天气学原理笔记(未排版).docx

天气学原理笔记 简介 笔记来自刘宣飞先生的上课内容， 刘先生的课生动活泼，引人入胜，为表敬意，将其整理出电子稿，仅供纪念和参考。其中算法表示是笔者自己加的内容，第二章锋面天气借唐卫亚老师的天气学分析课件图以期表述更加完善，第四章大气环流参考了李丽萍老师的大气环流概论和李忠贤老师的短期气候预测基础这两门课部分内容。毕竟上课笔记，难免有些疏忽，如有不当，还望斧正。 长望党支部2014年制前言天气动力学主要分为三大主干课程：天气学、动力学、统计学，研究对象是天气系统和天气过程。一般而言，天气学适合于做短期天气预报，这方面经验丰富的预报员往往准确率要高于数值预报。数值预报的基础是动力学，根据方程、参数等进行模拟，模式的运用很关键，对于大尺度的把握较好。而长期预报则是结合统计学知识，对现有资料进行分析，一般做概率预报为主，短期预报中像墨迹天气的降水概率也是运用到此类知识。关于学习方法，方程的数学表达固然是基础，但天气学主旨是要理解方程的物理意义，并给予解释，“看图说话”这类图形表达也很重要，天气图的识别是天气学的重要部分。主要参考书：1.天气学原理和方法（朱乾根等）2.天气学教程（梁必骐）3.现代天气学原理（伍荣生）4.中国主要天气过程的分析（寿绍文）第一章 大气运动的基本特征风场和气压场本章结构：1.影响大气运动的力（1） 2.控制大气运动的基本方程组（2,4） 3.简化方程组。突出大尺度运动基本特征（3） 4.天气学分析的基本原则（5）第一节 影响大气运动的力一 基本作用力1 气压梯度力（pressure gradient force）定义：作用于单位质量气块上的净压力表达式：推导：对于一微气块而言，B面所受的压力为正方向，A面应为令x正方向为压力正方向，则有同理： 讨论：A 性质：气压梯度力由气压不均匀造成的B 方向：高压指向低压，垂直于等压线C 大小：与气压梯度呈正比，与密度呈反比D 分量：但垂直方向上有重力与其达到平衡（静力平衡）注：等压线越密，气压梯度力越大2 地心引力定义：表达式：方向：地心3 摩擦力二 惯性力1. 惯性离心力定义：单位质量的气块，因为地球旋转呈现出的一种惯性力表达式：推导：用一根绳子牵一小球以均匀角速度作旋转运动。 相心加速度：由于在地球系统上，物体静止，而在惯性坐标系下，物体受向心力影响，为了去掉向心力使其受力为0，加一虚假力讨论：A.大小：随纬度而变，赤道最大，两级为0。 B.方向：位于纬圈平面内，由地轴指向外2. 地转偏向力（Coridis） 科氏力定义：当气块相对地球运动时，使气块运动方向发生改变的，一种惯性力。 条件 作用 性质表达式：注意与的同异三 重力定义：地心引力与惯性离心力之和。表达式：讨论：A.方向：并不指向地心。理由：虽然不与地心引力一致，但垂直于地面，即水平面上无。地球自转使水涌向赤道，使地球成椭球，而能量最低原则使地球表面与垂直使其无水平受力。（动力气象有效位能）C.大小：赤道上最小，随纬度增加，两级最大。一般取纬度海平面为标准，第二节 控制大气运动的基本定律一 旋转坐标系的速度和加速度（预备知识1）1. 选定坐标系2.那么是指当相对与地面速度静止时气块的绝对速度地球系统下，则 即 3. 的关系把（*）代入，整理得： 绝对加速度 相对加速度 地转偏向加速度 向心加速度 （科氏加速度）二 全导数的气象意义（预备知识2）气象场下，温度T是四维场，则：个别变化，某一气块随时间变化 全导数：局地变化，某一空间点随时间变化 偏导数：平流，当某一属性随时间分布不均时，在风（）的作用下，产生输送作用引起的局地变化 平流项平流的条件：1.