南大天气学原理第四章1
南大天气学原理第四章3概要
设大气运动是水平正压无辐散的，在南 北均匀的平直西风上波动呈正弦形式。 将准地转涡度方程(4.40)写在无辐散层上 V ( f ) 0
t
v U v 0 x x t
(4.77)
v Ae
ik ( x ct )
(4.78)
λ为沿纬圈每隔10个经度取一个位势高度值。
高指数表示西风强大,与纬向环流对应 低指数表示西风弱,经常与经向环流对应
西风环流的中期变化主要表现为高低指数 交替、循环的变化过程,称为指数循环。
实际应用中发现,有时西风环流破坏以后,南北 风分量明显加大,已属经向环流,但由于整个区 域内全风速很大,西风指数并不减小,因此又定 义一个经向度指数表征南北交换的程度. 经向度（指数）
在每日的高空天气图上,西风带波动比平均图复杂得 多,常表现为振幅、波长不等,有时甚至出现一些闭 合涡旋。
西风带的波状流型有时表现为大致和纬圈相平 行,这种环流状态称为纬向环流,也称为平直西 风环流; 有时则表现为具有较大的南北向气流,甚至出现 大型的闭合暖高压和冷低压,这种环流状态称为 经向环流。 经向环流和纬向环流在空间分布和时间演变中 经常是交替出现。
辨认长波的方法
(1)在欧亚范围的500或300hPa图上，由于短波主 要出现在低层，到了高层就变得很不明显，长 波系统就突出起来。 (2)在时间平均(3~5天)天气图上，可消去移动快、 振幅小、维持时间短的短波，而使长波显示出 来。 (3)在空间平均(网格距2.5º或5º纬距)图上，取网 格点及其邻近4点的高度平均值，也可把短波 系统平滑掉而突出长波。
(a) L<Ls时，c > 0，前进波。 (b) L=Ls时，c = 0，静止波。 (c) L>Ls时，c < 0，后退波。
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. 二（绝对速度）与丁（相对速度）假设t o 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 移为R ，质块相对固定地点的位移为 兰R ，图1.1旋转坐标系显然匚：=Z-血 &当…- 0位移很小时边左=匚圧_晟占daR dR d^R----- = ------ + -------单位时间的位移为 皿 逸 皿由此得=「兀此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和d^V dV2.与az 的关系地球自转角速度为= Q: /x -S由此可得微分算子则于是daR _dtda d -——=—十C △将微分算子用于―则有dCt VCt ——= ---+ G A 九dt dt再将兀！代入上式右端得daVa dVdt _ _ __ _ _ 存=-- 2Q ----- +0八（Q 人卫）dt dt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F — m --------------dt在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有叱L=_—w+ /去：地心引力F:摩擦力将此式代入（*）式:竺二一丄VF + GC-2Q A产一心八⑸入氏）十F di q 、作用力分析 1 .气压梯度力(*)daVa F=> dt单位质量的空气块所受到的力①定义：单位质量空气块所受的净空气的压力图1.1.2 作用于气块上的气压梯度力的X分量-&电& = Fyy方向：哲'- —&①隹=Fzz方向：F =弘+ Fy ¥ F去净空气总压力—（迄+K/+里灯％沁dx dy fem =a②表达式③推导:x方向: B面PA 面:-(P+u净压力: g茨&卸歷=F A同理G=-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①定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力G：= ^=常数②表达式K:万有引力常量M :地球质量图1.1.3 地心引力受力分析图④讨论:大小：不变，常数④讨论:a：到地心的距离(1.2)实用标准文档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图1.1.4旋转坐标系中的惯性离心力④讨论：大小：- 与纬度成反比，赤道处最大方向：在纬圈平面，垂直地轴指向4.重力方向：指向地球心②表达式(1.5)③推导: di① 定义： 地心引力与惯性离心力的合力图1.1.5 重力大小：随纬度增大而增大方向：垂直地球表面指向5 .地转偏向力①定义： 观测者站在转动地球上观测单位质量空气块运动(〕右偏的力，在南半球它向左偏。
