雷暴:雷暴是由強烈的積雨雲引起的局部風暴，並伴有閃電、雷聲和大陣雨。沒有降水的閃電和雷聲稱為幹雷暴。雷雨過境時，氣象要素和天氣現象會發生劇烈變化，如氣壓急劇上升，風向急轉，風速急劇增大，氣溫驟降，繼而下起傾盆大雨。強雷暴甚至會帶來冰雹、龍卷風等嚴重災害。
通常，伴有陣雨的雷暴稱為壹般雷暴，伴有暴雨、大風、冰雹、龍卷風等惡劣天氣現象的稱為強雷暴。兩者都是由被稱為雷雨雲的強烈積雨雲形成的。雷暴過程不僅僅是雷雨雲，而是由幾個或幾個處於不同發展階段的雷暴單體組成。這些雷暴單體雖然在同壹個雷雨雲中，每個單體在雲中都有獨立的環流，但它們都經歷了發展階段(上升氣流貫穿雲中)、成熟階段(雲中有降水和降水拖曳的下降氣流)和消散階段(雲中的下降氣流)，並且都處於不斷再生和消失的過程中。
雷暴活動具有壹定的區域性和季節性特征。據統計，低緯度地區雷暴發生的頻率多於中緯度地區，中緯度地區多於高緯度地區。這是因為低緯度常年高溫多雨，空氣處於暖濕不穩定狀態，容易形成雷暴。中緯度夏半年，近地面大氣增溫增濕，大氣層結的不穩定性增加。同時，天氣系統活動頻繁，雷暴較多。高緯度地區氣溫低，濕度低，大氣相對穩定，很少出現雷暴。就同壹緯度而言，雷暴發生的頻率壹般是山區多於平原，內陸多於沿海。雷暴發生在夏季最頻繁，其次是春季和秋季，除了溫暖潮濕的地區，冬季很少發生。
雷暴的移動受地理條件的影響很大。在山區，雷暴經常沿著山脈移動。山不高的話，強雷暴可以穿過山。在沿海、江河、湖泊地區，由於白天水面溫度較低，常出現局地下行氣流，使雷暴強度減弱甚至消失。但有些弱雷暴往往不能越過水面，沿海岸移動，但在夜間，雷暴可能會增強。
第二個問題:
熱帶天氣系統:氣象熱帶是北半球的指南和副熱帶高壓脊線之間的地帶。由於副熱帶高壓的脊線隨季節南北移動，熱帶邊緣的位置和範圍也有季節性變化。通常南北緯30度以內的區域稱為熱帶，約占全球面積的壹半，大部分是海洋，是地球上熱量的凈獲得面積。低層大氣經常處於高溫、高濕和不穩定的狀態。同時，熱帶地區也是氣流的輻合上升區。這樣的熱力和動力條件有利於對流雲系的蓬勃發展，有利於對流雲系聚合成巨大的雲。它是災害性天氣系統發生和活動的背景和條件。
(1)熱帶輻合帶
熱帶輻合帶是南北半球信風交匯形成的狹窄輻合帶，也稱赤道輻合帶。由於輻合帶的氣壓值低於附近地區，所以壹度被稱為赤道槽。熱帶輻合帶是熱帶地區重要的大尺度天氣系統之壹，在地球周圍呈不連續的帶狀分布。它的升降、強度、移動和變化對熱帶地區的長、中、短期天氣變化有很大影響。
熱帶輻合帶根據其氣流輻合的特點分為兩種:壹種是夏季北半球東北信風和赤道西風交匯形成的氣流輻合帶，因為這種輻合帶活躍在季風區，稱為季風輻合帶；另壹種是南北半球信風直接交匯形成的輻合帶，稱為信風輻合帶，如圖5.21所示。
熱帶輻合帶的位置隨季節南北移動，但不同地區移動的幅度不相等。主要活躍在東太平洋、大西洋和西非的信風輻合區，移動範圍較小，壹年中大部分時間位於北半球；而東非、亞洲、澳洲的季風輻合帶有較大的季節轉移，冬季位於南半球，夏季移至北半球。在某些年份，65438年6月+10月，南半球和北半球出現壹個季風輻合帶(雙熱帶輻合帶)，這與活動區的海陸分布和地形特征密切相關。
