第二節(jié)要素預(yù)報

第二章要素預(yù)報學(xué)習(xí)要點

本章介紹了天空狀況、天氣現(xiàn)象、降水量、溫、濕、風(fēng)等常規(guī)氣象要素的預(yù)報方法和預(yù)報思路。

天空狀況、天氣現(xiàn)象、降水量、溫、濕、風(fēng)等常規(guī)氣象要素的預(yù)報，是各級氣象臺站日常業(yè)務(wù)預(yù)報服務(wù)的基本內(nèi)容。只有正確分析和預(yù)報大氣運動變化過程，才有可能準(zhǔn)確預(yù)報氣象要素。在實際業(yè)務(wù)中，也經(jīng)常遇到天氣過程預(yù)報正確，而天氣預(yù)報還是不成功的情況。原因是多方面的，如：沒考慮到季節(jié)變化，沒注意到地形條件的影響等。因此，要制作出正確的氣象要素預(yù)報，除考慮天氣形勢發(fā)展變化外，還要弄清楚當(dāng)前氣象要素和天氣現(xiàn)象本身的變化規(guī)律，并考慮這種變化對其它氣象要素的性質(zhì)和整個天氣性質(zhì)的影響。同時，還需注意到自然地理、地形特點對氣象要素可能產(chǎn)生的影響。2.1天空狀況2.1.1天空狀況的基本含義天空狀況是以實際云量、云屬和云高等大氣狀況和陽光投射程度來決定的，分晴天、少云、多云、陰天四種情況（中國人民解放軍空軍司令部1977）。當(dāng)出現(xiàn)濃霧、沙塵暴等天氣現(xiàn)象時，天空狀況為不可辨。

詳情進入天空狀況是以實際云量、云屬和云高等大氣狀況和陽光投射程度來決定的，分晴天、少云、多云、陰天四種情況（中國人民解放軍空軍司令部1977）。當(dāng)出現(xiàn)濃霧、沙塵暴等天氣現(xiàn)象時，天空狀況為不可辨。晴天：天空無云，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；陰天：天空陰暗，密布云層，或稍有云隙，而仍感到陰暗。隱藏2.1.2云狀、云量、云高云是懸浮在空中由大量水滴、冰晶或二者的混合體組成的可見聚合體，底部不接觸地面。云的運動可顯示氣流的移向、移速。云狀的演變常常也能表明大氣的結(jié)構(gòu)狀況和天氣變化。云和霧沒有本質(zhì)的不同，區(qū)別僅在于霧的下界是地面，而云底和地面間有一段距離。

詳情進入云的外形稱云狀?？蓜澐譃槭畟€類型：卷云Ci、卷積云Cc、卷層云Cs、高積云Ac、高層云As、層積云Sc、層云St、雨層云Ns、積云Cu和積雨云Cb（見表3.1）。云量是指云遮蔽天空視野的成數(shù)。將天空分為10等份，其中被云遮蔽的份數(shù)，即為云量。云量由目測估計而得。碧空無云，云量為0；云蔽天空6成，云量為6。高、中、低云共同蔽天的份數(shù)，稱“總云量”；低云蔽空份數(shù)，叫“低云量”。地球表面云量分布很不均勻，赤道附近全年云量最多，南北緯20～30°沙漠地區(qū)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，可分為高云、中云、低云三個云族（見表2.1）。其中高云距地高度在5000m以上，完全由冰晶組成；中云在2500～5000m，屬于冰水混合云；低云的高度在2500m以下，基本是水滴組成的。云高隨季節(jié)、天氣條件和不同經(jīng)緯度而有所變化。一般情況下，降水多由中低云產(chǎn)生。

隱藏2.1.3天空狀況的預(yù)報天空狀況的預(yù)報主要是對云的監(jiān)測與預(yù)報。云的預(yù)報是氣象要素預(yù)報中的重點內(nèi)容之一。這是因為云是產(chǎn)生降水的基礎(chǔ)載體，同時也直接影響其它氣象要素的變化，例如影響溫度和濕度的變化等。因此，分析和研究形成云的基本條件、生消規(guī)律，做好云的預(yù)報是十分重要的。詳情進入云的形成云是由大氣中水汽凝結(jié)或凝華而形成的。通常這一現(xiàn)象是在空氣中水汽達(dá)到飽和狀態(tài)時出現(xiàn)。使空氣中水汽達(dá)到飽和狀態(tài)的基本原因是空氣的冷卻作用。凝結(jié)核也起著重要作用，但因為凝結(jié)核在大氣中總是很多，因而一般天氣預(yù)報中不做具體研究。相反，云的消散則一般是由于云區(qū)中溫度的升高和濕度的劇烈降低，使水滴蒸發(fā)和冰晶升華而發(fā)生。

對氣象要素有影響的云主要集中在對流層。因此，在判斷和預(yù)報云的時候，要知道引起對流層中氣溫和濕度發(fā)生變化的原因。其中最重要的是大氣中的垂直運動，因為它會引起大氣的絕熱變化而變溫，從而促使水汽凝結(jié)或蒸發(fā)。

對云的形成和消散起重要作用的過程有下列幾種：

⑴大氣的有規(guī)則上升過程：占據(jù)廣大空間的整團空氣緩慢的上升運動，這一運動在暖鋒區(qū)內(nèi)表現(xiàn)最為明顯，此時形成Ci、Cs、As和Ns。（圖2.2）

圖2.2冷暖空氣在鋒區(qū)的層狀云系

⑵動力對流：動力對流或動力亂流就是某氣團受外力的機械作用所引起的不規(guī)則渦旋運動。摩擦產(chǎn)生的動力對流與冷鋒上產(chǎn)生的動力對流不同，前者是氣流受地面機械作用產(chǎn)生，冷鋒上的動力對流是由于冷空氣插入暖空氣下面，使冷鋒區(qū)內(nèi)暖空氣蓬勃上升而產(chǎn)生的。主要形成Cu、St、Sc、Cb等。

⑶熱力對流：熱力對流或熱力亂流也為不規(guī)則渦旋運動，但它主要是因為熱力性質(zhì)不同的下墊面上空氣受熱不勻所引起的。主要形成的云為Cu和Cb。

⑷波狀運動：波狀運動通常發(fā)生在密度不連續(xù)和大氣運動不一致的逆溫層的邊緣上。由空氣波狀運動產(chǎn)生的云有Sc、Ac、Cc等。

⑸下沉運動：下沉運動是由各種原因引起的。因為下沉運動使空氣增熱，因而遠(yuǎn)離飽和狀態(tài)。當(dāng)下沉運動發(fā)生時，云或者消散，或者變成其它的云狀。例如當(dāng)暖鋒區(qū)內(nèi)暖空氣因某種原因出現(xiàn)下沉運動時，那么Ns、As云系開始消失，或轉(zhuǎn)變?yōu)镾c、Ac。主要預(yù)報思路⑴實時資料分析

利用當(dāng)時天氣實況和它們過去24小時的變化情況，根據(jù)大氣一般條件與天空狀況之間的真實的、已經(jīng)確定下來的關(guān)系，作為制作預(yù)報的依據(jù)。

⑵考慮使天空狀況發(fā)生演變的原因，分析主要影響系統(tǒng)

從云形成、發(fā)展和消散的主要因素出發(fā)，分析高空天氣圖、地面天氣圖、圖和衛(wèi)星云圖等。通過主要天氣系統(tǒng)分析，作出低云、中云、高云的預(yù)報。如：在高空槽前和低渦的前部，暖平流區(qū)和鋒區(qū)附近，都有利于中高云的發(fā)展；850hPa急流、切變線影響區(qū)域為中、低云密集區(qū)，等等。

低云是由大氣低層的水汽凝結(jié)或凝華而形成的。預(yù)報低云時，應(yīng)著重分析大氣低層（地面和850hPa）的水汽條件和冷卻過程。低云對應(yīng)的天氣條件：鋒面低云、平（回）流低云、擾動低云和對流低云。它們之間不是完全孤立的，而是互相聯(lián)系的，在一定條件下可以互相轉(zhuǎn)化。

中、高云是在中、高空（主要指700、500hPa）上升運動作用下，使空氣冷卻凝結(jié)或凝華而形成的。中、高空水汽來源主要是靠水平輸送，冷卻主要靠系統(tǒng)上升運動和波動，中、高云的演變與中、高空天氣形勢關(guān)系最為密切。只有正確判斷中、高空溫壓場形勢的變化，把中、高云實況和形勢結(jié)合起來分析，才能做好中、高云的預(yù)報。

⑶地理、地形特征、季節(jié)和大氣狀態(tài)的日變化對云的影響

空氣有規(guī)則上升所形成的云，通常與季節(jié)變化或日變化無關(guān)。對流性云的季節(jié)或日變化最明顯。平原與山地的云變化也是不相同的。

⑷數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品解釋應(yīng)用

①有些數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品有天空狀況的直接預(yù)報（如德國數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品），這時可參考應(yīng)用其結(jié)論。

②利用天氣形勢、要素、物理量等預(yù)報場，分析主要影響系統(tǒng)、溫度條件、水汽條件、上升運動、能量變化、大氣層結(jié)等，結(jié)合預(yù)報員經(jīng)驗，制作天空狀況預(yù)報。

③運用動力統(tǒng)計學(xué)方法，建立天空狀況預(yù)測模型，制作天空云量定量預(yù)報。應(yīng)用實例下面介紹一個運用動力統(tǒng)計學(xué)方法，建立天空狀況預(yù)報模型的例子（熊秋芬、胡江林、陳永義2007），重點介紹在這項工作中對預(yù)報因子和預(yù)報量的選取、處理。

