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第一章天气分析的内容和方法

学习要点

本章介绍了常用的天气分析预报的资料、图表、分析方法、预报方法和预报思路。

天气分析是根据天气学和动力气象学的原理，对天气图和各种探测资料进行分析。通过天气分析，可了解天气系统分布状况、空间结构及其演变的过程，明确天气系统和天气变化的关系，进而判断未来天气变化趋势，为天气预报提供依据。天气分析的内容随电子计算机和大气探测技术的发展而不断丰富。本章从天气图分析、物理量诊断、卫星、雷达等探测资料分析以及中尺度分析、数值预报产品、集合预报等方面对天气分析的主要内容和方法作一简要介绍。

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。

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图1.1MICAPS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1.2aMICAPS中显示的2009年8月17日08:00500hPa天气图

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。

⑴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，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1.2aMICAPS中显示的2009年8月17日08:00500hPa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Ⅰ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Ⅱ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）；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

⑵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

⑶准静止锋: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

⑷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：

⑴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。

⑵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，露点温度能较好的表达气团的属性，对确定锋面的位置很有用

⑶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。

⑷风场分析：锋面附近有明显的气旋式风向切变。

⑸云和天气现象分析：一般锋面附近有较明显的云和降水。

⑹结合云图等其他资料分析判断。

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

⑴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

⑵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（100～115ºE，40～50ºN）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

黄河气旋的注释内容

⑶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。

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。

冷高压

冷高压

冷高压的注释内容

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。

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1～3km。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度和风的不连续外，还要注意分析边界层露点的不连续线。

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。

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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。

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图1.4MICAPS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08:00500hPa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-Td≤4℃的区域为湿区，而T-Td≤2℃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：①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；②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；③等高线和等温线交角的大小，一般交角越接近90°，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08:00500hPa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

⑵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

⑶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15ºN附近，3、4月份开始缓慢北移，5—6月间（一般在6月中旬）出现第一次北跳，脊线北跳到20ºN以北，并稳定在20～25ºN之间一个月左右。7月中旬，脊线再次北跳，越过25ºN，在7月底或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

⑷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08:00500hPa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多，其中心大多在55～60ºN范围内，维持时间平均约8天左右，最短为3～5d。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气。

⑸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。

⑹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（99～105ºE，34～38ºN）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。

⑺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。

⑻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，成为风速脉动，在风速脉动区的下游常有较大降水发生。

图1.52010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1.52010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。

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1.1.3T-ln-p图

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。

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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γ；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线和饱和点以上的湿绝热线组成。

稳定度及判据

薄气层的稳定判断动画演示

在实际大气中，γ＞γd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；γ＜γm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，造成的对流性天气也比较剧烈，范围也较大。

常用特征高度和指数的意义及应用

MICAPS3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。

⑴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。

⑵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。

⑶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。

⑷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。

⑸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）。

⑹0℃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。

⑺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）：

SI＞3℃发生雷暴的可能性很小或没有；

0℃＜SI＜3℃有发生阵雨的可能性；

-3℃＜SI＜0℃有发生雷暴的可能性；

-6℃＜SI＜-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。

⑻K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：℃。

⑼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：J•kg-1。

⑽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。

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

⑴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

⑵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线与干绝热线平行，水汽分布均匀；水汽从逆温层上界开始急剧减少；逆温层高度大约1km以下，与摩擦层顶吻合。

图1.8(c)下沉逆温

下沉逆温的注释内容

⑶下沉逆温：在整层空气下沉时，由于气层压缩而形成的。其特征是在空中一定高度上，气温与露点之差较大，且差值随高度升高而增大。

图1.8(d)锋面逆温

锋面逆温的注释内容

⑷锋面逆温：由于暖空气凌驾于冷空气之上而造成的。其特点是湿度与温度同时随高度升高而增加。

逆温起抑制对流发展的作用，同时也使水汽和能量在低层聚集。夏季一旦逆温的层结被破坏，低层的能量释放，有利于强对流的发生。而低层逆温也是预报大雾所要重点考虑的因素。

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1.2物理量诊断分析

物理量诊断分析是用各种实测资料和数值预报产品，结合适当的热力学、动力学诊断方程对所关心的物理量或方程中的各项进行计算，从而对天气演变过程中物理过程的变化和作用进行定量估计和解释。它是揭示和加深大气运动内在规律认识的一种有效的手段。有关物理量的来源、物理意义和计算，《天气分析预报物理量计算基础》(刘键文等2005)和《现代天气预报技术和方法》（章国材等2007)等有关书籍进行了详细的介绍，这里仅对9210系统下发的产品、预报业务中常用物理量的意义以及分析应用进行简要说明。

