卫星气象学课件4-2-liyan.ppt

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,由于气象卫星探测有时空分辨率较高和观测范围大的特点，所以在气象卫星图像上不仅可以识别与地面观测相应的不同种类云，而且可以分析这些云系的大范围水平和垂直分布。在气象卫星图像上各种云系的大范围分布表现为与某些天气系统或大气物理过程有关的特征性云型，分析这些云系便能识别各类天气系统。,一、带状云系,带状云系是一条大体上连续、具有明显的长轴且其长宽之比至少为,4:l,的云系。如果云系的长宽之比小于,4:l,，则称该云系为,云区,。带状云系宽度大于一个纬距称做,云带,，带状云系的宽度小于一个纬距称做,云线,。云带主要由多层云系组成，云种有卷状云、积状云和层状云。,急流、锋面、赤道辐合带都表现为带状云系。,4.4,气象卫星图像上常见的云型、,云系及伴随的天气,二、涡旋云系,涡旋云系是一条或多条不同云量和云类的螺旋云带朝着一个公共中心辐合形成的，,与大尺度涡旋相联系,。大尺度涡旋的水平范围为,600,1500,公里。有组织的螺旋线或积云汇合线因与气旋性相对涡度相联系，常称作涡度中心。涡旋云系可以分为两类，一类是具有清楚的螺旋云带（线）和中心；另一类不具有明显的螺旋云带，而表现为一片近乎圆形的密蔽云区，涡旋中心就是云区的几何中心。,三、云线,云线长为,30,至几百公里，宽度小于,1,个纬距，由,对流云团,组成，可出现在中高纬度地区,冷锋附近,，也可出现在热带洋面上。能,指示低空风向,，而高空急流卷云中的云线可作为高空风的良好指标。弧形云线是中尺度对流系统中的重要成员，是雷暴外流的前边缘。,2008,年,9,月,0813,号台风森拉克,卷云线,四、云团,云团是产生暴雨和强对流天气的一种重要中尺度系统。云团由多个大小不等的积雨云或积状云与层状云混合体组成云簇团，它们的高空卷云砧连成一片，表现为一片,白亮的密实云区,。云团的生命史一般,l,天，有的达数日；水平范围为几十至几百公里。,五、细胞状云系,卫星图像上的形似细胞状的云称作细胞状云系。其直径为,40,80km,，,是由于,冷空气受到下垫面加热，在水汽较充分的条件下,形成的，秋冬季我国北方海面冷锋后部，夏秋季华北冷涡和东北低压后部。分为开口状和闭合状两类。开口细胞的形状成指环形或,U,字形，中心部分为无云或少云，边缘上主要为浓积云。,积雨云团状结构,细胞云,O,处开口细胞云；,C,处闭合细胞云；,S,处未破碎,Sc,云；,平坦大陆,N,有大的积云和积雨云带；,VIS,六、逗点云系,指形如逗号的云系。它形成和发展的原因是大气的,非均匀旋转,，使云块变形造成的。若系统不移动，云将随着旋转风场一起移动,，,发展成逗点状,，,低压中心和最大涡度中心重合；若系统东移，云系将进一步变形,，,最大涡度中心从低气压中心移走。许多大尺度逗点云系的演变，要比这里给出的理论模型复杂。,在红外图像上，涡度逗点云系的主要部分隐藏在卷云层下方，在可见光图像上，较高的斜压卷云盾比它移动快。逗点云系的大小各不相同，可以从雷暴单体到一个大尺度的中纬度气旋，它们均,与最强的正涡度平流关联，,其主要形状的变化与涡度型发展所决定的正涡度平流相联系。,逗点云系的形成：大气闭合环流叠加云区。,逗点云系的结构形式与其发展阶段有关：,初期,：一般均由四部分组成，即呈“,S”,形后边界、头部（,H,）、尾部（,B,）和干舌区（,F,）组成；,发展中,：由宽的凸起的头部，尖的尾部云带和涡旋中心处的尖点；,成熟时期,：表现为大尺度逗点云系，由斜压叶状云系，涡度逗点云系和变形云带三部分组成。,S,形后边界,头部,尾部,干舌区,涡度逗点云系,斜压叶状云系,变形场云系,发展成熟的逗点云系：,斜压带云系，是逗点云系的,最高层,卷云顶，常为层状，除雷暴外降水呈连续性，并与冷锋、锢囚锋以及暖锋相联系；,涡度逗点云系是逗点云系中的,中低层,云系，具有高度对流，降水多为阵性，与冷锋和锢囚锋相联系；,变形带云系，它是逗点云系中的,卷云层顶部,，比斜压带卷云低，降水为连续性，与锢囚锋相联系。,尾带与槽前西南气流一致,逗点云系与高空气流,七、斜压叶状云型,与,高空西风急流中的锋生,相联系的一种植物叶片状云型。通常，该云系在垂直方向深厚，地面伴有锋生现象，并且还可能有地面气旋形成。在可见光和红外图像上都很容易看见它。,斜压叶状云型通常为一个拉长的云型，它两边的边界清晰（大振幅槽云系中斜压叶最好确定）。