空气院教材要素预报.docx

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空气院教材要素预报

要素预报

第一节风的预报

一、影响地面风的因子

（一）、气压场

中高纬度，不考虑摩擦时，地转风公式成立：

气压场的预报是预报风的基础。

风压定律是预报风的主要理论依据。

（二）、变压

引起变压风的出现：

变压风沿变压梯度方向吹（高值—低值）。

一般，实际风＝系统性风＋变压风。

（三）、地面的动力作用

1、地表的摩擦作用

地表的摩擦作用使风速减小，风向偏离等压线指向低压一侧。

陆地：

摩擦大，风与等压线交角达30-45º，风速=Vg/2；海洋：

摩擦小，风与等压线交角约15º，风速=2Vg/3。

2、地形的阻挡作用

地形的阻挡作用使风向明显偏离等压线。

当空气在气压梯度力的作用下运动碰到地形阻挡时，会爬升和绕流，使风向发生改变。

3、地形的引导作用

狭管效应：

当气流由开阔地带流入地形构成的峡谷时，由于空气的不可压缩性，空气质量不能堆积，于是加速流过峡谷，风速增大。

这种地形峡谷对气流的影响称为狭管效应。

这种风叫峡谷风或穿堂风。

（四）、地面的热力作用

地面的热力作用形成地方性的热力环流。

如海陆风、山谷风。

热力环流引起的地面风，是从冷区吹向暖区，且水平温度梯度越大，热力环流越强。

所以，做地面风的预报时要考虑热力环流的影响。

例如：

河北石家庄地区有明显的热力环流。

其西为太行山区，东为华北平原。

地面风：

夜23h—上午10h，W—NW风（山风）；午后—23h前，SE风（谷风）。

所以，做地面风的预报时要考虑热力环流的影响。

（五）、动量传递作用

由于风速随高度增高而增大，所以当层结不稳定扰动加强时，上层风速较大的空气与近地面层的空气湍流交换，会使地面风速增大。

二、地面风的预报

地面风预报的一般思路：

先制作形势预报，在形势预报的基础上根据风压定律再考虑地形、热力环流以及动量的上下交换等因素，进行订正就可作出该站地面风的预报。

（一）、地方性风的预报：

1、定义:

在大范围气压场分布较均匀时，因地方性特殊条件而产生的局地（小范围）的热力或动力环流中的风。

2、特点：

风速小、风向变化大、日变化明显、不完全符合地转风原理。

3、预报方法：

1）、统计资料的应用：

由历史资料，找出当地地方性风的规律，据此做出预报。

2）、分析气压场：

下垫面较均一，地方性热力环流不明显时，气压场的微弱变化，可引起风向的改变。

这时，风常表现为直接从气压高处向气压低处吹。

所以，可以通过分析每一小时的实况图，掌握小范围气压场的微弱变化，预报风向的转变。

3）、分析温度场：

小范围温度场的变化所形成的局部热力环流，能造成风直接从低温区吹向高温区的现象。

例如:

a、白天降水区或云厚的地方，温度低，会有风吹向无降水区或云层薄的地方。

b、城市的热岛效应。

一般，冬季强于夏季，夜晚强于白天。

这种环流作用使城市的

的天气表现为：

烟雾集中、能见度差（如唐山，鞍山等地）；降水量比郊区大；夏季城市多积云，雷暴天气。

4）、低层空中风的应用：

有时早上地面静风，而气球测风得到低空有较大的风。

这时要考虑动量下传的作用，预报地面将有风。

4、地方性风的预报思路：

在气压梯度较小的弱气压场形势下，根据当地地方性风的变化规律，考虑气压场、温度场、天气、低空风等情况，做出预报。

（二）、系统性风的预报

1、特点：

气压系统较强，风与气压系统配合较好，风与气压场满足风压定律；风的变化主要受气压系统强度变化和系统移动影响；地形对风向风速有影响；具有明显的日变化，一般情况下，下午增温，稳定度减小，使动量下传，风速应增大些；晚上则风速减小。

