海洋天气预报简介

10.1我国沿海海域气候概况10.1.1我国沿海气候的基本特点我国位于亚洲大陆东海岸，沿海海域非常宽广。我国海域北自渤海，南至南海的曾母暗沙，南北纵跨44个纬度，东西横跨20多个经度。海岸线北起鸭绿江，南至北仑河口，长达18000多公里。各海区的划分见图10.1（a、b）。

渤海是我国的内海，三面受大陆环抱，东面与黄海相接。黄海为半封闭的浅海，在长江口至济州岛一线与东海相接。东海南至台湾海峡，东面在琉球群岛与太平洋相连。南海西邻中南半岛、马来半岛，东至菲律宾群岛，南至苏门答腊和加里曼丹岛。我国的近海处在东亚季风区，自南向北依次为赤道季风带、热带季风带、亚热带季风带和温带季风带，所以季风是其最重要的气候特征。冬季风（10月—次年4月）强而稳定，夏季风（6—8月）较弱，稳定性也差。由于各海区所处的纬度不同，季风的强弱程度和开始、结束时间都有差异。

在冬季风控制的月份，海上为单一的偏北气流，渤海、黄海为西北风，东海为偏北风，南海为东北风。冬季渤海、黄海寒冷少雨，其中渤海和黄海北部在1—2月份甚至会出现冰冻。冷空气进入黄海、东海后逐渐变性，由于热量、水汽条件渐转优越，容易形成大风和云雨天气。在夏季风控制的月份，南海中南部为西南季风，南海北部及其附近海域为偏东风，两股气流的汇合形成了热带辐合带，在热带辐合带中会经常生成热带气旋和强对流天气。而东海和黄海南部在副热带高压控制下，盛行东南或西南风，以晴朗天气为主。夏季风控制的月份也是热带气旋生成、发展的旺季，受其影响的海域往往出现狂风暴雨、狂浪怒涛，给船只航行带来了极大的危险。

季风气候形成了很大的气温年较差，且越向北年较差越大，根据统计，南海北部的气温年较差为12～15℃，东海为15～22℃，黄海为20～25℃，渤海达25～29℃。隐藏10.1.2海流和局部地理环境对沿海气候的影响中国的海流主要受北赤道海流和里门寒流的影响，江河淡水的流入也起重要作用，形成中国的海流系统。

⑴暖流

黄海、东海的暖流均溯源于黑潮，黑潮进入东海后，沿大陆架边缘流向东北，这一股黑潮，通常称为台湾暖流，中部的强流区宽度约70～80km。黑潮影响沿海的海温和云雨天气。在闽浙近海的部分，台湾暖流流速虽然较小，但与近岸寒流相交汇处，形成明显的分界，当地渔民称为"流隔"，这里就是著名的舟山渔场。北上的台湾暖流在济州岛以南分成两支：一支穿过对马海峡的对马海流；一支进入黄海，称为黄海暖流。黄海暖流冬强夏弱，经黄海北部从渤海海峡北口进入渤海。环绕渤海一周后，这支暖流由渤海海峡南部流回黄海。

⑵沿岸寒流

由渤海海峡南口流入黄海的海流，汇合着黄河、海河等江河径流淡水沿岸南下，是中国海的沿岸寒流。沿岸寒流在冬季风的影响下，势力较强，可以一直沿岸南下穿过台湾海峡进入南海。随着季节的变暖，沿岸寒流逐渐向北退缩。其强弱和进退变化，直接影响着中国沿海海雾的形成。特别是在冬季和春季，它也是黄海春季和初夏出现海雾的主要原因。

⑶南海海流

南海的海流分为南海沿岸流和南海暖流两个系统。南海沿岸流指广东沿岸的海流，以116°E（汕尾附近）为界，分成两个不同的流系。汕尾以东，终年的流向为东北；汕尾以西，海流有明显的季节变化。

冬季（12—次年3月）穿过台湾海峡的沿岸寒流，在东北季风的作用下，汇合珠江径流直达雷州半岛，折向南后，分为两支：一支沿海南岛东岸继续向西南流去；另一支在海南岛东北方受南海暖流的带动，转而流向东北，形成雷州半岛东侧的小环流。

夏季（6—9月）在盛行西南风的作用下，沿岸流流向东北，流速比冬季略强。春秋两季基本上是冬季的类型。

暖流位于沿岸流以外的海区，西南季风期间，流向为东北，十分稳定，上下层一致，流速较大。由于对南海暖流的观测资料稀少，尚待进一步考察。

另外，局部的地理环境如海岛、海峡等也会对沿海气候产生影响，最显著的是台湾海峡。东北-西南走向的地形和狭管效应使冬季风明显大于海峡外，往往相差2～3级。渤海海峡也有类似情况。隐藏10.1.3沿海的风浪由于我国沿海海面受季风控制，而冬季风又强于夏季风，所以在不同的季节、不同海域风力各不相同。

渤海和黄海北部冬季的平均风速为6～7m/s，6级以上的大风频率约为11%～19%。春季平均风速为4～5m/s，6级以上大风频率约为5%左右。夏季平均风速为4m/s，6级以上的大风频率约为2%～4%。渤海和黄海北部受海域范围的限制，以风浪为主，涌浪较少。

黄海中南部冬季的平均风速为6～8m/s，6级以上的大风频率约为10%～24%。春季的平均风速为4～6m/s。夏秋季的平均风速为5～6m/s，6级以上的大风频率约为5%～10%。黄海中南部的涌浪较多见。其中成山角和济州岛附近海区风浪最大。成山角以东海面由于地形的影响，风浪大于周围海区，特别是冬季，再加上海流湍急，对船只航行威胁极大。济州岛附近海区全年风浪均大于其它海区。

东海冬季的平均风速为8～9m/s，6级以上的大风频率约为20%～25%。春季的平均风速为5～7m/s，6级以上的大风频率约为6%～9%。夏季的平均风速为6～7m/s，6级以上的大风频率约为7%-9%。其中台湾海峡由于地形的影响，风力的季节变化更为明显，冬季的平均风速可达10～11m/s，6级以上的大风频率约为20%～25%。夏季的平均风速只有5m/s。秋季的平均风速又开始明显增大，达7m/s左右，6级以上的大风频率约为20%左右。

南海冬季大风区在吕宋岛以北、巴士海峡和南沙群岛以西海域，平均风速达11～12m/s，6级以上的大风频率约为40%～55%。春季风力最小，平均风速仅4～5m/s，6级以上的大风频率约为2%～4%(北部湾稍大些)。夏季的平均风速为7～8m/s，6级以上的大风频率约为15%～20%。

与风的季节变化和海域差异相似，海浪也有季节变化和不同海域的差异，大体上是冬季高于夏季，较远的海域高于靠近海岸线的海域和内海，波高在0.5～3.0m之间。

渤海和黄海北部冬季平均波高为1.4～1.6m（强冷空气影响时最高可达6～7m），波高≥2.5m的频率为10%～15%，春秋季为1.0～1.3m，夏季为0.7～0.8m。其中渤海海峡附近和成山角附近海域高于其它海区。

黄海南部冬季的平均波高为1.4～1.6m（强冷空气影响时最高可达3～5m），波高≥2.5m的频率为20%～25%，春秋季为1.0～1.3m，夏季为0.7～0.9m（台风影响时最高可达6～9m）。

