风廓线资料在灾害天气短时预报中的应

1、风廓线资料在灾害天气短时预报中的应用灾害性天气短时和临近预报，主要是研究雷达、卫星、风廓线仪、自动气象 站、闪电定位仪等非常规资料的利用技术，局域资料融合技术等；研究汛期灾害 性天气（台风、雷电、局地大风、暴雨、雾等）发生发展规律和特殊性。风和它的变化与各种天气及其变化是紧密相关的，实时的风廓线资料能够反 映探测高度上气流的结构和变化，从而可以分析天气系统，制作短时天气预报。本文重点介绍风廓线资料在天 气分析和短时预报中的应用。上海地区的LAP-3000大气 边界层风廓线仪（高、低模式 测风）及组合使用的无线电声 探测系统RASS，架设在上海市 区上游方向的青浦区，可以得 到0-3km的水平风

2、垂直廓线和 0-2km高度的温度廓线，其中风 速测量精度小于1m/s,风向测 量精度小于100,温度测量精度 为1C。风廓线仪探测的时间密 度和空间分辨率都比较高，最 密时可达到每6min探测一条大 气垂直风廓线，高度分辨率也可以精确到60m的间隔。RASS系统与风廓线仪配 合使用时，还能够同时获得温度的垂直分布廓线。目前风廓线仪代表大气探测领 域的世界先进水平，由于风廓线仪的探测高度和在各个高度上资料的可获取程度 除了依赖于风廓线仪本身的性能以外，还强烈地依赖于天气状况等气象条件。如 水汽的含量，强烈发展的涡旋、湍流运动以及明显的温度、湿度梯度等，都为风 廓线仪提供了更多的大气反射目标，风廓

3、线仪可以实时地探测到大气风场的变 化，基本能够反映出云、雾、降水等天气现象的发生机理。一、用风廓线资料判断本地上空槽脊的结构和变化从风羽随高度、时间变化图上风向气旋式和反气旋式切变，可以定出槽脊的 位置，从而分析影响本地上空的槽、脊结构和过境时间。根据不同高度上的槽、 脊过境时间，可以看出槽是前倾还是后倾。槽的结构不同，产生的天气也不同。 前倾槽影响本地，有利于不稳定天气发展。后倾槽，由于槽前有利于系统性垂直 运动发展，往往容易产生大范围的云雨天气。统计表明，上海地区冬半年及过度 季节的后倾槽过境时都有降水。图2一次单纯高空槽降水过程风场演变图1是一次单纯由高空槽引起的降水过程，槽的主体在85

4、0-700hPa层面，槽线在850hPa以上十分明显，槽前风向随高度顺转，暖平流很强，使得在 低空存在一个较强的逆温层，如图2所示，RASS资料可以对前期暖平流形成 的低空逆温层有非常直观的表达，逆温的存在表明高空槽前暖平流较强，而 逆温的消失表明高空槽的移动，本地处在槽线附近或槽后冷平流中。图3 RASS产品，逆温层在距地面3-400米高度二、判断冷高压过境的时间和天气冷高压的移动在风场上有明显的反映，它所经过本地上空时，在空中风时间 高度图上，常表现为一个完整的反气旋式环流。我们可以利用风羽图来判断冷高 压与本地的相对位置和预报其中心过境时间，从而预报冷高压后部的天气。在冬 半年冷高压活动

5、频繁，尤其在1500米-3000米风廓线雷达探测的上半部分，冷高 压的活动由风向偏北到东北逐渐转为偏南到西南的过程，期间有一个风速很小（1-2米/秒）的阶段即为高压中心，这个阶段过后，本地就开始处于变性冷高压 后部，天气将逐渐转阴雨，变性冷高压后部的偏南风层次愈厚，风速愈大，云层 也就愈厚，甚至有时有降水。冬半年冷高压控制时在边界层上部附近往往有逆温 层存在，逆温层之上由于湿度迅速减小，使得风廓线雷达在逆温层之上各探测高 度资料获取率非常低，所以高压后部在1500-3000米如果偏南风层次较厚，同时 也说明水汽含量高，资料获取率高。上海地区冬季或过度季节的降水与风廓线风 羽图上反气旋式环流有着

