山東內陸和半島雷暴大風的環境物理量特征

楊曉霞，尤 莉，夏 凡，張 磊，宋佳嘉，李 恬，田雪珊，華雯麗

（1.山東省氣象臺，山東 濟南250031；2.內蒙古氣候中心，內蒙古 呼和浩特010051；3.山東省氣象科學研究所，山東濟南250031；4.濟南市氣象臺，山東 濟南250021；5.復旦大學大氣與海洋科學系，上海200438）

山東省東臨黃海渤海、西接華北平原，中部為山區，山東半島突出到黃海渤海，春夏季強對流天氣較多，雷暴大風是主要的災害性天氣之一。統計表明[1]，山東的雷暴大風遠多于冰雹，且范圍大，造成的災害嚴重。雷暴大風的預報是目前預報業務中的一大難題，也是天氣預報研究中的一大課題。觀測和研究結果表明[2]，雷暴大風的產生主要有三種機制，一是對流風暴中的下沉氣流到達地面時產生輻散，直接造成地面大風，在這種情況中，除了下沉氣流外，移動雷暴的高空水平動量下傳也是重要原因；二是對流風暴中的下沉氣流到達地面時，由于蒸發冷卻形成冷空氣堆，向四面擴散，冷堆與周圍暖濕氣流之間形成陣風鋒，陣風鋒的推進和過境導致大風；第三種是低空暖濕空氣入流，在快要進入上升氣流區時受到上升氣流的抽吸作用而加速，導致地面大風。雷暴大風是在一定的環流背景下由中小尺度的對流系統產生的，大氣層結不穩定、抬升和風垂直切變是產生雷暴大風的主要環境場因素。多年來，氣象專家學者研究了一些代表大氣溫濕和動力特征的物理量參數[3-5]，對流有效位能、下沉對流有效位能、沙氏指數SI、上下層假相當位溫差等，代表大氣溫濕和垂直穩定度特征，對強對流天氣的產生有一定的預示性[6-22]，風垂直切變對對流風暴的組織起重要作用[2]，大風指數對預報雷暴大風有較好的指示性[14，23]。前期的研究成果為業務預報提供了參考，為配料法[24]和多指標疊套法的潛勢預報提供了支撐。雷暴大風的局地性和季節性強，各地各季節的環境物理量都有較大差異。前期的研究都是建立在歷史個例的基礎上，由于歷史個例少，所得結論有一定的局限性和片面性。隨著近些年強對流天氣資料的積累，有必要對產生雷暴大風的物理量進行深入研究。本研究選取2009—2016 年4—9 月山東省205 次雷暴大風個例，分為內陸和半島地區，對12 個物理量參數進行統計分析，給出月平均值和閾值占的比率，為雷暴大風的業務預報和格點化潛勢預報提供客觀依據。

1 資料和方法

利用2009—2016 年4—9 月地面觀測站中有極大風風速記錄的觀測資料，以1 d 內（20 時為日界）出現3 站及以上成片的、平均風（10 min）≥6 級（10.8 m/s）或陣風（瞬時風）≥7 級（13.9 m/s）（至少有一站陣風≥8 級（17.2 m/s））且伴有雷電作為一個雷暴大風日；根據雷暴大風出現的區域，分為山東內陸和半島地區（圖1）。

圖1 山東省區域劃分圖

利用產生雷暴大風天氣前最近時次和雷暴大風期間的探空站資料，選取距離雷暴大風最近的探空站，借助于MICAPS 氣象資料顯示系統，對環境物理量參數進行普查和統計分析。如果在雷暴大風前08 時的對流有效位能（CAPE）和下沉對流有效位能（DCAPE）為0 時，若對流產生在上午，應用周邊探空站資料進行插值訂正，若對流產生在下午，應用14 時的地面資料進行訂正，或應用周邊探空站資料進行插值訂正。在魯西北和魯中地區，選用濟南探空站資料，邢臺和青島探空站作為參考，魯南地區應用徐州探空站，濟南、鄭州和青島探空站資料作為參考，半島地區應用青島和榮成探空站資料，分別統計山東內陸（魯西北、魯中和魯南）和半島地區各月產生雷暴大風的環境物理量參數的最大值、最小值、平均值和各閾值的比率。

