MICAPS产品识别 - 图文

常规气象观测资料产品的识别和应用

目录

1 地面天气图上天气系统的识别 2 高空天气图上天气系统的识别

3 诊断预报产品分析及其与天气系统的配置 4 暴雨和强对流天气预报思路 5 单站天气预报工作的思路

1 地面天气图上天气系统的识别

1．1 低槽的识别

地面图上的低槽可分为两种，其中多数为倒槽(口向南开的槽)，这是由于来自南方的暖湿空气密度较小的原因造成的；而口向北开的槽多由地形引起，如华北地形槽。 1．1．1 倒槽

1)．西南倒槽：自我国云南、贵州、四川一带向东北方向伸展的槽，称为西南倒槽，有时它可到达华北和东北南部。

2)．河套倒槽：自我国云南、贵州、四川一带伸向黄河河套地区的低槽，称作河套倒槽。

3)．南疆倒槽：来自塔里木盆地的干暖空气向东北方向伸展的低槽称作南疆倒槽，它可到达甘肃、内蒙古西部及蒙古国的中西部地区。

4)．台风倒槽：当台风移到距我们还有1000多公里的洋面上时，其前方的低槽就可能伸到华北甚至东北地区，称作台风倒槽。 1．1．2 华北地形槽

当西风气流经过华北地区山脉时，在背风坡，由于气流下沉辐散，使地面气压下降，形成低槽。地面图上，该处常有明显的气旋式风切变，但温度分布均匀，故无天气产生，所以常称其为干槽。 1．2 锋面的识别

锋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，故锋附近常有剧烈的天气变化和气压系统的发生发展。因此，锋的识别在天气预报中占有非常重要的地位。 1．2．1 冷锋

锋面在移动过程中，当冷空气主动推动锋面向暖气团一侧移动时，这种锋面称作冷锋。

1)．第1型冷锋：第1型冷锋位于高空槽前部，其接近地面低压中心附近的冷锋段的天气多为稳定性的，常称其为第1型冷锋天气，其云系与暖锋云系相似，但次序相反，降水区出现在锋后，多为稳定性降水；但当锋前暖空气不稳定时，在地面锋线附近常出现积雨云和雷阵雨天气。

2)．第2型冷锋：第2型冷锋位于接近高空槽线处的冷锋段，上升运动只限于地面锋线附近，高空锋区多为下沉运动，这种冷锋段上的天气多为不稳定性的。第2型冷锋在近地面有时接近垂直，且移速较快，故能强烈抬升其前方暖湿空气，夏半年在锋线附近常产生雷阵雨天气，云雨区很窄，只有几十公里。冬半年，由于暖空气比较干燥，故只在地面锋附近才有不宽的降水带，锋过后，云很快消失，而且风速迅速增大，常出现大风、沙暴天气。 3)．冷锋后的3小时正变压中心：冷锋后部由于高空强的冷平流加压作用，故常有明显的3小时芷变压区，特别是冬季寒潮冷锋后，常出现+2.0hPa以上的3小时正变压中心。

4)．风压场特征：地面锋线处于低压槽内，锋附近风场具有气旋性切变。 1．2．2 暖锋

锋面在移动过程中，当暖气团主动推动锋面向冷气团一侧移动时，称为暖锋。

1)．天气特征：暖锋降水具有连续性特征，多发生在距暖锋较近的雨层云(NS)中。锋下冷空气里，特别是地面锋线附近，由于空中降下的雨滴蒸发使冷空气中水汽增加，加之地面辐合，湍流交换等作用，形成凝结现象，常出现雾，即锋面雾。夏季若暖空气不稳定，暖锋上也可能出现雷阵雨天气。

2)．暖锋前明显的3小时负变压区：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，暖锋附近有明显的3小时负变压中心。

3)．暖锋位于低压槽内，其附近风场有明显的气旋式切变。 1．2．3 准静止锋

当冷暖气团势力相当，或冷空气南下势力减弱并受地形阻挡锋面移动缓慢时，称作准静止锋。实际工作中，一般把6小时内(连续两张图上)锋面位置无大变化的锋定为准静止锋。它常由冷锋演变而成。常出现在华南的南岭一带，云贵高原及天山地区，分别称为华南静止锋、云贵静止锋和天山静止锋。 1) 静止锋位于两高之间，风向为偏东风和偏西风之间的切变。 2) 静止锋上3小时变压不明显，有时锋后有弱的正变压。

3) 静止锋由于坡度只有1／200，暖空气要爬升到距离地面锋线一定的距离才能形成降水，因此，降水区常出现

在距锋线后一定的距离处。

图1．1 华南静止锋天气实例

图1表明：华南静止锋西端与昆明静止锋相连，地面锋线北侧一大片降水区几乎扩展到整个江南地区。 1．2．4 锢囚锋

锋面相遇合并后的锋叫锢囚锋。当有山脉阻挡、冷锋追上暖锋、两条冷锋迎面相遇时，都可形成锢囚锋。 1)．两种型式的锢囚锋

(1)暖式锢囚锋：当暖锋前的冷气团比冷锋后的冷气团更冷时称为暖式锢囚锋。 (2)冷式锢囚锋：当暖锋前的冷气团比冷锋后的冷气团相对暖些时，称为冷式锢囚锋。 2．3小时变压场特征

暖式锢囚锋和冷式锢囚锋的3小时变压分布相同，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，但两者的区别在于暖式锢囚锋的零变压线出现在锋前(a)，而冷式锢囚锋(b)的零变压线则出现在锋后(图2)。

(a)暖式锢囚锋 (b)冷式锢囚锋

图2 锢囚锋附近3小时变压(△P3)示意图

3．风场、气压场特征

锢囚锋位于低压槽内，锋前多为偏东风，锋后多为偏西风，在暖区内多为西南风。 4．天气特征

锢囚锋的天气区大部分出现在锢囚锋段上，因为该处云层最厚，上升运动也最强。暖式锢囚锋除锢囚锋段天气区外，在暖锋前还有一片连续雨雪区；冷式锢囚锋则除锢囚锋段天气区外，在冷锋前也还有一片较窄的雨雪天气区。据国外资料表明：暖式锢囚锋天气区的宽度约200mile，冷式锢囚锋天气区宽度约20mile，二者相差约10倍。 1.3 气旋的识别 1.3．1 定义

气旋是指空间在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。在北半球气旋范围内的空气作逆时针旋转，在南半球其旋转方向相反。