东海冬季的平均波高为1.2～1.8m（台湾海峡为3.0～3.5m），≥2.5m波高的频率为30%～40%（台湾海峡为50%～60%），春季为1.2m左右，夏季为0.9～1.2m（台风影响时琉球附近海域最高可达15m左右）。

南海海域的浪高分布很不均匀，冬季以巴士海峡西面波浪最大，波高≥2.5m的频率为50%-60%，越向南越小。4月份波高≥2.5m的频率为5%（巴士海峡为20%），6～8月南海中部的风浪较大，波高≥2.5m的频率为20%。台风影响时最高风浪可达10～15m。隐藏10.1.4沿海的海雾海雾也是一种严重威胁航行安全的灾害性天气，因为海雾发生时范围大，雾浓，而且持续时间可以很长。我国沿海的海雾季节性和区域性都很强。南海的雾主要出现在2—4月，东海主要出现在3—6月，黄海的雾出现在春、秋两季，主要出现在3—8月，其中5—7月最为集中。海雾大体上是自南向北逐渐推进，实际上与暖湿气流的活动有关。各海区出现海雾的条件有所不同，但大多属于平流雾，其共同的特点是由特定的风场把暖湿空气输送到较冷的海面上，使暖湿空气冷却饱和而形成。较大的海面温度梯度、大小适宜的风速和一定的气温与水温差（气温高于水温0～6℃）是形成海雾的有利条件。一般而言，沿岸海域出现雾的机率要高一些。在我国的沿海海域中，北部湾海域、台湾海峡的西部、舟山群岛附近海域、山东南部海域以及朝鲜半岛西面海域是海雾的多发区域。

由于我国沿海海域宽广，影响的天气系统各不相同，所以气象要素的分布很不均匀。即使在同一海区，受同一天气系统的影响，但是由于地形的差异和海况不同，同样会造成气象要素分布上的差异，特别是风和浪。10.2海雾10.2.1海雾和海雾的分类海雾是在特定的海洋水文和气象条件下产生的。当低层大气处于稳定状态，由于水汽的增加及温度的降低，近海面的空气逐渐达到饱和或过饱和状态，这时，水汽以细微盐粒等吸湿微粒为核心不断凝结成细小的水滴、冰晶或者两者的混合物，悬浮在海面上几百米以内的低空里，当雾滴增大、数量增多，使天空呈灰白色，能见度降低到1km以下时，便形成了海雾。

平流冷却雾：暖湿空气移到冷海面时，底层冷却，水汽凝结形成。我国春夏季节，东海、黄海的海雾多属于这种。

平流蒸发雾：冷空气从暖海面上流过，一面蒸发向空中输送水汽，一面因湍流交换向大气输送热量，前者利于雾生，后者利于雾消。当蒸发作用大于显热输送时，便能形成海雾。

以上两种平流雾的特点：雾性浓、范围大、持续时间长，伸入大陆较远；常伴有平流低云；活动多变，出现突然；日变化不明显。

冷季混合雾：低气压区内降水在下降过程中不断蒸发或升华，增加近海面层大气中的水汽含量。同时周围冷空气（特别是极地冷空气）不断卷入低气压区内，与因蒸发或升华作用使得海面上接近饱和空气发生混合凝结而成雾。暖季混合雾的形成同上。

辐射雾：当海面上有一层悬浮物质或有海冰覆盖时，夜间辐射冷却生成的雾。多出现在高纬度冷海面上。多见于内海、岸滨或港湾水域的黎明前后，日出后渐消。

地形雾：海面暖空气在向岛屿和海岸爬升的过程中冷却凝结而形成的雾。如青岛的崂山东南坡和舟山群岛普陀山，春夏季节常常云雾缭绕。

我国的近海以平流冷却雾居多，海雾从春至夏自南向北推进。以东海和黄海的雾最多。

南海的海雾只限于中国沿岸（两广及海南沿海水域，雷州半岛东部最多），多出现在2—4月。

东海的海雾始于3月，终于7月，而以4—6月为最盛。雾区多集中于闵浙沿海26～30ºN的海区（大致从沿海向东延伸到126ºN）。有两个中心，一个在台湾海峡北口（集中于4—5月），一个在长江口至舟山群岛海面（集中于5—6月）。温州沿海一带雾日较少。

黄海雾季在4—8月，雾区比东海大，整个海域都有雾。其中在中国沿海部分，有两个中心，一个在青岛附近，以6—7月频率最高，一个在成山头附近，成山头7月份的平均雾日达25d以上，几乎天天有雾。江苏的连云港附近为少雾区。

渤海雾季在5—7月，东部多于西部，集中在辽东半岛和山东半岛北部沿海。渤海西岸从莱州湾以北直到秦皇岛的广大海区不大出现海雾。隐藏10.2.2海雾的水文、气象条件海雾的生成、持续和消散，有水文条件，也有气象条件。在水文条件中，以冷暖洋面和表层水温的作用比较显著。气象条件中近水面大气温度、湿度、风和空气稳定度的作用较大。

⑴海雾的水文条件

海雾常出现在涌升的冷洋流上，或者是冷暖洋流的交界区域。海面水温可作为海雾生成的临界，大片海雾区出现在海面水温低于20℃的海域。高于20℃的海域，海雾逐渐减少，超过25℃等温线以外的海域，不再有雾。

⑵水-气温差条件

大量的观测事实表明，85%的雾发生在气温高于水温0～6℃范围内。气温高于水温1℃时出雾的比例最大。高于6℃以上，很难出现平流冷却雾。但对平流蒸发雾来说，却多出现在气温低于水温10℃以上（气温越低，海面蒸发越旺盛）。

⑶湿度条件

据统计温度露点差在1℃以下时，占出现雾的88%，其中又以温度露点差在0.1～0.5℃以下时产生海雾的次数最多。近年来的观测事实表明，海雾形成时的相对湿度不一定要达到100%，有时相对湿度达到80%以上，就有海雾生成。但相对湿度低于70%，一般不易有海雾生成。

⑷风场条件

对平流冷却雾来说，暖湿气流的长期存在，对海雾的生成和发展相当重要。有海雾生成时，一般盛行偏南气流（东海、黄海）或偏东气流（南海），海雾发生时风力多为2～4级（2～10m/s），特别是4～5m/s最为有利，1级以下或6级以上时，雾较少出现。

⑸大气稳定度条件

有较强的逆温层可以使平流冷却雾得以产生和维持。但对于平流蒸发雾来说，一般多出现在低层大气呈不稳定状态下。隐藏10.2.3海雾云图特征由于卫星红外观测无法判断云底是否到达地（海）面，所以在云图上难以区分层云和雾，层云和雾在云图上是类似的。

可见光云图上，层云和雾表现为一片光滑均匀的云区，其色调从白色到灰色，这主要决定于云（雾）的稠密程度和太阳的高度角。如果层云和雾很厚（超过300m），则表现为白的色调，层云和雾范围都很大，边界光滑清楚，边界形状常与地形走向和海岸线一致，层云和雾这种特征是识别它的主要依据。海雾的主要特征是范围和大小多变不定，边界非常清楚，边界形状常与地形走向和海岸线一致。色调从灰白到白不等。纹理非常光滑，均匀、无暗影。海雾与层云主要差别是前者边界更加清楚，在近海海雾的边界与海岸线非常一致，层云的边界时而参差不齐。此外，层云有时有暗影，其出现与层云相对于海面的高度有关。

