天气及灾害性天气.ppt

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1、第六章 天气及灾害性天气,天气系统是指在气压、风、温度、湿度等主要气象要素的空间分布上，具有一定结构特征并能产生一定天气的大气运动系统。各种天气系统总是处在不断地产生、发展、移动变化和消亡过程中，各种天气系统随时间和空间的变化，叫做天气过程。天气的变化对国民经济的各个部门以及人类的生活都有一定的影响，特别是农业与天气的关系尤为密切，可以确定的是，在现在及未来相当一段时间内，农业是在一定程度上依赖天气的。,6.1 气团和锋,一、气团1气团的概念1）什么是气团：一般来说，由于纬度、下垫面、地形及植被、土壤含水量等因素的不同，地面上空气温度、湿度与稳定度方面在水平方向和垂直方向有一定差异，即是不均匀

2、的，这也是对流层的一个重要特点。但就广大区域而言，在水平方向上仍然存在着物理属性（温度、湿度、稳定度等）比较均匀，垂直方向变化比较一致的一大块空气，称为气团。气团的水平范围一般可达几千公里，垂直范围几公里到几十公里，常可发展到对流层顶。,2）气团的形成与变性,气团是在大范围性质比较均匀的下垫面和适当的环流条件下形成的。因而要形成气团，首先要有大范围性质比较均一的下垫面，即气团的源地，如广阔的海洋、巨大的沙漠或冰雪覆盖的陆地等等。不同的源地形成不同物理属性的气团；除源地外，气团的形成还需要有合适的环流条件，即较稳定的环流，才能使大范围的空气较长时间停留在这样的下垫面上，通过辐射、对流、蒸发、凝结

3、等物理过程使之逐渐获得与下垫面相适应的相对均匀的物理属性。气团形成后，当环流形势发生改变，它离开源地移动时，由于下垫面性质发生改变，气团的物理属性也随之而发生改变，称为气团的变性，该气团也被称为变性气团。,2气团的分类,按照气团的不同物理属性或气团在源地的地理位置差异，有热力分类法和地理分类法两种。1）热力分类法是根据气团温度与其所经过的下垫面之间的温度对比区分为冷气团和暖气团。如果一个气团比相邻气团温度高或向着比它冷的下垫面移动，使它所经之地变暖，而其本身逐渐冷却，这种气团称为暖气团；如果一个气团比相邻气团温度低或向着比它暖的下垫面移动，使它所经之地变冷，而其本身逐渐增热，这种气团称为冷气团

4、。暖气团和冷的下垫面接触时，向下垫面输送热量，气团的下层空气由于热量的输送而冷却较快，形成逆温，稳定度增加，所以暖气团属于稳定气团。在暖气团控制下，由于下层空气冷却发生水汽凝结，产生平流雾、低云或毛毛雨等天气现象。冷气团与较热下垫面接触，它自下垫面吸取热量，下层空气变热，形成上冷下热的不稳定状态，所以冷气团属于不稳定气团。在不稳定气团控制下，易发生对流运动，产生对流云、阵性降水或雷暴天气。,2）气团的地理分类法,地理分类法是根据气团形成源地把气团分为四类：即北极（南极）气团（又称冰洋气团），极地气团，热带气团和赤道气团。其中，前三类气团又可分为大陆性和海洋性两种。赤道地区只在海洋上才具有可以形

5、成气团的条件，因此只有赤道海洋气团。,气团的地理分类法,3影响我国的主要气团（1）,（1）来自西伯利亚、蒙古地区的变性极地大陆气团，或称变性西伯利亚气团，冬季可影响我国各地，在夏季影响仅能达到我国北方与西北地区，偶尔亦能达到黄淮流域。在这种气团控制下，在冬季，一般大陆辐射冷却强烈，气温低，水汽含量少，经常有逆温层出现，天气晴朗，这种特征尤其在变性极地大陆气团中心附近地区特别显著。(2)来自热带太平洋和南海的热带海洋气团，又称热带太平洋气团。在夏季，除西北部分地区外，全国其它各地均可受其影响；冬季则仅影响华南与西南地区，有时也可影响到华东、长江以南地区。在这种气团控制下，一般低层不稳定，而中层常

