天气预报基础之一-天气分析的内容和方法

1.1 天气图分析
1.1.1 地面天气图
地面天气图反映了某区域某时刻的地面天气系统和天气状况。

一张地面图上用数值或符号填写各个气象观测站在同一时刻的气象要素观测记录。

它填有观测时刻地面各种气象要素和天气现象，如气温、露点温度、风向、风速、海平面气压、能见度和雨、雪、雾等；还填有能反映空中大气现象的一些记录，如总云量、低云量、低云高以及高云、中云和低云的云状等；既有当时的记录，又有一些能反映短期内天气演变实况的记录，如3h变压、过去6h内的天气，过去6h降水量等。

地面天气图是填写气象观测项目最多的一种天气图，是天气分析和预报中很重要的工具。

图1.1 MICAPS中地面填图格式
地面图主要分析海平面气压场（即海平面气压等值线），分为低压、高压、低压槽、高压脊、鞍形气压场五种基本形式，任一张海平面气压图都是由这五种基本形式构成的。

图1.2a MICAPS中显示的2009年8月17日08:00 500hPa天气图
1.1.1.1 锋面
锋面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，锋面附近常有剧烈的天气发生。

锋面是天气预报中重点关注的天气系统之一。

因此，锋面的识别和分析是地面天气图分析中的重点。

根据锋面在移动过程中冷、暖气团所占的主、次地位，可将锋面分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。

⑴冷锋: 锋面移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋面称为冷锋。

冷锋过境后，冷气团占据了原来暖气团所在的位置，导致气温下降。

需要注意的是，气团在移动过程中，由于变性程度不同，或有小股冷空气补充南下，在主锋后常有副冷锋形成，一般主锋两侧的温度差值较大，副冷锋两侧温差较小。

图1.2a中有两条冷锋，一条是从低压中心向南向西伸的气旋中的冷锋，称为主锋；另一条是其后部补充南下冷空气而形成的副冷锋。

图1.2a MICAPS中显示的2009年8月17日08:00 500hPa天气图
冷锋注释内容
暖锋注释内容
准静止锋注释内容
图1.3 锋附近3h变压和雨区示意图
锢囚锋注释内容
锋面动画演示
业务上常用的判断锋面位置的方法主要有：
⑴温度分析：锋面两侧有明显的温差，冷锋后有负变温，而暖锋后有正变温。

⑵露点分析：暖空气露点温度较高，冷空气露点温度较低。

在没有降水发生的条件下，露点温度能较好的表达气团的属性，对确定锋面的位置很有用
⑶气压与变压分析：锋面位于等压线气旋性曲率最大的地方，但有气旋性曲率处不一定有锋面。

锋面亦可和等压线平行，但锋面两侧等压线的疏密对比显著。

如寒潮冷锋附近经常有密集的等压线。

冷锋后常有较强的正3h变压，暖锋前常有较强的负3h变压。

⑷风场分析：锋面附近有明显的气旋式风向切变。

⑸云和天气现象分析：一般锋面附近有较明显的云和降水。

⑹结合云图等其他资料分析判断。

1.1.1.2 锋面气旋
气旋是指占有三度空间的、在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋，按气旋的结构可分为锋面气旋和无锋面气旋。

这里仅对锋面气旋的分析以及影响做简要说明。

在我国，典型的锋面气旋主要有江淮气旋、蒙古气旋、黄河气旋。

锋面气旋形成周期动画演示
江淮气旋江淮气旋注释内容
蒙古气旋云图蒙古气旋注释内容
黄河气旋黄河气旋的注释内容
1.1.1.3 倒槽
倒槽
倒槽的注释内容
1.1.1.4 冷高压
冷高压
冷高压的注释内容
1.1.1.5 干线
干线干线的注释内容
1.1.1.6 辐合线
辐合线
辐合线的注释内容
1.1.2 高空天气图
高空天气图也称高空等压面图，常用于分析高空天气系统。

日常分析的高空图有925、850、700、500、300、200和100hPa等压面图，其高度分别约为1500、3000、5500、9000、12000和16000m。

