气象学基本原理和发展史
气象学基本原理和发展史 大部分天气发生在对流层内。大气层约8英里（13公里）厚，直接位于地球表面之上，且包含着大气（ 按重量计）的90%。对流层的状态变化迅速。因此，尽管技求有了进步，但现在两周以上的预报仍然是不可靠的。除了辐射（这可通过气象卫星进行观测），其他产生和改变天气的过程不能直接测定，而必须根据大气变量的观测值进行计算。气象人员所测定的主要变量是温度、降水（雨或雪）、风、湿度、云、气压和空气中污染物。1.1.1气象学的发展
气象学的发在19世纪后期气球首次到达16公里的高度之前，气象观测人员只能主要依赖他们从地面所能得知的情况。这些资料中大多数是定性的。亚里斯多德的巨著“气象学”（成书于公元前约350年）是那个时代的杰作。直到亚里斯多德死后2000年左右，即1593年前后伽利略发明温度表及1643年托里拆利发现气压表原理之后，才首次进行了仪器测定并将记录保存了起来。历史最长的是在巴黎自1664年以来一直连续地记录的测值。美国最长的记录是它1779年以来在索至狄格州纽黑文市所保存的记录。
对来自不同地点的天气观测资料进行比较，得出了天气系统移动的概念。1743年在杰明·富兰克林使用邮件收集到天气报告去跟踪猛烈风暴的路经。他发现虽然沿大西洋海岸的风是从东北方向吹来的，但许多风暴到达波士顿要比到这费城晚一些。观测台站网和19世纪初电报的发明使得天气体利益可以根据广大地区同一时间取得的观测资料进行绘制。不久人们认识到了空气在顺时针向和反时针向的巨大旋涡中运动，它们覆盖着直径达500—Ｉ000英里（805—1609公里）的圆形区域。在北半球这些旋局分别叫做反气旋和气旋，而在南半球它们是反方向旋转的。在纬度30到60度之间的地区，它们通常向东运动，每天移动500—1000英里（805—1609公里）并带着各自云系前进。
9世纪的气象观测员获知反气旋区通常是天气晴好的地区，而在气旋区内则有狂风降水发生且温度变化迅速。对这些特征，挪威气象学家威尔海姆·皮叶克涅斯和他儿子雅各市曾作了相当精辟的描述。1920年他们发现温度变化及恶劣天气来临主要是与风剧烈变化的明显分界线（他们把这叫做“锋”）相联系的。沿气旋中心前的暖锋是来自热带地区的暖空气。在冷锋上这一暖气团则为极地来的冷空气新的爆发所取代。这一发现给预报员们提供了一个借以分析天气现象的模式。如果天气变化是符合某一逻辑推理的模式发生的，那末就可运用数学计算作出预报。
大约在应叶克涅斯的气旋模式问世的前后，气象学进入了一个迅速发展的时期。为航空发展所促进，高层大气观测成了日常工作。飞机本身也提供了在越来越高的高度上测定气压、气温和湿度的工具。风则通过观测陆地台站施放的气球所经的路径来研究。二十世纪三十年代出现了无线电探空仪，这是一种可以吊在气象气球下在上升过程中发送压、温、湿资料的仪器。自四十年代雷达臻于完善以来，无线电探空气球一直通过无线电讯号进行跟踪，从而使得风的测定即使天空云层密布也可进行。
第二次世界大战以来技术装备的发展扩大了人们对大气的认识。现在，气象情报是通过飞机、远洋船只、漂移浮标、系留浮标以及陆地台站来收集的。雷达跟踪系统测定乱流、风速、空气污染以及大气成分。气象监测卫星持续贤视全球天气。使气象人员在新的天气系统刚形成时就能发现。计算机对所收集到的资料作出评价并进行数学计算以推断未来几天或几周的天气状况。全球天气研究方面的国际合作已经大大增加了时效更长的预报的可能性.
1.1.2天气过程
技术装备的进展已使气象人员可对决定天气的各种过程进行比较精确的研究。现对这些研究中一些比较重要的课题讨论如下：辐射是能量以电磁波形式由太阳输送到地球和大气及返回空间的过程。所有天气现象实质上都是由辐射过程所引起。入射的太阳能中约王分之二被地球表面和大气中的水汽和二氧化碳所吸收。余下的三分之～则被地球、大气和云反射回空间去了。所造成的地球热收入由热损失特别是热通过水分蒸发过程（此过程需要耗费能量）的损失所抵销。
地球获得的辐射能分布是不均匀的，地球向大气输送的能量也是如此。所有空气运动和天气系统从根本上来说都是由这种不均匀加热造成热由暖区流向冷区所引起的。尤应指出的是，在热带增收能量的同时，极地在冬季不断损失热量。极地地区的气候因巨大风系不断地把较暖空气向极地输送，把较冷空气向赤道输送而得到暖和。
由于有了不同类型的气象卫星，可在全球范围内对太阳辐射及其效应进行观测。
乱流运动（湍流）是把热量、水汽和其他物质输送给大气的随机的、小尺度的运动。乱流运动还在能量消散中起着重要作用，因为（借助于乱流）能量可从大尺度运动中转移到小尺度运动中去，再转变成热能，即热。当风速发生脉动以及当地表的加热产生浮力的时候，就要产生乱流。当风基本静息，而乱流被抑制，烟尘及其他污染物质就以烟雾形式滞留于地表附近。乱流运动还可把植物种子、病毒及其他有机体激活到整个对流层。乱流运动因其杂乱无章的特性最适宜于用统计方法进行分析。近地层大气乱流的计算机模拟被用来计算污染物质的扩散以及用来鉴别导致污染物过分集中的条件。
云是水滴或冰晶的积聚物。水汽凝结发生于非常小的盐粒、尘埃或烟粒上。这些叫做凝结核，它们在大气中含量是十分丰富的。当空气处于接近百分之百的相对湿度时，即使温度远低于冻结点，小水滴也可形成。要达到雨滴的大小，这些云滴的直径必须增大达一百倍。
冰晶可在冻结核上发展起来。这些冻结核来自某些土壤的尘位，也有可能来自陨石尘。由于冻结核数量远小于凝结核，所以水滴可在低达-40Ｆ（－40℃）的温度下存在而不冻结。这种状态叫做过冷却状态。如果冰晶进人过冷却云，这种云可能变成冰晶云。我们可以通过对大气引进人工核（如碘化银），使过冷却云变成冰晶云。
冰晶与过冷却水滴相互作用影响了云中电荷。当在对流云中小水滴冻结时，就产生电。电荷分离，正电行上升到云顶部，负电荷下降到云底层。当其间电压足够大时，就出现闪电。
1.1.3大气总环流
天气以多种尺度出现。规模最大的空气运动称为总环流，包括引起日常天气变化的风系。这些风系又控制象雷暴这样的小尺度运动。大气中空气这种永不止息的环流引起某一特定年份出现的地球上温度、降水、风和云量的巨大差异。
正如卡尔·古斯塔夫·罗斯贝在1940年所发现的，在温带由西向东的宽阔高空气流形成了一连串的‘长波’。之所以叫“长波”，是因为一个波的东西向长度可以长达三千到五千英里（4826到8046公里）。长波数目，其移动速率及根幅都随时间而变化。它们在很大程度上左右着天气类型的变化。在这一波状的西风气流中有一中心风带叫做急流，其速度每小时150到200英里（即每小时241到322公里人有时还要大些。沿着这一风带的轴通常出现最急剧的天气变化。
1.1.4科里奥利力
流向极地的暖空气及流向赤道的冷空气（这些气流运动使地球上热量分布得以平衡）是引起所有运动的推动力。然而为了理解大气总环流，我们还必须考虑地球的自转。风通常是根据在地球上静止的观测者的观点来描述的。由于这一参考系，即地球是不断旋转的，所以在静止参考系中直线的运动，对地球上的观测者来说似乎变得弯曲了。这一效应叫做科里奥利力，这是根据法国数学家加斯帕德·古斯塔夫．科里奥利而命名的。风遵循这一流型而吹：在北半球风向偏右，在南半球偏左。所以，地球自转产生西风、东风以及南风、北风。
大尺度的大气运动主要是因地球目转才存在的。尤其要指出，由于气压和科氏力相互作用而平衡，才使空气倾向于作匀速运动。这种受到平衡的风就叫做地转风。因此，空气基本上是沿压力等值线即多压线运动的。由于这一重要关系，所以对大气中气压分布的分析是气象工作的重要手段。
1.2大气运动理论的发展
1.2.1流体力学背景
流体力学背景
十七世纪三项并行的发展为流体力学的成长铺平了道路。它们是：（1）流体是一种可对固体运动产生阻力的气体或液体的连续性物质的概念；（2）质量、动量和机械能守恒的运动诸定律的形成，它们不仅适用于固体而且还可用于流体的弹性作用（即声音传播）；（3）微积分的发展。这些科学发展在牛顿（1699）和莱布尼兹（1693）的著作中达到了顶峰。他们的工作继承了前人——特别是伽利略、笛卡尔和开普勒的重要实验成果和思想成果，以及年代更早的阿基米德的流体静力学工作。
“经典”流体力学的发展是在十九世纪中叶完成的，与热力学原理几乎同时确定。在流体力学发展中一些杰出的学者是Ｄ．伯努里（1738）、达朗伯（1752）、欧拉（1755）、拉格朗目（1781－1789）、纳维（1882）、斯托克斯（1845）以及赫姆霍兹（1858，1868）。在十九世纪快要结束时人们开始重视真实流体的湍流不稳定属性（如布辛尼斯克、凯尔文、雷利、普朗特、泰勒、施密特、海森堡、柯莫格罗夫以及其他许多学者）和热对流特征。重大的非经典流体力学向气象学的发展则是皮叶克涅斯对他的环流定理的系统阐述（1898），这第一次展示了在大气和海洋中十分重要的密度变化的动力学效应。
1.2.2大尺度大气运动
信风成为第一个得到合理解释的大气运动特征是不奇怪的。它是人们所认识到的与全球日射分布具有同样尺度的第一个有规律的大气运动现象。最早作出尝试性解释的是哈利（1686太地把这一现象归因子太阳绕地球的西行视运动。他只限干在认识到对流作用这一点上是正确的。真正提出地球自转效应的是哈德莱（1735）还有独立进行研究的道尔顿（1843），他们推测被对流驱使沿经向向赤道运动的空气应向西偏转。但是他们没有认识到在自转的地球上向任何方向运动的空气都会发生偏转。这一事实首先是由科里奥利（1835）和泊松（1839）归纳成数学形式而由特雷西（1843）正确地用于气象学以解释风暴的旋转特性。达夫（1837）在哈德莱理论上又加上这样观点，即所观测到的中纬度的非规律性运动是由于极地气流与赤道气流的交锋。这一含糊的（虽然部分是正确的）观点一直没有得到实质性的阐明而被保留到十九世纪末。与此同时，莫里（1855）根据他对半球海洋上风的测值纪录提出一个新的经向环流模式。按照他的说法，这个模式还能够说明中纬度盛行西风带的形成原因。这一模式的缺陷促使费雷尔（1856）提出一个从力学角度讲比较圆满的模式，在其中包括了一个使他成名的中间环流圈。Ｊ·汤姆森（1857）也独立地提出了一个类似的模式。不满足于仅仅提出描述性的物理观点，费雷尔第一次列出大气运动方程组并以恰当的近似植获得了一个符合于他的模式特征的解（1859－1861）。这标志着现代动力气象学的开端。一个附带的结果是地转公式，它把白贝罗风压场关系经验法则置于数学基础之上。费雷尔理论的进一步精细化则是由别人，特别是戈德堡、莫恩（1876一1883）和奥伯拜克（1888）所完成的。然而最有意义的新观点是由赫姆霍兹（1888）提出的。他认识到了摩擦的重要性，他作为普通流体力学不连续理论（1868）的创始人，把这一理论用于波状云并且还提出极锋的波状涡旋扰动观点。这后一观点为赫尔曼斯发展（1894），提出了探讨大气中气旋和“主”气流的正确关系的最新思路。
在十九世纪大部分时间内，气象学者都在争论‘局地’风暴成因的解释（关于其旋转性质和移动性质及其对大气的重要性在此世纪初已确定下来），主要是把它看成与反气旋区或与大气环流没有什么关系的一种独立现象。争论的焦点（直到该世纪晚期才清楚地认识到。如冯·贝索尔德，1893）是关于风暴运动的能量来源。而在这个问题上的混乱是可以理解的，因为缺少象人们很容易遇到的信风尺度那种明显的热强迫机制。埃斯皮、卢米斯、费雷尔以及戈德堡和莫恩等研究者认为风暴主要是因对流潜热释放所驱动。这一观点似乎可由对风暴热力结构的观测所证实。
然而，以汉恩（1891）为首的研究者却根据欧洲山区的观测资料得到了相冲突的证据。这使他们提出主气流的某种形式的动力不稳定是能量的来源。这一问题的解决已成为这世纪主要成就。
1903年马古勒斯说明了风暴怎样通过高地对流翻腾获得它们的能量，而在1906年。他导出了锋面不连续的平衡条件。后来（挪威）卑尔根小组和柯茨钦（1935）解释了气旋怎样才能由于锋面波动不稳定而生成；此过程既包括为达到平衡所需要的来自切变运动的动能输送，也包括由上下翻腾机制造成的势能的转换。与此同时，他们解释了所观测到的不同地方的风暴的热力特征上的差异是如何形成的，它是由风暴移动并从对流阶段演化到非对流阶段时的波动结构变化而引起的。（在稳定性研究中一个必不可少的附加成果是从皮叶克涅斯为大气运动的分析引进了扰动方程。）其后一个重要贡献是杰弗里（1933）对气旋和反气旋在大气动量收支方面的重要意义的讨论。高空波比有关的低空气旋是更为重要的能量储所的发现，以及其后在二次世界大战前的罗斯贝（根据赫姆罗兹淄区定理）和大战后的查尼、伊迪、弗焦夫特、伊莱亚森、斯塔尔、郭晓岚、洛伦茨和菲利普析这些学者对高空波的理论分析，最终导致了确定大气中大尺度运动的相当完整的概述，而以菲利普斯（1956）成功地为大气环流主要特征得出数值解而达到顶峰。在此概述中，波动和涡旋是作为消除太阳能所引起的主要热力不平衡的基本方式而出现的。作为地球自转的附带产物，这些波动倾向于输送动量以维持纬向气流。
这方面的最新的理论进展很大程度上是由于泰勒、富尔茨和海德这些学者对转动的并受热力驱动的流体的实验工作。这一研究的实验方向最初是由威汀（1857-1884）在有关大气环流问题中所采取的。
对大尺度运动认识的进展在许多动力气象学论著中有所记载。现在人们正积极地从事关于宏观气候及其变化（包括地表非均匀性的全部效应）的总体理论的研究。
1.2.3其它运动
