高等天气学
第一讲 高等天气学
1.2 大气中水汽的输送和收支
大气中水平输送和收支的研究是大气环流的重要问题之一。 它不仅与大气环流系统和天气系统中的水汽含量的多寡有关 ，而且更重要的也与大气中可能的潜热释放或加热有关。因 而它是了解大气环流动力学和地气系统能量的一个重要方面 。角动量收支，水汽收支加上能量收支是研究全球大气环流 维持和变化的特别有用的方法，也是近年来研究各种时空尺 度的气候系统的重要工具。最近三、四十年来，通过一系列 的研究[40][41]这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水 循环计划（GEWEX）。该计划重点研究气候系统中的水文 循环及其对全球变化的响应。
为了更清楚地了解角动量收支的基本过程，可以求取角动量流函数的分布。由方 程（1.4),忽略角动量的时间变化项，因为这一项通常量值较小，则可得：
1 [ J ] [ J p ] 0 R cos p
(1.5)
在这种情况下可以引入流函数 M 表示一纬向空气环的角动量。 可写作：
p
ps
t
dp
( ps pt )
向量 Q 代表总的瞬时水汽输送，可看作“大气径流” 。W， Q 和 Q 对时间 和纬向求平均可得：
1 ps [W ] [q]dp g pt
1 ps [Q ] [qu]dp g pt
[Q ]
1 ps pt [qv]dp g
2R cos [ ]＝ M / p
2 2
(1.6)
2R 2 cos2 [ p ] M
其中：
[ ] [ J ] R cos [ p ] [ J p ] R cos
(1.7)
代入 [ J ] 和 [ J p ] 的值则有：
[ ] [u ' v' ] [u *v *] [u ] [v ] R cos[v] (1.8)
高等天气学
未来集合预报研究方向（THORPEX建议） （1）初条件对预报的不确定性 如果小尺度运动的初值有不确定性，可通过 逆尺度使预报误差迅速增长。而分析和预报 不确定是以缓变，更强的大尺度运动为主。 应研究上述与其它初始不确定性在限制预报 技巧中的相对作用，应研究更合理的集合预 报系统的初始扰动方案。
（2）改进集合预报系统 这包括集合的初始扰动（陆面和海面），分 析不确定性，非参数化，不可分辨现象对可 分辨尺度的影响，预报模式（数值计算与参 数化）等。还应研究多模式，多参数集合预 报方法以及随机参数化和集合样本数的最佳 选取。 （3）在生成集合中，利用适用方法，包括集 合预报系统的构造，使其适合天气状态和用 户需求。如分辨率与样本数之间的最佳选取 等。
对一些早期模式实验的误差增长率研究发现，剩余 均方差误差大约5天增加一倍。但后来又发现，误差 增长率与模式的空间分辨率有关，在高分辨时，误 差加倍时间减少到3天左右。Lorenz试图从实际大气 观测中估计误差增长率，这可避免模式的影响。他 估计出小误差的加倍时间约为2.5天。根据湍流理论 所做的误差增长率计算大致也是这个量值。增长率 的快慢与可预报性密切相关，如果误差增长很快， 则可预报性短，如果增长很慢，可预报性就长。
（1）Rossby波列 Rossby波列的激发和频散代表了局地扰动对高影响 天气的全球性传播。这是天气尺度预报的前提。 Rossby波列可由下列因素激发：1）下游的斜压发 展；2）温带气流与大尺度地形的相互作用；3）湿 热带对流加热的变化（由MJO，ENSO造成）与 ITCZ或季风槽中高频对流变率。Rossby波列传播的 群速度相当于预报误差向下游散布的速度。两者在 12天内在45°N可绕地球一圈。位涡（PV）可描述 天气尺度系统之发展，可识别与追踪活动中心。由 PV扰动的传播可研究中纬对低纬的影响。Rossby 波与PV是强烈互补的（一向北，一向南）。
高等天气学(大气所考博真题知识点归纳)讲解
一．定常波：定义： 把纬向平均环流偏差的时间平均定义为定常波，即*[]A A A =-。
它表示时间平均图上的纬向偏差值，又称定常涡旋项，主要反映大气活动中心、高空平均槽脊以及季风等特征。
其三维结构主要用半球时间平均场的纬向不对称分布和经度－高度剖面图表征。
形成原因：定常波的形成主要是地形和非绝热加热分布不均匀性强迫的结果，两者对于定常波的维持都是十分重要的。
但热力强迫和地形强迫产生的定常波有不同的结构。
热力强迫的扰动尺度比地形强迫的大，尤其是在对流层上部。
它们的位相随高度也有更显著、更系统的向西倾斜。
对大气环流的作用：定常波对热量、西风动量、位势高度有经向输送作用：（1）热量以50N 为中心有很强的向北输送，这与中纬度定常波槽脊随高度有明显的向西倾斜有关。
向北的输送有两个最大值区，一在对流层上部和平流层下部，一在近地面附近。
