第二节要素预报

第二章要素预报学习要点

本章介绍了天空状况、天气现象、降水量、温、湿、风等常规气象要素的预报方法和预报思路。

天空状况、天气现象、降水量、温、湿、风等常规气象要素的预报，是各级气象台站日常业务预报服务的基本内容。只有正确分析和预报大气运动变化过程，才有可能准确预报气象要素。在实际业务中，也经常遇到天气过程预报正确，而天气预报还是不成功的情况。原因是多方面的，如：没考虑到季节变化，没注意到地形条件的影响等。因此，要制作出正确的气象要素预报，除考虑天气形势发展变化外，还要弄清楚当前气象要素和天气现象本身的变化规律，并考虑这种变化对其它气象要素的性质和整个天气性质的影响。同时，还需注意到自然地理、地形特点对气象要素可能产生的影响。2.1天空状况2.1.1天空状况的基本含义天空状况是以实际云量、云属和云高等大气状况和阳光投射程度来决定的，分晴天、少云、多云、阴天四种情况（中国人民解放军空军司令部1977）。当出现浓雾、沙尘暴等天气现象时，天空状况为不可辨。

详情进入天空状况是以实际云量、云属和云高等大气状况和阳光投射程度来决定的，分晴天、少云、多云、阴天四种情况（中国人民解放军空军司令部1977）。当出现浓雾、沙尘暴等天气现象时，天空状况为不可辨。晴天：天空无云，或有中、低云量不到1成，高云量在4成以下；少云：天空中有1～3成的中、低云，或有4～5成的高云；多云：天空中有4～7成的中、低云，或有6～10成的高云；阴天：天空阴暗，密布云层，或稍有云隙，而仍感到阴暗。隐藏2.1.2云状、云量、云高云是悬浮在空中由大量水滴、冰晶或二者的混合体组成的可见聚合体，底部不接触地面。云的运动可显示气流的移向、移速。云状的演变常常也能表明大气的结构状况和天气变化。云和雾没有本质的不同，区别仅在于雾的下界是地面，而云底和地面间有一段距离。

详情进入云的外形称云状。可划分为十个类型：卷云Ci、卷积云Cc、卷层云Cs、高积云Ac、高层云As、层积云Sc、层云St、雨层云Ns、积云Cu和积雨云Cb（见表3.1）。云量是指云遮蔽天空视野的成数。将天空分为10等份，其中被云遮蔽的份数，即为云量。云量由目测估计而得。碧空无云，云量为0；云蔽天空6成，云量为6。高、中、低云共同蔽天的份数，称“总云量”；低云蔽空份数，叫“低云量”。地球表面云量分布很不均匀，赤道附近全年云量最多，南北纬20～30°沙漠地区的云量最少。云高指云底距地面的垂直高度。按云底高度的不同，可分为高云、中云、低云三个云族（见表2.1）。其中高云距地高度在5000m以上，完全由冰晶组成；中云在2500～5000m，属于冰水混合云；低云的高度在2500m以下，基本是水滴组成的。云高随季节、天气条件和不同经纬度而有所变化。一般情况下，降水多由中低云产生。

隐藏2.1.3天空状况的预报天空状况的预报主要是对云的监测与预报。云的预报是气象要素预报中的重点内容之一。这是因为云是产生降水的基础载体，同时也直接影响其它气象要素的变化，例如影响温度和湿度的变化等。因此，分析和研究形成云的基本条件、生消规律，做好云的预报是十分重要的。详情进入云的形成云是由大气中水汽凝结或凝华而形成的。通常这一现象是在空气中水汽达到饱和状态时出现。使空气中水汽达到饱和状态的基本原因是空气的冷却作用。凝结核也起着重要作用，但因为凝结核在大气中总是很多，因而一般天气预报中不做具体研究。相反，云的消散则一般是由于云区中温度的升高和湿度的剧烈降低，使水滴蒸发和冰晶升华而发生。

对气象要素有影响的云主要集中在对流层。因此，在判断和预报云的时候，要知道引起对流层中气温和湿度发生变化的原因。其中最重要的是大气中的垂直运动，因为它会引起大气的绝热变化而变温，从而促使水汽凝结或蒸发。

对云的形成和消散起重要作用的过程有下列几种：

⑴大气的有规则上升过程：占据广大空间的整团空气缓慢的上升运动，这一运动在暖锋区内表现最为明显，此时形成Ci、Cs、As和Ns。（图2.2）

图2.2冷暖空气在锋区的层状云系

⑵动力对流：动力对流或动力乱流就是某气团受外力的机械作用所引起的不规则涡旋运动。摩擦产生的动力对流与冷锋上产生的动力对流不同，前者是气流受地面机械作用产生，冷锋上的动力对流是由于冷空气插入暖空气下面，使冷锋区内暖空气蓬勃上升而产生的。主要形成Cu、St、Sc、Cb等。

⑶热力对流：热力对流或热力乱流也为不规则涡旋运动，但它主要是因为热力性质不同的下垫面上空气受热不匀所引起的。主要形成的云为Cu和Cb。

⑷波状运动：波状运动通常发生在密度不连续和大气运动不一致的逆温层的边缘上。由空气波状运动产生的云有Sc、Ac、Cc等。

⑸下沉运动：下沉运动是由各种原因引起的。因为下沉运动使空气增热，因而远离饱和状态。当下沉运动发生时，云或者消散，或者变成其它的云状。例如当暖锋区内暖空气因某种原因出现下沉运动时，那么Ns、As云系开始消失，或转变为Sc、Ac。主要预报思路⑴实时资料分析

利用当时天气实况和它们过去24小时的变化情况，根据大气一般条件与天空状况之间的真实的、已经确定下来的关系，作为制作预报的依据。

⑵考虑使天空状况发生演变的原因，分析主要影响系统

从云形成、发展和消散的主要因素出发，分析高空天气图、地面天气图、图和卫星云图等。通过主要天气系统分析，作出低云、中云、高云的预报。如：在高空槽前和低涡的前部，暖平流区和锋区附近，都有利于中高云的发展；850hPa急流、切变线影响区域为中、低云密集区，等等。

低云是由大气低层的水汽凝结或凝华而形成的。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。低云对应的天气条件：锋面低云、平（回）流低云、扰动低云和对流低云。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。

中、高云是在中、高空（主要指700、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，冷却主要靠系统上升运动和波动，中、高云的演变与中、高空天气形势关系最为密切。只有正确判断中、高空温压场形势的变化，把中、高云实况和形势结合起来分析，才能做好中、高云的预报。

⑶地理、地形特征、季节和大气状态的日变化对云的影响

空气有规则上升所形成的云，通常与季节变化或日变化无关。对流性云的季节或日变化最明显。平原与山地的云变化也是不相同的。

⑷数值预报产品解释应用

①有些数值预报产品有天空状况的直接预报（如德国数值预报产品），这时可参考应用其结论。

②利用天气形势、要素、物理量等预报场，分析主要影响系统、温度条件、水汽条件、上升运动、能量变化、大气层结等，结合预报员经验，制作天空状况预报。

③运用动力统计学方法，建立天空状况预测模型，制作天空云量定量预报。应用实例下面介绍一个运用动力统计学方法，建立天空状况预报模型的例子（熊秋芬、胡江林、陈永义2007），重点介绍在这项工作中对预报因子和预报量的选取、处理。

⑴预报对象

预报对象为武汉市(57494)单站天空云量。无云，云量为0；满天是云，云量为10成。约定日平均总云量(每日02:00、08:00、14:00和20:00四个时次云量的平均值)＜4成为“晴天到少云”，日平均总云量≥8成为“多云到阴天”。

⑵预报因子

由于武汉市属亚热带季风区，不仅受中高纬西风系统的影响，而且还受西南季风、东南季风、副热带高压、台风等天气系统的影响，选取预报因子既要能尽可能地描述大气的运动和变化状态，也要考虑天空云量与单站气象要素之间的相关关系。因此，选取了武汉市日平均总云量实况(预报对象)、20:00地面气温、相对湿度、气压、风、总云量及低云的观测值和925、850、700、500、400hPa的位势高度、温度、露点、风的观测值及20:00EC500hPa高度、850hPa温度、地面气压24h预报场等资料，同时对EC的预报场进行了组合，共构建了81个预报因子。

⑶模型与检验

应用支持向量机（SVM）方法中的两类分类法，选用了最常用的径向基核函数，分别建立了“晴天到少云”和“多云到阴天”两种预报模型。制作2005年1月1日—5月31日武汉市天空云量预报，两种预报模型平均TS评分分别为46%、72%。2.2降水2.2.1降水的定义及基本条件地面从大气中获得的水汽凝结物，总称为降水，它包括两部分，一是大气中水汽直接在地面或地物表面及低空的凝结物，如霜、露、雾和雾淞，又称为水平降水...

