天气学 第三章
天气学分析——天气图综合分析
这就是说，在一定高度以上，气压梯度或 位势梯度的方向，将由原在底层中从冷区指 向暖区而变为从暖区指向冷区。于是，原来 在底层是高压的区域到高层对应位置的上空 将变成低压区域。因此，到达一定高度处， 高压区便与暖区近乎重合，而低压区便与冷 区近乎重合。
根据温压场的配置情况的不同，气压系统可分为三类。
下面，根据第一种分类法对锋进行讨论。
1、冷锋：锋面在移动过程中，冷空气起主导 作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋 面称为冷锋。 2、暖锋：锋面在移动过程中，暖空气起主导 作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋 面称为暖锋。 3、准静止锋当冷暖气团势力相当，锋面移动 很少时，称为准静止锋。
实际工作中，一般把6小时内（连续两张图上），锋面位置无大变化的锋 定为准静止锋，简称静止锋。
由于温压场的不对称，使得气压系统中心轴线发生 倾斜，高压中向暖区倾斜，低压中向冷区倾斜。
中纬度地区，多数系统（如锋面气旋等）都是 温压场不对称系统，其轴线大都倾斜。这样，地 面等压线闭合的高、低压，到高空变成为槽脊形 式，并且温度槽（脊）常落后于气压槽（脊）， 而地面低（高）压处于高空槽（脊）的前部，使 低压上空为暖平流，高压上空为冷平流，有利于 地面气旋与反气旋的发生、发展。
锋是两个性质不同的气团之间的过渡带，在 此过渡带内，气象要素与天气将发生急剧的变 化。下面我们将对锋附近的温度、气压、变压、 风场以及锋面天气等分布分别进行讨论。
一、锋面附近温度场的特征
1、水平方向上温度场特征 锋区内温度水平梯度远比其两侧气团中大。 等压面图上等温线的分布可以指示锋区及锋线的特
点： ①高空锋区走向与等温线基本平行； ②地面锋线与高空锋区基本平行； ③锋区随高度向冷区倾斜；
天气学分析
天气学分析——第三章 气旋与反气旋
大气中存在着各种大大小小的涡旋，其中有的逆时针旋转， 而有的顺时针旋转，我们把它们中的大型水平涡旋，分别称为气 旋和反气旋。气旋与反气旋是造成大气中千变万化的天气现象的 重要天气系统。它们的发生、发展和移动对于各地区、各纬度之 间的热量交换、水汽输送和广大地区的天气变化有着很大的影响。 因此，研究气旋和反气旋的发生和发展规律是天气分析预报的一 项重要任务。 本章主要讨论大尺度温带气旋和反气旋的主要特征及其发生、 发展的机制。关于高空大型暖性高压、冷性低压及热带低压、副 热带高压等将在以后各有关章节讲述。
四、系统的空间结构
气压系统随高度的变化决定于气压场和平均温度场（或厚度 场）的配置情况，即温压场的结构。在静力平衡条件下，由于暖空 气中气压随高度递减比冷空气中慢，因此，即使底层等压面的高度 在暖空气中比冷空气中低，但到一定高度后，等压面高度在暖空气 中将会比在冷空气中高。这就是说，在一定高度以上，气压梯度或 位势梯度的方向，将由原在底层中从冷区指向暖区而变为从暖区指 向冷区。于是，原来在底层是高压的区域到高层对应位置的上空将 变成低压区域。因此，到达一定高度处，高压区便与暖区近乎重合， 而低压区便与冷区近乎重合。
反气旋的范围比一般气旋大得多，大的反气旋可以和最大的 大陆或海洋相比（例如：冬季亚洲大陆的反气旋，往往占据整个 亚洲大陆面积的四分之三）。
二、气旋和反气旋的强度
气旋、反气旋的强度一般用其中心气压来表示。气旋中心 气压值愈低，气旋愈强；反之气旋愈弱。
地面气旋的中心气压值一般在970—1010百帕之间。发展 的十分强大的气旋，中心气压值可低于935百帕。强台风中心 气压值还要低得多。
在气压场上，气旋又称低气压（简称低压），反气旋又称高 气压（简称高压）
天气学分析：第03章-01-锋面-n
(3)风的影响
如冷区风速很大，扰动较强，则低层夜间不易降温，而如果 暖区风速较小，天气又晴朗，夜间经过辐射冷却后，低层降温较 多，于是锋两侧温度差就减小，单凭气温不易分析出锋来。
(4)冷空气膜的影响
冬季，有时在盆地区域近地面层中存在着一层较薄的冷空气 膜。如果锋在冷空气膜上滑行，根据地面气温记录就很难将锋面 分析出米，这种情形在我国塔里木盆地、四川盆地多见。
a、东高西低型，b、南高北低型，c、日本海低压型，d、移动性高压型，e、南岸低压型，f、两个低压型
5. 3小时变压
暖锋前有明显的3小时负变 压，冷锋后有明显的3小时正 变压，暖锋后、冷锋前变压都 很小。锢囚锋后往往是3小时 正变压，锋前往往是3小时负 变压。
应用3小时变压分析锋时， 要考虑到气压系统的加强或减 弱、气压日变化等的影响。这 些影响明显时，甚至会掩盖锋 所造成的3小时变压。
锋面分析—总体原则（续）
