天气预报理论摘要

1、天气学第一章大气运动的基本特征：14风场和气压场的关系一、地转风：二、梯度风：四、地转风随高度的变化热成风五、地转偏差：第十章东亚季风环流：101东亚季风环流系统103东亚季风与低频振荡我国各季环流概况和主要天气过程：第一部分：冬季寒潮等（反气旋）秋季：咼空副咼，地面冷咼，秋咼气爽。副咼增强并稳定控制，秋老虎天气。华西秋雨。冬季：东亚大槽140E附近，青藏高原北部脊90E附近，我国上空基本气流是西北风。地面蒙古冷高压（中心贝加尔湖附近），我国北部盛行西北偏北气流。长江以南为东北偏北气流，冬季风十分稳定。只有在高空有较大的低槽东移而地面气旋发展时蒙古冷高压才短时间内受到破坏，但是这种高空槽和地面

2、气旋往往又诱导一次新的强冷高压入侵东亚地区，造成一次强冷空气或寒潮天气过程。另外，诱导强冷空气向南爆发的高空槽在东移动过程中加强为大槽取代衰老的东亚大槽,于是东亚大槽经历了一次新陈代谢。当这种过程结束后冬季风又会相对稳定一段时间，整个冬季基本上就是这样一次次冷空气活动不断重复的过程。同时，南支槽输送暖湿气流,形成华南昆明准静止锋。以过程降温与温度负距平相结合来划定冷空气活动强度。过程降温三10C,温度负距平绝对值三5C,寒潮；过程降温8-9C,温度负距平绝对值4C,强冷空气；过程降温5-7C,温度负距平绝对值W3C,般冷空气；第四章大气环流：45西风带大型扰动二、西风带长波长波槽前对应着大范围

3、的辐合上升运动和云雨天气区，槽后脊前对应着大范围辐散下沉运动和晴朗天气区。43极地环流概况四、极地环流的异常寒潮三、阻塞高压与切断低压阻塞高压的建立、崩溃、后退常常伴随着一次大范围的环流形势的强烈转变（即寒潮）。它的长久维持会使大范围地区的天气反常（如梅雨）。四、切断低压东北冷涡西部常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条条副冷锋向南移动，有利于冷涡的西、西南、南至东南部发生雷阵雨天气,而且类似的天气可以连续几天地重复出现。低低暖平流高层冷平2009年6月份腿线形成的环流成因模型46急流与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天气有密切关系，600百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。第六章寒潮

4、天气过程：二、冷空气的源地和路径寒潮关键区：西伯利亚中部（乌拉尔山高压脊前偏北气流引导强冷空气向南爆发。）冷空气从关键区入侵我国有四条路径：西北路（中路）：冷空气从关键区经蒙古、河套，直达江南。长江以北以偏北大风和降温为主，到江南以后，因南支锋区波动活跃可能发展伴有雨雪天气。东路：冷空气从关键区经蒙古到我国华北北部，主力继续东移的同时，低空的冷空气折向西南，经渤海侵入华北，黄河下游，南下两湖盆地。渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风，华北、华东出现回流天气，气温较低，并有连阴雨雪天气。西路：冷空气从关键区经新疆、青海、西藏高原东南侧南下，西北风，降温幅度不大，不过当南支锋区波动与北支锋区

5、波动同位相叠加时，亦可造成明显的降温。东路加西路：东路从河套下游南下,西路从青海东南下，两股冷空气在长江、黄河之间汇合，汇合时造成大范围的雨雪天气，接着两股冷空气合并南下，出现大风和明显降温。脱亚地区專渐塔径示童凰62寒潮天气系统寒潮天气系统：极涡，极地高压，寒潮地面高压，寒潮冷锋。一、极涡亚洲一侧的极涡中心南压到西伯利亚北部，冷空气从西伯利亚源源南下，造成我国大范围持续低温。三、寒潮地面高压寒潮地面高压，多数属于热力不对称系统，高压前部有强冷平流:后部为暖平流。四、寒潮冷锋63寒潮天气过程一、寒潮中期天气过程寒潮中期天气过程分三类:倒。流型，极涡偏心型：大型槽脊东移型。三、寒潮的短中期天气过

6、程寒潮的短中期天气过稈分为三大类:小槽发展型，低槽东移型，横槽型。小槽发展型预报着眼点：小槽本身的温压场结构；小槽后的高压脊是否发展；南支槽位置；上下游效应，东亚大槽减弱东移。低槽东移型预报着眼点：槽后高压脊移至黑海、里海是否发展加强；东移过程中是否有新鲜冷空气合入。横槽型：东亚倒Q流型建立时，极涡向西伸出一个东-西向的横槽，槽前后是偏北风与偏西风的切变。冷空气向南爆发分三种情况：横槽转竖，横槽旋转南下，低层变形场作用。1、横槽转竖：横槽转竖型预报着眼点：长波调整；阻塞高压崩溃或不连续后退：横槽本身的温压场结构横槽后部暖平流正变高预示着横槽将转竖；横槽前后的风场的改变横槽后东北风转为北风或西北

7、风。小槽发展型、低槽东移型、横槽转竖三种类型寒潮天气过程都与北半球长波调整，东亚大槽破坏重建相联系。“横槽旋转南下”与“低层变形场作用”则是在欧亚大陆环流形势维持稳定少变的前提下产生的。2、横槽旋转南下：极涡西侧的长波脊稳定维持，横槽只是绕极涡中心旋转，使得冷空气只影响我国北方，当有南支槽或高原槽接应时才能造成全国性寒潮天气。3、低层变形场作用。各类寒潮天气过程的共同点：冷空气积聚是寒潮爆发的必要条件:冷空气在高空图上表现为一个冷中心（或冷舌）,地面图上有冷高压活动,冷高压前沿有一条寒潮冷锋，冷锋过后偏北大风、温度剧降。12月至2月的隆冬季节500hPa冷中心在-40C以下，700hPa冷中心