它向极地一侧，通常有一个浅或小曲率的,“,S,”,形；上游尾部呈气旋式弯曲，下游尾部呈反气旋式弯曲，并且最终变成逗点头。尾部的,“,V,”,形凹口是由急流伸至云系西端造成的，常常,是逗点云要发展的第一信号,。,斜压叶状云与高空、地面流场中的主要有以下关系：,上游急流带窄而伴有最大风；下游急流轴位于它的南部并且风速较小，并可能产生北移。涡度中心位于斜压叶边界上游一侧晴空中气旋式和反气旋式弯曲的过渡点；一般情况下，平行于急流上游的狭窄状切变涡度瓣与平行于斜压叶的平流涡度瓣在涡度中心（,X,处）相交，形成一个大致的“,L”,形（图中点划线和虚线）。,对应的云和锋面，最高云顶通常位于斜压叶东半部上方，东半部分末端将变成逗点头；云顶向西降低，“,V”,形凹口北边界西端有中层云顶出现，南边界由低云组成，且沿着地面冷锋。,新形成的冷锋将沿着斜压叶的南边缘，其东端位于斜压云系深厚部分的下方，可为静止锋，并伴有切断型地面气压场。可以有地面槽出现，但锋面系统反而不清楚。,4.5,重要天气系统的云型特征和天气,一、锋面云系,气象卫星图像上，锋面云系为一条长达数千公里、宽近百至数百公里不等的,长云带,，并且常常由,多层云系,组成。云带的特征，依赖于锋区是否活跃、周围的环境条件和水汽是否丰沛等。,1,、冷锋云系,与,温带气旋,连接的冷锋云带，一般长,1000km,左右，宽,200,300km,，,并且距涡旋中心越远云带愈窄；云带的气旋性曲率明显。可见光图像上，云带的色调比较均匀，内部嵌有一些对流性亮区。冬季在较高的纬度地区，太阳高度角较低，冷锋云带的云顶高度不均匀性会造成云带中,多纹理,结构。,(1),、利用卫星云图确定地面冷锋位置,由卫星云图确定地面冷锋的位置可以依据云的边界和云系的稠密状况，一般而言，风的切变较明显，云的边界较光滑，大致分为三种情况：,如果云带的前界清楚、光滑整齐，表明该处有明显风切变，地面,冷锋就定在云带的前界处；,同理，如果云带的后界清楚整齐，地面冷锋就定在云带的后界；,如果云带的前后边界不整齐，则地面冷锋定在云带中云系由稠密,到稀疏的地方。,(2),、南方冷锋云系,在长江以南地区，由于热带洋面的水汽输送，水汽丰富，冷锋,常表现为一条连续的云带。,在冬季，南方冷锋锋面坡度小，云带很,宽，有时达,5,个纬距以上，地面冷锋定在云带前界附近，,700hPa,切变线位于云带中低云的北界处。到夏季，副热带高压加强北上,西进，南方冷锋的坡度变大，云带变窄，由于冷空气变性，冷锋,云系演变为切变性云系。,南方冷锋云带上的云系的组成随季节、大气环流和周围环境,而异，分成三种情况：,冬春季节，受越过青藏高原的下沉气流的作用，云系以稳定的,中低云,为主，红外云图上表现为灰到较暗的色调；,当青藏高原上的高空槽云系东移，与南方冷锋云系重叠时，云带以稳定的,多层云,为主；,在夏季，由于太阳对地表的局地加热作用，冷锋云带的前界附近处出现,对流云,。,在我国南方地区冷锋云系的另一个特点是时常出现高空冷,锋，由于高空气流速度较低空大，与冷锋相伴随的中高云系的移速,也较低空要快，这就使得低云在中高云的后部暴露出来。,上图表示了高低气流不一致时冷锋云系的分布状况。在图,(a),中，高低气流的速度相当，表现一条高中低云结合一起的云带；在图,(b),中，高空风较低空风速大，高中、低云部分分离，部分重叠，分离的低云,E,出现于高云,U,的后部；在图,(c),中高空风远大于低空风速，高中低云完会分离，出现一条中高云带,U,和一条低云带,E,。,如上图所示，比较可见光和红外云图，可以发现南方冷锋表现为两条云带,F1,一,F1,和,F2,一,F2,，,两云带间有明显的晴空区，其中云带,F1,一,F1,较窄，局部表现为云线，明显向南凸起，,地面冷锋可定在云带前界的弧状云线处,；,F2,一,F2,较宽，云带也较稠密，红外云图上,F2,一,F2,云带的后界呈明显的气旋性弯曲；形成,F1,一,F1,云带的原因是冷空气在低层向南扩散形成的，所以云带窄，同时在云带,C,处因低层冷空气的触发，有对流云形成。,（,3,）、冷锋云系的形成过程,在我国大部分地区，多数冷锋是伴随冷空气爆发由外部移入的，但也有不少冷锋是就地形成的。多年卫星云图分析可以发现，冷锋有以下几种形成方式：,斜压盾状云系发展成冷锋云带。,当斜压叶状云演变为逗点状云系时，则伴随有冷锋云带的生成和发展。,逗点云系叠加于切变性云带形成冷锋云系。,当逗点云系东移与东部地区的切变线带叠加合并时，切变性云带将转变为冷锋云带；,卷云带南移形成冷锋云系。