2. 再结合分析高空锋区(在平原地区，分析850，700hPa等压 面，高原地区分析500hPa等压面)，就可判断出地面图上 锋面的位置和类型。
根据锋面向冷区倾斜原理，地面的锋线应位于高空等压面图上等温 线相对密集区的偏暖空气一侧，而且地面锋线要与等温线大致平行， 高空锋区有冷平流时，它所对应的是冷锋；高空锋区有暖平流时， 所对应的是暖锋。
准静止锋：
冷暖气团势均力敌，或者遇到地形阻挡，锋面移动缓慢， 或较长时间在一个地区摆动。
暖气团、较冷气团和更冷气团相 遇时先构成两个锋面，然后其中一个 锋面追上另一个锋面，即形成锢囚锋。
冷气团
暖气团
过境前
冷气团
过境时
暖气团
冷气团
过境后
暖气团
2.冷锋与天气
天气学重点——精选推荐
天⽓学重点第⼀章⽓团和锋重点⼀⽓团的形成条件（包括了下垫⾯和环流条件），为什么是反⽓旋有利于⽓团的形成；⼀⽓团的概念⽓团——⽓象要素（温度、湿度）⽔平分布⽐较均匀的⼤范围空⽓块。
⼆⽓团形成的条件1源地条件⼤范围性质均匀的下垫⾯。
Flat and uniform composition, 如冰雪覆盖的陆地、⼴阔的洋⾯以及⼴阔的沙漠等。
2 环流条件能使⼤范围空⽓停留较长时间的环流条件。
通常为移动缓慢且有辐散环流的巨⼤的反⽓旋。
三为什么⽓团跟反⽓旋联系在⼀起？1反⽓旋规模⼤，移动慢；2反⽓旋对应着辐散⽓流，使到⽓象要素趋于平均。
重点⼆锋⾯温度场，⽓压场和风场的特征；⼀、锋的概念和分类锋——两个不同性质⽓团之间的过度层称为锋。
根据锋两侧冷暖⽓团移向，锋和分为：冷锋、暖锋、静⽌锋和锢囚锋。
⼆温度场特征1 锋区内的⽔平温度梯度⼤：同⼀⽓团：10C/100km，锋区：5~100C/100km在天⽓图中表现为密集的等温线2 冷（暖）平流明显空⽓的温度平流——空⽓平流运动传热过程引起局地⽓温变化称为温度平流。
冷锋——对应⾼空冷平流；暖锋——对应⾼空暖平流；静⽌锋——温度平流相对较弱錮囚锋在等压⾯图上反应的是有暖⾆，暖湿位于地⾯錮囚锋的前⽅，则为暖式錮囚锋；后⽅则为冷式；3位温特征在锋区内等位温线密集，且与锋⾯近于平⾏（锋⾯近似于物质⾯，空⽓质点沿锋⾯上下滑动，在⼲绝热条件下，位温守恒）。
三⽓压场特征等压线穿越锋⾯产⽣折⾓，折⾓指向⾼压区，等压线通过锋⾯时呈⽓旋式弯曲，即锋区处于低压槽之中。
四变压场特征1暖锋锋前出现三⼩时负变压，锋后⽓压变化不⼤；2冷锋锋前⽓压变化不⼤，锋后为三⼩时正变压；3錮囚锋锋前为负变压，后多为正变压。
五风场特征1⽔平分布特征——⽓旋式切变；2垂直分布特征——冷锋风随⾼度逆时针旋转；暖锋风随⾼度顺时针旋转。
重点三影响锋⾯天⽓的主要因素⼀锋⾯附近的垂直运动1锋⾯的抬升作⽤；2摩擦辐合作⽤：锋⾯处于低⽓压区，摩擦作⽤会在这些区域产⽣辐合从⽽导致上升运动（槽越深，下垫⾯越粗糙，则上升运动越强）；3⾼空槽的辐合辐散、涡度平流以及温度平流作⽤⾼空槽前：辐散，正涡度平流，暖平流三个因素均会导致上升运动⼆⽔汽和层结稳定度锋⾯附近出现什么样的天⽓主要取决于暖空⽓的⽔汽含量以及层结稳定度·⽔汽含量多且层结稳定→层状云和连续性降⽔·⽔汽含量多且层结不稳定→积状云和对流性降⽔·⽔汽含量少，⽆降⽔重点四锋⽣和锋消的因⼦⼀、锋⽣、锋消的概念锋⽣——新锋⾯的⽣成或已有的锋⾯的强度的加强过程锋消——已有锋强度的减弱、消失过程⼆影响锋⽣和锋消的因素1、⽔平⽓流的辐合辐散：辐合导致锋⽣，辐散导致锋消；三种常见的锋⽣场：(a)低槽冷锋锋⽣；(b)低槽暖锋锋⽣；(c)鞍型场冷锋锋⽣（最有利于锋⽣的⽔平变形场）；2 垂直运动：层结稳定：①上升运动——锋消；②下层运动——锋⽣；层结不稳定情况相反；3 ⾮绝热加热的作⽤：冷空⽓冷却和暖空⽓加热有利于锋⽣；暖空⽓冷却和冷空⽓加热有利于锋消。
天气学考纲复习材料分解
《天气学》考试大纲复习材料第一章天气学基础掌握天气学的概念和研究对象；了解一般的天气预报方法；了解天气学发展简史；熟悉四季的形成原理，理解大气科学中四季划分的方法。
考纲要求：★掌握、█熟悉、█理解、▲了解★（掌握）天气学的概念和研究对象1、天气学：研究天气系统和天气现象发生、发展及其变化的基本规律，并利用这些规律来预测未来天气的学科。
2、研究对象：不同尺度的天气系统。
目的：了解这些系统的特征与发生、发展的规律。
3、系统：所谓“系统”是指在时间或空间上可以与其他系统区分开来的一个实体。
4、尺度：所谓“尺度”表征一个系统在空间上大小，或者在时间上持续的长短，所以有空间尺度和时间尺度两种尺度。
5、天气系统分类：为了更方便地描述不同天气系统的特征，许多学者把它划分为大尺度、中尺度、小尺度和微尺度等不同的天气系统。
█（熟悉）四季的形成原理地球在绕太阳公转中，地轴始终与轨道面倾斜成66°33´的夹角。
由于地轴的倾斜，当地球处在轨道上不同位置时，地球表面不同地点的太阳高度是不同的，而且地球表面同一地点当地球处在轨道上不同位置时其太阳高度角也是不同的。
