第一章 天气分析的内容和方法
学习要点
本章介绍了常用的天气分析预报的资料、图表、分析方法、预报方法和预报思路。
天气分析是根据天气学和动力气象学的原理，对天气图和各种探测资料进行分析。通过天气分析，可
了解天气系统分布状况、空间结构及其演变的过程，明确天气系统和天气变化的关系，进而判断未来天气
变化趋势，为天气预报提供依据。天气分析的内容随电子计算机和大气探测技术的发展而不断丰富。本章
从天气图分析、物理量诊断、卫星、雷达等探测资料分析以及中尺度分析、数值预报产品、集合预报等方
面对天气分析的主要内容和方法作一简要介绍。
天气图分析
天气图是填有各地同一时间气象观测记录的特种地图，它描述了某一瞬间某一区域的天
气状况。天气图能显示各种天气系统和天气现象的分布及其相互关系，是分析判断天气变化、
制作天气预报的基本工具。一般分为地面天气图、高空天气图和辅助天气图三类。过去天气
图的填绘主要由手工完成，现在天气图的绘制都是由计算机完成。目前业务上使用的 MICAP
S 平台能显示常用的各种天气图。
地面天气图
地面天气图反映了某区域某时刻的地面天气系统和天气状况。一张地面图上用数值或符号填写各个气
象观测站在同一时刻的气象要素观测记录。它填有观测时刻地面各种气象要素和天气现象，如气温、露点
温度、风向、风速、海平面气压、能见度和雨、雪、雾等；还填有能反映空中大气现象的一些记录，如总
云量、低云量、低云高以及高云、中云和低云的云状等；既有当时的记录，又有一些能反映短期内天气演
变实况的记录，如 3h 变压、过去 6h 内的天气，过去 6h 降水量等。地面天气图是填写气象观测项目最多的
一种天气图，是天气分析和预报中很重要的工具。
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图 MICAPS 中地面填图格式
地面图主要分析海平面气压场（即海平面气压等值线），分为低压、高压、低压槽、高
压脊、鞍形气压场五种基本形式，任一张海平面气压图都是由这五种基本形式构成的。
图 MICAPS 中显示的 2009 年 8 月 17 日 08:00 500hPa 天气图
锋面
锋面是冷暖气团的过渡带，是水平温度梯度大的区域，斜压性强，有利于垂直环流的发
展和能量转换，锋面附近常有剧烈的天气发生。锋面是天气预报中重点关注的天气系统之一。
因此，锋面的识别和分析是地面天气图分析中的重点。根据锋面在移动过程中冷、暖气团所
占的主、次地位，可将锋面分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。
℃ 冷锋: 锋面移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋面称
为冷锋。冷锋过境后，冷气团占据了原来暖气团所在的位置，导致气温下降。需要注意的是，
气团在移动过程中，由于变性程度不同，或有小股冷空气补充南下，在主锋后常有副冷锋形
成，一般主锋两侧的温度差值较大，副冷锋两侧温差较小。图 中有两条冷锋，一条是
从低压中心向南向西伸的气旋中的冷锋，称为主锋；另一条是其后部补充南下冷空气而形成
的副冷锋。
图 MICAPS 中显示的 2009 年 8 月 17 日 08:00 500hPa 天气图
冷锋注释内容
暖锋注释内容
准静止锋注释内容
图 锋附近 3h 变压和雨区示意图
锢囚锋注释内容
锋面动画演示
业务上常用的判断锋面位置的方法主要有：
℃ 温度分析：锋面两侧有明显的温差，冷锋后有负变温，而暖锋后有正变温。
℃ 露点分析：暖空气露点温度较高，冷空气露点温度较低。在没有降水发生的条件下，
露点温度能较好的表达气团的属性，对确定锋面的位置很有用
℃ 气压与变压分析：锋面位于等压线气旋性曲率最大的地方，但有气旋性曲率处不一
定有锋面。
锋面亦可和等压线平行，但锋面两侧等压线的疏密对比显著。如寒潮冷锋附近经常有密集的
等压线。冷锋后常有较强的正 3h 变压，暖锋前常有较强的负 3h 变压。
℃ 风场分析：锋面附近有明显的气旋式风向切变。
℃ 云和天气现象分析：一般锋面附近有较明显的云和降水。
℃ 结合云图等其他资料分析判断。
锋面气旋
气旋是指占有三度空间的、在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋，按气旋的结
构可分为锋面气旋和无锋面气旋。这里仅对锋面气旋的分析以及影响做简要说明。在我国，
典型的锋面气旋主要有江淮气旋、蒙古气旋、黄河气旋。
锋面气旋形成周期动画演示
江淮气旋
江淮气旋注释内容
蒙古气旋云图
蒙古气旋注释内容
黄河气旋
黄河气旋的注释内容
倒槽
倒槽
倒槽的注释内容
冷高压
冷高压
冷高压的注释内容
干线
干线
干线的注释内容
辐合线
辐合线
辐合线的注释内容
隐藏
高空天气图
高空天气图也称高空等压面图，常用于分析高空天气系统。日常分析的高空图有 925、850、700、
500、300、200 和 100hPa 等压面图，其高度分别约为 1500、3000、5500、9000、12000 和 16000m。高空
图上填有各探空站或测风站在该等压面上的位势高度（单位为位势什米（dgpm））以及温度、温度露点差、
风向风速等。
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图 MICAPS 中高空填图
与地面填图显示一样，也可根据不同需要，自行设置所显示的要素和所显示的区域范围。
图 设置的高空图中只显示了风向、风速。
图 （b）MICAPS 中显示的是 2009 年 8 月 17 日 08:00 500hPa 天气图
分析等压面形势图可以了解空间气压场的情况，等高线的高（低）值区对应空间高、低
压区，故等压面图上的等高线可反映高空低压槽、高压脊、切断低压和阻塞高压、高空低涡、
副热带高压等天气系统的位置和影响范围；等温线表示该等压面上冷暖空气分布，可分析出
冷、暖中心和冷槽、暖脊，它们同等高线配合，表征天气系统的动力和热力性质；从温度露
点差可以判断该等压面上相对湿度的情况，可分析出干、湿中心和湿舌、干舌，一般认为 T-Td
≤4℃的区域为湿区，而 T- Td≤2℃的区域为水汽饱和区，它们通常和云、雨区相配合。利用
风向风速可以判断风的切变以及风的辐合、辐散情况。综合分析等高线、等温线以及风场，
可分析判断冷、暖平流及强度。等高线与等温线相交，气流由冷区吹向暖区，这时有冷平流，
反之有暖平流。平流的强度可从以下三方面判断：℃ 等高线的疏密程度，一般等高线越密，
风速越大，平流强度也越大；℃ 等温线的疏密程度，等温线越密，说明温度梯度越大，平
流强度也越大；℃ 等高线和等温线交角的大小，一般交角越接近 90°，平流强度越强；若等
高线和等温线平行，则没有明显的温度平流。
地面天气图分析一样，分析高空天气图时，识别、判断出高空影响系统，并正确预测其
未来的发展和变化，对准确预报天气意义重大。图 为 MICAPS 平台显示的 2009 年 8
月 17 日 08:00 500hPa 图，从图中可以清晰的看到槽线、切变线、副热带高压、阻塞高压、
切断低压、高空低涡等天气系统。
横竖槽
℃ 切变线：是指风场的不连续线，一般其两侧的风向有明显的气旋式切变。切变线附
近气压或高度变化不明显。偏北风与西南风之间的切变为冷式切变，常呈东北—西南向；偏
东风与偏南风或西南风的切变为暖式切变，它常呈东—西向或西北—东南走向。此外在两高
压之间的切变称为两高切变，图 中在大陆高压与副热带高压之间就有一两高切变。切
变线附近有很强的辐合，常有降水天气产生，一般降水出现在 700hPa 切变线以南、850hPa
切变线以北的区域。
切变雨区
切变种类
℃ 副热带高压
副热带高压（带状）
副高活动有着明显的季节变化，一般来说，从冬到夏位置北移，强度增大；从夏到冬，
位置南撤，强度减弱。一年中北进与南撤并不是匀速行进的，而是稳定少变、缓慢移动与跳
跃三种形式。平均而言，冬季副高脊线在 15ºN 附近，3、4 月份开始缓慢北移，5—6 月间
（一般在 6 月中旬）出现第一次北跳，脊线北跳到 20ºN 以北，并稳定在 20～25ºN 之间一
个月左右。7 月中旬，脊线再次北跳，越过 25ºN，在 7 月底或 8 月初，副高达到一年中最北
位置，9 月以后，副高向南撤退。
副高周围的天气动画演示
℃ 阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，当脊不断北伸时，其南部与南方
暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北端出现闭合环流，形成孤立的暖高压中心，叫做
阻塞高压（以下简称阻高）。此时西风带长波槽脊的经向度增加。
在亚洲，阻高主要出现在乌拉尔山、鄂霍茨克海以及贝加尔湖地区，分别称它们为乌拉
尔山阻高、鄂霍茨克海阻高以及贝加尔湖阻高。
图 （b）MICAPS 中显示的是 2009 年 8 月
17 日 08:00 500hPa 天气图
阻塞高压的注释内容
℃ 切断低压：是指对流层中上层出现的一堆孤立的冷空气（气压场上表现为低压），与北
方冷空气之间被暖空气所切断，南北方的冷空气只在低层连接起来。
在高空图上切断低压有两种形式：一种是无显著的阻塞高压存在（图 中东部海上
的低压）；另一种是与阻塞高压同时出现并与之密切关联的切断低压（图 中阻高前部
的低压）。我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活
动最频繁。它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。东北冷涡的西部，常有冷空
气不断补充南下，在地面图上常表现为一条副冷锋向南移动，有利于冷涡的西、西南、南至
东南部发生雷阵雨天气，而且类似的天气可以连续几天地重复出现。
℃ 高空低涡：主要介绍与我国天气密切相关的东蒙冷涡、西南涡、西北涡。
东蒙冷涡：是指发生或经过蒙古人民共和国中东部的冷性低涡，常形成于亚洲高空阻塞
形势下。从春末到秋初都会出现，而尤以初夏为多且影响严重，主要影响我国的西北、华北
以及东北地区。东蒙冷涡带来的天气主要出现在冷涡的东南方，常造成午后到傍晚的雷雨大
风、冰雹等强对流天气，具有日变化明显、时间短、强度大、局部性明显且可能持续数日等
特点，个别地点降水可达暴雨。
东蒙冷涡
点击查看西南涡动画演示
西北涡：西北涡是指 700hPa 上，在柴达木盆地到青海湖一带（99～105ºE，34～38ºN）
发展东移的低涡。这种低涡原是暖性的地形低涡，当有冷空气入侵，斜压性加强，低涡开始
东移，当低涡进入甘陕地区后，受西南气流输送来的水汽影响及水汽凝结反馈作用，促使低
涡进一步发展加强，并沿其前部暖切变线东移，呈“人”字形切变线，暴雨主要产生在低涡前
部和暖切变线上。
℃ 高空急流：高空急流是指出现在对流层顶附近或平流层中一股强而窄的气流，其轴
呈准水平状，急流中心最大风速大于 30m/s(图 )。与我国天气有密切关系的高空急流有：
极锋急流、副热带急流和热带东风急流。
由于风速的变化，在高空急流入口区和出口区有次级环流产生，在高空急流入口区其北
侧有辐合下沉气流，而南侧有辐散上升气流；而在出口区与之相反，北侧有辐散上升气流，
而南侧有辐合下沉气流。故当高空急流与地面锋面同时存在时，高空急流出口区北侧（或入
口区南侧）的冷锋段，地面冷锋前的上升运动与高空急流次级环流的上升气流叠加，有利于
灾害性对流天气的发展，同时由于强烈的减压作用而促使爆发性气旋的发展。而处于高空急
流出口区南侧（或入口区北侧）的冷锋段，锋前低层的上升运动受到高空急流次级环流下沉
支的压制，起减弱对流天气的作用。
℃ 低空急流：是指出现在 600hPa 以下的一支风速＞12m/s 的强风带(图 )。850hPa
以下的低空急流有明显的日变化，一般在日落时开始增大，到凌晨日出前最大。其最大风速
轴与最大水汽轴一致，因此低空急流可向北方输送大量的水汽。大雨或暴雨区常出现在急流
轴的左前方。急流轴上常有风速突然加大的现象，成为风速脉动，在风速脉动区的下游常有
较大降水发生。
图 2010 年 8 月 5 日 08:00 高低空急流分布图(a) 200hPa 风场，阴影为风速≥30m/s 的风
速区，箭头为高空急流轴
图 2010 年 8 月 5 日 08:00 高低空急流分布图(b) 850hPa 风场，虚线为风速≥12m/s 的等
风速区，箭头为低空急流轴
静力学关系和热成风关系决定了高、低空天气图之间的配置，所以预报天气不能仅凭一
张天气图、仅分析一种天气系统，而需要高低空、地面综合分析、考虑，且由于地形的作用，
上述天气系统所带来的天气也会发生变化，这就需要预报员在实际工作中不断总结、积累经
验，才能更好地使用天气预报图。
隐藏
T-ln-p 图
T-ln-p 图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气
图。它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。详情进入
T-ln-p 图动画演示
T-ln-p 图上点绘的曲线主要有温度层结曲线、露点层结曲线和状态曲线。温度层结曲线
是由探空资料点绘出来的，表示测站上空气温垂直分布的情况，也称为环境曲线，它在各层
的斜率即代表各层的实际温度递减率γ；露点层结曲线也是由探空资料得到的，表示测站上
空水汽垂直分布情况；状态曲线是指气块上升过程中其温度的变化曲线，由于气块在水汽未
饱和时按干绝热递减率降温，在饱和后按湿绝热递减率降温，因此状态曲线是由饱和点以下
的干绝热线和饱和点以上的湿绝热线组成。
稳定度及判据
薄气层的稳定判断动画演示
在实际大气中，γ＞γd 的绝对不稳定情况很少，只有在晴朗的白天近地面气层才可出现；
γ＜γm 的绝对稳定层结通常出现在晴朗的夜间；大多数情况为条件不稳定层结。
整层大气稳定度判断动画演示
对流性不稳定动画演示
对流性不稳定和条件性不稳定都是潜在不稳定，即当气层是稳定的，需要有一定的外加
抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。条件性不稳定的实现只
要局地的热对流或动力因子对个别气块进行抬升即可，往往造成局地性的雷雨天气。而对流
性不稳定的实现要有大范围的整层抬升运动作为触发机制，要有天气系统的配合或大地形的
作用，造成的对流性天气也比较剧烈，范围也较大。
常用特征高度和指数的意义及应用
MICAPS 3 平台中的右侧显示有一列物理量分析表，输出了各种特征高度以及热力、
动力、温湿条件以及能量指数，这里对常用的一些特征高度和指数的物理意义以及应用简要
说明。
℃ 抬升凝结高度 LCL：指气块绝热上升达到饱和时的高度。在 图上是通过地面温压
点 B 的干绝热线与通过地面露点 A 的等饱和比湿线的交点 C 所在的高度为 LCL（图 ）。
超过这个高度就有水汽凝结现象，故 LCL 的高低反映了云底的高低。
℃ 自由对流高度 LFC: 指在条件性不稳定气层中，气块受外力抬升，由稳定状态转入
不稳定状态的高度。 图上状态曲线与层结曲线的由下向上的第一交点 D 所在高度为 LFC
（图 ）。在此点之上气块的温度大于环境温度，故即使不加外力，气块也能继续加速上
升，使对流能自由地得到发展， LFC 的高低决定了对流所需抬升力的强弱。
℃ 对流凝结高度 CCL:指假设地面水汽不变，而由于地面加热作用，使层结达到干绝热
递减率，在这种情况下气块干绝热上升达到饱和时的高度。在 图上通过地面露点 A 的等饱
和比湿线与层结曲线交点 F 的高度即为 CCL（图 ）。它是空气热对流开始凝结的高度，
可用来估计气团内部局地热对流产生的对流云云底高度。
℃ 对流温度 Tg：指气块自对流凝结高度干绝热下降到地面时所具有的温度。在 图上，
由 F 点沿干绝热线下降到达地面时所对应的温度为对流温度 Tg（图 ），Tg-T 的大小决
定着局地热对流发生的难易，若地面加热使气温能超过 Tg，则就有发生热对流的可能，否
则将不会产生热对流。
℃ 对流上限：为对流所能达到的最大高度，也是经验云顶、平衡高度 ELC。在 图上，
状态曲线与层结曲线由下向上的第二交点 E 所在高度（图 ）。
℃ 0℃层高度：指环境温度为 0℃所对应的高度，是形成冰雹条件的一个特征参数。一
般在 600hPa 上下，约 4km 高，有利于冰雹的产生。
℃ 沙氏指数 SI：SI=T500-TS，其中 T500 为 500hPa 上的实际温度，TS 是 850hPa 等压
面上的湿空气团沿干绝热线上升到达凝结高度后，再沿湿绝热线上升至 500hPa 时所具有的
气团温度。理论上 SI 负值愈大，愈有利于不稳定。单位：℃。据国外研究，SI 与对流天气
有以下关系（《大气科学词典》编委会 1994）：
SI＞3℃ 发生雷暴的可能性很小或没有；
0℃＜SI＜3℃ 有发生阵雨的可能性；
-3℃＜SI＜0℃ 有发生雷暴的可能性；
-6℃＜SI＜-3℃ 有发生强雷暴的可能性；
SI＜-6℃ 有发生严重对流天气(如龙卷风)的危险。