在红外云图上，层云和雾表现为色调较暗的均匀云区，由于云高度低，其色调随季节和纬度而变，如果层云（雾）的云顶和地面温度差异很小，则在红外云图上就不易识别。如果夜间雾和层云比四周地表亮，这种雾和层云一定很厚。

在分析云图上海雾特征时，要将可见光云图、红外云图以及地面沿海（海岛）观测资料进行综合分析，得出有无海雾还是层云的结论。

根据FY-2C气象卫星遥感监测，2008年4月7日，华东部分地区以及黄海、东海北部海区普遍出现大雾。雾区范围涉及到山东、安徽、江苏、上海、浙江等地区。在红外云图上（图10.2a），

海上大雾为低层云（雾）。在可见光图上（图10.2b），黄海、东海北部海区的海雾的边界与海岸线非常一致，纹理非常光滑，均匀、无暗影。

隐藏10.2.4中国沿海海雾的天气形势中国沿海海雾的天气形势根据地面气压场可以划分为七种类型。

副热带高压边缘型

入夏，太平洋高压西伸到中国沿海时（图10.3），在高压西侧南向风的作用下，常为中国沿海送来海上的暖湿空气，并在冷的沿岸流上产生海雾。因为这种高气压是深厚的天气系统，稳定、持续时间长，所以由此而产生的海雾不易消散。

入海变性冷高压型

春季，大陆冷高压入海后变性（图10.4），入海时间越长，变性越深，厚度越大，出现海雾的可能性也越大。据统计，当它的厚度达到850hPa以上，在海上停留＞3d，多半有平流雾出现。高压中心在30ºN以南海面时，雾区出现在华南沿海；高压中心在30ºN以北的黄海和东海海区时，雾产生在黄海。

气旋（低压槽）东部型

春夏季节从大陆东移的气旋或低压槽（图10.5），当其临近东部沿海时，其前部有从海上流来的暖湿空气，从而有利于在中国冷的沿岸流上形成海雾。由黄河气旋引起的平流雾，主要出现在渤海或黄海北部；江淮气旋引起的平流雾，主要出现在长江口以北的黄海西岸；如果在春季，西南低压槽东移到沿海，珠江口以东的海区可出现雾。

弱高压控制型

我国东部沿海在弱高压控制下（图10.6），气压梯度很小，吹微弱的东南风，有少量水汽输入。850hPa上有暖平流和下沉逆温。由于夜间辐射冷却，气温下降，可达到饱和而形成平流辐射雾。长江口一带多见。

冷锋型

冷锋型多出现在冷锋后或冷锋中（图10.7）。当冷锋移动缓慢，冷锋上下温差较大，而下层冷空气层结稳定，湿度大，锋面离地面近，锋面坡度很缓时，容易形成这类雾。

暖锋型

这类海雾多出现在暖锋前（图10.8）。一般暖锋两侧温差较大，锋面移动缓慢，锋面坡度小，锋面以下的冷空气层结稳定，气压梯度不大，风速小，湍流弱，有利于在暖锋前形成海雾。

静止锋型

多出现在福建沿海。当静止锋南侧出现东高西低的天气型时（图10.9），由于吹东南风，绝对湿度较高，空气接近饱和。当静止锋南压后，这些地方又处于静止锋的冷空气中，如果冷空气很潮湿，则冷暖空气混合会在锋区形成混合雾。

隐藏10.2.5海雾预报水温和气象条件分析海流对不同温度水体的运输作用，决定了海水温度及其梯度的分布和变化，同时也反映出与其上低层大气温度及其梯度的分布和变化的对应关系，为海雾生成、持续和消散提供必要条件，因此，与海雾预报直接有关的水文要素，应是水温，特别是表层水温、水温梯度及其预报。

海面水温的变化比起陆面气温的变化要缓慢得多。所以对海雾的短期预报来说，采用实测的水温来代替水温的预报值，误差不会太大。

海雾预报中，关于气象条件的考虑，主要放在天气形势和气象要素两方面。

一般说来，与海雾有关的气象要素，不外风向、风速、降水、蒸发、温度、湿度和稳定度等几个方面。风向已在天气形势里表现出来，风速却因雾种而定。辐射雾只能在微风中存在；平流雾却以4～5m/s风最合适，但风力超过6级，也会把雾吹散。降水是产生混合雾所需要的条件。蒸发是蒸发雾产生的必要条件，但对于其它雾种，却是消雾的因素。

温度和湿度条件，需要联系起来考虑，因为一定的温度对应一定的饱和水汽压。对于某些海区的特定季节来说，形成海雾的最大水汽压是有限度的，如果温度太高了，达不到它所需要的饱和水汽压，便不能发生凝结而成雾。

雾虽然是低空的凝结物，它的生消和持续过程，常与空气层结有关系。一般说来，稳定的空气层结，利于雾的生成和持续。但像平流蒸发雾那样，尽管低层空气是不稳定的，只要其上（850～700hPa的中低空）空气层结稳定，而且成雾的外在条件（冷空气不断地向暖海面流来）不变，蒸发雾可以持续不散。这种利于雾的持续的低空（850～700hPa）空气层结稳定条件，对于辐射雾和平流冷却雾都是合适的。海雾生消经验预报⑴春夏季节，我国沿海平流雾的生消与风向有密切关系，一般是吹SE风或SW风（成山头以北海面是NE风）生成雾，特别是当西北风突然转为SE风时（北黄海为NE风），绝大多数会在沿海形成大片雾区。当然，如果SE风（北黄海为NE风）吹久了，反而不易成雾。在已出现雾的情况下，只要风向转为NW，雾便很快消失。

⑵影响我国的平流雾，绝大多数是先见于日本或朝鲜的西部海面，以后逐渐随风移入我国。故当日本或朝鲜预报其西部海面出雾时，不久我国沿海便有雾。

⑶平流雾在全天任何时候都可以出现，但以气温最低的日出前后出现几率最大，雾也最浓。随着太阳的升起，气温逐渐升高，雾也随之消散，或逐渐上升为层云，有时还从层云中降下小雨或毛毛雨。晚上出现的雾，一般看上午9:00—10:00能否消散，如果不消散，那就看下午3:00—4:00能否消散，如果此时仍不消散，一般说入夜后不易消散了。

⑷冬季入海的河水温度常比海水温度低，当风从低纬吹来时，则较暖湿的空气在河水入海口附近，就特别容易产生雾。

⑸风力增强到5级以上时，一般会使海上的雾消失。

⑹空中多层云是产生平流雾的有利条件之一。海雾客观预报方法上海台风所将雾分为三个等级，定义：0≤能见度＜200m为浓雾；200≤能见度＜1000m为雾；1000≤能见度＜10000m为轻雾。应用1997—2005年10个沿海和海岛站（大连、成山头、青岛、日照、吕泗、嵊泗、石浦、大陈、洞头、小洋山）的气象观测资料，统计分析了雾的气候特征，包括雾出现时间、风向风速、温度露点差、相对湿度和是否有降水等。每个测站针对轻雾进行排空。在上面排空的基础上，选取预报因子，应用多元回归方法，建立回归方程，根据拟合结果，给出不同等级雾的判据。进行预报海区分区，依据测站就近原则确定每一海区所选用的预报方程，应用大气环流模式预报输出产品，如海洋大气边界层中的气温、风速、风向、相对湿度，海表温度和气压等，针对轻雾条件进行排空，然后根据回归方程的结果和不同等级雾的判据，进行雾的预报。