2 雷暴大風天氣的統計特征

在一次雷暴大風同時影響山東內陸和半島地區時，分內陸和半島2 個區域統計。2009—2016 年4—9 月全省1 d 內3 站及以上成片出現的雷暴大風日共205 d，內陸地區165 d，半島地區79 d。7 月雷暴大風最多（圖2），全省年均8.6 d，內陸地區年均6.8 d，半島地區年均4.3 d；6 月次之，全省年均5.0 d，內陸地區年均4.1 d，半島地區年均1.5 d；9 月最少，全省年均1.1 d，半島與內陸地區的年均次數相當，年均0.6 d。

圖2 2009—2016 年4—9 月全省、內陸和半島地區雷暴大風的年均天數

3 產生雷暴大風的天氣系統特征

山東產生雷暴大風的天氣系統分為6 大類型：低槽型、冷渦型、橫槽型、西北氣流型、橫槽轉豎型、副高邊緣型[25]。把雷暴大風的落區與影響系統的位置相對應，又分為：槽前西南氣流型、槽后西北氣流型、橫槽轉豎型、副高邊緣型[14]。

對選出的205 次雷暴大風天氣的天氣系統進行統計得出，春季4—6 月產生雷暴大風的天氣系統主要為西風槽、冷性低渦南部低槽和橫槽。在500 hPa槽后西北氣流影響下產生雷暴大風天氣的比率為57.7%～77.8%；當西風槽較深或地面有氣旋生成且影響時，雷暴大風產生在槽前深厚的西南氣流中，這種類型占16.7%～42.9%；受橫向暖式切變線影響產生雷暴大風的次數很少，占2.4%～5.6%。夏季7—8月雷暴大風主要產生在槽前和西太平洋副熱帶高壓西部邊緣，槽前偏南氣流影響產生的雷暴大風最多，在7 月和8 月分別占40.0%和71.8%；副高邊緣偏南氣流影響產生的雷暴大風在7 月占26.7%，8 月占10.3%；槽后偏北氣流影響產生的雷暴大風在7 月占25.0%、8 月占12.8%；臺風和弱高壓影響下出現很少，在10%以下。秋季9 月在槽前最多占50.0%，槽后或槽底占41.7%，副熱帶高壓邊緣占8.3%。

4 山東內陸和半島地區各月產生雷暴大風的環境物理量參數特征

分析研究雷暴大風前和雷暴大風期間代表大氣垂直穩定度、大氣能量、大氣溫濕和動力綜合、大氣動力特征的12 個物理量參數（表1），各參數的計算公式和物理意義見文獻[3—5]。

表1 12 個環境物理量名稱和代表符號

4.1 大氣垂直穩定度參數特征

4.1.1 850 hPa 與500 hPa 溫差（T850-500）

850 hPa 與500 hPa 溫差反映兩層之間大氣的層結穩定度狀況，溫差越大說明大氣層結越不穩定。

T850-500在內陸地區4—6 月較大，月平均27.7～28.3 ℃（圖3）；7—9 月較低，月平均24.7～25.5 ℃。主要原因是在春季4—6 月低層大氣受地面加熱氣溫升高，而中高層500 hPa 附近的大氣溫度還較低，因此T850-500較大；夏季500 hPa 附近的溫度也逐漸升高，與低層的溫差減小，再者由于近地面層溫度高，水面蒸發量大，低層大氣的濕度升高。因水汽的定容比熱大于干空氣的定容比熱，空氣水汽含量增大，同等加熱條件下，升溫減小，造成T850-500比春季低。

在雷暴大風天氣的個例中，內陸地區T850-500≥26.0 ℃在各月占的比率見圖3，春季4—6 月較高，5月最高（圖3），7—9 月明顯減少。T850-500≥30.0 ℃占的比率在4—6 月較高，4 月最高，7—9 月很小在10%以下。