高空图上填有各探空站或测风站在该等压面上的位势高度（单位为位势什米（dgpm））以及温度、温度露点差、风向风速等。

图1.4 MICAPS中高空填图
与地面填图显示一样，也可根据不同需要，自行设置所显示的要素和所显示的区域范围。

图1.2b设置的高空图中只显示了风向、风速。

图1.2（b）MICAPS中显示的是2009年8月17日08:00 500hPa天气图分析等压面形势图可以了解空间气压场的情况，等高线的高（低）值区对应空间高、低压区，故等压面图上的等高线可反映高空低压槽、高压脊、切断低压和阻塞高压、高空低涡、副热带高压等天气系统的位置和影响范围；等温线表示该等压面上冷暖空气分布，可分析出冷、暖中心和冷槽、暖脊，它们同等高线配合，表征天气系统的动力和热力性质；从温度露点差可以判断该等压面上相对湿度的情况，可分析出干、湿中心和湿舌、干舌，一般认为T -Td≤4℃的区域为湿区，而T- Td≤2℃的区域为水汽饱和区，它们通常和云、雨区相配合。

利用风向风速可以判断风的切变以及风的辐合、辐散情况。

综合分析等高线、等温线以及风场，可分析判断冷、暖平流及强度。

等高线与等温线相交，气流由冷区吹向暖区，这时有冷平流，反之有暖平流。

平流的强度可从以下三方面判断：①等高线的疏密程度，一般等高线越密，风速越大，平流强度也越大；②等温线的疏密程度，等温线越密，说明温度梯度越大，平流强度也越大；③等高线和等温线交角的大小，一般交角越接近90°，平流强度越强；若等高线和等温线平行，则没有明显的温度平流。

地面天气图分析一样，分析高空天气图时，识别、判断出高空影响系统，并正确预测其未来的发展和变化，对准确预报天气意义重大。

图1.2b为MICAPS平台显示的2009年8月17日08:00 500hPa图，从图中可以清晰的看到槽线、切变线、副热带高压、阻塞高压、切断低压、高空低涡等天气系统。

横竖槽
⑵切变线：是指风场的不连续线，一般其两侧的风向有明显的气旋式切变。

切变线附近气压或高度变化不明显。

偏北风与西南风之间的切变为冷式切变，常呈东北—西南向；偏东风与偏南风或西南风的切变为暖式切变，它常呈东—西向或西北—东南走向。

此外在两高压之间的切变称为两高切变，图1.2b中在大陆高压与副热带高压之间就有一两高切变。

切变线附近有很强的辐合，常有降水天气产生，一般降水出现在700hPa切变线以南、850h Pa切变线以北的区域。

切变雨区
切变种类
⑶副热带高压
副热带高压（带状）
副高活动有着明显的季节变化，一般来说，从冬到夏位置北移，强度增大；从夏到冬，位置南撤，强度减弱。

一年中北进与南撤并不是匀速行进的，而是稳定少变、缓慢移动与跳跃三种形式。

平均而言，冬季副高脊线在15ºN附近，3、4月份开始缓慢北移，5—6月间（一般在6月中旬）出现第一次北跳，脊线北跳到20ºN以北，并稳定在20～25ºN之间一个月左右。

7月中旬，脊线再次北跳，越过25ºN，在7月底或8月初，副高达到一年中最北位置，9月以后，副高向南撤退。

副高周围的天气动画演示
⑷阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，当脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北端出现闭合环流，形成孤立的暖高压中心，叫做阻塞高压（以下简称阻高）。

此时西风带长波槽脊的经向度增加。

在亚洲，阻高主要出现在乌拉尔山、鄂霍茨克海以及贝加尔湖地区，分别称它们为乌拉尔山阻高、鄂霍茨克海阻高以及贝加尔湖阻高。

图1.2（b）MICAPS中显示的是2009年8月
17日08:00 500hPa天气图
阻塞高压的注释内容
⑸切断低压：是指对流层中上层出现的一堆孤立的冷空气（气压场上表现为低压），与北方冷空气之间被暖空气所切断，南北方的冷空气只在低层连接起来。

在高空图上切断低压有两种形式：一种是无显著的阻塞高压存在（图1.2b中东部海上的低压）；另一种是与阻塞高压同时出现并与之密切关联的切断低压（图1.2b中阻高前部的低压）。