详情进入地面从大气中获得的水汽凝结物，总称为降水，它包括两部分，一是大气中水汽直接在地面或地物表面及低空的凝结物，如霜、露、雾和雾淞，又称为水平降水；另一部分是由空中降落到地面上的水汽凝结物，如雨、雪、霰、雹和雨淞等，又称为垂直降水。但是单纯的霜、露、雾和雾淞等，不作降水量处理。中国气象局地面观测规范规定，降水量仅指的是垂直降水，水平降水不作为降水量处理。从其机制来分析，某一地区降水的形成，大致有三个过程：首先是水汽由源地水平输送到降水地区，这就是水汽条件；其次是水汽在降水地区辐合上升，在上升中冷却凝结成云，这就是垂直运动的条件；最后是云滴增长变为雨滴而下降，这就是云滴增长的条件。

这三个降水条件中，前两个是属于降水的宏观过程，主要决定于天气学条件，第三个条件是属于降水的微观过程，主要决定于云物理条件（朱乾根、林锦瑞、寿绍文等2007）。隐藏2.2.2降雨预报降雨的成因大气降雨根据成因可分为地形雨、对流雨、锋面雨三种基本类型。

地形雨：地形雨是暖湿气流在运行中，遇山地阻挡被迫抬升达到凝结高度时，水汽凝结形成的降水。地形雨多集中在山地迎风坡（雨坡）。世界上年降水多的地方基本上都和地形雨有关。如位于喜马拉雅山南坡的印度的乞拉齐朋是世界上降水量最大的地方。

对流雨：对流雨是近地面气层强烈受热或动力抬升，气团强烈上升、冷却、迅速达到水汽饱和时形成的。对流雨强度大、时间短、范围小，并常伴有雷电甚至冰雹，又称热雷雨。赤道带全年都以对流雨为主，我国夏季的午后也常会出现。

锋面雨：锋面雨是冷暖两气团相遇时产生的降水。多形成于温带，是中高纬度地带最重要的降水类型。

降雨预报根据产生降水的基本成因，降雨预报通常主要分析水汽条件和垂直运动条件。

——水汽条件

⑴水汽的空间分布

空气中的水汽主要分布在大气低层，通常600hPa高度层以上水汽含量较少，因此，分析低层（一般以925、850和700hPa为代表）的水汽含量及其饱和程度，对考虑降水有着重要的意义。通常低层等压面上的等露点线，可以表示低层的水汽分布。露点高值区为湿中心区或湿舌所在，水汽含量大，容易产生降水。等压面上的等温度露点差线，可以表示该气压层高度上水汽的饱和程度。饱和区域及接近饱和区域，通常与云和降水区相联系。此外，还需考虑水汽的变化情况。各层等压面上的露点随时间变化情况，可以展现水汽的变化，分析湿度场和流场，可以判断特定区域水汽的增减趋势。

⑵水汽来源

水汽来源不同，空气中的水汽含量也不一样，它直接影响着降水的形成和降水的强度。我国降水的水汽来源，主要是印度洋上的赤道气团和西太平洋上的热带海洋气团。

赤道气团所处的纬度低，气温高，水汽含量大，尤其是这种气团对流不稳定层厚，对形成降水很有利。我国中部和沿海广大地区，强烈的降水常常和这种气团的活动有关。这种气团可以从850和700hPa图上的比湿分布看得很清楚。每当我国西南地区出现较强的西南风时，正是高温高湿的赤道海洋气团从孟加拉湾进入我国西南地区，这时四川和云南西部上空一般有湿舌出现，并且水汽可继续向西南气流的前方输送。

热带海洋气团的源地，比赤道气团的源地所处的纬度高，温湿条件差一些，同时，热带海洋气团范围较广，占据的纬度南北相差较大，因此，气团本身的水汽条件南北也各有不同。纬度较高的地区气温较低，水汽含量较少；纬度较低的地区与之正好相反。此外，季节不同，气团的水汽含量也同，冬季少，夏季充沛。所以，对热带海洋气团的水汽条件，应进行更具体的分析。热带海洋气团的活动，一般受太平洋高压系统的支配。夏季，当太平洋高压位置偏北、偏西时，水汽可自黄海、东海随着东南气流输送到内陆；冬季太平洋高压位置偏南，水汽只能从南海随着东南气流进入华南、西南等地。

⑶水汽输送

水汽只有通过适当的流场，才能从源地有效地输送到预报地区，在其它条件适当时就会形成降水，并使降水得以维持或加强。水汽的输送分水平输送和垂直输送两种形式，一般情况下，水平输送起主导作用。但是，在湖海沼泽和潮湿的地表，低空水汽充沛，当上升气流较强时，水汽的垂直输送量不容忽视。它可达到和水平输送相同的量级。

中国气候—副热带高压中国气候-夏季风视频

分析水汽的水平输送，可根据等压面上的等露点线与等高线的分布，用类似分析冷暖平流的方法判断。另外，水汽通量给出了水汽水平输送的具体数值，是判断水汽输送的物理量。在研究是否有降水时，还应注意分析以下几点：

①分析预报区气流上游的露点和风速。当上游的露点值越高，风速越大时，则平流到预报区的水汽量越大，越有利于形成降水或使降水强度加大。通常，较强烈的降水，多发生在数值较高的湿中心和急流相结合的地区。

②分析预报区上空水汽的聚集情况。一般说来，产生较强的降水，除了有充分的水汽输送外，还要有使水汽聚集的作用，也就是流入该区的水汽量要大于流出的水汽量。通常在沿气流方向风速减小的地区，也就是风速辐合区，有利于水汽的聚集。水汽通量散度的负值区是水汽的聚集区。

③分析水汽的垂直输送，可从水汽的垂直分布和上升运动来进行计算。在目前预报工作中，多用探空记录了解水汽的垂直分布，并根据风场判断垂直运动的强弱，从而定性地估计水汽的垂直输送。垂直水汽通量和散度给出了定量的水汽垂直输送和聚集区。

——垂直运动条件

大气中有了充足的水汽，还必须有使水汽冷却凝结的条件，才能形成云和降水。大气中有多种形式的冷却过程，但对于降水来说，最主要的冷却过程是绝热上升冷却，因为它能使空中水汽在较短的时间内产生大量的凝结。

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，例如锋面抬升、辐合上升、地形影响等；另一类是与大气层结不稳定相联系的对流上升。实际业务预报中主要从以下四方面进行分析：

(1)锋面抬升作用

锋面是影响我国降水的重要天气系统，不论冬夏，我国大部分地区的降水经常受到锋面影响产生。

锋面降水不仅与锋面空气的暖湿程度有关，还取决于锋面抬升作用的大小，而锋面抬升作用又决定于锋面坡度和移速。坡度越大，抬升作用越强；移速越快，对冷锋而言，抬升作用就越大。

在实际工作中，可根据地面锋线与相应的700hPa图上后倾槽线的相对位置来粗略判断锋面坡度的大小。一般情况下，两者相距大时，锋面的坡度小，其所产生的降水具有雨带宽、强度小的特点；两者相距小时，锋面的坡度大，当距离小于两个纬距时，其降水具有雨带窄、强度大的特点，在预报业务中，有些地方把它作为暴雨预报指标。

(2)低层辐合气流的作用

大气低层流场的辐合也是产生上升运动十分重要的原因。主要用以下方法进行判断：

①根据地面图上等压线或850hPa图上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（或等高线）为气旋式弯曲的部位，有气流的辐合，气旋式曲率越大，辐合越强；在反气旋式弯曲的部位产生辐散，反气旋式曲率越大，辐散越强。因而在分析上升运动时，要注意地面图或850hPa图上的低压、槽和低涡动向，在它们气旋式曲率最大的部位（如槽线附近、低压内部），有较强的上升运动，是容易产生较强烈降水的区域。

气旋，反气旋动画演示

夏季，在气压梯度较小的反气旋外围，有时等压线出现气旋式弯曲，这里也有上升运动，同样也能产生降水。

②根据低层的风场判断

分析低层气流的辐散辐合及其强度，通常可利用850或700hPa图上风向、风速的记录。主要的辐合型式：

辐合型

图2.1辐合型示意图(a)（阴影区代表降水区，

实线代表辐合线，下同）单纯风速辐合分两种情况：一种是单纯的风速辐合，即在一个地区内风向相同，风速上游大于下游（见图2.1a），其辐合量的大小，可用前后的风速差来判定，差值越大，辐合越强。在讨论降水时，必须考虑气流的来向和速度，只有当气流来自湿度高值区而且速度比较大时，才有利于降水，最大的降水常出现在其下游有明显辐合的地区；

