如何用小朋友能听懂的话来解释为什么下雨之前要打雷

打雷就是一中放电现象
下雨前雨云在空气对流动力下带不同电荷的云团接触产生放电

拜托，没有电流怎么下雨啊

通知大家收衣服

步子

打雷必须具备三个条件，空气层里有一定的抬升力和一定的水汽，气层不稳定，三者缺一不可，而出现降水时，空气层里要有充足的水汽，在一定的升降力作用下，小水滴不断碰撞而成较大水滴，在不断循环反复后，当其重量大于空气上升托力时，就开始降落，大的水滴可降至地面。由于各自形成的条件有先后，所以就出现先打雷后下雨，或是先下雨后打雷的情形。也不一定是先打雷后下雨的。不过在夏季也许先打雷后下雨的多些。因为夏天雷雨中其升降作用力是十分强大的。水滴要形成到一定大,而且大于空气上升托力时要有一个较长过程。

由于江、河、湖、海受到太阳照射，水就变成水蒸气。水蒸气上升又变作小水滴，最后变成云。组成云的小水滴或小冰晶受到下边气流的顶托，上升的气流也在不断把水汽众下面输送到云里来。云里的小水滴、小冰晶在运动中相互碰撞，体积会增大。云下层的水滴慢慢变大，云彩上层的冰晶体积增大以后，掉到云彩层下部的水滴之间，水滴会越来越大。当这些水滴大到上升气流托不住它们的时候，就会下雨了。
为什么会打雷
高空中有好多股气流在不断地运动.这些气流有的向
上跑,有的向下跑,方向不同,速度也不相同,有的快,有
的慢.气流的运动使空气中的积云有的向上冲,有的向下降.云和云这之间的磨擦使云带上不同种的电荷.由于同种电荷相排斥,因此正电荷和负电
荷分别聚集到云的两端.空气流动越快,云层越厚,带的电就越多.积云所带的电达到
一定程度,就会穿过空气放电,使两种电荷中和.由于电穿过空气的时候会发热,使空
气迅速地膨胀,从而发出巨大的响声,这就是运输雷.
如果带电的积云离地面比较近,也会因静电感就应使地面带上和云的下层不同的电.
当带的电达到一定程度时,积云就会向地面放电,这就是容易造成灾害的落地雷.
一般来说,地面哪里有突出的东西就容易从哪里放电,所以当我们在旷野上时,不能
到高树下避雨.

带不同种电荷的云层互相接近，就会产生放电效应，于是产生闪电，同时伴有巨大的轰鸣，即雷声

为什么会打雷

高空中有好多股气流在不断地运动.这些气流有的向
上跑,有的向下跑,方向不同,速度也不相同,有的快,有
的慢.气流的运动使空气中的积云有的向上冲,有的向下降.云和云这之间的磨擦使云带上不同种的电荷.由于同种电荷相排斥,因此正电荷和负电
荷分别聚集到云的两端.空气流动越快,云层越厚,带的电就越多.积云所带的电达到
一定程度,就会穿过空气放电,使两种电荷中和.由于电穿过空气的时候会发热,使空
气迅速地膨胀,从而发出巨大的响声,这就是运输雷.
如果带电的积云离地面比较近,也会因静电感就应使地面带上和云的下层不同的电.
当带的电达到一定程度时,积云就会向地面放电,这就是容易造成灾害的落地雷.
一般来说,地面哪里有突出的东西就容易从哪里放电,所以当我们在旷野上时,不能
到高树下避雨.

下雨为什么会打雷？
高空中有好多股气流在不断地运动。这些气流有的向上跑，有的向下跑，方向不同，速度也不相同，有的快，有的慢。气流的运动使空气中的积云有的向上冲，有的向下降。云和云这之间的磨擦使云带上不同种的电荷。由于同种电荷相排斥，因此正电荷和负电荷分别聚集到云的两端。空气流动越快，云层越厚，带的电就越多。积云所带的电达到一定程度，就会穿过空气放电，使两种电荷中和。由于电穿过空气的时候会发热，使空气迅速地膨胀，从而发出巨大的响声，这就是运输雷。
如果带电的积云离地面比较近，也会因静电感就应使地面带上和云的下层不同的电。当带的电达到一定程度时，积云就会向地面放电，这就是容易造成灾害的落地雷。
一般来说，地面哪里有突出的东西就容易从哪里放电，所以当我们在旷野上时，不能到高树下避雨。

不知道雷声的大小是怎么定的呢？这个倒没有科学依据，只是一个俗语比喻罢了

第一个问题：
雷暴：雷暴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。没有降水的闪电、雷鸣现象，称干雷暴。雷暴过境时，气象要素和天气现象会发生剧烈变化，如气压猛升，风向急转，风速大增，气温突降，随后倾盆大雨。强烈的雷暴甚至带来冰雹、龙卷等严重灾害。

通常把只伴有阵雨的雷暴称一般雷暴，把伴有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重灾害性天气现象之一者，称强雷暴。两者都是由发展强烈的积雨云形成的，这类积雨云称雷暴云。一次雷暴过程并不只是一块雷暴云，而往往是由几个或更多个处于不同发展阶段的雷暴单体所组成。这些雷暴单体虽然处于同一个雷暴云中，而每个单体都具有独立的云内环流，都经历发展阶段（云中贯穿上升气流）、成熟阶段（云中出现降水以及降水拖曳的下沉气流）和消散阶段（云中为下沉气流），并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中。

雷暴活动具有一定的地区性和季节性。据统计，低纬度雷暴出现的次数多于中纬度，中纬度又多于高纬度。这是由于低纬度终年高温、多雨，空气处于暖湿不稳定状态，容易形成雷暴。中纬度夏半年，近地层大气增温、增湿，大气层结不稳定度增大，同时经常有天气系统活动，雷暴次数也较多。高纬度气温低、湿度小，大气比较稳定，雷暴很少出现。就同纬度来说，雷暴出现次数，一般是山地多于平原，内陆多于沿海。一年中雷暴出现最多的是夏季，春秋次之，冬季除暖湿地区外，极少出现。

