深厚湿对流的分类和发生发展的天气和环境条件¶
气象上定义的对流是指由于浮力作用导致的垂直方向热传输，分为干对流（没有云形成）和湿对流（有云形成）。湿对流包含了很宽的空间尺度，从孤立湿对流到有组织的雷暴（有的达到几百km尺度）。一般将不太强的湿对流称为雷暴，比较强的湿对流称为风暴，两者并没有本质区别。Doswell将伸展高度很高的湿对流（未必伴有雷电现象）统称为深厚湿对流（deep moisture convection, DMC）。深厚湿对流在天气和气候中起着非常重要的作用。强对流天气往往与有组织的深厚湿对流有关。
深厚湿对流主要分类¶
深厚湿对流可以分为有组织的深厚湿对流（普通雷暴）和有组织的深厚湿对流（强雷暴或风暴）。普通雷暴的形成需要满足3要素，即水汽条件、不稳定条件和抬升条件。而有组织的深厚湿对流在3要素的基础上，还必须具有强的垂直风切变。深厚湿对流按照系统结构可以分为孤立（或局部）深厚湿对流（isolated DMC）和中尺度对流系统（mesoscale convective system, MCS）。
孤立深厚湿对流¶
孤立深厚湿对流是指以个别单体雷暴、小的雷暴单体以及某些简单的飑线等形式存在的对流系统。较大、较复杂的对流系统，如飑线、中尺度对流复合体等都是由孤立深厚湿对流组成的。了解孤立深厚湿对流的特性是了解中尺度对流系统的基础。
孤立深厚湿对流主要包括普通单体雷暴、多单体风暴、脉冲风暴和超级单体风暴，其中后3种又被称为局地强风暴。局地强风暴被认为是大气运动中最重要的中尺度环流。它的特殊性除了在于它们的猛烈和壮观，还在于它们常常和灾害联系在一起。局地强风暴是指在特定的大气环境中发展起来的强大对流系统。其环境场最重要的特征是强位势不稳定和强垂直风切变。在这种环境中，对流充分发展，并进行组织化，形成庞大而高耸的积雨云体，并以准稳定的持续较长时间，对人类活动构成威胁。
普通单体雷暴¶
由一个对流单体构成的雷暴系统叫做单体雷暴。这里的对流单体是指一个强上升区，满足：垂直速度>=10m/s，水平范围10km~100km，垂直伸展几乎到对流层顶。多个单体雷暴成群或成带的聚集在一起叫做雷暴群或雷暴带，其水平尺度可达数百公里。不同的雷暴以其出现的天气现象的强烈程度又分为普通雷暴（以闪电、雷鸣、阵风、阵雨为基本天气特征）和强雷暴（伴有强风、冰雹、龙卷等激烈的灾害性天气现象）。普通雷暴又有单体雷暴和雷暴群之分，其中的单体雷暴就是普通单体雷暴（简称单体雷暴）。
普通单体雷暴生命史的概念模型最早由Byers和Braham建立。在1946年及1947年夏季，Byers和Braham等在美国组织了雷暴的野外观测研究。他们利用雷暴、站距1英里（约1609.4m）的观测网及1~5min间隔的连续观测记录，对雷暴的结构和发展过程作了细致的研究，建立了普通单体雷暴的生命史模式。
单体雷暴的发展经历了塔状积云、成熟和消散三个阶段。一个典型的对流单体的三个阶段各经历15~20分钟，其整个生命史约为45分钟~1小时。
在塔状积云阶段，云内为一致的上升气流，积云向上发展，呈现塔状。水平范围5~8km，垂直伸展~6km，上升速度5~10m/s，个别能达到25m/s，持续时间约10分钟，该阶段无雨或少雨，但是经常有闪电。在塔状积云后期，大量湿空气凝结，水滴和冰晶等水成物不断生长和增长，但不着地，下沉气流开始出现。
降水落地标志着成熟阶段的开始，这个降水可以是雨或雪。上升气流更加强盛，云顶出现上冲突起。基本上水平范围和伸展高度都超过10km。由于降水质点对空气的拖曳作用，在对流单体的下部产生下沉气流。雨滴蒸发使得空气冷却吗，下沉气流沿着湿绝热线下降，由于受负浮力而加速，下沉气流达到地面时，形成冷丘和水平外流，其前言形成阵风锋。上升和下沉气流共存时间长短决定了成熟阶段的持续时间，一般持续约10-20分钟。该阶段伴有强降水，经常有闪电、强风。
到了消散阶段，云内的下沉气流占优势，最后下沉气流完全替换了上升气流。此时降水减弱，有时有强风，仍然会有闪电。
