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强对流天气落区
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强对流天气预报
预报：唐文苑 符娇兰 蔡雪薇&&2015&年&04&月&19&日&18&时&
预计4月19日20时至20日20时，北部、南部、广北部及东部沿海、东南部、西部及东部沿海、西南部等地的部分地区有短时天气，预计小时雨强可达30-50毫米，局地达60毫米以上；东北部、南部、北部等地的部分地区有雷暴大风。预计4月20日20时至21日20时，中西部、南部有天气。预计4月21日20时至22日20时，西部和东部、南部局地有天气。天气：目前是指伴随雷暴现象的对流性大风（≥17.2m/s）、、短时（≥20mm/h）。
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制作维护：中国气象局国家气象中心预报系统开放实验室 地址：北京市中关村南大街46号 邮编：1000814.1 强对流天气的定义和时空分布4.1.1 定义和标准划分 4.1.1.1 短历时强降水与一般性暴雨不同，短历时强降水突出的是一个&短&字。一般的暴雨是指 24h 降水量 为 50mm；而对于短历时强降水，一般指连续 1h 降水量 R≥20mm，降雨强度（雨强）较 大的降水。2007 年 7 月 18 日山东济南特大暴雨，3h 降水量达到 153
.1mm；2004 年 7 月 10 日，北京出现 20 年来罕见的暴雨，丰台气象站 1h 降水量达到 52mm；2008 年 8 月 25 日，上海遭遇强暴雨袭击，徐汇区自动站 1h 降水量为 117.5mm，创下 1 872 年有气象记录以来的最大值。到 52mm；短历时强降水常常造成城市积涝， 交通严重拥堵。 发生在山区的短历时强降水甚至会造成山 洪、泥石流、滑坡等灾害，造成重大伤亡和财产损失。如 2005 年 6 月 10 日沙兰镇暴雨造 成的山洪灾害，2010 年 8 月 7 日舟曲暴雨造成的特大泥石流灾害。52mm；4.1.1.2 冰雹降雹过程的强弱， 常常用冰雹直径大小和单位面积内雹粒多少来衡量。 一般将降雹分为 弱、中、强三类：弱降雹指冰雹直径 D≤10mm，轻微灾害；中等强度的降雹指冰雹直径 1 0mm＜D≤ 20mm，且有大风报告，灾害程度中等；强降雹的指冰雹直径 D＞20mm，且 有大风报告，灾害程度较为严重，俗成&大雹&。2003 年 4 月 12 日 9:30―22:00，江西出 现强对流天气，最大冰雹直径达 30mm，密度为每平方米 500 多个，并伴有雷雨大风，瞬 时风速为 30m/s。冰雹对农作物及果树等造成极大破坏，损失惨重。2005 年 5 月 31 日 14:00―15:00 冰雹自西向东横扫北京城区，南郊观象台最大雹块直径 达 50mm，冰雹的最大平均重量为 37g，为历史罕见，造成近 9 万人受灾，直接经济损失4000 余万元。4.1.1.3 雷暴大风在出现雷雨天气时，凡观测站出现≥17m/s 或风自记中出现≥17m/s 记录的（即 7 级 以上大风）确定为对流性强风。为了与系统性大风区别，这类大风常被称作&雷暴大风&或& 雷雨大风&。2004 年 7 月 12 日 17:30―19:30，上海市发生了由飑线造成的雷暴大风，全 市大多数自动站均观测到 12m/s 以上的大风，其中青浦区商塌镇 17:38 最大阵风达 29m/ s(11 级)， 造成人员伤亡和严重的经济损失。2006 年 4 月 28 日 14:00―20:00，山东省临沂等 6 市出现雷暴大风， 济南和临沂的局部风 力达到 28m/s（10 级）。大风造成农作物倒伏和果树落果，输电、高空设施受损，房屋毁 坏，直接经济损失约 9669 万元。4.1.1.4 强雷电与其它强对流天气相比，雷电是最常见的，时常伴随冰雹、对流性大风、短历时强降水 出现。 雷电 （或闪电） 分为云地闪和云间闪。 目前我国多数闪电定位系统只能监测云地闪 （如 ADTD 型闪电定位系统），只有少部分闪电定位系统可以同时监测云地闪和云间闪（如 SA FIR3000 型闪电定位系统）。在没有科学的探测雷电设备之前，&电闪雷鸣&的观测是依据观 测员的耳听眼看，因此，雷电的落区和强度很难准确判定。目前，闪电定位系统已经可以较 准确地给出雷电的位置和次数； 大气电场仪能够给出雷电发生时段大气电场的变化。 目前由 于雷电探测数据的精度受设备仪器本身精度的限制， 不同地区的数据很难在一起比较； 但是， 就某一地区而言， 用雷电频数 （即某一时间内雷电个数） 或密度 （即单位面积内的雷电个数） 来衡量雷电强度是可行的。按行政区，如 2007 年 8 月 8 日陕西中部超强雷暴天气，10mi n 地闪数超过 1100 次，是陕西有雷电记录以来最强的一次，造成 2 人雷击身亡。就对流系统整体而言，2004 年 9 月 6 日京津冀地区强雷暴过程，在 MCS 内地闪最活跃阶段每 6mi n 内测得地闪次数 218 个；最大地闪密度（单位网格大小：5′×5′）36 个/格 6min。隐藏4.1.2 时空分布特征由于雷电是强对流天气中最普遍的、最常见的、最基本的现象之一，因此可以通过雷电 在我国的地理分布，了解强对流天气的分布。 详情进入 图 4.1 是卫星观测的
年闪电密度分布图 （网格为 0.5?×0.5?的闪电密度分 布），反映了以下主要特征： ⑴ 中国陆地东部湿润地区为闪电密度高值区，闪电密度随纬度升高而下降；西部寒旱 地区则是闪电密度的低值区；广西、广东、云南、四川、江西、台湾等省为闪电高密度省。 ⑵ 闪电密度高值带与中尺度地形（山脉高度、尺度、走向）有关。在西部地区，高值 带主要分布在祁连山南麓青海湖地区、 天山向西的伊犁河谷以及唐古拉山与念青唐古拉山两 山之间的盆地；而在东部地区，高值区经常出现在南北或东北-西南走向、海拔 500～1500 m 的中尺度山脉和丘陵地区附近。⑶ 在海滨 100km 内的海陆过渡带上，平均闪电密度随海陆距离增加而升高，从南到 北，在一系列有山体和丘陵地形隆起的大城市等地区出现闪电密度高值中心，这和海陆风、 山谷风或与城市热岛效应相互作用有关（马明等 2004）。 对于特殊地理位置的小区域而言，闪电的时空分布具有特殊性。闪电定位系统监测地闪活动在 1d 内的分布情况冰雹天气的空间分布 就我国冰雹天气的时间分布看： 按照中央气象台目前业务中常用的划分标准， 将全国分 为 8 个区，分别为新疆、西北地区东部、华北、东北、青藏高原，西南地区东部、长江中 下游和华南。图 4.5 给出了不同地区各月冰雹日数占全年冰雹日的比例。对全国而言，冰雹 日主要集中在 5－9 月，这 5 个月的总冰雹日占全年冰雹日的 84％，其中又以 6 月为冰雹 盛行月。在 35?N 以北的四个区域，冰雹日也主要集中在 5－9 月，均占全年冰雹日的 88％ 以上，且亦以 6 月居多。其中新疆、西南地区东部和华北冰雹日的季节变化呈单峰型；而 东北地区冰雹日的季节变化为双峰型，5－6 月为冰雹多发期，7－8 月减少，9 月冰雹日又有所增加。在 35?N 以南的地区，冰雹日分布情况有很大不同。在青藏高原地区，虽然 5－ 9 月也是一年中冰雹日数最多的 5 个月，但相比北方地区而言，5 月的冰雹日明显偏少，6 －9 月冰雹日数量整体相当。对西南地区东部而言，整个夏半年（4－10 月）的冰雹日都比 较均匀，其中以 5－6 月和 9 月为最多，也呈现出双峰型的季节变化特征。而在长江中下游 和华南地区，冰雹最多发的季节为 2－4 月，夏季冰雹日较少。从冰雹在 1d 中出现的时间上看：全国平均而言，冰雹主要发生在 12:00―21:00 ，尤 其是午后至傍晚这一时段。对于 35?N 以北的区域及青藏高原、西南地区东部，其冰雹发生 的主要时段与全国平均状况类似。对于长江中下游，冰雹发生的最多时段虽然也集中在 15: 00―18:00，但 1d 之中出现冰雹的时段相对均匀，集中时段以外其他时刻发生的冰雹频次 明显多于其他地区。对于华南地区，冰雹也主要集中于 15:00―19:00，但其他时刻冰雹发 生的频率也相对较高，仅次于长江中下游地区。除全国范围内冰雹分布具有明显的特点，在小区域内，冰雹的发生也具备各自的特点。 如北京地区冰雹时空分布就具有如下时空分布特征： 山区冰雹发生频率和平均冰雹日明显大 于城区，且以西北部最大，东部和西部次之，南部最少。从时间分布来看，北京地区冰雹具 有明显的年、季、月和日变化特点，虽然呈现年际间上下波动的不稳定性，但 20 世纪 80 年代以来，总体呈现下降趋势；从季节来看，夏季冰雹发生占全年总站日次数的 66．4％， 春季 19． 0％， 秋季 14． 5％， 冬季 0． 2％； 从月份来看， 5―9 月冰雹占全年总数的 93． 3％， 其中 6 月份发生最频繁占 32．3％ ；按昼夜分，白天冰雹占 84．3％，晚上 15．7％（摘 自叶彩华等 2007）。4.2 常见的中尺度对流系统中尺度对流系统 MCS（Mesoscale Convective System）是强对流天气的载体，泛 指水平尺度为 10～2000km 左右的具有旺盛对流运动的天气系统。