⑴預(yù)報對象

預(yù)報對象為武漢市(57494)單站天空云量。無云，云量為0；滿天是云，云量為10成。約定日平均總云量(每日02:00、08:00、14:00和20:00四個時次云量的平均值)＜4成為“晴天到少云”，日平均總云量≥8成為“多云到陰天”。

⑵預(yù)報因子

由于武漢市屬亞熱帶季風(fēng)區(qū)，不僅受中高緯西風(fēng)系統(tǒng)的影響，而且還受西南季風(fēng)、東南季風(fēng)、副熱帶高壓、臺風(fēng)等天氣系統(tǒng)的影響，選取預(yù)報因子既要能盡可能地描述大氣的運動和變化狀態(tài)，也要考慮天空云量與單站氣象要素之間的相關(guān)關(guān)系。因此，選取了武漢市日平均總云量實況(預(yù)報對象)、20:00地面氣溫、相對濕度、氣壓、風(fēng)、總云量及低云的觀測值和925、850、700、500、400hPa的位勢高度、溫度、露點、風(fēng)的觀測值及20:00EC500hPa高度、850hPa溫度、地面氣壓24h預(yù)報場等資料，同時對EC的預(yù)報場進行了組合，共構(gòu)建了81個預(yù)報因子。

⑶模型與檢驗

應(yīng)用支持向量機（SVM）方法中的兩類分類法，選用了最常用的徑向基核函數(shù)，分別建立了“晴天到少云”和“多云到陰天”兩種預(yù)報模型。制作2005年1月1日—5月31日武漢市天空云量預(yù)報，兩種預(yù)報模型平均TS評分分別為46%、72%。2.2降水2.2.1降水的定義及基本條件地面從大氣中獲得的水汽凝結(jié)物，總稱為降水，它包括兩部分，一是大氣中水汽直接在地面或地物表面及低空的凝結(jié)物，如霜、露、霧和霧淞，又稱為水平降水...

詳情進入地面從大氣中獲得的水汽凝結(jié)物，總稱為降水，它包括兩部分，一是大氣中水汽直接在地面或地物表面及低空的凝結(jié)物，如霜、露、霧和霧淞，又稱為水平降水；另一部分是由空中降落到地面上的水汽凝結(jié)物，如雨、雪、霰、雹和雨淞等，又稱為垂直降水。但是單純的霜、露、霧和霧淞等，不作降水量處理。中國氣象局地面觀測規(guī)范規(guī)定，降水量僅指的是垂直降水，水平降水不作為降水量處理。從其機制來分析，某一地區(qū)降水的形成，大致有三個過程：首先是水汽由源地水平輸送到降水地區(qū)，這就是水汽條件；其次是水汽在降水地區(qū)輻合上升，在上升中冷卻凝結(jié)成云，這就是垂直運動的條件；最后是云滴增長變?yōu)橛甑味陆担@就是云滴增長的條件。

這三個降水條件中，前兩個是屬于降水的宏觀過程，主要決定于天氣學(xué)條件，第三個條件是屬于降水的微觀過程，主要決定于云物理條件（朱乾根、林錦瑞、壽紹文等2007）。隱藏2.2.2降雨預(yù)報降雨的成因大氣降雨根據(jù)成因可分為地形雨、對流雨、鋒面雨三種基本類型。

地形雨：地形雨是暖濕氣流在運行中，遇山地阻擋被迫抬升達(dá)到凝結(jié)高度時，水汽凝結(jié)形成的降水。地形雨多集中在山地迎風(fēng)坡（雨坡）。世界上年降水多的地方基本上都和地形雨有關(guān)。如位于喜馬拉雅山南坡的印度的乞拉齊朋是世界上降水量最大的地方。

對流雨：對流雨是近地面氣層強烈受熱或動力抬升，氣團強烈上升、冷卻、迅速達(dá)到水汽飽和時形成的。對流雨強度大、時間短、范圍小，并常伴有雷電甚至冰雹，又稱熱雷雨。赤道帶全年都以對流雨為主，我國夏季的午后也常會出現(xiàn)。

鋒面雨：鋒面雨是冷暖兩氣團相遇時產(chǎn)生的降水。多形成于溫帶，是中高緯度地帶最重要的降水類型。

降雨預(yù)報根據(jù)產(chǎn)生降水的基本成因，降雨預(yù)報通常主要分析水汽條件和垂直運動條件。

——水汽條件

⑴水汽的空間分布

空氣中的水汽主要分布在大氣低層，通常600hPa高度層以上水汽含量較少，因此，分析低層（一般以925、850和700hPa為代表）的水汽含量及其飽和程度，對考慮降水有著重要的意義。通常低層等壓面上的等露點線，可以表示低層的水汽分布。露點高值區(qū)為濕中心區(qū)或濕舌所在，水汽含量大，容易產(chǎn)生降水。等壓面上的等溫度露點差線，可以表示該氣壓層高度上水汽的飽和程度。飽和區(qū)域及接近飽和區(qū)域，通常與云和降水區(qū)相聯(lián)系。此外，還需考慮水汽的變化情況。各層等壓面上的露點隨時間變化情況，可以展現(xiàn)水汽的變化，分析濕度場和流場，可以判斷特定區(qū)域水汽的增減趨勢。

⑵水汽來源

水汽來源不同，空氣中的水汽含量也不一樣，它直接影響著降水的形成和降水的強度。我國降水的水汽來源，主要是印度洋上的赤道氣團和西太平洋上的熱帶海洋氣團。

赤道氣團所處的緯度低，氣溫高，水汽含量大，尤其是這種氣團對流不穩(wěn)定層厚，對形成降水很有利。我國中部和沿海廣大地區(qū)，強烈的降水常常和這種氣團的活動有關(guān)。這種氣團可以從850和700hPa圖上的比濕分布看得很清楚。每當(dāng)我國西南地區(qū)出現(xiàn)較強的西南風(fēng)時，正是高溫高濕的赤道海洋氣團從孟加拉灣進入我國西南地區(qū)，這時四川和云南西部上空一般有濕舌出現(xiàn)，并且水汽可繼續(xù)向西南氣流的前方輸送。

熱帶海洋氣團的源地，比赤道氣團的源地所處的緯度高，溫濕條件差一些，同時，熱帶海洋氣團范圍較廣，占據(jù)的緯度南北相差較大，因此，氣團本身的水汽條件南北也各有不同。緯度較高的地區(qū)氣溫較低，水汽含量較少；緯度較低的地區(qū)與之正好相反。此外，季節(jié)不同，氣團的水汽含量也同，冬季少，夏季充沛。所以，對熱帶海洋氣團的水汽條件，應(yīng)進行更具體的分析。熱帶海洋氣團的活動，一般受太平洋高壓系統(tǒng)的支配。夏季，當(dāng)太平洋高壓位置偏北、偏西時，水汽可自黃海、東海隨著東南氣流輸送到內(nèi)陸；冬季太平洋高壓位置偏南，水汽只能從南海隨著東南氣流進入華南、西南等地。

⑶水汽輸送

水汽只有通過適當(dāng)?shù)牧鲌觯拍軓脑吹赜行У剌斔偷筋A(yù)報地區(qū)，在其它條件適當(dāng)時就會形成降水，并使降水得以維持或加強。水汽的輸送分水平輸送和垂直輸送兩種形式，一般情況下，水平輸送起主導(dǎo)作用。但是，在湖海沼澤和潮濕的地表，低空水汽充沛，當(dāng)上升氣流較強時，水汽的垂直輸送量不容忽視。它可達(dá)到和水平輸送相同的量級。

中國氣候—副熱帶高壓中國氣候-夏季風(fēng)視頻

分析水汽的水平輸送，可根據(jù)等壓面上的等露點線與等高線的分布，用類似分析冷暖平流的方法判斷。另外，水汽通量給出了水汽水平輸送的具體數(shù)值，是判斷水汽輸送的物理量。在研究是否有降水時，還應(yīng)注意分析以下幾點：

①分析預(yù)報區(qū)氣流上游的露點和風(fēng)速。當(dāng)上游的露點值越高，風(fēng)速越大時，則平流到預(yù)報區(qū)的水汽量越大，越有利于形成降水或使降水強度加大。通常，較強烈的降水，多發(fā)生在數(shù)值較高的濕中心和急流相結(jié)合的地區(qū)。

②分析預(yù)報區(qū)上空水汽的聚集情況。一般說來，產(chǎn)生較強的降水，除了有充分的水汽輸送外，還要有使水汽聚集的作用，也就是流入該區(qū)的水汽量要大于流出的水汽量。通常在沿氣流方向風(fēng)速減小的地區(qū)，也就是風(fēng)速輻合區(qū)，有利于水汽的聚集。水汽通量散度的負(fù)值區(qū)是水汽的聚集區(qū)。

③分析水汽的垂直輸送，可從水汽的垂直分布和上升運動來進行計算。在目前預(yù)報工作中，多用探空記錄了解水汽的垂直分布，并根據(jù)風(fēng)場判斷垂直運動的強弱，從而定性地估計水汽的垂直輸送。垂直水汽通量和散度給出了定量的水汽垂直輸送和聚集區(qū)。