多单体风暴¶
事实上，自然界往往不是孤立的对流单体。有时一个单体达到成熟阶段，而另一个单体还处于新生发展阶段。所以，从宏观看，整个积雨云系包含了几个单体，其生命史可维持数小时之久。
多单体风暴是由一些处于不同发展阶段的生命史短暂的对流单体组成的，具有统一环流的雷暴系统。虽然云内包含多个单体，但是整个风暴是一个整体。在多单体风暴中有一对明显的有组织的上升和下沉气流。这一点不同于多单体的一般雷暴群。在雷暴群虽然也由很多对流单体集合而成，但是这些对流单体之间相互独立，并不构成统一环流。
多单体风暴中，每个单体的外流结合起来形成强大的阵风锋。沿着阵风锋的前沿有气流辐合。通常风暴移动方向上辐合最强。这种辐合促使沿着阵风锋附近有新的上升气流发展。这样一来，虽然每个单体的生命史不长，但是通过单体的连续更替，可以使整个风暴的生命期很长。
多单体风暴呈现有组织的状态，这与新单体仅在一定的方向上出现有关。如果新单体出现在各个方向上，那么会呈现无组织的状态。在有组织的多单体风暴中，每个单体大致沿着平均风的方向移动，这种运动被称为平流。同时，每个单体都有自己的发展过程，在风暴某侧由新生单体所引起的风暴运动称为传播。传播方向常常是新单体生成（常常为新上升气流发展）的方向。多单体风暴的运动是平流和传播的合成。
多单体风暴造成的灾害性天气包括暴雨（洪水）、灾害性大风、中等尺寸的冰雹（强上升运动中心产生）、下击暴流、龙卷（一般较弱，生命史短暂，在阵风锋附近）等。
超级单体风暴¶
超级单体风暴是指直径超过20-40km，生命史达数小时以上，比普通的成熟单体风暴更巨大、更持久、天气更猛烈的单体强雷暴系统。它具有近于稳定的、高度有组织的内部环流，并持续的向前传播，其移动路径可达数百公里。它一般是孤立的，有时也会嵌入飑线中。中气旋是超级单体风暴与其他强风暴的本质区别。
超级单体风暴一般发生在下列天气尺度环境中：强的不稳定层结、强的云下层平均环境风、强的垂直风切变、风向随高度强烈顺转。
用雷达观测，超级单体有以下主要回波特征： 1. 在平面位置显示器上，有“钩状回波”和“V”型入流缺口 2. 在距离-高度显示器上，有有界弱回波区（BWER）、前悬回波和回波墙等特征。BWER附近的强回波柱是强的下沉气流所在地，可以与上升气流达到相同的量级，强降水（雨、雹）都发生在这里。
地面大风、大雹、暴雨、洪水、强龙卷、云地闪等常由超级单体风暴产生。如2002年5月27日下午，在安徽北部出现了一系列的强对流风暴，其中造成严重灾害的是其中的一个强烈的经典超级单体风暴，该超级单体历经约2个半小时，安徽省北部大片地区出现大风、冰雹和强降水天气。其中受灾最严重的蚌埠市5月27日下午16点58分出现31m/s的狂风，同时伴随着冰雹和大雨。农作物大面积受灾，倒塌房屋1374间，两人死亡，53人受伤，蚌埠市直接经济损失达1.92亿元，这次灾害总的经济损失约4.54亿元。
龙卷风暴¶
产生龙卷的风暴系统统称为龙卷风暴。这种风暴云十分高大并且有明显的旋转性。按照生成系统的不同，龙卷可以分为两类，一类是超级单体风暴产生的龙卷，另一类是由非超级单体风暴产生的龙卷。大多数的强龙卷是超级单体产生的。超级单体风暴钩状回波附近的中气旋是最容易产生龙卷的地方。因此，这种气旋也被称为“龙卷气旋”或“龙卷巢”。
下图表示龙卷型超级单体的地面结构特征。可见，在钩状回波处，地面有一个非常类似于天气尺度锢囚波动的中尺度波动。这是一个与地面中尺度气旋相联系的强烈环流，图中FFD为风暴前侧的下沉气流区，RFD为后侧下沉气流区，T为龙卷位置。龙卷通常在钩状回波边缘上，在上升和下城气流过渡带，但是在上升气流中。
有时一个超级单体风暴可以依次形成几个龙卷，造成“龙卷簇”。其原因是超级单体风暴中的中气旋在一定条件下，会出现多次锢囚和新生过程。