山東半島地區4—9 月各月產生雷暴大風的T850-500月平均值的變化與內陸地區類似，也是4—6月較大，7—9 月較小，各月平均值比內陸略偏小（圖3），4—8 月偏小不到1 ℃，9 月偏小2.2 ℃。

半島地區產生雷暴大風的T850-500≥26.0 ℃占的比率在4—6 月為50.0%～61.1%（圖3），各月比內陸偏少10%左右；7 月比內陸偏高2.5%；8—9 月比內陸偏低。T850-500≥30.0 ℃占的比率在4—6 月為22.2%～44.4%（圖2），6 月比內陸偏高；在7—9 月為0，也就是半島地區產生雷暴大風時T850-500達不到30.0 ℃。T850-500比內陸偏小的原因是半島地區低層濕度大，水汽的定容比熱大于干空氣的定容比熱，空氣水汽含量大，在同等加熱條件下，升溫幅度小。

4.1.2 700 hPa 和850 hPa 假相當位溫差（θse700-850）

上下層的假相當位溫（θse）差代表大氣層的對流性不穩定，700 hPa 和850 hPa 假相當位溫差（θse700-850）≤0 代表大氣對流性不穩定或中性。θse700-850為0 是理論值，在實際情況中很少出現，而θse700-850在0~1 的情況較多，所以取θse700-850＜1.0 ℃，代表700 hPa 與850 hPa 之間大氣對流性不穩定或中性。

統計分析產生雷暴大風的θse700-850（圖4a），在內陸地區各月平均值都＜0 ℃，說明大氣對流性不穩定較強。在月平均值中，8 月負值最大，7 月次之，5—6 月負值較小，4 月接近于中性。

θse700-850＜1.0 ℃在各月雷暴大風中占的比率見圖4b，4 月占的比率最小，5—9 月比率較高，在75%～100%（圖4b）。從圖4c 中可以看出，5—9 月θse700-850＜-1.0 ℃占的比率較高在71.4%～86.8%，對雷暴大風有較好的指示性。7 月θse700-850在-10.0～-19.0 的比率最高，其他月在-1.1～-9.9 的比率最高（圖4c）。

半島地區θse700-850的月平均值在4 月＞0 ℃，在5—9 月＜0 ℃，在7—8 月的月平均負值較大（圖4a），各月平均的θse700-850絕對值都小于內陸地區。

θse700-850＜1 的比率在4 月為66.6%，明顯高于內陸（圖4b）；在5—6 月和9 月為55.6%～71.4%，比內陸地區明顯偏小；7—8 月為83.3%～88.9%，與內陸相當。

圖4 4—9 月山東內陸和半島地區產生雷暴大風的θse700-850 月平均（a）、θse700-850<1 ℃的比率（b）和θse700-850 各段閾值的比率（c）

θse700-850＜-1 的比率，4 月為66.6%；θse700-850在-1.1～-9.9 ℃最多，占55.6%；在6 月為57.1%，7—9 月θse700-850≤-1 ℃的比率為71.4%~88.9%，對雷暴大風有較好的指示性。

4.1.3 沙氏指數（SI）和抬升指數（LI）

沙氏指數反映850 hPa 與500 hPa 之間的大氣層結穩定度，抬升指數（LI）反應的是近地面層與850 hPa 之間的大氣層結穩定度。SI ≤0 和LI≤0 代表大氣層結中性和不穩定，有利于對流產生。SI=0 和LI=0 是理論值，在實際情況中很少出現，所以取SI＜1 和LI＜1 代表大氣層結中性和不穩定。