Orlanski(1975)按尺度 将 MCS 划分为α 、β、γ 三种中尺度。α 中尺度对流系统（Mα CS）水平尺度为 200～2000 km，β中尺度对流系统（MβCS）为 20～200km，γ 中尺度对流系统（Mγ CS）为 2～20k m。按对流系统的组织形式分为三类：孤立对流系统、带状对流系统以及圆形对流系统或中 尺度对流复合体 MCC(Mesoscale Convective Complex)。孤立对流系统有三种类型：⑴ 普通单体风暴； ⑵多单体风暴； ⑶超级单体风暴。 带状对流系统最典型的代表就是飑线系统。4.2.1 MCC 或圆形 MCS中尺度对流复合体 MCC 是 20 世纪 80 年代初从增强显示卫星云图分析中识别出来的 一种α 中尺度系统，通常是以云顶亮温 TBB（Blank Bright Temperature）≤-52℃或≤-3 2℃的等值线圈定的范围作为 MCC 的面积。MCC 的最大特征是有一个范围广、持续长、有着近似于圆形的冷云罩，其下覆盖的是 塔状积云、对流群或β中尺度飑线对流系统。MCC 是一种生命期长达 6h 以上，TBB≤-52℃ 的面积大于 5 万平方公里，水平尺度比雷暴和飑线大得多的近似于圆形的巨大云团，其云 顶亮温 TBB 很低，有些可达-72℃以下，表明其内部塔状积云很高，经常可达到十余公里。 圆型的 MCS 虽然也有圆型的冷云罩，但其冷云罩 TBB≤-52℃的面积小于 5 万平方公里或 者达到这一范围而圆型结构维持的时间短，不足以达到 MCC 的生命期。 Maddox（1980）以云顶亮温 TBB≤-32℃或≤-52℃等值线包围的区域来识别 MCC，并对 美国 10 个 MCC 进行了合成分析，认为成熟的 MCC 具有以下特征： ⑴ 在对流层中下层（700hPa 附近）有从四面八方进入系统的相对入流； ⑵ 云盖下部最强的β中尺度对流系统通常出现在系统移动的右后侧，有时呈线状排列，平 行于系统移向。大面积的轻微降水和阵雨通常出现在强对流区的左边； ⑶ MCC 出现在强暖平流区及低空偏南气流最大值前沿明显的辐合区； ⑷ MCC 具有对流层中层暖心结构，在潜边界层中是一个冷核，对流层上层是个冷核。 2003 年 6 月 22 日―23 日，淮河流域到长江中下游地区出现大范围的暴雨过程。湖 北境内出现大暴雨，黄陂 2h 雨量达到 78.5mm；安徽境内的浣县瓦房村出现龙卷，持续 2 min。通过卫星云图、雷达资料等非常规资料认识该 MCC 的形态（图 4.6～4.7）。 2003 年 6 月 22 日―23 日，淮河流域到长江中下游地区出现大范围的暴雨过程。湖北境内 出现大暴雨，黄陂 2h 雨量达到 78.5mm；安徽境内的浣县瓦房村出现龙卷，持续 2min。 通过卫星云图、雷达资料等非常规资料认识该 MCC 的形态（图 4.6～4.7）。图 4.6 上的 2 2 日 10:00(世界时，下同)，MCC 胚胎云团迅速扩大，表现为清晰的椭圆型结构，已经发展 为 MCC。在其西面，又有小的中β尺度对流云团 D 移入；22 日 11:00，MCC 的主体部分 接近圆形，而在其西面并入的对流云团表现为一个长的对流云带 D，与 MCC 主体相连。特别需要指出的是，此时在安徽发生了龙卷天气；22 日 12:00，MCC 主体进一步扩大，仍然 近似圆形，而 D 云带变宽。这张云图反映了本例 MCC 的几个重要特征： ⑴ 西面不断有中γ 或中β尺度对流系统并入； ⑵ 最强中尺度对流元（MBE）位于 MCC 的西部，也就是说新加入的部分； ⑶ 在 MCC 东部对流则已经进入衰老阶段，对流相对较弱。22 日 13:00，红外云图上明显表现出两个对流系统和交替过程，其中西面的对流云团 迅速发展， 对流很强盛， 而东面的对流云团正在减弱， 它是 MCC 的主体， 而且范围特别大。 最强对流区位于新并入的对流云团和东面 MCC 主体的西端部分；22 日 14:00，新并入的 对流云团迅速发展，尽管在空间尺度上比不上老的云团部分，但已经发展为一个α 中尺度对 流云团。另外，在这个新并入的对流云团的西端点，又有带状的β-中尺度对流云团在发展； 22 日 15:00，新并入的对流云团已经取代了老云团成为 MCC 的主体对流部分，并表现为 椭圆性外形；22 日 16:00，整个 MCC 变成近似圆形的规则外形，而在其西面，又有多个β中和γ 中尺度 对流云团在发展、东移；22 日 17:00 和 18:00，MCC 发展到最强盛阶段，红外云图特征表 现为一个近似圆形的区域。在 MCC 西侧，仍然有β和γ 中尺度对流云团在发展东移，即将并 入 MCC；22 日 19:00 以后，MCC 开始减弱。22 日 21:00，红外云图上 MCC 已经表现为较为分散 的云系结构。对应红外云图的变化，阜阳雷达观测的雷达回波记录了云罩下部 MCC 的结构演变（见 图 4.7）。回波很快就组成了狭长的西南-东北向回波带，回波强度迅速增加并向东南方向 移动，逐步逼近阜阳，回波长度进一步加长。经过阜阳后，回波面积扩大，但回波强度逐渐 减弱。 不难看出，雷达和卫星观测到的 MCC 外观不一样。卫星是从太空向下鸟瞰 MCC，它观测 的是处于对流系统上部的冷云盖， 而雷达观测到的是一个带一点仰角的圆锥面上的情况， 几 乎是平视对流云塔。我们可以推断，在中低层是东北一西南向的线状对流墙，在高层是一个 接近球冠状的冷云盖。当然，云墙是变化的，它是由β或γ -中尺度对流单体组成，这些对流 单体不断地从云墙的西端补充进入对流云墙，然后一边发展一边东移，范围越来越大，逐步 发展为α -中尺度对流区，直到最后变成了一片层云区。隐藏4.2.2 飑线为了将飑线和锋面区分开来，20 世纪 50 年代后期，飑线被定义为非锋面性狭窄的活 跃雷暴带。20 世纪 70 年代后期，Houze 和 Zipser 等（1977）提出，飑线是中尺度对流 系统， 由雷暴单体侧向排列而成的对流区和层状云区（云砧）组成。 飑线被认为是带(线) 状的、深厚的对流系统，其水平尺度通常为几百公里，为α 或β中尺度对流系统。Pa 层状型 rker 等（2000）提出三类飑线系统的主要模型，即拖曳层状 型( TS) 、先导层状型(LS) 、平行层状型( PS)（见图 4.8）。所谓的拖曳层状型飑线就是 强对流云带在层状云区的最前方； 先导层状型是强对流云带在层状云区的最后方； 平行层状 型强对流云带在层状云区的中间。典型的飑线生命期约 6～12h ，远大于雷暴单体的生命 期。飑线常常引起局地地面风向突变，风速骤增，气压跃升，温度剧降，并伴有雷暴天气， 有时还出现冰雹、龙卷等灾害天气。常见的经典飑线系统，由强回波组成的强回波墙和后部层状回波构成的云砧组成，云 砧中常有一片回波相对较强的区域。 云砧的上部有与环境风相一致的气流， 下部有与上部反 相的入流。飑线前方一般有中尺度低压，称为&飑线前低压&，这可能与飑线前方高层的补偿 下沉气流引起的绝热增温有关。由于飑线造成降水，形成雷暴小高压，雷暴高压后部还有中 尺度低压， 它的形成与雷暴高压后部的尾流效应相联系。 由于飑线系统中强对流云区附近各 种气象要素的水平梯度很大，因此，当飑线过境时，气象要素将发生急剧的变化。流场特征 包括中低层上升气流的逆切变倾斜、 低层暖湿空气入流和中层干冷空气入侵， 以及飑线后方冷的下沉气流等。一般在对流云区有着强烈的风场辐合和强烈的上升运动。 以 2008 年 6 月 23 日傍晚前后，造成京津冀地区强雷电、短历时强降水、对流性大风等强 对流天气的飑线系统为例，借助于多普勒雷达，了解飑线的结构（图 4.9）。仰角基本反射率图垂直剖面径向速度图层状回波 2002 年 8 月 24 日安徽省自西北向东南出现了一次飑线过程。 全省 79 个测站先后有 3 0 个站出现 17m/s 以上的瞬时大风，其中最大风速达到 26m/s，与大风相伴的还有强降水 或冰雹。 借助加密自动站资料了解飑线造成的气象要素变化及其结构。 飑线中的雷暴下沉气 流将相对干的环境空气夹卷进去导致水滴蒸发使得下沉气流降温， 下沉气流获得较大负浮力 以较大速度冲到地面，在地面形成以很快速度推进的冷堆，形成阵风锋。该快速推进的阵风 锋除了导致地面的急剧降温和大风外，还在其后部形成了明显的雷暴高压(见图 4.10)。 对比 11:00、14:00 和 17:00 大风到达的位置和同一时间的 3h 变压（见图 4.10），可以看 出飑线后部一直存在明显的雷暴高压。 系统影响后气象要素的急剧变化、 雷暴高压的存在以 及出现大范围的大风降温说明这是一次非常典型的拖曳层状型飑线系统， 而且过程持续时间 较长。飑线影响时地面温度迅速下降，1h 降温幅度最大接近 10℃，地面温度越高的地区，降 温幅度越大。如霍山 15:00 温度为 37.3℃，16:00 温度下降到 27. 9℃，1h 下降了 9.4℃。 同时从风、 气压、 温度等气象要素的时间序列图上清楚地显示出在飑线经过时气象要素出现 了突变，风向突变，风速突然加大、温度下降，气压陡升（见图 4.11）。隐藏4.2.3 超级单体&超级单体&顾名思义就是比通常的成熟单体更巨大、 更持久并带来更为强烈的天气而且 它具有一个近于稳态的、 有高度组织的内部环流并与环境风的垂直切变有密切关系。 