（2）动量通量分布的特征在50N 以南有向北的输送，50N 以北有向南的输送。
这种输送特征与定常波槽脊在副热带有西南－东北倾斜，在中高纬有东南－西北倾斜的特征有关。
（3）因为地转风对位能的经向输送沿纬圈的平均值为零，因此定常波对位能的输送代表的是非地转运动的作用。
这种输送的主要特点是在中纬度有明显的向赤道输送。
定常的输送与瞬变波的输送相比一般较弱，*2[]v 和'2[]v 之差特别明显。
但是定常波的输送在热量、动量和涡度的局地时间平均的收支中起着重要作用，因而定常波和瞬变波的相对重要性不能只以上述方差和协方差量值来决定。
北半球冬季定常波主要特征：（1）200hPa 高度场在高纬度和低纬度有不同的流型，中纬度有明显的纬向动量向极通量，这种向极通量表示有一个从高纬流型向低纬流型的EP 通量。
因此低纬度流型的波动部分是由较高纬度的波动所强迫。
中高纬负值中心位于140E 和70W 。
在30N 附近高度场分布有明显突变现象，30N 南北高度场有明显反位相分布。
（2）地形作用是确定北半球冬季急流层次上定常波的主脊和主槽位置的主要因子，而热力作用对维持高纬度洋面低压起重要作用。
高等天气学
2005春季1．瞬变波的动量、热量输送特征以及瞬变波的主要作用是什么？P24－P312．说明高空急流形成的原因，画出高空急流同高空锋以及对流层顶三者之间关系的综合图，并图示高空急流入口区垂直环流（或称次级环流）状况。
P138－139，P147－148在对流层中，中纬地区上空经常出现温度梯度较大的狭长区域，水平温度梯度的方向由南指向北，根据热成风原理，西风风速随高度迅速增加，因而中纬度上空地区就会经常出现西风急流。
3．试述大气环流突变现象，什么叫六月突变？在全球范围内，大气环流一年中只存在两种主要的环流形势，即冬季型和夏季型。
这两种环流形势在每年的6月和10月发生明显的季节转换，这种转换在非常短促的时间内完成，所以称为大气环流突变。
从典型的冬季型环流到典型的夏季型环流的转换发生在六月，称为“六月突变”，从典型夏季型到典型冬季型的演变发生在十月，称为“十月突变”。
这种突变是半球范围乃至全球范围的现象，但以亚洲最明显。
中东地区和我国青藏高原附近变化最早，向东逐渐波及太平洋中部，美洲最迟也最不明显。
环流突变以高空东西风带为标志。
冬季东亚存在着两支强西风带，到了6月，南支强西风带突然不见了，而北美的强风带也明显北移。
到10月东亚又出现两支强西风带，北美的强西风带也南移回到冬季的位置。
对流层中部环流：冬季的主要特点是以极地低压（又称为极涡，分裂为两个中心）为中心、环绕纬圈的西风环流，西风带中有尺度很大的平均槽脊，其中三个明显大槽分别位于亚洲东岸、北美东部和欧洲东部。
与之并列的三个平均脊分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原北部。
副高强度小，中心都位于海上。
夏季和冬季相比极涡中心合并为一个，中心位于极点，环绕极涡的西风带明显北移，而且等高线变稀，中高纬度出现四个槽。
冬季从青藏高原北部伸向贝加尔湖地区的脊，在夏季变为槽，北美东部的大槽由冬到夏略为东移，东亚大槽移到堪察加半岛附近。
冬季在欧洲西海岸的平均脊，夏季变为槽。
高等天气学（大气所考博真题知识点归纳）
高等天气学（大气所考博真题知识点归纳）一．定常波：定义：把纬向平均环流偏差的时间平均定义为定常波，即*[]A A A =-。
它表示时间平均图上的纬向偏差值，又称定常涡旋项，主要反映大气活动中心、高空平均槽脊以及季风等特征。
其三维结构主要用半球时间平均场的纬向不对称分布和经度－高度剖面图表征。
形成原因：定常波的形成主要是地形和非绝热加热分布不均匀性强迫的结果，两者对于定常波的维持都是十分重要的。
但热力强迫和地形强迫产生的定常波有不同的结构。
热力强迫的扰动尺度比地形强迫的大，尤其是在对流层上部。
它们的位相随高度也有更显著、更系统的向西倾斜。
对大气环流的作用：定常波对热量、西风动量、位势高度有经向输送作用：（1）热量以50N 为中心有很强的向北输送，这与中纬度定常波槽脊随高度有明显的向西倾斜有关。
向北的输送有两个最大值区，一在对流层上部和平流层下部，一在近地面附近。
（2）动量通量分布的特征在50N 以南有向北的输送，50N 以北有向南的输送。
这种输送特征与定常波槽脊在副热带有西南－东北倾斜，在中高纬有东南－西北倾斜的特征有关。
（3）因为地转风对位能的经向输送沿纬圈的平均值为零，因此定常波对位能的输送代表的是非地转运动的作用。
这种输送的主要特点是在中纬度有明显的向赤道输送。
定常的输送与瞬变波的输送相比一般较弱，*2[]v 和'2[]v 之差特别明显。
