北京地区强对流天气短时预报方法的研究

第 18 卷 第2期 19 9 4 年 3 月 大 气 科 学 S C IE N T IA A T M O S PH E R IC A S IN IC A V o l . 18 , N o . 2 M a r eh 199 4 北京地区强对流天气短时 预报的研究 王笑芳 丁一汇 (中国气象科学研究院 , 北京 100 0 8 1) 提 要 本文由两部分组成 , 第一部分了北京地区冰雹落区与中尺度天气系统 、 散度场 、 涡 度场 、 地面总能量场及相对湿度分布的关系 。 在此基础上概括出冰雹落区的概念模式 , 为冰 雹落区预报提供了一种依据 。 第二部分说明了利用北京 08 时单站探空资料预报强对流天气 有无及强度的判断树方法 , 为强对流天气的短时预报提供了有应用价值的思路和方法 。 关键词 : 强对流天气 ; 灾害性天气 ; 天气预报 ; 北京 一 己 1 会 .、 护 l 口 暴雨和强对流天气 (冰雹 、 雷暴 、 大风等) 是北京地区夏季 (6一8 月 ) 主要的灾 害性天气 。 由于它们的发生发展具有突发性 , 常使人们来不及作好充分的应急准备 , 给 人民的生命 、 财产造成严重的损失 。 因此 , 如何有效地作好北京地区夏季灾害性天气预 报 , 是一件有关国计民生的大事 。 为了做好北京地区夏季灾害性天气预报 , 北京市气象局开展了 3 年 (198 4一 19 86) 的中尺度天气观测和研究工作 , 在暴雨和强对流天气发生时期内的地面和高空资料进行 了加密观测 。 试验期间 , 他们综合考虑各种预报方法 , 提出了短时预报的一般流程 ’)o 此外 , 作为 “七 · 五 ”攻关项 目之一的 “京 、 津 、 冀灾害性天气预报方法的研究 ”也取得了 很大成果z)o 本文的目的是在上述工作的基础上 , 对制作北京地区 6一18 小时的强对流天气 (主 要是冰雹) 预报方法作一些探讨 。 这个预报方法共分两个步骤 , 首先是在测站较稠密的 地面天气图上确定强天气可能出现的区域 。 为此 , 本文分析了冰雹时期北京地区中尺度 系统的演变及其与地面一些物理量场的配置关系 。 第二步是利用北京单站探空资料 , 根 19 9 0 年 1 1 月 8 日收到 , 1 9 9 1 年 3 月 14 日收到修改稿 。 l) 北京市气象局 , 19 87 , 北京地区夏季灾害性天气短时预报手册。 2) 国家气象局气象科学研究院中尺度研究所 , 19 89 , 京津冀中尺度气象试验基地文集 。 大 气 科 学 18 卷 据强对流天气发生时的有关条件 , 确定其发生的可能性和对流性质 。 二 、 资料选取和计算方法 自 1984 年北京市气象局开展短时预报研究以来 , 依据中尺度天气的尺度特征及监 测系统的基本要求 , 强化了常规地面观测网 , 增加了现有气象站网的空间分布密度及观 测时次 。 19 84 年和 198 5 年间 , 他们以原有的 21 个常规地面气象站为基础 , 增设了季 节性临时观测站 16 个 , 达到每 4 00 k m “有一个地面观测发报站 。 除此以外 , 在有重要 天气时 , 他们将每天 4 次的观测增加到 8 次 (3 小时一次) 或每小时一次 , 从而获得了 较高时间分辨率的实时地面气象资料 。 本文用北京市气象局 3 年试验期间获得的加密观测资料 , 对冰雹 日各天的地面物理 量进行一天 5 次的中尺度诊断分析 。 所选个例的 日期 、 诊断时次等都列在 1 。 表 1 所选个例的日期及诊断时次 (时间 : 北京时) 日日 期期 落雹时间间 落 雹 地 点点 诊 断 时 次次 气压分型型 1119 8 5一0 6一2 000 17 : 0 0一 18 : 3 444 门头沟 、 延庆 、 怀柔 、 平谷 、 昌平 、 密云云 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 000 AAA 1119 8 4一0 6一 1888 17 : 3 5一2 2 : 0 000 海淀 、 朝阳 、 密云 、 大兴 、 延庆庆 