有风2.要素场是空间分布不均的8:00于连云港，温度为8的气团随风南下于11:00到达南京，气块升温2，而南京8:00温度为12，不考虑其他因素求11:00南京的温度。三 运动方程加速度 压力梯度 重 科氏 摩擦 那么，标量下的运动方程：四 连续方程1. 表达式：2. 物理意义：质量散度的形式： 以x方向为例：单位时间单位面积所通过的空气的质量=单位时间流入A单位面积的空气质量-单位时间流入B单位面积的空气质量 速度散度的形式：表示流体单位时间内体积相对膨胀率当时，称之为不可压。 补偿原理：气块在水平方向上辐合，垂直方向必然辐散五 状态方程六 热流量方程是与外界热量交换；是热功当量：非绝热加热，气象海洋上主要是：1.辐射2.潜热3.感热短期内，由于时间短，视为绝热加热即七 小结：大气运动的基本方程组： 6个变量，6个方程，是闭合的，可解第三节 尺度分析和方程组简化一 分类以水平尺度划分。一般来说，水平尺度越大，时间尺度也越大。300km以上： 高低压、锋、行星波（Rossby）、槽脊、台风10300km：雷暴、积雨云、龙卷10km以下：朵朵白云不确定有没有记错二 尺度分析特征尺度：某种类型的物理场下某物理量的一般大小经过L或H距离后，V,W的改变量与V,W量级相当 ，则三 大尺度变化的运动方程简化（一） 水平运动方程（假设大尺度）零级近似：仅保留最大项，其他项全部舍弃。一级近似：保留最大项和比最大项小一量级的项讨论：A. 零级近似方程：表明大尺度，中纬度，自由大气中，气压梯度力与地转偏向力是平衡的，称之为地转平衡（Geostrophic）风压关系，此条件下的风叫地转风记为零级近似是诊断方程（，即定常）北半球风沿等压线吹，背风而立，高压在右。低压中心，风呈逆时针旋转气旋式高压中心，风呈顺时针旋转反气旋式B. 一级近似：保留了，有预报价值，但因有观测误差，实际无法应用。（二） 垂直运动方程零级近似（一级、二级、三级近似）：静力方程四 连续方程简化尺度分析：简化结果：零级近似：一级近似：讨论：零级近似：大气近似水平不可压 一级近似：由于较小，因此可视为，即大气近似不可压五 热流量方程简化零级近似：温度的局地变化由温度的水平平流与非绝热加热所决定平流模式平流是造成温度局地变化的主要原因一级近似：上升运动（）在稳定层结下会导致局地温度下降六 小结大气运动的基本特征 quasi“准”1准地转2准静力平衡3准不可压4准水平5准定常第四节 “P”坐标中的方程组引入：1.作用：去除密度 2.“p”：Z轴用气压来衡量一 位势与位势高度（重力）位势：单位质量的气块从海平面提升一定高度所具有的势能由于g不是常数，因此等高面与等位势面不重合单位：位势米/位势十米等高线转化为等位势高度线二 “p”坐标系与“z”坐标系的转换、：位于同一等压线上，水平距离为；、：位于同一等高线上，垂直距离为；、：垂直距离为，气压差；证：如果，1.令F=z，则，即2.令F=p，则等压线坡度与气压梯度成正比，等高线坡度与气压梯度也成正比三 运动方程四 连续方程上升运动时，五 热流量方程稳定层结下，上升气流会使温度下降第五节 风场和气压场的关系一 地转风1. 定义：水平梯度力与水平地转偏向力相平衡时的风2. 