,在卫星云图上，时常可以看到一条东西走向的卷云带，当其演变为冷锋云带时，卷云带的西端明显南移，呈东北一西南走向，并逐步表现为气旋性弯曲，最后形成冷锋云带；,南北云系叠加形成冷锋云系。,当北方有一与涡旋相联的逗点云带时，其东南方是一与高空槽相联的盾状卷云带时，如果南北天气系统振幅叠加时，经向环流发展，高空槽前的偏南气流，及由此导致槽后的偏北气流同时加大，这时南北云系叠加，受北方冷空气的作用，云系逐步演变为气旋性弯曲，冷锋云带生成；,断裂云系形成冷锋云带。,当夏季的卫星云图上出现排列成线,(,带,),的离散对流云系发展时，云系相互合并，随云系发展导致西南气流和云系后部的偏北气流加强，冷空气侵入云区，从而形成冷锋云系。,（,4,）、冷锋云系的强度变化,a,冷锋云系加强的特征,在我国大陆上，由冬到夏，通常冷锋都是由西北移向东南，由于水汽条件、地面加热条件的变化，冷锋云系将会明显加强；,当冷锋云系尾部叠加有短波槽云系时，表现为云区的色调变浅，出现卷云区，后又逐渐成为盾状，并随西南气流沿锋面云带向北推进，结果冷锋云带显著加强；,对流性云系演变成的冷锋云系将加强；,冷锋云系与其它云系合并，冷锋加强；,冷锋移向低纬度地区，冷锋加强。,b,冷锋云系减弱的特征,冷锋云系移向大片无云区，意味着冷锋进入西北干冷气流中；,处在地面变形场区的冷锋云系将减弱。,（,5,）、我国南方冷锋的移动特征,我国南方地区的冷锋活动较北方要少，南方地区的冷锋的移动不仅与中高纬天气系统有关，而且与热带天气系统有密切关系，因此冷锋的活动较为复杂。分析云图得出南方冷锋移动的主要特点有：,南方冷锋移向的确定：,南方的冷锋一般从北或西北向南或东南方向移动。当南北云系叠加时有利于冷锋南下，通常是北方的冷锋云带与南支槽相叠加，云系合并，此时经向环流加大，可使北方冷空气到达较低纬度。,南方冷锋移速的确定：,南方冷锋加速移动的特征有：,在高空槽前的云区有强的对流性降水，或者是云区向北明显凸起，则有利于槽后冷空气南下；,当副热带高压减弱东退，则南方冷锋加速向东南方向移动；,冷锋云带东侧有台风存在，冷锋加速南下。,南方冷锋减速移动的特征有：,如果副热带高压稳定，则冷锋移动减慢；,冷锋上游方向有高空槽云系移向冷锋，则其将减速；,冷锋的气旋性弯曲越来越不明显，冷锋云带南侧出现枝状云；,中高空冷锋云系一中低空云系分离；,当热带洋面上有台风发生发展，冷锋移速减慢。,2,、暖锋云系,卫星图像上识别暖锋比冷锋困难，因为暖锋只是温带气旋初生阶段才比较清楚，同时暖锋的云区和云型多种多样。,活跃暖锋云系的明显特征是：为一条宽,300,500km,、长几百,km,的带状云区，由多层云系组成，上部为大片卷云，其下为高层云、雨层云和积状云，因而色调明亮，伴有较强降水；云区向冷空气一侧凸起，云区内反气旋弯曲的卷云纹线清晰可见。,地面暖锋的位置定在云区向北凸起部分下方，并与云区中纹线近于平行，顶端一般位于云区由凸变凹处。弱暖锋在地面图上不清楚，但气象卫星图像上表现为卷云带，暖锋位置可以定在暖锋云系里面靠近后边界处。,我国南方地区暖锋活动频繁，云区宽广，且以多层云系为主，,其形成过程为南支槽或高原槽云系与华南静止锋云系迭加之结果,。北方的暖锋云系范围比南方的小，有的呈圆形，且出现涡旋结构。,在暖锋云带处呈反气旋性弯曲,高空槽前锋带暖气流,副高西侧热带气流,暖锋,云区的形成,暖锋,的形成伴随西南气流的加大，而西南气流的加大与高空槽的活动密切相关,。在我国,暖锋,的形成有以下两种情况：,一种是与青藏高原槽、南支槽的活动有关，当青藏高原槽云系东移，并与其下游地区的,静止锋,云系或其它云系重叠合并，引起偏南气流加大，由此产生暖式切变，就形成,暖锋,云区；,在移动甚缓的,冷锋,或,静止锋,云带上云系局地加密，向北凸起，伴随偏南气流加大，形成,暖锋,云区。,在分析,暖锋,云系时，,要将暖区中的云系与,暖锋,云系区别开。,在夏季我国南方地区，由于局地的热力不均匀性和暖区中气流的作用，出现一团团的对流云区，这与,暖锋,云系是不同的，在,暖锋,云带上有一条条纹线出现。,如右,图,中，,暖锋,云系是由气流,W1,引起的，暖区云系与副高内的暖区气流,W2,相联。,暖锋,云区产生的,降水,雨带表现为：,一般宽约,50,公里，长约几百公里，与,锋面,有小的交角；,降水,带是由处在暖湿输送带中的条件不稳定轴引起的。当条件,不稳定轴移至离地面锋前较远地方时，与之相关的,降水,消亡；,条件不稳定轴可以由云区中的,纹理,判别；,降水,雨带的移向东北方，其前界的移速与,500-600,百帕上的风速,相一致，而雨带中的单体则向东方向移动。