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 00000 1119 8 4一0 8一0 666 17 : 0 0一2 3 : 3 000 朝 阳 、 延庆 、 怀柔 、 密云 、 房山山 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 00000 1119 8 5一0 7一2 555 14 : 10一 16 : 1 000 门头沟 、 怀柔 、 房山 、 延庆庆 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 00000 1119 84 一0 7一0 888 1 7 : 4 0一 19 :0 888 平谷 、 延庆 、 怀柔柔 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 000 BBB 1119 84一0 6一0 222 2 0 : 4 5一2 1 :0 000 怀柔 、 密云 、 顺义义 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 00000 1119 8 4一0 7一2 777 19 : 1 5一 19 : 1 888 昌平 、 怀柔柔 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 00000 1119 8 5一0 7一 0 222 17 :0 0一 18 : 3000 门头沟 、 房山山 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 00000 1119 8 4一0 8一 0 777 2 2 : 4 2一 2 2 : 4 333 海淀淀 0 8 、 14 、 17 、 2 000 DDD 111 9 8 5一0 8一0 555 17 : 30一 1 8 : 0 000 顺义义 0 8 、 1 1 、 14 、 1 7 、 2 000 CCC 本文的客观分析采取有限元客观分析法 , 网格距是 20 x 20 km 。 计算的地面物理量 共有 10 个要素 , 它们是散变 、 涡度 、 总温度 、 相对湿度 、 水汽能量散度 、 涡度平流 、 总温度平流 、 总温度梯度 、 涡度平流的局地变化 、 总温度平流的局地变化 。 三 、 冰雹 日地面中尺度天气系统的演变 根据 47 个地面站的气象资料分析了北京地区的地面天气图 , 发现北京地区有冰雹 的时候 , 主要存在着 3 种中尺度系统 : 中一 : 尺度低涡 、 中尺度切变线和气旋性弯曲与 反气旋性弯曲相对而形成的涡旋对流场 。 所分析的 10 例中 , 在 08 时的地面图上 , 北京地区都有一个中低涡存在 , 有 8 例其 中心位置位于昌平附近 ; 另外 2 例低涡位置距昌平有一定距离 , 但在 n 时 , 低涡又移 到昌平附近 , 并在此处加深发展 。 因而 , 昌平附近 08 时的图上是否存在一个中低涡或 者是 H 时以后别处的低涡能否移到 昌平附近是北京地区当 日是否会产生冰雹的一个可 2 期 王笑芳等 : 北京地区强对流天气短时预报方法的研究 能先兆 。 所选的 ro 例中 , 午后都有中尺度切变线出现 ; 冰雹过后 , 切变线消失 。 地面 流场随时间的变化也很有指示性 。 在 08 时 , 北京地区大多数台站风速很小 , 只有 1一2 m / s , 风向也很紊乱 , 基本以弱偏北风为主 。 n 时或 14 时以后 , 北京地区的偏南风加 强 , 出现一个很有秩序的流场 , 西部呈气旋性弯曲 , 而紧挨着这个气流的东部却存在着 曲率为负的反气旋 , 结果形成一个正负相对的涡旋对流场 , 其中气旋要比反气旋强 。 这 种流场在冰雹发生前一直在加强 , 到冰雹发生时 , 流场中南部的南风增强 , 切变明显 。 冰雹过后 , 此种流场便不复存在 , 北京地区又转为偏北风控制 。 流场的这种发展趋势在 图 1 、 图 2 中可以明显看出 。 因此 , 涡旋对流场的出现与发展对北京地区冰雹的产生有 着重要作用 。 它有利于向北京地区输送水汽和能量 。 