太阳高度大的时候，太阳光在空中经过的路径短，日照时间长，昼长夜短，气温高，形成夏季。
反之，太阳高度小时，太阳光在空中所经路径长，日照时间短，昼短夜长，气温则低，形成冬季；由冬季到夏季，太阳高度由低变高。
同样道理，太阳高度的变化影响着昼夜的长短和温度的高低，分别形成了秋季和春季。
█（理解）四季的划分方法天文学上以春分（3月1日前后）、夏至（6月22日前后）、秋分（9月23日）、冬至（12月21日前后）分别作为四季的开始。
中国古籍上多用立春（2月4日前后）、立夏（6月5日前后）、立秋（8月8日前后）与立冬（11月8日前后）作为四季的开始。
气候统计上划分：以公历3、4、5月份为春季，6、7、8月份为夏季，9、10、11月份为秋季，12、1、2月份为冬季。
天气学原理
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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
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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
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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
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第三章 气旋与反气旋
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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
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第八章 对流性天气过程
1、强雷暴的几种类型
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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。
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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
南大天气学原理第三章.
M uc ao s a2co 2s
• 通过角动量输送过程保持了东、西风中角动 量平衡，使东、西风带能够长期维持稳定状
• 这表明
1)大气中的角动量是守恒的，东、西风带由地球获得或损耗 的西风角动量是相等的。
2)大气中必有一种从东风带向西风带输送西风角动量的过程 存在。
单位质量空气在纬度 处的绝对角动量
M uc ao s a2co 2s
相对角动量
角动量
其中为地转角速度，a为地球半径， u为西风风速。一般相对角动量小于 角动量。
• Hadley环流正是由赤道和极地之间的 温差所造成的斜压不稳定所引起。
2）地球自转
• 大气是在自转的地球上运动着，地球自转产 生的地转偏转力迫使运动空气的方向偏离气 压梯度力方向。
• 在北半球，气流向右偏转，结果使直接热力 环流圈中
– 自极地低空流向赤道的气流偏转成东风，而不能 迳直到达赤道；
– 如果地形过于高大或气流比较浅薄，则运动气流 往往不能爬越高大地形，而在山地迎风面发生绕 流或分支现象，在背风面发生气流汇合现象。
控制大气环流的因子小结
• 太阳辐射在地表加热不均匀，使空气质点运动， 形成经圈环流；
• 地球自转使气流发生偏转，将单圈环流修正成三 圈环流，产生纬向气流和高低压气压带；
• 太阳辐射 • 地球自转 • 地表不均匀（海陆、大地形） • 地面摩擦（角动量）
1）太阳辐射
• 大气运动需要能量，而能量 几乎都来源于太阳辐射的转 化。
• 大气不仅吸收太阳辐射、地 面辐射和地球给予大气的其 它类型能量，同时大气本身 也向外放射辐射。
三年级上册科学第三单元《天气》教案
三年级上册科学第三单元《天气》教案第一章：天气与气候1.1 天气与气候的概念引入天气和气候的定义，让学生了解两者之间的区别和联系。
通过图片和生活实例，帮助学生理解天气的多变性和气候的稳定性。
1.2 天气观察与记录教授学生如何观察天气，包括温度、湿度、风向、风力和降水等要素。
指导学生记录天气情况，培养他们的观察力和记录能力。
第二章：天气现象2.1 降水现象介绍降水的类型和形成原因，如雨、雪、冰雹等。