条件：1大尺度2中纬度3自由大气4匀速直线运动3. 表达式： 4. 讨论：（） 定义（） 平衡运动（不具备加速度向）（） 大小I.取决于气压梯度等高线密度等压面坡度（正比）II.气压梯度一定时，由于在高纬大，所以高纬风较弱 （实际情况，高纬由于等高/压线较密，因此，速度与低纬相差不大）III.在区域基本成立 低纬地区，地转风几乎忽略（） 地转风基本无水平散度 二 梯度风1. 定义：惯性离心力（）与水平气压梯度力（）与地转偏向力（）三力平衡，是一种匀速率曲线运动运动方程一级近似： 2. 自然坐标系下的水平方程原点：气块质点：与风速相切，与方向一致：指向左侧与垂直3. 梯度风方程令，则，即沿s方向气压不变，即等压线与流线重叠梯度风方程： 惯性离心力 气压梯度力 科氏力记为：讨论：注：（） 气旋性环流中心对应低压（） 反气旋性环流中心对应高压由于，大尺度下，大，因此小，使得为了平衡，指向外侧，符合（） 在天气图分析中，确定G，D位置必须考虑环流型4. 梯度风速率约束条件：（） 气旋式环流（） 为保证，取“+”号，而所以（） 反气旋式环流（） (a) 若取负号，似乎能保证，但是当时，解不合理时，解不合理（无梯度应无风）(b) 若取正号前提是：时，解合理时，解合理 综上， 讨论：反气旋环流气压梯度上限要求：此时因此在天气图分析上，高压场风不会很大，即梯度不会很大，但对气旋式环流没有限制。5. 和比较当时，6. 梯度风7. 指导意义三 热成风由,以上是热成风在y上的分量1. 定义：地转风随高度的变化（矢量差）2. 表达式：3. 性质和特点性质：由于温度水平分布不均匀导致的风方向：与等温线即等厚度线平行，背风而立，高温在右（北半球）大小：与厚度梯度（）呈正比，纬度反比特点：越到高空，地转风越接近热成风4. 应用三者之间的关系，但也有使用条件。 地转风，静力平衡，中高纬（） 订正错误记录（） 判断温度（冷/暖）平流若地转风随高度逆时针转，冷平流；顺时针，暖平流（） 中纬度温压场结构温度场（红线）落后于高度场（细黑线）（） 大尺度运动垂直结构冷低压，暖高压，深厚系统；暖低压，冷高压，浅薄系统左图的气压剖面图如下：（） 南亚季风环流四 正压大气与斜压大气可知，同一高度上密度相同即等压面既是等温面，又是等密度面，有，那么称为正压大气（barotropic） 一般而言，两层大气是非平行的（理由见动力气象的有效位能章节），即，称为斜压大气（baroclinic）通过高空层上等温线的密集程度判断斜压性。五 地转偏差（一） 概念1. 定义： 实际风与地转风的矢量差，一般而言，在海面上，小于陆地2. 讨论：A. 气压场的重新分布B. 做功（克服气压梯度力）C. 造成垂直运动（二） 摩擦层中的地转偏差1 表达式： 在摩擦力右侧，即加速度左侧2 讨论：A 地转偏差的起因：有摩擦B 一定指向低压侧（加速度左侧）C 的大小与摩擦力呈正相关，夹角为1020以内D 如图，会引起水平辐合辐散 水平辐合，垂直辐散，抬升，降水 水平辐散，垂直辐散，下沉，晴朗（三） 自由大气中的地转偏差1. 表达式： 2. 讨论：A 地转偏差垂直于加速度项（该项由于和不平衡导致）且指向加速度左侧B态势图：3. 天气图上判断地转偏差的方法（1）（其中 以地转风近似）与变高梯度、变压梯度方向一致（2） 沿气流方向，速度增大，等高线是辐合的，必有指向低压的地转偏差，称为次地转风；沿气流方向，速度减小，等高线是辐散的，必有指向高压的地转偏差，称为超地转风。