地面流场的演变与地面天气系统的 发展变化紧密相联 。 根据 08 时地面低涡的位置以及中尺度气压系统的演变形式 , 我们 把 10 例分成 A 、 B 、 C 、 D 4 种类型 。 并将其对地面中尺度气压系统的发生 、 发展 、 消 亡规律逐一进行分析 。 A 型一一中间低两边高型 : 共 4 例 , 见表 1 。 此型 的特点是 08 时昌平附近都有一 个中低压存在 , 中低压随时间逐步加深 。 在 14 时左右 , 气压场呈现两高一低的形态 , 北京地区中心部位是一个与流动相配合的低涡 , 东南与西北部则为小高压控制 , 即中间 4 1仁了 张家 口 森 nU 01产O 了与。,浦气夕鲜 了 少“ 丫 户 l* , 沪姚。 乡卢加、了 0 ..0 ....n是。夕保.‘洲 . G” ”卜丫 、定 4 1 } 与 。 了 工 张家口 a)一一德,兰一翻尸 张家 口 慕灯李坦 丫 ‘工麟袅 鄂豪 义心?一川/ O 天津 定一]保一 汾定.,曰 。保 115 1 16 1 17 118 图 1 19 84 年 8 月 6 日 08 地面天气图 ( a ) 0 8 时 ; (b ) 1 1 时 ; (e ) 1 7 时 : (d ) 2 0 时 实线是等压线 (气压值省去百位与千位 , 带一位小数 , 如 02 代表 10 02 . 0 h Pa) , 虚线是切变线 , △是落雹点 大 气 科 学 18 卷 气压低 , 两边气压高 。 为了说明这种中尺度气压场是如何发展的 , 我们以 1984 年 8 月 6 日为例进行讨论 (图 l) 。 从图 1 中可知 , 北京地区 08 时基本为静风区 , 在昌平附近存在着一个中低压 , 气 压最低值为 10 02 hP a 。 在 11 一 14 时 , 低涡发展加深 。 北京地区的流场在 n 时就变得 非常有规律 , 出现前面介绍过的涡旋时 , 切变也已 出现 。 在 14 时 , 北京地区南风加 强 , 风速加大 , 气压场呈现中间低两边高型式 , 东南部的高压向北京地区输送暖湿气 ’’ J j ” ’ 、一,, 图 2 19 8 4 年 7 月 8 日地面天气图 ( a ) 0 8 时 ; (b) 1 4 时 : (e ) 17 时 图例同图 1 流 , 西北部的高压 向北京地区输送干冷空 气 , 增强 了北京地区局地的斜压性 , 有利强 天气的发生 (气压场与 17 时差异不大 , 见图 1c ) 。 在 17 时 , 低涡发展到最深 , 中心气压下 降到 9 9 7 hPa , 东南部的南风大大加强 , 西北 部偏北风加强 , 切变线与低涡相合 , 呈东北一 西南走向。 冰雹发生 17 时以后 , 落点是在低 涡中心及外围的延庆 、 昌平 、 怀柔 、 密云 、 朝阳 、 房山 。 到 20 时 , 地面气压回升 , 昌平 的气压已经上 升到 10 0 0 hPa , 中间的低压位 置已被小高压脊所取代 , 规则流场消失 , 切 变已不存在 。 此时冰雹已经结束 。 B 型一一中间高两边低型 : 此型 也有 4 例 , 见表 1。 此型在 08 时与 A 型没有多大区 别 , 昌平附近也有一个中低压 , 并随时间而 加深发展 ; 但 14 时左右 , 气压场的形状与 A 类不同 , 它是东西两边低 , 北京地区 中心是 一高压 。 下 面以 19 84 年 7 月 8 日为例 , 说明 这类天气过程的发展规律 (图 2) 。 从 图 2 可见 , 北京地区 08 时基本为静 风 , 风 向紊乱 , 昌平附近有一闭合的低涡 , 中心气压为 10 02 hPa 。 到 14 时 , 中低压中心 偏西 , 向东为一横槽 , 中心气压下降到 999 hPa , 中部地区为高压控制 ; 再向东又有一小 低涡 , 气压场呈中间高两边低的型式 。 此时 的流场非 常有序 , 涡旋对 、 切变线皆 已出 现 。 到 17 时 , 横槽又演变成低压东移到昌平 附近 , 南部为一致的偏南风 , 北部转为偏东 风 , 与偏南风形成一条东西走 向的横切变 。 未来 的冰雹落在此切变线北侧的延 庆 、 密 云 、 平谷 , 时间是 17 : 4 0一 19 : 0 8 。 