超级单 体风暴可以指孤立的超级单体风暴， 也可以指包括超级单体在内多个单体构成的风暴， 其中 超级单体占支配地位。水平尺度在几十公里，一般是β-中尺度对流系统，生命期为几十分钟到几小时。近年来，随着多普勒天气雷达的普及，人们发现典型的超级单体风暴具有以下主 要特征（下列特征满足 2 个体扫）： ⑴ 在水平反射率图上，有钩状、螺旋状、逗点状回波，常有&三体散射&现象。 ⑵ 有&V&型缺口。前侧&V&型缺口表明强的入流气流进入上升气流；后侧&V&型缺口表明强 的下沉气流，并可能伴有破坏性大风。 ⑶ 有有界弱回波区（BWER），在 RHI 显示时有穹隆，它的水平尺度 5-10km，弱回 波区经常呈圆锥形， 伸展到整个风暴的三分之一到一半的高度， 穹窿是风暴中上升气流很强 的地方，上升速度达到 25～40m/s，甚至 60m/s。由于上升气流强，水滴尚未来得及增长 便被携带到高空，形成弱回波。径向速度图上看到，有正负速度对，有一个持久深厚的中气 旋存在。在距雷达 130km 处，转动速度≥19m/s。 ⑷ 超级单体在径向速度图上常有中气旋（正负速度对）存在。 图 4.12 为 Lemon（1977）提出的雷暴内上升气流强弱的概念模型。⑴ 对应非强对流风暴。此时，上升气流强度不大，高中低层反射率因子高值区在垂直 方向上相互重叠，没有倾斜，低层反射率因子四周梯度均匀，风暴顶位于低层反射率因子区 域的中心，垂直剖面上没有弱回波区或有界弱回波区。⑵ 对应非超级单体强风暴。此时，低层反射率因子等值线在入流的一侧出现很大的梯度， 风暴顶位于低层反射率因子在入流一侧的强梯度区之上， 中层回波强度轮廓线的靠低层入流 一侧的下部出现弱回波区。也就是说，回波自低往高向低层入流一侧倾斜，呈现出弱回波区 和弱回波区之上的回波悬垂结构。 ⑶ 对应超级单体风暴。此时，风暴低层反射率因子出现明显的钩状回波特征，入流一侧的 反射率因子梯度进一步增大，中低层出现明显的有界弱回波，其上为回波悬垂，风暴顶位于 低层反射率因子梯度区或有界弱回波区上空。 上述概念模型代表三种不同类型风暴的反射率因子结构， 即非超级单体非强风暴、 非超级单 体强风暴和超级单体风暴。 同时也可代表超级单体风暴发展的三阶段模型。 大多数对流风暴 只发展到第一阶段就消亡了， 有小部分对流风暴可以发展到第二阶段， 成为非超级单体强风 暴（大多为多单体强风暴），只有极少数能够发展到第三阶段，成为超级单体风暴。 以山东一个长寿命超级单体的演变为例，了解超级单体的雷达回波结构和流场特征。2 004 年 6 月 24 日下午，山东鲁西北和鲁中山区部分地区遭受了历史上罕见的强风暴袭击， 破坏性大风、强降水、冰雹等带来了严重经济和财产损失，涉及 40 多个乡镇，直接经济损 失 5 亿多元。冰雹大如鸡蛋，最长持续时间约 20min，最厚积雹厚度达 20cm，同时出现 持续时间约 30min 风力达到 9 级以上的大风天气。 从反射率图分析，2004 年 6 月 24 日山东长寿命超级单体发展可分为三个阶段： 第一阶段从风暴形成到 14:42，从多单体风暴发展为超级单体，14:14 强度达到 70 dBZ ； 从图 4.13a 中可以看出，a1 中有 3 个单体 A0、A1、A2，a2 中 A0、A2 减弱，A1 加强； 周围单体减弱，使得单体 A1 发展成超级单体（图 4.13a3），具有弱回波区（WER）、有 界弱回波区（BWER）、回波墙等特征（图 4.13a4）；最大强中心高度基本维持在 5km 以 上。第二阶段（图 4.13b），即 14:48―15:49，在第一阶段降雹后，开始减弱（图 4.13b1 中 的 B1），同时其右侧有新的单体形成发展（图 4.13b1 中的 B2），20min 后合并（图 4.1 3b2 中的 B1、B2），迅速发展成为超级单体（图 4.13b3），具有 WER、BWER、回波墙 等特征（图 4.13b4）；最大强中心高度基本维持在 6km 以上。第三阶段（图 4.13c），即 15:54 到风暴消散，与第二阶段情形相同，见图 4.14c 中的 c1、 c2、c3、c4；最大强中心高度基本维持在 5km 以上。原超级单体减弱后，不断有小单体并入而重新加强，形成长寿命超级单体。 从不同高度反射率和平均径向速度图分析，可见超级单体具有的中气旋、三体散射、V 型缺口特征（图 4.14）。隐藏4.2.4 龙卷龙卷是大气中最猛烈的对流风暴。最强龙卷的最大风速可能介于 110～200m/s 之间， 由于龙卷具有高能量密度，它能在局地使机械能高度集中，破坏性极大。龙卷是强旋转、长 而细的气柱，其平均直径约为 100m，从积状云延伸到地面，属于γ -中尺度对流系统。 当有龙卷时，总有一条漏斗状云柱从对流云云底盘旋而下，有的能伸达地面。在地面引 起灾害性大风的称为龙卷； 未及地或未在地面发生灾害性大风的称为空中漏斗； 伸达水面的 称为水龙卷。 龙卷生命史很短， 一般为几分钟到几十分钟。 龙卷中心的气压可低至 400hPa， 水平气压梯度为 2hPa/m，约是大尺度系统气压梯度的 105 倍。绝大多数龙卷都是气旋式 旋转，只有极少数龙卷是反气旋式旋转。 一般用 Fujita 等级或 Fujita-Pearson 等级（McDonald，2001）来确定龙卷风的强度。表 4.1 给出了 Fujita 等级：如前所述，超级单体风暴都具有一个中层中气旋，而龙卷往往是伴随着低层中气旋（1 km 以下）的出现才产生的。一般来说，中层中气旋强度越强，出现龙卷的概率越大，在出 现中气旋的风暴中，只有 20%左右的情况下会出现龙卷。 2005 年 7 月 30 日 11:38，在安徽灵璧县韦集镇发生 F3 级龙卷。造成 15 人死亡，60 多人 受伤，大量房屋倒塌；30 日 09:00，几个对流单体逐渐发展扩大形成对流回波带并向东南 方向移动；10:35，在回波带中南部 2 个单体发展较为旺盛，强度均达到 65dBZ 以上，最 强达到 73dBZ； 11:11， 2 个对流单体趋于合并， 在回波带的最南端形成一椭圆形的强回波； 11:23，圆形的反射率因子回波逐渐向“S”形演变，这是内部强烈气旋式旋转的外在表现，到 11:35 这种旋转结构最为清楚。从多普勒径向速度场看，中气旋核约 11:35 位于龙卷出现的地点（灵璧县韦集镇），11:41 开始回波的“S”形形态特征逐渐消失变为近似圆形或椭圆形的回波，回波向东南偏东方向 移动进入江苏。按照美国 Oklahoma 统计标准，174km 处旋转速度(（Vmax-Vmin）/2) 达到 18.5m/s 时即达到强中气旋标准；11:17 最大正速度和最小负速度分别为 17m/s 和-24m/s，（见图 4.15 中 11:17） ，为强 中气旋；11:35，中气旋达到最强（见图 4.15 中 11:35），最大正速度和最小负速度分别为 32m/s 和-24m/s，且正负速度对相距约 6km，垂直涡度( 2×(Vmax-Vmin)/D，D 为最大 正速度和最小负速度之间的距离)达 1.87×10-2s-1，即达到 1.87 个中气旋单位。虽然龙卷出现地点离雷达相距 174km，无法识别龙卷涡旋特征，但可明显看出龙卷产生于一个很强的中气旋内且垂直涡度较大。2005 年 7 月 30 日龙卷的中气旋强核出现在雷达可 探测的最低高度。4.3 强对流天气形成发展条件强对流天气产生的基本条件是：⑴ 水汽条件（湿舌、低空急流、高湿度辐合）；⑵ 不稳定层结条件；⑶ 抬升触发机制（天气尺度系统的低层辐合、低空急流、低空辐合线、 负变压、地形抬升、局地受热不均匀）。其中水汽条件所起的作用不仅是提供成云致雨的原 料，而且它的垂直分布和温度的垂直分布，都是影响气层稳定度的重要因子。水汽和不稳定 层结是发生对流天气的内因，而抬升条件则是外因。另外，强雷暴需具有明显的环境风垂直 切变（≥2.5×10-3/s），长生命史的强雷暴还应具有高低空急流相配合、低空逆温层、前倾 槽结构、高空辐散、中空干冷空气等条件，这些条件往往是产生强对流天气的必要条件。4.3.1 大气的不稳定性和对流运动强雷暴或强风暴系统是一种热力对流现象， 而对流运动的主要作用是浮力， 浮力越强产 生的上升运动越强，雷暴垂直发展越高。 雷暴产生的充分必要条件是：大气层结不稳定、水汽和抬升触发机制。所谓的大气的层 结状态是指温度和湿度在垂直方向上的分布。层结稳定度则是表征这一影响的趋势和程度。 大气的不稳定性主要有静力不稳定、 对称不稳定和切变不稳定， 预报业务中常用的是静力不 稳定。静力不稳定判据已在第一章 1.1.3 中说明，在此不再赘述。假相当位温沿 39?N 垂直剖面图隐藏4.3.2 常见的强对流天气触发机制 4.3.2.1 天气系统造成的上升运动在对流层中，大尺度上升运动虽只有 1～10cm/s 的量级，但持续作用时间长了就会产 生可观的抬升作用， 这种抬升足可以把一般的低层逆温消除掉， 虽然天气尺度扰动不足以对 触发强对流做出主要贡献， 但天气尺度扰动可以使大气热力结构失稳和增加垂直风切变。 系 统性上升运动包括锋面、槽线、切变线、低压、低涡等，它们造成的辐合上升运动都是较强 的，绝大多数对流性天气都是在这些天气系统中产生的。4.3.2.2 中尺度天气系统造成的上升运动近年来的研究发现，产生强对流必须的抬升运动，主要不是来自天气尺度扰动，而是中 尺度或对流风暴尺度过程。