8、在-36C以下，蒙古高压中心强度在1060hpa以上，10-11月和3-5月700hPa冷中心在-28C至-32C。64寒潮天气过程的成因分析乌拉尔山地区高压脊发展是寒潮中短期过程的关键系统。65寒潮的预报根据我国预报员经验，南支西风若于青藏高原至孟加拉湾为一个高压脊,东南沿海为一南支低槽(地面冷高压的后部，暖平流加强，冷高压前部，冷平流南下),则有利于寒潮向南爆发并造成大风和降温天气。相反，若南支西风波动位相与北支正好相反，孟加拉湾为低槽,东南沿海为高压脊，黄河以南为西南气流控制，则这种形势就不利于冷空气南下。若西南气流强盛则造成大范围连续阴雨、雪天气。北方的寒潮与500hPa高度上长波脊前

9、的偏北急流密切相关，南方的寒潮与低层偏北风强风带的建立与南下，导致冷锋迅速增强(锋生)的关系更为密切。南方寒潮冷锋通常都有一个“先弱后强”的发展过程，因此追溯其冷空气的源地并无多大意义，主要应着眼于冷锋南下过程中锋牛条件，低层(850hPa)偏北强风带的建立与南下，是冷锋锋牛的主要条件。南方寒潮共同点都是在低层(850或700hPa)要建立一个偏北风的强风带,寒潮前的回暖也是相当重要的作用。低层(850hPa或700hPa)构成“西高东低”形势。强北风带就出现干850hPa等压面图上正、负变高区之间。寒潮的强度和路径预报1、强度的含义：高空图上冷中心的数值；高空锋区强度；冷平流强度；-40、-

10、44、-48C地面图上冷高压的强度；1040、1050、1060hpa地面图上冷锋强度(温度水平梯度大小)；冷锋后降温程度；冷锋后变压中心强度。锋面附近其他气象要素和天气现象也可以间接说明寒潮强度，如锋后偏北风愈强，一般则意味寒潮愈强。寒潮天气寒潮大风预报：1大风预报的物理基础：风与气压场的关系：寒潮冷锋前若有气旋或低压产生时，它们与锋后的寒潮冷高形成北(西)向南(东)低的地面气压形势,偏北大风出现的几率比单一冷锋时高很多。最大风力也大得多，强风多出现在这种形势下，是危害最严重的一种偏北大风形势。摩擦作用对风的影响：根据经验，在同样气压梯度下，江面和湖面上一般也比陆地大1-2级，海面上风力可比

11、陆地上大2-4级。温度层结对风的影响：若空气层结不稳定时，铅立交换强，空气的动量下传较强,因而使地面风速明显加大。例如，白天地面加热，空气层结变得不稳定，致使午后风速增大：夜间地面冷却，空气变得稳定，风亦减小。寒潮降温预报：5霜与霜冻的预报：如预报天空无云或少云，静风或微风而且最低气温要降至5C以下时，就可能出现霜冻。7雨凇的预报：中空的暖湿空气在低层冷空气垫上滑行，是出现雨淞天气非常有利的条件。雨淞时大气垂直结构可分为冰晶层、暖层、冷层等几层。积雪：低层冷空气：高空南支槽活动，高空西南暖湿气流活跃。造成浙江积雪的天气过程可归纳为以下四种类型，第一种类型：强冷空气南下形成的冷锋上过程性降雪，此

12、类积雪一般均较弱。第二种类型：高空强锋区缓慢南下，地面冷高压位于40N以北不再南移或分裂，近地层盛行NE气流，国内有大范围雨雪区。第三种类型：强冷空气南下后遇印缅槽东移。此类积雪情况较为严重，强冷空气影响浙江后，气温下降，移动性的印缅槽前sw气流盛行，引起较大范围积雪。第四种类型：强冷空气南下引起降温，雨止后气温回升缓慢，当华西又有负变高和降水区移出时引起降雪。要有较强的冷空气南下。几次较严重的积雪日平均气温都达-1至-2C或更低；t850小于-3C。南方要有暖湿气流配合。诸如sw气流滑升，低槽、切变线等低值系统的作用等，多数较严重的积雪发生前，长江中下游地区700hPa气温开始回升，而且出现

13、逆温现象。sw急流。四、我国境内的气团活动与气团天气秋季，变性的极地大陆气团（西伯利亚气团）占主要地位，热带海洋气团退居东南海上，我国东部地区在单一的气团控制下，出现秋高气爽天气。冬半年通常受极地大陆气团影响，它的源地在西伯利亚和蒙古，我们称它为西伯利亚气团。极地大陆气团与热带海洋气团相遇时，在交界处构成阴雨天气，冬季华南常见到这种天气。热带海洋气团，可影响到华南、华东和云南等地，其他地区除高空外，它一般影响不到地面。高空西南暖湿气流北极气团可南下侵袭我国，造成气温剧降的强寒潮天气。春季，极地大陆气团与热带海洋气团势力相当，互有进退，因此是锋系及气旋活动最盛的时期。夏半年，极地大陆气团在我国长

14、城以北和西北地区活动频繁，它与南方热带海洋气团相遇，是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。热带大陆气团常影响我国西部地区，被它控制持久的地区，就会出现严重干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团（又称季风气团），可造成长江流域以南地区大量降水。三、锋的分类：暖锋多在我国东北地区和长江中下游活动，大多与冷锋联结在一起。23锋面附近气象要素场的特征五、锋面天气：锋前坏天气：第二型冷锋，快行冷锋，700hp槽线位于地面锋线附近或锋前，其坡度大，冷锋下段的暖空气作强烈的对流运动；冷锋上段，位于高空槽后，在较强冷平流下，暖空气沿锋面下滑，出现下沉气流。高空槽和冷锋过后，偏北风加大，云层变薄，天气即转好。在夏

15、半年，暖空气层结不稳定时，由于锋面猛烈抬升，锋前可形成积雨云并伴有雷阵雨天气。锋后坏天气：第一型冷锋，缓行冷锋，700hp槽线位于地面锋线后面，如果暖空气比较湿而稳定，则锋前的天气由晴转为多云（中高云）天气，冷锋过后，风雨交加,700mb高空槽过后大雨即停，转为中云天气，待500mb高空槽过后才会转为晴或高云天气。如果暖空气层结不稳定，则在雨层云中可能发展成积雨云和雷阵雨天气。暖锋降水发生在锋前还是锋后，主要视暖锋低空的辐合强度和高空槽线的位置而决定。若暖锋低层辐合明显，且700hPa槽线或气旋式曲率大的地方大致在地面暖锋上空，则暖锋前降水较大；若700hPa槽线或气旋式曲率大的地方在暖锋后很