在十九世纪，潮汐振荡和声学重力振荡的理论曾是许多学者感兴趣的课题，如拉普拉斯（1799－1827）、凯尔文（1882，他首先提出谐振的重要性）、雷利（1890）和马古勒斯（1890－1892）以及本世纪许多其他学者，包括泰勒、查普曼、巴特尔斯、索尔伯格和佩克利斯等。近来年，由于大气热力结构和核爆炸冲击波传播的新的观测资料，因而他们的许多成果一直处于争论之中。
关于由陆地和海洋受热差异引起不稳定的风（季风、海陆风）以及由于地形引起的局地风（背风波、焚风、山谷风）的理论主要是在这个世纪中建立的。
虽然飓风很早以前就被人认识到是所有涡旋现象中最强烈最有规律的一种，但是完备的理论只是最近才开始露头，这主要是新的细密的观测资料的结果。对于尺度更小的陆龙卷以及其他中尺度现象如路线等的情况也是如此。在一定程度上，所有这些研究的主要问里一直是取决于对积云生长和结构机制的理解。
云和降水理论目十九世纪初以来一般说来一直是根据简单的热力学论据（如埃斯皮，1841）进行探讨，稍后获得许多重要成果，如艾特肯的凝结核的研究，以及韦报纳（1911）、伯杰龙（1935）和芬德森（1937）关于降水机制的设想。对云进行人工影响的发现（兰米尔和谢菲尔，1947）和雷达的发展是推进现代理论发展（例如1957年弗卢格和巴特尔斯所汇编的卢德勒姆和马森的著作）的重要刺激剂。包含着云块运动和凝结过程两者同时发展的动力学理论只是刚刚开始。在这方面，很早就把雷利的对流不稳定理论应用于云的是布仑特（1925）大气乱流和边界层理论其起源主要归功于埃克曼（1925）、泰勒（1915）和施密特（1925）的开创性工作，其后有许多进一步的成果（如里查森和罗斯贝的贡献）。边界层的完整理论是一门有着巨大现实意义的课题，这不仅因为边界层对人类的应用有内在的重要意义，而且还因为它作为能量输送和消散的主要场所而对所有较大尺度的运动具有最终的影响。
理论气象学所有领域近年来都由于引入高速计算机而获得巨大益处，此工具可以解出较充分地表达大气活动的复杂非线性特征的方程组。并非不重要之点是这些计算机的出现鼓励了人们对某些类型的大气活动进行常规数学分析。其实，这类工作在计算机问世之前也是能够进行的（如稳定性和一级能量输送的研究）。
1.3大气探测的历史
从古代起直到17世纪，大气科学方面几乎毫无进展。古代的哲学兼科学家们尽管意识到了云、风暴、闪电、极光、虹等现象，但对它们既没有理解，也没有系统地进行观测。并在其后的若干世纪中，他们的后继者也未能再做点什么。
物理学的基础是在17世纪奠定的，在这个时期大气科学的历史开始了。几种仪器的发明使得在大气中进行定量测定成为可能。其中值得注意的是温度表（源自伽利略！607年发明的不完善的仪器）、托里诉利气压表（1643）、虎克风速表（1667）。吉尔帕特（1600）向世界展示了第一个地球磁场的模型。现已知道地磁是在高层大气物理中起重要作用的现象。伽利略、牛顿、波义耳、巴斯克和惠更斯这些科学巨人着手建立形成大气科学基础结协的力学、热力学、流体力学，光学和波传播学说的基本原理。地球物理流体力学的基础是由牛顿（1687）发表的万有引力定律而奠定的。他还预报说大气应有潮汐运动。大气压强现象则是由伽利略、托里诉利、巴斯噶和牛顿所阐明的。一些17世纪的自然哲学家们对当地天气现象作了详尽的记录。
18世纪大气科学和物理学及化学继续发展。温度表和气压表的改进、新仪器如毛发湿度表（戴·沙书尔。1783）的发明慢慢地推动了气象科学前进。对大气垂直温度分布的试验性探测最早用风筝（1749）而后则用气球（1784）进行。科学家们（特别是天文学家）以及一些非专业人员担负起进行气象记录这一工作，而这种记录注定为下一世纪初建立天气学提供基本资料。作为大气热力学基础的气体热力学基本原理是由查理、盖－吕萨克和道尔顿建立的。1752年，电学的研究还没有完全开始，富兰克林就在雷暴云中进行了危险的风筝试验而开创了大气电学。
化学上的进展对大气科学也同样重要。梅奥认为空气是由两种成分（一是情性气体，一是活性气体）组成的，这个假说由罗瑟福（1772）分离出氮以及谢勒（1773）和普里斯特刮（1774）发现氧而得到证实，而拉弗锡（1774）揭示了大气中氧对燃烧和生命的作用。大气中微量气体的存在也在18世纪为人们所认识，如布莱克（1775）鉴别出二氧化碳和卡文迪许（1785）发现氩即为证明。
动力气象学的开端可从十八世纪末诸如拉普拉斯（在《天体力学》一书）所提出的大气潮汐学说等成就中看出端倪。甚至更早一些哈德莱（1735）在关于信风的解释中已确认地球自转对于风的动力学有着十分重要的意义。在19世纪，大气科学开始作为一门以物理学和化学的基本原理为基础，并具有本身的技术进步的独立学科发展起来了。霍华德1803提出的云分类方法标志描述气象学的问世。天气学、气象要素和移动天气系统的空间分布的基本概念最先由富兰克林确切阐明，在19世纪初由拉马克、拉普拉斯、拉弗锡加以发展了。这些基本概念后为布兰德斯（1820）用于绘制第一张历史天气图。1840年电报的发明促使许多国家在19世纪下半叶建立气象台站网和全国性的气象服务机构。（目前各国天气服务机构之间的国际协作是通过联合国专门机构——世界气象组织（WMO）来实现的。）天气预报那时已成为各国政府向其公民所提供的服务中公认的一部分。天气系统的结构，特别是风暴的结构，已成为使用船舶站和陆地合站观测资料进行艰苦探索的课题。温带风暴以及飓风的涡动特征开始出现在这些研究中。
理解风暴及地球上总的风系的动力学成为19世纪动力气象学的主要目的和推动力。科里奥利（1844）关于地球自转偏向力的概念被人公认为大气动力学的基石，并被引进白贝罗（1860）的风压关系的原理中以及费雷尔（1889）的大气环流学说中。在赫姆霍兹（1888）的著作中出现了用于流体波动状态的流体力学不稳定性概念，预示着三十年后问世的气旋波动理论。
19世纪大气结构的垂直探测随着携带自记气象仪（赫米特和贝赞肯，1893）的气球的发展而继续，从而消除了载人气球飞行的冒险性，并加速了综观高空学的发展。气球还被用来测定大气中远离地面的高空风。此时大气近地面10—20公里已为人力所及，但对高层大气仍是一无所知。然而，关于电离层存在的最初假说之一是鲍尔弗·斯图尔特（1883）把地磁扰动解释为是由于高空导电层存在的缘故。
另一个对高层大气物理有重大贡献则是弗里茨（1881）描绘出了极光圈。二十世纪大气科学的爆炸性的发展是太快和太新了，因此只能回顾一下几个重要里程碑。戴·波特（1902）根据气球探测资料发现了平流层；肯内利和赫维赛德（1902）根据马可尼（1901）无线电实验推断出电离层的存在ｓ19ｌｌ年赫斯使用气球验证了宇宙射线源是在远离地球之外的某个地方,在第一次世界大战中理查森根据认皮叶克涅斯（1904）的建议对流体力学方程组进行数值积分作了第一次‘天气预报’尝试；由于1918到1937年间皮叶克涅斯、索尔伯格和伯杰龙对于锋、气团和气旋的理论和描述方面的贡献，天气学获得了长足的进展。
垂直探测大气的新工具出现了：起先是飞机，后来（约1930年）是气球携带的无线电探空仪。后者通过使用无线电遥测技术消除了回收这类气象仪器的必要性，使日常大气垂直探测成为可能，从而向天气学家提供每天的大气三维状况。
关于高层大气物理的种种推论不断增多。斯狄冯在其极光理论中认识到地球磁场在高层大气中截捕来自地球以外的带电微粒的作用，从而预示范艾伦辐射带的发现。林德曼和多布森（1923）根据他们对流星尾迹高度的分析推断出在平流层的顶部（称为“平流层
顶’，在50公里的高处）存在着一个暖层，而在其上一层，即中层，顶部（称为“中层顶”，在80公里的高处）存在着一个冷层。第一个层次惠普尔（1923）也曾根据声音传播的研究推断了出来。阿普尔顿及其他学者对无线电波反射的研究开始揭示出电离层的结构。
在二次世界大战中发展起来的雷达在其后二十年成为利用水滴、冰晶和雪片对无线电波的反射作用来研究降水过程和探测暴风雨的强有力的工具。另一种军事装备德国Ｖ－2火箭在1946年改造成了大气科学探测的工具，从而开创了空间科学研究的新纪元。这是头一次使得从大气低层直到外缘直接测定大气垂直结构及其成分成为可能。
1957—1958国际地球物理年（ＩＧＹ）中的事件没有一个能在其激动人心的影响和意义方面超过1957年10月苏联卫星“旅伴一1号”进入轨”道。在此之后，美国接着发射了大量科学考察卫星，其中包括1960年4月的第一颗气象卫星‘泰罗斯’号。在所有借助火箭和卫星才能获得的对外层大气的发现中，在重要性方面很少能与范艾伦1958年发现高层辐射带相比。大气这一非常高远的区域（其距离以地球半径为单位来度员）叫磁层，现在成为人们广泛研究的课题。
气象学中近期意义重大的两件大事是罗斯贝（1938—1945）的大气动力学基本原理阐述（如位势涡度概念）和1945年之后的高速电子计算机的发展。查尼和其他一些学者根据这些具有根本意义的成果提出了称为数值天气预报的自动化天气预报程序。举例来说，数值预报的实现与日益改进。
气象卫星、侦察飞机、雷达和电子计算机在最近二十年已从根本上改变了气象学的面貌。将来，不但质量更高的预报而且对大气的某种程度的控制是可能的，这并非不可想象。大气可以在小范围内为人所影响早已为‘播云’实验所证实。在这些实验中，大气中含过冷热水的云通过加入干冰或碘化银而变成冰晶云，从而加过了水滴生长和加快了降水酝酿过程。人们已经作出了很多努力要把这些实验成果应用于实际天气控制。但关于云和降水的物理学还有许多研究有待进行，而后人们才能按照自己的意志改变大气环境。
2.应用天气学基本原理
2.应用天气学基本原理
2.1冰雹预报
2.2对流性天气的预报
2.3风的预报
2.4干热风的预报
2.5寒潮预报
2.6寒露风及其预报
2.7江淮梅雨
2.8降水预报
2.9龙卷风的预报
2.10气温的预报
2.11气象要素的预报
2.12霜与霜冻的预报
2.13台风
2.14雾的预报
2.15雨淞的预报
2.16云的预报
2.1冰雹预报
一、我国冰雹的气候特点
雹灾是我国主要自然灾害之一，年年发生，危害很大。全国冰雹分布很广，大多数省、区都有不同程度的雹灾。尤其是中高纬地区内陆的山地、丘陵地区，地形复杂，天气多变，冰雹多，危害重。如甘肃等省每年有150—200万亩农田遭受雹灾。一般来说，我国冰雹地理分布的特点是：内陆多于沿海，山地多于平原，中纬多于高、低纬地区。
广东是我国雷暴最多的地区之一，但冰雹却较少发生。我国地跨高、中、低纬，幅员广大，冷暖空气交汇带有明显的季节特点，因此冰雹的出现也有明显的季节性。成片的雹区集中在春、夏、秋三季，并且有规律地自南向北推移。雹区大致有三个地带：2－3月以西南、华南和江南为主,4月--6月中旬以长江流域和淮河流域为主。6月下旬至9月以西北、华北、东北地区为主。成片雹区出现在2－9月份内，其中在4－7月内集中出现的约占总数的70％。
二、冰雹天气形势
用天气图作冰雹预报的方法，通常是根据历史个例，将过去出现的冰雹天气形势分成若干类型，分别给出预报指标。在实际工作中，就以相似法来进行冰雹天气预报。
下面简述各型的基本特征。
1．高空冷槽型
对流层内有清楚锋区的高空冷槽，移动显著，由于上、下锋区移速不一致，可出现前倾槽和后顾槽，降雹可在锋前，也可在锋上。主要降雹机制是锋面移动促使前方暖湿空气抬升而成。此类降雹按降雹区和高空槽的相互位置，又可分为槽后和槽前降雹两个副类。
2．高空冷涡型
高空500毫巴有闭合低压中心，并配合有冷温度槽或冷中心。高空冷涡是一深厚的辐合系统，强的正涡度中心，有利于低层暖湿空气抬升，并且移速较慢，可以连续几天出现冰雹。据统计，雹区多出现在冷涡的东南象限、距冷涡中心7个纬距的范围内。影响我国降雹的冷涡中心一般在贝加尔湖和蒙古人民共和国一带生成，以后向东南方向移入我国。这种冷涡可分成东北冷涡，蒙古冷涡、西北冷涡。主要影响地区在东经100度以东，北纬35度以北。
3.高空西北气流型
500毫巴等压面上有稳定的长波槽，温度槽落后于高度槽，长波槽随高度而后倾。在槽后西北气流里不断有小股冷空气滑下来，而且风速垂直切变较强，可促使低层暖湿空气的不稳定能量释放并形成冰雹。因为长波槽稳定，所以同一地区可连续几天降雹。此型在4－9月都可出现。降雹地区主要在东经100度以东，北纬32度以北。
4．南支槽型
春季，在我国长江以南广大地区上空，西北极锋急流与西南副热带急流交替出现，也就是冷、暖空气交汇频繁。欧亚环流特点为：极锋锋区退至北纬40度,西西伯利亚到蒙古人民共和国为一宽广的低压区，贝加尔湖一带为低压活动区，冷空气自西向东活动，而500毫巴和3O0毫巴等压面上，南支槽脊活跃。孟加拉湾出现清楚的南支槽，槽前西南气流与北进的西太平洋副热带高压西侧的西南气流汇合，在高空形成一支强风带-----副热带急流。当对流层中、低层暖区内出现辐合中心、辐合带、切变线等系统时,暖湿气流受到抬升，容易造成剧烈的对流性天气。
三、冰雹的预报
目前冰雹的预报方法，主要有天气图方法、点聚图、T－LnP图及高空风分析图方法等。使用这些预报方法的基础是对成雹因子的客观分析。根据成雹因子的分析，在天气形势分型基础上进一步给出各型的预报指标，或用成雹因子制作点聚图或用T－LnP图等作出合理的预报结论。制作冰雹预报时除遵从对流性天气预报的一般方法和步骤外，还要根据冰雹预报特点来进行。
1．用天气图作预报
首先根据天气形势判断是否有对流性天气发展的可能，是否符合某种冰雹形势模式。然后确定容易产生强对流性天气的区域，如：（1）高空冷中心或冷槽与低层暖中心、暖脊相叠置的区域;（2）前倾槽的地面锋前;（3）高低空急流相交叉的地区;（4）高层干冷空气侵入低层为暖湿空气上空的地区;（5）高空辐散、低层辐台区等等。
