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天气学原理和方法天气学原理和方法 1 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.与 假设t0时刻一空气质点位于P点，经dt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 2 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： 3 *） 5 代入，则 图1.1.4 旋转坐标系中的惯性离心力 讨论： 4重力 定义： 地心引力与惯性离心力的合力 大小：与纬度成反比，赤道处最大 方向：在纬圈平面内，垂直地轴指向内 图1.1.5 重 力 表达式： 讨论： 5地转偏向力 定义： 大小：随纬度增大而增大 方向：垂直地球表面指向内 观测者站在转动地球上观测单位质量空气块运动，发现在北半球有一个向右偏的力，在南半球它向左偏。此力就称为地转偏向力。 表达式 推导： 见流体力学 6 图1.1.6 地转偏向力 讨论: 大小: 与成正比,与夹角也成正比 ,指向右(北半球) 的大小 方向:垂直地轴和只能改变运动方向，但不能改变6摩擦力 这里所说的摩擦力是指大气因具有粘性，当有相对运动时所受到的一种粘性力。 第二节基本方程组 一运动方程 运动方程 (1.16) 二状态方程 状态方程 三连续方程 1各种形式的连续方程 (1). 质量散度形式的连续方程: (2) 速度散度形式的连续方程： (3). 7 不可压缩流体的连续方程： 2质量散度形式的连续方程的推导 单位时间 方向流入A 面的质量 图1.2 单位体积的质量净流量 方向流出B 面的质量 净流出质量 同理， 方向： 方向： 总净流出： 根据质量守恒原理： (1.34) 3. 讨论： 含义：单位时间通过固定的单位体积的质量改变量。大于零表示净流出，质量减少；小于零表示净流入，质量增加。 四热力学能量方程 8 热力学能量方程 第三节大尺度系统运动的控制方程 一大气分类 大气运动系统分类 行星尺度大尺度中尺度小尺度 KM KM KM KM 二引入特征尺度 特征尺度的含义： 特征尺度是表示特定类型运动的空间范围和时间区间的物理量或其它特性一般大小的一种尺度，也就是用来表示特征值的尺度 例如： 就是特征尺度 制 大尺度系统运动在中纬度地区，特征尺度数量级，采用三运动方程简化 水平方向的运动方程的尺度分析 表1水平运动方程的尺度分析 分量 各项尺度 数量级 表2垂直运动方程的尺度分析 9 分量 各项尺度 ） g 10 数量级 2表达式 3推导： 图1.3 地转风 13 根据定义：除以，再乘以 "P"系： 4讨论： 采用地转近似 大小：和水平气压梯度力成正比，与纬度和空气密度成反比 方向：沿等压线吹，背风而立，右手边较高 性质：地转风的水平散度等于零 二 梯度风 1 定义： 空气块作曲线运动，风沿等压线或等位势线吹，在三个力，即水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力的作用下风呈气旋性弯曲，或反气旋性弯曲，这种风称为梯度风。 2 表达式： 3 推导：从水平方程入手 在自然坐标系下将：展开可得： 根据定义：风沿等压线运动，为梯度风 14 (1.88) 4讨论： 适用范围：北半球，大尺度系统运动，曲线运动，三力平衡，中高纬地区 气压场风场 高压周围的风场是顺时针旋转 图1.4 大尺度高压中的梯度风平衡 低压周围的风场是逆时针旋转 图1.5 大尺度低压中的梯度风平衡 风场气压场 图1.6 风场与气压场的关系 梯度风速率 (1.89) 气旋式环流 0 0 0 根号前取正号： 15 0；有意义 低压中心附近0 结论：低压中心附近有大风 根号前取负号： 0 0 0 0 0 0 有0；无意义 反气旋式环流 0 根号前取负号： 图1.7 大尺度运动系统中 不合理的反气旋性环流 0 0 0 16 考察是否三力平衡： a. b. 