预报模型的设计是以雾的等级为预报参量，以风向、风速、海气温差和相对湿度作为预报因子，对预报量进行归一化处理，其中风向是根据统计分析各站各月出现雾时，各风向出现的频率来进行归一化。系统流程见图10.10。

青岛市气象局与中国海洋大学合作的海上浓雾监测与预报系统（V1.2），使用的数值模式是由美国科罗拉多州立大学开发的RAMS(RegionalAtmosphericModelingSystem)，该海雾模式在奥帆赛、残奥帆赛期间运行稳定，产品采用Web网页形式提供给预报员使用。

奥帆赛、残奥帆赛期间，上海市气象局、山东省气象局也分别提供了海雾数值模式预报产品。预报个例2008年4月6—7日华东沿海地区及黄海和东海出现了大范围的雾，持续近30h。

由表10.2可见，大雾期间测站最小能见度在100m以下。图10.11为2008年4月6日08:00、20:00和7日08:00地面形势，7日08:00雾范围最大，能见度最低。此时华东沿海受地面弱高压控制，为下沉气流，风小，沿海为偏南气流，这些都有利于雾的生成和维持。

对2008年4月6日08:00的高空天气形势分析(图10.12)，可以看到高空500hPa低槽位于华东沿海，槽后带来冷空气，低空925hPa在东海中南部有一条切变，使得华东沿海有较多的水汽辐合，同样有利于大雾的生成维持。

低空稳定的层结及逆温层存在(图10.13)，近地层的水汽含量对大雾的发生具有非常重要的意义，2008年4月7日，850hPa以下逆温层结明显，水汽能量被聚集在1500m以下的对流层底层，稳定层结的作用显而易见。

大雾发生前的环流特征是低层有西南暖湿气流，高空层结稳定，温度场暖脊稳定少动，在槽前西南气流的配合下暖平流十分明显。

从T213相对湿度预报看，6—7日长三角一带地面相对湿度达到90%，从上海宝山站观测记录看，相对湿度达到93%。通过分析地面图可知，上海及周边地区风力在1～2级。以上天气条件基本满足了形成雾的3个基本条件:晴或少云、微风以及近地面层水汽含量充沛。

上海台风研究所WRF+ADAS模式5日20:00起报的3h能见度预报（图10.14），6日20:00以后，华东沿海大部分地区、黄海和东海有雾，7日02:00—05:00影响最严重，跟实况雾的演变过程基本一致。

10.3海上大风10.3.1我国近海强风（风力≥6级）分布和发生频率蒲氏风力等级将6级风（10.8～13.8m/s）定义为强风，将8级风（17.2～20.7m/s）定义为大风。而一般在气象预报业务中将平均风速达到6级以上的风，称为大风。

我国（包括近海）地处东亚季风气候区，冬、夏季风差异显著。冬季，因受到来自西伯利亚的强冷空气的频繁侵袭，常常造成大面积的大风降温天气，盛行偏北大风；夏季，受副热带高压和西南暖湿气流的影响，除西北太平洋热带气旋给东南沿海带来短暂的狂风暴雨外，天气晴热、风速一般不大；春、秋季节为冬、夏季风的转换期。华东沿海有时会出现温带气旋入海加强产生的大风、入海高压后部的偏南大风等。

受季节、海岸带地形、海表温度等的影响，我国近海冬季的风力较强（11—12月份的大风过程和大风天气最多、平均风速也最大），夏季次之，春、秋季最弱。而且，不同海域的主导风向不尽相同。冬季，主导风向较为稳定，过程性风的持续时间较长，而且主导风向自北至南呈现顺时针变化的特征：渤海、黄海主导风向为西北风或北风，东海南部转为东北风，南海北部和中部为东北风，南海南部转为偏北风。夏季，主导风的稳定性不如冬季，过程性风的持续时间也不如冬季长。

我国近海不同海域的大风日数也不尽相同：其中8级以上大风年平均日数，以东海最多，黄海和渤海次之，南海最少。

渤海、黄海北部

渤海和黄海北部地区，冬季的大风日数和平均风速最大，春、秋季次之。因纬度较高，该海域受热带气旋的影响较小，夏季的大风日数和平均风速均不及春、秋两季。

对于黄海北部海域，全年约有半年以上的时间处于大风多发阶段，且以4月份的大风日数最多。就风向而言，9月—次年5月以西北大风为主，夏季则以东南大风为主。

图10.15为黄海北部海域各月的大风日数分布。从11月—次年4月的大风天气较为频繁，平均每月约有14.8d发生大风，其中4月的大风天气竟高达17.2d；6—9月则较少有大风天气发生，平均每月的大风日数约为5.4d；5月、10月则为大风日数由多到少和由少到多的过渡期，月平均的大风日数分别为11.9和11.7d。

黄海中南部

黄海中南部海域，盛行北到西北风，冬季的平均风速和大风日数均较大，夏秋季次之，春季最小。

东海

东海海域盛行东北风，虽然夏秋季易受西北太平洋热带气旋的影响，但仍以冬季的平均风速为大（大风日数为多），夏季次之，春秋季最小。

由于地形的影响，台湾海峡的平均风速及大风日数的季节变化更为明显：冬季的平均风速可达10～11m/s，6级以上的大风天数占20%～25%；夏季的平均风速只有5m/s；而春秋季的平均风速则可达7m/s左右，6级以上的大风天数约占20%。

南海

南海海域盛行偏东风，虽然夏秋季节易受西北太平洋热带气旋的影响，但仍以冬季的平均风速为大（大风日数为多），夏秋季次之，春季最小。隐藏10.3.2影响我国近海海域大风的主要天气系统冷高压冷空气活动在地面气压系统上表现为一次冷性高压（反气旋）的积聚生成，向南侵袭，最后入海变性的过程。冷空气（冷高压）的活动是引起我国沿海和海区大风的主要天气系统之一。特别是一次强冷空气的活动，往往反映了大气环流的巨大变化，冷空气的活动对我国沿海及海区影响较为频繁，特别是对中高纬度沿海及海区，在冬半年作用更为显著。

据统计（表10.3），影响我国的冷高压每年有91次，平均约4d就有一个冷高压进入我国。冷空气的活动，在春季（3—5月）最频繁，平均26次；秋季（9—11月）次之，平均24次；夏季（6—8月）21次；冬季（12—2月）最少，平均20次。

入侵我国近海的冷空气的路径有四条：

中路：冷空气强度最强，影响范围最大。一般由蒙古中部经河套地区南下，可进入南海，甚至到达赤道附近。该路径冷锋在渤海、黄海主要产生6级以上偏北大风，维持时间24h左右；在东海主要产生6级以上北到东北大风，维持时间24h左右；在南海主要产生6级以上东北大风，维持时间24h左右，最长可达3d。

东路：冷空气主力由115ºE以东，经华北和东北入渤海，又经黄河下游南下，可影响华南沿海及台湾海峡。

西路：冷空气主力经河套以西，沿河西走廊和青藏高原东侧南下，可达越南、泰国甚至马来西亚。

海路：冷空气主力经西伯利亚东部进入我国东北地区后入日本海南下或向东移动，或者由蒙古东部经东北由黄海扩散南下。一般影响渤海、黄海、东海北部。

对南海地区来说，东路冷空气虽多，但强度一般较弱；中路冷空气一般较强；西路冷空气主要影响北部湾地区，6～8级风持续时间为12～24h。温带气旋温带气旋发生在热带气团与极地气团的交界面上，在温带气旋中有冷锋和暖锋并存，所以温带气旋又叫锋面气旋。