但是定常波的输送在热量、动量和涡度的局地时间平均的收支中起着重要作用，因而定常波和瞬变波的相对重要性不能只以上述方差和协方差量值来决定。
北半球冬季定常波主要特征：（1）200hPa 高度场在高纬度和低纬度有不同的流型，中纬度有明显的纬向动量向极通量，这种向极通量表示有一个从高纬流型向低纬流型的EP 通量。
因此低纬度流型的波动部分是由较高纬度的波动所强迫。
中高纬负值中心位于140E 和70W 。
在30N 附近高度场分布有明显突变现象，30N 南北高度场有明显反位相分布。
高等天气学（试题）
高等天气学（试题）高等天气学2009年3月新题1.名词解释：ITCZ，正压大气和斜压大气2.说明江淮梅雨的大尺度背景条件，暴雨的形成原因。
3.爆发性气旋的发展的因子。
2006年（春季）1.说明中尺度对流复合体的主要特征及它所引起的主要灾害性天气2.什么叫QBO？说出它的主要特征3.那些大型天气（或环流）过程能表征低纬间大气间的相互作用（至少说出三种）4.定常波的特征及其在大气环流中的作用是什么？5.用图示说明对称不稳定的发生并写出判断对称不稳定的判据。
2006年（秋季）1.以暴雨或强对流天气为例，叙述中尺度系统的基本特征2.从气候条件看，那些物理条件与台风形成有密切关系。
3.什么叫ENSO?他对全球天气与环流的可能影响有那些？4.大气环流的基本问题有那几个方面？5.图示冷锋模式概念模型2005年（春季）1.瞬变波的动量、热量输送特征以及瞬变波主要作用是什么？2.说出高空急流形成的原因，画出高空急流同高空锋以及对流层顶三者之间关系的综合图，并图示高空急流入口区垂直环流（或称次级环流）壮况。
3.试述大气环流突变现象，什么叫六月突变？4.描述夏季西太平洋副热带高压的移动规律，并解释2003、2004年夏季江南酷暑的主要原因。
5.中尺度系统发生发展的主要物理条件有哪些？2005年（秋季）1.叙述北半球大气环流500hPa上的冬夏基本壮况，你认为其原因是什么？2.叙述锋区的次级环流及高空急流有关的次级环流。
3.亚洲夏季风的主要成员有哪些？说明它们在季风形成中各自的作用。
叙述印度季风与东亚季风之间的异同。
4.夏季江淮流域梅雨锋的主要特点是什么？说明它与经典锋面的主要区别。
5.简要说明青藏高原的热状况，并说明它对东亚地区环流的影响。
2004年（春季）1.如果没有青藏高原，东亚地区冬、夏季环流将发生怎样的变化？2.什么叫低空急流，它在夏季暴雨及强对流天气的发生中起什么作用？3.什么叫爆发性气旋？它在成因与结构上与普通温带气旋有何不同？4.热带低纬大气有哪几方面的动力学特征？5.大气通过什么机制来完成角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送？2004年（秋季）1.给出下列名词的定义及特征：（1）平流层爆发性增温（2）低频振荡（3）对流不稳定（4）QBO（5）CISK（6）PNA型2. 描述中尺度对流复合体（MCC）的定义及主要特点。
高等天气学-九层之台
一．定常波：定义：把纬向平均环流偏差的时间平均定义为定常波，即*[]A A A =-。
它表示时间平均图上的纬向偏差值，又称定常涡旋项，主要反映大气活动中心、高空平均槽脊以及季风等特征。
其三维结构主要用半球时间平均场的纬向不对称分布和经度－高度剖面图表征。
形成原因：定常波的形成主要是地形和非绝热加热分布不均匀性强迫的结果，两者对于定常波的维持都是十分重要的。
但热力强迫和地形强迫产生的定常波有不同的结构。
热力强迫的扰动尺度比地形强迫的大，尤其是在对流层上部。
它们的位相随高度也有更显著、更系统的向西倾斜。
对大气环流的作用：定常波对热量、西风动量、位势高度有经向输送作用：（1）热量以50N 为中心有很强的向北输送，这与中纬度定常波槽脊随高度有明显的向西倾斜有关。
向北的输送有两个最大值区，一在对流层上部和平流层下部，一在近地面附近。
（2）动量通量分布的特征在50N 以南有向北的输送，50N 以北有向南的输送。
这种输送特征与定常波槽脊在副热带有西南－东北倾斜，在中高纬有东南－西北倾斜的特征有关。
（3）因为地转风对位能的经向输送沿纬圈的平均值为零，因此定常波对位能的输送代表的是非地转运动的作用。
这种输送的主要特点是在中纬度有明显的向赤道输送。
定常的输送与瞬变波的输送相比一般较弱，*2[]v 和'2[]v 之差特别明显。
但是定常波的输送在热量、动量和涡度的局地时间平均的收支中起着重要作用，因而定常波和瞬变波的相对重要性不能只以上述方差和协方差量值来决定。
北半球冬季定常波主要特征：（1）200hPa 高度场在高纬度和低纬度有不同的流型，中纬度有明显的纬向动量向极通量，这种向极通量表示有一个从高纬流型向低纬流型的EP 通量。
因此低纬度流型的波动部分是由较高纬度的波动所强迫。