很小三力不平衡，不是梯度风 根号前取正号： 此时，不是三力平衡而是二力平衡，变成了地转风 0 0 0 0 考虑是否三力平衡 0，很大 时 (1.91) 风速最大 (1.92) 三 地转风与梯度风比较 自然坐标系下，地转风为： 把它代入中得： 地转风与梯度风之比为： (1.93) 17 由此式可得： 气旋： 0 反气旋： 0 0 0 理论上 在气旋环流中地转风夸大了实际风 在反气旋环流中地转风缩小了实际风 四 地转风与梯度风的实际意义 1 引出天气图分析的基本原则 风基本沿等压线、等高线运动，背风而立，气 压高的在右，低的在左。 逆时针旋转分析低压；顺时针旋转分析高压 低压中心附近等压线密，有大风；高压边缘等 压线密，有大风。 2 在中高纬地区，采用地转近似而不采用梯度风近似。 五流线与轨迹 1定义 流线：是指描述任意瞬间速度场的曲线，处处与风向 相切并指向气流方向的曲线 轨迹：是指在有限时间间隔内个别空气块运动的路径 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 18 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适用范围：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 (a)逆转 3判断气层的稳定度 19 (b) 顺转 图1.9 地转风随高度变化与冷暖平流 4判断对称的冷低压、暖高压是深厚系统 对称的暖低压、冷高压是浅薄系统 六热成风发生在斜压大气中 1正压大气定义：大气中密度的变化仅仅随气压而变 化时，即称为正压大气 2斜压大气定义：大气中的密度分布不仅随气压而且还随温度而变时，即的大气称为斜压大气 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 ，这种状态，这种状态的大气很小，但很重要： 图1.10 地转偏差 引起的变化 可以引起辐散和辐合二 摩擦层中地转偏差 1推导：水平运动方程零级近似 用方程 20 2讨论： 适用范围：大尺度系统，中高纬度，北半球，考虑摩擦阻力 大小： 图1.11 摩擦层中力的平衡 方向：指向摩擦力的右方 三 自由大气中的地转偏差 1推导：从水平运动方程一级近似入手 (*) 用方程 21 (1.100) 2讨论 适用范围：大尺度系统，中高纬度，北半球，自由大气 大小： 方向：既可能在的左方，也可能在右方，由大小定 四 自由大气种地转偏差的应用 自由大气作曲线运动 (1.102) 令 采用地转近似代入 方向：等变压梯度的方向 正变压中心代表地转偏差的辐散 负变压中心代表地转偏差的辐合 地转近似代入 第二章气团与锋 22 天气现象的空间分布与天气过程的时间变化很复杂，但是天气工作者在长期的实践工作中，从大量的个例中归纳出了一套关于天气现象与天气过程的最主要和最典型的特征，并且用这些特征对天气现象与天气过程作了系统性的概括。XX年前后挪威学派V.J.皮叶克尼斯和伯杰龙等人以温度场为主要特征提出了气团与锋的概念，并运用这些概念从千变万化的天气现象与天气过程中总结出了许多天气分析和天气预报规则。 