卫星气象学课件709热带云系MicrosoftPowerPoint演示文稿剖析

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1、 第七章第七章 卫星云图在热带天气卫星云图在热带天气分析预报中的应用分析预报中的应用 第一节第一节 卫星云图在热带天气卫星云图在热带天气分析中的应用分析中的应用 第二节第二节 热带天气系统的卫星热带天气系统的卫星云图特征云图特征 第三节第三节 台风发生发展的云图台风发生发展的云图特征特征 第七章第七章 卫星云图在热带天气分析和预报中的应用卫星云图在热带天气分析和预报中的应用 第一节第一节卫星云图在热带天气分析中的应用卫星云图在热带天气分析中的应用 热带地区大部分是海洋，以前气象资料稀少，人们对许多热带地区大部分是海洋，以前气象资料稀少，人们对许多天气现象和大气物理过程不很了解。自从有了卫星，静

2、止气象卫星天气现象和大气物理过程不很了解。自从有了卫星，静止气象卫星云图，可以连续监视热带云系的连续演变，揭示和发现了不少新的云图，可以连续监视热带云系的连续演变，揭示和发现了不少新的天气事实，从而修正和发展了热带天气学理论，总结出一套分析热天气事实，从而修正和发展了热带天气学理论，总结出一套分析热带天气系统的方法，丰富了热带气象学的内容，卫星云图带天气系统的方法，丰富了热带气象学的内容，卫星云图 已成为已成为分析和预报热带天气系统的重要工具之一。分析和预报热带天气系统的重要工具之一。 一、卫星云图在热带地区的作用一、卫星云图在热带地区的作用 利用卫星云图对热带地区可以开展以下几方面的工作：利

3、用卫星云图对热带地区可以开展以下几方面的工作： 监视热带低压监视热带低压( (扰动扰动) )形成，确定中心位置和发展阶段，追形成，确定中心位置和发展阶段，追踪云系演变和移动路径，建立热带扰动云系演变的天气学模式；踪云系演变和移动路径，建立热带扰动云系演变的天气学模式； 监视发生在全世界的热带风暴监视发生在全世界的热带风暴( (台风台风) )，估计和预报台风的发，估计和预报台风的发生、发展和强度，以及未来的移动路径；生、发展和强度，以及未来的移动路径； 分析热带天气系统，如热带辐合带、东风波、高空冷涡等主分析热带天气系统，如热带辐合带、东风波、高空冷涡等主要天气系统的云系分布，确定其位置、类型和

4、结构，以及与台风之要天气系统的云系分布，确定其位置、类型和结构，以及与台风之间的关系；间的关系； 分析南北半球和中低纬度天气系统间的相互作用，根据云图及风矢量，分析分析南北半球和中低纬度天气系统间的相互作用，根据云图及风矢量，分析南北半球气流的相互作用，中、低纬度间系统、水汽、云系的作用和影响；南北半球气流的相互作用，中、低纬度间系统、水汽、云系的作用和影响； 分析热带天气系统的组成单元分析热带天气系统的组成单元(云团云团)、结构。、结构。 二、控制热带云系分布的物理因素二、控制热带云系分布的物理因素 热带地区，制约云系分布的物理因子有：海陆分布、海面温度、中低纬度热带地区，制约云系分布的物理

5、因子有：海陆分布、海面温度、中低纬度的相互作用和小尺度因子等。的相互作用和小尺度因子等。 1海陆分布海陆分布 热带云系与天气系统的活动密切相关热带云系与天气系统的活动密切相关 夏季，亚洲大陆增暖，东南季风和西南季风，对流活跃；季风东扩，热带辐合夏季，亚洲大陆增暖，东南季风和西南季风，对流活跃；季风东扩，热带辐合带加强北进，对流云连续云带增强。高原增温，对流发展，多雷暴区，潜热增大，带加强北进，对流云连续云带增强。高原增温，对流发展，多雷暴区，潜热增大，高原南侧温度梯度增大，上空东风急流增强，强上升对流活跃，为多雨区；西亚高原南侧温度梯度增大，上空东风急流增强，强上升对流活跃，为多雨区；西亚地区

6、地区(阿拉伯阿拉伯)，维持下沉，晴空少云干燥。，维持下沉，晴空少云干燥。 冬季，亚洲大陆冷却，冷高压控制，为东北季风控制，热带辐合带减弱南移。冬季，亚洲大陆冷却，冷高压控制，为东北季风控制，热带辐合带减弱南移。太平洋中部，受陆地影响小，热带辐合带云系位移小，变化小。太平洋中部，受陆地影响小，热带辐合带云系位移小，变化小。 2海面温度海面温度 海面温度影响热带辐合带云系和结构。积状云多在暖的洋面上出现，台风海面温度影响热带辐合带云系和结构。积状云多在暖的洋面上出现，台风 生成、生成、移动和发展也与海面温度有关，台风，冷水上涌，降低海面温度，抑制云系发展，移动和发展也与海面温度有关，台风，冷水上涌

7、，降低海面温度，抑制云系发展，台风后部，出现无云区。东太平洋，为冷洋流，冷水区，以层积云为主。台风后部，出现无云区。东太平洋，为冷洋流，冷水区，以层积云为主。 3中低纬度天气系统的相互作用中低纬度天气系统的相互作用 中低纬度云系间相互作用，改变云系位置分布。振幅加大、南北推进，提供水中低纬度云系间相互作用，改变云系位置分布。振幅加大、南北推进，提供水汽和动量。冷锋侵入热带洋面时，冷空气变性，云系断裂和变窄。汽和动量。冷锋侵入热带洋面时，冷空气变性，云系断裂和变窄。 4小尺度控制因子小尺度控制因子 岛屿、海岸、湖边、河谷和山脉等差异，热力特性不同，小尺度的温度梯度，岛屿、海岸、湖边、河谷和山脉等

8、差异，热力特性不同，小尺度的温度梯度，造成海风、湖风、山谷风等局地环流，生成小尺度云系。与天气尺度相互依存，造成海风、湖风、山谷风等局地环流，生成小尺度云系。与天气尺度相互依存，为热带系统为热带系统(低压低压)提供能量提供能量(潜热潜热)，加强辐合为积云发展提供水汽。，加强辐合为积云发展提供水汽。 三、热带地区的云系和云类三、热带地区的云系和云类 热带地区云系，海上积云、浓积云、积雨云。陆地上空，各种云都出现，最多热带地区云系，海上积云、浓积云、积雨云。陆地上空，各种云都出现，最多出现的是积状云，碎积云、淡积云等；出现的是积状云，碎积云、淡积云等； 1、无风积云、无风积云 是低纬弱风和风切变很

9、小地区的典型云，垂直倾斜小，底小顶宽是低纬弱风和风切变很小地区的典型云，垂直倾斜小，底小顶宽90600m，云厚顶高云厚顶高600m3600m。风速小或风切变很小，集合成群，线状排列。风速小或风切变很小，集合成群，线状排列。 2信风积云信风积云 常出现在纬度常出现在纬度1030之间。副高南侧偏东风气流中，副高下沉逆温层抑制，之间。副高南侧偏东风气流中，副高下沉逆温层抑制，积云浅薄，积云浅薄，23km以下，尺度小。副高西南侧为浓积云。主要特点是云层中风以下，尺度小。副高西南侧为浓积云。主要特点是云层中风垂直切变造成的云轴倾斜。如图垂直切变造成的云轴倾斜。如图71 最大风速在云底部，向上迅速减小。垂

10、直最大风速在云底部，向上迅速减小。垂直切变很强，顶部脱离云体，为层积云。切变很强，顶部脱离云体，为层积云。 3塔状积雨云塔状积雨云 热带洋面，低层水汽丰富和强辐合上升运动，对流可发展成很高的积雨云，顶部为平坦热带洋面，低层水汽丰富和强辐合上升运动，对流可发展成很高的积雨云，顶部为平坦而光滑的塔状或有卷云羽向外扩展的卷云砧状结构，云砧扩展到几百千米之外，这种积雨而光滑的塔状或有卷云羽向外扩展的卷云砧状结构，云砧扩展到几百千米之外，这种积雨云称做塔状积雨云。云称做塔状积雨云。 在热带辐合带中，只要有在热带辐合带中，只要有1面积的积雨云，就可完成向上的热量输送。塔状积雨云可面积的积雨云，就可完成向上

11、的热量输送。塔状积雨云可以独立存在，发展为中小尺度强对流系统，在天气尺度辐合场中，集聚形成大面积积雨云以独立存在，发展为中小尺度强对流系统，在天气尺度辐合场中，集聚形成大面积积雨云区区热带云团。热带云团。 4层积云层积云 层积云主要出现在东太平洋洋面及邻近地区，该区冷洋流或海水翻腾而造成的冷海面，层积云主要出现在东太平洋洋面及邻近地区，该区冷洋流或海水翻腾而造成的冷海面，上空为逆温。层积云常集合成群，排列成行。台风相遇时层积云减弱。上空为逆温。层积云常集合成群，排列成行。台风相遇时层积云减弱。 5高层、高积云和卷云高层、高积云和卷云 热带的高层、高积云，多在对流层中高层气旋性涡旋中，也可独立出