內陸地區產生雷暴大風的SI 平均值在6—8 月較小，接近于0（圖5a）；在4—5 月和9 月較大為正值。最小值出現5 月，為-7.4 ℃，4 月和6—8 月最小值為-5.1～-5.9 ℃。從各月產生雷暴大風的SI＜1 占的百分比（圖5c）可見，8 月最高75.5%，其次是6 月67.7%。 SI≤-1 ℃的次數在8 月最多，占44.2%，其次是7 月，占34.0%。5—8 月內陸地區雷暴大風SI＜1的比率為51.0%～75.5%。

雷暴大風期間內陸地區LI 的平均值在6—8 月為-1.7～-2.3 ℃（圖5b），大氣層結不穩定。LI 的最小值出現在7 月，最低-10.1 ℃，8 月為-8.8 ℃。5—9 月LI＜1 的比率在50.0%～83.9%，其中6—8 月為81.1%～83.9%（圖5c），7—8 月LI ≤-1 ℃占 的 比 率 在70.0%左右。

山東半島地區SI 的月平均值在7—8 月與內陸相當；在4—6 月和9 月明顯比內陸地區偏高（圖5a）。7—8 月SI＜1 和≤-1 ℃的比率分別為45.8%～55.6%（圖5c）和22.2%～29.2% 。

山東半島地區產生雷暴大風的LI 的月平均值在7—8 月＜0（圖5b）。7—8 月LI＜1 ℃的比率為72.0%～88.9%（圖5c），其中LI≤-1 ℃的比率為45.8%～66.7%；9 月LI＜1 ℃和LI＜-1.0℃的比率分別為57.0%和28.6%；7—9 月LI＜1 ℃在半島地區雷暴大風中占的比率為57.1%～88.9%，比內陸地區偏高。

由此可見，夏季LI＜1 ℃產生雷暴大風的比率大于SI＜1 ℃產生雷暴大風的比率，說明在雷暴大風期間，850 hPa 以下低層大氣的層結不穩定次數多于850～500 hPa 中低層大氣的層結不穩定次數。主要原因是近地面層溫度越高、中高層溫度越低，大氣層結越不穩定，越容易產生對流；中層的溫度越低，對流系統中的下沖氣流越強，越容易產生雷暴大風。LI 比SI 更能代表低層大氣的層結不穩定性。預報雷暴大風時應多注意分析低層大氣的不穩定層結。

圖5 4—9 月山東內陸和半島地區產生雷暴大風的各月的SI（a）和LI 最小值和平均值（b）及SI、LI＜1 ℃的比率（c）

4.2 代表大氣能量特征的物理量參數

4.2.1 對流有效位能（CAPE）和下沉對流有效位能（DCAPE）

大氣中的對流有效位能（CAPE）是大氣位能能夠轉換為動能的最大值，值越大越有利于產生對流。下沉對流有效位能（DCAPE）反映了大氣中的下沖能量，值越大下沖能量越大，造成的大風越強。

山東內陸地區產生雷暴大風的CAPE 在4—5月和9 月較小（表2），月平均值在99.7～275.7 J/kg，最大值在993.7～1 261.2 J/kg，4 月最小。4—5 月和9 月CAPE≥200 J/kg 的比率較小，在39.1%以下。6 月CAPE 平均567.8 J/kg，最大為2 809.1 J/kg。在7—8 月CAPE 較高，月平均在1 121.1～1 510.7 J/kg，8 月最高，最大值可達4 373.8 J/kg。各月CAPE≥200、500 J/kg 和1000 J/kg 的比率見表2。春季和秋季CAPE 值較小的原因主要是低層大氣溫度低、水汽少，低層大氣中的不穩定能量低。

表2 山東4—9 月產生雷暴大風的對流有效位能的月平均值和各閾值所占比率

山東內陸地區產生雷暴大風的DCAPE 月平均值在5 月最高，4 月次之，8 月最小（表3）。DCAPE≥200 J/kg 的比率在4—5 月在70%以上，6—7 月和9 月在40%～50%（表3），8 月最低。各月DCAPE≥500、1000 J/kg 的比率見表3，在4—5 月較高，其他月份較低。