2、系统性风的预报思路：

（1）、根据地面形势预报确定预报区域未来将受哪个气压系统影响？

该系统强度是加强还是减弱？

向什么方向移动？

移动速度是多少？

预报区域在不同的时间段位于该系统的什么位置？

（2）、根据预报区域在不同的时间段所处位置的气压场应用风压定律确定风向和风速大小。

（3）根据预报区域的地形和不同时段所处气压场的配置分析有没有因特殊地形使风向风速改变的情况（地方性风）？

如有则根据经地方性特点所积累的经验加以修正。

（4）、最后根据风的日变化规律对按以上思路所作出的风的预报进行修正，一般情况下，下午增温，稳定度减小，使动量下传，风速应增大些；晚上则风速减小。

（三）、地面大风的预报

地面大风就是风速达12m/s（6级）以上的风。

地面大风实际上是系统性风的特殊情况。

我国常见的地面大风有冷锋后的偏北大风、高压后部的偏南大风、低压发展时的大风、台风和雷暴大风。

另外在我国新疆地区的百里风带不属于系统性风，它是狭谷风，是由狭谷特殊地形造成的大风，属地方性风。

1、冷锋后的偏北大风

出现位置：

冷锋后，高压前，气压梯度最大处。

见图

出现原因：

主要是冷锋后强冷空气的活动。

预报着眼点：

从三方面分析冷空气的活动

（1）、冷平流区：

利用高空图分析冷平流的分布和强度，大风区出现在冷平流最强区的下方。

（2）、三小时变压的分布：

利用地面图分析P3的分布和强度。

冷锋前后正负三小时变压中心差值越大，则风力越强。

（3）、分析冷锋前后的气压差和温度差：

冷锋前后的两地之间的气压差和温度差可以反映锋附近气压梯度的大小和冷空气的强度，与大风有着较好的相关性，因而常被作为预报大风的指标。

出现时间：

冷锋后偏北大风的演变一般比较有规律，可以根据大风的范围以及该大风区的移动情况用外推法预报出本站的大风出现时间和风力。

预报着思路：

2、高压后部偏南大风

出现地区：

东北、华北、华东最常见

出现形势:

“南高北低”形势、“东高西低”形势

“南高北低”形势（见图）的主要形势特点：

我国东部海上有较强的高压，加强，少动；东北地区有锋面气旋（东北低压）发展加深；高低压相邻处气压梯度增大，从而出现大风。

“东高西低”形势（见图）的主要形势特点：

海上副高加强；高压西部有倒槽发展东移；我国东部沿海一带气压梯度增大，出现S—SE大风。

高压后部偏南大风特点：

多在春季出现；日变化明显，中午前后风大，傍晚小；形势变化不大时，可维持几天；常出现在地面风、高空风较一致地区。

高压后部偏南大风预报思路：

（四）、下坡风的预报

1、定义：

气流过山脉或高山大地形时，受其阻挡爬山，翻山后下坡的气流即为下坡风。

2、特点：

风速大，一般达20m/s,强时可达40—50m/s

3、出现多的地区：

喀什地区（翻越帕米尔高原）、吐鲁番地区（翻越天山）、银川（翻越贺兰山）、白城（吉林）（翻越大兴安岭）。

4、种类：

焚风：

气流过山后形成的干暖气流，与高空暖平流有关。

如华北地区春季的SW干热风。

布拉风：

一种寒冷干燥的风，与高空强冷平流有关。

比较高大的山脉易出现干热风，比较矮小的山脉易出现布拉风。

5、下坡风的预报

下坡风的预报可根据公式：

其中V为风速、g为重力加速度、h为山的相对高度、T0,Th分别为山脚，山顶处的气温。

三、空中风的预报

由于受地形，地表影响小，空中风可以用地转风或梯度风近似。

所以地转风原理是空中风预报的基础。

1、测风资料和空中等压面图的应用

当要预报的空中风与某标准等压面高度接近时，若预报时效不长，天气形势变化又不太大，这时基本上可按该等压面图上风的实况作为预报的风向风速。

2、热成风原理的应用

预报两等压面之间的风可根据热成风原理，冷平流区，风随高度增加而逆转；暖平流区，风随高度增加而顺转。

预报高层等压面上的风可根据热成风原理，上层风等于下层风与热成风的矢量和。

3、探空资料的应用

以实况代替预报，根据需要，及时放球测风，了解空中风垂直分布情况，在天气形势稳定时，可进行短时外推，预报各层的风向、风速。

4、数值预报产品的应用

850hPa空中风预报，可直接用应用数值预报。

500hPa图空中风预报，可根据所预报的等高线，由地转风原理求算空中风。

5、卫星云图的应用

正在探索中，用得最多的是：

洋面上“积云线”的走向可指示低空风风风速〉=10m/s。

呈直线或反气旋弯曲的卷云带，反映了高空急流的情况。

当急流卷云带中有横向波动出现时，风速〉=50m/s。

第二节气温的预报

气温的预报用语以摄氏度（°C）为单位，通常为具体数值。

如Tmin：

15°C；Tmax：

25°C。

（过去习惯用间隔2°C）如Tmin：

14-16°C；Tmax：

24-26°C。

一、影响气温局地变化的因子

由热力学第一定律，得到：

1、温度平流的影响

暖平流区升温，冷平流区降温。

2、垂直运动的影响

当层结稳定时，若有上升运动ω<0，则降温；若有下沉运动ω>0，则升温。

当层结不稳定时，则情况相反。

3、非绝热因子的影响

主要包括辐射、湍流交换、凝结过程。

能引起气温的日变化和气团变性。

二、各种气象要素对气温日变化的影响

1、云的影响：

天空、天气状况不同，气温日变化不同。

晴天，气温日变化大；阴雨，有雾时，气温日变化小。

2、风的影响：

风速大小不同，气温日变化不同。

风速大，利于空气中热量交换，使白天增温减慢，夜间降温减慢，日变化小。

风速小，日变化大。

3、地表的干湿：

地表性质不同，气温日变化不同。

陆地，尤其是沙漠地区，日变化大；海洋，日变化小。

4、气团变性：

根据经验，冷空气向南移动一个纬度，气温约上升1℃。

强调：

一般，上述要素对空中和地面气温的影响程度不同。

地面气温变化主要取决于温度平流和非绝热变化项空中气温变化主要取决于温度平流和垂直运动项。

5、城市热岛效应

三、地面气温的预报

（一）、同一气团内部温度的预报（无锋面过境）

1、思路：

根据形势预报的结论，考虑到无锋面过境，确定温度的变化是以辐射为主，即主要考虑气温的日变化为主。

其次再分析实况和应用历史资料，分别报出最低温度和最高温度。

2、具体方法：

（1）、最低气温的预报：

1）、比较法：

例：

今晨，最低气温实况为10°C，昨晚为阴天，预报今晚为晴天，则明晨最低气温预

报比今晨低些，如5—7°C。

2）、降温量法：

例如南京4月某天18h温度为12°C，预报当夜的天气状况为多云有风，查表知多云有风时，夜间降温量为6.7°C，则明晨最低气温可报7°C

（2）、最高气温的预报：

1）、日际变量法（比较法）：

例如今天阴天最高气温实况为20°C，预报明天白天为晴天，则明天的最高气温可报比

今天高些，如21—23°C。

2）、升温量法（实际上也是比较法）：

以预报的最低气温为基础，加当天最高气温与最低气温的差值（升温量）。

例如预报明天白天的天气情况与今天差不多，则有：

Tmax=Tmin+ΔT。

如果天气状况不同，则需对ΔT进行修正，方法同1）。

3）、绝热法（T-lnP图）

以850hPa温度值为基础，沿干绝热线线下降到地面所具有的温度，即为预报的最高气温。

说明：

这种方法的使用需满足以下条件a、有较强的扰动（气层不稳定，风大等），扰动高度可达850hPa；b、需用预报第二天T850（08h）才能报当天的最高气温（可利用数值预报产品）。