——垂直運動條件

大氣中有了充足的水汽，還必須有使水汽冷卻凝結(jié)的條件，才能形成云和降水。大氣中有多種形式的冷卻過程，但對于降水來說，最主要的冷卻過程是絕熱上升冷卻，因為它能使空中水汽在較短的時間內(nèi)產(chǎn)生大量的凝結(jié)。

上升運動基本上可以分為兩類：一類是屬于大范圍的、系統(tǒng)性的上升運動，例如鋒面抬升、輻合上升、地形影響等；另一類是與大氣層結(jié)不穩(wěn)定相聯(lián)系的對流上升。實際業(yè)務(wù)預(yù)報中主要從以下四方面進行分析：

(1)鋒面抬升作用

鋒面是影響我國降水的重要天氣系統(tǒng)，不論冬夏，我國大部分地區(qū)的降水經(jīng)常受到鋒面影響產(chǎn)生。

鋒面降水不僅與鋒面空氣的暖濕程度有關(guān)，還取決于鋒面抬升作用的大小，而鋒面抬升作用又決定于鋒面坡度和移速。坡度越大，抬升作用越強；移速越快，對冷鋒而言，抬升作用就越大。

在實際工作中，可根據(jù)地面鋒線與相應(yīng)的700hPa圖上后傾槽線的相對位置來粗略判斷鋒面坡度的大小。一般情況下，兩者相距大時，鋒面的坡度小，其所產(chǎn)生的降水具有雨帶寬、強度小的特點；兩者相距小時，鋒面的坡度大，當(dāng)距離小于兩個緯距時，其降水具有雨帶窄、強度大的特點，在預(yù)報業(yè)務(wù)中，有些地方把它作為暴雨預(yù)報指標(biāo)。

(2)低層輻合氣流的作用

大氣低層流場的輻合也是產(chǎn)生上升運動十分重要的原因。主要用以下方法進行判斷：

①根據(jù)地面圖上等壓線或850hPa圖上等高線的形勢來判斷

在摩擦層中，由于摩擦效應(yīng)，使風(fēng)向偏離等壓線（或等高線）的方向，并指向低壓一側(cè)。因此，在低壓區(qū)和等壓線（或等高線）為氣旋式彎曲的部位，有氣流的輻合，氣旋式曲率越大，輻合越強；在反氣旋式彎曲的部位產(chǎn)生輻散，反氣旋式曲率越大，輻散越強。因而在分析上升運動時，要注意地面圖或850hPa圖上的低壓、槽和低渦動向，在它們氣旋式曲率最大的部位（如槽線附近、低壓內(nèi)部），有較強的上升運動，是容易產(chǎn)生較強烈降水的區(qū)域。

氣旋，反氣旋動畫演示

夏季，在氣壓梯度較小的反氣旋外圍，有時等壓線出現(xiàn)氣旋式彎曲，這里也有上升運動，同樣也能產(chǎn)生降水。

②根據(jù)低層的風(fēng)場判斷

分析低層氣流的輻散輻合及其強度，通常可利用850或700hPa圖上風(fēng)向、風(fēng)速的記錄。主要的輻合型式：

輻合型

圖2.1輻合型示意圖(a)（陰影區(qū)代表降水區(qū)，

實線代表輻合線，下同）單純風(fēng)速輻合分兩種情況：一種是單純的風(fēng)速輻合，即在一個地區(qū)內(nèi)風(fēng)向相同，風(fēng)速上游大于下游（見圖2.1a），其輻合量的大小，可用前后的風(fēng)速差來判定，差值越大，輻合越強。在討論降水時，必須考慮氣流的來向和速度，只有當(dāng)氣流來自濕度高值區(qū)而且速度比較大時，才有利于降水，最大的降水常出現(xiàn)在其下游有明顯輻合的地區(qū)；

圖2.1輻合型示意圖(b)輻合線的兩側(cè)風(fēng)向相反另一種是在輻合線的兩側(cè)風(fēng)向相反，風(fēng)速表現(xiàn)為明顯的輻合（見圖2.1b），其輻合量的大小，可用兩側(cè)風(fēng)速之和來判定，兩側(cè)風(fēng)速越大輻合就越強。這種輻合造成的上升運動一般較強，所以容易造成強降水，最大降水區(qū)常出現(xiàn)在輻合線的暖濕氣流一側(cè)。切變線型

這種輻合常與氣旋性切變線相聯(lián)系，有下列三種情況：

圖2.2切變線型示意圖(a)準(zhǔn)靜止鋒式切變這種切變線多呈東西走向，在切變線兩側(cè)的風(fēng)向相反，且與切變線近于平行，一般在切變線北面為偏東風(fēng)，南面為偏西風(fēng)（見圖2.2a）。這種切變輻合量小，通常只能產(chǎn)生較弱的降水，降水帶也不寬，分布在切變線附近，但是如有低渦沿切變線東移也可造成較強的降水，甚至暴雨。

圖2.2切變線型示意圖(b)冷鋒式切變這種切變線，一般在切變線的北面為偏北風(fēng)，南面為西南風(fēng)（見圖2.2b）。它通常與空中槽相聯(lián)系，自偏北向偏南移動，其降水區(qū)多位于切變線的南側(cè)。華北地區(qū)的經(jīng)驗指出：夏季當(dāng)850hPa圖上切變線北面的偏北風(fēng)大于5m/s，南面的西南風(fēng)大于10m/s時，則可能出現(xiàn)暴雨。

圖2.2切變線型示意圖(c)暖鋒式切變這種切變線一般在線的北面為東南風(fēng)，南面為西南風(fēng)（見圖2.2c）。它通常與低渦或臺風(fēng)倒槽相聯(lián)系。其所產(chǎn)生的降水多分布在偏東風(fēng)的區(qū)域里。經(jīng)驗指出：當(dāng)切變線的的南側(cè)出現(xiàn)12m/s以上的西南風(fēng)時，則可能出現(xiàn)暴雨。切變輻合型

這種類型多發(fā)生在冷鋒式切變線上。通常有兩種情況：

圖2.3切變輻合型示意圖(a)冷鋒式切變伴有偏南風(fēng)風(fēng)速輻合這種輻合上升運動強烈，容易造成強降水，其降水多出現(xiàn)在偏南風(fēng)區(qū)域里，因為這里的水汽較充沛；

圖2.3切變輻合型示意圖(b)冷鋒式切變伴有偏南風(fēng)風(fēng)速氣旋式切變它多出現(xiàn)于副熱帶高壓偏南風(fēng)“低空急流”軸的左側(cè)與西風(fēng)帶偏北氣流相遇的輻合區(qū)域里，這種輻合也很強，容易出現(xiàn)暴雨，其最強的降水區(qū)常出現(xiàn)在偏南風(fēng)區(qū)域里的風(fēng)速切變最大處。(3)高層輻散氣流的作用

低層的輻合上升運動能否維持和加強，對于降水預(yù)報來說十分重要。大氣低層的輻合與高層的輻散同時存在，并且只有當(dāng)?shù)蛯虞椇蠀^(qū)上空的輻散量大于或等于低層的輻合量時，低層的輻合才能維持或發(fā)展。

理論、實踐證明：在高空槽前或低渦的東南部的高層是比較強的輻散區(qū)，當(dāng)?shù)孛鏆庑虻蛯拥蜏u位于高空槽前或高空低渦的東南部時，地面氣旋或低層低渦容易發(fā)展，往往造成較強烈的降水。

因此，在分析降水的上升運動條件時，不但要充分利用地面圖和較低層的925、850、700hPa天氣圖，也要充分利用較高層的500或200hPa天氣圖，注意上下配合，全面分析。在分析天氣形勢配置的同時，還應(yīng)當(dāng)借助垂直速度（診斷和預(yù)報）來判斷垂直上升運動。

(4)地形的影響

地形對降水有著重要的影響。在山地或丘陵地帶，有時氣流被迫沿山坡抬升或受地形的約束而聚集，有利于產(chǎn)生上升運動；反之，氣流沿山坡下滑或流入開闊地區(qū)而散開，則有利于產(chǎn)生下沉運動。當(dāng)氣流進入河谷地帶，由于氣流的匯聚及沿坡抬升作用，上升運動強烈，降水量往往比附近要大。

山脈對降水的影響很大，一方面它能減緩或阻止天氣系統(tǒng)的移動，使山脈迎風(fēng)地帶降水時間延長；另一方面在山脈的迎風(fēng)坡上，氣流被迫抬升，能使降水強度增大。

我國地形復(fù)雜，在制作降水預(yù)報時，必須考慮地形的特點。應(yīng)用實例下面介紹一個運用動力統(tǒng)計學(xué)方法，建立天空狀況預(yù)報模型的例子（熊秋芬、胡江林、陳永義2007），重點介紹在這項工作中對預(yù)報因子和預(yù)報量的選取、處理。

⑴預(yù)報對象

預(yù)報對象為武漢市(57494)單站天空云量。無云，云量為0；滿天是云，云量為10成。約定日平均總云量(每日02:00、08:00、14:00和20:00四個時次云量的平均值)＜4成為“晴天到少云”，日平均總云量≥8成為“多云到陰天”。