熱帶輻合帶壹般只存在於對流層中下部。季風輻合帶的軸線隨高度向南或西南傾斜，這是因為赤道西風帶大多出現在500hPa層以下。另壹方面，位於海洋中的信風的輻合區在不同的高度幾乎重合，這是因為兩個相交氣流之間的溫度和濕度幾乎沒有差異，並且赤道帶附近的地轉作用消失。
熱帶輻合帶，尤其是季風輻合帶，是低緯度地區水汽和熱量最集中的區域，其月平均降水量為300-400毫米，水汽凝結釋放的大量潛熱成為最重要的熱源。熱帶輻合帶被加熱後，刺激了對流雲、熱帶氣旋等熱帶天氣系統的生成。在衛星圖像上，季風輻合帶通常顯示為壹個巨大的東西向雲帶，由綿延幾千千米的離散雲組成。
(2)東風波
是副熱帶高壓(北半球)南側深層偏東氣流擾動引起的波動。波長壹般為1000—1500km，長者為4 000—5 000km，延伸高度壹般為6—7km，部分到達對流層頂。最大強度出現在700和500百帕之間。周期為3-7天。移動速度約為20-25公裏/小時。
東風波壹般以東北風和東南風之間的切變為特征。其結構因地區而異。在西大西洋和加勒比海，東風波呈倒V形，波軸隨高度向東傾斜。槽前吹東北風，槽後吹東南風。槽前有壹個輻散的下降氣流區，濕層較薄，只生成壹些小的積雲或晴空。槽後有輻合上升氣流區，大量水汽向上輸送，濕層較厚，形成雲、雨。這種模式的形成是因為對流層中低層的東風風速隨著高度的增加而減小。
西太平洋東風波多在西太平洋東部生成，平均波長約2 000km，移動速度約25-30 km/h，由於西太平洋東部低層偏東風，高層常西風，東風波軸偏東，在槽後氣流輻合上升區出現陰雨天氣。當東風波移動到西太平洋西部和南部海域時，由於低層常有赤道西風，東風波可向上到達對流層中高層，在400—200百帕之間最清晰。而且隨著高度的增加，東風波的波軸逐漸向西傾斜。結果槽前氣流輻合上升，濕層厚，多雲多雨，槽後氣流輻散下沈，濕層淺，晴。西太平洋西部的東風波經常影響華南、長江中下遊和東亞地區，帶來暴雨和大風天氣。強東風波可能有閉合環流，使氣壓降低，中心風力增大，降水加強。東風波在適當的條件下也能發展成熱帶氣旋。
(3)熱帶雲
從衛星圖像中發現，熱帶地區有大量直徑在100 ~ 1000km的深對流雲，稱為雲團。在天氣圖上很難分析出雲團對應的天氣系統，但東風波、熱帶氣旋等大部分天氣系統都是在雲團的基礎上發展起來的。強風和暴雨經常發生在雲層經過的地區。
雲按其尺度和區域可分為三種:①季風雲，因與西南季風活動有關而得名，是地球上最大的雲。南北寬10緯度，東西長20-40緯度，主要發生在熱帶印度洋和東南亞。冬季雲團位於5-10° N，6月中旬開始隨季風北移，8月移入20-30° N。季風低壓經常出現在雲層中，有時它可以在孟加拉灣發展成風暴，導致暴雨。(2)普通雲，常出現在海洋上的熱帶輻合帶，尺度在四個緯度以上，往往是熱帶氣旋、東風波等天氣系統的最初胚胎。這種雲對華南、華東等沿海地區影響較大，可形成暴雨天氣。③小尺度雲(爆米花雲)由壹些水平尺度為50×50km的積雨雲組成，每個積雨雲群由約65，438+00個積雨雲組成，多出現在南美熱帶地區和我國西藏南部，日變化明顯。