中高纬负值中心位于140E 和70W 。
在30N 附近高度场分布有明显突变现象，30N 南北高度场有明显反位相分布。
（2）地形作用是确定北半球冬季急流层次上定常波的主脊和主槽位置的主要因子，而热力作用对维持高纬度洋面低压起重要作用。
高等天气学复习题
高等天气复习纲要1、什么是定常波，说明北半球定常波的水平和垂直分布特征。
定常波：时间平均值的纬向偏差，即：*[]A A A =-，表示为某物理量气候上的纬向不对称性（大气平均状况）。
（1）水平分布特征冬季：厚度场:**300850Z Z -1）（量值）：定常扰动在50oN 达到最大值，中纬度的正距平区近似于定常波的脊区，主要位于大洋东部；而负距平区主要位于两大陆的东部。
（高度场的槽区和脊区）2）（正负）：以30oN 为界南北距平分布的符号几乎相反，而且这种高低纬具有不同状态的特征在其它层次对其它要素也很明显。
可以看到PNA （太平洋北美型），EU （欧亚型）、WP （太平洋西部）与EA （太平洋东部型）型的分布。
夏季： 1） 夏季定常波的高度场和温度场都在300N 附近达到最大振幅。
2） 主要是青藏高压和两个大洋槽，其次是大西洋槽伸入到地中海的部分、北非和落基山的反气旋。
3）200hPa 高度场与海平面气压场分布相反：大陆热低压和海洋高压。
（2）垂直分布特征冬季：高度场1）在中高纬度，位势高度扰动的垂直位相随高度有明显的向西倾斜，向上可一直伸展到平流层下部。
反映在定常波的热通量上，在各层都是向极地输送的，并在850hPa和200hPa达到最大值。
2）在600N，定常波的垂直结构表明波动的振幅一直扩展到对流层下部而没有衰减，这种定常波称为垂直传播的波型。
3）但是在450N和250N，波动的最大振幅出现在对流层顶附近，扰动随高度减小，这种波型称为垂直截获的波型。
温度场1）温度扰动的最大振幅在中高纬位于近地面，表明中高纬的温度与下垫面地形有密切的关系，最冷的空气位于两大陆的东岸，较暖的空气位于西岸，而在副热带最强的扰动位于300hPa附近。
2）和高度场比较，地面温度场的最大值和最小值大致位于高度场最大值和最小值以西3/4波长处，表明随高度有比较明显的向西倾斜。
3）温度扰动垂直结构随纬度的变化，在低纬为截获波的特征，即平流层和对流层温度扰动的位相相反。
高等天气学思考与作业题答案
01、锋面、气旋和气团学说的主要观点是什么？02、大气环流的概念及大气环流研究的主要方法03、大气环流量的分解及大气环流输送量的分解，各项的物理意义04、经圈环流流函数的定义及计算05、定常波和瞬变波在大气环流中有何作用？06、给出时间平均和纬向平均的角动量方程，并解释各项的物理意义07、给出时间平均和纬向平均的水汽方程，并解释各项的物理意义08、准地转理论的推广与应用有哪几方面？09、半地转与准地转有何异同？10、中尺度不稳定目前有哪几种理论？各自的判据？11、热带大气主要有哪些波动？各自形成的条件和水平结构如何？12、给出现代高空锋面和对流层顶的模式图，并用位涡和绝对动量来确定高空锋区位置和动力特性13、给出锋生动力学表达式，并解释各项的物理意义14、给出锋面次级环流诊断方程，并解释其物理意义15、解释高空急流附近的次级环流16、气旋的发生发展可分为几种类型？有哪些特征17、气旋的爆发性发展如何定义的？其时空特征和发展与各类条件？18、热带大气运动有哪些基本特征和动力学特征？19、全球有哪些季风区？亚洲夏季风的成员有哪些？季风爆发的原因？20、印度季风爆发的原因主要有哪些？21、东亚季风是如何影响我国降水进程的？22、中低纬之间的相互作用主要有哪些？23、论述台风形成的两种理论和发生发展概念模型24、中小尺度系统发生发展的天气和环境条件有哪些？25、雷暴和强风暴有哪些主要特征？26、中尺度系统哪些基本特征？中尺度雨带哪些特征？有哪分类？27、描述飑线的结构和特征28、概述重力波与强对流的关系的一些事实29、中尺度天气系统怎样对大尺度产生反馈作用？30、概括中尺度对流复合体(MCC)的特征31、暴雨的形成的三个大尺度因子，物理条件？中美暴雨天气型对比。
32、低空急流有哪些特征？如何影响在暴雨和强对流天气？33、概述平流层大气的温度场和风场特征34、平流层爆发性增温及可能原因35、各种尺度地形的一般作用有哪些？36、青藏高原和落基山的热力和动力作用？37、青藏高原对亚洲季风的影响体现在哪？38、概述阻塞高压形成的理论，39、厄尔尼诺和ENSO40、概述大气遥相关41、概述可预报性42、如何制作天气预报？01、锋面、气旋和气团学说的主要观点是什么？极锋理论：大气中最激烈的天气主要不是发生在冷暖气团中，而是发生在冷暖气团的交界面上。
高等天气学系列第五讲高空急流次级环流与其与锋面系统耦合
