《天气学原理》研究生全套教学课件

1、 天气学原理 2010年9月4日7：30水汽图本教材内容简介：本教材根据天气学和动力学原理相结合的原则，以中国天气过程和天气系统为主要对象，将天气动力学基本原理、天气分析和预报方法、中国天气过程三方面的内容有机地进行结合，内容全面，物理概念清晰，深入浅出，循序渐进。主要参考书1.天气学，南京大学出版社，1988，林元弼2.中国之暴雨，科学出版社，1980，陶诗言3.中国主要天气过程的分析，气象出版社，1997，寿绍文绪论一、天气学的研究内容及目的 天气学是研究不同尺度的天气系统和天气现象发生发展及其变化的基本规律，并利用这些规律来预测未来天气的科学。 利用天气学的基本原理，提高预报的准确率，研

2、究并发展天气预报方法，是天气学的最终目的。二、天气学的发展（1）古代天气预报公元前650年古巴比伦；我国公元前340年、节气等（2）近代17世纪利用科学仪器来测量气象要素并利用气象要素进行天气预报（单站预报的开始）1851年，英国首先绘制了世界上第一张地面天气图（地面天气图预报的开始）1856年法国成立了世界上第一个天气预报系统单站与天气图预报结合阶段20世纪20年代气团学说和极锋理论的提出20世纪30年代高空天气图的引入与波动理论的建立阶段20世纪40年代后期雷达的应用20世纪50年代动力气象学原理、数学物理方法、统计学方法等应用于天气预报20世纪60年代卫星探测弥补了海洋、沙漠、和高原地区

3、气象资料不足的缺陷20世纪70年代数值预报开始发展为开展数值天气预报的研究和应用阶段目前数值预报与卫星、雷达等先进探测技术结合应用阶段第一章 大气运动的基本特征 第二章 气团与锋 第三章 气旋与反气旋 第四章 大气环流 第五章 天气形势及天气预报 三、本课程主要内容：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。大气运动受质量守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理定律所支配。 对气象上有意义的是：将这些物理定律应用于相对于自转地球的大气运动。坐标系空间固定（绝对、惯性）坐标系旋转（相对、移动、非惯性、局地直角）坐标系Z坐标系，P坐标系，球坐标系1.1影响大气运动的作

4、用力牛顿第二运动学定律： 力 真实力(基本力,牛顿力）在空间固定、绝对坐标系中：:气压梯度力、地心引力、摩擦力 非真实力（视示力、外观力）在旋转坐标系中： 惯性离心力、地转偏向力天气学中一般考虑单位质量的大气所受到的力 一、基本作用力（真实力） 1. 气压梯度力气压梯度力当气压分布不均匀时，单位质量气块上受到的净压力称为气压梯度力x方向pyz-(p+ p/xx) yz =-p/xxyz 沿Y方向 pxz-(p+ p/yy) xz =-p/yxyz 沿Z方向 pxy-(p+ p/zz) xy =-p/zxyzpyz-(p+ p/xx) yz =-p/xxyz pxz-(p+ p/yy) xz =

5、-p/yxyzpxy-(p+ p/zz) xy =-p/zxyzpyz-(p+ p/xx)=-p/x xyzpxz-(p+ p/yy)=-p/y xyzpxy-(p+ p/zz)=-p/z xyz -p为气压梯度，由气压分布不均匀造成 G的大小与成反比，与p的大小成正比 G的方向与与p的方向相反,即G由高压指向低压单位质量空气的气压梯度力2. 地心引力地球对大气的引力大小：方向：指向地心3. 摩擦力-单位质量空气所受到的净粘滞力 粘滞力是由分子不规则运动引起的动量交换（传递） 粘滞力与风速垂直切变及面积成正比单位面积粘滞力（切应力，雷诺应力）单位质量空气净粘滞力（X分量）净粘滞力：单位质量空气