1.2.1水汽条件

主要有：比湿、相对湿度、水汽通量、水汽通量散度。

⑴比湿

，单位：g•kg-1，量级为100～101

比湿是指某容积中水汽质量与同一容积中空气的总质量的比值，是表征空气湿度的主要物理量之一。由于比湿具有保守性，即空气团发生膨胀或压缩时，若无水分凝结或蒸发，则其中的水汽质量和空气总质量不变，也就是其比湿保持不变。故在讨论湿空气的上升或下降过程时，常用比湿表示空气湿度。

⑵相对湿度

，量级为100～102

相对湿度是空气中实际水气压与当时气温下的饱和水汽压的比值，用百分比表示。饱和水汽压随温度而改变，故相对湿度的大小决定于水汽压和温度的增减，由于通常水汽压变化较气温变化慢，故温度往往起主导作用。当水汽压一定时，温度降低则相对湿度增大，反之，相对湿度减小。雾、霜多在夜间与清晨产生，就是由于温度下降，相对湿度增大的结果。

⑶水汽通量

，单位：g•(cm•hPa•s)-1；量级为10-2

又称水汽输送，一般指水平水汽通量，是单位时间内流经与气流方向垂直的单位截面的水汽克数。表征水汽来源、水汽量的大小。

⑷水汽通量散度

，单位：g•(cm2•hPa•s)-1；量级为10-7

是指大气运动所引起的水汽集中程度。若A＞0，为水汽通量辐散区，这个区域内水汽是减少的；若A＜0，为水汽通量辐合区，水汽将增加。较大降水预报时不仅要关注是否有很好的水汽输送，更要关注是否有水汽辐合。特别是低层的水汽通量辐合，对降水强度的贡献十分明显。

图1.9(a)2009年8月21日08:00

700hPa水汽通量(实线)和比湿(虚线)

水汽通量注释内容

图1.9为2009年8月21日08:00700hPa水汽通量和925hPa水汽通量散度，图中从孟加拉湾一直向东北方向有一明显的水汽通量大值区，有源源不断的水汽向华北地区输送，而925hPa的水汽通量散度显示在河北中南部有明显的水汽辐合，当日河北中南部出现区域性暴雨。

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1.2.2动力条件

主要有：涡度、散度、垂直速度。

⑴涡度

涡度是一个矢量，表征流体旋转特性，一般只计算涡度的垂直分量。

垂直相对涡度值为，单位：s-1；量级为10-6～10-5

在日常分析预报中所说的涡度是指垂直相对涡度，常用它来表征系统的强度。由天气学原理知，脊区对应有负涡度中心，槽区对应有正涡度中心；高层负涡度与低层正涡度相配置，常常反映有较显著的垂直上升运动。

⑵散度

，单位：s-1；量级为10-7～10-6

是表征流体水平辐散程度的一个物理量，辐散为正、辐合为负。低层辐合、高层辐散的配置表明存在显著的上升运动。散度场正、负中心及其分布形势与强对流天气的分布有密切关系。降水区的移向与辐合区很一致，而且中尺度辐合区常先于降水1～2h出现，因此掌握中尺度散度场的变化，是预报未来短时中尺度降水和暴雨出现的重要依据。

⑶垂直速度

表征大气的垂直运动。

在(x，y，p，t)坐标系里为，单位：hPa•s-1，量级为10-4～10-2

在(x，y，z，t)坐标系里为，单位：m•s-1，量级为10-2～100

垂直运动不仅会引起水汽、热量、动量、涡度等垂直输送，而且由于与大气的绝热变化和水平辐合辐散运动相联，可以引起湿度、温度、涡度的变化，对天气系统的发生、发展有很大作用，故垂直速度是天气分析和预报中最常用的物理量之一。