温带气旋全年均可发生，以春季最为频繁，有明显的地域性和季节性。生成位置随锋区的季节性位移而相应变化。当冬季南支锋区位于东海上空时，东海气旋多发。春夏季锋区位于江淮流域时，江淮气旋多发。盛夏锋区北跃到黄河以北时，则形成黄河气旋。由于气旋多数生成于西风带高空槽前下方，从青藏高原移出的高空槽或高原东侧的西南涡向东移动时，在我国的中部和东部常有气旋生成。因此，黄河以北的气旋活动则与高原北部的高空槽有关。由于地形低气压槽和山脉背风坡容易产生气旋，因此这些地方往往是气旋的源地。

根据气旋生成源地和移动路径，通常把中国气旋分为蒙古气旋、渤海气旋、黄河气旋、江淮气旋和东海气旋等。它们的活动带来渤海、黄海、东海等海域的大风天气。

⑴蒙古气旋

蒙古气旋发生发展在蒙古国中部和东部高原一带，约在（100～115ºE，40～50ºN）范围内。多由西伯利亚移来的锢囚气旋暖区里新生的气旋，在这个地区的西部、西北部多高山，蒙古中部和东部处于背风坡，有利于气旋的生成和发展。此外，冷锋进入蒙古西部的倒槽中，或相对低压区里形成气旋。春秋季节，冷暖空气活动频繁，气旋出现次数最多，冬季次之；夏季，锋区北移，暖空气活动占优势，故气旋显著减少。气旋形成后东移进入中国，常在东北地区发展加深。它的移动路径，一般以向东略偏南经过锡林郭勒盟西部，沿东北平原、松花江下游移去的为最常见；另两条是向东经呼伦贝尔盟移去和向东南经华北、渤海，绕长白山经朝鲜移去。它表现的天气多种多样，其中以大风为主。偏南的路径对渤海、黄海影响较大，可出现大风天气。

⑵渤海气旋

在渤海中偶尔也有气旋新生，通常在12h之内突然产生，后迅速加深，造成大风，常称为渤海低压。渤海低压一般可持续12～24h，然后移向东北地区。目前对渤海的这种新生气旋的预报还有一定困难，在此活动的船舶必须多加注意。

⑶黄河气旋

黄河气旋是在黄河流域生成的气旋，主要生成于河套、黄河下游，常常影响黄河下游、辽东半岛、山东半岛、渤海、黄海北部和中部的海面。黄河气旋常出现较强的大风，风力可达8级以上，当其向渤海移动时，渤海和辽东半岛一带常出现5～7级的大风。

⑷江淮气旋

江淮气旋属南支锋区上的波动，一般都由西风带高空槽或西南涡向东移动时，在地面静止锋上诱发而成；或是地面冷锋进入暖性低压槽后，锋面发生波动形成。气旋生成后，绝大多数向东北偏东方向移动入海。有时气旋西部或北部会有6～8级偏北或偏东大风，气旋东部有5～7级的偏南大风。

江淮气旋主要生成于长江中下游、淮河流域和湘赣地区，在沿江两岸一至两个纬距内气旋发生最多，淮河流域次之，江西和湖南两省最少。长江下游和淮河流域发生的气旋占江淮气旋总数的75%以上。全年均可出现，但以春季和初夏（3—7月）为最多，5、6、7三个月活动最盛，约占全年总数的2/3，又以6月份最为活跃。

江淮气旋一般在陆上风速不大，而入海后常常能迅速发展，产生较强的大风，暖锋前为偏东大风，暖区为偏南大风，冷锋后则为偏北大风，主要影响黄海南部和中部海面，有时也会影响到黄海北部及渤海一带。它在入海后常常加深，在黄海南部造成大风，其风向在气旋西部为西北风，东部为偏南风。

⑸东海气旋

东海气旋主要是指发生、发展于东海海域的气旋或从江淮气旋移入东海后改称的气旋，常常会影响东海和黄海南部海域。东海气旋多发生在春季，其次为冬季，夏季最少。冬春季节中国东南沿海受大陆冷高压脊控制，当南支锋区上有低压槽东移时，位于东海的地面静止锋会诱发成气旋波，这类气旋波基本上都向东北方向移动，在日本附近海上发展成熟，而在中国近海发展加深的仅占东海气旋总数的10%左右。气旋后部常有偏北大风，大风发生往往很突然，如气旋在近海北上发展时，大风可影响至黄海南部，持续1～2d。值得注意的是，台湾海峡由于地形的影响，当冷锋过境时风力更大。东海气旋生成后先是向东北偏东方向移动，到达日本南部海面后常会强烈发展，其移向转为东北，因此对朝鲜、日本一带海区的天气影响很大，常带来大风、降水和低能见度等恶劣天气，影响范围也不断扩大。

⑹温带气旋的爆发性发展

人们发现，海上有些气旋在短时间内气压急速下降，有时24h内中心气压可降24hPa以上，瞬时风速迅速增至30m/s以上，风浪汹涌，并伴有暴雨等剧烈天气，有些甚至能形成类似于台风的风云结构，称这类气旋为爆发性气旋，又称"炸弹气旋"。爆发性气旋对海上运输、渔业生产和海上作业构成严重威胁。由于爆发性发展，对其预警能力有限，因此危害程度可能甚于热带气旋。

爆发性气旋产生于200hPa急流附近，与一般气旋产生在低层锋区内不同。高空急流异常强劲、500hPa正涡度平流、对流层低层的暖湿平流、初始扰动、一定的斜压条件、有利的环境场是爆发性气旋产生的重要条件。由大陆入海的气旋多发生在高空急流入口区的右侧，而爆发性气旋绝大多数出现在高空急流出口区的左侧。

爆发性气旋的初始扰动可以是中尺度涡旋、热低压、锋面波动，它们一般生成于大陆上，爆发性发展于海上。也有的初始扰动为热带扰动，发生在25ºN以南，而爆发性发展于25ºN以北的海上。

爆发性气旋生成时，海上可出现10～12级的阵风，伴随强烈的对流天气。低压槽前与入海高压后部偏南大风华北地形槽与黄、渤海偏南大风

华北地形槽是指在太行山东侧的华北平原上的低压槽。在春、秋两季，特别是秋季，华北平原常受华北地形槽控制。其产生于亚洲大陆东部高压系统迅速减弱的情况下，在蒙古和我国东部一带多受减弱的高压带控制，构成"V"型形势场。

华北地形槽的产生是由于地形的动力减压作用造成的。当地形槽与入海高压之间的气压梯度足够大时，可导致渤海、黄海北部的西南大风。

在华北地形槽影响下，东部沿海有较强的高压存在，平均强度为1026hPa，其活动范围在（115～126ºE，29～34ºN）时，渤海、黄海北部有6级以上的西南大风。

低压槽前偏南大风

在夏季，亚洲大陆为热低压控制，同时，太平洋副热带高压西伸北抬，因此，高低压之间的偏南风就成为我国海区的夏季风。由于热低压的气压梯度不如冬季冷高压前部的气压梯度大，所以夏季风比冬季风弱。夏季风的建立是在4月中旬以后，这时蒙古高压逐渐变弱并收缩，与此同时，印度及我国大陆上热低压明显发展，冬季风减弱，夏季风开始出现。5月份偏南风向北推进至15ºN左右，6月份偏南风迅速遍及整个中国近海及日本海区，7月份为夏季风最强盛时期，偏南风稳定扩展到整个海区。当大陆上热低压强烈发展，低压槽由西南地区伸向长江中下游或者淮河流域，槽前的气压梯度加大易形成东海黄海的偏南大风。

