中国天气复习题.docx
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中国天气复习题
《中国天气》复习
第一章西风带大型扰动
1、何谓西风指数
Rossby把35°～55°之间的平均地转西风定义为西风指数。
实际工作中把两个纬度带之间的平均位势高度差作为西风指数Ｉ。
2、何谓指数循环
西风环流的中期变化主要表现为高低指数交替循环的变化过程，称为指数循环。
3、什么叫长波、超长波、短波西风带长波辨认的方法有哪些
超长波：
波长在一万公里以上，绕地球一圈可有1～3个波，生命史10天以上，属于中长期天气过程。
长波：
也称罗斯贝波，行星波。
波长3000～10000公里，全纬圈约为3～7个波，振幅10～20纬距，平均移速10个经距／日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退。
短波：
波长和振幅均较小，移动快，平均移速为10～20经度／日，生命史也短，多数仅出现在对流层的中下部，往往迭加在长波之上。
西风带长波辨认的方法：
①制作时间平均图②制作空间平均图③绘制平均高度廓线图④分析长波的结构和特性
4、写出长波波速公式，并指出其推导的假定条件，说明其物理意义。
长波波速公式：
又叫槽线方程、罗斯贝波速公式
假定条件：
假定大气运动是正压和水平无辐散的，流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变异。
物理意义：
相对涡度平流的作用：
使槽东移；地转涡度平流的作用：
使槽西退；波东进还是西退取决于和相对重要性
5、何谓长波调整
广义的长波调整包括长波位置的变化和长波波数的变化，一般仅把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。
长波调整是与长波稳定相对立的概念，长波稳定时，大型环流很少变动。
6、何谓上下游效应与波群速
上下游效应：
大范围上、下游系统环流变化的联系，称为上下游效应。
上游效应：
上游某地区长波系统发生某种显着变化之后，接着就以相当快的速度影响下游系统也发生变化，叫上游效应。
下游效应：
当下游某地区长波发生显着变化后也会影响上游环流系统发生变化，称为下游效应。
波群速：
综合波振幅最大值的移动速度
7、何谓频散波与能量频散
频散波：
若频率与波数有关，则Cg≠C，称为频散波，如重力波、惯性重力波、长波。
能量频散：
范围线以群速度向下游传播，这个速度大于纬向风速。
这种波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播，亦称为能量频散。
8、阻塞高压与切断低压的定义是什么有何特征
阻塞高压：
在西风带长波槽脊的发展演变过程中，在脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。
特点：
①中高纬度（一般在50°N以北）高空有闭合暖高压中心存在，表明南来的强盛暖空气被孤立于北方高空。
②暖高至少要维持三天以上，但它维持时期内，一般呈准静止状态，有时可以向西倒退，偶尔即使向东移动时，其速度也不超过7～８经度／天。
③在阻塞高压区域内，西风急流主流显着减弱，同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后再会合起来，其分支点与会合点间的范围一般大于40～50个经度。
切断低压：
在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。
特点：
①它出现在对流层中上层，在300百帕上表现最清楚。
②地面图上有一冷性高压与它对应。
第二章寒潮天气过程
1、寒潮定义，寒潮标准和寒潮天气的主要特点有哪些
寒潮的含义：
寒潮天气过程是一种大规模的强冷空气活动过程。
其天气的主要特点是剧烈降温和大风，有时还伴有雨、雪、雨凇或霜冻。
寒潮的标准：