引导学生观察和分析降水现象，了解其对生活和环境的影响。
2.2 风的现象讲解风的概念和形成原因，包括气压差异和地球自转等。
引导学生观察和体验风的现象，了解其对生活和环境的影响。
第三章：天气变化与预测3.1 天气变化的原因介绍天气变化的原因，如气压变化、温度差异、水汽凝结等。
引导学生观察和分析天气变化的原因，培养他们的科学思维能力。
3.2 天气预报的原理与方法讲解天气预报的原理和方法，如观察气象卫星云图、气象雷达图等。
引导学生了解天气预报的制作过程，培养他们对科学的兴趣和好奇心。
第四章：生活中的天气4.1 天气对日常生活的影响讨论天气对日常生活的影响，如出行、穿衣、饮食等。
引导学生关注天气变化，学会合理安排日常生活。
4.2 天气与健康的关系介绍天气与健康的关系，如气温、湿度、紫外线等对人体的影响。
引导学生了解天气对健康的影响，培养他们关爱自己和他人的意识。
第五章：探索天气的奥秘5.1 科学探究方法教授学生科学探究的方法，如观察、实验、调查和分析等。
引导学生运用科学探究方法，探索天气的奥秘。
5.2 天气科学实验设计简单的天气科学实验，如制作气象站、观察降水实验等。
引导学生亲自动手进行实验，培养他们的实践能力和科学兴趣。
（教案编辑专员）第六章：天气与环境保护6.1 天气与气候变化对环境的影响讨论天气和气候变化对生态环境的影响，如极端天气对生物多样性的影响。
引导学生关注气候变化对环境的影响，培养他们的环保意识。
6.2 环境保护与我们的责任介绍环境保护的重要性，以及我们每个人在保护环境中的责任。
第三章等压面图分析 天气学分析课件
DD为等压面上气温与露点差。5℃以下填个 位、小数一位；5℃以上填十位、个位。
dd、ff分别为风向、风速，填写方法与地面 图相同。
3.2等压面分析项目及技术规定
1.等高线和高低中心（各层等压面图上） 等高线用黑色铅笔绘制平滑实线，间隔 40gpm，每条线标注千、百、十位。如：
绝对形势图的几个标准层次：
850hPa等压面图，海拔高度约为1500米； 700hPa等压面图，海拔高度约为3000米； 500hPa等压面图，海拔高度约为5500米； 300hPa等压面图，海拔高度约为9000米； 200hPa等压面图，海拔高度约为12000米； 100hPa等压面图，海拔高度约为16000米。
等压面上等高线的分布反映空气的运动 情况，所以根据等高线与等温线的配置 关系来判断温度平流的情况。
温度平流和湿度平流
由于冷暖空气的水平运动而引起的 某些地区增暖和变冷的现象，称为温度 平流变化，简称温度平流。同理，湿度 平流是指干、湿空气的水平运动而引起 的某些地区湿度改变的现象。
温度平流的强度（单位时间内因温度平流 引起的气温改变量的大小），从三个方面 来判断：
等温线用红色铅笔绘制成实线，以00C为 准，间隔40C分析一根。在等温线的两端 或闭合等温线的北部开口处标注数值如…， -4，0，4，…等；
冷暖中心分别以兰色标“L”，红色标“N”
3.3 位势高度场的分析
等高线的分析 技术规定如前所述。
绘制等高线要充分考虑位势高度记录，又 要很好地应用空中风的记录。由于空中风 的记录通常比位势高度记录多，而且自由 大气中的风又与地转风接近一致，因此， 风的记录在等高线的分析中尤为重要。在 分析中要注意风压定律，等高线的走向应 尽量与风向平行，等高线的疏密要与风速 成正比。
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：
天气学原理和方法 第三章 气旋和反气旋
位势倾向方程（不考虑非绝热加热项）
2 2 f 2 ( ) fV g ( f g ) 2 p t 2 f 厚度（温度） (Vg ) 平流随高度 p p
地转涡度和 相对涡度的 地转风平流
的变化项
方程左端
2 2 2 f ( fm ) 2 2 2 ( ) (k l ) 2 2 p t t t
在中高纬度
f ~ 10
i j k V x y z u v w w v u w v u ( )i ( ) j ( ) k y z z x x y
绝对涡度与相对涡度
Va V Ve a e
绝对 涡度
相对 涡度
地转 涡度
由于大气做准水平运动，着重讨论水平面 上的旋转，即垂直方向的涡度分量
v u z x y
P坐标系中相对涡度的垂直分量
v u p x y
曲率涡度和切变涡度（自然坐标系中涡度 表达式）
V V V V s n Rs n V VK s n
水平无辐散大气中 绝对涡度守恒
d( f ) 0 dt
空气块A在西风气流下受到南北扰动后的路径
位涡及位涡守恒
f H
称为正压大气的垂直位涡度
位涡守恒
d f （ )0 dt H
