《航海气象船长》PPT课件.ppt

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1、1.空气的水平运动（Horizontal motion of air）2.大气的垂直运动（Vertical motion of air）3.大气稳定度（Atmospheric stability）4.大气环流（General Circulation）5.季风（Monsoons）6.局地环流（Local circulation）7.地方性风（Local wind）,大气的运动,作用在空气微团上的力,1.重力(gravity)；大小为g9.8m/s2，方向向下，指向地心。2.水平气压梯度力(pressure gradient force):由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，引起

2、气压梯度力。大小为：；方向：垂直等压线从高压指向低压。(1)Gn与成反比，Gn与气压梯度 成正比。(2)一定时，大，等压线密集，Gn大。(3)一定时，大，空气浓密，Gn小。(4)若=0,两地没有气压差 Gn=0 无风。Gn是使空气产生水平运动的原动力。,作用在空气微团上的力,3.水平地转偏向力(deflection force of earth rotation)由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolis force)或科氏力。大小为：A=2Vsin=7.29210-5/s:地转角速度 V:风速:纬度方向：北半球，恒垂直于物体运动

3、方向的右侧90度，南半球相反.讨论：(1)A是物体相对于地球运动才产生的，静止物体不受其作用。(2)地转偏向力是虚拟力，只改变物体的运动方向，不改变速度。(3)在北半球A恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。(4)A 与sin成正比，两极最大，赤道上为零。,作用在空气微团上的力,4.惯性离心力 指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。大小：与向心力相等 方向：与向心力相反。表示：r为曲率半径5.摩擦力 运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。表示式：R=-k V 方向与运动物体相反。综上所述，根据牛顿第二定律，,（地转风风速公式）（1）Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。（2）Vg与空气密

4、度成反比，气压梯度一定时，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg与纬度的正弦成反比，低纬Vg大于高纬Vg。（4）赤道及其附近不遵守地转风原则。,地转风 当水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡时，空气沿等压线（等压面）作无磨擦的直线运动，称地转风。即：,风压定律(Buysballots law),在北半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。在南半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。,风压定律(Buysballots law),在北半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。在南半球自由大气中，风沿等压

5、线吹，背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。,梯度风,定义:在自由大气中，当水平气压梯度力、科氏力和惯性离心力达到平衡时，所产生的风。此时风沿等压线无摩擦地作曲线运动。即:在自然（流线）坐标中，梯度风 Vf0平衡方程:方程解:,低压中的梯度风,气旋性环流 Vf0根号前取正号才有意义。根号内f则：Vf0 和Vf可以任意大。,高压中的梯度风,反气旋性环流 Vf0当根号前也取正号才有意义。气压梯度和梯度风的大小受反气旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），气压梯度愈小，梯度风也小。反之相反。,关于梯度风的讨论,1.在气旋中，G=A+C，只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的

6、平衡总可建立。因此，气旋中气压梯度和风速可以任意大。2.在反气旋中，A=G+C，当气压梯度和梯度风按一定比例增大时，C比A增大的快，三力不能保持平衡。只有使气压梯度和梯度风减小，才能三力保持平衡。3.最大水平气压梯度和大风区常位于气旋中心附近和高压边缘区域。4.在中高纬度高压风速大，低纬风速小。,梯度风与地转风比较,平衡方程 利用地转关系 Vf2/r+fVf-fVg=0两边同除以fVf得：Vg/Vf=1+Vf/(fr)对于气旋，r0；则：Vg VfVc对于反气旋，r0；则：Vg VfVa因此，在水平气压梯度和曲率半径相同时，VaVgVc。实际上低压中的风比高压大，原因是低压中G大，不受限制。,

7、摩擦中的风,在地面天气图上，由于地面作用，实际风不沿等压线吹，而与等压线存在一个交角，并偏向低压。此时的平衡为地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。,摩擦层中的风压定律,在北半球摩擦层中，风斜穿过等压线吹，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。在南半球高压在左后方，低压在右前方。北半球，高压中风穿等压线沿顺时针方向向外辐散，低压中风穿等压线沿逆时针方向向中心辐合。,地面高压气流,地面低压气流,大气的垂直运动,2.水平辐合辐散引起的垂直运动：低层辐散引起下沉运动，低层辐合引起上升运动。特点：水平范围大，垂直运动小。3锋面上的垂直运动：指暖空气沿锋面坡度爬升产生上升运动。4地形引起的垂直运动：当气