℃ K 指数: K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700，K 指数是一个经验指标，它同时反映了
大气层结稳定度和中低层的水汽条件。一般 K 值越大，潜能越大，大气越不稳定。单位：
℃。
℃ 对流有效位能 CAPE: 即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生能量的垂直积
分，是风暴潜在强度的一个重要指标。在 图上，CAPE 正比于气块上升曲线和环境温度曲
线从自由对流高度（LFC）至平衡高度（ELC）所围成的正面积区域。单位：J•kg-1。
℃ 对流抑制有效位能 CIN：CIN 正比于 图上自由对流高度下的负面积，表示要发生对
流需克服的能量。CIN 太大，抑制对流程度，对流不易发生；太小，不稳定能量不易在低层
积聚，易发生不太强的对流。
逆温层的性质及作用
在预报中除了要注意分析不稳定层结外，还要注意分析低层的稳定层结，尤其要关注逆
温层、等温层的分析。所谓逆温是指温度随高度增加，按其产生的原因可分为辐射逆温、扰
动逆温、下沉逆温和锋面逆温（图 ）。
图 (a) 辐射逆温
辐射逆温的注释内容
℃ 辐射逆温：是由于地表面强烈辐射冷却而造成的。一般厚度不大，自地面起向上达几十米至几
百米。逆温层下限与下垫面接触，湿度大，而逆温层顶，由于稳定层阻碍水汽向上输送，湿度较
小。
图 (b) 扰动逆温
扰动逆温的注释内容
℃ 扰动逆温：是摩擦层内由于扰动混合作用产生的逆温。其特征为逆温层以下至地面之间层结曲
线与干绝热线平行，水汽分布均匀；水汽从逆温层上界开始急剧减少；逆温层高度大约 1km 以下，
与摩擦层顶吻合。
图 (c) 下沉逆温
下沉逆温的注释内容
℃ 下沉逆温：在整层空气下沉时，由于气层压缩而形成的。其特征是在空中一定高度上，气温与
露点之差较大，且差值随高度升高而增大。
图 (d) 锋面逆温
锋面逆温的注释内容
℃ 锋面逆温：由于暖空气凌驾于冷空气之上而造成的。其特点是湿度与温度同时随高度升高而增
加。
逆温起抑制对流发展的作用，同时也使水汽和能量在低层聚集。夏季一旦逆温的层结被破坏，
低层的能量释放，有利于强对流的发生。而低层逆温也是预报大雾所要重点考虑的因素。
隐藏
物理量诊断分析
物理量诊断分析是用各种实测资料和数值预报产品，结合适当的热力学、动力学诊断方
程对所关心的物理量或方程中的各项进行计算，从而对天气演变过程中物理过程的变化和作
用进行定量估计和解释。它是揭示和加深大气运动内在规律认识的一种有效的手段。有关物
理量的来源、物理意义和计算，《天气分析预报物理量计算基础》(刘键文等 2005)和《现
代天气预报技术和方法》（章国材等 2007)等有关书籍进行了详细的介绍，这里仅对 9210
系统下发的产品、预报业务中常用物理量的意义以及分析应用进行简要说明。
水汽条件
主要有：比湿、相对湿度、水汽通量、水汽通量散度。
℃ 比湿
，单位：g•kg-1，量级为 100～101
比湿是指某容积中水汽质量与同一容积中空气的总质量的比值，是表征空气湿度的主要物理量之一。
由于比湿具有保守性，即空气团发生膨胀或压缩时，若无水分凝结或蒸发，则其中的水汽质量和空气总质
量不变，也就是其比湿保持不变。故在讨论湿空气的上升或下降过程时，常用比湿表示空气湿度。
℃ 相对湿度
，量级为 100～102
相对湿度是空气中实际水气压与当时气温下的饱和水汽压的比值，用百分比表示。饱和水汽压随温度
而改变，故相对湿度的大小决定于水汽压和温度的增减，由于通常水汽压变化较气温变化慢，故温度往往
起主导作用。当水汽压一定时，温度降低则相对湿度增大，反之，相对湿度减小。雾、霜多在夜间与清晨
产生，就是由于温度下降，相对湿度增大的结果。
℃ 水汽通量
，单位：g•(cm•hPa•s) -1；量级为 10-2
又称水汽输送，一般指水平水汽通量，是单位时间内流经与气流方向垂直的单位截面的水汽克数。表
征水汽来源、水汽量的大小。
℃ 水汽通量散度
， 单位：g•(cm2•hPa•s) -1；量级为 10-7
是指大气运动所引起的水汽集中程度。若 A＞0，为水汽通量辐散区，这个区域内水汽是减少的；若 A
＜0，为水汽通量辐合区，水汽将增加。较大降水预报时不仅要关注是否有很好的水汽输送，更要关注是否
有水汽辐合。特别是低层的水汽通量辐合，对降水强度的贡献十分明显。
图 (a) 2009 年 8 月 21 日 08:00
700hPa 水汽通量(实线)和比湿(虚线)
水汽通量注释内容
隐藏
动力条件
主要有：涡度、散度、垂直速度。
℃ 涡度
涡度是一个矢量，表征流体旋转特性，一般只计算涡度的垂直分量。
垂直相对涡度值为 ，单位：s-1；量级为 10-6～10-5
在日常分析预报中所说的涡度是指垂直相对涡度，常用它来表征系统的强度。由天气学原理知，脊区
对应有负涡度中心，槽区对应有正涡度中心；高层负涡度与低层正涡度相配置，常常反映有较显著的垂直
上升运动。
℃ 散度
，单位：s-1；量级为 10-7～10-6
是表征流体水平辐散程度的一个物理量，辐散为正、辐合为负。低层辐合、高层辐散的配置表明存在
显著的上升运动。散度场正、负中心及其分布形势与强对流天气的分布有密切关系。降水区的移向与辐合
区很一致，而且中尺度辐合区常先于降水 1～2h 出现，因此掌握中尺度散度场的变化，是预报未来短时中
尺度降水和暴雨出现的重要依据。
℃ 垂直速度
表征大气的垂直运动。
在(x，y，p，t) 坐标系里为 ，单位：hPa•s-1，量级为 10-4～10-2
在(x，y，z，t) 坐标系里为 ，单位：m•s-1，量级为 10-2～100
垂直运动不仅会引起水汽、热量、动量、涡度等垂直输送，而且由于与大气的绝热变化和水平辐合辐
散运动相联，可以引起湿度、温度、涡度的变化，对天气系统的发生、发展有很大作用，故垂直速度是天
气分析和预报中最常用的物理量之一。
隐藏
热力条件
主要有：假相当位温、总温度。
℃ 假相当位温
， 单位：K；量级为 102
表达式中 r 为混合比 ，可见是温度、气压、水汽含量的函数，表示温、压、湿
综合的物理量，是预报业务中常用的重要物理量。在同一气压条件下， 越大空气越暖湿，反之，空气越
干冷。850hPa 的 的分布与大小是预报员常关注的重点。暴雨时 850hPa 的 值一般在 330K 以上。
反映大气中层结潜在不稳定，暴雨落区一般在 0～15K 之间。
℃ 总温度（TT）
直接决定大气状态的主要能量有：显热能(cpT)、潜热能(Lq)、位能(gZ)、动能(v2/2)。总能量（Et）是
指上述四种能量之和，引入总温度与其相对应，以表征大气中的总能量。
，单位：K；量级为 102
在业务中常用下式计算总温度： ，单位：℃；量级为 101
其值越大，表示大气中的总能量越大。
隐藏
稳定度
主要有：SI、K、CAPE（在 节中已介绍）。
Ky 指数，又称山崎指数，Ky＝（TA-SI）/(1+(T-Td)850)，量级为 100～101
其中 TA 为 850hPa 到 500hPa 间的平均温度平流，SI 为沙氏指数。
该指数是根据日本气象工作者认为的对流发生的三个条件（大气稳定度、低层水汽和上升运动）归纳
而成。常用来判断是否有可能发生大雨的物理参数,据统计 Ky≥1 要注意大雨的发生；Ky≥2 大雨发生的可能
性大；Ky≥3 大雨发生的可能性较高；Ky≥5 可能发生大到暴雨。
隐藏
混合指数
理查逊数 Ri
，量级为 100～102
在物理上表示大气静力稳定度和动力稳定度的综合参数；在能量上，它可看作气块浮升要消耗的能量
和通过湍流从大尺度风场能够得到的能量之比。
在降水分析和预报中，以 （ 为与静力能量相当的总温度）代替 ，变换后:
，其中
其中 为气柱上、下层的总温度差， 为上、下层的风速矢量差， 为上、下层的平均气压。当上、
下层取 500hPa 和 850hPa 等压面时，C≈, Ri 数和对流活动之间的判据为：当 Ri＜-2 时，有积雨云产
生；当 Ri＜-1 时，有雷暴产生；当-1≤Ri≤ 时，有系统性对流产生。
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平流
主要有：温度平流、总温度平流、涡度平流、水汽平流，业务上最常用的是温度平流和涡度平流。
℃ 温度平流
，单位 K•s-1；量级为 10-5
温度的冷暖平流是表明大气斜压性的一种度量，大尺度天气系统的发生发展均与之有关。此外预报还
常关注 850hPa 和 500hPa 温度平流的差值，若差值＞0，则表明低层有暖平流，高层为冷平流，有利于不稳
定层结加强，反之，则表明低层有冷平流，高层为暖平流，不利于不稳定层结的加强。
℃ 涡度平流
，单位：s－2；量级为 10-10
表征由水平风引起的涡度输送，其中相对涡度平流的作用是使槽脊移动。高空槽前的正涡度平流可引
起辐散，槽后的负涡度平流可引起辐合。
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诊断物理量综合应用
预报中发现，各种物理量在不同地区、不同季节、不同天气系统、不同层次有很大差异。以暴雨为例，
表 为东北地区不同天气系统和不同性质暴雨时各物理量的差异（郑秀雅等 1992）。各地预报员应针对
本地灾害性天气具体分析总结各物理量的应用经验和指标，以提高预报准确率。
卫星云图
在日常的天气预报业务工作中，我们每天都要用到卫星云图。加强卫星资料的应用能力，
对提高灾害性天气预报预警准确率、防灾减灾具有重大意义。2005 年 6 月 1 日我国的第一
颗业务服务静止气象卫星（FY-2C）正式投入业务运行，2006 年 12 月 8 日 FY-2D 业务卫
星又成功发射，FY-2D 与 FY-2C 共同实现在轨备份，形成双星组网观测能力，形成对我国
范围内最高 15min 一次的连续观测。同时风云二号卫星数据实时生成的图像产品、定量产
品，通过气象部门 9210 通信系统陆续分发，省地市气象台的预报员都可实时得到并应用。200
9 年 11 月 FY-2E 代替 FY-2C 业务应用。
红外云图特征
卫星在 ～μm 通道得到的云图称作红外云图或长波红外云图，这种云图所反映的是地面和云面
的红外辐射或亮度温度分布。在这种云图上，色调越暗表示红外辐射越大，温度越高；色调越浅表示红外
辐射越小，温度越低。红外云图上的色调决定于物体的温度。根据这种云图上的色调差可以估计地面、云
面温度的相对分布和云的相对高度。由于红外云图可以全天进行观测，在预报业务中使用频率最高。
红外云图特征动画演示
可见光云图特征
可见光云图是卫星仪器在可见光谱段测量地面、云面对太阳辐射的反射辐射，经过转换得到的。其色调决
定于反射太阳辐射的大小，若反射太阳辐射大，色调就白，反之就暗。这种黑白色调与太阳天顶角和物体
反照率有关。
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在一定的太阳天顶角下，物体的反照率越大，其色调越白；而反照率越小，色调就越暗。从可见光云
图上的色调可以估计反照率的大小，从而来区分各种物体。由于云与地表间的反照率差异很大，所以在可
见光云图上很容易将云和地表区别开。而同一目标物其色调还与太阳高度角有关，即与卫星观测的季节和
每天卫星观测的时刻有关。只有在白天才有可见光云图，且在早晨或傍晚由于观测太阳高度角低，光照条
件差，图片很灰暗。
可见光云图特征动画演示
由于可见光云图在夜间不能使用，因而预报业务中较红外云图使用频次相对较少。但可见光云图自有
红外云图所不及的长处。
℃ 可见光云图的空间分辨率大，FY-2C（FY-2E）可见光云图的空间分辨率在星下点为 ，而红
外云图的空间分辨率在星下点为 5km，也就是说，利用可见光云图能更好地捕捉到小尺度对流云团，对局
地对流天气的预报意义非凡；
可见光云图（分辨率）动画演示
℃ 雾在可见光云图上表现为纹理均匀、边界整齐光滑或与地形等高线吻合，与中高云有明显的区别，
因此在白天利用可见光云图，结合红外云图，比较容易识别大雾，而红外云图上则很容易将雾和地表混淆；
可见光云图（雾）动画演示
℃ 沙尘暴具有极高的反射率，在可见光云图上比较容易与低云区分，但在红外云图上其顶部亮温与低
云接近，不好区分；
可见光云图（沙尘）动画演示
℃ 只有可见光云图上才能看到暗影(在可见光图像中，太阳斜射到云上，形成的阴影)，利用暗影可以
清晰地识别强对流云团的上冲云顶，而上冲云顶是对流发展最为旺盛的区域，与雷暴、冰雹、暴雨等相关，
对强对流天气的落区预报有很强的指示意义。
可见光云图（暗影）动画演示
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水汽图特征
以 μm 为中心的吸收带是水汽强吸收带，由卫星测量这一吸收带的辐射，就能推测云中水汽的含量，
由这一吸收带得出的图像称水汽图。μm 波段的辐射探测不能提供大气整层水汽含量信息，而只能获得
大气层中上层水汽分布情况，其中，中纬度地区的最大贡献层在 412hPa 附近。
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水汽图动画演示
同红外图像一样，水汽图像也是将发射的辐射转换成温度来显示。由于温度随高度递减，对流层上部
高湿区显得冷（亮），而低湿区显得暖（暗）。在水汽图上，色调愈白表示对流层中上层水汽含量愈多，
反之愈少。
水汽云图只能描述对流层中上层的水汽分布情况，而能引起降水的水汽来源主要来自低层，故业务中
水汽图像容易被忽略。但是，由于中上层天气系统在水汽图上非常清晰，水汽可以作为大气运动的示踪物，
预报员通过观察水汽云图，能够跟踪中上层天气系统的运动和变化，从而弥补因常规气象观测资料时空尺
度不足而造成的不便。
归纳总结法国气象局预报研究所和保加利亚科学院的研究成果（方翔等译 2008），结合卫星气象学的
知识以及业务应用的体会，应用水汽图像可以得到下列信息：
℃ 低于 850hPa 高度的低云和地表，其发射的辐射被大气水汽全部吸收，不能到达卫星，所以水汽图
上的地表或低云不清楚；
℃ 在水汽图上的天气系统比红外云图更完整连续，大气环流特征更清楚，特别是无云地区，红外云图
上不能反映水汽分布，但在水汽图上都有表现；
℃ 图像中亮、暗区域分别与对流层中上部的湿、干空气相联系，图像中正在变亮的地区表征上升运动，
正在变暗的区域表征下沉运动；
℃ 动画显示水汽图像，可以了解对流层中上层流场的平均状态，由于水汽图像良好的连续性和时间尺
度，可以提早判断高层气流是否为发散型气流，而发散型气流的抽吸作用有利于上升运动；
℃ 动画中显示出的亮、暗特征之间边界的演变，及亮、暗特征之间相互作用的趋势，指示着重要动力
过程的发展。
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云图的综合分析
三种云图的特征各有不同、各有所长，在预报业务中不能仅凭某一种云图上的白亮云团就判断"云很强，
有降水"，而要综合分析、判断。一般业务中常用的几条经验：
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℃ 在三种云图上均为白亮云团，为积雨云（Cb 云），常伴有雷雨、大风等对流性天气。
图 2009 年 8 月 27 日 15:00FY2C 卫星云图 (c)水汽图像
℃ 云团在红外和水汽图上白亮，而在可见光图上为灰白，则为中高云，一般不会有强天气。
图 2009 年 8 月 27 日 15:00FY2C 卫星云图 (b)可见光云图
℃ 红外图上为灰暗色，可见光上白亮，水汽图上则不明显，表明为低云，易有降水产生。
图 2009 年 8 月 27 日 15:00FY2C 卫星云图 (a)红外云图
图 2010 年 11 月 11 日 08:00FY2E 红外云图
与 08:00 500hPa 高空形势图叠加显示
红外云图注释内容
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卫星反演资料的应用
除了图像产品，各省地市气象台均可得到通过 9210 通信系统下发的风云二号卫星反演产品，这里仅对
最常用的两种产品简要说明，其它产品的生成原理及应用可从相关的手册（许健民等 2008）查看，这里不
再赘述。
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℃ 大气运动矢量（云迹风、云导风）产品
根据连续三幅云图中同一图像块（简称示踪云）的移动，估算出大气的运动。应当注意
的是，根据云运动向量来估计风，与常规地面观测风有些不同，卫星云迹风表示长 间大范
围运动，不反映影响常规观测值的小尺度运动。
故用云迹风资料能揭示云的移动规律、大气的运动以及天气系统的发展演变，特别有利
于对流层上部环流形势的判别。
图 2010 年 11 月 10 日 08:00 云导风资料
云导风的注释内容
℃ 卫星黑体亮度温度（TBB）产品