与此同时计算不稳定度以及水汽指标（如85O毫巴及500毫巴的温度露点差，850毫巴或700毫巴的比湿等等）。把达到可能产生冰雹的临界值的区域标出来。根据各种冰雹天气形势下的指标值，作出是否产生降雹可能性的估计。
2．用T-LnP图作预报
在一般分析的基础上，当判断有发生对流性天气的可能时，进一步根据不同参数的组合等等判断有否降雹的可能。根据预报员的天气图预报经验，分析天气形势和天气系统，以及热力学、动力学和能量学的有关预报因子的计算结果进一步判定是否有冰雹出现以及冰雹出现的时间。
⒊数值预报产品的应用
根据数值预报产品中k指数、能量指数以及物理量场的实况及预报分析，结合天气学原理中冰雹的落区预报，确定数值预报的冰雹落区预报。
⒋综合预报
综合经验预报、数值预报、冰雹专家系统的最终结果，经天气会商后最终作出冰雹预报，同时向公众及政府部门进行预报服务，以减少灾害损失。
2.2对流性天气的预报
对流性天气只要指雷暴、飑、冰雹、龙卷等天气。
“雷暴”即积雨云中所发生的雷电变作的激烈放电现象。因其一般伴有阵雨，所以常与“雷雨”通称。雷雨是夏季常见的降水形式。通常把只伴有降雨的雷暴称为“一般雷暴”。有的雷暴会伴有暴雨、大风、冰雹、龙卷等严重的灾害性天气现象。一般把伴有这些严重灾害性天气现象之一的雷暴叫做“强雷暴”。一般雷暴和强雷暴都是对流旺盛的积雨云的产物，所以常将它们通称为对流往天气或对流性风暴。
对流性天气十分激烈，容易成灾。其影响范围较小，持续时间较短，所以通常是一种局部灾害性天气。但是有时也会发生大范围的强雷暴天气过程，其影响范围可达数十县到数省，持续时间可达一天左右。例如，1962年6月8日，在山东、江苏、安徽等省范围内有二、三十个县下了大冰雹。又如1974年6月17日在北起山东半岛，经山东、江苏、安徽等省，南至浙北、赣北及鄂东等广大地区上，自北向南先后发生了8－12级大风或冰雹等严重天气。国外也有类似情况。如1974年4月3月晚至4日有一百多个龙卷袭击了美国的12个州及加拿大部分地区。这些大范围的强雷暴会造成大范围的严重灾害。
对流性天气不仅对国民经济各部门影响很大，而且对军事活动的影响也很大。例如，由于积雨云中有强烈的扰动、结冰和放电现象，对飞行的安全威胁很大。因此即使是一般的雷雨天气也会对其造成危险。所以做好对流性天气的预报，预防对流性天气的突然袭击，对于防灾、抗灾、保障国民经济和国防建设都有十分重要的意义。
鉴于对流性天气一般具有范围小，发展快的特点，所以在预报工作中，除了应用天气图方法外，最好还要配合中尺度天气分析及雷达、卫星探测等方法。下面介绍对流性天气的基本知识及预报方法。
一、雷暴云的结构及雷暴天气的成因
产生雷暴的积雨云叫做雷暴云。一个雷暴云叫做一个雷暴单体，其水平尺度约十几公里。多个雷暴单体成群成带地聚集在一起叫做雷暴群或雷暴带。它们的水平尺度有时可达数百公里。每个雷暴单体的生命史大致可分为发展、成熟和消散三个阶段。每个阶段约持续十几分钟至半小时左右。在不同的阶段中雷暴云的结构有不同的特征。发展阶段即积云阶段，其主要特征是上升气流贯穿于整个云体。
成熟阶段的特征是开始产生降水，并且由于降水的拖曳作用而产生了下沉气流。但在下沉气流的上方，上升气流仍贯穿云体。云中上升气流通度的垂直分布呈抛物线状，即为上、下层小，中层最大。
消散阶段的特征是下沉气流占据了会作的主要部分。
雷暴群可由好几个同时处于不同阶段的雷暴单体所组成。多单体的雷暴群的结构往往会随着每个单体的新陈代谢而发生变化。单体的生命期约为半小时至1小时。但多单体的雷暴群作为整体可存在几小时。
二、一般雷暴天气的成因
发生雷暴时，通常出现雷电、降雨、阵风等天气现象以及压、温、湿等气象要素的变化。这些现象主要发生在雷暴云的成熟阶段；下面分别讨论它们的成因。
（一）雷电
雷电是由积雨云中“温差起电”以及其它起电作用所造成的。一般当云顶发展到-20摄氏度等温线高度以上时。就会出现闪电和雷鸣。第一次闻雷表明云顶已达-20摄氏度等温线高度附近。随着云顶增高，闪电、雷鸣便愈益频繁。一般来说，云中放电强度及频程度与雷暴云的高度、强度有关。因此，雷电现象可用以判断雷暴强度。
（二）降雨
在雷暴云中上升气流最强区附近，一般有水滴累积区，当累积量超过上升气流承托能力时，便开始降雨。由于累积区中的水倾盆而下，因而造成阵雨或暴雨。阵雨持续时间为几分钟到一小时不等，视雷暴云的强弱及含水量多少而定。雷暴群和雷暴带形成的降水区也呈片状或带状。由于雷暴群（带）中，每个单体强弱不一，所以降水量分布很不均匀。而且因雷暴云常常跳跃式地传播，因此降水量也有跳跃（间隔）式分布的情况。
（三）阵风
在积云阶段，地面风一般很弱。低空有向云区的辐合，促使上升气流发展。到了雷暴云的成熟阶段，云中产生的下沉气流冲到地面附近时，向四周散开，因而造成阵风。一般来说，阵风发生前，风力较弱，风向不定，但多偏南风。阵风发生时，风向常呈气旋式旋转，然后又呈反气旋式旋转。移动缓慢的雷暴。云下的流出气流几乎是径向（即向四面八方铺开）的。然而多数情况下，在雷暴移向的下风方的风速要大于上风方。
（四）压、温、湿的变化
由于下沉气流中水滴的蒸发使下沉气流几乎保持饱和状态。所以下沉空气由上层至下层是按湿绝热增温的。上层冷空气虽然在下沉过
程中会变暖些，但升温率小，到地面时，仍比四周地面空气要冷。因此在雷暴云下形成一个近乎饱和的冷空气团，因其密度较大所以气压较高，这个高压叫“雷暴高压”。当雷暴云向前移动时，云下的雷暴高压也随之向前移动，当它移过测站时，就使该站发生气温下降、气压涌升、相对湿度上升、露点或绝对湿度下降等气象要素的显著变化。其变化幅度取决于雷暴云的强度和测站相对于雷暴云的位置，雷暴中心经过地区变化明显，边缘地区则变化较小。
对流性天气的预报方法
一、对流性天气预报
目前气象台站进行对流性天气预报时，主要应用当地的天气气候资料、天气图（包括区域天气图），T－LnP图，单站高空测风分析图，综合图表，单站预报图表和群众经验，雷达和卫星资料等等。根据对流性天气预报的物理基础，具体进行对流性天气预报时，大致上要遵照以下几个步骤。
1．根据天气气候资料，找出各种主要的对流性天气的季节、地理分布等天气气候规律（划定雷暴季节，雹季开始、结束时段和容易出现冰雹的地区等）。
2．在雷雨、冰雹季节开始之前，根据经验和历史资料，做出冰雹或雷暴的长中期天气预报。
3．短期预报应与中、长期预报配合。首先利用天气图分析天气形势，看何处已有（或预报可能有）雷雨、冰雹或其它强对流往天气形成。应在总结本地过过去历次冰雹或雷雨等对流性天气出现时的天气形势的基础上进行，最好能找出一些客观的预报指标，以鉴别一般降水与雷暴，以及雷暴与冰雹和其它对流性天气的分界。
4.分析本地区的大气稳定度和水汽条件,看它是否已达到或预报它是否可能达到形成雷雨或冰雹的程度。可以利用一些稳定度指标来确定对流性天气的强度，是否已达到雷雨、冰雹或其它天气现象的标准。这一步也应在总结本地区过去历次雷暴和冰雹的稳定度的基础上进行，并应找出客观的预报指标。
5．根据天气图查算稳定度指标和其它表征气团特性的参数，找出最不稳定的地区。同时根据各种天气系统综合影响来大致划定对流性天气的出现范围。
6．根据本地区预报经验、单站探空、测风和地面资料，以及单站预报工具《如点聚图、曲线图、相关图表等）与天气图配合起来，进一步判断本地区发生对流性天气的可能性和天气的强度、性质。
7．当对流性天气已在其它地区发生时，可以利用卫星、雷达来观测、监视和估计对流性风暴的移动和变化。
8.当综合以上所有方面的分析，最后作出本地区将受强对流性天气袭击的预报之后，应及针对国防和国民经济部门进行服务。 二、雷暴天气预报 （一）、我国雷暴的气候特点 我国低纬地区一年四季均有雷暴。中纬地区雷暴多半出现在夏半年，特别是在六、七、八月最多，一般出现在午后到傍晚这一时段内。海上或海边则夜间雷暴发生得较多。雷暴分布很广，全国各地均有，一般南方多于北方，内陆多于沿海，山地多于平原。两广地区及青藏高原是我国雷暴最多的两个地区。这些气候特点都是由于形成雷暴的三条件综合作用的结果。例如夏半年、午后（海上夜间）及低纬，内陆地区雷暴较多，主要是因为在这些季节、时间和地区中水汽及不稳定层结条件容易具备的缘故。而山区多雷暴则和地形造成的抬升条件有关。青藏高原除了地形抬升条件外，和高原上地面加热作用，容易造成气层不稳定以及高原上盛行的低涡、切变线等天气系统造成系统性辐合上升运动也有很大的关系. （三）系统性雷暴的预报 雷暴天气是由水汽条件，不稳定层结条件和抬升力条件等三方面条件综合作用而造成的。这三个条件是在一定的天气形势下逐步酝酿具备起来的。有利于提供这些条件的天气形势，即有利于产生雷暴的天气形势。 下面分别介绍各种形势下的系统性雷暴特点。 1．锋面雷暴的预报 锋面雷暴是我国夏季主要的雷暴类别之一。据上海气象台统计，6--8月有60—70％的雷暴形成在锋面上，而石家庄有80％以上的雷暴是锋面雷暴。冷锋、暖锋、静止锋上都可产生雷暴。其中以冷锋雷暴出现最多，强度也较强。暖锋雷暴较少。静止锋雷暴常和切变线相联系。先介绍一些有关冷锋雷暴的预报经验。 （1）在冷锋前暖湿空气活跃（例如有正变温、增湿。南风较大。暖空气不稳定等）的情况下，当冷锋过境时一般有雷暴形成。 （2）冷锋雷暴与太平洋高压的强弱、进退有密切关系。 （3）冷锋雷暴的发生与锋面上空的形势有关。 （4）如果锋面附近，高层为冷平流，低层为暖平流，且平流较强，则锋面过境时绝大多数会产生雷暴。 （5）高空锋区的强弱，与锋面上是否产生雷暴及它的强度有很大关系。与比较强的对流层锋区相对应的锋段上出现雷暴的机会较多，强度较强。较强的高空锋区一般都有高空急流相配合。因此，与高空急流相对应的锋段上出现雷暴的机会较多，强度较强。 （6）在850毫巴上锋面所在区域内画出等露点线或等比湿线后，如果湿舌的轴线沿地面锋线伸展。则有利于雷暴生成。 冷锋雷暴出现的时间主要决定于锋面的移速。冷锋雷暴一般生成于冷锋过境前后2－3小时之内。当高空为前倾槽时，雷暴出现在冷锋过境之前，而当高空为后倾槽时，雷暴出现于冷锋过境之后。因此，冷锋雷暴出现时间的预报，主要考虑锋面的移速以及地面锋与高空槽的配置情形。而冷锋的移速则决定于引导气流速度的大小，锋后冷高压的强度，锋前暖高压或变性高压的阻挡作用和地形影响。 冷锋雷暴持续的时间决定于冷锋的移速、强度及700毫巴槽线配置和槽的移速。当冷锋移速较快或强度较强时，冷锋雷暴持续时间一般较短；反之则较长。在后倾槽的情况下，700毫巴槽线过境时，一般雷暴已经结束。 2．高空槽、切变线雷暴的预报 高空槽、切变线也是经常造成雷暴的天气系统。高空槽或切变线是否能够造成雷暴，要看槽线或切变线前后的气流分布和它们的冷暖性质。 所谓槽线前后的气流分布情况，主要以槽线两侧的风向交角及风速的大小来表征。一般来说，风向交角愈接近或小于99度及槽后风速较大，槽线上的辐合上升运动也较强，这样的槽就有利于产生雷暴天气。高空槽的温度场结构的性质也和雷暴的形成有很大的关系。冷性的高空槽由于槽线前后暖舌及冷槽明显，冷暖平流较强，因此对形成雷暴有利。 暖性的高空槽由于其槽线前后都为暖空气所占据，垂直运动得不到发展，因此对雷暴形成不利。切变线也有与上述槽线相类似的情况。 3．低涡雷暴的预报 夏季在东北和华北地区常常出现冷涡雷暴，其特点是变化较快（短时间内就可由晴天变为雷暴天气），持续时间较长（常可持续3—6天），危害性较大（有时伴有大风、冰雹）。 （1）冷涡雷暴主要出现在冷涡的南部及东南部位，而以出现在东南部位的最为常见。这是因为当冷涡发展南移时，其东南部与太平洋高压靠近的缘故。在冷涡的东南部及副高西北部有很强的气流辐合，加上副高西北部又有较强的暖湿平流，因此冷涡的东南部位经常产生大片雷暴。在冷涡的东北和西北部位也可产生雷暴，但较少。 （2）冷涡雷暴一般是与地面冷锋或高空小横槽相伴出现和活动的。因此，要注意高空横槽和地面冷锋的位置和动向。因为当冷涡局部暖高脊很强，且向东北方向伸展时，小横槽就带着一股股冷空气沿涡后偏北气流南下，加强了低涡的辐合上升运动，促使不稳定能量释放，因此冷涡后部的小横槽（旋转槽）对冷涡雷暴的产生和持续出现起着重要作用。当冷涡中心稳定少动时，这种反映冷空气不断补充的高空小横槽一次次转竖，就造成了冷涡雷暴的连续出现。 （3）当冷涡稳定少动时。气层由于其稳定度的日变化而每到午后或傍晚就会变得不稳定，因而可有雷暴出现。 （4）在冷涡控制区域，在低层850毫巴有较明显的暖湿平流，高层有冷平流的区域，往往有强雷暴或冰雹出现。 我国西南地区，经常出现西南涡。东移的西南涡往往在其东部和东南部和湿舌相交处发生雷暴。西南涡东移过程中，地面还可能出现气旋波，长江中下游因而常常产生雷暴。 4．副热带高压西北部雷暴的预报 在对流层低层，副高西北部空气比较暖湿，常常储存大量的不稳定能量。在有外来系统侵入或没有外来系统侵入的情况下，都有发生雷暴的可能。当天气系统很弱，等压线十分稀疏时，有时可以由于地形造成的小范围风场辐合，而引起孤立分散的雷暴。当副高明显东退时，也可引起不稳定能量释放而造成雷暴。当副高西北部有锋面、低压、高空槽、切交线、低涡等系统影响时，在副高西北部会出现较广的雷暴区。 在副高西北部还经常出现低空急流。低空急流对雷暴、冰雹等对流性天气的发生也有很大影响。 