我国最常见的切断低压是东北冷涡。

它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。

它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。

东北冷涡的西部，常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条副冷锋向南移动，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地重复出现。

⑹高空低涡：主要介绍与我国天气密切相关的东蒙冷涡、西南涡、西北涡。

东蒙冷涡：是指发生或经过蒙古人民共和国中东部的冷性低涡，常形成于亚洲高空阻塞形势下。

从春末到秋初都会出现，而尤以初夏为多且影响严重，主要影响我国的西北、华北以及东北地区。

东蒙冷涡带来的天气主要出现在冷涡的东南方，常造成午后到傍晚的雷雨大风、冰雹等强对流天气，具有日变化明显、时间短、强度大、局部性明显且可能持续数日等特点，个别地点降水可达暴雨。

东蒙冷涡
点击查看西南涡动画演示
西北涡：西北涡是指700hPa上，在柴达木盆地到青海湖一带（99～105ºE，34～3 8ºN）发展东移的低涡。

这种低涡原是暖性的地形低涡，当有冷空气入侵，斜压性加强，低涡开始东移，当低涡进入甘陕地区后，受西南气流输送来的水汽影响及水汽凝结反馈作用，促使低涡进一步发展加强，并沿其前部暖切变线东移，呈“人”字形切变线，暴雨主要产生在低涡前部和暖切变线上。

⑺高空急流：高空急流是指出现在对流层顶附近或平流层中一股强而窄的气流，其轴呈准水平状，急流中心最大风速大于30m/s(图1.5a)。

与我国天气有密切关系的高空急流有：极锋急流、副热带急流和热带东风急流。

由于风速的变化，在高空急流入口区和出口区有次级环流产生，在高空急流入口区其北侧有辐合下沉气流，而南侧有辐散上升气流；而在出口区与之相反，北侧有辐散上升气流，而南侧有辐合下沉气流。

故当高空急流与地面锋面同时存在时，高空急流出口区北侧（或入口区南侧）的冷锋段，地面冷锋前的上升运动与高空急流次级环流的上升气流叠加，有利于灾害性对流天气的发展，同时由于强烈的减压作用而促使爆发性气旋的发展。

而处于高空急流出口区南侧（或入口区北侧）的冷锋段，锋前低层的上升运动受到高空急流次级环流下沉
支的压制，起减弱对流天气的作用。

⑻低空急流：是指出现在600hPa以下的一支风速＞12m/s的强风带(图1.5b)。

85 0hPa以下的低空急流有明显的日变化，一般在日落时开始增大，到凌晨日出前最大。

其最大风速轴与最大水汽轴一致，因此低空急流可向北方输送大量的水汽。

大雨或暴雨区常出现在急流轴的左前方。

急流轴上常有风速突然加大的现象，成为风速脉动，在风速脉动区的下游常有较大降水发生。

图1.5 2010年8月5日08:00高低空急流分布图(a) 200hPa风场，阴影为风速≥30m/ s的风速区，箭头为高空急流轴
图1.5 2010年8月5日08:00高低空急流分布图(b) 850hPa风场，虚线为风速≥12m /s的等风速区，箭头为低空急流轴
静力学关系和热成风关系决定了高、低空天气图之间的配置，所以预报天气不能仅凭一张天气图、仅分析一种天气系统，而需要高低空、地面综合分析、考虑，且由于地形的作用，上述天气系统所带来的天气也会发生变化，这就需要预报员在实际工作中不断总结、积累经验，才能更好地使用天气预报图。

1.1.3 T-ln-p图
T-ln-p图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气图。

它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。

T-ln-p图动画演示
T-ln-p图上点绘的曲线主要有温度层结曲线、露点层结曲线和状态曲线。

温度层结曲线是由探空资料点绘出来的，表示测站上空气温垂直分布的情况，也称为环境曲线，它在各层的斜率即代表各层的实际温度递减率γ；露点层结曲线也是由探空资料得到的，表示测站上空水汽垂直分布情况；状态曲线是指气块上升过程中其温度的变化曲线，由于气块在水汽未饱和时按干绝热递减率降温，在饱和后按湿绝热递减率降温，因此状态曲线是由饱和点以下的干绝热线和饱和点以上的湿绝热线组成。

