近年来，强对流天气由于导致了严重灾害而受到社会的广泛关注，如2015年6月1日下击暴流导致“东方之星”客轮翻沉使442人遇难(郑永光等，2016a；Meng et al，2016)；2016年6月23日，江苏省盐城市EF4级龙卷造成99人死亡、800多人受伤、大量基础设施被损毁(郑永光等，2016b)；而2016年是1951年有观测记录以来最强厄尔尼诺事件的次年，该年强对流天气尤其雷暴大风和短时强降水天气发生频率远超历史同期，成为近年来强对流灾害最严重的一年，也是2000年以来极端降水事件最频发的一年(毕宝贵等，2017)，因此非常有必要继续提高对这类天气的认识和预报准确率，从而减轻相关灾害。

基于对流发生条件的“配料法”预报思路已被广为接受(俞小鼎等, 2012; 俞小鼎，2011；蓝渝等, 2013; 张涛等, 2013; 郑永光等，2015)，郑永光等(2010)、俞小鼎等(2012)和郑永光等(2015)分别综述了强对流天气的监测、分析和预报等技术进展。但目前业务工作中仍然存在一些与强对流天气相关的容易混淆的概念问题。孙继松和陶祖钰(2012)从预报实践的角度讨论了与强对流有关的一些基本概念、基础理论等问题，包括湿度与水汽质量的关系、冷空气在降水过程中的作用、与静力不稳定和动力不稳定有关的基本理论、探空分析与不稳定参数、螺旋度、湿位涡理论与不稳定的关系等。王秀明等(2014)讨论了大气层结不稳定与对流、“雷暴”触发机制与抬升作用及其与天气系统的关系、如何处理“雷暴”发生三要素“足够”的问题等，并给出了估计对流有效位能(CAPE)数值时空演变的着眼点，以及较深入地讨论了位势不稳定和对称不稳定概念及其判据。俞小鼎(2014)则指出了业务预报中错把干球温度0℃层作为冰雹融化层近似高度的问题。

但是，从目前业务预报实践来看，人们对强对流天气的时空分布规律的认识还存在一些不足，对对流天气和不同类型强对流天气的发展条件认识也尚未完全到位，尤其对龙卷生成机制以及与环境物理量、涡度和垂直风切变等的关系理解还有欠缺，因此，本文针对这些基本问题作进一步分析说明。

CAPE是表征大气静力不稳定的一个基本物理量，它与T-logp图上的正面积相对应，是被抬升气块的温湿特征和环境大气的温湿垂直分布状态的综合结果。CAPE的数值对抬升气块的温湿状况很敏感，王秀明等(2012)的统计表明：抬升气块的温度升高1℃，CAPE值平均增加约200 J·kg-1；露点温度增加1℃，CAPE值平均增加约500 J·kg-1，变化范围从0~1000 J·kg-1，并存在较大变率。抬升气块的露点温度增加1℃使CAPE值增加的幅度大于温度增加1℃的幅度表明，CAPE值对水汽的变化更加敏感(陶祖钰等，2016)。这是因为在暖季中，气块露点温度增加1℃所增加的水汽，完全凝结后释放的潜热显著大于气块温度增加1℃所需热的量。Crook(1996)根据湿绝热过程湿静力能守恒关系得出水汽增加1 g·kg-1在完全凝结后释放的潜热相当于气块温度增加2.5℃，这与雷雨顺(1986)的能量天气学湿静力能量——相当总温度的计算公式一致。而当气块状态为气压1000 hPa、露点温度20℃时，露点温度变化1℃，比湿变化约1 g·kg-1。气块温度与露点温度分别增加1℃会导致不同的CAPE值变率是因为CAPE与抬升气块的温度和露点温度之间不是线性关系，它既是抬升气块的温度和露点温度的函数，也是环境大气温度垂直减温率的函数。还需要说明的是，对于初始状态一定的抬升气块(一定的气压、温度和露点温度)，在CAPE值>0的情况下，大气垂直减温率越大，CAPE值越大；当大气层结是干绝热减温率(9.8 ℃·km-1)时，CAPE值最大。据统计，垂直减温率达到7 ℃·km-1及以上就属于较大的大气垂直减温率(Craven and Brooks, 2004)。

