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1、第八章 天气形势和气象要素预报目录引言28.1 天气形势预报的基本方法2天气形势预报的基本方法28.1.1 趋势法28.1.2 涡度观点的应用38.1.3 位涡思想的应用78.1.4 经验预报法108.2 气象要素预报11气象要素预报118.2.1 几种主要气象要素形成的宏观条件118.2.2 垂直运动的定性判断178.2.3 用天气学方法制作气象要素预报的一般思路和方法238.2.4 数值预报产品的统计释用258.3 卫星、雷达探测资料的应用278.3.1 气象卫星探测资料的应用278.3.2 雷达探测资料的应用298.4 天气预报业务现代化系统简介30习题31参考文献31引言天气变化与人们
2、的生产活动、社会活动、军事活动以及日常生活都有着十分密切的关系。因此，自古以来，人们总是充分利用有利的天气，避开和预防不利的天气，以减少不必要的损失，获得最大的社会和经济效益。天气预报是根据气象观（探）测资料，应用天气学、动力学、统计学的原理和方法，对某区域或某地点未来一定时段的天气状况作出定性或定量的预测。准确的天气预报一直是大气科学研究的一个重要目标。伴随着科技的不断进步，天气预报的历史大致经历了从单站预报阶段到目前的综合应用数值预报、卫星、雷达、风廓线仪等先进技术的阶段。目前常用的天气预报技术方法主要有：天气学预报方法、统计学预报方法和动力学预报方法，以及由这三种基本预报方法相互结合形成
3、的天气统计预报方法、动力统计预报方法（MOS法和PP法）和天气动力预报方法等。气象卫星、天气雷达等先进探测技术的广泛应用，以及人工智能技术（如专家系统、神经网络）的应用极大地改善了天气预报。面对不断膨胀的气象信息资料，借助计算机可视化技术发展起来的人机交互式的预报工作平台在预报业务现代化建设方面发挥着日益重要的作用。天气预报正朝着客观化、自动化、定量化、综合化、智能化方向发展，以适应社会不断发展的需要。然而，值得指出的是，天气预报技术作为“科学与艺术的混合体”，预报员在整个预报自动化系统中的作用是不可缺少的。为此，学好包括天气学在内的大气科学理论和方法，对于做好天气预报工作是至关重要的。天气预
4、报的种类按预报时效可大致分为，临近预报（02小时）、甚短期预报（212小时）、短期预报（1248小时）、中期预报（310天）、长期预报（10天以上）等；按服务对象可划分为，日常天气预报和专业天气预报（如航空天气预报等）；按预报范围可大致划分为区域预报和站点预报等。由于服务对象不同，在预报项目、预报时效、预报用语等方面都存在一定的差异。本章重点讨论短期天气预报问题。8.1 天气形势预报的基本方法天气形势预报的基本方法天气预报分为天气形势预报和气象要素预报两部分。所谓天气形势预报，就是预报各种天气系统的生消、移动和强度的变化，它是气象要素预报的基础。形势预报的方法可分为两大类：一类是数值预报方法，
5、另一类是天气学方法，本节主要讨论利用天气学方法制作天气形势预报的常用方法。天气学方法是一种定性的、经验性的预报方法。虽然目前天气形势的预报主要依靠数值预报方法，但是在很多情况下，天气学方法仍然是一种十分重要的常用方法，本节主要对天气形势预报方法的基本思路作一介绍。8.1.1 趋势法根据最近一段时间内天气系统演变的趋势，预报未来短时间内天气系统强度变化及移动，这种方法叫做趋势法。趋势法通常分为外推法和运动学方法两种。1.外推法根据最近一段时间内天气系统的移动速度和强度变化的规律，顺时外延，预报出系统未来的移动速度和强度变化，这种方法叫做外推法。外推法又可分为两种情况；一种是系统的移动速度或强度变
6、化基本上不随时间而改变，按这种规律外推，叫做直线外推；另一种是当系统的移动速度或强度变化接近“等加速”状态时，外推时要考虑它们的“加速”情况，按这种规律外推，叫做曲线外推。应用外推法可以对高、低压系统和槽、脊的移动和强度作出预报。直线外推时只需要根据当时和上一时次的两张天气图即可进行，而曲线外推需要利用三张（或以上）天气图进行比较。显然，曲线外推要比直线外推更全面些，但是由于实际天气过程的复杂性，曲线外推并不一定比直线外推更准确，因此，使用外推法时必须结合其它预报方法灵活使用。2.运动学方法利用气压系统过去移动和强度变化所造成的变高（或变压）的分布特点，通过运动学公式导出的一系列定性预报规则，