天气学原理
2021/7/25
34
第七章 大型降水天气过程
2、水汽的诊断分析
A、比湿、湿层厚度 B、可降水量 C、水汽通量 D、水汽通量散度 E、水汽的局地变化
2021/7/25
35
第七章 大型降水天气过程
3、垂直运动的诊断分析
A、连续性方程积分 B、ω方程诊断 C、低层辐合与高层辐散（相对散度） D、地形强迫
按形成与热力结构分为：冷性反气旋与暖性反 气旋
2021/7/25
19
第三章 气旋与反气旋
3、涡度与涡度方程
涡度是表征空气运动旋转强度与方向的物理 量。正涡度反映逆时针方向运动；负涡度则 相反。 涡度方程及其简化：在水平无辐散大中，绝 对涡度守恒：d(f+ζ)/dt=0
2021/7/25
20
第三章 气旋与反气旋
2021/7/25
41
第七章 大型降水天气过程
9、不同高度急流对暴雨的影响
超低空急流（边界层急流） 水汽输送、不稳定层结的建立与维持、不稳定能量 的触发
低空急流 不稳定层结的建立与维持、不稳定能量的触发
高空急流 高层辐散、有利于对称不稳定的建立
2021/7/25
42
第八章 对流性天气过程
1、强雷暴的几种类型
2021/7/25
32
第六章 寒潮天气过程
2、寒潮的预报
寒潮预报应包括：强冷空气堆积预报， 寒潮爆发预报，寒潮的路径与强度预报，寒 潮天气预报。
目前我们更多地依靠数值预报结果。因 为数值预报在降温预报方面具有很好的效果。
2021/7/25
33
第七章 大型降水天气过程
1、暴雨形成条件
暴雨天气形成的主要条件是： A、充分的水汽供应 B、强烈的上升运动 C、降水持续较长时间
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4章
1、大气环流平均纬向风的经向分布和平均经向风的纬向分布？平均纬向风的经向分布：低纬地区全部为东风，最大风速中心在平流层；中高纬为西风；极区近地面为东风，冬季对流层到平流层均为西风，夏季对流层中仍为西风，平流层中为东风。
平均经向风的纬向分布：北半球冬季30度以南地区对流层低层为偏北风，上空为南风；40度以北低层平均为南风，高层平均为北风。
夏季40度和13度之间低层北风，高层弱南风；接近赤道的区域，低层为南风，高层为北风。
纬向风比经向风要大得多，说明地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西或自西向东运动的，同时也有南北风的空气交换，冬强夏弱。
2、海陆分布对对流层中部西风带平均槽，脊形成的重要作用？北半球大陆（欧亚大陆、北美大陆）大部分都在西风带里。
冬季，当空气自西向东流过大陆的过程中，由于冷大陆的影响，气温不断降低，当到达大陆东岸时温度就降到最低值。
冷空气上空等压面比较低，于是大陆东岸附近５００百帕图上便形成冷性低槽。
而当空气自西向东流过海洋的过程中，由于暖洋面影响，气温不断升高，当到达大陆西岸时，气温达到最高值。
由于暖空气上空等压面高度比较高，在大陆西岸就会出现高压脊。
（夏季则相反，由于热力作用的影响，大陆东岸上空表现为高压脊，西岸上空将出现低槽。
）3、大范围的高原和山脉对大气环流的影响？大范围的高原和山脉对大气环流的影响是相当显著的。
它们可以迫使气流绕行、分支或爬坡、越过，并使气流速度发生变化。
以青藏高原为例，青藏高原的动力作用及影响为：冬季青藏高原位于西风带里，高大的高原使500百帕以下西风环流明显分支、绕流和汇合；从而使得高原迎风坡和背风坡形成弱的“死水区”，西风绕流作用形成北脊和南槽，并对南北两支西风起稳定作用。
除此之外，较高层的西风气流也可以爬坡通过高原，并在高原东侧下坡。
冬季东亚大槽是海陆热力差异和西藏高原地形动力作用的产物。
青藏高原相对于四周大气，夏季起着强大的热源作用；冬季高原的东南部也是一个热源，西部由于资料缺乏，尚未定论。
天气学原理和方法(1-5)
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。
2．日常中，等压线等高线近似为流线，不能当作轨迹线
第六节热成风
一．定义
定义
a.上下两层地转风的矢量差，称为这两层之间的热成风
b.地转风随高度的变化，称为热成风
图1.8 热成风
二．表达式
表达式
向量形式
分量形式为：
三．推导
根据定义
厚度公式代入得：
(1.96)
四．讨论
1． 适用围：中高纬度、大尺度系统、北半球
2． 大小：
a． 与纬度成反比，与等厚度线的疏密成正比
b． 与纬度、等压面差距、温度有关
3． 方向
热成风沿气层的等厚度线吹，背风而立，厚度高的在右
五．实用意义
1． 条件：大尺度、中高纬度、北半球