,当有,暖锋,出现时，常伴有较强的,降水,，可结合雷达资料分析，,暖锋,云区中的,降水,分布。,3,、锢囚锋云系,当冷锋追赶上暖锋，这就形成锢囚锋。在出现卫星云图前，锢囚锋很难确定。锢囚锋在卫星云图上有清楚的特点。,（,1,）锢囚锋云系特点,右图是我国北方地区一次锢囚锋的实例，图中,AB,是锢囚锋云带，,F1F2,是冷锋云带，,W,是暖锋云带。,锢囚锋云系表现为一条宽约,300km,的较白亮螺旋云带，其中心与气旋环流,(,涡旋,),中心重合。,由于冷空气的入侵，它的后边界十般整齐光滑；并伴有舌状冷空气无云或少云区，云带的前边界参差不齐。,锢囚锋云带常表现为沿螺旋云带越往中心去的色调越变暗，螺旋中心处云高度最低。,具有冷锋结构的锢囚气旋，,E,为锢囚锋云带，锢囚锋定在云带后边界,。,干舌,（,2,）地面锢囚锋位置和锢囚点的确定,在卫星云图上，当云带后界清楚时，就把锢囚锋定在其后界处；如果云带后界不整齐，地面锢囚锋定在云带里靠后的地方。在确定锢囚锋时，只将其定到气旋的,北部,或,西北象限,，而不是沿螺旋云带画到气旋的中心。在确定锢囚锋时，要定出锢囚点，利用卫星云图可以定出锢囚点。,地面锋位置和锢囚点与云区的关系：图,(a),和,(d),是低压发展到后期出现急流分支情况下锢囚点的位置，,急流轴不穿过云区,；,图,(b),和图,(c),是急流穿过云区，锢囚锋位于急流轴北侧，当,急流与锢囚锋相交时,，在急流的南侧云区纹理光滑均匀，而在其北侧云区纹理多起伏，以中低云为主，因此锢囚点定在云区由光滑均匀到多起伏的过渡地带。而当高空干冷空气较强，侵入到锢囚锋云带，则锢囚点位于稍靠后一点的晴空区内。,在,图,a,中，锢囚云带旋转到,低压,西侧，呈南北走向的云带，其南界呈较为整齐的圆形边界，是未来逗点云的头部；,在,图,b,中，锢囚云带在,低压,南侧向东伸，形成逗点云系,A,，并与锢囚云带断裂分离；,在,图,c,中，逗点云系,A,向东北移，涡旋结构更明显，同时锢囚云带,B,旋转到云系,A,的西南方；,在,图,d,中，云带,B,发展为逗点云系，而原来的逗点云系,A,演变为云带,A,。,锢囚锋云带的演变,锢囚锋云带环绕,低压,旋转同时演变为逗点云系。,4,、静止锋云系,静止锋云系在卫星云图上表现为一条,没有气旋性或反气旋性曲率,的宽云带。它的,边界不规则,，云区内云的分布不均匀，有时有开裂区，有时云带很宽广，云区中云量稠密，有的还会有气旋波发展；就云类而言，冬季的静止锋云系以,层状云,(,高层云、高积云和层云,),为主，夏季静止锋云系内多,对流性积状云,(,积云、浓积云和积雨云,),；在夏季静止锋云系南边界常伸出一条条枝状云带（线）。,我国,昆明静止锋和天山静止锋,一般位于云带前边界，走向和地形等高线一致；,华南静止锋,一般位于云带中由稠密云区过渡到稀薄云区过渡带上；,梅雨静止锋位于,云带中间部位或前部。,我国大陆上静止锋云系形成一般有两种情况，一是主要由地形对冷空气阻挡造成的；另一是大气环流变化造成的。,天山,静止锋,云系：,中亚地区的,冷锋,移到我国新疆天山山脉受阻挡时，云带的西段减慢，逐步演变为,静止锋,云系，东段云系移得较快，使得东北西南向的,冷锋,云带变成近于东西走向，横亘在天山北麓的天山,静止锋,云系，云区以层状云为主，给天山北麓带来连阴雨天气。,昆明静止锋云系：,在冬半年，当冷空气到达四川、贵州和云南一带时，由于西南山地的阻挡，其移速减慢，成为昆明静止锋。冷空气堆积在西南地区，位于西北东南走向的山脉东北一侧，以至静止锋云系前界与地形等高线走向完全一致，呈西北东南走向，云的西南边界十分整齐，云区的下界与山脉相交，这就是静止锋的位置。昆明静止锋云系很宽广，由稳定性的层状云组成，降水以连续性为主。,华南静止锋云系,华南静止锋是影响华南地区的主要天气系统，这种云系从,12,月到次年,5,月多见。冬季的华南静止锋云系较宽广，达,400,500km,，有时云系北界可达长江流域，以多层云为主，有时以稳定性的中低云为主，,IR,图上纹理均匀、色调较暗，其原因之一是由于静止锋云系受越过青藏高原的下沉气流作用，抑制云系向上发展。华南静止锋少则可持续,3,5,天，多的可持续,7,10,天。,华南静止锋云系的消失有下面三种情况：,当青藏高原槽云系东移与之叠加，并产生气旋波时，随气旋发展东移，华南静止锋云系消失；,如果在华南静止锋云系北侧有明显冷空气南下，则其会演变成冷锋，并进入南海；,如果在静止锋西侧的昆明附近有无云区东伸至,108,E,，静止锋云系会减弱逐渐消失。