⑵預(yù)報因子

由于武漢市屬亞熱帶季風(fēng)區(qū)，不僅受中高緯西風(fēng)系統(tǒng)的影響，而且還受西南季風(fēng)、東南季風(fēng)、副熱帶高壓、臺風(fēng)等天氣系統(tǒng)的影響，選取預(yù)報因子既要能盡可能地描述大氣的運動和變化狀態(tài)，也要考慮天空云量與單站氣象要素之間的相關(guān)關(guān)系。因此，選取了武漢市日平均總云量實況(預(yù)報對象)、20:00地面氣溫、相對濕度、氣壓、風(fēng)、總云量及低云的觀測值和925、850、700、500、400hPa的位勢高度、溫度、露點、風(fēng)的觀測值及20:00EC500hPa高度、850hPa溫度、地面氣壓24h預(yù)報場等資料，同時對EC的預(yù)報場進行了組合，共構(gòu)建了81個預(yù)報因子。

⑶模型與檢驗

應(yīng)用支持向量機（SVM）方法中的兩類分類法，選用了最常用的徑向基核函數(shù)，分別建立了“晴天到少云”和“多云到陰天”兩種預(yù)報模型。制作2005年1月1日—5月31日武漢市天空云量預(yù)報，兩種預(yù)報模型平均TS評分分別為46%、72%。隱藏2.2.3降雪預(yù)報降雪的成因我國降雪大部分出現(xiàn)在冬季，主要是因為冷鋒天氣系統(tǒng)的影響。冷暖空氣都較強時，11月及3月也有降雪天氣出現(xiàn)。降雪預(yù)報降雪預(yù)報除需滿足降雨預(yù)報中的水汽條件和垂直運動條件外，還需考慮降水性質(zhì)。從理論上來講，低層850hPa氣溫在0℃以上是雨，0℃以下是雪，1～3℃之間可能出現(xiàn)雨夾雪。因此，降水預(yù)報中，需區(qū)分降水性質(zhì)是否是降雪時，重點考慮低層氣溫（孫士型，陳良華，李波2000）。一般情況下，當(dāng)?shù)孛鏆鉁卦?℃以下、850hPa氣溫在0℃以下時，降水性質(zhì)為雪或雨夾雪，各地具體指標(biāo)略有差異。

分析、研究得到：

⑴低層降溫、中高層西南急流和槽前正渦度平流是產(chǎn)生降雪的必要條件，對于產(chǎn)生大雪以上強降雪還需有中層逆溫條件。

2.3溫度2.3.1大氣溫度的測定（溫標(biāo)）大氣溫度（簡稱氣溫，下同）是表示大氣冷熱程度的物理量。地面觀測中測定的氣溫是離地面1.50m高度處的氣溫。測量氣溫的儀器主要有干球溫度表、最高溫度表、最低溫度表、溫度計、鉑電阻溫度傳感器。氣溫的主要觀測項目有：定時氣溫，日最高、最低氣溫。氣溫以攝氏度（℃）為單位，取一位小數(shù)。隱藏2.3.2溫度的日、年變化氣溫的日變化氣溫的日變化主要是由某一地區(qū)所獲得的太陽輻射日變化引起的，因而它與所在緯度、季節(jié)、天氣狀況和下墊面性質(zhì)等有密切關(guān)系。對局地短期預(yù)報而言，主要考慮天氣狀況和下墊面性質(zhì)對它的影響。

天空狀況對氣溫日變化有很大的影響。白天有云時，地面接收到的太陽輻射少，最高氣溫要比晴天時低。而夜間有云時，地面不易散熱，最低氣溫反而比晴天時高。因此，陰天時的氣溫日較差比晴天時小。應(yīng)當(dāng)指出，云對氣溫日變化影響的程度與云量、云高、云厚以及云維持的時間長短有關(guān)。一般說來，云量越多，云維持的時間越長，云越低越厚，其影響也越大。

低空相對濕度大或有霧生成時，對氣溫的影響與云類似，白天使氣溫不易升高，夜間使氣溫不易降低。根據(jù)南京大校場氣象臺14年的資料，早晨有濃霧時空氣增溫率約相當(dāng)于晴天正常增溫率的1/2。夜間有霧時，由于凝結(jié)潛熱的釋放，氣溫下降就會大大減慢，一般說來，在形成霧后兩小時內(nèi)氣溫下降很少，最低氣溫比霧形成時的氣溫低得不會太多，通常不超過4℃。

降水對氣溫的日變化也有影響。由于雨滴在下落途中不斷蒸發(fā)，大量吸收周圍空氣的熱量，從而使地面氣溫降低，特別是當(dāng)白天有雷陣雨時，冷空氣隨同降水一起傾瀉至地面，往往使氣溫突降十幾度；當(dāng)下雪時，氣溫一般降低不太明顯。

風(fēng)對氣溫日變化有重要的影響。風(fēng)速大時，亂流交換強，有利于空氣的熱量上下交換。在白天增溫的時段內(nèi)，由于亂流交換，會使下層空氣的熱量向上傳遞，從而使近地面層空氣增溫減慢；夜間有亂流交換，促使上面的熱量向下傳遞，使近地面空氣降溫減慢。風(fēng)速愈大，這種作用就愈明顯。所以，有風(fēng)時氣溫日變化小，無風(fēng)或微風(fēng)時氣溫日變化大。如在北京，當(dāng)夜間風(fēng)速達(dá)2～3m/s時，最低氣溫比靜風(fēng)時要高2℃左右。

大氣（尤其是低層大氣）層結(jié)穩(wěn)定度對地面氣溫日變化的影響也比較明顯。當(dāng)氣團層結(jié)很穩(wěn)定時（如圖2.4中層結(jié)曲線A），日出后，太陽使地面增溫，由地面供給大氣的增熱量不易向上輸送，只能分布在較薄的氣層內(nèi)（如圖中C1點以下的氣層），地面氣溫升高較快，因此氣溫的日變化較大。而當(dāng)氣團的層結(jié)不太穩(wěn)定時（見圖2.4中層結(jié)曲線B），在同樣的天氣條件下，增熱量是相同的，但由于增熱量將分布在較厚的氣層內(nèi)（如圖中C2點以下的氣層），地面氣溫的上升就較慢，因此氣溫日變化也就較小。氣溫日變化與大氣層結(jié)的這種關(guān)系，可用于陸地晴天最高氣溫的預(yù)報中。

下墊面性質(zhì)對氣溫日變化的影響：不同性質(zhì)的下墊面，熱容量是不同的。熱容量大的下墊面，增溫和冷卻都比較慢，氣溫日變化就??；反之就較大。海水的熱容量大，同時又有蒸發(fā)、流動等特性，因此海水溫度日變化小，相應(yīng)的海上氣溫日變化也小，例如在遠(yuǎn)海上的氣溫日較差只有1～2℃。與此相反，沙漠地帶的熱容量最小，氣溫日較差也就最大，可達(dá)20～30℃。干燥土壤次之，潮濕的土壤又次之。一般說來，潮濕地表的氣溫日較差比干燥地表約小2℃左右。在有積雪覆蓋的地表，比潮濕土壤上的氣溫日較差大，這是因為積雪面上的最低氣溫比潮濕地表上的最低氣溫要低得多的緣故。

此外，由于地理條件所引起的山谷風(fēng)、海陸風(fēng)等，對氣溫日變化也有一定的影響。

氣溫的日變化，隨著高度的升高將逐漸變小，離開地面2km高度以上，這種日變化已不明顯，冬季約為1～2℃，夏季約為3～4℃氣溫的年變化因自然氣候波動與人類活動對生態(tài)環(huán)境干預(yù)的共同影響，導(dǎo)致全球變暖。政府間氣候變化專門委員會(IPCC)第三次評估報告指出：近百年來，地球氣候正經(jīng)歷一次以全球變暖為主要特征的顯著變化，自1860年有氣象儀器觀測記錄以來，全球平均溫度升高了0.6℃。最暖的13個年份均出現(xiàn)在1983年以后。20世紀(jì)以來，1998年最暖，2002年和2003年分別為第二和第三暖年。

根據(jù)日本氣象廳網(wǎng)2008年3月5日報道，日本氣象廳根據(jù)全球各觀測站資料，繪制的1891—2007年全球年平均地面氣溫距平直方圖（見圖2.5）。其中2007年全球年平均地面氣溫(陸地地表氣溫和海面水溫的平均)距平為+0.28℃，是1891年以來第6個高值。全球年平均地面氣溫變化的傾向率為0.67℃／lOO年，特別是在20世紀(jì)80年代以后，頻繁出現(xiàn)高溫年。全球年平均地面氣溫距平最大的年份分別為1998年(+0.37℃)、2005年(+0.32℃)、2002、2003、2006年(+0.31隱藏2.3.3溫度預(yù)報溫度預(yù)報原理某一地方的溫度變化可以用熱流量方程表示

上式項，因變壓和氣壓平流引起的溫度局地變化很小，在實際預(yù)報中可以不必考慮，下面討論其他三項對溫度局地變化的影響。

⑴溫度平流對氣溫局地變化的影響

在水平氣流方向上氣溫分布不均勻時，空氣水平運動將引起氣溫局地變化，暖平流使局地氣溫上升，冷平流使局地氣溫下降，因而氣溫變化的程度決定于溫度平流的強度。在熱力性質(zhì)比較均勻的氣團內(nèi)部這一項對溫度局地變化的作用很小，但在鋒面附近或鋒生場中這一項作用卻很大，常可在溫度預(yù)報成敗中起決定作用。在冬半年，我國冷空氣活動頻繁，冷鋒可以直達(dá)華南地區(qū)。冷鋒過測站后氣溫驟降，24h內(nèi)可降15～20℃。在春末夏初之際，長江流域因受暖平流影響而有鋒生時，短期內(nèi)氣溫也可以顯著上升。