6、有一个下沉逆温层，大气一般较好，在午后，陆地上常有积云出现。夏季，当有垂直运动发展时，其上的逆温层常被破坏，可出现对流性天气。,3影响我国的主要气团（2）,(3)来自欧洲大陆副热带地区的热带大陆气团，在夏季影响我国西部地区，有时也可影响到华北，在这种气团控制下，一般天气炎热而干燥，地面气温高，可达3540或以上，气层不稳定，由于空气中水汽含量少，故天气晴朗少云。(4)来自印度洋的赤道气团,又称季风气团,夏季可影响到我国华南地区,并造成长江流域以南地区大量的降水。,3影响我国的主要气团（3）,二、锋,1.锋的概念当冷气团和暖气团相遇时，在它们之间形成一个狭窄而倾斜的过渡带，它的宽度在近地面气层中

7、约数十公里，在高空可达200400 km，过渡带的宽度与大范围的气团相比显得很狭小，可近似看成是一个几何面，称为锋面。锋面两侧气团的性质差异很大，气象要素值和天气现象发生激烈的变化。锋面与地面的交线称为锋线。习惯把锋面与锋线统称为锋。锋线长的有数千公里，短的有几百公里。锋面是具有三维空间结构的天气系统，由于冷空气的密度大，锋面在空间随高度向冷气团一侧倾斜，所以冷气团处于锋面下方，而暖气团处于上方，通常暖空气会沿着锋面向上爬升，绝热冷却，容易发生水汽凝结，所以，锋面多预示着阴雨天气。,2.锋的分类及天气,根据锋的移动情况，可以把锋分为暖锋、冷锋、准静止锋和锢囚锋四种类型。(1)暖锋 在锋面的移动

8、过程中，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋面称为暖锋。暖锋上，暖空气沿着锋面缓慢爬升，一般可上升到56 km，甚至到达对流层顶。暖锋的坡度（锋面的倾斜程度）一般较小约为1150，所以锋面在地面覆盖的范围很广。暖空气在上升过程中绝热冷却，如果此时空气湿度较大，在锋面上就会形成一系列云，称锋面云系。暖锋云系依次为卷云(Ci)、卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)，随着锋的移动，地面上某点将依次观察到这些连续变化的云状，天气也将由晴到阴到降雨。由于暖锋的坡度较小，暖空气的对流较弱，所以降水区域宽广，其平均宽度一般约300400km，而降水强度较小，降水持续时间较长，在降水区

9、，由于雨在下面冷气团中蒸发，使冷气团中水汽含量达饱和时，在低空可以出现一些碎雨云(Fn)，并可形成锋面雾。地面锋线移过本地后，天气逐渐晴朗，气温升高，气压下降。,(1)暖锋（2）,(1)暖锋（3）,当暖空气本身比较干燥或由于地形等下垫面原因的影响，锋面上也可能无云，或者只出现一些高云，没有降水，而在夏季如果暖空气本身潮湿不稳定，内部扰动强烈，这时锋面上可出现积雨云(Cb)和雷阵雨天气。暖锋在我国出现比较少，春、秋季节一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。“天上钩钩云，地下雨淋淋”就是指这种天气系统的天气。,（2）冷锋,在锋面的移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动

10、，这种锋面称为冷锋。根据冷锋移动速度快慢，可将其分为一型冷锋(缓行冷锋)和二型冷锋(急行冷锋)。,a.一型冷锋（1）,此型冷锋移动速度较慢，暖空气缓慢地沿锋面滑升，锋面坡度大约为1/100，锋面云系与暖锋相似，只是其排列次序正好相反。天空出现雨层云，开始降水，随着锋的移动，云层逐渐升高，降水停止，气压升高，温度降低，风力减小。,a.一型冷锋（2）,一型冷锋所形成的降水与暖锋相似，其降水量(云状及云量)与暖空气本身是相关的，不同的是，暖锋的降水区域位于锋前而冷锋位于锋后，而且由于冷锋的坡度较暖锋要大，其降水范围较前者窄，平均宽度约150200km。“南风吹到底，北风来还礼”就是指这种天气系统的天