1.3．2 分类

气旋按其形成和活动的主要地理区域可分为温带气旋和热带气旋两大类；按其形成和热力结构则可分为锋面气旋和无锋面气旋两大类。

1．无锋面气旋：在气旋中没有锋面，如热低压、高空冷涡和热带气旋。

2．锋面气旋：在气旋中有锋面，温度不对称。 1.3．3 江淮气旋波

江淮气旋波可作为南方气旋的典型，春季和初夏出现最多，常伴有暴雨与大风，其有两类发生发展过程： 1．静止锋上波动发展成江淮气旋波

江淮流域有近于东西向的准静止锋，锋面两侧冷暖气团之间气旋性风速切变明显。如果有高空槽或低涡移来，槽前正涡度平流使地面减压，形成气旋性环流，偏南气流推动静止锋东段向北突出成暖锋，偏北气流推动静止锋西段向南突出形成冷锋，这时就形成气旋波(图3)。

图3 静止锋上波动发展成江淮气旋波演变过程示意图

2．冷锋进入倒槽，暖锋锋生连接而成江淮气旋波

(1)首先，由于低层有强烈的暖湿空气活动，形成暖性西南倒槽，伸到长江流域；

(2)西北方有一条冷锋，同时倒槽东部暖式切变上因暖湿空气活动增强而出现暖锋锋生。当冷锋进入倒槽与新生的暖锋连接，并有闭合低压中心出现时，就形成江淮气旋波(图4)。 1.3．4 蒙古气旋

蒙古气旋可作为北方气旋典型，春秋季出现最多，常伴有大风降温天气，其有3类发生发展过程。 1．第1类是由西伯利亚移来的锢囚气旋暖区里分裂出的气旋或再度发展的气旋。

图4 冷锋进入倒槽暖锋锋生发展成江淮气旋过程示意图

从中亚细亚或西西伯利亚移来的气旋在向东或东北方向移动过程中，遇到蒙古西和西北部大山脉时，有的过山后中心在蒙古重新获得发展，有的则向俄罗斯中西伯利亚移去、衰老、消失。当行抵贝加尔湖东南时，它的中心部分常和南边的暖区脱离，向东北方移去，南段冷锋则受地形影响，行动缓慢，在它前方暖区部位由于特殊的地形和下垫面强烈增温，形成一个新的低压中心。开始低压内没有锋面，之后，西边冷空气进入低压，产生了冷锋。当高空槽加深，暖平流加强时，才生成暖锋，但有时只有冷锋(图5)。

图5 第1类蒙古气旋生成过程

2．第2类是从我国河西走廊到蒙古西部的倒槽里产生的气旋。

从中亚细亚移来或在我国新疆北部一带发展起来伸向蒙古西部宽浅的暖性倒槽，到了东经100以东，槽后的锋区向东南移动，进入倒槽，这里在倒槽北部一蒙古中南部断裂出低压中心而得到发展(图6)。

图6 第2类蒙古气旋生成过程

3．第3类是蒙古西部相对低压区里形成的气旋一蒙古副气旋。

这一类气旋的冷空气分两股：一股从俄罗斯贝加尔湖谷地进入蒙古西部；另一股从巴尔喀什湖以东进入新疆北部。这两股钳形的冷空气把蒙古西部围成了一个相对的低压区；但冷空气的主力此时仍留在蒙古西北部边沿，以后这股强冷空气整个向东移动时，在其前方的相对低压区里产生气旋并获得发展，称其为副气旋，是因为在它出现之前，俄罗斯贝加尔湖谷地，进入蒙古中部的那股冷空气的前沿，已经生成过蒙古气旋(图7)。

图7 第3类蒙古气旋生成过程示意图

1.3．5 热低压

热低压是出现在近地面的暖性气旋，它比较浅薄而且不太移动，按其形成过程可分为两种： 1．地方性热低压

地方性热低压是由于近地面层空气受热不均匀而形成。多出现在暖季大陆上。这种热低压日变化明显，夜间和早晨比较弱，白天逐渐增强，午后达最强，傍晚又逐渐减弱。 2．锋前热低压

锋前热低压出现在冷锋前的暖区中。这类热低压除了局地受热不均外，还与冷锋前暖区中的暖平流有关。在暖平流最强的地区有利于地面低压的生成。 1.3．6 台风 1．定义和分类

台风是发生在热带洋面上、具有暖中心结构的强烈的热带气旋。由于台风生成的地区和强度不同，人们也给予不同的名称和分类。在东太平洋和大西洋的称为“飓风”，在印度洋的称为“热带风暴”；在南半球洋面的称为热带气旋；在西北太平洋和南海的称作“台风”。根据国际气象组织规定，我国将台风按其强度分为3类：(1)凡气旋中心最大风力在8—9级(风速为 17.—24.m／s)者，称为热带风暴；(2)中心最大风力达到10～11级(风速为24～32m／s)者，称为强热带风暴；(3)最大风力达到12级或以上(风速≥32m／s)者称为台风。 2．地面气压场

台风范围的地面等压线近于圆形，对中心基本上是对称的。向台风中心，气压降低得特别快。 3．地面流场

台风的地面低空流场，按风速大小可分为3个区域：

(1)台风眼区，也称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小为静风或弱风，其直径一般为10～60km，大多呈圆形，也有的呈椭圆形，大小和形状多变。台风越强，眼越小。

(2)台风旋涡区：即台风中圈，或称台风雨区。这是围绕台风眼的最大风速区，其宽度一般为100～200km，最强烈的对流，降水都集中在此区域。在台风前进方向的右前方风力最大。

(3)台风大风区：即台风外圈。由最大风速区至台风外围的地区，一般有200～300km，最大可达800km，风速可达15m／s。 4．天气特征

台风可造成暴雨、大暴雨和特大暴雨，能引起洪水、滑坡、泥石流等灾害。台风降水中心一般出现在台风移动路径的右方，少数偏在左方。台风降水具有很大的阵性，台风风速也具有很大的阵性，其瞬时极大风速和极小风速之差可达30m／s以上。

台风登陆后，因能量损耗和来源不足，使其很快减弱，风速减小，而且风速受地形影响很大，沿海、平原、湖泊等地区都是台风经过时有利于出现大风的地区。台风在海上可造成高潮、风浪、长浪、飓浪等，特别是当台风引起的高潮与天文高潮同步时，其所造成的灾害更为严重。

2 高空天气图上天气系统的识别

高空天气图即等压面天气图，有绝对形势图和相对形势图两种。如果某等压面图是相对海平面的形势图，就称作等压面绝对形势图，也称AT图；若是两等压面间相对距离的分布图则称为等压面的相对形势图，即OT图。

等压面的高度，选用位势高度(位势米gpm)，它比几何高度的优越在于重力变化可以与位势高度的变化结合起来，用位势高度表示的计算公式更简单。 2．1 槽线、切变线及冷暖平流的识别 2．1．1 槽线

1．定义：槽线是等压面图上低压槽内气旋性曲率最大处的连线，其两侧风场具有明显的气旋式切变。 2．分类

(1)按槽线走向划分

①竖槽：槽前以偏西南风为主，槽后以偏西北风为主的槽称为竖槽，对短、中期天气有影响的竖槽有长波槽和短波槽两种：长波槽，波长约60个经距，中纬度全球波数为4—8波，一般常见为4～5波。长波槽多为冷槽暖脊，是深厚系统，移速每日小于10个经距。短波槽波长小于50个经距，常附加在长波气流或平直气流上，其结构多为暖槽冷脊；是浅薄系统，每日移速在10个经距以上。

