天气预报基础之一天气分析的内容和方法.docx

1、天气预报基础之一天气分析的内容和方法1.1 天气图分析天气图是填有各地同一时间气象观测记录的特种地图，它描述了某一瞬间某一区域的天气状况。天气图能显示各种天气系统和天气现象的分布及其相互关系，是分析判断天气变化、制作天气预报的基本工具。一般分为地面天气图、高空天气图和辅助天气图三类。过去天气图的填绘主要由手工完成，现在天气图的绘制都是由计算机完成。目前业务上使用的MICAPS平台能显示常用的各种天气图。 1.1.1 地面天气图地面天气图反映了某区域某时刻的地面天气系统和天气状况。一张地面图上用数值或符号填写各个气象观测站在同一时刻的气象要素观测记录。它填有观测时刻地面各种气象要素和天气现象，如

2、气温、露点温度、风向、风速、海平面气压、能见度和雨、雪、雾等；还填有能反映空中大气现象的一些记录，如总云量、低云量、低云高以及高云、中云和低云的云状等；既有当时的记录，又有一些能反映短期内天气演变实况的记录，如3h变压、过去6h内的天气，过去6h降水量等。地面天气图是填写气象观测项目最多的一种天气图，是天气分析和预报中很重要的工具。 图1.1 MICAPS中地面填图格式 地面图主要分析海平面气压场（即海平面气压等值线），分为低压、高压、低压槽、高压脊、鞍形气压场五种基本形式，任一张海平面气压图都是由这五种基本形式构成的。图1.2a MICAPS中显示的2009年8月17日08:00 500hP

3、a天气图 1.1.1.1 锋面锋面是冷暖气团的过渡带，是水平温度梯度大的区域，斜压性强，有利于垂直环流的发展和能量转换，锋面附近常有剧烈的天气发生。锋面是天气预报中重点关注的天气系统之一。因此，锋面的识别和分析是地面天气图分析中的重点。根据锋面在移动过程中冷、暖气团所占的主、次地位，可将锋面分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。 冷锋: 锋面移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋面称为冷锋。冷锋过境后，冷气团占据了原来暖气团所在的位置，导致气温下降。需要注意的是，气团在移动过程中，由于变性程度不同，或有小股冷空气补充南下，在主锋后常有副冷锋形成，一般主锋两侧的温度差值较大

4、，副冷锋两侧温差较小。图1.2a中有两条冷锋，一条是从低压中心向南向西伸的气旋中的冷锋，称为主锋；另一条是其后部补充南下冷空气而形成的副冷锋。图1.2a MICAPS中显示的2009年8月17日08:00 500hPa天气图 冷锋注释内容 锋面附近的云和降水随季节、时间、地点的不同而变化。一般冷锋造成的天气与高空槽的位置有关。冷锋位于高空槽前为第型冷锋，降水区主要出现在冷锋后，多为稳定性降水，有时冷锋前暖区存在不稳定，在地面冷锋附近常出现雷阵雨天气（图1.3a）。冷锋与高空槽接近垂直或位于高空槽后时为第型冷锋，夏半年在冷锋前锋线附近，暖湿空气被强迫抬升，常产生雷阵雨天气，云雨区较窄（图1.3b

5、）；而冬半年，由于暖空气比较干燥，冷锋前降水不明显，冷锋过后，云很快消散，风速迅速增大，常出现大风、扬沙、沙尘暴天气。由于高空强冷平流的加压作用，使冷锋后常出现大片正变压区，有明显的3h正变压中心（图1.3a、图1.3b）。 暖锋注释内容 暖锋:锋面移动过程中，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋面称为暖锋。一般在暖锋过境时，气温会升高。暖锋降水具有连续性特征，多发生在距暖锋较近的雨层云中。地面锋线附近，常出现雾，即锋面雾。夏季若暖空气不稳定，暖锋上也可出现雷阵雨。由于高空暖平流的减压作用，使暖锋前常出现大片负变压区，有明显的3h负变压中心（图1.3a）。 准静止锋注释内容 准静

