带中向东移动的高空槽同位相叠加时，也可以使东风扰动中的降水增强。　　⑵决定大范围雨区出现的范围　　大范围雨区一般出现在长波槽前面，当行星尺度系统出现调整时，雨区位置也就改变。如果根据环流演变或调整的趋势，能确定未来长波槽的位置，就有可能报出暴雨区最可能出现的地区。例如当预报长波未来将西退30个经度时，则暴雨区也将相应西移同样距离。原来的暴雨区是不会后退的，而是在西面新生一片雨区。副热带高压北上时，雨区也会向北移。　　⑶决定暴雨区的水汽来源或水汽通道　　水汽的来源或水汽输送的通道由大范围环流形势决定。我国暴雨的水汽来源主要有两个地区：一是南海或孟加拉湾地区，另外是东海或黄海部分地区。　　当副热带高压西伸，或位置偏南时，副热带高压西侧一般盛行较强的西南气流或西南低空急流，这时候水汽输送主要来自南海或孟加拉湾，尤其当西南地区有低涡或盂加拉湾有热带低压发展时，来自南海的水汽输送更强。　　如果副热带高压位置偏北，并且热带辐合区或台风也北上，这时在副热带高压与热带辐合区之间或副热带高压与台风之间会出现强劲的偏东气流，水汽输送主要来自东海。　　有时候在暴雨前期，以偏南的水汽输送为主，但在后期转为偏东的水汽输送。这主要是由于此时出现了大形势调整。有时在一场暴雨中同时有来自偏南或偏东的水汽输送，这对暴雨区水汽的供应最有利。　　行星尺度系统只能控制影响暴雨的天气尺度系统，其本身并不能决定会不会有暴雨出现。在同一种行星波形势下，有时会出现暴雨，有时候却不出现，还必须结合天气尺度系统和中尺度系统分析，这是因为行星尺度系统只提供有利于暴雨发生的环流背景。3.3.1.2影响我国暴雨的几类大尺度环流系统(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　大范围暴雨是出现在一定的大尺度环流形势下。在这种大形势背景下，冷暖空气不断在某个地区交绥，并使得引起暴雨的天气尺度系统或中间尺度系统发展，从而使得某地区出现强而持续的垂直运动和水汽输送等条件，从而形成暴雨。　　在我国出现的大范围暴雨，不仅与东亚环流形势密切相关，有时还与欧亚甚至整个北半球的环流形势有关系。我国的大范围暴雨不少是发生在中纬环流型出现明显调整的时期，即环流形势从纬向型演变成经向型，或者从经向型演变成纬向型的时期。　　此外，我国的一些特大暴雨还与低纬环流有密切关系，是低纬和中高纬环流相互作用的产物。　　表3.1给出对我国暴雨有影响的大尺度环流系统，其中西风带环流以长波系统或阻塞系统为主，这类系统移动缓慢，变化比较小，使得中高纬度的环流形势在一定时期内保持相对稳定，这使得引起暴雨的天气尺度系统会在同一地区多次出现或者造成天气尺度系统出现停滞。当长波系统出现强烈发展，形成径向型环流形势时，北方的冷空气南下可达较低纬度，而南方暖湿空气向北伸展，同时较低纬度的气旋性系统(如西南涡、热带气旋)亦可北上，在这种大形势下，暴雨最强烈。　　副热带系统同中国暴雨关系最密切，尤其是西太平洋副热带高压的进退、维持和强度变化同暴雨关系最为密切。暴雨出现在西太平洋副热带高压的西北侧。副热带高压从春到夏，由南向北推进，中国的主要降水带也随之北移。　　对流层上部青藏高压的活动对暴雨影响也很显著，当它向东移动时，会与副热带高压打通，能阻挡台风或西南涡北上，造成台风或西南涡停滞或少动。　　热带环流系统是暴雨的主要水汽来源。大暴雨不少是出现在热带系统向北推进的时期。尤其是盛夏，华北的暴雨常常出现在热带辐合区和台风北上的时期。　　孟加拉湾风暴或低压同我国西南地区的暴雨关系最密切。孟加拉湾低气压能将大量水汽输送到我国西南地区。3.3.1.3影响我国暴雨的典型大尺度环流形势(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　陶诗言在《中国之暴雨》中将我国大暴雨的大尺度环流形势分为三类：稳定的经向型(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)（图3.7a）。