2． 如果地转风随高度逆转，则气层间有冷平流；如果地转风随高度 顺转，则气层间有暖平流。
实际风随高度逆转，则气层温度降低；实际风随高度顺转，则气层温度升高
在中高纬度多采用斜压大气
在低纬度多采用正压大气
第七节地转偏差
一．地转偏差的定义
实际风与地转风的矢量差称为地转偏差
图1.10 地转偏差
很小，但很重要：
大气科学基础第四章
因 为（
）
①受低压的影响
②受高压的影响
③受气旋的影响
④受反气旋的影响
A、①② B、①③ C、①④ D、 ②④
3、关于气旋的叙述，正确的是（
）
A、气旋是天气系统气压状况的描述。
B、北半球的气旋空气流动方向是呈逆时针方向。
C、气旋控制的地区，天气晴朗。
D、气旋中心的空气被迫下沉。
第五十一页，共96页
复习题
第三十六页，共96页
暖式锢囚锋 锢囚锋冷式锢囚锋
中性锢囚锋
第三十七页，共96页
锋面符号
第三十八页，共96页
复习题
▪ 锋、暖锋、冷锋、准静止锋、锢 囚锋 ▪ 按锋在移动过程中冷暖气团所占的主次地位，锋可分为哪
几类？
第三十九页，共96页
§2 温带地区天气系统 §2.1 气团 §2.2 锋 §2.3 温带气旋和反气旋
第六十三页，共96页
4、西太平洋副高的异常活动
第十七页，共96页
3、气团的形成与变性
(1)形成条件：a）大范围性质比较均匀的下垫面；
b）适合的环流条件。 形成过程：辐射、湍流和对流、蒸发和凝结
(2)气团变性：气团形成后，当它离开源地移到另一地区时，
由于下垫面性质以及物理过程的改变，使气团的物理属性 发生变化，这种气团物理属性改变的过程称为气团变性。
锋面气旋（北半球为例）
高 高压脊
高压脊线上气流以辐散为主，不易 形成锋面。
冷锋
低
低压槽
低压槽线上气流以辐合为主，易形成锋
面。
第四十八页，共96页
锋面气旋
低
暖锋
以我国为中心的地面天气系统图
反气旋
1005
1000
南大天气学原理第四章1
风切变，是指大 气中两点间风速 和风向的剧烈变 化。
• 垂直切变
– 风速的垂直切变：因为锋区内水平温度梯度很 大，所以热成风很大，故风的垂直方向切变很 大。
– 风向的垂直切变：地面冷锋之后的测站，自低 层至高空，通过锋层时风向作逆时针旋转，对 应有冷平流；地面暖锋之前的测站，自低层至 高空通过锋层，风向作顺时针旋转，对应有暖 平流。
位于北半球中纬度地区的地面锋 线与高空锋区的相对位置
2、锋的分类
• 锋的分类根据其着眼点的不同，有如下分类
地面锋：低层锋，700hPa以下
锋的伸 展高度 冷锋 锋的移动方向 暖锋 准静止锋 锢囚锋 气团源地 对流层锋：地面——对流层顶
高空锋： 500hPa以上，不接地
冰洋锋
极锋 热带锋
冰洋气团
极地气团
锋的定义
• 冷暖气团之间的狭窄过渡带，称为锋面， 有时也称为锋区。 • 锋面与地面的
交线称锋线。
• 锋面和锋线统
称为锋。
高空锋区
700hPa
冷气团 地面 图４.１ 锋面的空间结构
暖气团
锋的长度(沿锋面的尺度)，几百~几千km 锋的宽度(跨锋面的尺度)，近地面几十公里，高层200~400km。 锋的厚度，1~2km，(例外，极锋从地面伸展到对流层顶)
• 海陆
– 海洋性气团 (m=maritime) – 大陆性气团 (c=continental)
• 温度
– 冷气团 – 暖气团
气团分为七类
• • • • • • • 冰洋大陆气团 (cA, cAA) 冰洋海洋气团 (mA, mAA) 极地大陆气团 (cP) 极地海洋气团 (mP) 热带大陆气团 (cT) 热带海洋气团 (mT) 赤道气团 (E)
南大天气学原理第四章2新
(四)衰亡阶段
气旋成为一个正压涡旋(g)，已无锋面特性， 并且由于摩擦作用，气旋逐渐消散(h)。
• 这个概念模型说明在气旋发生发展过程中 存在能量转换。
– 在存在一定的气团温度对比（锋面）的条件下， 气旋的动能才能增加； – 而在气旋变成完全锢囚的最后阶段，所有的暖 空气都已经被抬升上去了，冷空气下沉并在低 层扩展到气旋所占的整个区域，气团中心附近 温度对比已经减弱，没有了有效位能，故气旋 不再发展。
1 由地转风公式 u f y v 1 f x 热成风为 uT u5 u0 1 (5 0 ) g h f y f y v v v 1 ( ) g h 5 0 5 0 T f x f x
g 2 h g 2 p p V p h V0 p T VT p 0 f0 t f0 V0 p 5 0 V5 V0 p 0 5 0 V0 p 5 V5 p 0 (4.45) t
§ 4.2.1 概述
气旋是在同一高度上中心气压低于四周的、占有三度
空间的大尺度涡旋。 – 低压（气压场） 中心气压比周围低 – 气旋（流场） 气流逆时针旋转（北半球） 气流顺时针旋转（南半球）