第一节气团 一 气团概念 1气团定义：大范围的各种物理属性相对比较均匀的大气 2气团控制范围： 3气团控制天气： 水平方向：温度湿度相对均匀 垂直方向：温度湿度变化大 天气大致相同 单站要素变化缓慢，但日变化大 二 气团形成与变性 1气团形成 要求：下垫面相对比较均匀 天气系统为辐散下沉气层 2变性：气团的物理属性发生变化 在我国都是变性气团 三气团分类 1热力分类 2地理分类： 北极气团 极地气团 热带气团 赤道气团 四影响我国的气团的活动情况与天气表现 1冬季：北极气团、极地大陆气团 晴，冷天气 23 变性 2春季：冷暖气团活动频繁，多锋面活动 天气变化激烈，降水 3夏季：南方受热带气团控制，高温少雨 北方受变性后的极地大陆气团控制 4秋季：以冷气团为主，秋高气爽 第二节锋的概念及锋面坡度 一 锋的概念 1锋、锋区、锋面、锋线定义 锋：冷暖气团相遇，存在一个狭窄过渡带，此过渡带随高度往冷的方向倾斜，称为"锋" 锋区：等压面或等高面上存在等温线密集带，此密集带随高度往冷的方向倾斜，称为"锋区" 锋面：锋的长度锋的宽，忽略，冷界面趋 于暖界面，重合，此面称为"锋面" 图2.1 锋面的空间结构 锋线：锋面与地面的交线称为"锋线" 2锋面的形成 图2.2 锋为什么会倾斜 二锋面的坡度 用密度的零级不连续面推导锋的坡度轴：由暖轴： 锋线 冷 斜面当作物质面处理 图2.3 锋面坡度 24 相减 ( 2.1 2.2) 由 由状态方程得： 规定 三锋的分类 按移动情况 (2.4) 1冷锋：冷气团推动暖气团往暖气团方向移动，使暖气团下垫面变冷 (a) 冷锋 在我国较普遍，冬季较普遍 2暖锋：暖气团推动冷气团往冷气团方向移动，使冷气团下垫面变暖 25 (b)暖锋 在东北，江淮，长江下游地区较多 3准静止锋：冷暖气团力量相均，使此锋基本不移动在天气图上六小时内不移动或移动不大 (c)静止锋 4锢囚锋： 定义：冷气团、更冷气团、暖气团三者相遇，将暖气团中暖空气抬升，到高空锢囚，近地面两锋相遇重合此锋称为"锢囚锋" 形成方式： a) 冷锋追上暖锋 b)两条冷锋相遇 c) 地形影响 分类： a冷式锢囚锋：锢囚锋中两锋重合。在锢囚锋两侧，如果更冷气团推动冷气团，使冷气团下垫面更冷，此锋称为"冷式锢囚锋" (d)冷式锢囚锋 b暖式锢囚锋：锢囚锋中两锋重合。在锢囚锋两侧，如果冷气团推动更冷气团，使更冷气团下 26 垫面变暖，此锋称为"暖式锢囚锋" (e)暖式锢囚锋 c. 中性锢囚锋 (f)中性锢囚锋 图2.2.4 锋的分类 第三节锋锋面附近气象要素场特征 一锋附近温度分布特征 1锋附近水平温度分布特征 地面图 锋附近，每100公里水平温度梯度， 56 气团内，每100公里水平温度梯度，1左右 高空图 锋内存在水平温度梯度大的等温线密集带，此密集带往冷的方向倾斜，与锋线近似平行 2锋附近垂直方向温度分布特征 小 逆温 等温 27 气团内大 图2.5 锋面逆温的型式 (a)锋区降温(直减率很小) (b)锋区等温 (c)锋区逆温 3锋附近位温 锋附近等位温线近于与锋冷暖界线平行，锋内等位温线相当密集，存在等位温线密集带 二以密度的零级不连续面模拟锋面时，锋面附近气压场、风场和变压场的特征 1锋附近气压场特征 直观说明：等压线通过锋线，风呈气旋弯曲，折角指向气压高的一侧 的特征 锋面坡度角公式： 图2.6 锋面附近气压场特征 使用条件： 轴：由暖 轴： 锋线 28 冷 由2锋面附近变压场特征 锋面移速公式解释 a.推导：动系相对静系以运动 锋相对于静系以运动，则锋相对于动系以运动 有 运动学边界条件 (2.6) 29 2.8 锋面移速示意图 图 而 b. 讨论 如果是冷锋 有 暖锋 有 用气压倾向方程解释 a 推导: 从入手 将 代入 (2.) b 讨论： 密度平流项： 30 ，加压；反之，减压 冷密度平流相当于冷平流 综合有锋面附近风场特征 图2.7 锋面附近风场特征 三用密度一级不连续面摸拟锋时，锋附近气压场、风场特征 1锋附近气压场特征 (2.9) 表示锋区中的要素值 (2.8) 该关系式表明锋区中的等压线弯曲程度大于两侧的 2锋附近风场特征： 呈气旋性弯曲或气旋性切变 3锋附近风的垂直分布特征：垂直切变大 31 冷锋通过，风随高度逆转快，为地面风，热成风，高空逆转风 在地面的投影 图2.9 冷锋通过时锋面附近风的垂直分布 锋区内风的曲率最大 暖锋来临 风随高度顺转快 图2.10 暖锋来临时锋面附近风的垂直分布 三 锋面附近湿度场特征 四 锋面天气 