12、现。卷云和卷层云热带的高层、高积云，多在对流层中高层气旋性涡旋中，也可独立出现。卷云和卷层云常由积雨云衰减的云砧生成，也可以独立生成。常由积雨云衰减的云砧生成，也可以独立生成。 四、热带大气中云系的尺度四、热带大气中云系的尺度 四种尺度四种尺度(见图见图72)： 1对流尺度云系对流尺度云系(D尺度尺度) 这是热带大气运动的最小尺度，表现为这是热带大气运动的最小尺度，表现为1lOkm的积云或积雨云单体。的积云或积雨云单体。 2中尺度对流系统云系中尺度对流系统云系(C尺度尺度) 积雨云单体集合而成，积雨云单体集合而成，10lOOkm的对流云群，几小时的对流云群，几小时1天。为小球状云团、线状和天。

13、为小球状云团、线状和环状云团。环状云团。 3云团云团(B尺度尺度) 中尺度对流云顶的卷云砧合并成大片卷云覆盖区，直径中尺度对流云顶的卷云砧合并成大片卷云覆盖区，直径1001000km，生命，生命15天。天。 4长波尺度系统长波尺度系统(A尺度尺度) 范围范围103104km，相应于热带辐合带、东风波等大尺度天气系统。，相应于热带辐合带、东风波等大尺度天气系统。 第二节第二节 热带天气系统的卫星云图特征热带天气系统的卫星云图特征 一、热带云团一、热带云团卫星云图发现，热带系统都与云团有关，占热带面积的卫星云图发现，热带系统都与云团有关，占热带面积的2020。能量、。能量、水汽垂直输送，靠热带云团

14、实现的，是热带气象学研究的重点。水汽垂直输送，靠热带云团实现的，是热带气象学研究的重点。 1 1云团的空间结构云团的空间结构 云团由许多积雨云单体组成，顶部卷云，密实而白亮，大小不一，云团由许多积雨云单体组成，顶部卷云，密实而白亮，大小不一，1 18 8个纬距。云团垂直方向上分成三层：个纬距。云团垂直方向上分成三层： 流入层：从地面到流入层：从地面到1500m1500m的边界层。大尺度运动和摩擦作用，的边界层。大尺度运动和摩擦作用，气流辐合，吸入大量的暖湿空气，向上输送给垂直运动层。气流辐合，吸入大量的暖湿空气，向上输送给垂直运动层。 垂直运动层：从边界层顶到卷云底部，厚度垂直运动层：从边界层

15、顶到卷云底部，厚度lOkmlOkm左右，数量左右，数量不等不等10401040个、大小不一，深对流细胞个、大小不一，深对流细胞11lOkmlOkm，低层水汽进入产，低层水汽进入产生凝结，释放潜热，密度减小，气压下降，气旋性环流加强，导致生凝结，释放潜热，密度减小，气压下降，气旋性环流加强，导致水汽辐合加大，对流更旺盛，形成第二类条件不稳定。水汽辐合加大，对流更旺盛，形成第二类条件不稳定。 流出层：从卷云砧底到对流层顶，厚度约流出层：从卷云砧底到对流层顶，厚度约lkmlkm，向外辐散的，向外辐散的卷云覆盖区。低空流入卷云覆盖区。低空流入垂直运动垂直运动高层流出高层流出云外下沉，构成一云外下沉，构

16、成一闭合环流圈。闭合环流圈。 2云团的物理特性云团的物理特性 有人对热带洋面上出现的有人对热带洋面上出现的1257个云团，按发展阶段特个云团，按发展阶段特征。合成分析，求得云团中心征。合成分析，求得云团中心及晴空区中心的物理量特征如及晴空区中心的物理量特征如下：下： 云团内的垂直运动：云云团内的垂直运动：云团内强上升运动占对流云系的团内强上升运动占对流云系的10，占整个云团的，占整个云团的1。强。强上升平均速度为上升平均速度为lOms-1。图。图73所示，云团内平均上升速所示，云团内平均上升速度最大；度最大； 云团内风的垂直切变：云云团内风的垂直切变：云团内风垂直切变很小，云团中团内风垂直切变

17、很小，云团中心，风垂直切变平均小于心，风垂直切变平均小于4ms-1，最小，最小2ms-1。如图。如图74所示只有风暴前期云团的所示只有风暴前期云团的风垂直切变风垂直切变U0； 云团内的水平风速切变：云团内的水平风速切变：表表71所示云团内低空气旋性切变，晴空区为反气旋切变，风暴前所示云团内低空气旋性切变，晴空区为反气旋切变，风暴前期云团气旋性切变最大；期云团气旋性切变最大； 云内辐合辐散云内辐合辐散(图图75)：底部辐合最大，：底部辐合最大，400hPa无辐散层，无辐散层，下层全辐合，量级为下层全辐合，量级为5s-1，400hPa以上辐散，以上辐散，200hPa辐散最大；辐散最大； 云内涡度分

18、布云内涡度分布(图图76)：云团中心，低层气旋性涡度，高层反：云团中心，低层气旋性涡度，高层反气旋性涡度，前期云团最明显。消亡云团低空为气旋性切变区；气旋性涡度，前期云团最明显。消亡云团低空为气旋性切变区； 云团内水汽辐合：表云团内水汽辐合：表72 ，850hPa以下，水汽辐合最大，含以下，水汽辐合最大，含水量水量135mmd-1，占整气柱，占整气柱70，云团水汽主要来自边界层。，云团水汽主要来自边界层。 云团内温度分布：边界层中，云区比晴空区冷云团内温度分布：边界层中，云区比晴空区冷12；450200hPa，云区温度比晴空区高，云区温度比晴空区高051.0C。云团内上升区温度较。云团内上升区

19、温度较环境温度高环境温度高0110C，500hPa高高25C，云团下沉区，比环境，云团下沉区，比环境温度低温度低1。3云团的季节变化和移动云团的季节变化和移动 云团范围和位置随季节而变。冬季，位置最南，范围最小；夏季，云团范围和位置随季节而变。冬季，位置最南，范围最小；夏季，位置北移，范围也大，出现频数高。位置北移，范围也大，出现频数高。 云团一般随副高南侧的偏东信风气流自东向西移动，其移速小于云团一般随副高南侧的偏东信风气流自东向西移动，其移速小于风速。在暖洋面上，云团一般静止少动。风速。在暖洋面上，云团一般静止少动。4云团的种类云团的种类 云团按其出现的天气系统和范围划分为：云团按其出现的

20、天气系统和范围划分为： 季风云团：在西南季风与偏东风构成的季风槽中，南北宽季风云团：在西南季风与偏东风构成的季风槽中，南北宽10个个纬距，东西长达纬距，东西长达520个纬距。季风云团主要发生在对流强烈的夏个纬距。季风云团主要发生在对流强烈的夏季；冬季，云团限于季；冬季，云团限于510N范围内；范围内；6月中旬开始，向北发展，主月中旬开始，向北发展，主要出现在要出现在1020N，8 月份，北进到月份，北进到20一一30N。 信风云团：副高南侧偏东信风气流中，尺度比季风云团尺信风云团：副高南侧偏东信风气流中，尺度比季风云团尺度小，对流较弱。沿副高南侧的偏东风规律西移，平均每天度小，对流较弱。沿副高

21、南侧的偏东风规律西移，平均每天5 57 7个个经度。常与东风波、高空冷涡联系，大洋中部，活动频繁；经度。常与东风波、高空冷涡联系，大洋中部，活动频繁； 玉米花云团：云团宽度小于玉米花云团：云团宽度小于1 1个纬距，面积小于个纬距，面积小于10104 4kmkm2 2，多个，多个积雨云单体组成的中尺度对流系统，常出现于南美、非洲和西藏高积雨云单体组成的中尺度对流系统，常出现于南美、非洲和西藏高原上，是由局地加热造成的。原上，是由局地加热造成的。 5 5云团的生命和天气云团的生命和天气 夏季热带洋面上，云团活动频繁，生命史差异大，与云区面积夏季热带洋面上，云团活动频繁，生命史差异大，与云区面积和风