8、流遇到高大地形或山脉时，在迎风坡产生上升运动，在背风坡产生下沉运动。,0m,1000m,3000m,大气稳定度的概念,如图小球处于三个不同位置，分别是稳定平衡，不稳定平衡和随遇平衡。大气稳定度:处于静力平衡状态的大气层中，一些空气块受到动力因子和热力因子的扰动，产生向上或向下的垂直运动。这种偏离其平衡位置的运动能否继续发展成为对流运动，是由大气层结，即温度和湿度的垂直分布所决定的。大气层结具有的这种影响对流运动的特性称为大气稳定度，又称大气静力稳定度或大气层结稳定度。,稳定度判别的气块法,通常采用“气块法”判断静力稳定度。当一气块受外力作用在垂直方向上产生扰动后，周围大气有使它返回起始位置的趋

9、势时，这种大气层结是稳定的；反之，大气有使它继续远离起始位置的趋势时，这种大气层结是不稳定的；若气块随时与周围大气取得平衡时，这种大气层结是中性的。,影响稳定度变化的因子：辐射和温度平流,大气稳定度判据,干绝热过程：d 层结稳定=d 中性 d 层结不稳定湿绝热过程：m 层结稳定=m 中性 m 层结不稳定干湿混合绝热过程 d 绝对不稳定 m d 条件不稳定 m 绝对稳定,大气中的逆温,1逆温定义：在对流层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。2逆温对天气的影响：逆温 存在好象一个盖子，能有效地抑制对流的发展，阻挡水汽和尘埃等向上输送。低层逆温，易发生雾或低云

10、天气。3逆温的种类：（1）辐射逆温：夜间辐射冷却形成的逆温。条件是陆地，晴朗和微风等；（2）平流逆温：暖空气流到冷的下垫面（陆面或水面）上形成的逆温。无日变化；（3）下沉逆温：高空空气绝热下沉增温而形成的逆温。多出现在高压区，范围广，厚度大；（4）乱流逆温：低层空气的乱流混合作用形成的逆温。多发生在摩擦层中部。（5）锋面逆温：冷暖气团交界的过渡层内形成的逆温。,大气环流（General Circulation）,大气环流：一般是指具有全球性、大范围的空气运行现象，它的水平尺度在数千公里，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于24小时。大气环流反映了大气运动的基本状态和基本特征，是各种不同尺度天气系

11、统活动的基础和背景。同时也是气候形成和演变的重要背景条件。通常认为影响大气环流的主要因子有：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀等因素等影响。通过本章的学习，了解大气环流的基本状态和气压场、风场分布的基本特征。,太阳辐射单圈环流,假设：地球是静止的，下垫面性质均一。只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性，赤道低纬由于受热垂直上升，极地高纬冷却下沉，高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个简单的一圈环流，称单圈环流。,地球自转三圈环流,假设：下垫面性质均一。在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）二个因子的作用下，从赤道到极地形成三圈环流，即赤道环流（哈德莱环流）、极地环流和中

12、间环流（费雷尔环流）。,三圈环流和行星风带,气压带和风带的分布,气压带：赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压。南北半球对称。风带：赤道无风带，信风带，副热带无风带，西风带和极地东风带。南北半球对称。,风带,一.赤道无风带（Doldrums）平均位于南北纬10范围内，特征：对流旺盛、平流微弱、云量多、温高、湿大、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。,风带,二信风带（Trades Wind Zone）位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10-28附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。特征：风向常年稳定少变，风力一般34级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南

13、北移动。三.副热带无风带（Horse Latitudes）位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30附近。特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、微风、陆上干燥、海上潮湿，位置随季节南北移动。,风带,四盛行西风带（Westerlies）位于副热带高压带与副极地低压带之间，在南北纬30-60之间。大气主要自西向东运动，北半球主要为 SW风，南半球为NW风。特征：此区域气旋活动频繁，天气十分复杂，常有大风和雷雨，风速较大，南半球在此范围内，除南美尖端外几乎没有陆地，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带”之称。位置随季节南北移动。五极地东风带（Polar East

14、erlies）位于南北纬60-90之间，北半球吹NE风，南半球吹SE风。,实际海平面平均气压场的基本特征,冬季：北半球受四个大范围的气压系统（又称大气活动中心）控制，它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。夏季：北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围大大缩小。南半球大陆上的高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带环绕全球。春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中

15、心减弱，副热带高压开始增强。,冬季（1月）平均水平气压场,夏季（7月）平均水平气压场,大气活动中心,永久性大气活动中心：指常年存在的大范围气压区。如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。半永久性大气活动中心：指大范围的气压区随季节改变。如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。大气活动中心的季节变化必然引起大气环流的季节变化，而大气活动中心的短期变化对大范围的天气造成重大影响，它们是制作天气预报的