到 20 时 , 低涡减弱 , 切变消失 , 北京地区已被偏 2 期 王笑芳等 : 北京地区强对流天气短时预报方法的研究 东及偏北风控制 。 C 型一一低涡西移型 : 此类仅有 19 85 年 8 月 5 日一例 , 特点是在 08 时的天气图 上 , 低涡的位置在平谷以东 ; 11 时 , 低涡西移到昌平附近 , 并在那儿摆动加深 。 此型 的发展规律 , 除 08 时低涡位置在昌平以东外 , 与 A 型的发生发展并无多大区别 。 为节 省篇幅 , 我们就不再详细分析 , 此处只给出 17 时的地面天气图 (图 3) 。 1 41F李、|140Eteees 11 5 116 2 117 118 115 1 16 ’ 117 118 图 3 198 5 年 8 月 5 日 17 时的地面天气图 图例同图 l 图 4 19 84 年 8 月 7 日 20 时的地面夭气图 图例同图 1 D 型一一低涡东移型 : 此型也只有 19 84 年 8 月 7 日一例 (图 4) 。 与 C 型相反 , 在 08 时的地面图上中低压位置偏西 , 位于河北省与北京交界的山区 。 n 时东移到昌平 附近 , 14 一 17 时低压加深 , 中心气压值为 10 02 hPa 。 20 时低压区中切变线形成 , 并横 贯北京中部 , 切变线以南南风加强 。 冰雹天气发生在 22 : 4 2一22 : 43 , 主要位于切变 线南缘的海淀 。 23 时中低压西退到蔚县附近 , 气压值回升到 10 04 hP a , 北京地区切变 线消失 , 并由东风控制 。 四 、 地面物理量场与冰雹落区的关系及其天气学模式 在总共计算的 10 个地面物理量中 , 经过仔细分析发现 , 与冰雹落区对应关系较好 的只有 4 个 : 散度 、 涡度 、 总温度和相对湿度 。 水汽通量散度的分布与散度基本上是一 致的 。 另外 , 几个物理量与雹落区的关系不很明显 。 下面仅就散度等 4 个物理量场与冰 雹落区的关系进行讨论 。 1 . 地面散度和涡度 上一节已指出 , 08 时北京地区都有一个 中低涡存在 , 相应的地面散度场是辐合 区 , 涡度场则是正涡度区 。 H一 14 时以后散度和 涡度场随气压场变化而发生较大调 整 。 在 17 时 A 型中与切变线相应的地区出现一个辐散带 , 离切变线两侧稍远处 (2 任一 4 0 k m ) 则是辐合带 , 如图 5 所示 , . 冰雹落区位于辐合和辐散之间的地区 。 在涡度分布 上 , 冰雹落在最大正涡变区的边缘 。 大 气 科 学 18 卷 沙沙沙渝渝渝 图 5 19 84 年 8 月 6 日 17 时散度 (a ) 和涡度 (b ) 分布 粗实线是等散度和等涡度线 (单位 : 10 一5 5 一 , ) , 粗虚线是切变线 , △是当 日落雹点 B 型的情况与 A 型不同 , 冰雹发生前切变线对应的不是辐散带而是辐合带 , 冰雹 的落区在切变线北侧辐合带与正涡度区重合的区域 。 C 型 、 D 型 的情况类似 , 冰雹落 区在正涡度中心后部 , 切变线边缘、 辐合与涡度中心的交界处 。 外外外 图 6 19 84 年 7 月 8 日 17 时能量场分布 粗实线是总温度线 , 单位 : ℃ , △是当 日落雹点 2 . 地面能量场 从 10 个例子的分析可知 , 冰雹落区大 都在能量锋区及其附近 。 图 6 是一个实例 。 从图上可看出 , 高能舌在东部向北扩展 , 而 低能舌在西部向南侵人 。 冰雹出现在能量锋 区靠高能区的一侧 。 3 . 地面湿度场 在相对湿度场的分布中 , 冰雹的发生地 点有的在高相对湿区之内 , 如 198 5 年 8 月 5 日 ; 有的在露点锋上 , 如 198 5 年 6 月 2 0 日; 有的则在鞍形场中心 , 如 198 4 年 6 月 18 日; 还有的发生在湿区与干区的过渡范 围内 , 如 19 8 4 年 7 月 2 7 日。 由此可见 , 冰 雹对相对湿度的条件要求并不高 , 只要满足一定的温度条件即可 。 