第十九章 天气预报原理和简易方法

第十九章 天气预报原理和简易方法

第一节 天气预报的基本原理

一、天气形势与天气

发生在大气中的错综复杂的天气现象都与不同尺度、不同类别的天气系统有直接或间接

的联系,不同的天气系统伴随不同的天气,如北方有强冷空气向南爆发时,会给所经之地带来

大风、降温、雨雪天气;热带洋面上有台风活动时,则出现狂风、暴雨和巨浪,并且这些天气现象

随天气系统的移动而移动。因此,天气系统是天气现象的制造者和传播者。

活动在大气中的天气系统很多,它们的空间规模、存在时间长短有很大差异,如表19-1 所

示。在对流层的中、上部,主要的天气系统是大气超长波(如中高纬的西风带和低纬的东风带)

和长波(如西风带上波长为几千公里的波动);在对流层的低层,天气系统以闭合的涡旋为主,

如气旋(即低气压)、反气旋(即高气压)等。不同高度、不同尺度(气象学上将天气系统的空间大

小和时间长短通称为尺度)的天气系统相互配合、相互作用和相互制约。较小尺度系统在较大

尺度系统中孕育和发展,当其成长后,反过来又影响较大尺度系统。

大气运动的各种尺度表19-1

水平尺度(km ) 2× 103 2× 102 2 尺 度 类 型大 尺 度中 间 尺 度中 尺 度小 尺 度

天

气系统

温带超长波、长波气旋、锋背风波雷暴

副热带副热带高压切变线飑线、暴雨龙卷风

热带热带辐合区、季风热带气旋、云团热带风暴、对流群对流单体

时间尺度(h ) 102 10 1 同一时间众多天气系统分布的概貌称为天气形势(Synoptic Situation ),它包括高压、低

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压、锋、热带气旋的位置、强度等的分布状况和大范围环流型(如高空长波槽、脊的分布型式

等)。当天气形势处于稳定阶段时,表明天气系统的变化是渐进的、持续的,与之对应的天气变

化也是渐进的、持续的;当天气形势发生显著变化时,天气将剧烈变化甚至出现异常。因此,无

论是一次大范围的天气过程还是一次地方性的天气现象,都与当时整个天气形势的变化密不

可分,天气形势决定天气变化。

二、天气预报的思路

既然天气形势决定天气变化,那么,如果能正确判断未来天气形势的变化,就有可能正确

推断出一个地区未来一定时间内的天气变化,这就是天气图预报方法的主要依据。可见,天气

形势预报(W eath er P rognostics)是天气预报(W eath er P rediction)的基础。

天气图(地面图、高空图)是反映气压系统、锋面等大尺度和中间尺度系统的强度和移动变

化的天气形势图,目前仍是天气预报的主要工具。预报人员根据前后连续的几张天气图,识别、

跟踪各种天气系统,研究它们的发生、发展和移动情况,并参照气候背景资料、雷达和卫星资

料、单站记录等,再利用经验预报规则,经综合分析后作出天气系统未来移动和发展的预报。可

见,这种预报的准确性与预报人员的经验有很大关系,通常称其为主观预报。

20 世纪50 年代以来,随着大型计算机的出现、计算技术的提高和气象理论及观测手段的

进步,数值天气预报(N um erical W eather P rediction)得到了迅猛发展,目前在一些发达国家已

成为主要预报手段,如欧洲中期天气预报中心(E C M W F )用全球谱模式可作出10 天的逐日全

球气压形势预报。数值天气预报简称数值预报,又称流体力学方法天气预报,是利用大型计算

机,在一定的边界条件和初始条件下,求解描述大气运动的闭合微分方程组来预报天气形势的

一种方法,其逐日天气变化的可预报上限为2～3 周。由数值天气预报给出的天气形势预报图,

比手工经验方法作出的预报图客观,准确率提高10% ～20% 以上,因此数值预报被称为客观

预报。例如,目前船舶所接收的1～3 天地面预报图、24h 波浪预报图等,就是先由数值预报法

给出,然后再经预报员人工修正后发出,使预报准确率又比单纯的数值预报结果提高约10% 。

需要说明的是,现阶段数值预报法所给出的仅是天气形势预报图,还不能直接作出绝大多数气

象要素的预报。

有了天气形势预报的结果,利用统计预报或天气模式等方法,再结合本地区的自然地理条

件和气象要素的日变化规律,最后作出要素(风、气温、天空状况、降水等)预报。

由上述可见,天气预报的实现分为两步:先作出形势预报,然后再给出要素预报。

在我国,短期预报通常指1～ 3 天的预报,3～10 天的预报称为中期预报,10 天以上(月、

季、年等)的预报称为长期预报,又称气候预报。

三、船舶补充天气预报的步骤

船舶补充天气预报(S upplem entary W eath er F orecast),又称航线天气预报, 是在气象台

发布的海洋天气预报基础上,结合船舶接收的气象传真图、本船观测资料、船所在海区的地理

条件和航行要求等,补充、订正气象台发布的海洋天气预报,以得到本船前方航线上更准确的

天气预报。其主要步骤如下:

1.收集资料

1)接收气象传真图,包括地面分析图、地面预报图、波浪分析图、波浪预报图,尽可能加收

高空图、卫星云图等辅助资料。

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2)接收海岸电台发布的海洋天气报告和各广播电台发布的海洋天气预报。

3)做好本船的气象观测记录。

2.分析天气形势

利用地面分析图或天气报告,分析目前大范围环流背景特点,了解各系统之间的配置情

况,确定直接影响本船的天气系统,并分析其移动、发展、演变的情况。

3.作出“形势”预报

利用地面预报图(和警报图),结合外推法或其它经验方法,确定未来12h 或24h 甚至更长

时间,本船前方推算航线上将受何天气系统以及天气系统的何部位控制和影响,并考虑该系统

的发展演变趋势。

4.作出要素预报

在仔细研究气象台发布的该海域天气预报的基础上,结合本船现场观测的天气与海况资

料以及地方性因子,运用天气模式、简易预报规则、本人经验等作出本船航线前方的补充预报

和订正预报。

图19-1 垂直运动引起的气压变化

在预报过程中,应尽量利用高空图、波浪图、卫星云图等辅助资料,使预报更加准确可靠,

并注意船舶和天气系统间的相对运动。另外,在航行过程中,应及时收集最新的资料,如每6h

收一张最新地面图,并根据最新资料,按上述步骤,对前面作出的航线天气预报进行必要的修

正,直至到达目的港。

四、气压场变化的原因

天气形势的变化主要表现为气压场的变化,而气压场的变化实质上是大气质量的重新分

配过程。大气中通常有以下几种情况会造成大气质量的重新分配。

1.空气水平辐散辐合对局地气压的影响

对某一地区而言,若其上空整层气流辐散,空气柱中的质量将随着气流的散失而减少,气

压降低;反之,若整层气流辐合,则空气柱中质量聚集增多,气压升高。在实际大气中有时是上

层辐合、下层辐散,有时是上层辐散、下层辐合,有时辐散、辐合随高度分布更复杂。所以,对某

一地区而言,当总辐散占优势时,气压降低;当总辐合占优势时,气压升高。显然,地面低压要发

展,低压上空高层辐散必须大于低层辐合,否则将填塞;地面高压要发展,高压上空高层辐合必

须大于低层辐散,否则将减弱消失。

2.空气垂直运动对局地气压变化的影响

当空气有垂直运动而气柱内无空气质量外流时,气柱中的总质量没有改变,地面气压不会

发生变化。但是因垂直运动伴有空气质量的上下输送,会造成某一层次空气质量的改变,从而

引起该层次气压的变化。如图19-1 所示,设无垂直运动时A、B、C 三地上空某一高度上的气压

相等。若B 地有上升运动,空气质量由下向上输送,则

b 点气压上升;若C 地有下沉运动,空气质量由上向

下输送,则c 点气压下降;A 地始终没有垂直运动,则

a 点气压不变。

3.下垫面加热或冷却作用引起的局地气压变化

当气团局地增热时, 空气膨胀并上升, 气压随高

度的递减率小, 上层气压比四周地区高, 上层空气向

四周辐散, 导致空气柱总质量减少, 使地面和低层气

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压下降形成低压, 于是下层出现辐合。当上、下层总辐散占优势时, 低层气压继续降低。热