②横槽：槽前气流以偏西风为主，槽后以偏东一东北风为主的槽称为横槽，其方向约呈东一西向。

竖槽和横槽可相互转化。当竖槽向横槽转变时，大量冷空气在槽后堆积，一旦横槽转竖时，横槽南端将迅速引导一次强冷空气南下。 (2)按槽的垂直结构划分

①后倾槽：西风带中，槽线随高度向西偏移的槽称为后倾槽(图8a)。当后倾槽倾斜程度较大时，槽前上升运动分布较广，但强度较弱，所以多出现范围广阔的稳定性降水；当槽的后倾程度较小甚至接近垂直时，各层槽前的上升气流近于重合，上升运动范围不广，但强度较大，故所产生的天气多半是范围窄、较强烈的不稳定降水。

图8 a．后倾槽、b．前倾槽示意图

②前倾槽：前倾槽槽线随高度向东倾斜(图8b)。当倾斜程度不大时，由于槽前上下层有部分上升气流重合，同时上层槽后冷平流与下层槽前暖平流重叠，造成上冷下暖，形成不稳定的空气层结，很有利于强对流的发展，常出现范围较窄的强对流降水，而且天气来得快，好转也快。 2．1．2 切变线

1．定义：切变线是风的不连续线，其两侧的风场有明显的气旋式切变。切变线附近气压场不明显，但其两侧风向切变和风速切变均很明显。 2．3种形式的切变：

(1)冷式切变：偏北风和西南风之间的切变为冷式切变，它常呈东北一西南向(图9a)；

图9 切变线(图中虚线) a．冷式切变；b．暖式切变；c．两高之间切变

(2)暖式切变：偏东风和西南或南风之间的切变，为暖式切变，它常呈东一西向或西北一东南走向(图12—9b)。 (3)两高之间的切变：常出现在夏季，西部为大陆高压，东部为副高，两者之间的近乎南北向的切变(图19c)。 2．1．3 槽线附近冷暖平流的识别

1)．槽线附近冷暖平流分布的4种情况 (1)槽前暖平流、槽后冷平流：

当温度槽落后于高度槽时，在高度槽线上和槽后都有较强的冷平流加压作用；槽前有暖平流减压作用，未来槽将加深(图10)。

2)．槽前、槽后冷暖平流均较弱

由于槽后强冷平流作用，使高度槽不断力口深，致使温度槽越来越接近高度槽，最后槽附近的等温线和等高线走向几乎平行(图11)，使槽前、后的平流都很弱，故槽不再加深，移动缓慢。长波槽多属这种情况。

图10 温度槽落后于高度槽示意图 图11．温度槽高度槽接近重合

3)．槽线、槽后均为暖平流

图12表明槽线及槽后均为明显的暖平流，由于暖平流的加压作用；使槽很快减弱，故一般天气不会转坏。

4)．暖性低槽

低槽被暖舌控制，一般不易发展。但当槽后有强冷平流入侵时，这种暖性低槽将变为冷低槽发展东移(图13)

图12 温度槽超前高度槽示意图 图13 暖性低槽示意图

2．2 副热带高压的识别

在南北半球20?～35?的副热带地区(盛夏可达40?)经常维持一个由西南向东北与纬圈斜交的高压带(图14)，由于海陆的影响常断裂成若干个高压单体，这些单体统称为副热带高压。通常按其所在的地理位置有太平洋(副热带)高压，大西洋(副热带)高压、印度洋(副热带)高压等。影响我国的副热带高压主要是太平洋西部高压即所谓西太平洋副热带高压(以下简称副高)以及从属于它的在冬季出现的南海高压、另外还有自中亚伸至我国的青藏高压及盛夏出现的华北高压。

图14北半球7月500hPa多年平均图

2．2．1 副高的季节位移和我国雨带的变动

副高的活动有着明显的季节变化，其位置冬季最南，夏季最北，自冬至夏向北偏西移动，强度增大，而自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。从5—10月东亚地区500hPa西太平洋高压脊线多年平均位置图看出：

冬季，副高脊线一般位于15?N附近，随着季节的增暖，缓慢地向北移动，呈现出相对静止，一般情况下，4月、5月500hPa上588线或脊线都略向北挺进，对我国华南地区天气开始产生影响。大约6月中旬脊线出现第一次北跳过程，越过20?N，在20?～25?N之间徘徊，此时江淮流域梅雨开始。7月上旬后期出现第二次跳跃，脊线迅速跳过25?N，以后摆动于25?～30?N之间，雨带从长江流域移到黄淮流域，江淮梅雨结束。约在7月底至8月初脊线越过30?N，华北雨季开始。另一方面在我国南方，随着江准梅雨的结束，长江流域进入伏旱期。由于脊线北移，在北纬25?一30?以南的洋面处于东风带内，赤道辐合带随之北上，因而在10?～15?N的洋面上，不断产生热带风暴、台风和东风波，这些系统对我国天气影响很大。8月上旬以后，有时副高更偏北(图15a)，8月下旬脊线开始南落，9月脊线回到25?N附近，10月回到20?N附近(图15b)。每年副高的季节活动，虽然大致与上述规律类似，但各年差异可以很大，如第一次北跳最早时间与最迟的时间有时可相差5个候以上，第二次北跳时间相差有时为一个月。有时(如1958年)副高脊线没有在20?一25?N地区停留就跳到了华北平原，使江淮流域的梅雨落空，造成了该地区的大旱。由于每年副高活动的早晚和环流形势的不同，造成了我国夏季降水各年不同的复杂现象。

图15 500hPa西太平洋副热带高压脊线及588位势什米等值线月平均位置图(图中数字为月份)

2．2．2 副高的中短期变化和暴雨

副高除了季节性的变动外，还有中短期变化。中期变化是在半个月左右时段内，副高总的偏强或偏弱后的稳定，或西进或东退后稳定的趋势。副高的短期变化是在6～7天左右时段内副高的东西摆动。

当副高西伸时，因其西部地区原为低压或槽控制，故天气较坏，水汽较多。脊刚到达时，下沉气流尚不十分强烈而天气却会转晴，所以有时在脊的西部有小范围气旋式风切变的地方有热雷暴产生。随着脊的进一步西伸，下沉气流加强，该地区则出现晴好天气。当脊东撤时，其西部常伴有低槽东移，有上升运动发展。若大气潮湿且不稳定，就会造成大范围雷雨天气。 2．3 阻塞高压的识别