22、垂直切变有关，垂切变较小时，生命期较长，否则短；云面积和风垂直切变有关，垂切变较小时，生命期较长，否则短；云面积大，生命期长。长生命期云团可发展成台风。大，生命期长。长生命期云团可发展成台风。 热带云团从太平洋或南海侵袭我国，可造成暴雨、大风等恶劣热带云团从太平洋或南海侵袭我国，可造成暴雨、大风等恶劣性天气。性天气。 二、热带辐合带二、热带辐合带(1TCZ)(1TCZ)云系云系 热带辐合带是指低纬度地区的槽或低压系统，又称赤道辐合带、热带辐合带是指低纬度地区的槽或低压系统，又称赤道辐合带、赤道槽、热带锋。赤道槽、热带锋。 热带大部分云系集中在热带辐合带内，洋面温度的暖轴上，是热带大部分云系集中

23、在热带辐合带内，洋面温度的暖轴上，是低纬度热量、水汽输送最集中的地区，是大气能量源地，也是台低纬度热量、水汽输送最集中的地区，是大气能量源地，也是台风发生发展的主要源地。对大气环流起极其重要的作用。风发生发展的主要源地。对大气环流起极其重要的作用。 1 1热带辐合带云系特点热带辐合带云系特点 一般而言，热带辐合带表现为一条由一系列活跃对流云团组成一般而言，热带辐合带表现为一条由一系列活跃对流云团组成的近于纬向的连续云带，宽度达的近于纬向的连续云带，宽度达5 5个纬距以上，长达数千千米。不个纬距以上，长达数千千米。不活跃时，云带很窄，为断裂较小尺度的云团。也有时叠加有涡旋云活跃时，云带很窄，为断

24、裂较小尺度的云团。也有时叠加有涡旋云系，涡旋与低压相伴。与东风波相重叠时，为大尺度波状云带，波系，涡旋与低压相伴。与东风波相重叠时，为大尺度波状云带，波峰处，云系稠密，涡旋结构。图峰处，云系稠密，涡旋结构。图7 77 7所示，所示，C1C1、C2C2、C3C3、C4C4是从西是从西太平洋经南海到孟加拉湾的赤道辐合带上的热带云团，其中太平洋经南海到孟加拉湾的赤道辐合带上的热带云团，其中C3C3处于处于波峰处有涡旋的云团，云团顶部为卷云羽，高空盛行东风气流。低波峰处有涡旋的云团，云团顶部为卷云羽，高空盛行东风气流。低空为西南季风气流。空为西南季风气流。 通常热带辐合带只一条，但有时在太平洋地区，表

25、现为双热带通常热带辐合带只一条，但有时在太平洋地区，表现为双热带辐合云带结构，其中有一条云带位于南半球，为西北东南走向。辐合云带结构，其中有一条云带位于南半球，为西北东南走向。 2 2热带辐合云带的变化热带辐合云带的变化 热带辐合云带云系随时间而变，分为长期变化和短期变化：热带辐合云带云系随时间而变，分为长期变化和短期变化： (1)(1)长期变化长期变化( (季节变化季节变化) ) 长期变化是一种年变化。与大气环流的季节变化相关联，图长期变化是一种年变化。与大气环流的季节变化相关联，图7 78 8为为1 1月和月和7 7月的地面环流。图月的地面环流。图7 79 9为为19671967年至年至1

26、9701970年全球热带地年全球热带地区一年四季的平均云量分布，从图可见以下几种现象：区一年四季的平均云量分布，从图可见以下几种现象： ITCZITCZ各个季节在南北方向的位移；各个季节在南北方向的位移； 洋面副高的势力随季节而增强或减弱，导致东太平洋面上层洋面副高的势力随季节而增强或减弱，导致东太平洋面上层积云云量的季节变化；积云云量的季节变化； 热带对流云的变化，特别是在大陆地区对流云系的变化；热带对流云的变化，特别是在大陆地区对流云系的变化； 地形和地表反照率对平均云量的影响。地形和地表反照率对平均云量的影响。 亚洲大陆和西太平洋间，云带强度和位置海陆影响明显；太平亚洲大陆和西太平洋间，

27、云带强度和位置海陆影响明显；太平洋中部、东部，云带年变化小，位置稳定，全年洋中部、东部，云带年变化小，位置稳定，全年5 5一一1010N N范围内。随范围内。随大气环流变化，大气环流变化，1 1月份，亚洲冬季风强，辐合带位置最南，云量最月份，亚洲冬季风强，辐合带位置最南，云量最少；少；7 7月份，夏季风所控制，辐合带位置最北，有双辐合带。月份，夏季风所控制，辐合带位置最北，有双辐合带。 (2)(2)短期变化短期变化 热带辐合带在短时间内热带辐合带在短时间内( (几天到十几天几天到十几天) )，强度和位置发生明显，强度和位置发生明显的变化。由稀疏云带，演变成长几千千米、宽几个纬距的云带。这的变化

28、。由稀疏云带，演变成长几千千米、宽几个纬距的云带。这种加强减弱与周边各天气系统有关种加强减弱与周边各天气系统有关 ： 热带辐合云带加强的特征：热带辐合云带加强的特征： 当热带辐合云带向北推进时，云系一般加强。盛夏季节，副高当热带辐合云带向北推进时，云系一般加强。盛夏季节，副高北进加强，梅雨结束时，辐合云带加强更显著；北进加强，梅雨结束时，辐合云带加强更显著； 当热带辐合云带南侧，西南季风加强，或云带南侧的西南季风当热带辐合云带南侧，西南季风加强，或云带南侧的西南季风与北侧的偏东信风同时加强，则热带辐合云带加强；与北侧的偏东信风同时加强，则热带辐合云带加强； 当副高加强时，南侧偏东信风加强，则辐

29、合云带加强。当副高加强时，南侧偏东信风加强，则辐合云带加强。 热带辐合云带减弱的特征：热带辐合云带减弱的特征： 当热带辐合云带内有台风生成和加强，台风环流作用，该云带当热带辐合云带内有台风生成和加强，台风环流作用，该云带将断裂、破坏，从而减弱消失；将断裂、破坏，从而减弱消失； 当热带辐合云带内有台风西移，强烈风浪引起冷水上涌，抑制当热带辐合云带内有台风西移，强烈风浪引起冷水上涌，抑制云系发展，副高南退，云带消失；云系发展，副高南退，云带消失； 赤道反气旋北上，辐合云带北进，而原辐合云带减弱消失。赤道反气旋北上，辐合云带北进，而原辐合云带减弱消失。 3 3热带辐合云带的类型热带辐合云带的类型 根

30、据环境流场和本身强度，常分为季风槽和信风槽两类：根据环境流场和本身强度，常分为季风槽和信风槽两类： 季风槽：这是西南季风与副高南侧的偏东信风气流之间的辐季风槽：这是西南季风与副高南侧的偏东信风气流之间的辐合而形成的。季风槽内，风速很小，又称无风赤道槽。这种槽中，合而形成的。季风槽内，风速很小，又称无风赤道槽。这种槽中，云系稠密、范围很宽的云带，季风云团组成，位置也较北；云系稠密、范围很宽的云带，季风云团组成，位置也较北； 信风槽：这是东南信风与东北信风之间辐合形成的，为一条信风槽：这是东南信风与东北信风之间辐合形成的，为一条气流辐合渐近线，辐合强度弱，气旋性切变不明显，云中对流弱，气流辐合渐近

31、线，辐合强度弱，气旋性切变不明显，云中对流弱，范围小，断裂云带。常出现于太平洋中部地区，范围小，断裂云带。常出现于太平洋中部地区， 当东北信风与东南信风同时加强时，信风槽云系很稠密；当西当东北信风与东南信风同时加强时，信风槽云系很稠密；当西南季风东进时，信风槽会转变为季风槽。南季风东进时，信风槽会转变为季风槽。 4 4、热带辐合云带的空间结构特征和地面辐合线的确定、热带辐合云带的空间结构特征和地面辐合线的确定 云带内西南季风仅在对流层下部，云带内西南季风仅在对流层下部，500hPa500hPa以上转为偏东气流。以上转为偏东气流。在云带北侧东风气流从对流层底一直伸展到平流层，在云带北侧东风气流从

32、对流层底一直伸展到平流层，500hPa500hPa以上辐以上辐合带两侧都是偏东气流。偏东气流从随高度向南倾斜，强西南气流合带两侧都是偏东气流。偏东气流从随高度向南倾斜，强西南气流与云带中最明亮的云系相一致。与云带中最明亮的云系相一致。 据上卫星云图上热带辐合带的地面辐合线可以这样定出：据上卫星云图上热带辐合带的地面辐合线可以这样定出： 如果热带辐合云带内没有涡旋，云带连续完整，北界整齐，如果热带辐合云带内没有涡旋，云带连续完整，北界整齐，则地面辐合线定在云带的北界附近；则地面辐合线定在云带的北界附近； 如果辐合云带内出现涡旋结构，地面辐合线穿过涡旋中心。如果辐合云带内出现涡旋结构，地面辐合线穿