中尺度抬升机制来源于大气中的各种不稳定（如重力波不稳定、 对称不稳定），结构不连续（如干线、出流边界、风向风速辐合线等）。 边界层辐合线在 雷暴的生成和演化过程中起重要作用。2005 年 6 月 20 日山东省鲁中及鲁南部分地区遭受近几十年来最严重的强冰雹袭击， 造成雹灾的超级单体风暴是由地面辐合线触发的 （摘自刁 秀广 2009）。 图 4.17 给出了雷达窄带回波及地面辐合线变化情况。12:04 窄带回波在雷达站约 20k m 处(图 4.17a1)，平均径向速度图（图 4.17a2）上存在相应的出流边界辐合，同时在雷达 站南部存在低层辐合线，对应时次的地面图上可以清晰地看到两条辐合线（图 4.17a3）， 一条与出流边界相对应，一条是低层环境风辐合线；13:00 地面图上仅能分析出一条辐合线（图 4.17b3），13:11 窄带回波左端单体生成区有 一对流单体生成 (图 4.17b1、b2)；14:17 窄带回波消失，出流边界与先前的低层辐合带叠加，在泰安北部单体生成区 2 不断有 单体生成(图 4.17c1、c2)，同时单体生成区 1 中的单体发展，造成雷雨天气；15:42 单体生成区 1 中发展起来的单体已消散，而单体生成区 2 的对流单体发展成 2 个超 级单体风暴(图 4.17d1、 d2)， 之后超级单体南压， 且持续发展， 造成了强冰雹和大风天气。图 4.17 2005 年 6 月 20 日窄带回波及平均径向速度和地面实况.a1、b1 和 c1 为反射率因 子 19 号产品，d1 为组合反射率，a2、b2、c2 和 d2 分别为与强度产品相对应的 0.5?仰角 平均径向速度，时间分别为 12:04、13:11、14:17、15:42.a3、b3、c3 为对应的地面风（摘 自刁秀广等 2008） 在大气不稳定前提下， 前期回波的出流边界与局地环境风形成辐合区， 使得近地层辐合 加强，为对流发展提供了动力因素。4.3.2.3 地形抬升作用山地迎风坡的抬升作用很大，所以山地是强对流天气系统的重要源地。一般来说，山区 的强对流天气比平原地区要多。地形在雷暴的生成和演化过程中也起重要作用。2006 年 7月 9 日夜间北京香山、门头沟出现了局地性大暴雨，大暴雨范围小，雨量集中，降水范围 为直径 20km，香山站 2h 雨量 96mm（21:00―23:00）。大暴雨发生前北京南郊多普勒 雷达组合反射率因子和地面自动站测风及北京地形对比图(图 4.18)显示， 雷达组合反射率因 子图像上有一条清晰可辨的细条状回波(图 4.19a)与北京西部山区与平原地形分界线(图 4.1 8b)的位置、走向和形状是一致的；同时刻的地面测风场是一条风场切变线(图 4.18d)，这 条切变线与雷达组合反射率因子的带状回波及北京地形分界线也是一致的。在 20min 后(2 1:20)的雷达组合反射率因子图像(图 4.18c)上，回波带更清晰、更密实，尤其是形状和位置 更加接近地面风切变， 说明雷达回波的发展是沿着该辐合切变线进行的。 无论回波带的生成 还是发展，都与地形作用和地面风场辐合作用的共同影响分不开。4.3.2.4 局地热力抬升由于地表受热不均，造成局地温差，常常形成小型的垂直环流。如夏季沿海地区因为白 天海面日射增温弱， 陆地日射增温强， 因此海陆温差使得陆地上空气上升， 海面上空气下沉， 形成海陆风环流，湖泊与陆地交错分布地区也如此。另外山谷风环流、城市热岛环流等形成 的机制同样也是受热不均而形成。例如 2008 年 8 月 27 日 00:45―01:05 天津汉沽区出现 冰雹和 17m/s 的短时雷雨大风，而位于蓟县山区的狐狸峪村在 02:00 也出现了冰雹。最大 冰雹直径达 2cm，降雹密度为 1000 粒/m2 左右。由图 4.19a～e 可以看出冰雹回波的演变，最强回波为 63dBZ。在 26 日 20:00，天津 地区有三个 LI 的低值区，分别位于北部的蓟县（图 4.19f 中 A 处）、东南部的汉沽（图 4. 19f 中 B 处），三个中心 LI 中心值分别为-4.448℃，-6.388℃和-6.227℃（对应的 CAPE值为
J/kg， J/kg 和
J/kg)。这种分布与高温高湿地区相对 应，表明地面不均匀的温度分布和水汽分布造成了浮力不稳定能量和抬升指数的分布差异。 从 CAPE 和 LI 逐时变化 (图略)可以看出，26 日 20:00―27 日 00:00，汉沽地区 CAPE 随 时间增大，至降雹前的 00:00CAPE 达到峰值，为
J/kg，直到冰雹发生后才明显 减小；而 20:00―00:00，LI 则随时间进一步减小，到降雹前的 00 时达到-7.767℃。蓟县 地区 CAPE 随时间减低，只是在 01 时较前一时刻略有升高；20:00―00:00，LI 不断升高， 只是在 01:00 才较前一时刻略有降低。两地能量变化的差异表明两地的冰雹发生机制存在 差异，汉沽的热力作用显著，而蓟县热力作用不显著。4.4 强对流天气分析预报强对流天气的短时临近预报可分为两个方面，一是利用数值预报和探测资料对未来 12 h 内发生强对流天气的可能性做出潜势预报； 二是雷暴生成以后对于雷暴演变趋势的临近预 报，即对于可能出现的强对流天气如冰雹、雷暴大风、龙卷、短历时强降水以及强雷电的临 近预报。4.4.1 天气系统分析强对流天气是否发生离不开大的天气尺度背景环境条件， 天气系统是预报员在分析天气 时首先考虑的问题。 各地发生强对流天气的天气系统具有地域性。 下面仅以北京地区和上海 地区为代表对强对流天气的天气形势进行分型。 详情进入4.4.1.1 北方天气系统分型⑴ 冷涡型 冷涡位置在 45°N 以北， 此类天气形势具有建立不稳定层结的维持机制和动力强迫机制， 易于产生区域性的强对流天气。冰雹、雷暴大风出现的几率为四类雷暴天气型之冠。水汽通 量散度辐合厚度需要达到 850hPa 以上。 如果低涡位置在 45°N 以南，为华北西部涡，短历时强降水天气发生几率很高，由于水 汽充分，云底较低，冰雹天气发生几率较低，当 500hPa 有≤-12℃的冷温度槽控制北京市 时，才有可能发生冰雹天气，大风一般为局地大风。冷涡型：2005 年 5 月 31 日北京大冰雹过程 ⑵高空槽型 此类天气形势当中高层有较大的风速时，利于雷暴大风天气的发生发展。高空槽前型：2009 年 8 月 1 日天津强雷暴雹过程⑶ 槽后、涡后西北气流型 此类天气， 华北上空处在冷平流中槽后西北气流控制下， 天气晴朗， 低层气团迅速增暖， 当低层有低值系统发生发展、暖平流楔入西北气流下方时，导致静力不稳定加剧。强对流发 生时， 对流层中高层有较大的西北风， 在对流层中下层形成较大的风垂直切变和动力不稳定 的环境条件。此类冰雹、大风发生几率仅次于冷涡型，短历时强降水的发生几率也较低。东北涡西北气流型：2009 年 7 月 22 日京津飑线过程 槽后西北气流型：2009 年 8 月 2 日天津局地短历时强降水过程 ⑷ 切变线型 此类天气形势出现冰雹、大风几率较少，短历时强降水的几率也不高。低空切变线型：2007 年 7 月 18 日济南大暴雨过程对应以上天气系统分型，图 4.20 给出了北方强对流天气典型个例的 500hPa 高度场与 850hPa 风场图，星号标记为出现强对流天气的地点。4.4.1.2 南方天气系统分型⑴ 静止锋切变型 静止锋开始时具有暖性特征，引起暖区天气，后期转变以冷性为特征，产生冷性锋面天 气，后期天气往往对流性更强。由于暖湿气流带来充沛的水汽，易产生较大的降水。 ⑵ 高空冷涡型 在高空冷涡东南侧区域，700hPa 以上有明显冷平流，850 hPa 以下是强盛暖平流， 是上干冷下暖湿的有利于能量充分存储以及强不稳定形成的结构。 在冷锋向东南方向推进的 过程中易形成强对流天气。在系统发展前期，水汽辐合区在黄淮和华北地区维持，后期冷锋 影响本地时速度较快， 与静止锋切变型中辐合区和静止锋滞留时间较长的情形不同， 但高空 冷涡型能量累积较高，因此容易产生冰雹、龙卷、强风等强烈天气。 ⑶ 低槽冷锋型 对低槽冷锋型， 较强的副热带高压和较强的冷槽的共同作用使系统的空间坡度很大， 在 适度的冷暖干湿气流配合下，造成天气影响时间短，但强度大，易有冰雹、龙卷、飑线、阵 风锋等强烈天气。 ⑷ 气旋波动型 低层有气旋生成东移，在江苏北部入海。这种配置与上述几种类型有明显的不同：一是 冷平流位置更偏西、且宽；二是暖平流位置也偏西。这种特征对气旋的生成是重要的。如果 35?N 以北的槽和冷平流过分偏东会抑制气旋的生成，如低槽冷锋型；如果冷平流区域位置 不够偏西，气旋形成条件不够成熟，如在静止锋切变型中，在切变线以北是偏东气流。 ⑸ 热带低值系统型热带系统或倒槽东侧的边界层有一支宽广的东南风气流，它提供了持续的强水汽输送， 不仅在温度湿度上与倒槽另一侧气流形成温湿界面， 产生极大能量储备， 在风向上由于辐合 形成动力作用， 而且还由于地形作用使这支气流从东向西有爬升和聚合抬升过程， 形成的降 水往往强烈而分布不均。 ⑹ 副高边缘型 低层我国东部地区受南到西南风控制， 但在 700hPa 上， 长江口以北地区有西南风与西 北风的汇合区， 它的存在与 500hPa 上 35?N 以北平直气流在天气尺度上不显著的扰动有关。 