农业基础气象 5

第五章天气学基础基本概念天气是某一地区某一短时间内各种气象要素（光、温、水和气等）

的综合表现。天气学是研究天气的形成、发展及其演变规律，并运用这些规律预报未来天气变化的科学。天气系统是产生天气、天气过程和气象要素场的具有一定特征的大气运动体系。地面天气系统有：气团、锋面、气旋和反气旋；高空天气系统有：槽线和切变线等。天气过程是天气或天气系统随时间的演变过程。了解各种天气过程的发展规律，揭露其发展的物理机制，对日常天气预报、农业防灾减灾等社会服务有重要的意义。气团锋面气旋反气旋高空天气系统天气预报目录气团的概念气团的形成气团的变性气团的分类气团天气影响我国的主要气团第一节气团气团——概念定义：气团是指在水平方向上空气的物理属性（温度、湿度和大气稳定度）相对均匀的大范围的空气块。气团的主要特点包括：水平范围：几百到几千km；垂直范围：几到十几km；温度水平梯度：一般小于1.0-2.0℃/100km；垂直稳定度及天气现象也都变化不大。气团——形成气团的形成需要具备两个条件：一是大范围性质较为均一的下垫面（如洋面）。下垫面性质决定了气团的属性。大范围性质比较均匀的下垫面，称为气团的源地。二是有利于空气停滞或移动缓慢的环境条件。比如，缓行的高压系统的控制下，空气有足够长的时间取得下垫面的热量和水分特征，且高压中的低空辐散流场有利于减小空气温度湿度的水平梯度，成为有利于气团形成的环流条件。气团——变性当气团离开发源地，移到与源地性质不同的下垫面时，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。气团的变性有以下四种类型：冷气团变性：冷气团移动到较暖的下垫面时发生的变性，通常变性速度较快。暖气团变性：暖气团移到较冷的下垫面时发生的变性，通常变性速度较慢。干气团变性：干气团移到海洋面上或潮湿下垫面时发生的变性，通常变性速度较快。湿气团变性：湿气团移到陆地上发生的变性，通常较慢。气团——分类：地理分类法按气团形成源地的地理位置和下垫面性质来分类，可将气团分为四类，即冰洋（北极）气团、极地气团、热带气团和赤道气团。由于气团源地有海洋和大陆之分，除赤道气团（源地主要是海洋，附近海面和陆地温度、湿度差异极小）外，其他三类均可再区分为海洋性气团和大陆性气团两类型。如此，每个半球共划分出七类气团。地理分类法的优点是可以直接从气团形成的源地了解到气团具有的主要特点。但它不易区分相邻两个气团的属性，更无法了解到气团离开源地后的变化情况。气团——分类：热力分类法热力分类法按照热力程度对气团进行分类，所谓热力程度是以气团与它所流经地区下垫面或邻近气团相比较而言的。按照热力分类法可分为冷气团和暖气团。气团温度高于流经下垫面或相邻气团的温度，称为暖气团。相反，气团温度低于流经下垫面或相邻气团的温度，称为冷气团。冷、暖气团是相对的，只有两种气团相比较时，才具有冷、暖气团之别，两者之间并没有绝对温度数量界限。气团——分类：稳定度分类法按垂直稳定度，气团可分为稳定气团和不稳定气团：内部的对流运动很弱的气团，称为稳定气团。内部的对流运动较强的气团，称为不稳定气团。气团——气团天气冷气团：一般表现为天气寒冷、干燥，气层稳定，上空有下沉气流，不易形成云和降水，天气晴朗少云。如果从源地移向暖区（低纬度）时，气团低层因不断吸热而增温，对流运动容易发展，可能发展成不稳定天气。暖气团：一般含有丰富的水汽，容易形成云雨天气。如果从源地移向冷区（高纬度）时，气团低层因不断冷却而逐渐降温，层结稳定度增大，甚至有时可能发展成逆温层，往往呈现出稳定性天气。但凡是单一气团（不论冷暖）控制的地区内，温度、湿度较为均匀，所以，一般为晴好天气。