p 天气分析和预报
中国梅雨形成的一种物理机制
蔡尔诚
(黑龙江八一农垦大学气象研究室, 黑龙江 密山 158308)
摘 要:由冬至夏, 南海和西太平洋盛行对流云, 有利于洋面对大气加热; 青藏高原上空以少云和对流云为主, 亦有利于上下边界对大气加热。因此, 南海、西太平洋及青藏高原是大气的热源。而中国南方(35b N 以南) 由于盛行波状低云, 不利于上下边界对大气加热, 因而中国南方为大气的冷源。季风交替期(4~5月) , 中国东部850~500hPa 的温度距平, 主要是两个热源和一个冷源力量对比的结果。此期的冷源上空, 未来2~3个月即6~8月将发展梅雨大槽。统计结果表明, 梅雨强度几乎与南方冷源强度呈线性关系:850~500hPa 气温负距平很小时, 未来梅雨很弱; 冷源很强时, 未来梅雨很强。
关键词:梅雨; 形成机制; 热源; 冷源
中图分类号:P426. 61+1 文献标识码:A 文章编号:1004-6372(1999) 03-0001-02
大气温、压场与上下边界加热场之间的相互作用是长期天气(气候) 变化的基本物理原因。笔者认为, 在这种相互作用过程中, 一个重要的中间环节是云的作用。本文以中国梅雨形成机制为具体对象, 研究了云的作用。
括碧空) 相比, 波状低云覆盖区的上空是一低温区(冷源) 。
计算了15年冬夏季风交换期的中国东部地区(105b E 以东) 850hPa 层5b @5b 网格点上有、无波状低云覆盖时气温距平的差异, 结果列表1。
表1 有、无波状低云覆盖时850hPa 温度距平
云种
波状低云覆盖区大面积+4828. 7
-11971. 3
小面积+2850. 9
-2749. 1
无波状低云区+21076. 9
-6323. 1
1 一类观测事实
笔者在过去30多年业务工作中发现, 波状低云(层云、层积云、雾) 对降水的形成有重要意义[1]:¹短波槽前形成波状低云后, 未来几小时到1~2天的大(暴) 雨就发生于波状低云所诱发的地面中(小) 尺度系统附近; º长波槽前形成波状低云后, 未来3~7天的大(暴) 雨落区位于波状低云诱发的地面中(小) 尺度附近; »由冬季风向夏季风过渡期(4~5月) 内形成的波状低云的中(小) 尺度系统多发区就是未来3~4个月内大(暴) 雨的高频率区或多雨区。
温度距平格点数频率/%
由表1可见:地表被大面积波状低云覆盖时, 云顶上空(850hPa) 气温70%以上为负距平; 无波状低云覆盖时, 76%以上为正距平。虽然850hPa 气温除受下垫面非绝热加热影响外, 还受大气内部运动(温度平流和垂直运动) 影响, 但在同样大气运动条件下, 有、无波状低云时, 温度距平差异如此明显, 足见波状低云在非绝热过程中的冷源作用。2. 2 由冬到夏东亚地区云的分布特征
分别计算了12月、2月、5月及7月南海与西太平洋(20b N 以南) 、中国大陆南方(35b N 以南) 及青藏高原上空各类云的覆盖率(出现某类云的站数与总站数之比) , 结果列表2。
表2 由冬到夏云的覆盖率变化
月
份
波状低云
中国35b N 以南
降水云
中高云晴空波状低云
中国青藏高原
层状降水云对流云少云对流云其它云
1266. 915. 58. 58. 98. 76. 88. 476. 276. 223. 8
240. 120. 026. 612. 811. 97. 97. 972. 172. 028. 0
551. 320. 222. 75. 722. 98. 916. 848. 185. 114. 9
2 物理图像
2. 1 云对加热场的两类作用
大气科学认为云是加热过程的/调节器0, 但具体如何调节却很少研究。笔者发现, 在10类云中, 起主要作用的有两类云。