7、来预报系统未来的移动速度和强度变化的方法，叫做运动学方法。下面给出一些常用的定性预报规则：（1）槽线沿着变压或变高梯度方向移动，脊线沿变压或变高升度方向移动。（2）槽线（脊线）移动速度的大小与变压或变高梯度（升度）成正比，与槽线（脊线）的强度成反比，即在变压或变高梯度（升度）相同的情况下，强槽（脊）比弱槽（脊）移动得慢。（3）正圆形的低压（高压）沿变压梯度（升度）方向移动，移动速度的大小与变压梯度（升度）成正比，与系统中心强度成反比。（4）椭圆形高压（低压）的移动方向介于变压升度（梯度）与长轴之间；长轴越长，移动方向越接近于长轴。移动速度的大小与变压升度（梯度）成正比，与系统中心强度成反比。（
8、5）从原则上说，当低压中心或槽线上出现负变压（正变压）时，低压或槽将加深（填塞）；当高压中心或脊线上出现正变压（负变压）时，高压或脊线将加强（减弱）。以上介绍的预报规则，是指瞬时的情形。实际工作中，常用三小时变压和24小时变高（变压）代替，因此有必要对这些规则作适当的修改。根据分析和实际经验，对于3小时变压来说，若系统移动比较缓慢且系统中心有较宽广的均压区时，以上的定性规则仍可应用。对于24小时变压（变高），移动规则同上，强度规则可修改成：如果槽线（脊线）的平均位置处于24小时变高零线附近，则槽线（脊线）强度变化不大；当平均槽线（脊线）位置上出现负的（正的）24小时变高时，槽线（脊线）加强；反
9、之，槽线（脊线）减弱。总之，当天气系统的移动和强度无突然变化或无天气系统的新生、消亡时，应用上述趋势法的较果较好；反之，预报往往与实际不相符合。8.1.2 涡度观点的应用依据涡度观点，可以将各种天气系统看作是流场中的涡旋运动。对于高空槽、脊系统而言，气旋性涡度增大，槽加深；反气旋性涡度增大，脊加强。同样，对于地面系统而言，气旋性涡度增大的地方，有利于地面气旋的发生和发展，反气旋性涡度增大的地方，有利于地面反气旋的发生和发展。在第四章中，为了简化所讨论的问题，我们介绍了考虑大气斜压性的平均层涡度方程，作为讨论高空形势预报的基本方程。根据这个方程可知，平均层上的涡度局地变化主要由四个因子引起，即：
10、平均层上的相对涡度平流，热成风涡度平流，地转涡度平流和地形作用。同时，我们还给出了地面气旋（反气旋）发展方程式。下面将简要地讨论一下在天气图上定性判断相对涡度平流和热成风涡度平流的方法，以及引导气流原理的应用问题。1.相对涡度平流的定性讨论 图8.1 等高线分布形状与涡度局地变化 根据实际计算，（8.1c）式中右端三项中疏密项作用较小，只在高空急流两侧附近较重要。等高线散合项和曲率项作用一般同时存在，两项之和的数值约为疏密项的25倍。在很多情况下，一般着重考虑前两项。因为在槽（脊）线上曲率最大（小），故曲率项为零，其作用只是使槽（脊）线东移。因此，槽（脊）线的发展主要是由散合项所决定的。由上面
11、的讨论可以得到以下几条定性规则：（1）疏散槽（疏散脊）是发展的；汇合槽（汇合脊）是减弱的（如图8.2所示）。（2）对称性的槽（脊）没有发展，当槽（脊）前疏散，槽（脊）后汇合时，槽（脊）移动迅速；当槽（脊）前汇合，槽（脊）后疏散时，槽（脊）移动缓慢（如图8.3所示）。图8.2 非对称槽脊线的强度变化 图8.3 对称槽脊线的移动快慢 2.热成风涡度平流的定性讨论 图8.4 中纬度地区斜压槽的温压场结构示意图，图中带箭头的实线为500hPa流场，虚线为 1000-500hPa等厚度线。 3.引导气流原理的应用空中冷平流地区地面加压，空中暖平流地区地面减压。在地面系统生成之前，温度平流一般表现得较为微
12、弱，但在地面闭合流型出现后，温度平流就迅速变得明显了。在气旋中心或反气旋中心，风速为零，上空的地转风等于气层的热成风，温度平流为零，即温度平流零线通过气旋中心。气旋前部（反气旋后部）为暖平流地区，地面降压，局地气旋性涡度随时间增大；气旋后部（反气旋前部）为冷平流地区，地面加压，局地反气旋性涡度随时间增大。所以温度平流的作用主要是使气旋、反气旋向前移动（参见第四章）。可以证明，地面高、低压中心的移动速度与系统中心上空平均层上的地转风一致。实际工作中可利用700hPa或 500hPa等压面上的地转风加以适当订正以预报地面系统中心的移动，这就是所谓的“引导气流原理”（如图8.5所示）。在一般情况下，