说明：A. 在加速度左侧B. ，即指向速度反向C. （3）、综合分析：底层以为主，高层以为主 槽前脊后负变压，合，槽后脊前正变压，散；恰相反，沿气流2s，垂直是2n。（自己猜的口诀，未经官方认证）（4） 推导理由： 上升运动，与梯度方向一致：下沉运动，与梯度方向相反 台风 第二章 锋与气团本章结构：1.气团基本概念（1）略 2.锋与锋的坡度（2） 3.锋面附近气象要素场的特征（3） 4.锋生与锋消（5）第一节 气团基本概念（略）一 概念：气象要素（主要是温度、湿度）水平分布较均匀的大范围空气团特征：温度分布较均匀形成条件：1. 气团所在的下垫面均一广阔（假设：气团的温度主要由地面决定）2. 有适合的大气环流条件（移动缓慢）3. 有气团变性的变化二 气团的分类：我国所处中纬度地区，基本不是气团源产地，因此多是外部地区气团移动进入我国，即变性气团。第二节 锋与锋的坡度一 锋的概念1. 定义：冷暖气团交界处的界面特点：等温线密集2. 几何特征：狭窄、倾斜狭窄相较于气团而言，水平尺度很小（宽度上m）倾斜向冷空气倾斜实际锋面图：二 锋面的坡度1. 假设：物质面（锋面由固定质点确定）对于锋面上任意一点，两边气压相等，否则物质面不存在。2. 坐标选取： Margules锋面坡度公式 代入状态方程，令则，那么有：3. 讨论：（1）与纬度（）成正比，与成反比（2）锋面附近，风呈气旋式弯曲（） 适用条件A. 接近真实大气的物质面B. 满足地转平衡C. 密度零级不连续，即，或若，零级不连续，称为一级不连续想到刘先生上课说的一个笑话：有个男孩把腿摔断了，女学霸说：你叫你踢球，摔成零级不连续了吧，太丢人现眼了。这男孩也很聪明，愣了一下，说：那也比你处处二级连续好_三 锋的分类按移动方向，看主动方分类。若冷气团向暖气团倾斜，为冷锋；若暖气团向冷气团倾斜，为暖锋；若冷暖气团相持，为准静止锋。（观察6小时天气图，看锋面位置变化）锢囚锋：冷气团、更冷气团将暖气团抬到高空附锋：第三节 锋面附近的气象要素场特征一 温度场特征（一） 从垂直方向看锋区间温度水平变化非常大锋区间温度垂直变化非常小（二） 从探空曲线看（三） 从等压面看1. 锋区在等高面上等温线密集处，高空风与地面风一致（500hPa的引导气流）把各个锋区投影到一张图上，通过其距离判断坡度。2. 高空冷平流对应冷锋，高空暖平流对应暖锋3. 锢囚锋：根据暖舌（高空暖中心位置，图见上节锋的分类）投影到地面锋线的位置（四） 从位温看锋区附近，等位温线密集且走向与锋面一致，那么，对高度求导二 、 与 特征（密度零级不连续）海平面气压场 海平面变压场 风场上节得到密度零级不连续下的坡度公式，那么（一） 气压场特征（）说明冷气团气压梯度大于暖气团气压梯度，在垂直于锋面方向上，锋面两侧气压梯度不连续实际情况： 密度零级不连续气压一级不连续1. 锋面往往位于低压槽当中或隐槽中2. 气压线折角指向高压（二） 特征 风场在锋面具有气旋性切变，即（见锋面坡度讨论）（三） 变压场特征（）1. 物理上：冷锋后有正变压，暖锋前有负变压2.假设：物质面（）坐标系：x轴：由暖指向冷，锋面平行于y轴（）锋面上，虽然锋面移动（），但，而静止锋下，两边变压都接近为0（四） 气压倾向方程假设：静力平衡下，那么 一般而言，锋面动力因子在天气图上不明显，冷锋后有冷平流，暖锋前有暖平流 正变压 负变压三 、特征（密度一级不连续）1. 