图2.1辐合型示意图(b)辐合线的两侧风向相反另一种是在辐合线的两侧风向相反，风速表现为明显的辐合（见图2.1b），其辐合量的大小，可用两侧风速之和来判定，两侧风速越大辐合就越强。这种辐合造成的上升运动一般较强，所以容易造成强降水，最大降水区常出现在辐合线的暖湿气流一侧。切变线型

这种辐合常与气旋性切变线相联系，有下列三种情况：

图2.2切变线型示意图(a)准静止锋式切变这种切变线多呈东西走向，在切变线两侧的风向相反，且与切变线近于平行，一般在切变线北面为偏东风，南面为偏西风（见图2.2a）。这种切变辐合量小，通常只能产生较弱的降水，降水带也不宽，分布在切变线附近，但是如有低涡沿切变线东移也可造成较强的降水，甚至暴雨。

图2.2切变线型示意图(b)冷锋式切变这种切变线，一般在切变线的北面为偏北风，南面为西南风（见图2.2b）。它通常与空中槽相联系，自偏北向偏南移动，其降水区多位于切变线的南侧。华北地区的经验指出：夏季当850hPa图上切变线北面的偏北风大于5m/s，南面的西南风大于10m/s时，则可能出现暴雨。

图2.2切变线型示意图(c)暖锋式切变这种切变线一般在线的北面为东南风，南面为西南风（见图2.2c）。它通常与低涡或台风倒槽相联系。其所产生的降水多分布在偏东风的区域里。经验指出：当切变线的的南侧出现12m/s以上的西南风时，则可能出现暴雨。切变辐合型

这种类型多发生在冷锋式切变线上。通常有两种情况：

图2.3切变辐合型示意图(a)冷锋式切变伴有偏南风风速辐合这种辐合上升运动强烈，容易造成强降水，其降水多出现在偏南风区域里，因为这里的水汽较充沛；

图2.3切变辐合型示意图(b)冷锋式切变伴有偏南风风速气旋式切变它多出现于副热带高压偏南风“低空急流”轴的左侧与西风带偏北气流相遇的辐合区域里，这种辐合也很强，容易出现暴雨，其最强的降水区常出现在偏南风区域里的风速切变最大处。(3)高层辐散气流的作用

低层的辐合上升运动能否维持和加强，对于降水预报来说十分重要。大气低层的辐合与高层的辐散同时存在，并且只有当低层辐合区上空的辐散量大于或等于低层的辐合量时，低层的辐合才能维持或发展。

理论、实践证明：在高空槽前或低涡的东南部的高层是比较强的辐散区，当地面气旋或低层低涡位于高空槽前或高空低涡的东南部时，地面气旋或低层低涡容易发展，往往造成较强烈的降水。

因此，在分析降水的上升运动条件时，不但要充分利用地面图和较低层的925、850、700hPa天气图，也要充分利用较高层的500或200hPa天气图，注意上下配合，全面分析。在分析天气形势配置的同时，还应当借助垂直速度（诊断和预报）来判断垂直上升运动。

(4)地形的影响

地形对降水有着重要的影响。在山地或丘陵地带，有时气流被迫沿山坡抬升或受地形的约束而聚集，有利于产生上升运动；反之，气流沿山坡下滑或流入开阔地区而散开，则有利于产生下沉运动。当气流进入河谷地带，由于气流的汇聚及沿坡抬升作用，上升运动强烈，降水量往往比附近要大。

山脉对降水的影响很大，一方面它能减缓或阻止天气系统的移动，使山脉迎风地带降水时间延长；另一方面在山脉的迎风坡上，气流被迫抬升，能使降水强度增大。

我国地形复杂，在制作降水预报时，必须考虑地形的特点。应用实例下面介绍一个运用动力统计学方法，建立天空状况预报模型的例子（熊秋芬、胡江林、陈永义2007），重点介绍在这项工作中对预报因子和预报量的选取、处理。

⑴预报对象

预报对象为武汉市(57494)单站天空云量。无云，云量为0；满天是云，云量为10成。约定日平均总云量(每日02:00、08:00、14:00和20:00四个时次云量的平均值)＜4成为“晴天到少云”，日平均总云量≥8成为“多云到阴天”。

⑵预报因子

由于武汉市属亚热带季风区，不仅受中高纬西风系统的影响，而且还受西南季风、东南季风、副热带高压、台风等天气系统的影响，选取预报因子既要能尽可能地描述大气的运动和变化状态，也要考虑天空云量与单站气象要素之间的相关关系。因此，选取了武汉市日平均总云量实况(预报对象)、20:00地面气温、相对湿度、气压、风、总云量及低云的观测值和925、850、700、500、400hPa的位势高度、温度、露点、风的观测值及20:00EC500hPa高度、850hPa温度、地面气压24h预报场等资料，同时对EC的预报场进行了组合，共构建了81个预报因子。

⑶模型与检验

应用支持向量机（SVM）方法中的两类分类法，选用了最常用的径向基核函数，分别建立了“晴天到少云”和“多云到阴天”两种预报模型。制作2005年1月1日—5月31日武汉市天空云量预报，两种预报模型平均TS评分分别为46%、72%。隐藏2.2.3降雪预报降雪的成因我国降雪大部分出现在冬季，主要是因为冷锋天气系统的影响。冷暖空气都较强时，11月及3月也有降雪天气出现。降雪预报降雪预报除需满足降雨预报中的水汽条件和垂直运动条件外，还需考虑降水性质。从理论上来讲，低层850hPa气温在0℃以上是雨，0℃以下是雪，1～3℃之间可能出现雨夹雪。因此，降水预报中，需区分降水性质是否是降雪时，重点考虑低层气温（孙士型，陈良华，李波2000）。一般情况下，当地面气温在5℃以下、850hPa气温在0℃以下时，降水性质为雪或雨夹雪，各地具体指标略有差异。

分析、研究得到：

⑴低层降温、中高层西南急流和槽前正涡度平流是产生降雪的必要条件，对于产生大雪以上强降雪还需有中层逆温条件。

2.3温度2.3.1大气温度的测定（温标）大气温度（简称气温，下同）是表示大气冷热程度的物理量。地面观测中测定的气温是离地面1.50m高度处的气温。测量气温的仪器主要有干球温度表、最高温度表、最低温度表、温度计、铂电阻温度传感器。气温的主要观测项目有：定时气温，日最高、最低气温。气温以摄氏度（℃）为单位，取一位小数。隐藏2.3.2温度的日、年变化气温的日变化气温的日变化主要是由某一地区所获得的太阳辐射日变化引起的，因而它与所在纬度、季节、天气状况和下垫面性质等有密切关系。对局地短期预报而言，主要考虑天气状况和下垫面性质对它的影响。

天空状况对气温日变化有很大的影响。白天有云时，地面接收到的太阳辐射少，最高气温要比晴天时低。而夜间有云时，地面不易散热，最低气温反而比晴天时高。因此，阴天时的气温日较差比晴天时小。应当指出，云对气温日变化影响的程度与云量、云高、云厚以及云维持的时间长短有关。一般说来，云量越多，云维持的时间越长，云越低越厚，其影响也越大。

低空相对湿度大或有雾生成时，对气温的影响与云类似，白天使气温不易升高，夜间使气温不易降低。根据南京大校场气象台14年的资料，早晨有浓雾时空气增温率约相当于晴天正常增温率的1/2。夜间有雾时，由于凝结潜热的释放，气温下降就会大大减慢，一般说来，在形成雾后两小时内气温下降很少，最低气温比雾形成时的气温低得不会太多，通常不超过4℃。

降水对气温的日变化也有影响。由于雨滴在下落途中不断蒸发，大量吸收周围空气的热量，从而使地面气温降低，特别是当白天有雷阵雨时，冷空气随同降水一起倾泻至地面，往往使气温突降十几度；当下雪时，气温一般降低不太明显。

风对气温日变化有重要的影响。风速大时，乱流交换强，有利于空气的热量上下交换。在白天增温的时段内，由于乱流交换，会使下层空气的热量向上传递，从而使近地面层空气增温减慢；夜间有乱流交换，促使上面的热量向下传递，使近地面空气降温减慢。风速愈大，这种作用就愈明显。所以，有风时气温日变化小，无风或微风时气温日变化大。如在北京，当夜间风速达2～3m/s时，最低气温比静风时要高2℃左右。