13、地面气旋和反气旋大致以平均层引导气流的方向移动，稍有偏差，气旋常偏于预报时引导气流的右侧，反气旋常偏于预报时引导气流的左侧。引导气流越强，偏差角度越小。引导速度的大小比平均层风速小一些，根据统计，地面气压系统中心的移动速度为其上空500hPa风速的0.5-0.7倍，700hPa风速的0.8-1.0倍。通常夏季引导层较高，常用500hPa等压面作引导层，冬季引导层较低，常用700hPa等压面作引导层。图8.5 引导气流原理示意图 8.1.3 位涡思想的应用1.位涡及其分析方法 图8.6为经向剖面上100hPa以下气层中大气位涡和位温的气候分布示意图。图中=315K等位温面的分布呈现出自热带地区对
14、流层低层向中纬度地区对流层顶方向倾斜上升，然后在平流层中开始变平的现象。位涡向上和向极地方向增大，在对流层中位涡一般小于1.5个PVU，而平流层中的位涡大于4个PVU。图中很清楚地显示出，在对流层顶附近位涡从1.5PVU突然增大到4PVU，然后在平流层中位涡随高度迅速增大。图8.6经向剖面上100hpa以下气层中位涡和位温分布示意图。细实线为等位温线，间隔30K，粗实线为等位涡线，分别为0.5,1,2,4,10 PVU，圆圈表示对流层顶（取自Hoskins,1997）。 根据实际天气分析预报工作需要，通常有三种位涡分析方法，即在等位温面上分析等位涡线，亦称等熵位涡分析（IPV分析）；在等位涡面
15、上分析等位温线，亦称等位涡位温分析（iso-PV分析）；以及分析等位涡面的位势高度，亦称动力对流层顶（dynamic tropopause）分析。由于PV和在绝热条件下的守恒性，前两种分析方法对于诊断某一时段内模式大气或实际大气的运动状况是比较理想的。在作IPV分析时，一般选取与极锋地区对流层顶相重合的等位温面，在北半球冬季可取=315K，夏季取=325K。在这两个特殊的面上，PV=2（或3）的等值线可以被看作是来自低纬地区对流层低值PV大气与来自高纬地区平流层高值PV大气之间的边界。通常称在很高纬度地区能够发现的平流层大气为平流层大气库（stratospheric reservoir）。显然
16、，在绝热、无摩擦条件下，等PV线将在这两个面上作平流运动。等熵位涡分析中经常可以见到，高值位涡区伸向南方的正位涡异常区和低值位涡区指向北方的负位涡异常区，这些位涡异常区随空中气流作平流运动，其形状发生改变，有时甚至从源地被切断。因此，利用位涡异常区的这种物质守恒性质可以识别和追踪大气扰动的演变过程。在作等位涡位温分析和动力对流层顶分析时，通常选取PV=2这个特殊的等位涡面。这是由于PV=2介于平流层大气PV和对流层大气PV数值之间，在副热带急流以北地区PV=2的等位涡面接近于实际大气的对流层顶，一般称之为动力对流层顶。因此在这个位涡面上作分析的意义是显而易见的。在PV=2的面上，数值较低的大气
17、对应于高纬地区大气，而 数值较高的大气对应于低纬大气。在绝热条件下，等线也将作平流运动。分析PV面的位势高度具有两个优点，一是它可以直接反映正的位涡异常对低空大气的影响程度，当对流层顶（局地正的位涡异常）下降时（例如处于一个发展着的气旋后部），相应地，PV=2的等位涡面的高度下降，对地面系统发展的影响加大；二是PV=2的等位涡面高度与业务工作中常用的对流层顶高度图的关系密切，两者的图形十分相似，而且在PV=2面上的特征更为明显。图8.7所示为一次500 hPa冷槽形势下的三种位涡分析图实例。对应于500 hPa高度槽区，在315K面上表现为来自高纬平流层大气的高PV区，在PV=2面上表现为来自
18、高纬大气的低值区，在PV=2高度图上则显示出动力性对流层顶降低的特征。注意，在位涡分析图上显示出比等压面图上更为精细的特征。图8.7 1994年2月26日1200UTC 500 hPa高度场与三种位涡分析图对比实例。(a)315K等位温面PV分析，等值线间隔1PVU；(b)PV=2面上的位温分析 ，等值线间隔5K；(c)500 hPa 高度场分析，等值线间隔60位势米 ；(d)PV=2面的高度分析，等值线间隔70位势米 (取自Mansfield,1996)。 2.等熵位涡思想的基本要点及其应用位涡具有两个基本性质：一是守恒性，即在绝热无摩擦条件下，运动大气的位涡保持不变；二是反演性，在给定位涡