6、密切的关系，首先；降水与反气旋式环流中心的高度有 着密切的关系。环流中心高度愈高，降水的可能性愈大，或者降水量大；反之， 降水的可能性愈小，降水量也小。这是因为反气旋式环流中心愈高，中心后部的 偏南气流的层次愈厚，维持的时间一般比较长。通常，反气旋式环流中心高度如 果小于1000米，基本上没有降水。其次，降水与反气旋式环流的形状有关。环 流中心高度大于1000米时，也不一定都有降水，这主要是由于反气旋式环流形 状不同，其后部天气系统的结构也不同。当反气旋式环流中心后部维持较长时间 的偏南风时，则一般都有降水。当反气旋式环流的上部有前倾的高空槽时，若环 流中心过境后，从高空到低空很快转为西北风，

7、则不会有降水。边界层风廓线仪 的探测高度是3000米，能够有效地反映出大气中低空的槽脊变化，为此她能够 反映出弱天气系统，弱降水过程。图4 060601暴雨过程的风廓线资料-0 Under022 230001 02 03 040506 07 08091011 1213141516171819 2021 22 2300 01 0203 040506 07 08 091011 121314151G 171819 2021 22 23 00 01 0203 04 0506 07 08 09 2006-5-312006-6-12006-6-2Height (m-agl)3U00 n12006年6月1日

8、24小时连续降水，降水量达暴雨程度，图4中显示，6月1 日降水分三部分组成，1日凌晨的弱降水反气旋环流“高中心”的高度在850hPa 附近，从上午9时起从地面到700hPa高度皆为偏东风，从探空图知，由于受高 层天气系统影响，反气旋“高中心”高度达到500hPa层，由于“高中心”高， 降水持续时间长，降水强度大。而1日夜间起受冷空气影响850hPa锋区附近上 升运动明显，出现了几乎一整夜的冷区降水，6月2日早晨降水停止。三、判断冷空气南下路径在冬季，冷空气南下路径基本上可分为偏东、中、偏西三种，冷空气南下路 径不同对本地天气的影响也不同。我们可以利用风羽图判断冷空气的路径。冷空 气的活动常表现

9、为冷锋和冷高压的活动。冷空气的路径不同对本地天气的影响也 不同。我们可以利用风羽图判断冷空气南下路径。冷空气的活动常表现为冷锋和 冷高压的活动。冷空气的路径不同，各高度层风的反映也不同。对上海地区来说， 当冷空气路径偏东，冷高中心在本市以北东移入海，一般在风羽图上，3000米 以下空中风由东北逐渐转为偏东，当冷空气路径偏西，冷高压中心在上海地区南 侧东移入海，一般在700百帕以下空中风由西北逐渐转为偏西。可见风廓线 0-3000米空中风时间剖面图上，对比前后时间的空中风，就能判断出冷空气南下路 径是偏东还是偏西。冷空气路径不同，伴随的天气一般也不同，上海地处华东沿海，冷空气南下 路径及其天气与

10、空中风有如下关系：冷空气沿偏东路径南下，风廓线的风羽图上， 1000米附近及以下吹东北东风，天气特点是，地面东北风较大，能见度好，以 多云为主（来自海上的相对湿润的偏东气流，在本地上空抬升有微弱的上升运动， 形成低云）。冷空气沿中路南下，在1000米附近及以下吹北到东北风；冷空气沿 偏西路径南下，在1000米以下吹北到西北风，中路和偏西路径的天气特点是： 能见度一般（除非强冷空气），温度低，干燥，12小时后就可转晴。四、利用风廓线资料预报白天地面风向、风速。地面风与空中风是相互联系和相互影响的，在乱流充分发展的条件下，由于 动量传递，地面风将与低层的空中风趋于一致因而根据低空的风和层结可以预报