2.3风的预报 在做风的预报时，首先应该分析气压场的预报，即预报未来影响本论的气区系统如何移动，强度怎样变化，是否有锋面过境，从而预报本站风向的变化。预报风力则可按照气压梯度的变化，根据地转风和梯度风原则，估计出第一近似值。具体地说，气旋与锋面逼近时，风力一般都要加大；反气旋中心移近时，风力就要减弱。气压系统加强或气压梯度加大时风力就要大；而气压系统减弱或气压梯度变小时，风力就会减小。 粗糙的下垫面摩擦作用使风力减小，并使风向偏离等压线指向低压一侧。在陆地上因摩擦力较大，于是风向与等压线交角可达30～45度，而风速甚至只有地转风的一半。在海上因摩擦力较小，实际风接近地转风，约为地转风的三分之二，交角也只有15度左右。根据经验，在同样气压梯度下，海面上风力可比陆地上大2－4级，江面和湖面上一般也比陆地大1－2级。 摩擦层厚度约1500米左右。在摩擦层中，因摩擦随高度减小，所以风向作顺时针转变，而风速随高度增加。一般说高层动量较大，当空气层结稳定时，铅直交换弱，空气的动量下传较小。当空气层结不稳定时，铅直交换强，空气的动量下传较强，因而使地面风速明显加大。当上空有锋区，风的垂直切交比较大时，温度层结的日变化常常可以引起风速更为明显的日变化。例如，白天地面加热，空气层结变得不稳定，致使午后风速增大；夜间地面冷却，空气变得稳定，风亦减小。这种情况在春天、夏夭较为常见。在晴天变化比较明显，阴雨天就不明显。冬季因为层结很稳定，这种情况比较少见，但当冷空气刚南下而层结变得不稳定时也会产生空气动量的下传现象。 变压风沿变压梯度方向吹，由高值变压区吹向低值变压区。当气压场较弱，有时会出现风几乎完全沿变压梯度吹的情况，变压梯度愈大，风速也愈大。在冷锋后最大风速常出现在正变压中心附近变压梯度最大的地区附近。在地表热力性质差别明显的地区（如沿海地区、山与谷和高原与平原秕领地带等），因下垫面受热不均匀，常有地方性的热力环流形成。如在白天陆地增温比海面快以致陆地气温高于海面，因而在海陆交界地区就形成力管场。根据绝对环流原理，陆地空气应上升，海面空气下沉，上层空气由陆地吹向海面，低层空气则由海面吹向陆地，从而形成环流。夜间也有力管场；但情况正相反，其环流也与白天相反。总之，白天低空出现海风，夜间出现陆风。同理在盆地（或山区），在气压场微弱的晴天，白天盆地的四周高山上受热较同高度的大气受热快，吹谷风，使四周环山的盆地内四周的测站的风向形成辐散。夜间山上辐射冷却较同高度大气快，因此吹山风。地形的狭管作用，当气流由开阔地带流入地形构成的峡谷时，由于空气质量不能大量堆积，于是加速流过峡谷，风速增大。当流出峡谷时，空气流速又会减缓。这种地形峡谷对气流的影响；称为“狭管效应”。由狭管效应而增大的风，称为峡谷风或穿堂风。 当气流遇到山脉阻挡时，将在迎风坡被迫爬升或改向绕流，风向将显著地偏离等压线。 二、大风的预报。 一般将平均风速达到6级（10.8——13.8米／秒）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的影响甚大，所以大风预报是风的预报的重点。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。。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。除台风大风，雷雨冰雹大风已在有关章节作了介绍外，这里主要介绍其余三种大风的特点和预报方法。 （一）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的活动。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，变压风亦加强了地面风速。 基于上述原因，预报冷锋后偏北大风时，主要应分析释后的冷空气活动。 （二）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面上暖和，于是从大陆上移到海上的变性冷高失去热量，即高压加强，这也会使短暂的东南大风出现。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。 （三）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地区出现的大风。在我国经常出现大风的低压系统有东北低压、江淮气旋、东海气旋等。在我国的东北地区，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。 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大，可影响东北地区和内蒙古地区，风力较强，一般可达6－8级。如果低压连续地无大变化，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，故易出现6级以上的大风。在气旋的东部为较强东南风和南风，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。 （四）大风的预报内容和方法 大风的预报内容主要包括起风的时间、风向、风力（包括平均风力与陈性风力）和大风持续时间等。预报着眼点放在考虑在预报地区范围中今后是否会出现产生大风的气压场形势，如有无锋面过境。有天气旋发生发展，会不会出现南高北低或东高西低的气压形势，或其他可能产生大风的天气系统.若在预报区中将会有产生大风的气在场形势，并预报有大风出现的可能，则要考虑出现大风的起止时间及风力多大。一般气象台所用的方法是，在产生大风的天气系统移来的方向上游选取几个指标站，用历史资料统计出指标站的气象要素，或指标站与本站之间的要素差值（近似的梯度值）与本站出现大风的时间与风力的关系。 2.4干热风及其预报 干热风概况,干热风，又叫干旱风,热风或火风，是一种灾害性天气过程，出现时不仅高温、低湿，同时风力也较大。 干热风通常见于夏半年，其中以5－6月对农作物影响为最大。因在它出现比温度回升很快，大气干燥，风力较大，蒸发量也大，这些对盐业生产虽是有利的天气条件，但它会使土壤水分骤减，致使植株缺乏足够的水分，造成小麦青枯，麦粒皱秕，棉花落铃，因而产量大减。尤其在土壤干旱的情况下，小麦处于灌浆、乳熟期，它的危害更大。据不完全统计，华北、华东北部、西北、东北及内蒙都可能受到干热风的侵害，但以华北地区（包括黄土高原、华北平原、淮河流域）受威胁为最大。 根据于热风出现最多旬的分布情况来看，在整个华北平原及黄河、渭水河谷都以5月下旬为最多。北纬37度以北的平原地区，这一旬正值冬小麦腊熟前期，故于热风对小麦的危害较大。北纬37度以南的平原地区，这时冬小麦已进入腊熟期，影响较小。在黄土高原，干热风最多的旬期一般愈往西北而愈后延。晋西北和陕西榆林以北，干热风出现最多旬已延到6月下旬。 华北平原和江淮平原的西面是山、东面临海，山区和沿海气温较低，故干热风平均出现次数或日数。从四周向平原中心增加。在沿海、太行山区和黄土高原每年出现一次左右，出现日数在两天以下；华北和淮北平原每年都出现两次以上，多数地方的干热风日数都在四天以上。干热风出现日数有两个集中地区：（1）山东德州附近（每年11天），（2）安徽阜阳、蚌埠一带（每年6天）。此外，黄、渭、汾等河谷，干热风出现的机会也比附近高原地区为多。根据干热风的热、干和风力较大的特点，它出现时的指标在国内、外一般都取气温、相对湿度和风力三项来确定，但也有用饱和差或蒸发量两者综合组成。因各地作物品种、土壤性质、干热风出现前一段时期的降温情况及干热风出现时作物所处的发育期都各有不同，所以要求足以危害作物的温、湿、风指标也就不同，难以统一。确定干热风指标最好的方法是从实际出发，根据各地具体情况通过调查研究，对具体个例进行分析，得出比较合理的指标。 各地出现干热风的风向不尽相同，华北地区出现干热风时主要是西南风；西北地区主要是东风。 2．干热风的预报 预报干热风必须抓住干热风出现的气象条件： （l）冷空气活动与气团变性一次冷空气入侵我国后，如在等压面图上东亚大槽位置少动，预报区又处在槽后西北气流中，则此后天气以晴为主，而地面冷高中有下沉气流引起增温。若下沉气流是从高原下到平原来的，则增温更为显著。这时晴天辐射很强，在干燥的土壤上空的空气、很快变成暖而干的（温度升高相对湿度下降）。但是仅仅是下沉压缩增温与气团变性尚不一定会形成干热风，所以还需注意高空有没有暖平流。 （2）高空暖脊与强暖平流预报、只有在有暖脊的形势下并有强暖平流时，才有利于地面升温并使地面有热低压生成与发展。这时高压脊前的负涡度平流还可使南面的地面高压稳定，并使地面图上出现干热风的南高北低（或东高西低）的形势稳定起来。 (3)根据温度预报及湿度预报、风力预报确定预报时段内是否有热干风出现。温度、湿度、风是连续性变化的气象要素，可参考MOS、卡尔曼滤波的计算结果。 2.5寒潮预报 寒潮的环流形势 寒潮天气形式大致分为五类：小槽发展型、低槽东移型、横槽转竖型、纬向环流型、低槽旋转型。 寒潮的预报 寒潮的预报主要从以下几个方面来考虑：寒潮的强冷空气堆积预报；寒潮的爆发预报；寒潮的路径预报与强度预报。 1．寒潮的强冷空气堆积预报： 强冷空气在西伯利亚、蒙古堆积是寒潮爆发的必要条件。如冷空气不够冷，即使环流形势有利，南下的冷空气也不易达到寒潮的强度。根据高空形势实况图、数值预报的高空、地面形势预报图判定冷空气在源地是否堆积达到寒潮的强度。 2．寒潮的爆发预报：根据数值预报图及预报经验，判定未来环流形势的演变情况，冷空气堆积到一定强度后是否大举南下，影响预报区域。 ⒊寒潮强度和路径预报：寒潮爆发南下时所将具有的强度及影响的地区，是寒潮预报的重要内容。 ⑴寒潮强度，实际工作中从以下三个方面来说明寒潮的强度： ①地面图上冷高压的强度。它包括冷高压的中心数值高低、范围大小及等压线密集的程度，以中心数值高低为主。 ②高空图上冷中心的数值；高空锋区强度；冷区范围和冷平流强度。 ③地面图上冷锋强度（温度水平梯度大小）；冷锋后降温程度；冷锋后变压中心强度；锋面附近其它气象要素和天气现象也可以间接说明寒潮强度，如锋后偏北风愈强，一般则意味着寒潮愈强。一般情况是：寒潮强度越大，则风越大，降温越猛。 ⑵寒潮的路径一般是以地面图上冷高压中心、高空图上冷中心、地面图上冷锋、冷锋后24 小时正变压、负变温的移动路径等来表示。日常工作中经常使用的是地面冷高压，24小时正变压和高空24小时负变温这三项中心的移动路径。 根据以上要素的分析，最终确定寒潮的影响时间，影响范围，以及降温幅度等预报内容，对外发布寒潮警报或强降温消息。 寒潮强度与路径的预报，实质上是地面图上寒潮冷高压的强度与移动预报；高空图上引导寒潮南下的槽的强度与移动预报；寒潮冷锋的强度与移动的预报。从地面形势图上可以判断冷高压的强度和移动路径，以及冷锋的强度和路径，高空图上可以判断冷槽的强度与移动预报，根据数值预报产品的预报时效以及对数值预报的应用经验，提前作出寒潮预报，目前寒潮的预报时效最长可达7天以上。 2.6寒露风及其预报 寒露风是我国南方晚稻作物区的灾害性天气之一。在寒露节气前后，南方地区晚稻正处在抽穗扬花时期。如北方有冷空气侵入时就会使气温急剧下降，出现低温干燥或低温多雨天气，对晚稻产量影响很大，一般减产可达20％－30％，严重的甚至颗粒无收。农谚有“禾怕寒露风”之语，所以我国南方的气象工作中做好寒露风预报对农业生产就具有重要意义。 寒露风天气的标准各地不一样。例如广西、福建规定在晚稻抽穗扬花期间连续三天或以上的日平均气温期〈=20度的日子就作为寒露风天气日。广东则规定在晚稻抽穗扬花期间连续三天或以上的日平均气温＜=23度的日子。若日平均气温＜23度的日子连续不足三天．但最低气温＜15度；或最小相对湿度＜30％，或最大风力〉=5级的亦作为寒露风天气． 其它各省也都因地制宜地确定本地的标准。 寒露风分为干、湿两种，干寒露风天气特点是天气晴、干，最低气温低，日较差大，午后相对湿度小，湿寒露风天气特点是低温多雨，气温日较差小，相对湿度大。广东、广西两省以干寒露风为最多，湿寒露风较少。长江流域地区则以湿寒露风占多数。 干寒露风出现时天气形势主要特点是低空有较强冷空气入侵，气温显著下降，高空则是在副热带高压控制下，形成秋高气爽的天气。湿寒露风出现时低空有强冷空气入侵，高空有较强盛的西南气流，而且南支低槽活动频繁。因为它们共同的特点是北方有较强冷空气入侵，所以可以认为寒露风天气均预报实质上是秋季强冷空气爆发的预报。 制作寒露风预报时，首先要分析本站已总结的经验。其方法可分两种。一种是用数理统计方法，例如利用多因子相关来作寒露风的趋势预报；另一种方法是以农谚为线索，利用大气的韵律活动的规律来作寒露风预报． 2.7江淮梅雨 每年夏初，在湖北宜昌以东北纬26—34度之间的江淮流域常会出现连阴雨天气，雨量很大。由于这一时期正是江南梅子黄熟季节，故称“梅雨”。又因这时空气湿度很大，东西极易获潮霉烂，因而又有“霉雨”之称。 （一）梅雨的气候特征 梅雨天气的主要特征是：长江中下游多阴雨天气，雨量充沛，相对湿度很大，日照时间短，降水一般为连续性，但常间有阵雨或雷雨，有时可达暴雨程度。梅雨结束以后，主要雨带北跃到黄河流域，长江流域的雨量显著减少，相对湿度降低，晴天增多，温度升高，天气酷热，进入盛夏季节。 根据有关资料统计分析得知，长江中下游可出现两类梅雨。一是典型梅雨。一是早梅雨（迎梅雨）。 所谓典型梅雨，一般出现干6月上旬到7月上旬，出梅以后，天气即进入盛夏。