龙卷本省是指从雷暴云底向下伸展及地的高速旋转的漏斗状云柱。它是一种猛烈的小型涡旋，平均直径约为100m，内部结构类似台风。它是一个小型低压，中心为下沉气流，四壁为上升气流。龙卷内部上升气流通常自地面卷起沙尘或自水面卷起水滴。龙卷本省并不是最小的涡旋，在有些龙卷中会产生比它更小的涡旋，叫做“吸管涡旋”，它们围绕龙卷中心旋转。
龙卷中心的气压可以降低到400hPa，有的甚至达到200hPa。水平气压梯度最大的地方是距离中心40-50km的区域，气压梯度为2hPa/m。而在大尺度系统中，气压梯度为1-2hPa/100km，可见龙卷中水平气压梯度之大。
龙卷是大气中最猛烈的对流风暴，它能在局地使得能量高度集中，因而破坏力极大。2005年7月30日，安徽北部的超级单体风暴于上午11:30左右在安徽灵璧县产生了F3级强烈龙卷并伴有暴雨，导致15人死亡，46人受伤。
中尺度对流系统¶
大气中的对流性环流常常表现为非强烈的，它以普通积云对流的形式出现，有时伴有对流天气（阵雨或雷暴），一般情况下没有明显的强烈天气。但是，形成对流风暴的组织化积性云对流是一类强烈的对流性环流，它由一个或多个积雨云组成，这种组织化常是中尺度型式，能持续制造出新的对流风暴，因此它们的水平尺度较普通雷暴大，生命史也较长，若干个对流风暴集合在一起，经常以对流复合体出现，构成中尺度对流系。常见的如带（线）状对流系统和中尺度对流复合体。
带状对流系统¶
带状对流系统是由对流单体侧向排列而形成的中尺度对流系统。常见的有飑线和中尺度雨带，下面主要探讨中纬度（温带）飑线。
飑线的定义经历了很多变化。19世纪后期就有了飑线的概念，指任何突发性强风（飑）的线。这样常把锋的现象也包括在内。为了区分飑线和锋，1950年代后期，飑线定义为非锋面性狭窄的活跃雷暴带（或不稳定线）。在1970年代以前，对飑线的研究只注意对流云部分，1970年代后期，Houze(1977)等指出飑线应该包括对流区和非对流（层状云）区。1980年代，随着中尺度对流复合体（MCC，圆形的中尺度对流系统）的发现，将飑线定义为线状的中尺度对流系统（Maddox, 1980），这是当前对飑线的定义。在这个定义下，明确了飑线的尺度范围，强调了飑线为对流系统，即包括了对流区和层状区。
温带飑线通常发生在中纬度锋面附近，大致与锋面平行，长度约几百公里，宽度约50-100km，生命史几小时~十几小时。
飑线由许多雷暴单体（包含若干超级单体）侧向排列而形成，每个单体在成熟期都有地面冷丘、水平外流和阵风锋。这些较小的系统结合起来便形成了中尺度雷暴高压和阵风锋。阵风锋处于雷暴高压的边缘，那里温度梯度、气压梯度大，风速和水平切变强，类似于锋的结构，因此这个地带被称为飑锋，也叫气压涌升线或跳跃线。飑线前方一般有中尺度低压，称为“飑线前低压”。雷暴高压后方也有中尺度低压，称为“尾流低压”。由于飑锋附近各种气象要素水平梯度大，因此飑锋过境时，气象要素发生剧烈变化，出现风向突变、风速急增、气压骤升、气温陡降的情形，飑线本身的积雨云消失后几小时，飑线系统的一部分仍能存在几小时。
飑线形成依赖于有利的大尺度环境条件，主要包括：大气层结为条件性不稳定、低层水汽丰富、高低层存在强风带（急流）、风向向上顺转、大气中具有某些动力机制以释放不稳定。
飑线是一种线状对流形态，其线性形态的形成可能与之前线形大气扰动有关。当一条线性扰动（如锋）接近一个不稳定区，并且移动速度快于不稳定区时，在不稳定区边界，就可能发生雷暴。当雷暴移动速度大于冷锋时，就会在锋前形成飑线。
可以触发飑线的机制有：锋、海风锋、干线、重力波、地形抬升、热力抬升、低空急流、老的雷暴外流（弧状云线）、中小尺度系统以及大气对称不稳定等有关。
飑线引起的天气现象有暴雨、大风、冰雹、龙卷等，能量大、破坏力强，并且预报难度大。
中尺度对流复合体¶
中尺度对流辐合体（MCC）是一种近于圆形的中尺度对流系统。MCC最开始是20世纪80年代从增强显示的卫星云图上识别出来的一种中α尺度的对流系统。它由许多较小的对流系统，如塔状积云、对流群或中α尺度飑线组合起来。它的突出特征是范围广、持续时间久、近于圆形的砧状云罩。