11、 白天的地面风。晚上或早晨，当地面风很小或静稳时，如果风廓线显示空中风较 大，就可以预报白天地面风的风向与低层空中风一致，风速也将增大。在此可以 给出许多空中风动量下传影响地面风向、风速的例子。弱风的预报要利用风廓线仪等各种有用的高新仪器进行准确的高密度观测， 从而进行定点、定量的预报。上海地处沿海，海陆风现象十分明显，而海陆风的 预报对于预报弱风是非常重要的，要想真正预报好弱风，就要时刻注意海.、陆风 的发生、发展。应当说海陆风的预报是定时、定点弱风预报的关键性环节。风廓线仪和多普勒雷达是研究风场的两个有力的工具，可以反演出三维风场， 我们要加以充分应用。上海地区所发生的海陆风过程中，白天随

12、着海风势力的不断增强，使得在近海岸的陆区一般出现一条平行海岸线的狭窄辐合区或辐合线。在这辐合线内，空 气作上升运动，造成一条狭长的对流云带。在海岸线向外的海上是海风的辐散区， 空气作下沉运动。海风向内陆扩展的最有利时间是一天中垂直不稳定最大的时候, 若沿海风锋的对流运动强烈发展，并与当地盛行风相互作用，将会触发雷暴等强 对流天气，上海盛夏季节在副高控制下，出现高温，此时海风锋的触发作用，往 往出现局地强雷雨天气。五、利用风廓线仪对台风的监测和预报热带气旋登陆过程受到浅海区大陆架和海岸地形作用,将使热带气旋结构发 生突变，从而也使与结构相关的强度、运动和风雨分布发生相应变化。热带气旋 在海上时，

13、主要考虑海-气相互作用物理过程对其变化的影响。热带气旋趋近登陆 时,将出现海陆气三者相互作用的复杂局面，应该说热带气旋登陆是其生命史中一 个重要转折点。登陆以后要考虑陆面过程和降雨反馈对其维持的影响。台风下垫 面是耸山峻岭还是水库湖面或饱和湿土对其能量耗散完全不同。长三角地区四面 都是水系，对登陆台风的能量供给十分有利。另外，登陆台风的环流与一定山脉 地形的作用将会生成中小尺度强对流系统，台风环流与这类中小尺度对流系统 之间的相互作用对登陆热带气旋的强度变化有重要影响。图5 “卡努”登陆前10小时风随高度时间的变化一个台风的登陆,并不意味着对它监测的结束，而是一个新阶段的开始，预报 员更要进行

14、严密监视和预报。风廓线资料是有效的监测工具，图5是0515卡努 登陆前10小时的风随高度、时间变化图，从风场的变化上可以判断“卡努”的 移向和强度变化。台风的低层环流影响本地前，高层风先有反映，一般影响本地 的台风先表现有东南风层逐渐降低到地面，风速加大，同时东北风层加强降低， 这种风场的变化，表示台风向本地逼近，登陆的过程。如图，台风“卡努”是 05年9月11日15时在本市南面260公里的浙江中部沿海登陆的，3000米高空 风提前12-14小时出现东南风，预示着台风自东南方向登陆而来，“卡努”的大 风半径是350公里，从11时起出现了 7级风，东风层降至地面大约是上午9时， 这种东风层的高度