强烈的天气变化，常常发生在冷暖气团的交界面上。气团——影响我国的主要气团西伯利亚气团热带太平洋气团南海气团赤道气团热带大陆气团变性极地大陆气团：源于蒙古-西伯利亚一带的极地大陆气团，寒冷低温，降水稀少，在南移过程中逐渐变性。热带太平洋气团：源于热带太平洋上的湿热气团，高温潮湿，与变性极地大陆气团交锋时常产生阴雨天气。热带大陆气团：来自中亚细亚，主要在夏季控制我国西部地区，炎热干燥，常出现久晴无雨、高温酷暑天气。赤道气团：盛夏时来自赤道广大海洋面上的高温高湿气团，天气酷热，易造成长江流域以南的强降水。热带南海气团：来自中南半岛和我国南海地区，冬季影响我国西南和华南地区，导致晴日较多、温暖如春天气。气团——影响我国的主要气团锋面的概念锋面的分类和天气第二节锋面两种不同性质的气团相遇时，相对暖的气团将沿着相对冷的气团往上爬升，气团之间形成狭窄的过渡带，称为锋或锋面。锋面作为空间的一个面，它与地面的交线，就称为锋线。锋面和锋线统称为锋。天气图中的地面图上所绘的锋面位置就是锋线的位置。锋面的概念锋面的空间结构

锋面的概念锋面的空间结构根据锋面所分隔的气团划分：冰洋锋：冰洋气团和极地气团相遇产生的锋面。极锋：极地气团和热带气团相遇产生的锋面。热带锋：热带气团和赤道气团相遇产生的锋面。根据锋面两侧冷、暖气团的移动方向及结构划分：暖锋：暖气团占主导，推动锋面向冷气团一侧移动。冷锋：冷气团占主导，推动锋面向暖气团一侧移动。准静止锋：冷、暖气团势均力敌，或由于地形阻滞，锋面近似静止或在一地区来回摆动。锢囚锋：两个锋面相遇时，逐渐合并，中间的暖气团被迫抬离地面，锢囚到高空而形成的锋。锋面的分类和天气——分类坡度：较小，约为1/150。云：常出现层状云系，出现顺序多为卷云、卷层云、高层云、雨层云。降水：锋前产生连续性降水，雨区宽300-400km，强度小，范围广。过境后：暖气团控制，风力减小，气温上升，天气转晴。暖锋的空间结构锋面的分类和天气——暖锋一型冷锋又称为缓行冷锋。坡度：稍大于暖锋，约为1/100。云：常出现层状云系，出现顺序多为雨层云、高层云、卷层云、卷云。降水：锋后产生连续性降水，雨区宽150-200km，不稳定时出现积雨云，形成阵性降水。过境后：冷气团控制，气温降低，天气转晴。一型冷锋的空间结构锋面的分类和天气——冷锋之一型冷锋二型冷锋又称为急行冷锋。坡度：稍大于缓行冷锋，约为1/70。云：常在锋线附近产生积雨云。降水：锋线附近产生阵性降水，强度大，但范围小，常伴随雷雨大风冰雹等强对流天气。过境后：冷气团控制，气温降低，天气转晴。二型冷锋的空间结构锋面的分类和天气——冷锋之二型冷锋很少移动或在原地来回摆动。坡度：很小，约为1/200。云：常出现与缓行冷锋类似的层状云系，但范围更广。降水：锋线附近产生连续性降水，雨区宽400-600km，强度小，范围广。我国常见的准静止锋有滇黔静止锋、南岭静止锋、江淮梅雨锋、天山静止锋和秦岭静止锋等。准静止锋的空间结构锋面的分类和天气——准静止锋锢囚锋是仍然保留着原来两条锋的天气特征。如果锢囚锋是由两条层状云系的冷暖锋相遇而成，则锢囚锋云系也呈现层状，并近似对称地分布在锢囚点两侧；如果锢囚锋是由积状云和层状云系的锋锢囚而成，那么锢囚后积状云和层状云相连。锢囚初期，云层逐渐增厚，云区范围扩大，降水区域也随之扩大，降水增强。随着锢囚发展，暖空气水汽含量减少，降水慢慢减弱停止，而锢囚锋也变为单一的暖锋或冷锋。锢囚锋的空间结构锋面的分类和天气——准静止锋气旋的概念气旋的分类锋面气旋无锋面气旋第三节气旋气旋是占有三度空间、同一高度中心气压低于四周的空气涡旋，又称低压。