入海高压后部偏南大风

在冬春季，当强冷空气南下影响，高压逐渐变性减弱，但冷高压东移入海后仍有一定的强度，当其后部的气压梯度较大时，黄海、东海往往会出现偏南大风。在春夏季高压东移入海后，陆上低压发展，低压槽由西南地区伸向长江中下游或者淮河流域，此时地面24h变压中心在-6hPa或以上。低压槽前和入海高压后部的气压梯度较大，同样容易产生偏南大风。隐藏10.3.3我国近海海域大风预报青岛奥帆赛海风预报介绍以奥帆赛场为重点区域先后开发了四重嵌套（45km/15km/5km/1.6km）MM5中尺度数值预报系统、1.67km分辨率的更新循环预报系统（MM5-RUC）、500m和100m分辨率的赛区精细预报系统。基于MM5模式产品和浮标观测资料建立了统计模型，对MM5输出的定点逐时风速预报进行解释应用，为预报员作精细化预报提供了重要的技术支持。对2006、2007两年奥帆赛赛区弱风日天气进行分型分析、总结了海风的预报指标。

奥帆赛数值预报系统

建立了比较完善的多重分辨率的数值预报系统，奥帆赛、残奥帆赛期间运行MM5中尺度数值预报系统、基于MM5的快速更新循环预报系统（MM5－RUC）、WRF数值预报系统和高分辨率边界层数值模式。同时，以国家气象中心和北京市气象局WRF数值产品作为备份。

MM5中尺度数值预报系统

2002年，青岛市气象局与中国海洋大学合作，采用4台微机并行运算，建立了第一套基于MM5的中尺度数值预报系统，于2003年投入业务使用，至2004年结束运行。2004年底引进华云神箭高性能计算机系统和MM5中尺度数值预报业务系统（三重嵌套45km/15km/5km），建立了青岛市气象局短期和中期数值预报系统。2005年底根据奥帆赛气象服务需求，对该系统进行改进，实现四重嵌套运算（图10.16），其中短期预报最高分辨率达到1.67km，预报时效18h，提供当日逐小时风场预报。

模式分辨率：四重嵌套，45km/15km/5km/1.6km，模式在垂直方向上分为23层，顶层气压为100hPa，模式采用地形追随坐标。

嵌套方案：模式中心点坐标为（110ºE，38ºN），45km模式区域格点数为131×184，15km模式区域格点数为115×157，5km模式区域格点数为103×121，覆盖山东半岛区域，1.67km模式区域格点数为73×106，覆盖青岛及周边海域。

物理过程：模式采用非静力动力框架、简单冰显式水汽方案、MRF行星边界层方案、Grell积云参数化方案、常规地面和高空资料牛顿松弛逼近（Nudging）同化分析技术。

MM5快速更新循环预报系统（MM5-RUC）

预报时次和时效：一日两次预报（08:00和20:00），粗网格（45km/15km）做48h预报，细网格（5km）做72h预报，1.67km当日02:00起报，预报到当日20:00。

初始场：分别采用AVN和T213资料。

提供产品：10m风场（图10.17）和站点要素预报（图10.18）。

为了进一步增强奥帆赛、残奥帆赛精细化气象服务能力，2008年初在MM5业务模式运行流程基础上，将青岛区域高时空分辨率的探测数据，包括区域梯度风、对流层风廓线雷达、新一代天气雷达、浮标站、自动气象站等资料，采用四维资料同化方法（FDDA）进行牛顿松弛逼近（Nudging）同化进入模式，建立了1.67km分辨率资料更新循环预报系统，提供竞赛海域逐时风场预报。

基于WRF模式的精细预报系统

基于WRF模式的精细预报系统（水平分辨率500m），为2008年青岛奥帆赛、残奥帆赛风场精细预报提供了逐时风场预报产品。首先基于Landsat卫星的TM遥感影像数据，建立了青岛市网格化（500m）土地利用与土地覆盖（下垫面类型）数据。在此基础上，基于WRF模式建立了青岛市精细预报系统，用观测资料进行了检验，并与MM5预报结果进行了比较。该系统的建立对提高青岛市城市热岛、海陆风环流和地形影响的模拟和预报能力有显著作用。

高分辨率边界层模式（PBL-100m）

高分辨率边界层模式（PBL-100m）是基于MM51.67km资料同化系统或者WRF500m精细预报系统的预报结果，诊断分析出分辨率达100m的数值产品。该模式系统主要包括预处理、高分辨边界层模式（PBL）和后处理三个部分。

其中预处理：将MM51.67km资料同化系统模式输出结果转换为GRADS绘图数据格式。每天06:30开始第一次作业，利用MM5-RUC02:00的输出，模拟12h；10:50开始第二次作业，利用MM5-RUC08:00的输出，模拟12h。

后处理：提供赛场100m分辨率10m风场GIF格式图（图10.19）。

备份数值预报系统

备份模式包括国家气象中心WRF-5km（略）和北京市气象局WRF-3km预报产品（略），分别在国家气象中心和北京市气象局运行，预报产品上传或下载到青岛市气象台服务器，之后进行后处理显示。

奥帆赛场风的预报方法

⑴MOS预报模型

利用2005年8月MM5模式产品和浮标观测资料建立了统计模型，于2006年业务化，在2006、2007年8月的青岛国际帆船赛期间发挥了重要作用，并不断改进。该模型主要采用每天05:00—07:00浮标实况信息以及青岛近海风速日变化特征量，对MM5输出的定点逐时风速预报进行解释应用。此方法既考虑了模式固有的系统性预报误差，又考虑了海风效应下风速的日变化特征，使用结果表明其预报精度既好于外推预报，也好于模式直接预报（图10.20）。2008年奥帆赛期间，浮标A、B、C、D四个站平均的风速绝对预报误差1.3m/s，风向绝对预报误差为37°。

⑵动态组合MOS预报模型

动态组合MOS预报模型是与美国北卡州立大学合作开发的，由动态时间序列自回归模型和MM5数值预报结果按照一定权重组合而成，权重每天自动进行调整。其中动态时间序列自回归模型主要是根据预报日之前30d观测数据的数值特征预报当日各时间点风速、风向，组合权重是根据预报日之前一个月的MOS风速、风向预报平均绝对偏差达到最小确定的。动态组合MOS预报模型的优势在于时间序列自回归模型以及组合权重是动态调整的。该模型于2008年7月实现业务运行，提供定点风速、风向逐小时预报。2008年奥帆赛期间，浮标A、B、C、D四个站平均的风速绝对预报误差1.7m/s，风向绝对预报误差为46º（图10.21）。

⑶海风概率预报

根据2003—2006年7—9月青岛站以及海岛自动站资料，对青岛近海海风进行了研究，确定了青岛近海海风预报指标（表10.4）。青岛近海海风的发生与否取决于青岛上空低层（925hPa）风速大小、低层大气稳定度、海陆温差以及气压梯度四方面的综合效应。并利用Logistic回归方法建立了预报方程，于2007年7月实现业务化，每日08:00运行，计算结果通过综合显示平台提供给预报员使用。

