天气学原理与方法复习第四章大气环流
大气环流
EQ 30° 60° 90°
0.068 0.013 -0.079 -0.112
the zonally averaged radiative balance on Earth
对太阳辐射能量的吸收情况
1月
对流层中下层冬季南北 温度差明显大于夏季。 在对流层中赤道比极地 暖，温度差从下往上递 减。（赤道与极地的差 异在低层大） 在平流层中，夏季极地 比赤道暖。
季节性大气活动中心： 亚洲高压（蒙古高压或西伯利亚高压）， 亚洲热低压，北美冷高压，北美热低压 季节性系统，在一定季节中经常存在。 季节性大气活动中心出现在陆地上。
四. 大气环流的季节转换 6月和10月突变（陶诗言等） 冬季和夏季的槽脊位置基本上是稳定或是 渐变，它们占去全年相当长的时间，而两个 过渡季节是短促的，在短促的时间中完成环 流的季节转换常称为突变，一次发生在6 月，另一次发生在10月，这种突变是半球范 围乃至全球范围的现象。但以亚洲最为明显。
3、地球表面的不均匀性 (1)海陆分布对大气环流的影响(p.161)
(a)白天吹海风
(b)晚上吹陆风
海、陆风示意图
a、形成“季风”环流
季风 ：季风是一种与年循环相联系的 现象，是大气环流季节变化的一种最典 型表现。所谓典型： （1）冬，夏盛行风向相反； 夏季：地面低层从凉的海洋吹向热的 大陆 冬季：从冷大陆吹向暖的海洋； （2）夏季风必须潮湿，冬季风必须干燥。
副热带锋区
低层—地面：西风带 高层：本应为东风，（由于此环流很弱，高层仍为 带状西风气流，多扰动） 30°N/S 副热带锋区
（3）极锋与副热带锋有何不同？ a b 极锋定义：来自极地和高纬的低层东北气流，一般比较 干冷，与来自低纬的暖湿西南气流相遇形成的锋区。 副热带锋区：在对流层中上部哈德莱环流中，来自赤道 的暖湿气流与间接环流高空的较干冷北风气流之间形成的 锋区。 区别 1. 2. 3. 极锋 60°N 中低层 低层-地面有锋或锋线 副热带锋 30°N 高层 低层-地面无锋或锋线
天气学原理和方法(1-5)
天气学原理和方法第一章大气运动的基本特征地球大气的各种天气现象和天气变化都与大气运动有关。
大气运动在空间和时间上具有很宽的尺度谱，天气学研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。
大气运动受质量守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理定律所支配。
为了应用这些物理定律讨论在气象上有意义的相对于自转地球的大气运动，本章首先讨论影响大气运动的基本作用力，和在旋转坐标系中所呈现的视示力，然后导出控制大气运动的基本方程组，并在此基础上分析大尺度运动系统的风压场和气压场的关系，并引出天气图分析中应遵循的一向基本指导原则。
第一节旋转坐标系中运动方程及作用力分析一、旋转坐标系中运动方程1.（绝对速度）与（相对速度）假设t时刻一空气质点位于P点，经t 时间，质块移到Pa点，地球上的固定点P移到了Pe位置位移0为R，质块相对固定地点的位移为R，图1.1 旋转坐标系显然当 0位移很小时单位时间内的位移为由此得此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和2．与的关系地球自转角速度为则于是由此可得微分算子将微分算子用于则有再将代入上式右端得（*）式中为地转偏向力加速度，即柯氏加速度为向心力加速度3．牛顿第二定律单位质量的空气块所受到的力在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有+：地心引力F：摩擦力将此式代入（*）式：二、作用力分析1．气压梯度力①定义：单位质量空气块所受的净空气的压力②表达式G=-(1.1)③推导：图1.1.2 作用于气块上的气压梯度力的X分量x方向：B面 PA面：-（P+净压力：-同理y方向：z方向：净空气总压力④讨论：大小：气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比方向：气压梯度力的方向指向的方向，即由高压指向低压的方向2．地心引力① 定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力② 表达式(1.2)K：万有引力常量M：地球质量a：到地心的距离③ 推导：图1.1.3 地心引力受力分析图④ 讨论：大小：不变，常数方向：指向地球心3．惯性离心力① 定义：观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力。
天气学原理与方法复习
天气学原理与方法复习气团：指气象要素（主要指温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围的空气团。
水平尺度可达几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。