北半球，空气沿逆时针方向从四周向低压中心辐合，迫使中心产生上升运动，绝热冷却，水汽凝结成云，产生降水。因此气旋控制地区多为阴雨天气。气旋——概念气旋的水平尺度以地面天气图上最外围闭合等压线的直径来度量；强度通常用中心气压和最大风速来表示，中心气压愈低，气旋愈强。若气旋中心气压随时间降低或低压区内气压梯度随时间增大，称为气旋加深或发展；反之则称为气旋填塞或减弱。审图号：GS京（2023）2271号按气旋形成和活动的地理位置划分：温带气旋：在温带（中、高纬度地区）形成的气旋，常为有锋面结构的低压，因而又称为锋面气旋，是温带地区产生大范围云雨天气的主要系统。热带气旋：形成于热带海洋上具有暖心结构强烈的气旋性涡旋。它来临时往往带来狂风暴雨和惊涛骇浪，具有很大的破坏力，同时也带来充沛降水，有利于缓和或解除盛夏的干旱。按气旋的热力结构划分：锋面气旋：内部存在有锋面的气旋。无锋面气旋：内部不存在锋面的气旋。气旋——分类1922年前后，J.Bjerknes和Solberg发现在气旋中有冷暖锋，从而建立了典型的锋面气旋模型。锋面气旋——结构从水平方向看，锋面气旋是一个逆时针方向旋转的涡度，中心气压最低，自中心向前方伸展出一条暖锋，向后方伸出一条冷锋。从垂直方向看，气旋的高层是高空槽前气流辐散区，气旋低层有辐合气流。气旋中心区有上升运动。低压中心轴线自下而上向冷区倾斜。锋面气旋天气可以看作是以气旋的空气运动特征为背景的气团天气与锋面天气的综合。锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升气流，尤其锋面上气流上升更为强烈，往往产生云、雨，甚至造成暴雨、雷雨、大风天气。发展成熟的锋面气旋，前方是宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气；后方是比较狭窄的冷锋云系和间歇性降水天气。中部是暖气团天气，如果暖气团中水汽充足而又不稳定，可出现层云、层积云，并下毛毛雨，也有时出现露；如果气团干燥，只能生成一些薄云而没有降水。锋面气旋的天气在不同季节或不同的发展阶段往往有很大的差异。锋面气旋——天气锋面气旋——生消过程初生阶段发展阶段锢囚阶段消亡阶段通常将锋面气旋的演变过程分为初生、发展、锢囚、消亡四个阶段：锋面气旋——生消过程初生阶段：锋面波动发展，在波动前方形成暖锋，后方形成冷锋，环流中心气压下降，逐渐形成第一根闭合等压线。此阶段上升运动较弱，锋面云系和降水的区域不大。发展阶段：气旋中心气压继续下降，气旋式环流进一步加强，冷暖锋进一步发展。气旋区域内的风普遍增大，前部有暖锋天气特征，后部具有冷锋后冷气团的天气特征。锢囚阶段：冷锋一般比暖锋移动速度快，最后追上暖锋，暖空气被抬离地面形成锢囚锋。此时锋面气旋中心气压值降至最低，气旋环流达到最强盛，降水强度及范围均增大。消亡阶段：气旋逐渐与锋面脱离。气旋低层被冷空气占据，成为冷涡旋，环流减弱、气压升高，云和降水逐渐减弱。东亚的锋面气旋主要发生在两个地带：发生于45-55°N之间，称为北方气旋，以蒙古气旋为典型代表；发生于25-35°N之间，称为南方气旋，以江淮气旋为典型代表。蒙古气旋：主要发生和发展在蒙古中部和东部，处于中纬度西风带的背风坡，有利于气旋的形成。每年春秋两季，活动频繁，冬季次之，夏季最少。江淮气旋：主要发生在长江中下游，西起宜昌，东至长江入海口的沿江两岸。一般在春夏两季出现最多，5-7月活动最强。在它的影响下，造成江淮地区的暴雨天气，也就是长江流域梅雨天气系统。锋面气旋——影响我国的主要锋面气旋在气旋中不产生锋面的气旋。如热带气旋，是形成在热带或副热带洋面上的暖低压，是热带地区最重要的天气系统，是一种灾害性天气，往往带来狂风暴雨，具有很大的破坏性。