主观预报方法：

⑴奥帆赛赛区弱风日天气分型

按照奥帆赛对风力的要求，根据2006、2007年两年8、9月赛场浮标站每日12:00—17:006个时次整点时刻的十分钟平均风速，划分为弱风日、准弱风日、非弱风日3类（各类划分标准略）。由于弱风对比赛的影响最大，又将弱风划分为8个型，寻找弱风的成因及预报方法。

为了与弱风形势进行对比分析，另将准弱风、非弱风也划分为若干型，并将三种类型在业务平台上显示，供预报参考。使用时每天利用08:00地面图形势分析与上表及业务平台上的附图加以对照，可基本判断出当日会不会出现弱风。

⑵地形对奥帆赛、残奥帆赛场风的影响

为了分析奥帆赛、残奥帆赛海区周边崂山等地形对其风场的影响，采用WRF模式对地形影响赛场风的情况进行了精细模拟，并将影响分为4类。

⑶背景环流条件对奥帆赛、残奥帆赛场海陆风的影响研究

对青岛奥帆赛、残奥帆赛海区不同背景条件下的海陆风情况进行了对比分析，并用高分辨率数值模式进行模拟实验，同时将海风强度与实际风向、气压梯度、最大海陆温差和回流强度进行比较，结果表明不同背景气流下海风的发展状况有很大差异。均压场、西风气流、弱的偏北风最有利于海风发展；南风最不利于海风的发展。

⑷海风统计

对2005、2006年7月10日—9月10日，2007年7月10日—9月20日共166d海风的发展、影响时段、影响形势进行详细统计，共确定68个海风日，占总统计日数的41%，根据大尺度背景场将海风日分为7个类型。海上大风的预报经验冷锋后部的偏北大风：主要从高空槽的强度、中低空锋区及冷平流的强度、锋后地面高压中心的强度、锋前回暖的程度、锋前后的温差、气压差来考虑，利用24h地面变压、3h地面变压、锋后上游边界层的大风速区等，结合一些常用的指标来做具体的预报。

当高空与地面风向一致时，若白天云量少，则地面受热有对流及乱流发生，高空和地面就有动量交换。如果高空风大，则白天地面的风会加大，夜间风速又会减小，这种现象是由高空动量下传引起的。

利用气压差和温差找一些青岛近海海风的预报指标。例如：1经纬度内气压差1hPa，沿海大约为1级风；河套地区-武汉气压差10hPa，沿海大约为8级风；郑州-上海气压差1hPa，沿海大约为1级风。850hPa温度场，10经纬度间每一条等温线相当于1.6级风。

日本地面预报图上，4m/s对应为4～5级风，6m/s对应为6～7级风，8m/s对应为8级风，10m/s对应为9级风……温带气旋预报关于温带气旋的发生、发展、移动路径预报在各种天气学教材中已有不少论述，在本节中我们仅以江淮气旋为例进行预报分析。

⑴发生预报

高空形势：

①两脊一槽型：500hPa图上，乌拉尔山和我国的沿海大陆为明显的高压脊，贝加尔湖一带为一宽槽。当有发展的小槽沿宽槽向东南方向移到江淮地区时，在槽前暖平流减压区的下方导致地面气旋的生成。

②两槽一脊型：乌拉尔山和我国沿海大陆为低槽，贝加尔湖为脊。当有小槽从青藏高原西侧东移，小槽移至高原东侧发展加深时，如果有西南涡配合，则在槽的下方常有气旋生成。

③切变线型：700hPa图上，东南沿海为西太平洋副高所控制，河西走廊有小高压东移，与副高之间形成一切变线，位置在江淮一带。当有西南涡沿切变线东移，其下方便可形成气旋。

地面形势：

①准静止锋上波动形成气旋。

②冷锋进入倒槽，暖锋锋生而成。

③倒槽内锋生形成气旋。

在预报中着眼于高空槽的东移，槽前暖平流、槽后冷平流，槽前等高线的疏散，及空中锋区的强度。高空冷槽是促使江淮气旋发生发展的重要条件。气旋中心产生于850hPa冷中心东南方350～500km处。地面图上，气旋生成前一天，西南地区大都有-△P24中心出现；长江中上游有一片降水区东移，雨区范围不断增大，同时强度有所增强，在有明显的气旋式风向切变的地区，预示要有气旋生成；当衡山偏南风≥11m/s，未来12～30h内易有气旋生成。

⑵发展预报

①有发展的疏散槽自西向东移近气旋上空，槽前后的冷暖平流明显，则气旋发展；如气旋前有冷平流或气旋上空为单纯的暖平流，则气旋不发展。

②气旋东面的副高稳定控制我国东南沿海，西南气流强盛，有利于气旋发展；如果高压脊东退，则不利于气旋发展。所以，如果气旋向东北方向移动，气旋发展，气旋向偏东方向移动，则气旋不发展。

③如果地面-△P24中心值达4～6hPa或以上，则气旋在未来6～24h内发展加深。

⑶移动路径预报：

①气旋移动路径常与高空锋区走向一致，沿锋区走向东移。

②气旋受高空东移的槽前气流引导。

③气旋向-△P24值最大的区域移动。

⑶移速预报：

①结合气旋与-△P24中心的距离预报未来移速。如-△P24中心距气旋近，未来将减速。

②利用850hPa上的风速来预报未来移速。850hPa上的风速增大，气旋移速加快。

江淮气旋的预报个例：

2003年2月21日，受江淮气旋影响，嵊泗站出现10级偏南大风，阵风最大达29m/s（见表10.5）。

⑴高空形势特征：暖脊发展强盛，高原上低槽东移

2003年2月20日08:00500hPa图上（图10.22a），

东亚中高纬为两槽一脊的形势，乌拉尔山和鄂霍次克海地区是低压槽，贝加尔湖地区为高压脊。新疆境内有一低槽东移，槽后冷平流不强，槽前暖平流很强。同时，高原西部（80°E附近）也有一低槽东移。我国50°N以南均为暖脊控制。700hPa图上（图10.22b），高压脊位于115°E，脊后有一支风速≥16m/s的低空急流。急流轴位于宜宾—郑州—北京一线，急流一直北伸到45°N附近。

2003年2月21日08:00500hPa图上，高原西部低槽迅速东移至高原东部108ºE附近，和新疆东移的低槽处于同位相，槽后的冷平流有所加强，槽加深，槽前的正涡度平流加强，有利于低层降压和上升运动的加强。上海出现了28m/s的西南风，△T24达到+6℃。同时，700hPa急流也加强东移。

低空850hPa上，由于高原低槽东移，20日20:00（图10.22c），华西地区出现135gpm的低涡，涡前有一支风速≥20m/s的低空急流，急流轴位于桂林—长沙—汉口一线。高压脊位于124ºE附近，温度脊落后于高度脊，暖平流引起脊后大片正变温，南京出现+12℃的△T24中心。槽前的正涡度平流和暖平流引起地面减压，有利于地面气压的发展加深，加大了地面东西向的气压梯度，利于出现偏南大风。

⑵地面形势特征：气压场东高西低，气压梯度大

20日08:00，1029hPa的高压中心位于华东沿海，西北地区有997hPa的低压中心，气压场分布呈东高西。20:00入海高压中心位于汉城附近，弱冷空气进入我国西北，西北低压南落到四川。21日08:00（图10.23a），