由于CAPE数值对抬升气块的温湿状况较为敏感，且地表CAPE计算易于受到逆温层等层结的影响，因此可以计算最优CAPE值来剔除逆温层的影响。具体做法是，在地表以上200 hPa气层内挑选具有最大假相当位温的气块作为抬升气块来计算CAPE值。业务实践表明，最优CAPE值较地表CAPE具有更好的代表性，它比计算CAPE值时对大气进行时间订正或者空间订正(王秀明等，2014)更易于实现。美国强风暴预报中心在业务预报中也使用MLCAPE(近地面100 hPa平均层CAPE，近地面100 hPa层的厚度约1 km，大致表征了边界层的厚度)来减少对使用不同抬升起点气块计算CAPE数值的影响。MLCAPE的计算是选用近地面100 hPa气层的平均温度和露点温度来计算CAPE值，也就是使用均匀混合的边界层来计算CAPE值；统计表明MLCAPE较地表CAPE更有代表性(Craven et al，2002)。

CAPE值计算时还可以考虑使用对流温度(CT)来订正大气边界层的温湿状况。所谓CT指的是在假定地面比湿不变的情况下，随着地面气温逐渐升高，边界层大气通过湍流作用充分混合、具有相同的位温和比湿，对流抑制能量(CIN)逐渐变小，当地面气温上升到CIN完全消失时的温度。CT是一个较好地用来预报热对流的物理量；如果将最高温度不低于CT 1℃作为判定能否产生热对流的一个标准，临界成功指数能够达到45%(李耀东等，2014)。利用CT进行热对流预报的前提是在考虑地面气温受辐射升温影响的同时，地面湿度随时间不变或者变化很小。

CIN同样对气块的温湿状况比较敏感。通常情况下，CIN对温度的变化较水汽的变化更敏感(Crook，1996)，这是因为通常情况下CIN值与空气块沿干绝热抬升过程关系较大的缘故。CIN值决定了气块能否达到自由对流高度所需强迫抬升的强弱。如前所述，如果近地面气块温度达到了对流温度，则CIN为0，这时只需要非常弱的抬升强迫就能够产生热对流。

边界层辐合线(锋面、阵风锋、干线、海陆风辐合线等)、地形和海陆分布(山脉抬升、上坡风等)、重力波(俞小鼎等，2012)等都是对流初始活动的触发机制；但较浅薄边界层辐合线，需要与天气尺度的上升运动、或者大气低层垂直风切变、或者适当的大气热力条件(CIN较小)相配合才能有利于对流系统的发展和维持(郑永光等，2015)。Wu and Luo(2016)对2015年5月20日华南特大暴雨个例的分析表明：导致该个例发生发展的中尺度边界并不深厚(厚度约250~500 m)，但由于环境大气的CIN很小，LFC很低，使得该浅薄边界造成的抬升触发了新的对流。不仅不同抬升高度气块的CAPE不同，不同抬升高度气块的CIN也必然不同。Luo et al(2014)分析的一个梅雨锋暴雨个例中消亡的对流系统残留的边界层冷池对新对流系统的发展起到了重要的触发和维持作用，就是与冷池顶部(距地面约1 km高度)气块的具有较大的CAPE和CIN接近于0密切相关。我国高架对流的触发机制多为850~700 hPa的辐合切变线(俞小鼎等，2016)；而倾斜对流的触发通常比垂直对流容易，只要对流层深层大气达到饱和，很小的抬升就可以导致其触发，其中暖平流以及锋生过程导致的热力直接环流的上升支是最常见的触发机制(Schultz and Schumacher, 1999；俞小鼎等，2016)。

正如孙继松和陶祖钰(2012)指出的“我们其实很难获得对流发生前CAPE真实值的大小”，一个原因是抬升气块的选择本身就具有一定的不确定性，这是因为实际对流的抬升高度较难确定，可能从多个高度或者一定的厚度起始抬升；再一个原因就是对流发生前的大气层结会与探空观测时的层结存在差异。还有一个我们易于忽视的原因就是探空气球观测的温度和湿度资料以及数值模式的分析与预报产品总会存在误差，而CAPE和CIN值对这些误差是比较敏感的(Crook，1996)。还需要指出的是，“气块法”的基本假定是气块在大气中作绝热移动，与环境空气没有能量和质量交换(盛裴轩等，2003)，也没有考虑气块与环境间的湍流混合，常过高估计CAPE、低估CIN(王秀明等，2014)。