在这种流型中，西风带以经向环流为主，长波系统移动缓慢或停滞少动。副热带高压也比较稳定，但位置偏北。在这种大形势下中低纬系统容易相互作用。稳定经向型的暴雨常常是最严重的，我国历史上一些有名的特大暴雨都发生在这种环流之下。稳定纬向型(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)（图3.7b）。这时西风带环流(35°～55°N)盛行纬向环流、短波槽活动较多，副热带高压也比较稳定，常呈带状。这类大形势也常带来严重的暴雨和持续性暴雨，但强度上不如第一类。　　第三类是过渡型，主要特征是副热带高压位置不稳定。在暴雨过程中常出现副热带高压的明显进退。西风带环流是移动性的系统，降水时间比较短，在这类形势下暴雨的强度不如第一、二类大。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)3.3.2天气尺度系统(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　引起降水的天气尺度的气旋性天气系统包括锋面和温带气旋、台风及东风波、高空冷涡、高空槽等。它们的尺度一般在1000～3000km。预报员一般认为，这类系统是直接造成暴雨的天气系统，其实并非如此。直接造成暴雨的是中、小尺度天气系统。天气尺度系统中的上升运动一般小于10-2m／s，在水汽供应充分的条件下，降水强度只有1～2mm/h，日降水量24～48mm，只能造成中～大雨。目前数值预报报出来的最大降水量也只有25mm/d，这代表天气尺度系统的降水量。　　天气尺度系统对暴雨起着以下四个作用：　　⑴制约造成暴雨的中尺度天气系统的活动　　首先天气尺度系统可以提供中尺度天气系统形成的条件或环境场。中尺度天气系统的发生需要一些基本条件，例如大气层结是不稳定的，水汽通量出现辐合，低空风场出现辐合场和气旋性涡度场。这些条件经常伴随着天气尺度系统出现的。例如高空槽前，低空是辐合区，这里中低空的偏南气流形成湿舌，造成水汽的集中，不同空气的平流又造成位势不稳定区，因此在槽前常常是中尺度天气系统出现的地区。　　其次，天气尺度系统有时是中尺度系统发生的触发机制。当有利于中尺度系统发生的环境条件具备以后，中尺度系统是否出现决定有无适当的触发条件。触发条件之一可以是低空天气尺度的辐合区，例如在低空切变线或锋面中，其上升运动有时可达有5×10－3m/s的量级，如果作用时间为6～12h，这种上升运动可造成空气块抬升l～2km，可使不稳定能量释放，造成强烈的对流活动。有时即使在有逆温层的情况下，上升运动也可以使逆温层破坏，将不稳定能量释放。锋面的抬升作用最有利于触发中尺度系统的发生，当冷锋逼近不稳定的湿舌区时，常可触发激烈的对流活动。　　地面加热作用也可以引起对流发生，这种作用也常与天气尺度系统相联系。当天气尺度系统明显发展时，其中的上升运动会加强，地面加热产生上升运动，同样可促使中尺度系统生成。　　另外，天气尺度系统还对已经存在着的中小尺度天气系统起到组织、增强或减弱作用。中小尺度天气系统发生以后，不是随机分布的，它的分布受天气尺度系统制约。中小尺度系统常常排列成带状和线状。在天气尺度系统作用下，中小尺度系统常发生合并或分裂现象，使得中小系统加强、新生或减弱。　　在天气尺度条件影响下，有时还可使小尺度的对流单体转化为较大尺度的强对流风暴(如超级单体)，在这种强对流风暴中可造成强烈的暴雨。　　⑵造成在暴雨区水汽的集中　　在天气尺度系统中，在低空都有大范围的水平辐合场，这可造成水汽辐合，使得在暴雨区水汽有集中的趋势，为暴雨的发生提供充足的水汽条件。在我国，夏季暴雨的水汽来源是西太平洋副热带高压西北侧或南侧，由偏南气流或偏东气流输送过来，在热带洋面，每天有相当几个毫米到十毫米的蒸发量，因此气团在洋面停留一段时间就可形成非常潮湿的热带海洋气团。夏季大陆上出现暴雨时，多数是由于有这类潮湿气团流到该地区。