为了便于识别，Maddox（1981）对成熟阶段的MCC的物理特性做了如下规定： 1. 尺度：在红外卫星云图上，MCC红外亮温低于-32℃的云罩范围可达到或超过100,000平方公里（接近四川盘地大小），红外亮温低于-52℃的内部云区范围可达到或超过50,000平方公里 2. 开始时间：从（1）中两个条件同时满足开始算起 3. 持续时间：满足（1）尺度定义的时间至少能连续6个小时 4. 形状：当冷云罩（红外亮温低于-32℃）的范围达到最大时，其偏心率（次轴长度/主轴长度）大于或等于0.7 5. 结束时刻：（1）的两个条件不在满足之时刻
可见，MCC是一种生命史长达6h以上，水平尺度大至上千公里的近于圆形的巨大云团。它的内部红外温度很低，表明云塔很高，经常可达十几公里。MCC的形成有一个过程，一般包括4个发展阶段：
- 发生阶段：一些零散的对流系统在有利于对流发生地区开始发展，如具有层结条件性不稳定、底层辐合上身、地形的热力和动力抬升等的地区
- 发展阶段：各个对流系统的雷暴外流和飑锋逐渐汇合起来，形成较强的中高压和冷空气外流边界，迫使暖湿入流进入系统，由于外流边界和暖湿入流，使得系统前部的辐合增强，出现强对流单体，并形成平均的中尺度上升气流。云团形成并逐步扩大。
- 成熟阶段：中尺度上升运动发展旺盛，高层辐射、低层辐合。典型MCC成熟阶段的特征表现为沿前缘有强风暴，尾部有大面积层状云降水
- 消亡阶段：MCC冷空气丘变得很强，迫使辐合区远离对对流区，暖湿入流被切断，强对流单体不在发展。MCC逐渐失去中尺度有组织的结构。在红外云图上，云系变得分散和零乱，但还是可以看得一片近于连续的云砧
由此可见，MCC在其成熟阶段以前主要是强对流的发展阶段，成熟阶段以后则过渡到层状的减弱阶段。
MCC引起的显著天气现象为局地大雨，MCC成熟时表现为大范围的降水区，偶尔有强风暴发生。
深厚湿对流发生发展的天气和环境背景¶
深厚湿对流与其环境条件与密切的关系。大尺度环境条件不仅制约了对流系统的种类和演变过程，而且可以影响对流系统内部的结构、强度和组织程度。例如，一般的雷暴发生在弱的垂直风切变、各层水汽含量较大的湿润环境中。而强风暴则是出现在强的垂直风切变、对流层中层干、下层湿润的环境中。可见，大尺度环境条件对中尺度对流系统起着明显的制约作用。在不同的大尺度环境中，深厚湿对流内部气流的结构、对流的强度和传播情况都有很大的区别。因此，有组织的深厚湿对流在大尺度环境中不是随机发生和分布的，而是发生在一定的地区和时间内。
关于深厚湿对流的大尺度天气学条件，已有较多的归纳。早在1940年代中期，就提出了雷暴发生的三要素，即丰富的水汽、条件不稳定层结和将气块抬升到凝结高度的启动机制。但此三要素只是一般雷暴发生的条件。在以后大量研究的基础上，进一步提出了风暴发生的天气条件，其中包括：（1）位势不稳定层结，并常有逆温层存在；（2）低层有湿舌或强水汽辐合；（3）有使不稳定释放的机制（如低空辐合区、重力波、密度流、地形等）；（4）常有低空急流；（5）强的风切变；（6）中层有干冷空气等。上述这些条件只是必要条件，即在风暴发生发展时往往可以看到这种情况，但是在做预报时应该注意，即使出现了这些条件，强风暴也不一定发生。
下表归纳了上述物理条件对强风暴发生发展的作用。其中，水汽、位势不稳定和上升运动时强对流系统发生的基本条件（即水汽条件、不稳定和触发条件）。如果这三个条件满足可以出现雷暴甚至强雷暴，但是这种对流系统的生命期短暂。为了使得普通的短生命期雷暴转变为长生命期的强风暴，需要有强的环境风垂直风切变，因而垂直切变被称为 转换条件 ，为了使得强风暴能够强烈发展或增强，还必须处于有利的形势或地区，如高空辐射场下方和有利地形的作用等，这些条件可以叫做 增强条件 。如果具备了上述三个条件，就可能出现生命期期长的强风暴系统，否则只出现生命期短的强雷暴或弱雷暴。
| 强风暴发生发展的条件 | 基本条件 | 水汽条件（湿舌、低空急流等） | 命史短的雷暴或强雷暴 |