,每年,3,月份起，华南静止锋的云系的云状开始发生变化，对流性云系增多，有时出现一系列中尺度云团。,初夏南方静止锋云系：,AB,是昆明静止锋云系，呈西北东南走向，它的东北方是大片云区覆盖，,BF,是华南静止锋云系，在锋的前界处有对流云系,C,出现。,5,、高空槽、脊云型,对流层中部的槽和脊，由于环境条件的影响伴随的天气现象可以相差甚远。,气象卫星云图上的云型与天气现象联系比较紧密,，用气象卫星图像上的云型可以识别出槽和脊的强度变化、移动以及伴随的天气现象。,（,l,）高空槽云型,槽线前后垂直运动的符号和风向差别，在气象卫星图像上由不同的云型反映出来。最常见的鉴别对流层中上部槽线位置的三种云型是锋面云带中的断裂口、增强的积云以及卷云纹理。,锋面云带,：对流层中部的槽线位置常常可以由锋面云带和槽线与锋面云带的交点来确定。在交点处，锋面云带云量减少，变为碎片状或者消散，并且槽线上的,中层垂直运动由上升变为下沉,。槽线西部的锋面云带变得不活跃，云量减少，基本上是反映中高层下沉运动的低云。,增强的积云,：出现在冷锋后部的细胞状云，反映了该处存在着正涡度平流（,PVA,），这种积云区常常在海洋上多见，因为那里较低层水汽丰沛，上升运动使积云增强，而陆地上就很少见。,卷云纹理,：分析槽线附近所有云系确定槽线位置，其中卷云条纹是相当有帮助的。,由逗点云系或积云变稠密区确定槽线,逗点云系或积云变稠密区分别与,500,百帕正涡度平流或正涡度中心相对应。但是,逗点云系发展阶段不同，槽线确定的方法也不完全相同。,一般有以下几种情况：,1,）逗点云系初生时槽线的确定：逗号点云系初生时，只表现为“,S”,形的后边界，这时的槽线定在云系的后边界处。,2,）逗号点云成熟时槽线位置：逗号点云系成熟时常表现成尺度较大的涡旋结构和尾部云带，这时槽线定在涡旋中心到尾部云带的断裂处。,5,）逗点云系尾部云带呈纬向分布时：当到夏季，副高加强，逗点云系尾部云带横贯于副高北侧。这时在尾部的槽线与云带的北界相一致。,3,）逗点云系涡旋云区西侧西北气流中出现云系时的槽线：这一般出现于逗点云系成熟时，在主槽的西北一侧、,低压,的西侧的西北气流里出现风的切变，云图上出现与一系列横向浅槽（常称,阶梯槽,）相伴的断裂的中高云，随西北气流环绕涡旋运动，在夏季当它移到主槽处强烈发展，并有雷暴出现。,4,）逗点云系头部处出现大片卷云区时：,槽线有两条：,一条从,涡旋云系,中心到尾部云带处；另一条定在头部出现大片卷云覆盖区的后边界处。,我国东部地区逗点云系与,500hPa,槽线,我国青藏高原北侧高空槽云带,由大片中高云云区定槽线位置,从高空槽线到下游脊线之间是大范围上升运动区，在这区域中出现大片中高云区，而槽后为下沉运动区，为一片晴空区或少云区。根据中高云区的表现，还可分成以下几种情况：,（,1,）大振幅盾状卷云区（深槽）：当大气环流的经向环流较明显时，云系的南北幅度也大，从较低纬度处向北伸展有一条长的云带，云带的北端表现为,反气旋,弯曲的卷云带，在这种情况下，,槽线定在云带后界或靠后的地方。,（,2,）宽盾状卷云区（浅槽）：当大气环流以纬向环流为主时，云系的南北幅度较小，而东西方向上，云区十分宽广，表明从低层到高层，槽线的坡度很小，即随高度向西北倾斜十分明显，这时,500hPa,槽线定在云区后界或向前的云区里。,（,3,）中等振幅盾状卷云（中等幅度槽），这类云介于上面两类云之间。,由不规则中高云区定槽线：,当高空风较小，即没有强风区出现时，中高云系分布不很规则，这时槽线定在这一片中高云区的后界附近。,由带状云确定槽线：,有时高空槽云系表现为一条长的云带，这时槽线定在云带后界处。,由云分布定出风向后定槽线,（,1,）从卷云线的走向定高空槽线，在低纬度洋面上卷云线的走向代表高空风的方向，所以高空槽线可以定在卷云线呈,气旋,性弯曲的一方。,（,2,）由卷云纹线定槽线，在中高纬度度的,可见光云图,上可见到,锋面,云带或高空槽前云系中出现一条条与高空风方向平行的卷云纹线，由此可确定高空槽线。,（,3,）由波状云定槽线，波状云线与高空风方向垂直，故由波状云确定高空风的方向，并据此定出槽线位置。,（,2,）高空脊云型,高空脊云型的,宽度、走向,及其前,边界特征,，可用于确定脊的,振幅,或其,陡峭程度,。高空脊可以分成尖脊、中宽脊和宽脊三种：中等宽度的脊伴随一个前边界不太清晰的宽云带，而尖脊中云的前边界可能突然结束。