6、止锋:当冷、暖气团的势力相当时，锋面的移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。实际工作中，经常将6h间隔内，锋面位置变化小于一个纬距的锋面定为准静止锋。它常由冷锋演变而成。在我国常出现在华南的南岭、云贵高原及天山地区。由于准静止锋的坡度较小，其降水区常出现在距锋线后一定距离处（图1.3c）。准静止锋上3h变压不明显。 图1.3 锋附近3h变压和雨区示意图 锢囚锋注释内容 锢囚锋：暖气团、较冷气团和更冷气团三种性质不同的气团，构成两个锋面，由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇形成锢囚，冷锋后部冷气团与暖锋前面冷气团的交界面称为锢囚锋。若冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团冷，称为冷式锢囚锋，反

7、之称为暖式锢囚锋；若两气团的温差较小，则称之为中性锢囚锋。两条锋面在空间的交接点，为锢囚点。由于在锢囚锋上的云层形成最厚，上升运动也最强，锢囚锋的天气区主要出现在这里。除此之外，暖式锢囚锋在暖锋前还有一片连续雨雪区，冷式锢囚锋在冷锋前也有一片较窄的雨雪区（图1.3d）。锢囚锋负变压区和负变压中心在锋前，正变压区和正变压中心在锋后。零变压线在锋后为冷式锢囚锋（图1.3d），反之，为暖式锢囚锋。 锋面动画演示业务上常用的判断锋面位置的方法主要有： 温度分析：锋面两侧有明显的温差，冷锋后有负变温，而暖锋后有正变温。 露点分析：暖空气露点温度较高，冷空气露点温度较低。在没有降水发生的条件下，露点温度能

8、较好的表达气团的属性，对确定锋面的位置很有用 气压与变压分析：锋面位于等压线气旋性曲率最大的地方，但有气旋性曲率处不一定有锋面。 锋面亦可和等压线平行，但锋面两侧等压线的疏密对比显著。如寒潮冷锋附近经常有密集的等压线。冷锋后常有较强的正3h变压，暖锋前常有较强的负3h变压。 风场分析：锋面附近有明显的气旋式风向切变。 云和天气现象分析：一般锋面附近有较明显的云和降水。 结合云图等其他资料分析判断。1.1.1.2 锋面气旋气旋是指占有三度空间的、在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋，按气旋的结构可分为锋面气旋和无锋面气旋。这里仅对锋面气旋的分析以及影响做简要说明。在我国，典型的锋面气旋主要有

9、江淮气旋、蒙古气旋、黄河气旋。锋面气旋形成周期动画演示 江淮气旋 江淮气旋注释内容 江淮气旋：是指发生在长江下游、淮河流域及湘赣地区的锋面气旋。以春夏两季出现较多，特别是在6月份活动最旺盛，常伴有暴雨和大风天气。江淮气旋东移入海，常造成海上大风。 蒙古气旋云图 蒙古气旋注释内容 蒙古气旋：蒙古气旋发生或发展在贝加尔湖东南方的蒙古中部和东部高原一带，约在（100115E，4050N）范围内。一年四季均有出现，以春秋两季最常见，尤以春季最多。蒙古气旋造成的天气以大风为主，在发展较强的气旋中心偏北部位常有降水出现，但降水量不大，且带有局地性。在图1.2a上的气旋为蒙古气旋。 黄河气旋 黄河气旋的注释

10、内容 黄河气旋：是指在黄河流域产生的气旋，常常影响黄河下游、辽东半岛、山东半岛等地，是这些地区暴雨的主要影响系统之一。暴雨中心一般出现在气旋中心前方、暖锋前部，冷锋附近可出现局部暴雨。黄河气旋东移入海，常造成海上大风。 1.1.1.3 倒槽 倒槽 倒槽的注释内容 倒槽主要指在地面图上等压线开口向南的低槽，它是由于来自南方的暖湿空气密度较小而造成的气压低值区。因为一般低槽等压线开口向北，倒槽正好相反，等压线开口向南，因此得名。倒槽和低槽不仅是开口方向上的不同，其性质、发生机理、天气分布等也不同。在倒槽顶部曲率大的区域辐合最强，冷暖空气交绥时常会出现较大降水。 1.1.1.4 冷高压 冷高压 冷高