1.1.3.1 稳定度及判据
薄气层的稳定判断动画演示
在实际大气中，γ＞γd的绝对不稳定情况很少，只有在晴朗的白天近地面气层才可出现；γ＜γm的绝对稳定层结通常出现在晴朗的夜间；大多数情况为条件不稳定层结。

整层大气稳定度判断动画演示
对流性不稳定动画演示
对流性不稳定和条件性不稳定都是潜在不稳定，即当气层是稳定的，需要有一定的外加抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。

条件性不稳定的实现只要局地的热对流或动力因子对个别气块进行抬升即可，往往造成局地性的雷雨天气。

而对
流性不稳定的实现要有大范围的整层抬升运动作为触发机制，要有天气系统的配合或大地形的作用，造成的对流性天气也比较剧烈，范围也较大。

层结不稳定动画演示
1.1.3.2 常用特征高度和指数的意义及应用
MICAPS 3 平台中的右侧显示有一列物理量分析表，输出了各种特征高度以及热力、动力、温湿条件以及能量指数，这里对常用的一些特征高度和指数的物理意义以及应用简要说明。

⑴抬升凝结高度LCL：指气块绝热上升达到饱和时的高度。

在图上是通过地面温压点B的干绝热线与通过地面露点A的等饱和比湿线的交点C所在的高度为LCL（图1.6）。

超过这个高度就有水汽凝结现象，故LCL的高低反映了云底的高低。

⑵自由对流高度LFC: 指在条件性不稳定气层中，气块受外力抬升，由稳定状态转入不稳定状态的高度。

图上状态曲线与层结曲线的由下向上的第一交点D所在高度为LFC （图1.6）。

在此点之上气块的温度大于环境温度，故即使不加外力，气块也能继续加速上升，使对流能自由地得到发展，LFC的高低决定了对流所需抬升力的强弱。

⑶对流凝结高度CCL:指假设地面水汽不变，而由于地面加热作用，使层结达到干绝
热递减率，在这种情况下气块干绝热上升达到饱和时的高度。

在图上通过地面露点A的等饱和比湿线与层结曲线交点F的高度即为CCL（图1.6）。

它是空气热对流开始凝结的高度，可用来估计气团内部局地热对流产生的对流云云底高度。

⑷对流温度Tg：指气块自对流凝结高度干绝热下降到地面时所具有的温度。

在图上，由F点沿干绝热线下降到达地面时所对应的温度为对流温度Tg（图1.6），Tg-T的大小决定着局地热对流发生的难易，若地面加热使气温能超过Tg，则就有发生热对流的可能，否则将不会产生热对流。

⑸对流上限：为对流所能达到的最大高度，也是经验云顶、平衡高度ELC。

在图上，状态曲线与层结曲线由下向上的第二交点E所在高度（图1.6）。

⑹0℃层高度：指环境温度为0℃所对应的高度，是形成冰雹条件的一个特征参数。

一般在600hPa上下，约4km高，有利于冰雹的产生。

⑺沙氏指数SI：SI=T500-TS，其中T500为500hPa上的实际温度，TS是850hP a等压面上的湿空气团沿干绝热线上升到达凝结高度后，再沿湿绝热线上升至500hPa时所具有的气团温度。

理论上SI负值愈大，愈有利于不稳定。

单位：℃。

据国外研究，SI与对流天气有以下关系（《大气科学词典》编委会1994）：
SI＞3℃发生雷暴的可能性很小或没有；
0℃＜SI＜3℃有发生阵雨的可能性；
-3℃＜SI＜0℃有发生雷暴的可能性；
-6℃＜SI＜-3℃有发生强雷暴的可能性；
SI＜-6℃有发生严重对流天气(如龙卷风)的危险。

⑻K指数: K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700，K指数是一个经验指标，它同时反映了大气层结稳定度和中低层的水汽条件。

一般K值越大，潜能越大，大气越不稳定。

单位：℃。

⑼对流有效位能CAPE: 即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生能量的垂直积分，是风暴潜在强度的一个重要指标。