但另一方面，热带气旋的来临也带来了丰富的降水，有利于缓解盛夏的旱情。我国是受热带气旋影响最严重的国家之一。无锋面气旋——基本概念热带气旋通常根据其中心附近的地面最大平均风速进行分级。依据GB/T19201-2006标准，可将热带气旋划分为6个等级。无锋面气旋——分级热带气旋的等级底层中心附近最大平均风速/(m/s)底层中心附近最大风力/级热带低压（TD）10.8-17.16-7热带风暴（TS）17.2-24.48-9强热带风暴（STS）24.5-32.610-11台风（TY）32.7-41.412-13强台风（STY）41.5-50.914-15超强台风（SuperTY）

51.016或以上为更好地识别和追踪风力强大的热带气旋，世界气象组织区域专业气象中心（RSMC）—东京台风中心负责按照ESCAP/WMO台风委员会对西北太平洋和南中国海（指经度180°以西，赤道以北的大平洋洋面和南中国海海域）的热带气旋的编号和命名。命名按照命名表依次进行。编号按照每年发生时间的先后次序进行编号，采用四位数码，前两位为年份，后两位为出现的先后次序，例如编号为0519，表示2005年第19号台风。我国存在国际编号和国内编号两种，国内编号指未达到东京台风中心的编号标准但预测其会给我们国家明显影响的热带气旋，我国采取自行编号，用于预报和预警。无锋面气旋——命名和编号反气旋的概念反气旋的分类冷性反气旋暖性反气旋第四节反气旋反气旋是占有三度空间、同一高度上中心气压高于四周的空气涡旋，又称为高压。在北半球，反气旋周围空气绕中心作顺时针方向旋转向外辐散，中心空气下沉，绝热增温，相对湿度减小。因此，反气旋控制地区多为晴朗少云。反气旋——概念与气旋类，反气旋的水平尺度也以地面天气图上最外围闭合等压线的直径来度量；强度通常也用中心气压值表示，中心气压愈高，反气旋愈强。强反气旋中地面最大风速可达20~30m/s。审图号：GS京（2023）2271号按反气旋形成和活动的地理位置划分：极地反气旋：在极圈内形成的反气旋。温带反气旋：在中、高纬度地区形成的反气旋。热带反气旋：在低纬度地区形成的反气旋。按气旋的热力结构划分：冷性反气旋：在中、高纬度地区形成的冷高压。暖性反气旋：在低纬度地区形成的暖高压。反气旋——分类冷性反气旋发生于寒冷的中高纬度地区，冬季多见。其势力强大，影响范围广泛，往往造成降温大风和降水。冷性反气旋的水平范围很大，直径达数千千米。亚洲大陆面积广大，北部地区冬半年气温很低，南部又有青藏高原和东西走向的高大山脉阻挡冷空气南下，因而成为北半球冷性反气旋活动最为频繁、发展最为强大的地区。冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动，但当高空形势改变时，会受高空气流引导而移动。当其南移时就造成一次冷空气袭击，给流经地区造成剧烈的降温、霜冻、大风等等灾害性天气，剧烈时即形成寒潮。冷性反气旋——简介影响我国的主要冷性反气旋是西伯利亚—蒙古高压。冬季在我国活动频繁，常带来大量的冷空气，并导致广大地区出现降温、大风和降水的寒潮天气。冷性反气旋——蒙古-西伯利亚高压冷空气侵入我国后，从东路、中路和西路三个方向继续南下，对我国大部分地区都会造成影响，其具体路径如图。冷空气侵入我国路径图审图号：GS京（2023）2271号影响我国的主要暖性反气旋是副热带高压，简称副高。副热带高压强度、范围和形态，一般采用固定数值的特征等高线范围表示，例如500hPa等压面上588位势什米等高线等；副热带高压位置则以副高的脊线表示。副热带高压可分为太平洋高压、青藏高压和南海高压，都会对我国造成影响，其中又以西北太平洋副高最为重要，以下将着重介绍。