反气旋是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。又称为高压。
由（4.41）式
5 0 V5 p ( 5 f ) V0 p ( 0 f ) t f 0 p V5 p V0 (4.41)
兰大大气学院天气学原理教程锋生锋消
概况： • 地区差异，锋的移速北方比南方快。 平均移速，
西北35-50km/h，可达100km/h 华北30-40km/h，可达90-100km/h 华东、中南20km/h 华南小于20km/h。
锋的移动
• 季节差异，冬季最快，其次是春夏秋季。
锋的移动可以从以下几方面考虑：
1、高空引导气流
– 移速与其上空引导气流（700，500hpa）垂直于地面锋线的风速成 正比。（随地区和季节有差异，要考虑高空气流本身的变化。）
2、地面气压场
– 低压槽越浅，移速越大；低压槽越深，移速越小。 – 变压梯度越大，移速越大；变压梯度越小，移速越小。
3、地面地转风
– 假定不考虑摩擦影响，可用锋两侧地转风垂直于锋线的风速来估 计移速，即当等压线与锋的交角越大，等压线越密，移速越快。
4、地面摩擦及地形
– 地面摩擦：移速减慢，上下层移速不同影响锋面坡度。 – 地形：遇高原或山脉阻挡将变慢、变形，如天山静止锋、云贵静 止锋等。
同理
，则
，锋消
加热形式
凝结潜热加热——有利于锋生 下垫面加热——有利于锋消
非绝热加热项
冷锋南下，暖锋北上，由于下垫面影响，锋消
冷锋南下，冷一侧，下垫面影响大，温度升高, 靠 暖一侧，下垫面影响不大，所以等温线密集带变 疏， 锋消。
三、锋生、锋消的动力学特点
B
A
运动学锋生 a 温度水平梯度加大（热成风加大），风垂直 切变加大；等压面间厚度南侧加大北侧减小 （等压面梯度上层加大地层减小） b 热成风平衡破坏 ，高层西风加速，低层西风 减速 c 高层有向东的加速度，产生向北地转偏差， 低层有向西的加速度，产生向南地转偏差 d 锋区内地转偏差大于锋区外 有垂直于锋面的 环流：锋生次级环流产生
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。
天气学原理
第一章 大气环流
九 东亚地区的地形特征和热力特征
东亚地区是位于全球最大陆地的东岸，濒临最大的大洋，西部有地形 十分复杂的高原。海陆之间的热力差异和高原的热力、动力作用，使 得东亚地区称为一个全球著名的季风区，天气气候的差异比同纬度其 他地区悬殊得多。
第一章 大气环流
十 东亚环流的特点
1、在对流层底部，由海陆差异造成东亚的四个大气活动中心（蒙古冷 高、阿留申低压，印度热低压和太平洋副热带高压）几乎都是全球最 强的气压系统，季节变化也最明显，风系转换也显著。冬季盛行偏北 风、偏西风，夏季偏南风、偏东风。冬季天气干冷，夏季湿热，雨量 大部分集中在夏季。 2、对流层中部，冬季东亚上空500hPa为一脊一槽（脊在高原北部，槽 在亚洲沿岸）高空基本气流为西北风。夏季则变成一槽一脊，与冬季 的完全是反位相，高空基本气流在30°N以北为西风，30°N以南为偏 东风。
Hale Waihona Puke 第一章 大气环流二 热力环流概念
第一章 大气环流
三 三圈环流形成原理及科学假设
地球-大气系统所接受的辐射能，各纬度分布并不均匀，产生由热带指 向两极的温度水平梯度，这样，在对流层中、上部就产生了指向极地 的气压梯度，同时在低层又有指向赤道的气压梯度。在北半球，高空 空气在气压梯度力的作用下由赤道向北运动，受地转偏向力的作用， 在约30°N附近，气压梯度力与地转偏向力达到平衡，空气运动方向转 为自西向东。自赤道源源不断向北的空气也就在30°N附近发生辐合， 由质量堆积，使地面气压升高，而且自赤道向北的空气不断辐射冷却 ，因而产生了下沉运动，分别向南和向北辐散。在低层向南运动的空 气在地转偏向力作用下，在北半球转为东北风，称为东北信风。同理 ，南半球也存在东南信风。
第二章 气团和锋
天气学原理
２、两次季节突变
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
控制大气环流的基本因子
太阳辐射 地球自转 地表非均匀（海陆与地形） 地面摩擦
（一）地球自转作用---地转偏向力，f随 纬度变化
1、北半球对流层大气环流模式 三圈经向环流：
极地环流圈——强 费雷尔环流圈——弱 哈德莱环流圈——强
8、地转偏差
地转偏差（偏差风）——实际风与地转风的矢量 差 产生原因：地球自转及空气中的摩擦力存在 意义：地转偏差使实际风穿越等压线，引起气压 场的改变；并使大气动能改变，促使 风速变化； 地转偏差也是造成垂直运动的重要原因。
第二章 气团与锋
要点
1. 2. 3. 4.