該雲團由尺度為10-100 km的中等對流雲系和尺度為4-10 km、壽命為30分鐘至數小時的小對流雲系組成。中小對流雲系在隨盛行風移動的過程中，往往在上風側形成，下風側消失，不斷代謝，但在溫度較高的海面上往往靜止不動，有時雲系堆積，發生暴雨。
(4)熱帶氣旋
熱帶氣旋是在熱帶海洋中形成的具有暖核結構的強氣旋性渦旋。它來的時候，往往會帶來大風、暴雨、驚濤駭浪，破壞力極大，威脅人民生命財產安全。這是壹個災難性的天氣。同時，熱帶氣旋還帶來充沛的降雨，有利於減輕或緩解盛夏的幹旱現象，是熱帶地區最重要的天氣系統。
1.分類
熱帶氣旋的強度變化很大。相應地，國際標準的熱帶氣旋名稱和等級是:
(1)臺風(颶風):近地面中心最大風速≥32.6m/s(即風力在12以上)。
(2)熱帶風暴:近地面中心最大風速17.2-32.6米/秒(即風力8-11)。其中近地面中心最大風速24.5-32.6米/秒(風力10-11)，稱為強熱帶風暴。
(3)熱帶低壓:近地面中心最大風速10.8-17.1m/s(風力6-7級)。
中國從1989開始采用國際法規。此前，我國氣象部門曾規定，熱帶氣旋中近地面中心的最大風速為17.2-32.6米/秒(即風力為8-11)，稱為臺風。最大風速≥32.6m/s(風力在12以上)稱為強臺風；最大風速10.8-17.1m/s(風力6-7級)稱為熱帶低壓。
為了更好地識別和跟蹤帶有強風的熱帶風暴和臺風，它們經常被命名或編號。按照我國氣象部門的規定，每年出現在東經150以西、赤道以北的熱帶風暴和臺風，按照出現的先後順序編號。例如，9306號熱帶風暴、9304號強熱帶風暴、9302號臺風是指1993年出現在東經150以西的6號熱帶風暴、4號強熱帶風暴、2號臺風。
2.臺風
臺風的範圍通常用最外面的閉合等壓線的直徑來衡量。大多數臺風的範圍在600-1000 km，最大的有2 000km，最小的只有100km左右。臺風環流高度可達12-16 km，臺風強度由臺風中心附近地面最大平均風速和臺風中心最小海平面氣壓決定。大部分臺風的風速在32-50m/s，最大的有110m/s，甚至更多。臺風中心的氣壓壹般為950百帕，最低為920百帕，有的只有870百帕。
臺風多發生在北緯5-20°海水溫度較高的洋面上，主要發生在八個海區(圖5.22)，即北半球北太平洋西部和東部、北大西洋西部、孟加拉灣和阿拉伯海五個海區，南半球南太平洋西部、南印度洋西部和東部三個海區。每年約有80個臺風(包括熱帶風暴)，其中壹半以上發生在北太平洋(約55%)，北半球為73%，南半球僅為27%。南大西洋和東南太平洋沒有臺風。
北半球(除孟加拉灣和阿拉伯海外)的臺風主要發生在海溫相對較高的7-10，南半球發生在海溫較高的6-3月，其他季節明顯減少(表5.7)。
(1)結構:臺風是壹個強大而深厚的氣旋渦旋，是壹個成熟的臺風。其下層按輻合氣流速度分為三個區域:①外圈又稱大風區，從臺風邊緣到渦旋區外緣半徑約200-300 km，其主要特點是風速向中心急劇增大，風力可達6級以上。②中圈又稱渦旋區，從大風區邊緣到臺風眼壁的半徑約為100km，是對流、風雨最強、破壞力最大的區域。③內圈也叫臺風眼區，半徑約5-30km。多為圓形，風速迅速減小或風靜。