低压就是这种原因造成的。当气团局地冷却时, 空气收缩并下沉, 气压随高度的递减率大, 上

层气压比四周低, 上层空气从四周流入, 即产生辐合, 使空气柱总质量增加, 导致下层和地

面气压增高形成高压,于是下层出现辐散。当上、下层总辐合占优势时,低层气压继续升高。

4.冷暖平流对局地气压变化的影响

冷空气密度比暖空气大,因此,当某地受冷平流影响时,空气柱总质量增加,下层和地面气

压升高;当受暖平流影响时,空气柱总质量减少,下层和地面气压降低。在一般情况下,暖平流

伴有上升运动,有空气质量自下层向上层输送,使500hP a 和700hP a 气压升高,地面和850hP a

气压降低;相反,冷平流伴有下沉运动,空气质量自上层向下层输送,使500hP a 和700hP a 气

压降低,地面和850hP a 气压升高。

此外,地形的阻挡作用也会引起局地气压的变化。在地形的迎风坡一侧,由于水平气流辐

合加压常形成地形脊,在背风坡一侧因气流水平辐散减压形成地形槽,例如台湾海峡、日本海、

东北平原和华北平原等地方常有地形槽出现。

综上可见,实际气压变化是各种动力因素和热力因素共同作用的结果。通常,冷平流和下

垫面冷却总是引起下沉运动和上层质量辐合,使上层气压降低而下层气压升高;暖平流和下垫

面加热总是引起上升运动和上层质量辐散,使上层气压升高而下层气压降低。

第二节 船舶适用的简易天气预报方法

常用的天气预报方法有外推法、相似形势法、引导气流法、物理分析法、变压法、概率统计

预报、资料统计法和数值天气预报等,还可利用卫星云图、雷达回波等资料辅助预报。其中外推

法、相似形势法、引导气流法、物理分析法、资料统计法比较适合船舶条件下使用。此外,船舶可

以通过气象传真接收机直接接收和使用卫星云图和数值天气预报的产品,如地面、高空数值预

报图(F S 、F U )、海洋波浪预报图(F W )、热带气旋警报图(W T )等,这些图的使用实例见第二十

章。当然,随着船上计算机设备的配备,在船上运用概率统计预报法预报气象要素已有可能成

为现实。

在上述船舶可用的预报方法中,资料统计法是指对多年气象历史资料,用统计学方法统计

出影响某地区的重要天气系统出现的频率、移动路径、移动速度和中心强度等的平均值和极

值,以及重要水文气象要素的出现频率、平均值和极值,供预报时作为气候背景考虑。这些统计

结果在航海气候资料或海图中都可以查到,一般不必亲自统计,但应积累这方面的知识,尤其

是在首航某一海域之前,很有必要事先作好这方面的准备,做到心中有数。物理分析法主要包

括涡度平流分析和温度平流分析,有关这方面的定性预报规则放在下一节介绍,本节简要介绍

外推法、相似形势法、引导气流法的使用步骤和注意事项。

一、外 推 法

1.外推法的原理

天气分析实践表明,天气系统的发展在一定时间间隔内具有连贯性和渐近性。将天气系统

过去的演变趋势外延到以后一段时间,以推测天气形势的未来变化,这种预报方法称为外推法

或持续性法(E xtrapolation)。它的基本原理是假定大气运动处于相对稳定状态,认为在未来一

段时间内天气系统的变化趋势与预报起始之前一段时间内的变化趋势相同。外推法适用于各

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类天气系统的位置、强度和移动路径等的短时间预报,也可用于天气区,如大风区、雾区或降水

区等的移动和发展的预报。

外推法可分为等速外推和变速外推两种。等速外推是假定系统的移动速度或强度变化基

本上不随时间改变,即认为系统的移动或强度变化与时间成直线关系,外推就按这种直线关系

来进行,故等速外推又称直线外推。变速外推是假定系统的移动速度或强度变化接近于匀变速

(匀加速或匀减速)状态,即认为系统的移动距离或系统的强度变化与时间成曲线关系,外推时

要考虑它们的变速情况,故变速外推又称曲线外推。

2.外推法的操作方法

1)闭合系统的外推

①等速外推:如图19-2a)所示,24h 前低压中心的位置在点1,中心数值为299 位势什米,

12h 前低压中心的位置在点2,中心数值为297 位势什米,系统强度加深了2 位势什米,移动距

离为S1。作预报时低压中心的位置在点3,中心数值为295 位势什米,又加深了2 位势什米,移

动距离为S 2,S2= S1。由此可见,在过去24h 内,低压中心自西向东移动,方向不变,移速不变,

中心强度等速加深。在此情况下,应按直线外推,于是12h 后低压中心将按原方向继续东移至

点4,移动距离为S3,S 3= S2= S1,中心数值继续降低2 位势什米,为293 位势什米。

②变速外推:24h 前地面低压中心位于点1(见图19-2b)),中心数值为1009hP a,12h 前低

压中心位于点2,中心数值为1006hP a,加深了3hP a,移动距离为S1。作预报时低压中心位于点

3,中心数值为1001hP a,加深了5hP a,移动距离为S2。由图可见S 2< S 1,低压中心减速移动,中

心数值加速降低,移动方向稍向左偏。这种情况应按曲线外推,于是12h 后低压中心将按以前

的趋势移到点4,移动距离为S3, S3 = S2 - (S1 - S 2), 中心数值为1001 - [5 + (5 - 3)] =

994hP a。

图19-2 外推法

2)锋线、槽线和脊线的外推

下面以锋线为例说明外推的具体过程。如图19-3 所示,24h 前地面冷锋线位于A1A′1,12

h 前位于A2A′2,预报时位于A3A′3。为了外推冷锋未来的位置,首先根据其移动特点,在锋线

的北段、中段和南段分别选取有代表性的a 1、b1、c1 三个点,并作矢线与A2A′2 垂直相交于a 2、

b2、c2,再以同样的方法作矢线与A3A3′垂直相交于a 3、b3、c3。由冷锋过去的移动趋势可以看出,

其北段和中段是加速移动的,而南段是等速移动的。如地面形势无大变化,则冷锋北段和中段

可按加速外推;而南段可按等速外推。12h 后,其移动距离分别为:

a 3a4= a 2a 3 + (a 2a 3 - a 1a 2)

b3b4= b2b3 + (b2b3 - b1b2)