这个区域正是西太平洋副热带高压的边缘地带。隐藏4.4.2 常用的物理量场分析 4.4.2.1 高低能量舌的配置假相当位温 是湿度、温度、气压的函数，它是描写能量的物理量。 的垂直分布反映了 大气层结对流不稳定度的状况。 将 850hPa 上 等值线分布与 500hPa 等值线分布相叠加 （图 4.21）。文献指出：叠加在高能舌上的低能舌的形势加大了大气的不稳定度，有利于形成强 对流性天气。例如 2008 年 6 月 23 日傍晚的强对流过程，在 500hPa 上出现低能舌，其下 部的 850hPa 是高能舌。表明：低层增温增湿，高层冷空气南下， 具有高层低能舌叠加在低层高能舌之上的能量水平分布的垂直配置，导致大气对流性不稳定建立。4.4.2.2 “上干下湿”湿度层结除了温度层结外，湿度层结也是环境热力结构的重要表征之一。一般来说，水汽丰富有 利于雷暴对流活动的增强，但是在离地 2～4km，约 700hPa 高度上下则相反，水汽缺少反 而会使雷暴对流活动增强。这是因为中层大气干燥，一方面可以使对流不稳定度增强，造成 有利于对流风暴发生发展的环境；另一方面，当对流风暴发生后可以造成干燥的中层入流， 使降水蒸发加强，因此下沉气流因雨水蒸发而冷却，从而使下沉气流和雷暴水平外流增强， 并引起严重的灾害性大风。从 2008 年 6 月 22―30 日渤海西岸连续 9d 对流天气的湿度垂直分布（见图 4.22，阴 影代表相对湿度≤60%的相对干区）可见， 23 日 02:00―7 月 1 日 08:00，850hPa 以下 相对湿度维持在 60%以上，说明对流层低层湿度大，这与来自渤海的低层水汽输送关系密 切。另外，23―28 日，在 850hPa～700hPa 始终有干空气（相对湿度≤60%）存在，证 实了“上干下湿”的湿度层结对对流形成的作用。4.4.2.3 强的垂直风切变在强的热力不稳定层结的条件下， 强的风垂直切变有助于普通雷暴组织形成持续性的强 雷暴，它是维持和增强对流风暴的因子。 2004 年 7 月 12 日下午，在无锡、太湖西侧到浙皖交界山区发展起来的飑线系统快速 东移，自西向东影响上海地区，在长达 6h 的生命史中，产生了 8～11 级的雷暴大风，以风 灾为主，造成多处房屋倒塌，死亡 7 人。12 日 08:00 宝山站的探空 300hPa 以下均为西南 气流，但上下速度差异较大，其中地面（2m/s）到 1.5km 高空（16m/s）风速随高度快速 增加，在雷暴移动方向上环境风的速度切变约 15m/s。4.4.2.4 高低空急流低空急流（LLJ）出现在对流层低层，在 850 和 700hPa 层中最明显，一般最大风速可 达 15～20m/s。低空急流是一种动量、热量和水汽的高度集中带，其作用是：⑴ 通过低层 暖湿平流的输送产生不稳定层结；⑵ 在急流最大风速中心的前方有明显的水汽辐合或上升 运动，这对强对流活动的连续发展是有利的；⑶ 急流轴左前方是正切变涡度区，有利于对 流活动。 高空急流是产生高空辐散的机制之一。高空辐散具有两个作用：⑴ 抽吸作用，有利于 上升气流的维持和加强；⑵ 通风作用。因为在对流云体发展过程时，由于水汽凝结释放潜 热，会使对流云的中上部增暖，整个气柱层结趋于稳定，从而抑制对流的进一步发展。当有 高空急流时，对流云中上部增加的热量，就不断被高空风带走，因此有利于对流云的维持和 发展。 高低空急流的有利配置（图 4.23），将促使低层暖湿空气抬升，从而释放不稳定能量， 造成强对流天气。 强对流天气常产生于高空急流入口区的右侧和出口区左侧； 对应低空急流 在其左侧。这两处是高空辐散低空辐合，有利于产生上升气流，形成强对流天气。4.4.2.5 逆温层在强对流爆发前， 中低层常常有逆温层和稳定层， 它相当于一个阻挡层 （干暖盖或逆温层） ， 暂时将低空暖湿层与对流层上部的干冷层分开，阻碍了对流的发展。但是另一方面，它对于 大气低层不稳定能量又有储存和积累作用。4.4.2.6 常用的对流参数及阈值较强的热力不稳定和适宜的动力环境是强对流发展的基础， 在对流活动中， 热力不稳定决 定了对流发展的强度， 而动力作用对触发对流及决定风暴类型起着重要作用。 在描述环境条 件方面， 物理意义明确的热力和动力稳定度参数以其直观性、 可操作性等优势成为日常预报 业务的重要指标。热力对流参数有抬升指数（LI）、K 指数、总温度指数（TT）、沙氏指数 （SI）、对流有效位能（CAPE）；动力参数有 0-6km 厚度内平均风切变（Shear）、风暴 相对环境螺旋度（SREH）；强天气威胁指数（SWEAT）是动力和热量的综合指数。这些参 数是日常预报业务中用来判断对流天气发生的重要参考指标。 对流稳定度指数：Ic=θ se850-θ se500，正值越大越不稳定。单位：℃。 LI 抬升指数：在 500hPa 处，环境温度和气块从 1000hPa 绝热上升到 500hPa 处的温 度差值，它体现了 500hPa 处大气不稳定的强弱。负值越大越不稳定。单位：℃。 潜在性稳定度指数： 潜在不稳定性越强。单位：℃。 K 指数、总温度指数（TT）、沙氏指数（SI）和对流有效位能（CAPE）已在第 1 章中 介绍，在此不在赘述。 为不稳定的判据， 值越小， 对流抑制能越小，在应用上述参数时，不同的地区有些差异。如江西省指出：当 30≤K≤35 时，出现零散 雷雨；当 35≤K≤37 时，有大冰雹出现。北方的强对流天气与南方有所不同，K 指数的数值 略有下调（许爱华等 2006）。北京地区出现雷暴的稳定度参数为：SI 指数≤-1.0 时，北 京地区有雷暴发生的可能（蔡晓云 2005）。据统计，SI 常常与对流性天气有下列关系：SI ≤-6，可能有严重的雷暴；-6≤SI≤-3，有雷暴；-3≤SI≤0，可能有雷暴；0≤SI≤3，可能有 阵雨；SI≥3，无雷暴或阵雨。我们知道，探空资料可以代表方圆 150km 以内的环境气象要素的垂直分布情况。200 7 年 7 月 18 日 13:00―19 日 06:00(北京时) ，山东省自北向南先后出现历史罕见的大范 围强降水天气，并伴有雷电及短时大风。济南龟山气象站降水量最大为 153.1mm。济南市 区的强降水主要集中在 17:00―19:00， 市政府站 2h 降水量 162.5mm。 在没有 14:00 探空的情况下，通过读取济南 08:00 探空资料，得到图 4.24。可见，暴雨发生前(18 日 08:00)， CAPE 达到 2729J?kg-1、K 指数 42、SWEAT 指数 396 等，热力、动力及综合参数中有多 项表明，当天环境条件非常有利于出现强对流天气，并可通过“层结资料”得到逆温高度等 详细资料，风场随高度的变化可以获得冷暖平流（由低到高，风向顺时针旋转，说明有暖平 流；反之，有冷平流）和风切变的信息。4.4.2.7 发生强对流天气和持续性暴雨的物理条件比较强对流天气和持续性暴雨在分析预报时如何从发生发展的物理条件上来鉴别它们非常 重要。通过表 4.4 帮助我们在预报中区别两类天气。隐藏4.4.3 强对流天气的潜势预报方法对未来 12h、24h、甚至 36h、48h 后强对流天气是否会出现，出现可能性有多大进行 预报。 主要有统计预报方法、 模式输出运用、 预报员经验预报。 统计方法有叠套法、 权重法、 概率法、PP 方法等（利用实况建立统计关系，应用 T213 等预报产品进行预报）、数值模 式等。 详情进入4.4.3.1 统计方法河南省在《强灾害性天气预警实用技术研究及推广》项目的研究中，通过选取河南省 1 998―2004 年出现区域性冰雹、雷雨大风、短历时强降水时 15 个对流参数（应用 1°×1° NCEP 资料），研究各对流参数对河南省强对流天气发生的贡献大小，确定其预报值域和权 重系数，建立冰雹、雷暴大风、短历时强降水的预报方程，每天通过读取 08:00 实况预报 当天强对流天气的落区 (见表 4.5～4.7) 。
每个参数的值域与权重系数确定后，即可建立相应时次的预报方程。 根据表 4.5 中 08:00、 14:00 各对流参数的取值和权重系数， 分别建立冰雹、 雷暴大风、 短历时强降水的预报方程：y=a1x1+a2x2+…+aixi +anxn 对于冰雹，08：00，n=10，14:00 时 n=13；对于雷雨大风，08:00，n=12，14:00， n=13；对于短历时强降水，08:00，n=14。将每个格点的 xi 转化为 1、0，并将与之所对 应的权重系数 ai 的值代入预报方程中计算。当 xi（i=1、2…10）满足表 4.5 中 08:00 或 1 4:00 起报时取为 1，否则取为 0。若有两个起报值，选择权重系数大的代入预报方程进行计 算。 ⑴ 冰雹预报方程 在冰雹预报方程中，a1～a13 分别为对流抑制有效位能 CIN、修正的 K 指数 MK、最大对流稳定度指数 BIC、深对流指数 DCI、最大抬升指数 BLI、风暴强度指数 SSI、对流稳 定度指数 IC、修正的深对流指数 MDCI、强天气威胁指数 SWEAT、对流有效位能 CAPE、 抬升指数 LI、大风指数 WIN、条件对流稳定度 CILC 的权重系数。