| 位势不稳定（ \(\frac{\partial \theta_{se}}{\partial z} < 0, \gamma > \gamma_m\) ）（低空急流、逆温层，中层干冷空气） | |||
| 上升运动（低空急流、低空辐合、边界层非均匀加热、重力波、密度流、弧状云线、海陆风、地形等） | |||
| 转换条件 | 强垂直风切变（ \(>2.0 \times 10^{-3} s^{-1}\) ） | 长生命期的风暴或强风暴 | |
| 增强条件 | 高空辐散（高空急流出口区左侧等） | 长生命期的强风暴 | |
| 地形 |
强风暴系统与大尺度条件之间的关系在风暴的不同阶段，其相互依赖和相互作用的程度是不同的。在风暴发生的初期，主要取决于大尺度环境的作用，但是强风暴组织起来以后，对流风暴发展到具有很高的能量密度时，大尺度环境条件不但失去了对其制约的作用，反过来还会受到对流风暴的影响。
下面围绕有利于中尺度对流系统发生发展的天气和环境背景，分别从基本条件、转换条件和增强条件逐一展开。
基本条件-雷暴生成三要素¶
水汽辐合和湿舌¶
风暴云北部含有大量的水分，其水分是由上升气流从大气低层向上输送的，为了使强对流得以发展和维持，必须有丰富的水汽供应，这是风暴的主要能量来源。所以，风暴常形成于低层有湿舌或强大水汽辐合的地区。据统计，相比普通单体雷暴，超级单体和多单体风暴的形成需要更大的低层水汽含量。
应当注意，产生不同天气现象的风暴，对水汽含量的要求是不同的，对于产生短时强降水的风暴，仅仅靠风暴柱内包含的水分是不够的，产生强降水的风暴，尤其是一些强风暴的降水率非常高，每小时可达100mm甚至更多，而即使气柱内的水汽全部降落也只能达到50-70mm的降水，因而必须有水汽不断的从周围供应到风暴内部。但是，对于与降雹或雷暴大风等天气相伴的风暴，则对水汽的要求相比要小，因为如果低层水汽含量过大，在对流云发展早期，云内就会有大量的水汽凝聚，形成雨滴而降落，阻碍上升气流的进一步发展，这可能是热带海洋地区多雷阵雨和对流性暴雨，而很少降雹的原因之一。
根据水汽收支方程，风暴降水主要是水汽辐合（水平辐合）造成的，即 \(P=-\frac{1}{g} \int_0^{p_0} \nabla \cdot (q \vec{V}) dp\) 。所谓水汽辐合，就是水平输送到该区的水汽大于水平输出该区的水汽。根据许多暴雨和强对流系统个例的研究表明，水汽的辐合主要是由低层水汽辐合造成的，尤其是800hPa以下的边界层中占很大的比重，可达1/2以上。随着风暴的发展，辐合层上升，因而边界层水汽对风暴的发展有十分重要的意义。水汽水平辐合轴一般与强对流轴线一致。
由于 \(\nabla \cdot (q \vec{V}) = \vec{V} \cdot \nabla q + q \nabla \cdot \vec{V}\) ，水汽辐合由水汽平流（等号右侧第一项）和风的散度（等号右侧第二项） 两部分组成。在水汽辐合场的形成过程中，主要是风的辐合造成的，特别是低层风的辐合。而由于水汽场比较均匀，水汽平流并不是一个重要因子，但是不等于水汽平流的分析可以忽略。
为了供应以暴雨区所需的水分，所要求的的辐合区时相当大的。据估计，应达到暴雨区本身面积的10倍或以上。一个鼓励的大雷暴须从很远的地方吸收水汽。因此，在水平和垂直方向上呈均匀分布的一个气团只能产生一定数量的对流风暴。因而，雷暴发生发展的个数受其周围环境湿度场的分布限制。
在风暴发展的前期经常观测到明显的湿区或水汽辐合区。低层水汽辐合经常可以造成一条明显的湿舌，这在中低层天气图分析时常常可以看到。湿舌实际上是对流层低层一条狭窄的暖湿空气带，也是一条高静力能量舌。在850hPa和700hPa上尤为明显。湿舌的形成一般是用水汽的平流过程来解释的，在暴雨前期，低空西南或偏南气流加强，出现明显的向北的水汽输送，水汽含量增加，结果暖湿空气带不断向北发展，如果其上有逆温层存在，湿空气可在其下向北扩展。尤其是湿的低空急流的建立对于湿舌的形成和向北发展起着非常重要的作用。随着湿舌的建立，湿层的厚度也在迅速增加，且在更高的层次上形成湿舌。这种情况不能用平流作用解释，而与大尺度上升运动区和中尺度上升运动区有关。