西风带长波槽脊在发展演变过程中会形成阻塞高压和切断低压，两者往往同时出现。人们常把阻塞高压，切断低压出现后的大范围环流形势称为“阻塞形势”。阻塞形势是整个大气环流发展演变过程中的一个特殊阶段，其建立和崩溃对它所控制的及下游的广大地区，甚至全球的环流、天气过程，都会产生巨大的影响。 2．3．1 定义

西风带的长波脊向高纬度伸展加强，在脊中出现了闭合高压环流中心，具备下述三个条件的高压称为阻塞高压。 1．高压中心必须是闭合暖高压中心，并位于50?N以北地区。

2．闭合暖高压中心能维持3天以上，中心移动很缓慢或呈准静止状态，或向西倒退。即使东移，其移速也小于7—8个经距／天。

3．在阻塞高压区内，西风急流显著减弱，急流在高压西分为南北两支，经过高压后再在高压东侧会合。分支点和会合点之间的距离一般要大于40～50个经距(图16)。

图16 阻塞高压与急流分支

2．3．2 形成和崩溃时的基本特征

一般说来，在阻高形成前，西风槽出现振幅加大，强度加强的不稳定状态，并且东移速度逐渐减小。同时槽前高压脊区出现强盛的暖平流，暖空气不断地从南方向北方输送，而槽内冷平流把冷空气输送到南方去(图17a)。伴随着这种过程，高压脊不断加强北伸，其西侧南下冷空气，以冷性气旋涡旋形式插向暖高压脊的西南方，使北上暖空气脱离南方暖空气主体，最后，北上加强的暖高脊，形成孤立的暖性反气旋涡旋(图17b，c)即为阻塞高压。阻塞高

压西南侧的冷性涡旋，实际上就是由于北上暖空气的插入，而脱离北方冷空气主体的切断低压。同时，伴随着阻塞高压的向北伸展，加强的脊前偏北气流很容易引导冷空气从脊的东南侧插入，使暖高压脊东南侧也形成切断低压。

图17 阻塞高压形成过程示意图

阻塞高压的崩溃往往是由于其西侧有发展的冷槽对它冲击的结果。伴随着该冷槽的发展，阻塞高压范围内暖平流明显减弱，北支急流逐渐南移与南支趋于合并，阻塞高压变成高压脊东移并减弱消失。 2．3．3 亚洲地区的阻塞高压

阻塞高压在亚洲主要出现在乌拉尔山和鄂霍茨克海地区的上空(图18和图19)。另外，贝加尔湖地区也有阻塞高压出现(图20)，因此分别称它们为乌拉尔山阻塞高压，鄂霍茨克海阻塞高压和贝加尔湖阻塞高压。

亚洲地区以每年5、6、7三个月出现阻塞高压的机会最多，其中心大多在55?～60?N区内，其维持时间平均约8天左右，最短为3—5天。

这些阻高对我国暴雨有重要的影响。乌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的西风气流，有利于稳定纬向型暴雨的形成。鄂海阻高对我国梅雨影响很大，它常与乌拉尔山阻高或贝加尔湖大槽同时建立，构成稳定纬向型的暴雨。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。另外在阻高的西南方和东南方有切断低涡常造成我国东北低温、雷雨天气。贝加尔湖阻高，当它与青藏高压相连，形成一南北向高压带时，使环流经向度加大，并在此高压带与海上副高之间，构成一狭长低压带，造成北方强经向型暴雨。

图18 乌拉尔山阻塞高压示意图 图19 鄂霍茨克海阻塞高压示意图

2．4 切断低压、东北冷涡的识别 2．4．1 切断低压

1．定义：切断低压又叫冷涡，是指对流层中、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所切断而形成的低压。南北方的冷空气只在低层连接起来。

2．两种形式的切断低压：切断低压在高空图上可能有2种形式。

(1)无显著的阻高存在，在切断低压西侧，虽有一较强的高压脊或闭合高压，但在切断低压北部却存在着近于平直的强西风，西侧的高压脊很少抵达高纬度(图21a)。

(2)与阻塞高压同时出现并与其密切关联的切断低压(图20)此处主要介绍第1种形式。 3．特征

(1)切断低压是发生在高空的低压系统，一般在700hPa以上才有明显的表现，300hPa图上最清楚。

图20 贝加尔湖阻塞高压示意图

图2la 切断低压形成过程温压场演变示意图

(2)地面图上与高空切断低压相对应的是一个冷性高压，找不到明显的气旋痕迹。 (3)切断低压东南侧地面上可发生锋面气旋波动，这一带常发生云雨天气。

(4)切断低压的消亡过程有两种：一是由于本身的摩擦作用，在向西南移动过程中逐渐消失；二是当北方有新的冷空气南下，促使它很快向东南移动，冷堆中空气迅速下沉增温很快，气旋式涡旋减弱而使切断低压消亡。 (5)作为切断低压的高空冷性气旋式涡旋与由地面气旋发展到锢囚阶段时所对应的高空冷性气旋式涡旋是完全不同的两种涡旋，后者是自下而上发展起来的，其形成过程与前者有本质的区别。 2．4．2 东北冷涡

1．定义：出现我国东北地区的切断低压，称作东北冷涡。

2．形成过程：当冷空气从太梅尔半岛侵入到贝加尔湖时，已形成一个较明显的西风槽，若又有自蒙古高原而来的暖空气从槽后侵入时，容易使冷槽切断，形成东北冷涡(图21b)。

图21b东北冷涡

3．天气特征：东北冷涡能造成低温和不稳定的雷阵雨天气，它的西部因为常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条条副冷锋向南移动，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重复出现。 2．5 西南低涡的识别 2．5．1 定义

夏半年出现在我国西南地区700hPa或850hPa等压面图上，具有气旋式环流的闭合低压，称作西南低涡简称西南涡(图1.2)。西南涡直径约3—5个纬距；是中间尺度天气系统。多出现在四川西部，其次是四川盆地。全年出现频率以5—6月最多，平均每月达10个以上。

图1.2 西南涡

2．5．2 西南涡的形成特点 1．青藏高原的动力和热力作用

高原的动力和热力作用，使高原东南部经常出现正的切变涡度和气流水平辐合现象，很有利于低涡的生成。 2．500hPa有利的环流型

西南涡形成时，500hPa环流形势有以下4类：

(1)西南大槽类：亚欧上空以经向环流为主，西风大槽自中亚地区有规律地东移加深，经过西藏高原断裂为南槽和北槽，高原和盆地均受西南暖湿气流控制，水汽充沛。当西风大槽东移至高原东部时，在大槽南端气旋性切变区生成低涡(图23a)。

(2)南支低槽类：西风带盛行高指数环流，副高位置偏南，青藏高原南支低槽活动频繁，移速约每日10—12个经度。当低槽东移经高原东南时，在槽前辐散区的下层生成低涡(图23b)。

(3)东部高压类：副高位置偏北，高原上有一东—西向高压坝，拉萨、黑河一带多为东南或南风，高原东部有一闭合高压，四川盆地天气晴好。当此高压东移或向东南垮时，常在后部诱生出低涡(图23c，d)。