锋面坡度密度一级不连续时，即要求气压二级不连续。 由于，同理：2. 、特征，要求锋区内远远大于锋区外。即锋区内的二阶导数要远远大于锋区外，可以证明：气压的二阶导数与其曲率呈正比。因此，等压线如图：锋区内等压线两边气旋式切变大风区的气旋式切变大锋区内热成风大（等温线密）3. 变压场特征那么有与密度零级不连续类似，可知，暖锋的变压梯度小于暖气团的变压梯度；冷锋的变压梯度大于冷气团的变压梯度。四 湿度场特征露点温度差很大五 锋面天气（略，仅介绍冷锋天气，图取自唐卫亚老师的天分PPT）1.第一型冷锋：坡度小，移动慢，高空有后倾槽2.第二型冷锋：坡度大，移动快，高空有前倾槽第四节 锋面分析（略，详见天气学分析）第五节 锋生与锋消一 概念二 数学表达式1. 物理条件分析：A锋生函数（）B极大值要求C物质面/物质线，此条件下：个别锋生函数规定：为温度上升方向，对展开并带入热流量方程：2. 各项分析：（1） 由于坐标系取法，因此锋生则要求即产生辐合几种特殊的气压场：横槽：槽前：偏西风 很小槽后：偏北风（或东风） 为正因此倒槽：槽前：偏南风 为负槽后：偏北风（或东风） 很小因此变形场：垂直于n方向是膨胀轴，与之平行的是压缩轴。温度场受北风南压，南风北抬双重作用。地形作用（2）稳定层结下，以锋消为主暖空气上升，冷空气下沉（注：这里指相对的上升/下沉运动）。Question：稳定层结，冷气团爬坡而上，锋消还是锋生？（3） 随温度升度，非绝热加热增强，锋生一般而言，暖区由于潜热释放非绝热加热比冷区强，特别是考虑降水。第三章 气旋与反气旋本章结构：1.涡度与涡度方程（2） 2.位势倾向方程与方程（3） 3.温带气旋与反气旋（4）第一节 涡度与涡度方程一 涡度1. 定义：度量流体（刘先生云空气）的旋转程度和方向的物理量2. 表达式：吐槽：老是搞混 -_-| 矢量表达式： 自然坐标下的表达式：推导如下：旋转XOY坐标系，使，则有，那么 一般情况下，曲率涡度很大，切变涡度较小。3. 地转风涡度: 拉普拉斯算子，反映梯度的散度4. 绝对涡度 大尺度下，二 涡度方程即1. 倾侧项风存在垂直切变，会有水平方向涡度，同时若垂直运动在水平方向分布不均匀，会导致一部分水平方向涡度转化成为垂直方向涡度。2. 散度项 ，水平辐合，绝对涡度增加；水平辐散，绝对涡度减小。3. 相对涡度的垂直输送项 P坐标下大涡度上升，会有正的涡度输送 （Z） 下沉4. 相对涡度平流项（水平方向）影响平流项大小：1.风的大小2. 3. 与风的夹角5. 地转涡度平流，而三 方程简化略去小项，得：又比小一个量级，若大气水平无辐散，绝对涡度守恒。第二节 位势倾向方程与方程一 引言 准地转涡度方程 这里直接给出准地转热流量方程： 是高度场，是大气静力稳定度二 推导位势倾向方程（一） 出发点准地转涡度方程和准地转热流量方程（二） 推导独立变量是、和，得：位势倾向 地转风平流 温度/厚度平流的垂直变化 非绝热加热三 位势倾向方程的物理意义1. 位势倾向令，则原式=即2. 地转风平流使槽脊发生移动而不影响其发展动力因子（1） 西风带中，两者相互影响，牵制，短波中，前者重要，但随着波的拉长，曲率大大下降，长波变得主要。短期天气系统下基本是前移为主（300km以下）（2） 在槽脊线上，因此无涡度平流。3. 温度/厚度平流的垂直变化（热力因子），那么= 暖平流随高度增强或冷平流随高度减弱，则冷平流随高度增强或暖平流随高度减弱，则一般情况下，中纬度冷暖平流都是随高度减弱的，理由：地面风与温度夹角大，因此平流大；高空风与温度夹角小，因此平流小。