湿舌与暴雨和强风暴天气关系密切。几乎大多数暴雨和强天气都有湿舌存在。强对流系统常常在湿舌的西侧开始爆发，以后向南向东传播。湿舌与北侧或西侧的干区形成鲜明的湿度对比，这种干锋（也有人称为湿锋、干锋或露点锋）是强对流的一种触发机制。因此，该区也是强天气极易发生的地区。观测也表明，龙卷等强天气最常在湿度场梯度最大的地区发生。这表明，围绕着这个干湿区也存在着垂直环流，上升支在失去，下沉支在干区。由于湿舌在水汽供应和建立不稳定层结中的重要作用，目前有人把低空湿舌的存在看做是风暴发展的一个必要条件。
低空急流¶
低空急流是指600hPa以下出现的强而窄的气流带，其中在850hPa和700hPa上的低空急流最为明显，风速大于12m/s，最大风速可达15~25m/s，甚至更大。急流附近的水平切变和垂直切变都十分明显。影响我国的低空急流最常见的是西南-东北向的。但有时也出现东风急流，气流主要来自东海，甚至黄海，这种情况常出现在当副高位置偏北时。
低空急流是动量、热量和水汽的高度集中带。它被认为是给中纬度暴雨和强风暴提供水汽和动量最重要的机制。在暴雨和强暴雨出现的前期，经常有低空急流发展北伸。据统计，在我国华南和华北地区，70-80%的暴雨发生于低空急流有关。在飑线等强风暴发生时也常观测到低空急流。
低空急流主要有三个方面的作用：（1）通过低层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结；（2）急流最大风速中心的前方有明显的水汽辐合和质量辐合或强上升运动，这对于强对流活动的持续发展是有利的；（3）急流轴左前方是正切变涡度区，有利于对流活动的发生。绝大部分暴雨发生在低空急流左侧200km内，多数又降落在低空急流的左前方。
此外，中空急流（500hPa >= 18m/s）对强对流活动也有明显的影响，有时在大暴雨发生前常可看到中空急流存在。美国的局地强风暴研究也报中空急流的存在卡座是风暴出现的条件之一。Miller(1972) 研究了产生龙卷的天气型，共5种，他强调最可能阿生局地强风暴的地区是再中空急流之下。也有人指出，飑线常在中空急流轴的北侧发展。
逆温层¶
在对流层爆发前，中低层常常有逆温层和稳定层，它相当于一个阻挡层，暂时把低空湿层与对流层上部的干层分开，阻挡对流的发展，使风暴发展所需的静力能得以积蓄。考虑到上述逆温层一般具有干、暖特性，故常常称为“干暖盖”。这是一个通俗、形象化的术语，它把低空逆温层比喻为盖在其下层空气柱顶上的一个盖子。
干暖盖一方面抑制对流，另一方面也是对大气低层不稳定能量进行储存和积累。在对流没有发生之前，干暖盖在阻碍了暖湿空气向上穿透。同时，水汽平流和边界层加热使得逆温层以下的气层更加暖湿。而在低层逆温层智商的中高空常常有冷平流，从而对流层中上层变得更冷。这种过程进行较长时间，于是积累了潜在的对流不稳定，一旦有了某种触发机制使得逆温层破坏或除去，便会出现爆发性的强对流活动。逆温层的作用是使得不稳定能量不至于零散释放，而是集中在具有强大触发机制的地区释放，造成剧烈的对流天气。
破坏或消除逆温层主要有两种方式：（1）地面加热；（2）有组织的垂直运动。破坏逆温层所需的抬升距离为100hPa的量级。因而一股气旋尺度的上升运动可以在6h内使得逆温层消失。
干暖盖是许多暴雨、雹暴前期的共同性特征。如青藏暖高压东移，形成逆温层暖空气盖，有利于雷暴大风天气的发生（雷雨顺，1978）。因此，分析预报强烈对流天气的时候，要充分注意中低层干暖盖的存在及其对不稳定能量积累的作用。
环境干空气¶
雷暴一般是再干冷的环境中增长或发展起来的，这种干冷空气通过两个作用影响雷暴的发展：一是补偿的下沉运动，一是吸入作用。