锋附近引起垂直运动的因子 地面摩擦辐合上升 锋场移动过程中的抬升、滑升抬升 高空槽前后系统性上升下降 冷暖平流引起的上升下降 1暖锋附近垂直运动情况 暖锋附近地面处在气旋中，风向辐合上升 暖锋附近暖湿气流沿暖界面滑升运动 暖锋对应处在槽前脊后有系统性上升 暖锋上空对应暖平流上升运动强 2冷锋附近垂直运动情况 一型冷锋 32 a) 冷锋附近地面处在气旋中，风向辐合上升b) 冷锋附近暖界面上的暖湿气流被迫抬升c) 冷锋对应处在高空槽前有系统性上升d) 冷锋上空对应弱冷平流引起下沉运动二型冷锋 a) 近地面摩擦辐合b) 暖湿气流被迫抬升降水落在冷锋后到冷空气边界，稳定 c) 高空槽后有系统性下降 d) 强冷平流引起下沉运动一型冷锋与二型冷锋的区别 降水区处于锋前到锋线，且不稳定 1位置： 2降水区不同： 3高层冷平流强弱不同： 4降水稳定性不同： 第四节锋面分析 一粗略 等温线密集带前沿 二精确 1温度 2露点 3气压层 4变压 5风向 6云雨分布 7卫星云图 8单站资料应用测风资料 第五节锋生锋消 一概念 33 1锋生：锋的生成或加强 2锋消：锋的减弱或消失 二公式 1锋生带：等压面图上，有一簇等温线，其温度升度为温线密集带，此带近似为一根线时，称锋生线 它在运动过程中，存在等2锋生函数,锋生；，锋消 3锋生条件 锋生带附近存在狭窄的过渡带 ， 锋生线是物质线 个别锋生函数 4推导 将热力学能量方程代入式中 5. 讨论 )水平辐合辐散项 34 ， 锋生 图2.12 (a) 变形场中锋生 ， 锋消 图2.12 (b) 变形场中锋消 )稳定度垂直运动项 稳定大气 ，锋消 ，锋生 不稳定大气 ，锋生 ，锋消 物理解释： a)稳定大气： 冷锋上山其上空有等温线密集带，靠近其暖一侧有上升运动，上升绝热膨胀冷却，其暖一侧降温，而靠近其冷一侧上升运动很弱或无上升运动，靠近其冷一侧温度无变化，这样密集带等温线变稀疏，所以锋减弱或消失即锋消。 冷锋下山，靠暖的一侧基本无下沉运动，温度无变化；其靠冷一侧，下沉运动很强，温度升高，等温线变稀疏，锋消。 b）不稳定大气 冷锋上山，靠暖的一侧，大量水蒸气凝结释放潜热，温度升高；而靠近其冷的一侧上升运动很弱或无上升运动，温度变化不大。这样温度密度集带变密。所以锋生 35 iii） 冷锋南下，暖锋北上，由于下垫面影响它们是锋消的。 冷锋南下，靠冷一侧，下垫面影响大，所以等温线密集带变疏， 锋消。 >>0。温度升高,靠暖一侧，下垫面影响不大， 0；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：反气旋直径：一般>平均而言，东亚气旋比欧洲和北美的尺度小 ；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 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 反气旋中心气压陆上的强于海上的 36 平均而言，温带的反气旋冬季强于夏季，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 水平风>>垂直风 ：3绝对涡度 (3.3) 37 (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 ：二 涡度方程 1 P坐标系中的涡度方程推导： (3.6) ： (3.12) 2讨论： 38 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。 