16、远，而暖锋上空的700hPa等高线又具有反气旋曲率，则降水将在暖区发展；若暖空气层结不稳定，暖锋上也可发展积雨云和雷阵雨天气。准静止锋云系可分为两类：一类是无降水或仅有层积云和雨量极小的零星降水，它们多半处在高压控制下；另类是有显著的降水，锋上暖空气有较强的上升运动，雨区北界位置往往与700hPa切变线位置一致。锢囚锋的云系也是由两条锋面的云系合并而成，所以天气最恶劣的地区及降水区多位于锢囚锋附近。降水区的宽度，一般从地面锋线至700hPa槽线。24锋面分析地面的锋线位于高空等压面图上等温线相对密集区的偏暖空气侧。一、分析地面天气图上各气象要素场以确定锋面的位置：温度、露点、气压和风、变压（3

17、h变压、24h变压和变温）、云和降水。二、应用卫星云图分析锋面：在500hPa槽线以东的冷锋是活跃冷锋，活跃的冷锋与强的斜压区相联系。在强的斜压区内一般有明显的温度平流（冷平流）和强的风速垂直切变。在500hPa槽线后面的冷锋段为不活跃冷锋。逗点云系出现在对流层中上部最大正涡度平流区域。第三章气旋与反气旋五、气旋与反气旋天气特征锋面气旋天气特征：锋面气旋的中部和前部在对流层中下层主要以辐合上升气流占优势。暖锋前，雨层云，连续性降水和较坏的能见度。冷锋后，冷锋天气。波动阶段多数是第二型冷（快行冷锋）锋，发展阶段第一型冷锋还是第二型冷锋视高空槽和锋线分布情况而定。在气旋的暖区，如果水汽充沛，层云、

18、层积云，毛毛雨和雾等天气现象。如气团处于热力不稳定时，则在气旋的各个部位，都可能有对流性天气发生。反气旋天气特征：反气旋的中下层有显著的辐散下沉运动，一般说来，常是晴朗天气。反气旋的中心附近，下沉气流强，天气晴朗，夜间或清晨有时会出现辐射雾。当水汽较多时，在逆温层下往往出现层云、层积云，毛毛雨和雾等天气现象。反气旋的外围往往有锋面存在，反气旋的东部或东南部，因接近冷锋，常有较大的风力和较厚的云层，甚至有降水：反气旋的西部和西南部，往往处在高空槽前，上空就有暖湿空气滑升，而有暖锋前天气。35东亚气旋与反气旋一、东亚气旋的源地、路径和移速锋面气旋的移动方向均沿对流层(500hPa或700hPa)气

19、流的方向移动，东亚气旋的移动速度平均为每小时三四十公里。二、东亚反气旋活动地区、移动路径和移速从蒙古西部到我国河套地区呈西北一东南向的狭长地带内反气旋出现频数最高。进入我国的温带反气旋，大都是从亚洲北部、西北部或西部移来的，只有少数是在蒙古西部形成的。三、蒙古气旋和江淮气旋江淮气旋以春季和初夏较多，其形成过程大致可分为两类：静止锋上波动，倒槽锋生气旋。静止锋上波动：与典型气旋的生成过程类似。当江淮流域有近似东西向的准静止锋存在时,如其上空有短波槽东移，槽前正涡度平流减压作用形成气旋式环流，偏南气流使锋面向北移动，偏北气流使锋面向南移动，于是静止锋变成冷暖锋。若波动中心继续降压，则形成江淮气旋。

20、倒槽锋生气旋：地面变性高压东移入海后，由于高空南支锋区上西南气流将暖空气向北输送，地面减压形成倒槽并东伸。这时在北支锋区上有一小槽东移，在地面上配合有一条冷锋和锋后冷高压。由于高空暖平流不断增强，地面倒槽进一步发展并在槽中有暖锋锋生，并形成了暖锋。此时，西北小槽继续东移，南北两支锋区在江淮流域逐渐接近。冷锋及其后部高压也向东南移动，向倒槽靠近。最后，高空南北锋区叠加,小槽发展，地面上冷锋讲入倒槽与暖锋接合，在高空槽前的正涡度平流下方，形成江淮气旋。如果在此过程中，北支锋区小槽及地面冷空气较弱不能南下时，单纯在南支槽的动力、热力作用下也可形成江淮气旋，但很弱。江淮气旋是造成江淮地区暴雨的重要天气

21、系统。迅速发展的江淮气旋并伴有较强的大风，暖锋前有偏东大风，暖区有偏南大风，冷锋后有偏北大风。第五章天气形势及天气要素的预报52气象要素和天气现象的天气学预报方法二、大风的预报我国的大风以春季最多。我国常见的大风有冷锋后偏北大风，高压后部偏南大风，低压大风，以及台风大风和雷雨冰雹大风等。冷锋后偏北大风，咼压后部偏南大风，低压大风，以春季最多。冷锋后偏北大风：冷锋后偏北大风出现在冷锋后高压前沿气压梯度最大的地方。此外还要考虑高空动量下传。利用高空图分析冷平流的分布和强度：如果高空图上冷平流不明显，且所及的高度又低，则表明冷空气既弱而又浅薄。这时在移动过程中的冷高压将不断地变性和减弱。这种形势不利

22、于地面出现大风，而且已出现的大风亦将趋于消失。利用地面团分析三小时变压的分布和强度：根据经验，从冷锋后3h变压的强度看，在02,08,20时地面图上，正变压中心值大于或等于4hPa,或在14时地面图上大于或等于3hPa时，则在锋过后常出现大风。2.咼压后部偏南大风：高压后部偏南大风：“东高西低”的形势。如果西部有低压东移，特别是低压发展东移时，也可以出现较大而持久的偏南大风。3低压大风：江淮气旋和东海气旋大风多在气旋入海后出现。气旋的东部为较强东南风和南风，西部为偏北和西北大风。低压中心附近等压线密，有大风；高压边缘等压线密，有大风。5.3数值预报产品的释用二、PP法和MOS法第七章大型降水天

