春季低温阴雨一般是多少天
2—3月在华南，3—4月在长江中下游，南方的暖湿空气开始活跃，北方的冷空气活动频繁且有一定的强度，冷暖空气相互交织，在地面图上出现准静止锋，在850hPa和700hPa上出现东西向切变线，连阴雨就出现在地面锋线与700hPa切变线之间。当锋面、切变线位置偏南时，连阴雨发生在南岭以南地区；当锋线、切变线位置偏北时，连阴雨出现在长江至南岭之间。
连阴雨就是降水持续3~7天或更长的时间，细雨霏霏，难见阳光。过程总降水量不大，以30~100mm为最多。长江以南的连阴雨一般是大范围的，雨区可达百万平方千米。可见连阴雨天气具有范围大、雨量小、持续时间长的特点。
当连阴雨伴有低温出现时，称为低温阴雨，低温阴雨对早稻育秧危害极大，是一种灾害性天气。如何来具体划分低温阴雨天气过程，各地标准不一，多是根据日平均气温和持续天数，如广州中心气象台所定的标准为：1日平均气温≤12℃，连续4天或以上；2日平均气温≤10℃，连续3天或以上；3日最低气温≤5℃，连续2天或以上；4日平均气温≤15℃，同时每天日照≤2小时，连续7天或以上。也有的台站是从总雨日持续天数来考虑，例如，上海气象台规定总雨日（每日雨量>0.1mm，或雨量≤0.1mm，但日照<5小时称为一个雨日）5天以上，其中至少有三个连续雨日，同时要求无雨日前后一天日照至少5小时，算作一次低温阴雨过程。
据统计，长江中下游（上海）和华南（广州）的低温阴雨一年中最多出现4~5次，其中以出现2次和1次的概率为最大。低温阴雨在长江中下游地区以持续5~7天概率最大，占63%，最长可持续18天；而华南地区最长可达28天，以3~5天概率最大，占56%。总而言之，春季长江以南各省的低温阴雨以3~7天的居多，8天以上的低温阴雨相对是比较少的。这种低温阴雨天出现次数的多少和持续时间的长短是与大范围环流形势的变化密切相关的。
雷暴是怎么回事
雷暴与台风一样，是一种危险的天气现象，雷暴中强烈的阵风、暴雨、雷击、冰雹以及乱流等是自然界中具有最大破坏性的天气现象，对人民的生命财产有很大的威胁，但雷暴给地球上的各个地方带来大量的降水，对农业生产很有好处。有时雷暴可使一些地方久旱逢雨，减缓或解除旱象。在一些干旱的地区（如沙漠地带），雷暴是雨水的唯一来源。
由于雷暴对国民经济和国防建设有重要意义，了解和掌握雷暴的规律，预报雷暴的活动愈来愈迫切需要。在最近几十年中，这方面取得了很大的进展。增加了观测网、使用了先进的气象雷达，更深入地了解了雷暴的物理过程。但是这些只能认为是初步的，还有不少问题有待进一步解决。
一、雷暴的结构
雷暴是一种地方性风暴，它是由积雨云产生的。雷暴代表最强烈的大气对流，是积雨云强烈发展和最终的表现，所以有时积雨云也称雷暴云。据科学工作者测量和估计，全世界每天约有44000个雷暴发生，而在任一时刻有2000~4000个雷暴在活动，其影响面积占全球面积的1%。在有些地区，例如在热带，一年四季雷暴活动频繁，几乎每天都能出现。在温带地区，雷暴在夏季和秋初一段时间内最常出现，即使在冬天也可能会出现雷暴。在夏季，在北极地区也会产生雷暴。
雷暴既然是由积雨云产生的，所以我们先简单地说明高大的积雨云是怎样由最常见的小块积云发展起来的。
一年四季都可以看到天空中经常飘浮着一些小块的积云。它们往往是晴好天气的象征。因而这些积云叫晴天积云。晴天积云的出现表明：在地表面附近，大气存在着一些不稳定性。一般这是由空气移到较暖的陆地或水面上造成。每一块积云的生命期很短，为5~10分钟，很少增长到几千米的高度，因为这种积云的进一步增长受到大气中层很稳定的干燥空气的限制，低层有限的能量还不足以冲破这个盖子在深厚的层次中发展起来。
如果大气在很深厚的层次中是不稳定的，并且水汽含量又很丰富，则情况将完全不同。只要对流云一开始发展，就可以很快地继续下去。例如，由于某些高温地区或山地的机械抬升可以形成一些云，这些云还可以集聚成更大的对流云体。在对流云中的空气（简称云的空气）由于具有浮力不断上升。在很不稳定的空气团中，温度递减率很大。上升的气块随着高度的增加浮力也增加，这是上升气块和环境温度差随高度增加的结果。这时空气加速上升。在某些情况下，到10千米左右温度差值还可以有所增加。甚至到平流层下层云的空气还可以比周围环境暖。