16、背景条件。,季风（Monsoons）,季风定义：大范围风向随季节而有规律改变的盛行风。要求盛行风的方向改变120，盛行风频率占40。季风的成因（Formation of Monsoons）：（1）海陆季风：由海陆之间热力异差引起的风系，随季节有极明显的变化，称海陆季风。（2）行星季风：由于行星风带随季节移动而引起的风系变化，典型代表是南亚季风。（3）青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对维持和加强南亚季风起了重要的作用。,季风的分布,季风主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。,东亚季风,成因:主要是由于海陆间的热力差异引起的。范围：我国大部分地区，朝鲜半岛和日

17、本附近洋面。冬季风特征：蒙古高压盘踞亚洲大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风成为东亚的冬季风。我国大部、朝鲜半岛和日本附近洋面吹西北风，东海南部、南海、台湾海峡吹东北风，风力均在5-6级，最大8-9级。夏季风特征：陆地是印度低压（亚洲低压），海上是西太平洋副热带高压。我国东部沿海、朝鲜、日本吹东南风；南海、台湾海峡、菲律宾附近洋面吹西南风。风力一般3-4级。季风的天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，来临慢；冬季风：来临快、强度大、大风、干冷等。冬季风大于夏季风。,南亚季风,成因：主要是南半球东南信风带北移引起的，也有海陆间的热力差异和大地形（青藏高原）的作用。范围：东非、西南

18、亚、南亚、中印半岛一带，又称印度季风。夏季风特征：由南半球东南信风越过赤道，在地转偏向力的作用下，变为西南风，迭加上印度低压南侧的西南风。另外还有高原的阻挡作用，印度半岛岬角作用，使西南风强劲。7-8月份风力达8-9级，9-10月份开始减弱。阿拉伯海的风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧的北印度洋，西南风特别大，是世界上最著名的狂风恶浪区之一。,南亚季风,冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部的东北风成为南亚的冬季风。北印度洋吹东北风，风力一般为3-4级，是航海的“黄金季节”。季风转换时间：5月冬季风转夏季风；10月夏季风转冬季风。,其他地区的季风,北澳、印尼和伊里安的季风 由于信

19、风带的移动引起。冬季（南半球）东南风，夏季西北风。西非的季风 夏季西南季风，潮湿多雨；冬季东北季风，干燥少雨。北美与南美的季风 冬季西北风，夏季西南风。,地方性风海陆风,海陆风：在海岸附近，由于海陆间热力差异的日变化引起的。白天：从海洋吹向陆地称海风；夜间：从陆地吹向海洋称陆风。主要出现在中低纬度，气温日较差较大，多在夏季晴朗天气条件下。,地方性风山谷风,山谷风：由于山峰山谷的温度差异产生的局地环流。白天：从山谷吹向山顶称谷风；夜间：从山顶吹向山谷称山风。如巴山夜雨。在我国海陆风和山谷风均盛行的港口是连云港和秦皇岛。,地形动力作用,绕流,岬角效应,地方性风峡谷风,峡谷风：当气流从开阔地区吹进峡

20、口时，形成的强风。如台湾海峡、直布罗陀海峡等。“峡管效应”,地方性风布拉风（Bora）,从山地或高原经过低矮溢道向下倾落寒冷而又干燥的风暴，称布拉风。典型的布拉风出现在黑海的冬季，其破坏力很大，最大平均风速可达40m/s60m/s，气温可迅速降低到-27，可造成严重的“船舶积冰”。类似现象在土耳其沿海和亚得利亚海均可出现。其它地方性风甚多。（见P67表）,海洋上的雾(Fog),1.雾与航海的关系2.雾的种类、特征、成因和生消条件。3.我国近海雾的分布4.世界海洋雾区分布5.海雾的简易测算方法,雾与航海的关系,雾与风暴不同，风暴伴随狂风、暴雨、巨浪呼啸而来。雾则是静悄悄地来，造成一场混乱后，又静

21、悄悄地离去，是航海的天敌。据世界海事组织统计，有6070的海事与雾有关系。雾不仅影响船舶的航行安全，还影响船舶天、地文的定位。雾中含有许多有毒物质。对人体十分有害。52年伦敦的大雾，造成4800多人死亡。1922年，英邮轮“埃及”号在法国沿岸雾中与法破冰船“西奈”号相撞，船上的近百名旅客和8000kg黄金,3万公斤白银一同沉入大海，故称“吞金夺银的雾”。雾在自然界中可以装点山川，使其呈现千姿百态，在军事上作隐蔽物等。,雾的种类、特征、成因和生消条件,雾：由大量小水滴、小冰晶或两者的混合体所组成悬浮在近地面气层中，使水平能见度降低的天气现象。轻雾：水平能见度在0.55海里。浓雾：水平能见度小于0