中纬度暖平流使等压面抬高，冷平流使等压面下降。4. 非绝热加热非绝热加热随高度降低，等压面上升，随高度加大，等压面下降。如果某个地区下层地区等压面增温大于上层，则等压面上升，反之下降。四 推导方程，则 涡度平流垂直变化项 温度平流的 非绝热加热的五 方程的物理意义（与位势倾向方程类似，简单概括）项：，动力因子：地转风绝对涡度平流垂直变化项。若随p的下降（z的上升）该项变大，则为上升运动，反之，下沉运动。因此槽前脊后上升运动，槽后脊前下沉运动。热力因子：1. 温度平流的暖平流上升运动，冷平流下沉运动。 2.非绝热加热的：加热，上升；冷却，下沉第二五节 小结(本节取自刘先生PPT)一三大方程位势倾向方程方程二. 位势倾向第三节 温带气旋与反气旋(本节取自刘先生PPT)一、温带气旋生命史四个阶段：波动阶段，发展阶段，锢囚阶段，消亡阶段二、温带气旋的发展（一）斜压系统发展的物理过程及发展因子假设：高空温度场位相落后于高度场；高空槽前为地面气旋； 槽后为地面反气旋。l 上、下层大气运动相互影响l 气压场与涡度场变化协调统一 （二） 温带气旋发展过程中，空间温压场的相应变化第四章 大气环流本章结构：1.基本观测事实（1） 2.控制大气环流的基本因子和模型（2） 3.东亚环流基本特征（7）这部分主要内容将在中国天气这门课里进行讲解。大气环流是指全球范围的大尺度大气运行的基本状况，水平尺度数千公里以上，垂直尺度10公里以上，时间尺度几天。第一节 基本观测事实一 平均纬向风风量的经向分布1. 中纬度都是西风，低纬度为东风带，西风峰值在200250高度上。2. 西风大值位于冬半球，且随着行星风带南北位移17月北移，71月南移。3. 极区近地面为弱东风带，冬季对流层至平流层均为西风，夏季极区平流层为极地东风。二 平均经向风分量的经向分布1. 图4.2与图4.1相比，风的量级要小，说明大气运动以东西为主，南北为辅。2. 经向运动主要体现在赤道地区的垂直环流存在。3. 地球上基本是环绕纬圈的大气运动，有弱的南北向气流交换4. 大值区在200高度和近地面层。北半球上，冬季200高度上南风，地面北风，夏季200高度上北风，地面南风。三 平均水平环流（一）500高度场引导气流1. 极区为极涡控制冬强夏弱，冬季2个低涡中心：格陵兰西部、东西伯利亚，夏季1个低涡中心：极区2. 中高纬是以极涡为中心的环绕纬圈的西风环流冬强夏弱，西风带中有“冬三夏四”的平均长波槽。冬季三个长波槽： 东亚大槽140E 北美大槽 70w 欧洲浅槽 40E夏季四个长波槽：东亚大槽 160-180E 北美大槽 60w 欧洲西海岸槽0-10E 贝加尔湖西部槽90E冬季中低纬有5个西风带槽：东亚、北美、孟加拉湾、地中海、东太平洋3. 低纬度为副热带高压控制冬弱夏强，随季节南北位移588线（二）对流层底部大气活动中心 大气活动中心（ACA）：月平均的海平面气压场（SLP）上全年或季节性存在于某一特定区域的巨大高低压系统。全年存在的ACA称为半永久型，季节性存在的称为季节型。 