如果根据地面的中尺度分析 , 在 08 时的地面图上 , 昌平附近有中低压存在 , 而且 又有能量场的锋区与之相配 , 湿度场度也能满足一定的湿度条件 , 我们就可以由此确定 冰雹的可能落区 。 2 期 王笑芳等 : 北京地区强对流天气短时预报方法的研究 五 、 预报强对流天气的判断树方法 如何准确预报北京地区强对流发生的地点和时间 , 是一个较为困难的问 。 首先我 们先要能判断即将发生的天气是强对流还是暴雨 。 丁一汇等【’]指出强对流天气与暴雨之 间以及不同类型暴雨内部在散度场 、 涡度场 、 温度平流 、 水汽辐合等方面具有明显不同 的分布特征 。 但是 , 暴雨与强对流又相互联系 , 如可造成局地暴雨的强雷雨就是强对流 天气的一种形式 。 暴雨与强对流天气之间这种复杂的关系 , 进一步使强天气预报变得困 难 。 另外还有一个问题是 , 如果已确定了将要发生强对流 , 那么其强度应如何判定 。 天气预报是一个很复杂的物理问题 , 考虑所有方面是不容易的 , 所以这一部分主要 对强对流的单点预报方法的进行的初步讨论 。 根据文献【2] 的思路启示 , 我们结合北京地区的实际情况 , 经过反复比较与推敲 , 了一个适合于北京地区判断强对流天气发生的判断树方法 (图 7) 。 图 7 中所选的 都是与强对流有关的最基本的气象要素。 这个方法共分三步 , 现对这三步判断逐一进行 说明 。 1 . 有无强对流天气的判断 图 7 中的第 1一4 判断是用来确定北京地区有无对流天气发生的。 第 1 判断由大尺 度预报结果提供 , 是本判断树是否进行的前提 , 它可综合卫星云 图 、 雷达观测 、 数值预 报产品 、 08 时探空资料分析出的大尺度环流势及天气尺度系统等预报结果而得出 。 如 此判断预报北京地区在未来 18 小时内不会产生任何天气 , 则下面的判断就无需连续进 行 。 如 08 时北京地区存在有利于天气发生的环流和天气系统 , 则进人第 2 判断。 第 2 判断 : 位势不稳定层结是对流天气发生的重要条件 , 用于位势不稳定层结判别 的参数很多 , 如沙瓦特数 (动 、 K 指数等等 。 根据游景炎的工作 [3] , 选择哪种参数与 预报效果并没有太大关系 。 在此 , 我们选用抬升指数 L l , 如果 L l < 0 , 则表示层结稳 定 ; L l > O , 则表示层结不稳定 ; L l = O是中性层结 。 第 3 判断 : 下一步是计算层结曲线与状态曲线之 间所包围的面积 , 判断正不稳定能 面积S 十 是否大于负不稳定能面积S 一 , 由此判断对流天气是否会发生 。 第 4 判断 : 一个有效的触发机制 , 在强对流天气发生的初期是非常重要的 。 触发机 制是很多的 , 可以是气团的整层抬升 , 也可以是高空槽 、 切变线 、 低压 、 低涡等 。 在第 三 、 第四节中分析的中低压和切变线就是明显的触发机制 。 在北京地区 , 一般如果由中 尺度系统扰动而使地面散度的辐合值达到 10 一4 5一 , 的量级 , 就可产生强对流 ‘)。 图 7 中的判断 5 、 6 非常重要 。 强对流天气的产生必须具备两个条件 , 适当的垂直 风切变以及中层干冷空气的侵人 。 第 5 判断 : 观测研究证实 , 强对流天气与强垂直风切变紧密相连 。 李吉顺等 [4] 对北 京地区 1970一 1 979 年 5一9 月 59 个强对流个例的环境风垂直分析进行了统计分析 , 得 出如下结论 : ¹ 59 个强对流天气的平均环境风的垂直分布是风向从低层至高层有一个从 1) 北京市气象局 , 19 8 7 , 北京地区夏季灾害性天气短时预报手册 . 180 大 气 科 学 18 卷 西南顺转为西偏北 , 再从西偏北逆转为西南的现象 。 风速随高度增大 , 最大值出现在 12k m 的高度 。 º 1. 5一 12 . ok m 环境风垂直切变值 , 绝大多数在 (l . 1一4. 0) x 10一 , s一 , 之 间 , 占 8 8 . 1% 。 在 59 例中没有出现垂直切变大于 6. 0 x lo 一3 5一 , 的情况 。 环境风垂直切 变过大或过小都不利于强对流天气的发生 。 1 . 大尺度顶报 北京地区是否存在有利强对流天气发生的夭气形势条件? 