雷暴移动受地理条件影响很大。在山区受山地阻挡，雷暴常沿山脉移动，如果山地不高，发展强盛的雷暴可越山而过。在海岸、江河、湖泊地区，白天因水面温度较低，常有局部下沉气流产生，致使雷暴强度减弱甚至消失，而一些较弱雷暴往往不能越过水面而沿岸移动，但在夜间，雷暴可能增强。

第二个问题：
热带天气系统:气象上的热带是指南、北半球副热带高压脊线之间的地带。由于副热带高压脊线随季节有南北移动，因而热带的边缘位置和范围也有季节性变动，通常把南、北纬30°以内的地区称为热带，这一地区约占全球面积的一半，绝大部分是海洋，是地球上热量的净得区，大气低层经常处于高温、高湿和条件不稳定状态。同时，热带地区又是气流辐合、上升带。这样的热力和动力条件有利于对流云系旺盛发展和对流云系聚集成巨大云团。是强烈天气系统发生、活动的背景和条件。

（一）热带辐合带

热带辐合带是南、北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带，又称赤道辐合带。由于辐合带区的气压值比附近地区低，曾称赤道槽。热带辐合带环绕地球呈不连续带状分布，是热带地区重要的大型天气系统之一，其生消、强弱、移动和变化，对热带地区长、中、短期天气变化影响极大。

热带辐合带按其气流辐合的特性分为两种类型：一种是在北半球夏季，由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带，因为这种辐合带活动于季风区，称季风辐合带；另一种是南、北半球信风直接交汇形成的辐合带，称信风辐合带，见图5·21。

热带辐合带的位置随季节而有南北移动，但在各地区移动的幅度并不相等。主要活动于东太平洋、大西洋和西非的信风辐合带，移动幅度较小，而且一年中大部分时间位于北半球；而活动在东非、亚洲、澳大利亚的季风辐合带，季节位移较大，冬季位于南半球，夏季又移至北半球，而且有的年代10月份南、北半球各出现一个季风辐合带（双重热带辐合带），这种季节变化是同活动地区的海陆分布和地形特征密切相关的。

热带辐合带一般只存在于对流层的中、下层。季风辐合带的轴线随高度向南或西南倾斜，这是因为赤道西风带在大多数情况下出现在500hPa层以下的缘故。而位于海洋上的信风辐合带，由于相交汇的两支气流之间几乎没有温度和湿度的差异，以及临近赤道带地转作用的消失，结果辐合带在不同高度上几乎是重合的。

热带辐合带，特别是季风辐合带是低纬度地区水汽、热量最集中的区域，其月平均降水量达300—400mm。水汽凝结释放的大量潜热成为最重要的热源。而热带辐合带被加热之后又激发对流云、热带气旋等热带天气系统的产生。在卫星云图上，季风辐合带常表现为一条绵延数千千米的东西向的、由离散云团组成的巨大云带。

（二）东风波

是副高南侧（北半球）深厚东风气流受扰动而产生的波动。波动的波长一般1000—1500km，长者达4 000—5 000km，伸展的高度一般为 6—7km，有的达对流层顶。最大强度出现在700—500hPa之间。周期3—7天。移速约20—25km/h。

东风波一般表现为东北风与东南风间的切变。其结构因地区而有不同。在西大西洋加勒比海地区，东风波呈倒V形模式，波轴随高度向东倾斜，槽前吹东北风，槽后吹东南风，槽前为辐散下沉气流区，湿层较薄，只生成一些小块积云或晴朗无云，槽后为辐合上升气流区，有大量水汽向上输送，湿层较厚，形成云雨。这种模式的形成是因为这里对流层中低层的偏东风风速是随高度减小的。

西太平洋东风波大多产生于西太平洋东部地区，平均波长约2 000km，移速约25—30km/h。由于西太平洋东部地区的低空为东风，高空常为西风，以致东风波波轴向东倾斜，云雨天气发生在槽后气流辐合上升区。当东风波移到西太平洋西部和南海地区时，因为低层经常有赤道西风，5km以上才是东风，因而东风波向上可伸到对流层中上层，在400—200hPa间最清楚，而且东风波风速随高度增大，其波轴逐渐变为向西倾斜，结果槽前气流辐合上升，湿层厚，多云雨天气，槽后气流辐散下沉，湿层浅，多晴好天气。西太平洋西部的东风波往往影响到我国华南、长江中下游和东亚地区，带来大雨和大风天气，发展较强的东风波可能出现闭合环流，使气压降低，中心风力增大和降水加强。东风波在适当条件下还可以发展成热带气旋。

（三）热带云团

从卫星云图上发现，热带地区存在着大量深厚的由对流云组成的直径在 100—1000km范围内的云区，称为云团。在天气图上很难分析出与云团相对应的天气系统，但东风波、热带气旋等天气系统大多是在云团基础上发展起来的。云团经过地区常常发生大风和暴雨。

云团根据其尺度、产生的地区分为三种类型：①季风云团，因同西南季风活动相联系而得名，是地球上规模最大的云团。其南北宽达10个纬距，东西长20—40个纬距，主要发生在热带的印度洋和东南亚地带。冬季时云团位于5°—10°N，6月中旬开始随季风向北推进，8月份进到20°—30°N。云团中常产生季风低压，有时可发展成孟加拉湾风暴，形成特大暴雨。②普通云团，常发生在海洋上的热带辐合带中，尺度在4个纬距以上，常常是热带气旋、东风波等天气系统最初始的胚胎。这种云团对我国华南、华东等沿海地区有较大影响，能形成暴雨天气。③小尺度云团（爆玉米花状云团），是由一些水平尺度为50×50km的积雨云群组成，而每个积雨云群又由约10个积雨云单体组成，多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏南部地区，有明显的日变化。