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1.2.3热力条件

主要有：假相当位温、总温度。

⑴假相当位温

，单位：K；量级为102

表达式中r为混合比，可见是温度、气压、水汽含量的函数，表示温、压、湿综合的物理量，是预报业务中常用的重要物理量。在同一气压条件下，越大空气越暖湿，反之，空气越干冷。850hPa的的分布与大小是预报员常关注的重点。暴雨时850hPa的值一般在330K以上。反映大气中层结潜在不稳定，暴雨落区一般在0～15K之间。

⑵总温度（TT）

直接决定大气状态的主要能量有：显热能(cpT)、潜热能(Lq)、位能(gZ)、动能(v2/2)。总能量（Et）是指上述四种能量之和，引入总温度与其相对应，以表征大气中的总能量。

，单位：K；量级为102

在业务中常用下式计算总温度：，单位：℃；量级为101

其值越大，表示大气中的总能量越大。

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1.2.4稳定度

主要有：SI、K、CAPE（在1.1.3节中已介绍）。

Ky指数，又称山崎指数，Ky＝（TA-SI）/(1+(T-Td)850)，量级为100～101

其中TA为850hPa到500hPa间的平均温度平流，SI为沙氏指数。

该指数是根据日本气象工作者认为的对流发生的三个条件（大气稳定度、低层水汽和上升运动）归纳而成。常用来判断是否有可能发生大雨的物理参数,据统计Ky≥1要注意大雨的发生；Ky≥2大雨发生的可能性大；Ky≥3大雨发生的可能性较高；Ky≥5可能发生大到暴雨。

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1.2.5混合指数

理查逊数Ri

，量级为100～102

在物理上表示大气静力稳定度和动力稳定度的综合参数；在能量上，它可看作气块浮升要消耗的能量和通过湍流从大尺度风场能够得到的能量之比。

在降水分析和预报中，以（为与静力能量相当的总温度）代替，变换后:

，其中

其中为气柱上、下层的总温度差，为上、下层的风速矢量差，为上、下层的平均气压。当上、下层取500hPa和850hPa等压面时，C≈1.488,Ri数和对流活动之间的判据为：当Ri＜-2时，有积雨云产生；当Ri＜-1时，有雷暴产生；当-1≤Ri≤0.25时，有系统性对流产生。

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1.2.6平流

主要有：温度平流、总温度平流、涡度平流、水汽平流，业务上最常用的是温度平流和涡度平流。

⑴温度平流

，单位K•s-1；量级为10-5

温度的冷暖平流是表明大气斜压性的一种度量，大尺度天气系统的发生发展均与之有关。此外预报还常关注850hPa和500hPa温度平流的差值，若差值＞0，则表明低层有暖平流，高层为冷平流，有利于不稳定层结加强，反之，则表明低层有冷平流，高层为暖平流，不利于不稳定层结的加强。

⑵涡度平流

，单位：s－2；量级为10-10

表征由水平风引起的涡度输送，其中相对涡度平流的作用是使槽脊移动。高空槽前的正涡度平流可引起辐散，槽后的负涡度平流可引起辐合。

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1.2.7诊断物理量综合应用

预报中发现，各种物理量在不同地区、不同季节、不同天气系统、不同层次有很大差异。以暴雨为例，表1.1为东北地区不同天气系统和不同性质暴雨时各物理量的差异（郑秀雅等1992）。各地预报员应针对本地灾害性天气具体分析总结各物理量的应用经验和指标，以提高预报准确率。

1.3卫星云图

在日常的天气预报业务工作中，我们每天都要用到卫星云图。加强卫星资料的应用能力，对提高灾害性天气预报预警准确率、防灾减灾具有重大意义。2005年6月1日我国的第一颗业务服务静止气象卫星（FY-2C）正式投入业务运行，2006年12月8日FY-2D业务卫星又成功发射，FY-2D与FY-2C共同实现在轨备份，形成双星组网观测能力，形成对我国范围内最高15min一次的连续观测。同时风云二号卫星数据实时生成的图像产品、定量产品，通过气象部门9210通信系统陆续分发，省地市气象台的预报员都可实时得到并应用。2009年11月FY-2E代替FY-2C业务应用。