高低空急流带的相互作用是有组织的强风暴 系统在高空急流的出口区中发展的一个重要因子。 低空急流的变压风分量正交于高空急流轴，它是 低空急流所以与高空急流成一明显交角的主要原 因。但随着高度增加，在中上对流层，惯性平流 项的作用不断增大，这造成风随高度的顺转及水 汽和感热输送的差别，也即低空急流迅速地在低 层向北输送水汽和感热到风暴的初生区，而高空 急流带的向下伸展，在对流层中部向东输送干冷 空气，这种不同输送的结果是产生对流不稳定 （地面－500hPa）、降低自由对流高度和抬高 潜在不稳定层上方的平衡高度的一个原因。所有 这些都有利于深对流风暴的形成。
高等天气学系列第五讲高空急流的 次级环流和其与锋面系统的耦合
高等天气学系列第五讲高空急流的 次级环流和其与锋面系统的耦合
高等天气学系列第五讲高空急流的 次级环流和其与锋面系统的耦合
用地转动量近似可进一步讨论急流中心的垂直 运动分布，请参看书中P142-143内容。这是 Uccellini等人得到的。
高等天气学系列讲座 单元二：中纬度天气系统
第五讲 高空急流的次级环流和其与
锋面系统的耦合
高等天气学系列第五讲高空急流的 次级环流和其与锋面系统的耦合
高空急流与锋面及锋面的次级环流有密 切的关系，故人们常把高空急流和锋面（主 要是高空锋区）统称为急流—锋系，它们相 伴随的次级环流称急流—锋次级环流。高空 急流是对流层中上部重要的风系，过去对它 的讨论和研究已经很多。本节只重点讨论一 个问题，即与急流风速最大中心（或急流带） 相联系的垂直环流及其与天气的关系，另外 也简略地讨论与东亚高空急流有关的能量学 问题。
高等天气学系列第五讲高空急流的 次级环流和其与锋面系统的耦合
高等天气学
答：在全球范围内，大气环流一年中只存在两种主要的环流形势，即冬季型和夏季型。这两种环流形 势在每年的 6 月和 10 月发生明显的季节转换，这种转换在非常短促的时间内完成，所以称为大气环流突 变。从典型的冬季型环流到典型的夏季型环流的转换发生在六月，称为“六月突变”，从典型夏季型到典 型冬季型的演变发生在十月，称为“十月突变”。这种突变是半球范围乃至全球范围的现象，但以亚洲最 明显。中东地区和我国青藏高原附近变化最早，向东逐渐波及太平洋中部，美洲最迟也最不明显。
本文档是在很多前人总结的基础上进一步编辑为知识点形式的资料，更新了一些新的知识点和更恰当的解释，但也有 少数知识点解释还不够好。个人总结，纰漏难免，仅供参考！
1
并且季节变化不明显，这表明辐合带的作用全年不变。A、气压在辐合带槽线处最低，经向风吹向槽内的， 相应出现辐合。气流的稳定度很小。B、暖心结构明显，最暖的层次在对流层中上部。与温度距平一致， 比湿距平表现为明显的湿区。C、高压位于赤道辐合带上部，低压位于对流层下部。上部对应于流出层， 下部对应于流入层，其间的无辐散层在 500hPa 左右。D、湿静力能量在对流层中部有最小值。在 700hPa 以下为位势不稳定层。
8. Ekman 螺线（2002 秋）
描写大气边界层内风矢随高度变化的一种模式分布，按此模式，风向随高度增大并向右旋转（在北半 球），风速随高度增加而增大，不同高度的风矢量末端的连线为一螺线，称为 Ekman 螺线。由于在大气边 界层中，空气质点的流动主要受到气压梯度力、科里奥利力和湍流粘性力的作用，由此从大气动力方程组 出发，假设湍流交换系数 K 等于常数，而且气压梯度力不随高度变化。
4. ITCZ（2002 春）
《高等天气学》课件
天气雷达
使用雷达技术来探测并跟踪 降水和风暴系统。
气象灾害和防御
飓风
龙卷风
巨大的风暴系统，可以带来暴雨、 风暴潮和强风。
旋转的空气柱，破坏力极大。
野火
燃烧植被的大火，可以迅速蔓延 并造成严重破坏。
气候和气候变化
气候类型
描述了不同地区长期平均天气条件的分类。
平流层
对流层顶部到平流层顶部的 部分，其中包含高空飞行和 喷气发动机活动。
同温层
平流层顶部到同温层顶部的 部分，其中温度保持稳定。
气象要素介绍
温度
测量空气的热度，对了解天气 的变化至关重要。
湿度
测量空气中水汽的含量，对预 测降水和了解大气中的水分循 环至关重要。
气压
测量空气对物体施加的力，对 预测天气变化和了解风的产生 很有帮助。
大气环流和风系统
全球大气环流
描述了热量在地球表面和大气层 之间的循环流动。
信风
季风
一种持续吹向大陆的稳定风系统， 对海洋运输和贸易至关重要。
一种季节性变化的风系统，对农 业和天气变化产生深远影响。
云的形成和变化
1
蒸发和冷却
水蒸气在上升时冷却并形成云。
凝结和成长
2
水蒸气在云中凝结成小水滴或冰晶，并
气候变化影响