22、.5海里。雾的形成与云的形成大致类似，但云在空中，雾贴近地面。按其成因雾可分如下几种：,平流雾(Advection Fog),定义：暖湿空气流经冷的下垫面，导致气温下降，水汽凝结所形成的雾。此雾多形成于冷暖海流交汇处的冷水面一侧。特点：(1)浓度大，雾滴浓密，能见度恶劣；(2)水平范围广；(3)垂直厚度大；(4)持续时间长；(5)一天中任何时刻均可发生，大洋中无明显的日变化；(6)随风飘移。,平流雾形成条件,(1)冷的海面和适当的海气温差:(06)。23度最有利；(2)适宜的风场:（要求风力在24级，风向与海水等温线垂直，如我国近海S-SE-E等)；(3)要有充沛的水汽：有源源不断的水汽输送，

23、雾才能维持；(4)稳定的层结，低层逆温:抑制对流发展；,平流雾消散条件,风向突变，风力增加（但大洋上风力再大有时也不散）；水温下降，温差拉大；冷锋过境；层结不稳定。,锋面雾(Frontal fog),定义：锋面上暖气团中的较暖水滴落到冷空气中，水滴蒸发所形成的雾。多见于锢囚锋两侧和暖锋前，在第一型冷锋后也可出现。特点：范围不大，浓度和厚度均小，随锋移动，持续时间短，日变化不明显。,蒸汽雾(Steam fog),定义：寒冷的空气覆盖在较暖的水面上，由水面蒸发而形成的雾。多见于水面温度远高于空气温度时，冬季较高纬度的早上多见。特点：范围和浓度不大，厚度小，离水面几米，有时遮不住大船桅杆，持续时间短

24、。形成条件：大的水气温差，即水温大于气温15，空气层结稳定。北冰洋蒸汽雾最有名。在我国见于冬季渤海和黄海。蒸汽雾和锋面雾统称为蒸发雾。,辐射雾(Radiation fog),定义：由下垫面辐射冷却，使低层气温降到露点或以下时所形成的雾。多见于陆地上，又称陆地雾。特点：范围、厚度均较小，四季均可发生，有明显的日变化。夜间形成，清晨最浓，日出则散；可随风飘到海上10海里。形成条件：晴夜，下垫面辐射强，水汽含量充沛，低层微风，层结稳定。多见于晴朗、微风、少云的冷高压中心附近。（十雾九晴）,我国近海的雾,我国近海是北太平洋多雾区之一。主要以平流雾为主，锋面雾和辐射雾次之。雾区分布：自渤海到北部湾基本呈

25、带状分布。地理分布：南少北多，南窄北宽。季节变化：南早北晚，多从春到夏由南向北推进。,我国近海三个相对多雾区,(1)山东半岛南部成山头到石岛一带，年雾日超过80天，最多95天，曾发生连续雾日达27天，有“雾窟”之称。(2)闽浙沿岸到长江口一带，年雾日平均5060天。(3)琼州海峡到北部湾一带，年雾日平均2030天。在渤海和台湾海峡东部雾较少，南海南部几乎没有雾。,我国近海雾的成因,成因：主要与我国沿海的两支海流有关。(1)黑潮暖流：世界著名暖流之一。由北赤道流在菲律宾以东向北，到台湾岛东南转向东北，分出一支称台湾暖流。在日本西南分出两支，一支流向日本海，称对马暖流。一支流向黄海，绕过老铁山到渤

26、海，称黄海暖流。,我国近海雾的成因,(2)沿岸冷流：大陆江河入海径流，包括辽南沿岸流、辽东沿岸流、渤海沿岸流、苏北沿岸流和闽浙沿岸流等。夏季弱小仅在渤海湾，冬季强盛时达南海沿岸。,世界海洋的雾,雾区分布特点：春夏多，秋冬少；中高纬多于低纬；大洋西海岸多于东海岸；北大洋多于南大洋；大西洋多于太平洋。1.日本北海道东部至阿留申群岛常年多雾:其成因主要是黑潮和亲潮交汇的结果，出现频率高达40。夏季最多，是世界著名雾区之一。2.北美圣劳伦斯至纽芬兰附近海面终年多雾:春夏最盛，平均每月超过10个雾日，最大频率达40。成因主要是墨西哥湾流与拉布拉多冷流交汇处，是世界最著名雾区。,世界海洋的雾,3.挪威、西

27、欧沿岸与冰岛之间海域常年多雾:夏季雾很频，冬季多锋面雾。成因主要是北大西洋暖流与冰岛冷流交汇形成。夏季多平流雾，秋冬季多锋面雾和蒸汽雾。这一雾区位于北美与西欧和北欧的主要航道上，来往船舶众多，水流急且流向多变，船舶航行困难。据统计，此水域雾中撞船事故在世界上首屈一指。4.南半球的整个西风带上终年有雾。,夏季（7月）世界海洋雾分布,冬季（1月）世界海洋雾分布,世界海流分布,船舶测算海雾的方法,1.干湿球温度表法：用干湿球温差来判断：当干球温度高于湿球温度，并且差值向增大的趋势发展时，不会出现雾；差值愈来愈小，向成雾的趋势发展，差值趋于零出现雾。实际上在海上，相对湿度达到80%时，就可能出现雾。,