锋面：锋为密度不同的两个气团之间的过渡区。
在近地面层中过渡带宽约数十公里，在高层可达200-400公里。
宽度与其水平长度相比(长达数百-数千公里)是很小的。
在天气图上由于比例尺小，可把它近似地看成一个面，即锋面。
锋生：指密度不连续性形成的一种过程或指已经有的一条锋面，其温度或位温水平梯度加大的过程。
锋消：指与锋生过程相反的过程。
气旋：是占有三度空间，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。
在北半球，气旋范围内气流作逆时针旋转，南半球相反。
反气旋：是占有三度空间，在同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋。
在北半球，反气旋范围内气流作顺时针旋转，南半球相反。
锋面气旋：气旋中有锋面的气旋叫锋面气旋，其温压场是不对称的，移动性较大，而且是带来云和降水的主要天气系统。
大气环流：是指在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在1-2日以上的平均运动。
是各种不同尺度的天气系统发生发展和移动的背景条件。
经圈环流：是指风的经向分量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈。
三风四带：如果不计经向风速分量，平均而言，近地面层的纬向风带可分为三个：极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。
与这三个风带相应的地面气压带是四个：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。
通常称为“三风四带”。
季风：一般来说，季风指近地面层冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象。
大气活动中心：北半球的平均海平面气压场形势表现为沿纬圈方向的不均匀性，而呈现一个个闭合的高、低压系统，称为大气活动中心。
（当活动中心长年存在，但是有强弱变化的称为半永久性活动中心，有冰岛低压、阿留申低压、太平洋副热带高压、大西洋副热带高压、格陵兰高压，而有季节变化的则称为季节性活动中心，有亚洲高压（亦称蒙古或西伯利亚高压）、亚洲热低压、北美冷高压和北美热低压等。
天气原理第4章 -04 低纬度环流(ppt文档)
沃克指出：“所谓南方涛动是指印度洋上各站(如开罗、印度西 北、达尔文港、毛里求斯、澳大利亚东南及开普敦)气压下降时， 太平洋各站(旧金山、东京、火奴鲁鲁、萨摩亚及南美)的气压 及爪哇的降水增加的趋势”。
图7.2.1 给出SST(0～10ºS，90～180ºW)与SOI 的年平均值距平曲线。
梯度风高度上的合成风流线
二、温度场和湿度场的分布 气温场分布（1000，300hPa) 湿度场分布（850hPa）
三、经圈环流与纬圈环流 Hadley环流 Walker环流
与ENSO循环的关系
图：年平均海平面气温、水温
1000hPa 一月平均温度
1000hPa 七月平均温度
温度场的纬向分布不对称 雨季和干季作为季节的区分
西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓“暖 池”(warm pool)。菲律宾以东的暖池与赤道东太平 洋 的 冷 水 域 之 间 形 成 强 烈 的 温 度 对 比 。 Bjerknes （1969）首先指出这种东西向对比的重要性。并且认 为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈。
赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动，西太 平洋印度尼西亚海洋大陆上空大气对流强烈，以上升 运动为主，而地面为偏东信风，高空对流层上层为西 风，这样就形成一个闭合的东西向环流圈。由于 Bjerknes认为这个环流圈与南方涛动有密切关系，为 了纪念南方涛动的作者，而把这个纬向环流圈称为沃 克环流。
冬
W
W
W
300hPa 平均温度 夏
冬
夏
850hPa比湿分布图 M表示暖，D表示冷
图：年平均SST
赤道东太平洋区，由于秘鲁寒流带来了冷海水， 又由于东风所引起的厄瓜多尔和秘鲁沿岸的海水上翻， 故赤道东太平洋的冷水域是赤道地区最强的，并因此 而形成了著名的赤道干旱带。在日界线以东0～10ºS 范围内年降水量仅500mm左右，但在西太平洋赤道附 近年降水量在2000mm以上。
天气学第四章
大气环流：指全球范围的大尺度大气运行的基本 状况，水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10 公里以上，时间尺度在1-2日以上。是各种不同 尺度的天气系统发生发展和移动的背景条件。
§4.1 大气平均流场特征与季节转换 一、平均纬向风分量的经向分布