锋的概念及空间结构 锋的类型 锋生和锋消 我国主要的锋生区、锋消区
周 几天 1天 几小时
3、控制大气运动的基本定律
动量守恒---大气运动方程 质量守恒---连续方程 能量守恒---热力学能量方程
4、地转风
地转平衡：对中纬度天气尺度运动，在水平 方向上地转偏向力与气压梯度力平衡。 地转风：是水平地转偏向力和水平地转梯度 力平衡条件下，空气沿着平行等压线的水平 直线运动。
二、锋的分类
1. 按移动分类
a.冷锋：冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移 动，称为冷锋。 b.暖锋：暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移 动，称为暖锋。 c.准静止锋：冷暖气团势力相当，锋面很少移动的锋，称 为准静止锋。（6小时无移动，24小时移动在2个纬度 之内） d.锢囚锋：冷锋后部的冷气团与暖锋前的冷气团的交界 面，称为锢囚锋。
南大天气学原理第四章3
西风带环流变化的主要特征就是 经向环流与纬向环流的维持以及 两者之间的相互转换。
经向环流与纬向环流 相互转换的原因
设先为平直西风环流,气流南北交换弱,由于 南北太阳辐射强度的差异,西风带中温度梯度 将加大,即锋区增强,有效位能增大。 当受扰动作用,扰动因获有效位能,发展成为 大型扰动(大槽大脊),甚至可出现闭合系统,纬 向环流转为经向环流,南北交换增强,南北向 的水平温度梯度减小,有效位能转为动能。 摩擦耗散动能,大型扰动逐渐减弱乃致消失, 环流又恢复纬向。
辨认长波的方法
(1)在欧亚范围的500或300hPa图上，由于短波主 要出现在低层，到了高层就变得很不明显，长 波系统就突出起来。 (2)在时间平均(3~5天)天气图上，可消去移动快、 振幅小、维持时间短的短波，而使长波显示出 来。 (3)在空间平均(网格距2.5º或5º纬距)图上，取网 格点及其邻近4点的高度平均值，也可把短波 系统平滑掉而突出长波。
由(4.79)乘以k，
Uk
k
2
(4.82 )
L cg U 2 k 4
(4.83)
群速是波动能量传播的速度，群速总是正 值，即从西向东传播。
cg c ，能量出现频散现象
cg c U
L 2 2 Ls
2
(4.84)
cg-c 总是正值, 能量传播的速度比波传播
(a) L<Ls时，c > 0，前进波。 (b) L=Ls时，c = 0，静止波。 (c) L>Ls时，c < 0，后退波。
(4.81)
对于超长波而言，一般是后退波或静止波， 对于短波一般是近似以U 的速度移动， 长波则介于两者之间。
天气学原理知识点汇总
《天气学原理》考前辅导知识点归纳总结1气团和锋（第二章第一节-第二节）气团指的是气象要素（主要是温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围空气团。
水平尺度约为1000Km；垂直尺度约为10Km。
锋是密度不同的两个气团之间的过渡，锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。
2锋区、锋面、锋线的联系与区别（第二章第二节）锋区是密度不同的两个气团之间的过渡区。
在天气图上表现为等温线密集（即温度水平梯度大而窄的区域）密度的不同主要表现为温度的不同。
锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。
在天气图上由于比例尺小，锋区的宽度表示不出来，可把它看作为空间的一个面，即为锋面。
锋线指的是锋面与地面的交线称。
3锋面附近气象要素场的特征（第二章第三节）温度场特征：锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大。
锋区内温度垂直梯度小，同一等压面或等高面上锋区内等温线密集，其密集程度愈强，表示锋面愈强，同时温度的密集区随高度增加向冷空气一侧倾斜。
气压场：在地面上，一般锋面位于气压槽中，等压线通过锋面呈气旋式弯曲，其折角指向高压。
锋两侧的气压梯度不连续。
风场特征：锋线附近的风场具有气旋性切变，地面摩擦可使气旋性切变加剧。
锋区内风速随高度的变化较大。
一般冷锋附近有冷平流，水平风向随高度增加是逆时针旋转；暖锋附近有暖平流，水平风向随高度增加而呈顺时针旋转。
地面锋上空，可出现大风速区，甚至可出现急流。
变压场：变压是指某一点的气压随时间变化的大小。
一般来说冷锋锋后有三小时正变压，冷锋前气压变化不大。
暖锋锋前有三小时负变压，暖锋锋后气压变化不大。
对于锢囚锋来说，锢囚锋前多为三小时负变压，锋后多为三小时正变压。
4 锋的分类（第二章第二节）根据锋在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位，可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。