一类是有利于上、下边界对大气加热的云) ) ) 对流云。大气获得外界热量的主要途径是下垫面的长波辐射、湍流热交换和水汽潜热释放, 而对流云覆盖时正好有利于上述3类过程的进行:对流上升运动将下垫面上的水汽输入中高空并冷却凝结, 对流运动使地表感热进入大气; 同时对流云体间的云隙使长、短波辐射畅通无阻。
一类是不利于上、下边界对大气加热的云) ) ) 波状低云。与对流云相反, 在近地面形成波状低云后, 浓密的云幕阻挡了来自上、下边界的短、长波辐射; 云顶的逆温层又抑制感热的湍流交换和地表水汽向中、高空输送, 因而和其它各类云(包
收稿日期:1999-02-24
%
7
40. 018. 227. 614. 328. 77. 423. 840. 175. 224. 7
南海及西太平洋
表2说明:由冬至夏南海和西太平洋上空盛行对流云, 有利于洋面对大气加热; 青藏高原上空以少云和对流云为主, 亦有利于对大气加热; 而中国南方(及中印半岛) 则盛行无降水
利用气象卫星资料定量测量黄河流域汛期降水
王庆斋, 傅德胜, 王春青
1
2
1
(1. 黄河水利委员会, 河南 郑州 450004; 2. 南京气象学院, 江苏 南京 210044)
摘 要:根据GMS-5静止气象卫星数字化卫星云图的灰度分布, 计算灰度共生矩阵, 抽取云的纹理特征量, 组成云自动分类方程, 进而滤去地表和非降水云信息, 实现云的自动分类, 然后针对黄河流域不同类型云建立云顶温度与地面实测降水关系曲线, 并选取订正因子, 建立地面降水估算方程进行降水估算。使用结果表明, 该方法对黄河流域汛期降水估算效果较好。
关键词:卫星云图; 纹理分析; 云分类; 降水估算
中图分类号:P414. 4; P457. 6
文献标识码:A
文章编号:1004-6372(1999) 03-0002-03
长期以来, 我们一直采用收集水文和气象部门的雨量站资料作为洪水预报的输入资料。由于黄河中游三门峡以上地区, 尤其是陕北地区报汛雨量站严重不足, 很难掌握暴雨的空间分布; 即使是在雨量站分布相对稠密的地区, 雨量站观测到的也只是/点0降水, 用雨量计资料来推测区域降水量只能是以/点0代/面0。当降水分布比较均匀时, 这种以/点0代/面0的办法能保证良好的精度, 而实际上降水分布往往并不均匀, 雨量大的地方不一定恰好有雨量站, 真正的强降水中心有时
收稿日期:1999-04-14
1 引 言
黄河下游的洪水, 主要由黄河中游地区的降水所造成。降水的分布、强度和持续时间, 直接影响洪水的发生、发展和性质。在当前降水预报尚不能完全满足防汛要求的情况下, 对降水实况的监测及分析, 仍然是洪水预报和防洪调度的重要信息。
会/漏掉0, 因此/点0降水对于/面0降水的代表性较差。同时,
的波状低云, 不利于上、下边界对大气的加热。于是, 形成了两个热源、一个冷源控制西太平洋和东亚地区的加热场格局。李麦村等曾用西太平洋和青藏高原热源的季节变化来解释梅雨形成机制[2], 但忽略了波状低云对中国大陆的冷源作用, 也许这是不能很好预报梅雨的原因。2. 3 中国南方冷源对梅雨形成的作用
由热流量方程
) RT 9T =-V #¨T +(C d -C X +E 22
Pg C p
可知, 气温变化由温度平流项、垂直运动项和非绝热加热项组成。对中国南方而言, 在大面积波状低云覆盖时, 非绝热加热项E /C p 0。在500hPa 层, 温度平流除受西太平洋等地区的西南气流影响外, 有时还受青藏高原附近偏西气流的影响。大面积波状低云主要发生于脊后槽前的环流形势下, 因此垂直运动项[(C d -C ) RT /Pg ]X 在绝大多数情况下是上升运动和降温。季风交替期(4~5月) 中国东部850~500hPa 的温度距平, 主要是西太平洋及南海热源和中国南方冷源力量对比的结果:当中国南方850~500hPa 出现强烈气温负距平时, 表明波状低云覆盖时的冷源作用远远强于西太平洋及南海的热源作用(通过温度平流而实现) 。根据对北半球加热场的研究