(4)高原切变类：青海、甘肃地区已有一高压脊，新德里附近有一准静止低槽，其东部气流与北方脊前偏北气流辐合于高原中部，形成东一西向(或东北一西南向)切变线。低涡在切变线西端形成，并沿切变线东移(图23e)。

图23 西南涡形成的500hPa环流形势

2．5．3 移动

1．路径：西南涡的移动路径有3条：东南路径，偏东和东北路径(图24)。

图24 西南涡移动路径

2．影响因素：西南涡的移动和发展还与以下因素有关。 (1)沿切变线移动，以偏东方向最多。

(2)当低涡位于500hPa槽前或在槽线延长线上构成“北槽南涡”形势时，有利于低涡东移或沿槽线北上并发展。 (3)当有冷空气从低涡西部或西北部侵入时,低涡东移并发展。

(4)低涡东部低层(700或850hPa)出现西南低空急流时，低涡将东移发展。

(5)地面图上有西南倒槽向东扩展，云雨区发展东移，低涡附近有-△P3中心东移，则低涡东移发展。 1.5.4 天气

西南涡在原地时，可产生一些阴雨天气，但范围不大。当西南涡发展东移时，雨区也随之扩大东移，降水强度亦随之增强。可造成长江中、下游；黄淮流域和华北地区的大风、暴雨和大暴雨天气。 2．6 高低空急流的识别 2．6．1 高空急流

1．定义：高空急流是出现在对流层顶附近或平流层中的一股强而窄的气流，其轴呈准水平状，风速水平切变为5m／s/km，垂直切变为5--10m／s/km，急流中心最大风速必须大于30m／s。高空急流可分为极锋急流、副热带急流、热带东风急流和极夜急流4类。

在此主要介绍与我国天气有密切关系的前3类急流，第4类急流暂不介绍。 2．分类

(1)极锋急流：极锋急流也称作北支急流。它自西向东环绕地球，下层都有极锋相对应，具有强的斜压性。急流轴的平均高度自中纬度向高绪度降低，一般冬季约8-10km，夏季9-llkm。平均风速约45—55m／s，个别可达105m／s。冬季强，夏季弱。极锋急流位置极不稳定，南北位移很大，冬季位于40—60?N之间甚至到更低的纬度；夏季位于70?N附近(图25)。

图25 冬季副热带急流轴和极锋急流轴的主要活动区(阴影表示极锋急流活动区)

(2)副热带急流：副热带急流即南支急流，它和中低纬度高空行星锋区相联系。副热带急流平均高度11～13km，在200hPa上位于副高的北缘。中心平均风速比极锋急流大，冬季一般为50—60m／s，夏季几乎减弱一半。亚洲南部冬季沿青藏高原南缘经我国到日本的副热带急流最为稳定少变(图26)。最大风速平均为。60—80m／s，冬季有时可达100～150m／s。副热带急流冬季位于25?一32?N，夏季则向高纬推移10～15个纬距(图27)。

图26 北半球1月平均200hPa地转风速分布图

图27 北半球7月平均200hPa地转风速分布图

(3)热带东风急流：热带东风急流出现在东半球夏季热带亚洲和非洲地区对流层上层，位于对流层顶附近的150—100hPa上空，副高的南部边缘，平均高度约18--20km，最大风速平均约为30—40m／s，个别达50m／s。 热带东风急流，东起菲律宾，经印度半岛南部，西达北非西海岸。急流最强中心，大致从高原以南向西延伸到阿拉伯海上空，南部范围在5?～20?N之间，轴的平均位置在15?N附近(图27)。这支急流的下层为西南季风，东西风过渡带约在500hPa附近；夏季大陆青藏高原(南亚高压)的存在，使这支东风急流的位置最稳定持久。 2．6．2 低空急流

1．定义：低空急流是指出现在850—600hPa之间的一支风速大于12m／s的强风带，其平均风速为16—25m／s，最大风速可达40m／s。

2．分类

(1)大尺度低空急流，长达几千公里宽几百公里(图28)。

(2)中间尺度或中尺度低空急流，它们常与低涡、切变有联系。长度一般几百公里，宽几十公里，位于上述系统的东南侧并与系统一起移动。在此只讨论大尺度低空急流，后者暂不讨论。 3．特征

(1)很强的超地转特性：一般情况下，实际风超过地转风20％以上，但在急流区，常超过1倍以上。暴雨常发生在超地转现象最显著时，当这一现象消失时，暴雨即结束。

图28 大尺度低空急流虚线为等风速线(m／s)，粗矢线为急流轴

(2)明显的日变化：低层风速一般在日落时开始增大，到凌晨日出之前达最大，此时风的垂直切变也最大，低层出现风速极大值，而白天风的垂直分布比较均匀，没有出现低层风速的极大值。

(3)急流轴与湿舌配合：最大水汽轴线与最大风速轴线是一致的，形成一个与急流走向一致的湿舌，因此，低空急流可向北方输送大量的暖湿空气。 (4)低空急流与暴雨

①大雨或暴雨区常出现在急流轴左前方，也有些暴雨区与急流轴重合，只有少数暴雨个例位于急流轴右侧。 ②低空急流有的出现在暴雨前，但也有的在暴雨中形成，并不断加强。

③暴雨常发生在低空急流超地转特征最强烈时，一旦急流风速出现地转甚至次地转(实测风等于、小于地转风)时，暴雨也就停止。

④低空急流轴上常有风速突然加大的现象，称之为风速脉动，在风速脉动区的下游则有较大的降水发生。

3． 诊断预报产品分析及其与天气系统的配置

气压系统的水平环流及其随高度的变化，以及相应的涡度、散度、垂直运动的分布等总称为气压系统的动力结构。

3．1 涡度平流与槽脊的移动和发展

相对涡度平流在自然座标中的表达式为

由上式可见，涡度平流的大小由三项决定：

当流线的气旋式曲率沿流线减小，或反气旋曲率沿流线加大时，即高空槽前脊后区是正涡度平流(1区)。而气旋式曲率沿流线增大，反气旋式曲率沿流线减小，即槽后脊前为负涡度平流(Ⅱ区)。

当气旋式曲率等高线沿气流方向有辐散(1区)时，有正涡度平流，反之有负涡度平流(Ⅱ区)，反气旋曲率沿气流方向等高线辐合时有正涡度平流(Ⅲ区)，反之有负涡度平流(Ⅳ区)。

3 疏密项

3．2 辐合辐散与高低空急流的配置 3．2．1 水平散度场及其空间分布

地面气旋(反气旋)中心大体与低层的辐合(辐散)中心吻合。但根据补偿原理，相应的气旋(反气旋)上空应是辐散(辐合)，而且对于不是处于消亡阶段的气旋(反气旋)来说，高层的辐散(合)量往往比低层大，无辐散层的高度大约在600hPa，发展较强的气旋(反气旋)比初生阶段辐合(散)量和高层辐散(合)量要大。在日常天气分析中，必须注意高低层的水平散度场及其与气压系统的配置关系。 3．2．2 高低空急流与辐合辐散