热带海洋气团中的含水量最大相当于l00mm的降水量。如果把这种气团丝毫没有变性地搬到陆地上，并使其强烈抬升，出现水汽凝结，凝结出来的水量一般只有一半落到地面，所以一般是下不了50mm雨量的。但一次暴雨一天是能下l00～200mm雨量的，这就要求暴雨区上空不断地有潮湿气团供应。水汽主要是从水平方向在大气中低层流入的。这就是说，在暴雨区外围，水汽含量在减少，用来补充暴雨区中的水源。要使得暴雨区能够维持，这就要求暴雨外围区在大尺度流场中出现水汽的辐合。这个大尺度水汽辐合区比暴雨区面积至少大10倍以上，这样才能使暴雨的外围区不断有水汽积累用来供应暴雨中的水源。　　这种大尺度的水汽辐合一般出现在天气尺度的系统(如气旋和锋面)中，这也说明为什么暴雨大多数出现在这种天气尺度系统中。　　在提供暴雨区水汽的过程中，低空急流起着很重要的作用。低空急流是水汽主要的输送者，它可以造成明显的湿舌和水汽集中，许多大暴雨或强对流暴雨都与湿舌的存在有密切关系。　　由于天气尺度辐合作用，一方面造成水汽向暴雨区集中外，同时大尺度辐合场中的上升运动使湿层变厚。观测表明，在低层出现由水汽水平输送形成向北或向西伸展的湿舌时，湿层厚度也明显增加，这种湿层厚度的增加是由天气尺度辐合场中的上升运动造成的。湿层的厚度可以表示暴雨区水汽集中的程度。一般当湿层厚度达到700hPa时，就有利于暴雨的发生。同时，湿层的增强还能触发中小尺度系统的发生。　　⑶在天气尺度系统中，上下不同性质空气的平流造成位势不稳定层结　　我国夏季的暴雨多数出现在强对流的活动时期，强对流的出现要求有大量不稳定能量的释放，因此强位势不稳定的出现是暴雨形成的重要条件之一。在天气尺度的气旋性系统中最有利于位势不稳定的建立。　　⑷天气尺度系统中的风速垂直切变有利于中小尺度系统的发生和维持　　在天气尺度的系统中，高低空气流的方向常有明显差别。例如低层是偏东或偏南气流，到中层或高层顺转成偏西或偏北气流，高低空气流形成明显的风垂直切变。强的风垂直切变能使积云中的对流变成有组织的上升气流，有利于积雨云不断发展，维持长时间的对流活动。对暴雨有增强的作用，一般在高低空急流轴相交处，垂直切变最大，这里也是强对流天气的落区。但对暴雨来说，要求大尺度场有一定程度的风垂直切变，形成位势不稳定层结，并且使积雨云中上升运动变成有组织。但如果垂直切变太强，高空的卷云砧伸展甚远，这时积雨云中的大量水滴被高空急流带走，不能降落地面，虽然对流活动强烈，但降水量并不会很大。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)3.3.3中尺度系统(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　中尺度天气系统是直接造成暴雨的天气系统，尤其是中-β、中-γ尺度系统是许多国内外暴雨和强对流外场试验计划的焦点，但专门的中尺度观测网都是布置在特别地区和时段。常规气象观测网一般很难观测到中尺度天气系统的详细发生发展过程。这是目前暴雨预报的一个难点。它们的水平尺度在几十～几百公里，生命期几个小时。其地面辐合量级为10-4s-1，降水强度可达到或超过10mm／h，因此只要连续5h的降水就可以造成暴雨。中尺度系统包括中尺度切变线(或辐合线)、中尺度低压、中高压(或雷暴高压)以及对流层中层明显的湿度不连续带等。中尺度天气系统是在天气尺度环流背景上发展起来的，它对暴雨有两个作用：　　⑴造成暴雨的直接天气系统。在中尺度系统中，有强上升运动(垂直上升运动达10-2～1m/s)，对水汽通量的辐合而言，要比天气尺度系统的水汽辐合大一个量级；并且在中尺度系统中有明显的位势不稳定层结，因而可造成强烈的暴雨。1973年7月2日20:00—3日02:00，北京6h降水量达到92.8mm，这是由于有四次中尺度扰动引起的。中尺度降水系统可分成移动性和停滞性两类。当有多次移动性中尺度扰动向某地汇集或者某个中尺度扰动在某地停滞，这两种情况可引起成灾的暴雨。　　