暖性反气旋——西北太平洋副高简介西北太平洋副高是一个长期存在的暖性深厚系统，多数情况下呈东西扁长形状，强度和规模随季节变化。其范围可达整个北半球的1/4，夏季的强度最强，冬季最弱，强度，随高度的升高总的是增强的。它的维持和活动对低纬度地区与中高纬度地区之间的水汽、热量等的传输和平衡起着重要的作用，对低纬度地区环流和天气变化具有重大影响。它对我国天气的影响主要表现在，一是副高内部下沉气流控制下的晴朗少云、炎热天气；二是副高脊线与周围的天气系统（如西风槽、台风、气旋、切变线等）相互作用所造成的影响。暖性反气旋——西北太平洋副高的基本特征副热带高压内盛行下沉气流，在其低层往往形成逆温层，所以，在副热带高压控制区内多为晴朗少云的炎热天气，易导致伏旱。高压内部，尤其是脊线附近，温度梯度和气压梯度都较小，风速也较小。副热带高压的南侧多偏东风，不易产生降水，但当有台风影响时，则造成狂风暴雨。副热带高压的北侧为中纬度的西风带，冷暖空气常在此处相遇，形成锋面。由于气流辐合上升强烈，又有西南方向低纬度海上的暖湿气流输送，水汽丰沛，因此常造成北侧形成云和连阴雨天气，是我国夏季降雨的主要雨带。雨带的位置和移动，与副热带高压的移动关系密切。暖性反气旋——西北太平洋副高的基本特征副热带高压的位置和强度随季节而呈规律性变化。从冬到夏，副热带高压向北偏西方向移动，势力逐渐增强；而从夏到冬，副热带高压则向南偏东方向移动，势力逐渐减弱。随着季节变化副热带高压位置的北进南退和势力变化，对我国雨带、旱涝和台风路径等都有重大的影响。暖性反气旋——西北太平洋副高的移动及对我国的影响审图号：GS京（2023）2271号2月中旬至3月下旬，高压脊线停滞在15°N附近，华南低温阴雨。4月上旬至6月上旬，高压脊线移至20°N以南，华东南部进入梅雨。6月中旬至下旬，副高脊线徘徊于20°N~25°N，长江中下游进入梅雨。7月上旬至中旬，副高脊线徘徊于25°N~30°N，雨带移至黄河流域，而江淮地区进入盛夏伏旱。暖性反气旋——西北太平洋副高的移动及对我国的影响审图号：GS京（2023）2271号7月下旬至8月下旬，副高脊线停在35°N，华北、东北雨季开始。9月上旬，副高脊线南退到25°N附近，黄河流域秋雨开始，长江中下游地区进入秋高气爽的天气。10月上旬，副高脊线南退到20°N以南的地区，雨区退到华南沿海。暖性反气旋——西北太平洋副高的移动及对我国的影响审图号：GS京（2023）2271号高空冷涡高空槽高空阻塞高压和切断低压高空切变线第五节高空天气系统高空冷涡——东北冷涡高空冷涡：位于高空、中心气压低于四周并有冷中心相配合的涡旋系统。冷涡中有较强的辐合上升，可产生云雨天气。东北冷涡：在我国东北地区活动的高空冷涡。一般700hPa以上才有明显表现，300hPa高度最清楚。它的活动能造成东北地区的大风、降水和低温天气。东北冷涡一年四季都可产生，尤以5-6月活动最频繁，冷涡出现后一般可维持3-4天。夏季常造成连续几天的阵性降水；冬季易导致大风和低温天气，有时有阵雪。冷涡的降水一般出现在东部和东南部。高空冷涡——西南冷涡西南冷涡：在我国西南特殊地形的影响下，出现在700hPa或850hPa气层中的冷性低压天气系统。西南冷涡形成的原因是在500hPa高度上，西风气流遇青藏高原后，被分为南支和北支两支气流，南支绕高原南边向东流去，当它绕过高原就在东侧形成了气旋性弯曲，这有利于冷涡的生成。西南冷涡在四川盆地一年四季都可出现，但以5-6月最多，易导致阴雨。当它东移时，如果遇到冷空气南下，则被南压到华南沿海，是两广春末夏初降水的主要来源；如果遇到加强的副热带高压脊，则沿着副高北缘向东北方向移动，与切变线配合，造成长江中下游和黄河下游地区的强降雨天气。