大气（尤其是低层大气）层结稳定度对地面气温日变化的影响也比较明显。当气团层结很稳定时（如图2.4中层结曲线A），日出后，太阳使地面增温，由地面供给大气的增热量不易向上输送，只能分布在较薄的气层内（如图中C1点以下的气层），地面气温升高较快，因此气温的日变化较大。而当气团的层结不太稳定时（见图2.4中层结曲线B），在同样的天气条件下，增热量是相同的，但由于增热量将分布在较厚的气层内（如图中C2点以下的气层），地面气温的上升就较慢，因此气温日变化也就较小。气温日变化与大气层结的这种关系，可用于陆地晴天最高气温的预报中。

下垫面性质对气温日变化的影响：不同性质的下垫面，热容量是不同的。热容量大的下垫面，增温和冷却都比较慢，气温日变化就小；反之就较大。海水的热容量大，同时又有蒸发、流动等特性，因此海水温度日变化小，相应的海上气温日变化也小，例如在远海上的气温日较差只有1～2℃。与此相反，沙漠地带的热容量最小，气温日较差也就最大，可达20～30℃。干燥土壤次之，潮湿的土壤又次之。一般说来，潮湿地表的气温日较差比干燥地表约小2℃左右。在有积雪覆盖的地表，比潮湿土壤上的气温日较差大，这是因为积雪面上的最低气温比潮湿地表上的最低气温要低得多的缘故。

此外，由于地理条件所引起的山谷风、海陆风等，对气温日变化也有一定的影响。

气温的日变化，随着高度的升高将逐渐变小，离开地面2km高度以上，这种日变化已不明显，冬季约为1～2℃，夏季约为3～4℃气温的年变化因自然气候波动与人类活动对生态环境干预的共同影响，导致全球变暖。政府间气候变化专门委员会(IPCC)第三次评估报告指出：近百年来，地球气候正经历一次以全球变暖为主要特征的显著变化，自1860年有气象仪器观测记录以来，全球平均温度升高了0.6℃。最暖的13个年份均出现在1983年以后。20世纪以来，1998年最暖，2002年和2003年分别为第二和第三暖年。

根据日本气象厅网2008年3月5日报道，日本气象厅根据全球各观测站资料，绘制的1891—2007年全球年平均地面气温距平直方图（见图2.5）。其中2007年全球年平均地面气温(陆地地表气温和海面水温的平均)距平为+0.28℃，是1891年以来第6个高值。全球年平均地面气温变化的倾向率为0.67℃／lOO年，特别是在20世纪80年代以后，频繁出现高温年。全球年平均地面气温距平最大的年份分别为1998年(+0.37℃)、2005年(+0.32℃)、2002、2003、2006年(+0.31隐藏2.3.3温度预报温度预报原理某一地方的温度变化可以用热流量方程表示

上式项，因变压和气压平流引起的温度局地变化很小，在实际预报中可以不必考虑，下面讨论其他三项对温度局地变化的影响。

⑴温度平流对气温局地变化的影响

在水平气流方向上气温分布不均匀时，空气水平运动将引起气温局地变化，暖平流使局地气温上升，冷平流使局地气温下降，因而气温变化的程度决定于温度平流的强度。在热力性质比较均匀的气团内部这一项对温度局地变化的作用很小，但在锋面附近或锋生场中这一项作用却很大，常可在温度预报成败中起决定作用。在冬半年，我国冷空气活动频繁，冷锋可以直达华南地区。冷锋过测站后气温骤降，24h内可降15～20℃。在春末夏初之际，长江流域因受暖平流影响而有锋生时，短期内气温也可以显著上升。

温度平流对温度预报十分重要，实际工作中一般采用锋后测站的24h变温值作为判断平流强度的依据；也可以在上游选择固定的指标站，统计出锋过指标站与锋过本站后两地气温变化的相互关系作为判断平流强度的依据。在形势变化较大时，就不能简单地套用，而必须结合天气形势预报来进行。如果预报冷锋在南下过程中将有锋生，那么相应地就应该预报冷平流强度也要加强；如有锋消，则应有相反的变化。此外，还要注意云、雨、乱流交换等天气条件差异的影响。

⑵垂直运动对局地气温变化的影响

垂直运动对局地气温变化的影响，主要是通过垂直运动的方向、强度和大气的稳定度来实现的。当大气层结稳定即（未饱和空气）或（饱和空气）时，如有上升运动（ω＜0），当地气温就将下降；而有下沉运动（ω＞0）就会引起局地气温上升。例如寒潮冷锋刚过北京时，因为冷空气从蒙古高原下来，加上锋后热力环流为下沉，强烈下沉作用，抵消冷平流降温，使得北京局地气温变化较小。强烈的降温出现在风减小为静风晴夜。

⑶非绝热因子对局地气温变化的影响

气温的非绝热变化是空气与外界热量交换的结果（主要有辐射、水汽相变而释放潜热、乱流传导等），在低层大气中表现比较明显。

对某一固定地点来说，太阳辐射和地表辐射都具有明显的日变化，因而气温也相应地有明显的日变化。运动着的气团由于受到不同下垫面的影响，并通过辐射、乱流以及蒸发凝结作用使其温度就发生变化。因此气温的非绝热变化主要表现为气温的日变化和气团的变性。地面气温的预报地面气温的变化大体上有两种不同的情况，因此预报方法按具体情况也有所不同。一种是在同一气团内，气温的变化比较和缓，日变化的规律比较明显，所以预报时应着重考虑影响气温日变化的因子；另一情况是当有锋面过境时，气温会发生急剧的变化，这时应考虑锋面过境后冷暖平流的强度。在日常预报业务中，对地面气温的预报，主要是预报最低气温和最高气温。

⑴在同一气团内地面气温的预报方法

预报在同一气团控制下的地面气温时，要参考前一天气温变化的情况，同时还要结合应用一些统计资料和相关图解。

①最低气温的预报

应用夜间降温量的统计资料预报最低气温。同一气团内的最低气温通常出现在早晨，一般用当天傍晚18时的气温（T18）为基本值，考虑到当晚至次日早晨的降温量（△T），以基本值减去夜间的降温量就可得到预报的最低气温（Tm），即Tm=T18－△T。

夜间的降温量（△T）是从历史资料中统计而得，统计是按天气条件分类进行的。可事先把求得的（△T）值列表或制成图解，以便预报时应用。

图2.6北京1月份夜间降温量查算图北京1月份夜间降温量查算图2.6为北京1月份夜间降温量查算图。它是根据历史资料，细致地考虑云和风的影响而作出的点聚图。图中纵坐标为预报当天夜里的低云量（取平均值），如果有中、高云，可按其影响有效辐射程度折算成低云。本例采用的折算关系是，10Ｃs≈7Ac≈4Sc。横坐标为预报的风速（取平均值）。图中曲线为夜间降温量等值线（单位为℃）。如果能够准确地预报出当天夜里的云量和风速，即可从图中查得夜间降温量，从而预报出次日的最低气温。如北京一月份某日18时的气温为-5℃，预报夜间平均低云量为5成，平均风速为2m/s，从图中查得降温量是5.5℃，所以预报第二天早晨的最低气温Tm=T18-△T=－5－5.5=－10.5℃。

上述方法，考虑了云和风对夜间降温量的影响，此外，有的还选用18时的T－Td值（即地面湿度情况），作为订正夜间降温量的因子之一。

②最高气温的预报

应用最高气温日际变量（即当日最高气温与次日最高气温之差）的统计资料预报最高气温。以当天的最高气温为基本值，考虑影响最高气温日际变量的因素，可用以预报次日的最高气温。最高气温多出现在14:00—16:00。因此，可以认为最高气温的日际变量与白天低云量和风向风速的日际变化关系较大。如再考虑降水对它的影响，则其关系可写成：

△T(日际)=△TN+△TD+△TR

式中△TN为白天低云量日际关系所引起的变温；△TD为白天风向风速日际变化所引起的变温；△隐藏2.3.4温度预报实例下面的例子为襄樊市气象台利用北京MM5预报、T213数值预报、上级指导预报产品，使用集成预报方法制作分县气温预报。

资料来源与处理：北京MM5预报、T213数值预报产品中，均选取1000hPa温度格点预报。采用距离权重法将其插值到所选的7个预报站点上，计算出各站点上相对应24h内的温度预报值。分别挑出MM5、T213产品中各预报站点上气温最大、最小值，作为该产品对该预报站点24h最高、最低气温的预报值。另读取上级指导预报产品中的分县气温预报值。