33、过涡旋中心。 5 5中印半岛到南海一带的非热带辐合带云系中印半岛到南海一带的非热带辐合带云系 在夏季，有时从中印半岛到南海一带出现东北西南向的对流性在夏季，有时从中印半岛到南海一带出现东北西南向的对流性云带，云带内对流云团呈胡萝卜形，顶部出现卷云羽。对流层下部，云带，云带内对流云团呈胡萝卜形，顶部出现卷云羽。对流层下部，云团排列与最大风速轴线一致，这种云带不是热带辐合带云系，是云团排列与最大风速轴线一致，这种云带不是热带辐合带云系，是与强西南风相联的西南季风云系。与强西南风相联的西南季风云系。 6 6热带辐合带云系与大气环流热带辐合带云系与大气环流 卫星云图上发现，热带辐合带有时只有一条，有时

34、则有两条，卫星云图上发现，热带辐合带有时只有一条，有时则有两条，即双热带辐合云带，这种云系的特殊分布也反映了大气环流分布。即双热带辐合云带，这种云系的特殊分布也反映了大气环流分布。 (1)(1)热带经向大气环流与赤道辐合带云系热带经向大气环流与赤道辐合带云系 图图7 71010表示了热带辐合云带垂直剖面与大气环流的综合模型表示了热带辐合云带垂直剖面与大气环流的综合模型 。图图7.10 热带辐热带辐合带云合带云系经向系经向分布与分布与经向环经向环流流 模式模式：表示存在一条热带辐合云带时云的剖面与大气环流模式。：表示存在一条热带辐合云带时云的剖面与大气环流模式。它可以用简单的它可以用简单的Had

35、leYHadleY经向环流圈说明，在赤道地区是上升运动，经向环流圈说明，在赤道地区是上升运动，伴随对流云区；伴随对流云区；3030N N、3030S S处是下沉运动，相应的是副热带高压区。处是下沉运动，相应的是副热带高压区。按下沉气流分为按下沉气流分为I I，IaIa，IbIb，IcIc四种情形。四种情形。 模式模式：表示存在双热带辐合云带时云的剖面与大气环流模式。：表示存在双热带辐合云带时云的剖面与大气环流模式。沿赤道处是下沉运动区，为少云或晴空区；在南北半球沿赤道处是下沉运动区，为少云或晴空区；在南北半球5 5N N、5 5S S处处是上升运动区，存有双赤道辐合云带。按下沉运动区分成是上升

36、运动区，存有双赤道辐合云带。按下沉运动区分成、aa、bb和和cc四种情形。四种情形。 模式模式：表示有低对流云带的切变线模式，对流云系的高度较：表示有低对流云带的切变线模式，对流云系的高度较低，且表现有多个弱对流云群，布满了赤道地区。低，且表现有多个弱对流云群，布满了赤道地区。 模式模式：表示没有块状对流云的简单模式，表现为在赤道两侧：表示没有块状对流云的简单模式，表现为在赤道两侧约纬度约纬度5 5的地区有两个中等对流云系，赤道地区是下沉运动区。的地区有两个中等对流云系，赤道地区是下沉运动区。 (2)(2)热带纬向大气环流与云分布热带纬向大气环流与云分布 热带云系的纬度向分布，早在热带云系的纬

37、度向分布，早在19231923年年WalkerWalker提出太平洋上存在提出太平洋上存在一个纬向环流圈一个纬向环流圈沃克环流。也称南方涛动或南半球振动。当东太沃克环流。也称南方涛动或南半球振动。当东太平洋冷水西伸时到坎顿岛盛行下沉气流；当冷距平东退时平洋冷水西伸时到坎顿岛盛行下沉气流；当冷距平东退时WalkerWalker环环流移到流移到170170W W开始上升，造成频繁降水和塔状对流云降水，太阳辐射开始上升，造成频繁降水和塔状对流云降水，太阳辐射减少，海一气温差为正。图减少，海一气温差为正。图7 71111所示，这种振动是指印度尼西亚所示，这种振动是指印度尼西亚和南太平洋东海面气压的反相

38、关，热带印度洋气压多年平均值偏差和南太平洋东海面气压的反相关，热带印度洋气压多年平均值偏差与热带太平洋地区气压偏差符号相反，大约有与热带太平洋地区气压偏差符号相反，大约有1 15hPa5hPa左右的偏左右的偏差，此现象与从南美洲到印尼大范围内的一系列变化有关。差，此现象与从南美洲到印尼大范围内的一系列变化有关。 当当WalkerWalker环流底部环流底部( (南美洲西北沿海南美洲西北沿海) )气压增加时，地面赤道东气压增加时，地面赤道东风气流增强，随之冷水上涌加强，使太平洋东、西部海面温差加大，风气流增强，随之冷水上涌加强，使太平洋东、西部海面温差加大，即形成即形成WalkerWalker环

39、流的原因。相反，当环流的原因。相反，当WalkerWalker环流内风速减弱，南美环流内风速减弱，南美洲与赤道东太平洋间的气压梯度减小，导致赤道东风减弱，随之冷洲与赤道东太平洋间的气压梯度减小，导致赤道东风减弱，随之冷水上涌流减小，海水变暖，东西温差减小，纬向环流减弱。在热带水上涌流减小，海水变暖，东西温差减小，纬向环流减弱。在热带海气相互作用导致气压梯度增强或减小的趋势循环进行。海气相互作用导致气压梯度增强或减小的趋势循环进行。 三、东风波云系三、东风波云系 东风波是热带偏东信风气流中的一个槽或气旋性曲率最大的波东风波是热带偏东信风气流中的一个槽或气旋性曲率最大的波动，波的振幅在对流层低层或

40、中层最大。有人称东风波为热带波。动，波的振幅在对流层低层或中层最大。有人称东风波为热带波。产生东风波的原因是：产生东风波的原因是： 对流层上部冷低压或伸向赤道中纬度槽在中低空的反映；对流层上部冷低压或伸向赤道中纬度槽在中低空的反映； 低纬度低层气旋在靠极一侧东风气流中反映出来的倒槽；低纬度低层气旋在靠极一侧东风气流中反映出来的倒槽； 热带东风气流中的波动。热带东风气流中的波动。 1 1、东风波云型、东风波云型 (1)(1)倒倒“V”V”状云型状云型 在热带大西洋上，东风波为倒在热带大西洋上，东风波为倒“V”V”状云型。如图状云型。如图7 71212所示，所示，为一条条狭长向高纬凸起的云带，与低

41、层风切变相平行，越往低纬为一条条狭长向高纬凸起的云带，与低层风切变相平行，越往低纬越平，东风波的轴与倒越平，东风波的轴与倒“V”V”状云轴一致。以相当稳定的速度自东状云轴一致。以相当稳定的速度自东向西移动，与对流层中部气压场的波状扰动相联系。根据大西洋倒向西移动，与对流层中部气压场的波状扰动相联系。根据大西洋倒“V”V”状东风波云型得出以下三个特点：状东风波云型得出以下三个特点： 倒倒“VV状云型常在非洲西海岸发展，有些超过天气尺度，状云型常在非洲西海岸发展，有些超过天气尺度，从从5 5N N伸展到伸展到2525N N； 倒倒“V”V”状云型西移速近于信风平均速度，为状云型西移速近于信风平均速

42、度，为6.19.8ms6.19.8ms-1-1，平均速度为，平均速度为7 77 87 82mS2mS-1-1， 倒倒“V”V”状云型在北大西洋东部和中部最清楚，继续西移就状云型在北大西洋东部和中部最清楚，继续西移就不清楚了。热带西太平洋也可见倒不清楚了。热带西太平洋也可见倒“V”V”状东风波云型，西移时振状东风波云型，西移时振幅加大，移速减慢，演变成涡旋状云系。幅加大，移速减慢，演变成涡旋状云系。 图7.12倒倒“V”状东状东风波云型风波云型(2)(2)涡旋状东风波云系涡旋状东风波云系 如果东风波云系表现为涡旋状结构，则系统已出现弱闭合环流，如果东风波云系表现为涡旋状结构，则系统已出现弱闭合环

43、流，东风波更深厚。图东风波更深厚。图7 71313为概念模式，涡旋密蔽云区位于涡旋中心为概念模式，涡旋密蔽云区位于涡旋中心东侧。东侧。 2 2太平洋地区的东风波云系太平洋地区的东风波云系 西太平洋地区，基本气流与大西洋不同，东风波云系也不一样。西太平洋地区，基本气流与大西洋不同，东风波云系也不一样。西太平洋上东风波云系有两种，一种在副热带洋面上，另一种出现西太平洋上东风波云系有两种，一种在副热带洋面上，另一种出现在在5 51010N N的洋面上。的洋面上。 (1)(1)太平洋副热带洋面上的东风波云系太平洋副热带洋面上的东风波云系 在盛夏，当西太平洋上的副高呈纬向带状分布，脊线位于在盛夏，当西太