11、压的注释内容 冷高压位于冷锋后部，在其前部伴有强大的冷空气，常带来大风、沙尘、降温等天气。由于冷空气的路径不同，其强度和所带来的天气也有所不同。所以预报中要注意分析冷高压中心强度及其移动方向。 1.1.1.5 干线 干线 干线的注释内容 干线，又称为露点锋，是水平方向上的湿度不连续线，其垂直伸展仅达地面13km。穿过干线，地面强水平露点梯度可达5/km以上。干线附近是强对流天气最容易发生的地区。有研究表明，几乎所有的弱降水超级单体都出现在干线附近，而与弱降水超级单体风暴相伴随的主要天气现象包括雷雨大风、大冰雹，有时也会产生龙卷（俞小鼎等，2006）。故在制作强对流天气的潜势预报时除要注意分析温

12、度和风的不连续外，还要注意分析边界层露点的不连续线。 1.1.1.6 辐合线 辐合线 辐合线的注释内容 是指地面附近风场的辐合线，有风向或风速的辐合，是触发强对流天气的重要机制。边界层辐合线包括锋面、雷暴出流边界（阵锋风）、海陆锋辐合线等，地面辐合线的分析是强对流天气潜势预报中重点分析的项目，在后面中尺度分析一节中有例子详细分析。 1.1.2 高空天气图高空天气图也称高空等压面图，常用于分析高空天气系统。日常分析的高空图有925、850、700、500、300、200和100hPa等压面图，其高度分别约为1500、3000、5500、9000、12000和16000m。高空图上填有各探空站或测

13、风站在该等压面上的位势高度（单位为位势什米（dgpm）以及温度、温度露点差、风向风速等。 图1.4 MICAPS中高空填图 与地面填图显示一样，也可根据不同需要，自行设置所显示的要素和所显示的区域范围。图1.2b设置的高空图中只显示了风向、风速。 图1.2（b）MICAPS中显示的是2009年8月17日08:00 500hPa天气图 分析等压面形势图可以了解空间气压场的情况，等高线的高（低）值区对应空间高、低压区，故等压面图上的等高线可反映高空低压槽、高压脊、切断低压和阻塞高压、高空低涡、副热带高压等天气系统的位置和影响范围；等温线表示该等压面上冷暖空气分布，可分析出冷、暖中心和冷槽、暖脊，它

14、们同等高线配合，表征天气系统的动力和热力性质；从温度露点差可以判断该等压面上相对湿度的情况，可分析出干、湿中心和湿舌、干舌，一般认为T-Td4的区域为湿区，而T- Td2的区域为水汽饱和区，它们通常和云、雨区相配合。利用风向风速可以判断风的切变以及风的辐合、辐散情况。综合分析等高线、等温线以及风场，可分析判断冷、暖平流及强度。等高线与等温线相交，气流由冷区吹向暖区，这时有冷平流，反之有暖平流。平流的强度可从以下三方面判断： 等高线的疏密程度，一般等高线越密，风速越大，平流强度也越大； 等温线的疏密程度，等温线越密，说明温度梯度越大，平流强度也越大； 等高线和等温线交角的大小，一般交角越接近90

15、，平流强度越强；若等高线和等温线平行，则没有明显的温度平流。地面天气图分析一样，分析高空天气图时，识别、判断出高空影响系统，并正确预测其未来的发展和变化，对准确预报天气意义重大。图1.2b为 MICAPS平台显示的2009年8月17日08:00 500hPa图，从图中可以清晰的看到槽线、切变线、副热带高压、阻塞高压、切断低压、高空低涡等天气系统。 横竖槽 切变线：是指风场的不连续线，一般其两侧的风向有明显的气旋式切变。切变线附近气压或高度变化不明显。偏北风与西南风之间的切变为冷式切变，常呈东北西南向；偏东风与偏南风或西南风的切变为暖式切变，它常呈东西向或西北东南走向。此外在两高压之间的切变称为