见图4.1
冬季
夏季
二、地球自转
单圈环流不考虑地球自转，但地 球自转的情况下，空气受到柯氏 力的作用，在北半球向右偏在南 半球向左偏，形成经圈方向的三 圈环流
1 Hadley 环流的形成
赤道上空向北流动的气流，在柯氏力的作 用下向右偏转，在30ºN左右转为西风， 并在此处辐合下沉，质量堆积，地面气 压升高，下沉气流辐散，其中向南的一 支在柯氏力影响下右偏，转为东北风， 此风系稳定，称为东北信风，在南半球 为东南信风，两支信风在赤道汇合上升， 从而构成直接环流圈，称为Hadley环流
加尔湖到青藏高原 减弱 脊：减弱不清楚 低纬： 副热带高压大大加强：北太平洋 北大西洋非
洲大陆西部出现闭合
2 对流层底部（海平面气压场） 冬季
一月份海平面气压场(图4.6) 阿留申低压 冰岛低压 亚洲冷高压 北美冷高压 格陵兰高压 太平洋副热带高压 （夏威夷高压） 大西洋副热带高压（亚速尔高压）
第四章 大气环流
§4.1 大气平均流场特征与季节转换 §4.2控制大气环流的基本因子与大气 环流的基本模型 §4.5西风带大型扰动
本章重点：控制大气环流的基本因子 与大气环流的基本模型
基本概念
环流：空气沿一个封闭的轨迹运动，或沿 着某一封闭轨迹循环运动的倾向。
经向环流：气流沿经圈方向运动（南北向）
Hadley环流中在30ºN下沉辐散的气流中， 向北流动的气流，与极地环流圈中上升 支汇合，在高空辐散，其中有一支向南 运动。这样在Hadley环流圈和极地环流 圈之间存在一个与直接环流圈相反的环 流，为间接环流圈，也称Ferrel 环流 圈。
天气学原理和方法--第4章--杨学斌--整理
系统也发生变化叫上游效应，反之称为下游效应。 （3） 对我国而言，在西风带中的上游是乌拉尔山地区，欧洲北大西洋和北美东岸三
个关键地区，下游是北太平洋。 （4） 波束随波长而变的波称为频散波。
10． 阻塞高压与切断低压 （1）阻塞形势：常把阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。阻塞形势的基 本特征是有阻塞高压存在并且形势稳定。 （2）阻塞高压： 1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，在脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的 联系会被冷空气所切断，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。 阻塞高压具备以下三个条件： ①中高纬度高空有闭合暖高压中心存在， 表明南来的强盛 暖空气被孤立于北方高空；②暖高压至少维持三天以上；③在阻塞高压区域内，西风急 流主流显著减弱，同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后再会合起来，其分支 点与会合点的范围一般大于 40～50 个经度。 2）阻高的后退有两种情况，一是连续后退，一是不连续后退。 3） （3） 切断低压： 1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷 空气的联系被暖空气切断， 在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心， 叫做切断低 压。 2）切断低压的形成过程有两种情况，一种与阻高相伴出现，另一种是西风槽切断，不 伴有阻塞高压。 3）切断低压的消失过程有两种，一是由于本身的摩擦作用，在向西南移动过程中逐渐
3． 北半球的罗斯贝三圈径向环流模式中，从南向北依次是哈得来环流、费雷尔环流、 极地环流。其中哈得来环流、极地环流是直接环流圈，费雷尔环流是间接环流圈。 4． 热带和极地东风带中，地球通过摩擦作用给大气一个向东的转动力矩，即东风带的 大气获得地球给予的西风角动量；在中、高纬度的西风带里，地球通过摩擦作用给大气 一个向西的转动力矩，大气本身也就损耗了西风角动量。 5． 极地和热带东风带中， 山脉的气压力矩作用将使地球获得向西的角动量而减速向东 转动，即大气得到了西风角动量而使东风减弱；在西风带中，山脉的气压力矩作用将使 地球获得了向东的角动量，加速向东转动，西风带的大气也因此损耗了西风角动量，西 风将减小。 ※大气在东风带中通过摩擦作用和山脉作用从地球表面获得西风角动量， 而在西风带又 由于摩擦和山脉作用失去西风角动量。 6． 大气内部角动量的水平输送主要是靠平均径向风角动量的水平输送， 定常挠动和非 定常挠动对 u 角动量的水平输送。 7． 气象学中把能量分为动能、位能和内能三种基本形式。在静力平衡系统中位能和内 能合并称为总位能，其中能够转换为动能的部分约占总位能的 0.5%，称它为有效位能。 平均而言，两极地区有能量净亏损为能汇，而赤道和低纬则有净盈余成为能源。
《天气学原理》复习重点(下)
Char3 气旋与反气旋1、气旋（反气旋）是占有三度空间的，在同一高度上中心气压低（高）于四周的流场中的涡旋。