11、气现象。,b.二型冷锋（1）,此型冷锋移动速度较快，锋面坡度很大，一般1/401/80，锋前暖空气被迫急剧抬升，产生剧烈的天气变化，但范围较窄。,b.二型冷锋（2）,夏半年，由于暖气团比较潮湿且不稳定，在地面锋线前面常出现旺盛的积雨云和雷暴天气。冷锋过境时，往往乌云满天狂风暴雨，雷电交加，但时间短暂，冷锋过境后则天空晴朗；而冬季时，特别在北方，由于暖空气相对干燥而稳定，仅在地面锋线附近出现降水云层，有连续降水，锋过境后，云很快消失，但风速迅速增大，常出现大风天气；对于特别干旱的地区或季节，二型冷锋到来时，经常会出现沙尘暴，而没有或很少降水。冷锋是影响我国天气最重要也是最常见的天气系统之一，其冷

12、空气大多来源于西伯利亚或蒙古高原。夏半年，冷空气活动较弱，南移时常在我国北方地区形成缓行冷锋，影响区域主要为华北地区；冬半年，冷空气频繁南下，在北方时，势力较强大，常形成二型冷锋，特别是北方出现冬春连旱时，常形成沙尘暴，但冷空气在南下过程中逐渐变性，势力有所减弱，移动到长江流域或华南地区后,常转化为缓行冷锋或准静止锋。,(3)准静止锋（1）,当冷、暖气团相遇时，势均力敌，或由于地形阻滞作用，锋面很少移动或在原地来回摆动，这种锋称为准静止锋(静止锋)。一般把6h（连续两张天气图）内锋面位置变化小于一个纬度的锋定为准静止锋。准静止锋多数是冷锋南下，冷空气逐渐变性，势力减弱而形成的。准静止锋天气和缓

13、行冷锋天气相似，只是其锋面坡度更小(1/1501/200)，所以地面雨区范围更广，平均宽度可达400600km，一般降水强度较小，多为长时间的连绵细雨。当冷或暖空气加强，准静止锋转为冷锋或暖锋，可以产生短时较大强度降水。,(3)准静止锋（2）,(3)准静止锋（3）,活动于我国的准静止锋主要有华南准静止锋、昆明准静止锋和天山准静止锋、秦岭准静止锋等。华南准静止锋是影响我国长江以南地区的一个重要天气系统：冬春季节时，冷空气强盛，地面锋线可南伸至南海中北部海面，称为南海准静止锋；夏半年，活动频率相对较小，位置也较偏北，一般在30N附近，称为江南准静止锋。华南准静止锋形成后，一般可维持较长时间，平均约

14、10天左右，特别是当冷空气频繁补充南下，准静止锋长久地维持在某个区域存在，造成连续长时间阴雨天气，如华南地区冬季的低温寡照天气，在南岭山区，有的地方1、2月份日照百分率不足20。昆明准静止锋主要是南下冷空气受云贵高原所阻挡而形成的，常与南岭准静止锋连为一体，二者天气特征也近似。,(4)锢囚锋（1）,由于冷锋移动速度较暖锋快，冷锋赶上暖锋或者两条冷锋相遇，把暖空气抬到高空而在原来锋面下面又形成的新锋面，叫锢囚锋。如果锋前冷气团比锋后冷气团更冷，称为暖性锢囚锋。而如果锋后冷气团比锋前冷气团更冷，则称为冷性锢囚锋。由于锢囚锋是两条移速不同的锋合并而成，因此保留了其原有两条锋的一些天气特征。但由于锢囚