山東半島地區產生雷暴大風時對流有效位能比內陸地區明顯偏低，在4—6 月產生雷暴大風的對流有效位能（CAPE）很小，4—9 月每月月平均都小于內陸（表2）。5 月CAPE 升高，平均值210.7 J/kg，最大值447.4 J/kg。7—8 月的CAPE 月平均最高。CAPE≥200、500 J/kg 和1 000 J/kg 的比率見表2，在7—9 月CAPE≥200 J/kg 的比率大于60%，≥500 J/kg的比率大于40%。

表3 4—9 月山東內陸和半島地區產生雷暴大風的下沉對流有效位能的月平均值和各閾值所占的比率

山東半島地區產生雷暴大風的下沉對流有效位能的月平均在6 月高于內陸，7—8 月與內陸相當（表3），5—6 月 月 平 均 值 較 高，8—9 月 較 低。DCAPE≥200、500 J/kg 和1000 J/kg 的比率，都是在5—7 月較高。在9 月DCAPE≥200 J/kg 的比率最高。6—8 月DCAPE≥200、500 J/kg 的比率都高于內陸。

山東內陸和半島地區DCAPE 與CAPE 呈互補態勢，即在春季和秋季對流有效位能較低、下沉對流有效位能較高時也能產生雷暴大風；在夏季對流有效位能較高、下沉對流有效位能較低，對流發展旺盛也有利于產生雷暴大風。在春季下沉對流有效位能較高，大范圍的雷暴大風較多，夏季位于副高邊緣，對流有效位能較高，下沉對流有效位能較低，產生對流時以對流性降水為主，雷暴大風的范圍較小。

4.2.2 K 指數

K 指數的計算公式為：

式中第一項為850 hPa 與500 hPa 溫差，第二項為850 hPa 露點溫度，第三項為700 hPa 溫度與露點差。K 指數高代表低層大氣暖濕，有利于產生對流。

山東內陸地區在4—8 月產生雷暴大風的K 指數的月平均值逐月升高（表4），8 月達到最高，9 月降低。4—5 月和9 月月平均值為15.7～19.6 ℃，6—7月月平均值為26.0～29.2 ℃，8 月月平均最高33.6 ℃。K 指數的最大值在4—5 月和9 月為35～36 ℃，6 月為41 ℃，7—8 月為45 ℃。

在春、秋季，850 hPa 與500 hPa 溫差較大，但是低層大氣濕度較小，也就是850 hPa 露點較小，700 hPa 溫度與露點差較大，后兩項對K 指數的貢獻小，導致K 指數的值偏小。7—8 月，山東位于副熱帶高壓邊緣，低層大氣暖濕，雖然850 hPa 與500 hPa 溫差較小，但是850 hPa 露點高，700 hPa 溫度與露點差小，使得K 指數明顯比春秋季偏高。

出現雷暴大風時，K≥28、30 ℃的比率，在7—8月較大（表4），分別為66%～85%、60%～79%，K≥35 ℃的比率在50%左右；4—6 月和9 月較小，在50%以下。

表4 山東內陸和半島在4—9 月產生雷暴大風的K 指數的最大值、平均值和各閾值占的比率 %

山東半島地區產生雷暴大風的K 指數的月平均值在4 月和7—8 月與內陸基本相同（表4），5—6月小于內陸，9 月大于內陸。K 指數的最大值在4月，高于內陸，5 月和8 月與內陸基本相同，在6—7月和9 月小于內陸。K≥28、≥30 ℃的比率在7—8月較高，為58.3%～88.9%，在4—6 月和9 月較低，為21.4%～33.3%（表4）。

4.3 代表大氣溫濕和動力綜合的物理量參數特征

4.3.1 風暴強度指數（SSI）和強天氣威脅指數（SWEAT）

風暴強度指數（SSI）[4]既與大氣中的對流有效位能有關，又與中低層的風垂直切變有關，綜合反映了大氣中的不穩定能量和風垂直切變特征。SSI 是一個無量綱數，值越大越有利于產生強風暴。