23、气过程7.1降水的形成与诊断一、降水形成过程一般降水的形成过程，水汽条件，垂直运动条件，云滴增长条件。冰晶效应在有冰晶和过冷却水滴共存的云中，由于冰面的饱和水汽压比过冷却水面的饱和水汽压小，当空气中的实有水汽压介于两者之间，即大于冰面饱和水汽压而又小于水面饱和水汽压时，过冷却水滴会因蒸发而减小，水分子不断由水滴向冰晶上转移，冰晶则因凝华而增大(如附图)。“冰晶效应”，当云层发展很厚，云顶温度低于-10C，云的上部具有冰晶结构时，就会产生强烈的降水。暴雨形成条件，充分的水汽供应，强烈的上升运动，较长的持续时间。暴雨：西南涡、台风。在计算时，先设地面饱和比湿为14g/kg。如果50mm降水量在一天

24、之内均匀下降，那么降水时的最大上升运动约为10.8cm/s；若50mm降水量在5h降完，则降水时的最大上升速度约为54cm/s；若50mm降水量在1h内降完，则降水时的最大上升速度为260cm/s。上面三种上升速度，反映了三种不同尺度系统的降水。第一种属于大尺度系统；第二种属于中尺度系统；第三种属于小尺度系统。实际上一般暴雨，尤其是特大暴雨都不是在一天之内均匀下降的，而是集中在一小时到几小时内降落的，所以降水时的垂直运动是很大的，是由中小天气系统所造成的。如此大的垂直运动，只有在不稳定能量释放时，才能形成。所以在考虑暴雨时，必须分析不稳定能量的储存和释放的问题。三、水汽条件的诊断分析1、水汽含

25、量各层比湿：700百帕比湿$8克/千克，相当于850百帕比湿$14克/千克。各层饱和程度：饱和区，相对湿度，f$90%,T-TdW2C：湿层厚度，湿层即饱和层，湿层越厚，降水越强。2、水汽通量散度：在降水区中，水汽通量辐合主要由风的辐合所造成，特别是在低层空气里水平辐合最为重要。四、垂直运动条件的诊断分析用连续方程诊断垂直运动1、低层散度的诊断，用850、700百帕上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水。2、高层散度的诊断,高层散度主要决定于相对涡度平流。槽前，有正相对涡度平流，高层辐散，有上升运动。槽后，有负相对涡度平流，高层辐合，中层有下沉运动。用e方程诊断垂直运动（用某一层上的温压场

26、）五、地形和摩擦对降水的影响地形的动力作用:a.强迫抬升：b地形辐合:地形的云物理作用；摩擦作用；72大范围降水的环流特征一、中国降水的气候概况江淮梅雨在6月中旬开始，华北、东北雨季在7月中旬开始；一般大雨带位于500百帕副热帶高压脊线北侧8-10纬度,100hpa青藏高压的北侧，副热带西风急流的南侧。陵4-?2-10-1梅雨成因分析中国的暴雨主要由台风、锋面和从青藏高原东移过来的气旋性涡旋（西南涡、西北涡）引起的。除台风暴雨外，大多数暴雨都与中高纬冷空气向南的侵入有关。三、江淮梅雨典型梅雨环流特征:咼层：梅雨期开始时，咼层南亚咼压从咼原向东移动，位于长江流域上空（咼压脊位于30N以南）。中层

27、：副热带地区：副高呈带状分布，其脊线从日本南部至我国华南，略呈东北一西南走向，在120E处的脊线位置稳定在22N左右。孟加拉湾低槽使长江中下游地区盛行西南风，与北方来的偏西气流之间构成一范围宽广的气流汇合区，有利于锋生并带来充沛的水汽。中纬度地区：巴尔喀什湖及东亚东岸（河套到朝鲜之间）建立了两个稳定的浅槽，高纬度地区：为阻高活动的地区。阻高可分为以下三类：单阻型、双阻型、三阻型。双阻型（标准型）：西阻高位于乌拉尔山附近，东阻高在雅库茨克附近。在这两个阻高之间是宽广的低压槽，35-40N是一支较平直的西风，在贝加尔湖西面的大低槽内，不断有冷空气南下。三阻型在这些阻高南部亚洲范围35-45N间是一

28、个平直强西风带，且有锋区配合，其上不断有短波槽生成东移，但不发展。3低层：a、地面图上江淮流域有静止锋停滞，在850百帕或700百帕上则为江淮切变线,切变线之南有与之近乎平行的低空西南风急流,雨带主要位于低空急流和700hPa切变线之间。如在500百帕平直西风带上有较弱的低槽东移，则在低空常有西南涡与之配合沿切变线东移，在地面上引起静止锋波动产生江淮气旋。这种气旋是不发展的，一次次气旋活动，即产生一次次暴雨过程。西南涡、副高和华北小高压之间的暖切。b、当中纬度西风带上有较强的低槽东移时，静止锋波动能发展为完好的锋面气旋，并向东北方向移动。气旋后部有较强的冷空气推动静止锋南下，使它转变为冷锋。气

29、旋和冷锋降水之后，江淮地区天气暂时转晴。如果整个大形势没有变化，则下一个低槽冷锋活动又重新构成梅雨形势。综合上述三层环流形势，在低层是东北风或西北风与西南风形成的辐合上升区。中层是无辐散层。高层是辐散层。江淮梅雨锋结构：锋面两侧水平温度梯度小，湿度梯度较大.副高西侧的暖湿气流与北方冷空气交绥于江淮地区。五、长江中下游春季连阴雨长江中下游春季连阴雨环流型：（类似梅雨双阻型）欧亚阻高型；北方大低涡型；乌拉尔山阻塞高压，西伯利亚宽槽，孟加拉湾低槽前西南气流输送暖湿空气。以上两种形势的共同特点是南支向长江中下游输送的暖湿空气与北支输送的冷空气在长江中下游得以交汇，形成切变线和准静止锋，有一次小槽的东移