15、降低表示“卡努”将在本地南侧经过（登陆），而且低层东风 代表台风底层环流，而3000米左右代表台风外围的引导场，预示着台风未来的 走向。图6 “彩蝶”在北上转向前风廓线变化图6是0514台风“彩蝶”在30N、130E处转向前本地的中低空风随时间变 化，2-3000米出现东北风，低层风由偏北风也趋向东北风。登陆以后的台风会因摩擦耗损而趋于衰亡，但一定条件下又会复苏，并又重 新加强，造成比登陆时风雨强度和分布由于陆地山脉地形的强迫作用，登陆台风 的降雨强度和分布与在海上时有较大差异。潮湿气流向岸地形辐合将会使台风暴 雨增长，雨区范围扩大。这种作用将使浙中南登陆台风中心北侧雨量增强，并使大 范围雨区

16、主要出现在台风中心北侧，形成台风中心南北雨区和雨量的不对称分 布。当台风具有倒V型倒槽结构时，将会显著增长这种南北不对称的暴雨分布。 台风与中纬度环流系统的相互作用对台风降雨强度和分布将起重要作用。中纬度 西风槽后的冷平流与台风V型倒槽的相互作用将在倒槽区形成强烈对流不稳定 层结，这将显著加剧槽区的台风暴雨。登陆华东的台风往往伴有这种相互作用而 引起台风倒槽区的暴雨。另一方面，台风右侧来自海洋的低空潮湿东南气流也向 中纬度槽前输送大量水汽。台风的低层环流影响本地前，高层风先有反映，一般影响本地的台风先表现 有东南风层逐渐降低到地面，风速加大，同时东北风层加强降低，这种风场的变 化，表示台风向本

17、地逼近，登陆的过程。图7 2006年9月2日浦东机场风廓线资料风随高度、时间变化六、风廓线仪对雾、霾、低云的监测和预报对于发生在低空的天气现象，可以用风廓线仪进行有效的监测和短时预报。雾是贴近地面的大气水汽凝结现象，在雾顶高度一定有一个逆温层存在，无论是 辐射雾还是平流雾都可以在低空雾顶高度用风场分析出逆温层，当然由于是贴近 地面高度，这个逆温层也可以直接由RASS探测出。在冬季干燥、层结稳定的日 子，利用风廓线仪可以分析出霾现象，此时逆温层高度在空中，其下部大气以乱 流和湍流为主，地面相对湿度较小。如图7是2006年9月2日上海地区出现的 一次低能见度霾现象，我们可以看出从凌晨开始在近地面低

18、空有明显的逆温层， 且逆温层的高度是随着地面温度的升高逐渐抬高的，在逆温层下有微弱的上升运 动，湍流及上升运动有利于霾层厚度的增加，霾的日变化与地面气温日变化是一 致的。当底层水汽充沛时，在逆温层下会有低云持续滞留，低云出现时，风廓线 资料的有效获取率很高，这是水汽充足、湿度大的体现，此时在低云的高度有风 随高度顺转现象，可以说，完整的回波资料及微弱的上升运动代表着低云的存在， 在降水发生时大量的碎雨云是最典型的一种。有时在边界层顶附近有稳定的层状 云存在，在风廓线上可分析出明显的逆温层，总之，水汽充足且层结稳定时，不 同高度的逆温层分别对应着雾或低云等天气现象。风廓线资料可以判断出云层出 现

19、的高度和云层的变化等。七、风廓线资料在降雪监测、预报中应用常规的天气图资料、探空资料及数值预报产品由于时空分辨率的不足，对分 析降雪的发生及起止时间有一定困难，风廓线资料能够有效地反映出中低空冷平 流的强弱变化及低层和地面气温的变化，因此运用风廓线资料可以弥补常规资料图8 2004年12月30日11-18时WD风向廓线的变化从图8中可以看到11时900m以下风向随高度变化很小，而900到2000m风向明 显逆转，说明有较强的冷平流，偏南风和偏北风的切变位置（图中偏南风和偏北 风的分界处，也即风向为270的位置）在1500m左右。12时300m近地面层以 下内出现了逆转，而且在300m到1000