6、净粘滞力（Y分量）同理可得：单位质量空气净粘滞力（Z分量）考虑各面上的总摩擦力为：摩擦力是由风随高度的非线性变化引起近似地有：摩擦力与风垂直切变的垂直变化成正比风垂直切变的垂直变化为正时，摩擦力指向正向，摩擦力使气块在正向加速风垂直切变的垂直变化为负时，摩擦力指向负向，摩擦力使气块在负向加速大气为低粘性流体，一般只在行星边界层（摩擦层）考虑摩擦作用，自由大气中则忽略摩擦作用二、视示力由旋转坐标系的加速作用而假想的力（惯性离心力、地转偏向力）1. 惯性离心力在旋转坐标系中引入的,与向心力相平衡(大小相等,方向相反)的力,称为惯性离心力。它不是一种真实力,而是由于站在非惯性坐标系中观察运动,而又企

7、图用牛顿第二定律解释它的结果C=2R向心力与惯性离心力惯性离心力C=2R=2/24小时=7.2910-5秒-1惯性离心力大小与平方成正比,与纬圈半径成正比,方向由地轴指向外.2.地转偏向力(科氏力）为了解释用旋转坐标系作为参考系观察空气运动时所呈现的相对于旋转坐标系的偏向加速度而引进的一种视示力称为地转偏向力旋转分解后要注意每个矢量的旋转方向讨论：地转偏向力的大小？什么是水平地转偏向力？地转偏向力（大小方向）与速度矢量的关系？地转偏向力与角速度矢量的关系？南北半球地转偏向力方向为何不同？地转偏向力的大小：地转偏向力(A)的大小与相对速度|V|成正比（因角速度为常数）水平地转偏向力大气中Az较小

8、，垂直速度一般也较小，气块主要受Ax（2vsin)、Ay (-2usin) （水平地转偏向力）影响，地转偏向力（大小方向）与速度矢量的关系：当|V|=0时，A=0，只有在做相对运动时，A才存在。A与V垂直，只能改变气块的运动方向，不能改变其大小。在不考虑w和Az的情况下，在北半球地转偏向力使运动方向右偏，在南半球地转偏向力使运动方向左偏。向西的地转偏向力角速度风向地转偏向力与角速度矢量的关系？地转偏向力与角速度矢量垂直，角速度矢量与赤道平面垂直，所以，地转偏向力在赤道平面内。风空气的水平运动称为风，它是一个矢量风向：风的来向U表示东西方向的风，U0为西风，U0为南风，V0表示上升运动，W0表示

9、有锋生作用，温度水平梯度加大F0表示有锋消作用，温度水平梯度减小锋面生成条件锋面消失条件个别锋生函数3.锋生函数分析以位温为锋生参数讨论：1.水平运动作用取x轴与等位温线平行，则y轴与位温梯度方向重合，则当等位温线在有速度水平辐合的水平流场作用下渐趋变密则有锋生作用，反之，有锋消作用任何一种线性流场都可分解为平移、变形、胀缩、旋转场大项小项0选典型变形场，令x轴为变形场膨胀轴，y 轴为收缩轴，等位温线与x轴夹角为 ，位温梯度与x轴夹角为=90+当0锋生当=45 时F1=0 但等位温线在变形场中将旋转变为 45 时F10时，水平辐散使气旋性涡度减小0, 0当V0时，气块f增大，为保持绝对涡度守恒

10、，气块必须减小，使得局地相对涡度减小6.涡度垂直输送相对涡度随高度减小 0，局地涡度减小相对涡度随高度增加 0，局地涡度增加(三)涡度方程的简化水平无辐散大气中绝对涡度守恒相对涡度的局地变化主要由涡度的平流变化，空气微团的南北运动以及水平辐合辐散造成空气块A在西风气流下受到南北扰动后的路径3.3 位势倾向方程与方程一、位势倾向方程由（3.13）式，再利用p坐标系下的连续方程可得准地转涡度方程（3.15）以地转风涡度公式代入，得热流量方程为位势倾向方程：（3.19）位势倾向方程（不考虑非绝热加热项）地转涡度和相对涡度的地转风平流厚度（温度）平流随高度的变化项（3.19）式方程左端：方程右端：地转