x1～x13 则分别表示对 流抑制有效位能 CIN、修正的 K 指数 MK、最大对流稳定度指数 BIC、深对流指数 DCI、 最大抬升指数 BLI、风暴强度指数 SSI、对流稳定度指数 IC、修正的深对流指数 MDCI、强 天气威胁指数 SWEAT、对流有效位能 CAPE、抬升指数 LI、大风指数 WIN、条件对流稳定 度 CILC 的格点值。 08：00 冰雹预报方程可写为 y=0.5x1+1.5x2+1.5 (2.0) x3+1.0 x4+0.5 (2.0) x5+ 0x6+ 1.0(1.5)x7+ 1.0x8+ 1.5x9+0 x10+0 x11+1.0 x12+1.5 x13 14：00 冰雹预报方程可写为 y=0.5x1+2.0x2+0.5 (2.0) x3+1.5 x4+1. 0 x5+ 1.0(2.0)x6+ 1.5 （2.0） x7+ 1.0(2. 0)x8+ 1.0（1.5） x9+1.5 x10+1.0(2.5) x11+1.0（1.5）x12+1.5 x13 根据统计分析，当 y≥10 时，当日下午到夜间产生冰雹的可能性很大，历史样本的拟合 率 08：00 和 14：00 分别达到 67%和 77%。因此将 08：00 和 14：00 y≥10 格点所围成 的区域预报为当日冰雹出现的落区。 ⑵ 雷暴大风预报方程 在雷雨大风的预报方程中， a1～a13 与 x1～x13 的物理意义同冰雹预报方程。 08:00 雷雨大风预报方程： y=0.5x1+0.5x2+0.5 (2.5) x3+0.5 x4+1.0 (2.5) x5+ 0x6+ 0.5(1.0)x7+ 0.5x8+ 0.5(2.0)x9+2.5 x10+0.5 x11+0.5 x12+1.0 (1.5) x13 14:00 雷雨大风预报方程：y=0.5x1+1.5(2.5)x2+1.0 (1.5) x3+1.0 (3.0) x4+1.5x5+ 1.0(2.0)x6+ 1.5x7+ 1.0 (1.5)x8+ 0.5(2.5)x9+0.5 x10+1.0 (3.0) x11+1.0 x12+1.0 (1.5) x13 当 08:00 y≥5 时，历史样本的拟合率达到 71%；当 14：00 y≥15 时，历史样本的拟 合率达到 76%。因此将 08：00 y≥5 和 14：00 y≥15 格点所围成的区域预报为当日雷雨 大风出现的落区。 ⑶ 短历时强降水预报方程 在短历时强降水的预报方程中， a1、a2、a3、a4、a5、a6、a7、a8、a9、a10、a1 1、a12、a13、a14 分别表示对流抑制有效位能 CIN、修正的 K 指数 MK、最大对流稳定度 指数 BIC、深对流指数 DCI、最大抬升指数 BLI、对流稳定度指数 IC、修正的深对流指数 MDCI、强天气威胁指数 SWEAT、对流有效位能 CAPE、抬升指数 LI、大风指数 WIN、条 件对流稳定度 CILC、风暴相对螺旋度 SRH、粗理查逊数 BRN 的权重系数。x1、x2、x3、x 4、x5、x6、x7、x8、x9、x10、x11、x12、x13、 x14 则分别表示对流抑制有效位能 CI N、修正的 K 指数 MK、最大对流稳定度指数 BIC、深对流指数 DCI、最大抬升指数 BLI、 对流稳定度指数 IC、修正的深对流指数 MDCI、强天气威胁指数 SWEAT、对流有效位能 C APE、抬升指数 LI、大风指数 WIN、条件对流稳定度 CILC、风暴相对螺旋度 SRH 和粗理 查逊数 BRN 格点值。 08:00 短历时强降水预报方程： y=0.5x1+0.5(2.0)x2+0.5x3+0.5 x4+0.5 x5+ 0. 75x6+ 0. 75x7+ 0.5(1.5)x8+ 0. 5x9+0.5(1.5) x10+ 0.75x11+0.5 (1.0)x12+0.5 x13+0.5 x14 当 y≥7 时，历史样本的拟合率达到 80%，因此将 08：00 y≥7 格点所围成的区域预报 为当日短历时强降水出现的落区。4.4.3.2 中尺度数值预报方法中尺度数值模式的输出结果是现代气象预报业务中的基础， 也是实现精确预报的重要手 段之一。 为了提高中小尺度灾害性天气预报的准确率，中尺度数值模拟的研究在最近 30 年内得 到了迅速的发展和重视。近几年，美国国家大气研究中心（NCAR）联合一些大学和研究机 构开发了 WRF 模式（Weather Research and Forecasting Model）。WRF 模式是一个 完全可压的非静力模式， 网格采用 Arakawa-C 格点， 有利于在高分辨率模拟中提高准确性。 模式框架有三种，雷达资料被同化进入 WRF 模式。近几年，通过科学工作者的不断试验、 模拟和改进参数化方案，到目前为止，国内各省级气象部门都拥有适合于本地区的 WRF 模 式，其结果已经用于业务中。随着数值预报准确率的不断提高，如何充分利用数值预报产品 是目前预报中备受重视的问题。利用数值预报产品，预报员不仅能用实况值计算各种参数， 而且能用预报值计算各种参数， 使预报方法更客观化和定量化， 对准确地预报强对流天气的 强度和落区起到很好的指导作用。 WRF 模式数值产品提供 3d 的逐 1、3、6、12、24h 间隔的数值预报产品，包括地面 基本产品、大气稳定度产品、风产品、高空产品及垂直剖面及各站探空等等（如图 4.25）。4.4.3.3 经验预报方法预报员根据对某一地区强对流天气和天气系统已有的认识， 建立经验预报流程， 用预报 员的经验或统计结果预报未来 12h 后的天气，如判别树方法。美国预报员常用天气型结合 参数。 物理意义明确的参数的提取与预报员长年积累的工作经验和科研成果有着密切的关系。4.5 强对流天气的临近预报临近预报一般指对未来几小时之内 （一般指 0～2h） 的对流天气系统及其所伴随强雷电、 冰雹、雷暴大风、龙卷、短历时强降水等强对流天气的发生、发展、演变和消亡的预报。4.5.1 冰雹关于冰雹临近预报， 主要指标是： ⑴高悬的强回波 （50dBZ 扩展到-20℃等温线以上） ； ⑵ 弱回波区和回波悬垂；⑶有界弱回波区。 同时满足 0℃层到地面距离不太大（原则上不超过 5km）。辅助指标：⑴ 三体散射； ⑵ VIL 的相对大值；⑶ 风暴顶强辐散；4.5.1.1 大冰雹的雷达回波识别常将落到地面上直径超过 2cm 的冰雹称为大冰雹或强冰雹。强冰雹的产生要求有持续 时间比较长的较强的上升气流， 因为只有在这个条件下冰雹才有可能长大。 较长持续时间的 雷暴内强上升气流的形成要求环境的对流有效位能和垂直风切变较大。另外，环境温度 0℃ 层到地面的高度也不宜太高， 否则空中的冰雹在降到地面过程中可能融化掉大部分或者完全 融化掉。因此，预报当天强冰雹潜势的主要思路仍然是从较大的对流有效位能、较强的深层 垂直风切变和不太大的 0℃层到地面高度这三个方面来考虑。 冰雹云的雷达回波特征有： ⑴ 回波强度特别强，一般在 50dBZ 以上。 ⑵ 回波顶高度高，说明云发展旺盛，一般在 10km～12km 以上。 ⑶“V”型缺口。由于云中冰雹等大粒子对雷达波束的衰减作用，雷达探测时雷达波束 不能穿透大粒子（冰雹区），形成缺口。 ⑷ 钩状回波。 ⑸ RHI 强回波伸展高度高，核在 6km 以上，有弱回波区（WER）、有界弱回波区（B WER）（如图 4.13，2004 年 6 月 24 日山东降雹过程）。 图 4.26 给出了 2005 年 6 月 15 日凌晨发生在安徽北部强烈雹暴雷达回波的 4 分屏显 示。 通过四分屏显示方式判断有无低层反射率因子高梯度区、 低层入流缺口等代表强上升气流的特征。当 45-50dBZ 的强回波达到－20℃等温线高度以上，并且 0℃等温线距离地面 高度不超过 4.5km 的情况下，上述代表强上升气流的回波形态特征出现，则大冰雹的概率 会明显增加。 图 4.26 分别为 6 月 15 日 00:16（北京时）0.5°、2.4°、6.0°仰角的反射率因子图和 1. 5°仰角的径向速度图。注意到 0.5°(图 4.27a）和 6.0°（图 4.27d）仰角的反射率因子图上 的双箭头指示同样的地理位置，在 0.5°仰角上，双箭头指向风暴的低层入流缺口，箭头最 前方是构成入流缺口的一部分低层弱回波区，而在 6.0°仰角，箭头最前面是超过 60dBZ 的 强回波中心，也就是说在低层与入流缺口对应的弱回波区之上，有一个强回波悬垂结构。因 此，通过这种 4 分屏显示方式，可以判断出对流风暴雷达回波的垂直结构。上述雹暴在 15 日 00:30 在安徽固镇降落了直径到达 12cm 巨大冰雹。4.5.1.2 利用“三体散射”预报冰雹Lemon(1998)对 WSR-88D 天气雷达三体散射（TBSS）的研究认为：三体散射特征的 出现预示着直径≥2.5cm 的冰雹将在 10～30min 降到地面，同时地面还会出现破坏性大风 天气。 三体散射现象是由于在云体中大冰雹散射作用非常强烈， 由大冰雹侧向散射到地面的 雷达波被散射回大冰雹， 再由大冰雹将其一部分能量散射回雷达， 在大冰雹区向后沿雷达径 向的延长线上出现由地面散射造成的虚假回波，称为三体散射回波假象(图 4.15 中 6.2km 高处的回波)。廖玉芳等()对发生在我国的三体散射进行了全面的分析，发现除了 0℃层到地 面距离非常高（超过 5km）的情况，几乎所有三体散射个例都伴随有大冰雹。