首先看吸入作用，吸入是指从对流云环境中吸入空气，并且与云中上升气流或下沉气流的饱和空气相混合，影响云中气流的热力特征及垂直运动的过程。云在上升过程中，由于混合大量的云外空气卷入云内，云外的空气是未饱和的干冷空气。由于云内空气与云外空气的显热混合，以及云中水分在吸入空气中蒸发，云内空气变冷。使得云内外温差减小，相应的云中浮力减小，上升气流的动能减小。云所达到的高低降低，从而使得云的发展受到影响。
吸入率与云体的直径成反比，并且半径小的云体，其面积与体积比也比半径大的云体大，因而越小的云，越容易受到吸入的影响，从而使其发展受到抑制。这也说明了为什么小的积云一般消失很快（如晴天积云），而不能发展成为大的积雨云，对于较大的云，由于吸入的作用，云顶高度也只在3-6km，即为气块浮力达到最大值的高度，而不是按照气块理论要求的更高的高度（如12-16km）。这表明吸入作用相当于造成某种阻力或摩擦力，与浮力近于平衡。
吸入对风暴中的下沉气流也有影响。下沉气流中含有凝结的水分，它是按照湿绝热下沉增暖的。从中间层吸入的干冷未饱和空气与饱和空气混合后，使得其中的水汽蒸发造成冷却，这样达到地面的空气温度低，成为冷的出流。另一方面，进入下沉气流的环境空气具有中层环境的较高动量，这使得下沉气流能够穿过风暴向前流动，并与前方暖空气辐合，由此造成的抬升能不断使得上升气流再生，延长风暴环流的生命期。
由此可见，吸入有两个作用，一个是十分上升气流减弱，积云不能达到有气块理论所给出的高度。另一方面是使得下沉气流变得更冷，增强下沉气流，有利于新的云系在前方生成。这两种作用的综合效果使得云体更快的更替。
低空辐合和上升运动¶
对流云和低层辐合区有密切的关系。有许多天气系统可以造成低层辐合，如气旋、冷锋、切变线、辐合线等。锋面是产生有组织雷暴系统的一个重要机制，它可以触发锋前不稳定区能量的释放，造成强烈的对流。有时锋上出现气流的辐合区，可以造成大片对流区或强降水形成，随着强对流活动的发展，使得锋面切变线进一步加强或造成一条新的中尺度切变线。低空风的切变线或辐合线也是启动对流活动的系统。这种切变线不但由明显的低空辐合，而且往往是气团的边界线，与干锋或露点锋有关。这进一步有利于风暴的发生。低压槽也可以产生明显的低空辐合，暴雨和强对流常常发生在地面气压槽中。有人把气压在995-1000hPa的气压槽看成是产生龙卷的强对流系统发生的条件之一。在低压槽内常有明显的气流辐合，沿着此辐合线，既有风向又有风速辐合，因而可造成较强的上升运动。
垂直运动的分布于暴雨或强对流区有明显的关系。暴雨位于上升运动区，但不一定与上升运动最大中心一致。有个例分析表明：暴雨区的西北面是下沉区，西南面是上升区。
在暴雨和强天气预报时，一般认为500hPa强的正涡度平流是有利的大尺度条件，因为人们认为涡度平流作为准地转ω方程中的主要强迫性，可以产生明显的上升运动个，但这常常会给预报员带来不正确的结果。当对流层中部涡旋场较弱的情况下，应该关注对流层下部的暖平流。因为在这种情形下，温度平留意是准地转ω方程中的主要强迫项，其作用可以超过涡度平流。因此当强位势不稳定区中出现明显的低空暖平流时，所产生的抬升作用可以产生显著的强天气过程。
地形¶
地形与强对流尤其是与暴雨的关系密切。地形对过山气流有动力抬升和辐合作用。由山脉产生的山脉波在有利条件下可以造成明显的垂直运动，使得低空湿层抬高，从而触发对流发生。另外，由于中小尺度地形的粗糙度的变化，也可以使得湿层垂直移速增加。而一些特殊的地形如喇叭口地形对气流有明显的辐合作用，使得气流辐合，形成强迫抬升，从而增强暴雨。如1975年8月5-7日河南驻马店板桥水库出现的特大暴雨（1631mm）。所以，人们把地形看做是强对流发生的一个触发条件。但是由于观测条件有限，以及许多强风暴发生在平原地区的事实（如美国），因而地形对强风暴的作用不是本质性的。
低空急流对地形雨的增强有重要作用，为了维持较高的液态水含量，在山区必须有强低空急流。一般冷锋前常常存在低空急流，因而锋前地形的增幅作用最明显。
其它对流触发机制¶