11、涡度和相对涡度的地转风平流非绝热加热随高度的变化项对于一般 波长3000km的波，地转风绝对涡度平流的强弱主要取决于地转风相对涡度平流厚度（温度）平流随高度的变化项各项的物理意义讨论：1.地转风涡度平流：对于一般 波长=30m/s的风速带。总结：三圈环流东北信风东南信风赤道辐合带极锋锋区副热带锋区三、角动量交换角动量：在自转的地球上相对于地球表面运动的单位质量的空气，由于摩擦和山脉的作用空气与转动地球之间产生的转动力矩即角动量绝对角动量：M=(a+z)cos (u+(a+z)cos )相对角动量:u(a+z)cos 地转角动量：(a+z)2cos2 由于地面摩擦和山脉作用，极地和热带东风带得到

12、西风角动量，中高纬西风带损耗西风角动量补充来源：大气内部通过非定常扰动以及Hadley 环流和Ferrel环流输送角动量给大气，使得东风带和西风带得以长期存在四、地球表面的不均匀性海陆分布对大气环流的影响 海陆热力差异造成冬季大陆东岸有大槽西岸有脊形成地形的影响 大地形的动力作用，使气流发生明显的分支、绕流和汇合 上山和下山对槽脊的影响（绝对涡度守恒原理）H为气柱为至对流层顶的高度 将上述关系代入（3.16）得到即位势涡度守恒气柱上山，H减小，辐散，f不变，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大，气柱下山，气旋性涡度增大五、能量收支两极是能汇，赤道和低纬是能源4.5西风带大型扰动概述 1. 中高纬

13、度对流层环流特征： 中高纬度的平均经向环流（费雷尔环流）很弱，平均水平环流在对流层盛行西风称为西风带 。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： 一. 环流指数与指数循环 1. 环流指数（西风指数） 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（一般指500hPa）作为西风指数西风指数： 高指数纬向环流 低指数经向环流. 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。 二.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

14、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。（见图4.30p175）2.长波辨认方法制作时间平均图（图4.31a）制作空间平均图(图4.31b、c)绘制平均高度廓线图(纬度40-60, 图4.31d)分析长波的结构和特性长波所处的位置：700hPa-平流层下部波长：50-120经距移速：缓慢可静止和倒退热力结构：暖性脊，冷性槽辨认长波的简单的方法： 看200-300hPa等压面图3.长波波速公式 .公式推导： 假定大气

15、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，应用小扰动方法，可以求得波动移速。 由绝对涡度守恒 展开上式，得： （4.14） 利用小扰动法，令 （4.15） 其中：纬向基本气流速度，为常数为经向扰动速度，是扰动量经向平均速度为零，纬向扰动数度为零。（4.16） (4.18) (4.17) 流线方程：长波波速波动解：二阶线性偏微分方程：在t=0时,通过坐标原点(X=0,Y=0) 的流线为：流线方程：波形的移速和波长与流线波形的移速和波长是一致的，只是位相差 。利用t=0时的流线方程和V方程可绘出以下曲线 .波速公式的讨论a.b.c.波静止？临界纬向风

16、速？波后退？.波速公式的物理意义： 相对涡度平流的作用地转涡度平流的作用： 在不同纬度、不同波长情况下临界纬向风速值表4.1 临界纬向风速平均纬向风速越大，纬度越高，长波波速越快；平均纬向风速越小，纬度越低，长波波速越慢。d.当时，C=0,波静止；Ls为临界波长. LLs,波后退； LLs,波前进。不同西风强度和纬度的情况下可计算所得到静止波的波长Ls值：表4.2 静止波波长与西风风速,纬度的关系e. 其他因子由于假定水平无辐散，因此只适应于600hPa，一般用于500hPa 上下层的风速不一样，各层波的移速也不一样。各纬度风速不一样，也可导致移速不同f. 地形影响 阻挡g. 预报长波移动的定