气旋在北半球逆（顺）时针旋转，在南半球相反。
温带的气旋和反气旋冬季强于夏季，海上的气旋强于陆上的，陆上的反气旋强于海上的。
气旋按地理分为热带气旋和温带气旋；按热力结构分为锋面气旋和无锋气旋反气旋地理分为极地、温带和副热带反气旋；按热力结构分为冷性和暖性反气旋2、涡度方程涡度：表示流体质块的旋转程度和旋转方向∂ ξ /∂ t >0表示气旋性涡度增加，反气旋性涡度减小∂ ξ /∂ t <0表示反气旋性涡度增加，气旋性涡度减小涡度倾侧项：由于垂直速度在水平方向分布不均匀，引起涡度的变化水平无辐散大气中绝对涡度守恒。
位势涡度守恒解释气柱上山下山强度变化：气柱上山，H减小，辐散，f不变，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大；气柱变短，为了保持位势涡度守恒，正涡度减小，有正变高，所以槽和低压减弱，脊和高压增强；青藏高原（第五章）：上（下）山，气柱缩短（伸长），为了保证整层大气的不可压缩性，必伴有水平辐散（合），同时在水平地转偏向力作用下，反气旋（气旋）涡度生成，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大；考虑准地转运动有等压面高度升高（降低），低值系统（高空槽、低中心）减弱（加强），高值系统（高空脊、高中心）加强（减弱）。
3、位势倾向方程（1）地转风绝对涡度平流可分为地转涡度的地转风平流和相对涡度的地转风平流解释槽脊移动：波长<3000km的短波，以相对涡度平流为主槽前脊后：正相对涡度平流，有负变高；槽后脊前：负相对涡度平流，有正变高槽线、脊线：相对涡度平流为0，等压面高度没有变化，槽脊不会发展，而是向前移动。
物理解释：槽前脊后借助西南风将正相对涡度大的向小的方向输送，使得其固定点正相对涡度增加，在地转偏向力作用下伴随水平辐散，气柱质量减少，地面减压，有负变压中心，地面辐合，这样高空辐散，地面辐合，有上升运动，上升绝热冷却，气柱收缩，高层等压面高度降低，有负变高；相反，槽后脊前引起高层等压面高度增加，槽线处变高为零，所以，槽无加深减弱，向东，即向前移动。
天气学原理——大气环流
一、1月份极地环流特征
极地涡旋断裂为两个闭合 中心，一个在格陵兰西侧 与加拿大之间，另外一个 在亚洲的东北部。 极地是一个槽区（低压 区）。
二、7月份极地环流特征
7月份气压系统明显减弱，低 中心在极点附近，低压中心的 轴线几乎垂直。
极地地区，地面图上多年平均气压是高压。
1月（左图）和7月（右图）北极多年平均气压（百帕）
1、热带环流
热带环流又称哈得来环流（Hadley Cell），形成在赤道到30°~35°之间， 是一个直接热力环流。
30°N
0°
30°S
以北半球为例：当空气由赤道上空向极地流动时，它由于受到地转偏向力的作用逐 渐向右偏。偏向力随纬度增高而加大， 在纬度30°～35°处，气流与纬圈接近平行， 空气在这里堆积下沉，导致地面气压升高，形成副热带高压带。地面气流分为两支， 一支流向赤道，一支流向极地。流向赤道的一支形成闭合环流圈，称为热带环流。
✓ 在极地赤道间就构成了南北向的闭合环 流，称为一圈环流。
二、极地赤道间的经向环流 ：三圈环流
与一圈环流的不同点： 在考虑了地球自转的条件下，一圈环流模式将不会存在，大气环流将变 得更复杂。主要原因：在存在相对于地球运动的时候，产生地转偏向力。 北半球指向右，南半球指向左。
与一圈环流的相同点： 假定地表是均匀，即不考虑地形对大气环流的影响。
三圈环流动态图
2.3 极地环流
极地特征
地理位置：66.5°N以北为北极地区（北冰洋为主） 66.5°S以南为南极地区（大陆为主）
能量特征：大气在极地上空平均是净支出热量，所以极地是大气的 冷源。 研究意义：中、低纬度的热量通过平均经圈环流和大型涡旋不断向 极地输送，大气在极地冷源上丧失热量形成冷空气，然后向南侵袭， 影响中、低纬度的环流和天气，所以研究极地环流很有意义。
地球物理学中的大气环流与天气系统
地球物理学中的大气环流与天气系统地球是一个充满了神奇和复杂的行星，而地球物理学正是研究地球上各种现象和过程的学科之一。
在地球物理学中，大气环流与天气系统是一个极其重要的主题。
它们相互作用，共同塑造着我们周围的环境和气候。
接下来，让我们一起深入探究这个领域的奥秘。
大气环流可以被简单地理解为空气在地球表面上的运动方式。
这种运动受到多种因素的影响，包括地球自转、辐射力和地形等。
大气环流可以分为纬向环流和经向环流两种类型。
纬向环流主要受到地球自转和热带风暴的影响。
随着地球旋转，气流会在纬度上形成环形运动，这被称为洋流和风系。
纬向环流对于全球气候的分布有着直接的影响。
纬向环流的例子之一是对流层中的季风环流系统。
这是一种周期性的大气环流系统，主要受到印度洋和太平洋的海洋热力影响。
季风环流通过周期性地改变风向和风速，对印度次大陆和东南亚地区的降雨分布产生了重要影响。