30、活动，就有一次降水过程，当这种形势稳定时，就会不断地有小槽活动，从而造成连阴雨。乌拉尔山长波脊前常有冷空气南下，使其东侧低横加深，分裂小槽东移。副高西北侧的西南气流向暴雨区输送水汽。其上不断有小槽东移，引导冷空气南下与南方暖湿空气交绥于江淮地区。73降水的天气尺度系统降水天气系统指具备降水条件、伴随降水过程的天气系统。它分为：天气尺度系统，降水以中小雨为主:中小尺度系统，以较强降水为主。降水的天气尺度系统包括：高空槽、锋面、气旋、低空切变线、低空低涡、低空急流、高空冷涡等。一、低空切变线一般把出现在低空（850和700百帕面上）风场上具有气旋式切变的不连续线称为切变线。切变线是副高西北侧西南气

31、流和西南涡或西风带小高压南侧的偏东气流之间的辐合线。春季，副高脊线位于20N以南，华南切变线，6月-7月初副高脊线位于22-25N，江淮切变线；7月中旬-8月副高脊线位于30-35N,华北切变线；切边线与副高西北侧西南气流有关。江淮切变线常与地面静止锋或缓行冷锋相配合，有时只有切变线而无锋面。江淮切变线的降水多位于地面锋线与700百帕切变线之间，700百帕切变线以南的偏南分量越大，降水量愈大。江淮切变线上产生的暴雨与西南涡有关。江淮切变线的形成:700百帕槽线在移动过程中受副高阻挡,槽线顺转为东西走向的切变线。江淮切变线的移动高空槽加深，地面气旋发展，槽后切变线南移。副咼加强北上，切变线北抬；

32、副咼减弱东撤，切变线南压。西南涡东移，切变线南北摆动。(西南涡与切变线叠加，形成一段段的暴雨区)切变线的消失高空槽加深，副高减弱东撤，切变线南移逆转为西风槽而消失。切变线北方小高压合并至副高，切变线消失。二、低空低涡西南涡：形成于四川西部地区，700(或850)百帕上的具有气旋性环流的闭合小低压，直径一般在300-400公里左右。(3-4经度)西南涡的移向与相应的500hpa上气流方向基本一致，但略偏南些：移速则为500hpa上风速的50%-70%；位于切变线上的西南涡，常沿切变线东移。西南涡的发展冷空气从低涡的西部或西北部侵入，低涡东移发展;500百帕上高原槽发展东移，有利于西南涡的东移和发

33、展。当500百帕上西北槽较强,南伸至较低的纬度时，如西南涡处在槽前，或槽线的延长线上，构成“北槽南涡”形势时,则有利于低涡的东移和发展：西南涡的天气:雨区主要分布在低涡的中心区和低涡移向的右前方(暖切变)。低涡的左前方降水较小，而低涡后部则基本无雨。西南涡东移发展，往往引起地面锋面气旋的发生发展，大风、低云、恶劣能见度等也随之出现。西南涡日变化，一般夜间或清晨天气更坏些。三、高空冷涡东北冷涡以56月为最多。东北冷涡的西部常有冷空气补充南下，地面图上表现为一条条副冷锋南移。四、低空急流与暴雨相联系的低空急流。大雨带位于低空急流左侧，暴雨中心位于低空急流中心附近。绝大部分暴雨发生在低空急流的左侧2

34、00公里范围内，其中多数又降落在低空急流的中心的左前方。大多数暴雨在西南涡的右前方、低空急流中心的左前方生成。低空急流风速最大值前部为上升运动，后部为下沉运动。急流轴左前方是正切边涡度区，左侧有上升运动、右侧为下沉运动。暴雨多出现在急流轴的左前方或者最大风速中心的前方。中尺度急流常常表现为大尺度急流带中的强风速中心。沿低空急流存在中尺度大风速中心（大风核），大风核前方上升，后方下沉，暴雨出现在大风核前方的强上升支气流中。低空西南风急流，西南涡、暴雨、高空急流和经向垂直环流等系统是一个相互联系相互作用的统一整体。低空急流与暴雨之间有正反馈作用。低空急流的下方边界戻内常伴有偏南风最大风速轴,当其风

35、速达到12m/s以上时称为边界层急流，暴雨就发生在这两支急流交点的北侧，其概率几乎达到100%。五、天气尺度系统对暴雨的作用天气尺度系统的上升运动强度还不能产生暴雨，暴雨主要是在中小尺度系统中下降的。天气尺度系统对暴雨的作用主要表现在下列几方面：（一）制约和影响形成暴雨的中尺度系统的活动：（二）供应暴雨区的水汽；天气尺度的上升运动是促成不稳定能量释放的触发条件。产生暴雨的中小尺度系统生成后，一般沿对流层中层（700或500hpa）气流移动，故天气尺度系统制约了中小尺度系统的移动方向.水汽的水平输送集中在边界层中。74暴雨中尺度系统一、中尺度雨团暴雨主要是在中小尺度系统中下降的。暴雨中尺度系统：

36、中尺度雨团，中尺度雨带，中尺度雨团是由10公里左右的降水单体所组成的，并伴有10e-4每秒的低空辐合。中尺度雨团相配合的中尺度系统有中尺度低压、中尺度辐合中心、中尺度辐合线和中尺度切变线等三、中尺度系统的不稳定发展及触发条件中尺度雨团或中尺度雨带总是在一定的天气尺度背景下生成的。这些背景包含两方面的条件:一是使中尺度系统得以不稳定发展的环境条件：另一是不稳定发展的触发条件。（二）暴雨中尺度系统的触发条件：锋面抬升：冷锋进入不稳定区促使强雷暴生成。锋前飑线穿过不稳定区向东移动，不断发展，最后当其移到稳定区域时，便趋于消亡。2露点锋或干锋抬升：这类干锋上原先没有什么强天气。但当500hPa有小槽移

37、近时，干锋便会变活跃，出现强对流天气。3能量锋与Q系统的触发：强对流和暴雨常发生在高能比轴附近，即Q型的中间轴上。因为这里是高温高湿的地区，两侧有干冷空气向这里夹挤使暖湿空气抬升。4地形抬升作用：5近地层加热的不均匀性：在早晨有雾或层云覆盖的地区内，午后不会有对流生成。相反，在云区周围的边界地区，如在早晨是晴空的地区，则午后却会出现积雨云和雷暴。6重力波的抬升作用：由冷锋产生并迅速移至其前方的重力波，能激发飑线的形成。重力波引起的上升速度比天气尺度的上升速度大一个量级。7雷暴前方伪冷锋的抬升作用：在雷暴消亡阶段，常常见到有一条条对流云线即伪冷锋，从雷暴区向外移出去。这种小积云线移到位势不稳定区