15、后，暖空气被逐渐抬高，沿锋面扩展，所以锢囚初期，云层逐渐增厚，云区范围扩大，降水区域也随之扩大，降水增强，随着锢囚的发展，暖空气被抬得很高，水汽含量减少，云层变薄至消散，降水慢慢减弱停止，而锢囚锋也变成了单一的暖锋或冷锋，锢囚消失。锢囚锋主要出现在我国东北和华北地区，以春季最常见。,(4)锢囚锋（2）,6.2 气旋和反气旋,一、气旋气旋是占有三维空间的，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。气旋又称低压，前者是按流场特征命名，后者是按气压场命名。气旋的范围是以地面天气图上最外围闭合等压线的直径来确定的。气旋的平均直径为1000km左右，大的可达20003000km，小的只有100200km

16、。气旋的强度以其中心气压值表示，气压越低，其强度越大，地面气旋中心值一般在1010970hPa,发展特别强大的气旋可低于935hPa，海洋上曾有的低到920hPa。若气旋中心气压随时间下降，称气旋“加深”或“发展”，反之，称为气旋的“减弱”或“填塞”。在北半球，气旋内部气流运动模式为：近地层气流围绕中心作逆时针旋转，由于摩擦作用，气流向中心辐合，中心气流由于周围气流的辐合作用而上升。因为绝热冷却，发生水汽凝结，形成云雨所以气旋内部一般多阴雨天气。按气旋形成地理位置的不同，可分为温带气旋和热带气旋。若按其内部热力结构又可分为锋面气旋和无锋面气旋。,1.锋面气旋（1）,锋面气旋是温带地区最常见的一

17、类气旋，在我国主要发生在长江中下游及其以北区域。锋面气旋形成的原因比较复杂，大多数情况下是在准静止锋或缓行冷锋上产生波动形成的，也有些属于冷锋进入热低压后暖锋锋生而成(如江淮气旋主要以这种方式形成的)，当在地面锋带上出现第一根闭合等压线时，锋面气旋即告形成。,1.锋面气旋（2）,锋面气旋从其开始形成到最后消亡大致可分为四个阶段：(1)初生阶段：从发生波动到绘出第一根闭合等压线为止称为初生阶段。此时，原锋面(准静止锋或入侵冷锋)上产生波动，冷空气南侵，暖空气向北扩展，形成冷暖锋结构，一般东部为暖锋，西部为冷锋，并出现相应的锋面天气。(2)发展阶段：冷暖锋进一步发展，气旋进一步加深，南侧暖区变窄，

18、天气表现为云层变厚，雨区扩大，降水强度增加。(3)锢囚阶段：冷锋赶上暖锋，形成锢囚，暖锋进一步变窄，暖空气被抬升，此时气旋达到全盛阶段，地面为锢囚锋天气。(4)消亡阶段：暖区消失，暖空气被抬离地面，地面形成冷性涡旋，此时降水区域变宽，降水强度由强转弱并逐渐停止，随着冷空气的入侵以及气旋和地表的摩擦等热量交换，冷涡逐渐填塞、减弱，最后消失。,1.锋面气旋（3）,由于锋面气旋处在盛行西风带内，所以它是有规律自西向东移动。当锋面气旋的前部(东部)经过时，常出现气压下降，温度升高，天气回暖，有阵雨或暴雨，多刮较大的偏南风；它的后部(西部)经过时，气压上升，温度下降，刮西北风或北风，多云、阴天或下雨、下

19、雪。,1.锋面气旋（4）,以上是一个典型锋面气旋的发展过程，实际上，锋面气旋在发展过程中由于周围大气状态的差异，表现也不尽相同，有的气旋产生后很快消失，而有的锢囚后，在合适的条件下，仍可加强发展，特别是当其东移出海后，有了海洋上暖湿空气的补充而得到加强。锋面气旋产生往往并不是单一的，而是在一条锋面上先后产生数个气旋，称为气旋族，这些气旋互相影响，或消亡或合并，使锋面气旋变得更为复杂。锋面气旋一般随着大气环流向东移动，一般移向阿留申群岛。气旋的移动速度与当时大气环流状况有关，约15100kmh，平均为3040kmh，春季移动较快，冬季较慢。我国的锋面气旋多产生在高原以东地区，自北向南出现的锋面气