TBB 是由卫星通过扫描辐射仪观测下垫面物体获取经量化处理后的辐射值，它反映了
不同下垫面的亮度温度状况。在无云或少云区，TBB 是地表黑体辐射亮温，其值较高；在
云区中，TBB 则是云顶黑体辐射亮温，其值较低，并且一般 TBB 值越小，表明云顶越高，
对流越旺盛。
新双星运行动画演示
图 2010 年 11 月 10 日 22:15FY2D 卫星相当
黑体亮温（K）与 2010 年 11 月 10-11 日
08:00 24h 雨量(mm)叠加图
雷达图像
天气雷达以其高时空分辨率、及时准确的遥感探测能力成为灾害性天气、特别是中小尺
度灾害性天气监测和预报预警等方面极为有效的工具。目前多普勒雷达可生成大量产品，主
要可分为基本产品和导出产品。基本产品是指由基数据直接形成的不同分辨率和数据显示级
别的反射率因子(R)、平均径向速度(V)和谱宽(SW)。业务中最常使用的是反射率因子和径向
速度产品，降水天气系统的识别和预警技术也主要建立在反射率因子和径向速度结构的基础
上。导出产品是指经过气象算法处理后得到的产品，在预报中主要起提示和参考作用。此节
对业务应用的多普勒雷达产品进行简要介绍。
雷达强度回波分析
降水回波
雷达探测大气是通过接收被气象目标物散射回来的电磁波列即回波信号来表现的。电磁
波在大气中传播，若遇到大的物体等也会产生反射现象，造成回波。常见的非气象回波有地
物回波、海浪回波、晴空回波，还有旁瓣回波、二次回波、超折射回波等虚假回波，在业务
中可结合其他资料与气象回波进行区分。降水回波是业务中主要分析的回波，可分为对流性
降水回波、层状云降水回波和混合性降水回波。
对流性降水回波的主要特点是回波强度大，一般＞40dBZ，块状结构明显，层次清晰。
垂直发展旺盛，水平尺度与垂直尺度相当。回波顶高一般＞10km，甚至高达 18km.这种回
波个体分明，发展迅速，生命史一般为几十分钟至 1～3h。根据生命史和结构可分为单体
（生命史＜45min 的孤立个体）、超级单体（生命史＞45min 的孤立个体）、多单体。多单
体和超级单体常常形成雷雨大风、冰雹、局地暴雨、冰雹等灾害性天气，是雷达观测和分析
的重点。
层状云降水回波是一般由高层云或雨层云形成的回波。其主要特点是回波面积大，一般
呈片状，回波相对比较均匀，最大回波强度一般＜40dBZ，回波顶高一般＜8km，其对应的
天气是连续性的降雨或降雪。零度层亮带是层状云降水回波的一个重要特征，其成因是由于
云上层的冰粒子在通过零度层时发生相变，散射突然增大，形成了相对强的回波带。其在 PPI
上表现为一个环状（图 ），通常在比较高的仰角上较明显。
图 SA 多普勒雷达强度回波组图(a)零度层亮带
回波形态分析
利用回波的形态可把回波分为：
℃ 带状回波：属于对流性降水回波，一般与飑线和锋面相联系。其传播方向与回波带
垂直。
℃ 块状回波：多为对流单体回波。
℃ 螺旋状回波：一般与台风、低涡有关。
℃ 片状回波：多与层状云降水回波相联。
国内外气象工作者，利用回波形状研究强风暴取得了有识别和预警意义的研究成果：
℃ 钩状回波：在对流性强降水回波的一侧，出现一个弯曲的钩。它是一个超级单体风
暴，常产生冰雹、龙卷、下击暴流等强天气。
图 SA 多普勒雷达强度回波组图(b) 钩状回波和三体散射回波
℃ 弓状回波：是呈线状排列的对流单体族，前后边缘呈弧形，像一张弓，常称为飑线，
其中心回波强度＞50dBZ，常产生大冰雹和下击暴流。
℃ V 型缺口回波：多普勒雷达强度回波上，超级单体中由于强烈的入流或出流造成 V
型无回波区或弱回波。前侧 V 型缺口回波表明强的入流气流进入上升气流；后侧 V 型缺口
回波表明强的下沉气流，并可产生破坏性大风。
图 SA 多普勒雷达强度回波组图(c)V 形缺口
℃ 三体散射回波：S 波段雷达强度图上径向方向一个长钉状回波，是一个当雷达波束
遇到非常大的湿冰雹时发生的雷达微波散射假象。该虚假回波位于从强反射风暴核沿着雷达
径向向外一定距离，通常具有较低的反射率因子值（一般小于 20dBZ），是识别大冰雹的重
要判据之一。
图 SA 多普勒雷达强度回波组图(b) 钩状回波和三体散射回波
回波结构分析
根据回波的强中心上下层位置的配置，强回波的面积、体积、强回波伸展的高
度，可大致推测弱回波区、回波的对流程度以及相应的天气现象。大量的观测和研
究表明，回波顶相对于低层反射率因子的位置可以很好地指示对流风暴的强弱（俞
小鼎等 2005）。当一个风暴加强到超级单体阶段，其上升气流变成基本竖直，回波
顶移过低层反射率因子的高梯度区而位于一个持续有界弱回波区 BWER（传统上
称为穹窿）之上（图 ）。BWER 是被中层悬垂回波所包围的弱回波区，是一
个强上升气流区，大冰雹落在与 BWER 相邻的反射率因子高梯度区。
图 SA 多普勒雷达强度回波组图(d) 穹窿结构
回波动态分析
回波动态分析动画演示
依据动画显示，分析回波的移向移速、回波的发展消散、回波合并分裂等，大致推
测相应的天气变化。
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多普勒速度图分析
多普勒雷达除了可提供反射率因子的强度外，还可利用物理学上的多普勒效应来测定降水粒子相对雷
达的运动速度，并通过这种速度信息推断风速的分布、大小，进而确定大气风场、气流垂直速度的分布以
及湍流情况等。
边界层急流的分析
多普勒雷达测的是粒子相对雷达的运动速度，即径向速度 Vr。规定远离雷达方向为正，
Vr＞0；朝向雷达方向为负，Vr＜0。Vr 不是真实的全风速，而是真实的风矢量在所测点的
径向上的分量。故一般业务上认为 Vr 达到 12m/s，则可以判断该仰角所探测的层次有急流
存在。多普勒雷达的测速范围是有一定限制的，不能无限扩大，当真实的 Vr 超出了最大测
速 Vrmax 时，就产生了速度模糊现象。由风的连续性原理，速度模糊现象在速度图上表现
为正（负）的最大突变成负（正）的最大，中间没有零速度的过渡。正确识别速度模糊现象，
可以更好地判断风速的大小，进而快速判断低层特别是边界层是否有急流。而低层急流对暴
雨的预报具有重要意义。雷达显示速度 Vrd 与实际的径向速度 Vra 的关系为：
Vra＝Vrd （－Vrmax≤Vra≤Vrmax）
Vra＝Vrd＋2Vrmax （Vra＞Vrmax）
Vra＝Vrd－2Vrmax （Vra＜－Vrmax）
大范围降水速度回波特征
大范围降水速度回波的特征主要表现为回波尺度大、回波时空变化较小。要快速判断降
水是持续发展还是减弱结束，首先要认识并牢记大尺度辐合、辐散场以及冷暖平流的速度图
特征。在等距离圆内，朝向雷达的负速度区面积大于远离雷达的正速度区面积为风向辐合；
而远离雷达的正速度区面积大于朝向雷达的负速度区面积为风向辐散。风随高度顺转（零等
速线呈“S”型）有暖平流，而风随高度逆转（零等速线呈反“S”型）有冷平流
图 多普勒速度图大尺度风场
(a)暖平流+风向辐合
暖平流＋辐合型注释内容
图 多普勒速度图大尺度风场
(b)暖平流+风向辐散
暖平流+辐散型注释内容
图 多普勒速度图大尺度风场
(c)冷平流+风向辐合
冷平流+辐合型注释内容
图 多普勒速度图大尺度风场
(d)冷平流+风向辐散
冷平流+辐散型注释内容
中尺度系统的分析
造成冰雹、龙卷风、局地暴雨、下击暴流等强对流风暴在速度图上的主要表现为有中尺
度气旋、中小尺度辐合辐散以及逆风区等。造成冰雹、龙卷风、局地暴雨、下击暴流等强对
流风暴在速度图上的主要表现为有中尺度气旋、中小尺度辐合辐散以及逆风区等。
中尺度气旋的特征：正（负）速度中心离开雷达的距离相等，呈方位对称，中间有一条
零速度线，负中心和负速度区在雷达探测方向的左侧，正中心和正速度区在雷达探测方向的
右侧
图 多普勒速度图上中尺度系统特征(a)中气旋
中小尺度辐散（下击暴流）的特征：正（负）速度中心在同一条径线上，呈距离对称。
负速度中心和负速度区在雷达的近距离一侧，正速度中心和正速度区在远距离一侧。
图 多普勒速度图上中尺度系统特征(b)中小尺度辐散
逆风区的特征：在大片的正（负）速度区中，嵌套着小块的相反速度的回波区，就称为
逆风区。分析逆风区时要注意其强度（速度差值的大小）、尺度（逆风区的面积）、厚度
（多仰角分析）、高度（存在的高度）。
图 多普勒速度图上中尺度系统特征(c)逆风区
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其他产品的应用
℃ 垂直累积液态含水量（VIL）
是利用反射率因子强度资料和含水量之间的关系反演出云层含水量，是判别强降水及其
降水潜力、短历时强降水、冰雹等灾害性天气的有效工具之一，也是业务中应用较多的产品
之一。
℃ 回波顶高（ET）
是≥18dBZ（可调）反射率因子被探测到时，显示以最高仰角为基础的回波顶高度。该
产品在识别风暴强度时较有意义。业务中发现一般冰雹的 ET 较局地暴雨高。
℃ 垂直风廓线（VWP）
多普勒天气雷达系统获取的径向速度分布数据，在一定的假设条件下，通过反演可获取
某高度平面上的平均风向风速（VAD）。在 VAD 产品基础上，应用体积扫描资料可得到半
径为 30km 的水平区域中平均风向风速随高度变化的垂直廓线。此产品在分析环境风随高度
和时间的变化以及识别平均风的高度切变及其随时间变化时有较高的使用价值。但要注意强
对流的非线性风场不能应用 VWP 资料分析，VWP 也不能提供辐合辐散的信息。
℃ 中气旋（M）
识别原理是在等距离圆上寻找速度的一致增加段，然后再进行归并、分类。应用时要注
意速度模糊会造成空报和漏报。此外当速度对中心距离大于 10km，该产品不显示中气旋，
但这种速度对也可产生强天气，预报中要注意关注。
℃ 冰雹指数（HI）
用强度立体资料自动探测中空强度、弱回波区、回波悬垂区等来推测冰雹发生的概率。
业务中应用统计发现当冰雹指数为℃时要注意查看是否可能降雹，当冰雹指数为▲时，大多
有降雹。
℃ 风暴路径信息(STI)
显示被识别的风暴单体质心过去、现在和将来每隔 15min 的位置，最长外推预报时效
为 1h。
℃ 组合反射率因子(CR)
是将一个体积扫描获取的回波强度数据，分成若干个以 1km×1km 或 4km×4km 为底面
积的垂直柱体，对每个柱体寻找最大回波强度的 dBZ 值后显示的图像。另外 CR 产品可附
上“联合属性表”，表中可提供风暴顶、最大平均径向速度和反射率因子、算法识别出的冰雹、
中气旋等有关信息。
℃ 降水产品
根据 Z-R 关系利用每个体扫的最低四个仰角的反射率因子导出 1h 累积雨量、3h 累积雨
量和风暴总降水量。使用时要注意用实时雨量进行订正。
数值预报产品
数值预报产品及应用
随着数值预报水平的不断提高，目前数值预报已成为现代气象业务的基础。在日常业务
中，数值预报产品已成为中短期业务预报主要参考资料之一。
国外数值预报起步较早，产品应用时间也较长。目前 9210 下发的国外数值预报资料主
要有格点预报资料（表 ）和日本传真图资料。日本传真图资料的主要内容有 00～96h 内
500hPa 高度和涡度、地面气压场和风以及 12h 或 24h 降水量；00～36h 的 500hPa 温度、700h
Pa 温度露点差、850hPa 温度和风以及 700hPa 垂直速度；96～120h 的 500hPa 高度和涡度、
地面气压场、850hPa 温度等资料。
我国业务数值预报的发展虽起步相对较晚，但发展较快。目前 9210 系统下发的主要有
T213、T639、GRAPES 等数值预报产品。
T213L31 是我国国家气象中心第一代在大规模并行机上实现的中期数值预报模式，2002
年 9 月代替 T106 正式业务化运行。T213L31 模式 48h 以内的预报与先进的国外模式相差不
大，但 96h 以后的预报差距明显。
T639 是在业务 T213 中期数值预报系统的基础上发展的，具有较高的模式分辨率，达到
全球水平分辨率 30km，垂直分辨率 60 层；T639 模式对边界层过程有更细致的描述，850hPa
以下垂直分辨率为 12 层，T213 模式仅有 5 层，更适合于支撑短时临近预报。T639 于 2008
年 6 月正式业务运行，并向全国发布产品，目前下发的主要产品有 1000～200hPa 主要层次
的高度场、温度场、风场以及水汽通量、水汽通量散度、温度露点差、假相当位温等物理量
场，有近地面 10m 风场、2m 温度和相对湿度以及海平面气压、总降水量等。应用表明，T639
在 72h 以内与 EC 数值预报相差较小。
GRAPES 是我国自主研发的新一代全球/区域同化预报系统。自 2004 年底试运行以来，
每天实时发布预报产品，试用表明有很好的预报参考价值。目前 9210 系统下发的预报产品，
预报范围为中国范围（70～140ºE，20～60ºN），输出 0～54h 每 6h 预报结果，其预报要素
和层次与 T639 产品相似。
MM5 和 WRF 中尺度数值预报模式，其主要特点是时空分辨率高，许多区域气象中心
和省级气象台都有经过本地化的模式，输出逐 h 的降水、温度等要素预报。
面对众多的数值预报产品，业务中可运用 MICAPS 平台逐一显示各数值预报产品，亦
可多要素叠加显示，还可针对某一要素同时显示多家预报结果进行对比分析。
图 数值预报叠加对比显示图
(a)2009 年 12 月 2 日 20:00EC500hPa 高度(粗)、
地面气压场(细)叠加显示
高度和地面气压场
图 数值预报叠加对比显示图
(b)2010 年 7 月 25 日 20:00T639(粗)与 EC(细)
500hPa 高度 48h 预报场对比图
预报场对比
隐藏
数值预报产品检验
由于数值模式的初始场误差、模式物理过程描述不完全、数值计算误差等常使得数值预报产品存在预
报误差，应用数值预报产品时一定要进行检验订正。
形势场检验
对于形势场的检验，模式研发人员有诸如平均误差、均方根误差、相关系数等定量的统
计检验结果。但预报业务中，预报员关心的是数值预报对某种天气系统预报的是偏快还是偏
慢，强度是偏强还是偏弱。 版给广大预报员提供了一种工具，可以进行上述内
容的定性检验。
图 数值预报不同时效预报场以及不同数值
预报初始场对比图 (a)EC 对 2009 年 11 月 27 日
20:00 500hPa 高度场的分析场(红)与 24h(黑)、
48h(黄)、 72h(紫)的预报场对比图
预报场对比
图 数值预报不同时效预报场以及不同数值
预报初始场对比图(b) 2009 年 11 月 27 日
20:00 T639(兰)、EC (红)以及 GRAPES(绿)
500hPa 高度分析场与实况分析场(黑)对比图
高度分析场与实况分析场
除在日常业务中注意检验分析外，中央气象台下发的指导预报以及网站中均有“数值预
报产品天气学检验评估公报”，其中有对近期高空环流、副热带高压、海平面气压场、850hPa
温度场、850hPa 切变线、T639 模式地面 2m 相对湿度以及降水等的预报检验，预报员可及
时查看，对近期数值预报的误差情况有一定了解，以便在预报中更好地使用数值预报产品。
要素值的定量检验
主要是针对降水、温度等要素预报进行准确性的检验。中央气象台以及各省市气象台均
开展了对本地区的预报工具的检验工作，一方面可以不断发现问题、改进预报模式，另一方
面可帮助预报员有针对性地使用这些工具。图 给出了 T213 模式和日本格点资料 2009
年 8 月对河北地区降水检验的 TS 结果。图中可见 2009 年 8 月我国的 T213 资料对河北省的
24、48、72h 的小雨(L)、中雨(M)、大雨(H)甚至暴雨(S)的预报均较日本的预报较好。
(a)日本格点资料 (b) T213
模式
图 数值预报 2009 年 8 月对河北地区降水检验的 TS 结果
其它探测资料图
随着我国气象事业的发展，大量特种气象观测设备正在逐渐融入到现代天气气候观测网
中，气象观测正在从人工、定性、定时观测向自动化、遥感遥测、定量、连续观测转变。这
些观测资料，从不同侧面认识天气系统演变、改善数值预报模式的初始场、提高灾害性天气
的预报预警水平等方面，正在发挥越来越重要的作用。本节简要介绍风廓线仪、地基 GPS
水汽、闪电定位仪等资料在天气预报中的应用。
风廓线仪
风廓线仪又称风廓线雷达，它的原理是利用大气湍流对雷达电磁波的散射作用，遥感探测风速。风廓
线仪能够提供以风场为主的多种数据产品，其探测数据包括径向速度、谱宽、信噪比、水平风向、水平风
速、垂直速度等的垂直分布廓线资料。
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风廓线仪资料在天气预报预警中的应用，一方面是模式应用，利用风廓线仪不间断探测
大气中垂直风廓线资料，通过快速同化技术，改善中尺度数值预报模式的初值，提高模式的
预报质量；另一方面是在日常的天气预报预警业务中应用，利用单站风廓线仪资料，监测天
气系统移经测站时的水平风场、垂直风场等的连续变化，并据此来了解天气系统内部的流场
结构，判断天气系统是否处于酝酿、发展或衰亡阶段；另外利用某一区域内的多部风廓线仪