刁秀广等（2 008）跟踪 2004 年 6 月 24 日山东降雹过程时发现：第一次 TBSS 出现 15min 后地面出现 降雹（降雹时间为 13:50―14:40)，最后一次 TBSS 出现后降雹又持续了 20min。第二次连 续 5 个体扫出现明显 TBSS 特征 10min 后地面出现降雹（降雹时间为 15:15―15:49)。在 第三次连续 4 个体扫出现 TBSS 特征，TBSS 出现 9min 后地面出现降雹（降雹时间段为 1 6:20―16:40)， 最后一次 TBSS 出现后降雹持续了 12min。 三体散射特征最后一次出现后 9～ 15min 降雹。4.5.1.3 利用垂直累积液态水含量（VIL）预报大冰雹Winston 等(1986 年)发现 VIL 对冰雹的存在有较好的指示作用。美国对 400 多个冰 雹事件统计发现，冰雹直径随着 VIL 的增大而增大，VIL 在 45kg?m-2 以上的风暴一般产生 1.9cm 以上的冰雹，55kg?m-2 以上的一般产生 3cm 以上的冰雹(Roger，1998)。降雹单 体在成熟前期有明显的 VIL 跃增现象，降雹基本上是在 VIL 达到最大后开始。刁秀广等（2008）研究表明 5、6、7 三个月份降雹单体降雹时间分别滞后于 VIL 跃增后的体扫时间约 4. 8、11.4、12.3min。另外，Amburn 和 Wolf（1997）研究表明 VIL 密度（即 VIL 与风暴 顶高度之比）超过 4g?m-3，则几乎肯定会产生大冰雹。王炜等（2002）曾利用垂直累积液 态含水量的大小和面积与对流性天气的关系， 利用多元回归方法， 建立是否降雹的回归方程 （因子说明见表 4.8）：y=0.287-0.0000189VILWGT+0.0299VIL11-0.0548VIL15+0.00 8VIL20 ，y 值的大小表示降雹的可能性。但是 y 并不是数理统计上的降雹概率在实际应用 中，规定 y 值大于 0.7 将会有降雹出现。4.5.1.4 利用闪电频数预警降雹降雹时间与闪电频数的最大时间有 10min 的滞后性。闪电频数被用于雷暴云的监测和 冰雹云的预警，配合天气雷达的观测，其识别准确率达 80％以上。周筠君等（1999）利用 1997 年设在陇东地区的闪电定位系统及双线偏振雷达资料，分析研究了该地区冰雹云系发 展演变及其地闪的关系。结果表明：在降雹前 30 min，每 5min 地闪频数陡然上升，降雹 前 18min，每 5 min 地闪频数平均上升为 3.5，每 5min 地闪频数的最大值一般出现在开 始降雹前 16 min 至前 6min 之间。冯桂力（2008）研究 10 次冰雹过程发现：负地闪频数 峰值的出现通常提前于降雹 0～20min ， 正地闪频数峰值的出现一般滞后于降雹发生时间。隐藏4.5.2 雷暴大风雷暴大风指由雷暴引起的破坏性风或风速≥26m/s 的阵风， 雷暴大风与深对流有关， 是 强下曳气流底部外流产生的。对流风暴中的下沉气流达到地面时产生辐散，造成地面大风， 它是对流风暴最经常产生的天气现象。因此，1977 年，Fuijita 等人称这种大片下沉气流区中集中的强下沉气流为“下击暴 流”。在中、强垂直风切变环境下，产生雷暴大风的雷暴种类很多，尺度变化也很大，Joh n and Doswell (1992）给出 4 种造成雷暴大风的回波类型（图 4.28），主要有超级单体 （图 4.27a）和弓形回波（图 4.27b）。在超级单体风暴中，灾害性的地面大风通常发生在 后侧下沉气流区（RFD）内，也是中气旋的出流区。弓形回波的尺度比超级单体大，且有时 有超级单体环流嵌在其中，它有可能产生龙卷和强对流阵风。弓形回波的长度为 15～150k m。关于雷暴大风临近预报，主要指标是：⑴中层径向辐合（如伴有中气旋，常常意味着 加强的大风潜势）；⑵弓形回波；⑶在距离雷达 70km 以内时，低层的径向速度大值区； ⑷反射率因子核心高度迅速下降，伴随 VIL 值或迅速下降。4.5.2.1 中气旋预警雷暴大风中气旋是与强对流风暴相联系的最重要的雷暴尺度速度场特征。自上个世纪 70 年代 以来，多普勒天气雷达先是在研究中使用，后来随着 WSR-88D 在美国全国的布网而开始 在业务中广泛使用。 小尺度的径向风速特征如旋转、 辐合和辐散可用来判断对流风暴的强弱 和进一步的发展趋势。超级单体风暴总是与径向速度场上称为“中气旋”(Fujita 1963) 的 小尺度涡旋相伴。成熟阶段中气旋的概念模型是：在对流风暴的低层，风场特征为辐合型气 旋式旋转， 中低层为纯粹气旋式旋转， 中高层为辐散型气旋式旋转， 高层风暴顶为纯粹辐散。 在出现中气旋时，强冰雹、龙卷和雷雨大风三种强对流天气中至少出现一种的概率在 90％ 以上（俞小鼎等 2006）。一旦识别出中气旋，要立即发布强对流天气警报。4.5.2.2 弓形回波的雷达回波形态弯曲的弓形回波明显地反映了与强下曳气流相联系的辐散外流风。弓形回波可以有很 多形态和类型，图 4.28 将弓形回波归纳为 a）经典弓形回波；b）弓形回波复合体；c）单 体弓形回波；d）飑线型或线性波形、弓形回波。实例：2004 年 7 月 12 日 17:30―19:30 前后，上海市发生了一次飑线天气过程， 主要为风灾，造成人员伤亡。全市大多数自动站均观测到 12m/s 以上的大风，其中青浦区 商塌镇 17:38 最大阵风达 29m/s(11 级) 。从反射率因子上，单体曾经呈现“逗点” （图 4. 29a）和“弓状”(图 4.29c）等形态，其中弓状回波的后部有明显缺口，前部弓顶等所经之 处正是地面直线大风的主轴区域。 在单体南侧有弧状弱回波线， 是爆发冷空气堆与环境暖湿 气团的边界，也是判断单体强弱的标志之一。 弓状回波(单体弓形回波)后侧的缺口中，在径向速度图（图 4.29b 和 d）上对应的是径 向速度中心，即后侧入流急流（RIJ），RIJ 是地面大风的来源（Weisman 1990），还出 现了速度模糊，在径向速度值-19～-25m/s 的区域（深蓝色）中出现了 26m/s 到 32m/s（褐色）甚至 19～25m/s（深褐色）的速度模糊区域（上海 WSR-88D 的不模糊速度为 2 6.2m/s），经过一次人工退模糊的径向速度在-27～-33 m/s ，最强时达-33～-39m/s。4.5.2.3 利用 VIL 预报雷暴大风俞小鼎等（）指出：快速降低的反射率中心核或 VIL 值意味着破坏性大 风的开始。表 4.9 总结了 2006 年天津出现的 11 次地面灾害性大风中 VIL 的变化，统计分 析表明：VIL 值达到 30 kg/m2 是地面灾害性大风出现的阈值，40 kg/m2 则可以看作是 大风的一个预警指标；VIL 值达到最大后的快速减小意味着地面将有灾害性大风出现，VIL 值快速减小后的突然跃增则是地面灾害性大风开始的标志。另外，VIL 预警地面大风时，其阈值是随时间变化的。4.5.2.5 阵风锋判据阵风锋与雷暴的低层冷出流和环境风垂直切变关系示意图 雷暴生成后如何演化？除了 用外推作为基本方法外，还需要判断雷暴的增强和减弱。 首先，如果两个雷暴合并，则雷暴会加强，另外雷暴如果有阵风锋生成，通常雷暴会加强。 当阵风锋逐渐远离雷暴， 则雷暴通常会趋于消散， 如果阵风锋始终与雷暴保持大致固定的距 离，则雷暴的强度将可能维持不变或增强。图 4.31 是 2002 年 8 月 24 日合肥雷达观测到 的一次飑线过程，可以看到飑线中部阵风锋逐渐远离飑线中部，飑线中部的雷暴逐渐衰减，而飑线两侧阵风锋与雷暴主体距离一直保持较近，其后的雷暴强度变化不大。隐藏4.5.3 短历时强降水造成短历时强降水的主要因子是相对较高的降水率和持续相对较长时间。 假定在地球上任何一点， 是平均降水率，D 是降水持续时间，那么产生的总降水 P 可以表 示为：P= D4.5.3.1 短历时强降水与冰雹雷达特征的区别下面通过天津地区 2002 年 7 月 15 日的一次冰雹天气过程和 2005 年 8 月 16 日发生 一次短历时强降水天气过程进行对比， 了解二者在速度图上和反射率图上的图像特征 （图 4.32）。⑴ 短历时强降水风暴 55dBZ 回波所在高度低于-20℃等温线高度。 ⑵ 速度图显示的是“逆风区”特征；雹暴显示的是中气旋特征。回波出现转向是由于 回波是向核区直径较大、旋转速度较大的中气旋所在方位转向。 ⑶ VIL 值不同。2002 年 7 月 15 日（冰雹）的 VIL 密度在 4.09g?m-3 和 6.36g?m-3 之间，实况是出现了直径 4cm 的大冰雹。2005 年 8 月 16 日（暴雨）的 VIL 密度在 3.43g. m-3 以下，实况只出现了暴雨且雨强很大，最大雨强出现在天津西青气象站，为 77.5mm/ h。 ⑷ 结合对卫星观测的总闪电资料分析， 发现冰雹云的云闪与地闪的比值远高于一般的 雷雨过程， 其云闪密度也远高于雷雨过程。4.5.3.2 雷电与降水的关系水粒子与电荷共存于强对流雷暴内， 其二者必定有相互联系。 雷暴中强烈的电活动与强 降水成正相关，而与一般性降水对应关系较差；闪电峰值可提前强降水峰值 20min（张义 军等 1995）。Petersen and Rutledge(1998)通过研究多个区域的闪电和降水关系也指 出：虽然不同区域的闪电与降水关系差异很大，但对于某一确定的区域来说，单个地闪所表 征的降水在不同过程中是相对稳定的， 地闪密度和降水量之间存在正相关的关系。 