17、性经验： i 预报上游槽的移动时，要看它下游一个波长和两个波长处的两个槽的情况：如下游槽变慢，上游槽也将变慢；下游槽发展，上游槽也要变慢。 ii 长波数目不变且比较稳定时，如上游长波槽突然移动，则下游长波槽也将依次移动。 iii 当长波槽位于平均槽位置时（如冬半年我国东海岸上空），尽管上游槽移来，下游槽也将不动，只有当形势有大变动（长波调整）时，它才明显变化4. 长波调整 含义：长波调整：长波位置的变化和长波波数的变化一般仅把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。长波调整是与长波稳定相对立的概念，长波稳定时，大型环流很少变动。 预报长波调整应注意的几个方面:a.长波本身的温压场结构特征及地形

18、影响b.不同纬度带内系统的相互影响(同位相叠加)c.紧邻槽脊的相互影响（图4.33）d.上下游效应定义：大范围上、下游系统环流变化的联系，称为上下游效应。上游效应:上游某地区长波系统发生某种显著变化之后，接着就以相当快的速度影响下游系统也发生变化。下游效应:当下游某地区长波发生显著变化后也会影响上游环流系统发生变化。波群速：各种不同波长的正弦波（综合波）振幅最大值的移动速度。上下游效应与波群速有关三、阻塞高压与切断低压阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，脊不断北伸，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。切断低压：在槽不断向南加深

19、时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。（一）阻塞高压概述1基本概念 阻塞高压与切断低压经常同时出现。阻塞形势：阻塞高压出现后的大范围环流形势，一般发生在北纬50度以北。阻塞形势的基本特征：有阻塞高压存在并且形势稳定。是经向环流。阻塞高压与天气：阻塞高压的建立、崩溃、后退常常伴随着一次大范围（甚至是整个半球范围）的 环流形势的强烈转变。它的长久维持会使大范围地区的天气反常.2 阻塞高压具备的条件中高纬度（一般在N以北）高空有闭合暖高压中心存在。暖高至少要维持三天以上，但它维持时期内,一般呈准静止状态，有时可以向西倒退，偶尔即使向东移动

20、时，其速度也不超过经度天。在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱,同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后再会合起来，其分支点与会合点间的范围一般大于个经度。3.阻塞高压结构：它出现在对流层中上层，是深厚的暖性高压系统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明显的偏东风。暖高凌驾于地面变性冷高之上，地面图上高压的东西两侧都有气旋活动，常以西侧更为活跃。暖高压对应着冷的对流层顶，图上高压中心附近为冷中心。4. 出现的地区、时间(亚洲)阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海地区；在亚洲维持平均则为天，最短为天；亚洲以、三个月出现最多；以在N纬度带内出现的最多，而在N纬度带内出现的最少。（二）阻塞高

21、压的建立第一型：阻高建立前环流由纬向型转为经向型b 第二阶段C 第三阶段第二型阻高形成1在阻塞高压形成的上游地区，有较强的冷空气向南爆发，与冷空气联系的低槽明显加深，致使槽前出现较强的暖平流与明显的暖舌。于是暖平流与负的热成风涡度平流输入前面的高脊，使高脊不断发展。2在高脊西侧有槽向东南伸展，成为西北东南走向的槽，高脊东侧的槽向西南伸展，成为东北西南走向的槽，使高压脊断开，成为阻塞中心。这种槽的斜伸，常与冷平流造成的负变高相联系。阻高形成的共同点：3 从图看来，在平流层下部的脊线上和脊线以西，为冷平流。而在的脊线上和脊线以西为暖平流，这种冷暖平流随高度的分布有利于高压脊的发展。阻高重建及连续和