资料，可以描述天气系统的三维空间流场结构、移动路径、移动速度，在强天气的短时、临
近预报预警中具有潜在的应用价值。
图 2004 年 7 月 10 日北京南郊观象台
风廓线仪连续观测垂直剖面图
北京南郊观象台风廓线仪连续观测垂直剖面图
观象台
图 2006 年 7 月 8 日 23:00-9 日 05:00
垂直风廓线演变（时间间隔：18m
南郊观象台
海淀
图 2006 年 7 月 8 日 23:00-9 日 05:00
垂直风廓线演变（时间间隔：18min）
海淀气象站
强降水开始（9 日 01:20）后，靠近暴雨中心的海淀，不仅边界层内的东风明显加强，
而且 1000m 以上的西南气流也明显加强。9 日 03:20 前后，海淀 2000m 以上的上空，风向
存在明显地从西南风转为西北风的过程，边界层的东南风也明显减弱，表明中尺度切变线正
在经过海淀上空，暴雨云团正在失去有利的维持环境，暴雨过程趋于结束。
从以上例子可以看出，业务预报中利用具有高时空分辨率的垂直风廓线资料，可以通过
分析水平和垂直风场的切变、冷暖平流以及冷空气侵入等变化，分析判断系统的演变，进而
进行天气预报。
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地基 GPS 水汽应用
研究发现大气中无线电信号的延迟时间正比于沿信号传播路径上的大气中水汽总含量，利用这种关系
反演 GPS 探测资料可以得到大气可降水量 PWV（Precipitable Water Vapor，即单位面积气柱中总水汽
量）。
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地基 GPS 观测网得到的水汽分布随时间的变化已经被广泛地应用到数值预报模式中，
以补充常规天气观测网对水汽观测的不足，改善中尺度数值预报的预报能力。
日常的预报工作中，将一定区域内的 GPS 观测资料绘制成水汽分布图，可以随时了解
整层大气的水汽分布状况，确定大值湿度区、干区的演变状况，对暴雨系统的演变、暴雨落
区的判断，具有重要参考价值。另外，单站 GPS 反演的大气可降水量在预报业务中也具有
一定参考价值。曹云昌等在研究 PWV 与局地降水关系时，采用 2h PWV 增量为 5mm 作为
阈值，得出在 PWV 迅速增加后 3～4h 内出现降水（曹云昌等 2005）；陈小雷等研究表明
单站 PWV 能反映当地降水季节和地区变化特征，降水大多出现在 PWV 高于当月非降水时
段 PWV 平均值(以下简称平均值)的时段，不同影响天气系统，PWV 变化具有不同的变化特
征，但大部分降水过程前 24h 之内 PWV 值有在 1～3h 内增长 4～5mm 以上的急升出现，这
可作为降水预报的指标之一（陈小雷等 2007）。
2009 年 11 月 10—12 日石家庄出现罕见暴雪天气，过程降水量石家庄市区最大，为
mm，累计积雪深度最大达 55cm，日最大降雪量和累积最大积雪深度均突破当地有气象记录
以来的历史极值。在这种极端的天气过程前，GPS 资料的 PWV 有明显的变化。石家庄降水
是从 11 月 10 日 06:00 左右开始，7:30 左右转为降雪。从图 中可见，降雪天气之前一
周，11 月 3—8 日 PWV 一直处于平均值（8mm）之上（8～16mm）震荡，表明石家庄上空
有水汽的聚积，且前几日石家庄早晨均有雾出现，表明低层水汽较大。降水开始前 48h，8
日 09:00 开始 PWV 有近 15h 的陡升，9 日 00:00 达最大 27mm，是石家庄 11 月 GPS/PWV
平均值（2005—2008 年）的 3 倍多，可见上空水汽总含量异常多。9 日 00:00 到降雪开始的
10 日凌晨，PWV 一直在 8～16mm 高位震荡；10 日持续降雪期间，PWV 也一直在 15mm
之上震荡，上空水汽没有明显的减少，石家庄上空仍存在充足的水汽条件，当 11 日高空槽
再次东移影响时，石家庄又继续产生降雪。
图 2009 年 11 月 2－16 日逐时 PWV 与 10－12 日逐时降水量的变化图
GPS 的资料由于具有成本低、精度高、时间分辨率高、可全天候观测等优点，随着 GPS
地基站的建设和 GPS 地基观测网的形成，其资料在天气预报业务中会发挥越来越大的作用。
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闪电定位仪资料应用
闪电是雷暴云中发生的一系列连续的起电和击穿过程。闪电定位系统是用于雷电监测和预警的新型探
测设备，可以自动、连续、实时监测闪电发生的时间、方位、强度、极性等特征参数。应用闪电资料能够
对雷电灾害进行探测、预警。详情进入
研究表明：发生在超级单体雷暴中的冰雹、大雨或龙卷风等灾害性天气过程与雷电的时
空演变特征有很好的相关性。观测发现，闪电频数小于 10 次/min 的雷暴一般不产生降雹，
而大于 100 次/min 的雷暴 60%产生大的降雹（张义军等 2006）。李建华等通过对北京地区
暴雨和冰雹两类强雷暴中的闪电活动与雷达回波反射率的关系进行分析，结果认为降雨和降
雹天气的地闪具有明显差异。降雹天气正闪比例较大，特别是在降雹前正闪频数增加剧烈，
并较降雹开始时间有几十分钟到 1h 的提前量。总结得到，北京地区闪电通常发生在 45dBZ
以上的回波中（李建华等 2006）。而国外研究认为，在热带低纬度风暴中，闪电一般发生
在 30～40dBZ 回波区，中纬度闪电发生在 30～45dBZ 回波区（Carey 等 2000）。
在实际的监测、预报预警中，常常将闪电定位仪资料与其他资料（如卫星资料、雷达资
料、自动站资料）一起综合使用，用来综合判断对流活动的性质、强度、及移向、移速等。
中尺度分析
中尺度分析是指对中尺度天气系统的描述和分析。根据 Olanski(1975)的尺度划分，即中
-α尺度为 200～2000km、中-β尺度为 20～200km 和中-γ尺度为 2～20km。由于强风暴天气系
统的水平尺度一般为 20～200km，故中尺度分析主要是针对产生雷雨大风、冰雹、短历时强
降水、龙卷等强对流天气的中-β尺度系统分析。我国开展中尺度分析业务相对较晚，国家气
象中心 2009 年 3 月成立了“强天气预报中心”，主要进行强天气的监测和潜势预报。目前，
一方面运用常规观测资料和中尺度数值预报分析其发生的可能性，进行潜势预报；另一方面
运用非常规的自动站加密观测资料、危险天气报告、雷达、卫星等资料进行中尺度系统的监
测和预报预警，及时捕捉其信号，及早发布灾害天气预警信号。
环境背景分析
中尺度天气图分析
主要是指在常规天气图分析基础上，针对产生中尺度对流性天气的主要条件（水汽、不
稳定、抬升和垂直风切变条件），分析各等压面上相关大气的各种特征系统和特征线，最后
形成中尺度对流性天气发生、发展大气环境场“潜势条件”的高空和地面综合分析图。
水汽条件：主要分析中低层的湿舌、干舌；
不稳定条件：分析低层和中层的温度及其温度递减率、变温；
抬升条件：分析中低层切变线（辐合线）、低层干线（露点锋）、高低空急流；
垂直风切变条件：分析 0～6km 和 0～1km 垂直风切变。
中尺度分析中要特别重视边界层的分析，如地面、925hPa 的分析。
具体内容包括：
925hPa 分析——边界层急流：最大风带(风速核)
边界层水汽输送：水汽通量辐合区
850hPa 分析——风场：低空急流、切变线（辐合线）、显著流线
温度场：暖脊（温度脊）、T850-T500 大值区
湿度场：干线（露点锋）、湿舌、显著湿区（T-Td≤5℃）
700hPa 分析——风场：低空急流、槽线或切变线、显著流线
温度场：温度脊（或槽）、24h 变温、T700-T500 大值区
湿度场：干线（露点锋）、干舌、湿舌、显著湿区（T-Td≤5℃）
500hPa 分析——风场：中空急流、槽线或切变线、显著流线
温度场：温度槽、24h 变温
湿度场：干舌
高度场：变高
200hPa 分析——风场：高空急流、急流核、显著流线
地面分析内容——任何不连续线(锋面、辐合线、露点锋等)
3h 变压、低压、高压中心和特征等压线
湿舌、暖舌、高能舌
重要天气区
图 中尺度分析方法示意图
探空 T-ln p 图分析
探空 图主要分析大气层结的稳定度、不稳定能量、垂直风切变等情况，大气
层结和不稳定能量的分析前面 节中已作详细说明。垂直风切变是指水平风（包括大小
和方向）随高度的变化，业务中主要是通过各层的风速大小以及风向变化来判断，强对流天
气预报主要关注 0～6km 的垂直风切变大小，一般较强的龙卷、下击暴流、冰雹等强对流天
气需要有较大的垂直风切变条件。 由于探空进行的标准时间是世界时 00:00 和 12:00（北京
时为 08:00 和 20:00），而对流活动多发生在下午和傍晚，08:00 和下午的对流潜势有时相差
很大，故在分析不稳定能量时，要注意运用探空图的订正技术。主要做法：假定气块具有估
计的午后地面最高温度和露点温度，在大气平流过程不明显时，气块自地面绝热上升的 CAP
E 值对午后和傍晚发生雷暴的可能性具有更好的指示意义。
中尺度数值预报分析
主要是对中尺度数值预报产品进行分析，包括其高低空形势场、物理量场、 图以及风
场、温度场、降水等预报产品。分析方法和要点与前面介绍的分析常规资料一致。
以上内容分析并不是一成不变的，不同地理条件、不同影响系统、不同天气类型所分析
的重点以及具体内容都会有所不同。最后预报员要综合分析以上分析结果，结合本地预报经
验，进行灾害性天气落区潜势预报。
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中尺度系统分析
中尺度系统在卫星云图、雷达回波以及地面图上的表现形式各有不同。
地面图上中尺度系统主要有中尺度辐合线、干线、中低压、中高压（雷暴高压)等。
卫星云图上主要表现为中尺度对流云团、中尺度对流系统（MCS）、中尺度对流复合
体（MCC）等。不同种类的卫星云图，其分析的重点有所不同。可见光云图注重分析云的
类型、积云初生以及上冲云顶的位置；红外云图注重云顶亮温以及亮温最大梯度区；水汽云
图注重干湿分界线以及与高空急流对应的干区。
雷达回波上主要表现为雷暴单体、超级风暴、飑线、阵风锋等。这些系统在雷达反射率
因子图以及速度图上的主要特征参见 节内容。
闪电资料分析主要是分析单位时间内闪电的频数变化和正、负地闪密集区。
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实例分析
2009 年 8 月 27 日下午，河北省自西北向东南先后有 80 个县市出现了雷阵雨，16:30—19:30，河北省
中部偏南地区的石家庄、衡水、邢台东部等地出现了冰雹、大风、短历时强降水等强对流天气。6 个县市
出现冰雹，测站最大冰雹直径 7～40mm；17 个县市出现大风，风力 7～8 级，阵风 9～10 级；6 个县市出
现短历时强降水。
强对流天气潜势预报
℃ 实况天气图中尺度分析分析 8 月 27 日 08:00 500hPa 形势图（图 ），可见亚洲中
高纬度为两槽一脊，不断有冷空气从贝加尔湖北部沿高压脊南下影响我国华北地区。
图 2009 年 8 月 27 日 08:00 500hPa 形势图(a)和中尺度综合分析图(b) 、(c)
图 2009 年 8 月 27 日 08:00 (b)箭头为
200hPa 急流，细实线为 200hPa 等风速
线粗实线为 500hPa 槽线，双实线为
850hPa 槽线，方点细线为 700hPa 槽线
中空的长条和点线为 700hPa 切变线
三角细线为地面冷锋
中尺度分析综合图
图 和图 为中尺度分析综合图，图 反映了 200hPa 急流、500、700、
850hPa 三层槽线以及地面冷锋的高低空配置情况，700、850hPa、地面冷锋南端为
前倾结构，河北省位于高空急流入口区的南侧和地面冷锋前，以上垂直结构表明河
北境内具有发生强对流的较好的动力条件。
图 2009 年 8 月 27 日 08:00 (c)双实线
为 500hPa 槽线，有圆点的细线为 500hPa
温度槽线，圆点线为 850hPa 温度脊线
阴影为 T850-T500 大于 27℃区域
双实线为 500hPa 槽线
由图 可见，500hPa 有弱冷空气东移，850hPa 为暖脊控制，河北省大部温度直
减率（T850-T500）＞27℃，且平原大部分地区地面 Td≥20℃，最大 Td＞21℃，这种
明显上干冷下暖湿的层结结构，具有较好的热力和动力条件，有利于强对流的发生。
℃ 探空图分析
图 09-7-28 08:00 探空资料(a)北京
北京站
北京站“下湿上干”、有逆温，为典型的喇叭口型结构，且有明显的不稳定能量，有
利于对流发展；
图 09-7-28 08:00 探空资料(b)大港
天津大港站
天津的大港站也为“下湿上干”结构，但不稳定能量相对较小；
图 09-7-28 08:00 探空资料(c)邢台
河北邢台
河北的邢台虽也有逆温，但低层湿度层太薄，不稳定能量 CAPE 值较小，运用探空
订正技术，三站的 CAPE 值均有明显增加，其中邢台站增加最明显（图 ）。
配合 27 日 08:00 京津冀复位内自北向南的四个太空站张家口、北京、大港、邢台四站的 SI
分别为 、、、，综合分析北京以南到大港、邢台以北之间的河北省中部区域有
对流的发展条件。
℃ 数值预报产品及本地工具指标分析应用
在这次河北强对流天气预报中，当日上午 T639 预报：17:00 河北中部为 K 值大值区，且 850h
Pa 有明显的上升区，但降水预报没有明显的征兆。MM5 中尺度数值模式降水和风场的预报
也没有显示。
河北省强对流天气潜势预报工具（该工具是应用 NCEP 预报场资料，结合预报指标、以叠
套法制作的河北省冰雹、雷雨大风等强对流天气潜势预报）用当日 08:00 资料起报的结果显
示，河北省中北部午后到傍晚发生强对流的可能性较大。
综合分析可见，当日午后到傍晚河北省大部有发生雷雨，局部有短时大风、冰雹等强对
流天气的潜势。但具体的落点还需根据卫星、雷达、加密自动站等资料进行跟踪预报。
集合预报
集合预报的基本概念
过去的近一个世纪里，数值天气预报取得了迅速发展，已经成为现代天气预报的基础。然而，在最近
的几十年里，人们发现，靠传统单一的确定性预报来提高数值预报的水平变得越来越困难。其原因在于：
一方面，数值预报的初始场存在不确定性，而大气是一个非线性的、对初值敏感的动力系统，这意味着从
两个差别很小的初始场出发作预报，在积分一定的时间后则两者的结果可能会变得面目全非；另一方面，
数值模式仅是实际大气运动过程的近似反映，也就是说模式本身则具有不确定性。
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最初集合预报的概念是针对大气初始状态的不确定性提出的，为反映初值的不确定性，
在确定性预报的初始场上施加一些能反映初值不确定性的扰动，然后用带有这种扰动的初值
制作一系列预报，并将这些预报的集合称之为集合预报，而这种集合预报则称为初值集合。
同样，为反映模式的不确定性，还可以对一个模式内部的物理过程如物理参数化方案、外强
迫等进行改动，然后用不同改动物理过程的模式制作一系列预报，这种集合预报则称之为物
理集合。此外，也可把不同模式用初值集合或物理集合制作的集合预报结果再进行集合，这
就是所谓的多模式集合预报。因此，从给数值预报结果带来不确定性的来源划分，可把集合
预报分为初值集合、物理集合和多模式集合；而按照目前集合预报研究的时间尺度来划分，
则可分为短期、中期和月动力延伸集合预报等。
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集合预报的业务发展及现状
经历了上世纪 70—80 年代的研究探索和数值试验后，美国 NCEP 和 ECMWF 于 1992 年 12 月先后建
立了各自的集合数值预报业务系统，标志着集合数值预报已进入了实际业务应用的阶段。现在，集合预报
已逐渐成为一个具有代表性的数值预报发展趋势。
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在美国和欧洲等发达国家的数值预报业务体系中，集合预报已占据了非常重要的位置
（如 ECMWF 的集合预报产品已占据所有数值预报产品的 60%以上）。国家气象中心的全
球集合预报系统于 1998 年 6 月建成，1999 年 2 月开始业务试验，2001 年 3 月业务运行。目
前，包含 15 个集合预报成员的 T213 高分辨率数值集合预报系统已经在 2006 年底投入准业
务化运行。
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集合预报的意义
近年来，国内外大量的研究工作表明，集合预报相对于单一的确定性预报，它的主要优势和意义在于：
集合预报平均值的预报技巧要高于控制预报和其它集合预报成员的预报技巧。一周以后，均值的预报技巧
甚至超过确定性的业务预...