在图上，CAPE正比于气块上升曲线和环境温度曲线从自由对流高度（LFC）至平衡高度（ELC）所围成的正面积区域。

单位：J•kg-1。

⑽对流抑制有效位能CIN：CIN正比于图上自由对流高度下的负面积，表示要发生对流需克服的能量。

CIN太大，抑制对流程度，对流不易发生；太小，不稳定能量不易在低层积聚，易发生不太强的对流。

1.1.3.4 逆温层的性质及作用
在预报中除了要注意分析不稳定层结外，还要注意分析低层的稳定层结，尤其要关注逆温层、等温层的分析。

所谓逆温是指温度随高度增加，按其产生的原因可分为辐射逆温、扰动逆温、下沉逆温和锋面逆温（图1.8）。

图1.8 (a) 辐射逆温
辐射逆温的注释内容
⑴辐射逆温：是由于地表面强烈辐射冷却而造成的。

一般厚度不大，自地面起向上达几十米至几百米。

逆温层下限与下垫面接触，湿度大，而逆温层顶，由于稳定层阻碍水汽向上输送，湿度较小。

图1.8 (b) 扰动逆温
扰动逆温的注释内容
⑵扰动逆温：是摩擦层内由于扰动混合作用产生的逆温。

其特征为逆温层以下至地面之间层结曲线与干绝热线平行，水汽分布均匀；水汽从逆温层上界开始急剧减少；逆温层高度大约1km以下，与摩擦层顶吻合。

图1.8 (c) 下沉逆温
下沉逆温的注释内容
⑶下沉逆温：在整层空气下沉时，由于气层压缩而形成的。

其特征是在空中一定高度上，气温与露点之差较大，且差值随高度升高而增大。

图1.8 (d) 锋面逆温
锋面逆温的注释内容
⑷锋面逆温：由于暖空气凌驾于冷空气之上而造成的。

其特点是湿度与温度同时随高度升高而增加。

逆温起抑制对流发展的作用，同时也使水汽和能量在低层聚集。

夏季一旦逆温的层结被破坏，低层的能量释放，有利于强对流的发生。

而低层逆温也是预报大雾所要重点考虑的因素。

1.2 物理量诊断分析
1.2.1 水汽条件
主要有：比湿、相对湿度、水汽通量、水汽通量散度。

⑴比湿
，单位：g•kg-1，量级为100～101
比湿是指某容积中水汽质量与同一容积中空气的总质量的比值，是表征空气湿度的主要物理量之一。

由于比湿具有保守性，即空气团发生膨胀或压缩时，若无水分凝结或蒸发，则其中的水汽质量和空气总质量不变，也就是其比湿保持不变。

故在讨论湿空气的上升或下降过程时，常用比湿表示空气湿度。

⑵相对湿度
，量级为100～102
相对湿度是空气中实际水气压与当时气温下的饱和水汽压的比值，用百分比
表示。

饱和水汽压随温度而改变，故相对湿度的大小决定于水汽压和温度的增减，由于通常水汽压变化较气温变化慢，故温度往往起主导作用。

当水汽压一定时，温度降低则相对湿度增大，反之，相对湿度减小。

雾、霜多在夜间与清晨产生，就是由于温度下降，相对湿度增大的结果。

⑶水汽通量
，单位：g•(cm•hPa•s) -1；量级为10-2
又称水汽输送，一般指水平水汽通量，是单位时间内流经与气流方向垂直的单位截面的水汽克数。

表征水汽来源、水汽量的大小。

⑷水汽通量散度
，单位：g•(cm2•hPa•s) -1；量级为1 0-7
是指大气运动所引起的水汽集中程度。

若A＞0，为水汽通量辐散区，这个区域内水汽是减少的；若A＜0，为水汽通量辐合区，水汽将增加。

较大降水预报时不仅要关注是否有很好的水汽输送，更要关注是否有水汽辐合。

特别是低层的水汽通量辐合，对降水强度的贡献十分明显。

图1.9(a) 2009年8月21日08:00
700hPa水汽通量(实线)和比湿(虚线)
水汽通量注释内容
1.2.2 动力条件
主要有：涡度、散度、垂直速度。