44、平洋上的副高呈纬向带状分布，脊线位于30303535N N时，在副高南侧时，在副高南侧20202525N N的东风气流中有东风波云系西移动。的东风气流中有东风波云系西移动。云系最先出现在日本东南洋面上，后向西移动。较强的东风波云系云系最先出现在日本东南洋面上，后向西移动。较强的东风波云系为完整螺旋结构，有降水和负变压相伴；弱东风波云系只有小云区，为完整螺旋结构，有降水和负变压相伴；弱东风波云系只有小云区，在气压场和风场上无明显反映，没有明显的天气。云系在在气压场和风场上无明显反映，没有明显的天气。云系在1 12 2天内天内生成或消失。一般东风波先在高层，逐渐伸到低层，此时高低空都生成或消失。一

45、般东风波先在高层，逐渐伸到低层，此时高低空都出现闭合环流，中心气压下降，风力加大，降水增加，并西移影响出现闭合环流，中心气压下降，风力加大，降水增加，并西移影响我国东南沿海浙闽地区。我国东南沿海浙闽地区。 图图7 71414所示为台湾东南方向西太平洋上的呈倒所示为台湾东南方向西太平洋上的呈倒“V”V”型东风波云型东风波云系，云系向北凸起，由东向西移。系，云系向北凸起，由东向西移。 (2)(2)热带太平洋热带太平洋(5(5一一I0I0N)N)上的东风波云系上的东风波云系 根据太平洋上高空测风和卫星云图发现，在热带辐合云带北侧根据太平洋上高空测风和卫星云图发现，在热带辐合云带北侧东风气流中有一个个

46、强度弱的东风波自东向西移动，这种东风波云东风气流中有一个个强度弱的东风波自东向西移动，这种东风波云系表现为一团团的稠密云区。系表现为一团团的稠密云区。 3 3、用云系经度、用云系经度( (纬度纬度)时间剖面分析东风波时间剖面分析东风波 在卫星云图上，某些东风波云系的型式和范围，随时间的变化在卫星云图上，某些东风波云系的型式和范围，随时间的变化很大，不容易从单张云图上识别和追踪，但是如果每天的云图上截很大，不容易从单张云图上识别和追踪，但是如果每天的云图上截取一定南北宽度取一定南北宽度(5(5个纬距个纬距) )的狭长云图，按经纬度排列起来，就得的狭长云图，按经纬度排列起来，就得经度时间剖面图，从

47、这种图上可以分析东风波的波长、移速、相位经度时间剖面图，从这种图上可以分析东风波的波长、移速、相位和云系起伏变化。和云系起伏变化。 四、热带涡旋四、热带涡旋 在热带地区，由云线和云团组成的涡旋云系十分活跃，与热带在热带地区，由云线和云团组成的涡旋云系十分活跃，与热带气旋性低压环流一致，这类云系反应热带低压中心位置和强度。在气旋性低压环流一致，这类云系反应热带低压中心位置和强度。在热带主要天气系统之中，尺度相差很大，强度弱的环流在天气图上热带主要天气系统之中，尺度相差很大，强度弱的环流在天气图上无法分析出来，但在云图上根据涡旋云系反应清楚。无法分析出来，但在云图上根据涡旋云系反应清楚。 1 1，

48、热带辐合带内的涡旋云系，热带辐合带内的涡旋云系 在热带辐合带内，涡旋云系活动十分频繁，表现为云线和云团在热带辐合带内，涡旋云系活动十分频繁，表现为云线和云团围绕一个中心旋转。在辐合带内的涡旋云系的特点有：围绕一个中心旋转。在辐合带内的涡旋云系的特点有： 夏季夏季7878月间，涡旋云系出现频数最高；月间，涡旋云系出现频数最高； 热带辐合云带位置偏北时，涡旋云系十分活跃，数目增多；热带辐合云带位置偏北时，涡旋云系十分活跃，数目增多； 涡旋云系大多出现在热带辐合带北界附近；涡旋云系大多出现在热带辐合带北界附近； 涡旋云系有时会成串出现，并与低层气旋相联系。涡旋云系有时会成串出现，并与低层气旋相联系。

49、 2 2大洋中部对流层上部的冷性涡旋大洋中部对流层上部的冷性涡旋 这种冷性涡旋是在一定大尺度环流形势下形成的，以前大洋中这种冷性涡旋是在一定大尺度环流形势下形成的，以前大洋中部资料稀少，涡旋不易发现，现在卫星资料能确定这类系统。部资料稀少，涡旋不易发现，现在卫星资料能确定这类系统。 (1)(1)夏季大洋中部的高空环流特点夏季大洋中部的高空环流特点 夏季大洋中部对流层上部环流的主要特征是：维持一条东北西夏季大洋中部对流层上部环流的主要特征是：维持一条东北西南走向的深槽，从中纬伸到低纬，槽线可伸至副高脊线之南南走向的深槽，从中纬伸到低纬，槽线可伸至副高脊线之南510510个纬距，槽的北面吹东北风，

50、南面吹西南风，有明显的脊出现。个纬距，槽的北面吹东北风，南面吹西南风，有明显的脊出现。 在大洋中部槽内，有时为风切变，无涡旋活动；有时槽线上出在大洋中部槽内，有时为风切变，无涡旋活动；有时槽线上出现一系列完整冷性低涡，有的向下发展到对流层低部，在地面出现现一系列完整冷性低涡，有的向下发展到对流层低部，在地面出现倒槽或低压，有的发展到地面后，对流层上层环流减弱消失，只在倒槽或低压，有的发展到地面后，对流层上层环流减弱消失，只在地面留下弱气旋性涡旋，随东风气流西移，一定条件下发展为台风。地面留下弱气旋性涡旋，随东风气流西移，一定条件下发展为台风。 (2)(2)大洋中部高空冷涡云系特点大洋中部高空冷

51、涡云系特点 大洋中部高空槽四周，槽线附近云最少。高空冷涡出现时，向大洋中部高空槽四周，槽线附近云最少。高空冷涡出现时，向下扩展到地面，对流云系在高空槽线南或东南面西南气流中，云区下扩展到地面，对流云系在高空槽线南或东南面西南气流中，云区离槽线几个纬距。离槽线几个纬距。 根据云系分布定出对流层上部西南气流中对流云区轴线；根据云系分布定出对流层上部西南气流中对流云区轴线； 根据云系中弯曲云线确定出高空涡旋中心的位置；根据云系中弯曲云线确定出高空涡旋中心的位置； 分析云区中卷云砧的走向，确定出高空风方向。分析云区中卷云砧的走向，确定出高空风方向。 大洋中部高空槽内的对流性云系，云量和云型都有差异，涡

52、旋大洋中部高空槽内的对流性云系，云量和云型都有差异，涡旋向低空伸展的深浅、对流层下部逆温层的高度和强度、水汽含量、向低空伸展的深浅、对流层下部逆温层的高度和强度、水汽含量、低空气层的稳定度和海面温度都可影响。低空气层的稳定度和海面温度都可影响。 太平洋资料表明，高空涡旋云系的移速平均每小时西移太平洋资料表明，高空涡旋云系的移速平均每小时西移37km37km。有时高空涡旋与大洋槽连在一起，这类涡旋属准静止的切断低压或有时高空涡旋与大洋槽连在一起，这类涡旋属准静止的切断低压或是高空大槽底部的闭合低压。是高空大槽底部的闭合低压。 (3)(3)大洋中部的冷涡云系模式大洋中部的冷涡云系模式 图图7 71

53、515给出了太平洋中部高空冷涡的环流与涡旋云系分布。给出了太平洋中部高空冷涡的环流与涡旋云系分布。在图在图(a)(a)，是中等强度涡旋，只伸到，是中等强度涡旋，只伸到700hPa700hPa，地面为一个诱导槽；，地面为一个诱导槽；图图(b)(b)，涡旋已发展到地面，一般只有在北太平洋西部涡旋会伸到，涡旋已发展到地面，一般只有在北太平洋西部涡旋会伸到地面，在东风气流中出现涡旋。涡旋每天向下伸展是变动的，有时地面，在东风气流中出现涡旋。涡旋每天向下伸展是变动的，有时地面出现气旋性涡旋，有时没有，造成分析不连续，在卫星云图上地面出现气旋性涡旋，有时没有，造成分析不连续，在卫星云图上与涡旋相联的云系是