⑵中尺度系统对积云对流活动有明显的组织和增强作用。在中尺度环流的组织下，积雨云团大部分成线状或带状排列，成为中尺度对流带，相应造成中尺度雨带。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)3.3.4高低空急流与暴雨的关系(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)3.3.4.1高空急流(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　高空急流是对流层上部（300～100hPa）集中的强风速带，在中高纬度为西风急流，低纬为热带东风急流。过去的许多研究表明，高空急流与降水之间有密切的关系，但并不是说，高空急流的出现和来临，一定对应着某地区暴雨的发生。在东亚地区，降水或暴雨区主要位于急流入口区右侧和出口区左侧，这里是明显的上升运动区。根据国内气象工作者的统计结果（如郑秀雅等，1992，对东北辽宁地区），78%的暴雨个例受高空急流的影响，并且区域性大暴雨和特大暴雨均位于急流中心右后侧（入口区右侧），面积大，而发生在急流中心左前侧（出口区左侧）的暴雨范围较小，而在急流中心的右前侧暴雨的范围和强度都比较小。江淮地区的暴雨也主要出现在西风高空急流中心入口区右侧的上升运动区。3.3.4.2低空急流(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)　　低空急流（LLJ）是位于3km以下层中风速最大值在12m/s或16m/s以上的强风速带。它被认为是为中纬度暴雨和强风暴提供热量、水汽和动量最重要的机制，因而与暴雨的形成和维持有密切的关系。许多统计结果表明，LLJ与中国各地区暴雨之间正相关关系很高。低空急流按风向分可有三类：最常见的是西南风低空急流，它有很强的风速，并与东亚夏季风活动和高空槽东移密切相关；第二类是东南风急流，气流主要来自东海，甚至黄海。当副高位置偏北时或台风北上时，常出现这种东南季风型的急流。由于长江以北的大地形多呈南北走向，所以在迎风面形成暴雨。这种低空急流也可出现在华南；第三种低空急流是偏东风急流。它常沿40ºN在700hPa以下出现在银川—老东庙—敦煌—若羌一线。在新疆塔里木盆地经常出现这种偏东风低空急流。它的形成与出现与中国东部的东南风低空急流原因不同，它与中纬低层高压南侧的东风急流在地形作用下形成的回流有关（西北预报员称“东灌”）。低空急流对于暴雨有三种作用：通过低层明显的热量与水汽输送有利于暴雨发生前不稳定层结的建立与以后的不断重建；在低空急流轴左前方是正涡区和气流辐合区，可以产生明显的上升运动；通过这种动力抬升可触发和维持暴雨的发生。　　许多暴雨个例中高空急流和低空急流会同时出现，当它们的垂直环流圈（主要是上升运动区）相互耦合时，对暴雨会产生重要的影响。其中有两种情况，一种是当高空急流达到一定强度时，可以在急流出口区诱生出偏南的低空急流。根据高空急流次级环流理论，在急流出口区，存在着一个右侧下沉和左侧上升的间接环流，高空的非地转风是北风，而低层的回流是南风，在科氏力作用下，它可演变成西南气流，只要急流中心足够强，低层诱生的偏南气流可以达到一定的强度而形成低空急流或成为低空急流的重要部分。这个事实说明高空与低空急流是相互耦合的，而不是分离的。上述由高空急流诱生出的低空急流及其与高空急流的耦合过程在中纬度地区经常可以观测到，它是气旋的发生以及有组织强对流系统和暴雨形成的一个重要因子。另一种高低空急流耦合的情况出现在高空急流的入口区右侧。这常在东亚梅雨期观测到。当西南低空急流移近高空急流入口区右侧的上升运动区时，低空急流左前方的上升运动区可以与高空急流入口区右侧的上升运动区相叠加，形成强上升运动，暴雨经常出现在这个耦合的强上升区中。