在浮力不断作用下，天空气块的上升速度可达到很惊人的量值。如果在云底的高度，上升速度是60米/分，在到达8千米处，上升速度达到1500米/分，增加了25倍。通过这种激烈的上升运动，小的积云变成了高大的积云，这叫做浓积云。以后浓积云又发展成积雨云，即一般所指的雷暴云。积雨云的生命期至少有1小时，而不像积云只有几分钟，最多10~15分钟。有些雷暴云可集合起来组成范围更大的雷暴群，其直径可达到50千米到100千米。
积雨云中的上升气流很大，至今直接进行的测量并不多。但是有丰富经验的飞行员在飞越雷暴时肯定了强大上升气流的存在。利用间接方法可以估计上升气流的大小。例如用雷达测量雷暴中降水粒子的高度，由此估计出的云顶高度比实际只略偏低一些。人们发现，雷暴垂直伸展的范围比起30年前知道的要高得多。高度在12千米以上的雷暴并不少见。在极端情况下有些雷暴云顶到达20千米。但雷暴云也不能无限地增长下去，它的上限为平流层高度所限制。这是因为在平流层下层空气是很稳定的。我们知道，在平流层底部即对流层顶处，温度递减率有明显的转折，在对流层顶以下，温度随高度减小很快，从对流层顶开始，温度递减率至少减小到2℃/千米，或温度随高度增加。因而当上升的空气透入这层稳定空气层中时，它的温度立即变得比周围区域中的温度冷，由于它现在比周围空气重，故有向下的力作用在空气块上。尽管如此，因原来上升气块具有一定动量，故仍可继续上升1~2千米。但不久就停止上升。
我们可以把上升的云空气的变化用一个方程式表示出来，它包括空气的速度和浮力。有人做了计算，如果给定某种合理的温度分布值，并取平流层底部的上升气流速度为1600米/分，则云顶的伸展高度应在对流层顶上1.6千米以内。
对流层顶高度全年随纬度和季节而异。在雷暴季节，大致在12~18千米，雷达观测指出，许多雷暴的顶部处于对流层顶以上1.6千米以内，与上述计算值一致。但在少数情况下可超过对流层顶3~5千米。最近有人观测到积雨云顶到达25千米。根据这些观测结果，我们可以得到结论：在极端情况下，雷暴上层的上升速度比上面取的值大2~3倍，高达3~5千米/分。在高速空气的流动下。几分钟之后，原来雷暴体内的上升空气就完全为新的上升气流所代替。如果在夜间从飞机上来观察雷暴云，在闪电中可以清楚地看到这些活跃中心的更替。
根据冰雹的观测也大致可以推断雷暴中极端的上升速度。关于冰雹的详细情况下面还要讨论。这里只指出，在12千米处，冰雹的直径约7~8厘米，与垒球大小相仿，其下落速度约1800米/分。很可能，垂直运动也大致是这个量值，因为这种冰雹有时悬浮在空中，有时甚至向上运动。
二、强烈雷暴
上面我们讲了一般雷暴的结构。这种雷暴或者由一个孤立的单体组成，或者由许多不时兴衰的气泡组成。但是，在一定条件下，这种对流单体群集在一起。可以发展成范围很大、强度很强、组织结构完全不同的雷暴，这种系统也称局地强烈雷暴。局地强雷暴的范围从几十千米至一百千米不等。在这种雷暴内部长时期可维持稳定的上升和下沉气流达数小时之久。这种雷暴是雷暴造成的天气中最激烈的，大冰雹、暴雨、强阵风和龙卷风都发生在这种雷暴内。许多国家都会出现这种局地强雷暴，最多的要算美国中西部各州。在我国西北地区也有类似现象出现。
局地强雷暴发生时大气的条件与一般雷暴大致相同，但它有三个明显的特点。（1）大气具有强烈的不稳定条件。在下层是含有丰富水汽的暖湿空气，在中层是干而冷的空气；（2）上下层都有强劲的风速带，并且风向随高度按顺时针方向偏转。这种风向风速随高度的增加发生显著变化的现象在气象上叫做强的垂直切变；（3）要有能够触发大气不稳定性释放的冲击力或启动力。例如由一个天气系统产生的辐合上升气流即为一种。根据上面三个条件，在大气中强烈的雷暴最常出现在高低层强风速区（或急流）交点附近以及舌状的潮湿空气区的西边。
在1.5千米高度以下的低空，有一股从南面流入的暖湿空气。在对流层中层，从西面流入的干冷空气正好位于暖湿气流之上，结果形成了一个逆温层，即温度随高度而增加。在逆温层之上温度下降很快，并且十分干燥。这样形成的逆温层对对流的增强起着很大的作用。因为这个逆温层犹如一个盖子，它能阻碍从湿层来的空气继续向上穿透，只能形成一些矮小的积云或层积云，这就避免能量一点点地散失掉。逆温层以下的空气通过新鲜暖湿空气的缓缓不断流入和补充，变得愈来愈暖愈湿，而对流层中层和上层则变得愈来愈冷，这样盖子盖得愈久，在很深厚的大气中蕴藏的不稳定能量愈多。一旦由于某种作用使逆温层破坏，巨大的不稳定能量就像爆炸似的释放出来用于雷暴的发展。