54、保守的，可连续追踪涡旋活动。特点有：与涡旋相联的云系是保守的，可连续追踪涡旋活动。特点有： 涡旋在垂直方向上的轴是随高度向西北方向倾斜的；涡旋在垂直方向上的轴是随高度向西北方向倾斜的； 在地面图上是否出现闭合环流，决定于高空涡旋的范围、强在地面图上是否出现闭合环流，决定于高空涡旋的范围、强度和其向下扩展的深浅的程度；度和其向下扩展的深浅的程度； 地面无论闭合环流或未闭合环流都是高空冷涡的组成部分，地面无论闭合环流或未闭合环流都是高空冷涡的组成部分，不是独立的，不能与高空冷涡脱离。不是独立的，不能与高空冷涡脱离。 涡旋中云系情况决定涡旋扩展的深浅、涡旋的地理位置和低涡涡旋中云系情况决定涡旋扩展的

55、深浅、涡旋的地理位置和低涡在垂直方向上倾斜的程度。涡旋的轴在垂直方向上是随高度向西北在垂直方向上倾斜的程度。涡旋的轴在垂直方向上是随高度向西北倾斜的，低空辐合部位的上方是高空辐散区，涡旋中弯曲云线走向倾斜的，低空辐合部位的上方是高空辐散区，涡旋中弯曲云线走向与与700hPa700hPa气流一致。气流一致。 图图7 71616为夏季西太平洋地区副热带高压内部的冷涡云系，图为夏季西太平洋地区副热带高压内部的冷涡云系，图中中F1F1一一F2F2为我国大陆上处于副高北侧的锋面云带，为我国大陆上处于副高北侧的锋面云带，T1T1一一T2T2为从西太为从西太平洋到我国南海区的热带辐合带云系，在锋面云带和热带

56、辐合带云平洋到我国南海区的热带辐合带云系，在锋面云带和热带辐合带云系之间为控制中国大陆和沿海地区的副热带高压无云区，在副高内系之间为控制中国大陆和沿海地区的副热带高压无云区，在副高内部部C1C1一一C2C2处为两个具有明显涡旋结构高空冷涡云系，稠密的对流云处为两个具有明显涡旋结构高空冷涡云系，稠密的对流云区位于涡旋中心的东南象限，处于太平洋高空槽云系的西南端，接区位于涡旋中心的东南象限，处于太平洋高空槽云系的西南端，接近并影响我国沿海地区。近并影响我国沿海地区。 五、对流层低层的赤道反气旋五、对流层低层的赤道反气旋 由静止卫星资料发现：南半球气流越过赤道向北推进，北半球由静止卫星资料发现：南半

57、球气流越过赤道向北推进，北半球热带辐合带则北移加强，在热带辐合带以南形成赤道反气旋，称赤热带辐合带则北移加强，在热带辐合带以南形成赤道反气旋，称赤道高压，为少云或无云区。多由南半球寒潮爆发引起。道高压，为少云或无云区。多由南半球寒潮爆发引起。 图图7 71717为赤道反气旋形成及云系演变模式，分成六个阶段：为赤道反气旋形成及云系演变模式，分成六个阶段： 推进阶段：从南半球有大尺度气流一般越过赤道向北推进，推进阶段：从南半球有大尺度气流一般越过赤道向北推进，使热带辐合带云系向北推进使热带辐合带云系向北推进1000km1000km，云带呈向北凸起的弧形，在辐，云带呈向北凸起的弧形，在辐合带内风切变

58、和气旋性涡度增加的地方有涡旋云系生成；合带内风切变和气旋性涡度增加的地方有涡旋云系生成； 转向阶段：当南半球空气进入北半球以后转向阶段：当南半球空气进入北半球以后1 13 3天，由于空气天，由于空气反气旋涡度增加，使越过赤道的气流转向东行，在推进阶段生成的反气旋涡度增加，使越过赤道的气流转向东行，在推进阶段生成的涡旋云系从热带辐合带中移走；涡旋云系从热带辐合带中移走； 切断低压阶段：过赤道气流转向东行，进一步发展形成闭合切断低压阶段：过赤道气流转向东行，进一步发展形成闭合反气旋环流，热带辐合云带断裂，在反气旋中心周围出现晴空区；反气旋环流，热带辐合云带断裂，在反气旋中心周围出现晴空区； 混合阶

59、段：赤道反气旋的生成，北半球冷空气于混合阶段：赤道反气旋的生成，北半球冷空气于其东侧南下，南北半球的空气围绕反气旋四周相互混合；其东侧南下，南北半球的空气围绕反气旋四周相互混合； 爆发性云带阶段：赤道反气旋形成后西移，位于爆发性云带阶段：赤道反气旋形成后西移，位于反气旋前热带辐合云带加强，形成爆发云带，产生暴雨，反气旋前热带辐合云带加强，形成爆发云带，产生暴雨，风场扰动明显，云带维持风场扰动明显，云带维持1 12 2天，迅速瓦解为孤立小云天，迅速瓦解为孤立小云团；团； 相互作用阶段：爆发性云带瓦解，赤道反气旋南相互作用阶段：爆发性云带瓦解，赤道反气旋南面东南气流维持，阻挡北半球冷锋东南移动，冷

60、锋产生面东南气流维持，阻挡北半球冷锋东南移动，冷锋产生波动。赤道反气旋生命期为二周。波动。赤道反气旋生命期为二周。 第三节第三节 台风发生发展的云图特征台风发生发展的云图特征 台风在卫星云图上表现为有组织的涡旋状云系，是最容易识别台风在卫星云图上表现为有组织的涡旋状云系，是最容易识别的天气系统。应用卫星云图分析台风包括以下几方面的内容：的天气系统。应用卫星云图分析台风包括以下几方面的内容： 分析台风形成的天气尺度条件；分析台风形成的天气尺度条件； 确定台风的中心和强度，预告台风未来的强度；确定台风的中心和强度，预告台风未来的强度； 预告台风的路径。预告台风的路径。 随着卫星资料的日益增多和云图

61、处理水平的提高，分析和预告随着卫星资料的日益增多和云图处理水平的提高，分析和预告台风的方法也越来越完善，准确度越来越高，效果越来越好。卫星台风的方法也越来越完善，准确度越来越高，效果越来越好。卫星云图已成为分析台风的主要工具。云图已成为分析台风的主要工具。 一、台风的云系结构一、台风的云系结构 图图7 718(a)18(a)和和(b)(b)给出了一个成熟台风云系的水平分布和垂给出了一个成熟台风云系的水平分布和垂直剖面，可见，台风云系的水平分布为三部分：直剖面，可见，台风云系的水平分布为三部分： 其中心是一暗黑的无云眼区；其中心是一暗黑的无云眼区； 围绕眼区的是连续密蔽云区；围绕眼区的是连续密蔽

62、云区； 环绕密蔽云区的是台风的外围螺旋云带。环绕密蔽云区的是台风的外围螺旋云带。 由图可见，台风靠赤道侧是断裂的对流云尾，台风的由图可见，台风靠赤道侧是断裂的对流云尾，台风的右前方有一镶嵌云区中的能量泡，有时在台风为不规则右前方有一镶嵌云区中的能量泡，有时在台风为不规则的对流尾随云团，称之拖曳对流云，高空环流与低空相的对流尾随云团，称之拖曳对流云，高空环流与低空相反，为反气旋环流，云区四周向外辐散的卷云羽，螺旋反，为反气旋环流，云区四周向外辐散的卷云羽，螺旋云带水汽凝结潜热释放，导致其四周的斜压性加大，激云带水汽凝结潜热释放，导致其四周的斜压性加大，激发高空辐散急流形成。上升、冷却而伴随的潜热

63、能量的发高空辐散急流形成。上升、冷却而伴随的潜热能量的释放集中于涡旋的能量泡的局部区域，增强云图上为一释放集中于涡旋的能量泡的局部区域，增强云图上为一白亮冷云区，位于台风的右前方或南侧。台风眼是一干白亮冷云区，位于台风的右前方或南侧。台风眼是一干而暖的下沉气流区，高空是高压，低层为低压，环绕四而暖的下沉气流区，高空是高压，低层为低压，环绕四周是深厚云塔。周是深厚云塔。 图图7 718(c)18(c)为从增强云图上看到的台风结构，眼区、稠为从增强云图上看到的台风结构，眼区、稠密云区和螺旋云带表现清楚。密云区和螺旋云带表现清楚。 二、热带扰动发展成台风的云图特征二、热带扰动发展成台风的云图特征 台

64、风是热带洋面上气旋性扰动发展而成的，这种气旋性扰台风是热带洋面上气旋性扰动发展而成的，这种气旋性扰动都是冷性的，扰动中心比四周要冷，不容易发展，多数扰动生成动都是冷性的，扰动中心比四周要冷，不容易发展，多数扰动生成后不久就消失了，只有后不久就消失了，只有1010左右的扰动能继续发展。表左右的扰动能继续发展。表7 73 3给出了给出了北大西洋上热带扰动形成飓风的统计结果。北大西洋上热带扰动形成飓风的统计结果。 1 1、热带扰动发展成台风的条件、热带扰动发展成台风的条件 在实际业务预报中，判断热带扰动发展成台风的条件有：在实际业务预报中，判断热带扰动发展成台风的条件有： 从地面到对流层中层存在深厚