1.3.1红外云图特征

卫星在10.5～12.5μm通道得到的云图称作红外云图或长波红外云图，这种云图所反映的是地面和云面的红外辐射或亮度温度分布。在这种云图上，色调越暗表示红外辐射越大，温度越高；色调越浅表示红外辐射越小，温度越低。红外云图上的色调决定于物体的温度。根据这种云图上的色调差可以估计地面、云面温度的相对分布和云的相对高度。由于红外云图可以全天进行观测，在预报业务中使用频率最高。

红外云图特征动画演示

1.3.2可见光云图特征

可见光云图是卫星仪器在可见光谱段测量地面、云面对太阳辐射的反射辐射，经过转换得到的。其色调决定于反射太阳辐射的大小，若反射太阳辐射大，色调就白，反之就暗。这种黑白色调与太阳天顶角和物体反照率有关。

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在一定的太阳天顶角下，物体的反照率越大，其色调越白；而反照率越小，色调就越暗。从可见光云图上的色调可以估计反照率的大小，从而来区分各种物体。由于云与地表间的反照率差异很大，所以在可见光云图上很容易将云和地表区别开。而同一目标物其色调还与太阳高度角有关，即与卫星观测的季节和每天卫星观测的时刻有关。只有在白天才有可见光云图，且在早晨或傍晚由于观测太阳高度角低，光照条件差，图片很灰暗。

可见光云图特征动画演示

由于可见光云图在夜间不能使用，因而预报业务中较红外云图使用频次相对较少。但可见光云图自有红外云图所不及的长处。

⑴可见光云图的空间分辨率大，FY-2C（FY-2E）可见光云图的空间分辨率在星下点为1.25km，而红外云图的空间分辨率在星下点为5km，也就是说，利用可见光云图能更好地捕捉到小尺度对流云团，对局地对流天气的预报意义非凡；

可见光云图（分辨率）动画演示

⑵雾在可见光云图上表现为纹理均匀、边界整齐光滑或与地形等高线吻合，与中高云有明显的区别，因此在白天利用可见光云图，结合红外云图，比较容易识别大雾，而红外云图上则很容易将雾和地表混淆；

可见光云图（雾）动画演示

⑶沙尘暴具有极高的反射率，在可见光云图上比较容易与低云区分，但在红外云图上其顶部亮温与低云接近，不好区分；

可见光云图（沙尘）动画演示

⑷只有可见光云图上才能看到暗影(在可见光图像中，太阳斜射到云上，形成的阴影)，利用暗影可以清晰地识别强对流云团的上冲云顶，而上冲云顶是对流发展最为旺盛的区域，与雷暴、冰雹、暴雨等相关，对强对流天气的落区预报有很强的指示意义。

可见光云图（暗影）动画演示

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1.3.3水汽图特征

以6.7μm为中心的吸收带是水汽强吸收带，由卫星测量这一吸收带的辐射，就能推测云中水汽的含量，由这一吸收带得出的图像称水汽图。6.7μm波段的辐射探测不能提供大气整层水汽含量信息，而只能获得大气层中上层水汽分布情况，其中，中纬度地区的最大贡献层在412hPa附近。

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水汽图动画演示

同红外图像一样，水汽图像也是将发射的辐射转换成温度来显示。由于温度随高度递减，对流层上部高湿区显得冷（亮），而低湿区显得暖（暗）。在水汽图上，色调愈白表示对流层中上层水汽含量愈多，反之愈少。

水汽云图只能描述对流层中上层的水汽分布情况，而能引起降水的水汽来源主要来自低层，故业务中水汽图像容易被忽略。但是，由于中上层天气系统在水汽图上非常清晰，水汽可以作为大气运动的示踪物，预报员通过观察水汽云图，能够跟踪中上层天气系统的运动和变化，从而弥补因常规气象观测资料时空尺度不足而造成的不便。