[3]
果见表3。
表3 梅雨强度与季风交替期冷源的平均特征
梅雨强度弱
较弱中等较强强
梅雨期平均天数/d 511. 418. 026. 831. 8
长江中下游4站平均梅雨量距平百分率
-0. 47-0. 35-0. 130.220.53
气温距平/e 500hPa -----2. 92. 74. 14. 45. 8
850hPa -0. 9-3. 1-4. 6-6. 8-8. 2
表3数据表明, 梅雨强度几乎与前期中国南方冷源强度呈线性关系:当850~500hPa 冷源很弱(气温负距平绝对值很小) 时, 未来梅雨也很弱; 冷源很强时, 未来梅雨很强。有意义的是:弱梅雨前期, 低空(850hPa) 冷源弱于中空(500hPa ) 冷源; 强梅雨前期, 低空冷源强于中空冷源。由此可看出下垫面加热作用的重要性。
3 结 语
经对1958~1993年36年的资料验证, 本文讨论的波状低云形成的冷源与梅雨发生的关系, 同样适用于北方夏季的降水。1998年3月初, 利用波状低云形成的冷源与降水的关系, 为国家农业部研制了夏季旱涝预报, 反映了嫩江、松花江、长江、西江和闽江流域\33%的雨量正距平区。
参考文献:
[1]蔡尔诚. 波状低云的天气学研究[M]. 北京:气象出版社, 1998. [2]李麦村. 东亚梅雨形成与超长波活动) ) ) 兼论青藏高原对梅雨形
成的作用[A]. 1979年长江流域水文气象预报讨论会材料[C]. [3]长期天气预报协作组. 北半球月平均加热场的研究[A]. 长期天气
预报文集[C]. 北京:气象出版社, 1982.
, 春季的冷源
区对应未来2~3个月(6~8月) 的平均槽区, 即此处将发展梅
雨大槽。依据这种认识, 笔者计算了1965~1990年6~7月梅雨强度与4~5月中国大陆850~500hPa 温度距平的关系, 结
p 天气分析和预报
中国梅雨形成的一种物理机制
蔡尔诚
(黑龙江八一农垦大学气象研究室, 黑龙江 密山 158308)
摘 要:由冬至夏, 南海和西太平洋盛行对流云, 有利于洋面对大气加热; 青藏高原上空以少云和对流云为主, 亦有利于上下边界对大气加热。因此, 南海、西太平洋及青藏高原是大气的热源。而中国南方(35b N 以南) 由于盛行波状低云, 不利于上下边界对大气加热, 因而中国南方为大气的冷源。季风交替期(4~5月) , 中国东部850~500hPa 的温度距平, 主要是两个热源和一个冷源力量对比的结果。此期的冷源上空, 未来2~3个月即6~8月将发展梅雨大槽。统计结果表明, 梅雨强度几乎与南方冷源强度呈线性关系:850~500hPa 气温负距平很小时, 未来梅雨很弱; 冷源很强时, 未来梅雨很强。
关键词:梅雨; 形成机制; 热源; 冷源
中图分类号:P426. 61+1 文献标识码:A 文章编号:1004-6372(1999) 03-0001-02
大气温、压场与上下边界加热场之间的相互作用是长期天气(气候) 变化的基本物理原因。笔者认为, 在这种相互作用过程中, 一个重要的中间环节是云的作用。本文以中国梅雨形成机制为具体对象, 研究了云的作用。
括碧空) 相比, 波状低云覆盖区的上空是一低温区(冷源) 。
计算了15年冬夏季风交换期的中国东部地区(105b E 以东) 850hPa 层5b @5b 网格点上有、无波状低云覆盖时气温距平的差异, 结果列表1。
表1 有、无波状低云覆盖时850hPa 温度距平
云种
波状低云覆盖区大面积+4828. 7
-11971. 3
小面积+2850. 9
-2749. 1
无波状低云区+21076. 9
-6323. 1
1 一类观测事实