28、船舶测算海雾的方法,2.露点水温图解法：当水温Tw高于露点温度Td时，不可能出现雾；当Td-Tw2，且其它条件适当时，出现海雾的概率为80%。,利用天气形势判断雾,在海雾多发区，应连续接收地面预报图和表层水温图，分析是否存在成雾条件：适当的环流条件，充足的水汽来源和冷的海面条件。结合船舶单站观测资料进行分析和测算。下图是我国近海出现平流雾的四种典型天气形势：,入海冷高压西部,气旋东部,副高西伸脊西部,静止锋和冷锋前部,气团与锋(Air Mass and Front),1.气团（Air Mass）2.锋（Front）,概述,天气变化是十分复杂的，同一时刻不同地区天气不同，同一地区不同时刻天气也不

29、同。这种天气变化和天气现象是由大气的物理性质和大气中的运动过程所决定的。而大气的不同物理性质是大气运动过程中同地理环境不断作用下形成的。地球表面十分宽广，地表性质十分复杂，在其上面运行着的空气必然具有多种多样的物理性质，正是由于这些性质不同，从而形成了各种不同性质的气团，并引起各种不同的天气现象。,概述,天气现象的空间分布与天气过程的随时间变化很复杂。1920年前后挪威锋面学派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和锋的概念，并运用这些概念从千变万化的天气现象和天气过程中总结出了许多天气分析和预报规则。,气团(Air Mass),定义：在广大空间里存在着水平方向上物理属性（主

30、要指温度、湿度和稳定度等）相对比较均匀的大块空气,称气团。水平范围:几百到几千公里不等。垂直范围:可达几公里到十几公里。在同一气团内，气象要素(如温度）的变化相对比较小。水平温度梯度一般小于1-2/100km。,气 团 的 形 成 条 件,(1)具备大范围物理性质比较均匀的下垫面:如辽阔的海洋，浩瀚的沙漠，大面积冰雪覆盖的极区等。(2)稳定的环流条件:使空气能比较长时间的缓慢移动在温、湿特性比较均匀的下垫面上，从而获得与下垫面相同的物理属性。,气 团 的 变 性,气团变性：气团原有物理属性的改变，称为气团变性。气团变性的快慢主要取决于以下因素：(1)源地性质与所经下垫面性质差异的大小。(2)离

31、开源地时间的长短和路程远近。(3)空气运动状态和季节。通常冷气团变性快于暖气团。陆上快于海上。,气团的分类(地理分类),冰洋气团(Arctic air mass)：65N以北的极区。Arctic continental air mass:干冷、晴朗、稳定。Arctic maritime air mass：夏季从海洋获得热量和水汽。极地气团(Polar air mass)：中高纬大陆和海洋(4070N）。Polar continental air mass：干冷、晴朗、气层稳定；Polar maritime air mass：冷湿、多云、阴天；,气团的分类(地理分类),热带气团(Tropical

32、 air mass)：热带大陆和海洋(1040N）。Tropical continental air mass：炎热、干燥，晴朗少云、气层不稳定.Tropical maritime air mass：热、湿不稳定、晴朗。赤道气团(Equatorial air mass)：热湿、不稳定、多雷暴、阵性大风和阵性降水天气。,气团的分类(热力分类),按气团的热力性质分类就是依据气团的温度和所经下垫面的温度对比来划分。冷气团(Cold Air Mass):移向暖的下垫面的气团。具有不稳定的天气特点。暖气团(Warm Air Mass):移向冷的下垫面的气团。具有稳定的天气特点。另外，两气团相遇时相对暖的

33、称暖气团，冷的称冷气团。,冷、暖气团的天气特征,冷 气 团温度：使所经下垫面温度降低，本身温度升高。湿度：干燥稳定度：不稳定，变性快易对流云系：多积状云降水：阵性能见度：低层好，高层差 风：阵性大风，有明显有日变化（上午弱，下午强）,暖 气 团温度：使所经下垫面温度升高，本身温度降低，与冷气团相反。湿度：潮湿稳定度：稳定，变性慢不易对流云系：多层状云降水：连续性降水，雾，毛毛雨 能见度：低层差风：常定风，日变化不明显,影响我国的气团,冬季：我国大部分地区主要受变性极地大陆气团的影响:来自西伯利亚和蒙古的冷空气控制我国大部地区，一般多大风、降温天气。气候特点是干燥、晴朗、低温、多偏北风。如哈尔滨