这种环流系统的变化会导致持续几个月的干旱或洪涝灾害，对当地的农作物生产和水资源管理产生重要影响。
除了纬向环流，经向环流也在地球物理学中起着重要作用。
经向环流主要受到地球的地形和辐射力的影响。
地形对于空气流动的方向和强度有很大的影响。
例如，当气流途经山脉时，可能会出现抬升和冷却，从而形成云雾和降雨。
这种现象被称为地形诱发降水。
辐射力则是指太阳辐射的能量，它主要通过辐射平衡来驱动大气环流。
不同地区的辐射差异会导致温度差异，从而引起空气的运动。
天气系统是大气环流的一个重要组成部分。
它是指日常和短期气候现象，如风、云、降雨和温度等变化。
通过研究天气系统，科学家可以预测未来几小时甚至几天的天气情况。
这对于航空、农业和灾害预警等领域具有重要意义。
天气系统的形成与大气环流有密切关系。
例如，冷暖气团的碰撞会产生锋面，进而引起气流对流和降雨。
热带气旋是形成于热带海洋上的强大风暴系统，它们受到环流系统和海洋表面温度的共同作用。
热带气旋通常带来强风、暴雨和降温。
这些天气系统的形成和发展对于我们理解全球气候变化以及灾害预警具有重要意义。
南京信息工程大学天气学原理第四单元知识点
知识点第四单元§4.1三圈环流1.单圈环流太阳辐射能在整个地球表面分布不均匀，随纬度的增大而减小。
较低纬度（40°N~40°S）有辐射能盈余，地-气系统的年辐射差额在较低纬度为正值。
中高纬（40°N~北极、40°S~南极）有辐射能亏损，地-气系统的年辐射差额在中高纬度为负值。
因为太阳辐射能的分布差异，对流层中，低纬为暖中心，温度向极地逐渐递减。
温度分布不均匀必然产生热力环流。
赤道温度高，密度小，极地温度低，密度大，因此，在对流层低层，形成由北向南的气压梯度力。
而根据静力平衡关系，赤道地区温度高，气压随高度递减较慢，极地温度低，气压随高度递减较快，因此，在对流层高层形成由南向北的气压梯度力。
图1. 高低层气压梯度力暖区形成地面低压，冷区形成地面高压，进而出现由冷区指向暖区的气压梯度力，高层反过来，形成由暖区指向冷区的气压梯度力。
因此，空气在暖区上升，在冷区下沉，高空是由暖区吹向冷区的南风，低层是冷区吹向暖区的北风。
这样的垂直环流圈是热力引起的直接环流圈。
图2. 热力直接环流圈与此相对应，如果在冷区出现地面低压，在暖区出现地面高压的话，则会强迫出一个间接环流。
图3. 热力间接环流圈仅考虑太阳辐射的话，对流层低纬度暖，高纬度冷，空气在赤道上升，在极地下沉，高空是由赤道吹向极地的南风，低层是极地吹向赤道的北风，出现热力引起的直接环流，即在南北各半球均出现单圈环流。
如图所示，赤道地区加热最强，温度最高，空气上升，直达对流层顶；高层空气辐散，向南北两极运动；空气在极地下沉，并沿地表返回赤道。
这就构成了一个南北向的闭合环流。
这种环流圈是由大气加热不均匀造成的，在暖区形成地面低压，有上升运动，冷区形成地面高压，有下沉运动。
因此，是一个直接热力环流圈。
图4. 单圈环流单圈环流是在仅考虑太阳辐射，不考虑地球旋转的假定条件下得到的。
而实际上，地球是在不停旋转的，单圈环流实际上并不存在。
天气学原理：第4章 大气环流6
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SCIENCE & TECHNOLOGY
季风复杂性 近地面 ：冬季为冷高压，夏季为热低压 因此近地面风系不同
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海陆热力差异造成东亚季风特点
青藏高原地形作用
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vv
ςr = V − ∂V
R ∂n
ς <0
ς >0
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青藏高原地形对东亚天气和环流的影响
东亚：冬季干冷的冬季风， 夏季暖湿的夏季风，雨量集中。 对流层底部： 冬季：蒙古冷高压、 阿留申低压 夏季：印度热低压、太平洋副热带高压
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对流层中层：
东亚500hPa，槽脊位置冬夏季相反
高空冬季为西风气流， 高空夏季气流：
海陆热力差异造成东亚季风特点
季风：由于大陆与海洋温差的季节性变化造成气压 场季节性变化，与气压场相联系的风场也发生根 本变化，这种大规模的季节性转换成为季风。
信风：由于太阳辐射和地球自转形成的比较稳定的 风系，赤道两侧分别有东北信风和东南信风。
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太平洋副热带高压的冬弱夏强? 由于太阳辐射和地球自转的影响，30N以南盛行
天气学原理和方法