1．高空急流：在高空急流入口区，空气产生加速运动，出现非地转风指向低压一侧，气压梯度力作正功，使动能增加。所以在入口区空气微团偏向急流轴左侧即低压侧；而在出口区气压梯度力作负功，使动能减少，空气微团偏向急流轴右侧，即高压侧。此时，非地转风在急流轴上最大，因此在急流轴入口区左侧，有速度水平的辐合，右侧有速度的水平辐散。相反，在出口区左侧有水平辐散，右侧有水平辐合(图32)。

图32 急流入口区和出口区的涡度散度分布

2．低空急流：低空急流左侧为强辐合区，辐合值与涡度达同一个量级，甚至超过涡度值。右侧的辐散则较弱，无辐散层在600hPa。

3．3 水汽通量、水汽通量散度与暴雨 3．3．1 水汽通量

单位时间流经垂直于水平风向的单位面积上的水汽质量称作水汽通量，表达式为

单位：Q：g／kg，g：m／s2，V：m／s，计算结果：g／(cm·hPa·s)从水汽通量分布图上能分析水汽的源地、水汽输送的主要通道和水汽辐合区。

3．3．2 水汽通量散度单位时间、单位体积内辐合进来(辐散出去)的水汽量，即水汽的净流入(流出)量。表达式：

单位：g／(s·cm2·hPa)

当Aq<0时，水汽辐合，该处为水汽汇。AQ>0水汽辐散，该处为水汽源。 3．3．3 水汽通量散度与暴雨

形成一次持续性暴雨过程，除了大型环流稳定并有造成大范围上升运动的条件，还要有充沛的水汽源源不断的输送到降水区，并在此集中，才能使降水区得以维持。因此水汽通量辐合区常与低空辐合区，上升运动区一致，水汽通量辐合大值中心与暴雨区位置基本一致。 3．4 垂直速度与天气系统的配置 3．4．1 垂直速度的表示方法

-3

在P坐标系中，垂直速度为单位hPa／s，在大尺度运动中，?量级为lOhpa/s。 3．4．2 垂直速度与降水区

强烈的上升运动可把水汽输送到空中，加厚湿层使之成云致雨。因此上升运动区(?<0)与雨区配合较好，暴雨多发生在深厚的上升运动区内。

3．4．3 垂直速度与气旋的发展

气旋最大上升运动区出现在冷锋和暖锋附近，冷锋后为下沉运动区。在气旋上空若有低涡或低槽配合，上升运动可以发展的很强，使气旋加深。 3．4．4 垂直速度与副高的变化

在夏季，副高脊线所在的纬度位置，副高所包围的面积大小，西伸、东退及形状等特征，决定了暴雨的地区和强度。因此对副高的诊断分析十分重要，一般从上升运动区和下沉运动区来判断副高是稳定维持，还是加强、减弱。这种判断，通常可以用位势倾向方程来考虑。 正涡度平流，位势高度降低，副高减弱； 负涡度平流，位势高度增加，副高加强； 3．4．5 垂直速度与高、低空急流的耦合

上面曾提到高、低空急流附近散度场的分布，由此得出当低空急流与锋区和高空急流平行时，由于高空急流出口区右侧为辐合，有下沉运动，与低空急流和锋前的辐合上升运动相抵消，不产生坏天气(图33)。而当高空急流与地面锋相交，在剖面图上，高空急流出口区北侧的上升气流与低层极锋锋前和低空急流北侧的上升气流相叠置，则会触发非常强的对流和降水发生(图34)。

图 33 垂直速度与高低空急流的耦合

图 34 垂直速度与高低空急流的耦合 4 暴雨和强对流天气预报思路

4．1 暴雨的预报思路和预报流程 4．1．1 产生区域性暴雨的物理条件

产生暴雨最基本的宏观物理条件是大气中必须有充足的水汽和足够强的上升运动，使水汽在绝热冷却过程中迅速凝结成雨滴降落到地面这两个条件。

1．水汽条件：由于大气中90％的水汽集中在500hPa以下，而比湿是温度等于露点时的饱和比湿，即q=qs(Td)，所以露点的分布可以代表比湿的分布。因此在考察水汽条件时，只需考察500hPa以下的露点就可。对华北地区而言，有利于产生区域性暴雨的水汽条件见下表。

华北地区有利于产生区域性暴雨的水汽条件

除了比湿条件外，还必须考察水汽通量散度，因为只有大量水汽集中在暴雨区才能为暴雨的发生创造必要条件。

-7

华北暴雨所要求的低空水汽通量散度的量级为-10g／cm2·s·hPa。 2．上升运动：上升速度的大小和水汽辐合紧密相联。

在不考虑地形上升速度及比湿不变的条件下，可以推导出降水强度等于整个气柱的水汽辐合，即

利用连续方程，上式右端第2项可写为

R2为整层水汽辐合量，q为P0—PH层平均比湿，可见整层水汽辐合量和500hPa上升速度成正比。 4．1．2 华北区域性暴雨的预报思路 1．环流形势

在华北区域性暴雨的预报思路中，首先要分析大尺度环流背景，包括中高纬度环流、副热带环流和低纬环流是否有利于形成大尺度雨带。 (1)中高纬度环流

中高纬度环流主要指500hPa和200hPa的长波形势和高空西风急流。有利于华北地区出现大尺度雨带的中高纬度长波形势为长波槽位于110?E以西，其上、下游的长波脊分别位于60?E和130?E附近。在这种长波形势下，来自蒙古的冷空气易于在华北上空与夏季风相遇形成大尺度雨带。在长波槽前常有一条西南一东北走向的高空西风急流。统计表明，当急流轴上的最大风速中心位于40?N以北、115?E以东，最大风速值超过40m／s时，华北地区恰好位于急流入口区右侧，高空辐散区的下方，最有利于出现较强的大尺度雨带。相反当长波槽位于115?E以东时，则会出现一段少雨时期，华北地区一般不会出现区域性暴雨。 (2)副热带环流

主要分析500hPa西太平洋副热带高压的位置和强度。多雨时段，副高脊线位于280N以北，588线西端位于我国东部沿海(110?～125?E之间)。当副高脊线南撤到28?N以南，588线西端东撤到日本附近，或西伸到105?E以西甚至和大陆副高联成一片时，华北地区将维持一段少时地段，一般不会有区域性暴雨。

(3)低纬环流

影响华北的夏季风其上游可追朔到索马里急流和非洲东岸的越赤道急流，后者还和南印度洋的东南信风相联。此外，在赤道辐合带上发展起来的台风和信风中的东风波，向西北移动会直接或间接给华北地区带来区域性暴雨天气。