地转涡度平流输送项 槽前脊后 槽后脊前 结论与相矛盾，所以讨论以为界线 涡度的垂直输送项 扭转项或倾侧项 39 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，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 地转参数 三 绝对涡度守恒 水平散度项 (3.14) 四 方程 数量级 简化涡度方程 表1 涡度方程的尺度分析 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 40 根据水平散度定义再考虑整层大气不可压 代入中 即2讨论： 假设，位势涡度守恒 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，底值系统上山，气柱缩短，为了保证整层大气的不可压缩性，必伴有水平辐散，同时在水平地转偏向力作用下，反气旋涡度生成，考虑准地转运动有等压面高度升高低值系统减弱；反之，高值系统上山，加强;下山,减弱。 第三节 位势倾向方程和方程 一位势倾向方程 1推导 从简化涡度方程入手 41 (3.15) (3.16) 设法消去这项 具体是将热力学能量方程写成位温形式表示热力学能量方程 引入比容，静力稳定度有代入，再对P求偏导以静力方程， 得： 与准地转涡度方程(3.16)式相加消去(3.19) 如不考虑非绝热加热，则上式右端的第三项可略去，得： (3.20) 以上两式称为位势倾向方程 2讨论 相对涡度平流；，以相对涡度平流为主 为长波槽 地转涡度平流 对于一般波，引起变化，即变化的物理解释： 槽前脊后借助西南风将正相对涡度从大的往小的方向输送，使得槽前脊后固定点正相对涡度增加，同时水平地转偏向力作用伴随水平辐散，引起低层气柱质量减少、降压出现负变压中心，有变压风辐合；其高层水平辐散，导致上升运动，上升绝热膨胀冷却，低层气柱降 42 温此气柱收缩，高层等压面高度降低，即；槽脊线上变高为零，即 结论：槽脊移动即前进，强度无变化。 温度平流随高度变化项若冷平流随高度减弱 实际大气，对流层中温度平流随高度减弱，尤为对流层中上层。 若有冷平流，反映对流层内冷平流随高度减弱物理解释： 低压中心左部与高压中心右部之间对应槽线处，风随高度逆转，此气层有冷平流，气柱降温收缩，等压面槽线处高度降低，反映，槽加深：相反低压中心右半部与高压中心左半部之间对应结论：槽脊加深，加强 脊线处即脊加强 二方程 1推导 准地转，准静力 非绝热随高度变化项 (3.23) 此为方程 2讨论 43 对， 以为主 ，上升运动 物理解释： 地面气旋上空高空处在槽前脊后，正相对涡度随高度增加，使得固定点正相对涡度随高度增加，同时在水平地转偏向力作用下，伴随水平辐散随高度增加，必伴有上升运动。 冷平流暖平流物理解释： 低压中心左部与高压中心右部之间上空对应 下沉运动 上升运动 槽线处附近，风随高度逆转，此气层间有冷平流，伴有下沉运动。 ，吸热，上升运动 ，放热，下沉运动 第四节温带气旋与反气旋 一、温带气旋的生成 1 2 静止锋产生波动生成锋面气旋 倒槽锋生型 44 图3.5 焊接型 物理解释：静止锋上空，气流比较平直，由于高空扰动，气流呈波状分布，这时静止锋上空），同时在水平低处在槽前脊后，有正相对涡度平流输送，使得固定点正相对涡度增加 成熟阶段 锢囚阶段 消亡阶段 a b c d 45 e f g h 三、温带气旋发展动力因子及热力因子作用 1动力因子-相对涡度平流 图3.7 槽前脊后，借助西南风将正相对涡度从大往小方向输送，使得温带气旋上空槽前脊后固定点正相对涡度增大，同时在水平地转偏向力作用下伴随水平辐散，引起低层地面质量减少，温带气旋降压，此气旋加深发展。在这过程中，低层地面降压有负变压中心产生，变压风辐合，高层水平辐散导致上升运动。由于上升绝热膨胀冷却，此气柱收缩，高层等压面高度降低，因此槽前脊后有负变高。这样槽线处变高为零，槽强度无变化，槽向变高梯度方向移动，温带气旋、反气旋加深发展。 结论：使得高空槽脊移动，地面气旋、反气旋加深发展。 46 2热力因子 温带气旋左半部与反气旋右半部之间上空对应500hpa槽线处附近，风随高度逆转，此气层间有冷平流平流），降温气柱收缩，500hpa槽线处等压面高度降低，槽线处有负变高，槽加深。