脊线上垂直运动的方向逐渐变化，因而部分云越过脊线向下游伸展，卷云后的脊线向下游伸展几个经度。,宽脊具有一条准东西走向很宽的云带。在宽广的槽、脊之间，是一个大范围的上升运动区，卷云盾完好地从伴有中云的脊线处向下游伸展，并且越过脊线。,从脊线上云系的变化可以看到两个相邻高空图分析时次间脊的陡峭度变化信息，可以跟踪脊的陡峭度变化的连续性判定是否有低压正在加强或者阻塞脊正在崩溃。若小振幅脊云型演变成大振幅脊云型，则可判定槽正在加深，脊正在加强；若出现相反的变化，则槽脊变化相反。,卫星云图识别高空高压脊线,1,、狭脊（南北幅度很大的脊）,当大气环流盛行径向环流时，就出现深槽狭脊，高空脊的南北幅度很大，东西方向的宽度很窄，所以称它为狭脊。,在狭脊的脊线附近，垂直运动符号有急剧变化，脊前为下沉运动，脊后为上升运动，所以云一过脊线就立即消失，因此脊线的东面是少云或无云区，与狭脊相联的云区比较窄，南北幅度较大，,脊线的位置就定在云带的前边界或靠前一点的地方。,有时候，脊前的下沉运动特别明显，尤其是当出现,阻塞高压,的情形中，高空,高压脊,线定在云带前面几个经度的地方。,2,、中等幅度脊线,当径向环流与纬向环流相当时，就出现中等幅度脊线。,在中等幅度脊线附近，垂直运动的符号是逐渐改变的，所以与中等幅度脊线相连的云区比狭脊的云区要宽，而且云区也不象狭脊那样，云系可以越过脊线伸展到脊前（大多是卷云）。在,可见光云图,上，透过卷云可以看到中云，,脊线的位置定在云区前边界以西几个经度处，大致在中云的前边界处。,如果没有卷云伸到脊线上，脊线的位置定在中云前边界稍稍后面处。,3,、浅脊,当盛行纬向环流时，出现宽的浅脊，,云区东西范围甚广，南北幅度小，这是由于槽线到脊线间的范围甚广，上升运动范围也很广，云区前部边界处的云进入逐渐增强的下沉运动后是缓慢消失的。在浅脊上，由于垂直运动符号改变是逐渐过渡的，云可以伸过脊线到下游相当长距离处，因此,浅脊的位置可以定在云区前部边界以西的云区内。,在这片宽广的云区内，常见到一条条,反气旋,弯曲的卷云纹线，脊线就可以定在这些纹线,反气旋,弯曲曲率最大的地方。,6,、急流云系,高空急流云系常表现为带状，以卷云为主并与急流轴平行，在红外图像上表现得最为清楚。急流呈反气旋弯曲时，云系稠密，急流呈气旋性弯曲处云系稀少或无云。,极锋急流云系,急流云系最常出现在槽前，一般地面都有锋面或气旋对应。云区大多宽于,4,个纬距，有时与锋面云系连在一起。云型呈带状或宽阔的盾状，少数呈线状。靠极地一侧呈准直线或反气旋式弯曲的陡峭边缘，往往有明显的暗影，在海上有时会有横向波动出现。,副热带急流,气象卫星图像上副热带急流有三个基本特征：,一是位置偏南,，冬季北半球它的轴线活动在,17,34N,之间，平均为,25N,：,二是高度较高,，急流中心一般在,200hPa,附近，其下方的斜压带只在对流层上部清楚，地面图上没有明显锋面对应；,三是持续时间长，稳定少变,。与极锋急流云系相比较，副热带急流云系表现出以下三个特点：云型主要分宽阔的卷云和窄的带状云带；急流卷云系中出现横向波动的机会多一些；急流卷云云系都出现在槽前。,确定急流轴的四条规则,规则,1,：卷云盾往往形成或持续出现在急流轴的反气旋一侧，并且沿着此轴有一条轮廓分明的云带。该卷云盾称作斜压带卷云。,规则,2,：没有规则,1,中的斜压带卷云出现，但有其它高云或中云组成的云带存在，急流跨越云带下游处的最前方,(,图中,A,处,),。云带的上游边界,(,图中,B,处,),通常轮廓清晰，在孔口里或孔口上形成“,U”,或“,V”,字形，并伴有最大风速轴。这种云型对发展中的短波系统可靠，尤其是短波移经一个长波带状云型或者一个长波脊的锋面一侧时更为典型。,规则,3,：当没有高云出现时，急流轴常常为不同类型低层云之间的一条边界或者内边界。这些较低的边界，在低层水汽丰沛的洋面上最为常见。当急流如图中呈准东,西走向时，急流通常位于内边界北部,1,3,纬距处。急流和较低云之间内边界的出现，很可能发生在急流清晰、呈钩状,(,等涡度线平行于等高线,),以及在垂直方向上深厚的时候。白天陆地上空层积云可能位于急流南部，而急流北部为晴空。,规则,4,：上述三条规则综合使用，可以增加,10,的概率确定急流位置准确性。,7,、温带气旋云型,气象卫星图像上，逗点状云系温带气旋发展成熟时的云型，主要有两种型式。它们各自包括斜压卷云带（,A,）、,涡度逗点云系头部（,B,）,和变形卷云带（,C,）,三部分。