強天氣威脅指數（SWEAT）[4]與850 hPa 的溫度、露點、風向、風速及500 hPa 的溫度、風向、風速有關，綜合反映了850 hPa 與500 hPa 之間的溫濕特征及風垂直切變狀況。SWEAT 是一個無量綱數，值越大越有利于產生龍卷、強風暴和強雷暴。

山東內陸地區SSI 各月的平均值差別不大（圖5a），為235.5～258.5，8 月最高，4 月最小。SSI 的最大值在7—8 月較高，為333.3～337.3。 4—9 月SSI≥250 的比率在50%～72.2%（圖6a），4—5 月較高，在70%以上。

山東內陸地區SWEAT 的平均值7—8 月較高為236.0～260.5（圖6b），5—6 月為194.7～204.6，4 月和9 月較低，為154.9～159.6。各月最小值在60 以下；最大值為307.3～447.7，極大值出現在6 月。SWEAT ≥150 的比率在6—8 月較高為75.8%～86.7%（圖6b）。

山東半島地區SSI 平均值在4 月和7—9 月較高為254.9～292.9（圖6a），5—6 月為204.6～210.6，4月和7—8 月比內陸地區明顯偏高；最大值在7—8月為370.7～374.1，7—9 月的最大值明顯高于內陸地區。各月SSI≥250.0 的比率，在4 月和7—8 月較高70.8%～100%（圖6a），4 月最高。

山東半島地區強天氣威脅指數（SWEAT）平均值在7—8 月較高，為272.5～285.2（圖6b），其他月為160.7～200.6。7—9 月比內陸地區偏高。各月SWEAT≥150 的比率在7—9 較高為85.7%～100%（圖6b），8 月最高，7 月次之。4 月和7—9 月比內陸地區偏高。

4.3.2 大風指數（WI）

大風指數（WI）[3-4，23]與融化層的高度、融化層以下的溫度直減率和水汽條件有關，反映環境大氣產生強對流時能造成雷暴大風的強度。表達式和物理意義見文獻[3-4]。值越大越有利于產生強雷暴大風。單位用海里/小時（knot），1 knot =1.853 km/h，近似于m/s 的2 倍，單位為m/s 時數值除以2。

山東內陸地區產生雷暴大風的WI 的平均值在5—6 月較大為25.2～27.0 m/s，7—8 月較小，為21.3～22.7 m/s，4 月最小，為18.8 m/s（表5）。 4—9 月各月產生雷暴大風的WI≥17 m/s 的比率為60%～82.3%（表5），5—6 月較大，為80%以上。

表5 4—9 月山東內陸和半島地區產生雷暴大風的大風指數的最大值、月平均值和閾值的比率

半島地區產生雷暴大風的WI 的平均值在4—5月較大，為25.3～29.9（表5），6—9 月較小，為16.3～18.8 m/s，6 月最小。在4—5 月大于內陸，6—8 月小于內陸，9 月接近內陸。產生雷暴大風的WI≥17 m/s占的比率在4—5 月為88.9%（表5），其他月為41.7%～64.3%，7 月最小。

在夏季，半島地區受海洋影響，近地面層大氣水汽含量大，一般在晴熱的天氣，下午吹海風，最高溫度比內陸明顯偏低，上下層大氣的溫差比內陸地區低，大氣的層結不穩定度比內陸地區小，產生對流時，一是對流偏弱，二是對流系統中的下沖冷空氣弱，造成的雷暴大風比內陸地區的風速小，所以大風指數比內陸地區小。

4.4 風場特征

水平風的分布和風的垂直切變對強對流的產生和風暴有組織地發展具有重要作用。對強對流發生前和強對流發展期間探空站上空500 hPa 和850 hPa 的風進行統計分析，分析產生雷暴大風的風的垂直分布特征。

圖6 4—9 月雷暴大風的SSI（a）和SWEAT（b）的月平均值和閾值的比率

山東內陸地區產生雷暴大風的500 hPa 風向在4 月、6 月和9 月以西到西北風最多（圖7a），占61.3%～63.2%，在7—8 月偏南風最多，占64.9%～66.0%。500 hPa 風速≥12 m/s 的比率在4—5 月為84.8%～93.3%（圖7c）。