AH const，A为气柱底面积， H为厚度 u v 1 dA x y A dt u v 1 dH x y H dt d( f ) 1 dH ( f ) dt H dt d f （ )0 dt H H增大，为辐合 H减小，为辐散
气旋
热力：锋面气旋和无锋气旋 地理：极地、温带和副热带反气旋 反气旋 热力：冷性和暖性反气旋
天气学原理和方法--第3章--丛春华--整理
2
当涡度平流随高度增加时， 有上升运动（ ω <0）;当涡度平 流随高度减小时，有下沉运动（ ω >0） 。 在暖平流区，有上升运动 ω <0 ，在冷平流区，有下沉运动 ω >0； 在非绝热加热中心有上升运动 ω <0，在非绝热冷却中心有下 沉运动 ω >0 4、利用涡度方程、位势倾向方程和ω 方程来定性分析温带气旋各发 展阶段的有利和不利因子。 5、 简述日本以东的西北太平洋上多爆发性气旋的可能原因。 P141-143
6当气旋发展速度达到24小时内中心气压下降大于24称为爆发性气旋绝大多数爆发性气旋形成于高空西风急流出口区的左侧少数形成于急流入口区的右侧7由天气预报的实践和理论分析发现在大尺度系统的演变过程中大气基本上是作涡旋运动的且为准地转运动的知道了涡度的变化也就知道了气压的变化
天气学原理第三章重点
（丛春华）
d ( f ) u v u v ( ) ( f )( ) t y p x p x y
1 涡度倾侧项：风的垂直切变，垂直运动在水平方向的不均匀。 2 散度项：相对涡度散度
2、简述位势倾向方程在日常工作中的应用：
2 ( ) fVg ( g f ) 2 P t f 2 f 2 R dQ ( Vg ) P p c p p p dt
一、 填空题
1、气旋是占三度空间的，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度 涡旋；其水平尺度以最外围一条闭合等压线的直径长度来表示。 2、在东亚地区，气旋再生过程一般三种情况分别为： （副冷锋加入后 再生） 、 （气旋入海后加强 ）和（两锢囚锋合并后重新加强 ） 。 2、温带气旋的生命史可分为（波动阶段 ） 、 （成熟阶段 ） 、 （锢囚阶 段 ）和（消亡阶段） 。 3、气旋和反气旋的强度一般用其（ 中心气压值）来表示。 4、东亚气旋主要发生在两个地区，南面的一个位于 25-35°N 之间， 即我国的（ 江淮流域） 、 （ 东海 ）和日本（南部海域）的广大地区， 习惯上称这些地区的气旋为南方气旋，其典型的气旋为（ 江淮气 旋） ；另一个位于 45-55°N 之间，并以（ 黑龙江） 、 （吉林 ）与内 蒙的交界地区产生最多，习惯上称这些地区的气旋为北方气旋，其 典型的气旋为（蒙古气旋 ） 。 5、按江淮气旋形成过程可分两大类，一类是（ 静止锋上的波动 ） ， 另一类为（倒槽锋生气旋） 。 6、当气旋发展速度达到（24 小时内中心气压下降大于 24 百帕 ）时 称为爆发性气旋，绝大多数爆发性气旋形成于高空西风急流（出口 区的左侧 ） ，少数形成于急流（ 入口区的右侧 ） 。 7、由天气预报的实践和理论分析发现，在大尺度系统的演变过程中，
气象学第三章
（三）饱和差（E-e）
蒸发速度与饱和差成正比。严格 说，此处的E应由蒸发面的温度算出， 但通常以一定气温下的饱和水汽压代 替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。
（四）风速与湍流扩散
大气中的水汽垂直输送和水平扩散 能加快蒸发速度。无风时，蒸发面上的 水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢， 饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍 流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅 速散布到广大的空间，蒸发面上水汽压 减小，饱和差增大，蒸发加快。
1、水相变化的物理过程 从分子运动论看，水相变化是水的各相之间分子交换的过程。例如，在水和 水汽两相共存的系统中，水分子在不停地运动着。在水的表面层，动能超过脱离 液面所需的功的水分子，有可能克服周围水分子对它的吸引而跑出水面，成为水 汽分子，进入液面上方的空间。同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能受水 面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向不断改变，其中有些向水面飞去而重新落 回水中。单位时间内跑出水面的水分子数正比于具有大速度的水分子数，也就是 说该数与温度成正比。温度越高，速度大的水分子就越多，因此，单位时间内跑 出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分子数则与系统中水汽的浓度有关。