在不同环流形势下发展起来的温带气旋云系，这三部分云区形成的先后次序大不相同。,图中长实矢线为,300,hPa,流线；长虚矢线为低层流线：短粗箭头为急流轴：齿状线为地面锋面,(1)a,类气旋云型,开始时它在低层发展，其后随着云的成熟而出现在中上部对流层中、逗点涌区东侧附近的斜压带卷云大范围地向东扩展，（图中的,A,区）形成卷云盾，常常覆盖了向上仅抵达对流层中部的逗点源头和逗点尾区，并且在逗点头附近只有少量的变形卷云带（,C,区）斜压卷云带和变形卷云带区清楚地分离开，轮廓清晰的急流轴紧挨着斜压带卷云盾边缘。,（,2,）,b,类气旋云系,开始时它在中层发展，并且建立起上升和下沉运动而向上、向下发展。斜压卷云带区与厚变形带卷云盾（,C,），,并且斜压卷云盾趋于比中层涡度逗点区旧区移动更快，因此，涡度逗点云区从斜压卷云盾后边线处逐渐显露出来，二者之间常有,4,6,小时的中高云减少时间。随着涡度逗点云区的移近，较高云区下的（低云覆盖）转为降雨和有嵌入的对流发展。急流常常由于在斜压卷云盾下方向外扩展（图中,B,处的三个粗箭头所示）而变得模糊不清，通常演变成这种较强的,b,类云型。,b,类成熟温带气旋云型模型图及气象卫星图像 图中长实矢线为,300hPa,流线；虚矢线为低层流线，短粗箭头为急流轴；齿状线为地面锋面,在,b,类气旋成熟阶段，通常云层深厚，发展完好，并且在逗点云区下方伴随着各种类型的强天气，如秋冬季中可以出现对流性强降水，春季可以产生强雷暴，沿着冷锋甚至可能爆发旺盛的对流降水，,a,、,b,类系统均可以产生大雪，但,b,类系统可以产生极强的雪暴。,b,类系统 比,a,类系统有着更强且发展更完善的潜势，并且一旦,a,类系统演变成,b,类系统，那么它的垂直支持就抵达中层。,8,、热带辐合带（,intertropical convergence zone,）（,ITCZ,）,是指低纬度地区的槽或低压系统，位于两半球两个副热带高压之间，它又称为赤道辐合带、赤道槽、热带锋。是热带地区重要的大型天气系统，其生消、强弱、移动、变化，对热带区长、中、短期天气变化影响极大。,热带辐合带可以分为两种类型：在,北半球,夏季，东北,信风,位置偏北，,南半球,东南信风越过赤道后受科里奥利力的影响，转向而成西南风，这种西南风与东北信风相遇而形成的热带辐合带，常称为,季风辐合带,；在东太平洋和大西洋地区，南半球信风直接和北半球信风相遇，这时组成的辐合带，常称为,信风辐合带,。在热带辐合带上常有对流云生成和发展，因而它经常与卫星云图上的对流云带相对应。,季风辐合带内不但因北侧偏北风和南侧偏南风造成辐合，而且在南侧的西南风中还有强烈的风速辐合。所以在地面风向辐合带以南，存在大范围的对流活动，通过水汽凝结潜热释放使对流层中、上部增温。夏季西太平洋热带辐合带南侧的月平均降水量达,300,400,毫米，而孟加拉湾区的季风辐合带可达,600,毫米以上。由于释放大量潜热，,所以季风辐合带是大气最主要的热源所在。,季风辐合带被加热之后，激发了这个地区热带系统的产生，如台风、季风辐合带中的对流云等，这里常有成百个对流云集聚成云团，天气变化剧烈，日平均降水量达,20,毫米。,在卫星云图上，季风辐合带常表现为一条绵延数千公里的、由许多云团组成的巨大云带。,季风辐合带中强烈的上升气流到达高空后，分为两支，一支向北，在副热带地区下沉，组成,Hardly,环流；,另一支则,向南半球移动,。在,10,20S,处下沉，然后以低空,越赤道气流,的形式流向北半球，组成季风地区特有的季风经圈环流。,季风辐合带,由于信风辐合带只是由东南风和东北风气流辐合而成，,其辐合强度远小于季风辐合带，,因而云带较弱较窄，对流性的云也少，其上强烈的热带天气系统如台风等也较少发生。,7,月份东太平洋信风辐合带月平均降水量约,200,毫米，大西洋东部较大，可达,300,毫米。在大西洋的热带地区，除了东北信风上可产生,东风波,外，在辐合带上也可产生,热带扰动,，前者平均发生在北纬,12,，后者在北纬,7,。热带辐合带上的扰动，有时称为热带辐合带波动。而在西太平洋则不同，除了东北信风上的东风波外，只有在东北信风南移而辐合带破坏后，才在北纬,10,左右出现,东风波，,有时称它为赤道波。,信风辐合带,双辐合帶均为信风槽，分別位于北半球和南半球。两辐合帶各有若干个对流云团，且北半球上的辐合帶较南半球強。這种双辐合帶在春末夏初及夏末秋初过渡季节常可見到，与两半球气流相互作用有关。