天⽓学原理和⽅法天⽓学原理和⽅法⽬录第⼀章⼤⽓运动的基本特征 (3)第⼀节影响⼤⽓运动的作⽤⼒ (3)第⼆节控制⼤⽓运动的基本定律 (4)第三节⼤尺度运动系统的控制⽅程 (4)第四节“P”坐标系中的基本⽅程组 (5)第五节风场和⽓压场的关系 (6)第⼆章⽓团与锋 (8)第⼀节⽓团与锋 (8)第⼆节锋的概念与封⾯坡度 (9)第三节⾄第五节 (10)第三章⽓旋与反⽓旋 (12)第⼀节⽓旋、反⽓旋的特征和分类 (12)第⼆节涡度与涡度⽅程 (12)第三节位势倾向⽅程和⽅程 (14)第三节温带⽓旋与反⽓旋 (15)第五节东亚⽓旋和反⽓旋 (16)第四章⼤⽓环流 (18)第⼀节⼤⽓平均流场特征与季节转换 (18)第五章天⽓形势及天⽓要素的预报 (22)第六章寒潮天⽓过程 (26)第七章⼤型降⽔天⽓过程 (28)第⼀节降⽔的形成与诊断 (28)第⼆节⼤范围降⽔的环流特征 (34)第三节降⽔的天⽓尺度系统 (39)第四节暴⾬中尺度系统 (44)第五节不同⾼度急流对暴⾬⽣成的作⽤ (46)第⼋章对流性天⽓过程 (47)第⼀节雷暴的结构及雷暴天⽓成因 (47)第⼆节中⼩尺度天⽓系统 (49)第三节对流性天⽓预报的物理基础 (50)第四节对流性天⽓的预报 (52)雷达原理与业务应⽤ (53)第九章低纬度和⾼原环流系统 (59)第⼗章东亚季风环流 (71)第⼗⼀章天⽓诊断分析 (77)第⼀章⼤⽓运动的基本特征第⼀节影响⼤⽓运动的作⽤⼒1.⼤⽓运动受什么定律⽀配？质量守衡、动量守衡和能量守衡定律2.影响⼤⽓运动的真实⼒有哪⼏种？⽓压梯度⼒、地⼼引⼒、摩擦⼒。
3.影响⼤⽓运动的视⽰⼒（外观⼒）有哪⼏种？惯性离⼼⼒、地转偏向⼒。
4.⽓压梯度⼒的⽅向？⽓压梯度⼒的⼤⼩与⽓压梯度和空⽓密度有什么关系？⽅向指向—▽P 的⽅向，即由⾼压指向低压的⽅向；⽓压梯度⼒的⼤⼩与⽓压梯度成正⽐，与空⽓密度成反⽐。
5.地⼼引⼒6.惯性离⼼⼒7.地转偏向⼒8.地转偏向⼒的⼏个重要特点？1）地转偏向⼒A 与Ω相垂直，⽽Ω与⾚道平⾯垂直，所以A 在纬圈平⾯内2）地转偏向⼒A 与V 相垂直，因⽽地转偏向⼒对运动⽓块不作功，它只能改变⽓块的运动⽅向，⽽不能改变其速度⼤⼩。
气象学与气候学第四章大气运动
第四章 大气的运动
第三节 大气的水平运动和垂直运动
一、力 气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力
1、气压梯度力 G ：由气压差产生的、垂直于等压面且由高
压指向低压的“力”，大小与气压梯度的数值成正比、与等压
面间距和空气密度成反比；可据等压（高）线疏密程度判断
气压梯度大小
气压梯度
水平气压梯度通常为 1～3 hPa/赤道度 垂直气压梯度通常为 11100 hPa/赤道度
1、静力学方程 垂直气压梯度或单位高度气压差 （hPa/m）
单位气压高度差 （m/hPa）
dP ＝ dZ
gP Rd T
h ＝ Rd T
gP
气压 P 相同，气温 T 越高，单位气压高度差 h 大 气温 T 相同，气压 P 越高，单位气压高度差 h 小
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 一、气压随高度变化 2、压高方程 1）通用压高方程
2、压高方程
海拔高度 （m） 30000
气压 （hPa）
12
高度
16000 11000 5500 3000 1500
0
100 250 500 700 850 1000
气压
第四章 大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化 二、气压随时间的变化
1、气压随时间变化的原因 ➢ 水平气流的辐合与辐散：空气是可压缩流体，密度有变化 ➢ 不同密度气团的移动 ：平流运动导致 ➢ 空气的垂直运动 ：气柱内某高度上密度变化
风向
（百帕） 1000 1005
摩擦力 R 在近地表 大气作用 高空省略
1010
（北半球）
重 力
地转偏向力 A 在高纬或大 尺度空气运
动时作用
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天气学原理与方法复习第四章大气环流1.大气环流的纬向特征是什么？⏹低纬：东风带⏹中高纬：西风带（北半球冬季最大风速40m/s,30ºN ,200hPa，夏季最大风速16m/s,40ºN ,200hPa）即西风带冬强夏弱，随季节南北位移⏹极区：北半球夏季近地面：弱东风对流层：西风平流层：东风⏹南半球的情况与北半球类似，随季节南北位移,但西风中心强度冬夏变化不大2.大气环流的经向特征是什么？⏹冬季：对流层低层30ºN以南：偏北风40ºN 以北：南风对流层高层：低纬30ºN以南：南风；高纬40ºN以北：北风对流层中层：经向分量很弱⏹夏季：13-40ºN之间：低层：北风；高层：南风；低纬（近赤道）：低层：南风；高层：北风。
3.对流层中、底部冬季、夏季的主要系统，季节转换的特点？（北半球）对流层底部：a)冬季：阿留申低压（与高空东亚大槽对应）、冰岛低压（与高空北美大槽对应）、西伯利亚高压、北美高压、格陵兰大陆高压、太平洋高压和大西洋高压。