溫度平流對溫度預(yù)報十分重要，實際工作中一般采用鋒后測站的24h變溫值作為判斷平流強度的依據(jù)；也可以在上游選擇固定的指標(biāo)站，統(tǒng)計出鋒過指標(biāo)站與鋒過本站后兩地氣溫變化的相互關(guān)系作為判斷平流強度的依據(jù)。在形勢變化較大時，就不能簡單地套用，而必須結(jié)合天氣形勢預(yù)報來進行。如果預(yù)報冷鋒在南下過程中將有鋒生，那么相應(yīng)地就應(yīng)該預(yù)報冷平流強度也要加強；如有鋒消，則應(yīng)有相反的變化。此外，還要注意云、雨、亂流交換等天氣條件差異的影響。

⑵垂直運動對局地氣溫變化的影響

垂直運動對局地氣溫變化的影響，主要是通過垂直運動的方向、強度和大氣的穩(wěn)定度來實現(xiàn)的。當(dāng)大氣層結(jié)穩(wěn)定即（未飽和空氣）或（飽和空氣）時，如有上升運動（ω＜0），當(dāng)?shù)貧鉁鼐蛯⑾陆担欢邢鲁吝\動（ω＞0）就會引起局地氣溫上升。例如寒潮冷鋒剛過北京時，因為冷空氣從蒙古高原下來，加上鋒后熱力環(huán)流為下沉，強烈下沉作用，抵消冷平流降溫，使得北京局地氣溫變化較小。強烈的降溫出現(xiàn)在風(fēng)減小為靜風(fēng)晴夜。

⑶非絕熱因子對局地氣溫變化的影響

氣溫的非絕熱變化是空氣與外界熱量交換的結(jié)果（主要有輻射、水汽相變而釋放潛熱、亂流傳導(dǎo)等），在低層大氣中表現(xiàn)比較明顯。

對某一固定地點來說，太陽輻射和地表輻射都具有明顯的日變化，因而氣溫也相應(yīng)地有明顯的日變化。運動著的氣團由于受到不同下墊面的影響，并通過輻射、亂流以及蒸發(fā)凝結(jié)作用使其溫度就發(fā)生變化。因此氣溫的非絕熱變化主要表現(xiàn)為氣溫的日變化和氣團的變性。地面氣溫的預(yù)報地面氣溫的變化大體上有兩種不同的情況，因此預(yù)報方法按具體情況也有所不同。一種是在同一氣團內(nèi)，氣溫的變化比較和緩，日變化的規(guī)律比較明顯，所以預(yù)報時應(yīng)著重考慮影響氣溫日變化的因子；另一情況是當(dāng)有鋒面過境時，氣溫會發(fā)生急劇的變化，這時應(yīng)考慮鋒面過境后冷暖平流的強度。在日常預(yù)報業(yè)務(wù)中，對地面氣溫的預(yù)報，主要是預(yù)報最低氣溫和最高氣溫。

⑴在同一氣團內(nèi)地面氣溫的預(yù)報方法

預(yù)報在同一氣團控制下的地面氣溫時，要參考前一天氣溫變化的情況，同時還要結(jié)合應(yīng)用一些統(tǒng)計資料和相關(guān)圖解。

①最低氣溫的預(yù)報

應(yīng)用夜間降溫量的統(tǒng)計資料預(yù)報最低氣溫。同一氣團內(nèi)的最低氣溫通常出現(xiàn)在早晨，一般用當(dāng)天傍晚18時的氣溫（T18）為基本值，考慮到當(dāng)晚至次日早晨的降溫量（△T），以基本值減去夜間的降溫量就可得到預(yù)報的最低氣溫（Tm），即Tm=T18－△T。

夜間的降溫量（△T）是從歷史資料中統(tǒng)計而得，統(tǒng)計是按天氣條件分類進行的?？墒孪劝亚蟮玫模ā鱐）值列表或制成圖解，以便預(yù)報時應(yīng)用。

圖2.6北京1月份夜間降溫量查算圖北京1月份夜間降溫量查算圖2.6為北京1月份夜間降溫量查算圖。它是根據(jù)歷史資料，細(xì)致地考慮云和風(fēng)的影響而作出的點聚圖。圖中縱坐標(biāo)為預(yù)報當(dāng)天夜里的低云量（取平均值），如果有中、高云，可按其影響有效輻射程度折算成低云。本例采用的折算關(guān)系是，10Ｃs≈7Ac≈4Sc。橫坐標(biāo)為預(yù)報的風(fēng)速（取平均值）。圖中曲線為夜間降溫量等值線（單位為℃）。如果能夠準(zhǔn)確地預(yù)報出當(dāng)天夜里的云量和風(fēng)速，即可從圖中查得夜間降溫量，從而預(yù)報出次日的最低氣溫。如北京一月份某日18時的氣溫為-5℃，預(yù)報夜間平均低云量為5成，平均風(fēng)速為2m/s，從圖中查得降溫量是5.5℃，所以預(yù)報第二天早晨的最低氣溫Tm=T18-△T=－5－5.5=－10.5℃。

上述方法，考慮了云和風(fēng)對夜間降溫量的影響，此外，有的還選用18時的T－Td值（即地面濕度情況），作為訂正夜間降溫量的因子之一。

②最高氣溫的預(yù)報

應(yīng)用最高氣溫日際變量（即當(dāng)日最高氣溫與次日最高氣溫之差）的統(tǒng)計資料預(yù)報最高氣溫。以當(dāng)天的最高氣溫為基本值，考慮影響最高氣溫日際變量的因素，可用以預(yù)報次日的最高氣溫。最高氣溫多出現(xiàn)在14:00—16:00。因此，可以認(rèn)為最高氣溫的日際變量與白天低云量和風(fēng)向風(fēng)速的日際變化關(guān)系較大。如再考慮降水對它的影響，則其關(guān)系可寫成：

△T(日際)=△TN+△TD+△TR

式中△TN為白天低云量日際關(guān)系所引起的變溫；△TD為白天風(fēng)向風(fēng)速日際變化所引起的變溫；△隱藏2.3.4溫度預(yù)報實例下面的例子為襄樊市氣象臺利用北京MM5預(yù)報、T213數(shù)值預(yù)報、上級指導(dǎo)預(yù)報產(chǎn)品，使用集成預(yù)報方法制作分縣氣溫預(yù)報。

資料來源與處理：北京MM5預(yù)報、T213數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品中，均選取1000hPa溫度格點預(yù)報。采用距離權(quán)重法將其插值到所選的7個預(yù)報站點上，計算出各站點上相對應(yīng)24h內(nèi)的溫度預(yù)報值。分別挑出MM5、T213產(chǎn)品中各預(yù)報站點上氣溫最大、最小值，作為該產(chǎn)品對該預(yù)報站點24h最高、最低氣溫的預(yù)報值。另讀取上級指導(dǎo)預(yù)報產(chǎn)品中的分縣氣溫預(yù)報值。

集成預(yù)報方法：考慮不同預(yù)報方法對不同預(yù)報站點的預(yù)報能力，同一種方法對不同站點的預(yù)報效果不盡相同，可使用不同權(quán)重。分別對各種預(yù)報方法在各預(yù)報站點上的預(yù)報值按預(yù)報評分原則進行Ts評定。

設(shè)第i站第k種方法的權(quán)重系數(shù)為Ai，k(t)=Pi，k(t)/∑Pi，k(t)，其中Pi，k為第i站第k種方法的Ts評分，那么第i站的集成預(yù)報值為Zi(t)=∑Ai，k(t)Yi，k(t)，其中Yi，k為第i站第k種方法的預(yù)報值。

由于某種預(yù)報方法在不同天氣氣候背景下、不同時段內(nèi)預(yù)報效果是不同的，為了吸收某種預(yù)報方法在某時段內(nèi)可能表現(xiàn)較好的長處，權(quán)重系數(shù)需相應(yīng)調(diào)整。采用卡爾漫濾波方法，每旬調(diào)整一次權(quán)重系數(shù)Ai，k(t)。

系統(tǒng)在運行中，當(dāng)某種預(yù)報資料短缺時，將影響預(yù)報效果，故要求資料盡量接收完整。

預(yù)報檢驗：通過投入業(yè)務(wù)運行，分別對2007年10—12月和2008年1—5月襄樊各縣市進行24h氣溫預(yù)報評定，同時分別對各種預(yù)報產(chǎn)品和方法的24小時預(yù)報結(jié)果進行評定，評定方法采用│F-O│≤2℃2.4濕度2.4.1空氣濕度參數(shù)濕度是空氣濕度的簡稱，空氣濕度是用來表示空氣中的水汽含量多少或空氣潮濕程度的物理量。在一定的溫度下一定體積的空氣里含有的水汽越少，則空氣越干燥；水汽越多，則空氣越潮濕，空氣中液態(tài)或固態(tài)的水不算在濕度中。詳情進入飽和濕空氣和不飽和濕空氣的概念：若空氣中的水汽量達(dá)到了某一溫度下空氣所能容納水汽的最大量時，則稱水汽已達(dá)飽和，稱該空氣為飽和濕空氣；若空氣中的水汽量未達(dá)到該溫度下空氣所能容納水汽的最大量時，則水汽未達(dá)飽和，稱該空氣為未飽和濕空氣。

表示空氣濕度的常用物理量有混合比、比濕、絕對濕度、水汽壓、相對濕度、飽和差以及露點（霜點）等，這些量統(tǒng)稱為濕度參量。其中比較常用的是相對濕度和露點。上述各種濕度參量的定義如下：常用濕度參量定義⑴混合比（r）