19、的分布及适当的边界条件，并假定运动是平衡的（地转平衡，梯度风平衡）情况下，可以反演出同一时刻的风、温度、位势高度、垂直运动的分布。利用等熵面上位涡的守恒性和反演性原理可以解释准平衡大气运动的动力学特征，Hoskins等人(1985)称这种方法为“等熵位涡思想（IPV thinking）”。其基本要点是：(1) 将大气结构看成是由基本气流及高空正、负位涡异常迭加在地面正、负位温异常之上所组成。而在涡度观点中，将大气结构看成是由高空移动性的槽、脊迭加在地面气旋、反气旋之上所组成的。(2) 围绕高空正位涡异常（即位涡比周围地区高的地区）中心及周围地区出现气旋性风场，围绕高空负位涡异常（即位涡比周围地
20、区低的地区）中心及周围地区出现反气旋性风场；对于近地面层而言，当有正温度异常出现时，对应一个气旋性风场，而负温度异常对应一个反气旋性风场。上述各异常所诱生的风场之和组成了总的风场。在中纬度地区，对于典型的（水平尺度为1000 km）IPV异常，其诱生风场的垂直尺度至少可以达到对流层的平均厚度。(3) 假设大气运动是绝热无摩擦的，位涡在等熵面上作平流运动，由此引起位涡的局地变化。(4) 各异常区所诱生的风场将改变IPV的分布。(5) 由此造成的新的IPV分布又与新的诱生风场相联系。上述(4)和(5)的连续相互作用就是等熵位涡思想的核心所在。天气系统的强烈发展过程往往发生在当对流层顶附近正的位涡异
21、常区东移迭加在低空原先已经存在的锋区之上，气压、风、质量之间原来的平衡关系遭到破坏以后。由高空正位涡异常区诱生的气旋性环流，造成在高空正位涡异常区前方有暖空气向北平流，结果在地面形成明显的正位温异常区（它稍位于高空异常区的前方），该异常区亦将相应地诱生出一个气旋性环流。上述两个高、低空异常区的同位相迭加，使得它们各自所诱生的气旋性环流将进一步发展。只要低空异常区保持位于高空异常区之前，与高空异常区相联系的、位于其后方的、向赤道方向运动的气流将使高值IPV空气向南方平流，从而加强了高空正位涡异常。这就是一种所谓的“自我发展（self-development）”过程。这种过程直至上下两个异常区的轴
22、线垂直，新的平衡建立为止。上述过程恰好就是天气系统（地面气旋）发生、发展的过程。利用IPV思想，还可以解释地面气旋的移动，高空系统的形成和移动，地形对地面气旋和反气旋移动的影响，以及高空波动的侧向和垂直传播等,有兴趣的读者可参阅Bluestein(1993)所著的中纬度天气动力气象学中的有关章节。IPV思想的主要优点是，它能够识别出具有重要动力学意义的，且比等压面上所显示的更为精细的高空形势特征，估计潜在的发展趋势，追踪高空系统的演变等。IPV思想将越来越被广泛地应用于实际天气预报业务工作中去。在自由大气中，非绝热加热的作用是十分重要的。前面已经提到，在凝结加热区下方，大气的位涡增大，而在其上
23、方位涡减小，变化量可达到每天一个PVU。因此，中纬度地区低压系统中的潜热释放将导致低空气旋性环流的显著增强，并且使位于其前方的高空高压脊得到显著的发展。另外，在实际业务预报工作实践中，人们发现，在中纬度地区（特别是在极锋附近及其以北地区），位涡特征与卫星水汽图像特征之间存在着一种良好的对应关系，即水汽图像上狭长的干区（dry slot）往往与位涡“槽”底和位涡大值区前缘相对应，最干区域一般对应于位涡梯度最强区或等位涡线最大的弯曲处。利用这种对应关系，可以检测数值预报模式预报结果的误差，特别是在卫星红外云图或可见光云图上的无云区或当云层尚未出现时，通过比较位涡图和水汽图像上的特征，可以发现模式结
24、果的误差。同样，当位涡特征与水汽图特征配合良好时，表明模式结果是好的，可信的，至少在对流层高层是这样。位涡的形状分布特征对于天气系统发展是极为重要的，如果模式出现差错，水汽图像上的特征形状往往是反映实际大气运动状况的，因而对预报有指示意义。 最后需要指出的是，远离极锋，特别是在其暖区，上述对应关系不成立。8.1.4 经验预报法一般来说，在不同时间的天气图上的天气形势和天气过程是没有完全相同的。但是，如果只考虑其主要方面，忽略次要方面，在大量的历史天气图中，总可以归纳出若干具有代表性的天气形势和天气过程，以此作为预报模式。在预报天气形势时，如果当时的天气形势和过程与某一模式的前期情况相似，我们就