38、时，可以触发位势不稳定能量的释放。尤其在这类小积云线与冷锋或飑线相交的地方，对流活动更强。8.海陆风辐合抬升。75不同高度急流对暴雨生成的作用超低空急流（即900hPa以下的极大风速轴）。超低空南风急流起到了决定性的作用，因为大量的水汽通量辐合是暴雨产生的根本条件。暴雨区位于超低空南风急流的北端，低空西风急流的北侧，和咼空西风急流的南侧，在暴雨区有显著的南北风辐合。超低空南风急流、低空西风急流和高空西风急流，这3种急流在这次暴雨过程中皆具有重要作用，相对来说，超低空南风急流起到了决定性的作用，因为大量的水汽通量辐合是暴雨产生的根本条件如果没有强大的水汽通量辐合，即使其他条件皆具备也只能产生较小

39、的降水。我国各季环流概况和主要天气过程：第三部分：对流性天气和台风夏季：80-90E出现槽取代原来的平均脊。雨带发生在副咼西北部的西南气流与冷空气交汇的地方。冷空气南下，在咼空图上表现为冷性低槽或冷涡，而在地面图上则表现为冷性闭合小咼压或咼压脊。6-7月雨带停留在长江中下游，这就是梅雨，7月中旬梅雨结束，雨带北移到华北，长江流域相对于旱。此外，随着副咼脊线北抬，东风带系统可影响到35N。暴雨天气对流不稳定条件的要求不咼。暴雨系统移动缓慢。强对流的潜在不稳定能量层次比暴雨厚，但自由对流咼度要咼一些。第八章对流性天气过程81雷暴的结构及雷暴天气的成因一、一般雷暴的结构：雷暴单体水平尺度约十几km。

40、二、一般雷暴天气的成因：雷电：一般来说，云中放电强度及频繁程度与雷暴云的高度、强度有关。随着云顶增高，闪电、雷鸣便愈益频繁。三、“稳定状态”的强雷暴的结构：强雷暴与一般雷暴的主要区别：强的不稳定能量和强的垂直切变。强对流风暴一般是在强的垂直风切变的环境中生长起来并能维持。强雷暴与一般雷暴的主要区别表现在系统中的垂直气流的强度（强雷暴一般比一般雷暴强得多），以及垂直气流的有组织程度和不对称性。超级单体风暴是具有单一的特大的垂直环流的巨大的强风暴云。水平尺度：20-40km。结构特征：1、风暴云顶高:3、无（或弱）回波区（穹窿）：强上升气流，疑结的新鲜云滴还来不及增长就被带走，所以在风暴云的右前方

41、形成一个只有小云滴而没有（或很少有）大水滴的地区，有时也可能是无云的空穴。在雷达的RHI上便呈现为一个无（或弱）回波区。穹窿上风方有强降水，回波墙。穹窿上部（即最大上升气流高度以上的地方）的下风方，有大量的降水物累积于此（即大水滴或冰雹累积区），“前伸悬垂体回波”。飑线长约几十至几百公里。四、强雷暴天气的成因冰雹云5个特点：斜升气流较强，最大匕升速度一般在15米/秒以上。这样大的上升速度能承托住直径15-20mm的雹粒。一般来说，可能降落的最大雹块直径与最大上升速度大小成正比。最大上升速度及水分累积区的高度一般在温度零度层以上，因此水分累积区中的水滴都是过冷水滴。这个过冷水滴累积区是产生冰雹的

42、主要源地，称为“雹源”或“冰雹生长区。”水份累积区的含水量较为丰富，一般都不小于15-20克/米3，累积厚度不小于1.5-2.0公里左右。云内0C层的高度适当，不太高也不太低。一般认为以600百帕（或4公里）上下为宜。82中小尺度天气系统一、中小尺度天气系统的概念与雷暴有关的中小系统在雷达回波上表现为中小尺度的回波团，在卫星云图上表现为中小尺度的云团、在气象要素场（天气图）上则表现为中小尺度的高压（脊）、低压（槽）等气压系统。中B系统20200km二、飑中系统和飑现象相联系的一类中系统叫飑中系统，它包括雷暴高压、飑线、飑线前低压和尾流低压等中系统。飑线上单体移向基本上与850-500百帕平均风

43、一致，有时略偏右。三、中尺度低压系统中尺度低压系统：中低压：中气旋:四、中小尺度扰动的特征大尺度系统中垂直速度仅为每秒几厘米。而在雷暴云中，10米每秒的上升速度是常见的。83对流性天气预报的物理基础一、大气不稳定性与对流性天气形成的条件（一）静力不稳定T-lnp图上这种气块温度升降的曲线叫做“状态曲线”,而大气实际温度分布曲线叫做“层结曲线”在抬升凝结高度以上，状态曲线与层结曲线的第一个交点叫自由对流高度，它表示从这一点开始，气块可以不依靠外力，而只用浮力便能自由上升。状态曲线与层结曲线的第二个交点叫做对流上限。对流性天气形成的条件：水汽条件：不稳定层结：抬升条件。（二）对流性不稳定对流性不稳

44、定（位势不稳定）：假相当位温随高度减小。（三）不稳定能量（四）对流性天气形成的条件形成对流性天气的基本条件有三个，即水汽条件：不稳定层结条件：抬升力条件。只有产生了某种触发（抬升）作用，使气块强迫抬升达到自由对流高度以上时，这个气块才能靠着气层浮力的支持自动地加速上升，从而形成强大的上升气流。这时气层的不稳定能量已释放出来，转化成上升气块的动能。二、稳定度的局地变化：假相当位温平流通常是引起对流不稳性局地变化三项中的最重要的一项。高层冷平流，低层暖平流；低层暖平流比高层暖平流强；日射作用使低层空气增热，气层趋于不稳定。低层湿平流（暖湿平流），高层干平流（干冷平流），导致不稳定增加。几种常见的有