34、1月份平均最低气温-24.5，冰冻1米，地冻6尺。华南、西南等地受热带海洋气团影响，潮湿多阴雨或雾。如四川雅安年降水量1800多mm，峨眉山年平均雾日322天，雨日260天左右。,影响我国的气团,夏季：我国沿海主要受变性热带海洋气团影响:气候特点是炎热、潮湿、多雷雨，如江淮“梅雨”。在闽浙、台湾一带降水量较大，基隆港年降水量平均214天，有“雨港”之称。在我国西北主要受热带大陆气团影响，干燥、炎热、少雨，在它的控制下常出现严重的干旱和酷暑。如吐鲁番，夏季,白天最高气温达49左右，夜间降到零度以下，日较差大。有些地方甚至几年滴雨不下。云南、云贵高原南部受SW夏季风影响，形成了得天独厚的独特气候。

35、如闻名于世的西双版纳则是四季如春。,影响我国的气团,春季：变性的极地大陆气团和热带海洋气团的势力相当，互有进退，因此是锋面和气旋活动最频繁的时期，天气比较复杂。秋季：变性的极地大陆气团开始活跃，变性热带气团南退，我国出现最为宜人的秋高气爽天气春季降水丰富，秋季秋高气爽。,锋（Front)锋的概念,锋：冷暖气团之间的狭窄过渡带称为锋，锋具有一定宽度（地面30-40Km,高空达几百公里），由于地转 偏向力的作用，锋在空中呈倾斜状态。锋的宽度远小于长度，可以把锋看成几何面，故称锋面。锋区：锋和某一等压面相交的区域。锋区中温度水平梯度特别大，等温线密集，并随高度向冷区倾斜。实际上锋就是两个性质不同的气

36、团的过渡区。锋线：锋面与地面的交线称锋线。锋面和锋线统称锋。,地面锋与高空锋区相对位置,锋面的空间状态,锋面的主要特征,1.锋两侧的水平温差大，锋区内等温线密集，水平温度梯度特别大，10/100km。而锋区内垂直温度梯度特别小。2.锋两侧的气流有明显的气旋性切变，锋附近的气流是辐合的。3.锋两侧的气压梯度不连续，等压线在通过地面锋线时有折角，且折角指向高压一侧。4.锋面随高度向冷气团一侧倾斜。,锋线两侧的气流,锋面逆温,地面锋与高空锋区相对位置,锋的分类暖锋(warm front）在锋面活动过程中，暖气团势力强，推动冷气团后退，并迫使锋面向冷气团一侧移动。,冷锋(Cold front）在锋面活

37、动过程中，冷气团势力强，推动暖气团后退，并迫使锋面向暖气团一侧移动。,静止锋(Quasi-stationary front)：在锋面活动过程中，冷、暖气团势力相当，互有进退，锋面很少移动，仅在小范围内摆动。,锢囚锋(Occlusion front)冷锋移速快于暖锋，当冷锋追上暖锋后，或者两条冷锋迎面相遇，迫使暖气团抬离地面，锢囚到高空，近地层由冷锋后部的冷气团和暖锋前的冷气团构成的交界面，称为锢囚锋。,冷式锢囚锋,暖式锢囚锋,锢囚锋(Occlusion front),暖锋,冷锋,锢囚锋,云系：从高层到低层依次为CiCsAsNs。降水：在锋前300-400公里处产生连续性降水，中或大雨。气温：气

38、温逐渐升高。气压：逐渐降低，暖锋前P3有大的负变压。能见度：最初较好，雨区能见度差。锋前50nm出现锋面雾。风：北半球锋前吹E-SE风，锋后S-WS风，过境顺转；南半球锋前吹E-NE风，锋后N-NW风，过境逆转。风速大小视气压梯度而定。垂直运动：一般锋附近的冷、暖空气均为上升运动。锋面坡度：1/1001/200。,暖锋天气模式,暖锋天气,第一型冷锋天气（缓行冷锋）,云系：由低层到高层依次为NsAsCsCi，与暖锋相反。降水：在锋线附近150-200Km和锋后，产生稳定性降水。若 锋前暖空气不稳定，伴有积雨云和雷阵雨天气。气温：逐渐降低。气压：逐渐升高，锋后有大的正变压。能见度：锋过变好。风：北

39、半球锋前S-SW，锋后N-NW，过境顺转；南半球锋前N-NW，锋后S-SW，过境逆转。锋后风速远大于锋前，常可在海上造成7-8级风。垂直运动：在冷空气一侧以下沉运动为主，暖空气一侧多 为上升运动。锋面坡度：1/100。,第一型冷锋天气,第二型冷锋天气（急行冷锋）,云系：锋前不稳定，为积状云，夏：Ac（As）,Cb，Fn；冬：Ci、CsAsNs。降水：锋前及锋线附近常为雷暴和阵性降水。气温：迅速下降。气压：急速上升，在锋后有最大正变压。能见度：锋过变好。风：与第一型相同，但锋面过境时，狂风暴雨，雷电交加，时间短暂。垂直运动：在冷空气一侧以下沉运动为主，在暖空气一侧低层上升，高层下沉。锋面坡度：约