25、可以参考该模式的后期形势进行预报。这种方法称为相似形势法，或模式法。例如我国的寒潮天气过程就可以基本上归纳为小槽发展型、横槽转竖型、低槽东移型和纬向环流型等几种模式。但实际天气过程不会与典型过程完全一致，所以在用相似形势法进行预报时，还必须着重分析影响当时天气系统运动发展的其它因素，预报模式只能作为一种参考。对大量的历史资料用统计的方法，统计出各种天气系统的移动路径、速度和中心强度等的平均数据，以便在预报时作参考。例如，统计表明，在冬季，我国北方（35o以北）高空槽移速多在40 km/h以上，而在夏季，高空槽移速只有25 km/h左右。类似地还可以统计出气旋移速和锋面移速等等，统计的数据可以作
26、为预报时的参考。这种方法称为统计资料法。针对某些天气系统或天气过程，寻找预报指标，亦是一种很重要的经验预报法。一般来说，在寻找某种天气过程的预报指标之前，必须对过去所发生过的这类天气过程进行普查分析，找出它们的共性，同时找出它们与其它天气过程不同的特性，然后进行归纳，统计得出预报指标。 另外，在预报天气形势时，不能孤立地只考虑一个天气系统本身的发展和移动。例如，一个低槽发展与否，固然与其本身的温压场结构以及地形、摩擦、热力等对它的影响有关，而且还和周围系统的变化有密切的联系。再如当两个大小差不多的深厚低压（如台风）相隔较近时，就有围绕两者中心连线的中点相互作反时针旋转的趋势。当两个气旋相互接近
27、时，通常是一个加强，另一个减弱；或两者合并加强。同样，两高压相互合并时，也有加强的现象。不同纬度的西风气流中的天气系统，由于移速不同，当同位相迭加时，槽、脊发展；当反位相迭加时，槽、脊减弱。当两支气流中的槽、脊不同相，也不是完全反相时，由于气流的汇合和疏散，也可引起槽、脊强度的变化。所以在预报时必须根据当时的实际情况进行具体的分析。有时长波槽、脊很少移动，几乎静止。这时如果上游系统开始明显移动，下游系统也将移动；如果东亚大槽移动很少，在它西面的槽、脊也将减速。8.2 气象要素预报气象要素预报气象要素预报的内容很多，主要包括风、气温、雾、云和降水等气象要素的预报。预报气象要素，主要采用天气学方法
28、、统计预报方法及动力统计预报方法（MOS法和PP法）。本节在分析了几种主要的气象要素形成的宏观条件基础上，将简要地介绍应用天气学方法制作气象要素预报的一般思路和方法、数值预报产品统计释用的基本概念以及目前所采用的综合预报方法的一般思路。8.2.1 几种主要气象要素形成的宏观条件1.风由地转风和梯度风公式可知，风的方向在北半球可以按背风而立，右侧为高压的原则来确定（在地面图上还要注意由地面摩擦引起的风和等压线的交角，风向偏向低压一侧），而风的强度则可以根据气压梯度或位势高度梯度的大小来确定。但实际风并不是地转风也不是梯度风，还要加以订正才能得到。在天气图上等压线或等高线的疏密程度表示气压梯度的大
29、小。等压线或等高线愈密集则气压梯度愈大，风力也就愈大；反之则愈小。因为在地转风或梯度风公式中还有地转参数的作用，即低纬度f小，在同样的气压梯度下，低纬度风力要比高纬度大。 在边界层内，除了摩擦作用外，变压风是造成地转偏差的另一个重要因素。变压风沿变压梯度方向吹，大小与变压梯度成正比。因此，变压的影响，可使风向偏离等压线造成超、次梯度风，尤其在气压场较弱的情况下，会出现风几乎沿变压梯度方向吹的现象。除了上述风和气压的关系外，风还具有很强的地方性特点。在二个平行高山之间的狭长地带，如果风沿着这一地带吹，那么风力就可能大于地转风，这就是“狭管效应”。台湾海峡位于浙闽山系与台湾的玉山山脉之间，它的走向
30、略呈东北-西南向，狭管效应非常明显。每当台湾海峡吹东北风时最易出现大风。在山区，风还受到山谷风的影响，白天有山风，夜间有谷风。在沿海地区，受海陆风影响，白天吹海风，夜里吹陆风。当高空风和地面风方向一致时，在白天云量较少的情况下，由于地面受热而有对流及乱流发生，这时高空和地面就有动量的交换。如果高空风速比较大，则白天地面的风速就会加大，而至夜里风速又减少。这种白天风速加强的现象是由高空动量下传引起的。2.气温由热力学第一定律可知，影响某地气温变化的因子主要有温度平流的影响，垂直运动的影响以及非绝热因子的影响。（1）温度平流的影响 （2）垂直运动的影响 （3）非绝热因子的影响 气温日变化的大小，是