b)夏季：亚洲低压、北美低压、阿留申低压、冰岛低压、太平洋副热带高压、大西洋副热带高压。
夏季与冬季最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压到夏季变成了两个热低压；阿留申低压、冰岛低压仍存在，但强度比冬季弱得多。
海上的两个副热带高压变得非常强大，而其冬季强度比较弱。
对流层中部（500hPa）：a)冬季：①极区：2个低涡中心（格陵兰西部、东西伯利亚)；②中高纬:冬季三个长波槽：东亚大槽—140°E在亚洲东岸;北美大槽—70°w位于北美东岸;欧洲浅槽—40°E由欧洲东北部海面向西南方向伸展；在三个槽之间有三个平均脊，分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部。
③低纬度:副高弱—其范围在20°N以南。
b)夏季：①极区：1个低涡中心。
②中高纬:夏季四个长波槽：东亚大槽—160°-180°E；北美大槽—60°w；欧洲西海岸槽—0°-10°E；贝加尔湖西部槽—90°E沿岸和青藏高原的北部。
③低纬度:副高强—其范围在40°N以南。
大气环流的季节转换：①11月～５月为冬季环流型：⏹西风带三个长波槽，西风急流强位置偏南，东亚南北两支西风急流。
②７月～９月为夏季环流型：⏹西风带四个长波槽，西风急流弱偏位置北，东亚一支西风急流。
两次突变：①6月突变——冬季环流型转为夏季环流型②10月突变——夏季环流型转为冬季环流型4.画图并解释三圈环流的形成原因和三风四带？三圈环流：1）哈得来(Hadley)环流：净辐射能沿纬度分布的不均匀，造成了赤道暖两极冷的温度场。
温度高的地方空气密度小，气压随高度递减也慢，温度低的地方则相反。
这样，在对流层中、上部就产生了指向极地的气压梯度，同时低层有指向赤道的气压梯度。
在气压梯度力作用下，赤道上空向北流动的气流，由于地转偏向力的作用向右偏转，在30ºN左右转为西风，并在此处辐合，质量堆积且下沉，地面气压升高，下沉气流辐散，其中向南的一支在地转偏向力影响下右偏，转为东北风，此风系稳定，称为东北信风，在南半球为东南信风，两支信风在赤道汇合上升，从而构成直接环流圈，称为Hadley环流。
2）极地环流圈：极地由于能量亏损，温度低，密度大，从而使气压随高度递减率大，高空有较低纬度指向极地的气压梯度，而低层有极地指向较低纬度的气压梯度。
低层空气向较低纬度运动，在科氏力作用下右偏成为东北风，高层南风在柯氏力作用下右偏成为西南风，构成极地环流圈。
3）费雷尔(Ferrel）环流：低层Hadley环流中在30ºN下沉辐散的气流中，向北流动的气流，与极地环流圈中上升支汇合，在高空辐散，其中有一支向南运动。
这样在Hadley环流圈和极地环流圈之间存在一个与直接环流圈相反的环流，为间接环流圈，也称Ferrel 环流圈。
三风四带：如果不计经向风速分量，平均而言，近地面层的纬向风带可分为三个：极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。
与这三个风带相应的地面气压带是四个：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。
通常称为“三风四带”。
5.三圈环流的维持原因？在自转的地球上相对于地球表面运动的空气，由于摩擦和山脉的作用空气与转动地球之间产生的转动力矩即角动量，极地和热带东风带得到西风角动量，中高纬西风带损耗西风角动量。
大气内部通过平均经向风、定常扰动（如平均槽脊）和非定常扰动（如气旋活动）以及Hadley 环流和Ferrel环流完成角动量的水平和垂直输送，保持地球和大气的角动量收支平衡，使得东风带和西风带得以长期存在。
6.极锋锋区与副热带锋区如何形成？两者有何不同？极锋锋区：极地环流圈中低层向南的东北风与Hadley环流圈中下沉辐散而向北运动的西南风相遇，干冷与暖湿气流相遇而形成的锋区。
副热带锋区：Hadley环流圈中高层向北运动的暖湿气流与极地环流圈中上升辐散向南的一支气流相遇而形成锋区。
在对流层上部明显，有副热带急流与之对应。
极锋锋区主要在对流层低层，副热带锋区主要在对流层上层。
7.海陆分布对环流的影响？1）海平面的气压场：“半永久性大气活动中心”、“季节性大气活动中心”是海陆温度分布差异的结果。
冬季，海洋较大陆暖，海洋上形成强大的阿留申低压，冰岛低压；大陆比海洋冷，陆上形成强大的蒙古冷高压、北美冷高压和格陵兰高压。
夏季，海洋较大陆冷，海洋上形成强大的太平洋副热带高压和大西洋副热带高压；大陆比海洋暖，陆上形成亚洲热低压和北美热低压。
2）高空的东亚大槽、北美大槽是海陆温差和高大山脉共同作用的结果。
冬季，当空气自西向东流过大陆过程中，由于受冷大陆影响，气温不断降低，到大陆东岸时就降至最低。
根据气体状态方程和静力方程可知，冷空气上空等压面高度比较低，再综合高大山脉（青藏高原、洛矾山脉）背风坡的动力作用，500hPa高空图上大陆东岸附近就形成了东亚大槽和北美大槽。
夏季同理。