温带气旋左半部与反气旋右半部由于气柱收缩，此之间等压面高度增高，即有正变高。温带气旋、反气旋变高为零。 结论：使得高空槽脊加深加强，温带气旋、反气旋移动。 热力因子间接作用：使得温带气旋、反气旋加深加强。 由于槽线处附近及低层地面都有冷平流，有降温气柱收缩，槽线处高度降低，振幅加大，即曲率加大，槽前脊后正相对涡度平流输送增大，引起固定点正相对涡度增大，同时在力作用下，伴随水平辐散加大，导致大量质量减少，降压，低层地面温带气旋加深发展。 气旋 反气旋 四、温带气旋发展四个阶段 1 2 3 波动阶段 温压场特征 a. 温度槽落后高度槽 b 高空槽随高度向冷方倾斜 c 平流零线处在温带气旋中心上空 变压场特征 动力因子使温带气旋减压加深 ，气旋前气旋后 热力因子使温带气旋加深，气旋中心成熟阶段 温压场特征 a 振幅加大 b 温度槽落后高度槽但比前阶段有所靠近 变压场特征 动力因子使温带气旋减压加深 热力因子使温带气旋加深，气旋上，气旋前锢囚阶段 温度场特征 a 振幅进一步加大出现闭合中心 b 温度槽接近高空槽 c 高空出现暖舌，地面有锢囚锋出现 变压场特征 动力因子起削弱作用，摩擦力与动力因子作用相同 47 气旋后 4 消亡阶段 温度槽与高空槽重合，动力因子 ，热力因子，摩擦力占主导。 图3.8 气旋各发展阶段的高空气压场与地面变压区 五温带反气旋发展 动力因子起主要作用 1. 初生阶段 2. 发展阶段 3. 消亡阶段 六、 温带气旋、反气旋天气 1. 锋面气旋天气特征 2. 锋面气旋的卫星云图特征 3. 反气旋的天气特征 七、 气旋再生、气旋族 1 气旋再生 趋于消亡的气旋在一定条件下获得重新加强发展 2 气旋族 同一条锋系上出现一连串气旋，最先一个已锢囚，紧跟的一个成熟，再后面的一个波动，呈一系列的气旋。 图3.9 气旋族与流场 八、热低压 48 1 2 定义 近地面加热，出现在700hpa以下的气旋性旋转称热低压 形成 局地加热 暖平流作用 暖平流使热低压转为浅薄系统 第五节东亚气旋与反气旋 一、北方气旋、南方气旋 1 北方气旋的范围： 45°55°N，70°140°E 北方气旋的种类： 蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋、黄海气旋 2 南方气旋的范围： 25°35°N，70°140°E 南方气旋的种类： 江淮气旋、东海气旋 二、蒙古气旋、江淮气旋生成过程 1 蒙古气旋生成过程 蒙古气旋形成的高空温压场特征是：当高空槽接近蒙古西部山区时，在迎风坡减弱，背风坡加深，等高线遂成疏散形式。 图3.10 蒙古气旋发生的高空温压场 疏散槽：槽线处槽加深槽前正相对涡度更大有正相对涡度输送， 槽前辐散加大倒槽内降压倒槽内低压中心生成，冷锋进入，倒槽内东北方向有暖锋锋生，进入低压中心焊接生成蒙古气旋。 2 江淮气旋生成过程 静止锋:这类江淮气旋的形成过程与典型气旋的生成过程类似。 49 倒槽锋生气旋 图3.11 倒槽锋生江淮气旋生成过程 三、典型气旋与倒槽锋生型气旋有何不同？ 典型气旋： 静止锋附近风场气旋性切变处在两高压之间相对低的地方。高空平直气流扰动产生波动。 倒槽锋生型气旋： 地面倒槽冷锋进入暖锋锋生，在倒槽内焊接。高空高空槽存在。 四、爆发性气旋 24小时内气压下降在24hpa以上，天气变化激烈，辐合很强，可生成灾难性天气。 第四章大气环流 大气环流包含着及其丰富的内容，对这个名词从不同角度着眼有着不同的含意。一般来说，大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。这种大范围大气运动的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12日以上，这么大范围的大气运动的基本状态，是各种不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。 