（二）、有锋面过境时温度的预报

1、思路：

根据形势预报的结论，考虑到锋面过境，温度的变化不仅要考虑辐射作用（气温的日变化），还要考虑冷平流的降温作用（冷锋）和暖平流的增温作用（暖锋）。

2、预报方法：

先根据气团内部气温预报的方法预报出最高、最低气温，再用以下几种方法预报出的平流降温加以订正。

1）、经验法：

一般冷锋过境降温量可达－7—－10°C/天

寒潮冷锋过境降温量可达－12--－15°C/天

实际预报时，可考虑地面非绝热增温作用的大小、季节、地区的不同等因素，作出订正

来做预报。

2）、利用锋后24小时变温：

根据预报的锋面位置距本站距离（L），在图上锋后对应位置处的ΔT24值，当成此冷锋

过境后的降温量来报气温。

3）、统计本站降温量

根据历史资料统计各路（北路，西路，西北路）冷锋过境后平均降温量ΔT24来预报。

四、空中气温的预报

（一）、利用平移法求算空中气温

1、求平流变温量。

2、求算垂直运动引起的变温订正。

3、利用单站测风资料求算平流变温量。

（二）、利用探空图表查算空中气温

在气压系统的中心地区，那里的温度平流往往较弱，而垂直运动往往比较强烈。

由于垂直运动产生的变温量，可以用探空图表查算。

（三）、利用数值预报产品资料

可以直接应用数值预报产品中气温的预报结果。

表18南京各月夜间降温率（1958—1964）

类别

月份

-T6

一月

二月

三月

四月

五月

六月

七月

八月

九月

十月

十一月

十二月

说明

少云无风

平均

7.4

9.1

9.9

10.2

8.9

7.5

6.4

7.2

7.6

7.8

8.1

7.1

1．根据58—64年大校场观测资料统计。

2。

分类标准

①少云：

高云量≤7，中云量（h＜5000米）＜4，或云量≥4，但时间≤4h。

②无风：

19h后风速不超过2m/s或＞2m/s,时间＜3h.