北半球有个半永久性的大气活动中心海洋系统太平洋副高和大西洋副高：夏强冬弱，南北位移阿留申低压和冰岛低压：冬强夏弱格陵兰高压北半球有个季节性大气活动中心大陆系统冬季：亚洲冷高压和北美冷高压 夏季：亚洲热低压和北美热低压大气环流概论上，把全年存在的ACA称为永久型：北太平洋副高、北大西洋副高、南太平洋副高、南大西洋副高、南印度洋副高；把季节性存在的称为半永久型：蒙古高压（10月4月）、阿留申低压（9月5月）、冰岛低压（9月4月）、印度低压（4月10月）、非洲低压（10月4月）、澳大利亚印度尼西亚低压（10月3月）、南美低压（11月2月）注：这一块天原和环流貌似有些出入 四 大气环流的季节转换1、北半球大气环流的季节特点11月月为冬季环流型：西风带三个长波槽，西风急流强位置偏南，东亚南北两支西风急流月月为夏季环流型： 西风带四个长波槽，西风急流弱偏位置北，东亚一支西风急流2、两次季节突变 6月突变冬季环流型转为夏季环流型10月突变夏季环流型转为冬季环流型第二节 控制大气环流基本因子与模型因子：1. 大气水平运动尺度准水平运动2. 太阳辐射随纬度分布不均匀以纬向运动为主，经向为单圈环流（极赤环流）3. 地球自转经向三圈环流，东西风带状环流4. 地球表面不均匀性纬向环流被破坏，产生经向环流5. 地面摩擦有利于东西风带的维持6. 大气内部动力学过程和非线性相互作用（取自短期气候）一般来说，15为主要因子，6的作用体现在大气低频变化上一 大气水平运动尺度水平尺度，垂直尺度，因此垂直运动0,大气遇山失去西风角动量。汇（sink）： 低纬u0,大气遇山得到西风角动量。为使得角动量平衡，在西风急流的两侧，中、低纬槽呈西南东北向（使大气槽前西风大于槽后）导式槽高纬槽呈西北东南向（使大气槽后西风大于槽前）曳式槽六 大气内部动力学过程和非线性相互作用（该观点取自李忠贤老师的短期气候预测基础）注：能量收支在天动中有详细解释第七节 东亚环流的基本特征 A点,且，即为副高脊面。副高实际上是起到了隔离东风带与西风带的作用，在冬季，自平流层到低层大气，副高向南倾斜，但在夏季，该倾向转向北倾斜。前者称之为冬季型，后者称之为夏季型。第五章 天气形势及天气要素的预报 天气要素是天气形势的携带因素，天气形势是要素的大前提。形势预报分为两种：本章结构：1.天气系统的外推预报法 2.运动学方法 3.高空形势预报方程重点 4.地面天气形势预报 5.地形与摩擦对系统的影响本章仅涉及天气学原理一书第五章的第一节（天气系统及天气形势的天气学预报方法）内容。 第一节 天气系统的外推预报法 定义：将天气系统过去的演变趋势外延以推测未来的状况 假设：天气系统的变化缓慢或不显著且连续的这种方法时效不长，当然预报时要虑 日变化。 第二节 运动学方法（变压法）以为研究对象，槽线脊向升度方向移动槽向梯度方向移动得到（） 移速与变压的梯度/升度成正比，方向一致或相反弯曲程度越大，发展越强，速率越慢（） 分母上反映等高/压线的弯曲程度（） 气旋中心或槽线上出现负变压，系统加深，反之填塞；反气旋中心或脊线上出现正变压，系统加强，反之减弱。XX 槽前移对于圆形气旋，即沿着变压的梯度方向移动对于椭圆形气旋，焦点在X轴上，一般而言，沿着变压的梯度与X轴之间的方向移动，椭圆越扁，越接近于X轴，越圆，越接近（变压的梯度方向）。变压梯度 强度预报：以P为研究对象， 以固定坐标系下的原地气压变化等同于移动坐标系下固定坐标的气压变化注：是一个瞬时预报，长时间会失效第三节 高空形势预报方程一 概念平均层：选取几个反映大多数层次的气象特征层次，该层次的物理量认为是各层的平均。