但是目前 这种关系还不完善，还没有应用于临近预报业务。隐藏4.5.4 雷电 4.5.4.1 雷电预警方法美国空军第 45 天气中队给出了以雷达为工具的雷电临近预报经验规则，主要用到了最 大回波强度及其出现高度、 强回波体积、 顶高等参数， 对单体雷暴、 砧状云、 碎云等的云闪、 地闪的预报提供了不同的规则（Roeder，1998）；Hondl and Eilts（1994）通过分析 F lorida 中部地区雷暴过程中多普勒雷达回波的演变，发现在 0℃层附近首先探测到 10dBZ 回波可以作为雷暴的初生特征，比首次地闪提前 5～45min，中值为 15min；王飞等（200 8）对北京地区多个单体过程的分析表明，40dBZ 是比较适合该地区雷电预警的一个雷达回 波特征参量。4.5.4.2 CAMS_LNWS 的临近预警方法CAMS_LNWS 是中国气象科学研究院研发的雷电临近预警系统。它采用了多资料、多 参数和多算法集成的方法，综合利用雷达、卫星、闪电监测系统、地面电场仪和探空仪等的 观测资料，参考天气形势预报产品和雷暴云起电、放电模式运行的结果，结合区域识别、跟 踪和外推算法与决策树算法， 自动生成雷电活动潜势预报结果和雷电临近预警结果， 并提供 多种形式的雷电临近预警产品。该系统整体框架(见图 4.33)：CAMS_LNWS 中既可以采用雷达在某一高度上的基本反射率也可以采用组合反射率来 进行强回波区域的识别、跟踪和外推。对于不同类型的对流云，其回波强度的最低阈值是不 一样的，最小面积以及最大移动速度的阈值也不尽相同，CAMS_LNWS 允许用户根据具体 情况采用不同的设置。同样，在利用卫星 TBB 产品时，对流云区域的云顶亮温阈值、区域 大小及其最大移动速度等参数也由用户指定。 随着全国地闪定位站网和个别地区总闪定位系 统的建设，闪电资料在雷电临近预警中将起到越来越重要的作用。通过对已经发生闪电的区域进行识别，利用一段时间的监测资料就能进行跟踪和预测， 特别是总闪定位系统能够提供云闪的信息， 可为地闪提供更长的预警时间。 这里以闪电资料应用模块为例来说明 AITEA 算法的具体应用（如图 4.34 所示）。4.5.4.3 大气电场仪在雷电预警中的应用每个电场仪所代表区域内（5～10km 范围）大气电场的情况。根据天津电场仪 2 年的 使用得到：晴天时，电流波动幅度在正负 5kv/m 之内，而在雷雨到来之前，电场曲线明显 波动，最大幅度在 40kv/m。利用电场曲线在雷暴云来临前剧烈波动，但并未达到最强值的 特征，及时发布雷电预警，取得很好的效果。2008 年 6 月 23 日天津强对流过程，预警时间提前 0.5h；而 26 日，雷电预警时间提前约 2h（图 4.35）。4.6 短时临近预警系统4.6.1 临近预警中的技术天气预警信息的制作涉及到多种技术及方法， 其核心技术是以线性外推为主要内容的短 时临近预报方法、采用多种监测资料的快速更新同化技术（中小尺度资料分析同化）和中尺 度数值预报技术等。 临近预报技术是在 20 世纪 60―70 年代提出的雷达回波外推预报的基础上发展起来的。 临近预报系统是一项复杂的系统工程，需要多学科知识，例如外推技术、包括线性、非线性 外推和分形外推技术；人工智能技术，包括模式识别、人工神经网络和专家系统等。对于临 近预报方法而言， 最基本的方法是利用现代观测系统， 包括卫星、 多普勒雷达、 风廓线雷达、 闪电定位仪等观测工具，对强对流天气进行观测监视，利用更新周期短的资料作外推。对于 雷暴，外推的有效期限只有 15min～1h。 外推预报主要使用雷达回波资料。 为了预报雷达回波单体的运动， 就必须确定它们移动 的速度和方向。 通过对风暴的强度和大小进行线性或者非线性外推， 可以在一定的时间内预 报风暴单体和降水区的移动。 许多基于雷达资料的临近预报方法都是用了雷暴识别和追踪算法，除了最早的线性外推法外，一般还有两种算法可以确定回波单体的移动，即交叉相关追 踪算法和回波特征追踪算法。 ⑴ 线性外推法 线性外推又叫拉格朗日持续性预报， 它是在一个预报区域内以定常的速度和方向平移现 在的雷达回波分析， 从而获得下一时此雷暴位置的预报。 这种平移关系是利用一个简单的相 关拟合算法， 由以前时次的风暴平均移动特征来确定。 线性外推对于较强的组织稳定的风暴 可在一定的短时间内获得较好的效果。目前，该方法在业务上已被下述两种方法取代。 ⑵ 交叉相关追踪法 交叉相关追踪法是用来追踪雷达回波移动的一种比较成熟的算法。 利用求最优化相关系 数的方法， 可以建立追踪区域间的最佳拟合关系。 雷达扫描的当时追踪区域和滞后一段时间 的追踪区域之间的距离确定了回波的移动。 交叉相关算法既可以对单体也可以对一定阈值之 上的回波区域进行追踪。 ⑶ 回波特征追踪法 最通常的特征追踪法就是所谓的“单体质心法”，它通过在连续雷达扫描回波图上两个 相应单体中心的距离来获得风暴单体的移动矢量。 当然， 单体中心假定可以代表单个的对流 单体或者风暴。 因此单体质心法可以提供对流单体详细的移动和演变特征的信息。 为了识别 和确认在雷达连续扫描中的显著回波特征， 这种算法使用了多种回波参数， 包括形状、 大小、 质心、方位、延迟时间、强度分布、前一时次的大小、力矩矢量以及它们的均方根误差、上 一时次识别的回波数量等等。隐藏4.6.2 VIPS 短时临近交互预报系统VIPS 是 Very-short-range Interactive Prediction System 的首字母缩写， 系统中文 名称为短时临近交互预报系统， 是一个用于短时临近天气预报、 预警制作与发布的业务平台。 VIPS 系统以图层方式将多种探测资料、短时临近预报产品基于地理信息数据进行叠加 合成显示， 预报员可以利用单独的交互制作图层进行预警制作， 并可与探测产品及地理信息 共同构成多种预报、预警、服务产品。主要内容：安装和运行；系统功能；数据操作说明； 预警制作。对于预报员来讲，主要要求掌握系统功能操作和预警制作。下面就粗略介绍这两 点。4.6.2.1 系统功能介绍分为主界面、数据目录、菜单栏。 VIPS 正常启动后，计算机屏幕显示主界面如图 4.36 所示：分为 6 个部分，顶部为菜单 栏、工具条、图层操作按钮，左上部为数据目录树(包含“实况数据”和“预报数据”)，左 下部为消息面板， 右部为图层显示区 （显示地理信息、 数据产品并可根据需要进行交互操作） 。风廓线按钮：点击将激活风廓线数据显示，鼠标左键单击风廓线站点所在位置，可显示 风廓线站点的属性信息。区域选择按钮：点击图标激活地理信息图层，鼠标左键单击某个地理区划，该区域会突 出显示。 雷达反射率按钮：在显示雷达反射产品时，点击此图标后，鼠标右键单击图层上任意一 点，将会显示回波反射率的属性信息。 显示图层按钮（图 4.37），上部为数据图层，下部为地理信息图层，图标可以删除选 中图层，删除图层后相应项目将不再可用。4.6.2.2 预警制作介绍VIPS 系统的一个基本功能就是为预报员提供一个快速制作并发布预警信息的交互平台 （图 4.38），预报员可以通过浏览实况数据和预报产品，结合预报经验，快速制作预警信 息产品，并通过网络在第一时间将预警信息上传公共数据服务器。制作预警信息，须按照以 下步骤顺序进行： 编辑预警文本信息→圈画重点预警区域→发布预警信息， 在预警信息经过 一段时间天气系统变弱以后，可根据需要解除预警信息。隐藏4.6.3 SWAN 灾害性天气短时临近预报业务系统中国气象局 2008 年业务建设重点项目 “灾害性天气短时临近预报预警业务系统建设 与改进”的成果。其目的是开发我国自主知识产权的灾害性天气短时临近预报业务系统，集 合全国各地开发的算法和研究成果，检验、集成并加以优化，形成统一的业务系统。主要针 对短时临近降水和强对流天气的预报和预警。 主要功能：灾害天气自动报警、实况监视和分析、风暴追踪(TITAN) 、雷达三维拼图、 定量降水估测（QPE）、定量降水预报（QPF）、反射率因子预报、反演的回波移动矢量（C OTREC 风）、降水临近预报和预报实时检验、预警信息制作等功能。 主要资料：雷达（基数据、pub 产品）、自动站、MICAPS 资料、危险报等。4.6.3.1 客户端主要功能及界面显示（图 4.39）实时报警、数据显示（自动更新）、产品检验、雷达单站数据、雷达数据三维成像、台 风模拟、预警制作与发布。4.6.3.2 数据显示实况数据 （包括实况雨量数据； 实况温度数据； 大风数据； 冰雹； 龙卷； 电线积冰； 雾； 沙尘暴；积雪）、雷达三维拼图（3km 高反射率、回波顶高、组合反射率、液态含水量）、 COTREC 矢量场、 降水预报、 降水估测、 STM 风暴识别追踪与预报产品、 TITAN 风暴产品。4.6.3.3 自动报警通过监视自动站资料、危险报、特殊天气报可对龙卷、寒潮、雾、大风、冰雹、高温、 雷达特征量、雷达报警、强阵雨、积冰、沙尘暴、积雪等进行自动报警。报警时在报警列表 中显示详细信息之外，在图层显示界面上闪烁出现对应灾害天气符号。具体灾害天气符号如下：隐藏
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