(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​meiyu_wz1.html"\t"_blank​)梅雨时期高空急流与低空急流垂直环流耦合的概略图(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)图3.8（a）是梅雨期高低空急流耦合及其与暴雨关系的概略图。(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​huanghuai_wz1.html"\t"_blank​)黄淮流域持续性暴雨时期高低空急流的耦合(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_third.html"\l"#​)图3.8（b）是黄淮流域持续性暴雨时期高低空急流耦合对暴雨作用的示意图，可以看到暴雨发生在高空急流入口区右侧和低空急流北方（左前方）的上升运动耦合区。陈久康和丁治英（1996）的分析指出，高低空急流的耦合可以与台风环流相耦合。使台风倒槽及其东侧的低空急流与北面高空急流激发的低空急流和倒槽连结造成了台风倒槽的突然北伸和低空偏南低空急流的突然北推，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。3.4物理量应用　　在暴雨发生前期，形成暴雨的基本条件逐渐形成甚至完全具备。通过对形成暴雨的基本条件即：水汽条件、不稳定能量条件、上升运动条件等诊断分析，有助于判断暴雨发生的可能性。　　形成暴雨的主要物理条件有两个：内在因素是潮湿空气的潜在不稳定，而以充足的水汽表现为其主要方面，简称热力条件；外部因素是促使这种潜在不稳定得到充分释放的强迫抬升运动，而又以流场的配置为其主要方面，简称动力条件。有的把其分为三个条件，即把热力条件分为水汽和潜在位势不稳定两个条件。3.4.1动力学特征(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_fourth.html"\l"#​)　　⑴相对涡度　　相对涡度值为，用实测风或地转风对作计算。正、负中心分别标以“+”号和“-”号，分别对应气旋流场和反气旋流场地区。脊区对应负涡度中心，槽区对应正涡度中心，高层负涡度与低层正涡度相配置，有较强的垂直上升运动。值得指出的是：不同类型天气系统造成的暴雨，其物理量场的配置是不尽相同的。以华南地区暖区暴雨和锋面暴雨为例。对于锋面暴雨，在800～750hPa之间存在着一个正涡度峰值区，日平均最大值达到10×10-5s-1以上；而在暖区暴雨区，对流层中低层为一正涡度柱，在950～975hPa附近存在一个相对较大的正涡度中心，但是其强度明显小于锋面暴雨的正涡度。暴雨系统在低层都是低值系统，所以都是正涡度，同时潜热反馈也造成低空正涡度。　　⑵散度　　散度值为，散度场正（D＞0）、负（D＜0）中心及其分布形势与强降水的分布有密切关系。低层的辐合易产生上升运动，但要维持上升运动，特别是在强降水过程中，要有强而持续的上升运动，低层辐合和高层辐散是判断是否存在有利于区域性暴雨的大尺度上升运动的基本方法。单有低层的辐合流场是不够的，还必须在高层有一个辐散流场，其“抽吸”作用使强的上升运动得以维持，从而有利于强降水的产生和持续。　　在暴雨区上空高层都有辐散中心、低层有辐合中心与之对应，一般高层辐散大于低层辐合。高层散度与低层散度差越大，愈有利于上升运动维持、暴雨系统的发展与维持。降水区的移向与辐合区很一致，而且地面中尺度辐合区在局地暴雨过程中起触发对流的作用，它常先于降水1～2h出现，因此掌握中尺度散度场的变化是预报未来短时强降水和暴雨出现的重要依据。　　仍以华南地区暖区暴雨和锋面暴雨为例。赵玉春(2008)在2个暴雨个例的对比分析中发现：在锋面暴雨区，对流层中低层辐合高层辐散，900～850hPa附近为一强的辐合中心，其强度达到1×10-5s-1以上，300～150hPa附近为一辐散中心，其强度较低层辐合小。