讨论了全球变暖和气候模式变化对环境和生态系统欢迎来到《高等天气学》PPT课件！本课程将深入探讨天气学的各个方面，包 括天气概述、大气层结构、气象要素介绍等内容。
天气概述
天气是我们日常生活中最直接感受到的自然现象之一。了解天气对我们的日 常活动和健康至关重要。
大气层结构
对流层
高等天气学-ch2
9
对中纬度天气尺度而言：
• 特征尺度：f0～10-4s-1 ; • 带入上式： L～106m; U～10m s-1
U ～10-1=0.1 f0 L
• 表示：惯性加速度项与柯氏加速度项相比是一小 项，因而可以略去。
10
• 若再不考虑摩擦项，则P坐标中的水平运动 方程可简化为：
23
2.2 准地转理论的推广及应用
• 2.2.1位势倾向方程
对于绝热和准地转平衡的大气，热力学方程近 似为：
p Vg T 0 t R
RT p 将 p p 代入上式 （T ） R p
24
p p Vg ( ) 0 R p R t
'
df f (0) ( )0 2 cos 0 a , dy 0 0; y=0, 0 为参考纬度。
'
14
d 2 sin 0 2 cos 0 df ( )0 dy ad 0 a
• 在中纬度天气尺度运动：f=f0+β y（中纬 度β 近似）右端两项之比
两边同除以p/R得：
Vg ( ) 0 t p
或：
( ) Vg ( ) t p p
（2.7）
这里， p
25
令 表示位势倾向 t
12
d gVg dV dt dt
• 将（2.1）式中的柯氏参数对纬度可用泰勒展开， 只保留前两项：
•
f f0 y
为中纬度β 近似。
13
泰勒展开公式：
高等天气学第六讲
第二类气旋发生发展的启动机制主要在高空。气旋发生发展 时具有如下几个特点：（1）当高空槽（其前部有强涡度平 流）在低层暖平流区（或近于没有冷平流）上扩展时，气旋 开始发展，这时低层可以有也可以没有锋面存在；（2）当 气旋加强时，高空槽与低层系统之间的距离迅速减小，气旋 发展最盛时轴线近于垂直；（3）高空涡度平流量最初很大， 接近气旋最强时，平流量减少。开始时温度平流量小，随低 层气旋的加强而增强；（4）对流层下部斜压性开始较小， 随风暴加强而增加；（5）发展的最终结果达到与经典锢囚 相类似的热力结构。这类气旋与第一类经典气旋的发展模式 不同，在发展时，低层不一定有锋面存在，高空涡度平流是 气旋发展的主要因子。Petterssen和Smebye曾对这类气旋 的发展作过详细分析，并从能量收支上研究了动能的来源和 维持。卫星云图的分析也证实了这类气旋的存在。图6.1是 Petterssen等总结的这类气旋的发展模式，这是地面有锋面 的情况。这种气旋主要发生在高空槽前正涡度平流区赶上并 迭加在地面冷锋或静止锋上的时候和地方。在迭加区，云带
在地面气旋以东或东北的暖区中有上升运动，而在地面 气旋以西的冷区中有下沉运动，这可导致位能向动能之 转换，因而风速迅速加强，气旋发展。同时气旋下游低 层暖平流与上游冷平流可使地面气旋近于沿对流层中部 风向移动（向东或东北）。由于地面有冷平流，且在高 空槽上游涡度平流随高度更为反气旋性，也会使反气旋 生成和发展。图6.5(b)是不发展的地面气旋和斜压波。这 时系统随高度向东倾斜。温度场（厚度场）超前于 500hPa高度场。这使地面低压以东的低层暖平流导致 500hPa槽的高度上升；地面低压以西的低层冷平流使 500hPa脊高度下降。因而在地面低压区出现下沉运动， 低层辐散和气压上升，不利于其发展。
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高等天气学一、名词1.大气活动中心（2003秋，2002秋）由于地面地形及海陆差异的作用，平均海平面气压场环流分布表现为沿纬圈的不均匀性，而且呈现出一个个巨大的闭合高、低压系统，因每个高压或低压对广大地区的气候有巨大影响故称为大气活动中心。
一年四季都存在的称为永久性大气活动中心，如北大西洋高压。
只在冬半年或夏半年存在的称为半永久性大气活动中心，如西伯利亚高压、印度低压、澳大利亚高压及低压等。
2.锋面（2003秋）一般将在热力学场和风场具有显著变化的狭窄倾斜带定义为锋面，它具有较大的水平温度梯度、静力稳定度、绝对涡度以及垂直风速切变等特征。
从气团概念来看，锋面可定义为冷、暖两种不同性质气团之间的过渡带。
锋面的长度一般在1000－2000km，而宽度只有100－200km，因而锋面温度和风场的变化沿垂直锋面方向比沿锋面方向要大得多。
锋面是一个具有三维结构的天气系统，在空间是一个倾斜区，它的垂直厚度一般只有1－2km。
3.温带气旋（2003秋）温度气旋能造成明显或激烈的天气。
根据气旋发生发展时的环流和天气形势，气旋的发生发展可分为三种类型：（1）经典的锋面波动发展成气旋的过程。