定義：r=mv/md或r=ρv/ρd，即同一塊濕空氣中含有的水汽質(zhì)量（mv）與包含的干空氣質(zhì)量（md）之比或同一塊濕空氣中含有的水汽密度（ρv）與干空氣密度(ρd)之比?；旌媳鹊膯挝皇莋/g或g/kg。飽和（濕）空氣的混合比稱飽和混合比（rs）。

⑵比濕（q）

定義：q=mv/（mv+md）或q=ρv/（ρv+ρd），即在同一塊濕空氣中的水汽質(zhì)量（mv）與濕空氣總質(zhì)量（mv+md）之比或濕空氣中的水汽密度（ρv）與濕空氣密度（ρv+ρd）之比。比濕的單位是g/g或g/kg。飽和（濕）空氣的比濕稱飽和比濕（qs）。

⑶絕對濕度（a）

定義：是指單位體積空氣中所含的水汽質(zhì)量（即水汽密度ρv），絕對濕度單位可以是g.m-3。飽和（濕）空氣的水汽密度稱飽和絕對濕度（as）。利用水汽狀態(tài)方程，可直接得到絕對濕度的計算公式a=ρv=e/RvT=217e/T(g.m-3)，式中e的單位為hPa，T的單位為K。若將e的單位取mmHg，則a=289e/T(g.m-3)。

⑷水汽壓（e）

水汽壓是指濕空氣中由水汽所產(chǎn)生的分壓強。大氣是混合氣體，在常溫、常壓下可近似看作為理想氣體。根據(jù)道爾頓氣體定律，可把大氣壓力看成由干空氣和水汽壓力之和，即p=pd+e，其中pd表示干空氣氣壓。e的單位同氣壓p單位相同，也用百帕（hPa）表示。

飽和濕空氣中的水汽壓稱飽和水汽壓。飽和水汽壓E表示在一定溫度下空氣中水汽的最大容量，其值隨溫度升高而增大。隱藏2.4.2相對濕度的日、月、年變化相對濕度不是一成不變的，它隨時間、空間和環(huán)境不同而不同。即使是同一個地方，相對濕度也是隨時間不斷變化的。詳情進入相對濕度的日變化特征相對濕度的日變化比年際、月際變化大得多，并且隨天氣影響系統(tǒng)、天空狀況、風(fēng)的三維流場的不同而有相當(dāng)大的差異。一般而言，相對濕度的日變化主要取決于溫度的變化，并且有一個顯著的特征，即一天之中相對濕度的極大（或極小）值出現(xiàn)的時間，正好與氣溫極值出現(xiàn)的時間相近，二者之間的變化幅度相同，其變化的趨勢正好相反。這是因為相對濕度的大小取決于空氣中的實際水汽壓與相同溫度條件下的飽和水汽壓的百分比。雖然白天升溫使下墊面蒸發(fā)出來的水汽增加，但相應(yīng)的飽和水汽壓呈指數(shù)式上升，相對濕度反而減??；夜間情況正好相反。

圖2.7武漢和宜昌氣溫和相對濕度定時曲線變化

以武漢（57494）和宜昌（57461）兩站為例，統(tǒng)計兩站2007年定時氣溫和定時相對濕度值的變化（見圖2.7）。從圖中可見，氣溫從晚上21:00開始下降，直到早晨07:00左右達(dá)到全天的最低值，然后開始上升，15:00左右達(dá)到全天的最高氣溫，然后開始下降；相對濕度的變化卻完全相反，相對濕度從21:00開始上升，至早晨07:00達(dá)到最高值，然后開始下降，到15:00左右達(dá)到全天的最低值，然后開始回升。相對濕度和溫度基本呈反相變化。因此，相對濕度的變化與氣溫的變化具有很緊密的相關(guān)性（何明瓊，承秦平2002）。相對濕度的月變化特征對同一地區(qū)相對濕度日變化而言，其月際變化一般不大。如武漢市月際相對變率在5%以內(nèi)，但仍表現(xiàn)出較明顯的季節(jié)特征。以武漢為例（見圖2.8），冬季（12—2月）干燥，相對濕度最?。幌募荆?—8月）濕潤，平均相對濕度最高。相對濕度最大出現(xiàn)在6—7月份，最小出現(xiàn)在12月份。秋季逐月平穩(wěn)下降，春季起伏明顯。武漢地處長江中游，相對濕度的這種季節(jié)變化特點與大氣環(huán)流緊密相聯(lián)。春季西南季風(fēng)尚未到來，地面盛行變性極地大陸氣團，水汽含量少，日照時間、日照強度增加，氣溫迅速上升，因此，相對濕度不大；夏季，來自海洋的熱帶氣團控制長江中下游地區(qū)，水汽含量充沛，相對濕度全年最高；秋季，

圖2.8武漢相對濕度月變化趨勢圖

長江中下游地區(qū)受大陸高壓控制，晴空少云，溫度日變化非常大，同時水汽含量較少，相對濕度逐步降低。分析歷年平均降水量、氣溫和相對濕度分布情況，各要素均呈單峰型分布，體現(xiàn)出亞熱帶季風(fēng)氣候，四季分明，雨熱同季，溫濕同步的季風(fēng)氣候特征（張吉，黃治勇2001）。相對濕度的年變化特征同一地區(qū)的空氣平均相對濕度的年際變化不太明顯，以武漢為例，1951—2007年期間，年均相對濕度最高和最低值變幅在17%以內(nèi)。造成相對濕度年際差異的主要原因與年降水量和年降水日數(shù)有關(guān)。分析武漢市1951—2007年期間，年均相對濕度與年降水日數(shù)（≥0.1mm的日數(shù)）的時間序列圖（見圖2.9），從圖中可以得到年相對濕度與年降水日數(shù)具有很好的相關(guān)性。降水日數(shù)越多，大氣濕度越大，二者呈正相關(guān)關(guān)系。

天空狀況對大氣濕度的影響

圖2.10武漢市不同天空狀況下平均和最小相對濕度的變化曲線

云和降水對大氣相對濕度的影響較大，天空云量較多時，到達(dá)地面的太陽輻射較少，氣溫變幅減小，濕度變化也不會太大；降水天氣時，在蒸發(fā)作用下，大氣濕度一般較高。例如，圖2.10所示為武漢市四季在不同天空狀況（雨天、陰天、多云和晴天）下的平均濕度和最小濕度的變化曲線。隱藏2.4.3相對濕度的預(yù)報相對濕度的預(yù)報思路大氣中水蒸氣的來源主要是下墊面液態(tài)水蒸發(fā)、植物的蒸騰和水蒸氣的水平或垂直輸送。大氣中水汽的垂直輸送與動量的輸送方向正好相反，一般而言，在大氣湍流作用下，動量是從高層向低層傳輸?shù)?，而水蒸氣是由大氣低層向高層輸送。地形、氣溫和風(fēng)向風(fēng)速等因子都是影響相對濕度變化的重要原因，鑒于此，對于某地相對濕度的預(yù)報，主要可以從如下幾個方面著手進行分析。

⑴氣候背景和地理特征

首先考慮預(yù)報地區(qū)的氣候背景，所處氣候區(qū)域或氣候帶，相對濕度的月、季分布特點，如高緯地區(qū)或低緯地區(qū)，沿海或內(nèi)陸。其次是預(yù)報區(qū)域的地形和地貌，裸土、草地、林區(qū)、平原、高原或山、河谷，有無積雪、積冰等等。

⑵根據(jù)天氣系統(tǒng)和大氣環(huán)流形勢制作濕度要素預(yù)報

分析預(yù)報時段內(nèi)，影響本地天氣系統(tǒng)的移動和發(fā)展，包括影響時間、路徑和強度。再根據(jù)影響系統(tǒng)的預(yù)報，考慮水汽條件、穩(wěn)定度狀況等，進一步作出本地的相對濕度預(yù)報，如冷、暖氣團，高、低壓系統(tǒng)，低層輻散或輻合等等。通常冷高壓控制時，大氣干燥，且以下沉氣流為主，抑制水汽上傳，相對濕度通常不會太高；而暖低壓影響時，空氣潮濕，氣流上升明顯，濕度較大。

⑶根據(jù)相關(guān)氣象要素制作濕度要素預(yù)報

有些天氣要素與相對濕度有著密切的聯(lián)系，在制作相對濕度預(yù)報時可參考這些要素的預(yù)報和預(yù)測。如天氣現(xiàn)象（降水、霧及降水強度大小）、云量（晴天、多云或陰天）、溫度（日變化規(guī)律、高低溫極值及出現(xiàn)時間）和風(fēng)（來自水汽源地還是干區(qū)、有無焚風(fēng)）等要素預(yù)報。

溫度：溫度增高，空氣中可以含的水就越多，也就是說，空氣中含有同樣多的水蒸氣，溫度升高相對濕度就會降低，因此可以用溫度預(yù)報制作相對濕度的預(yù)報。利用天氣學(xué)和統(tǒng)計學(xué)相結(jié)合的方法，找出各月具有代表性的特征區(qū)間，再結(jié)合當(dāng)天17:00短期天氣預(yù)報，根據(jù)定義，應(yīng)用馬格努斯經(jīng)驗公式，建立相對濕度與氣溫和露點溫度的定量關(guān)系，將相對濕度的預(yù)報轉(zhuǎn)化為氣溫和露點溫度的預(yù)報，做出第二天的相對濕度預(yù)報。

