1.介紹

每年我們都聽說毀滅性的雷暴和龍卷風造成的破壞。雷暴和龍卷風是局部天氣系統的例子，技術上稱為中尺度天氣系統。這些名稱指的是影響幾公裡到幾百公裡區域的大氣現象，比颶風或中緯度氣旋影響的區域要小得多。

局部天氣系統包括龍卷風、雷暴、湖泊效應風暴、沿海海風和強烈的山地風暴。一些地方的天氣系統是孤立的，而另一些是更大的天氣系統的一部分。

例如，幾場雷暴可能沿著中緯度氣旋的鋒面排列。在本章中，我們將重點關註局部天氣系統，並討論它們是如何形成和演變的。我們還討論瞭各種災害的性質（閃電、冰雹、暴雨和風），以及如何避免被它們所影響。我們從雷暴開始，這是局部最常見的天氣系統。

2.產生雷暴的條件

2.1雷暴是什麼？

想象一下，在一個溫暖、平靜的夏日，你坐在戶外。突然，遠處雷聲隆隆。很快，烏雲就把太陽遮住瞭。然後，一陣涼風開始吹起，接著是傾盆大雨，更猛烈的風，可能還有冰雹。閃電在天空中噼啪作響，你聽到隆隆的雷聲。雷暴已至。

內佈拉斯加州雷暴期間的閃電

雷暴的正式定義是由能夠產生閃電和雷聲的積雨雲(Towering Cumulonimbus Clouds)組成。根據緯度的不同，這些雲通常從海拔不到2000m的地方一直上升到對流層頂，頂高在12-18km之間。一般來說，雷暴的直徑小於30km，它們在地面上移動的速度從接近靜止到80km/h不等。

一次雷暴可能在半小時內經過，但通常一個地區會經歷連續的雷暴，持續數小時或更長時間。雷暴可以在白天發生，也可以在晚上發生。在白天有雷暴時，厚厚的雲層會遮擋大量光線，使天空變得相當黑暗。因為有閃電，所有雷暴都有危險，但劇烈雷暴尤其危險。

劇烈雷暴(Severe Thunderstorm)是指產生直徑大於2.5cm的冰雹，風速超過92km/h，或者龍卷風。在地球上的某些地方，風暴經常發生，但在其他地方很少或從未發生過。

從閃電中估計的雷暴的全球分佈，註意雷暴集中在特定地區

大部分雷暴發生在熱帶地區，在那裡它們提供雨水維持雨林。在溫暖的季節，它們在中緯度地區相當頻繁地發生。它們很少發生在高緯度地區、亞熱帶沙漠或世界上大部分的海洋上。在美國，雷暴主要影響落基山脈以東地區，在東南部各州尤其頻繁。

事實上，在美國東部三分之二的地區，某一特定地點每年將經歷30至50個雷暴日。請註意，在雷暴日，一天中隻有一兩個小時在特定的地點出現雷暴。佛羅裡達州保持著雷暴日數的記錄：該州部分地區每年經受65到80天的雷暴日數。

美國每年雷暴日數

為什麼雷暴不是每時每刻都在發生？隻有當以下特殊條件存在時，雷暴才會形成。

1)低層大氣必須保持潮濕；2)提升機制(Lifting Mechanism)要存在，以引發上升氣流(向上移動的氣流，可將潮濕空氣輸送到較高的高度)；3)一旦空氣開始上升，大氣的不穩定性(Atmospheric Instability)就必須允許空氣繼續上升到對流層的頂部。讓我們依次考慮這些引起雷暴的條件。

2.2潮濕空氣的來源

一場典型的雷暴在任何時候都含有370萬噸以上的水，而在它的整個生命周期中，產生的水量是這個量的好幾倍。因此，要形成雷暴，低層大氣中的空氣必須含有大量的水蒸氣(相對濕度較高)。孕育雷雨的水分從何而來？

大部分從海洋中蒸發而來，海洋是水文循環中最大的蓄水池。例如，在美國中部和東部引發雷暴的水分通常來自墨西哥灣和大西洋的蒸發，風把這些潮濕的空氣吹過地面。進入雷暴的水也可以來自湖泊和濕地，來自從早期降雨中吸收水分的土壤，來自植物的蒸騰作用。