根据锋的伸展高度可将锋分为：地面锋（或低层锋）、高空锋、对流层锋。
根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同，可将锋分为：冰洋锋、极锋和赤道锋（热带锋）。
天气学原理和方法
P=RT, P/RT
dFFuFvFwF dt t x y z
dF dtZ
F t Z
uF xZ
vFyZ
wF z
dF dt
Z
F t
Z
u F x
Z
v
F y
Z
w F z
dF dt
p
F t
p
u
F x
p
v
F y
p
F p
W= dz/dt
ω= dp/dt
( F)
A 2 V
V
ui
vj
wk
cos j sin k
ij
k
A 2 0 cos sin
uv
w
A2 讨 论V ：
地转偏向力的大小？ 什么是水平地转偏向力？ 地转偏向力（大小方向）与速度矢量的
关系？ 地转偏向力与角速度矢量的关系？ 南北半球地转偏向力方向为何不同？
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。大气运动受质量
守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理
定律所支配。
对气象上有意义的是：将这些物理
定律应用于相对于自转地球的大气运动。
坐标系
空间固定（绝对、惯性）坐标系 旋转（相对、移动、非惯性、局地直角）
坐标系 Z坐标系，P坐标系，球坐标系
§1.1影响大气运动的作用力
牛顿第二运动学定律： Fm a
力
真实力(基本力,牛顿力，在空间固定、绝对坐标
系中):
气压梯度力、地心引力、摩擦力
非真实力（视示力、外观力，在旋转坐标系中）：
惯性离心力、地转偏向力
一、基本作用力（真实力）
1. 气压梯度力
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。
兰州大学气象学复习思考题
、气候学地发展大致经历了哪几个阶段？气候学在国民经济中地重要作用主要表现在那些方面？、什么是气候系统? 它由哪些因子组成?列出四个与大气相关地环境问题，并说明哪些是全球性地，哪些属于区域性或地方性地.、大气中二氧化碳成分增加地原因及其可能地后果是什么?、臭氧地分布特点是什么? 大气中地臭氧在气象学和生物生命活动中有什么意义?、什么是大气气溶胶粒子？它在哪些大气过程中有重要作用？假如大气中完全不存在大气气溶胶，地球大气环境回有什么变化?、对流层地主要特点及其成因是什么?、试导出等温大气和多元大气中空气密度随高度分布地表达式，画出均质大气、等温大气和多元大气地温度、压强、密度地垂直变化曲线示意图，并分析比较.、气压系统主要有哪几种基本形式?什么是深厚系统和浅薄系统?怎样地温压配置有利于上述系统地形成?第二章复习思考题、何为辐射? 辐射遵循哪些基本定律?、太阳辐射光谱可分为哪三部分? 各占太阳辐射总能量地多少? 太阳辐射穿过大气时起了什么变化?、为什么大气在比较干洁时，天空呈蔚蓝色?而浑浊时天空呈灰白色?并解释早晚地红日.、到达地面地太阳总辐射由哪两部分组成? 试比较二者地不同?、太阳辐射随太阳高度角、大气透明度、纬度、海拔高度是如何变化地?、地面有效辐射地大小与地面和大气地哪些性质有关?、地气系统地辐射差额随纬度如何变化?、什么是干绝热过程，什么是湿绝热过程?在干湿绝热过程中分别有哪些保守量？写出露点温度直减率地表达式.、为何湿绝热直减率( )小于干绝热直减率( )？地大小与什么有关? 如何通过，，判断大气地层结稳定度?第三章复习思考题、饱和水汽压地大小决定于哪些因素?它们如何影响饱和水汽压?、大气中水汽凝结地条件是什么?达到凝结地途径通常有哪些?、根据上升运动地特点，云可分为哪几类?了解各类云地主要特征.各类云与什么样地降水相联系?简要说明云滴增长为雨滴地物理过程.、说明人工降水、消雾、消云和抑制冰雹地原理和方法.第四章复习思考题、什么是气压梯度和气压梯度力?写出其数学表达式.、地转偏向力有哪些特点?写出其数学表达式.、什么叫地转风、梯度风?其风速大小与哪些因子有关?风向与气压场地关系如何?、什么是热成风?热成风与温度场地关系如何?、根据受力分析，比较同一纬度相同气压梯度，相同曲率半径条件下，地转风、高压中梯度风和低压中梯度风地大小.、埃克曼螺线所表示地风向、风速随高度地变化有何规律?这些变化是由什么原因引起地?、了解风地日变化规律和原因.、根据本章原理，解释或说明下列情况：（）气压梯度力地垂直分量比水平分量大得多，但大气运动地垂直速度却比水平速度小得多；（）在赤道上不能出现地转风；（）为什么愈往高压中心，水平气压梯度愈小？（）气温差异能产生气压差异，并最终形成风（列举—例进行说明）：（）为什么近地面地风穿越等压线而高空地风平行等压线？、画图并说明经向三圈环流及与其相对应地近地层行星风系、纬圈气压带地形成和分布.