山東內陸地區產生雷暴大風的850 hPa 風向在6—8 月以西南風最多占59.7%～67.9%（圖7b）。850 hPa 風速達到急流強度（≥12 m/s）的比率在4—5 月占36.6%～40.0%（圖7c），其它月在25%以下。

山東半島地區產生雷暴大風的500 hPa 風向在5—6 月西北風較多，占50.0%～64.3%（圖7a），在4月和7—9 月偏南風較多占55.6%～91.7%，7 月最多。500 hPa 風速≥12 m/s 的比率在7 月為58.3%，其他月在85%以上，大于內陸地區（圖7c）。

山東半島地區產生雷暴大風的850 hPa 風向，在4—8 月以南到西南風為主，占66.7%～88.9%（圖7b），多于內陸。850 hPa 風速≥12 m/s 的比率5 月和7 月分別為44.4%和50.0%，其他月在30%以下，5—7 月風速大于內陸（圖7c）。

5 結論

（1）產生雷暴大風的T850-500在4—6 月較高，7—9 月較低。θse700-850的月平均在5—9 月為負值，山東內陸明顯低于半島。SI 和LI在內陸6—8 月、半島7—8 月的月平均值較低，SI＜1 ℃，LI＜0 ℃。

圖7 4—9 月各月山東內陸和半島地區產生雷暴大風的500 hPa風向的比率（a），850 hPa西南風在各月占的比率（b）和500、850 hPa風速≥12 m/s 的比率（c）

（2）CAPE 在山東內陸地區6—8 月、半島山東7—8 月較高，平均值在500 J/kg 以上。山東內陸DCAPE 在4—5 月較高，平均值在640 J/kg 以上，山東半島在5—6 月較高，平均值在550 J/kg 以上。K指數在4—6 月和9 月較低，7—8 月較高。

（3）SSI≥250 的比率內陸在4—5 月、半島在4月和7—8 月均為70%以上。強天氣威脅指數SWEAT≥150 的比率內陸在6—8 月、半島在7—9月較大均為75%以上。WI 在內陸5—8 月較高，半島4—5 月較高。內陸5—6 月WI≥17 的比率為75%～81.8%，半島4—5 月為88.9%。

（4）山東內陸4、6 月和9 月、半島5—6 月500 hPa西北風占50.0%～64.3%，其他月份西南風居多；內陸4—5 月、半島4—6 月和8—9 月500 hPa 風速≥12 m/s占的比率在84.0%以上。內陸6—8 月、半島4—8 月850 hPa 以西南風為主，風速較小。

（5）山東半島三面環海，低層大氣的溫濕特征與山東內陸地區有較大差異，低層大氣中的水汽含量高，溫度變化比內陸慢，溫度的日較差比內陸小，半島沿海與半島內陸的溫差較大。在春季和夏初，由于大氣中的水汽含量高，比濕大，升溫緩慢，導致半島地區的低層大氣溫度明顯低于內陸，造成大氣低層的溫濕能明顯比內陸偏低，溫度隨高度的遞減率也明顯比內陸低，因此大氣的垂直不穩定度明顯低于內陸。在盛夏，山東受副高控制，低層大氣水汽含量高，內陸與半島地區的溫濕差異減小。初秋季節，副高南撤，冷空氣影響頻繁，內陸地區降溫明顯，對流性天氣明顯減少。半島地區低層大氣降溫緩慢，溫度比內陸偏高，大氣低層的溫濕能高，大氣低層溫度隨高度的直減率比內陸大，大氣的垂直不穩定度明顯高于內陸，因此半島地區的強對流和雷暴大風天氣仍然較多。由于海面的粗糙度較低，近地面層的風比內陸大，風垂直切變比內陸小，因此與風垂直切變有關的參數，與內陸地區的差異較明顯。