2.3觸發雷暴上升氣流：提升機制

當潮濕空氣從對流層下部以上升氣流的形式上升時，雷暴就開始形成瞭。啟動這種向上運動的過程稱為提升機制。大氣科學傢區分瞭幾種提升機制：

2.3.1由於鋒面的移動而上升

鋒面是兩個氣團之間的邊界。許多雷暴的形成是由於冷鋒後面前進的冷空氣將暖濕空氣抬升到鋒面之上。由於冷鋒的推進，可在大致同一時間沿鋒面形成若幹雷暴。雖然不太常見，但引發雷暴的潮濕空氣上升也可以沿著暖鋒發生。

雷暴可能是鋒面提升的結果：當暖空氣上升到前進的冷鋒前面時，雷暴就形成瞭雷達反射率顯示，雷暴沿美國中部不斷推進的冷鋒移動

2.3.2由於陣風鋒面(Gust Front)上升

當雨從雷暴中落下時，它會產生一股強烈的向下氣流，從暴風雨中沖到地面。當下沉氣流到達地面時，它向外橫向擴散到風暴周圍的區域。這種涼爽、稠密的流動空氣前緣稱為陣風鋒。

一股推進的陣風鋒就像一股局部冷鋒，在其之前提升暖空氣。這種抬升會引發新的上升氣流，進而發展成新的雷暴。在不同初始雷暴產生的陣風鋒碰撞的地方，或在陣風鋒與冷鋒碰撞的地方，集中的升力和特別強烈的上升氣流可演變為強雷暴。

沿碰撞的陣風鋒面(Gust Fronts)發展的雷暴雷達反射率圖像顯示新的雷暴在兩個陣風鋒碰撞的地方形成

2.3.3沿不太明顯的邊界上升

上升不僅可以發生在鋒面上，也可以發生在溫度不同的兩股局部空氣之間不太明顯的邊界上。例如，地球表面特征不同，因此不同地區對上方空氣的加熱程度不同，就可能產生局部氣團之間的溫度差異。

一個城市灼熱的混凝土上面的空氣可能比附近森林上面的空氣更熱，一個島嶼上面的空氣可能比周圍海洋上面的空氣更熱。在這樣的邊界上，較冷、密度較大的空氣在較熱的空氣之下流動並將其抬升。

2.3.4由於地勢高而抬升

當風吹到山丘或山脈時，空氣就不能再水平移動，隻能順著山坡上升。這樣的地形抬升會產生上升氣流，從而引發雷暴。

2.3.5從底部變暖

空氣並不總是被動推升才能產生上升氣流。在某些情況下，地面附近的潮濕空氣開始上升，僅僅是因為下面的熱地面使空氣升溫，使其相對於周圍的空氣有浮力。這個過程通常發生在夏季，當強烈的陽光照射到地面時。

這種類型的變暖可以發生在平原上，但也可以發生在山脈上，在炎熱的下午，陡峭的山坡使附近的空氣變暖。夏天，生活在科羅拉多州落基山脈前緣的人們幾乎每天都能目睹這一過程。

dc4ee3ad0f13457b7d0f6b4caf63bdc9雷暴通常在夏季的午後在山上形成：在一個炎熱的下午，當陡峭山脈的斜坡使鄰近的空氣變暖時，山脈就會開始上升氣流雷暴在山上醞釀的例子

2.4大氣不穩定(Atmospheric Instability)

上升氣流本身並不會產生雷暴。在空氣上升的地區，雷暴的形成還需要大氣不穩定(高密度空氣位於低密度空氣之上)。在這種情況下，上升的空氣一旦上升，就不會再下沉，而是繼續自己上升。

我們可以用熟悉的廚房材料來模擬大氣不穩定性的概念。想象你正在做沙拉醬。首先在一個罐子裡裝滿三分之一的醋，醋的密度是1.05g/cm3。然後加入橄欖油，橄欖油的密度為0.85g/cm3。

因為它的密度較小，橄欖油形成瞭一個水平層漂浮在醋上面。現在，把勺子伸到邊界下面，將醋挖起來。如果你拿掉湯匙，醋就會下沉，油和醋的邊界就會回到水平狀態。我們說瓶中的液體是穩定的，因為如果我們向上移動一些液體，它就會恢復到原來的狀態。

現在，假設你把分層倒過來，先倒油，再倒醋。如果你非常小心，當你倒醋的時候，你會在油層上產生一層醋。如果不受幹擾，這種分層會持續一段時間，但它不是穩定的。

油最終都會回到醋上面。我們用不穩定這個詞來表示密度小的流體在密度大的流體下面。如果較低密度的流體受到升力機構的初始向上推動，它的浮力將繼續把它向上推進。

讓我們把流體穩定性的概念應用到大氣中。為瞭方便起見，我們將觀察到的一小部分空氣稱為氣團。當一個氣團經過初次抬升後下沉時，一個區域包含穩定的空氣。

與此相反，當一個氣團在經歷瞭最初的抬升後繼續上升時，該區域包含不穩定的空氣。雷暴隻在大氣不穩定的地方形成。

68706a5069c69755a561ac2526dd1a9d流體穩定性的概念，穩定的分層可以在很長一段時間內保持不變。在不穩定的分層中，密度小的流體會上升，密度大的流體會下沉