風(fēng)向：相對濕度與風(fēng)向關(guān)系要因地制宜，比方說，長江中下游地區(qū)在偏南風(fēng)的影響下空氣將逐漸變得潮濕，而連續(xù)幾天的北風(fēng)會使空氣變得十分干燥，但烏魯木齊東南風(fēng)常使相對濕度發(fā)生明顯減小，這主要是由于烏魯木齊地處南北向峽谷北端，當(dāng)溫壓場表現(xiàn)為南高北低或東高西低的基本形勢時，會產(chǎn)生東南風(fēng)。而地處峽谷南端的正是吐魯番盆地，那里干熱低濕，東南風(fēng)正好帶來了這種干熱空氣，使得相對濕度迅速減小，氣溫明顯升高。

降水：降水強度越大，相對濕度增加越快。在降水量≤1mm甚至連續(xù)幾天降水不足1mm的情況下，夏季相對濕度增加不顯著，冬季略有增大。

天空狀況：天空狀況（晴天、多云或陰天）對大氣相對濕度日較差影響較大，不同的天空狀況，相對濕度日較差具有明顯差異。以宜昌為例，晴天相對濕度平均日較差在45%以上，而陰雨天相對濕度平均日較差在35%以下?？梢?，用天空狀況對歷史樣本資料進行分類是可行的。由求出的各類逐時相對濕度平均值，導(dǎo)出逐時相對濕度1h變量，根據(jù)預(yù)報的天空狀況對應(yīng)預(yù)報日各時刻的逐時相對濕度變量，在觀測初值上累加相應(yīng)的相對濕度變量，從而得到預(yù)報日逐時相對濕度預(yù)報值。

⑷數(shù)值預(yù)報和統(tǒng)計學(xué)方法相結(jié)合制作相對濕度預(yù)報

以數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品為基礎(chǔ)，應(yīng)用統(tǒng)計學(xué)方法制作相對濕度預(yù)報產(chǎn)品。以國家氣象中心T213、中尺度預(yù)報模式MM5、EC數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品為基礎(chǔ)，應(yīng)用插值預(yù)報法，完全預(yù)報法等預(yù)報方法，對未來24、48h進行相對濕度預(yù)報。

另外，也可根據(jù)天氣動力學(xué)原理，選取與相對濕度相關(guān)性比較好、物理意義明確且能通過一定信度檢驗標(biāo)準(zhǔn)的因子，采用多元回歸分析方法，建立相對濕度預(yù)報模式方程，進行相對濕度預(yù)報（陳豫英，陳曉光2006）。相對濕度發(fā)生變化的幾種典型天氣類型⑴強冷空氣過境型

強冷空氣南下，隨著鋒面過境，氣團性質(zhì)發(fā)生轉(zhuǎn)換，由原來的暖濕氣團轉(zhuǎn)為干冷氣團控制，相對濕度迅速下降。如1996年1月8日，三峽壩區(qū)24h變壓達(dá)17hPa，過程降溫7.6℃，冷空氣過境時伴有5級偏北風(fēng)，24h露點溫度變量達(dá)-18.8℃，相對濕度連續(xù)下降，最小值為19%。

⑵高空氣流下沉型

2000年4月10日，三峽壩區(qū)有干冷空氣過境，前一天我國北方出現(xiàn)了大面積的沙塵暴，當(dāng)日壩區(qū)有北方風(fēng)沙經(jīng)高空傳播至本地下沉后形成的浮塵現(xiàn)象，400～850hPa各層均處于槽后下沉氣流控制，08:00相對濕度由02:00的76%下降至25%。該個例代表了北方干空氣經(jīng)高空傳播至測站附近后下沉所形成的干燥天氣類型。

⑶局地焚風(fēng)型

1994年5月4日三峽壩區(qū)無天氣影響系統(tǒng)過境，當(dāng)日13:00—17:00有5～8m/s的偏西風(fēng)，露點溫度由前一日14:00的14℃降至2℃，相對濕度降至22%。該個例代表了空氣沿山坡絕熱下沉的局地焚風(fēng)天氣類型。

⑷持續(xù)降水型

1996年6月19日，三峽壩區(qū)全天有降水，雖然氣溫和露點溫度有變化，但全天空氣接近飽和，穩(wěn)定在97%左右。當(dāng)日情況代表了比較常見的陰雨潮濕天氣類型。

⑸冷高壓控制型

1996年2月19日，冷高壓控制華中地區(qū)，三峽壩區(qū)前期過程降溫2.5風(fēng)2.5.1風(fēng)的成因及定義空氣的運動產(chǎn)生氣流，氣流速度是一個三維空間矢量，一般我們把它考慮為二維空間（xy平面）矢量，由風(fēng)向和風(fēng)速來決定它的方向和模值。但是在一些特殊情況下垂直運動也相當(dāng)顯著，例如在山的背風(fēng)坡處、強的對流云里。

詳情進入空氣的運動產(chǎn)生氣流，氣流速度是一個三維空間矢量，一般我們把它考慮為二維空間（xy平面）矢量，由風(fēng)向和風(fēng)速來決定它的方向和模值。但是在一些特殊情況下垂直運動也相當(dāng)顯著，例如在山的背風(fēng)坡處、強的對流云里。通常我們把空氣的水平運動稱為風(fēng)，包括方向和大小，即風(fēng)向和風(fēng)速（風(fēng)力）。形成風(fēng)的直接原因，是氣壓在水平方向分布的不均勻。風(fēng)受大氣環(huán)流、地形、水域等不同因素的綜合影響，表現(xiàn)形式多種多樣，如季風(fēng)、地方性的海陸風(fēng)、山谷風(fēng)、焚風(fēng)等。隱藏2.5.2風(fēng)向、風(fēng)速風(fēng)向指氣流的來向，以正北為基準(zhǔn)，順時針方向旋轉(zhuǎn)，常按16個方位表示，用英文縮寫符號表示，如圖2.11。

圖2.11風(fēng)向方位

風(fēng)速是空氣在單位時間內(nèi)移動的水平距離，風(fēng)速單位多用m/s或km/h，也有用nmile/h的。這三種單位的換算關(guān)系是：1m/s=3.6km/h，1nmile/h≈1.852km/h。

在氣象服務(wù)中，常用風(fēng)力等級來表示風(fēng)速的大小。風(fēng)力等級又共有18個（0～17級）。詳見表2.2。

隱藏2.5.3大風(fēng)的預(yù)報思路風(fēng)向風(fēng)速的預(yù)報包括平均狀態(tài)和瞬間狀態(tài)兩部分，當(dāng)平均風(fēng)速小于5級，就只需要預(yù)報平均風(fēng)速，當(dāng)瞬間風(fēng)力大于5～6級以上時，就要加報瞬間風(fēng)力。一般將平均風(fēng)力達(dá)到6級以上的風(fēng)稱為大風(fēng)。因為大風(fēng)多具災(zāi)害性，對航運、漁業(yè)生產(chǎn)及軍事活動等的影響甚大，所以大風(fēng)預(yù)報是風(fēng)的預(yù)報重點。

我國的大風(fēng)以春季最多，夏季較少。從地區(qū)分布看，沿海多于內(nèi)陸，北方多于南方。在松遼平原、內(nèi)蒙草原、遼東半島、青藏高原、華北平原以及臺灣海峽一帶，在一定的天氣形勢下經(jīng)常出現(xiàn)大風(fēng)。

大風(fēng)的出現(xiàn)是水平方向和垂直方向空氣流動和交換的結(jié)果，所以大風(fēng)預(yù)報可以從以下兩個方面入手。

首先從水平方向分析：

⑴地面氣壓梯度、變壓梯度的分布，大風(fēng)一般出現(xiàn)在或大的區(qū)域；

⑵地面冷鋒強度及鋒面前后梯度，一般冷鋒越強，鋒面前后三小時變壓梯度越大，產(chǎn)生的風(fēng)速也越大；

⑶地面局地?zé)釋α?，局地溫差變化，?dāng)出現(xiàn)快速升溫向降溫變化，往往產(chǎn)生大風(fēng)；

⑷地面強輻合區(qū)的移入或者氣旋過境，也容易產(chǎn)生大風(fēng)；

⑸高空冷平流強，鋒區(qū)強度大，動量下傳導(dǎo)致地面風(fēng)速增大，往往是產(chǎn)生地面大風(fēng)的重要原因；

⑹地面天氣系統(tǒng)（鋒面、切變線、氣旋等）過境，易產(chǎn)生大風(fēng)天氣。

其次分析垂直方向上強對流發(fā)展情況：

⑴T-lnP圖上氣層不穩(wěn)定狀況，層結(jié)越不穩(wěn)定，越有利于出現(xiàn)地面局地大風(fēng)天氣；

⑵不穩(wěn)定指數(shù)：指數(shù)、指數(shù)、等，一般時，易發(fā)生地面大風(fēng)天氣；

⑶當(dāng)出現(xiàn)較強的上升運動時，或者在二維剖面圖上出現(xiàn)垂直環(huán)流圈，往往在地面上升運動中心區(qū)域易產(chǎn)生大風(fēng)；

⑷當(dāng)出現(xiàn)地面和低層輻合，高層輻散，有利于產(chǎn)生強的上升運動，地面易出現(xiàn)大風(fēng)；

除了以上水平與垂直方向的分析外，還可以運用MOS預(yù)報方程，大風(fēng)預(yù)報專家系統(tǒng)來做大風(fēng)預(yù)報。此外，還需要注意在不同季節(jié)里產(chǎn)生大風(fēng)的條件是有所不同的。