笔者在过去30多年业务工作中发现, 波状低云(层云、层积云、雾) 对降水的形成有重要意义[1]:¹短波槽前形成波状低云后, 未来几小时到1~2天的大(暴) 雨就发生于波状低云所诱发的地面中(小) 尺度系统附近; º长波槽前形成波状低云后, 未来3~7天的大(暴) 雨落区位于波状低云诱发的地面中(小) 尺度附近; »由冬季风向夏季风过渡期(4~5月) 内形成的波状低云的中(小) 尺度系统多发区就是未来3~4个月内大(暴) 雨的高频率区或多雨区。
温度距平格点数频率/%
由表1可见:地表被大面积波状低云覆盖时, 云顶上空(850hPa) 气温70%以上为负距平; 无波状低云覆盖时, 76%以上为正距平。虽然850hPa 气温除受下垫面非绝热加热影响外, 还受大气内部运动(温度平流和垂直运动) 影响, 但在同样大气运动条件下, 有、无波状低云时, 温度距平差异如此明显, 足见波状低云在非绝热过程中的冷源作用。2. 2 由冬到夏东亚地区云的分布特征
分别计算了12月、2月、5月及7月南海与西太平洋(20b N 以南) 、中国大陆南方(35b N 以南) 及青藏高原上空各类云的覆盖率(出现某类云的站数与总站数之比) , 结果列表2。
表2 由冬到夏云的覆盖率变化
月
份
波状低云
中国35b N 以南
降水云
中高云晴空波状低云
中国青藏高原
层状降水云对流云少云对流云其它云
1266. 915. 58. 58. 98. 76. 88. 476. 276. 223. 8
240. 120. 026. 612. 811. 97. 97. 972. 172. 028. 0
551. 320. 222. 75. 722. 98. 916. 848. 185. 114. 9
2 物理图像
2. 1 云对加热场的两类作用
大气科学认为云是加热过程的/调节器0, 但具体如何调节却很少研究。笔者发现, 在10类云中, 起主要作用的有两类云。
一类是有利于上、下边界对大气加热的云) ) ) 对流云。大气获得外界热量的主要途径是下垫面的长波辐射、湍流热交换和水汽潜热释放, 而对流云覆盖时正好有利于上述3类过程的进行:对流上升运动将下垫面上的水汽输入中高空并冷却凝结, 对流运动使地表感热进入大气; 同时对流云体间的云隙使长、短波辐射畅通无阻。
一类是不利于上、下边界对大气加热的云) ) ) 波状低云。与对流云相反, 在近地面形成波状低云后, 浓密的云幕阻挡了来自上、下边界的短、长波辐射; 云顶的逆温层又抑制感热的湍流交换和地表水汽向中、高空输送, 因而和其它各类云(包
收稿日期:1999-02-24
%
7
40. 018. 227. 614. 328. 77. 423. 840. 175. 224. 7
南海及西太平洋
表2说明:由冬至夏南海和西太平洋上空盛行对流云, 有利于洋面对大气加热; 青藏高原上空以少云和对流云为主, 亦有利于对大气加热; 而中国南方(及中印半岛) 则盛行无降水
利用气象卫星资料定量测量黄河流域汛期降水
王庆斋, 傅德胜, 王春青
1
2
1
(1. 黄河水利委员会, 河南 郑州 450004; 2. 南京气象学院, 江苏 南京 210044)
摘 要:根据GMS-5静止气象卫星数字化卫星云图的灰度分布, 计算灰度共生矩阵, 抽取云的纹理特征量, 组成云自动分类方程, 进而滤去地表和非降水云信息, 实现云的自动分类, 然后针对黄河流域不同类型云建立云顶温度与地面实测降水关系曲线, 并选取订正因子, 建立地面降水估算方程进行降水估算。使用结果表明, 该方法对黄河流域汛期降水估算效果较好。
关键词:卫星云图; 纹理分析; 云分类; 降水估算
中图分类号:P414. 4; P457. 6
文献标识码:A
文章编号:1004-6372(1999) 03-0002-03