大氣中的不穩定比沙拉醬中的不穩定要復雜一些，因為大氣的密度和溫度會隨著海拔的升高而降低，而且，與一團油不同，上升的氣團會在上升過程中減壓並膨脹，擠壓周圍的空氣。

由於做功的能量必須來自於氣團內部，所以在膨脹過程中，組成氣團的空氣分子會釋放出一部分熱能，氣團溫度降低。當氣團在上升過程中不與周圍環境交換熱量或質量時，這個過程稱為絕熱膨脹。

由於絕熱膨脹，上升的氣團最終可能達到比周圍空氣更冷、密度更大的高度。如果發生這種情況，氣團的上升就會停止，雷暴也不會形成。一個氣團是否停止上升取決於兩個因素。首先，穩定性取決於環境直減率(Environmental Lapse Rate)，即氣團周圍的空氣溫度隨海拔高度下降的速率。

通常情況下，環境的遞減率和地點有關，在每4℃/km-9℃/km之間變化。其次，它取決於上升氣團的水分含量。潮濕的空氣，會在上升和冷卻時形成雲。幹燥的空氣(可能含有一些水蒸氣，但不飽和)上升時不會形成雲。

上升氣團內的雲的形成在決定穩定性方面起著如此重要的作用，原因是空氣在絕熱膨脹過程中冷卻的速度取決於其中的水蒸氣是否凝結成雲滴。讓我們看看這是為什麼。

當幹燥空氣上升時，它會經歷幹燥的絕熱膨脹，即使空氣的相對濕度隨著冷卻而增加，也不會達到飽和，所以雲滴不會形成。幹絕熱膨脹使空氣的溫度以10℃/km的速率變化。

這個速率被稱為幹絕熱直減率(Dry Adiabatic Lapse Rate)，它並不依賴於海拔高度：一個氣團在海拔1-2km和在海拔9-10km之間的溫度變化是一樣的。如果幹絕熱直減率大於環境遞直率，上升的幹空氣最終會比周圍空氣更冷、密度更大，不再繼續上升。

f8e13f06da9601e436b53c2ccf249e10一團空氣上升時膨脹，氣團中的空氣分子數量不會隨著氣團上升而改變

相比之下，上升的潮濕(飽和)空氣冷卻速度僅為6℃/km。這個速率被稱為濕絕熱直減率(Moist Adiabatic Lapse Rate)，它小於幹燥空氣的速率，因為當飽和空氣上升和冷卻時，雲中的水滴會從飽和空氣中冷凝。

水蒸氣轉化為液態水會釋放潛熱，而將這些熱加入上升的空氣中會減緩上升過程中的冷卻速度。由於潮濕的絕熱直減率可能小於環境直減率，潮濕、多雲的氣團在一直上升到對流層頂時，仍有可能保持浮力。

把所有這些想法結合在一起，我們看到一個地方是否有浮力取決於環境條件。當一個幹燥的空氣團經歷抬升時，它可能會輕微上升，但它比周圍的空氣冷卻得更快，因此它的密度會比周圍的空氣大，然後再下沉，這樣幹燥的空氣是穩定的。

當潮濕、多雲的氣團經歷抬升時，它也會隨著上升和膨脹而冷卻。如果氣團溫度下降到比周圍環境更低的溫度，即使是多雲的空氣也會保持穩定。但如果它冷卻，溫度卻依然高於周圍空氣的溫度，它就會變得有浮力，這樣的空氣是不穩定的，將會變成有浮力的上升氣流，上升到對流層頂。

潮濕和幹燥的空氣，當上升時，會回到原來的高度；幹燥的氣團被抬升後會回到原來的高度，而潮濕的氣團會浮起

如果上升氣流足夠大，並且含有足夠的水分，就會形成滾滾雲和雷暴。實際上，吸收到風暴底部的濕氣為上升氣流提供瞭“燃料”。

導致雷暴形成的條件隻有當對流層下部的空氣是暖濕的，而對流層上部的空氣是冷的。在熱帶地區，這種情況全年都可能發生，但在中緯度地區，這種情況通常隻有在晚春到早秋期間才會出現。