云团是由尺度10—100km、生命期数小时到一天的中对流云系和尺度4—10km、生命期30min到数小时的小对流云系组成。中、小对流云系在随盛行风移动过程中，常常在上风侧形成，到下风侧消亡，不断新陈代谢，但在温度较高的海面上常保持不动，有时还发生云系积聚，出现暴雨。

（四）热带气旋

热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它来临时往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪，具有很大的破坏力，威胁着人民生命、财产安全，是一种灾害性天气。同时，热带气旋也带来充沛雨水，有利于缓和或解除盛夏旱象，是热带地区最重要的天气系统。

1.分类

热带气旋的强度有很大差异。据此，国际规定热带气旋名称和等级标准为：

（1）台风（飓风）：地面中心附近最大风速≥32.6m/s（即风力12级以上）。

（2）热带风暴：地面中心附近最大风速17.2—32.6m/s（即风力 8—11级）。其中地面中心附近最大风速24.5—32.6m/s（风力10—11级）者，称强热带风暴。

（3）热带低压：地面中心附近最大风速10.8—17.1m/s（风力6—7级）。

我国从1989年起采用国际规定。此前我国气象部门曾规定热带气旋中地面中心附近最大风速17.2—32.6m/s（即风力8—11级）称台风；最大风速≥32.6m/s（风力12级以上）称强台风；最大风速10.8—17.1m/s（风力6—7级）称热带低压。

为了更好地识别和追踪风力强大的热带风暴和台风，常对其进行命名或编号。我国气象部门规定，凡出现在东经150°以西，赤道以北的热带风暴和台风，按每年出现顺序进行编号。例如，9306热带风暴、9304强热带风暴、9302台风，表示1993年出现在东经150°以西的第6号热带风暴、第4号强热带风暴、第2号台风。

2.台风

台风的范围通常以其最外围闭合等压线的直径度量，大多数台风范围在600－1000km，最大的达2 000km，最小的仅 100km左右。台风环流伸展的高度可达 12—16km，台风强度以近台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压值来确定。大多数台风的风速在32—50m/s，大者达 110m/s，甚至更大。台风中心气压值一般为 950hPa，低者达 920hPa，有的仅870hPa。

台风大多数发生在南、北纬5°—20°的海水温度较高的洋面上，主要发生在8个海区（图5·22），即北半球的北太平洋西部和东部、北大西洋西部、孟加拉湾和阿拉伯海5个海区，南半球的南太平洋西部、南印度洋西部和东部3个海区。每年发生的台风（包括热带风暴）总数约80次，其中半数以上发生在北太平洋（约占55％），北半球占总数的73％，南半球仅占27％。南大西洋和南太平洋东部没有台风发生。

北半球台风（除孟加拉湾和阿拉伯海以外）主要发生在海温比较高的7—10月，南半球发生在高温的1—3月，其它季节显著减少（表5·7）。

（1）结构：台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋，发展成熟的台风，其低层按辐合气流速度大小分为三个区域：①外圈，又称大风区，自台风边缘到涡旋区外缘，半径约200—300km，其主要特点是风速向中心急增，风力可达6级以上。②中圈，又称涡旋区，从大风区边缘到台风眼壁，半径约100km，是台风中对流和风、雨最强烈区域，破坏力最大。③内圈，又称台风眼区，半径约5—30km。多呈圆形，风速迅速减小或静风。

台风流场的垂直分布，大致分为三层：①低层流入层，从地面到3km，气流强烈向中心辐合，最强的流入层出现在1km以下的行星边界层内。由于地转偏向力作用，内流气流呈气旋式旋转，而且在向内流入过程中愈接近台风中心，旋转半径愈短，等压线曲率愈大，惯性离心力也相应增大。结果在地转偏向力和惯性离心力作用下，内流气流并不能到达台风中心，而在台风眼壁附近强烈螺旋上升。②上升气流层，从3km到10km左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在700—300hPa之间达到最大。③高空流出层，大约从10km到对流层顶（12—16km），气流在上升过程中释放大量潜热，致台风中部气温高于周围，台风中的水平气压梯度力便随着高度而逐渐减小，当达到某一高度（约10—12km）时，水平梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力的合力时，便出现向四周外流的气流。空气的外流量同低层的流入量大体相当，否则台风会加强或减弱。

台风各个等压面上的温度场是近于圆形的暖中心结构。由图5·23可见，台风低层温度水平分布是自外围向眼区逐渐增高的，但温度梯度很小。这种水平温度场结构随着高度逐渐明显，这是眼壁外侧雨区释放凝结潜热和眼区空气下沉增温的共同结果。

（2）天气：依据台风卫星云图和雷达回波，发展成熟的台风云系（图5·24），由外向内有：①外螺旋云带，由层积云或浓积云组成，以较小角度旋向台风内部。云带常常被高空风吹散成“飞云”。②内螺旋云带，由数条积雨云或浓积云组成，直接卷入台风内部，并有降水形成。③云墙，由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带。云顶高度可达12km以上，好似一堵高耸云墙，形成狂风、暴雨等恶劣天气。④眼区，气流下沉，晴朗无云天气。如果低层水汽充沛，逆温层以下也可能产生一些层积云和积云，但垂直发展不盛、云隙较多、一般无降水。

（3）形成和消亡：台风形成及发展机制，至今尚无完善的结论。大多数学者认为台风是由热带弱小扰动发展起来的。当弱小的热带气旋性系统在高温洋面上空产生或由外区移来时，因摩擦作用使气流产生向弱气旋内部流动的分量，把洋面上高温、高湿空气辐合到气旋中心，并随上升运动输送到中、上部凝结，释放潜热，加热气旋中心上空的气柱，形成暖心。暖心的反馈作用又使空气变轻，地面气压下降，气旋性环流加强。环流加强进一步使摩擦辐合量加大，向上输送的水汽增多，继续促使对流层中上部加热，地面气压继续下降，如此反复循环，直至增强成台风。由上可见，台风形成和发展的重要机制是台风暖心的形成，而暖心的形成、维持和发展需要有合适的环境条件以及产生热带扰动的流场，这两者既是相互关联的，又是缺一不可的。一般认为台风形成的合适环境条件和流场是：