22、不连续后退1 阻塞高压重建阻高在某地建立相当长时间又趋于消失后另一个阻高又相继建立起来，这个新阻高若是在旧阻高的原地建立，则新阻高的建立叫做阻塞高压重建2 阻高的连续与不连续后退如果一个阻高的西侧为正变高，东侧为负变高，那么阻高将西退。这种后退是连续的，称为连续后退。如果一个阻高趋于消失，而在消失的阻高西侧一段距离的地方又新生一阻高，看起来好像阻高也在后退，其实是一个生成，另一个消失。阻塞高压位置作幅度较大后退，称为不连续后退。阻高的崩溃崩溃原因：阻塞高压上游各个系统的经向度逐渐减弱并变成移动系统，紧邻的上游槽向阻塞高压侵袭，不断地向阻塞高压区域输送正涡度和冷平流。 切断低压1.含义：在槽不断

23、向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。2.结构：它出现在对流层中上层，在300百帕上表现最清楚.地面图上有一冷性高压与它对应.我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。1.什么是大气环流？尺度特征？2.对流层中、底部冬季、夏季的主要系统,季节转换的特点？3.控制大气环流的基本因子？4.三圈环流的形成原因？5.三圈环流的维持与角动量交换的关系？6.海陆热力分布于东亚大槽的建立？7.环流指数与指数循环？8长波波速公式的意义？9上下游效应？10.波群

24、速的传播以及与长波传播的关系？11.阻塞高压与切断低压形成的条件、结构、建立与崩溃？12.海陆热力差异造成东亚季风的特点？第四章重点总结1.控制大气环流的四个基本因子2.三圈环流形成3.波速C的意义4.环流调整5.温度平流、涡度平流、地转涡度平流在阻塞高压、切断低压生命史中的作用5.1 天气系统及天气形势的天气学预报方法5.2气象要素和天气现象的天气学预报方法5.3数值预报产品的释用第五章 天气形势及天气要素的预报天气预报：根据气象观测资料，应用天气学、动力学、统计学的原理和方法，对某区域或某地点未来一定时段的天气状况做出定性或定量的预测。分天气形势预报和气象要素预报两方面。常用的天气预报技术

25、方法有：天气学预报方法统计学预报方法动力学预报方法天气-动力预报方法天气-统计预报方法动力-统计预报方法天气预报分类：根据时效：0-2小时 临近预报2-12小时 甚短期预报12-48小时 短期预报3-10天 中期预报10天以上 长期预报 5.1 天气系统及天气形势的天气学预报方法天气形势是指大范围流场、气压场、温度场三度空间的分布形势。它包含了大范围的环流及环流形势的各个天气系统。天气形势预报：预报各种天气系统的生消、移动和强度变化。是气象要素预报的基础。形势预报方法包括：天气学方法 数值预报方法趋势法：根据最近一段时间内天气系统演变的趋势，预报未来短时间内天气系统强度变化及移动。分为外推法和

26、运动学方法。一、天气系统的外推预报法外推法：根据最近一段时间内天气系统的移动速度和强度变化规律，顺时外延，预报出系统未来的移动速度和强度变化。1.等速外推：假定系统的移动速度和强度变化基本上不随时间而改变，系统的移动距离或它的强度与时间成线性关系，外推依据这种线性关系进行。2.加速外推：假定系统的移动速度和强度的变化接近等加速状态，这时系统的移动距离或它的强度与时间成曲线关系，外推时要考虑加速情况。加速外推槽线移速和强度的外推3.应用外推法应注意的问题a.大气运动处于相对稳定状态时外推法比较有效。而天气系统处于变化比较剧烈时，不可简单使用外推法。b.使用时尽量将系统的位置和强度定准确，外推时间