归纳总结法国气象局预报研究所和保加利亚科学院的研究成果（方翔等译2008），结合卫星气象学的知识以及业务应用的体会，应用水汽图像可以得到下列信息：

⑴低于850hPa高度的低云和地表，其发射的辐射被大气水汽全部吸收，不能到达卫星，所以水汽图上的地表或低云不清楚；

⑵在水汽图上的天气系统比红外云图更完整连续，大气环流特征更清楚，特别是无云地区，红外云图上不能反映水汽分布，但在水汽图上都有表现；

⑶图像中亮、暗区域分别与对流层中上部的湿、干空气相联系，图像中正在变亮的地区表征上升运动，正在变暗的区域表征下沉运动；

⑷动画显示水汽图像，可以了解对流层中上层流场的平均状态，由于水汽图像良好的连续性和时间尺度，可以提早判断高层气流是否为发散型气流，而发散型气流的抽吸作用有利于上升运动；

⑸动画中显示出的亮、暗特征之间边界的演变，及亮、暗特征之间相互作用的趋势，指示着重要动力过程的发展。

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1.3.4云图的综合分析

三种云图的特征各有不同、各有所长，在预报业务中不能仅凭某一种云图上的白亮云团就判断"云很强，有降水"，而要综合分析、判断。一般业务中常用的几条经验：

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⑴在三种云图上均为白亮云团，为积雨云（Cb云），常伴有雷雨、大风等对流性天气。

图1.102009年8月27日15:00FY2C卫星云图(c)水汽图像

⑵云团在红外和水汽图上白亮，而在可见光图上为灰白，则为中高云，一般不会有强天气。

图1.102009年8月27日15:00FY2C卫星云图(b)可见光云图

⑶红外图上为灰暗色，可见光上白亮，水汽图上则不明显，表明为低云，易有降水产生。

图1.102009年8月27日15:00FY2C卫星云图(a)红外云图

图1.112010年11月11日08:00FY2E红外云图

与08:00500hPa高空形势图叠加显示

红外云图注释内容

综合分析同一时刻的三种云图，可以分析出云系的层次，进而分析所对应的天气。由图1.10可见，A-B-C-D为明显的逗点云系，其中B处红外上为灰暗色，而可见光仍为白色，而水汽图上不明显，表明B处为低云；A处红外和水汽上白亮，可见光上变灰暗，表明此为减弱的对流云；C-D为弱锋面云系，其中有多个对流云团发展，造成27日傍晚河北省中部部分县市的雷雨、大风强对流天气。在红外和水汽图像上E处也为一逗点云系，但可见光图上没有明显的逗点状，表明此处在高层有低涡系统而低层涡旋不明显。此外G-F处也为多层云系，其中有对流云团、中高云系以及低云等。

在业务中可运用MICAPS平台强大的叠加显示功能，将云图与实况叠加显示分析系统的云图特征以及变化趋势（图1.11），图中可见东北气旋冷锋云系，结合高空形势场分析，温度槽落后高度槽，东北气旋还将发展。也可以将云图与数值预报产品叠加显示，特别是将水汽图像与数值预报的物理量场叠加，有助于加深对云图所表现的大气动力过程的理解。暴雨一章还将对此进一步分析说明。

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1.3.5卫星反演资料的应用

除了图像产品，各省地市气象台均可得到通过9210通信系统下发的风云二号卫星反演产品，这里仅对最常用的两种产品简要说明，其它产品的生成原理及应用可从相关的手册（许健民等2008）查看，这里不再赘述。

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⑴大气运动矢量（云迹风、云导风）产品

根据连续三幅云图中同一图像块（简称示踪云）的移动，估算出大气的运动。应当注意的是，根据云运动向量来估计风，与常规地面观测风有些不同，卫星云迹风表示长间大范围运动，不反映影响常规观测值的小尺度运动。

故用云迹风资料能揭示云的移动规律、大气的运动以及天气系统的发展演变，特别有利于对流层上部环流形势的判别。

图1.122010年11月10日08:00云导风资料

云导风的注释内容

图1.12为业务平台中的一张云导风资料，在实际工作中，可利用云迹风资料，判断对流层上部是否有急流，急流是否呈疏散型分布，疏散型急流与对流层下部的低空急流是否有耦合等等，从而对暴雨、强对流天气的发生、发展给出正确判断。有关应用在暴雨一章中详细说明。