中央气象台的寒潮标准规定，以过程降温与温度负距平相结合来划定冷空气活动强度。
凡一次冷空气入侵后，该地区24小时降温达10°c以上，并且最低气温低于5°c的就称之为寒潮。
2、影响我国冷空气的源地有那些。
寒潮关键区指什么
冷空气的源地：
①新地岛以西洋面上。
②新地岛以东洋面上。
③冰岛以南洋面上。
寒潮关键区：
据中央气象台统计资料，95%的冷空气都要经过西伯利亚中部（70°~90°E，43°~65°N）地区并在那里积累加强，这个地区就称为寒潮关键区。
3、冷空气从寒潮关键区侵入我国的路径有哪几路
西北路：
东路：
西路：
东路加西路：
东路冷空气从河套下游南下，西路冷空气从青海东南下，两股冷空气常在黄土高原东侧，黄河、长江之间汇合，汇合时造成大范围的雨雪天气，接着两股冷空气合并南下，出现大风和明显降温。
4、形成寒潮过程的主要天气系统有哪些寒潮地面高压与阻塞高压的区别
一、极涡：
北半球冬季极区对流层中上层500hPa上的绕极区气旋式涡旋，称为极涡。
它是大规模极寒冷空气的象征，地面为浅薄冷高压，700hPa转为低压环流。
二、极地高压：
①500hPa图上有完整的反气旋环流，能分析出不少于一根闭合等高线；②有相当范围的单独的暖中心与位势高度场配合；③暖性高压主体在70°N以北；④高压维持三天以上。
三、寒潮地面高压：
寒潮全过程中冷锋后地面高压，多数属于热力不对称系统，高压前部有强冷平流；后部则为暖平流，中心区温度平流趋于零，少数高压始终为冷性。
可表示冷空气强弱，中心移动路径可作为冷空气的移动路径。
四、寒潮冷锋：
在寒潮地面高压的前缘都有一条强度较强的冷锋作为寒潮的前锋，它随高度向冷空气一侧倾斜，在高空等压面上对应有很强的锋区，锋区结构上宽下窄在300hPa及以下各等压面上均有明显的冷槽和锋区
5、寒潮中期天气过程有哪几类倒Ω流型演变特征寒潮中期预报的关键系统是什么
中期过程是寒潮爆发前的大的环流背景。
包括：
a。
倒“”流型b。
极涡偏心型c。
大型槽脊东移型。
倒Ω流型演变特征：
a。
初始阶段：
两个大洋北部脊向极地发展，极涡一分为二，分别移到东、西两半球，（或极涡偏于东半球），则东半球为两个大洋脊挟持一个大极涡，形成大倒Ω流型
b。
酝酿阶段：
大倒Ω流型向亚洲地区收缩，形成东亚地区倒流型，亚洲极涡加强并南压，极涡底部锋区加强，锋区上常有长波发展或横槽缓慢南压，形成强冷空气酝酿形势。
c。
爆发阶段：
中纬度长波急速发展，或横槽转竖、或横槽南压，引导冷空气侵袭我国。
最后东亚大槽加深重建，过程结束。
寒潮中期预报的关键系统：
东亚倒Ω流型的建立主要是乌拉尔山和鄂霍次克海两个地区有高压脊向极区发展，并在北冰洋形成反气旋打通而形成。
预报员常把乌拉尔山的高压脊作为预报寒潮和强冷空气的关键系统。
综上所述，寒潮中期预报的关键系统应是两个大洋上的暖性高压脊。
6、我国寒潮的短中期天气过程有哪些主要类型简要说明各类寒潮天气过程的异同点
寒潮的短中期天气过程分为三大类：
（1）小槽发展型
（2）低槽东移型（3）横槽（转竖）型
小槽发展型：
实质是通过不稳定小槽、小脊发展，把从大西洋到东西伯利亚的大倒Ω流型演变为东亚倒Ω流型的过程，引导新地岛以西冷空气南下，取西北路径经西伯利亚、蒙古入侵我国。
低槽东移型：
欧洲小槽东移过程中，有来自北方的新鲜冷空气并入，使小槽发展，导致寒潮过程。
低槽东移型寒潮要注意两股冷空气合并
横槽（转竖）型：
东亚倒Ω流型建立时，极涡向西伸出一个东-西走向槽，槽前后是偏北风（340°－20°）与偏西风（300°－250°）的切变。
7、简要说明阻塞高压与寒潮冷高压的主要区别（温压场结构、活动特点等）
阻塞高压①它出现在对流层中上层，是深厚的暖性高压系统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明显的偏东风。
②暖高凌驾于地面变性冷高之上，地面图上高压的东西两侧都有气旋活动，常以西侧更为活跃。
③暖高压对应着冷的对流层顶，200hPa图上高压中心附近为冷中心。