①广阔的高温洋面：台风是一种十分猛烈的天气系统，具有相当大的能量，这些能量主要由大量水汽凝结、释放的潜热转化而来，而潜热释放又是大气层结不稳定发展的结果。所以大气层结不稳定就成为台风形成、发展的重要前提条件。而对流层低层大气层结不稳定程度主要取决于大气层中温度、湿度的垂直分布。大气低层温度愈高、湿度愈大，大气层结不稳定程度愈强。因而广阔的高温洋面就成为台风形成、发展的必要条件。据统计，海温低于26.5℃的洋面，一般不会有台风发生，而海温高于29°—30℃的洋面则极易发生台风。北太平洋西部的低纬洋面暖季（7—10月）海温可达30℃以上，水汽又充沛，成为全球台风发生最多的区域。

②合适的地转参数值：热带初始扰动的发展、壮大，需要依靠一定的地转偏向力的作用，才能不断地使辐合气流逐渐变为气旋性旋转的水平涡旋，使气旋性环流加强。否则，若无地转偏向力或地转偏向力过小，达不到一定数值时，水平辐合气流可径直到达低压中心，发生空气堆积，中心填塞，致使气旋性涡旋减弱或不能形成。据计算，只有在距赤道5个纬距以外的地区，f值才达到一定数值，利于台风形成。事实上，大多数台风发生在纬度5—20度之间。

③气流铅直切变要小：为使潜热聚积在同一铅直气柱中而不被扩散出去，基本气流的铅直切变要小。否则高、低空风速相差过大或风向相反，潜热会迅速平流出去，而不利于暖心形成和维持，因而也不利于发展成台风。据统计，台风多形成于200hPa和850hPa等压面间，风速差小于10m/s的地区。西太平洋风速垂直切变一年都很小，夏季更小，因而台风发生多。印度洋北部的孟加拉湾和阿拉伯海地区，盛夏时低层是西南季风，高层是青藏高压南侧的强东风急流，铅直风速切变很大，台风发生的可能性很小，而春、秋季时铅直风速切变变小，台风发生较多。

④合适的流场：大气中积蓄的大量不稳定能量能否释放出未转化为台风的动能，是同有利流场的起动和诱导关系甚大。卫星云图资料表明，台风发生之前都有一个扰动系统存在，并由扰动发展、演变成台风。这是因为大气低层扰动中有较强的辐合流场，高空有辐散流场，利于潜热释放，尤其当高空辐散流场强于低空辐合流场时，低空扰动就得以加强，逐渐发展成台风。热带辐合带、东风波都是气流辐合系统，极易产生弱涡旋，成为台风形成、发展的有利流场。

从全球来看，台风生成有一定的地区性和季节性。

台风的消亡条件主要是高温、高湿空气不能继续供给，低空辐合、高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等。造成这些条件的途径一般有两个：一是台风登陆后，高温、高湿空气得不到源源补充，失去了维持强烈对流所需能源。同时低层摩擦加强，内流气流加强，台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。二是台风移到温带后，有冷空气侵入，破坏了台风的暖心结构，变性为温带气旋。

（4）移动和路径

台风移动的方向和速度取决于作用于台风的动力。动力分内力和外力两种。内力是台风范围内因南北纬度差距所造成的地转偏向力差异引起的向北和向西的合力，台风范围愈大，风速愈强，内力愈大。外力是台风外围环境流场对台风涡旋的作用力，即北半球副热带高压南侧基本气流东风带的引导力。内力主要在台风初生成时起作用，外力则是操纵台风移动的主导作用力，因而台风基本上自东向西移动。由于副高的形状、位置、强度变化以及其它因素的影响，致台风移动路径并非规律一致而变得多种多样。以北太平洋西部地区台风移动路径为例，其移动路径大体有三条（见图5·25）。

①西移路径：当北太平洋高压脊呈东西走向，而且强大、稳定时，或北太平洋副高不断增强西伸时，台风从菲律宾以东洋面向西移动，经过南海在我国海南岛或越南一带登陆。

②西北路径：当北太平洋高压脊线呈西北-东南走向时，台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动，穿过硫球群岛，在我国江浙或横穿台湾海峡在浙、闽一带登陆。这条路径对我国影响范围较大，尤其华东地区。

③转向路径：北太平洋副高东退海上时，台风从菲律宾以东海区向西北方向移动，然后转向东北方向移去，路径呈抛物线型。对我国东部沿海地区及日本影响较大。

此外，有的台风在移动过程中有左右摆动或打转等特殊路径。显然这同当时的环流形势有关。

台风移动的速度平均20—30km/h。当发生转向时速度有所减缓，转向以后又有所增快。

第一个问题：
雷暴：雷暴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。没有降水的闪电、雷鸣现象，称干雷暴。雷暴过境时，气象要素和天气现象会发生剧烈变化，如气压猛升，风向急转，风速大增，气温突降，随后倾盆大雨。强烈的雷暴甚至带来冰雹、龙卷等严重灾害。

通常把只伴有阵雨的雷暴称一般雷暴，把伴有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重灾害性天气现象之一者，称强雷暴。两者都是由发展强烈的积雨云形成的，这类积雨云称雷暴云。一次雷暴过程并不只是一块雷暴云，而往往是由几个或更多个处于不同发展阶段的雷暴单体所组成。这些雷暴单体虽然处于同一个雷暴云中，而每个单体都具有独立的云内环流，都经历发展阶段（云中贯穿上升气流）、成熟阶段（云中出现降水以及降水拖曳的下沉气流）和消散阶段（云中为下沉气流），并处于不断新生和消失的新陈代谢过程中。