⑵卫星黑体亮度温度（TBB）产品

TBB是由卫星通过扫描辐射仪观测下垫面物体获取经量化处理后的辐射值，它反映了不同下垫面的亮度温度状况。在无云或少云区，TBB是地表黑体辐射亮温，其值较高；在云区中，TBB则是云顶黑体辐射亮温，其值较低，并且一般TBB值越小，表明云顶越高，对流越旺盛。

新双星运行动画演示

图1.132010年11月10日22:15FY2D卫星相当

黑体亮温（K）与2010年11月10-11日

08:0024h雨量(mm)叠加图

1.4雷达图像

天气雷达以其高时空分辨率、及时准确的遥感探测能力成为灾害性天气、特别是中小尺度灾害性天气监测和预报预警等方面极为有效的工具。目前多普勒雷达可生成大量产品，主要可分为基本产品和导出产品。基本产品是指由基数据直接形成的不同分辨率和数据显示级别的反射率因子(R)、平均径向速度(V)和谱宽(SW)。业务中最常使用的是反射率因子和径向速度产品，降水天气系统的识别和预警技术也主要建立在反射率因子和径向速度结构的基础上。导出产品是指经过气象算法处理后得到的产品，在预报中主要起提示和参考作用。此节对业务应用的多普勒雷达产品进行简要介绍。

1.4.1雷达强度回波分析

降水回波

雷达探测大气是通过接收被气象目标物散射回来的电磁波列即回波信号来表现的。电磁波在大气中传播，若遇到大的物体等也会产生反射现象，造成回波。常见的非气象回波有地物回波、海浪回波、晴空回波，还有旁瓣回波、二次回波、超折射回波等虚假回波，在业务中可结合其他资料与气象回波进行区分。降水回波是业务中主要分析的回波，可分为对流性降水回波、层状云降水回波和混合性降水回波。

对流性降水回波的主要特点是回波强度大，一般＞40dBZ，块状结构明显，层次清晰。垂直发展旺盛，水平尺度与垂直尺度相当。回波顶高一般＞10km，甚至高达18km.这种回波个体分明，发展迅速，生命史一般为几十分钟至1～3h。根据生命史和结构可分为单体（生命史＜45min的孤立个体）、超级单体（生命史＞45min的孤立个体）、多单体。多单体和超级单体常常形成雷雨大风、冰雹、局地暴雨、冰雹等灾害性天气，是雷达观测和分析的重点。

层状云降水回波是一般由高层云或雨层云形成的回波。其主要特点是回波面积大，一般呈片状，回波相对比较均匀，最大回波强度一般＜40dBZ，回波顶高一般＜8km，其对应的天气是连续性的降雨或降雪。零度层亮带是层状云降水回波的一个重要特征，其成因是由于云上层的冰粒子在通过零度层时发生相变，散射突然增大，形成了相对强的回波带。其在PPI上表现为一个环状（图1.14a），通常在比较高的仰角上较明显。

图1.14SA多普勒雷达强度回波组图(a)零度层亮带

回波形态分析

利用回波的形态可把回波分为：

⑴带状回波：属于对流性降水回波，一般与飑线和锋面相联系。其传播方向与回波带垂直。

⑵块状回波：多为对流单体回波。

⑶螺旋状回波：一般与台风、低涡有关。

⑷片状回波：多与层状云降水回波相联。

国内外气象工作者，利用回波形状研究强风暴取得了有识别和预警意义的研究成果：

⑴钩状回波：在对流性强降水回波的一侧，出现一个弯曲的钩。它是一个超级单体风暴，常产生冰雹、龙卷、下击暴流等强天气。

图1.14SA多普勒雷达强度回波组图(b)钩状回波和三体散射回波

⑵弓状回波：是呈线状排列的对流单体族，前后边缘呈弧形，像一张弓，常称为飑线，其中心回波强度＞50dBZ，常产生大冰雹和下击暴流。

⑶V型缺口回波：多普勒雷达强度回波上，超级单体中由于强烈的入流或出流造成V型无回波区或弱回波。前侧V型缺口回波表明强的入流气流进入上升气流；后侧V型缺口回波表明强的下沉气流，并可产生破坏性大风。