二 高空形势预报基本方程出发点：简化的涡度方程假设：地面平坦，则时，大气顶（）时，（一） 正压大气 未考虑热力因子（二） 斜压大气假设：多层等温线走向一致，那么，热成风平行，风在垂直方向上单调递增。平均层到地面的热成风认为：、与无关；地面，高空，其中是垂直方向上的平均。那么得到斜压大气的高空形势预报方程：即平均层涡度平流的局地变化等于平均层的绝对涡度平流和热成风涡度平流。三 讨论（） 斜压大气对高空中槽脊发展有影响（） 几个近似条件：1. 各层等温线近似平行2. 没有考虑地形和摩擦作用3. 平均层应当为600，一般用500代替（） 动力因子与热力因子相比，动力因子作用较大（热力乘上了0.6）四 涡度平流判断（一） 地转涡度平流的判断 ，南风： 0，东、西风：=01. 南北向槽脊：1. 使槽西退（向变高梯度走）2. 槽区=0，即槽不发展0 0 =0 2. 东西向槽脊：不会使槽/脊移动，但会影响槽/脊强度由于项较小，一般天气预报不看该项。（二） 相对涡度平流的判断 由于，可得：将地转近似带入：1. 散合项：的物理意义：等高线的密度反映了地转风的大小A 气旋式弯曲：，a 对称槽槽后汇合 槽前离散说明槽前离散，槽后汇合的对称槽向下游移动但不发展（）b 疏散槽A B C即，槽加深发展，移动方向待定c 汇合槽类似疏散槽，可得知汇合槽下，槽减弱、填塞。B 反气旋式弯曲，a 对称脊 向下游移动但不发展b 疏散脊 脊加强c 汇合脊 脊减弱小结：散合项使对称槽/脊向下游移动但不发展； 疏散槽/脊发展； 汇合槽/脊减弱。2. 曲率项由于恒成立，因此由正负决定曲率项符号 0 0 =0 0 =0 0说明曲率项影响下，槽/脊向下游移动但不发展3. 疏密（离）项：切变涡度：切变涡度随气流方向减小，有负变高。一般来说，该项是小项，实际不考虑。（三） 热成风涡度平流的判断一般来说，温度槽脊都是落后于高度槽脊槽（脊）加深（发展） 而温度槽脊都是超前于高度槽脊槽（脊）减弱（填塞）（四） 涡度平流的综合判断第四节 地面天气形势预报一、 概述与平均温度有关，利用热流量方程求解二、 推导静力方程：热流量方程：那么有：即地面变高与高空平均层变高、平均冷暖平流、平均垂直运动、平均非绝热变化有关。注：“”表示地面到平均层的平均值三、 讨论（） 若h不变，平均层高度变高，说明地面增压（） 若不变，地面与平均层之间增温，那么，地面减压（） 对于非绝热加热而言，其他因素不变，其导致地面减压A. 早春江淮气旋如海加强（海陆差异）B. 寒潮南下，高压减弱（南北差异）C. 气旋中有降水会使气旋发展（潜热释放）（） 垂直运动造成绝热变化项稳定大气下，上升运动0，地面加压 异化过程气旋/反气旋发展中，由于垂直运动造成绝热变化，制约其自身发展（） 温度平流项冷平流地面减压近似地转风暖平流地面加压四、 引导气流500的气流对地面闭合系统的移动有着指示作用，因此得名。（1）由可知，即地面气压变化为地转风与厚度的平流（2）闭合系统的移动公式由约束关系：，同理：即地面闭合系统中心的移速与其所在地的地面到平均层之间的热成风相当，大致与高层地转风相当。总的来说，地面闭合系统中心的移速小于引导气流，地面的低压中心移动的方向偏于500hPa气流的右侧；地面的高压中心移动的方向偏于500hPa气流的左侧。随时间，引导气流从西南到西北风，实际运动取、的累积，即在、之间。由于绝热变化项和非绝热变化项对温度平流项有抵消作用，地面系统中心移速为500hPa风速的5070。半经验得到暖平流区对应上升气流，且0时，0，上升运