典型梅雨长约20—24天。在1885－1963年中，有7年没有出现梅雨，即空梅，又有两年梅雨期长达两个月之久。人梅日期大多在6月6日一15日，最早和最晚可相差40天。出梅日期大多在7月6日一10日，但最早和最晚可差46天。一般来说，梅雨期愈长，降水量愈多。 每年梅雨起迄时间、长度、降水量等相差很大。例如1954年梅雨期长达40天。超过平均数半个月之久，因此造成1954年长江中下游的洪水，而1958年、主要雨带从华南下跃至华北，未在长江流域停滞，因而1958年为空梅，1959—1961年梅雨知也极短，因而造成1958－1961年长江中下游地区连续几年的严重干旱。由此可见，入梅出梅日期、梅雨天数和梅雨期降水量的预报是一个极为重要的问题。 在梅雨期中一般是连绵小雨，间有短时间晴天，但有时会出现暴雨。雨量分布并不均匀，因此，作好梅雨期中的短期暴雨预报，对于抗洪及国防、生产等部门关系极大。 所谓早梅雨是出现于5月份的梅雨，平均开始日期为5月15日，梅雨天数平均为14天，它的主要天气特征与典型梅雨相同，不同的是梅雨期较早，出梅后主要雨带不是北跃而是南退，以后而带如再次北跃，就会出现典型梅雨。因而在一年中可能出现两段梅雨。在1885--1963年中长江中下游的早梅雨出现17次。 梅雨或降水集中的地区，各年也有差别。如雨带稳定于某一狭窄的地带，降水亦集中在该地带，一般称为“稳定梅雨”；有时雨带在江淮流域较大的范围内南北摆动，降水则分散在较大的区域内，一般称其为“不稳定雨带”。梅雨的环流形式概括起来讲就是在低层是东北风或西北风与西南风形成的辐合上升区。中层是无辐散层。高层是辐散层，南北两支气流对辐散气流起着加速作用。 （二）梅雨的一些特点 1．梅雨锋系 梅雨期间的静止锋与一般极锋性质不完全相同。特称为梅雨锋。在低层锋两侧的水平风切变和露点差都较大，但温度差并不明显。梅雨锋系可一直向东延伸到日本地区，在东经130度以西，梅雨锋是较暖的极地大陆气团和南方很湿的季风气团的界面，湿度梯度大；在130E以东，则是较凉的极地海洋气团和热带气团的界面，温度梯度大。可以说日本的梅雨锋具有极锋的性质；中国的梅前锋则具有较多的热带辐合带的性质。 2．低空急流和水汽输送 梅雨和低空急流关系密切，特别在降暴雨时，皆有低空急流存在。强的暴雨发生时必定同时有强的低空急流，一般地说低空急流愈强，长度愈长，暴雨也愈强。大部分暴雨都发生在低空急流的左侧，只有少数暴雨位于低空急流的下游，而暴雨区与低空急流重叠只是个别现象。由于低空急流是自暴雨区输送水汽的主要通道，借此通道输送的水汽在暴雨区辐合上升，冷却成雨。梅雨的主要水汽来该是南海和西太平洋海面。而不是孟加拉湾地区。 （三）梅雨的预报 梅雨的预报最终仍然是降水的预报，降水预报的一般思路是： 1.了解本地区上游以发生的降水情况,并分析其成因,找出影响降水的天气系统,特别是主要的天气系统。作汛期的降水预报一般应首先注意大的环流形势和副高位置。掌握其边缘西南风风速轴(低空急流）的变化。湿舌的演变以及直接造成降水的天气系统。 2.了解雨区和天气系统的历史变化，特别是主要天气系统的历史变化。 3．根据形势预告方法，对可能影响本地区的天气系统做出预报。 4.分析本地区的温、压、温条件及经验、天物象反应等。 5．考虑指标站的预报指标。 6．根据雨量图外推，初步做出降水预报。 7.综合以上分析，最后确定本地区的降水时间和降水量。 预报方法有以下几种： 天气图经验历报法： 把历史上出现降水的天气形势和天气系统的活动特点，概括为几类降水的模型，称为天气--气候模型。有时还把降水出现时各有关气象因子的分布特点，概括为降水必须满足的条件。在做预报时，如果预报的未来天气形势符合某一模型时，一就按这个模型的降水分布做预报。 模式指标预报法 模式指标预报法是我国广大气象台站普遍使用的一种定量的统计预报方法。它的主要特点是根据某地区历史上降水出现前的天气形势和各种要素的变化。选取预报因子，寻找预报指标。或先分成几类降水摸式，再分别建立预报指标。 模式指标预报法不需要作形势和要素预报，而只要用过去的天气形势和气象要素与未来某一地区降水天气之间的统计关系作为依据来作降水预报，近年来许多台站还应用数理统计方法将多个预报因子进行组合建立统计预报方程，取得了一定的效果。 模式输出统计预报方法（MOS） 实践证明，同一时刻的天气形势及气象要素与降水的关系，比过去时刻的天气形势及气象要素与未来降水的关系更密切。数值预报在业务上使用以后，即可由数值预报报出未来的预报因子，再用这些预报因子与降水量或暴雨出现的概率求统计关系式，并根据这个关系式作预报。这种由数值预和统计预报相结合的方法称为“模式输出统计预报”，简称MOS法。 卫星云图的应用 卫星云图在降水预报中已得到广泛的应用。一方面从卫星云图的云系中可以直接寻找降水预报指标，同时也可以用它帮助分析降水成因，从而从物理发展上来预报降水。另外，在记录稀少的高原地区和海上，可比天气图更准确地和提前发现降水天气系统。又因为卫星云图是连续地播发出来的，所以即使在记录较多的地区，也可以发现天气图上所分析不到的中尺度系统，因此它是暴雨短期预报的一个有用工具。 2.8降水预报 各种不同类型的降水对国民经济和国防建设会产生不同的影响。大型降水对国民经济和国防建设有密切关系。农谚说：“清明要明，谷雨要雨”。这说明适时适量的降水对农业生产能提供有利的条件，而反常降水则会带来灾害。我国大部分地区降水都集中在下半年，而这时正是农作物的生长季节，大型降水的多少能造成大面积的涝旱。尤其是时间长、面积大的暴雨，还能引起洪水泛滥，不仅对生产建设造成极大的危害，而且对人民的生命财产也带来巨大的威胁。因此，无论工农业生产、航空、航海、交通运输、水利建设、防涝抗旱等都需要及时准确的降水预报。以下介绍大型降水，即范围广大的降水，降水区可达天气尺度的大小，包括连续性或阵性的大范围雨雪及 夏季暴雨。 降水形成过程 降水是大气中的水的相变（水汽凝聚成雨雪等）过程。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，在上升中绝热膨胀冷却凝结成云，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。 降水系统 首先应从天气图上分析是否有有利于降水的天气系统存在，以下系统有利降水的出现： 1、西风带上的高空槽 高空槽是引起降水的重要天气系统（这里指的是天气尺度的短波槽）。高空槽一般与地面锋面气旋相结合，但有时在高空槽前的地面自上只分析到槽和冷锋。有时连冷锋都分析不出来，仅有一倒槽和负变压区，同样可以观测到降水。特别是在夏季，水汽条件充分，即使是很小的高空槽，都很可能引起降水。由于高空槽的结构不同降水也不尽相同。 2、锋面气旋 锋面气旋一般位于高空槽前，造成锋面气旋降水的有高空槽；冷、暖锋和锢囚锋等。锋面性质不同，产生的降水性质也不同，降水常在锋附近、有时在锋前，有时在锋后，锋面气旋中降水的形成，主要是指在稳定大气中的情况。当大气处于对流不稳定时，则在气旋的各个部位皆可能有较强的降水发生；特别是在暖区也能形成暴雨。 3.低涡 低涡指的是低空或高空的闭合低压环流，它是影响我国降水的重要天气系统。低涡有两种。一种是尺度较小的短波系统。多存在于离地面2-3公里的低空，西南涡、西北涡、高原涡等。这些涡形成于高原及其附近地区，与青藏高原的影响分不开；它们东移后，对我国东部广大地区的降水都有影响。另一种是尺度较大的长波系统，从低空到高空都有表现，是比较深厚的系统。 4、切变线 切变线附近气在场较弱，有时分析不出等高线来、但风场表现却很明显，我国的切变线多为东西向，从气压场上来看也就是低空东西向的横槽。少数切变线为南北向、切变线在我国各地区、各个季节都可出现，会引起不同强度的降水过程。尤其在夏季，切变线是我国主要的降水天气系统之一。夏季在西北和青藏高原地区也有切变线活动，造成较强的降水。 5、静止锋 静止锋有两种．一种是以地形为主造成的，如天山静止锋。昆明静止锋等，一种是以环流形势为主造成的，如南海静止锋、华南静止锋、江淮静止锋。华北静止锋等。后一种对于降水，特别是夏季暴雨影响最大。 6、锋区降水 锋区之所以对降水有较大的影响，是因为在锋区上有较强的温度水平梯度。由于温度水平梯度大，高空风速也大，于是在锋区上冷暖平流、涡度平流、热成风涡度平流等较大,从而有利于垂直运动的发展和天气系统的生成。从能量观点看，则是锋区附近有较大的有效位能、可以释放并转变为运动系统的动能。所以释区愈强，可能造成的降水也愈大。 此外，锋生对降水也有一定的影响，如果在原来的锋区上有锋生作用，所以冷空气将下沉，暖空气将上升造成锋后北风加大，锋附近降水加强。 必须指出：锋生对于降水的作用，只是在冬、春、秋季较重要，在夏季，降水的上升运动主要是由不稳定对流所造成的，所以即使在低层并无锋区，也没有明显的锋生作用，同样也可造成强烈的降水。以上6种系统,其源地不同,种类不同,路径不同,影响区域不同,所带来的降水性质也不同.各地预报台站根据各地的情况,总结出本地的降水预报经验及环流形式,根据天气形式及数值预报产品的形式分析判断未来某一时段是否有降水形式存在. 五、降水预报 目前作降水预报所用的预报方法主要有天气图经验预报、国内外数值预报产品、各地区的降水预报系统。 1.首先对天气图作认真分析，根据环流形势的演变情况，以及国内数值预报产品的高空、地面形势预报，判定预报时段内是否有降水形势出现。 根据历史上出现降水的天气形势和天气系统的活动特点，总结出各类降水的模型，称为天气----气候模型。在做预报时，如果预报的未来天气形势符合某一模型时，就参考这种模型的降水预报。2.了解本地区上游已发生的降水情况，并分析其成因，找出影响降水的天气系统。特别是主要的天气系统。作汛期的降水预报一般应首先注意大的环流形势和副高位置。掌握其边缘西南风风速轴（低空急流）的变化。湿舌的演变以及直接造成降水的天气系统，如西南涡、锋面等。 3.了解雨区和天气系统的历史变化，特别是主要天气系统的历史变化。 4.根据根据数值预报形势预告，对可能影响本地区的天气系统做出预报。 5.分析本地区的温、压、湿条件及经验、天物象反应等。 6.考虑指标站的预报指标。例如在江苏一般用黄山、庐山的高空风作为降水的预报指标。当黄山、庐山的风转为大于或等于8米／秒的西南风，12－24小时后江苏地区将出现降水。其他如衡山、九仙山、五台山、泰山、乌鞘岭、华山、峨眉山等高山站皆可作为各地区的指标站加以利用。 7.根据雨量图（汛期一般台站具有24小时雨量图，6小时雨量图）外推，初步做出降水预报。 8.参考本地区的降水预报系统运行结果,包括降水概率、降水量、降水时段的预报，以及数值预报的降水 预报、物理量场预报。 9．综合数值预报产品对预报区域降水时段、降水量，降水落区的预报，以及各地区台地降水的概率预报，同时根据所分析天气图的影响系统，卫星及雷达对降水系统的跟踪观测，确定降水系统的发展演变情况，以及未来降水系统的影响区域，确定降水的影响时间，降水量级预报。经天气会商后，最后确定降水落区、降水时间和降水量。 10.制作发布降水预报,并向公众及有关部门进行预报、服务。 随着气象科学技术的不断发展，数值预报产品的准确率在不断提高，天气预报在很大程度上要参考数值预报产品对高空天气形势、地面天气形势的预报，预报员根据未来环流形势的发展，对不同的环流形势有不同的预报侧重点。 2.9龙卷风的预报 龙卷风在我国大陆出现的季节大多数是6～8月，出现时间绝大部分是傍晚前后，以17－19时为最多。我国西沙群岛一年四季均可发生龙卷，但以8、9月为最多，发生时间则多出现在白天6—14时，尤以6时前后为最多，这是因为在海洋上清晨对流云发展最盛的缘故，不过西沙龙卷常常出现在浓积云底部，多半不及地。而大陆上的龙卷多半发生在强盛的积雨云下，常常及地，造成很大的破坏。 龙卷风的预报现在还相当困难，主要是因为它范围很小，来去突然，。且对其内部结构成因也了解不多。目前预报龙卷主要是通过分析它出现的形势背景，不稳定度以及雷达图等办法来进行的。 一般来说，龙卷生成前大气层结相当不稳定。低层潮湿、高层干燥。对流性不稳定度很大。另外，引起龙卷的抬升力要求很强，这种抬升作用常常是由于强冷锋、飑线等造成的。流体力学实验表明，通常在上空先有风的切变，造成涡。然后再由地面吸起尘沙或液态水，最后就形成龙卷。在两条飑线交点上气旋性涡度很大，容易出现龙卷。近年来有人从理论上说明产生龙卷的条件主要有两个。一个是不稳定层结，它的作用是产生上升运动和气流的辐合。另一个条件是基本的旋转流场，它使强的辐合上升气流发生旋转。天气分析实践也发现，龙卷常常发生在一些叫做“龙卷气旋”的中尺度低压系统中。 预报龙卷的发生，首先要预报是否有强雷暴发生的可能性。同时还要注意中尺度天气系统，如飑线、中低压的活动。此外，在有条件的地方，应该充分利用雷达观测来监视和预报龙卷活动。 2.10气温的预报 气温变化对人们生活与生产有重要影响，特别是灾害性气温（霜冻、持久的异常低温、酷暑干旱中的持久异常高温）常会给工农业带来损失。此外，气温也是决定大气状况的基本要素，它的高低直接决定一些天气现象的生消，例如最低气温与霜冻、辐射雾的形成，以及最高气温与雷雨、冰雹的形成都有密切关系。 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流，因而气温变化的程度决定于温度平流的强度。 