高压轴线自下向上向暖的西北倾斜，高层轴线近于垂直
寒潮地面高压：
寒潮全过程中冷锋后地面高压，多数属于热力不对称系统，高压前部有强冷平流；后部则为暖平流，中心区温度平流趋于零，少数高压始终为冷性。
可表示冷空气强弱，中心移动路径可作为冷空气的移动路径。
8、简述小槽发展型和低槽东移型寒潮过程的基本特征及其主要共同点。
低槽东移型这类寒潮是由一对槽脊在西风带中自西向东移动，带动冷空气大举南下造成的。
在寒潮过程中，欧亚上空始终为径向环流，影响槽直接与极涡相连，冷源雄厚，前４８小时低槽一般位于乌拉尔山，蒙古中部到贝加尔湖为一高压脊，亚洲低纬度环流平直，多南支槽东移，前２４小时低槽位于河套西部。
此时，能否大举南下，关键在于青藏高原有无高压脊发展，有则暴发，无则为一般性冷空气活动。
小槽发展型这类寒潮是乌拉尔山高压脊北部的不稳定小槽沿脊前西北气流东移南下时，在特定的环流形势下，迅速加深为南北向的大槽，引导冷空气大举南下造成的，速度快，各系统强度猛增是这类寒潮最显着的特点。
9、寒潮预报应包括那些方面
寒潮的强冷空气堆积预报；寒潮的爆发预报；寒潮的路径与强度预报；寒潮天气预报
10、三类寒潮预报着眼点是什么
（1）小槽发展型预报着眼点：
小槽本身的温压场结构；上游脊是否发展；南支波动的位置；上下游效应：
东亚大槽是否减弱东移。
（2）低槽东移型预报着眼点：
低槽西北侧是否有小槽移近，有无新鲜冷空气补充并入，槽后脊到里海、黑海和乌拉尔山能否发展。
（3）横槽转竖型预报着眼点：
横槽本身的温压场结构（不利于脊的发展），风场的转变，阻高的崩溃或不连续后退，长波调整。
11、寒潮强度由哪些方面确定
（1）地面图上冷高压的强度；
（2）高空图上冷中心的数值；高空锋区强度；冷区范围和冷平流强度；
（3）地面图上冷锋强度（温度水平梯度大小）冷锋后降温程度；冷锋后变压中心强度；锋面附近其它气象要素和天气现象也可间接说明寒潮强度。
12、寒潮冷高压移动与高空气流有何关系
冷空气的发源地是在极地和大陆的中心。
它们集结在低层大气内，一旦形成冷气团，便要受到高空气流的控制。
这种引导地面冷空气前进方向的高空气流，称为高空引导气流。
地面冷气团通常位于西风波谷后部的西北气流下，随着西风气流波浪式前进。
因此，地面冷气团总是一边东移，一边南下。
西风波南北摆动幅度有时较小，有时较大，波长也不一样。
由于高空波浪的摆动幅度小，地面冷气团的主力被引导东移，只有小部分能向南扩散下来，所以降温也就不那么猛烈。
当高空西风波呈长波时，由于长波移得很慢，地面冷气团便有充分的时间不断冷却，并能把很多很多的冷空气积聚在一起，成为强大的冷气团，然后在高空长波谷后部的大规模的西北气流的引导下，大量地长驱直入，爆发南下，成为强大的寒潮。
在高空偏西气流里，长波和短波是慢慢地在调整的，一个时期呈短波形式，另一个时期则调整为长波形式。
这样，地面冷气团也往往在一个时期小股小股地扩散南下，而在另一个时期则大规模地爆发南下，形成寒潮。
第三章大型降水天气过程
1、我国主要雨带的季节性变动有什么规律
5月中旬-8月下旬雨带从南往北移
5月中旬-6月上旬华南前汛期15oN
6月中旬-7月上旬江淮梅雨20-25oN
7月中旬—8月下旬华北东北雨季30oN
华南进入后汛期
8月下旬—10月上旬雨带从北往南移
9月中—10月上旬淮河秋雨期，雨量小20oN
两次北跳三次停滞
雨季一般出现在夏半年，降水分布不均匀，东南部雨季出现早，结束晚，雨季中有相对干期。
2、降水形成的物理条件是什么（3个）暴雨的概念，其形成的决定因素有哪些
降水形成的物理条件：
水汽条件，垂直运动条件，云滴增长条件。
暴雨：
24小时雨量大于50mm的降雨。
暴雨形成条件：
充分的水汽供应，强烈的上升运动，较长的持续时间。
3、试说明水汽方程的物理意义
水汽方程：
表示水汽输送和变化的基本方程。
在不考虑液态水和固态水向体积内输送的情况下，水分质量守恒可知水汽变化量决定于四个因子：
水平、垂直方向净流入，蒸发凝结和湍流扩散。
4、何谓可降水量何谓降水率写出其表达式。