根據(jù)天氣分析預(yù)報實踐的總結(jié)，我國常見的大風(fēng)有冷鋒后偏北大風(fēng)，高壓后部偏南大風(fēng)，低壓大風(fēng)，以及臺風(fēng)大風(fēng)和雷雨冰雹大風(fēng)等。雷雨冰雹大風(fēng)、臺風(fēng)大風(fēng)分別在第四章和第九章有詳細(xì)的介紹，這里主要介紹其余幾種大風(fēng)的特點和預(yù)報方法。冷鋒后偏北大風(fēng)冷鋒后偏北大風(fēng)，出現(xiàn)在冷鋒后高壓前沿氣壓梯度最大的地方。這種大風(fēng)春季最多，冬季和秋季次之，夏季最少。

冷鋒后部出現(xiàn)大風(fēng)的原因，主要是鋒后有強冷空氣活動。冷性高壓前部氣壓梯度最大，如鋒后有強冷空氣活動，則鋒區(qū)的大氣斜壓性加強，環(huán)流加速度使冷空氣下沉，暖空氣上升。在低層水平方向上加速度的方向由冷氣團指向暖氣團，這就使冷鋒后的偏北大風(fēng)加大。冷空氣下沉，動量下傳也使鋒后地面風(fēng)速加大。另外冷鋒后上空的冷平流使鋒后近地面層出現(xiàn)較大的正變壓中心，變壓風(fēng)也加強了地面風(fēng)速。

基于上述原因，預(yù)報冷鋒后偏北大風(fēng)時，主要應(yīng)分析鋒后的冷空氣活動。具體分析工作可以從以下幾個方面進行：

⑴利用高空圖分析冷平流的分布和強度

冷平流區(qū)的分布，反映了冷空氣的活動情況。一般情況下，與地面冷鋒相配合的高空槽愈深、槽后的冷平流愈強，就愈有利于冷鋒后出現(xiàn)大風(fēng)，大風(fēng)區(qū)出現(xiàn)在冷平流最強區(qū)域所對應(yīng)的位置（如圖2.12）。

如果高空圖上冷平流不明顯，且所及的高度又低，則表明冷空氣既弱而又淺薄。這時在移動過程中的冷高壓將不斷地變性和減弱，這種形勢不利于地面出現(xiàn)大風(fēng)，而且已出現(xiàn)的大風(fēng)亦將趨于消失。

⑵利用地面圖分析3h變壓的分布和強度

如冷鋒后3h變壓分布主要是由冷暖空氣的活動所引起時，則3h變壓數(shù)值的大小是預(yù)報鋒后大風(fēng)的良好指標(biāo)。冷鋒前后3h變壓正負(fù)中心的差值越大，則風(fēng)力越強。大風(fēng)區(qū)出現(xiàn)在正負(fù)變壓中心附近變壓梯度最大的地方。一般如鋒前后變壓中心值相差7hPa以上時（長江以南地區(qū)，差5～6hPa即可），則在鋒經(jīng)過后，常有大風(fēng)出現(xiàn)。

高壓后部偏南大風(fēng)這種大風(fēng)多在春季出現(xiàn)，以我國東北、華北、華東等地區(qū)最為常見，出現(xiàn)偏南大風(fēng)時的氣壓場多是“南高北低”或“東高西低”的形勢。華東一帶春季的大陸由于回暖快而比海上氣溫高，從大陸上東移到海上的變性冷高壓會因下墊面溫度相對較低而失去能量，即，這時，即高壓加強，這時也會有短暫的偏南大風(fēng)出現(xiàn)。這種大風(fēng)一般風(fēng)速較小。如果西部有低壓東移，特別是低壓發(fā)展東移時，也可以出現(xiàn)較大而持久的偏南大風(fēng)。低壓大風(fēng)低壓大風(fēng)即在低壓發(fā)展加深時一般在低壓周圍氣壓梯度最大的地區(qū)出現(xiàn)的大風(fēng)。在我國東北地區(qū)、長江中下游、東海和黃海海面上，經(jīng)常出現(xiàn)低壓大風(fēng)。這種大風(fēng)一年四季都有，但以春季最多。出現(xiàn)大風(fēng)的低壓系統(tǒng)有東北低壓、江淮氣旋、東海氣旋等。

東北低壓大風(fēng)主要是由貝加爾湖和蒙古一帶產(chǎn)生的低壓東移到東北地區(qū)時或在東北當(dāng)?shù)厣傻牡蛪喊l(fā)展加深時，在低壓周圍出現(xiàn)的大風(fēng)。東北低壓大風(fēng)的范圍廣，可影響東北地區(qū)和內(nèi)蒙地區(qū)，風(fēng)力較強，一般可達(dá)6～8級。如果低壓連續(xù)的無大變化，大風(fēng)可持續(xù)三天左右。當(dāng)?shù)蛪喊l(fā)展成為深厚冷性低壓時，低壓后部常有副冷鋒生成，而且鋒后常出現(xiàn)偏北大風(fēng)。

江淮氣旋和東海氣旋大風(fēng)，主要是指長江中下游產(chǎn)生的氣旋波迅速發(fā)展加深時所形成的大風(fēng)，這種大風(fēng)多在氣旋入海后出現(xiàn)。因海上摩擦力小，故容易出現(xiàn)6級以上的大風(fēng)。在氣旋的東部為較強的東南風(fēng)和南風(fēng)，西部為偏北和西北大風(fēng)。大風(fēng)的范圍一般沒有東北低壓大風(fēng)的范圍大，持續(xù)時間也不長，但對航運、漁業(yè)生產(chǎn)影響很大。隱藏2.5.4大風(fēng)預(yù)報實例分析2008年5月6日白天，受高空不穩(wěn)定小槽和地面低壓、冷鋒共同影響，吉林省全省范圍內(nèi)出現(xiàn)了大風(fēng)天氣，延邊州也出現(xiàn)了全區(qū)性大風(fēng)天氣。全州普遍刮起8級以上大風(fēng)(圖2.13)，其中延吉市出現(xiàn)了瞬時11級大風(fēng)，平均風(fēng)力達(dá)20m/s，極大風(fēng)速達(dá)31.5m/s。表2.3給出了5月6日吉林延邊州各縣(市)自動氣象站觀測到的極大風(fēng)速值和出現(xiàn)的時間(給定時段內(nèi)的瞬時風(fēng)速的最大值)。

成因分析⑴高空環(huán)流形勢的演變

2008年5月1日，中高緯度500hPa歐亞環(huán)流形勢為二脊一槽型，高壓脊分別位于烏拉爾山以西和日本島以東地區(qū)，兩高之間為寬廣而較平直的低槽區(qū)，鋒區(qū)位于40～50oN之間，冷空氣沿著鋒區(qū)不斷往東傳。3日08:00貝加爾湖東南部有一個NE-SW走向的低槽正在快速東移，并有較明顯的發(fā)展，5日08:00低槽在東北地區(qū)發(fā)展成低渦，低渦中心位于黑龍江北部，南北向的槽線位于127oE附近，槽線底部延伸至30oN，這支深厚的低槽5日白天經(jīng)過延邊州，5日20:00進入日本海，繼續(xù)發(fā)展。這時延邊州處在槽后較強西北氣流控制下。6日08:00500hPa圖上(圖2.14)，吉林省西部，沿急流帶再次有一小槽東移，對應(yīng)850hPa為一低中心，中午前后經(jīng)過延邊州，20:00，當(dāng)這支不穩(wěn)定小槽并入日本海低槽中時，使日本海低槽進一步得到加強。在強鋒區(qū)上向東南快速移動的不穩(wěn)定小槽是造成這場大風(fēng)天氣的主要天氣系統(tǒng)。

⑵地面形勢演變

在地面天氣圖上，5月4日貝加爾湖南側(cè)已形成和500hPa圖上小波動相對應(yīng)的低壓中心，它始終沿著500hPa的強鋒區(qū)有規(guī)律地向東南方向移動，5日14:00低壓中心移到內(nèi)蒙古東部地區(qū)，有明顯的發(fā)展，但移速仍然較快。6日08:00低壓中心移到吉林省中部地區(qū)，中午前后移過延邊州(圖2.15)。沿著高空鋒區(qū)快速東移的低壓中心和與它配合的地面冷鋒是造成這場大風(fēng)天氣的地面天氣系統(tǒng)。

⑶高空急流和影響系統(tǒng)三度空間配合

5月1日，500hPa中緯度地區(qū)已形成較強的鋒區(qū)。5月6日300hPa高空圖上(圖2.16)，從貝加爾湖南部至日本海出現(xiàn)西北東南走向的很強的高空急流軸，延邊州處在這支急流軸的北側(cè)。高空急流帶聚集強大的能量，對高低空天氣系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展起關(guān)鍵作用。

從影響系統(tǒng)三度空間配合來看，6日08:00高低空影響系統(tǒng)均移到吉林省中部地區(qū)，從地面到500hPa各層低壓中心和低槽位置均基本重疊(圖2.14、圖2.15、圖2.17)。這就說明，影響系統(tǒng)的坡度非常陡，且具有前傾槽和第二型冷鋒的性質(zhì)。

⑷動量下傳

據(jù)延吉探空資料分析，6日白天延邊州上空的風(fēng)力一直很大，6日08:00延吉上空850