高空槽高空槽：活动在对流层中层西风带上的短波槽。高空槽是影响中高纬度地区重要的天气系统。中高纬度地区，盛行波动状的西风气流，气流的波谷对应于低压槽，高空槽即活动在西风带上的短波槽。高空槽一年四季都可出现，尤以春季最为频繁。高空槽自西向东移动，槽前盛行暖湿的西南气流，易成云致雨，槽后盛行干冷的西北气流，多形成晴冷天气。活动我国的高空槽大多从上游移来，产生于我国的很少。有时高空槽同下游或两侧的低压槽或低涡相遇，进而合并，高空槽得到发展，槽区气流辐合量增大，水汽增多，降水增强。高空阻塞高压和切断低压西风带长波槽脊在发展过程中会形成阻塞高压和切断低压，两者往往同时出现，因此二者出现后的环流形势称为“阻塞形势”。乌拉尔山形成阻塞高压脊时对我国天气的影响很大。阻塞高压是高空深厚的暖高压系统，由于阻塞高压的建立和维持，阻塞了西风带波动的正常活动，使西风带被分为南北两支，西来的高空波动或地面气旋被阻止逐渐消失，或者波动重新加强、新生，沿两分支急流行进。一般在阻塞高压及其东侧、低压西部的地区天气晴朗，低压东、南部是降水区。切断低压是一种冷涡，是对流中上层出现的一堆孤立的冷空气，与北方冷空气之间被暖空气切断。在切断低压东南侧地面上可发生锋面气旋波动，因此易出现云雨天气。高空切变线切变线是指风向或风速的不连续线，实际上也是两种相互对立气流间的交界线。或者说，切变线是风向或风速发生急剧改变的狭长区域。切变线两侧温度差异不明显，但风的水平气旋式切变很大。切变线在地面和高空都可出现，但主要出现在700hPa或850hPa高空。常见的切变线包括下图所示的各种类型：高空切变线高空切变线各季节均可出现，但以冷暖空气频繁活动的晚春、初夏为多。冬季水汽含量低，大气层结比较稳定，切变线处多出现连续性降水，降水区较宽，但降水量较少。夏季水汽充沛，大气层结不稳定，切变线上常出现雷阵雨，但降水区较窄。不同时间影响我国的高空切变线不同，但多与太平洋副高相关。时间副热带太平洋高压脊线位置影响我国的切变线（位置）春季北纬20°以南华南切变线6-7月北纬20°到25°江淮切变线，是形成江淮梅雨的重要原因7月中旬-8月中旬北纬25°到30°华北切变线冬季高空西风急流遇青藏高原分成南、北两支气流，在高原以东汇合形成的切变线，是影响西南广大地区的重要天气系统。天气预报简介天气预报方法气象观测技术气象卫星及其资料的利用第六节天气预报天气预报——简介天气要素预报侧重于具体时段内的气温、降水、天气现象等，以及具体天气发生的时间、地点和强度。时效上分为临近（0~2小时）、短时（3~12小时）、短期（1~3天）、中期（4~10天）。其中临近预报还监测已出现的灾害性天气，发出即将来临的警报。除了常规的天气预报外，也对未来的气候趋势进行预测。气候趋势预测重于气候偏差，如降雨量比正常年份偏多或偏少等。时效上划分延伸期（11~30天）、月预测（未来1个月）、季预测（未来3个月）、年度预测（未来1年）、气候变化预估（未来一年以上）。天气预报——方法之天气图方法以天气学方法为基础的天气图预报，是目前气象台站常用的一种天气预报方法。即使是在科学技术已飞速发展的今天，天气图方法仍然是天气预报重要的辅助手段之一。天气图是反映一定时刻广大地区的天气实况和天气形势的地图，天气图是把同一时刻各地气象站观测到的天气实况以相应的数字或符号填在地图上绘制出等压线、等温线，根据天气知识在图中定出天气系统、降水区等。天气图方法进行天气预报的基本步骤包括：常规气象观测、数据通讯与汇总、天气图绘制与分析。天气预报——方法之天气图方法常规气象观测：全球各气象站在统一时间内进行地面观测和高空观测。