集成预报方法：考虑不同预报方法对不同预报站点的预报能力，同一种方法对不同站点的预报效果不尽相同，可使用不同权重。分别对各种预报方法在各预报站点上的预报值按预报评分原则进行Ts评定。

设第i站第k种方法的权重系数为Ai，k(t)=Pi，k(t)/∑Pi，k(t)，其中Pi，k为第i站第k种方法的Ts评分，那么第i站的集成预报值为Zi(t)=∑Ai，k(t)Yi，k(t)，其中Yi，k为第i站第k种方法的预报值。

由于某种预报方法在不同天气气候背景下、不同时段内预报效果是不同的，为了吸收某种预报方法在某时段内可能表现较好的长处，权重系数需相应调整。采用卡尔漫滤波方法，每旬调整一次权重系数Ai，k(t)。

系统在运行中，当某种预报资料短缺时，将影响预报效果，故要求资料尽量接收完整。

预报检验：通过投入业务运行，分别对2007年10—12月和2008年1—5月襄樊各县市进行24h气温预报评定，同时分别对各种预报产品和方法的24小时预报结果进行评定，评定方法采用│F-O│≤2℃2.4湿度2.4.1空气湿度参数湿度是空气湿度的简称，空气湿度是用来表示空气中的水汽含量多少或空气潮湿程度的物理量。在一定的温度下一定体积的空气里含有的水汽越少，则空气越干燥；水汽越多，则空气越潮湿，空气中液态或固态的水不算在湿度中。详情进入饱和湿空气和不饱和湿空气的概念：若空气中的水汽量达到了某一温度下空气所能容纳水汽的最大量时，则称水汽已达饱和，称该空气为饱和湿空气；若空气中的水汽量未达到该温度下空气所能容纳水汽的最大量时，则水汽未达饱和，称该空气为未饱和湿空气。

表示空气湿度的常用物理量有混合比、比湿、绝对湿度、水汽压、相对湿度、饱和差以及露点（霜点）等，这些量统称为湿度参量。其中比较常用的是相对湿度和露点。上述各种湿度参量的定义如下：常用湿度参量定义⑴混合比（r）

定义：r=mv/md或r=ρv/ρd，即同一块湿空气中含有的水汽质量（mv）与包含的干空气质量（md）之比或同一块湿空气中含有的水汽密度（ρv）与干空气密度(ρd)之比。混合比的单位是g/g或g/kg。饱和（湿）空气的混合比称饱和混合比（rs）。

⑵比湿（q）

定义：q=mv/（mv+md）或q=ρv/（ρv+ρd），即在同一块湿空气中的水汽质量（mv）与湿空气总质量（mv+md）之比或湿空气中的水汽密度（ρv）与湿空气密度（ρv+ρd）之比。比湿的单位是g/g或g/kg。饱和（湿）空气的比湿称饱和比湿（qs）。

⑶绝对湿度（a）

定义：是指单位体积空气中所含的水汽质量（即水汽密度ρv），绝对湿度单位可以是g.m-3。饱和（湿）空气的水汽密度称饱和绝对湿度（as）。利用水汽状态方程，可直接得到绝对湿度的计算公式a=ρv=e/RvT=217e/T(g.m-3)，式中e的单位为hPa，T的单位为K。若将e的单位取mmHg，则a=289e/T(g.m-3)。

⑷水汽压（e）

水汽压是指湿空气中由水汽所产生的分压强。大气是混合气体，在常温、常压下可近似看作为理想气体。根据道尔顿气体定律，可把大气压力看成由干空气和水汽压力之和，即p=pd+e，其中pd表示干空气气压。e的单位同气压p单位相同，也用百帕（hPa）表示。

饱和湿空气中的水汽压称饱和水汽压。饱和水汽压E表示在一定温度下空气中水汽的最大容量，其值随温度升高而增大。隐藏2.4.2相对湿度的日、月、年变化相对湿度不是一成不变的，它随时间、空间和环境不同而不同。即使是同一个地方，相对湿度也是随时间不断变化的。详情进入相对湿度的日变化特征相对湿度的日变化比年际、月际变化大得多，并且随天气影响系统、天空状况、风的三维流场的不同而有相当大的差异。一般而言，相对湿度的日变化主要取决于温度的变化，并且有一个显著的特征，即一天之中相对湿度的极大（或极小）值出现的时间，正好与气温极值出现的时间相近，二者之间的变化幅度相同，其变化的趋势正好相反。这是因为相对湿度的大小取决于空气中的实际水汽压与相同温度条件下的饱和水汽压的百分比。虽然白天升温使下垫面蒸发出来的水汽增加，但相应的饱和水汽压呈指数式上升，相对湿度反而减小；夜间情况正好相反。

图2.7武汉和宜昌气温和相对湿度定时曲线变化

以武汉（57494）和宜昌（57461）两站为例，统计两站2007年定时气温和定时相对湿度值的变化（见图2.7）。从图中可见，气温从晚上21:00开始下降，直到早晨07:00左右达到全天的最低值，然后开始上升，15:00左右达到全天的最高气温，然后开始下降；相对湿度的变化却完全相反，相对湿度从21:00开始上升，至早晨07:00达到最高值，然后开始下降，到15:00左右达到全天的最低值，然后开始回升。相对湿度和温度基本呈反相变化。因此，相对湿度的变化与气温的变化具有很紧密的相关性（何明琼，承秦平2002）。相对湿度的月变化特征对同一地区相对湿度日变化而言，其月际变化一般不大。如武汉市月际相对变率在5%以内，但仍表现出较明显的季节特征。以武汉为例（见图2.8），冬季（12—2月）干燥，相对湿度最小；夏季（6—8月）湿润，平均相对湿度最高。相对湿度最大出现在6—7月份，最小出现在12月份。秋季逐月平稳下降，春季起伏明显。武汉地处长江中游，相对湿度的这种季节变化特点与大气环流紧密相联。春季西南季风尚未到来，地面盛行变性极地大陆气团，水汽含量少，日照时间、日照强度增加，气温迅速上升，因此，相对湿度不大；夏季，来自海洋的热带气团控制长江中下游地区，水汽含量充沛，相对湿度全年最高；秋季，

图2.8武汉相对湿度月变化趋势图

长江中下游地区受大陆高压控制，晴空少云，温度日变化非常大，同时水汽含量较少，相对湿度逐步降低。分析历年平均降水量、气温和相对湿度分布情况，各要素均呈单峰型分布，体现出亚热带季风气候，四季分明，雨热同季，温湿同步的季风气候特征（张吉，黄治勇2001）。相对湿度的年变化特征同一地区的空气平均相对湿度的年际变化不太明显，以武汉为例，1951—2007年期间，年均相对湿度最高和最低值变幅在17%以内。造成相对湿度年际差异的主要原因与年降水量和年降水日数有关。分析武汉市1951—2007年期间，年均相对湿度与年降水日数（≥0.1mm的日数）的时间序列图（见图2.9），从图中可以得到年相对湿度与年降水日数具有很好的相关性。降水日数越多，大气湿度越大，二者呈正相关关系。

天空状况对大气湿度的影响

图2.10武汉市不同天空状况下平均和最小相对湿度的变化曲线

云和降水对大气相对湿度的影响较大，天空云量较多时，到达地面的太阳辐射较少，气温变幅减小，湿度变化也不会太大；降水天气时，在蒸发作用下，大气湿度一般较高。例如，图2.10所示为武汉市四季在不同天空状况（雨天、阴天、多云和晴天）下的平均湿度和最小湿度的变化曲线。隐藏2.4.3相对湿度的预报相对湿度的预报思路大气中水蒸气的来源主要是下垫面液态水蒸发、植物的蒸腾和水蒸气的水平或垂直输送。大气中水汽的垂直输送与动量的输送方向正好相反，一般而言，在大气湍流作用下，动量是从高层向低层传输的，而水蒸气是由大气低层向高层输送。地形、气温和风向风速等因子都是影响相对湿度变化的重要原因，鉴于此，对于某地相对湿度的预报，主要可以从如下几个方面着手进行分析。

⑴气候背景和地理特征

首先考虑预报地区的气候背景，所处气候区域或气候带，相对湿度的月、季分布特点，如高纬地区或低纬地区，沿海或内陆。其次是预报区域的地形和地貌，裸土、草地、林区、平原、高原或山、河谷，有无积雪、积冰等等。

⑵根据天气系统和大气环流形势制作湿度要素预报

分析预报时段内，影响本地天气系统的移动和发展，包括影响时间、路径和强度。再根据影响系统的预报，考虑水汽条件、稳定度状况等，进一步作出本地的相对湿度预报，如冷、暖气团，高、低压系统，低层辐散或辐合等等。通常冷高压控制时，大气干燥，且以下沉气流为主，抑制水汽上传，相对湿度通常不会太高；而暖低压影响时，空气潮湿，气流上升明显，湿度较大。