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近年来，国内外大量的研究工作表明，集合预报相对于单一的确定性预报，它的主要优
势和意义在于：集合预报平均值的预报技巧要高于控制预报和其它集合预报成员的预报技巧。
一周以后，均值的预报技巧甚至超过确定性的业务预报模式的技巧；集合预报离散度可以作
为控制预报或确定性业务预报可靠程度的度量，这是集合预报最重要的应用；集合预报可方
便、定量地给出某一天气现象发生的概率；集合预报增强了对极端天气事件的预报能力。由
于集合预报的这些优势，集合预报已经在目前的数值天气预报体系中占有举足轻重的地位，
未来甚至可能取代目前决定论式的单一预报。
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集合预报的主要产品及应用
邮票图
邮票图是展示集合预报产品最直接、最基本的一种方法。它将所有集合成员和业务预报
的结果放在同一张大图上（图 ）。 1999 年 11 月 24 日圣诞节期欧洲出现了一次强暴风
雪过程，造成极大影响。对这次过程，确定性的业务预报没有什么反映（图 左上角），
而分析集合预报的邮票图则可以看到，有部分成员成功地预报出造成风暴天气的低压系统，
虽然成员数并不多，但是相对于气候概率已经是很高的了，体现了集合预报对极端天气的预
报能力。
图 1999 年 11 月 24 日 14:00 海平面气压场及 ECMWF 集合预报系统 42h 预报邮票图
（阴影区气压≤980hPa）
面条图
面条图是指选取一条或几条特征等值线，把所有成员中预报的该等值线绘制在同一张图
上。一般来说，等值线的发散程度大致反映出预报的可信度，等值线越是集中，表示集合成
员之间的离散越小，预报可信度越大。面条图可通过特征等值线的选择在集中关注某个特定
的影响系统，如在 500hPa 选择 5880gpm 等值线来展示不同成员对副高的预报（图 ）。
图 2010 年 4 月 8 日 12:00 国家气象中 T213 集合预报 500hPa5680gpm 及 5880gpm 特征
线 240h 预报
集合平均及离散度
集合平均，就是所有集合预报成员的平均，由于集合平均能够过滤掉不可预报的随机信
息，集合平均往往比单一确定性预报准确，但集合平均也可能过滤掉少数成员中包含着的极
端天气预报信息。在业务使用中，集合平均的图形产品上一般还叠加上离散度的信息（图 1
.32）。将加过扰动的集合预报各成员与控制预报间 500hPa 高度场的均方差的大小自小到大
排列，则排到 75%的集合预报成员所对应的均方差定义为集合预报的离散度。集合预报的
离散度表示出集合预报成员间的发散程度，一个完美的集合预报系统，它的离散度应该反映
真实大气的可预报性或预报的可信度。离散度愈小，可预报性愈高，预报可信度愈大；反之，
可预报性愈低，预报可信度愈小。
图 2010 年 11 月 15 日 12:00 国家气象中 T213 500hPa 集合平均高度场及离散度（填色）
120h 预报
集合概率预报
集合预报发展到了一定阶段以后，便有了气象要素的概率预报。概率分布包含了集合预
报系统所能提供的所有信息，最大程度的包含了实际大气可能发生的种种情况，概率预报是
表达集合预报最全面的方法之一。例如降水、气温、风等要素，可以制作出不同量级或大小
范围的概率预报（图 ），将预报值超过某限定阈值的集合预报成员个数除以集合预报总
成员个数即可获得相应的概率预报结果。
图 2010 年 11 月 15 日 12:00 国家气象中心 T213 集合预报 24h 降水≥10mm 以及 10m 平
均风速≥ 概率
单点时间序列预报
单点时间序列预报是将集合预报的要素产品插值到某个点，用时间序列来反映对该要素
的预报趋势，同时可以反映出在某个时间点，集合预报成员的发散程度。以 EC 的预报为例
（图 ），图中红色的线条是集合控制预报的预报结果，蓝色的线条是高分辨率确定性业
务预报。而绿色柱状条就是集合成员的预报结果，柱状条表示集合预报成员对某种要素的预
报值分布，柱状条张开越大，表明集合预报成员之间的发散越大，预报的可信度则越低，反
之亦然。
图 EC 集合预报系统对于北京单点的未来 10 天云量、6h 降水量、10m 风速、2m 气温
预报
聚类分析产品
从业务的角度来看,要在一个有限的时间内,找出集合预报系统输出的多个预报场间的相
同点和差异几乎是不可能的。因此,需要对这些预报场进行处理合成。聚类分析方法是实现
集合预报产品信息浓缩和环流类型划分的一种简捷、有效的方法。聚类分析方法是把集合预
报中相似的成员合并成一类,同时给出该类出现的相对频率。特别对于多平衡态的大气状态,
聚类法可以提供很清晰的具有几种典型平衡态的预报指导,使得聚类法更适合于经验不多的
预报员。相似度的标准一般可用相关系数或均方差等来度量。图 给出的例子是基于 EC
集合预报的海平面气压场聚类产品，右侧是实况分析场。由图可知，51 个集合预报产品被
划分为 6 个类别，每个类别图右下角的数字代表该类包含多少个集合成员。对比实况分析可
知，有 6 个预报成员的预报与实况较为一致。通过聚类分析，可以帮助预报员在短时间内掌
握全部 51 个成员所表达出来的预报信息。
图 EC 集合预报系统地面气压场聚类预报及实况对比
第二章 天气分析的内容和方法
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。
天空状况
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。
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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。
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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。
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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 ）。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 ）。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。
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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：
℃ 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 ）
图 冷暖空气在锋区的层状云系
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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
℃ 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。
℃ 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；850 hPa 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。
℃ 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。
℃ 数值预报产品解释应用
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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”。
℃ 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、400 hPa 的位势高度、温度、露点、风的观测值及 20:00EC 500hPa 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。
℃ 模型与检验
降水
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...
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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）。
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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
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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：
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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：
℃ 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。
℃ 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 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
图 辐合型示意图(b)
辐合线的两侧风向相反
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 切变线型示意图(a)
准静止锋式切变
图 切变线型示意图(b)
冷锋式切变
图 切变线型示意图(c)
暖锋式切变
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 切变辐合型示意图(a)
冷锋式切变伴有偏南风风速辐合
图 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
(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、700h
Pa 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。
℃ 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”。
℃ 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、400 hPa 的位势高度、温度、露点、风的观测值及 20:00EC 500hPa 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。
℃ 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%。
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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：
℃ 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。
℃ 一般情况下，在产生降雪以前 700hPa 和 850hPa 气层间就存在着逆温，降雪时 700hPa
有暖平流使逆温加强，降雪后在高空冷平流的影响下降温，其逆温减弱直至消失。
℃ 降雪过程中对流层中高层的强西南急流与暴雨过程具有相同的特点，但低层西南风
不强，与暴雨过程有所不同。
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温度
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 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。
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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 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 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℃。
图 大气层结与气温日变化关系
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 ℃。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 ）。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+℃，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 ℃／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(+℃)、2005 年(+ ℃)、
2002、2003、2006 年(+℃ )。
图 1891—2007 年全球年平均地面气温距平直方图
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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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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 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
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 ℃，所以预报第二天早晨的最低气温 Tm=T18-℃T
=－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。
℃ 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；℃TR 为降水所引起的降温。它们的影响程度随地区和季节而有所不同，可从多年
资料中求得。
应用 850hPa20:00 温度预报最高气温。分析数值预报产品中 850hPa 温度预报的 24h 变
化，同时参考前期最高温度实况，综合分析环流形势的演变，如低层是否有暖脊或冷槽影响、
地面是否有暖低压发展、冷空气入侵的时间等，再根据对第二天天空状况的预报来确定次日
最高气温。
℃ 锋面过境时的气温预报方法
当有锋面过境时，预报气温就不能单纯考虑日变化，而应该着重考虑冷暖平流的作用。
主要是注意锋在移动过程中强度的变化情况和注意锋面过境的时间。
隐藏
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)Y i，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℃为预报正确（F 为预报温度，O 为实况温度）。无论最高、最低气温，
该模式的预报准确率明显高于单一预报产品。
湿度
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
℃ 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）。
℃ 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）。
℃ 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(-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(-3)。
℃ 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=p
d+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。
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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 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 ）。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 ），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 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（≥
的日数）的时间序列图（见图 ），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 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 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。
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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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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
℃ 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 ℃，
冷空气过境时伴有 5 级偏北风，24h 露点温度变量达℃，相对湿度连续下降，最小值为
19%。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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。
℃ 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 ℃，露点温度在
-10℃左右，全天相对湿度＜50% ，代表了冷高压控制下的低温低湿天气类型。
风
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
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 。
图 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= km/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 。
隐藏
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：
℃ 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；
℃ 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；