雷暴活动具有一定的地区性和季节性。据统计，低纬度雷暴出现的次数多于中纬度，中纬度又多于高纬度。这是由于低纬度终年高温、多雨，空气处于暖湿不稳定状态，容易形成雷暴。中纬度夏半年，近地层大气增温、增湿，大气层结不稳定度增大，同时经常有天气系统活动，雷暴次数也较多。高纬度气温低、湿度小，大气比较稳定，雷暴很少出现。就同纬度来说，雷暴出现次数，一般是山地多于平原，内陆多于沿海。一年中雷暴出现最多的是夏季，春秋次之，冬季除暖湿地区外，极少出现。

雷暴移动受地理条件影响很大。在山区受山地阻挡，雷暴常沿山脉移动，如果山地不高，发展强盛的雷暴可越山而过。在海岸、江河、湖泊地区，白天因水面温度较低，常有局部下沉气流产生，致使雷暴强度减弱甚至消失，而一些较弱雷暴往往不能越过水面而沿岸移动，但在夜间，雷暴可能增强。

第二个问题：
热带天气系统:气象上的热带是指南、北半球副热带高压脊线之间的地带。由于副热带高压脊线随季节有南北移动，因而热带的边缘位置和范围也有季节性变动，通常把南、北纬30°以内的地区称为热带，这一地区约占全球面积的一半，绝大部分是海洋，是地球上热量的净得区，大气低层经常处于高温、高湿和条件不稳定状态。同时，热带地区又是气流辐合、上升带。这样的热力和动力条件有利于对流云系旺盛发展和对流云系聚集成巨大云团。是强烈天气系统发生、活动的背景和条件。

（一）热带辐合带

热带辐合带是南、北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带，又称赤道辐合带。由于辐合带区的气压值比附近地区低，曾称赤道槽。热带辐合带环绕地球呈不连续带状分布，是热带地区重要的大型天气系统之一，其生消、强弱、移动和变化，对热带地区长、中、短期天气变化影响极大。

热带辐合带按其气流辐合的特性分为两种类型：一种是在北半球夏季，由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带，因为这种辐合带活动于季风区，称季风辐合带；另一种是南、北半球信风直接交汇形成的辐合带，称信风辐合带，见图5·21。

热带辐合带的位置随季节而有南北移动，但在各地区移动的幅度并不相等。主要活动于东太平洋、大西洋和西非的信风辐合带，移动幅度较小，而且一年中大部分时间位于北半球；而活动在东非、亚洲、澳大利亚的季风辐合带，季节位移较大，冬季位于南半球，夏季又移至北半球，而且有的年代10月份南、北半球各出现一个季风辐合带（双重热带辐合带），这种季节变化是同活动地区的海陆分布和地形特征密切相关的。

热带辐合带一般只存在于对流层的中、下层。季风辐合带的轴线随高度向南或西南倾斜，这是因为赤道西风带在大多数情况下出现在500hPa层以下的缘故。而位于海洋上的信风辐合带，由于相交汇的两支气流之间几乎没有温度和湿度的差异，以及临近赤道带地转作用的消失，结果辐合带在不同高度上几乎是重合的。

热带辐合带，特别是季风辐合带是低纬度地区水汽、热量最集中的区域，其月平均降水量达300—400mm。水汽凝结释放的大量潜热成为最重要的热源。而热带辐合带被加热之后又激发对流云、热带气旋等热带天气系统的产生。在卫星云图上，季风辐合带常表现为一条绵延数千千米的东西向的、由离散云团组成的巨大云带。

（二）东风波

是副高南侧（北半球）深厚东风气流受扰动而产生的波动。波动的波长一般1000—1500km，长者达4 000—5 000km，伸展的高度一般为 6—7km，有的达对流层顶。最大强度出现在700—500hPa之间。周期3—7天。移速约20—25km/h。

东风波一般表现为东北风与东南风间的切变。其结构因地区而有不同。在西大西洋加勒比海地区，东风波呈倒V形模式，波轴随高度向东倾斜，槽前吹东北风，槽后吹东南风，槽前为辐散下沉气流区，湿层较薄，只生成一些小块积云或晴朗无云，槽后为辐合上升气流区，有大量水汽向上输送，湿层较厚，形成云雨。这种模式的形成是因为这里对流层中低层的偏东风风速是随高度减小的。

西太平洋东风波大多产生于西太平洋东部地区，平均波长约2 000km，移速约25—30km/h。由于西太平洋东部地区的低空为东风，高空常为西风，以致东风波波轴向东倾斜，云雨天气发生在槽后气流辐合上升区。当东风波移到西太平洋西部和南海地区时，因为低层经常有赤道西风，5km以上才是东风，因而东风波向上可伸到对流层中上层，在400—200hPa间最清楚，而且东风波风速随高度增大，其波轴逐渐变为向西倾斜，结果槽前气流辐合上升，湿层厚，多云雨天气，槽后气流辐散下沉，湿层浅，多晴好天气。西太平洋西部的东风波往往影响到我国华南、长江中下游和东亚地区，带来大雨和大风天气，发展较强的东风波可能出现闭合环流，使气压降低，中心风力增大和降水加强。东风波在适当条件下还可以发展成热带气旋。

（三）热带云团

从卫星云图上发现，热带地区存在着大量深厚的由对流云组成的直径在 100—1000km范围内的云区，称为云团。在天气图上很难分析出与云团相对应的天气系统，但东风波、热带气旋等天气系统大多是在云团基础上发展起来的。云团经过地区常常发生大风和暴雨。