40、为1/50-1/70,第二型冷锋天气（夏季）,第二型冷锋（冬季）,准静止锋天气,云系：与第一型冷锋相似，云系依次为Ns-As-Cs-Ci。降水：连续性降水，降水强度小，持续时间长，连阴雨天气。气温和气压：变化不大风：北半球锋北侧E-NE，多阴雨天气；锋南侧SW，晴好天气。锋面坡度：约为1/200我国多见于华南、西南和天山北侧。造成华南“梅雨”天气。,锢囚锋天气,主要天气特征：云系由两条锋面的云合并而成，最显著的特征是云层增厚，降水增强，雨区扩大，锋两侧均有降水和锋面雾，天气较复杂。,活动于我国的锋面,我国大部位于中纬地带，四季均有频繁的锋面活动，其中以冷锋最多、静止锋次之、锢囚锋和暖锋最少。冷

41、 锋 的 移 动春冬季较快，秋季次之，夏季最慢；移速高纬快于低纬；当冷锋接近于南北向时，从NW到SE移动快；当冷锋接近于东西向时，从北到南移动慢。,锋 生 和 锋 消,锋生和锋消：锋生实质上是水平温度梯度随时间增大，天气现象加强；锋消是水平温度梯度随时间减小，天气现象减弱。影响锋生消的主要因素：(1)水平气流的辐合、辐散作用；(2)气团的非绝热变化作用。(3)空气的垂直运动。,气旋和反气旋Cyclone and Anticyclone,1.气旋和反气旋定义和分类；2.锋面气旋的形成、各发展阶段的主要特征、天气模式和卫星云图特征；3.锋面气旋的主要源地和活动规律；4.冷高压的天气模式和卫星云图特

42、征；寒潮的定义和天气特征；5.副热带高压活动规律、天气特征，西太平洋副高与我国天气的关系。,气旋定义definition of cyclone,北半球逆时针旋转(南半球顺时针旋转)的水平空气涡旋称气旋。而由闭合等压线围成的，中心气压比四周低的系统称低压。前者是从流场定义，后者是从气压场定义。除低纬度地区外，两者可以相互换用。,气 旋,地面气旋气流,北半球地面流场为逆时针旋转向中心辐合，而南半球地面气旋流场为顺时针旋转向中心辐合。,反气旋定义definition of anticyclone,在北半球作顺时针旋转（南半球逆时针旋转）的水平空气涡旋称反气旋。由闭合等压线围成的，中心气压比四周高的系

43、统称高压。前者是从流场定义,后者是从气压场定义。除低纬度地区外，两者可以相互换用。,反气旋,地面反气旋气流,北半球地面反气旋流场为顺时针旋转向四周辐散，而南半球地面反气旋流场为逆时针旋转向四周辐散。,气旋、反气旋强度和范围,强度(intensity)：气旋(或反气旋)以低压(或高压)中心气压值来表示。中心气压值越低，表示气旋越强(或反气旋越弱)，中心气压值越高，表示气旋越弱(或反气旋越强)。水平范围(horizontal coverage)：以地面图上最外围的闭合等压线围成区域的平均直径表示，平均为1000Km，大的达2000-3000Km。一般反气旋范围大于气旋范围。,气旋、反气旋加强和减弱

44、,当气旋中心气压值随时间降低时，称气旋发展(Developing)或加深(Deepening)；反之，当气旋中心气压值随时间升高时，称气旋减弱(Weakening)或填塞(Filling)。当反气旋中心气压值随时间升高时，称反气旋发展或加强；反之，当反气旋中心气压值随时间降低时，称反气旋减弱。,气旋的分类,根据气旋形成和活动的地理区域，将气旋分为温带气旋(Extratropical cyclone)和热带气旋(tropical cyclone)。根据气旋的热力结构，将气旋分为锋面气旋(Frontal cyclone)和无锋面气旋。无锋面气旋包括热带气旋和热低压。,反气旋的分类,根据反气旋形成和

45、活动的地理区域，将反气旋分为极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋(Subtropical anticyclone)。根据反气旋的热力结构，将反气旋分为冷性反气旋和暖性反气旋。活动于中、高纬的温带反气旋属冷性反气旋，又称冷高压。阻塞高压和副热带高压属暖性反气旋。,锋面气旋的生命史,1 初生阶段：从发生波动到绘出第一条闭合等压线，又称波动阶段。高纬冷，低纬暖，随着锋面波动出现，冷空气向南侵袭，暖空气向北扩张，开始出现冷、暖锋及锋面降水。地面图上可分析出一条闭合等压线，向暖气团移动，移速快，24h可移十几个纬距。2.发展阶段：波动振幅加大，冷、暖锋进一步发展，中心气压继续下降，出现多根闭合等压线，锋