地面观测主要测定温度、湿度、气压、风、云、能见度等气象要素和各类天气现象。高空观测是通过施放无线电探空仪和测风气球，测定高空各层的气象要素。数据通讯与汇总：各地将同时观测的气象资料按统一的编码格式，实时传输、逐级汇总到全国和全球的数据中心。天气图绘制与分析：各气象要素及其变化，被绘制成天气图，结合天气学原理，用于制作天气预报。常见的天气图一般分为地面天气图、高空天气图和辅助天气图三类。天气预报——方法之天气图方法地面天气图：反映某区域某时刻的地面天气系统和天气状况。在地面图上用数值或符号填写各地面气象站在同一时刻的气象要素观测的实时数据和短期演变，用于分析地面天气系统。高空天气图：常用的包括925、850、700、500、300、200和100hPa的等压面图，除等高线外，还常配合绘制等温线和高湿度区等，常用于分析高空天气系统。辅助天气图：例如温度-对数压力（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。各种天气图需要相互配合并结合时间演变，共同分析天气预报。随着计算机和网络技术的迅速发展，现在收发观测数据、填图、绘图等工作，大多由相应的预报分析软件自动生成。天气预报——方法之数值预报方法1950年美国科学家恰尼等利用计算机制作第一张天气预报图获得成功，就此开创了天气预报客观、定量化的新时代。目前数值天气预报已成为日常天气预报不可缺少的工具。数值天气预报是根据能量、质量守恒等物理定律，得出描述大气运动和演变的数学方程组，再将起始时刻的观测资料输入大型计算机，求解方程，从而得到定量的天气预报。现有天气预报业务是建立在数值预报基础上，预报员的作用在于结合自身的预报经验、对天气实况的监测分析，通过统计、统计—动力、机器学习等各种方法，对模式开展解释应用，以获得最优的预报结论。天气预报——方法之统计预报方法统计预报方法是从大量历史资料中应用概率论和数理统计方法，找出前后期的天气形势之间、天气系统之间以及天气形势和天气演变之间的相关关系和规律性，并据此作出未来天气形势的变化和天气情况的预报。随着科学技术不断发展，气象雷达、气象卫星、大气垂直探测仪器的相继出现，气象部门可以从多维时空监测和分析大气运动和大气变化，提高了天气预报的准确率。气象观测技术——气象卫星气象卫星可全天候探测全球的大气变化情况，是空间、计算机、通信和控制等技术融合的产物。气象卫星有两种轨道类型。一种是近极地太阳同步轨道（即极轨卫星），卫星自东向西绕地球转动，通过近极点上空，卫星轨道平面和太阳光线保持固定的交角，每条轨道都经过高、中、低纬度地区，每天对地球表面巡视两遍。另一种是地球同步轨道（即静止卫星），卫星运行周期等于地球自转周期，轨道平面和地球的赤道平面重合，从地球上看，卫星静止在赤道某经度上空。当前我国已成功发射19颗风云气象卫星，其中7颗在轨运行，是世界上在轨气象卫星数量最多、种类最全的国家。气象观测技术——气象雷达自1940年雷达开始应用到气象领域以来，近几十年呈高速发展态势。气象雷达包括数字化天气雷达、多普勒天气雷达、双线偏振多普勒天气雷达和风廓线雷达四种，又可分为测云雷达、测雨雷达、测风雷达等。当前我国的新一代天气雷达网，遍布在全国各地，使我国对灾害性天气的监测能力大为提升，为临近天气预报和灾害性天气预警提供了高时间分辨率、高质量的大气观测资料，在提高灾害性天气的预报能力，防灾减灾能力，尤其在中小尺度强对流天气灾害预警等业务中发挥了重要作用。气象观测技术——气象火箭气象火箭是一种携带气象仪器对中、高层大气进行探测的火箭，探测高度为30-100km。