⑶根据相关气象要素制作湿度要素预报

有些天气要素与相对湿度有着密切的联系，在制作相对湿度预报时可参考这些要素的预报和预测。如天气现象（降水、雾及降水强度大小）、云量（晴天、多云或阴天）、温度（日变化规律、高低温极值及出现时间）和风（来自水汽源地还是干区、有无焚风）等要素预报。

温度：温度增高，空气中可以含的水就越多，也就是说，空气中含有同样多的水蒸气，温度升高相对湿度就会降低，因此可以用温度预报制作相对湿度的预报。利用天气学和统计学相结合的方法，找出各月具有代表性的特征区间，再结合当天17:00短期天气预报，根据定义，应用马格努斯经验公式，建立相对湿度与气温和露点温度的定量关系，将相对湿度的预报转化为气温和露点温度的预报，做出第二天的相对湿度预报。

风向：相对湿度与风向关系要因地制宜，比方说，长江中下游地区在偏南风的影响下空气将逐渐变得潮湿，而连续几天的北风会使空气变得十分干燥，但乌鲁木齐东南风常使相对湿度发生明显减小，这主要是由于乌鲁木齐地处南北向峡谷北端，当温压场表现为南高北低或东高西低的基本形势时，会产生东南风。而地处峡谷南端的正是吐鲁番盆地，那里干热低湿，东南风正好带来了这种干热空气，使得相对湿度迅速减小，气温明显升高。

降水：降水强度越大，相对湿度增加越快。在降水量≤1mm甚至连续几天降水不足1mm的情况下，夏季相对湿度增加不显著，冬季略有增大。

天空状况：天空状况（晴天、多云或阴天）对大气相对湿度日较差影响较大，不同的天空状况，相对湿度日较差具有明显差异。以宜昌为例，晴天相对湿度平均日较差在45%以上，而阴雨天相对湿度平均日较差在35%以下。可见，用天空状况对历史样本资料进行分类是可行的。由求出的各类逐时相对湿度平均值，导出逐时相对湿度1h变量，根据预报的天空状况对应预报日各时刻的逐时相对湿度变量，在观测初值上累加相应的相对湿度变量，从而得到预报日逐时相对湿度预报值。

⑷数值预报和统计学方法相结合制作相对湿度预报

以数值预报产品为基础，应用统计学方法制作相对湿度预报产品。以国家气象中心T213、中尺度预报模式MM5、EC数值预报产品为基础，应用插值预报法，完全预报法等预报方法，对未来24、48h进行相对湿度预报。

另外，也可根据天气动力学原理，选取与相对湿度相关性比较好、物理意义明确且能通过一定信度检验标准的因子，采用多元回归分析方法，建立相对湿度预报模式方程，进行相对湿度预报（陈豫英，陈晓光2006）。相对湿度发生变化的几种典型天气类型⑴强冷空气过境型

强冷空气南下，随着锋面过境，气团性质发生转换，由原来的暖湿气团转为干冷气团控制，相对湿度迅速下降。如1996年1月8日，三峡坝区24h变压达17hPa，过程降温7.6℃，冷空气过境时伴有5级偏北风，24h露点温度变量达-18.8℃，相对湿度连续下降，最小值为19%。

⑵高空气流下沉型

2000年4月10日，三峡坝区有干冷空气过境，前一天我国北方出现了大面积的沙尘暴，当日坝区有北方风沙经高空传播至本地下沉后形成的浮尘现象，400～850hPa各层均处于槽后下沉气流控制，08:00相对湿度由02:00的76%下降至25%。该个例代表了北方干空气经高空传播至测站附近后下沉所形成的干燥天气类型。

⑶局地焚风型

1994年5月4日三峡坝区无天气影响系统过境，当日13:00—17:00有5～8m/s的偏西风，露点温度由前一日14:00的14℃降至2℃，相对湿度降至22%。该个例代表了空气沿山坡绝热下沉的局地焚风天气类型。

⑷持续降水型

1996年6月19日，三峡坝区全天有降水，虽然气温和露点温度有变化，但全天空气接近饱和，稳定在97%左右。当日情况代表了比较常见的阴雨潮湿天气类型。

⑸冷高压控制型

1996年2月19日，冷高压控制华中地区，三峡坝区前期过程降温2.5风2.5.1风的成因及定义空气的运动产生气流，气流速度是一个三维空间矢量，一般我们把它考虑为二维空间（xy平面）矢量，由风向和风速来决定它的方向和模值。但是在一些特殊情况下垂直运动也相当显著，例如在山的背风坡处、强的对流云里。

详情进入空气的运动产生气流，气流速度是一个三维空间矢量，一般我们把它考虑为二维空间（xy平面）矢量，由风向和风速来决定它的方向和模值。但是在一些特殊情况下垂直运动也相当显著，例如在山的背风坡处、强的对流云里。通常我们把空气的水平运动称为风，包括方向和大小，即风向和风速（风力）。形成风的直接原因，是气压在水平方向分布的不均匀。风受大气环流、地形、水域等不同因素的综合影响，表现形式多种多样，如季风、地方性的海陆风、山谷风、焚风等。隐藏2.5.2风向、风速风向指气流的来向，以正北为基准，顺时针方向旋转，常按16个方位表示，用英文缩写符号表示，如图2.11。

图2.11风向方位

风速是空气在单位时间内移动的水平距离，风速单位多用m/s或km/h，也有用nmile/h的。这三种单位的换算关系是：1m/s=3.6km/h，1nmile/h≈1.852km/h。

在气象服务中，常用风力等级来表示风速的大小。风力等级又共有18个（0～17级）。详见表2.2。

隐藏2.5.3大风的预报思路风向风速的预报包括平均状态和瞬间状态两部分，当平均风速小于5级，就只需要预报平均风速，当瞬间风力大于5～6级以上时，就要加报瞬间风力。一般将平均风力达到6级以上的风称为大风。因为大风多具灾害性，对航运、渔业生产及军事活动等的影响甚大，所以大风预报是风的预报重点。

我国的大风以春季最多，夏季较少。从地区分布看，沿海多于内陆，北方多于南方。在松辽平原、内蒙草原、辽东半岛、青藏高原、华北平原以及台湾海峡一带，在一定的天气形势下经常出现大风。

大风的出现是水平方向和垂直方向空气流动和交换的结果，所以大风预报可以从以下两个方面入手。

首先从水平方向分析：

⑴地面气压梯度、变压梯度的分布，大风一般出现在或大的区域；

⑵地面冷锋强度及锋面前后梯度，一般冷锋越强，锋面前后三小时变压梯度越大，产生的风速也越大；

⑶地面局地热对流，局地温差变化，当出现快速升温向降温变化，往往产生大风；

⑷地面强辐合区的移入或者气旋过境，也容易产生大风；

⑸高空冷平流强，锋区强度大，动量下传导致地面风速增大，往往是产生地面大风的重要原因；

⑹地面天气系统（锋面、切变线、气旋等）过境，易产生大风天气。

其次分析垂直方向上强对流发展情况：

⑴T-lnP图上气层不稳定状况，层结越不稳定，越有利于出现地面局地大风天气；

⑵不稳定指数：指数、指数、等，一般时，易发生地面大风天气；

⑶当出现较强的上升运动时，或者在二维剖面图上出现垂直环流圈，往往在地面上升运动中心区域易产生大风；

⑷当出现地面和低层辐合，高层辐散，有利于产生强的上升运动，地面易出现大风；

除了以上水平与垂直方向的分析外，还可以运用MOS预报方程，大风预报专家系统来做大风预报。此外，还需要注意在不同季节里产生大风的条件是有所不同的。

根据天气分析预报实践的总结，我国常见的大风有冷锋后偏北大风，高压后部偏南大风，低压大风，以及台风大风和雷雨冰雹大风等。雷雨冰雹大风、台风大风分别在第四章和第九章有详细的介绍，这里主要介绍其余几种大风的特点和预报方法。冷锋后偏北大风冷锋后偏北大风，出现在冷锋后高压前沿气压梯度最大的地方。这种大风春季最多，冬季和秋季次之，夏季最少。