46、面降水增强，雨区扩大。气旋向暖区移动，移速略减。,锋面气旋的生命史,3.锢囚阶段：冷暖锋相遇，出现锢囚，中心气压降到最低，辐合最强，降水强度合范围增大，锋速增大，移速大大减慢。4.消亡阶段：气旋与锋脱离，变成一个冷性低涡，受摩擦辐合作用慢慢填塞。,锋面气旋的生命史,锋面气旋发展演变的温压场特征,1.波动阶段：高空锋区呈波动式，温度槽落后于高度槽，气旋位于高空槽前，气旋前部的暖平流使其减压，其后部的冷平流使其加压；槽前正涡度平流，槽后负涡度平流。这两种因子联合作用的结果，使地面气旋一面向前移动，一面向前发展。地面摩擦作用很小。,锋面气旋发展演变的温压场特征,2.发展阶段：高空槽已加深且出现闭合中

47、心，温度槽仍落后于高度槽，但位相更接近，温度平流和涡度平流的联合作用使气旋继续发展并向前移动。地面摩擦作用增大，但不占主导地位。3.锢囚阶段：高空槽进一步出现闭合中心，温度槽趋于高度槽，气旋发展到最强阶段，出现锢囚，温度平流变小，涡度平流减弱，移动缓慢。摩擦作用相对增大，成为主要因子。4.消亡阶段：温压场重合，冷暖平流趋于零，气旋变为一个冷性低压，锋面脱离气旋，由于摩擦辐合作用，气旋逐渐填塞而消亡。,锋面气旋发展演变各阶段,北半球锋面气旋示意图,南半球锋面气旋示意图,锋面气旋的卫星云图特征 一个发展成熟的锋面气旋在不同阶段的云图特征（理想化）,锋面气旋的天气模式,北半球锋面气旋,南半球锋面气旋

48、,锋面气旋的天气模式(暖锋前天气),云系：云依次为Ci,Cs,As,Ns。降水：锋前34百公里连续性降水。气温：逐渐升高。气压：逐渐下降，最大负变压在锋前。能见度：西区差，有雾。风：在北半球，锋前ESE，锋后SSW，过境顺转。在南半球，锋前EEN，锋后NNW，过境逆转。一般锋前风力大于锋后。风速46级。浪:海浪中浪,锋面气旋的天气模式(暖区天气),云系和降水：若来自热带海洋气团，水汽充沛，出现St、Sc；大片平流雾或毛毛雨；若来自热带大陆气团，干燥少云，无降水。气温：升高。气压：缓慢降低。能见度：差。风：北半球吹SSW；南半球吹NNW。风速24级。海浪：在低压SSW300600海里为大浪区。,

49、锋面气旋的天气模式(冷锋后天气),云系：第型冷锋Ns、As、Cs、Ci；第型冷锋出现积状云Cb。降水：第型冷锋连续性降水。第型冷锋阵性降水。气温：迅速下降。气压：迅速升高。能见度：变好。风：在北半球吹NNW；在南半球吹SSW。风速69级。浪：中到大浪。,当测到风向随时间作顺时针变化，船舶通过气旋的低纬一侧（南侧）；当出现云系依次为：Ci-Cs-As-Ns时，船舶通过气旋的高纬一侧（北侧）。当测到风向随时间作逆时针变化，船舶通过气旋的高纬一侧（北侧）。当出现云系依次为：Ci-Cs-As-Ns-Ac-Cb时，船舶通过气旋的低纬一侧（南侧）。,锋面气旋中的波浪分布特征,风浪特征：气旋区中的风、浪分布

50、不对称；气旋南侧的强风、大浪大于北侧；最大的强风中心和大浪中心出现在气旋中心南南西方300-600公里处。,风,浪,气旋再生和气旋族,气旋再生：衰亡的气旋，在一定条件下又重新发展起来的过程，称为气旋的再生。再生的情况有两种：副冷锋加入后再生；气旋入如海后加深引起再生。气旋族：在一条锋上一连串出现两个或两个以上气旋，称为气旋族。气旋族长与高空长波槽和锋区相对应，气旋族中的一个锋面气旋都和高空长波槽前的一个短波槽相对应。,东亚锋面气旋的源地,锋面气旋的生成区大体分为三个区域：蒙古气旋生成区、江淮气旋生成区和沿海气旋生成区。1.蒙古气旋生成区位于45-55N之间的区域，即黄河以北、贝加尔湖以南的广大