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。较强的系统性垂直运动，对气温变化常常影响较大。如在冷槽后部有强烈的下沉运动时，就可使局地气温增高很多。在气旋和反气旋中心区，平流作用一般是很微弱的，但垂直运动所引起的变温值却很大。在高原与平原交界处，或是高山的谷地里，如空气沿山坡下沉，则每下沉100米，它就增温约1℃。而当较弱的冷锋过境时当地温度常不降低，有时甚至还略为上升。 对于某一固定地点来说，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而其气温就发生变化。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。 1．天气现象对气温变化的影响 预报气温变化时，不同的天空状况对气温变化有不同的影响，当天空中有云时，白天云能减弱地面获得的太阳辐射，使地面受热减少，而夜间云却能使地面不致散失更多热量。云的这种作用，使得白天地面气温不易升得很高，夜间不易降得很低。例如我国北方地区，在同一时期里。晴朗日的最高气温比阴雨日可以高出10度之多。雾对气温的影响与云类似，白天使气温不易升得太高，夜间不易降得太低。据统计，在浓雾日空气增温值相当于晴天正常增温值的1／4，最低气温值与形成雾时气温值的差不超过4℃。 在有降水的情况下，雨滴在降水中不断地蒸发。并大量地吸收周围空气的热量，这就可使地面气温降低。在降雪的情况下，气温一股并不降低。雪后天晴时，由于地面积雪反射太阳辐射，使地面吸收热量减少，加之雪融化消耗热量，可使气温降低。 风对气温日变化有着重要影响。风速大时，乱流交换强，有利于空气的热量上下交换。这在白天可使地面气温增温减慢，夜间则降温减慢。例如，北京地区夜间风速达2—3米／秒时，最低气温比静风时高2度左右。 2．下垫面性质对气温变化的影响 下垫面性质不同，热容量也不同。热容量大的地表面，增温和冷却都比较慢，受其影响的地面气温的日变化相应也比较小；反之，就大。一般情况下，潮湿地表比干燥地表的气温口较差约小2℃左右。远海上的气温日变化只有1~2℃，沙漠地带的气温日变化可达20~30℃。 当气团流经不同性质的下垫面时，通过乱流交换，蒸发凝结等过程的作用，气团的温度就会发生改变。例如，冷气团流经较暖的下垫面时，温度将会不断地上升。特别是当冷气团经过暖海洋面时，气温可在一昼夜内升高10度左右只上述因子在不同情况下作用是不同的。一般来说，在近地面层中以非绝热变温和平流变温为主，而在自由大气中以平流和垂直运动所引起的变温为主。 二、气温预报方法 目前一般气象台只作最低温度和最高温度。 （－）最低温度的预报 最低温度的高低和出现时间，随着季节和气象条件的不同而不同，其规律性可根据历史资料的统计和预报实践的经验总结得到。目前台站上预报最低温度的方法，基本上是在天气形势预报的基础上应用经验和指标的方法。具体方法有以下几种。 1．在天气形势预报的基础上，根据经验作预报。预报某一地的最低温度，首先应考虑天气形势的变化。若在预报时限内，天气形势无大变化，预报地区仍受同一气团的控制，则可根据预报气团内部气温变化的经验来预报最低温度的变化。若在预报时限内，有锋面过境，则必须根据锋面强度和移动的预报，综合分析平流变温和非绝热变温对最低温度的影响，然后根据预报经验作出最低温度的预报。 2．应用比较法进行定性判断若在预报时限内天气形势无大变化（无锋面过境），可通过对当天和前一两天气象条件和最低温度的比较，大致判断未来的最低温度。例如，前一日最低温度为8℃，当天最低温度为10℃，当天天气情况与前一日相似，而且预报当天夜里到次日清晨的天气情况与前一日差不多，则根据趋势就可预报次日最低温度不低于10℃。如果前一日白天少云，当天白天是阴到多云，而预报夜间为少云，则因白天云多不易升温，夜间冷却辐射强烈，可预报次日最低温度低于10度，具体数值则要根据经验来估计。 3．利用夜间降温量进行定量查算、在无锋面过境的情况下，通常最低温度出现在清晨。若以当天傍晚17时的气温为基本值，减去当晚至次日早晨的降温量（可由历史资料统计得出），就可得到最低温度预报值。 （二）最高温度的预报方法 最高温度与对流性天气有着密切的关系，在夏半年，最高温度的预报是温度预报的主要内容。 1.比较法， 若要预报某地的最高温度，首先应比较最近。两天最高温度的变化，并分析其原因；然后在天气形势预报的基础上，综合分析有关因素的影响，并根据经验，作出预报。 2．应用统计资料和经验预报图表。最高气温一般出现在14－16时，它的变化量可从历史资料统计中得出天气条件变化不大的情况下，根据同时期的日际变量，即可做最高温度的预报。由于最高温度与风、云（主要是低云）、降水有着密切的关系，最好分别统计最高温度的日际变量与这些因子的相互关系，找出指标或绘成图表。不论是最高气温还是最低气温,在经验预报的基础上,还要参考数值预报，MOS预报结果、卡尔曼滤波的预报结果进行气温预报。 2.11气象要素的预报 气象要素预报的内容很多，主要包括温度、风、云、雾、降水等气象要素的预报。气象要素预报的方法。我国目前主要采用数值预报指导的天气图方法和统计预报方法。气象台一般以数值预报和天气图方法为主，辅以气象要素变化的统计规律，也就是根据对天气系统的形势预报结果及各种天气系统中的天气分布特点，结合各地特殊的自然地理条件，气象要素的气候统计规律,作出未来的气象要素判断。气象台站一般是根据当时的天气实况，分析单站要素变化规律，参考天气形势预报做出气象要素的预报。 2.12霜与霜冻的预报 当近地面的温度下降到0度以下时，空气中的水汽在地面物体上凝结成的白色的冰晶叫做霜，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。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度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零度以下（包括零度）作为出现霜冻的标准。出现霜冻时地面可以有白色的结晶物——即白霜，也可能没有白霜，无白霜出现的霜冻亦称为黑露。 1.霜冻的种类 霜冻按其形成的原因可分为三种。 （1）平流霜冻 平流霜冻是由北方强冷空气南下直接引起的霜冻。这种霜冻常见于早春和晚秋，在一天的任何时间内都可能出现，影响范围很广，而且可以造成区域性的灾害。在我国长城以北地区所出现的霜冻主要是这种霜冻。 （2）辐射霜冻 辐射霜冻是由夜间辐射冷却而引起的霜冻。这种霜冻只出现在少云和风弱的夜间或早晨，通常是一块一块地出现在一个区域内的，且常见于低洼的地方。在我国某些海拔较高而温度昼夜差异大的地区，常见这种单纯的辐射霜冻。 （3）平流--辐射霜冻 它是由平流降温和辐射冷却同时作用而引起的霜冻。这种霜冻的后期可转为辐射霜冻。 2．我国初、终霜冻的一般情况 每年秋季出现的第一次霜冻称为初霜冻，每年春季最后一次出现的霜冻称为终霜冻。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。 （1）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是一大片平原。冷空气从北方南下，一般顺利地向南推进，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． 东北平原平均九月下旬出现初霜冻，最早可在九月上旬，终霜冻约在五月中旬，霜冻期八、九个月；华东平原初霜冻在10月底，最早可在10月上旬出现,终霜冻在4月中旬结束，霜冻期约五个半月。但是辽东半岛和山东半岛因为三面临水，与同纬度相比初霜冻期晚7－10天，终霜冻期也较早结束，江淮地区初霜期约在11月中旬到12月初,终霜冻期则在三月中下旬；长江以市霜冻期为12月到次年二月，只有90天。纬度愈低的地区，霜冻期就更短，海南岛的个别地区终年无霜冻。 （2）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，甚至全年为冰雪复盖。但是高原中的几个盆地无霜冻期却比四周高山要长。 3．农业生产与霜冻的关系 东北农业区九月上、中旬出现的初霜冻，会给正在成熟的秋粮造成很大影响，终霜冻时作物还来播种，影响不大；华北地区4月上、中旬冬小麦正处在拔节、抽穗阶段，如出现霜冻，就可能冻坏，而使产量受影响，初霜冻时期正是秋收播种季节，影响不大；长江流域终霜冻对玉米、蚕豆、宛豆、甘薯、油菜等作物的生产影响较大。 4．霜冻的预报方法 从霜冻的成因可知，预报霜冻的出现及影响程度，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，两者之间有一定的差值。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至5度以下时，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等作物的叶面、草或地面、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度时所出现的霜冻为轻霜冻，-1.0~-2.9C时所出现的为中等强度霜冻，＜－3.0度时所出现的为强霜冻。 预报霜冻，首先要考虑地面最低温度与气温的关系。根据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． 2.13台风 （一）台风的源地 台风的源地，是指经常发生台风的海区。全球台风主要发生干8个海区。其中北半球有北太平洋西部和东部、北大西洋西部、孟加拉湾和阿拉伯海等五个海区，而南半球有南太平洋西部、南印度洋东部和西部三个海区。从每年台风发生数及其占全球台风总数的百分率的区域分布图分析中得知，全球每年平均可发生62个台风，大洋西部发生的台风比大洋东部发生的多得多。其中以西北太平洋海区为最多（占36％以上），而南大西洋和东南太平洋至今尚未发现过有台风生成。西北太平洋合风的源地又分三个相对集中区：菲律宾以东的洋面、关岛附近洋面和南海中部。在南海形成的台风，对我国华南一带影响重大。 台风大多数发生在南、北纬度的5度--20度之间，尤其是在10度--20度之间发生了65％。而在20度/以外的较高纬度发生的台风只占13％，发生在5度以内赤道附近的台风极少，但偶尔还是有的。 （二）台风发生的时节 台风一般在该地区太阳高度角达到最大以后的三、四个月中发生最多，而在其他月份则显著减少。在北半球台风集中在7—10月，尤以8、9月份为最多。但这是多年的平均情况，事实上，不同的年份可以相差很多。应指出，在北太平洋西部地区出现的台风并不都在我国登陆，据统计，每年5—11月有台风在我国登陆的可能，而12—4月则没有台风在我国登陆。在我国登陆的台风，平均每年有6一7个，最多有11个，最少有3个，且集中在7－9月，约占各月登陆台风总次数的功80％。 （三）台风的范围与强度 台风的范围通常以其系统最外围近圆形的等压线为准，直径一般为600—1000多公里，最大的可达2000公里，最小的只有100公里左右，这样的小台风在天气图上不易分析出来。一般说来，太平洋西部的台风比南海台风大得多。 台风的强度是以台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压为依据的。近中心风速愈大，中心气压愈低，则台风愈强。 （四）台风的生命史 台风的生命史通常分为四个阶段。 1．形成期由最初的低压环流出现时开始发展到强度够台风标准时。 2．发展期台风继续发展，直到中心气压达最低值，风速达最大值时。 3．成熟期中心强度不再发展，气压不再降低，风速不再增大但台风范围逐渐扩大。 4．衰亡期台风减弱填塞。或进入中纬度地区因冷空气侵入而转变为温带气旋。 台风的生命期（从形成闭合环流起直到消失或转变为温带气旋时止）。一般为3－8天，最长的可达20天以上，最短的仅1－2天。夏、秋两季台风生命期较长，冬、春两季较短。 二、台风的结构和天气 （一）台风气压场特性 台风是一个深厚的低气压，中心气压很低。台风周围等压线密集、气压水平梯度很大，特别在副高一侧气压水平梯度更大。台风经过地区，气压曲线呈漏斗度状，气压陡降又陡升，说明气压变化剧烈，在台风外围气压向中心降低比较平缓，气压梯度较小。由于台风是暖心结构，根据静力学公式，气压梯度应随高度减少，至某一高度反向（指向外）。中心转为高气压区。过去认为反向的层次大约在10O－150毫巴，但最近的资料表明台风低压区可扩展到整个对流层和平流层下部，直到27公里，甚至可能还要高些。 （二）台风流场特性 台风内低空风场的水平结构可以分为三个不同的部分。 台风大风区，亦称台风外圈，从台风外圈向内到最大风速区外线，其直径一般约为400－600公里，有的可达8－10个纬距，外围风力可达15米／秒，向内风速急增。 台风旋涡区，亦称台风中圈。是围绕台风眼分布着的一条最大风速带，宽度平均为10－20公里。它与环绕台风眼的云墙重合。台风中最强烈的对流、降水都出现在这个区域里，是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。不过最大风速的分布在各象限并不对称，一般在台风前进方向的右前方风力最为强大。 台风眼区，亦称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小或静风。