65、潮湿的东风层，内有低压中心，从地面到对流层中层存在深厚潮湿的东风层，内有低压中心，且东风层至少存在于低压环流中心算起的且东风层至少存在于低压环流中心算起的644km644km半径范围内；半径范围内； 海面温度大于海面温度大于2727； 对流层低层有气旋性相对涡度区，范围大于对流层低层有气旋性相对涡度区，范围大于500km500km，与高压脊，与高压脊或反气旋相接触，由反气旋辐散气流供给低压中心以质量输送，造或反气旋相接触，由反气旋辐散气流供给低压中心以质量输送，造成该区辐合；成该区辐合； 在对流层低压上空在对流层低压上空200hPa200hPa有小的反气旋，并与外围斜压环有小的反气旋，并与外围

66、斜压环境中急流相接，以便把流出质量送到冷的环境区；境中急流相接，以便把流出质量送到冷的环境区； 对流层低、高层间平均风垂直切变小于对流层低、高层间平均风垂直切变小于7 77ms7ms-1-1的低压中心的低压中心644km644km范围内；范围内； 低压上空低压上空(500(500、200hPa)200hPa)的中心气温大于热带大气气温，其的中心气温大于热带大气气温，其范围至少大于范围至少大于644km644km。 2 2由卫星云图判别热带扰动发展成台风由卫星云图判别热带扰动发展成台风 在卫星云图上，判断热带扰动发展成台风的云图特征有：在卫星云图上，判断热带扰动发展成台风的云图特征有： 凡是发展

67、成台风的热带扰动的云系往往有好几天的发展过程，凡是发展成台风的热带扰动的云系往往有好几天的发展过程，其云区直径至少要达其云区直径至少要达150km150km，持续时间至少在，持续时间至少在24h24h以上；以上； 在气旋性扰动云系中，有强对流云区扩大，色调变白，云区在气旋性扰动云系中，有强对流云区扩大，色调变白，云区内卷云区面积扩大，低空强辐合，高空强辐散，有利低压继续发展；内卷云区面积扩大，低空强辐合，高空强辐散，有利低压继续发展； 对流云四周有辐散的短卷云线，风垂直切变很小，有利台风对流云四周有辐散的短卷云线，风垂直切变很小，有利台风发展。卷云伸得很长，则风垂直切变大，不利于台风的发展；发

68、展。卷云伸得很长，则风垂直切变大，不利于台风的发展； 扰动四周卷云边界很光滑，急流相遇，对流层上部风速很扰动四周卷云边界很光滑，急流相遇，对流层上部风速很强，则对流层上部热量迅速转移，提高热机效率，台风发展；强，则对流层上部热量迅速转移，提高热机效率，台风发展； 云区内有涡旋结构，越来越明显，低压环流加强，台风发展。云区内有涡旋结构，越来越明显，低压环流加强，台风发展。三、台风云型及参数三、台风云型及参数 台风云系由螺旋云带、中心稠密云区和眼三部分组成，可将台台风云系由螺旋云带、中心稠密云区和眼三部分组成，可将台风云区分成下面五种类型风云区分成下面五种类型( (图图7 719)19)： 弯曲云

69、带型：热带气旋初期，由一条或两条以上云带和若干弯曲云带型：热带气旋初期，由一条或两条以上云带和若干螺旋云线旋向中心。弯曲云带旋转半圈，达热带风暴强度；弯曲云螺旋云线旋向中心。弯曲云带旋转半圈，达热带风暴强度；弯曲云带旋转带旋转3 34 4圈，达强热带风暴；弯曲云带旋转闭合时，达台风强度。圈，达强热带风暴；弯曲云带旋转闭合时，达台风强度。 强风切变云型：台风云系移到强高空风切变区，受其作用，强风切变云型：台风云系移到强高空风切变区，受其作用，台风的中高云系偏于台风的下风一侧。台风的中高云系偏于台风的下风一侧。 有眼云区型：卫星云图上通过眼的形状、大小、相对稠密云有眼云区型：卫星云图上通过眼的形状

70、、大小、相对稠密云区和其它云系的位置和周围云系的特征表示眼的特征。区和其它云系的位置和周围云系的特征表示眼的特征。 中心稠密云区中心稠密云区(CDO)(CDO)：在两种云图上，云带曲率中心或眼区：在两种云图上，云带曲率中心或眼区四周为稠密云区，即中心稠密云区。边界越清楚，四周为稠密云区，即中心稠密云区。边界越清楚，CFCF越大。越大。 中心密蔽冷云区型中心密蔽冷云区型(CCC)(CCC)嵌入中心型：又称中心冷云覆盖嵌入中心型：又称中心冷云覆盖区区(CCC)(CCC)，主要在增强红外云图上，指气旋中心附近冷的圆形覆盖，主要在增强红外云图上，指气旋中心附近冷的圆形覆盖云区。云带旋转闭合后，眼在中间

71、，越来越暖，密蔽云区越来越深云区。云带旋转闭合后，眼在中间，越来越暖，密蔽云区越来越深厚。眼区温度与眼四周的温度与中心气压有关。厚。眼区温度与眼四周的温度与中心气压有关。 四、利用卫星云图确定台风中心位置四、利用卫星云图确定台风中心位置 台风中心位置的确定对台风路径预报有重要作用。台风中心位置的确定对台风路径预报有重要作用。 台风中心台风中心一般是指低压中心或风的环流中心，云图上则是指云区的几何中心一般是指低压中心或风的环流中心，云图上则是指云区的几何中心或涡旋云系中心。实际上，中心并不完全致。热带气旋中心在移动或涡旋云系中心。实际上，中心并不完全致。热带气旋中心在移动过程中出现小尺度摆动。用

72、飞机、雷达可确定台风中心位置，但常过程中出现小尺度摆动。用飞机、雷达可确定台风中心位置，但常受费用、条件和探测距离等诸多限制。利用卫星云图高时空分辨率，受费用、条件和探测距离等诸多限制。利用卫星云图高时空分辨率，可及时观则到台风全貌，确定台风中心位置。主要介绍利用云图对可及时观则到台风全貌，确定台风中心位置。主要介绍利用云图对台风定位的方法。台风定位的方法。 根据云区的形状、云区中的纹线、云带或云线曲率、云区中眼根据云区的形状、云区中的纹线、云带或云线曲率、云区中眼的特征来确定。有时采用对数螺旋线板和云系模式确定。的特征来确定。有时采用对数螺旋线板和云系模式确定。 1 1台风有眼时中心位置的确

73、定台风有眼时中心位置的确定 当云图上有眼时，或部分眼壁时，中心可按以下方式确定：当云图上有眼时，或部分眼壁时，中心可按以下方式确定： 当台风云区内出现小而圆的眼区或涡旋中心清楚时，眼或涡当台风云区内出现小而圆的眼区或涡旋中心清楚时，眼或涡旋中心就是台风中心位置；旋中心就是台风中心位置； 台风眼大而圆时，取其几何中心为台风中心位置；台风眼大而圆时，取其几何中心为台风中心位置； 台风眼大而不规则，则分析红外云图上冷云区中台风眼温度台风眼大而不规则，则分析红外云图上冷云区中台风眼温度或色调，中心定在冷云中色调最暗、最暖的地方。在密蔽冷云区或色调，中心定在冷云中色调最暗、最暖的地方。在密蔽冷云区(9(

74、9C)C)内出现暖点时，眼不能远离预计云系中心内出现暖点时，眼不能远离预计云系中心(CSC)(CSC)；当在密蔽冷；当在密蔽冷云区（云区（9)9)内出现较暖点时，其周围至少有曲率半径内出现较暖点时，其周围至少有曲率半径1 15 5纬距纬距的半环状弯曲云带。的半环状弯曲云带。 2 2台风无眼时中心位置的确定台风无眼时中心位置的确定 当台风无眼时，根据台风云区的几何特点和出现的云带或云线当台风无眼时，根据台风云区的几何特点和出现的云带或云线的曲率确定。的曲率确定。 一般按以下方法进行：一般按以下方法进行： 台风云圆型对称，则通常画一圆，取圆心为台风中心位置；台风云圆型对称，则通常画一圆，取圆心为台

75、风中心位置； 台风云不对称时，可以按以下台风云不对称时，可以按以下5步骤进行：步骤进行： 第一步粗定位：确定云型整体中心，通过分析云线和云带的弯曲第一步粗定位：确定云型整体中心，通过分析云线和云带的弯曲曲率或模式确定中心的大致位置，如图曲率或模式确定中心的大致位置，如图720所示；所示； 第二步细定位：根据云系的细微特征定位，第二步细定位：根据云系的细微特征定位， 眼或眼的指示特征；眼或眼的指示特征； 低云的曲率、云量极小区或云线汇聚区；低云的曲率、云量极小区或云线汇聚区； 中高云区特征，如云的弯曲、冷云区、穿透云顶等。中高云区特征，如云的弯曲、冷云区、穿透云顶等。 有弯曲云带时沿弯曲云带的轴