、说明海陆分布如何改变低空和高空气压场地纬向带状结构.、以青藏高原为例说明大地形对大气环流地影响.、冬夏季大气环流有那些显著差异？说明东亚季风与南亚季风地差异.第五章复习思考题、什么是气团?其形成条件是什么?分为几类?冬夏半年影响我国地气团有哪几种?、什么是锋?锋分类地依据是什么?锋可分为哪些类型?锋附近气象要素有哪些突变表现?、比较冷锋(第一型)和暖锋过境时天气有何不同?、试从形成条件和天气特征比较气旋和反气旋地不同点.、冷空气活动和寒潮是否是一回事?寒潮经过地区出现哪些天气现象?淮河以北和以南寒潮天气有何不同?、台风形成地必要条件是什么?说明台风地结构以及台风云系和天气分布地主要特征.、西太平洋副热带高压地季节活动规律与我国雨带位置地变动有何联系？、何谓梅雨?试述梅雨出现地季节、地区及其天气气候特征.、试述中国主要雨带地移动规律，如果这种移动规律发生异常变化将对中国地气候产生何影响?第六章复习思考题、为什么说黄赤交角是季节形成地根本原因？如何理解季节是一种半球性现象.、海洋性气候和大陆性气候有何区别?、中低纬度和中高纬度大陆东、西岸气候有何差异?它是如何形成地?、何谓循环？试述其发生规律、形成原因及对赤道太平洋地区和我国气候地影响?、高大山脉对气温有什么影响? 为什么高大山脉往往成为气候地分界线?、山地降水量随坡向和海拔高度有何变化规律?为什么?、青藏高原季风是如何形成地?它对大气环流和我国地气候有何影响?第七章复习思考题、世界气候分类主要有哪几种方法?它们地分类依据和指标有何区别?其优缺点有哪些？、柯本气候分类地基础与划分界线地主要指标是什么？气候带或气候型地界线是怎样划分地？、试比较下列气候类型地异同：()热带季风气候和热带干湿季气候；()地中海气候和温带海洋气候；()温带海洋气候和温带季风气候；()热带沙漠气候和温带沙漠气候；()温带季风气候和温带大陆性湿润气候.、试从气候特征和地理分布说明地中海气候与季风气候地异同，并就成因上加以分析.、试述东亚季风和南亚季风地形成，并比较其天气气候特征.、北半球冬季地“寒极”为什么出现在东西伯利亚地维尔霍扬斯克而不出现在相应纬度地北美加拿大东部？试从气候形成地地带性因子与非地带性因子加以说明.、高山自山足至山顶垂直气候带地分异与由赤道至极地天文气候带地分布在气候特征和形成原因上有何联系与区别.、现代世界干旱气候大致分布在哪些地区？试分析他们地成因，为什么在古代干旱气候地分布与现代不同？第八章复习思考题、了解地质时期、历史时期和近代气候变化地主要特征.、造成气候变化地原因有哪些，它们地影响机制是什么？、现代气候在气候变化长河中处于什么地位？根据是什么？、人类活动排放地温室气体主要有哪几种等温室气体地增加会对气候造成怎样地影响?、人类活动对臭氧层造成了什么影响?这种影响有什么危害?、人类活动是怎样影响气候地？试举三个实例加以说明、为什么说人类活动对气候地影响在城市气候中表现最为突出？试就城市气候地主要特征及其形成机制说明之.、人工防护林可形成哪些有益地气候效应?、解释名词：温室效应，城市热岛效应.太阳常数，总辐射，地面有效辐射，大气逆辐射，地面辐射差额，地球有效温度，位温，抬升凝结高度，假相当位温，大气稳定度，自由对流高度 ,潜热，冰晶效应，重力冲并，下降末速度，临界尺度.沃克环流，海陆风，山谷风，焚风 .天气系统，天气过程，锋面气旋，阻塞高压(切断低压)，极锋，台风。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
冷锋实例：华北冷锋
鞍 形 特 征
暖锋：暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧 移动，称为暖锋(图4.2b)。
暖锋所经之处，暖空 气代替冷空气，使该 地区气温升高。
暖锋实例：东北低压和江淮气旋中的暖锋
准静止锋：冷暖气团势力相当，锋面移动缓慢或相对 静止，称为准静止锋(图4.2c)。 （6小时移动在1 个纬距之内）
气团的概念
西伯利亚气团（cP)
中亚气团 （cT)
中国气团(cT)
鄂霍次 克海气 团（mP)
热带 海洋 气团
(mT)
青藏气团(cT)
热带海洋气团 (mT)
热带海洋气 团(mT)
锋的定义
• 冷暖气团之间的狭窄过渡带，称为锋面， 有时也称为锋区。
• 锋面与地面的 交线称锋线。
• 锋面和锋线统 称为锋。
• 地球表面的空气属性传给大气
• 适当稳定的大气环流条件
• 使空气团能长时间稳定在下垫面上 高压系统——稳定，且水平范围大。 低压系统——不稳定，且水平范围小。
气团变性
• 气团物理属性的变化称为气团的变性
冷暖气气团团变变性性快慢，还是暖气团变性快？ 冷气团变性快
原因
气团离开源地移到另一个地方，在移动过程中， 与所经过的下垫面不断发生水汽、热量等的交 换，引起原有气团物理属性和天气特征的改变。
第四章 中纬度天气系统
(之一)
§4.1 锋面系统
§4.1.1 锋面基本特征