27、不能过长，即图次时间间隔不能过长二、天气系统的运动学预报方法（变压法） 运动学方法：利用气压系统过去移动和变化所造成的变高（或变压）的分布特点，通过运动学公式，来预报系统未来的移动和变化的方法。运动坐标系与固定坐标系中局地变化的关系固定坐标系：水平面上固定于地表的坐标系。设质点运动速度为固定坐标系中空气 运动质点的个别变化为：质点个别变化固定坐标系中局地变化固定坐标系中平流变化（5.1）空气运动质点的个别变化等于局地变化与平流变化之和运动坐标系中局地变化质点个别变化运动坐标系平流变化运动坐标系：水平面上，随着运动的天气系统相对于地表以速度C做水平运动的坐标系。质点运动速度为（5.2）所以：（1

28、）右端=（2）右端得运动坐标系与固定坐标系中局地变化的关系运动坐标系局地变化也可以看成是固定坐标系中以速度C运动的某点的个别变化固定坐标系的局地变化运动坐标系负的平流变化用运动学方法预报气压系统的移动在运动系统上，选取一些特定点或特定线，使得在这些点或线上某一物理量在运动坐标系中的局地变化为零，即 ，并取X轴与系统运动方向一致，则 系统移动的运动学公式天气系统基本特征槽线脊线低压中心高压中心锋面某一物理量为零的系统（）槽（脊）线的移动槽（脊）线上变高梯度槽脊强度槽脊移动的两条定性规则：槽线 沿变压（变高）梯度方向移动，脊线沿变压（变高）升度方向移动槽线（脊线）的移速与变压（变高）梯度（升度）成

29、正比，与槽（脊）强度成反比。变压（变高）梯度相同时，槽（脊）越强，移动越慢。（2）气旋和反气旋中心的移动在高低压中心：对于圆形高低压中心对于椭圆形高压中心系统移动的两条定性规则a.圆形高(低压)中心的移动方向与变压升度（梯度）方向一致，高压中心向变压升度方向移动，低压中心向变压梯度方向移动b.椭圆形的高压中心移向界于长轴与变压升度之间方向椭圆形的低压中心移向界于长轴与变压梯度之间方向高低压系统移动的两条定性规则正圆形低压(高压）中心沿变压梯度（升度）方向移动椭圆形的高压（低压）中心移向界于长轴与变压升度（梯度）之间方向，长轴越长，越接近于长轴高低压系统移动速度与变压升度（梯度）成正比，与系统中

30、心强度成反比(3)用运动学方法预报气压系统的发展a.对于低压（高压）中心：当 ，气旋将加深，反气旋将减弱 当 ，气旋将填塞，反气旋将加强所以:b.对于槽线（脊线）当 ，槽加深，脊减弱 当 ，槽减弱，脊加强（4）三小时变压和24小时变压（变高）在运动学方法中的应用+当系统24小时（或3小时）移动的距离sL（系统的波长时），使用运动学方法较好。（5）用运动学方法预报时应注意的问题仍然是外推法，只能用于大气处于相对稳定状态三小时变压须消除日变化的影响公式未考虑系统加速度，一般是： 加深的槽（加强的脊）移动是减速的 填塞的槽（减弱的脊）移动是加速的运用形势预报方程，求出瞬间变压，进行预报三 高空天气形

31、势预报思路：利用基本方程，估计瞬时的 、之后运用上节的运动学规则，估计天气系统的发生发展和移动。基本方程：考虑大气斜压性的平均层涡度方程基本计算方法与概念（一） 高空形势预报的基本方程的推导设有一平均层，平均层上大气是水平无辐散的该式表示平均层上的涡度变化与该层的水平流场有关，与温度无关。由简化涡度方程：(5.15)不符合实际情况，实际中纬度天气的发生发展与大气斜压性密切相关，因而要引进一个考虑大气斜压性的基本方程。设：斜压大气中各层等温线平行，即风随高度无方向变化，只随高度线性增大。平均层整层大气平均风速P0到平均层间的热成风考虑大气斜压性：代入简化涡度方程中从p0到大气层顶积分，后对其求平