长期以来, 我们一直采用收集水文和气象部门的雨量站资料作为洪水预报的输入资料。由于黄河中游三门峡以上地区, 尤其是陕北地区报汛雨量站严重不足, 很难掌握暴雨的空间分布; 即使是在雨量站分布相对稠密的地区, 雨量站观测到的也只是/点0降水, 用雨量计资料来推测区域降水量只能是以/点0代/面0。当降水分布比较均匀时, 这种以/点0代/面0的办法能保证良好的精度, 而实际上降水分布往往并不均匀, 雨量大的地方不一定恰好有雨量站, 真正的强降水中心有时
收稿日期:1999-04-14
1 引 言
黄河下游的洪水, 主要由黄河中游地区的降水所造成。降水的分布、强度和持续时间, 直接影响洪水的发生、发展和性质。在当前降水预报尚不能完全满足防汛要求的情况下, 对降水实况的监测及分析, 仍然是洪水预报和防洪调度的重要信息。
会/漏掉0, 因此/点0降水对于/面0降水的代表性较差。同时,
的波状低云, 不利于上、下边界对大气的加热。于是, 形成了两个热源、一个冷源控制西太平洋和东亚地区的加热场格局。李麦村等曾用西太平洋和青藏高原热源的季节变化来解释梅雨形成机制[2], 但忽略了波状低云对中国大陆的冷源作用, 也许这是不能很好预报梅雨的原因。2. 3 中国南方冷源对梅雨形成的作用
由热流量方程
) RT 9T =-V #¨T +(C d -C X +E 22
Pg C p
可知, 气温变化由温度平流项、垂直运动项和非绝热加热项组成。对中国南方而言, 在大面积波状低云覆盖时, 非绝热加热项E /C p 0。在500hPa 层, 温度平流除受西太平洋等地区的西南气流影响外, 有时还受青藏高原附近偏西气流的影响。大面积波状低云主要发生于脊后槽前的环流形势下, 因此垂直运动项[(C d -C ) RT /Pg ]X 在绝大多数情况下是上升运动和降温。季风交替期(4~5月) 中国东部850~500hPa 的温度距平, 主要是西太平洋及南海热源和中国南方冷源力量对比的结果:当中国南方850~500hPa 出现强烈气温负距平时, 表明波状低云覆盖时的冷源作用远远强于西太平洋及南海的热源作用(通过温度平流而实现) 。根据对北半球加热场的研究
[3]
果见表3。
表3 梅雨强度与季风交替期冷源的平均特征
梅雨强度弱
较弱中等较强强
梅雨期平均天数/d 511. 418. 026. 831. 8
长江中下游4站平均梅雨量距平百分率
-0. 47-0. 35-0. 130.220.53
气温距平/e 500hPa -----2. 92. 74. 14. 45. 8
850hPa -0. 9-3. 1-4. 6-6. 8-8. 2
表3数据表明, 梅雨强度几乎与前期中国南方冷源强度呈线性关系:当850~500hPa 冷源很弱(气温负距平绝对值很小) 时, 未来梅雨也很弱; 冷源很强时, 未来梅雨很强。有意义的是:弱梅雨前期, 低空(850hPa) 冷源弱于中空(500hPa ) 冷源; 强梅雨前期, 低空冷源强于中空冷源。由此可看出下垫面加热作用的重要性。
3 结 语
经对1958~1993年36年的资料验证, 本文讨论的波状低云形成的冷源与梅雨发生的关系, 同样适用于北方夏季的降水。1998年3月初, 利用波状低云形成的冷源与降水的关系, 为国家农业部研制了夏季旱涝预报, 反映了嫩江、松花江、长江、西江和闽江流域\33%的雨量正距平区。
参考文献:
[1]蔡尔诚. 波状低云的天气学研究[M]. 北京:气象出版社, 1998. [2]李麦村. 东亚梅雨形成与超长波活动) ) ) 兼论青藏高原对梅雨形
成的作用[A]. 1979年长江流域水文气象预报讨论会材料[C]. [3]长期天气预报协作组. 北半球月平均加热场的研究[A]. 长期天气
预报文集[C]. 北京:气象出版社, 1982.
, 春季的冷源
区对应未来2~3个月(6~8月) 的平均槽区, 即此处将发展梅
雨大槽。依据这种认识, 笔者计算了1965~1990年6~7月梅雨强度与4~5月中国大陆850~500hPa 温度距平的关系, 结