第一节大气平均环流特征与季节交换 一 平均纬向风分量的经向分布 二 平均经向风分量的经向分布 三 平均水平环流 对流层中部 对流层底部 四 大气环流的季节转换 第二节控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型 大气环流是以稳定的平均状态长期维持着。那么是什么形成并维持着大气环流呢？经研究发现，其主要因子是太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀和地面摩擦。 一太阳辐射作用 二地球自转 由于辐射能收支不平衡造成南北温度差异出现直接热力环流圈，但地球自转使直接热力环流圈一分为三，形成著名的三圈经向环流。 低纬哈得来环流圈的形成 由于太阳辐射，在对流层内赤道暖，极地冷。根据静力平衡高层必有指向极地的水平气压梯度力存在。离开赤道后，在地转偏向力的作用下向北的风速逐渐减小，在30°N附近辐合，下沉到近地面，其中一部分向南作水平运动，同时在地转偏向力作用下转为东北风，称东 50 北信风。这样在赤道近地面辐合上升，构成北半球哈得来环流。 极地环流的形成 极锋的定义 因为在低层的东北气流一般比较干冷，来自低纬的西南气流一般比较暖湿，这两者相遇便形成了北半球的主要锋区，通常称为极锋。 间接环流的形成 副热带锋区的定义 在对流层中上部哈得来环流中来自赤道的暖湿气流与间接环流高空的较干冷的北风气流之间形成副热带锋区。 三角动量交换 角动量变化方程 大气内部角动量的水平输送 大气内部角动量的垂直输送 四地球表面的不均匀性 海、陆分布对大气环流的影响 地形影响 五能量收支 第三节极地环流概况 一 北极环流的平均情况 1月 7月 二 极地气旋活动路径 三 极地近地面气温垂直分布的特点 冬季 极地地面温度年变化十分显著 极地地区大气层结稳定 四 极地环流的异常 第四节热带环流概况 一 平均环流特征 地面流场 对流层上部平均流场 二 平均经向垂直环流 三 平均纬向垂直环流 沃克环流的定义： 数个纬向环流圈中，最主要的结构是在印度尼西亚和西太平洋暖洋面上的上升运动及其东西两侧的下沉运动，与印度尼西亚的对流区相联系的纬向环流圈叫作"沃克环流"，它横跨太平洋。 第五节西风带大型扰动 一. 概述 1. 中高纬度对流层环流特征： 中高纬度的平均经向环流很弱，平均水平环流在对流层盛行西风称为西风带。 51 2. 西风带环流变化的主要特征： .主要特征：纬向环流<=>经向环流 .原因： 二. 环流指数与指数循环 .环流指数 Rossby把°°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作为西风指数 高指数纬向环流 低指数经向环流 52 .指数循环 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。 三.西风带长波 1.长波的概述 超长波：波长在一万公里以上，绕地球一圈可有个波，生命史天以上,属于中长期天气过程。 长波：也称罗斯贝波，行星波。波长公里，全纬圈约为个波，振幅纬距，平均移速个经距日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退。 短波：波长和振幅均较小，移动快，平均移速为经度日，生命史也短，多数仅出现在对流层的中下部，往往迭加在长波之上。 2.长波辨认方法 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性 3.长波波速公式 公式推导： 假定大气运动是正压和水平无辐散的，流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变异，根据绝对涡度守恒原理