20、m风向随高度几乎不变，风向切变的高度 已经在1800m左右，这说明冷空气势力在加强。14时，从地面起风向廓线随高 度向左倾斜，风向随高度明显地逆转，切变位置已经在2000m以上，整个中低层 都在冷平流的控制下.到18时底层逆转的幅度更大，切变的高度上升到2600m， 700hPa高度上即将转风向，降雪即将停止。图9 2004年1月19日低层气温变化上图显示的是2004年1月18日降雪的RASS资料。从18日08时起1000米以 下的温度廓线的变化情况，可见近地面层的气温从上午10时起明显下降，但从 午后14时起，近地面层气温又有所上升，当天地面气温也始终处于0C以上。 从18日当天的高空天气图

21、看，18日20时700hPa和850hPa的12h变温都是 T12=-4C，而1000hPa的12小时变温却是正值，T12=1C，这说明中低空平流 降温较近地面层强，这也是漫天飘雪持续了 8小时而地面始终没有积雪的原因。 当晚上19时700hPa槽线过境后，降雪停止，RASS资料使我们对低层温度的动 态变化，有一个比较直观的认识。在降雪过程中，随着冷空气的加强，从低层开始风向随高度和随时间不断逆转，使得偏北风和偏南风之间的切变高度（也即冷空气层的顶部）持续抬高， 且风速增大（平流加强），直到3000米以下的整层大气都转为偏北风，降雪过程 结束。降雪过程中风向廓线的演变特征为由“S”型转变为向左

22、倾斜的斜直线型， 而风速廓线为由“C”型趋向于直线型。图10和11是2004年12月30日风向 和风速廓线图。从图10可见，12月30日中午前在1000m以下的低空风向随高 度几乎不变（稍有顺转），以后在12时37分起风向随高度开始出现逆转，并且 相同高度上的风向随时间也不断逆转，反映低层大气中有持续的冷平流，而在 2000m以上，中午前后风向随高度也几乎不变，中午以后逐渐随高度变为逆转， 说明冷平流的层次在逐渐加厚，反映冷空气的影响在加大，直到整层风都随高度 逆转，在3000m以下整层都是冷平流。这种整层风向的变化，在风向廓线随时 间的变化上表现为开始时是“S”型，随着降雪的产生而转成倾斜直

23、线。再看风 速廓线的变化情况（图11），风速逐渐增大意味着平流的加强，由图8可知，低 层冷平流的加强是以1000到2000m高度之间风速的加大为标志的，这一层风不 大，可以说明低层平流不强，当这一层风速增大时，风速廓线上形态由“C”字 型趋于“I”型时，整个低层冷平流加强。降雪需要低层大气降温，需要有冷平 流的存在和加强，而冷平流在风向廓线上表现为风向随时间随高度皆逆转，由于 冷暖气流交汇在风向廓线上开始表现为“S”型，当实行整层转为冷平流时，这 种形态逐渐趋于向左倾斜的斜直线。而在风向廓线上低层风速加大表示冷平流加 强，在风速廓线上表现为由“。”形转为“I”形。图11 2004年12月30日

24、0937至1507风速廓线2004年1月18日降雪过程的风速、风向廓线演变（图略），与图7、8基本 相同，风向廓线由“S”型逐渐趋于倾斜直线，即低层由于冷平流的加强使风向 进一步逆转，直到3000米以下整层都呈冷平流，但与12月30日个例不同的是， 这次个例中午前后由雨转雪时风向廓线由“，”形逐渐趋于斜直线，但下午开始 400米以下近地面层风向随高度出现顺转，而且顺转的层次越来越厚，风向廓线 又重新呈“S”型，这说明冷平流没有在大气底层持续，所以底层气温也没有持续降低，大气底层及地面气温一直保持在0C以上，雪花 落到地面即融化，无积雪。由于是边界层风廓线仪资料反映的是3000m以下的 大气状况，正好可以表示大气低层的平流状况。一定程度的低层冷平流是降雪发 生的必要条件，我们认为，上海地区槽前型