云团根据其尺度、产生的地区分为三种类型：①季风云团，因同西南季风活动相联系而得名，是地球上规模最大的云团。其南北宽达10个纬距，东西长20—40个纬距，主要发生在热带的印度洋和东南亚地带。冬季时云团位于5°—10°N，6月中旬开始随季风向北推进，8月份进到20°—30°N。云团中常产生季风低压，有时可发展成孟加拉湾风暴，形成特大暴雨。②普通云团，常发生在海洋上的热带辐合带中，尺度在4个纬距以上，常常是热带气旋、东风波等天气系统最初始的胚胎。这种云团对我国华南、华东等沿海地区有较大影响，能形成暴雨天气。③小尺度云团（爆玉米花状云团），是由一些水平尺度为50×50km的积雨云群组成，而每个积雨云群又由约10个积雨云单体组成，多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏南部地区，有明显的日变化。

云团是由尺度10—100km、生命期数小时到一天的中对流云系和尺度4—10km、生命期30min到数小时的小对流云系组成。中、小对流云系在随盛行风移动过程中，常常在上风侧形成，到下风侧消亡，不断新陈代谢，但在温度较高的海面上常保持不动，有时还发生云系积聚，出现暴雨。

（四）热带气旋

热带气旋是形成于热带海洋上、具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它来临时往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪，具有很大的破坏力，威胁着人民生命、财产安全，是一种灾害性天气。同时，热带气旋也带来充沛雨水，有利于缓和或解除盛夏旱象，是热带地区最重要的天气系统。

1.分类

热带气旋的强度有很大差异。据此，国际规定热带气旋名称和等级标准为：

（1）台风（飓风）：地面中心附近最大风速≥32.6m/s（即风力12级以上）。

（2）热带风暴：地面中心附近最大风速17.2—32.6m/s（即风力 8—11级）。其中地面中心附近最大风速24.5—32.6m/s（风力10—11级）者，称强热带风暴。

（3）热带低压：地面中心附近最大风速10.8—17.1m/s（风力6—7级）。

我国从1989年起采用国际规定。此前我国气象部门曾规定热带气旋中地面中心附近最大风速17.2—32.6m/s（即风力8—11级）称台风；最大风速≥32.6m/s（风力12级以上）称强台风；最大风速10.8—17.1m/s（风力6—7级）称热带低压。

为了更好地识别和追踪风力强大的热带风暴和台风，常对其进行命名或编号。我国气象部门规定，凡出现在东经150°以西，赤道以北的热带风暴和台风，按每年出现顺序进行编号。例如，9306热带风暴、9304强热带风暴、9302台风，表示1993年出现在东经150°以西的第6号热带风暴、第4号强热带风暴、第2号台风。

2.台风

台风的范围通常以其最外围闭合等压线的直径度量，大多数台风范围在600－1000km，最大的达2 000km，最小的仅 100km左右。台风环流伸展的高度可达 12—16km，台风强度以近台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压值来确定。大多数台风的风速在32—50m/s，大者达 110m/s，甚至更大。台风中心气压值一般为 950hPa，低者达 920hPa，有的仅870hPa。

台风大多数发生在南、北纬5°—20°的海水温度较高的洋面上，主要发生在8个海区（图5·22），即北半球的北太平洋西部和东部、北大西洋西部、孟加拉湾和阿拉伯海5个海区，南半球的南太平洋西部、南印度洋西部和东部3个海区。每年发生的台风（包括热带风暴）总数约80次，其中半数以上发生在北太平洋（约占55％），北半球占总数的73％，南半球仅占27％。南大西洋和南太平洋东部没有台风发生。

北半球台风（除孟加拉湾和阿拉伯海以外）主要发生在海温比较高的7—10月，南半球发生在高温的1—3月，其它季节显著减少（表5·7）。

（1）结构：台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋，发展成熟的台风，其低层按辐合气流速度大小分为三个区域：①外圈，又称大风区，自台风边缘到涡旋区外缘，半径约200—300km，其主要特点是风速向中心急增，风力可达6级以上。②中圈，又称涡旋区，从大风区边缘到台风眼壁，半径约100km，是台风中对流和风、雨最强烈区域，破坏力最大。③内圈，又称台风眼区，半径约5—30km。多呈圆形，风速迅速减小或静风。

台风流场的垂直分布，大致分为三层：①低层流入层，从地面到3km，气流强烈向中心辐合，最强的流入层出现在1km以下的行星边界层内。由于地转偏向力作用，内流气流呈气旋式旋转，而且在向内流入过程中愈接近台风中心，旋转半径愈短，等压线曲率愈大，惯性离心力也相应增大。结果在地转偏向力和惯性离心力作用下，内流气流并不能到达台风中心，而在台风眼壁附近强烈螺旋上升。②上升气流层，从3km到10km左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在700—300hPa之间达到最大。③高空流出层，大约从10km到对流层顶（12—16km），气流在上升过程中释放大量潜热，致台风中部气温高于周围，台风中的水平气压梯度力便随着高度而逐渐减小，当达到某一高度（约10—12km）时，水平梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力的合力时，便出现向四周外流的气流。空气的外流量同低层的流入量大体相当，否则台风会加强或减弱。

台风各个等压面上的温度场是近于圆形的暖中心结构。由图5·23可见，台风低层温度水平分布是自外围向眼区逐渐增高的，但温度梯度很小。这种水平温度场结构随着高度逐渐明显，这是眼壁外侧雨区释放凝结潜热和眼区空气下沉增温的共同结果。

（2）天气：依据台风卫星云图和雷达回波，发展成熟的台风云系（图5·24），由外向内有：①外螺旋云带，由层积云或浓积云组成，以较小角度旋向台风内部。云带常常被高空风吹散成“飞云”。②内螺旋云带，由数条积雨云或浓积云组成，直接卷入台风内部，并有降水形成。③云墙，由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带。云顶高度可达12km以上，好似一堵高耸云墙，形成狂风、暴雨等恶劣天气。④眼区，气流下沉，晴朗无云天气。如果低层水汽充沛，逆温层以下也可能产生一些层积云和积云，但垂直发展不盛、云隙较多、一般无降水。