作为强对流活动启动机制还有很多，例如重力波、密度流、弧状云线、边界层非均匀加热和海陆风环流等，这里不再一一介绍。
转换条件-垂直风切变¶
垂直风切变是指环境风的垂直切变，即水平风（包括大小和方向）随高度的变化。只有哦在于水平风切变不混淆的情况下，才可将垂直风切变简称为风切变。在风暴的形成、发展、传播和分裂过程中，垂直风切变都起了很大作用。
| 风暴类型 | 切变值（云底至云顶）（ \(10^{-3}/s\) ） |
|---|---|
| 多单体风暴 超级单体 强切变风暴（飑线、雹暴等） | 1.5-2.5 2.5-4.5 4.5-8.0 |
垂直风切变的大小往往与形成风暴的强弱密切相关。在给定湿度、不稳定性及抬升的深厚湿对流中，垂直风切变对对流性风暴组织和特征的影响最大。它决定了对流系统采取的是普通单体雷暴或是超级单体雷暴的形式。上表给出的是不同类型风暴的环境风切变值。
弱垂直分切变环境下的对流风暴多为普通单体风暴或组织程度较差的多单体风暴（上图a）。这是因为在弱的垂直风切变环境下，上升气流中形成的降水质点不能脱离风暴上升气流区。这样，降水就穿过上升气流降落，进入风暴低层的入流区，导致上升气流中水负载的明显增加，最终使得风暴核消失。上升气流和下沉气流不能长时间共存，风暴难以有组织地持续发展成为强风暴。此外，在弱垂直风切变时，单体雷暴周围的新雷暴难以发展。这是因为弱的垂直风切变常表示弱的环境气流，风暴移动缓慢。在这种情形下，对流云的下沉气流产生的冷空气堆在地面上各个方向均匀的传播。沿着冷空气堆外围的阵风锋能够激发新的单体，但是阵风锋移速超前于风暴，导致新单体与母单体脱离，最终使得风暴消亡。
强垂直风切变下的对流风暴为多单体风暴、飑线、超级单体风暴等（上图b,c）。在强的垂直风切变环境中，上升气流倾斜，这使得上升气流中形成的降水质点能够脱离上升气流，而不会因降水的拖曳作用减弱上升气流。并且，能够使阵风锋前部的暖湿气流源源不断地输送到发展中的上升气流中去，上升气流和下沉气流共存的时间得以延长，新单体将在前期单体的有利一侧有规则的形成。强的垂直风切变有利于庞大的雷暴云的发展。
增强条件¶
高空急流¶
在预报强雷暴或强天气时，还应该考虑对流层上部的高空辐射机制。在许多情况下，高空急流是产生高空辐射的机制之一。在中纬度，强雷暴或飑线最常出现的地点是高空急流（或中空急流）影响区。
高空辐散机制具有两个作用。一个是抽气作用，可以形象的把对流上升运动看做是“烟筒”，那么当有高空急流时，这个烟筒向上呈倾斜状，“烟筒”顶部的强风起着抽吸作用，有利于上升气流的维持和加强。另一个是通风作用，在对流云体发展的过程中，由于水汽凝结释放潜热，会使得对流云的中上部增暖，整个气柱趋于稳定，从而抑制对流的进一步发展。当有高空急流存在时，对流云中上部所增加的热量，就不断的被高空强风带走，起着通风作用，有利于对流云的发展和维持。
由于高空急流轴的轴线内风速不均匀，有大风速核的传播。人们将急流入（出）口区不同部位的散度分布与对流的发展联系起来研究。在对流层高层（200-300hPa），绝对涡度的局地变化 \(\frac{\partial \eta_a}{\partial t}\) 很小。因而涡度方程中的散度项近似的为涡度平流项所平衡，即
由上可知，在对流层高层，正涡度平流（PVA）和辐散相联系，负涡度平流（NVA）与辐合相联系。
根据以下示意图，大风核左侧为气旋性（正）涡度中心，右侧为反气旋性（负）涡度中心。因此，在大风核的左前方和右后方（I、III象限）为正涡度平流和辐散区，相应的低层为辐合区。大风核的左后方和右前方（II、IV象限）为负涡度平流区和辐合区，相应的低层为辐散区。
高低空急流耦合对强风暴发展的作用¶
当高地空急流耦合时，特别是高空急流出口区的高低空急流耦合常常有利于强对流风暴的发展和发展。在这种形势下，低层低空急流造成暖湿空气输送，高空急流造成干冷空气平流，从而加强了大气潜在不稳定。而且高低空急流耦合产生的次级环流上升支将触发潜在不稳定能量的释放。