去是 ””否”否” 否”否”否”222 . 位势不毯定度 : L了> OOO 去是 去是 } . 可能有坏夭冬 j 咨是 咨是 666 . 中层 (7 oo 一州叱旧 h Pa) 是否有干冷空气入侵 ??? 可可能是强对流流 咨是 777 . 整个气层都很干烧??? 888 . 低层较沮 , 高层干澡??? ”卜卷。。‘系“ j 色 杏否 f ’ , _ _ 二 1 否 一 且菌丽 } 一 去 是 图 7 北京地区预报强对流天气的判断树 2 期 王笑芳等 二 北京地区强对流天气短时预报方法的研究 2 . 有无强对流的判断 第 6 判断 : 中层 (700 一4 00 hPa) 是否有干冷空气入侵 , 是区别强对流与暴雨的一 个重要指标 。 暴雨与强对流产生 的物理因子有不少是共同的 , 如需有位势层结不稳定 、 触发机制 、 一定的风切变等 , 但在温湿环境上两者却有很大的不同 (见表 2) ‘)。 从表 2 中可以明显看出 , 500 hPa 上的温度 、 露点强对流天气都比暴雨低得多 , 说明强对流 发生前 500 hP a 的空气要比暴雨发生前 500 hPa 的空气干冷得多 。 文献 [4 , 习的资料分 析统计也证实了这一点 , 因而在中层无干冷空气人侵条件下 , 应进一步做有无暴雨的判 断 。 表 2 暴雨与强对流发生前的温湿条件比较 ;;;锣跪跪 T soooo T ssooo T d soooo T d s sooo △T soo 一 85 000(((((℃))) (℃ ))) (℃ ))) (℃ ))) (oC )))暴暴 雨雨 一 2 222 19 . 444 一 6 . 444 1 7 . 000 一2 1 666 强强对流流 一 8 444 18 . 111 一 17 333 12 . 111 一 16 555 3 . 强对流各类天气的分类 图 7 中的判断 7 、 8 、 9 、 10 、 11 是用来判别强对流天气到底是以什么样的形式出现 的 , 是强雷雨 , 还是冰雹 , 还是两者同时发生 ; 出现的强雷雨有没有引起局地洪水的可 能性等等 。 第 7 、 8 判断是根据文献〔习对北京地区暴雨 日各层温 、 湿 、 风的统计 以及我们对 19 8 3一 19 86 年 6一 8 月北京地区冰雹发生 日 08 时各层的相对湿度计算结果而得出的 , 见表 3 。 表 3 暴雨 、 强对流各类天气发生 日 08 : 00 时各层的平均相对湿度 (单位: % ) 牙牙护嫂嫂 地面面 8 5 0 h P aaa 7 0 0 h Paaa 5 0 0 hP aaa 4 0 0 hP aaa 3 0 0 hP aaa 2 5 0 hP aaa 2 0 0 hP aaa 多多年气候值¹¹ 8 6 . 111 6 5 . 000 5 8 . 444 4 3. 111 4 1 . 888 40 222 未算算 34 . 444 暴暴雨 日¹¹ 9 1 . 333 8 4 . 555 7 4 . 555 64 . 888 56 . 999 53 888 未算算 4 7 . 777 雹雹+ 大雨ºº 8 6 .222 7 3 . 555 6 5 . 111 6 8 . 666 60 . 000 6 0 . 000 54 888 4 7 . 555 雹雹+大雨ºº 7 5 . 555 6 0 .222 48 . 444 46 . 111 33 999 37 . 999 38 . 000 35 . 888 无无雹十大雨ºº 8 6 名名 7 5 , 333 6 8 . 777 62 . 444 55 777 53. 444 49 . 888 4 6 . 666 无无雹无雨ºº 53 .444 3 5 . 777 37 . 888 25 . 666 22刀刀 28 . 444 28 . 111 28 . 111 注 : ¹ 是文献【习的计算结果 , º是作者的计算结果 l) 吕达仁 , 中尺度气象的现代化探测和预报技术系统 , 超短期天气预报的原理和方法 (一 ) , 中国科学院大气 物理研究所编 。 