20、旋有：东北气旋、蒙古气旋、黄河气旋、江淮气旋和东海气旋。,2.无锋面气旋,(1)热带气旋热带气旋是形成于热带海洋上，具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。它的来临往往带来狂风、暴雨和惊涛骇浪，具有极大的破坏力，严重威胁着人民的生命、财产安全，是一种灾害性天气。同时热带气旋也带来了充沛雨水，有利于缓和或解除盛夏旱象，是热带地区最重要的天气系统。热带气旋的强度有很大差异，按国际规定热带气旋的名称和等级标准可分为：台风（飓风）、热带风暴、热带低气压。我国从1989年起开始采用国际规定。,(2)地方性气旋,局部地区，由于下垫面性质的差异，导致其上的空气受热不均而形成的低压系统。多出现于夏季，冬季较少。当地表

21、受到强烈的太阳辐射后，有些地方增温较快，其上的空气由于和下垫面的热量交换，温度比周围空气温度高，体积膨胀，空气密度减小，气压垂直梯度较小，因此地面气压降低，形成由四周向中心的气压梯度力，空气产生向心运动，在地转偏向力、离心力和地表摩擦力等共同作用下，空气围绕中心做逆时针辐合，由此形成地面辐合，高空辐散，中心气流上升的热低压气旋。地方性气旋一般尺度较小，内部上升气流较弱，当空气较潮湿时，会出现云雨天气，其至可出现雷暴。,二、反气旋,反气旋是占有三维空间的,在同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋,从气压场角度看,就是高压系统。在北半球，反气旋内近地层空气沿顺时针方向由中心向外辐散，中心气流下沉，

22、高空气流辐合。反气旋的尺度是以其地面最外围闭合等压线的直径表示，一般反气旋尺度较大，发展强盛的反气旋可以覆盖直径几千公里的区域，也有一些尺度较小，但对大气环流形势影响巨大，如阻塞高压等。反气旋的强度一般用其中心气压值表示，中心气压值越高，其强度越大，一般在10301040hPa,强时可达1080hPa以上。当反气旋中心气压随时间逐渐升高时，称为反气旋“发展”或“加强”，反之称为反气旋“减弱”或“填塞”。反气旋内部天气，由于其中心气流下沉增温，因此一般为晴好天气，气温的日较差较大，冬季在冷性反气旋控制下，可出现霜冻，有时可形成辐射雾。,二、反气旋,按反气旋的形成及热力结构，可将其分为冷性反气旋和

23、暖性反气旋。冷性反气旋 冷性反气旋习惯上又称为冷性高压，活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋多属些类，如蒙古高压。,2.暖性反气旋副热带高压,影响我国的副热带高压主要是北太平洋高压的西部，即西太平洋高压脊。冬季时，西太平洋副热带高压脊的强度减弱，范围缩小，退居海上，对我国影响不大；夏季，它北进西伸，与印度大陆的低压配合构成偏南气流，是我国中部和南部地区的主要水汽来源。高压脊的西部和西北部边缘与西风带锋区相邻，多气旋和锋面活动，一般水汽丰沛，上升运动强烈，故多阴雨天气。脊线附近有很强的辐散下沉气流，多晴朗少云、炎热的天气；脊线南侧为东风气流，常有台风、热带低压、东风波、热带辐合带等热带系统活动，常产生大雨甚至暴雨、大风、雷暴等强对流性天气。西太平洋高压脊位置的季节变化与我国大陆上雨带的季节位移有密切关系。通常雨带位于副热带高压脊线以北约58个纬距，脊线移动，雨带也随之移动。,副热带高压,天气系统,台风,发生在热带洋面上的低压涡旋统称“热带气旋”，在西太平洋称台风，在东北太平洋和大西洋称飓风，在印度洋为热带风暴。我国1989年1月1日起采用国际规定的热带气旋名称和等级标准。,