2．暴雨系统

产生区域性暴雨的天气系统，按其水平尺度可分为天气尺度和次天气尺度系统两种。天气尺度系统，如地面气旋、锋面、高空西风槽、冷涡等斜压扰动系统；次天气尺度系统，如低层的低涡、切变线、地面倒槽、台风和东风波等，具有湿斜压扰动的性质。在华北区域性暴雨过程中，这两类系统经常结合为“北槽南涡”型，即高空西风带中东移的蒙古低槽与低空青藏高原东侧的低涡相结合，形成人字形切变(图41)。 图41 北槽南涡过程示意图 北槽南涡过程对华北地区的影响随其斜压性强度而不同。当斜压性较强时，它对华北的影响以锋面气旋暴雨的形式出现，即形成黄河气旋暴雨。但这种形式在盛夏出现的次数不是很多。更多的情况是斜压性较弱，但湿斜压性很强。低涡在东移中蜕变为波长很短的小槽或切变线，它对华北的影响以切变线暴雨的形式出现。切变线上常有1—2个辐合中心或低涡沿切变线东移，并导致大尺度雨带中出现1～2个暴雨中心。 3．对天气系统演变趋势的判断 (1)天气尺度系统

hh

目前24～48数值预报已经提供可信赖的定量结果，它是暴雨预报的重要依据之一，但是利用准地转动力学理论对数值预报结果作出物理上的解释也是十分必要的。为便于在实际工作中考察天气尺度系统的发展机制，可将准地转倾向方程写成：

式中?为静力稳定度，在稳定大气中，?>0。

若不考虑温度随时间的变化和地转参数随纬度的变化，用涡度中心的绝对值表示天气尺度系统的强度，可从上述方程中得出诊断，天气尺度系统变化趋势的定性规则： 暖平流使高层反气旋环流加强，低层气旋性环流发展； 冷平流使高层气旋性环流发展，低层反气旋性环流发展。 (2)次天气尺度降水系统

次天气尺度系统是大气的湿斜压不稳定引起的，因此对次天气尺度系统的分析重点是表征湿斜压性的总温度或相当位温。

①能量锋高能舌，低能舌或?系统；在总温度图上，次天气尺度系统表现为能量锋、高能舌、低能舌或?系统(图42)。

根据多次个例得到的经向型区域性暴雨的合成能量场。由图42可见，区域性暴雨都发生在能量锋上或高能舌中。

图42 经向型持续性特大暴雨最盛期的850hPa总温度(T0)和潜在稳定度T?-T?850合成图(星号为暴雨中心，阴影区为

潜在不稳定区)

②台风

台风中心虽然远离暴雨区，但其东侧的低空急流可向西北方伸到华北南部，产生暴雨。当低空急流特别强时，风速常达20m／s以上，故常造成特大暴雨(图43)。

图43 登陆台风引起山东暴雨的高空(500hPa)和低空急流轴频率分布(a)降水前24小时，(b)降水开始时

③低空急流

有关低空急流的部分已在前面作过介绍。现在仅强调行星边界层急流对区域性暴雨预报的重要性。

从图44a可见：在离地面500—600m高度上有一个风速极大值，从图44b可见，行星边界层中有由两股相向吹的气流构成的辐合流场。考虑到行星边界层中的比湿最大，因此行星边界层中辐合区位置和强度与雨区的位置和强度配合最好。行星边界层急流日变化还导致了华北区域性暴雨具有夜间多发性的特点。因此在华北暴雨的预报思路中必须考虑对行星边界层流场的分析。

谢义炳等指出：中国夏季的温度场、气压场都很弱，风场和气压场之间偏离地转风关系甚远，因此建议在分析降水问题时，应分析与总温度有相似意义的假相当位温场?se场。1978年谢义炳把具有上述特征的大气称为湿斜压大气，并提出了湿斜压大气的天气动力学理论。

4．1．3 暴雨预报流程

1．根据对影响系统类型和具体影响部位的分析判断，数值预报产品对降水的预报及上级指导预报意见，作出本地区降水量和降水形式的预报。

2．考虑本地区地形对具体影响系统及其影响部位垂直运动的影响，进行降水预报的订正。

图44 1977年8月2日08时邢台的风速廓线(a)和0．5km高度上的流场(b) (粗实线为50和lOOmm等雨量线，粗

虚线为辐合线)

3．考虑本预报季节是否处于反常干旱或者洪涝的季节进行修正。一般在干旱季节中降水小，在洪涝季节中降水常偏大。

4．分析邻近地区高低空散度场的配置关系和低空辐合场中水汽含量大的面积。若低空辐合高空辐散，高空辐散大于低空辐合，而且低空辐合场潮湿空气面积大，有利于增大降水量。

5．考虑局地气象条件，分析T—Lnp图和高空风图，判断稳定度及其变化趋势。不稳定发展有利于降水量增大。 6．判断形成暴雨的条件。

(1)有湿舌伴随低空急流伸向暴雨区，低空水汽通量辐合区大，约比暴雨区大10倍，并有水汽通量辐合大值中心。

(2)卫星云图上有色调很白的密蔽云区中掺杂着对流云亮点，外围卷云区有向外辐射的卷云羽，它表明低空辐合高层辐散，上升运动强，并已形成暴雨中尺度系统。

(3)相应的天气尺度系统中高空冷平流和低层暖平流有利于不稳定层结发展和维持。 (4)要求湿层深厚，特别是对流层中、下层要暖而湿。

-3

(5)天气系统中风的垂直切变较弱，一般小于3?10／s，有利于暖湿空气的维持和暴雨的持续。 4．2 冰雹、强对流天气的预报思路 4．2．1 对流性天气的形成条件 1．对流云发展的微物理条件

(1)对流云顶能达到冰晶产生的高度(-20℃温度的高度)在这个高度上，云的相态呈胶性不稳定，有利于云中水滴的增长。

(2)大气中要有足够强和有一定变幅的垂直运动，因为云中放电主要是由于上升和下沉气流对水滴和冰雹的摩擦造成的。要造成放电现象必须有大于8m／s的上升气流存在，而且速度要有3m／s以上的变幅。而对冰雹的形成，上升运动必须大于20m／s。要产生直径lOcm的冰雹，要有50m／s以上的上升运动。

(3)环境大气的O℃层高度不能太高也不能太低，一般要求在600hPa(约4km)附近，这个高度既能使冰雹生成又不致于它在下降途中溶化。

2．对流云发展的大气层结条件：

(1)当大气低层近于绝对不稳定(?>?d)，其上为很厚的条件性不稳定(?d>?>?m)即为真潜不稳定层结时，则有相当多可供大气上升的能量，这种能量越大，对流越强。