图1.14SA多普勒雷达强度回波组图(c)V形缺口

⑷三体散射回波：S波段雷达强度图上径向方向一个长钉状回波，是一个当雷达波束遇到非常大的湿冰雹时发生的雷达微波散射假象。该虚假回波位于从强反射风暴核沿着雷达径向向外一定距离，通常具有较低的反射率因子值（一般小于20dBZ），是识别大冰雹的重要判据之一。

图1.14SA多普勒雷达强度回波组图(b)钩状回波和三体散射回波

回波结构分析

根据回波的强中心上下层位置的配置，强回波的面积、体积、强回波伸展的高度，可大致推测弱回波区、回波的对流程度以及相应的天气现象。大量的观测和研究表明，回波顶相对于低层反射率因子的位置可以很好地指示对流风暴的强弱（俞小鼎等2005）。当一个风暴加强到超级单体阶段，其上升气流变成基本竖直，回波顶移过低层反射率因子的高梯度区而位于一个持续有界弱回波区BWER（传统上称为穹窿）之上（图1.14d）。BWER是被中层悬垂回波所包围的弱回波区，是一个强上升气流区，大冰雹落在与BWER相邻的反射率因子高梯度区。

图1.14SA多普勒雷达强度回波组图(d)穹窿结构

回波动态分析

回波动态分析动画演示

依据动画显示，分析回波的移向移速、回波的发展消散、回波合并分裂等，大致推测相应的天气变化。

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1.4.2多普勒速度图分析

多普勒雷达除了可提供反射率因子的强度外，还可利用物理学上的多普勒效应来测定降水粒子相对雷达的运动速度，并通过这种速度信息推断风速的分布、大小，进而确定大气风场、气流垂直速度的分布以及湍流情况等。

边界层急流的分析

多普勒雷达测的是粒子相对雷达的运动速度，即径向速度Vr。规定远离雷达方向为正，Vr＞0；朝向雷达方向为负，Vr＜0。Vr不是真实的全风速，而是真实的风矢量在所测点的径向上的分量。故一般业务上认为Vr达到12m/s，则可以判断该仰角所探测的层次有急流存在。多普勒雷达的测速范围是有一定限制的，不能无限扩大，当真实的Vr超出了最大测速Vrmax时，就产生了速度模糊现象。由风的连续性原理，速度模糊现象在速度图上表现为正（负）的最大突变成负（正）的最大，中间没有零速度的过渡。正确识别速度模糊现象，可以更好地判断风速的大小，进而快速判断低层特别是边界层是否有急流。而低层急流对暴雨的预报具有重要意义。雷达显示速度Vrd与实际的径向速度Vra的关系为：

Vra＝Vrd（－Vrmax≤Vra≤Vrmax）

Vra＝Vrd＋2Vrmax（Vra＞Vrmax）

Vra＝Vrd－2Vrmax（Vra＜－Vrmax）

大范围降水速度回波特征

大范围降水速度回波的特征主要表现为回波尺度大、回波时空变化较小。要快速判断降水是持续发展还是减弱结束，首先要认识并牢记大尺度辐合、辐散场以及冷暖平流的速度图特征。在等距离圆内，朝向雷达的负速度区面积大于远离雷达的正速度区面积为风向辐合；而远离雷达的正速度区面积大于朝向雷达的负速度区面积为风向辐散。风随高度顺转（零等速线呈“S”型）有暖平流，而风随高度逆转（零等速线呈反“S”型）有冷平流

图1.15多普勒速度图大尺度风场

(a)暖平流+风向辐合

暖平流＋辐合型注释内容

（图1.15a），图中零等速度线为“S”型，风随高度顺转，有暖平流；且零等速度线有一段明显弯向正速度，观测范围的150km等距离圈内负速度面积大于正速度面积，有风向辐合。这种形势场表示有水汽输送、低层辐合有利于抬升，有利于降水持续，常出现在降水开始前或降水过程初期。