冷空气侵入四川，地面倒槽中出现降水，静止锋锋生。21日14:00，在高空正涡度平流和中低空强烈的暖平流作用，及大别山山脉背风坡的动力减压作用下，安徽西部出现了一个1006hPa的低压中心，21日20:00静止锋上产生波动形成了江淮气旋波（图10.23b）。

850hPa温度平流

地面高压后部上空的暖平流有利于地面低压槽（低压）的发展加深，使得相邻高低压间气压梯度加大，出现偏南大风。分析这次过程的850hPa温度平流可以发现：20日08:00开始，有一个40×10-6℃s-1的温度平流中心从西南地区向华东沿海输送，暖平流中心到达沿海的时间21日08:00(图10.24)，也就是10级偏南大风开始的时间。（这个季节暖平流中心一般在20×10-6℃s-1以下）。

地面△P24

配合中低空的暖平流，地面上降压明显，20日17:00华西地区△P24中心达到-22hPa，而20日20:00高压入海后，东移非常缓慢。21日05:00，安徽境内出现-14hPa的负变压中心（图10.25），日本海高压对应的△P24中心达+17hPa，使得浙北沿海出现了很强的变压梯度，强风就产生在负变压区靠近变压梯度最大处。

上海-汉口气压差

根据经验，当上海-汉口两地气压差大于5hPa时，江苏南部沿海海面到浙江北部沿海海面有8级偏南大风。从图10.26可以看出，20日08:00，两地气压相差7.7hPa，已经达到了指标，此时高压中心还没入海，△P24图上变压零线还在安徽中部。高压入海后，20日夜间，嵊泗南风开始加大，21日02:00出现18m/s的阵风。

至20日20:00，两地气压差达到12.8hPa，为这次过程的最大气压差。此时地面图上，低压南落，倒槽开始东伸，110～120ºE范围内出现6根等压线。这种10hPa以上的气压差一直维持到21日05:00。21日08:00，嵊泗出现十级南大风，距离最大压差出现时间12h。

21日14:00地面图上，江淮气旋形成，嵊泗出现过程最大的阵风，达到29m/s。之后，随着地面气旋的东移，嵊泗南风开始减小。21日半夜，随着气旋波在吕泗附近入海，嵊泗的偏南大风过程结束。

动量下传作用

从图10.27中可以看出：20日20:00，随着地面高压入海，上海中低层转成偏南风，21日08:00，从边界层到500hPa的高空，均为一致的西南风，且900m处的风速达17m/s。大气层结又处于弱的对流不稳定（08:00，θse500-θse850=-0.8℃；20:00，θse500-θse850=-1.8℃）。当天浙北沿海地处暖区，天气晴好，导致午后出现明显的动量下传，29m/s这个风速的极值出现在14:00。

通过分析，可得到以下几个预报着眼点：

高空高原低槽东移，导致地面华西低压倒槽发展东移，在大别山区形成低压。

中低空暖平流强，850hPa有＞30×10-6℃s-1中心暖平流东移。850hPa上海24h正变温达12℃，有利江淮气旋发生发展。

入海高压强且稳定，东西向气压梯度大，110～120ºE等压线达到6根，上海-汉口气压差大于10hPa。24h变压图上，安徽境内有低于-13hPa的负变压中心，对应的日本高压正变压中心大于+13hPa，变压梯度强，有利出现强风。

高空风大，动量下传使得沿海海面出现强风。

10.4风暴潮10.4.1定义风暴潮是指在强烈天气系统(热带气旋、温带气旋、强冷空气等)作用下所引起的海面异常升高现象。当正好遇上天文潮的高潮阶段，可导致潮位暴涨，严重危及沿海地区生命和财产安全。风暴潮有时也被称为"风暴增水"或"气象海啸"等。国内外常采用实测潮位与正常潮位预报值的代数差来计算风暴潮的增水值。但有时由于离岸大风长时间吹刮，致使岸边水位剧降，有人称这种海面异常下降现象为"负风暴潮"或"风暴减水"。

风暴潮的等级划分和预警等级

风暴潮的强度可以由风暴潮增水的多少来划分，一般把风暴潮分为7级，详见表10.6。

风暴潮预警级别分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四级警报，分别表示特别严重、严重、较重、一般，颜色依次为红色、橙色、黄色和蓝色。

⑴风暴潮Ⅰ级紧急警报（红色）:受热带气旋影响（包括台风、强热带风暴、热带风暴、热带低压，下同）或受温带天气系统影响，预计未来沿岸受影响区域内有一个或一个以上有代表性的验潮站将出现超过当地警戒潮位80cm以上的高潮位时，至少提前6h发布风暴潮紧急警报。

⑵风暴潮Ⅱ级紧急警报（橙色）:预计未来沿岸受影响区域内有一个或一个以上有代表性的验潮站将出现超过当地警戒潮位30cm以上80cm以下的高潮位时，至少提前6h发布风暴潮Ⅱ级紧急警报。

⑶风暴潮Ⅲ级警报（黄色）:预计未来沿岸受影响区域内有一个或一个以上有代表性的验潮站将出现达到或超过当地警戒潮位30cm以内的高潮位时，前者至少提前12h发布风暴潮警报，后者至少提前6h发布风暴潮警报。

⑷风暴潮Ⅳ级预报（蓝色）:预计在预报时效内，沿岸受影响区域内有一个或一个以上有代表性的验潮站将出现低于当地警戒潮位30cm的高潮位时，发布风暴潮预报。

预计热带气旋将登陆我国沿海地区，或在距沿岸100km以内(指台风中心位置)转向以及温带天气系统将影响我国沿海地区，即使受影响海区岸段不出现超过当地警戒潮位的高潮位，也须发布风暴潮（含台风浪）预报。

隐藏10.4.2形成机制

\t"/cmatcvod/12/tqx/_blank"风暴潮动画演示形成严重风暴潮的条件有三个:一是强烈而持久的向岸大风；二是有利的岸带地形，如喇叭口状港湾和平缓的海滩；三是天文大潮配合。根据不同的条件，风暴潮的空间范围一般由几十公里至上千公里不等。

台风风暴潮

当台风来临之时，依距离台风中心的远近，沿海验潮站纪录的水位变化表现出不同的特征。全过程可划分为三个阶段:初振阶段、激振阶段和余振阶段。

在初振阶段，远离台风中心的验潮站开始记录到来自台风扰动区域的长周期波(先兆波)增水，一般只有20～50cm，台风强度越强、尺度越大、移速越慢，则岸边出现的增水越久，增水持续时间越长。图10.28中，25日02:00清澜站增水为50cm时，距台风中心约450km。

当台风中心进一步移近海岸线时，水位由初振阶段进入激振阶段，风暴潮位急剧升高，并在登陆前后几小时内达到过程增水的最大值。观测和数值计算表明，登陆开阔海域台风尺度越大、移速越慢，引起岸边的最大增水发生在登陆前几小时内，反之，最大增水发生在登陆后几小时内。激振阶段的持续时间一般为在6h以内，通常移速慢、尺度大的台风引起的风暴潮激振阶段持续时间长。图10.28中26日00:00左右的几个小时为风暴潮激振阶段。

当台风登陆或远离验潮站之后，风暴潮位处于余振阶段，水位逐渐向正常状态恢复，余振阶段的持续时间一般为1d左右，长的有2～3d。

在北半球台风是一个逆时针旋转的涡旋，当台风靠近海岸线时，台风前进方向的右测风向岸吹，它使海