31、预报员制作日最高和最低气温预报时要考虑的一个十分重要的问题。这里主要讨论在同一气团控制下，由某些气象气素，通过非绝热因子引起的气温日变化的问题。这些要素是：云的影响。决定地面气温日变化的最根本的因子是太阳辐射，而云是影响辐射的，因而云对地面热量收支有很大的影响。当白天有云时，可以减少地面得到的太阳辐射，使增温减少。当夜晚有云时，可以增加向地面的反辐射，减少地面的有效辐射，使降温减少。这里云层起到了“花房效应”。因此，晴天气温日变化大，阴天气温日变化小。如果白天晴天，夜里多云，则最高气温高。如果白天阴天夜里晴天，则最低气温低。当然，云量越多，持续时间越长，云底越低且云层越厚，这种差别就越明显。风
32、的影响。湍流交换强度在很大程度上决定于风速的大小。白天因地面接受太阳辐射而增暖，气温随高度而降低，湍流交换将地面热量向上传，使地面气温增加削弱。风强时，湍流向上的热通量也强，使白天最高气温不致太高。风弱时相反。夜间，地面辐射冷却，经常有辐射逆温，湍流将热量往下传。风强时，这种向下的通量也大，使最低气温不致太低。风弱或无风时，最低气温会较低。所以，在风强的日子里，气温日变化小，风弱时气温日变化大。低层大气稳定度的影响。湍流热量交换不仅与风速大小有关，而且还与层结稳定度有关。如低层大气层结稳定时，地面热量不易向上传递到较高层次，日出后地面接受太阳辐射，大量热量聚积在近地面气层内，气温剧烈上升，因此
33、气温日变化大。如层结稳定度小，则湍流容易将地面热量传送到较高层次，日出后地面气温缓慢上升，因此气温日变化小。地表湿度的影响。地表干湿程度是影响土壤热通量的重要参数。如地面潮湿，地面把白天接受的大量太阳辐射热量，向土壤深处传递，使地面最高气温不致太高。在夜间湿润土壤中的热量又上传至地表，补偿一部分地面的辐射冷却，使地面最低气温不致太低。同时，由于地面潮湿，白天蒸发量较大，消耗热量也多，而夜间容易产生凝结（如霜、露等），放出潜热，同样也使气温日较差减小。所以湿润的沼泽、草原、植被覆盖下的下垫面，气温日变化小。石滩、沙漠、无植被覆盖的下垫面，气温日变化大。另外，大量的研究发现，城市与其周围郊区乡村的
34、气象要素存在着明显的差别。在大城市内，由于人口稠密，高楼林立，大多数建筑物为沙石和钢筋混凝土建成，它们的热传导率和热容量都很高，加上建筑物本身对风的阻挡作用，因而使城市中的年平均气温比郊区乡村的高。这种现象称为城市热岛效应。因此，在制作温度预报时，必须因地制宜，考虑到这种效应的作用。3.雾雾是悬浮于近地面气层中的水滴、冰晶或两者的混合物，使水平能见度小于1 km的一种天气现象，如果水平能见度等于或大于1 km 而小于10 km时，称为轻雾。根据其形成条件的不同，可分为辐射雾、平流雾、上坡雾、锋面雾等。其中最常见的是辐射雾和平流雾。（1）辐射雾由于辐射冷却而形成的雾，称为辐射雾。它是由于近地面层
35、强烈的辐射冷却，使潮湿空气的温度降低到露点温度而形成的。它多出现于晴朗、微风且近地面水汽又比较充沛的夜间或早晨。我国内陆地区，秋冬两季辐射雾出现得比较多，特别是在雨（雪）后突然夜间转晴时，最容易出现辐射雾。在晴朗无云的夜间，地面有效辐射强盛，散热迅速，近地面层降温多，有利于水汽凝结和低空形成辐射逆温层，使近地面层中的大量雾滴聚集起来而形成雾。阴天或多云时不利于辐射冷却，因此阴天夜间很少有雾。但是，能否形成一定厚度的辐射雾，还要看有无适度的湍流存在，因为地面辐射冷却作用所及气层的厚薄是与湍流强度有关的。无风时，湍流微弱，只有贴近地表相当薄的气层中失热冷却，这时仅能形成露、霜或浅雾；微风（13 m
36、/s）时，有一定强度的湍流混合作用存在，它既能使冷却作用扩展至适当的气层中去，又不影响下层空气的充分冷却和水汽的保存，最有利于雾的形成；强风时，湍流混合层过厚，上层热量大量下传，妨碍近地面层的冷却，气温不易降到露点温度，同时，下层水汽也将大量上传，使低层水汽减少，不利于雾的形成。近地面层空气湿度大时，只要气温稍有下降，水汽就会发生凝结，所以近地面层湿度越大，湿层越厚，越有利于雾的形成；相反，空气干燥，则不利于雾的形成。另外，当近地面气层比较稳定或有逆温存在时，有利于水汽和尘埃杂质的聚集，如又有辐射冷却作用便容易形成雾；当气层不稳定时，有利于上下层热量交换和水汽扩散，而不利于雾的形成。由此可见，