大 气 科 学 18 卷 从表 3 可 以看出 , 暴雨 日各层的相对湿度都比多年气候值大 10 % 以上 , 从地面到 20 0 h Pa 整层大气异常潮湿 。 有雹且有大雨 日和无雹大雨 日的情况与暴雨 日基本一样 , 各层 (除地面 ) 都 比多年的气候平均值大 10 % 左右 。 雹加小雨湿度分布则是 中低层 (地面一85 0 hPa) 较湿 , 中高层却很干 , 4 00 hPa 以上各层的相对湿度小于 40 % 。 无雹 无雨的天气则是整层干燥 , 85 0一 500 hP a 各层的相对湿度小于 50 % , 400 hPa 以上则 小于 30 % 。 因此 , 判断树中可用整层是否干燥这个特征来把非雹非雨却属于强对流天 气的龙卷和风暴从别的天气中区别出来 。 其次 , 在前面 已提到过雹加小雨的分布特征 , 它的中低层相对湿度较高 , 地面是 75 . 5% , 比龙卷时要大 20 % , 但比大雨的情况又 要小 10 % 以上 , 中高层 (4 00 一20 0 hPa ) 的相对湿度则比大雨时相对湿度明显偏小 10 % 以上 。 因此 , 不难用判断 8 把雹 加小雨的天气与另外两种对流天气区分开 。 降雹并伴有大雨的情况与无雹的强雷雨的湿度分布并没有什么 区别 。 如何区分这两 种天气呢 ? 这就进人了第 9 判断 。 周名扬指出 : 从气候分布概况来看 , 北京地区发现冰 雹有两个必要条件 : ¹ 0℃层要在 3800 一4400 m 之间 , º 500 一300 hPa 之间的厚度要合 适 ’) 。 如某 日的天气满足这两个条件 , 则出现冰雹 , 否则只能产生强雷雨 。 第 10 判断是简单地用强雷暴的移速来确定是否可能形成局地洪水 。 强雷暴的移速 可根据 08 时的探空资料进行计算161 。 第 n 判断是估计是否有雷雨大风同时发生 。 如果近地面有很强的环境风 (U H F 雷达风廓线仪可随时获得风廓线 ) , 则表明对流天气发生时有大风相伴 。 六 、 结 论 在北京地区 10 个冰雹天气个例地面中分析和物理诊断的基础上 , 提出了一种强对 流天气的短时预报方法 。 其主要步骤如下 : ( l) 如果 08 时昌平附近有一个中低压 (或 n 时从别处移来一个中低压 ) , 且地面 对应的是辐合正涡度区 , 则可 以初步预报北京地区当 日有出现冰雹的可能性 。 (2 ) 密切注意中低压的演变 , 判断切变线 、 涡旋对流场是否出现并加强 。 (3) 根据地面物理量场的诊断分析 , 参考所得到的几种尺度天气学分析 , 确定未来 冰雹的潜在落区 。 (4 ) 与此同时 , 用北京地区的探空资料 , 根据本文提出的判断树方法 , 进一步确定 潜在发生区是否确有强对流出现 , 并估计强对流天气发生的类型 。 上述方法仅仅是预报地区性强对流天气的一个思路 , 尚停留在研究分析的水平上 , 今后有待于在实际业务预报中不断加以检验和改进 。 致谢 : 感谢吴正华和石定朴同志的大力协助 。 l) 周名扬 , 19 91 , 北京地区冰雹落点预报方法 , 北戴河冰雹会议文集 。 2 期 王笑芳等 : 北京地区强对流天气短时预报方法的研究 18 3 参 考 文 献 tl] 丁一汇等 , 19 81 , 暴雨和强对流天气发生条件的比较分析 , 大气科学 , 5 , N o . 4 , 388 一3 97 . [21 C o lq u h o u n , J . R . , 19 8 7 , A d ee isio n tr ee m e th o d o f fo r e ea sti n g thu n d ers to rm s , se v er e th u n d e rsto rm s a n d to r - n a d o e s , 环飞a the r a n d Fo r e ea s t”29 , 2 , 3 3 7一3 4 5 . [3 ] 游景炎 , 19 81 , 华北雹暴发生条件及预报问题 , 强对流天气文集 , 气象出版社 , 1一7. [4 ] 李吉顺 , 田生春 , 19 81 , 北京地区强对流环境风垂直分布的一些统计特征 , 强对流天气文集 , 气象出版社 , 1 4 9一 15 2 . [5] 田生春 , 杜长营 , 19 8 3 , 北京地 区暴雨时各层温 、 湿 、 风的统计特征 , 大气科学 , 7 , N o . 