16、两高切变，图1.2b中在大陆高压与副热带高压之间就有一两高切变。切变线附近有很强的辐合，常有降水天气产生，一般降水出现在700hPa切变线以南、850hPa切变线以北的区域。 切变雨区 切变种类 副热带高压 副热带高压（带状） 副高活动有着明显的季节变化，一般来说，从冬到夏位置北移，强度增大；从夏到冬，位置南撤，强度减弱。一年中北进与南撤并不是匀速行进的，而是稳定少变、缓慢移动与跳跃三种形式。平均而言，冬季副高脊线在15N附近，3、4月份开始缓慢北移，56月间（一般在6月中旬）出现第一次北跳，脊线北跳到 20N以北，并稳定在2025N之间一个月左右。7月中旬，脊线再次北跳，越过25N，在7月底

17、或8月初，副高达到一年中最北位置，9月以后，副高向南撤退。副高周围的天气动画演示 阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，当脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北端出现闭合环流，形成孤立的暖高压中心，叫做阻塞高压（以下简称阻高）。此时西风带长波槽脊的经向度增加。在亚洲，阻高主要出现在乌拉尔山、鄂霍茨克海以及贝加尔湖地区，分别称它们为乌拉尔山阻高、鄂霍茨克海阻高以及贝加尔湖阻高。图1.2（b）MICAPS中显示的是2009年8月17日08:00 500hPa天气图 阻塞高压的注释内容 图 1.2b中的阻高为乌拉尔山阻高。亚洲地区以每年5、6、7三个月出现阻高的机会最

18、多，其中心大多在5560N范围内，维持时间平均约8天左右，最短为35d。这些阻塞高压对我国的暴雨有重要影响，乌拉尔山阻高脊前常有冷空气南下，使其东侧低槽加深，分裂小槽东移，影响我国降水；同时由于中纬度为平直西风气流，有利于稳定纬向型暴雨的形成；鄂霍茨克海阻高对我国梅雨影响很大，它常与乌拉尔山阻高和贝加尔湖大槽同时建立，西风急流分别从其北方和南方绕过，不断有小槽引导冷空气南下到达江淮流域与暖湿空气交绥形成大范围暴雨区；贝加尔湖阻高与青藏高压相连，形成一个南北向高压带时，使环流经向度加大，此高压带与海上副高之间的狭长低压带，造成北方强经向型暴雨。此外，冬季阻高的建立和崩溃，常造成我国大范围的寒潮天

19、气。 切断低压：是指对流层中上层出现的一堆孤立的冷空气（气压场上表现为低压），与北方冷空气之间被暖空气所切断，南北方的冷空气只在低层连接起来。在高空图上切断低压有两种形式：一种是无显著的阻塞高压存在（图1.2b中东部海上的低压）；另一种是与阻塞高压同时出现并与之密切关联的切断低压（图1.2b中阻高前部的低压）。我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。东北冷涡的西部，常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条副冷锋向南移动，有利于冷涡的西、西南、南至东南部发生雷阵雨天气，而且类似的天气可以连续几天地重复出现

20、。 高空低涡：主要介绍与我国天气密切相关的东蒙冷涡、西南涡、西北涡。东蒙冷涡：是指发生或经过蒙古人民共和国中东部的冷性低涡，常形成于亚洲高空阻塞形势下。从春末到秋初都会出现，而尤以初夏为多且影响严重，主要影响我国的西北、华北以及东北地区。东蒙冷涡带来的天气主要出现在冷涡的东南方，常造成午后到傍晚的雷雨大风、冰雹等强对流天气，具有日变化明显、时间短、强度大、局部性明显且可能持续数日等特点，个别地点降水可达暴雨。 东蒙冷涡 点击查看西南涡动画演示西北涡：西北涡是指700hPa上，在柴达木盆地到青海湖一带（99105E，3438N）发展东移的低涡。这种低涡原是暖性的地形低涡，当有冷空气入侵，斜压性加