37、晴夜，微风，近地面层中水汽充沛，以及气层比较稳定或有逆温存在，是形成辐射雾的四个有利条件，它们常与一定的地面天气形势相伴出现。在我国，常见的天气形势有：（1）弱高压（脊），因为这些地区多为晴天少云天气，同时风力微弱，只要低层有足够的水汽，就会形成辐射雾；（2）鞍形场或均压场，由于这些地区气压梯度弱，风速小，风向不定，若天气晴好，低层水汽充沛，就容易有辐射雾的形成。（2）平流雾暖而湿的空气流经冷的地表面，或者海洋上暖而湿的空气流到冷的大陆上，或者海洋中暖海面上的空气流到冷的海面上，贴近下垫面的空气冷却凝结而形成的雾，称为平流雾。在我国，平流雾多出现在沿海地区。在冬半年，陆地冷，暖湿的海洋空气吹向
38、陆地时容易形成平流雾。因平流而形成雾的条件有：（1）平流条件：风速中度。平流是风速、风向的函数，平流量大小与风速成正比，风速大，平流引起的空气与下垫面的温差大，容易冷却，如其它条件适当，则容易形成雾。但是另一方面，风速大，湍流也强，容易将热量向下传递，这样就会抵消冷却的作用；风速太小，平流引起的空气与下垫面的温差也小，不易形成雾，同时风太小，湍流也很弱，仅能使下垫面上很浅薄的一层空气冷却，即使形成雾也很浅薄。因此，只有在中等风速的条件下，不但能源源不断地送来暖湿空气，而且因有一定强度的湍流，使雾达到一定的厚度。根据我国沿海一些台站的统计，形成平流雾时的风速多在27 m/s之间。就风向来说，近于
39、与地面等温线相垂直为宜。（2）冷却条件：平流过来的暖湿空气与冷下垫面之间的温差越大，低层冷却越厉害，平流逆温越强，就越有利于平流雾的形成。所以，在水平温度梯度比较大的海陆交界地区和冷、暖洋流交界的地区，最有利于平流雾的形成。（3）湿度条件：平流过来的暖空气，湿度大，也是形成平流雾不可缺少的条件。（4）层结条件：出现平流雾时，低层一般都有比较稳定的层结，这样可以使低层水汽在稳定的层结下聚集，有利于平流雾的形成。逆温层一般在850 hPa以下，逆温层底有时与地（海）面相接。我国沿海地区出现平流雾时，最常见的天气形势有：（1）入海变性高压西部，（2）太平洋暖高压西伸脊西部，（3）气旋和低槽东部。4.
40、云云是大气中的水汽凝结或凝华而产生的。云的生成和演变与降水有着密切的关系，并对温度、湿度、空中能见度以及日照的变化都有重要的影响。形成云的基本条件有两个：一是空中要有足够的水汽，二是要有使空气中的水汽发生凝结的冷却过程，主要是由上升运动引起的绝热冷却。当然水汽凝结是要有凝结核的，由于空气中的凝结核总是具备的，所以我们不单独分析它。上述两个基本条件对于云的形成是缺一不可的。如果干空气转变为湿空气，增热过程转变为冷却过程，则对云的生成和发展有利；反之，就不利于云的生成，或使已形成的云减弱以至消散。所以干和湿，冷却和增温是制约云的生消的两对基本矛盾。一般将云底高度低于2500 m的云称为低云。低云是
41、由大气低层的水汽凝结或凝华而形成的。所以预报低云时，应着重分析大气低层（地面和850hPa）的水汽条件和冷却过程。低云直接受到地形、地表性质的影响，因而具有明显的地方性特点。例如，我国东部和南部沿海地区，由于水汽充沛，出现低云的频率远比内陆为高，云底高度也较低；而在我国西北的内陆沙漠地区就很少出现低云天气，即使出现，其云底也较高。根据我国各地出现低云时所对应的天气形势及形成低云的主要物理过程，可大致归纳为锋面低云、平（回）流低云，扰动低云和对流低云四种。它们之间不是完全孤立的，而是互相联系的，在一定条件下可以互相转化。例如，在平（回）流形势下的平（回）流低云，当有冷锋过境时可以转化为锋面低云，
42、出现锋面低云后如果锋后冷空气势力较强，低层湿度又较大，常会转化为冷高压前部的扰动低云。因此，在制作低云预报时，不仅要掌握各类低云的特点，而且还应注意它们之间的转化规律。中高云一般是指云底高度高于2500 m的云，中云指Ac,As之类的云，云底高度一般为2500m6000 m；高云指Ci,Cs,Cc之类的云，出现在600012000 m高度上，中高云是在中高空（主要指700hPa,500hPa）上升运动作用下，使空气冷却凝结或凝华而形成的。中高空水汽来源主要是靠水平输送，冷却主要靠系统性的上升运动和波动。所以中高云的演变与中高空天气形势关系最为密切。根据我国的经验，一般说来，在高空槽和低涡的前部