③有风：

风速≥3m/s，时间≥3h

④多云：

高云量8—10，中低云量4—7（≥

5h）。

⑤阴：

中低云量和8—10（≥5h）。

⑥降水：

3小时以上或18h

观测时有雷雨时。

最大

11.0

11.7

13.9

12.0

11.6

10.4

7.8

9.8

9.5

13.3

10.1

11.0

最小

2.9

3.7

6.7

7.5

6.3

4.7

0.8

4.0

5.0

2.7

3.3

3.5

少云有风

平均

6.8

8.6

9.0

8.8

8.4

7.8

6.6

6.8

6.2

6.5

6.0

6.3

最大

11.6

13.0

13.3

13.1

15.3

11.0

9.6

10.6

12.8

10.6

12.3

9.0

最小

0.7

5.0

4.2

3.2

5.5

5.0

-1.0

4.4

3.3

3.9

3.2

3.3

多云无风

平均

6.2

6.1

6.4

7.0

7.6

6.0

5.5

5.9

7.0

7.4

5.5

4.3

最大

9.4

11.8

7.9

11.5

10.8

9.7

7.7

8.6

8.6

7.8

6.7

8.9

最小

2.9

3.7

3.9

3.6

5.1

2.2

0.0

3.6

4.0

5.6

3.7

1.8

多云有风

平均

5.1

5.5

6.8

6.7

7.5

6.7

5.1

6.1

4.3

6.7

4.0

4.0

最大

9.3

10.2

9.4

10.5

13.2

14.6

6.9

9.3

9.4

8.5

6.0

8.4

最小

2.4

0.6

3.2

3.0

3.3

3.2

1.2

3.9

2.4

5.0

0.2

1.1

阴无风

平均

2.5

4.7

3.2

4.5

3.8

3.7

2.3

4.9

4.0

3.7

2．9

2.3

最大

5.0

8.8

6.2

11.6

6.6

7.3

6.4

5.8

4.9

6.9

5.8

3.2

最小

0.4

2.6

1.1

0.2

1.3

1.1

0.0

-2.4

1.4

1.2

0.5

1.2

阴有风

平均

2.3

2.7

4.1

3.8

4.4

3.9

3.0

5.2

3.3

2.6

2.9

2.3

最大

5.8

11.0

11.8

12.4

12.1

9.4

9.8

7.4

8.5

9.0

11.1

8.0

最小

0.3

-0.7

1.7

-0.6

1.8

0.9

-1.7

1.9

1.5

-3.5

-0.8

0.0

降水

平均

1.8

1.7

1.3

1.9

2.3

1.1

2.1

2.0

1.9

1.6

1.8

2.1

最大

5.5

9.9

3.8

11.8

6.9

6.4

8.8

8.2

7.7

7.2

6.5

8.5

最小

-0.7

-1.1

-1.4

-0.5

-0.8

-1.7

-1.7

-1.5

-1.5

-0.8

-0.8

-0.6

第三节云的预报

一、形成云的基本条件

（一）、大气中的水汽条件

1、大气中水汽分布一般特点

大气中水汽含量在垂直方向前随高度递减很快，主要集中在对流层下半部，500hpa以下大气的水汽含量占整个大气水汽含量的90%，

所以分析大气水汽情况，一般只分析850hpa和700hPa即可。

我国平均水汽含量的分布是南方大、西北方小，越向内陆水汽含量越少。

平均水汽含量最大值出现在南岭以南、北部湾附近；平均水汽含量最小值出现在青藏高原、柴达木盆地和塔里木盆地。

我国水汽来源主要有两个，分别是印度洋上的赤道气团和西太平洋上的热带海洋气团。

两者所处纬度低、气温高、水汽含量大，对我国形成云和降水很有利。

所以来自高压后部的偏东风和空中槽前的偏南风（多是赤道气团或热带海洋气团）使水汽增加；若有低空急流（又称为暖湿输送带）存在，增湿更明显。

来自高压前部或槽后的偏北气流，是从大陆来的极地大陆气团，则使水汽减少。

2、水汽的空间分布和空气接近饱和的程度

分析水汽的空间分布和空气接近饱和的程度方法是：

（1）、分析地面图上等露点线，露点高值区为湿中心所在，水汽含量大，容易形成云雨。

（2）、分析空中图上T-Td线，可了解水汽饱和的程度，饱和区域通常与云和降水相联系。

一般，T-Td<=2—3°C的区域作为饱和区T-Td<=4—5°C的区域作为湿区；T-Td>=10—12°C的区域作为干区。

（3）用T—lnP图分析（T,P）与（Td,P）的状态，根据温压与露压曲线靠近的程度，可了解湿度在垂直方向上的分布情况。

（4）、根据卫星云图云区的变化分析空气中水汽的变化，卫星云图上云区扩大或亮度增加都是水汽比较充足和水汽含量增加的表现。

3、水汽的空间分布随时间的变化

水汽局地变化方程：

讨论：

（1）、水汽的水平输送是云雨形成的主要项。