水 汽浓度越大，单位时间内落回水中的水汽分子也越多。 起初，系统中的水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水中的 水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。 蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大，水汽压也就增大了，这时分子碰撞的 机会增多，落回水面的水汽分子也就增多。如果这样继续下去，就有可能在同一 时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水 汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平 衡（因为这时仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，只不过进出水面的分子 数相等而已）。动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。
天气学原理讲稿ch
第三章气旋与反气旋各种尺度的气旋与反气旋是造成大气中千变万化的天气现象的重要天气系统。
因此，研究气旋和反气旋的主要特征及其发生、发展的机制。
第一节气旋、反气旋的特征和分类一．气旋和反气旋的定义气旋：气旋是占有三度空间的，在同一高度上中心气压低于四周的流场中的涡旋。
涡旋中的空气在北半球逆时针旋转，在南半球顺时针旋转。
反气旋：反气旋是占有三度空间的，在同一高度上中心气压高于四周的流场中的涡旋。
涡旋中的空气在北半球顺时针旋转，在南半球逆时针旋转。
二．气旋、反气旋的水平尺度以最外围的闭合等压线作为涡旋的范围气旋直径：平均而言，东亚气旋比欧洲和北美的尺度小反气旋直径：一般>；小者数百公里；大者面积可达亚洲大陆的3/4三．气旋反气旋的强度（强度一般用中心气压表示）气旋中心气压平均而言，温带的气旋冬季强于夏季，海上的强于陆上的反气旋中心气压平均而言，温带的反气旋冬季强于夏季，陆上的强于海上的四．气旋、反气旋的分类气旋：地理分类按热力结构分类：反气旋：地理分类：按热力结构分类：第二节涡度与涡度方程一．涡度概念1．定义：度量空气块旋转程度和旋转方向的物理量2．表达式：相对涡度（3.1）水平风>>垂直风：(3.3) 3．绝对涡度(3.2)图3.1 相对涡度与绝对涡度关系示意图绕z轴旋转 K：4．地转风涡度：(3.6)二．涡度方程1．P坐标系中的涡度方程推导：（1）（2）：①②③④⑤(3.12)2．讨论：①相对涡度平流输送项图3.2 相对涡度平流物理意义：槽前脊后借助西南风将正相对涡度大的往小的方向输送，使得其固定点正相对涡度增加（），反映等压面高度降低（），相反，槽后脊前引起等压面高度增加（），槽线处变高为零（），所以，槽无加深减弱，向东，即向前。
②地转涡度平流输送项槽前脊后槽后脊前结论与①相矛盾，所以讨论以为界线③涡度的垂直输送项④扭转项或倾侧项斜压大气在斜压大气中，有风的垂直切变，有绕沿水平轴旋转的空气块（涡管），同时垂直速度在水平方向分布不均，使得绕水平轴旋转的空气块发生倾斜，在垂直方向有涡度的变化⑤水平散度项地转参数～～三．绝对涡度守恒(3.14)四．简化涡度方程简化涡度方程为：五．位势涡度守恒即1．推导条件：近似正压大气（*）大气不可压根据水平散度定义再考虑整层大气不可压代入（*）中即，位势涡度守恒2．讨论：假设不变研究青藏高原附近的低值高值系统的变化处在西风带中，在青藏高原西风带中，底值系统（高空槽、低中心）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，考虑准地转运动有等压面高度升高（降低）低值系统（槽、低中心）减弱（加强）；反之，高值系统上山，加强;下山,减弱。
七年级地理第三章《天气和气候》学习笔记
第三章天气与气候第一节多变的天气一、天气及其影响二、明天的天气怎么样?1.天气预报的主要内容（1）通常，天气预报要说明一日或几日内阴晴、风、气温和降水等的情况。
（2）风向与风力：风向指风的来向；风力是风强弱的级别。
2、在卫星云图上绿色表示陆地，蓝色表示海洋，白色表示云区。
3、常用的天气符号晴多云阴小雨中雨大雨暴雨冰雹雨夹雪小雪中雪大雪雷阵雨雾霜冻沙尘暴三、我们需要洁净的空气：1、空气质量的高低：与空气中所含污染物的数量有关，用空气质量指数来表示。
2、清新的空气，空气质量指数小，对人体健康有利；污浊的空气,空气质量指数大，对人体健康有害。
3、城市空气质量的高低，受自然因素和人类活动的影响。
一、气温：1、定义：气温指大气的温度。