21、强，低涡开始东移，当低涡进入甘陕地区后，受西南气流输送来的水汽影响及水汽凝结反馈作用，促使低涡进一步发展加强，并沿其前部暖切变线东移，呈“人”字形切变线，暴雨主要产生在低涡前部和暖切变线上。 高空急流：高空急流是指出现在对流层顶附近或平流层中一股强而窄的气流，其轴呈准水平状，急流中心最大风速大于30m/s(图1.5a)。与我国天气有密切关系的高空急流有：极锋急流、副热带急流和热带东风急流。由于风速的变化，在高空急流入口区和出口区有次级环流产生，在高空急流入口区其北侧有辐合下沉气流，而南侧有辐散上升气流；而在出口区与之相反，北侧有辐散上升气流，而南侧有辐合下沉气流。故当高空急流与地面锋面同时存在

22、时，高空急流出口区北侧（或入口区南侧）的冷锋段，地面冷锋前的上升运动与高空急流次级环流的上升气流叠加，有利于灾害性对流天气的发展，同时由于强烈的减压作用而促使爆发性气旋的发展。而处于高空急流出口区南侧（或入口区北侧）的冷锋段，锋前低层的上升运动受到高空急流次级环流下沉支的压制，起减弱对流天气的作用。 低空急流：是指出现在600hPa以下的一支风速12m/s的强风带(图1.5b)。850hPa以下的低空急流有明显的日变化，一般在日落时开始增大，到凌晨日出前最大。其最大风速轴与最大水汽轴一致，因此低空急流可向北方输送大量的水汽。大雨或暴雨区常出现在急流轴的左前方。急流轴上常有风速突然加大的现象，成

23、为风速脉动，在风速脉动区的下游常有较大降水发生。图1.5 2010年8月5日08:00高低空急流分布图(a) 200hPa风场，阴影为风速30m/s的风速区，箭头为高空急流轴 图1.5 2010年8月5日08:00高低空急流分布图(b) 850hPa风场，虚线为风速12m/s的等风速区，箭头为低空急流轴静力学关系和热成风关系决定了高、低空天气图之间的配置，所以预报天气不能仅凭一张天气图、仅分析一种天气系统，而需要高低空、地面综合分析、考虑，且由于地形的作用，上述天气系统所带来的天气也会发生变化，这就需要预报员在实际工作中不断总结、积累经验，才能更好地使用天气预报图。1.1.3 T-ln-p图

24、T-ln-p图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气图。它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。T-ln-p图动画演示T-ln-p图上点绘的曲线主要有温度层结曲线、露点层结曲线和状态曲线。温度层结曲线是由探空资料点绘出来的，表示测站上空气温垂直分布的情况，也称为环境曲线，它在各层的斜率即代表各层的实际温度递减率；露点层结曲线也是由探空资料得到的，表示测站上空水汽垂直分布情况；状态曲线是指气块上升过程中其温度的变化曲线，由于气块在水汽未饱和时按干绝热递减率降温，在饱和后按湿绝热递减率降温，因此状态曲线是由饱和点以下的干绝热

25、线和饱和点以上的湿绝热线组成。 1.1.3.1 稳定度及判据薄气层的稳定判断动画演示在实际大气中，d的绝对不稳定情况很少，只有在晴朗的白天近地面气层才可出现；m的绝对稳定层结通常出现在晴朗的夜间；大多数情况为条件不稳定层结。整层大气稳定度判断动画演示对流性不稳定动画演示对流性不稳定和条件性不稳定都是潜在不稳定，即当气层是稳定的，需要有一定的外加抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。条件性不稳定的实现只要局地的热对流或动力因子对个别气块进行抬升即可，往往造成局地性的雷雨天气。而对流性不稳定的实现要有大范围的整层抬升运动作为触发机制，要有天气系统的配合或大地形的作用，造成的