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c3c4= c2c3 = c1c2

将a 4、b4、c4 三点用一条光滑的曲线连接起来,就得到未来12h 冷锋的位置。由图可见,由

于冷锋各段的移速不同,冷锋由原来的南北走向变为东北- 西南走向。利用同样的方法可以外

推高空槽线或脊线的移动,也可以从等高线的形状外推槽、脊的强度变化(可参见有关书籍中

的举例)。

图19-3 冷锋的外推

3.使用外推法应注意的问题

在使用外推法时应注意外推时间不能过长,统计表明预报时效以6～

12h 为宜,最好不超过36h 。由于外推法不考虑系统移动和发展的物理原

因,当天气系统处于显著变动状态时,外推法不能预报出天气系统的新生、

消亡、移速和强度发生的突变。另外,当系统受山脉或岛屿阻挡时也不再适

用。在船上用外推法作预报时,还必须考虑船与相关天气系统之间的相对

运动,这是船舶条件下利用外推法的特点。

二、相似形势法

相似形势法简称相似法,是指根据最近的天气形势(或气象要素)的演

变型式,从历史资料中找出同一时期与之最相似的变化型式,再以历史上

这个相似过程的变化规律预报本次相似过程后期的变化。它的依据是前期

相似的天气过程是受到相似的物理因子制约的,相应地它们后期的天气发展趋势也是相似的。

相似形势法既可用于形势预报,也可用于单站要素预报。但要注意相似并不是相等,如果能抓

住主要的相似特征,预报效果是良好的。

用相似形势法做预报时,具体操作方法很多,其中有一种称为模式法。它是将历史上许多

相似天气过程加以分析综合,归纳出若干典型天气型或天气模式,在预报时,若发现本次的天

气形势(或气象要素)的演变与某一模式相似,就依照模式后期的变化规律来预报本次未来天

气形势(或气象要素)的变化。例如,对东亚寒潮已总结出三类主要天气形势,我国东部沿海地

区的大风和平流雾也总结出若干种天气型。美国气象导航公司作中长期天气预报时,也采用相

似形势法,据称用于太平洋的模式有7 个,用于大西洋的有10 个。

1.我国近海几种典型大风形势

长期的天气分析实践表明,地面大风都是在某些特定的天气形势下产生的,通常有两种情

况:一种是天气系统本身发展造成的大风,如低压大风、冷锋后偏北大风、台风大风和雷暴大风

等;另一种是高、低压系统之间相互配置造成某一部位气压梯度较大而出现的大风,如高压后

部的偏南大风等。下面介绍我国近海地区经常见到的几种典型大风天气型的形势特点和预报

着眼点。其中,台风大风和雷暴大风已在前面章节中阐述,这里不再赘述。

1)低压大风

当低压本身强烈发展时,就会伴有大风。通常,在低压东部为偏东大风,南部为偏南大风,

西部为偏北大风。由于低压在春季最活跃,这类大风在春季出现最多。如黄河气旋、江淮气旋

和东海气旋等经常在我国北部或东部海区造成6 级以上大风。低压大风预报的着眼点是低压

能否加深发展。若低压位于发展中的高空槽前,且槽前有明显暖平流时,则有利于地面低压的

加深。

2)冷锋后偏北大风

冷锋后偏北大风出现在冷锋后高压前部等压线密集的区域。其天气形势特点是:冷锋后有

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较强的冷高压南下,同地面锋相配合的高空低压槽较深,且槽后有较强的冷平流,地面大风出

现在高空冷平流最强的区域,同时也是地面图上正变压(ΔP 3)中心附近变压梯度最大的地方。

这类大风春季最多,冬、秋季次之,夏季最少。冬半年,当强冷高压过境时,可出现很强的偏北大

风,甚至寒潮大风。据有关资料统计,造成我国近海寒潮大风有三种基本形势:小槽发展型(经

向型)、槽脊东移型(纬向型)和横槽型(阻高崩溃型)。

3)高压后部偏南大风

这是我国东部沿海地区常见的大风,以东北、华北和华东地区最为常见。这类大风出现的

地面气压场多为“南高北低”或“东高西低”形势。当冷高压变性停留在我国东部海面或加强少

动,同时自西部有低压东移并不断加深时,因在上述两个高、低压之间气压梯度加大而产生大

风。从高低空流场来看,高空偏南气流与地面偏南气流相互叠置的地区有利于大风的出现。

东北地区南部、渤海和黄海北部出现的偏南大风形势多为“南高北低”型,如图19-4 所示,

冷高压人海后变性并入太平洋高压,使海上太平洋高压加强,此时东亚大陆上空高空槽线通常

呈东北—西南向,且槽前有低压配合,这种高空形势也有利于地面低压的加深,结果造成我国

北部沿海偏南大风。东部沿海偏南大风的地面形势则多为“东高西低”型,这种高压通常为太平

洋暖高压,当它显著加强且其西部有低压发展时,则会在东部沿海出现南～ 东南大风,如图

19-5 所示。

图19-4 “南高北低”型偏南大风形势图19-5 “东高西低”型偏南大风形势

此外,每年春夏季南海经常出现西南大风,这种大风常在西南倒槽控制时出现。

上述三种偏南大风预报的关键都在于预报出东部高压的稳定加强。在此前提下,再加上西

部移来的低压加深,就容易出现大风了。经验表明,当高压后部上空有强烈暖平流时,有利于产

生偏南大风。这是由于暖平流强烈一方面说明高压西侧的低压会发展,另一方面也说明环流经

向度加大,从而有利于东部高压的稳定加强。

2.中国近海产生平流雾的几种典型天气形势

我国近海是太平洋的多雾区之一,以平流雾为主,当水汽条件、冷却条件和环流条件适当

时,就会出现雾。最常见的有利于雾形成的地面天气形势为:气旋和低槽东部、太平洋暖高压西

伸脊西部、入海变性冷高压西部和静止锋、冷锋前部,如图19-6 所示。

1)气旋或低槽东部的雾(见图19-6a))

这类平流雾多见于春夏季。雾的形成与沿海地区上空暖湿平流的厚度有关, 沿海地区

850hP a 和700hP a 高度上有较厚的暖湿平流存在,则有利于雾的形成,否则,不利于雾的形成。

雾区的位置与气旋或低槽的相对位置有关,如由黄河气旋引起的平流雾,主要出现在渤海和黄

海北部,由江淮气旋引起的平流雾,主要出现在黄海,东海气旋引起的平流雾主要出现在东海,

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由西南倒槽引起的平流雾主要出现在华南沿海。

a) 气旋或低槽东部平流雾b) 西太平洋高压西伸脊西部平流雾

c) 入海变性冷高压西部平流雾d) 华南静止锋或冷锋前平流雾

图19-6 中国近海产生平流雾的几种典型天气形势

2)太平洋高压西伸脊西部的雾(见图19-6b))

入夏以后,西北太平洋副热带高压势力加强、北跳并西伸至我国沿海地区,若西伸脊的西

缘正好位于我国沿海附近,其强度适中,则有利于平流雾的形成;若西伸脊太强一直伸入大陆

内部,或太弱其边缘不及沿海时,就不能形成平流雾。由于副高为暖性深厚系统,维持时间长,

所以在这种形势下形成的平流雾范围广、厚度大,持续时间也长,短者1～2 天,长者可达5～6

天或以上。预报这种形势下的海雾,应注意脊西伸的强度和位置。

3)入海变性冷高压西部的雾(见图19-6c))

这类雾多见于春季。冷高压入海后,其后部能否形成平流雾,主要取决于它的厚度和在海

上停留变性的时间。通常,它的厚度越大和在海上停留的时间越长,就越有利于平流雾的形成。

据统计,当其厚度达到850hP a 以上,在海面停留3 天以上时,大多有平流雾出现。若高压中心

在30°N 以北,则雾发生在黄海;高压中心在30°N 以南,则雾多出现在华南沿海。

4)准静止锋或冷锋前部的雾(见图19-6d))

准静止锋、冷锋前面或低压槽中的偏南风有利于暖湿空气的输送,当其它条件具备时,也

会形成平流雾。

三、引导气流法

天气分析实践表明,地面上的一些浅薄系统,如青年锋面气旋、冷高压等的移动方向与该

系统上空500hP a 或700hP a 等压面上的气流方向基本一致(即与等高线的走向基本一致),移

速与高空气流速度(风速)成比例,该气流称为引导气流(S teering F low )。通常,北半球位于高

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空槽前的地面低压,受高空槽前S W 气流的引导,将向N E 方向移动,如图19-7 所示;而位于