76、线，通过云带头与弯曲云带的内有弯曲云带时沿弯曲云带的轴线，通过云带头与弯曲云带的内边界平行画一条线边界平行画一条线ABAB，其中点即为中心位置。如图，其中点即为中心位置。如图7 72121所示，所示，弯曲云带不明显时，则可利用弯曲云线最大曲率半径的圆心就是台弯曲云带不明显时，则可利用弯曲云线最大曲率半径的圆心就是台风中心。风中心。 第三步将中心定位置与预报位置比较其合理性：将上述结果与过第三步将中心定位置与预报位置比较其合理性：将上述结果与过去路径外推的台风中心相比较，检查定位中存在的问题；去路径外推的台风中心相比较，检查定位中存在的问题； 第四步将前一时刻与当前时刻的中心在云区的相对位置比较

77、；第四步将前一时刻与当前时刻的中心在云区的相对位置比较； 第五步为最后调整中心位置：这一步是针对网格误差、卫星视第五步为最后调整中心位置：这一步是针对网格误差、卫星视角、云系中心相对风场中心的位移等修正。角、云系中心相对风场中心的位移等修正。 3 3对弱热带气旋云系中心的定位对弱热带气旋云系中心的定位 弱的热带气旋，云系往往不完整，据以下三种云特点确定：弱的热带气旋，云系往往不完整，据以下三种云特点确定： 弯曲云带：在较暖、云稀少的周围有曲率较小的稠密云带，弯曲云带：在较暖、云稀少的周围有曲率较小的稠密云带，台风中心可据前述确定弯曲云带中心的方法来定；台风中心可据前述确定弯曲云带中心的方法来定

78、； 弯曲卷云线：云系中心为曲率中心或靠近稠密云区附近；弯曲卷云线：云系中心为曲率中心或靠近稠密云区附近； 弯曲低云线：指示曲率中心位于冷云区的两个纬距以内。弯曲低云线：指示曲率中心位于冷云区的两个纬距以内。 4 4使用卫星云图动画帮助定位使用卫星云图动画帮助定位 云图动画显示台风云系的整体移动和中心的路径，可以帮助台云图动画显示台风云系的整体移动和中心的路径，可以帮助台风路径的定位。风路径的定位。 5 5利用其它卫星资料进行台风定位利用其它卫星资料进行台风定位 水汽图确定台风中心：在水汽图上，水汽带的分布水汽图确定台风中心：在水汽图上，水汽带的分布 更为连续，更为连续，对于弱的或正在发展的热带

79、气旋的定位很有帮助。对于弱的或正在发展的热带气旋的定位很有帮助。 利用卫星微波观测确定台风中心：微波有高的透射特性，更能利用卫星微波观测确定台风中心：微波有高的透射特性，更能揭露台风的密蔽云区的螺旋结构特征，利用其可以识别台风的暖中揭露台风的密蔽云区的螺旋结构特征，利用其可以识别台风的暖中心位置。心位置。 五、台风五、台风T指数和指数和CI指数指数 在卫星云图上为估计台风强度，用参数在卫星云图上为估计台风强度，用参数T表示台风的云系特征，表示台风的云系特征，在具体应用在具体应用T指数时又分成以下四种指数时又分成以下四种T指数：指数： 1资料资料T指数指数(DT) 资料资料T指数是从云图上云系特

80、征参数化后提取而得出的一个估算指数是从云图上云系特征参数化后提取而得出的一个估算值，如云带参数化为值，如云带参数化为BF数，中心稠密云区参数化为数，中心稠密云区参数化为CF数，则资料数，则资料DT参数写为参数写为: DT=BF+CF 2模式期望模式期望T指数指数(MET) 这是根据热带气旋强度演变模式预估强度的一种指数。在正常这是根据热带气旋强度演变模式预估强度的一种指数。在正常情况下，规定模式预期情况下，规定模式预期T T指数的变化每天增加指数的变化每天增加1 1，但是当热带气旋加，但是当热带气旋加强或减弱的速度较正常情况大或小时，模式预期强或减弱的速度较正常情况大或小时，模式预期T T指数

81、要根据气旋指数要根据气旋的变化速率加以订正。的变化速率加以订正。 3 3、云型、云型T T指数指数(PAT)(PAT) PAT PAT是对是对METMET的结果与模式云型不一致时，当云型明显地强于或的结果与模式云型不一致时，当云型明显地强于或弱于模式中所对应的云型，这时应加上或减去弱于模式中所对应的云型，这时应加上或减去0 05T5T指数，所得结指数，所得结果称为云型果称为云型T T指数。指数。 4 4、现时强度指数、现时强度指数(CI)(CI) 在台风减弱时，由云系特征确定的在台风减弱时，由云系特征确定的T T指数并不与风场完全一致，指数并不与风场完全一致，为了由云图确定台风的强度，引入现时

82、强度指数为了由云图确定台风的强度，引入现时强度指数CICI。通常当台风处。通常当台风处在发展时，在发展时，CICI指数与指数与T T指数同值，而当台风减弱时，指数同值，而当台风减弱时，CICI指数比指数比T T指数指数要高要高0 05 5或或1 1。 5 5、最终、最终T T指数指数(FT)(FT) 最终最终T T指数是对指数是对METMET指数作调整后获得的指数。指数作调整后获得的指数。第四节第四节 卫星云图确定台风强度卫星云图确定台风强度 一、模式逐日强度演变一、模式逐日强度演变1热带气旋的初始云型热带气旋的初始云型 初始云型是第一天初始云型是第一天T1指数阶段的云型，如图指数阶段的云型，

83、如图722三种云型，弯三种云型，弯曲的对流云线、云带旋向一个中心、环绕着一个云系中心。一旦出曲的对流云线、云带旋向一个中心、环绕着一个云系中心。一旦出现这种云型，则意味着：现这种云型，则意味着： 扰动云系将按模式的演变过程发展；扰动云系将按模式的演变过程发展； 云型的变化，预示强度发生变化；云型的变化，预示强度发生变化； 如果云型没有明显变化，气旋强度不会有变化。如果云型没有明显变化，气旋强度不会有变化。 2 2热带气旋逐日发展云型模式热带气旋逐日发展云型模式 通常热带气旋的发展是逐日发展的，图通常热带气旋的发展是逐日发展的，图7 72323给出了三种云型给出了三种云型逐日发展的模式，图中逐日

84、发展的模式，图中“+”+”是中心位置：是中心位置： 弯曲云带型逐日发展演变模式。图弯曲云带型逐日发展演变模式。图7 7，2323第一行为弯曲云带第一行为弯曲云带云系逐日演变和相应的云系逐日演变和相应的T T指数值，当在云图上出现如图中的第一天指数值，当在云图上出现如图中的第一天特征特征( (初始云型初始云型) )，弯曲云带的发展演变就开始了；，弯曲云带的发展演变就开始了； 中心浓密云区型。图中心浓密云区型。图7 72323中的第二行为这一类型，其主要中的第二行为这一类型，其主要特征是中心由密蔽云区所覆盖，表现为中心密蔽云区逐日扩大，并特征是中心由密蔽云区所覆盖，表现为中心密蔽云区逐日扩大，并伴

85、有云带发展。伴有云带发展。 切变云带型，这是出现在高空有风切变情况下的云型，云区切变云带型，这是出现在高空有风切变情况下的云型，云区偏于中心的某一侧，其发展生命只有三天。偏于中心的某一侧，其发展生命只有三天。 图图7 723 23 热带气旋云型的逐日演变热带气旋云型的逐日演变 图图7 72424给出了弯曲型热带气旋发展的概念模式。图中表示了给出了弯曲型热带气旋发展的概念模式。图中表示了实际热带气旋发展的实际热带气旋发展的T T指数和最大风速、中心气压，还给出了云特指数和最大风速、中心气压，还给出了云特征参数随时间的波动变化，这种波动变化在气旋初期较大，随气旋征参数随时间的波动变化，这种波动变化在气旋初期较大，随气旋发展，这种波动逐渐减小。发展，这种波动逐渐减小。 二、分析热带气旋强度的步骤（分二、分析热带气旋强度的步骤（分1010步）省略步）省略 台风鸣蝉台风鸣蝉2003年年9月月1013日日)副热带高空急流副热带高空急流2003年年9月月11日日08时时近海台风转向近海台风转向与西风带结合与西风带结合2003年年9月月13日日00时时台风转向东移台风转向东移