2、气温的观测仪器温度计、最高温度表、最低温度表等单位0C，读作摄氏度次数一般每天四次（北京时间2时、8时、14时、20时各一次）3、气温的计算（1）日平均气温：一天中不同时间气温值的平均数。
（2）月平均气温：一月中各日平均气温值的平均数。
（3）年平均气温：一年中各月平均气温值的平均数。
二、气温的变化：1、气温的日变化：以一天为周期的气温变化,叫气温日变化。
一天中,最高气温出现在午后2时（或14时）左右,最低气温出现在日出前后，最高气温与最低气温的差,叫气温日较差。
2、气温的年变化：以一年为周期的气温变化，叫气温年变化。
一年内的最高月平均气温与最低月平均气温的差，叫气温年较差。
3、南、北半球陆地与海洋的最高气温、最低气温出现的时间，如下表所示:海陆分布北半球南半球最高气温最低气温最高气温最低气温陆地7月1月1月7月海洋8月2月2月8月三、等温线图的判读：通常用等温线图来表示气温的水平分布,同一条等温线上各点的气温相等。
通常根据等温线的延伸方向,判读气温递变的方向；根据等温线的疏密程度,分析气温差异的大小；根据等温线的闭合情况,判断高低温中心的分布。
具体如下表所示:等温线大致沿东西方向延伸说明南北方向存在气温差异等温线分布密集气温差异大稀疏气温差异小等温线呈封闭状态中心气温低，表示这里是低温中心中心气温高，表示这里是高温中心四、世界气温分布规律1、气温大致分布规律:由低纬向高纬递减。
气象第三章
第三章大气中的水分地球上的水分就是通过蒸发、凝结和降水等过程循环不已。
在自然界中，常有一种或数种处于不同物态的物质所组成的系统。
在几个或几组彼此性质不同的均匀部分所组成的系统中，每一个均匀部分叫做系统的一个相。
单位时间内跑出水面的水分子比落回水中的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。
动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压E。
水相变化的判据：e与E的大小的比较，若水汽压大于饱和水汽压，则过饱和。
O的横坐标为0℃水只存在于0℃以上的区域，冰只存在于0℃以下的区域，水汽虽然可存在于0℃以上及以下，但其压强却被压制在一定范围内。
图中，OA、OB分别表示水与水汽、冰与水汽两相共存的情况。
OA又称蒸发线，表示水与水汽处于动态平衡时水面上饱和水汽压与温度的关系线上K点所对应的温度和水汽压是水汽的临界温度和临界压力，高于临界温度时就只有水汽存在了，因此蒸发线在K点中断。
OB为升华线，表示水汽与冰平衡时冰面上饱和水汽压和温度的关系。
OC是融解线，表示冰与水达到平衡时，压力与温度的关系。
可以看出COK区域为水。
凝结时，由于水汽分子变为液态水，分子间的位能减小，因而有热能释放出来。
这种凝结时释放出来的热量叫做凝结潜热。
它与同温下的蒸发潜热数量上相等。
蒸发潜热（L）是指在恒定温度下，使某物质由液相转变为气相所需要的热量。
L与温度之间有关系：L =（2500－2.4t）×103（J/kg）当t=0℃时，L=2.5×106 J/kg 当温度变化不大时，L变化很小，故取L=2.5×106J/kg同理，冰升华为水汽有两个过程，冰变为水，水变为水汽，故升华潜热Ls为融解潜热（3.34×105 J/kg）和蒸发潜热的和，故Ls=2.8×106 J/kg饱和水汽压与蒸发面的温度、性质（水面、冰面，溶液面）、形状（凸面、凹面、平面）之间有密切的关系。
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3.绝对涡度垂直分量 ：
(a
)z
( )
z
2 sin
(a ) p ( ) p 2sin
f=2Ωsinφ为行星涡度的垂直分量，又 称地转参数
（二）地转风涡度 ：以地转风代替实际 风，得地转风涡度
g
v g x
ug y
g f
2z ( x2
2z y2 )
9.8 f
(
2H x 2
2H y 2
)
T=T0
j
(
v
u
)k
y z z x x y
单位：1/秒 ( 1/s)
~ 10 量级~V/L：大尺度
5
中尺度
~ 104
小尺度
~ 103
在中高纬度
f ~ 104
T=T0
T=T1
产生 了顺 时针 旋转
由于大气做准水平运动，着重讨论水平面 上的旋转，即垂直方向的涡度分量
z
v x
u y
P坐标系中相对涡度的垂直分量
四、气旋和反气旋的分类
气旋
地理：热带气旋和温带气旋 热力：锋面气旋和无锋气旋
地理：极地、温带和副热带反气旋
反气旋 热力：冷性和暖性反气旋
§3.2 涡度和涡度方程
一、涡度：度量空气块旋转程度和旋
转方向的物理量（速度的旋度）
表达式：
i jk
V
Hale Waihona Puke x y z（3.1）u vw
( w
v