冷锋后部出现大风的原因，主要是锋后有强冷空气活动。冷性高压前部气压梯度最大，如锋后有强冷空气活动，则锋区的大气斜压性加强，环流加速度使冷空气下沉，暖空气上升。在低层水平方向上加速度的方向由冷气团指向暖气团，这就使冷锋后的偏北大风加大。冷空气下沉，动量下传也使锋后地面风速加大。另外冷锋后上空的冷平流使锋后近地面层出现较大的正变压中心，变压风也加强了地面风速。

基于上述原因，预报冷锋后偏北大风时，主要应分析锋后的冷空气活动。具体分析工作可以从以下几个方面进行：

⑴利用高空图分析冷平流的分布和强度

冷平流区的分布，反映了冷空气的活动情况。一般情况下，与地面冷锋相配合的高空槽愈深、槽后的冷平流愈强，就愈有利于冷锋后出现大风，大风区出现在冷平流最强区域所对应的位置（如图2.12）。

如果高空图上冷平流不明显，且所及的高度又低，则表明冷空气既弱而又浅薄。这时在移动过程中的冷高压将不断地变性和减弱，这种形势不利于地面出现大风，而且已出现的大风亦将趋于消失。

⑵利用地面图分析3h变压的分布和强度

如冷锋后3h变压分布主要是由冷暖空气的活动所引起时，则3h变压数值的大小是预报锋后大风的良好指标。冷锋前后3h变压正负中心的差值越大，则风力越强。大风区出现在正负变压中心附近变压梯度最大的地方。一般如锋前后变压中心值相差7hPa以上时（长江以南地区，差5～6hPa即可），则在锋经过后，常有大风出现。

高压后部偏南大风这种大风多在春季出现，以我国东北、华北、华东等地区最为常见，出现偏南大风时的气压场多是“南高北低”或“东高西低”的形势。华东一带春季的大陆由于回暖快而比海上气温高，从大陆上东移到海上的变性冷高压会因下垫面温度相对较低而失去能量，即，这时，即高压加强，这时也会有短暂的偏南大风出现。这种大风一般风速较小。如果西部有低压东移，特别是低压发展东移时，也可以出现较大而持久的偏南大风。低压大风低压大风即在低压发展加深时一般在低压周围气压梯度最大的地区出现的大风。在我国东北地区、长江中下游、东海和黄海海面上，经常出现低压大风。这种大风一年四季都有，但以春季最多。出现大风的低压系统有东北低压、江淮气旋、东海气旋等。

东北低压大风主要是由贝加尔湖和蒙古一带产生的低压东移到东北地区时或在东北当地生成的低压发展加深时，在低压周围出现的大风。东北低压大风的范围广，可影响东北地区和内蒙地区，风力较强，一般可达6～8级。如果低压连续的无大变化，大风可持续三天左右。当低压发展成为深厚冷性低压时，低压后部常有副冷锋生成，而且锋后常出现偏北大风。

江淮气旋和东海气旋大风，主要是指长江中下游产生的气旋波迅速发展加深时所形成的大风，这种大风多在气旋入海后出现。因海上摩擦力小，故容易出现6级以上的大风。在气旋的东部为较强的东南风和南风，西部为偏北和西北大风。大风的范围一般没有东北低压大风的范围大，持续时间也不长，但对航运、渔业生产影响很大。隐藏2.5.4大风预报实例分析2008年5月6日白天，受高空不稳定小槽和地面低压、冷锋共同影响，吉林省全省范围内出现了大风天气，延边州也出现了全区性大风天气。全州普遍刮起8级以上大风(图2.13)，其中延吉市出现了瞬时11级大风，平均风力达20m/s，极大风速达31.5m/s。表2.3给出了5月6日吉林延边州各县(市)自动气象站观测到的极大风速值和出现的时间(给定时段内的瞬时风速的最大值)。

成因分析⑴高空环流形势的演变

2008年5月1日，中高纬度500hPa欧亚环流形势为二脊一槽型，高压脊分别位于乌拉尔山以西和日本岛以东地区，两高之间为宽广而较平直的低槽区，锋区位于40～50ºN之间，冷空气沿着锋区不断往东传。3日08:00贝加尔湖东南部有一个NE-SW走向的低槽正在快速东移，并有较明显的发展，5日08:00低槽在东北地区发展成低涡，低涡中心位于黑龙江北部，南北向的槽线位于127ºE附近，槽线底部延伸至30ºN，这支深厚的低槽5日白天经过延边州，5日20:00进入日本海，继续发展。这时延边州处在槽后较强西北气流控制下。6日08:00500hPa图上(图2.14)，吉林省西部，沿急流带再次有一小槽东移，对应850hPa为一低中心，中午前后经过延边州，20:00，当这支不稳定小槽并入日本海低槽中时，使日本海低槽进一步得到加强。在强锋区上向东南快速移动的不稳定小槽是造成这场大风天气的主要天气系统。

⑵地面形势演变

在地面天气图上，5月4日贝加尔湖南侧已形成和500hPa图上小波动相对应的低压中心，它始终沿着500hPa的强锋区有规律地向东南方向移动，5日14:00低压中心移到内蒙古东部地区，有明显的发展，但移速仍然较快。6日08:00低压中心移到吉林省中部地区，中午前后移过延边州(图2.15)。沿着高空锋区快速东移的低压中心和与它配合的地面冷锋是造成这场大风天气的地面天气系统。

⑶高空急流和影响系统三度空间配合

5月1日，500hPa中纬度地区已形成较强的锋区。5月6日300hPa高空图上(图2.16)，从贝加尔湖南部至日本海出现西北东南走向的很强的高空急流轴，延边州处在这支急流轴的北侧。高空急流带聚集强大的能量，对高低空天气系统的发生发展起关键作用。

从影响系统三度空间配合来看，6日08:00高低空影响系统均移到吉林省中部地区，从地面到500hPa各层低压中心和低槽位置均基本重叠(图2.14、图2.15、图2.17)。这就说明，影响系统的坡度非常陡，且具有前倾槽和第二型冷锋的性质。

⑷动量下传

据延吉探空资料分析，6日白天延边州上空的风力一直很大，6日08:00延吉上空850hPa风速为12m/s，700hPa风速为32m/s，500hPa风速为31m/s；6日20:00延吉上空850hPa风速为19m/s，70OhPa风速为25m/s，500hPa风速为42m/s，表明高空风有较强的风速垂直切变。低压冷锋过境时正好是当日气温最高的中午前后，因此易形成对流运动和湍流。这些条件都有利于上下层之间的能量交换，把高层具有较大动量的空气下传到低层，使低层风速增大，并使风向趋于高层风的风向，也使风具有阵性。

⑸气压梯度和3h变压

气压梯度和风力的大小有很好的相关关系。5月6日地面低压中心经过延边州时，43ºN附近，125～130ºE之间的5个经距内有6根等压线，这说明东西向气压梯度是很大的。地面低压东移过程中冷锋前后3h变压正、负中心的差值很大，冷锋过境前11时延吉3h变压为-3.4hPa，而冷锋过后的17:00，3h变压为+6.3hPa，最大变压差值为9.7hPa，延边州最大3h变压差值出现在珲春，为11.6hPa(表2.4)。实践证明，由于气压分布不均匀造成变压梯度，破坏了气压梯度与地转偏向力之间的平衡，产生一个附加的变压风，气压梯度越大，变压风也越大，使实际的地面风速增大。

⑹冷平流的作用

据分析，6日08:00和20:00，850、700hPa图上延吉上空等高线和等温线交角趋于直角，这说明延边州上空存在很强的冷平流。一般来说，大风风区的宽窄、风力的强度及持续时间的长短取决于冷空气的强度。冷平流越强则风力也越大，大风区也宽，持续时间也长。

⑺锋面移速和风的日变化

高空不稳定小槽和对应地面冷锋，移动速度都较快。地面低压中心和冷锋，每3h移动2个多经距。实践表明，移动速度快的冷锋，锋后容易出现大风。

从风的日变化来看，午后往往出现风速的最大值。在这次过程中，正好中午前后影响系统过境，也有利于大风产生。2.6霜冻2.6.1霜和霜冻的定义当近地面的温度下降到0℃以下时，空气中的水汽在地面物体上凝华成白色的冰晶叫做霜，亦称为白霜。霜冻则是指地面（或叶面）的温度突然下降到农作物生长温度以下时，农作物遭受冻害的现象。详情进入各种农作物遭受冻害的温度指标是不同的，但大多数农作物当地面（或叶面）最低温度降到0℃以下时就要遭受冻害，所以中央气象台就把地面最低温度降到0℃以下（包括0℃）作为出现霜冻的标准。