（3）形成和消亡：台风形成及发展机制，至今尚无完善的结论。大多数学者认为台风是由热带弱小扰动发展起来的。当弱小的热带气旋性系统在高温洋面上空产生或由外区移来时，因摩擦作用使气流产生向弱气旋内部流动的分量，把洋面上高温、高湿空气辐合到气旋中心，并随上升运动输送到中、上部凝结，释放潜热，加热气旋中心上空的气柱，形成暖心。暖心的反馈作用又使空气变轻，地面气压下降，气旋性环流加强。环流加强进一步使摩擦辐合量加大，向上输送的水汽增多，继续促使对流层中上部加热，地面气压继续下降，如此反复循环，直至增强成台风。由上可见，台风形成和发展的重要机制是台风暖心的形成，而暖心的形成、维持和发展需要有合适的环境条件以及产生热带扰动的流场，这两者既是相互关联的，又是缺一不可的。一般认为台风形成的合适环境条件和流场是：

①广阔的高温洋面：台风是一种十分猛烈的天气系统，具有相当大的能量，这些能量主要由大量水汽凝结、释放的潜热转化而来，而潜热释放又是大气层结不稳定发展的结果。所以大气层结不稳定就成为台风形成、发展的重要前提条件。而对流层低层大气层结不稳定程度主要取决于大气层中温度、湿度的垂直分布。大气低层温度愈高、湿度愈大，大气层结不稳定程度愈强。因而广阔的高温洋面就成为台风形成、发展的必要条件。据统计，海温低于26.5℃的洋面，一般不会有台风发生，而海温高于29°—30℃的洋面则极易发生台风。北太平洋西部的低纬洋面暖季（7—10月）海温可达30℃以上，水汽又充沛，成为全球台风发生最多的区域。

②合适的地转参数值：热带初始扰动的发展、壮大，需要依靠一定的地转偏向力的作用，才能不断地使辐合气流逐渐变为气旋性旋转的水平涡旋，使气旋性环流加强。否则，若无地转偏向力或地转偏向力过小，达不到一定数值时，水平辐合气流可径直到达低压中心，发生空气堆积，中心填塞，致使气旋性涡旋减弱或不能形成。据计算，只有在距赤道5个纬距以外的地区，f值才达到一定数值，利于台风形成。事实上，大多数台风发生在纬度5—20度之间。

③气流铅直切变要小：为使潜热聚积在同一铅直气柱中而不被扩散出去，基本气流的铅直切变要小。否则高、低空风速相差过大或风向相反，潜热会迅速平流出去，而不利于暖心形成和维持，因而也不利于发展成台风。据统计，台风多形成于200hPa和850hPa等压面间，风速差小于10m/s的地区。西太平洋风速垂直切变一年都很小，夏季更小，因而台风发生多。印度洋北部的孟加拉湾和阿拉伯海地区，盛夏时低层是西南季风，高层是青藏高压南侧的强东风急流，铅直风速切变很大，台风发生的可能性很小，而春、秋季时铅直风速切变变小，台风发生较多。

④合适的流场：大气中积蓄的大量不稳定能量能否释放出未转化为台风的动能，是同有利流场的起动和诱导关系甚大。卫星云图资料表明，台风发生之前都有一个扰动系统存在，并由扰动发展、演变成台风。这是因为大气低层扰动中有较强的辐合流场，高空有辐散流场，利于潜热释放，尤其当高空辐散流场强于低空辐合流场时，低空扰动就得以加强，逐渐发展成台风。热带辐合带、东风波都是气流辐合系统，极易产生弱涡旋，成为台风形成、发展的有利流场。

从全球来看，台风生成有一定的地区性和季节性。

台风的消亡条件主要是高温、高湿空气不能继续供给，低空辐合、高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等。造成这些条件的途径一般有两个：一是台风登陆后，高温、高湿空气得不到源源补充，失去了维持强烈对流所需能源。同时低层摩擦加强，内流气流加强，台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。二是台风移到温带后，有冷空气侵入，破坏了台风的暖心结构，变性为温带气旋。

（4）移动和路径

台风移动的方向和速度取决于作用于台风的动力。动力分内力和外力两种。内力是台风范围内因南北纬度差距所造成的地转偏向力差异引起的向北和向西的合力，台风范围愈大，风速愈强，内力愈大。外力是台风外围环境流场对台风涡旋的作用力，即北半球副热带高压南侧基本气流东风带的引导力。内力主要在台风初生成时起作用，外力则是操纵台风移动的主导作用力，因而台风基本上自东向西移动。由于副高的形状、位置、强度变化以及其它因素的影响，致台风移动路径并非规律一致而变得多种多样。以北太平洋西部地区台风移动路径为例，其移动路径大体有三条（见图5·25）。

①西移路径：当北太平洋高压脊呈东西走向，而且强大、稳定时，或北太平洋副高不断增强西伸时，台风从菲律宾以东洋面向西移动，经过南海在我国海南岛或越南一带登陆。

②西北路径：当北太平洋高压脊线呈西北-东南走向时，台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动，穿过硫球群岛，在我国江浙或横穿台湾海峡在浙、闽一带登陆。这条路径对我国影响范围较大，尤其华东地区。