深厚湿对流发展的重要条件之一是大气中要有足够的水汽。王秀明等(2014)讨论了深厚湿对流发展所需水汽条件是否足够的问题：美国强天气分析手册(Charlie, 1979)指出在地面露点温度450 m2·s-2，但是这个数值并非是绝对的，比如Rasmussen and Blanchard(1998)统计得到非中气旋龙卷和中气旋龙卷风暴的环境0~3 km积分相对风暴螺旋度数值在25~411 m2·s-2，其中非中气旋龙卷风暴的相应中值为124 m2·s-2，而中气旋龙卷风暴的相应中值为180 m2·s-2。

本文对深厚湿对流(业务中一般称为雷暴)和强对流天气的发展条件、强对流天气定义、时空分布特点和发展条件进行了分析说明，重点给出了龙卷发展的环境条件和形成机理，最后对螺旋度、涡度和风矢端图及其与龙卷、中气旋发展的关系进行了分析。结论如下。

(1) CAPE和CIN都对抬升气块的温湿状况敏感；但CAPE对湿度的变化更敏感，而CIN对温度的变化更敏感；在CAPE>0的情况下，大气垂直减温率越大，CAPE也越大；达到7 ℃·km-1及以上就是较大的大气垂直减温率。当地面气温逐渐升高达到对流温度时，CIN为0。

(2) 本文提出的我国重大强对流天气定义如下：小时雨量≥50 mm的短时强降水、或者直径≥20 mm的冰雹、或者≥25 m·s-1(或10级)的雷暴大风、或者EF2级(阵风可达50 m·s-1以上)及以上级别龙卷。

(3) 虽然我国目前已经布设完成了较为完备的气象观测网，但仍难以全面监测极端强对流天气，因此灾害现场调查和其他观测信息仍是现有监测网的必要补充。对不同长度时段累积极端降水的统计表明，我国南方极端强降水天气持续时间往往比北方更长；但未来需要使用好稠密自动气象站降水观测资料进行极端降水分析。地面露点温度与大气可降水量的对数值存在近似线性的统计关系，地面露点温度达到26℃左右常常表明大气非常暖湿。

(4) 根据湿球温度定义和能量守恒关系，某一气块(p, T, Td)的假相当位温θse(p, T, Td)与假湿球温度Tw的关系为θse(p, T, Td)=θse(p, Tw, Tw)。由于雨滴或者雹块在下落过程中的表面温度近似是湿球温度，因此湿球温度0℃层才是冰雹融化层的近似高度。

(5) 有利于F2/EF2级及以上中气旋龙卷的环境条件不仅需要有利于超级单体风暴的环境条件，还需要较低的抬升凝结高度和较大的低层(0~1 km)垂直风切变。大气抬升凝结高度较低，其相应的相对湿度就较高、云底高度就较低且相应的CIN值也普遍较小，这是与龙卷风暴中不太强的下沉气流密切相关的。中气旋的生成是由强上升运动使得顺流涡度倾斜拉伸导致，而中气旋龙卷的生成离不开超级单体风暴中的下沉气流。

(6) 涡度可分解为顺流涡度和横向涡度，顺流涡度对应于大气中垂直风矢量的顺时针风向切变。顺流涡度在垂直上升运动的作用下倾斜会产生螺旋式上升运动。螺旋度就是表征顺流涡度的物理量，风暴相对螺旋度则表征水平涡度在低空暖湿入流气流上投影大小的物理量，因而表征风暴内部上升气流区产生涡旋的潜势。

(7) 风矢端图可以用来判断垂直风切变、急流和冷暖平流等，还可以判断水平涡度的方向和估计垂直积分螺旋度或者垂直积分相对风暴螺旋度。对于北半球的超级单体风暴，如果环境风矢端线为直线，则风暴会分裂为左移和右移两个风暴；而风向随高度顺时针转变有利于右移气旋式风暴，风向随高度逆时针转变则有利于左移反气旋式风暴。

最后有必要指出，文中在讨论各种概念时给出了一些不尽相同的解释和阈值，其目的是为了提供一个相关问题的全貌，以供读者比较和思考，并在业务预报中科学地应用。文中也给出了我们对相关问题的认识和理解，以供读者参考。