当温度降到0℃以下时，作物细胞之间的水分就开始结冰。当冰粒增大时，细胞就会受到压缩，其内部的水分被迫向外渗透出来。细胞失掉过多的水分，其内部原来的胶状物就逐渐凝固起来。特别是在严寒霜冻以后，气温又突然回升，细胞渗出来的水分很快变成水汽散失掉而无法复原，就会导致作物死亡。

霜是由于贴近地面的空气受地面辐射冷却的影响，温度降到霜点，即气层中地物表面温度或地面温度降到0℃以下，所含水汽的过饱和部分在地面一些传热性能不好的物体上凝华成的白色冰晶。其结构松散，一般在冷季夜间到清晨的一段时间内形成，形成时多为静风。霜有时在洞穴里、冰川的裂缝口和雪面上也会出现。在我国四季分明的中纬度地区，深秋至第二年早春季节，正是冬季开始前和结束后的时间，夜间的气温一般能降到0℃以下。在晴朗的夜间，地面热量散发很快，前半夜由于地面白天储存热量较多，气温一般不易降到0℃以下，但是到了后半夜和黎明前，地面散发的热量已很多，而获得大气辐射补偿的热量很少，气温下降很快，当气温下降到0℃以下时，近地面空气中的水汽附着在地面的土块、石块、树叶、草木、低房的瓦片等物体上，就凝结成了白霜。

霜冻为白天气温高于0℃，夜间气温短时间降至0℃以下时出现的低温危害现象，在农业气象学中是指土壤表面或者植物株冠附近的气温降至0℃以下而造成作物受害的现象。出现霜冻时，往往伴有白霜，也可不伴有白霜，不伴有白霜的霜冻被称为“黑霜”或“杀霜”。晴朗无风的夜晚，因辐射冷却形成的霜冻称为“隐藏2.6.2初霜冻和终霜冻每年秋季第一次出现的霜冻，称为初霜冻；每年春季最后一次出现的霜冻，称为终霜冻。入秋后的气温随冷空气的频繁入侵而明显降低，尤其是在晴朗无风的夜间或清晨，辐射散热增多，地面和植株表面温度迅速下降，当植株体温降至0℃以下时，植株体内细胞会脱水结冰，遭受霜冻危害。通常把秋季第一次发生的霜冻称为初霜冻，因为初霜冻总是在悄无声息中就使作物受害，所以有农作物“秋季杀手”的称号。详情进入我国地域广阔，初霜冻日出现日期也大不相同。新疆北部、内蒙古及东北北部地区9月中旬出现初霜冻；东北大部、华北北部、西部及西北地区9月下旬到10月上旬出现；11月上旬初霜线南移至秦淮一带；11月下旬到达西南及长江中下游地区；12月上旬到达南岭；华南中北部初霜冻则在12月下旬到1月中旬之间出现。大范围的冷空气活动的早晚与强弱都直接影响大面积初、终霜冻的开始及结束的日期。

我国初、终霜冻的一般情况：

⑴东部平原地区

从东北平原向南经华东平原、长江流域一直到南岭以北一带基本上为平原。冷空气从北方南下，一般能够顺利地向南推进，因而霜冻形成时大体也连成一片。初、终霜冻日期线基本上是平行的东西走向，初霜冻线随季节自北向南推移，终霜冻线自南向北慢慢缩回。愈向北初霜冻出现愈早，终霜冻愈迟，霜冻期长；愈往南霜冻期就愈短，南岭以南就很少出现霜冻，海南岛的个别地区终年无霜冻。

⑵西部和北部高原地区

因地势高而且冷空气影响很大，许多地方只有7、8两个月没有霜冻，青海西部、西藏大部几乎全年都有霜冻，甚至全年为冰雪覆盖。但是高原中的几个盆地无霜冻期却比四周高山要长。隐藏2.6.3霜冻预报从霜冻的成因可知，预报霜冻出现及影响程度，关键是预报冷空气活动和最低温度。值得注意的是，前面所讲的最低温度是指百叶箱高度上的气温，而衡量霜冻的温度是地面最低温度，二者之间有一定的差值。详情进入实践表明，在可能出现霜冻的季节里，如预报天空无云或少云，静风或微风而且最低气温要降到5℃以下时，就可能出现霜冻。例如甘肃平凉地区根据几年来各地对冬小麦作物的叶面、草面、地面、气温的对比观测和作物受冻程度的综合分析，确定地面最低温度为1.0～-0.9℃时所出现的霜冻为轻霜冻，-1.0～-2.9℃时所出现的为中等强度霜冻，≤-3.0℃时所出现的为强霜冻。

预报霜冻的方法，首先可考虑地面最低温度与气温的关系：，式中是地面（或叶面）最低温度，是最低气温，而a、b是随各地下垫面性质、近地面层空气湿度和风等项而定的系数，可以借在不同的天气条件下本地历年地面最低温度与最低气温的资料统计得出。实际上，根据预报的最低气温与夜间的天气条件就可以求得夜间到早晨是否有霜冻。

其次，可以绘制预报相关图。甘肃省平凉地区，根据历史上发生霜冻的天气过程分析得出，本地区的霜冻都是冷空气侵入、天气转晴夜间地面辐射降温所造成的平流辐射霜冻。他们分析了4月中旬—5月中旬晚霜季节里、本地区气象要素的特点与霜冻发生与否的关系，发现凡是满足下列条件之一者，次日凌晨无霜冻：夜间中低云量≥7或有雨，或偏南风大于6m/s；白天最高气温高于25℃或700hPa气温高于5℃；14:00的地面相对湿度大于90%。于是他们在本站历年可能出现晚霜的季节里符合无霜冻指标的日子剔除以后，把剩下的日子进行分型作预报霜冻的相关图，如图2.18。

图2.18霜冻预报图

此外，还可以编制逐步回归预报方程，根据霜冻与各气象要素的相关分析，选出相关最好的一些气象要素，用逐段回归方法分别建立方程，以预报次日地面最低温度（）。例如平凉气象台所用的方程有三个：

不考虑夜间云量预报值时的预报方程为；

夜间少云条件的预报方程为；

夜间为多云条件的预报方程为。

式中是白天最高气温，是07:00700百帕气温，是不同天空状况下所求得的次日地面最低温度，是14:00地面相对湿度，是14:00本站气压，计算时取十位、个位和小数一位。实际做预报时要优先考虑的预报值，然后根据形势及各种要素分析夜间云量变化的可能性，参考的计算值，再结合霜冻预报相关图，做出霜冻预报。各种农作物在较暖的生长期季节里，遭受霜冻冻害的温度指标互不相同，而且在不同的季节里也有所不同。气象为农业服务的工作中，应根据当地的具体情况制作霜冻预报。2.7能见度2.7.1能见度的定义和观测能见度是反映大气透明度的一个指标，分为地面能见度和空中能见度两种。空中能见度又分为空中水平能见度、倾斜能见度以及垂直能见度三种。在地面气象观测中，主要是观测地面水平能见度。本节讨论重点为地面水平能见度。详情进入所谓“能见”，在白天是指能看到和辨认出已知距离目标物的轮廓和形体；在夜间是指能清楚看到目标灯的发光点。凡是看不清目标物的轮廓，认不清其形体，或者所见目标灯的发光点模糊，灯光散乱，都不能算“能见”。

测量大气能见度一般用目测的方法，也可使用大气透射仪、激光能见度自动测量仪等测量仪器测量。能见度用气象光学视程表示时，是指白炽灯发出色温为2700K的平行光束的光通量，在大气中削弱至初始值的5%所通过的路径长度。隐藏2.7.2影响能见度的主要因子能见度和当时的天气情况密切相关（冯汉中，陈永义，成永勤2006），空气质量对能见度的好坏也有一定的影响。详情进入能见度和当时的天气情况密切相关（冯汉中，陈永义，成永勤2006），空气质量对能见度的好坏也有一定的影响。当出现降水、雾、霾、烟幕、沙尘、吹雪等天气现象和空气污染严重时，大气透明度低，因此能见度也差。不同天气现象对能见度影响的程度是不同的。隐藏2.7.3能见度的气候、地理变化特征能见度是极易变化的要素，既有年、日变化，也可在很短时间内发生剧烈变化。能见度的变化主要是由天气现象的生消演变造成的。因此，讨论能见度的变化主要是着眼于有关天气现象的演变。详情进入能见度的年变化因季节、地区的不同而有差异，一般是冬春两季较坏，夏秋较好。这是因为，冬季近地面层容易形成辐射逆温，大气层结稳定，雾、烟幕、霾较多，且北方的冷空气大风又常造成浮尘、扬沙，吹雪，甚至沙尘暴天气；春季地面解冻，土壤疏松，且多气旋活动，北方气旋前后