℃ 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；
℃ 地面强辐合区的移入或者气旋过境，也容易产生大风；
℃ 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；
℃ 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：
℃T-ln P 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；
℃ 不稳定指数： 指数、 指数、 等，一般
时，易发生地面大风天气；
℃ 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；
℃ 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：
℃ 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 ）。
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。
℃ 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。
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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
)，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
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
℃ 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 08:00 500hPa 图上(图 )，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。
℃ 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 )。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。
℃ 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 )，
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 、图 、图 )。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。
℃ 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。
℃ 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，而冷锋过后的 17:00，3h 变压为+，最大变压差值为 ，延边州最大 3h
变压差值出现在珲春，为 (表 )。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。
℃ 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。
℃ 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。
霜冻
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“辐射霜冻”。冷空气入侵形成的霜冻称为“平流
霜冻”。两种过程综合作用下形成的霜冻称为“平流辐射霜冻”。无论何种霜冻出现，都会给
作物带来或多或少的伤害。
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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：
℃ 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。
℃ 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。
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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 ～
℃时所出现的霜冻为轻霜冻，～℃时所出现的为中等强度霜冻，≤℃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 。
图 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 07:00 700 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。
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能见度
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。
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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。
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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，北方气旋前后部的大风常造成风沙、浮尘天气，而南方暖空气开始活跃，与北方冷空
气交汇，易形成降水和雾，这些天气现象都会使能见度变坏；在夏、秋季，影响能见度的主
要因子是降水，上述其它天气现象也较少，因而，夏秋的能见度较好。
能见度的日变化主要取决于影响能见度的天气现象的日变化情况。例如，当有雾、烟幕、
霾时，由于这些天气现象经常形成于大气低层层结比较稳定、风速小以及相对湿度大的清晨
或黄昏，所以晨昏时刻能见度较坏；而午后低层稳定层被破坏，空气乱流增强，这些天气现
象便逐渐消散，能见度也随之转好。但有扬沙、吹雪时，午后能见度常较坏，因为这时日射
强，大气层结易不稳定，地面风速常增大，乱流较强烈，助长了扬沙、吹雪对能见度的影响。
能见度变化具有明显的地方性特点，这主要是由于影响能见度的各种天气现象明显地受
地理环境影响的缘故。如重庆冬季晴朗的夜晚，几乎 80%有雾生成；又如关中地区，当有
冷空气从西北下来，稍大一些的风速就会带来黄土高原的沙土，在关中出现扬沙，使能见度
变坏。此外，大、中城市与乡村、山区空气污染程度差别很大，能见度的情况差异也较明显。
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能见度预报
能见度对人们的生产生活，尤其对航空、水运、公路等交通运输有着重大的影响。低能见度可造成机
场关闭、航班延误、高速公路封闭、有关航线停航，严重时还会造成交通事故、致使人员伤亡。因此，我
们必须加强对低能见度天气的分析研究，及时发布大雾、霾、沙尘暴等气象灾害预警信号，不断提高预报
服务水平。详情进入
大气中的水汽凝结物和固体杂质的聚集与扩散，是造成能见度变化和决定能见度好坏的
根本原因。雾、霾、降水、云、烟幕、沙尘、吹雪等天气现象，都是水汽凝结物和固体杂质
聚集的结果。由于这些天气现象的影响，使能见度变坏。所以预报能见度的变化，主要就是
预报这些天气现象的变化。
制作上述各种天气现象的预报时，首先要掌握天气形势的变化，然后进一步分析有关气
象要素的变化情况，再结合地方性特点和统计规律，并随时注意本站以及周围测站的天气实
况，研究它们的变化规律及对能见度的影响。综合考虑这些方面之后，最后作出能见度预报。
℃ 雾、霾形成的天气条件有诸多是一样的，如大气层结稳定、风速小等，它们最大的
差异表现在湿度情况不同。表 为武汉市出现大雾（2006 年 3 月 10 日 08:00）和出现霾
（2009 年 10 月 5 日 08:00）时有关气象要素的情况，从表中可看到两者的温度露点差和相
对湿度有明显的区别。由于雾和霾的预报在第 5 章中专有介绍，在此不再多述。
℃ 云和降水的预报在本章第 1、2 节已讨论。云主要影响空中能见度。特别密的小雨和
很强的降水对能见度均有较大的影响，可根据不同的降水来预报能见度的距离。
℃ 烟幕指空中大量细小的烟粒聚集在一起，致使近地面层水平能见度＜10km 的天气现
象。大气中的烟粒主要来源于工业区和城市居民区，多出现在冬季，常出现在大气层结稳定、
风速较小的早晨和傍晚。预报烟幕主要考虑的是低层的逆温和风。这时，天气系统多较弱且
稳定少变，气压梯度较小，风较弱，多数是晴朗少云天气，有利于烟幕形成的地面形势一般
是弱高压脊（或弱高压）、均压场（或鞍形场）。高空形势一般是较弱的平直西风环流或小
槽小脊，冷暖平流比较弱。
℃ 沙尘是影响能见度的重要天气。我国的沙尘天气春季出现最多，北方多于南方，长
江以南地区较少。要形成扬沙和沙尘暴，必须有强风。由于各地区的地表土质条件不同，产
生扬沙和沙尘暴的临界风速值也不同。统计表明，一般要有 10m/s 以上的风速，我国西北地
区，土质干松、沙源丰富，风速只要达到 6～8m/s 即可。此外，沙漠、沙丘群、沙滩和长期
干旱的地带最有利于沙尘的形成，而冻土、湿地、植物覆盖的地表面，即使风速很大，一般
也不会形成扬沙和沙尘暴天气。
浮尘有本地产生和从外地移来两种。本地产生的浮尘，多出现在地面大风减弱，风沙天
气结束以后，与大气层结稳定度有直接关系。大气底层层结不稳定，能使沙粒上抬，而高层
层结较稳定或有逆温层阻挡，能防止尘粒消散。预报外地移来的浮尘时，主要是掌握空中风
向、风速以及上游是否已有沙尘天气。
第 8 章专门介绍沙尘暴预报，此处不再赘述。
℃ 吹雪是指地面上的积雪被风吹起，大量雪片飞扬在空中的天气现象。吹雪强烈时，
水平能见度可小于 1km。吹雪主要出现在我国北方的冬季，尤其东北地区更为多见，长江流
域及以南地区，吹雪现象是很少有的。
吹雪的预报实际上是降雪、积雪性质和大风的综合预报。吹雪和沙尘出现的天气条件基
本上是一致的，只是扬起的是雪而不是尘土。要预报是否有吹雪现象发生，首先要考虑当时
是否有降雪天气以及地表面积雪性质。只有当地表面的积雪是比较干松的，才有利于形成吹
雪，如果积雪的表面结了冰，或者所积的是湿雪，都不能形成吹雪；再则要考虑是否有大风
出现。
冻雨
定义和观测方法
定义
冻雨是初冬或冬末春初时节见到的一种天气现象。当较强的冷空气南下遇到暖湿气流时，
冷空气像楔子一样插在暖空气的下方，近地层气温骤降到 0℃以下，湿润的暖空气被抬升，
并成云致雨。这种雨从天空落下时是低于 0℃的过冷水滴，过冷雨滴或毛毛雨落到温度在冰
点以下的地面上，水滴在电线杆、树木、植被及道路表面冻结而成的透明或半透明晶莹透亮
的薄冰，这种天气现象称为“冻雨”（它的凝聚物叫“雨淞”）。我国南方一些地区把冻雨又叫
做“冰凌”，北方地区称它为“地油子”。
观测方法
用游标卡尺等计量工具测量包括通讯线在内的凝聚冰体的厚度，再从获得的厚度中减去
电线的直径，即可得到雨淞的直径。冻雨强度由凝聚物的厚度即雨淞的直经来表示。
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冻雨的成因
“冻雨”与人们常说的一般水滴不同，而是一种过冷却水滴（温度低于 0℃），在云体中
它本该凝结成冰粒或雪花，然而找不到冻结时必需的冻结核，于是它成了碰上物体就能结冻
的过冷却水滴。
“冻雨”落在电线、树枝、地面上，随即结成外表光滑的一层薄冰，冰越结越厚，结聚过
程中还边流动边冻结，结果便制造出一串串钟乳石似的冰柱、冰穗（俗称“冰挂”），它们晶
莹透亮，遇上阳光，放射出五彩光芒，出现秀丽动人的景色，严重的雨凇会压断树木、电线
杆，使通讯、供电中止，妨碍公路和铁路交通，威胁飞机的飞行安全。
要使过冷却水滴顺利地降落到地面，往往离不开特定的天气条件：即 700hPa 向上温度
随高度递减，500hPa 温度达-10～-14℃，成为形成冰晶的气层；在中层 2000～4000m 有厚度
为 ～2km、气温＞0℃的暖层（也称融化层），能够使自高空落入该层的冰晶融化为雨滴；
而暖层以下存在气温低于 0℃、厚度大于 1km 的冷层，使从暖层下落的雨滴经过该层时冷却
到 0℃以下。这样下落的过冷却雨滴碰到地面的任何物体都会发生冻结。当中暖下冷的逆温
层结被破坏，冻雨就消失了。
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冻雨预报
我国冻雨多发的时间和地区
我国幅员辽阔，各地气候特点、地形特点、植被情况均不相同，因此出现冻雨的条件也
不尽相同。我国冻雨主要发生在冬季和早春时期。大多出现在 1 月上旬至 2 月上、中旬的一
个多月内，起始日期具有北早南迟，山区早、平原迟的特点，结束日则反之。地势较高的山
区，冻雨开始早，结束晚，冻雨期略长。如皖南黄山光明顶，冻雨一般在 11 月上旬初开始，
次年 4 月上旬结束，长达 5 个月之久。据统计，江淮流域的冻雨天气，淮北 2～3 年一遇，
淮南 7～8 年一遇。但在山区，山谷和山顶差异较大，山区的部分谷地几乎没有冻雨，而山
势较高处几乎年年都有冻雨发生。
冻雨出现较多的是贵州省，进入冬季，频繁南下的北方冷气团受到云贵高原地形阻挡，
在贵州西部与云南东部之间形成了天气学上有名的云贵静止锋，并长期控制贵州，加之来自
孟加拉湾暖湿气流源源不断的丰富的水汽输送补充，从而导致贵州冻雨次数多、持续时间长。
2008 年初，贵州出现的冻雨给当地造成了严重灾害，其次是湖南、湖北、河南、江西等省。
北方出现冻雨较多的是甘肃东南部和陕西关中地区、山东、辽东半岛，其中山区比平原多，
高山最多，华东沿海、华南沿海及四川、云南、宁夏、山西等省较少出现。
2008 年初,一场低温雨雪冰冻天气袭击了中国南方,影响了贵州、湖南、北、安徽、江西、
广西、重庆、广东、浙江、福建、四川、陕西、江苏、云南、甘肃、河南、青海、西藏、山
西和上海等 20 个省(区、市) 。其影响范围之广,持续时间之长,强度之大、灾害之重为历史
罕见。2008 年初的冰冻天气首先从河南开始，1 月 10 日河南中东部出现冻雨，次日向豫南
发展。从天气形势看，1 月 9 日华北有较强冷空气南下，10 日河南大部最高气温降至 0℃左
右。此时 700hPa、500hPa 上，河南均处于槽前受西南气流影响，925hPa 辐合线和 850hPa
的切变线位于河南的中部偏东和南部，具备了降水的基本条件。以郑州为例，10 日 08 时探
空资料显示，郑州上空温度均在零下，但 08 时之后由于中层暖平流的输送，10 日 20 时在
820～770hPa 出现了较明显的逆温，温差约达 6℃，800～740hPa 层（厚约 500m）出现气温＞
0℃的暖层，最暖处达到 2℃，而 800hPa 以下为气温＜0℃的冷层（厚约 2000m）。郑州上空
的温度分布呈现中暖下冷的结构，导致冻雨出现。 11 日 20 时郑州上空暖层消失整层气温
降至零下，冻雨天气结束（吴蓁 赵培娟 苏爱芳等 2009 年）。
分析 2008 年我国南方主要冻雨区（105～116ºE，26～28ºN）平均温度、风、相对湿度
的高度-时间演变图（图略）发现（矫梅燕，曲小波. 2008 年）：冻雨区上空的暖层位于
600～800hPa，暖层内为西南风，当 700hPa 西南气流加强（≥12m/s）时，暖平流使得暖层也
加强；而 800hPa 以下的冷层内多为东北或东风，相对湿度较大。近地面层冷空气的持续补
充和对流层中低层偏南暖湿气流的维持是逆温长时间存在的主要原因。
冻雨预报的主要思路
冻雨是在特定的天气背景下产生的降水现象。大气垂直结构呈上下冷、中间暖的状态，
自上而下分别为冰晶层、暖层和冷层。逆温是冻雨天气发生的必要条件（李崇银、杨辉、顾
薇 2008）。因此，冻雨预报首先需考虑降水的基本因素，如水汽、上升运动等，除此之外
最为关键的一点是看温度的空间垂直分布特征，即是否存在冰晶层、暖层和冷层，在探空上
常表现为存在逆温层。日常业务中发现，若 700hPa 有西南气流发展，气温＞0℃，而地面有
东路冷空气影响有 N-NE 风，气温≤0℃，高层西南暖湿气流在低层冷空气上爬升，最有利于
冻雨天气的出现。
冻雨的预报，除去需具备降水条件外，最终归结为 700hPa 附近高度上的融化层和 850hP
a 及其以下过冷却雨层的预报（饶纲伟、徐穗珊、李江南 2008）。在我国北方冬季低层的
温度条件容易满足，问题是预报 700hPa 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，因而问题是预报 850h
Pa 及以下的空气降温条件。
℃ 北方暖空气预报指标
℃ 孟加拉湾附近有长波槽，我国南方上空西南气流活跃，冻雨产生前 48h～24h 的时间
内，在 35～40ºN 有一支锋区，新西伯利亚到巴尔喀什湖一带是个低槽区（有时为横槽），
新疆处于低槽的前部，不断分裂出小槽东移。
℃ 冻雨产生前 48h、24h 和当时 700hPa 图上都有两个槽，即东槽和西槽缺一不可。
℃ 冻雨产生前 48h，700hPa 图上的正变温中心位于新疆，前 24h 位于青海、河西一带，
当天则在河套到黄河下游一带。在河北及黄河下游产生冻雨的前 24～48h，一般新疆、青海
700hPa 的气温≥0℃，并配合有 296dgpm 的低压或低槽东移。这种冻雨往往会造成先北方后
南方的全国冻雨。如果新疆、青海 700hPa 在 0℃以下，冻雨一般仅产生在渭水流域和河南地
区。
℃ 南方冷空气（使低层气温下降到 0℃以下）的预报指标
℃ 北方有较明显的冷空气南下，同时从纬向环流转为经向环流或者经向度加大，大部
分是因为乌拉尔山长波脊的东移，脊前西北气流引导冷空气南下。
℃ 850hPa 冷高压的南伸。南方冻雨开始前 48h，850hPa 上冷高压从蒙古伸向河套，冷
高压中心强度为 152～156dgpm，随着经向度加大，冷高压继续南下。
℃ 850hPa 温度场、风场与低层降温。例如，在南昌地面偏北风≥7m/s 的前提下，如果
在 850hPa 上 0℃线位于黄淮地区时，而当贝加尔湖到我国华北地区有成片的偏北风，且北京
到汉口之间有 4 条等温线通过，则 48h 后地面 0℃线可到达江南。又在同一前提下，如 850hPa
0℃线位于长江，而贝加尔湖到长江以北地区有成片的偏北风，并且北京到汉口之间有 3 条
等温线通过时，则 24h 到 48h 内，地面 0℃线可到达江南。
℃ 冻雨结束预报
冻雨结束意味着逆温层遭破坏，改变了中空暖、下层冷的条件，多数情况下，因自西部
有较深的低槽东移，槽后各层温度下降。极少数的情况是由于地面高压入海，从低层起回暖，
改变中暖下冷条件，使冻雨结束。
℃ 应用数值预报产品制作冻雨预报的思路
从冻雨形成的机理出发，分析数值预报产品 48h、24h 预报场资料及变化：
——分析 500hPa 形势预报场中关键区域槽、脊的变化；500hPa 温度达-10～-14℃；
——700hPa 有西南风明显加强；气温＞0℃；
——850hPa 为 NE 或偏东风；湿度明显增加；气温≤0℃；
——地面冷空气沿东路南下。
第三章 暴雨预报
学习要点
本章介绍了我国暴雨的时空分布特征和暴雨的发生发展规律，重点介绍了暴雨预报方法和预报思路。
暴雨是我国常见的灾害性天气，由于各地降水和地形特点不同，所以各地暴雨洪涝的标准也有所不同。
由暴雨造成的洪涝灾害以及滑坡、泥石流等次生灾害严重影响了我国的国计民生，特别是对于一些地势低
洼、地形闭塞的地区，雨水不能迅速宣泄造成农田积水和土壤水分过度饱和，会造成更多的地质灾害，因
此暴雨受到各级党政机关、各行各业和人民群众的高度重视和密切关注。气象部门和有关科研机构都将暴
雨预报作为预报业务和大气科学中最重要的研究课题之一。
暴雨的时空分布特征
定义和标准
我国暴雨具有强度大和持续时间长的特点。气象部门规定：24h 降水量达 50～ 为暴雨，100～199.