)i
( u
w)
f (u v) x y
辐散使反气旋性涡度增 加，气旋性涡度减小 辐合使气旋性涡度增加， 反气旋性涡度减小
4.相对涡度平流项
相对涡度平流：相对涡度分布不 均匀和大气水平运动所引起的局 地涡度变化
(u v )
x y
5.地转涡度平流：
北半球， f>0, β>0
当V>0时，气块f增大， 为保持绝对涡度守恒，
(u f
v f ) v
气块ζ必须减小，使得 x y
局地相对涡度减小
6.涡度垂直输送
p
0 相对涡度随高度减小 ω<0，局地涡度增
p 加；ω>0，局地涡度减小
p
0
相对涡度随高度增加 ω<0，局地涡度减 小；ω>0，局地涡度增加
(三)涡度方程的简化
(u v ) (u f v f )
t x y x y p
( u v ) ( f )(u v)
y p x p
x y
相对涡度的 局地变化主 要由涡度的 平流变化，
d ( f ) ( f )(u v )
dt
x y
空气微团的 南北运动以
又因为f
有 d ( f ) f ( u v )
dt
x y
及水平辐合 辐散造成
反气旋：反气旋是占有三度空间的，在同一 高度上中心气压高于四周的流场中的涡旋。 涡旋中的空气在北半球顺时针旋转，在南半 球逆时针旋转。
二、气旋和反气旋的水平尺度
气旋、反气旋的水平尺度以最外围的 闭合等压线的直径长度来表示。
平均而言，气旋：1000km-3000km，东亚气 旋比欧洲和北美的水平尺度小；
t
性涡度减小
2.涡度倾侧项
( u v) y p x p
由于垂直速 度在水平方 向分布不均 匀，使涡度 水平分量转 化为铅直分 量
ζ>0时，水平辐散 使气旋性涡度减小 ζ<0时，水平辐散 使反气旋性涡度减 小
3.绝对涡度与水平散度 a)相对涡度与水平散度
(u v )
x y
b)地转涡度与水平散度
T=T1
产生 了顺 时针 旋转
二、涡度方程（p坐标） （一） 方程的推导
垂直方向上的涡度
z
v x
u y
u u u v u u g z fv
t x y p x
(1)
v u v v v v g z fu (2)
t x y p y 要想上两式与垂直方向的涡度有关可：
(2) (1) x y
p坐标涡度方程
u v u f v f
t x y x y p
u v ( f )(u v)
y p x p
x y
d( f ) ( u v ) ( f )(u v)
dt y p x p
x y
绝对涡度 个别变化
涡度倾侧项
绝对涡度与 散度项
涡度局地变化
相对涡度平流 地转涡度 平流
当大气准水平无辐散时，有 水平无辐散大气
d( f ) 0
dt
中绝对涡度守恒
d(f ) 0
dt
空气块A在西风气流下受到南北扰动后的路径
(u v ) v
t x y
p
( u v) ( f )(u v)
y p x p
x y
d ( f ) ( f )(u v )
反气旋：一般较气旋大，大者面积可达亚 洲大陆的3/4。
三、气旋和反气旋的强度： 气旋：以气旋中心最低气压值来表示 气旋中心气压值越低，气旋越强 反气旋：以气旋中心最高气压值来表示 中心气压值 越高，反气旋越强 气旋：970-1010hPa 反气旋：1020-1030hPa 平均而言，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
dt
x y
d ( f ) f (u v )
dt
x y
d(f ) 0
dt
f c
§3.3 位势倾向方程与ω方程
一、位势倾向方程
由（3.13）式，再利用p坐标系下的 连续方程可得准地转涡度方程
(u v ) (u f v f )
t x y x y p
( u v) ( f )(u v)
涡度垂 直输送
y p x p
x y
涡度倾侧项
绝对涡度与散度项
（二）涡度方程的物理意义
1.涡度的局地变化
0
t
表示气旋性涡度增加，反气旋 性涡度减小
0 表示反气旋性涡度增加，气旋
第三章 气旋与反气旋
本章主要内容： 涡度与涡度方程、温带气旋生命史各阶 段的温压场特征
§3.1 气旋、反气旋的特征和分类 §3.2 涡度和涡度方程 §3.3 位势倾向方程与ω方程 §3.4 温带气旋与反气旋 §3.5 东亚气旋与反气旋
§3.1 气旋、反气旋的特征和分类
一、气璇和反气旋的定义 气旋：气旋是占有三度空间的，在同一高度 上中心气压低于四周的流场中的涡旋。涡旋 中的空气在北半球逆时针旋转，在南半球顺 时针旋转。
p
v x
u y
（一）绝对涡度与相对涡度
Vaa
V
Vee
两边求
绝对 涡度
相对 涡度
地转 涡度
1.曲率涡度和切变涡度（自然坐标系中涡 度表达式）
V V V V
s n Rs n
VK s
V n
2.行星涡度（地转涡度） ：
Ve R
e
Ve R
Ve R
2
e 2
Ω 2Ω