可降水量：
将一地区上空整层大气的水汽全部凝结并降至地面的降水量称为该地区的可降水量。
降水率：
设I是单位时间内降落在地面单位面积上的总降水量，称为降水强度或降水率。
5、什么是（水平）水汽通量什么是（水平）水汽通量散度如何计算水汽通量和水汽通量散度水汽方程，会画图判断并说明理由。
水汽通量：
单位时间通过与水平风速V相垂直的单位面积的水汽量。
表达式：
。
水汽通量散度：
水平水汽通量散度指单位时间、单位体积内水汽的水平净流入或净流出量。
表达式：
6、比湿局地变化与什么因素有关
由上式可看出，某地区水汽的局地变化取决于以下四项：
比湿平流、比湿垂直输送、凝结、蒸发和湍流扩散
（1）比湿平流：
湿平流引起局地比湿增加，干平流引起局地比湿减少。
（2）比湿垂直输送：
一般低层湿度大于高层，因此某层上升运动将使局地比湿增加，下沉运动将使局地比湿减少。
（3）凝结、蒸发：
凝结时使局地比湿减少，蒸发时使局地比湿增加。
（4）湍流扩散：
湍流扩散在垂直方向主要使水面和下垫面蒸发的水汽向上输送到高层大气中去，一般在大型降水中不考虑。
7、定性判断垂直运动的方法有哪些其理论依据是什么
用连续方程诊断垂直运动：
高层辐散低层辐合，P层有上升运动；高层辐合低层辐散，P层有下沉运动；
用850、700百帕上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水；
用低层变压场来判断垂直运动：
在正变压中心有辐散下沉运动，负变压中心有辐合上升运动，中心数值愈大，愈显着。
高层散度的诊断：
a。
槽前脊后，有正相对涡度平流，高层辐散，有上升运动b。
槽后脊前，有负相对涡度平流，高层辐合，中层有下沉运动。
用ω方程诊断垂直运动（用某一层上的温压场）：
有上升运动，
有下沉运动；
加热有上升运动；冷却有下沉运动。
8、试证明某区域存在高层辐散、低层辐合即有利于该区域大气垂直上升运动的出现和维持
连续方程变形积分得到。
9、华南前汛期的成因及特点。
锋前暖区暴雨触发机制：
锋前暖区暴雨是华南前汛期暴雨的一个重要特色。
①边界层内侵入的浅薄冷空气
②地形作用：
强迫抬升和地形辐合
③海陆分布的作用：
海陆摩擦不同造成的辐合；海陆风（白天海风夜里陆风）海风辐合
（1）4-6月为华南前汛期，降水主要发生在副高北侧的西风带中，5月中旬雨量迅速增大进入盛期
（2）5月中旬以前，大雨带位于华南北部，主要是锋面降水
（3）5月中旬以后，受季风影响，大雨带移至华南沿海，降水量增大，主要为暖区降水
10、梅雨的定义是什么简述梅雨期降水天气过程的主要环流形势江淮梅雨锋的特点，与华南静止锋的比较。
定义：
每年初夏，在湖北宜昌以东28°-34°N之间的江淮流域到日本南部这以狭长区域常会出现连阴雨天气，雨量很大。
由于这一时期正是江南梅子的黄熟季节，故称为“梅雨”。
主要环流形势：
副高西伸北跳，控制华南地区，整个东亚环流完成了从春到夏的调整，雨带同时北跳，华南汛期结束，江淮梅雨开始，印度季风爆发，副热带西风急流从印度北部跳到高原北部，100hPa反气旋轴线北跳到34°N。
梅雨的开始与这个地区稳定而持续的西南季风的建立一致。
（1）高层：
江淮上空维持一个强大的暖性反气旋（南亚高压）
（2）中层（500hPa）：
①副热带地区：
西太平洋副高呈带状分布，其脊线从日本南部一直伸向我国华南，略呈东北-西南走向，120°E处的脊线位置稳定在22°N左右。
②中纬度地区：
巴尔喀什湖及东亚东岸（河套到朝鲜之间）建立了两个稳定浅槽。
③高纬度地区：
为阻高活动区阻高类型可分为三类：
（50°-70°N）单阻型、双阻型、三阻型
（3）低层：
在850百帕或700百帕上为江淮切变线，切变线之南有与之近乎平行的低空西南风急流，有时切变线上有西南涡东移。
地面：
①地面图上江淮流域有静止锋停滞，若500百帕平直西风带上有较弱的低槽东移，则在低空常有西南涡与之配合沿切变线东移，在地面上引起静止锋波动产生江淮气旋。
②中纬西风带上有较强的低槽东移时，静止锋波动能发展为完好的锋面气旋。