其直径一般为10－60公里，大多呈圆形，也有呈椭圆形的，大小和形状常多变。 在垂直方向上，根据实际探测分析，台风可分为三层。流入层，指从地面大约到3公里以下的对流层下层。特别是在1公里以下的行星边界层内，有显著的中心辐合的气流。中层，指从3公里到7公里的层，这里气流主要是切向的。而径向分量很小。流出层，指从中层以上到台风顶部的对流层高层，这层内气流主要是向外辐散。成熟台风的最大流出层常在12公里附近。。 有人根据飞机探测资料和早期的卫星云图分析，认为在很多台风的生命史中，有两个主要特征是相同的。一是在台风中围绕着云墙区的边缘，有一条相当清楚的环状下沉运动带，二是在环状下沉运动带的外面是台风的外围对流带。 根据台风的探测资料分析在台风顶部气流都是从台风中心向四周流出的。从眼区到200公里以内，气流呈气旋性曲率，但它的水平范围比之流入层要小得多；在流入层，气流呈气旋性流入，而在这里，气流呈气旋性流出。在其外面，都是反气旋性气流流出。当台风有外部对流云带时，从雷达回波上可看到有两条强雨带，在距离台风眠壁50—100公里范围内是一条内雨带，z外雨带位于外部对流云中。这时，在流场上，相离台风中心300公里附近常有一条切变线。如台风没有外雨带，流场上就没有切变线。在低空，四周空气以气旋式旋转向内流入，因为近台风中心风速和流线曲率都很大，惯性离心力大大增加，使流入气流转变为沿闭会等压线的方向，并产生上升运动。因而空气流到台风眼壁附近后，就环绕眼壁作螺旋式上升，从而产生高耸的云墙。在水平方向上以距台风中心100公里到台风眼壁区为最大。上升气流的水平分布不是完全对称的，在靠副热带高压一侧，上升气流最强，但范围较小；在台风槽里，上升气流相对地弱些，但范围很广。上升气流到达一定高度以后，惯性离心力和地转偏向力的合力大于气压梯度为（这是由于台风是暖性低压系统，气压梯度随高度减小的缘故）。因而在该高度以上空气向四周流出，在距离中心一定远处后，出现下沉运动。 总的来说，台风的三维风场结构，表现在低空流入层内空气流进台风中去，产生上升运动（主要出现在眼区四周的云墙区和外部降水带），然后，空气从台风的顶部向外流出，在远离中心一定距离后出现下沉运动。 （三）台风云系特征 1．一般情况处于成熟阶段的台风云系，在台风眼区，由于有下沉气流，通常是云淡风轻的好天气，如果由于下沉气流而有下沉逆温出现，且低层水汽又充沛时，则可在逆温层下产生层积云。在靠近台风眼的周围，由于强烈的上升气流，常造成宽数十公里，高达十几公里的垂直云墙，云墙下经常出现狂风暴雨。这是台风内天气最恶劣的区域。在云墙内，因为一般情况下只有上升气流而无下沉气流，和积雨云内部常有剧烈的上升和下沉气流互相冲击的情况并不一样，因此，云墙内很少出现强烈的乱流扰动和雷暴现象。而只有在远离台风中心，处干台风外围的气旋住区域里或台风槽中，出现雷暴较多。构成云墙的主要是直展云带，直展云带的特征多呈螺旋状。在台风中心附近由于云层密集而厚，云形的螺旋状不显著，在离中心较远的地方螺旋状云带则比较明显。此外，在云带之间常出现较薄的层状 云或云隙。在螺旋状直展云带和层状云的外线，还有塔状的层积云和浓积云。特别是在台风前进方向上，塔状云更多，且云体往往被风吹散，成为所谓的飞云，沿海渔民称之为猪头云。在台风的边缘，则多为辐射状的高云和积状的中低云，偶尔也有积云。 （四）台风降水 台风中降水量很大，一次台风过程常能造成300－400毫米的特大降水。一次台风登陆后所经路径上出在台风中心数百公里范围内都降了暴雨。有些暴雨是惊人的，如1960年8月初，江苏南通潮桥的台风过程总雨量达934毫米。1911年8月31日，台湾省奋起潮的日降水量达1034毫米。另外，在日本的历史上也曾因台风而出现日降水量达1011毫米的特大暴雨。但也有个别台风降水很少，因而被称为干台风。如1953年7月上旬一次在福州附近登陆的台风，因为水汽不多，加之登陆后很快减弱所以雨量很少。 台风降水主要由三个原因所造成。一是台风气旋性涡旋本身动力上升所造成的暴雨，集中在台风眠周围的云墙、螺旋云带及辐合带中。这种降水随台风中心的移动而移动。二是北方冷空气南下，台风环流与冷空气相遇而造成的暴雨。三是地形性降水。在迎风坡上暖湿空气被强迫抬升，常形成大暴雨，在背风波雨量则较小。如浙闽山地在台风登陆前1--2天就出现暴雨，这是台风北部的东风气流被迫抬升所造成的。在天目山、黄山、大别山和太行山一带的暴雨中心，也和地形有关。此外，台风与其他系统相结合就能使暴雨加强。如75．8暴雨就是各种天气系统叠加的后果。台风移速对过程降水总量影响很大。当台风移动较快时，总雨量不大，而当台历凤民移动缓慢或停滞时，就会造成特大暴雨。 台风到达北纬20－26度、1东经20－126度时沿海地区即可产生降水，往往可达暴雨程度，但华东地区一定要台风登陆后才有可能出现暴雨。台风降水具有很大的阵性，有时是倾盆大雨，有时是微雨或无雨，这样的阵性降水在1—2天内可以反复多次，这正说明台风中的暴雨也具有中尺度的性质。 （五）台风大风和浪潮 台风风速具有很大的阵性，其瞬时极大风速和极小风速之差可达30米／秒以上。一个发展成熟的强台风，在它整个生命史中的最大风速，常可达到6O—70米／秒以上。在一般情况下，相对于台风中心的风速分布是不对称的，它与周围的气压形势有关。5－9月，台风移向的右侧与太平洋高压相邻，这里气压梯度较大，风力也较大；而9月以后，由于受大陆冷高压和太平洋高压的共同影响，台风的西北部和东北部风力都较大。少数台风区内，有时可产生龙卷，如1956年9月24日当台风在长江口出海时，浙江的嘉兴和上海都曾出现了龙卷。通常当台风接近我国并登陆时，绝大多数都已减弱，但也常常可出现12级以上的风力。如1959年8月29日在台湾省台东登陆的台风，登陆时中心气压930毫巴，最大风速达70一75米／秒。另外，如1966年9月25日，日本富士山因台风袭击而出现91米／秒的特大风速，这是目前陆上台风风速的最高记录。台风登陆后，因能量损耗和来源不足，台风会很快减弱，风速随之减小。同时风速受地形的影响也很大。一般说来，平原地区比海上小，山区又比平原小。所以沿海、平原、湖泊等地区都是台风经过时有利于出现大风的区域。 我国浙闽一带山脉多为东北，西南走向，当台风经华东沿海北上，位于钱塘江以南时，一般大风范围较小，只有在沿海有强风；但一过杭州湾，大风范围就迅速扩大。正面袭击福建的台风，登陆后几小时内可有9一10级大风，然后风力很快减弱；而在内陆山区，只有在风向和河谷走向一致时，才出现短时大风。在台湾海峡地区，台风风速分布更有它的特殊性。当台风位于台湾东南方而台风环流本身还没有进入海峡时（特别是其西部）可先出现东北大风；台风如经巴士海峡入进南海，则在浙闽沿海一带出现向北伸展的长条状的大风区。台风对海面状况的影响主要是造成高潮、风浪、长浪、飓风等。 台风内部气压很低，可引起海面的上升。当气压降到正常值之下100毫巴以上时，可引起潮位约抬高一米，愈近中心潮位始得愈高。一般台风涡旋区可使潮位抬高数十厘米。此外，在沿海地区，向岸风使海水壅积亦可造成高潮。如再遇海洋自然潮可使沿海地区洪水泛滥。风浪的大小与风速大小及风时长短成正比。台风涡旋区内风浪最大时可达十几米。当风浪自台风中心向四周传播时，风力就逐渐减弱，而风浪能量也逐渐消耗，波幅减小，周期加长，浪锋变圆，从而渐变为长浪。强大的长浪可传播2000公里，传播速度可比台风移速快2－3倍。长派自台风中心向四周传播，在台风影响的右前方最为激烈，浪最高，传播最远，而在台风的右后方为最弱。 此外，在台风眼附近风向改变迅速，新发展的风浪方向和已经有的风浪方向，互相交叉，甚至完全相反。新旧风浪互相冲击，形成很高的水柱。同时眼内气压极低，眼壁附近气压差极大，低压吸引海水，在眼内海面形成半球状凸出；在30－40公里内，海面高度可差0．5米。因受上述两因素的影响，台风在移动时就会形成向前倾泻的巨浪。台风登陆时这种巨浪常可越海堤，淹没田野造成危害。 二、台风的预报 台风预报主要是作好台风的路径预报：台风的移动既然主要是受引导气流所操纵，因此，台风移动的预报问题，在某种意义上说，主要是预报台风引导气流的问题。所谓引导气流应是台风范围内三维空间的平均地转流场，而在日常业务工作中多采取500毫巴的地转流场作为基本气流。但台风上空500毫巴地转流场决定于大型气压系统，主要是副热带高压及西风带槽脊的动态和配置，因此，预报台风移动问题的着眼点就需要着重地放在太平洋副热带高压的活动和西风带槽脊的位置及强度变化上。 1．西移台风的预报着眼点 所谓西移是指台风一直受东风气流的牵引，进入南海或在广东或在越南登陆。因此，台风西移的必要条件是在北纬25度或30以南维持深厚的、持续的东风气流。常见的形势有，副热带高压势力强盛，长轴呈东西向脊线稳定在北纬25--30之间，在日本市部和我国长江中、下游均有副热带高压中心，500毫巴上的中心强度在590位势什米以上。副热带高压北缘有一支副热带急流和比较平直的锋区，或只有一些快速东移的小槽脊。台风处在副热带高压南缘稳定的偏东气流中，其中心与同经度的副热带高压脊线相距在8个纬距以上。台风因受东风气流操纵，以较快的速度向偏西方向移动，常在广东沿海或中南半岛一带登陆。 2．转向台风的预报着眼点 台风从东风带进入西风带时，操纵气流方向由偏东变为偏西，就促进台风转向。常见的形势为，环流是经向型的，在我国东部沿海一带是一个稳定的长波槽或为一个发展的低槽，槽底伸展并稳定在较低的纬度，有时甚至低于副热带高压脊线所在的纬度，太平洋上副热带高压往往东退减弱，或在台风所在的经度断裂。这时台风易从副热带高压的西南缘绕过副热带高压脊线进入西风带，或从副热带高压断裂处北上进入西风带，然后在西风槽前西南气流转向。 3．西北移台风的预报着眼点 台风在稳定而深厚的东南气流操纵下，向西北方向移动，常在浙、闽地区登陆。其形势特点为，西风带在东经7O－90度地区出现长波槽，我国东部沿海为长波脊控制，中心位于黄海、日本海的副热带高压正处在稳定的长波脊南侧，不断地有暖平流补充或西部有暖高 东移并入，因而发展得很强（中心强度常为594－596位势什米），副热带高压轴线呈西北一东南向，其西部脊线在北纬36以北，台风所在纬度在20度N以北。这时台风受副热带高压南侧东南气流操纵，从正面登陆浙、闽一带，深入内陆而填塞。 4．特殊路径台风的预报着眼点 台风移动过程中会出现停滞。打转、摆动等特殊路径，变化多端，常难掌握。当台风突然袭击某些地区时，会造成重大损失，因此，必须做过细的工作，掌握其活动规律。特殊路径所对应的天气形势也是多种多样，较难概括，当操纵气流很弱时，台风易出现停滞打转现象；当形势变化很快时，台风易出现打转等不规则路径。 当出现双台风时，常有特殊路径。此时台风移动路径可归纳为五种类型。即平行抛物线；相向抛物线；西台风西行，东台风转向；西台风打转，直接打转等。 （四）台风移动的其他预报方法 1．外推法 应用各种探测资料（如飞机探测，我国沿海的雷达探测和卫星云图等）及时掌握台风动态，确定台风中心的位置、强度，结合考虑大型流场的演变趋势，运用演变趋势的持续性进行合理的外推，或用地面图上的变压和等压面图上的变高作台风移动的短期预报，效果较好。但当台风转向或打转时，应全面仔细分析，然后作出判断。当台风移到130E以西区域时应用变高、变压预报台风移动的几条经验。 （1）台风一般向负三小时变压或负24小时变压。中心偏西半个纬距的方向移动。台风移向和正负三小时变压中心连线的方向大致平行。 （2）在台风的东北方（朝鲜、日本海、日本等地区）连续出现正变高。且副热带高压轴线呈东西向，则台风未来将向西北方向或偏西方向移动，相反，连续出现负变高，这时即使副热带高压很强，也要注意台风未来有转向的可能。 （3）台风登陆后，如在它的北部产生倒槽，在此槽线附近又是负三小时变压，负24小时变压等负变压区的轴线（即气压下降最大区与倒槽槽线重合），则此轴线指示的方向即为台风短期的移动方向。 （4）当台风越过琉球群岛后，预计将正面登陆于浙江沿海。着沿海负三小时变中心稳定在某地区，则该地区即为台风登陆的地区。 （5）台风进入东海后，如日本、朝鲜一带连续出现正变压，则台风不会北上转向，而是向偏西方向移动。 2．垂线法 利用500毫巴图，分析出台风和副热带高压之间的流线（或等高线）的辐合、辐散分界线，则该线垂直方向就是台风未来24小时移动的方向。 3。指标站的应用 据实践经验，经统计找出指标越的某些要素与台风移动的关系是一个简便且较有效的方法。 各地根据天气情况作出台风路径及移动预报预报，并与上级台站及中央气象台会商后得出最终结论，对外发布台风警报预报，包括降水的预报、风力的预报，海浪的预报，路径预报等，同时向公众及政府部门预报服务，以减少灾害损失。 2.14雾的预报 一、辐射雾 由于辐射冷却作用使近地面气层水汽凝结（或凝华）而形成的雾，称为辐射雾。它多出现在晴朗、微风而近地面气层又比较潮湿的夜晚或清晨。在秋冬两季，我国内陆地区较常有这种雾出现。 （一）形成辐射雾的条件 1．冷却条件 晴朗少云的夜间或清晨，地面有效辐射强、散热迅速，使近地面气层降温多，有利干水汽凝结。当低空有辐射逆温形成时，有利于近地面层大量雾滴聚积于逆温层下而形成辐射雾。如果夜间是阴天或多云，就不利于辐射冷却，而难以形成辐射雾。 2．水汽条件 近地面层水汽充沛时，气温稍有下降就会使水汽凝结。湿度越大和湿层越厚，就越有利于形成雾。当空气干燥而湿度较小时，就不利于形成雾。 3．