槽后的地面冷高压,受槽后N W 气流的引导,将向SE 方向移动。

图19-7 引导气流法示意图

一般情况下,地面气压系统的移速为500hP a

等压面上风速的50% ～ 70% ,为700hP a 等压面

上风速的85% ～100% 。通常将地面系统移速与

引导气流速度之比,称为引导系数α。α的大小与

季节以及引导气流速度大小有关,α夏季大,冬季

小;引导气流速度越小,α越大,反之,引导气流速

度越大,α越小。

下面举例说明引导气流法的应用。冬季一个

发展中的锋面气旋位于500hP a 槽前,如图19-7

所示,粗实线表示地面等压线,细实线表示500h P a 图上的等高线。气旋中心上空为S W 风,风

速14m / s。运用引导气流法预报:地面气旋将沿500h P a 槽前S W 风向东北方向移动;冬季引导

系数α= 0.50,12h 后气旋的移动距离为14× 0.50× 12× 60× 60≈ 302km ,即该气旋中心12h

后将移到东北方向302km 处。

此外,热带气旋、地面锋线的移动也可用引导气流法预报。预报热带气旋的移动时,一般用

500hP a 等压面上的气流作为引导气流。地面锋线则常沿700hP a 或500h P a 等压面上的气流方

向移动,移速与高空气流垂直于锋面的速度分量成比例。据统计,地面锋线的移速约为700hP a

等压面上气流垂直于锋的分速的80% ～110% 。就锋线而言,α还受引导气流与锋线交角大小

的影响。

应用引导气流法时应注意:①考虑高空槽脊未来的移动和变化,即要估计引导气流本身速

度和方向可能发生的变化。例如,当高空风速一定时,若高空槽发展加深,意味着引导气流南北

分量加大,反之,若高空槽减弱变浅,则意味着引导气流的南北分量减小,东西分量增加。②地

面气压系统的移向与引导气流方向之间也存在一定偏差,引导气流越强,偏差角度越小。③由

于地形的阻挡作用,有时地面系统可能不按引导气流方向移动。④对于暖高压和冷低压之类的

深厚系统,不能应用引导气流法,因为它们多半是准静止系统。⑤在地面系统加深时,引导气流

法不适用。⑥当引导气流速度小于6m / s 时,引导气流法也不适用。

四、雷达回波在天气预报中的应用简介

气象台使用的测雨雷达是根据雨滴、云滴、冰晶、雪花等水汽凝结物对电磁波散射原理发

展起来的一种气象探测工具,它主要用于探测大气中云和降水等气象目标。通过对雷达回波的

分析,可以识别云的种类,进而识别天气系统,特别是热带气旋和中小尺度天气系统如雷暴、飑

线、龙卷风等,并可对它们的活动进行有效的监视和跟踪。因此雷达回波成为天气预报的一种

辅助手段。船舶利用气象传真接收机可接收到气象部门播发的雷达回波资料。此外,在船上利

用船载雷达探测也可以得到很好的效果,并且可以根据需要随时开机对气象目标进行跟踪监

测。由于船载雷达的仰角较低,多数情况下,其探测到的是中、低云系。

下面简单介绍积状云降水回波和飑线的雷达回波的特征,其它降水回波、非降水云、天气

系统等的雷达回波的识别,可参看“雷达气象”等一类的专业书籍。

积状云降水回波通常由许多分散的回波单体组成。这些回波单体的水平尺度从几公里到

一二十公里或更大些,它们随不同的天气过程排列成带状、离散状或其它形状。单体的结构密

183

实,边界清楚,棱角分明,回波强度较强。并且回波发展得比较高,一般都在6～7km 以上,发展

强烈的常超过10km ,个别强烈的可超过20km 。在距离高度显示器(R H I)上,积状云降水回波

单体常呈柱状,一些发展强烈的单体,回波顶部常呈砧状或花椰菜状结构。图19-8 为船用雷达

的雷雨回波示意图。

图19-8 船用雷达雷雨回波

积状云降水回波生消变化很快,用雷达观测回波单体的变化和移动时,时间间隔不能太

长,否则无法辨认所追踪的回波单体。因为雷暴、冰雹、龙卷等剧烈天气现象都出现在积状云降

水的情况下,所以对积状云降水回波的观测应特别重视,要从高度、强度、外形、变化、移动等方

面综合分析,注意结合当时目测情况,判断是否会出现灾害性天气,必要时应采取适当的防御

或避离措施。

飑线的雷达平显回波云带一般呈带状分布,是由许多强回波单体组成的。其中每个回波单

体结构密实,边缘清晰,显示出组成飑线的每个风暴单体都很强大。飑线在不同阶段雷达回波

特征有所不同。在形成阶段,是一些孤立的强回波单体,移速较慢。到成熟阶段,小回波不断进

入回波带内,回波带的前沿出现不规则形状,回波移动很快。在衰亡阶段,回波开始减弱、变宽,

移速也显著减慢,单体回波的顶高降低。

184

第三节 天气系统的常用预报规则

一、高空槽(脊)的常用预报规则

1.在高空图上,可通过对温度平流性质和强度的分析,定性判断高空槽(脊)的强度变化:

当温度槽(脊)落后于高度槽(脊),高度槽(脊)线附近及槽(脊)后有明显的冷(暖)平流时,

图19-9 冷暖平流与槽脊强度变化的关系

该槽(脊)将加深(强),如图19-9a)、c)所示;反之,当

温度槽(脊)超前于高度槽(脊),高度槽(脊)线附近

及槽(脊)后出现明显的暖(冷)平流时,该槽(脊) 将

减弱,如图19-9b)、d)所示。当温度槽(脊)与高度槽

( 脊)重合时,冷(暖)平流微弱,则槽(脊)未来强度变

化不大,基本稳定少动。

2.研究表明,涡度平流对高空气压系统的发生、

发展和移动有很大作用。在高空图上,可根据等高线

的散合情况定性判断涡度平流,并进而预报高空槽

(脊)的发展和移动。使用的定性预报规则如下:

1) 在对称性的槽(脊) 中,若槽(脊)前疏散, 槽

( 脊)后汇合,则该槽(脊)将迅速移动;若槽(脊)前汇

合, 槽(脊)后疏散,则该槽(脊)将缓慢移动。并且该

类槽(脊)不发展,如图19-10a)、b)、c)、d)所示。

2)在非对称性的槽(脊) 中,疏散的槽(脊)将加

深(加强),汇合的槽(脊)将填塞(减弱),如图19-10e)、f)、g)、h )所示。

3.在平直西风带上,若上游有槽强烈发展,则本地区将有长波脊发展起来;若上游强烈发

展的槽移速不太快时,其下游一个波长处的槽24～48h 后也会发展加深。

4. 短波槽叠加于长波系统上移动, 西风风速大的浅槽移动快, 西风风速小的浅槽移动

慢。

图19-10 对称性槽脊和非对称性槽脊中涡度平流的作用

5. 西风带小槽移近副热带高压时, 常会

受阻减弱或沿副高北缘滑动。

二、地面气旋的常用预报规则

1.高空槽前是地面气旋发生和加深的有

利地区。因此,一个发展中的气旋其位置总是

处在高空槽前。高空槽越深,风速越大,对气

旋的发生和加深就越有利;反之,当地面气旋

处于高空槽后时,气旋将填塞。

2.在500hP a 等压面图上,暖平流比四周

大的地区,有利于地面气旋的生成;冷平流比四周大的地区,不利于地面气旋的生成。

3.一般说来只要气旋中有降水,凝结释放的潜热对气旋的增强就有一定的作用。降水越

强,这种作用就越强,甚至在一段时间里可以远远超过其它因子的作用。

185

4.冬半年低压从冷陆面入海,由于海面加热作用常迅速加深(高压入海常减弱);夏半年则

相反,低压从暖陆面入海时,由于海面的冷却作用常迅速减弱(高压入海则常加强)。当海、陆温

差不大时,因为海面摩擦作用减小,不论低压或高压入海强度通常都会有所增强。

5.当两个地面低压相互接近时,通常一个加强,另一个减弱,或两者合并后加强起来。

6.两个强度相当,位置比较接近的低压(高压),有相互绕两者中心连线中点逆(顺)时针方

向旋转的趋势(在南半球旋转方向相反)。

7.地面低压中心通常沿着暖区气流的方向移动。

8.气旋东移遇较低山脉时,在迎风坡将减弱,在背风坡会加强。

三、锋面的常用预报规则

1.当地面锋线位于高空槽中时,锋将加强;当其位于高空脊中时,将减弱。

2.冷锋在南下过程中,若遇850hP a 或700hP a 上同时有槽东移并叠加于该冷锋上时,则

锋将加强。

3.冬季冷锋从陆地入海时,有暂时加强现象。

4.当低压中心附近风速较大时,则靠近中心的冷、暖锋段移动较快,而远离低压中心的冷

锋段移动较慢。

5.锋前为匀压区或低压带时,锋移动快。

6.暖锋前负变压越大,冷锋后正变压越大时,锋移动越快。

7.冷锋后冷高压较强,垂直于锋线的风速分量很大,而锋前暖空气中垂直于锋线的风速分

量很小或为零时,锋移动很快。

8.当锋线移近暖性准静止高压时,若该高压无减弱或崩溃趋势,则锋常减速或趋于静止。

四、天气谚语

在长期的实践中,人们发现天气变化与某些天象、物象或海象之间存在着密切的联系,于

是逐渐积累和总结出许多朗朗上口的天气谚语(W eather M axim ,W eather P roverb)。例如:天

上钩钩云,地上雨淋淋;日晕三更雨,月晕午时风;早霞不出门,晚霞行千里;鱼鳞天,不雨也风

颠;日没胭脂红,无雨必有风;东虹日头西虹雨;无风来长浪,不久狂风降;雾露不过晌,过晌雨

水淌;八月十五云遮月,正月十五雪打灯等等。

天气谚语实质上是相关统计的结果,对短期补充天气预报具有一定的参考价值。但有些谚

语在使用时应注意地区、季节等条件,切勿简单套用。

 