,一次中等强度的,热带辐合带云系的分布,C1,、,C2,、,C3,、,C4,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,C3,处于波峰处带有涡旋的云团，云团顶部为向西南方伸出的卷云羽，表示高空盛行东风气流。低空则为西南季风气流。,热带辐合带是全球主要热源区，主要有三种形成的机制：,海温作用：,热带辐合带总有向暖海温区移动的趋势。,第二类条件（性）不稳定机制：,如像台风发生发展的机制一样，只要低空辐合带南侧的西南风加强，形成辐合和气旋性涡度带，依靠边界层摩擦辐合和水汽潜热的释放，可以使大范围对流云系不断自身激发发展起来。,边界层临界纬度机制：,前两种机制在纬向对称即无波动作用时亦可生成，但实际状态是热带辐合带上常叠加有波动。理论证明：实际发生的波动其角频率在某一纬度若和科里奥利参数的频率相同，则在该纬度的边界层内将产生很大的上升运动，形成辐合带，这个纬度即称临界纬度，实际计算约在北纬,10,。,形成机制,（,1,）热带辐合带云系特点,一般而言，热带辐合带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，宽度可达,5,个纬距以上，东西长达数千千米。但当辐合带不活跃时，云带很窄，表现为断裂的一团团尺度较小的云团。也有时候热带辐合带内叠加有一个或多个涡旋云系，每一个涡旋与一个低压相伴。还有时候，热带辐合带与东风波相重叠，此时热带辐合带呈现出大尺度的波状云带，在波峰处，云系稠密，显现出涡旋结构。,在通常的情况下，热带辐合带只表现为单独一条，但有时在太平洋地区，热带辐合带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。,（,2,）热带辐合云带的变化,a,长期变化,(,季节变化,),热带辐合带的长期变化是一种,年变化,。主要是季风辐合带的变化，,这种年变化与大气环流的季节变化相关联。,在靠近亚洲大陆的西太平洋地区由于陆地的影响，云带的强度和位置变化都较为明显；而在太平洋中部、东部和大西洋西部地区，云带的年变化小，南北位移小，位置较为稳定，全年各月都处在,5,10,N,的范围内。,热带辐合带的年变化与大气环流的变化有关,，这从图可见，在,1-,月份，亚洲东北季风势力很强，从中印半岛经南海到菲律宾均为东北季风所控制，热带辐合带位于一年中最南位置；在,7,月份，从菲律宾到中印半岛为西南季风所控制，这时的热带辐合带位置最北，云量最大位置较北。,b,短期变化,热带辐合带在短时间内,(,几天到十几天,),，强度和位置都会发生明显的变化。比如原来是一条稀疏的云带，会在几天之内演变成长达几千千米、宽达几个纬距的云带。热带辐合云带的加强和减弱，常是周边的天气系统对其作用而引起的。,热带辐合云带加强的特征：,当热带辐合云带向北推进时，其云系一般加强。特别是盛夏季节，副高北进加强，梅雨结束时，辐合云带加强更显著；,当热带辐合云带南侧的西南季风加强，或者是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；,当副热带高压加强时，其南侧的偏东信风气流加强，则辐合云带加强。,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，由于台风环流的作用，该云带将断裂、破坏，从而减弱消失；,当热带辐合云带内有台风西移，强烈风浪引起其后部洋面冷水上涌，抑制云系发展，或导致副高南落，促使云带消失；,赤道反气旋北上，使辐合云带向北推进，而原地方辐合云带减弱消失。,（,3,）热带辐合云带的类型,根据热带辐合云带周围的环境流场和本身的强度，常将其分为季风槽和信风槽两类：,季风槽,：由西南季风与副热带高压南侧的偏东信风气流之间的辐合而形成。在季风槽内，风速很小，所以又称,无风赤道槽。,在这种槽中，云系十分稠密、为范围很宽的云带，由季风云团组成，其出现的位置也较北；,信风槽,：由东南信风与东北信风之间的辐合形成，它表现为一条气流辐合渐近线，其辐合强度比季风槽要弱得多，加上信风逆温的抑制和气旋性切变不明显，云区中对流弱，范围小，时常表现为一条断裂云带。它常出现于太平洋中部和东太平洋地区，副热带高压的东南侧。,（,4,）,.,热带辐合云带的地面辐合线的确定,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；,如果辐合云带内出现涡旋结构，则地面辐合线必须穿过涡旋中心。,(5).,热带辐合带云系与大气环流,在卫