风力条件 静风有利于形成露、霜或浅雾，但不利于形成雾；微风（1—3米／秒）对雾的形成最为有利。原因是地面辐散冷却所及气层的厚度与乱流强度有关。当近地面层无风时，地面辐射冷却作用只影响贴近地面很薄的气层，而在微风的情况下，就能使辐射冷却作用扩散到适当的高度，使水汽垂直输送到一定高度，有利于形成一定厚度的雾。风过大时，乱流混合层过厚，使近地面气层降温缓慢，同时也使水汽大量上传，就不利于雾的形成。 4．层结条件 如近地面气层比较稳定或有逆温存在时，就有利于水汽和尘埃杂质的聚集。如又有辐射冷却作用便易于形成雾。当气层不稳定时，就有利于上下层热量交换和水汽扩散，而不利于雾的形成。 另外，地表性质对辐射雾形成也有一定的影响。如土壤潮湿的地区，江河、湖泊附近，内陆低洼地区，都容易出现辐射雾。 （二）辐射雾的预报方法 1．分析天气形势 由实践知道，辐射雾一般是出现在地面弱高压中心动附近，或出现在鞍形场、均压区内。当预报地区未来处于这种形势之下时，就应该具体地对各种条件进行分析。 2．分析近地面层温湿条件 所谓分析温湿条件，主要是指分析预报地区未来有无降温增湿的条件，以及未来的大气层结是否有利于辐射多的形成。如果未来近地面层有逆温形成，湿度随时间增大，当晚的最低气温可降至露点温度，则可预报夜间或清晨将会出现辐射雾。反之，则不必考虑雾的预报。 3．利用预报指标 根据辐射雾的形成条件和辐射雾的预报经验，可从下述几个方面选取预报指标。 （1）云量夜间云量越少，就越有利于辐射雾形成。因此。在水气较充沛的地区，可以用云量作为一个预报指标。 （2）风速各地出现辐射雾时，都有一个风速临界值。从统计中找出这个临界值，可以作为预报辐射雾的风速指标。 （3）湿度夜间或清晨出现辐射雾时，一般在出现雾之前的哪天傍晚的湿度都比较大，因此利用傍晚（17－19时）相对湿度的大小，就可以作为预报辐射雾的浓度指标。例如在北京地区，傍晚相对湿度大于75％，是预报辐射雾的湿度指标。 （4）经验公式统计历史资料寻找经验公式。 二、平流雾 平流雾是暖而湿的空气流经冷的下垫面逐渐冷却而形成的。在我国沿海地区，当海洋上的暖湿空气流向较冷的海面或陆地时，常常形成平流雾。这种雾，在一日之中任何时刻都可出现，一般仍以夜间和清晨为多。 （一）形成平流雾的条件 1．平流条件 形成平流雾，首先要有暖湿空气向较冷的下垫面移动，因而适宜的风向、风速是一个必要条件。根据经验，一般风速在2-8米／秒时，最有利于平流雾形成。 2．冷却条件 向较冷的下垫面平流的暖湿空气与下垫面之间，温差越大，就越有利于低层空气冷却并形成平流雾。在我国常见的平流雾，一般都是出现在温差较大的海陆交界和冷暖洋流交界的地区。 我国沿海地区出现的平流雾，从冬到夏，因沿海冷洋流减弱。北撤而暖湿空气逐渐加强、北上，所以出现地区也随之逐渐北移。一般规律是，冬春之交多出现在南海，春夏之交多出现在东海，夏季移至黄海、渤海一带。8－12月期间，沿海地区的平流雾少见。 （二）平流雾的预报方法 1．分析天气形势 我国沿海地区的平流雾或干流辐射雾，一般出现在入海变性冷高压的西部，太平洋高压西部以及气旋和低槽的东部。 （1）入海变性冷高压西部的平流雾 冷高压入海后，在其西部能否形成平流雾，主要取决于系统的厚度和系统在海上停留变性的时间。一般说来，如系统越厚变性越大，就越有利于在系统的西部区域形成平流雾。这种平流雾多见于春季，一般出现在海陆交界地区。 （2）太平洋高压西部的平流雾 入夏以后，太平洋高压脊向西北伸展，如果这脊西缘正好伸至我国沿海地区，则有利于沿海地区出现平流雾。 由于太平洋高压脊是暖性深厚系统，维特时间较长，所以受影响的平流雾范围广，厚度大。而且持续时间长，短则1—2天，长则5－6天或超过6天。 （3）气旋和低槽东部的平流雾 江淮气旋引起的平流雾，主要出现在黄海沿岸，黄河气旋引起的平流雾；主要出现在渤海沿岸；西南低压槽引起平流雾，主要出现在珠江口以东的华东和华南沿岸。 上述三类平流雾出现时，沿海地区850毫巴和70O毫巴高度上都有暖平流。如果暖平流的厚度太薄，出现平流雾的可能性就较小。 （4）锋前的平流雾 静止锋、冷锋前面或低压槽中的偏南风流场利于暖湿空气的输送，往往会有平流雾出现。 2．分析近地面层的温湿和乱流条件 有了形成平流雾的有利天气形势并不一定能形成这种雾，还要具体分析是否具备了形成雾的温、湿条件以及乱流的情况如何。 如果在近地面层有明显的暖湿平流，而且预报地区的气温低于流入空气的露点温度，则易于产生凝结；反之就没有凝结发生。但有凝结发生并不一定能形成雾，乱流强，就不可能形成雾而形成低云。 3．比较本站和上游站的天气要素 比较预报地区和上游测站的天气实况，就能定性地判断平流雾的形成。 4．点聚图 根据平流雾的物理成因，制作平流雾预报的点聚图时，可以选取下述各项作为参考。 （1）气流的方向和速度。适宜的气流是形成平流雾的必要条件，（2）气流上游地区的露点和本站的气温差。 如果流来本地区的空气已接近饱和，那么平流过程稍有冷却就可形成凝结。（3）本站温度露点差和相对湿度的变化。（4）本站周围的天气实况等等。 平流雾的生、消一般都比较迅速，在适宜的条件下往往发现平流雾漫天盖地而来，而当风向转变时，平流雾就迅速消散。另外，平流雾的生、消时间既可在白天又可在夜间。因此，当出现有利于形成平流雾的天气形势后，要随时注意周围天气实况的变化。 除上述辐射雾和平流雾之外，还常常出现平流辐射雾。这种雾是由于暖湿空气流经冷的下垫面，加上夜间下垫面辐射冷却的作用而形成的。平流辐射雾一般比较浓，消散时间比较晚。 三、海雾 在冷、暖洋流交汇处，当有适当的风向，将暖湿空气吹向冷海面时，就容易生成海雾。我国的海雾发生季各不相同，南海、东海、黄海和渤海分别在2—4月、3－6月、3—7月，8月以后海雾就很少出现。海雾范围广、厚度厚、浓度大、多变化、持续时间长，日变化不明显，可以整日不消，甚至维持10天以上。当风由海上吹向大陆时，海雾可以乘风深入内陆达100公里。登陆的海雾一般在夜间，白天就抬升为低云或暂时消散，入夜后又登陆，有时可以反复数次。预报我国沿海海雾生消有下述一些经验。 海雾与气温、水温、温度露点差的关系方面，据统计温度露点差在l度以下时，占出现雾的88％，其中又以温度露点差0.1--0．6度时产生海雾的次数最多。 海雾常在气温高于海温约l0度时出现，冬季入海的河水温度常比海水温度低。当风从低纬吹来时，则较暖湿的空气在河水入海口附近，就特别容易产生雾。 沿海的海雾生消与风向风速有密切关系。如胶东沿海当风向由西北转为东、南象限时，最容易产生海雾。 风速在2－10米／秒，出现海雾的机率大，特别是风速在4—5米／秒最为有利；风速小于2米／秒出现海雾机会极少，但风速大于15米／秒时出现的海雾常伴有恶劣天气。 2.15雨淞的预报 （一）雨淞的气候分析 我国出现雨淞最多的地区是贵州省、次多在湖南、湖北、河南、江西等省。北方雨淞相对较多的地区在山东、河北、辽东半岛、陕西和甘肃。其中甘肃东南部和陕西关中地区则更多一些。华东沿海、华南沿海及四川、云南、宁夏、山西等省较少出现雨淞。贵州出现雨淞天气日数最多，但每一次雨淞持续时间并不很长；湖北、湖南、河南、江西、安徽等省出现天数稍少，但一次雨淞持续时间较长，最长的一次是湖南常德和湖北钟祥，分别持续466小时和443小时。其他出现雨淞很少的地区持续时间也最短，一般不到10小时。北方雨淞11月中旬就可开始出现，南方则要到12月才可能出现。但湖北的雨淞开始较早，11月中旬就可能出现。雨淞结束期一般都在3月中旬以后。辽东半岛在4月初最晚结束，而华东沿海和华南沿海在一月底至二月初较早结束。雨淞出现频率大部分地区以一至二月为最多，三月较少。但新疆乌鲁木齐、辽宁、河北、山东等地以十一月与三月为最多，一月与二月反而极少。北方雨淞发生的源地，即经常首先发生雨淞的地区，主要有三个。1．河南的郑州。信阳、驻马店附近地区。占总次数的38％；2．陕甘地区主要是西锋镇附近，占29％，河北的石家庄、沧州、邢台及京津地区，占24％。北方雨淞发生以后就地消失占多数，但也有扩展到南方，有时最后要到贵州才消失。例如1969年1月26－31日寒潮天气过程所伴随发生的大范围雨而淞，就是先自陕西渭水河谷发生，最后发展至云南、贵州才消失的。南方雨淞的源地主要是贵州，占总次数的84％，发生在湖南的仅占16％。消失于贵州的占94％，消失于湖南的占6%。 中空的暖湿空气在低层冷空气垫上滑行，是出现雨淞天气非常有利的条件。 我国雨淞的几个源地的大地形背景为西高西低，而当地地形则为西、北、南三面环山，向东开口的盆地。冷空气取东路从低层进入盆地，构成冷空气垫。暖空气从西部上空移来，雨淞易于在这些地区发生。四川虽也为盆地，东路冷空气较难侵入四川，所以不仅不是个源地，而且发生雨淞机会也很少。 （二）雨淞的形势特点 雨淞发生是的天气形势有三类：先冷后暖的北方型、先暖后冷的南方型、先冷后暖转先暖后冷的全国型。 （三）雨淞的预报 雨淞天气的预报问题，除去需具备降水条件外，最终归结为700毫巴附近高度上的融化层和50毫巴及以下过冷却雨层的预报，我国北方冬季低层的温度条件容易满足，因问题是在预报70O毫巴附近高度的空气增暖条件。在我国南方一、二月份当孟加拉湾低槽稳定时经常受西南气流控制，融化层的条件容易满足，因问题是在预报70O毫巴附近高度的空气增暖条件。在我国南方一、二月份当孟加拉湾低槽稳定时经常受西南气流控制，融化层的条件容易满足，因而问题是在预报850毫巴及以下的空气降温条件。 （四）雨淞结束的预报 雨淞结束意味着逆温层已遭破坏，改变了中空暖、下层冷的条件。多数情况下，因自西部有较深厚的低槽东移，因而槽后各层温度下降。极少数的情况是由于地面高压人海，从低层起回暖，改变中暖下冷条件，使雨凇结束。 返回应用天气学基本原理 2.16云的预报 云是由于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着重要的影响。因而云的预报是要素预报的重要内容之一。因为云对飞机的飞行活动和飞行安全有很大的影响，所以云的预报是航空气象预报的重要内容。云的预报内容，包括云量、云状、云高、云厚，以及云的生成和消散时间。因为部队和地方对云的预报的要求不同，所以预报内容重点也各有不同。地方台站一般只须报出云的概量（晴、少云、多云、阴）及其变化，而航空部门则要对各项内容作出比较具体的预报。 云的概量及其变化的预报通常也称为天空状况的预报。其预报方法，基本上是从云的基本成因着手，结合对天气图上形成云的条件与特征的分析，在天气形势预报的基础上进行合理的物理外推判断。云的基本成因在气象学中已有论述，本节仅介绍用天气学方法做天空状况预报的几条基本思路。预报时重点要分析天气图上云的空间分布及其演变与当时天气形势演变的关系。 1．高空槽前通常有正涡度平流和暖平流，且一般都伴有系统性上升运动。槽前偏南气流，有利于水汽的输送及云的形成。 中云一般出现在700毫巴槽前，高云一般出现在500毫巴槽前。在各半年，较浅的低槽，云区从槽线附近向前伸展，槽后仅有零星云。很深的低槽，云区可扩展到槽后，云区的后边界可达地面高压中心前5个纬距左右的地区，云区的东界可过低槽前部的脊线附近。夏半年，浅槽内的云区比较零乱，深槽的云系与冬半年的情况基本相同。 通常当低槽加深时，云层将加厚，云高降低，而且云区也常随之扩大。反之，云将变薄，云高升高，且云区也随之缩小。但是有些高空槽移入我国西北地区时，常因为空气干燥而无云，但东移后，常因有水汽输送进来，湿度增大而出现大范围的云区，所以做云的预报也和做其他要素预报一样，一定要考虑未来天气形势的变化及当时生成云的条件可能发生的变化． 2．气团、锋和地面低压系统的发生、发展和移动与云变化都有关系。气团、锋和地面低压系统的移动，决定了处在演变中的云区移动。气团的变性预示着气团内部云系的变化，譬如冬半年冷气团入海，在海面上低空空气迅速变湿，变成不稳定，而将产生大量积状云。当我国处在海上暖高压西部或是入海变性冷高压西部的偏东或偏南气流作用下。海面上暖湿空气平流到我国沿海地区较冷的陆面上借乱流、辐射冷却而形成低云。它的生、消极其迅速，往往在碧空的情况下只要二三十分钟，就可有平（回）流低云布满全天。它们一般在夜间或清晨形成，到了中午就消散或减弱。但有时也可以持续到数天之久。预报这类高压后部的回流云，首先应分析这种特定天气形势是否建立。如果高压中心在我国沿海稳定地维持下去，就应进一步分析高压后部的暖湿平流条件与空气移动，结合起来看，能否使云形成一般都从历史资料统计中得出本地区回流云形成的具体指标，使回流云的预报比较客观化。 锋面及温带气旋、热带气旋一般都是具有系统云系的天气系现它们的发生、发展及移动与本地区的天空状况预报之间的关系十分密切。着预报未来这些系统中的某一个（譬如是锋面）可能影响本地区，那么首先要分析这条锋面和锋面云系过去的历史演变，判断锋面未来的移动与强度变化。根据锋面移动与强度的变化趋势的预报，一再考虑锋面附近未来垂直运动和水汽条件的变化及锋面云系加强。减弱的趋势，结合当前本地区实况和锋面移速的预报，就可以作出天空状况判断。 3．预报云的概量时还必须考虑地方性条件、季节和大气中静力稳定度的变化。如前所说，回流云就具有明显的日变化。又如冬季当冷锋位于黄河以北时，空气比较干燥，云系薄，云较高，很少有低云，但当移到长江流域一带时，因暖空气中水汽含量大量增加，就使云区扩大，云变得较为浓密。
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