臺風風場的垂直分布大致可分為三層:①低層入流層，從地面到3km，氣流向中心強烈輻合，最強入流出現在1km以下的行星邊界層。由於地轉偏力的作用，氣旋內部氣流旋轉，向內流入時越靠近臺風中心，旋轉半徑越短，等壓線曲率越大，慣性離心力相應增大。結果在地轉偏力和慣性離心力的作用下，向內氣流不能到達臺風中心，而是在臺風眼壁附近強烈螺旋運動。②在上升氣流層，從3km到約10km，氣流主要沿切向在臺風眼壁周圍上升，上升速度在700-300 HPA之間達到最大。③高空外流層，從10km到對流層頂(12-16 km)，在上升過程中釋放大量潛熱，使臺風中部溫度高於周邊，臺風中的水平氣壓梯度力隨高度逐漸減小。達到壹定高度時(約10-12 km)。空氣的外流大致等於低層空氣的流入，否則臺風會加強或減弱。
臺風各等壓面上的溫度場是壹個接近圓形的暖中心結構。從圖5.23可以看出，臺風低層溫度的水平分布從外圍到眼區逐漸增大，但溫度梯度很小。這種水平溫度場結構隨高度逐漸明顯，是眼墻外雨區凝結潛熱釋放和眼區空氣下沈增溫共同作用的結果。
(2)天氣:根據臺風的衛星雲圖和雷達回波，發展出成熟的臺風雲系(圖5.24)。從外向內依次為:①外圍螺旋雲帶，由層積雲或積雲組成，以小角度螺旋進入臺風。雲帶經常被高空的風吹走變成“飛雲”。②由數片積雨雲或積雨雲組成的內螺旋雲帶，直接參與臺風，形成降水。(3)雲壁，是圍繞臺風中心的同心雲帶，由高聳的積雨雲組成。雲頂高度可達12km以上，猶如高聳的雲墻，造成大風暴雨等惡劣天氣。(4)眼區氣流下沈，天氣晴朗無雲。如果低層水汽充沛，逆溫層以下也可能生成壹些層積雲和積雲，但垂直發展不強，雲隙多，壹般沒有降水。
(3)形成和消亡:臺風的形成和發展機制至今還沒有壹個完善的結論。大多數學者認為臺風是由熱帶弱擾動發展而來的。當弱熱帶氣旋系統在高溫海洋表面生成或從外圍區域移出時，氣流會因摩擦產生壹個流入弱氣旋的分量，將海洋表面的高溫高濕空氣匯聚到氣旋中心，並隨上升運動輸送到中上部凝結，釋放潛熱，加熱氣旋中心上方的空氣柱，形成暖心。暖心的反饋使空氣變輕，地面氣壓下降，氣旋式環流加強。環流的加強進壹步增加摩擦輻合，增加向上的水汽，繼續加熱對流層中上層，地面氣壓繼續下降，如此等等，直至增強為臺風。由上可見，臺風形成發展的重要機制是臺風暖心的形成，而暖心的形成、維持和發展需要適宜的環境條件和產生熱帶擾動的流場，二者相互聯系，缺壹不可。壹般認為，適合臺風形成的環境條件和流場有:
①廣闊的高溫洋面:臺風是壹種非常猛烈的天氣系統，能量相當大，主要是由大量水汽凝結釋放的潛熱轉化而來，潛熱的釋放是大氣層結不穩定發展的結果。因此，大氣層結的不穩定成為臺風形成和發展的重要前提。對流層低層的不穩定程度主要取決於大氣中溫度和濕度的垂直分布。低層大氣的溫度和濕度越高，大氣層結的不穩定性越強。因此，廣闊的高溫海洋表面成為臺風形成發展的必要條件。據統計，海面溫度低於26.5℃的洋面上壹般不會發生臺風，而海面溫度高於29-30℃的洋面上則容易發生臺風。北太平洋西部低緯洋面暖季(7月-65438+10月)，海面溫度可達30℃以上，水汽充沛，是世界上臺風最多的地區。