⑴涡度
涡度是一个矢量，表征流体旋转特性，一般只计算涡度的垂直分量。

垂直相对涡度值为，单位：s-1；量级为10-6～10-5
在日常分析预报中所说的涡度是指垂直相对涡度，常用它来表征系统的强度。

由天气学原理知，脊区对应有负涡度中心，槽区对应有正涡度中心；高层负涡度与低层正涡度相配置，常常反映有较显著的垂直上升运动。

⑵散度
，单位：s-1；量级为10-7～10-6
是表征流体水平辐散程度的一个物理量，辐散为正、辐合为负。

低层辐合、高层辐散的配置表明存在显著的上升运动。

散度场正、负中心及其分布形势与强
对流天气的分布有密切关系。

降水区的移向与辐合区很一致，而且中尺度辐合区常先于降水1～2h出现，因此掌握中尺度散度场的变化，是预报未来短时中尺度降水和暴雨出现的重要依据。

⑶垂直速度
表征大气的垂直运动。

在(x，y，p，t) 坐标系里为，单位：hPa•s-1，量级为10-4～10-2
在(x，y，z，t) 坐标系里为，单位：m•s-1，量级为10-2～100 垂直运动不仅会引起水汽、热量、动量、涡度等垂直输送，而且由于与大气的绝热变化和水平辐合辐散运动相联，可以引起湿度、温度、涡度的变化，对天气系统的发生、发展有很大作用，故垂直速度是天气分析和预报中最常用的物理量之一。

1.2.3 热力条件
主要有：假相当位温、总温度。

⑴假相当位温
，单位：K；量级为102
表达式中r为混合比，可见是温度、气压、水汽含量的函数，表示温、压、湿综合的物理量，是预报业务中常用的重要物理量。

在同一气压条件下，越大空气越暖湿，反之，空气越干冷。

850hPa的的分布与大小是预报员常关注的重点。

暴雨时850hPa的值一般在330K以上。

反映大气中层结潜在不稳定，暴雨落区一般在0～15K之间。

⑵总温度（TT）
直接决定大气状态的主要能量有：显热能(cpT)、潜热能(Lq)、位能(gZ)、动能(v2/2)。

总能量（Et）是指上述四种能量之和，引入总温度与其相对应，以表征大气中的总能量。

，单位：K；量级为102
在业务中常用下式计算总温度：，单位：℃；量级为101
其值越大，表示大气中的总能量越大。

1.2.4 稳定度
主要有：SI、K、CAPE（在1.1.3节中已介绍）。

Ky指数，又称山崎指数，Ky＝（TA-SI）/(1+(T-Td)850)，量级为100～101
其中TA为850hPa到500hPa间的平均温度平流，SI为沙氏指数。

该指数是根据日本气象工作者认为的对流发生的三个条件（大气稳定度、低层水汽和上升运动）归纳而成。

常用来判断是否有可能发生大雨的物理参数,据统计Ky≥1要注意大雨的发生；Ky≥2大雨发生的可能性大；Ky≥3大雨发生的可能性较高；Ky≥5可能发生大到暴雨。

1.2.5 混合指数
理查逊数Ri
，量级为100～102
在物理上表示大气静力稳定度和动力稳定度的综合参数；在能量上，它可看作气块浮升要消耗的能量和通过湍流从大尺度风场能够得到的能量之比。

在降水分析和预报中，以（为与静力能量相当的总温度）代替，变换后:
，其中
其中为气柱上、下层的总温度差，为上、下层的风速矢量差，为上、下层的平均气压。

当上、下层取500hPa和850hPa等压面时，C≈1.488, Ri 数和对流活动之间的判据为：当Ri＜-2时，有积雨云产生；当Ri＜-1时，有雷暴产生；当-1≤Ri≤0.25时，有系统性对流产生。

1.2.6 平流
主要有：温度平流、总温度平流、涡度平流、水汽平流，业务上最常用的是温度平流和涡度平流。

⑴温度平流
，单位K•s-1；量级为10-5
温度的冷暖平流是表明大气斜压性的一种度量，大尺度天气系统的发生发展均与之有关。

此外预报还常关注850hPa和500hPa温度平流的差值，若差值＞0，则表明低层有暖平流，高层为冷平流，有利于不稳定层结加强，反之，则。