9mm 为大暴雨，200mm 及其以上为特大暴雨。
在实际业务中，又可按照发生和影响范围的大小将暴雨划分为：局地暴雨，区域性暴雨，
大范围暴雨，特大范围暴雨。局地暴雨历时仅几个小时或几十个小时左右，一般会影响几十
至几千平方公里，造成的危害较轻。但当降雨强度极大时，也可造成严重的人员伤亡和财产
损失，如 1977 年 7 月陕西安塞、延安暴雨、1988 年 7 月浙江绍兴、宁波、台州一带暴雨、
2004 年 7 月北京的“”暴雨等。区域性暴雨一般可持续 3～7d，影响范围可达 10～20 万
平方公里或更大，灾情为一般，但有时因降雨强度极强，可能造成区域性的严重暴雨洪涝灾
害，如 1963 年 8 月海河流域暴雨、1975 年 8 月河南暴雨、1996 年 8 月华北特大暴雨等。特
大范围暴雨历时最长，一般都是多个地区内连续多次暴雨组合，降雨可断断续续地持续 1～
3 个月左右，雨带长时期维持。如 1954、1998 年长江全流域性地暴雨及 1991 年江淮及太湖
地区的暴雨。
雨季是暴雨发生的主要时期。中国东部地区在东亚夏季风的影响下，有季节性大雨带维
持并向北推进；西部地区也具有显著的干季和雨季。在雨季期内，形成了独特的区域性暴雨。
总的来说，中国主要有以下几类区域性暴雨：华南前汛期暴雨、江淮梅雨期暴雨、北方盛夏
期暴雨、华南后汛期暴雨、华西秋雨季暴雨、西北暴雨等。
华南前汛期暴雨：我国大陆的广东、广西、福建、海南、湖南和江西南部通称华南，每
年受夏季风的影响最早（4 月前后），结束最晚（10 月前后），汛期最长（约 4～9 个月），
由于影响降雨的大气环流形势和天气系统不同，华南地区有前汛期（4～6 月）和后汛期
（7～9 月）之分。前汛期受西风带环流影响，产生降雨和暴雨的天气系统主要有锋面、切
变线、低涡和南支槽等。
江淮梅雨期暴雨：每年初夏时期（6 月中旬至 7 月中旬），在长江中下游、淮河流域至
日本南部这一近似东西向的带状地区，都会维持一条稳定持久的雨带，形成降雨非常集中的
特殊连阴雨天气，其降雨范围广，持续时间长，暴雨过程频繁，是洪涝灾害最集中的时期。
因此时正是江南特产梅子成熟之际，故称“江淮梅雨”或“黄梅雨”；又因梅雨期气温较高，空
气湿度大，衣物、食品等容易霉烂，故又有“霉雨”之说。梅雨一般在 6 月中旬前后开始，称
为“入梅”；7 月上中旬结束，称为“出梅”。但是，每年入梅和出梅时间的早晚、梅雨期长短
以及梅雨量大小的差别很大。一般梅雨期可持续 25d 左右，最长的可达 60d 以上，而最短的
只有几天。若连续降雨日不足 6d，则称为“空梅”。
北方盛夏期暴雨：江淮梅雨结束后，7 月中下旬我国的主要降雨带北跳至华北和东北一
带，造成这些地区 7 月下旬到 8 月上旬频繁发生暴雨。很多影响大、致灾严重的特大暴雨都
发生在这一时期，如：1963 年 8 月海河特大暴雨、1975 年 8 月河南特大暴雨、1995 年 7 月
松辽区域致洪暴雨、1996 年 8 月华北特大暴雨等。这个时期发生的暴雨具有强度大、时间
集中的特点，24h 最大暴雨量一般可达 300～400mm，在山地迎风坡甚至可达 1000mm 以上。
华南后汛期暴雨：这一阶段的暴雨主要由热带气旋造成，而受影响的主要区域为中国东
南沿海一带。热带气旋暴雨是造成我国沿海地区洪涝灾害和风暴潮灾害的重要因素。根据 19
51—2000 年的统计资料，每年影响中国的热带气旋平均为 个，且影响我国的热带气旋
主要在西北太平洋（包括中国南海地区）上生成。
华西秋雨季暴雨：每年 9—10 月，影响我国东部地区的夏季风向南撤退，大陆地区陆续
进入秋季，降雨明显减少。但在中国西南部地区，包括陕西、甘肃南部、云南、贵州、四川
西部、汉江上游和长江三峡地区在内的华西地区，出现了第二个降雨集中期，称为“华西秋
雨期”。此间也会出现暴雨，暴雨中心位于四川东北部大巴山一带，降雨范围大，持续时间
长，而降雨强度一般。
西北暴雨：西北地区多数地方年降雨量少，日降雨量达到 50mm 的机率也很小，特别
是新疆，80%的测站从未出现过日雨量 50mm 以上降水。因而，按日雨量计算，西北很难达
到通常定义的暴雨或特大暴雨的标准，暴雨极少。但实际上，由于西北地区容易出现相对较
强的短历时强降水，因而经常发生暴雨危害，会引起地面径流沿坡沟地形迅速下泻，汇集成
局地洪水和泥石流。因而，西北各省区都根据各自的经验重新划定对当地有影响的强降水日
雨量作为暴雨标准。西北地区大到暴雨（日降水量≥25mm）降水频数自东南和西北两方面
向中间减少，新疆东部最少，并且有向山脉附近集中的趋势，但山区暴雨并不向山顶集中。
隐藏
暴雨的空间分布特征
图 是全国年暴雨日数分布图。由图可见，暴雨日数分布从东南向西北减少，淮河流
域及其以南大部地区普遍在 3d 以上，其中华南大部及江西等地达 5～10d；黄河中下游、海
河流域、辽河流域等地一般有 1～3d；我国西部地区偶有暴雨发生。
全国年暴雨日数极大值分布的特点是南部多、北部少，东部多、西部少（图 ）。长
江中下游以南大部地区年暴雨日数极大值一般有 10～15d，广东南部及海南东部超过 15d；
东北、华北、黄淮地区、江汉地区及西南东部等地有 3～9d。
全国最大日降水量的分布呈东多西少，南多北少的态势（图 ）。河北遵化、石家庄、
河南驻马店、湖南桑植一线以东大部地区及四川盆地最大日降水量有 200～300mm；东北大
部、西北东部及山西、云南、贵州等地为 100～200mm。由于局地影响，沿海和内陆都曾出
现过日降水量大于 1000mm 的极值。
隐藏
暴雨的时间分布特征
近 46 年中，中国年暴雨日数变化呈微弱增多趋势（图 ）。我国主要流域年暴雨日数
变化趋势不同（图略），珠江流域、长江流域有增多趋势；海河流域、黄河流域、辽河流域
呈减少趋势；松花江流域、淮河流域变化趋势不明显。
雨季是中国暴雨发生的主要时期，雨季的持续在某一区域内形成了雨带，因此可认为雨
带的时间变化与暴雨的时间变化是一致的。图 是雨带的推进形势示意图，细实线表示逐
候标准化雨量大值区的大致位置。在中国东部地区有三个季节性大雨带，或称为东亚夏季风
雨带，分别位于长江以南地区、长江中下游和华北至东北一带，其维持期依次为 20～34 候
（4 月 6 日—6 月 19 日），35～39 候（6 月 20 日—7 月 14 日）和 40～44 候（7 月 15 日—8
月 8 日），对应着华南前汛期雨季、江淮梅雨期和北方雨季。从细实线分布的疏密程度还可
看出这三个雨带在自南向北的移动过程中具有明显的跳跃性。相反，西部的雨区是自北向南
推进，而且并没有形成阶段性的大雨带。西部雨带在约 44 候以后减弱，并向自河套至青藏
高原东南部一带缩小，最后在高原东部，四川东部和甘肃、陕西南部一带减弱直至消失。东
西部雨带的推进形势似以黄河和长江上游一带为圆心作逆时针旋转。
暴雨形成机制
产生降水需要一定的条件，以下仅根据降水形成的宏观过程来讨论暴雨形成的一些基本
条件。
暴雨的形成条件
℃ 充分的水汽供应
暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的。据统计，上海、汉口、广州、昆明等地大雨和暴
雨绝大多数出现在比湿≥8g/kg 的日期。详情进入
℃ 充分的水汽供应
暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的。据统计，上海、汉口、广州、
昆明等地大雨和暴雨绝大多数出现在比湿≥8g/kg 的日期。但如果只靠该地区大气柱中所含
的水汽凝结产生降水，其降水量是很小的，所以除了相当高的饱和比湿外还需要有充分的水
汽供应。因此必须研究水汽供应及水汽辐合的环流形势。
通常在分析水汽条件时要综合考虑水汽含量、水汽通量、水汽通量散度、可降水量等几
个物理量。
℃ 强烈的上升运动
根据估算可知，假设地面饱和比湿为 14g /kg，如果 50mm 降水量在一天之内均匀下降，
那么降水时的最大上升速度约为 ×10-3m/s；若 50mm 降水量在 5h 降完，则降水时的最
大上升速度约为 54×10－3m/s；若 50mm 降水量在 lh 内降完，则降水时的最大上升速度为 2
60×10－3m/s。上面三种上升速度，反映了三种不同尺度系统的降水。第一种属于大尺度系
统；第二种属于中尺度系统；第三种属于小尺度系统。实际上一般暴雨，尤其是特大暴雨都
不是在一天之内均匀下降的，而是集中在 1h 到几小时内降落的，所以降水时的垂直运动是
很大的，是由中小天气系统所造成的。如此大的垂直运动，只有在不稳定能量释放时，才能
形成。所以在考虑暴雨时，必须分析不稳定能量的储存和释放的问题。为此，必须研究形成
暴雨的中、小尺度系统。
℃ 较长的持续时间
降水持续时间的长短，影响着降水量的大小。降水持续时间长是形成暴雨(特别是连续
暴雨)的重要条件。中小尺度天气系统的生命期较短。一次中、小系统的活动，只能造成一
地短时的暴雨。必须要有多次中(小)尺度系统的连续影响，才能形成时间较长、雨量较大的
暴雨。然而中、小尺度系统的发生、发展又是以一定的大尺度系统为背景的，也就是说，暴
雨总是发生在大范围上升运动区内。因此，要讨论暴雨的持续时间，就必须讨论行星尺度系
统和天气尺度系统的稳定性和重复出现的问题。副热带高压脊、长波槽、切变线、静止锋和
大型冷涡等大尺度天气系统的长期稳定是造成连续性暴雨的必要前提。短波槽、低涡、气旋
等天气尺度系统移速较快，但它们在某些稳定的长波形势控制下可以在同一地区接连出现，
造成一次又一次的暴雨过程。在特定的天气形势下，当天气尺度系统移动缓慢或停滞时，更
容易形成时间集中的特大暴雨。
暴雨的形成和强度还与层结稳定度、云的微物理过程和地形密切相关。
隐藏
水汽的分布
为了使暴雨得以发生，发展和维持，必须有丰富的水汽供应，计算表明仅仅依靠降水区气柱内所含的
水份是不够的，即使气柱中所含的水汽全部降下也只能达到 50～70mm 的降水量。从水汽的供应观点，它
必须从周围很大范围收集水汽。详情进入
对于持久性的暴雨，要求有源源不断的水汽输送，以补充暴雨发生不断耗损的水汽量，
这种水汽输送，需要特别有效的机制能在较短时间内在更大范围内为暴雨区收集所必需的水
汽量。计算表明，持续性暴雨要求的水汽辐合区是相当大的，应达到暴雨区本身面积的 10
倍以上，即供应水汽的地区比水汽集中区（水汽汇）要大一个量级（丁一汇 2005）。
根据许多暴雨和强风暴系统个例的研究，水汽的辐合主要由低层水汽通量辐合造成，尤
其是 800hPa 以下的边界层中占有很大的比重，可以达到二分之一以上。低层水汽辐合经常
可形成一条明显的湿舌，这在中低层天气图分析中常常看到。它有 5 个重要的特征：℃ 湿
舌实际上是对流层下部的一条狭窄的暖湿空气带，也是一条高静力能量舌。它不但可以对暴
雨区供应充足的水汽，而且在建立对流不稳定层结中也起着重要作用。因而湿舌的存在可以
看作是强风暴和暴雨发展的一个必要条件。℃ 湿舌的形成一般是用水汽的平流过程来解释。
在暴雨前期，随着低空西南或偏南气流加强，出现明显向北的水汽输送，水汽含量增加，结
果使暖湿空气带或湿舌不断向北伸展。如果其上有逆温层，湿空气可在其下向北扩展，尤其
低空急流的建立对湿舌的形成和向北发展起着非常重要的作用。随着湿舌的建立，湿层的厚
度也在增加，并且在更高的层次上形成湿舌。这种情况不能用平流作用说明，而与大尺度上
升运动和对流垂直输送有关。℃ 在大范围湿舌中湿度的分布是不均匀的，而具有明显的中
尺度结构，反映了中尺度对流扰动的作用。℃ 湿舌的宽度与暴雨区的垂直运动场和降水带
有一定关系。由数值试验中得到，湿舌越宽造成的垂直运动场和降水带越宽，降水总量越大。
这是由于湿舌越宽，所能释放的位势不稳定能量将越多，所产生的对流区和降水区越大。℃
湿舌（高能舌）与北侧或西侧的干区形成明显的湿度对比，形成干锋或露点锋，国外称干线。
从天气尺度看，有人称能量锋或Ω-高能舌，它们是强对流或暴雨的一种触发机制，因为围
绕这种干线，存在着一支垂直环流，上升支在湿空气区，下沉支在干区。在副热带海洋气团
或副热带高压的西界常常可观测到非常狭窄的湿度过渡区，由于辐合的南风或西南气流区与
湿度梯度大值区（或能量锋区）一致，故是雷暴与暴雨形成的有利地区，东亚的梅雨锋是一
个明显的例子。
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上升运动
降水发生在空气的上升运动区，地面或低层的空气只有通过抬升才能达到饱和，从而产生凝结，降落
下来成为降水。大气上升运动对降水强度的重要作用取决于它的量值，而后者又取决于是什么尺度系统中
的上升运动。详情进入
对于天气尺度而言（如锋区，温带气旋，高空槽前部，副热带高压边缘等）上升速度只
有 10-2m/s。由这种上升速度引起的降水量约为 100～101mm/d。因此只靠大尺度系统中的
上升运动不能引起暴雨，事实上也很少观测到上千公里的暴雨区，在水平尺度为 100～300km
的中尺度系统中（如中尺度辐合线，飑线，中尺度低压等）上升速度比大尺度系统中的上升
速度大一个量级，达到 10-1m/s。由这种上升运动引起的降水量大约为 101mm/h，达到了暴
雨的强度。对于积云尺度的小尺度系统，由于其上升速度可达 100m/s，其所造成的降水强
度约 102mm/h，达到了大暴雨的量级。因而在不同尺度的天气系统中，同暴雨直接有关系
的是中、小尺度上升运动，因而中小尺度系统是直接造成暴雨的天气系统。但大尺度的上升
运动为中小尺度上升运动的形成和增强提供了必要的环境条件和触发机制，因而大尺度上升
运动的存在是暴雨发生发展的先决条件。
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地形的影响
从我国各地多年平均大暴雨日数图可以看出，暴雨日数最多的地区大多位于山脉的东南迎风坡，如太
行山、伏牛山、大别山、武夷山和南岭等（陶诗言，1980）。地形对暴雨的影响主要表现在：地形产生的
垂直速度和风场变化对暴雨的动力作用；山地、平原、海陆等地形差别造成的下垫面热力性质不同对暴雨
中小系统的影响（陈锡璋，1982）。详情进入
地形与降水的关系很密切，在同样的天气形势下，迎风坡的降水要比其他地区大。例
如 1996 年 8 月上旬华北发生特大暴雨时，由于低层盛行偏东风，而在太行山的迎风坡(东坡)
上雨量最大（图 ）。研究表明，地形对暴雨的落区和幅度有影响，如山脉地形对 1998 年６
月中旬梅雨暴雨有加强和增幅作用，湖北省的局地地形对武汉、黄石地区的突发强降水的落
区有较大影响（陶诗言，2001）。
地形抬升的垂直速度伸展高度虽然很小，但由于低层湿度大，因此它所造成的降水量有
时却是不可忽视的。例如对 7209 号台风的计算表明，在台风登陆前，台风暴雨主要是地形
作用形成，而在台风登陆后，则是由系统作用与地形作用相结合所造成。
地形的动力作用还表现在地形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，因而影响垂直运动和降水。例如当盛行风朝着喇叭口地形（所谓喇叭口地形即是三
面环山，一面开口的谷地）灌进时，由于地形的收缩，辐合引起上升运动的加强和降水量的
增大。1963 年 8 月上旬河北省的大暴雨，太行山东侧的獐貘站日降水量达到 865mm，除地
形抬升作用外，喇叭口地形的收缩作用也是很显著的。
此外，在山脉的背风面，在一定的大气条件下，还可产生背风波。在背风波的上升气流
处，气块抬升，不稳定能量释放，有降水形成。这种降水组成带状，一排排地与山脉平行。
环流背景与天气系统
暴雨是各种尺度天气系统相互作用的产物，尤其是特大暴雨或持续性暴雨，都是几种尺
度的天气系统(行星尺度、天气尺度、中尺度和小尺度)相互作用的情况下发生的。大系统制
约和孕育小系统的发生和发展，小系统产生以后能成长壮大，反过来又能对大系统起作用，
这使整个暴雨系统能继续维持或加强。这里涉及到小扰动在大尺度环境中发生和增长的问题，
又涉及到小扰动发展时对大尺度场的反馈问题。从数学上看这种不同尺度天气系统相互作用
的问题是一种非线性的很复杂问题，暴雨预报的困难在很大程度上也就存于此。
大尺度环流背景
大尺度系统的作用
持续 2d 以上的暴雨预报必须考虑大（行星）尺度(3000～8000km)天气系统的作用。
暴雨出现在扰动停滞的时期，这时候大尺度系统往往出现一次调整过程或是行星尺度系