②合適的地轉參數值:熱帶初始擾動的發展和擴大依賴於壹定的地轉偏力的作用，使輻合氣流逐漸變成氣旋性旋轉的水平渦旋，氣旋性環流得以加強。否則，如果沒有地轉偏轉力或地轉偏轉力太小達不到某壹值，水平輻合氣流可直接到達低壓中心，造成空氣積聚和中心填塞，導致氣旋渦旋形成減弱或失效。根據計算，只有在離赤道五個緯度的地區，F才能達到壹定值，有利於臺風的形成。事實上，大多數臺風發生在緯度5到20度之間。
③氣流的垂直切變要小:為了使潛熱積聚在同壹垂直柱內而不擴散出去，基本氣流的垂直切變要小。否則，高低風速相差過大或風向相反，潛熱會很快流出，不利於暖心的形成和維持，從而不利於壹個臺風的發展。據統計，臺風多形成於200hPa和850hPa等壓線面之間，風速差小於10 m/s，西太平洋風速垂直切變壹年很小，夏季更小，所以臺風頻繁發生。在北印度洋的孟加拉灣和阿拉伯海，盛夏西南季風在下層，青藏高壓南側的強東風急流在上層。垂直風切變很大，臺風的可能性很小。春秋兩季垂直風切變較小，臺風發生較為頻繁。
(4)適宜流場:大氣中積累的大量不穩定能量能否釋放出尚未轉化為臺風的動能，與有利流場的啟動和誘導密切相關。衛星雲圖顯示，臺風前有壹個擾動系統，由擾動發展為臺風。這是因為低層大氣擾動有很強的輻合場，高層大氣有輻散場，有利於潛熱的釋放。特別是當高層大氣中的輻散氣流場強高於低層大氣擾動時，低層大氣擾動會加強，逐漸發展為臺風。熱帶輻合帶和東風波都是氣流輻合系統，容易產生弱渦，成為臺風形成發展的有利流場。
從全球來看，臺風生成具有壹定的區域性和季節性特征。
臺風消亡的主要條件是高溫高濕空氣無法持續供應，低空輻合和高空輻散流場無法維持，風速垂直切變增大。造成這些情況的途徑壹般有兩種:壹是臺風登陸後，高溫高濕空氣得不到持續補充，維持強對流所需的能量喪失。同時，低層摩擦加強，內部氣流加強，臺風中心逐漸被填塞、減弱甚至消失。二是臺風移至溫帶後，冷空氣入侵，破壞了臺風的暖心結構，使其變成溫帶氣旋。
(4)運動和路徑
臺風移動的方向和速度取決於作用在臺風上的力量。力量分為內力和外力。內力是臺風範圍內南北緯度差引起的地轉偏度不同而產生的由北向西的合力。臺風範圍越大，風速越強，內力越大。外力是外界環境流場對臺風渦旋的作用力，即北半球副熱帶高壓南側基本氣流東風帶的引導力。內力主要在臺風的初始生成中起作用，而外力是操縱臺風移動的主導力量，所以臺風基本上是由東向西移動的。由於受副熱帶高壓的形狀、位置、強度變化等因素的影響，臺風移動路徑並不均勻，變得多樣。以北太平洋西部的臺風移動路徑為例，壹般有三條移動路徑(見圖5.25)。
①西移路徑:當北太平洋脊呈東西走向且強勁穩定，或北太平洋副熱帶高壓繼續西伸時，臺風從菲律賓以東偏西方向移動，經南海登陸海南島或越南。
②西北路徑:當北太平洋脊線為西北-東南走向時，臺風從菲律賓以東向西北方向移動，經過硫磺島，在江浙壹帶登陸或在浙江、福建兩省穿越臺灣省海峽登陸。這條道路對中國影響很大，尤其是華東地區。
③轉向路徑:當北太平洋副熱帶高壓東退時，臺風從菲律賓以東海域向西北方向移動，然後轉向東北方向，路徑呈拋物線狀。對中國東部沿海地區和日本影響很大。
此外，有些臺風在移動過程中還有左右搖擺或旋轉等特殊路徑。顯然，這與當時的流通狀況有關。
臺風移動的平均速度為20-30km/h，在轉向時，速度先減慢，後加快。