Petterssen理论。
（2）气旋发生发展的启动机制主要在高空。
与第一类气旋发展的不同处在于，第二类气旋发展时低层不一定有锋面存在，高空涡度平流是气旋发展的主要因子。
（3）中间尺度温带气旋的发展。
这类气旋的水平尺度一般在1000－2000km，比上述气旋的尺度小。
4.CISK（2004秋，2002春）第二类条件不稳定，简称CISK，是指低纬积云群与大尺度运动间的相互作用，从而使得大尺度扰动和热带气旋处于不稳定发展的过程。
其物理本质是：在对流层低层，由于摩擦的作用，产生向低压中心的大尺度水平辐合，同时，伴有水汽堆积并通过Ekman抽吸作用，使处于条件不稳定的湿空气强迫抬升，产生有组织的积云对流。
由于水汽凝结潜热的释放，使低压上空温度比四周空气高，从而使有效位能转换为扰动动能使大尺度扰动处于不稳定发展的过程；在低压上空温度增高的同时，地面气压下降，则增强指向低压中心的气流，又由于绝对角动量守恒，也使切向风速加强，这就使低压扰动也处于不稳定发展的过程。
这样，低层辐合，强迫抬升，凝结增温，地面气压下降，往复循环，造成积云对流与低压环流间的正反馈，促使大尺度扰动和热带气旋同时发展。
5.ITCZ（2002春）赤道辐合带出现在热带对流层低层，在流场上表现为一条连贯的南北两个半球的偏信风汇合区，在地面气压场上表现为一个低压槽，故又称“赤道槽”。
它是热带环流中十分重要的行星尺度系统。
特征：（1）辐合带一般不在赤道上，常位于离赤道一定纬度的地方。
1月位于17S－18N，7月在2N－27N 之间。
在东半球辐合带的位置变化最大，这是由于北半球南亚和北非的夏季风和南半球夏季南非和澳大利亚的季风造成。
（2）辐合带在海洋地区纬向位置的季节变化比在大陆上要小。
在海洋上约为10－15度，而在大陆上为20－25度。
在大洋的东部辐合带位置变化最小。
（3）在北太平洋，辐合带位于赤道与15N之间，在9－10月其位置最北。
在北大西洋，辐合带位于赤道与10N之间，其最北位置也是9－10月。
在印度洋，赤道辐合带位于10S－10N之间。
（4）陆地上的辐合带一般与太阳加热的季节进程一致。
（5）海洋上的辐合带一般出现在暖SST （海表温度）区域。
（6）所有变量分布对辐合带几乎是对称的，并且季节变化不明显，这表明辐合带的作用全年不变。
A、气压在辐合带槽线处最低，经向风吹向槽内的，相应出现辐合。
气流的稳定度很小。
B、暖心结构明显，最暖的层次在对流层中上部。
与温度距平一致，比湿距平表现为明显的湿区。
C、高压位于赤道辐合带上部，低压位于对流层下部。
上部对应于流出层，下部对应于流入层，其间的无辐散层在500hPa左右。
D、湿静力能量在对流层中部有最小值。
在700hPa以下为位势不稳定层。
可能的形成机制：（1）海温的作用。
ITCZ的位置几乎就是在赤道地区的海温最大轴线上。
数值模拟也表明，ITCZ总是移向海温较高的区域。
（2）CISK机制。
与热带气旋发生类似，当低层辐合带南侧的西南风大，形成辐合和气旋性涡旋时，在边界层摩擦辐合的作用下，出现上升运动，凝结潜热释放，加强了低层的辐合，可使对流云系进一步发展，如此反复作用而形成辐合带。
（3）边界层临界纬度机制，实际发生的扰动的角频率若与科氏参数相同，则在该纬度处将产生很大的上升运动，有助于形成辐合带。
6.对流不稳定（2004秋）指一定的气层被抬升后，由原来即使是稳定层结（m）而变为不稳定层结（m）的情形。
sez（或sep）为对流稳定性判据。
当0sez（或0sep）为对流不稳定；反之，0sez（或0sep）为对流稳定。
7.飑线（2003秋）排列成带状的雷暴群，一种范围小，生命史短，气压和风场的不连续线，宽度不及1km 或者几km ，长度一般有几公里到几百公里，维持时间在几小时到十几小时。
飑线出现非常突然，过境时，风向突变，气压涌升，气温急降，同时，狂风雨雹交加，能造严重的灾害。
8.PNA 型（2004秋，2001春）指太平洋－北美遥相关，它表明了中东太平洋与北美大陆500hPa 环流形势变化的关系。
在500hPa 形势图上，正PNA 型遥相关对应着北美大陆西岸为强高空脊控制，北太平洋和北美东部都是高空槽控制区；负PNA 型遥相关对应整个北美大陆为高空大槽控制，而北太平洋高压脊明显存在。
PNA 常与中东赤道太平洋暖水期相关。
9.Ekman 螺线（2002秋）描写大气边界层内风矢随高度变化的一种模式分布，按此模式，风向随高度增大并向右旋转（在北半球），风速随高度增加而增大，不同高度的风矢量末端的连线为一螺线，称为Ekman 螺线。
由于在大气边界层中，空气质点的流动主要受到气压梯度力、科里奥利力和湍流粘性力的作用，由此从大气动力方程组出发，假设湍流交换系数K 等于常数，而且气压梯度力不随高度变化。