26、对流性天气也比较剧烈，范围也较大。层结不稳定动画演示1.1.3.2 常用特征高度和指数的意义及应用MICAPS 3 平台中的右侧显示有一列物理量分析表，输出了各种特征高度以及热力、动力、温湿条件以及能量指数，这里对常用的一些特征高度和指数的物理意义以及应用简要说明。 抬升凝结高度LCL：指气块绝热上升达到饱和时的高度。在 图上是通过地面温压点B的干绝热线与通过地面露点A的等饱和比湿线的交点C所在的高度为LCL（图1.6）。超过这个高度就有水汽凝结现象，故LCL的高低反映了云底的高低。 自由对流高度LFC: 指在条件性不稳定气层中，气块受外力抬升，由稳定状态转入不稳定状态的高度。 图上状态曲线与

27、层结曲线的由下向上的第一交点D所在高度为LFC（图1.6）。在此点之上气块的温度大于环境温度，故即使不加外力，气块也能继续加速上升，使对流能自由地得到发展， LFC的高低决定了对流所需抬升力的强弱。 对流凝结高度CCL:指假设地面水汽不变，而由于地面加热作用，使层结达到干绝热递减率，在这种情况下气块干绝热上升达到饱和时的高度。在 图上通过地面露点A的等饱和比湿线与层结曲线交点F的高度即为CCL（图1.6）。它是空气热对流开始凝结的高度，可用来估计气团内部局地热对流产生的对流云云底高度。 对流温度Tg：指气块自对流凝结高度干绝热下降到地面时所具有的温度。在 图上，由F点沿干绝热线下降到达地面时所

28、对应的温度为对流温度Tg（图1.6），Tg-T的大小决定着局地热对流发生的难易，若地面加热使气温能超过Tg，则就有发生热对流的可能，否则将不会产生热对流。 对流上限：为对流所能达到的最大高度，也是经验云顶、平衡高度ELC。在 图上，状态曲线与层结曲线由下向上的第二交点E所在高度（图1.6）。 0层高度：指环境温度为0所对应的高度，是形成冰雹条件的一个特征参数。一般在600hPa上下，约4km高，有利于冰雹的产生。 沙氏指数SI：SI=T500-TS，其中T500为500hPa上的实际温度，TS是850hPa等压面上的湿空气团沿干绝热线上升到达凝结高度后，再沿湿绝热线上升至500hPa时所具有的

29、气团温度。理论上SI负值愈大，愈有利于不稳定。单位：。据国外研究，SI与对流天气有以下关系（大气科学词典编委会 1994）： SI3 发生雷暴的可能性很小或没有； 0SI3 有发生阵雨的可能性； -3SI0 有发生雷暴的可能性； -6SI-3 有发生强雷暴的可能性； SI-6 有发生严重对流天气(如龙卷风)的危险。 K指数: K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700，K指数是一个经验指标，它同时反映了大气层结稳定度和中低层的水汽条件。一般K值越大，潜能越大，大气越不稳定。单位：。 对流有效位能CAPE: 即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生能量的垂直积分，是风暴潜在强度

30、的一个重要指标。在 图上，CAPE正比于气块上升曲线和环境温度曲线从自由对流高度（LFC）至平衡高度（ELC）所围成的正面积区域。单位：Jkg-1。 对流抑制有效位能CIN：CIN正比于 图上自由对流高度下的负面积，表示要发生对流需克服的能量。CIN太大，抑制对流程度，对流不易发生；太小，不稳定能量不易在低层积聚，易发生不太强的对流。 1.1.3.4 逆温层的性质及作用在预报中除了要注意分析不稳定层结外，还要注意分析低层的稳定层结，尤其要关注逆温层、等温层的分析。所谓逆温是指温度随高度增加，按其产生的原因可分为辐射逆温、扰动逆温、下沉逆温和锋面逆温（图1.8）。 图1.8 (a) 辐射逆温 辐射逆温的注释内容 辐射逆温：是由于地表面强烈辐射冷却而造成的。一般厚度不大，自地面起向上达几十米至几百米。逆温层下限与下垫面接触，湿度大，而逆温层顶，由于稳定层阻碍水汽向上输送，湿度较小。 图1.8 (b) 扰动逆温 扰动逆温的注释内容 扰动逆温：是摩擦层内由于扰动混合作用产生的逆温。其特征为逆温层以下至地面之间层结曲