第十九章 天气预报原理和简易方法

第一节 天气预报的基本原理

一、天气形势与天气

发生在大气中的错综复杂的天气现象都与不同尺度、不同类别的天气系统有直接或间接

的联系,不同的天气系统伴随不同的天气,如北方有强冷空气向南爆发时,会给所经之地带来

大风、降温、雨雪天气;热带洋面上有台风活动时,则出现狂风、暴雨和巨浪,并且这些天气现象

随天气系统的移动而移动。因此,天气系统是天气现象的制造者和传播者。

活动在大气中的天气系统很多,它们的空间规模、存在时间长短有很大差异,如表19-1 所

示。在对流层的中、上部,主要的天气系统是大气超长波(如中高纬的西风带和低纬的东风带)

和长波(如西风带上波长为几千公里的波动);在对流层的低层,天气系统以闭合的涡旋为主,

如气旋(即低气压)、反气旋(即高气压)等。不同高度、不同尺度(气象学上将天气系统的空间大

小和时间长短通称为尺度)的天气系统相互配合、相互作用和相互制约。较小尺度系统在较大

尺度系统中孕育和发展,当其成长后,反过来又影响较大尺度系统。

大气运动的各种尺度表19-1

水平尺度(km ) 2× 103 2× 102 2 尺 度 类 型大 尺 度中 间 尺 度中 尺 度小 尺 度

天

气系统

温带超长波、长波气旋、锋背风波雷暴

副热带副热带高压切变线飑线、暴雨龙卷风

热带热带辐合区、季风热带气旋、云团热带风暴、对流群对流单体

时间尺度(h ) 102 10 1 同一时间众多天气系统分布的概貌称为天气形势(Synoptic Situation ),它包括高压、低

175

压、锋、热带气旋的位置、强度等的分布状况和大范围环流型(如高空长波槽、脊的分布型式

等)。当天气形势处于稳定阶段时,表明天气系统的变化是渐进的、持续的,与之对应的天气变

化也是渐进的、持续的;当天气形势发生显著变化时,天气将剧烈变化甚至出现异常。因此,无

论是一次大范围的天气过程还是一次地方性的天气现象,都与当时整个天气形势的变化密不

可分,天气形势决定天气变化。

二、天气预报的思路

既然天气形势决定天气变化,那么,如果能正确判断未来天气形势的变化,就有可能正确

推断出一个地区未来一定时间内的天气变化,这就是天气图预报方法的主要依据。可见,天气

形势预报(W eath er P rognostics)是天气预报(W eath er P rediction)的基础。

天气图(地面图、高空图)是反映气压系统、锋面等大尺度和中间尺度系统的强度和移动变

化的天气形势图,目前仍是天气预报的主要工具。预报人员根据前后连续的几张天气图,识别、

跟踪各种天气系统,研究它们的发生、发展和移动情况,并参照气候背景资料、雷达和卫星资

料、单站记录等,再利用经验预报规则,经综合分析后作出天气系统未来移动和发展的预报。可

见,这种预报的准确性与预报人员的经验有很大关系,通常称其为主观预报。

20 世纪50 年代以来,随着大型计算机的出现、计算技术的提高和气象理论及观测手段的

进步,数值天气预报(N um erical W eather P rediction)得到了迅猛发展,目前在一些发达国家已

成为主要预报手段,如欧洲中期天气预报中心(E C M W F )用全球谱模式可作出10 天的逐日全

球气压形势预报。数值天气预报简称数值预报,又称流体力学方法天气预报,是利用大型计算

机,在一定的边界条件和初始条件下,求解描述大气运动的闭合微分方程组来预报天气形势的

一种方法,其逐日天气变化的可预报上限为2～3 周。由数值天气预报给出的天气形势预报图,

比手工经验方法作出的预报图客观,准确率提高10% ～20% 以上,因此数值预报被称为客观

预报。例如,目前船舶所接收的1～3 天地面预报图、24h 波浪预报图等,就是先由数值预报法

给出,然后再经预报员人工修正后发出,使预报准确率又比单纯的数值预报结果提高约10% 。

需要说明的是,现阶段数值预报法所给出的仅是天气形势预报图,还不能直接作出绝大多数气

象要素的预报。

有了天气形势预报的结果,利用统计预报或天气模式等方法,再结合本地区的自然地理条

件和气象要素的日变化规律,最后作出要素(风、气温、天空状况、降水等)预报。

由上述可见,天气预报的实现分为两步:先作出形势预报,然后再给出要素预报。

在我国,短期预报通常指1～ 3 天的预报,3～10 天的预报称为中期预报,10 天以上(月、

季、年等)的预报称为长期预报,又称气候预报。

三、船舶补充天气预报的步骤

船舶补充天气预报(S upplem entary W eath er F orecast),又称航线天气预报, 是在气象台

发布的海洋天气预报基础上,结合船舶接收的气象传真图、本船观测资料、船所在海区的地理

条件和航行要求等,补充、订正气象台发布的海洋天气预报,以得到本船前方航线上更准确的

天气预报。其主要步骤如下:

1.收集资料

1)接收气象传真图,包括地面分析图、地面预报图、波浪分析图、波浪预报图,尽可能加收

高空图、卫星云图等辅助资料。

176

2)接收海岸电台发布的海洋天气报告和各广播电台发布的海洋天气预报。

3)做好本船的气象观测记录。

2.分析天气形势

利用地面分析图或天气报告,分析目前大范围环流背景特点,了解各系统之间的配置情

况,确定直接影响本船的天气系统,并分析其移动、发展、演变的情况。

3.作出“形势”预报

利用地面预报图(和警报图),结合外推法或其它经验方法,确定未来12h 或24h 甚至更长

时间,本船前方推算航线上将受何天气系统以及天气系统的何部位控制和影响,并考虑该系统

的发展演变趋势。

4.作出要素预报

在仔细研究气象台发布的该海域天气预报的基础上,结合本船现场观测的天气与海况资

料以及地方性因子,运用天气模式、简易预报规则、本人经验等作出本船航线前方的补充预报

和订正预报。

图19-1 垂直运动引起的气压变化

在预报过程中,应尽量利用高空图、波浪图、卫星云图等辅助资料,使预报更加准确可靠,

并注意船舶和天气系统间的相对运动。另外,在航行过程中,应及时收集最新的资料,如每6h

收一张最新地面图,并根据最新资料,按上述步骤,对前面作出的航线天气预报进行必要的修

正,直至到达目的港。

四、气压场变化的原因

天气形势的变化主要表现为气压场的变化,而气压场的变化实质上是大气质量的重新分

配过程。大气中通常有以下几种情况会造成大气质量的重新分配。

1.空气水平辐散辐合对局地气压的影响

对某一地区而言,若其上空整层气流辐散,空气柱中的质量将随着气流的散失而减少,气

压降低;反之,若整层气流辐合,则空气柱中质量聚集增多,气压升高。在实际大气中有时是上

层辐合、下层辐散,有时是上层辐散、下层辐合,有时辐散、辐合随高度分布更复杂。所以,对某

一地区而言,当总辐散占优势时,气压降低;当总辐合占优势时,气压升高。显然,地面低压要发

展,低压上空高层辐散必须大于低层辐合,否则将填塞;地面高压要发展,高压上空高层辐合必

须大于低层辐散,否则将减弱消失。

2.空气垂直运动对局地气压变化的影响

当空气有垂直运动而气柱内无空气质量外流时,气柱中的总质量没有改变,地面气压不会

发生变化。但是因垂直运动伴有空气质量的上下输送,会造成某一层次空气质量的改变,从而

引起该层次气压的变化。如图19-1 所示,设无垂直运动时A、B、C 三地上空某一高度上的气压

相等。若B 地有上升运动,空气质量由下向上输送,则

b 点气压上升;若C 地有下沉运动,空气质量由上向

下输送,则c 点气压下降;A 地始终没有垂直运动,则

a 点气压不变。

3.下垫面加热或冷却作用引起的局地气压变化

当气团局地增热时, 空气膨胀并上升, 气压随高

度的递减率小, 上层气压比四周地区高, 上层空气向

四周辐散, 导致空气柱总质量减少, 使地面和低层气

177

压下降形成低压, 于是下层出现辐合。当上、下层总辐散占优势时, 低层气压继续降低。热

低压就是这种原因造成的。当气团局地冷却时, 空气收缩并下沉, 气压随高度的递减率大, 上

层气压比四周低, 上层空气从四周流入, 即产生辐合, 使空气柱总质量增加, 导致下层和地

面气压增高形成高压,于是下层出现辐散。当上、下层总辐合占优势时,低层气压继续升高。

4.冷暖平流对局地气压变化的影响

冷空气密度比暖空气大,因此,当某地受冷平流影响时,空气柱总质量增加,下层和地面气

压升高;当受暖平流影响时,空气柱总质量减少,下层和地面气压降低。在一般情况下,暖平流

伴有上升运动,有空气质量自下层向上层输送,使500hP a 和700hP a 气压升高,地面和850hP a

气压降低;相反,冷平流伴有下沉运动,空气质量自上层向下层输送,使500hP a 和700hP a 气

压降低,地面和850hP a 气压升高。

此外,地形的阻挡作用也会引起局地气压的变化。在地形的迎风坡一侧,由于水平气流辐

合加压常形成地形脊,在背风坡一侧因气流水平辐散减压形成地形槽,例如台湾海峡、日本海、

东北平原和华北平原等地方常有地形槽出现。

综上可见,实际气压变化是各种动力因素和热力因素共同作用的结果。通常,冷平流和下

垫面冷却总是引起下沉运动和上层质量辐合,使上层气压降低而下层气压升高;暖平流和下垫

面加热总是引起上升运动和上层质量辐散,使上层气压升高而下层气压降低。

第二节 船舶适用的简易天气预报方法

常用的天气预报方法有外推法、相似形势法、引导气流法、物理分析法、变压法、概率统计

预报、资料统计法和数值天气预报等,还可利用卫星云图、雷达回波等资料辅助预报。其中外推

法、相似形势法、引导气流法、物理分析法、资料统计法比较适合船舶条件下使用。此外,船舶可

以通过气象传真接收机直接接收和使用卫星云图和数值天气预报的产品,如地面、高空数值预

报图(F S 、F U )、海洋波浪预报图(F W )、热带气旋警报图(W T )等,这些图的使用实例见第二十

章。当然,随着船上计算机设备的配备,在船上运用概率统计预报法预报气象要素已有可能成

为现实。

在上述船舶可用的预报方法中,资料统计法是指对多年气象历史资料,用统计学方法统计

出影响某地区的重要天气系统出现的频率、移动路径、移动速度和中心强度等的平均值和极

值,以及重要水文气象要素的出现频率、平均值和极值,供预报时作为气候背景考虑。这些统计

结果在航海气候资料或海图中都可以查到,一般不必亲自统计,但应积累这方面的知识,尤其

是在首航某一海域之前,很有必要事先作好这方面的准备,做到心中有数。物理分析法主要包

括涡度平流分析和温度平流分析,有关这方面的定性预报规则放在下一节介绍,本节简要介绍

外推法、相似形势法、引导气流法的使用步骤和注意事项。

一、外 推 法

1.外推法的原理

天气分析实践表明,天气系统的发展在一定时间间隔内具有连贯性和渐近性。将天气系统

过去的演变趋势外延到以后一段时间,以推测天气形势的未来变化,这种预报方法称为外推法

或持续性法(E xtrapolation)。它的基本原理是假定大气运动处于相对稳定状态,认为在未来一

段时间内天气系统的变化趋势与预报起始之前一段时间内的变化趋势相同。外推法适用于各

178

类天气系统的位置、强度和移动路径等的短时间预报,也可用于天气区,如大风区、雾区或降水

区等的移动和发展的预报。

外推法可分为等速外推和变速外推两种。等速外推是假定系统的移动速度或强度变化基

本上不随时间改变,即认为系统的移动或强度变化与时间成直线关系,外推就按这种直线关系

来进行,故等速外推又称直线外推。变速外推是假定系统的移动速度或强度变化接近于匀变速

(匀加速或匀减速)状态,即认为系统的移动距离或系统的强度变化与时间成曲线关系,外推时

要考虑它们的变速情况,故变速外推又称曲线外推。

2.外推法的操作方法

1)闭合系统的外推

①等速外推:如图19-2a)所示,24h 前低压中心的位置在点1,中心数值为299 位势什米,

12h 前低压中心的位置在点2,中心数值为297 位势什米,系统强度加深了2 位势什米,移动距

离为S1。作预报时低压中心的位置在点3,中心数值为295 位势什米,又加深了2 位势什米,移

动距离为S 2,S2= S1。由此可见,在过去24h 内,低压中心自西向东移动,方向不变,移速不变,

中心强度等速加深。在此情况下,应按直线外推,于是12h 后低压中心将按原方向继续东移至

点4,移动距离为S3,S 3= S2= S1,中心数值继续降低2 位势什米,为293 位势什米。

②变速外推:24h 前地面低压中心位于点1(见图19-2b)),中心数值为1009hP a,12h 前低

压中心位于点2,中心数值为1006hP a,加深了3hP a,移动距离为S1。作预报时低压中心位于点

3,中心数值为1001hP a,加深了5hP a,移动距离为S2。由图可见S 2< S 1,低压中心减速移动,中

心数值加速降低,移动方向稍向左偏。这种情况应按曲线外推,于是12h 后低压中心将按以前

的趋势移到点4,移动距离为S3, S3 = S2 - (S1 - S 2), 中心数值为1001 - [5 + (5 - 3)] =

994hP a。

图19-2 外推法

2)锋线、槽线和脊线的外推

下面以锋线为例说明外推的具体过程。如图19-3 所示,24h 前地面冷锋线位于A1A′1,12

h 前位于A2A′2,预报时位于A3A′3。为了外推冷锋未来的位置,首先根据其移动特点,在锋线

的北段、中段和南段分别选取有代表性的a 1、b1、c1 三个点,并作矢线与A2A′2 垂直相交于a 2、

b2、c2,再以同样的方法作矢线与A3A3′垂直相交于a 3、b3、c3。由冷锋过去的移动趋势可以看出,

其北段和中段是加速移动的,而南段是等速移动的。如地面形势无大变化,则冷锋北段和中段

可按加速外推;而南段可按等速外推。12h 后,其移动距离分别为:

a 3a4= a 2a 3 + (a 2a 3 - a 1a 2)

b3b4= b2b3 + (b2b3 - b1b2)