这表明，对锋面暴雨而言，对流层中低层的辐合比高层辐散在暴雨的发生发展中起到更加重要的作用。而在暖区暴雨区，边界层内(950～975hPa附近)有一强的辐合中心，另外在800～400hPa之间存在另外一个强的辐合中心，而对流层高层(200～150hPa附近)则为强的辐散中心，其强度在(1～4)×10-5s-1左右，且对流层高层辐散比中低层的辐合明显要强得多。这表明，与锋面暴雨不同，暖区高层辐散比中低层辐合在暴雨中可能起到更加重要的作用。进一步对比同时期锋面与暖区暴雨发现，暖区暴雨对流层高层的辐散较锋面暴雨强，而对流层中低层辐合较锋面暴雨弱，另外，暖区暴雨在边界层内存在辐合中心。　　⑶垂直上升速度　　垂直上升运动将水平输送来的水汽向上输送，同时使空气绝热冷却达到饱和，并进而凝结成水滴降落下来。上升速度越大，降水量越大。　　暴雨过程中，往往整层大气都是上升运动。以2003年10月华北秋季大暴雨为例。　　从10日08:00一直持续到12日08:00河北省中南部地区（40ºN以南）都处于垂直上升运动区。从10日20:00—11日08:00降水集中的时段，沿116ºE（图3.9）和38ºN(图略)作平均垂直速度空间剖面图，在（110ºE～120ºE，30ºN～40ºN）都处在较强上升区，最大平均上升速度在700～500hPa之间。华北平原暴雨对应的上升区位于36～40ºN，由于锋区结构特征使上升运动中心随高度向北倾斜，由上升运动和锋面后部的下沉运动构成了典型的锋面垂直环流（CA）圈。　　另外，螺旋度为垂直速度和涡度的乘积，所以700hPa或850hPa显示涡度的分布与暴雨落区有较好的对应关系，也可用来诊断和预报暴雨。隐藏(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_fourth.html"\l"#​)3.4.2热力学特征与稳定度(​http:​/​​/​stream1.cma.gov.cn​/​cmatcvod​/​12​/​tqx​/​third_chapter_fourth.html"\l"#​)　　表征大气热力学特征的物理量较多，如相当位温（e）、假相当位温（）、湿静力总温度（T）、总温度（TT）和对流有效位能（CAPE）等。在暴雨的诊断分析中较常使用假相当位温、总温度和对流有效位能等。假相当位温和（湿静力）总温度具有相同的性质，只需分析其中的一种就可以了。　　⑴假相当位温（）　　暴雨和强对流天气都出现在高温高湿区域，对暴雨来说，还要求湿层很厚。是个同时表征温度和湿度的参数。要注意850、700和500hPa高值区重叠区域，等线表示层结的位势不稳定，如果负值区与高值区重合，这就是高温、高湿位势不稳定的区域，这个区域对暴雨生成最有利。　　日本作暴雨预报时，很注意850hPa高值区的数值，他们发现夏季＜320K代表极地气团，＞330K代表热带海洋气团（Tm），＞340K代表赤道气团(E)，有利于产生暴雨。在日本的暴雨预报中，还有一条经验是：当850hPa和500hPa达到337K以上，同时从数值预报图看出，在未来12h内，如果这个高值区是个上升区域，则在这个区域中，未来12h出现大于50mm降水的可能性甚大。至于稳定度指标并不关键，暴雨可能出现在负值区或正值区，前者称作不稳定性暴雨，后者称作稳定性暴雨。而和同时达到337K以上是个临界条件。　　在暴雨过程中存在湿中性结构，图3.10是1996年8月4日20:00沿汉口到张家口的剖面图，从图中可看到，暴雨区上空500hPa以下等值线呈垂直柱状分布，值近于零，为降水发展到暴雨提供了有利的条件。　　⑵热力稳定度指数　　表征大气热力稳定度的指数较多，日常业务中比较常用的是用K指数、山崎指数(Ky)、沙氏指数SI、CAPE等作分析。　　K指数的计算公式为:K=T850-T500+Td850-(T-Td)700，其中T为温度，Td为露点，下标为等压面，主要表征能量强弱。一般情况，强降水产生在30℃＜K＜40℃之间的区域。