分析水汽的水平输送可用定性分析和定量计算两种方法。

定性分析水汽的水平输送和分析温度平流的方法一样，可依据图上风场和湿度场分析了解水汽的水平平流情况。

（见图）

定量计算水汽的水平输送主要是计算水汽平流和在某地区积聚和扩散的情况。

通常要计算水汽通量和水汽通量散度。

具体方法参见（）

（2）、水汽的垂直输送

a、水汽垂直输送是靠垂直运动来实现的，因为大气中水汽一般随高度减少，所以上升运动可以把低层湿空气携带到高层，使很厚的一层大气变得潮湿，下沉则相反。

b、就槽来说，槽前偏南气流伴有明显的上升运动，使很厚的气层的水汽含量增加。

槽后偏北气流的控制下，往往较干燥。

c、潮湿下垫面，水汽的垂直输送可达到与水平输送相同的量级。

（3）、蒸发、凝结引起的水汽变化

水汽凝结时，C>0;则空气中水汽减少；

水汽蒸发时，C<0;则空气中水汽增加。

所以，潮湿地面的蒸发和降水过程中雨滴的蒸发，可使低层大气水汽增加，有利于低云的形成。

（4）湍流、扩散对水汽变化的影响

湍流、扩散影响低层水汽的变化。

湍流扩散总使水汽由高值区向低值区输送，使水汽分布趋于均匀。

（二）、大气中的冷却过程

大气中常见的冷却过程有绝热冷却和辐射冷却两种。

大气中的绝热冷却过程总是与上升运动联系在一起。

一般在槽和低压前方、气流的辐合区、暖平流区、锋上暖气团中、山脉的迎风坡都有上升运动，有利于云雨的形成和加强。

相反，则不利。

同时要注意扰动的强弱，在风垂直切变大、大气层结不稳定、地表越粗糙的地区越有利于云雨的生成和发展。

实际预报工作中分析垂直运动的方法主要有：

1、直接应用数值预报产品中的垂直速度，日本数值预报产品FXFE782、FXFE783图

中有700hpa的垂直速度，阴影区为上升运动。

2、根据锋附近的垂直运动进行判断。

一般锋面下面为下沉运动，锋面上面为上升运动。

上升运动的强弱与垂直于锋面的相对锋面移动的水平风速有关，垂直于锋面的相对锋面移动的水平风速越大上升运动越强，锋面坡度越大上升运动也越强。

3、根据低层辐合判断垂直速度，低层气旋性辐合有上升运动，低槽、低涡和气旋型曲率大的区域上升运动强

。

一般静止锋式切变辐合量小，云雨带不宽，有弱降水；冷锋式切变，常与空中槽相联系，南侧有降水；风向辐合，风速和的值越大，辐合越强；风速辐合，风速差越大，辐合越强；风向切变+风速辐合和风向切变+风速切变均有较强辐合。

4、根据高层辐散判断垂直速度，高层反气旋性辐散有上升运动。

（三）、地形和海陆的影响

1、山地的影响

山可减缓或阻止天气系统的移动，从而延长降水时间，使总雨量增加。

山的迎风坡，上升气流产生强烈的抬升作用，使降水强度增大，总雨量也增加。

山的坡度越大，风速越大，风向与山的走向越垂直时，上升运动越强。

地形会使系统性的风向发生改变，从而在某些地方产生地形辐合或辐散，影响垂直运动和降水。

2、海陆的影响

由于海面比较平坦而且热力性质比较均匀，因此通常海上白天的对流和乱流比陆地上弱，故积状云比陆地上要少。

二、低云的预报

低云分为锋面低云、平（回）流低云、扰动低云、对流型低云。

低云有明显的地方性和季节性特点。

（一）、锋面低云的预报

1、锋面低云的形成预报

（1）、首先对锋面的移动和强度变化情况作出预报，判断短期内其移动和强度的变化。

根据锋面概念模式以及锋面的变化初步作出不同时段锋面低云出现的区域。

充分利用上游测站的实况和地面天气图分析锋面低云的分布和历史演变情况，根据锋面低云的分布和历史演变情况作出不同时段锋面低云出现的区域及其云状云高的预报。

（2）、分析锋面附近水汽和上升运动条件,对按以上方法作出的锋面低云的预报进行修正。

对锋上系统性低云水汽条件要分析暖气团中的水汽条件，主要是暖气团中的湿度状态和变化，要注意时间、地点和条件。

一般，南北方不同，早中晚不同；早晚相对湿度大，所以锋面在早晨和晚上过境时,比白天过境时，更易产生低云。

对锋上系统性上升运动条件分析锋上的垂直运动。

锋面坡度大，移速快。

且850hPa槽越深，上升运动越强，越有利低云形成；锋面处于850hpa槽前时，有利于低云的形成；锋后风大，冷平流强时，易产生扰动，出现锋下扰动低云；锋面及其相应的锋区强，锋两侧温差大，有利形成低云。

对锋下扰动低云和碎雨云水汽条件要分析锋下冷空气的水汽，锋下扰动低云和碎雨云取决于冷气团中的水汽条件。

对锋下扰动低云和碎雨云上升运动条件分析锋下冷气团中的乱流扰动。

2、锋面低云生消时间的预报

锋面过境一般为低云出现的时间，而850hPa低槽槽线过境，低云消失。

锋下碎雨云，在连续性降水1—2小时后出现，雨停后即消失，但若低空有扰动，碎雨云将变成层积云或碎积云继续存在。

（二）、平（回）流低云的预报

1、平（回）流低云的一般情况

平流低云是出现在海上暖高压西部的一种低云，是暖湿空气平流到冷的地表上空或海雾平流到陆上抬升而成。

回流低云是出现在入海冷高压西部的一种低云，是冷空气在海上变暖增湿后回流到冷的陆面上形成，或海上已有低云回流到陆上来而形成。

（见图）

平流低云，是出现在海上暖高压西部的一种低云，是暖湿空气平流到冷的地表上空或海雾平流到陆上抬升而形成的。

平流低云一年四季都可出现，但出现最多的月份由南向北推迟，这与副高的北移和冷高压入海位置随季节变化有关。

（见图）