179

c3c4= c2c3 = c1c2

将a 4、b4、c4 三点用一条光滑的曲线连接起来,就得到未来12h 冷锋的位置。由图可见,由

于冷锋各段的移速不同,冷锋由原来的南北走向变为东北- 西南走向。利用同样的方法可以外

推高空槽线或脊线的移动,也可以从等高线的形状外推槽、脊的强度变化(可参见有关书籍中

的举例)。

图19-3 冷锋的外推

3.使用外推法应注意的问题

在使用外推法时应注意外推时间不能过长,统计表明预报时效以6～

12h 为宜,最好不超过36h 。由于外推法不考虑系统移动和发展的物理原

因,当天气系统处于显著变动状态时,外推法不能预报出天气系统的新生、

消亡、移速和强度发生的突变。另外,当系统受山脉或岛屿阻挡时也不再适

用。在船上用外推法作预报时,还必须考虑船与相关天气系统之间的相对

运动,这是船舶条件下利用外推法的特点。

二、相似形势法

相似形势法简称相似法,是指根据最近的天气形势(或气象要素)的演

变型式,从历史资料中找出同一时期与之最相似的变化型式,再以历史上

这个相似过程的变化规律预报本次相似过程后期的变化。它的依据是前期

相似的天气过程是受到相似的物理因子制约的,相应地它们后期的天气发展趋势也是相似的。

相似形势法既可用于形势预报,也可用于单站要素预报。但要注意相似并不是相等,如果能抓

住主要的相似特征,预报效果是良好的。

用相似形势法做预报时,具体操作方法很多,其中有一种称为模式法。它是将历史上许多

相似天气过程加以分析综合,归纳出若干典型天气型或天气模式,在预报时,若发现本次的天

气形势(或气象要素)的演变与某一模式相似,就依照模式后期的变化规律来预报本次未来天

气形势(或气象要素)的变化。例如,对东亚寒潮已总结出三类主要天气形势,我国东部沿海地

区的大风和平流雾也总结出若干种天气型。美国气象导航公司作中长期天气预报时,也采用相

似形势法,据称用于太平洋的模式有7 个,用于大西洋的有10 个。

1.我国近海几种典型大风形势

长期的天气分析实践表明,地面大风都是在某些特定的天气形势下产生的,通常有两种情

况:一种是天气系统本身发展造成的大风,如低压大风、冷锋后偏北大风、台风大风和雷暴大风

等;另一种是高、低压系统之间相互配置造成某一部位气压梯度较大而出现的大风,如高压后

部的偏南大风等。下面介绍我国近海地区经常见到的几种典型大风天气型的形势特点和预报

着眼点。其中,台风大风和雷暴大风已在前面章节中阐述,这里不再赘述。

1)低压大风

当低压本身强烈发展时,就会伴有大风。通常,在低压东部为偏东大风,南部为偏南大风,

西部为偏北大风。由于低压在春季最活跃,这类大风在春季出现最多。如黄河气旋、江淮气旋

和东海气旋等经常在我国北部或东部海区造成6 级以上大风。低压大风预报的着眼点是低压

能否加深发展。若低压位于发展中的高空槽前,且槽前有明显暖平流时,则有利于地面低压的

加深。

2)冷锋后偏北大风

冷锋后偏北大风出现在冷锋后高压前部等压线密集的区域。其天气形势特点是:冷锋后有

180

较强的冷高压南下,同地面锋相配合的高空低压槽较深,且槽后有较强的冷平流,地面大风出

现在高空冷平流最强的区域,同时也是地面图上正变压(ΔP 3)中心附近变压梯度最大的地方。

这类大风春季最多,冬、秋季次之,夏季最少。冬半年,当强冷高压过境时,可出现很强的偏北大

风,甚至寒潮大风。据有关资料统计,造成我国近海寒潮大风有三种基本形势:小槽发展型(经

向型)、槽脊东移型(纬向型)和横槽型(阻高崩溃型)。

3)高压后部偏南大风

这是我国东部沿海地区常见的大风,以东北、华北和华东地区最为常见。这类大风出现的

地面气压场多为“南高北低”或“东高西低”形势。当冷高压变性停留在我国东部海面或加强少

动,同时自西部有低压东移并不断加深时,因在上述两个高、低压之间气压梯度加大而产生大

风。从高低空流场来看,高空偏南气流与地面偏南气流相互叠置的地区有利于大风的出现。

东北地区南部、渤海和黄海北部出现的偏南大风形势多为“南高北低”型,如图19-4 所示,

冷高压人海后变性并入太平洋高压,使海上太平洋高压加强,此时东亚大陆上空高空槽线通常

呈东北—西南向,且槽前有低压配合,这种高空形势也有利于地面低压的加深,结果造成我国

北部沿海偏南大风。东部沿海偏南大风的地面形势则多为“东高西低”型,这种高压通常为太平

洋暖高压,当它显著加强且其西部有低压发展时,则会在东部沿海出现南～ 东南大风,如图

19-5 所示。

图19-4 “南高北低”型偏南大风形势图19-5 “东高西低”型偏南大风形势

此外,每年春夏季南海经常出现西南大风,这种大风常在西南倒槽控制时出现。

上述三种偏南大风预报的关键都在于预报出东部高压的稳定加强。在此前提下,再加上西

部移来的低压加深,就容易出现大风了。经验表明,当高压后部上空有强烈暖平流时,有利于产

生偏南大风。这是由于暖平流强烈一方面说明高压西侧的低压会发展,另一方面也说明环流经

向度加大,从而有利于东部高压的稳定加强。

2.中国近海产生平流雾的几种典型天气形势

我国近海是太平洋的多雾区之一,以平流雾为主,当水汽条件、冷却条件和环流条件适当

时,就会出现雾。最常见的有利于雾形成的地面天气形势为:气旋和低槽东部、太平洋暖高压西

伸脊西部、入海变性冷高压西部和静止锋、冷锋前部,如图19-6 所示。

1)气旋或低槽东部的雾(见图19-6a))

这类平流雾多见于春夏季。雾的形成与沿海地区上空暖湿平流的厚度有关, 沿海地区

850hP a 和700hP a 高度上有较厚的暖湿平流存在,则有利于雾的形成,否则,不利于雾的形成。

雾区的位置与气旋或低槽的相对位置有关,如由黄河气旋引起的平流雾,主要出现在渤海和黄

海北部,由江淮气旋引起的平流雾,主要出现在黄海,东海气旋引起的平流雾主要出现在东海,

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由西南倒槽引起的平流雾主要出现在华南沿海。

a) 气旋或低槽东部平流雾b) 西太平洋高压西伸脊西部平流雾

c) 入海变性冷高压西部平流雾d) 华南静止锋或冷锋前平流雾

图19-6 中国近海产生平流雾的几种典型天气形势

2)太平洋高压西伸脊西部的雾(见图19-6b))

入夏以后,西北太平洋副热带高压势力加强、北跳并西伸至我国沿海地区,若西伸脊的西

缘正好位于我国沿海附近,其强度适中,则有利于平流雾的形成;若西伸脊太强一直伸入大陆

内部,或太弱其边缘不及沿海时,就不能形成平流雾。由于副高为暖性深厚系统,维持时间长,

所以在这种形势下形成的平流雾范围广、厚度大,持续时间也长,短者1～2 天,长者可达5～6

天或以上。预报这种形势下的海雾,应注意脊西伸的强度和位置。

3)入海变性冷高压西部的雾(见图19-6c))

这类雾多见于春季。冷高压入海后,其后部能否形成平流雾,主要取决于它的厚度和在海

上停留变性的时间。通常,它的厚度越大和在海上停留的时间越长,就越有利于平流雾的形成。

据统计,当其厚度达到850hP a 以上,在海面停留3 天以上时,大多有平流雾出现。若高压中心

在30°N 以北,则雾发生在黄海;高压中心在30°N 以南,则雾多出现在华南沿海。

4)准静止锋或冷锋前部的雾(见图19-6d))

准静止锋、冷锋前面或低压槽中的偏南风有利于暖湿空气的输送,当其它条件具备时,也

会形成平流雾。

三、引导气流法

天气分析实践表明,地面上的一些浅薄系统,如青年锋面气旋、冷高压等的移动方向与该

系统上空500hP a 或700hP a 等压面上的气流方向基本一致(即与等高线的走向基本一致),移

速与高空气流速度(风速)成比例,该气流称为引导气流(S teering F low )。通常,北半球位于高

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空槽前的地面低压,受高空槽前S W 气流的引导,将向N E 方向移动,如图19-7 所示;而位于