43、，暖平流区，锋区附近，都有利于中高云发展；而在低槽和低涡的后部，冷平流区，深厚的暖高压和浅薄的热低压中，都不利于中高云的生成。因此，只有正确判断中高空温压场形势的变化，并把中高云实况和形势结合起来分析，才能作好中高云的预报。5.降水降水是云的产物。但是，有云不一定有降水。只有当云滴增大到一定程度后，才能产生降水。因此，要形成降水，必须具备二个必要的条件，一是要有比形成云更充足的水汽供应（输送），二是要有更强的上升运动。较强的上升运动，如果能持续一段时间，那么就会产生持续的绝热冷却。由于冷却，充足的水汽就会达到过饱和而发生凝结，以致形成云和降水。水汽是形成降水的最基本条件。在预报降水时，应对大气
44、中的水汽含量、水汽来源和水汽输送等作出全面的分析。大气中的水汽主要集中在对流层下半部，低层（850hPa和700hPa）是水汽的主要输送层。因此，在850hPa和700hPa二个层次上都有强的水汽输送，自然要比只有在850hPa或700hPa上才有强的水汽输送更有利于降大雨。 大气中有了充足的水汽以后，还必须有使水汽冷却凝结的条件，才能形成降水。大气中的冷却过程很多，对于降水来说，促使水汽冷却凝结的主要条件是上升运动，因为它能使空中水汽在较短的时间内产生大量的冷却凝结。上升运动基本上可以分为两类：一类是属于大范围的、系统性的上升运动，另一类是与大气层结不稳定相联系的对流上升运动（已在前一章中介
45、绍过）。大范围、系统性的上升运动往往与锋面、气旋、切变线、低涡及空中槽等西风带低值天气系统相联系，也包括热带气旋、ITCZ、东风波等热带天气系统，还包括低空急流、气流汇合带等流场系统以及热带云团等系统。因此，学习和掌握它们的活动规律及其降水特点，对于做好降水预报是非常必要的。我国中央气象台规定，日降水量大于或等于50 mm的降水现象为暴雨, 大于或等于100 mm的为大暴雨, 大于或等于200 mm的为特大暴雨。暴雨是我国主要的灾害性天气之一。暴雨形成的宏观条件为，充沛的水汽供应，强烈的上升运动，持久的作用时间以及有利的地形等。8.2.2 垂直运动的定性判断垂直运动的分析判断在天气分析预报中有
46、着特殊重要的作用。大尺度垂直运动的分布决定了大范围天气现象的分布，下沉运动区多为晴空或少云区，上升运动区则常与阴雨天气区相对应。尺度较小的对流性天气也与垂直运动有关，因为层结不稳定的大气只有在一定的上升运动条件下，潜在的不稳定能量才会释放出来形成对流天气。此外，垂直运动还可以作为天气形势变化的指标。在国家气象中心和其它主要气象中心提供大量的定量指导性产品以及气象台站计算能力不断增长的情况下，定性判断垂直运动在许多情况下仍然是十分有用的。首先，有时只有气压和温度场，但没有相应的垂直运动诊断，这时预报员可以利用逐时观测的区域性地面分析图，定性判断垂直运动；其次，即使有预报的垂直运动场，由于数值预报
47、不可避免地存在着误差，可疑之处也不时发生，预报员希望通过定性查看气压和温度场的结构配置，来确定预报的上升和下沉运动是否合理。在这些情形中，定性判断可能不如更精细的计算（参见第二章）准确，但肯定是有用的。很难想象在可预见的将来上述情况将不会出现。1.低层气流的辐合作用低层有气流的辐合，根据连续方程，就相应地存在着上升运动。判断低层气流的辐合主要有以下方法：(1) 根据地面等压线或850hPa等高线的形势来判断在摩擦层中，由于摩擦效应，使风向偏离等压线（或等高线）的方向，并指向低压一侧。因此，在低压区和等压线呈气旋式弯曲的部位有气流的辐合，且气旋式曲率越大辐合越强；在高压区和等压线呈反气旋式弯曲的
48、部位有气流的辐散，且反气旋式曲率越大辐散越强。因而在分析上升运动时，要注意地面图和850hPa图上的低压、槽和低涡的动向，在它们的气旋式曲率最大的部位（如槽、低压内部），有较强的上升运动。在气压梯度较小的反气旋外围，有时等压线也会出现气旋式弯曲，有上升运动。（2）根据低层的风场来判断分析低层大气的散合及其强度，通常要根据850hPa（或700hPa）图上的风向风速分布来考虑。可以归纳出几种常见的辐合型式，如图8.8所示。此外， 为便于了解低层辐合的分布，通常在850hPa图上除了分析槽线、切变线外，在风向或风速的辐合地带还可加画出辐合线和辐合区，以便在作降水预报时，注意这些辐合线（区）、切变线和槽线等的未来动向。图8.8 几种常见的辐合型式 （3）根据低层变高（压）场判断由于西风带系统一般是自西向东移动的，在低压的东部和高压的西部为负变高（压）区，因而有上升运动；而在低压西部和高压东部为正变高（压）区，有下沉运动。当低压加深、高压减弱时，有负变高（压），上升运动；当低压