梅雨锋：
梅雨期间的静止锋，称为梅雨锋。
它是夏季季风气流和极地气团或变性极地大陆气团之间的辐合线，具有热带辐合带性质。
特点：
锋面两侧水平温度梯度小，湿度梯度较大。
锋前暖区暴雨是华南前汛期暴雨的一个重要特色。
11、华北地区降水的四个特点及比较，暴雨的关键。
特点：
（1）降水强度大，持续时间短；
（2）降水的局地性强，年际变化大；（3）降水时段集中；（4）暴雨与地形关系密切。
产生特大暴雨的关键系统—日本海高压：
具有副热带高压的性质，为深厚的暖性高压系统
作用：
①阻挡低槽的东移，并和槽后青海高压脊对峙形成南北向切变线，使西南涡在此停滞；②日本海高压南侧的东或东南气流可向华北地区输送水汽。
12、行星尺度系统对降水的影响。
行星尺度天气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否有暴雨出现。
因为行星尺度系统只起着提供有利于暴雨发生的环流背景。
①影响和制约天气尺度系统：
影响天气尺度系统的移动速度；影响天气尺度系统的强度变化使；影响暴雨的天气尺度系统能重复出现，造成持续性暴雨；造成不同尺度天气系统的相互作用；
②决定暴雨区的水汽来源或水汽通道，将南海、孟加拉湾和太平洋的水汽不断向暴雨区输送
③大致决定了雨带发生的地点、强度和持续时间：
大范围雨区一般出现在长波槽前
13、何谓低空切变线江淮切变线形成原因和转换。
切变线：
一般把出现在低空（850和700百帕面上）风场上具有气旋式切变的不连续线称为切变线。
江淮切变线的形成：
700百帕槽线在移动过程中，南端受副高阻挡，槽线停滞或移动缓慢，而北端则继续东移，使槽线顺转而成为东西走向的切变线。
江淮切变线的转换：
旧的切变线消失，新的切变线建立过程，即切变线的新陈代谢过程。
14、西南涡形成的条件和天气特点是什么移动和发展。
简述东北冷涡的定义和天气特点
西南涡：
一般指形成于四川西部地区，700（或850）百帕上的具有气旋性环流的闭合小低压，直径一般在300-400公里左右。
西南涡的形成：
（1）地形的作用①背风坡的减压作用②绕流与侧向摩擦作用
（2）500百帕上有高原槽东移，槽前正涡度平流造成低层减压
（3）700百帕上有辐合气流的环流形势
西南涡的移动
（1）西南涡移出的年平均频数占其总数的41%
（2）移动路径：
①向东南移动京贵州、湖南、江西、福建出海，有时会影响到广西、广东；
②沿长江东移入海；
③向东北方向移动，经陕西、华北地区出海，有时甚至可进入东北地区。
（3）与太平洋高压的关系：
①东亚沿海大槽显着发展，太平洋高压位置偏南，低涡多向东南方向移动；
②东部无大槽，太平洋高压较强，低涡多向东北方向移动；
③太平洋高压强度较弱或正常，低涡都向正东方向移动。
（4）西南涡的移向与相应的500百帕面上气流方向基本一致，但略偏南些；移速则为500百帕面上风速的50%-70%；
（5）位于切变线上的西南涡，常沿切变线东移。
西南涡的发展：
（1）冷空气从低涡的西部或西北部侵入，低涡东移发展；冷空气从东或东北部侵入低涡，则使西南涡的气旋式环流减弱，使低涡填塞。
（2）500百帕上青藏高原低槽发展东移，有利于西南涡的东移和发展。
西南涡的天气：
（1）低涡在原地时，可产生阴雨天气；低涡移出时，95。
5%有降水，雨区主要分布在低涡的中心区和低涡移向的右前方。
（2）低涡天气有日变化，一般夜间或清晨比白天坏些。
（3）西南涡发展东移时，雨区也扩大东移，降水强度增加，同时引起地面锋面气旋的发生发展，大风、低云、恶劣能见度等也随之出现。
东北冷涡：
指我国东北附近地区具有一定强度（闭合等高线多于两根）、能维持3－4天、且有深厚冷空气（厚度至少达300－400百帕）高空的气旋性涡旋，出现时间以5－6月为最多，8月和3、4月为最少。
东北冷涡的天气——具有不稳定的特点
冬季：
持续性低温天气，出现冰晶结构低云，可以有很大的阵雪
夏季：
对流性不稳定，常造成雷阵雨天气