主要对大气温度、密度、风向、风速和气压等气象要素，以及大气成分、太阳紫外线辐射等进行探测。气象火箭探测高空气象要素的方法有多种，一是火箭升空中探空仪直接探测大气；另一种是火箭达到顶端时，抛射出搭载降落伞的探空仪，在下降过程中可探测20~70千米高度的气象要素；还有一种是火箭在上升到顶端时，抛出金属化尼龙充气气球或其他轻质材料，用地面雷达跟踪，可探测30~100km上空大气密度，风速和风向等气象要素。气象观测技术——自动气象站自动气象站是一种能自动地观测和存储气象观测数据的设备，主要由传感器、采集器、通讯接口、系统电源和计算机等组成，可以连续测量地面气压、气温、空气湿度、雨量、风速、风向、全辐射、蒸发、土壤温度、土壤水分等各类气象数据。由计算机业务软件进行数据处理显示和打印报表，并实现观测数据的实时存储上传和查询的自动气象站，现在逐渐取代人工观测，成为日常观测业务中的主流方式。气象卫星及其资料的利用——我国极轨卫星发展历程1988年9月7日，风云一号A星（FY-1A）发射升空，是我国自行研制和发射的第一颗极轨卫星，标志着中国跻身世界少数几个有能力自己研制、发射和运行气象卫星的国家行列。1990年9月3日，风云一号B星（FY-1B）发射升空，与美国第三代极轨气象卫星相当，接近业务应用水平，提高了我国天气预报的时效性、准确性以及监测灾害性天气的能力。1999年5月10日，风云一号C星（FY-1C）成功发射。2000年5月，成为中国第一颗被列入世界气象业务的卫星，为世界各国免费提供气象资料。因此于2001年荣获国家科学技术进步奖一等奖。2002年5月15日，风云一号D星（FY-1D）发射升空，增加了探测通道，提高了探测精度，为更精确的中长期天气预报和气候预测提供必要的基本资料。气象卫星及其资料的利用——我国极轨卫星发展历程2008年5月27日，风云三号A星（FY-3A）发射，实现了从单一遥感成像到地球环境综合探测、从光学遥感到微波遥感、从公里级到百米级分辨率、从国内接收到极地接收的四大技术突破。2010年11月5日，风云三号B星（FY-3B）成功发射。风云三号A、B星上、下午星组网探测使我国继美国之后成为世界上第二个具有此项能力的国家。2013年9月23日，风云三号C星（FY-3C）成功发射，进一步强化我国极轨气象卫星上、下午星组网观测的业务布局，2014年4月，FY-3C卫星被空间与重大灾害国际宪章纳入值班卫星。2017年11月15日，风云三号D星（FY-3D）成功发射，与FY-3C卫星共同组网，形成我国新一代极轨气象卫星上、下午星组网观测的业务布局，进一步提高了大气探测精度。气象卫星及其资料的利用——我国静止卫星发展历程1997年6月10日，我国第一颗地球静止气象卫星风云二号A星（FY-2A）发射成功。2000年6月25日，风云二号B星（FY-2B）发射升空，并于7月6日成功获取第一张原始云图。2004年10月19日，风云二号C星（FY-2C）发射成功，标志着我国静止气象卫星实现了从试验应用型向业务服务型的转变。同时，FY-2C卫星被世界气象组织纳入全球地球观测业务卫星序列，成为全球地球综合观测系统（GEOSS）的重要成员。2006年12月8日，风云二号D星（FY-2D）发射升空，与FY-2C卫星形成双星组网观测，实现了我国静止业务气象卫星的“在轨备份”，大大提高了对天气预报、暴雨范围、强度和台风的动态跟踪及登陆位置的预报精度。气象卫星及其资料的利用——我国静止卫星发展历程2008年12月23日，风云二号E星（FY-2E）发射升空，标志着中国业务气象卫星发展的圆满成功，对于确保我国静止气象卫星观测业务的连续稳定运行具有重要的意义。2012年1月13日，风云二号F