10.位势涡度（2002秋）位势涡度在某种意义上是绝对涡度与涡度有效厚度的比值的一个度量，且其在绝热、无摩擦运动中具有守恒性，即有：C pf )(，这里有效厚度正是以气压单位度量的两个位温面之间的距离。
位涡守恒对大气的大尺度运动是一个很重要的制约。
在均质不可压的流体中，位温守恒定理可简单地写成：C zf 。
11.上游效应（2002秋）上游某地区长波系统发生某种显著变化后，群速大于波动本身的相速度，其能量先于波动本身到达下游，并影响到下游地区长波系统的变化称为上游效应。
12.温度平流（2002秋）由于空气运动而引起的温度局地变化，即T V ，称为温度平流。
若风从冷区吹向暖区（0T ），是冷平流；相反，当风从暖区吹向冷区则是暖平流。
13.低频振荡：大气环流的周期性变化称为大气振荡，把大于7－10天，小于一个季度的大气振荡称为低频振荡。
大气低频振荡中有两个频带的振荡最显著，即10－20天（准双周）振荡和30－60天（季节内）振荡。
其全球特征是在热带地区和南北半球的高纬度地区30－60d 振荡动能相对很重要，是30－60d 大气振荡的最强活动带。
冬半球的振荡动能要强于夏半球；随着季节的变化，其动能大值区有向冬季极区偏移（5－10个纬度）的趋势；在冬半球，振荡动能的分布更具有纬向不均匀性；在夏半球，动能的大值区有移向大陆的趋势。
北半球大气的30－60d 振荡主要存在着两个低频遥相关型，即EUP （欧亚－太平洋型）和PNA （太平洋－北美型），这种低频遥相关型和低频波列的存在对30－60天振荡有重要影响。
30－60d 大气振荡通过低频波列，即低频能量频散，而引起两个半球间的跨赤道相互作用，主要发生在中太平洋及中大西洋地区，尤其是在中太平洋地区。
热带大气的30－60d 振荡特征：（1）在热带大气中低频振荡有4个大值区：赤道东太平洋地区最大，其次是南亚热带地区、赤道西太平洋地区，赤道东大西洋地区。
积云对流加热的反馈（CISK ）是激发产生热带大气30－60d 振荡的重要机制。
（2）无论在对流层上层还是低层，热带大气低频振荡在风场上主要表现为纬向风分量，主要表现为1波的扰动，并有沿赤道缓慢东移的特征。
（3）热带大气30－60d振荡的纬向风扰动随高度明显西倾，以至对流层上层和低层风场呈反相特征。
温度场上扰动也有明显西倾结构，但不及纬向风那么典型。
垂直速度场上，30－60d振荡在对流层有上下一致的垂直运动，最大垂直速度位于对流层中层约400hPa。
中高纬度大气的30－60d振荡特征：（1）除在夏半年外，有正压垂直结构特征。
夏半年有槽脊分布表现出对流层上层和下层反相的“斜压”结构，同热带大气30－60d振荡类似。
（2）在高纬地区，在位势高度场上主要表现为纬向波数1－3，冬半年以1、2波占优势，夏半年以2、3波更重要。
在中纬度地区，30－60天振荡在位势场上主要表现为纬向波数3－4。
（2）中高纬度大气30－60天振荡主要表现为向西传播。
14.地转平衡（2001秋）自由大气中，水平气压梯度力与科氏力二者的平衡称为地转平衡，相应的空气水平运动称为地转风。
有地转风公式：1g h pfV k二、论述1.大气环流的基本问题有那几个方面？（2006秋第4题）答：大气环流是指大范围（水平尺度几千米以上）较强事件尺度的（几天以上）大气运动的基本状况。
它的变化不但影响着天气的类型和变化，而且影响着气候的形成。
大气环流的基本问题包括：（1）对大气环流的平均状态包括平均环流和距平场,大气环流的变率（2）经圈环流；（3）定常波和瞬变波的特征及其作用；（4）热量、水汽、角动量和能量收支以及大气环流的维持。
（5）大气环流的模拟2.试述大气环流突变现象，什么叫六月突变？（2005春第3题）答：在全球范围内，大气环流一年中只存在两种主要的环流形势，即冬季型和夏季型。
这两种环流形势在每年的6月和10月发生明显的季节转换，这种转换在非常短促的时间内完成，所以称为大气环流突变。
从典型的冬季型环流到典型的夏季型环流的转换发生在六月，称为“六月突变”，从典型夏季型到典型冬季型的演变发生在十月，称为“十月突变”。
这种突变是半球范围乃至全球范围的现象，但以亚洲最明显。
中东地区和我国青藏高原附近变化最早，向东逐渐波及太平洋中部，美洲最迟也最不明显。
环流突变以高空东西风带为标志。
冬季东亚存在着两支强西风带，到了6月，南支强西风带突然不见了，而北美的强风带也明显北移。
到10月东亚又出现两支强西风带，北美的强西风带也南移回到冬季的位置。
对流层中部环流：冬季的主要特点是以极地低压（又称为极涡，分裂为两个中心）为中心、环绕纬圈的西风环流，西风带中有尺度很大的平均槽脊，其中三个明显大槽分别位于亚洲东岸、北美东部和欧洲东部。