45、利于对流性天气产生的形势：（1）在高层冷中心或冷温度槽与低层暖中心或暖温度脊叠置的区域，会形成大片雷暴区。（2）当冷锋越山时，若山后低层为暖空气控制，则由于山后低层暖空气之上有冷平流叠置，使不稳定度大为增强。（3）在高层高空槽已东移，冷空气已入侵，而中层以下仍有浅薄的热低压接近，或有西南气流，或有显著的暖平流时，容易使不稳定性加强。（4）当低层有湿舌而其上层覆盖着一干气层时，或在高层干平流与低层湿平流相叠加的区域，会使对流性不稳定增强。三、对流天气的触发机制：天气系统造成的系统性上升运动：锋面的抬升、槽线、切变线、低压、低涡等。除了上述系统件辐合运动以外，低空流场中风向或风速的辐合线、负变高或

46、负变压小心区都可产生拾升作用。在对流层中，大尺度上升运动虽只有1-10cm/s的量级，但持续作用时间长了就会产生可观的抬升作用。例如，5cm/s的上力气流持续作用6-12h，就可以使空气抬升1-2km，这样强的拾升可把一般的低层逆温消除掉。在水汽及稳定度条件满足的情况下，有时只要有低层的辐合就能触发不稳定能量释放，造成对流件天气。因此，在夏季作对流性天气预报时，要特别注意分析低层的辐合流场。地形抬升作用：迎风坡和背风波。山地迎风坡的抢升作用也很大。因此，山地是雷暴的重要源地。局地热力抬升作用。四、强雷暴发生发展的有利条件1、逆温层：贮藏不稳定能量。2、前倾槽：高空干冷平流，低层暖湿平流。3、低

47、层辐合，高层辐散。4、高、低空急流：高空急流下方强的垂直切变。低空急流输送暖湿空气促使大气不稳定。5、中小系统：84对流性天气的预报方法1、锋面雷暴的预报后倾槽，锋面而雷暴一般发生在锋面前后（槽前）。前倾槽，雷暴发生在槽后、锋前的区域内。冷锋雷暴一般生成于冷锋过境前后2-3h之内。静止锋或暖锋上的雷暴多数是分散的，而且在后半夜出现的机会较多。这是因为后半夜云顶辐射降温较大，使云层变得不稳定，从而加强了对流的发展的缘故。2、高空槽、切变线雷暴的预报3、低涡雷暴的预报夏季在东北和华北地区常常出现冷涡雷暴。冷涡雷暴主要出现在冷涡的南部及东南部位，而以出现在东南部位的最为常见。这是因为冷涡的东南部与太

48、平洋高压靠近有很强的气流辐合的缘故。在冷涡的东北和西北部位也可产生雷暴，但较少。冷涡雷暴一般是与地面冷锋或高空小横槽相伴出现和活动的。冷涡后部的小横槽（旋转槽）对冷涡雷暴的产生和持续出现起着重要作用。在冷涡控制区域，在低层850hPa有较明显的暖湿平流，高层有冷平流的区域，往往有强雷暴或冰雹出现。东移的西南涡往往在其东部和东南部和湿舌相交处发生雷暴。4、副热带咼压西北部雷暴的预报在对流层低层，副热带高压西北部空气比较暖湿，常常储存大量的不稳定能量。在有外来系统侵入或没有外来系统侵入的情况下，都有发生雷暴的可能。当副咼东撤，也可引起不稳定能量释放而造成雷暴。当副咼西北部有锋面、低压、咼空槽、切变

49、线、低涡等系统影响时，副高西北部会出现较广的雷暴区。在副热带高压西北部还经常出现低空急流，低空急流对雷暴、冰雹等对流性天气的发生也有很大影响。温度层结曲线与露点曲线呈上干、下湿的“喇叭状”配置时，就有利于形成雷暴大风。雷暴大风是由于雷暴云中下沉的冷空气强烈辐散而造成的。雹区大致有三个地带：2-3月以西南、华南和江南为主，4-6月中旬以长江流域和淮河流域为主，5月下旬至9月以西北、华北、东北地区为主。依据500hPa气压场形势，配合对流层低层的特点，将冰雹天气形势划分为四个类型：高空冷槽型、高空冷涡型、高空西北气流型和南支槽型。1、高空冷槽型：前倾槽和后倾槽。主要降雹机制是锋面移动促使前方暖湿空

50、气抬升而成。此类降雹按降雹区和高空槽的相互位置，又可分为槽后和槽前降雹两个副类。2、高空冷涡型：据统计，雹区多出现在冷涡的东南象限、距冷涡中心7个纬距的范围内。这种冷涡可分成东北冷涡、蒙古冷涡、西北冷涡。主要影响地区在100E以东，35N以北。3、高空西北气流型：在槽后西北气流里不断有小股冷空气滑下来，可促使低层暖湿空气的不稳定能量释放并形成冰雹。因为长波槽稳定，所以同一地区可连续几天降雹。此型在4-9月都可出现。降雹地区主要在100E以东，32N以北。4、南支槽型：当对流层中、低层暖区内岀现辐合中心、辐合带、切变线等系统时，暖湿气流受到抬升，容易造成剧烈的对流性天气。降雹天气主要有三种型式：

51、气团性降雹、锋面降雹、低空切变降雹。长江中、下游一带静止锋上，大多数在高空槽前辐散场诱导作用下容易生成气旋波，在波前暖区内降雹。除了上述典型的冰雹天气形势外，一般来说，凡是强冷锋入侵区；正涡度较大区；对流层低层的槽、切变、低压中心等辐合系统与高空槽前辐散场叠置区，高空急流与低空急流“汇合”和交叉区；垂直风速切变较大区等，都是有利于造成冰雹的形势。适宜降雹的零度层高度一般在四千米左右，-20C层高度在400hPa等压面高度附近或以下有利于降雹。最大及地雹块半径与最大上升速度的平方成正比。云砧走向与300hPn风向一致。三、对流性天气的甚短期预报和临近预报进行甚短期预报和临近预报，在目前主要依靠强