槽后的地面冷高压,受槽后N W 气流的引导,将向SE 方向移动。

图19-7 引导气流法示意图

一般情况下,地面气压系统的移速为500hP a

等压面上风速的50% ～ 70% ,为700hP a 等压面

上风速的85% ～100% 。通常将地面系统移速与

引导气流速度之比,称为引导系数α。α的大小与

季节以及引导气流速度大小有关,α夏季大,冬季

小;引导气流速度越小,α越大,反之,引导气流速

度越大,α越小。

下面举例说明引导气流法的应用。冬季一个

发展中的锋面气旋位于500hP a 槽前,如图19-7

所示,粗实线表示地面等压线,细实线表示500h P a 图上的等高线。气旋中心上空为S W 风,风

速14m / s。运用引导气流法预报:地面气旋将沿500h P a 槽前S W 风向东北方向移动;冬季引导

系数α= 0.50,12h 后气旋的移动距离为14× 0.50× 12× 60× 60≈ 302km ,即该气旋中心12h

后将移到东北方向302km 处。

此外,热带气旋、地面锋线的移动也可用引导气流法预报。预报热带气旋的移动时,一般用

500hP a 等压面上的气流作为引导气流。地面锋线则常沿700hP a 或500h P a 等压面上的气流方

向移动,移速与高空气流垂直于锋面的速度分量成比例。据统计,地面锋线的移速约为700hP a

等压面上气流垂直于锋的分速的80% ～110% 。就锋线而言,α还受引导气流与锋线交角大小

的影响。

应用引导气流法时应注意:①考虑高空槽脊未来的移动和变化,即要估计引导气流本身速

度和方向可能发生的变化。例如,当高空风速一定时,若高空槽发展加深,意味着引导气流南北

分量加大,反之,若高空槽减弱变浅,则意味着引导气流的南北分量减小,东西分量增加。②地

面气压系统的移向与引导气流方向之间也存在一定偏差,引导气流越强,偏差角度越小。③由

于地形的阻挡作用,有时地面系统可能不按引导气流方向移动。④对于暖高压和冷低压之类的

深厚系统,不能应用引导气流法,因为它们多半是准静止系统。⑤在地面系统加深时,引导气流

法不适用。⑥当引导气流速度小于6m / s 时,引导气流法也不适用。

四、雷达回波在天气预报中的应用简介

气象台使用的测雨雷达是根据雨滴、云滴、冰晶、雪花等水汽凝结物对电磁波散射原理发

展起来的一种气象探测工具,它主要用于探测大气中云和降水等气象目标。通过对雷达回波的

分析,可以识别云的种类,进而识别天气系统,特别是热带气旋和中小尺度天气系统如雷暴、飑

线、龙卷风等,并可对它们的活动进行有效的监视和跟踪。因此雷达回波成为天气预报的一种

辅助手段。船舶利用气象传真接收机可接收到气象部门播发的雷达回波资料。此外,在船上利

用船载雷达探测也可以得到很好的效果,并且可以根据需要随时开机对气象目标进行跟踪监

测。由于船载雷达的仰角较低,多数情况下,其探测到的是中、低云系。

下面简单介绍积状云降水回波和飑线的雷达回波的特征,其它降水回波、非降水云、天气

系统等的雷达回波的识别,可参看“雷达气象”等一类的专业书籍。

积状云降水回波通常由许多分散的回波单体组成。这些回波单体的水平尺度从几公里到

一二十公里或更大些,它们随不同的天气过程排列成带状、离散状或其它形状。单体的结构密

183

实,边界清楚,棱角分明,回波强度较强。并且回波发展得比较高,一般都在6～7km 以上,发展

强烈的常超过10km ,个别强烈的可超过20km 。在距离高度显示器(R H I)上,积状云降水回波

单体常呈柱状,一些发展强烈的单体,回波顶部常呈砧状或花椰菜状结构。图19-8 为船用雷达

的雷雨回波示意图。

图19-8 船用雷达雷雨回波

积状云降水回波生消变化很快,用雷达观测回波单体的变化和移动时,时间间隔不能太

长,否则无法辨认所追踪的回波单体。因为雷暴、冰雹、龙卷等剧烈天气现象都出现在积状云降

水的情况下,所以对积状云降水回波的观测应特别重视,要从高度、强度、外形、变化、移动等方

面综合分析,注意结合当时目测情况,判断是否会出现灾害性天气,必要时应采取适当的防御

或避离措施。

飑线的雷达平显回波云带一般呈带状分布,是由许多强回波单体组成的。其中每个回波单

体结构密实,边缘清晰,显示出组成飑线的每个风暴单体都很强大。飑线在不同阶段雷达回波

特征有所不同。在形成阶段,是一些孤立的强回波单体,移速较慢。到成熟阶段,小回波不断进

入回波带内,回波带的前沿出现不规则形状,回波移动很快。在衰亡阶段,回波开始减弱、变宽,

移速也显著减慢,单体回波的顶高降低。

184

第三节 天气系统的常用预报规则

一、高空槽(脊)的常用预报规则

1.在高空图上,可通过对温度平流性质和强度的分析,定性判断高空槽(脊)的强度变化:

当温度槽(脊)落后于高度槽(脊),高度槽(脊)线附近及槽(脊)后有明显的冷(暖)平流时,

图19-9 冷暖平流与槽脊强度变化的关系

该槽(脊)将加深(强),如图19-9a)、c)所示;反之,当

温度槽(脊)超前于高度槽(脊),高度槽(脊)线附近

及槽(脊)后出现明显的暖(冷)平流时,该槽(脊) 将

减弱,如图19-9b)、d)所示。当温度槽(脊)与高度槽

( 脊)重合时,冷(暖)平流微弱,则槽(脊)未来强度变

化不大,基本稳定少动。

2.研究表明,涡度平流对高空气压系统的发生、

发展和移动有很大作用。在高空图上,可根据等高线

的散合情况定性判断涡度平流,并进而预报高空槽

(脊)的发展和移动。使用的定性预报规则如下:

1) 在对称性的槽(脊) 中,若槽(脊)前疏散, 槽

( 脊)后汇合,则该槽(脊)将迅速移动;若槽(脊)前汇

合, 槽(脊)后疏散,则该槽(脊)将缓慢移动。并且该

类槽(脊)不发展,如图19-10a)、b)、c)、d)所示。

2)在非对称性的槽(脊) 中,疏散的槽(脊)将加

深(加强),汇合的槽(脊)将填塞(减弱),如图19-10e)、f)、g)、h )所示。

3.在平直西风带上,若上游有槽强烈发展,则本地区将有长波脊发展起来;若上游强烈发

展的槽移速不太快时,其下游一个波长处的槽24～48h 后也会发展加深。

4. 短波槽叠加于长波系统上移动, 西风风速大的浅槽移动快, 西风风速小的浅槽移动

慢。

图19-10 对称性槽脊和非对称性槽脊中涡度平流的作用

5. 西风带小槽移近副热带高压时, 常会

受阻减弱或沿副高北缘滑动。

二、地面气旋的常用预报规则

1.高空槽前是地面气旋发生和加深的有

利地区。因此,一个发展中的气旋其位置总是

处在高空槽前。高空槽越深,风速越大,对气

旋的发生和加深就越有利;反之,当地面气旋

处于高空槽后时,气旋将填塞。

2.在500hP a 等压面图上,暖平流比四周

大的地区,有利于地面气旋的生成;冷平流比四周大的地区,不利于地面气旋的生成。

3.一般说来只要气旋中有降水,凝结释放的潜热对气旋的增强就有一定的作用。降水越

强,这种作用就越强,甚至在一段时间里可以远远超过其它因子的作用。

185

4.冬半年低压从冷陆面入海,由于海面加热作用常迅速加深(高压入海常减弱);夏半年则

相反,低压从暖陆面入海时,由于海面的冷却作用常迅速减弱(高压入海则常加强)。当海、陆温

差不大时,因为海面摩擦作用减小,不论低压或高压入海强度通常都会有所增强。

5.当两个地面低压相互接近时,通常一个加强,另一个减弱,或两者合并后加强起来。

6.两个强度相当,位置比较接近的低压(高压),有相互绕两者中心连线中点逆(顺)时针方

向旋转的趋势(在南半球旋转方向相反)。

7.地面低压中心通常沿着暖区气流的方向移动。

8.气旋东移遇较低山脉时,在迎风坡将减弱,在背风坡会加强。

三、锋面的常用预报规则

1.当地面锋线位于高空槽中时,锋将加强;当其位于高空脊中时,将减弱。

2.冷锋在南下过程中,若遇850hP a 或700hP a 上同时有槽东移并叠加于该冷锋上时,则

锋将加强。

3.冬季冷锋从陆地入海时,有暂时加强现象。

4.当低压中心附近风速较大时,则靠近中心的冷、暖锋段移动较快,而远离低压中心的冷

锋段移动较慢。

5.锋前为匀压区或低压带时,锋移动快。

6.暖锋前负变压越大,冷锋后正变压越大时,锋移动越快。

7.冷锋后冷高压较强,垂直于锋线的风速分量很大,而锋前暖空气中垂直于锋线的风速分

量很小或为零时,锋移动很快。

8.当锋线移近暖性准静止高压时,若该高压无减弱或崩溃趋势,则锋常减速或趋于静止。

四、天气谚语

在长期的实践中,人们发现天气变化与某些天象、物象或海象之间存在着密切的联系,于

是逐渐积累和总结出许多朗朗上口的天气谚语(W eather M axim ,W eather P roverb)。例如:天

上钩钩云,地上雨淋淋;日晕三更雨,月晕午时风;早霞不出门,晚霞行千里;鱼鳞天,不雨也风

颠;日没胭脂红,无雨必有风;东虹日头西虹雨;无风来长浪,不久狂风降;雾露不过晌,过晌雨

水淌;八月十五云遮月,正月十五雪打灯等等。

天气谚语实质上是相关统计的结果,对短期补充天气预报具有一定的参考价值。但有些谚

语在使用时应注意地区、季节等条件,切勿简单套用。