15、低空急流的定义、产生背景、位置、形成机制和与暴雨的关系。
天气尺度系统对暴雨的影响。
（中尺度不考）
低空急流：
是与夏季强降水相联系的、位于600-900百帕之间的水平动量相对集中的气流带。
日常工作中常把850或700百帕等压面上，风速≥12米/秒的西南风极大风速带称为低空急流。
低空急流的位置：
①低层：
850或700百帕位于副高西侧或北侧，它的左侧经常有低空切变线和低涡活动。
②高层：
200百帕位于高空西风急流入口区的右侧或南亚高压东部脊线附近。
LLJ的形成和维持机制：
（1）经向垂直反环流与LLJ的形成和维持：
高空急流入口区的右侧，
高空辐散，低层气压降低，偏北气流沿南亚高压东侧吹至JE的北侧辐合下沉。
由于高空辐散，低层减压，副高北侧气压梯度加大，辐合上升并有西南涡生成，同时气压梯度力做功使气流加速，西南风增同时经向垂直反环流形成。
经向垂直正环流与LLJ的形成：
若高层有南支槽，槽前有
高空辐散，辐散气流向北流动，气压力做功使西南风加强，从而加强高空西风急流，并在高空西风急流的北侧（即急流入口区的左侧）下沉，向南流，汇入暴雨区的上升气流，构成一个经向垂直正环流。
低空急流与暴雨
（1）低空急流的出现有利于暴雨的形成
①输送水汽，水平水汽通量辐合
②输送暖湿气流，导致大气产生不稳定层结
③产生上升运动
（2）暴雨产生于低空急流的左前方（200公里）
（3）低空急流与暴雨相互作用——经向垂直环流与暴雨的相互作用
天气尺度系统对暴雨的作用：
1制约形成暴雨的中尺度系统的活动
（1）可提供中尺度天气系统生成的条件或环境场
（2）天气尺度的上升运动是中尺度系统发生的触发条件（促成不稳定能量释放的触发条件）
（3）对中尺度系统起组织和增强作用
（4）决定中小尺度移动的方向（中小尺度系统生成后，一般沿对流层中层（700或500百帕）气流移动）
2造成暴雨区的水汽集中：
低空大范围的水平辐合场，可造成水汽辐合，使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大尺度辐合场中的上升运动使湿层增厚。
3在天气尺度系统中上下不同性质的平流造成位势不稳定层结
4天气尺度系统中风速垂直切变有利于中小尺度系统的发生和维持
第四章对流性天气过程
1、对流性天气的概念。
雷暴的概念。
一般雷暴、雷暴群、雷暴天气。
物理量改变。
对流性天气：
由大气中的对流不稳定层结造成的，并伴有阵雨、大风、冰雹、龙卷等天气现象。
雷暴：
积雨云中所发生的雷电交作的激烈放电现象，同时指产生这种天气现象的天气系统。
雷暴天气：
是由旺盛积雨云所引起的伴有闪电、雷鸣和强阵雨的局地风暴。
一般雷暴：
通常把只伴有阵雨的雷暴称为“一般雷暴”。
雷暴群或带：
有许多雷暴单体随机聚集成群或带（各单体处于不同阶段），每个单体都具有独立的云内环流，都经历发展阶段、成熟阶段和消散阶段，并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中。
2、超级单体风暴及其结构，多单体风暴。
飑线、飑、飑中系统。
下击暴流
超级单体“风暴”：
具有单一的特大的垂直环流的巨大的强风暴云，是所有对流风暴云中最壮观和最强烈的一类风暴云，水平尺度：
20-40km，垂直尺度：
18km。
结构：
风暴云顶
垂直气流分两部分：
斜升气流，下击暴流
风暴的运动方向一般偏向于对流云中层的风的右侧。
所以这类风暴也叫做“右移强风暴”
环境风因为风暴云十分高大，因此它迫使环境气流分成两股绕云而过，在环境气流与云边界之间会发生涡旋混合作用。
多单体风暴：
由许多较小的处于不同发展阶段雷暴单体组成，但有一个统一的垂直环流的风暴。
多单体风暴中，对流单体横向排成一行。
他们不断底在雷暴复合体中的右侧发生，在左侧消亡看起来风暴就象一个整体在运动。
虽然每个单体的生命期不长但通过单体的连续更替过程可使整体的生命期很长。
飑线：
有许多雷暴
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