52、化观测手段，并对大量的观测资料用电子计算机进行快速处理，作出实时分析、处理和预报。第九章低纬度和高原环流系统93太平洋副热带高压副高结构：夏季副高脊线在对流戻中部以下向北倾斜。1、湿度：主要湿舌从大陆高压脊的西南缘及西缘伸向高压的北部。2、散度:在高压区内，低层以辐散占优势，但主要位于高压南部，而北部尤其西北侧多为辐合区。高层，高压北部为辐散，南部为辐合，并扩展到中心部分。3、垂直速度：在对流层中上层，高压脊轴南侧存在着广大的下沉运动，北侧及脊轴附近有上升运动。另外，在对流层下层脊轴附近为下沉运动。二、西太平洋副热带高压的变动与我国天气的关系：副咼西端的脊伸达我国沿海，夏季可伸入大陆，冬季在南

53、海上空形成独立的南海咼压。在脊线附近，为下沉气流，多晴朗少云天气，又因气压梯度较小，风力微弱，天气炎热。高压脊的北侧与西风带副热带锋区相邻，多气旋和锋面活动，上升运动强，多阴雨天气。脊的南侧为东风气流，当其中无气旋性环流时，一般天气晴好，但当有东风波、台风等热带天气系统活动时，则常出现云、雨、雷暴，有时有大风、暴雨等恶劣天气。当脊西伸时，因其西部地区原来往往为低压或槽所控制，故天气较坏，水汽较多。脊刚到达时，下沉气流尚不十分强烈而天气却会转晴，所以有时有热雷暴产生，且这种雷暴多出现在脊西部有小范围气旋式风切变的地方。随着脊的进一步西伸，下沉气流逐渐加强，受其控制的地区则出现晴朗少云天气。当脊东

54、撤时，其西部常伴有低槽东移，有上升运动发展。如果大气潮湿且不稳定，就会造成大范围雷阵雨天气。副高和台风的关系：太平洋上的台风多产生于副高南缘，并沿副高的外围移动。台风在受其外围气流“操纵”的同时会给副高一定的影响，特别当台风强大时，影响更为显著。当副高呈东西带状，且强度比较强时，位于其南侧的台风将西行，且路径较稳定。当台风移到副高西南侧时，高压脊便开始东退；在台风北行时，高压脊继续东退。而当台风越过脊线后，则位于台风南侧的高压脊又开始西伸。当副高脊较弱时，台风可穿过其脊，使脊断裂。94南亚高压二、南亚高压的活动特征：南亚高压三个基本的天气型过程：西部型过程：中心位于90N以西，长江流域多雨；东

55、部型过程：中心位于90N以东，长江流域少雨；带状型过程：东亚夏季风环流系统的准双周振荡：副咼和南亚咼压反向摆动的准双周震荡。当高原经度范围由长波脊变为长波槽时，南亚高压由西部型转为东部型；当高原经度范围由长波槽变为长波脊时，南亚高压由东部型转为西部型。三、南亚高压对我国和亚洲天气的影响当南亚高压为西部型过程时，我国东部处于长波槽区，长江中下游多雨。95赤道辐合带赤道辐合带可分为两种类型。一种是无风带，处于东风带和西风带之间的过渡带：另一种是信风带，它是东北信风与东南信风气流汇合地带。在中南半岛经度上，赤道辐合带活动于25N和10S之间。ITCZ中高层以辐散为主，低层以辐合为主。最北位置可达22

56、-25N,影响华南、云贵一带的天气。96热带波动和热带涡旋一、东风波东风波：副高南侧对流层中下层东风气流里，常存在一个槽或气旋性曲率最大处，呈波状形自东向西移动。经典的东风波:东风风速随高度减弱,东风波槽两侧的辐合辐散分布在对流层低层较为明显，槽后东南风，对流戻低层槽后辐合，天气产生于槽后。二、赤道反气旋在赤道辐合带云带的赤道一侧，常有大范围的少云或无云区，这往往是低层赤道反气旋、高压脊、气流转换的缓冲带所在。赤道附近这一风向转变或气流的转换带，叫做赤道缓冲带。赤道缓冲带实际上是个高压脊在适当条件下，它可发展加强，能出现闭合反气旋中心，形成赤道反气旋（即赤道高压）。赤道反气旋还可北上与北半球副

57、热带高压合并，造成副热带高压加强。另外，当赤道反气旋西移时，其西部和北部的云团也一齐向西移动，有些云团在西移中不断发展，有时可形成西太平洋台风。97云团在热带地区卫星云图上经常出现的直径达4个纬距以上的白色密蔽云区，称为云团。伴有大风暴雨。云团可分为三种类型：尺度较小的“爆玉米花状”云团、尺度在4X4纬距以上的一般的热带云团、“季风云团”（发生于热带印度洋和东南亚）。对流云系垂直结构分为：流入层、垂直运动层和流出层。；匕紂模式I宜彼：*io住里，生命：几小时至几天垂直运动层港热任放区98台风一、概述台风的范围与强度：直径一般为600-1000多千米。台风的强度是以台风中心地面最大风速和台风中心

58、海平面最低气压为依据的。台风的生命史，平均为一周左右。二、台风的结构台风流场特性：1台风内低空风场的水平结构可分为三个不同的部分：台风大风区：亦称台风外圈，直径一般约为400-600公里，有的可达8-10个纬距，外围风力可达15米/秒，向内风速急增。台风涡旋区:亦称台风中圈，是围绕台风分布着的一条最大风速带，宽度平均为10-20公里。是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。一般在台风前进方向的右前方风力最为强大。台风眼区：亦称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小或静风。其直径一般为10-60公里。在垂直方向上可分为三层。流入层，指从地面大约到3公里以下的对流层下层，特别是在1公里以下的行星边界层内,有显著向中心辐合的气流。虫层，指从3公里到7-8公里的层，这里气流主要是切向的，而径向分量很小。流出层，指从中层以上到台风顶部的对流层高层，这层内气流主要是向外辐散。三、台风的移动及其预报三条基本路径：西移路径、西北移路径、转向路径。台风的移动速度平均为20-30km/ho向西北方向的内力。据统计，台风在东风带移动时，常偏向高压一侧，其移速约等干500hpa地转风速的82%。而台风在西风带移动