图1.15多普勒速度图大尺度风场

(b)暖平流+风向辐散

暖平流+辐散型注释内容

(图1.15b)，图中20km距离圈以内零等速度线为“S”型，且零速度线弯向负速度区的顺转程度大于弯向正速度区的顺转程度，使得负速度区面积小于正速度区面积。这种形势场有水汽输送，但低层辐散，不利于抬升和降水持续，降水将减弱或趋于结束。2009年8月21—22日石家庄出现了连续降水天气。图1.15中的b、c、d三图是这次过程的三个时次的速度图，图1.15b时刻低层有暖平流，但没有辐合，随后降水逐渐减弱。

图1.15多普勒速度图大尺度风场

(c)冷平流+风向辐合

冷平流+辐合型注释内容

(图1.15c)，图中约30km范围内零等速度线为反“S”型，且零速度线弯向正速度区的逆转程度大于弯向负速度区的逆转程度，负速度区面积大于正速度区面积。这种形势虽然有辐合抬升，但没有水汽输送，不利于强降水持续。图1.15c时刻正是强降水时刻，随后降水逐渐减弱。

图1.15多普勒速度图大尺度风场

(d)冷平流+风向辐散

冷平流+辐散型注释内容

(图1.15d)，图中约30km范围内零等速度线为反“S”型，且负速度区面积小于正速度区面积。这种形势不利于降水的产生，一般很难捕捉到这种配置的速度图像。图1.15d时刻是短历时强降水后期，降水明显处于减弱阶段。

中尺度系统的分析

造成冰雹、龙卷风、局地暴雨、下击暴流等强对流风暴在速度图上的主要表现为有中尺度气旋、中小尺度辐合辐散以及逆风区等。造成冰雹、龙卷风、局地暴雨、下击暴流等强对流风暴在速度图上的主要表现为有中尺度气旋、中小尺度辐合辐散以及逆风区等。

中尺度气旋的特征：正（负）速度中心离开雷达的距离相等，呈方位对称，中间有一条零速度线，负中心和负速度区在雷达探测方向的左侧，正中心和正速度区在雷达探测方向的右侧

图1.16多普勒速度图上中尺度系统特征(a)中气旋

中小尺度辐散（下击暴流）的特征：正（负）速度中心在同一条径线上，呈距离对称。负速度中心和负速度区在雷达的近距离一侧，正速度中心和正速度区在远距离一侧。

图1.16多普勒速度图上中尺度系统特征(b)中小尺度辐散

逆风区的特征：在大片的正（负）速度区中，嵌套着小块的相反速度的回波区，就称为逆风区。分析逆风区时要注意其强度（速度差值的大小）、尺度（逆风区的面积）、厚度（多仰角分析）、高度（存在的高度）。

图1.16多普勒速度图上中尺度系统特征(c)逆风区

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1.4.3其他产品的应用

⑴垂直累积液态含水量（VIL）

是利用反射率因子强度资料和含水量之间的关系反演出云层含水量，是判别强降水及其降水潜力、短历时强降水、冰雹等灾害性天气的有效工具之一，也是业务中应用较多的产品之一。

⑵回波顶高（ET）

是≥18dBZ（可调）反射率因子被探测到时，显示以最高仰角为基础的回波顶高度。该产品在识别风暴强度时较有意义。业务中发现一般冰雹的ET较局地暴雨高。

⑶垂直风廓线（VWP）

多普勒天气雷达系统获取的径向速度分布数据，在一定的假设条件下，通过反演可获取某高度平面上的平均风向风速（VAD）。在VAD产品基础上，应用体积扫描资料可得到半径为30km的水平区域中平均风向风速随高度变化的垂直廓线。此产品在分析环境风随高度和时间的变化以及识别平均风的高度切变及其随时间变化时有较高的使用价值。但要注意强对流的非线性风场不能应用VWP资料分析，VWP也不能提供辐合辐散的信息。

⑷中气旋（M）

识别原理是在等距离圆上寻找速度的一致增加段，然后再进行归并、分类。应用时要注意速度模糊会造成