8.地形对环流有何的影响？（P163）1）动力作用：大范围的高原和山脉可迫使气流绕行、分支、汇合或爬坡、越过，并使气流速度发生变化。
以青藏高原为例，冬季极锋的西风急流在东亚明显分为两支，在高原东侧形成“北脊南槽”，还形成特殊的天气系统如500hPa 长江中下游风场辐合线、700hPa 江淮切变线、700hPa 西南涡。
东亚大槽的形成亦受高原背风坡的动力作用影响。
2）热力作用。
冬季，青藏高原相对为冷源，高原西部边界层里形成冷高压，高原南侧的南北向温度梯度大，由热成风原理，南支西风急流得到加速；夏季，高原相对为热源，低层形成热低压，对流层上层出现最强大的系统－南亚高压，高原南侧对流层上层出现地球上唯一的东风急流，而对流层低层出现深厚的西南季风，该地区生成反hadley 环流，气流在高原上升，在赤道地区下沉。
9. 控制大气环流的基本因子有哪些？太阳辐射、地球自转、地面摩擦作用、海陆分布、地形影响。
10. 何为沃克（walker ）环流？什么是厄尔尼诺和拉尼娜？沃克环流：赤道东太平洋地区，由于秘鲁寒流带来了海水，又由于东风引起的厄瓜多 尔和秘鲁沿岸的海水上翻，致使赤道太平洋西部和东部之间，出现很大温度差异，水温分布是西高东低；通过海洋对大气的加热作用，就使暖空气在西太平洋和印度尼西亚一带上升到高层后，一部分向东流动，到达中、东太平洋冷水区上空下沉，在低层转向西流动，从而形成一个热力环流。
（根据课本P473：赤道太平洋海表温度在纬向方向上的差异导致沿纬圈铅直平面上产生一铅直环流，环流上升支在西太平洋暖水区，下沉支在东赤道太平洋的相对冷水区。
这一热力直接环流称作“沃克环流”。
）厄尔尼诺：赤道东太平洋出现大范围的海表温度持续6个月以上大于0.5℃的正距平现象。
拉尼娜：赤道东太平洋出现大范围的海表温度持续6个月以上低于0.5℃的负距平现象。
又称反厄尔尼诺。
11. 低纬度经、纬向环流之间的作用关系，西风指数？当hadley 环流加强时，副高加强，偏东信风增强，致使东西两侧温度梯度加大，沃克 环流得到加强。
当hadley 环流减弱时，副高减弱，偏东信风减弱，致使东西两侧温度梯度加减小，沃克环流亦减弱。
西风指数（环流指数）：Rossby 把35°~55°之间的平均地转西风定义为西风指数。
实际工作中把两个纬度带之间的平均位势高度差（一般指500hPa ）作为西风指数Ｉ。
（高指数→纬向环流；低指数→经向环流。
纬向环流：西风带的波状流型有时表现为大致与纬圈相平行，这种环流状态称为纬向环流或平直西风环流；有时表现得具有较大的南北向气流，甚至出现大型的暖高压和冷低压，这种环流状态称为经向环流。
注意与前面“经圈环流”区别）12.西风带长波的辨认方法有哪些？制作时间平均图；制作空间平均图；绘制平均高度廓线图；分析长波的结构和特征。
13.写出长波波速和群速公式，并指出波速公式推导的假定条件和依据及方法。
波速：2()2L C u βπ=-，又称罗斯贝（Rossby ）长波公式；群速：2()2G L C u βπ=+ 假定：大气运动正压且水平无辐散；波型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变异。
依据：绝对涡度守恒。
方法：小扰动法。
14.何谓长波调整？长波调整：长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。
15.何谓上下游效应与波群速？上下游效应：大范围上、下游长波系统之间的相互联系，通常称为“上、下游效应”。
上游某地区长波系统发生某种显著变化后，接着以相当快的速度（通常比系统本身移速以及平均西风都快）影响下游系统也发生变化，叫上游效应；下游某地区长波系统发生某种显著变化后，影响上游环流系统，称为下游效应。
群速：振幅最大值的移速。
16.何谓频散波与能量频散？频散波：波速随波长而变的波称为频散波。
群速是振幅最大值的移速；又波动能量和波的振幅的平方成正比，因此波动最大振幅的传播（群速）就是波动能量的传播。
因为能量传播速度比相速传播速度为大，则可以使能量超前传播到槽脊的下游而使下游有新波产生，这种现象称为上游效应，亦即能量频散。
17.阻塞高压与切断低压的定义是什么？有何特征？阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，脊不断北伸，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。
特征：①中高纬度（一般在50°N以北）高空有闭合暖高压中心存在。
②暖高至少维持三天以上，但它维持时期内,一般呈准静止状态，有时可以向西倒退，偶尔即使向东移动时，其速度也不超过7～8经度／天。
③在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱,同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后再会合起来，其分支点与会合点间的范围一般大于40～50个经度。