1 , 68 一7 7 . [6 ] C o lq u ho u n , J , R . , 19 80 , A m e th o d o f es tim a tin g the v e lo eity o f a se v er e th u n d e r sto rm s u sin g th e v e r tiea l w in d p r o fi le in the sto rm , 5 e n v ir c n m e n ts , p r印 r in ts E ig h th C o nfe r e n ee of w 亡a rhe r Fo r e e as ring a n d A n a ly sis , D en v e r , A m e r . M e te o r . So e 二 3 1 6一3 2 3 . S tU d y o n M eth o d o f S ho r t一r a n g e Fo r e ea st o f Sev e r e C o ve e ti v e W e a th er in B eiji n g A r e a W a n g X ia o fa n g a n d D in g Y ihu i (Ch in e se A e a de 用 , of M e ze o r o log ie a l s c ie n ee , S ta te M e re o r o log ic a lA dn 1 in is rr a tio n , B e红in g l0 0 0 8 1) A b s tr a e t T h is PaPe r in elu d e s tw o Pa r ts . T h e re la t io n s b e tw e e n th e h a ilfa llo u t z o n e a n d su r fa e e m e so 一se a le syn o Ptie system s , th e d ist rib u tio n o f d iv e r g e n e e , v o rtie ity , to tal tem Pe ra tu re , a n d r ela tiv e h um id ity a t th e s u rfa e e in B eijin g a r e a a re a n alyse d in th e fi rs t a sPe e t . T h e r e afte r o n e e o n e ePtu a lm o d el o f th e h a il fa llo u t z o n e 15 e s ta b lish e d , P ro v id in g a se ie n tifi e b a sis fo r Pr e d ie tin g th e h a il fa llo u t z o n e . T h e se e o n d Pa rt d isc ri b e s a d e e isio n tre e m e th o d o f fo re e a stin g w h e th e r s ev e r e e o n v ec tive w e ath e r w ill hap Pe n a n d h o w s tro n g it w ill be . T his b r in g s u s a v a lu a b le id e a ab o u t th e sh o r卜r a n g e fo r e e a st o f se V e re c o n v e c - tio n s . 血y w o r ds : se v e re e o n ve e tiv e w e a th e r : disa s te r w e a th e r: w e a th e r fo re e a st ; B eijin g .