统持续某种形势，这使得在某地区接二连三地有扰动发生和发展。陶诗言在《中国之暴雨》
中总结大（行星）尺度系统对暴雨的作用主要有如下三方面：
℃ 制约天气尺度系统的活动
行星尺度系统并不直接产生暴雨，而是通过制约直接影响暴雨的天气尺度系统的活动来
间接对暴雨产生作用的。这种制约作用表现在四个方面：
℃ 影响天气尺度系统的移动速度。例如，如果下游有高压脊发展和稳定，可使上游系
统(如高空槽)受阻，移速减慢，这可以使系统中的降水增强。如果大范围形势是稳定的阻塞
形势，则可使造成暴雨的天气尺度系统停滞少动，从而在某地区产生持续性暴雨。
℃ 行星尺度系统可以影响天气尺度系统的强度变化。当形势调整产生有利于天气尺度
系统发展的有利环境条件时，可使天气尺度系统迅速发展，系统中的暴雨也相应增强。在台
风暴雨、气旋暴雨中常常见到这种情况。
℃ 使影响暴雨的天气尺度系统能重复出现，造成持续性暴雨。例如，当长波槽维持在 100
°E 上空，而朝鲜上空为高空反气旋盘踞时，从高原上相继有西南涡向华北方向移动，每一
个西南涡移到华北时将停滞，造成一场暴雨。这种天气尺度系统重复出现，要求行星尺度的
形势比较稳定。
℃ 造成不同尺度天气系统间的相互作用。例如，当中高纬度大形势调整时，如果中纬
度长波槽与较低纬度的低涡或台风同位相叠加时，西南涡或台风中的降水会增强。又例如当
副热带高压西伸时，可使副热带高压南侧的东风扰动西移深入内陆。当这个东风扰动同西风
带中向东移动的高空槽同位相叠加时，也可以使东风扰动中的降水增强。
℃ 决定大范围雨区出现的范围
大范围雨区一般出现在长波槽前面，当行星尺度系统出现调整时，雨区位置也就改变。
如果根据环流演变或调整的趋势，能确定未来长波槽的位置，就有可能报出暴雨区最可能出
现的地区。例如当预报长波未来将西退 30 个经度时，则暴雨区也将相应西移同样距离。原
来的暴雨区是不会后退的，而是在西面新生一片雨区。副热带高压北上时，雨区也会向北移。
℃ 决定暴雨区的水汽来源或水汽通道
水汽的来源或水汽输送的通道由大范围环流形势决定。我国暴雨的水汽来源主要有两个
地区：一是南海或孟加拉湾地区，另外是东海或黄海部分地区。
当副热带高压西伸，或位置偏南时，副热带高压西侧一般盛行较强的西南气流或西南低
空急流，这时候水汽输送主要来自南海或孟加拉湾，尤其当西南地区有低涡或盂加拉湾有热
带低压发展时，来自南海的水汽输送更强。
如果副热带高压位置偏北，并且热带辐合区或台风也北上，这时在副热带高压与热带辐
合区之间或副热带高压与台风之间会出现强劲的偏东气流，水汽输送主要来自东海。
有时候在暴雨前期，以偏南的水汽输送为主，但在后期转为偏东的水汽输送。这主要是
由于此时出现了大形势调整。有时在一场暴雨中同时有来自偏南或偏东的水汽输送，这对暴
雨区水汽的供应最有利。
行星尺度系统只能控制影响暴雨的天气尺度系统，其本身并不能决定会不会有暴雨出现。
在同一种行星波形势下，有时会出现暴雨，有时候却不出现，还必须结合天气尺度系统和中
尺度系统分析，这是因为行星尺度系统只提供有利于暴雨发生的环流背景。
影响我国暴雨的几类大尺度环流系统
大范围暴雨是出现在一定的大尺度环流形势下。在这种大形势背景下，冷暖空气不断在
某个地区交绥，并使得引起暴雨的天气尺度系统或中间尺度系统发展，从而使得某地区出现
强而持续的垂直运动和水汽输送等条件，从而形成暴雨。
在我国出现的大范围暴雨，不仅与东亚环流形势密切相关，有时还与欧亚甚至整个北半
球的环流形势有关系。我国的大范围暴雨不少是发生在中纬环流型出现明显调整的时期，即
环流形势从纬向型演变成经向型，或者从经向型演变成纬向型的时期。
此外，我国的一些特大暴雨还与低纬环流有密切关系，是低纬和中高纬环流相互作用的
产物。
表 给出对我国暴雨有影响的大尺度环流系统，其中西风带环流以长波系统或阻塞系
统为主，这类系统移动缓慢，变化比较小，使得中高纬度的环流形势在一定时期内保持相对
稳定，这使得引起暴雨的天气尺度系统会在同一地区多次出现或者造成天气尺度系统出现停
滞。当长波系统出现强烈发展，形成径向型环流形势时，北方的冷空气南下可达较低纬度，
而南方暖湿空气向北伸展，同时较低纬度的气旋性系统(如西南涡、热带气旋)亦可北上，在
这种大形势下，暴雨最强烈。
副热带系统同中国暴雨关系最密切，尤其是西太平洋副热带高压的进退、维持和强度变
化同暴雨关系最为密切。暴雨出现在西太平洋副热带高压的西北侧。副热带高压从春到夏，
由南向北推进，中国的主要降水带也随之北移。
对流层上部青藏高压的活动对暴雨影响也很显著，当它向东移动时，会与副热带高压打
通，能阻挡台风或西南涡北上，造成台风或西南涡停滞或少动。
热带环流系统是暴雨的主要水汽来源。大暴雨不少是出现在热带系统向北推进的时期。
尤其是盛夏，华北的暴雨常常出现在热带辐合区和台风北上的时期。
孟加拉湾风暴或低压同我国西南地区的暴雨关系最密切。孟加拉湾低气压能将大量水汽
输送到我国西南地区。
影响我国暴雨的典型大尺度环流形势
陶诗言在《中国之暴雨》中将我国大暴雨的大尺度环流形势分为三类：
稳定的经向型
稳定纬向型
第三类是过渡型，主要特征是副热带高压位置不稳定。在暴雨过程中常出现副热带高压
的明显进退。西风带环流是移动性的系统，降水时间比较短，在这类形势下暴雨的强度不如
第一、二类大。
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天气尺度系统
引起降水的天气尺度的气旋性天气系统包括锋面和温带气旋、台风及东风波、高空冷涡、
高空槽等。它们的尺度一般在 1000～3000km。预报员一般认为，这类系统是直接造成暴雨
的天气系统，其实并非如此。直接造成暴雨的是中、小尺度天气系统。天气尺度系统中的上
升运动一般小于 10-2m／s，在水汽供应充分的条件下，降水强度只有 1～2mm/h，日降水
量 24～48mm，只能造成中～大雨。目前数值预报报出来的最大降水量也只有 25mm/d，这
代表天气尺度系统的降水量。
天气尺度系统对暴雨起着以下四个作用：
℃ 制约造成暴雨的中尺度天气系统的活动
首先天气尺度系统可以提供中尺度天气系统形成的条件或环境场。中尺度天气系统的发
生需要一些基本条件，例如大气层结是不稳定的，水汽通量出现辐合，低空风场出现辐合场
和气旋性涡度场。这些条件经常伴随着天气尺度系统出现的。例如高空槽前，低空是辐合区，
这里中低空的偏南气流形成湿舌，造成水汽的集中，不同空气的平流又造成位势不稳定区，
因此在槽前常常是中尺度天气系统出现的地区。
其次，天气尺度系统有时是中尺度系统发生的触发机制。当有利于中尺度系统发生的环
境条件具备以后，中尺度系统是否出现决定有无适当的触发条件。触发条件之一可以是低空
天气尺度的辐合区，例如在低空切变线或锋面中，其上升运动有时可达有 5×10－3m/s 的量
级，如果作用时间为 6～12h，这种上升运动可造成空气块抬升 l～2km，可使不稳定能量释
放，造成强烈的对流活动。有时即使在有逆温层的情况下，上升运动也可以使逆温层破坏，
将不稳定能量释放。锋面的抬升作用最有利于触发中尺度系统的发生，当冷锋逼近不稳定的
湿舌区时，常可触发激烈的对流活动。
地面加热作用也可以引起对流发生，这种作用也常与天气尺度系统相联系。当天气尺度
系统明显发展时，其中的上升运动会加强，地面加热产生上升运动，同样可促使中尺度系统
生成。
另外，天气尺度系统还对已经存在着的中小尺度天气系统起到组织、增强或减弱作用。
中小尺度天气系统发生以后，不是随机分布的，它的分布受天气尺度系统制约。中小尺度系
统常常排列成带状和线状。在天气尺度系统作用下，中小尺度系统常发生合并或分裂现象，
使得中小系统加强、新生或减弱。
在天气尺度条件影响下，有时还可使小尺度的对流单体转化为较大尺度的强对流风暴
(如超级单体)，在这种强对流风暴中可造成强烈的暴雨。
℃ 造成在暴雨区水汽的集中
在天气尺度系统中，在低空都有大范围的水平辐合场，这可造成水汽辐合，使得在暴雨
区水汽有集中的趋势，为暴雨的发生提供充足的水汽条件。在我国，夏季暴雨的水汽来源是
西太平洋副热带高压西北侧或南侧，由偏南气流或偏东气流输送过来，在热带洋面，每天有
相当几个毫米到十毫米的蒸发量，因此气团在洋面停留一段时间就可形成非常潮湿的热带海
洋气团。夏季大陆上出现暴雨时，多数是由于有这类潮湿气团流到该地区。热带海洋气团中
的含水量最大相当于 l00mm 的降水量。如果把这种气团丝毫没有变性地搬到陆地上，并使
其强烈抬升，出现水汽凝结，凝结出来的水量一般只有一半落到地面，所以一般是下不了 50m
m 雨量的。但一次暴雨一天是能下 l00～200mm 雨量的，这就要求暴雨区上空不断地有潮湿
气团供应。水汽主要是从水平方向在大气中低层流入的。这就是说，在暴雨区外围，水汽含
量在减少，用来补充暴雨区中的水源。要使得暴雨区能够维持，这就要求暴雨外围区在大尺
度流场中出现水汽的辐合。这个大尺度水汽辐合区比暴雨区面积至少大 10 倍以上，这样才
能使暴雨的外围区不断有水汽积累用来供应暴雨中的水源。
这种大尺度的水汽辐合一般出现在天气尺度的系统(如气旋和锋面)中，这也说明为什么
暴雨大多数出现在这种天气尺度系统中。
在提供暴雨区水汽的过程中，低空急流起着很重要的作用。低空急流是水汽主要的输送
者，它可以造成明显的湿舌和水汽集中，许多大暴雨或强对流暴雨都与湿舌的存在有密切关
系。
由于天气尺度辐合作用，一方面造成水汽向暴雨区集中外，同时大尺度辐合场中的上升
运动使湿层变厚。观测表明，在低层出现由水汽水平输送形成向北或向西伸展的湿舌时，湿
层厚度也明显增加，这种湿层厚度的增加是由天气尺度辐合场中的上升运动造成的。湿层的
厚度可以表示暴雨区水汽集中的程度。一般当湿层厚度达到 700hPa 时，就有利于暴雨的发
生。同时，湿层的增强还能触发中小尺度系统的发生。
℃ 在天气尺度系统中，上下不同性质空气的平流造成位势不稳定层结
我国夏季的暴雨多数出现在强对流的活动时期，强对流的出现要求有大量不稳定能量的
释放，因此强位势不稳定的出现是暴雨形成的重要条件之一。在天气尺度的气旋性系统中最
有利于位势不稳定的建立。
℃ 天气尺度系统中的风速垂直切变有利于中小尺度系统的发生和维持
在天气尺度的系统中，高低空气流的方向常有明显差别。例如低层是偏东或偏南气流，
到中层或高层顺转成偏西或偏北气流，高低空气流形成明显的风垂直切变。强的风垂直切变
能使积云中的对流变成有组织的上升气流，有利于积雨云不断发展，维持长时间的对流活动。
对暴雨有增强的作用，一般在高低空急流轴相交处，垂直切变最大，这里也是强对流天气的
落区。但对暴雨来说，要求大尺度场有一定程度的风垂直切变，形成位势不稳定层结，并且
使积雨云中上升运动变成有组织。但如果垂直切变太强，高空的卷云砧伸展甚远，这时积雨
云中的大量水滴被高空急流带走，不能降落地面，虽然对流活动强烈，但降水量并不会很大。
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中尺度系统
中尺度天气系统是直接造成暴雨的天气系统，尤其是中-β、中-γ尺度系统是许多国内外
暴雨和强对流外场试验计划的焦点，但专门的中尺度观测网都是布置在特别地区和时段。常
规气象观测网一般很难观测到中尺度天气系统的详细发生发展过程。这是目前暴雨预报的一
个难点。它们的水平尺度在几十～几百公里，生命期几个小时。其地面辐合量级为 10-4s-1，
降水强度可达到或超过 10mm／h，因此只要连续 5h 的降水就可以造成暴雨。中尺度系统包
括中尺度切变线(或辐合线)、中尺度低压、中高压(或雷暴高压)以及对流层中层明显的湿度
不连续带等。中尺度天气系统是在天气尺度环流背景上发展起来的，它对暴雨有两个作用：
℃ 造成暴雨的直接天气系统。在中尺度系统中，有强上升运动(垂直上升运动达 10-2～
1m/s)，对水汽通量的辐合而言，要比天气尺度系统的水汽辐合大一个量级；并且在中尺度
系统中有明显的位势不稳定层结，因而可造成强烈的暴雨。1973 年 7 月 2 日 20:00—3 日 02:
00，北京 6h 降水量达到 ，这是由于有四次中尺度扰动引起的。中尺度降水系统可
分成移动性和停滞性两类。当有多次移动性中尺度扰动向某地汇集或者某个中尺度扰动在某
地停滞，这两种情况可引起成灾的暴雨。
℃ 中尺度系统对积云对流活动有明显的组织和增强作用。在中尺度环流的组织下，积
雨云团大部分成线状或带状排列，成为中尺度对流带，相应造成中尺度雨带。
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高低空急流与暴雨的关系
高空急流
高空急流是对流层上部（300～100hPa）集中的强风速带，在中高纬度为西风急流，低
纬为热带东风急流。过去的许多研究表明，高空急流与降水之间有密切的关系，但并不是说，
高空急流的出现和来临，一定对应着某地区暴雨的发生。在东亚地区，降水或暴雨区主要位
于急流入口区右侧和出口区左侧，这里是明显的上升运动区。根据国内气象工作者的统计结
果（如郑秀雅等，1992，对东北辽宁地区），78%的暴雨个例受高空急流的影响，并且区域
性大暴雨和特大暴雨均位于急流中心右后侧（入口区右侧），面积大，而发生在急流中心左
前侧（出口区左侧）的暴雨范围较小，而在急流中心的右前侧暴雨的范围和强度都比较小。
江淮地区的暴雨也主要出现在西风高空急流中心入口区右侧的上升运动区。
低空急流
低空急流（LLJ）是位于 3km 以下层中风速最大值在 12m/s 或 16m/s 以上的强风速带。
它被认为是为中纬度暴雨和强风暴提供热量、水汽和动量最重要的机制，因而与暴雨的形成
和维持有密切的关系。许多统计结果表明，LLJ 与中国各地区暴雨之间正相关关系很高。低
空急流按风向分可有三类：最常见的是西南风低空急流，它有很强的风速，并与东亚夏季风
活动和高空槽东移密切相关；第二类是东南风急流，气流主要来自东海，甚至黄海。当副高
位置偏北时或台风北上时，常出现这种东南季风型的急流。由于长江以北的大地形多呈南北
走向，所以在迎风面形成暴雨。这种低空急流也可出现在华南；第三种低空急流是偏东风急
流。它常沿 40ºN 在 700hPa 以下出现在银川—老东庙—敦煌—若羌一线。在新疆塔里木盆地
经常出现这种偏东风低空急流。它的形成与出现与中国东部的东南风低空急流原因不同，它
与中纬低层高压南侧的东风急流在地形作用下形成的回流有关（西北预报员称“东灌”）。低
空急流对于暴雨有三种作用：通过低层明显的热量与水汽输送有利于暴雨发生前不稳定层结
的建立与以后的不断重建；在低空急流轴左前方是正涡区和气流辐合区，可以产生明显的上
升运动；通过这种动力抬升可触发和维持暴雨的发生。
许多暴雨个例中高空急流和低空急流会同时出现，当它们的垂直环流圈（主要是上升运
动区）相互耦合时，对暴雨会产生重要的影响。其中有两种情况，一种是当高空急流达到一
定强度时，可以在急流出口区诱生出偏南的低空急流。根据高空急流次级环流理论，在急流
出口区，存在着一个右侧下沉和左侧上升的间接环流，高空的非地转风是北风，而低层的回
流是南风，在科氏力作用下，它可演变成西南气流，只要急流中心足够强，低层诱生的偏南
气流可以达到一定的强度而形成低空急流或成为低空急流的重要部分。这个事实说明高空与
低空急流是相互耦合的，而不是分离的。上述由高空急流诱生出的低空急流及其与高空急流
的耦合过程在中纬度地区经常可以观测到，它是气旋的发生以及有组织强对流系统和暴雨形
成的一个重要因子。另一种高低空急流耦合的情况出现在高空急流的入口区右侧。这常在东
亚梅雨期观测到。当西南低空急流移近高空急流入口区右侧的上升运动区时，低空急流左前
方的上升运动区可以与高空急流入口区右侧的上升运动区相叠加，形成强上升运动，暴雨经
常出现在这个耦合的强上升区中。
梅雨时期高空急流与低空急流垂直环流耦合的概略图
黄淮流域持续性暴雨时期高低空急流的耦合
环流背景与天气系统
暴雨是各种尺度天气系统相互作用的产物，尤其是特大暴雨或持续性暴雨，都是几种尺
度的天气系统(行星尺度、天气尺度、中尺度和小尺度)相互作用的情况下发生的。大系统制
约和孕育小系统的发生和发展，小系统产生以后能成长壮大，反过来又能对大系统起作用，
这使整个暴雨系统能继续维持或加强。这里涉及到小扰动在大尺度环境中发生和增长的问题，
又涉及到小扰动发展时对大尺度场的反馈问题。从数学上看这种不同尺度天气系统相互作用
的问题是一