使逆温层遭到破坏的原因有几种。主要与天气系统的影响有关。在高空低压槽槽前经常有有组织的辐合上升气流产生，在对流层中部，其量值可达5~10厘米/秒，作用时间为6~12小时。这可以把地面的空气块抬升1~2千米高度，足以冲破逆温层。另外，低空冷空气向东面扩展时，强迫其前部暖湿空气抬升也能破坏逆温层。此外，太阳辐射加热、地形、停滞冷空气堆的阻碍作用都能产生气流的抬升。
关于垂直切变是产生强烈雷暴的条件还是最近几十年来得到的结果。在过去，一般的看法认为垂直切变不利于雷暴的发生，因为通常见到的积云，当处于强的风切变时，云体被吹斜，即云顶被吹得偏离了它的底部，但是现代研究结果恰恰相反，切变起到使风暴增强的作用。有人发现，在强烈的风切变气流中，高大的风暴云能够安然耸立。在风切变较强的日子，如果雷暴中产生了冰雹，则比切变弱的日子更易引起灾害。为什么强的风切变能加强雷暴呢？因为它可以把高层的降雨由高空的强风带到下风方向很远的地方，以后在那里的云外落下，这样就不至于破坏云体内的上升气流而产生下沉气流，结果使上升气流一直可以维持到自身减弱为止。不少观测表明，在强烈热力不稳定大气中，强的风切变能有助于雷暴组织和演化成生命期长的强烈雷暴。
强烈雷暴主要的特征是，雷暴内上升和下沉气流长时期共存。由于上升气流从云体内部穿过，避免了与云外干空气混合，不致减弱浮力，因而气流能到达更高的高度，在旺盛上升气流中形成的云塔常在对流层顶以上。到达高空的上升气流以后在强切变的影响下，扭转方向顺风暴前部的云砧向下风方向辐散流出，最后离开单体。随同上升气流，大量的水汽也被带到高空，以后凝结成小的降雨质点，它们一起被带到上升气流的顶端，然后按气流方向像喷泉似的向外辐散出去。由于风切变的影响，主要是按高层风的风向外流带出去。在气流把降雨质点带向外的过程中虽然都受水平风速的影响，但不同大小质点下降速度是不同的。落得慢的小质点要比大质点被风带得更远。暴雨区位于雷暴左下方。在风暴主体附近，大质点被风带向前的水平距离较短，它们下落不久，又落入上升气流区，于是重新又被带到风暴的上升气流中，通过吸收小水滴和云中水分进一步增长。经过一次以上的循环过程就能生成冰雹，如果其中的冰雹很大，降落速度也就很快，可以垂直地通过上升气流而下落。大冰雹只落在雷暴的某一部位。图5中阴影区代表雷达观测到的降水范围，虚线即为降水质点轨迹，可以看到，其中一些通过强上升气流可循环一次以上增长成大冰雹。
在强烈风暴中，一旦生成这种环流，气流经常表现成旋转运动，其中最明显的是龙卷风。它经常发生在最强上升气流底部的气旋性强切变区中。如果用气象雷达观测，这种环流最明显的一个特征就是在云底附近显示出钩状回波，而龙卷就出现在钩状回波前沿入暴雨区右侧。
下沉的气流由右侧从大气中部流入风暴，位置比上升气流更偏前。由于这里有大量小降雨质点从高空落下，蒸发冷却作用造成进入此区之干冷中层空气变成下沉气流。以后它从风暴之后在地面附近向外扩展出去，结果在气流的前缘，形成具有激烈强阵风的飑锋。
强烈雷暴的移动方向与普通雷暴是不同的。人们常常注意到，一群普通的雷暴单体一旦发展成一个强烈风暴或超级环流，移动方向和速度会有明显的变化，它们不再沿中层风移动而是偏向右移动，且此时移速比中层风慢。移向也可偏向左，此时移速比中层风快。一般在北半球更常见的是向右移动的雷暴。无论是向左或向右，其组织结构相似，互为镜像。风暴的这种异常运动显然与其组织结构的变化有关系，但现在并不清楚是什么原因使强雷暴出现这种异常运动，也不了解为什么有些雷暴向右，有些雷暴向左。例如有些观测表明，在类似环境条件下，既可出现向右移动也可出现向左移动。更有意思的是，有些雷暴分成两部分，一部分向左移，一部分向右移，两者都可造成灾害性的冰雹和雷暴天气，但其路径叉开，张角可达60°左右。
三、雷暴线—飑线
在春季和夏季，大气中不但经常出现一个个孤立的雷暴，而且会出现排列成线状的雷暴，长度达几百千米，具有很强烈的阵风、雷雨冰雹等天气。这种雷暴线叫做飑线。如果你从地面某一地点来观察飑线，不可能估计出雷暴线的范围和组织结构情况，因为你看到的只是其中一小部分。但是如果用气象雷达来观测，你经常可以发现这些雷暴线的存在。