③转向路径：北太平洋副高东退海上时，台风从菲律宾以东海区向西北方向移动，然后转向东北方向移去，路径呈抛物线型。对我国东部沿海地区及日本影响较大。

此外，有的台风在移动过程中有左右摆动或打转等特殊路径。显然这同当时的环流形势有关

有雷的是雷阵雨，夏天常有，春天也有。但是并不是所有的雨之前都会打雷。雷电是雷雨云中的放电现象。形成雷雨云要具备一定的条件，即空气中要有充足的水汽，要有使湿空气上升的动力，空气要能产生剧烈的对流运动。春夏季节，由于受南方暖湿气流影响，空气潮湿，同时太阳辐射强烈，近地面空气不断受热而上升，上层的冷空气下沉，易形成强烈对流，所以多雷雨，甚至降冰雹。
而冬季由于受大陆冷气团控制，空气寒冷而干燥，加之太阳辐射弱，空气不易形成剧烈对流，因而很少发生雷阵雨。但有时冬季天气偏暖，暖湿空气势力较强，当北方偶有较强冷空气南下，暖湿空气被迫抬升，对流加剧，就会形成雷阵雨，出现所谓“雷打冬”的现象。气象专家还说，雷暴的产生不是取决于温度本身，而是取决于温度的上下分布。也就是说，冬天虽然气温不高，但如果上下温差达到一定值时，也能形成强对流，产生雷暴。冬打雷在中国很少见，但在加拿大多伦多的冬天就经常出现
雨之前都会打雷啊。

雷电是雷雨云中的放电现象。
形成雷雨云要具备一定的条件，即空气中要有充足的水汽，要有使湿空气上升的动力，空气要能产生剧烈的对流运动。
春夏季节，由于受南方暖湿气流影响，空气潮湿，同时太阳辐射强烈，近地面空气不断受热而上升，上层的冷空气下沉，易形成强烈对流，所以多雷雨，甚至降冰雹。
而冬季由于受大陆冷气团控制，空气寒冷而干燥，加之太阳辐射弱，空气不易形成剧烈对流，因而很少发生雷阵雨。但有时冬季天气偏暖，暖湿空气势力较强，当北方偶有较强冷空气南下，暖湿空气被迫抬升，对流加剧，就会形成雷阵雨，出现所谓“雷打冬”的现象。
气象专家还说，雷暴的产生不是取决于温度本身，而是取决于温度的上下分布。也就是说，冬天虽然气温不高，但如果上下温差达到一定值时，也能形成强对流，产生雷暴。
冬天打雷在中国很少见，但在加拿大多伦多的冬天就经常出现。
空气极不稳定的时候，容易发生强烈的向上对流运动，而形成高耸的积雨云，云中充满上上下下奔窜的水汽，就会产生静电，云的上端会产生正电荷，云的下端会产生负电荷，地面又是正电荷，那么，正、负电荷之间有空气作为绝缘体，若正、负电荷间的电压差，大到可以冲破绝缘体的空气，使空气在瞬间膨胀爆炸、发热发光，发光就是闪电，膨胀爆炸发出巨大声响就是打雷。

只有下雷雨前会打雷的，叫雷雨嘛
雷雨因为分别带正、负电离子的云层结合放电而产生的巨大声响，就是打雷了

声音的速度高于雨点下落的速度
雷雨因为分别带正、负电离子的云层结合放电而产生的巨大声响，就是打雷了

先打雷，声音传播得快些
雷雨根据其生成方式，有热雷雨、锋面雷雨、地形雷雨、平流雷雨等等。先雷后雨一般都是发生在热雷雨与地形雷雨中。
为什么热雷雨与地形雷雨会先有雷后有雨的感觉呢？ 前面讲了热雷雨、地形雷雨一般产生于单一气团内部，由局部热力作用与地形作用而产生的。其实产生热雷雨与地形雷雨在积雨云中雷鸣电闪降水的发生时间不会相差许多。如果人处于雷雨云底部先雷后雨感觉很可能不会很明显（有感觉）。
热雷雨与地形雷雨产生先雷后雨的情况，可能有两种：第一种是产生热雷雨与地形雷雨的积雨云底部空气层比较干燥，积雨云中降水在还未落到地面时已经蒸发掉了，而雷声却照样传到地面。这样就产生了雷公先唱歌的情况。以后积雨云继续发
展，雨滴大到落到地面前还不致完全蒸发完时才形成降水。第二种情况是由于热雷雨是带有很强的局部性的，范围很小，当它远离本地时，闪电雷声可以通过空气传播过来为我们所听到。但由于雷雨云远离本地，降水当然不会落到头上，而后随着积雨云移来才会发生降水，这也是先雷后雨。
由于热雷雨、地形雷雨是在单一气团内发展起来的局部性雷雨，所以范围小，雨量也不会很大，而且下雨时间也短，不可能下很大的雨。如果积雨云远离本地有可能在它尚未移来之前已经消亡，根本不会下雨。
而锋面雷雨情况就不一样，它是在锋面云系中发展起来的。在锋面中原来天气情况就比较恶劣，多为阴雨天气。因此在它还没有发生强烈扰动发展成积雨云之前就已经可能是阴雨天气，而后随着冷暖气流剧烈的相对运动发生强烈扰动，从锋
面云系中发展成积雨云产生打雷现象。这就势必形成先雨后雷情况。这种情况降水时间和雨势势必都比较大些。所以农谚有说：先雨后雷，其雨必大，正是指的这种情况。
可见先雷后雨，有雨必小；未雨先雷，船去步回等谚语在一般情况下还是比较符合科学道理的。但由于锋面雷雨有时也有先雷后雨情况，所以利用这些谚语作预报时，最好根据当时天气形势配合考虑互相订正，把握性更大些。

打雷必须具备三个条件，空气层里有一定的抬升力和一定的水汽，气层不稳定，三者缺一不可，而出现降水时，空气层里要有充足的水汽，在一定的升降力作用下，小水滴不断碰撞而成较大水滴，在不断循环反复后，当其重量大于空气上升托力时，就开始降落，大的水滴可降至地面。由于各自形成的条件有先后，所以就出现先打雷后下雨，或是先下雨后打雷的情形。也不一定是先打雷后下雨的。不过在夏季也许先打雷后下雨的多些。因为夏天雷雨中其升降作用力是十分强大的。水滴要形成到一定大,而且大于空气上升托力时要有一个较长过程。

光比声的速度快