(2)有充沛的水汽含量，特别是下层水汽含量远比上层大。有低空急流特别是中尺度低空急流，则可能发生强对流天气。

(3)强对流天气大气层结是下层暖湿、中上层相当冷干，其间若逆温层存在时，则出现强的对流性不稳定，如前面提到的温度、露点分布在中层出现喇叭口型式是最有利于强对流天气出现的型式。

-3

(4)强对流天气需有强的风垂直切变，强度约在3～6?10／s。即要有高空急流存在。其作用在于抽走潜热增暖的高层大气，使大气保持高层冷平流低层暖平流的形式，有利于垂直运动和起始对流的发展；同时由于高空流出的增加，加强高层辐散，使对流发展成为有组织的巨大严重的对流系统。 4．2．2 冰雹、强对流天气的大尺度形势和影响系统

冰雹、强对流天气主要是由飑线、冷锋、冷涡和南支槽造成的；现将其环流形势背景和活动特征介绍如下： 1．飑线及其环流形势

(1)飑线最易在高低空急流的交点附近和靠近湿舌的西边发生，因为这里层结不稳定，水汽条件、触发条件都满足(图45a)。

图45 飑线形成的天气型式(图中虚线为地面形势，流线为高空形势) (2)在脊前西北气流下方，低层有一个向北伸展的倒槽(虚线)，其左侧有冷锋存在，强对 流系统发生在地面冷锋前的偏南气流中，此处层结很不稳定(图45b)。

(3)飑线发生在地面倒槽东部的偏南气流中，地面倒槽位于缓慢移动的高空槽前的西南气流中，飑线形成多向东北方向移动(图45c)。

(4)在低空横切变线或辐合线中产生的中尺度强对流系统，高空疏散槽前强烈的辐散作用对飑线的形成也起着重要的作用(图45d)。 2．冷锋雷暴

(1)锋前湿舌轴线如近于沿地面锋进展，有利于对流天气发展而且湿舌越窄，对流越强，特别是在其尖端常有冰雹、龙卷发生。

(2)当地面锋与700hPa槽靠近时有利于对流发展，特别是两者重合或槽前倾时，对对流发展更为有利。 (3)冷降雷暴与副高的强弱、进退有密切关系，如当它东撤或减弱时，在冷锋逼近的地方可形成雷暴。 上述情况下，当大气层结极不稳定，抬升力足够强时，则可产生冰雹。 3．冷涡冰雹

夏季东北冷涡和华北冷涡的东南方常出现强对流天气，持续时间可达3～6日之久。这是因为冷涡后部有冷平流，常使大气层结不稳定，而在其东南部上升运动强，有利于不稳定能量的释放和水汽的垂直输送。影响我国冰雹的冷涡中心一般在贝加尔湖和蒙古人民共和国一带生成，以后向东南方向移入我国。这种冷涡有东北冷涡、蒙古冷涡和西北冷涡，主要影响地区在100?E以东，35?N以北地区(图46)。

图46 冷涡型降雹形势

4．南支槽冰雹

春季在西伯利亚到蒙古人民共和国出现一宽广的低压区时，冷空气自西向东活动，而500hPa和300hPa等压面上，南支槽活跃，槽前的西南气流与北进的副高西侧的西南气流汇合，在高空形成副热带急流。随着北方冷空气不断南下，在长江以南广大地区上空，极锋急流和副热带急流交替出现，冷暖空气交绥频繁，大气低层增温、增湿快，层结处于不稳定状态。当对流层中低层暖区内出现辐合带、切变线或地面有冷锋，准静止锋时，造成暖湿不稳定空气强烈抬升可形成冰雹(图47)。 4．2．3 强对流天气预报 1．冰雹预报

图47 南支槽型降雹形势

在降水预报的前提下，并且考虑了上述环流形势和影响系统之后，可根据以下条件预报冰雹和强对流天气： (1)雷达回波云顶高度在5月和6月可高达13km以上，明显高于同期普通雷雨的云顶高度。 (2)O℃层在4kmn左右，-20℃层约在400hPa，其间厚度不大。

(3)据国外统计

(4)沙氏指数 -6℃150 2．一般强对流天气预报

(1)沙氏指数 SI>+3℃ 不大可能出现雷暴天气 0℃

2035 可能有成片雷雨

5 单站天气预报工作的思路

5.1 了解检查上一班的预报思路和效果

了解上一班的预报思路和效果，有助于预报员总结经验并根据上一班的预报效果，来使自己的预报思路更加明确，并与未来将出现的实况相一致。检查的内容是影响系统的预报和天气现象、天气要素两个方面。 5．2 天气气候背景分析

了解和熟悉本地天气气候背景是做好单站天气预报的基础，可使预报员能制作出较为正确的局地天气预报，避免或减少预报错误。

天气气候背景知识一般包括：

1．预报时段旬、月的气象要素如降水量、气温、风力的平均值和极大(小)值； 2．有否季节转换性天气过程，如初终霜冻、初终雪、雨、雷暴等； 3．曾出现过的灾害性天气过程及其环流、影响系统特征；

4．本站季节性反常(如旱、涝、冷、暖)的环流背景，了解现时段是否处于某种季节性反常的状态中。

5．3 熟悉上级指导预报

了解和熟悉上级指导预报是提高县级预报质量的重要途径，必须予以高度重视，包括： 1．国家级业务中心的指导预报； 2．省级业务单位的指导预报； 3．地级业务单位的指导预报。

既要了解上级指导预报意见，又要了解上级指导预报的特点，例如什么要素报得好，什么要素报得不太好；什么季节报得好，什么季节报得不太好，等等，做到心中有数，以为补充订正的基础。 5．4 本站气象条件分析

本站气象条件分析包括对本站或邻近站的沙氏指数，K指数、T—Lnp图、空间垂直剖面图、时空图和各种点聚图及预报指标进行分析，掌握本站大气稳定度状况、水汽条件；同时分析卫星云图和雷达回波图像，还可分析区域小天气图，注意干、湿舌的活动和水汽通量散度及分布，以判断当影响系统来临时，本站可能发生的天气。 对单站预报来说，地形的影响非常重要。如降水量在山脉迎风坡增幅，而在背风坡减小；在背风坡下游的上升运动可使对流发展；风口和峡谷的大风，背风坡的焚风效应；海陆风、盆地逆温等。预报员应熟悉本地的山脉、河流走向、下垫面的状况、常年风向及冷空气、冰雹、强雷暴活动路径及它们可能对本地造成的影响。 5．5 判断订正上级指导预报意见

在上述工作的基础上，预报员应对上级的预报意见进行订正。

首先应该通过一段时间的实践，搞清楚在什么情况下可以不订正，什么情况下可以订正，而且应当研制订正的配套指标和方法，避免盲目订正使预报质量下降。评价县气象站的预报水平，应当与上级指导预报相比较，超过了指导预报水平有正贡献，否则为负贡献。

与此同时，还要根据服务的需要，补充制作上级台没有制作发布的产品，并不断提高其质量。

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