气团、锋的定义、空间尺度、分类
§4.1.2 锋面结构模型
不连续面、锋面坡度公式
§4.1.3 锋面天气
锋面附近气象要素特征
热力场----温度、、se 风场、气压场、变压场、垂直运动
锋面天气
§4.1.4 锋生、锋消和锋的移动
概念、锋生函数、锋生公式、我国锋生概况、锋的移动
高空锋区
700hPa
地面
冷气团
暖气团
图４.１ 锋面的空间结构
锋的长度(沿锋面的尺度)，几百~几千km 锋的宽度(跨锋面的尺度)，近地面几十公里，高层200~400km。 锋的厚度，1~2km，(例外，极锋从地面伸展到对流层顶)
位于北半球中纬度地区的地面锋 线与高空锋区的相对位置
2、锋的分类
• 锋的分类根据其着眼点的不同，有如下分类
锋面在某一地 区来回摆动。
锢囚锋：由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠并 而成的锋，称为锢囚锋。
• 两条锋面相遇时，迫使暖 空气被抬离地面，凌驾在 上空。
• 锋前锋后都是冷气团。
锋后的冷气团比锋前的冷气团冷
冷式锢囚锋
锋后的冷气团比锋前的冷气团暖
暖式锢囚锋
中性锢囚锋
锋前后的冷气团温差较小
锢囚锋实例：浙闽地形锢囚锋
• 为了便于理论上的处理，气象上常设锋面是一个 物质面。
锋面是不连续面
a.锋面是气象要素 (T，ρ，沿锋面的风速) 的零 级不连续面
b.气压是连续的哪些要素？
c.垂直于锋线的地转风（分量）是连续的
锋面是向冷空气一侧倾斜的过渡带
• 这是因为当冷暖空气相遇后，由于冷空气密度 大，暖气团的密度小，冷气团向暖气团的下方 楔入，力图抬升暖气团，迫使冷暖气团的交界 面趋于水平。
§4.1.5 影响我国的锋
§4.1 锋面系统
§4.1.1 锋面基本特征 1、锋的概念
气团
• 气团是指在一定的范围内，物理属性相对 比较均匀的大块空气。
– 在同一气团中，气象要素几乎相同，天气现象 也大致一样
– 水平尺度：几百~几千公里 – 垂直尺度：几~十几公里
气团形成的条件
• 大范围性质一致的下垫面源自dPcPc xdx
Pc y
dy
Pc z
dz
dPc
Pc x
dx
Pc z
dz
dPw
Pw x
dx
Pw y
dy
Pw z
dz
dPw
Pw x
dx
Pw z
dz
相减得
Pc Pw dx Pc Pw dz 0 x x z z
气团类别(根据气团源地的三个因素)
• 纬度
– 冰洋气团 (A=Arctic, AA=Antartic) – 极地气团 (P=Polar) – 热带气团 (T=Tropical) – 赤道气团 (Equatorial)
• 海陆
– 海洋性气团 (m=maritime) – 大陆性气团 (c=continental)
• 但当冷空气向暖空气下方伸进时，地转偏向力 随之起作用，它不断地改变冷空气的运动方向， 使之逐渐与地面锋线平行，使得冷空气的抬举 作用就减少了。
• 当地转偏向力与气压梯度力最后达到平衡时， 锋就成倾斜状态。
2、锋面坡度
设x轴由暖气团指向冷气团，y轴平行地面锋线
tg dz
dx
Pc Pw
dPc dPw
• 温度
– 冷气团 – 暖气团
气团分为七类
• 冰洋大陆气团 (cA, cAA) • 冰洋海洋气团 (mA, mAA) • 极地大陆气团 (cP) • 极地海洋气团 (mP) • 热带大陆气团 (cT) • 热带海洋气团 (mT) • 赤道气团 (E)
影响我国的气团
１.极地大陆气团：干冷 ２.极地海洋气团：湿冷 ３.热带海洋气团：暖湿（副热带高压） ４.热带大陆气团：暖干（中亚） ５.印度洋的赤道气团：暖湿（季风气团）
COLD
WARM WARM
不连续面 过渡带
3、新近观测事实
(Sanders,1955;
Shapiro, 1984,
1985)
COLD
WARM
不连续面＋过渡带
锋面近似为物质面
• 由于湍流、辐射、分子扩散等作用，锋面两侧的 密度水平分布是连续的，但在天气图上，因图的 比例尺太小，狭窄的锋区表现为一条线，锋区两 侧有密度不连续（成为密度的零级不连续）。
锋的移动方向
锋的伸 展高度
冷锋 暖锋 准静止锋 锢囚锋
气团源地
地面锋：低层锋，700hPa以下 对流层锋：地面——对流层顶 高空锋： 500hPa以上，不接地
冰洋锋 极锋 热带锋
冰洋气团 极地气团
热带气团 赤道气团
经向方向上对流层到平流层的主要气团 与锋面
冷锋：冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移 动，称为冷锋(图4.2a)。
锋的详细分类
§4.1.2 锋面结构模型
1、大气中的不连续面
物理量一阶 导数不连续
物理量 不连续
不连续面：其两侧距离为无限小的两个点上的某物 理量A的数值不相等(即不连续)，这样的面称为不 连续面。
1、不连续面结
构（ 极锋理论,
COLD
冷暖气团的交
界面）
2、过渡带锋面
结构（高空急流,
斜压不稳定）