32、均利用可得平均层热成风涡度平流，是对平均层涡度守恒的修正平均层绝对涡度平流据统计： =0.6（5.19）（二）基本方程的讨论1.（5.19）表示平均层上涡度随时间的局地变化等于平均层上的绝对涡度平流与热成风涡度平流之和。2. 方程为近似方程，如假设各层等温线平行，实际是大致平行；地转风近似；地面垂直速度等于零等。3. 平均层接近600hPa，但用500hPa近似代替。4. 热成风涡度平流作用很重要，涡度平流和热成风涡度平流是天气系统发生发展的主要因子（三）涡度平流和热成风涡度平流的定性判断1.地转涡度平流项结论偏南气流，有负地转涡度平流，正变高；偏北气流，有正地转涡度平流，负变高。2.相对涡度

33、平流、热成风涡度平流的定性判断对短波而言（L3000km），相对涡度平流比地转涡度平流大得多，所以相对涡度平流对短波的发生发展和移动的作用比地转涡度平流要大得多相对涡度平流项散合项曲率项疏密项注意： 总是0所以:散合项曲率项疏密项（1）疏密项表示等高线疏密程度沿气流方向变化的作用，即切变涡度沿气流方向的作用在等高线的密度沿气流方向在高压方向减小或在低压方向增大处，有正涡度平流，反之有负涡度平流A点，V沿n的方向减小B点， V沿n的方向增大即沿气流方向，切变涡度从大到小变化，有正涡度平流根据实际计算，此项作用较小，只在高空急流两侧附近作用较为重要，等高线散合项和曲率项的作用一般同时存在，两项之和

34、为疏密项的25倍，在很多情况下，一般着重讨论其他两项（2）散合项表示等高线曲率和等高线沿气流方向散开或汇合的综合作用对称槽脊槽脊线上无散合（3）曲率项表示等高线曲率沿气流方向改变的作用槽前脊后有正涡度平流，有负变高槽后脊前有负涡度平流，有正变高槽将向变高梯度方向移动在槽脊线上曲率最大（小），故曲率项为零，其作用只是使槽脊移动，槽脊的发展主要是由散合项决定的各项对槽脊发展的贡献（1）曲率项对槽脊的发展无贡献，只能引起槽脊的东移；（2）散合项对槽脊的发展有贡献。疏散槽（疏散脊）上有正（负）涡度平流，有负（正）变高，将发展汇合槽（汇合脊）上有负（正）涡度平流，有正（负）变高，将减弱结论1：对称形槽脊

35、没有发展，疏散槽（脊）是加深（加强）的，汇合槽（脊）是填塞（减弱的）结论2：槽（脊）前疏散槽（脊）后疏散，则槽（脊）移动迅速；槽（脊）前汇合槽（脊）后汇合，则槽（脊）移动缓慢（四）热成风涡度平流1.热成风涡度平流是对平均层涡度守恒的修正2.热成风涡度与等厚度线的关系等同于地转风涡度与等高线的关系Snh在温度槽（冷舌）处热成风涡度最大在温度脊（暖脊）处热成风涡度最小3.由于在推导方程时假设各层等温线的走向不随高度变化，则大致可以用500hPa 或700hPa等温线近似代替等厚度线看热成风涡度平流。仅从涡度平流还不能完全决定系统的发生、发展和移动趋势，热成风涡度平流反映了大气的斜压性作用，因此要考

36、虑热成风涡度平流的作用。4.当温度槽落后于高度槽时，温度槽前的正热成风涡度平流向高度槽中输送，高度槽将加深。当温度脊落后于高度脊时，温度脊前的负热成风涡度平流向高度脊中输送，高度脊将加强。正热成风涡度平流输送到高度槽中，槽加深四 地面天气形势预报地面天气系统的发生和发展直接影响天气变化，是形势预报中重要项目。因为地面受到地形和摩擦的影响，而将涡度方程直接应用于预报地面形势有一定困难，所以一般是在高空形势预报方程的基础上订正。以1000hPa等压面为地面图，设其高度为H0平均层等压面与1000hPa等压面的厚度为h（一） 地面天气形势预报的基本方程H0h取平均值，得地面形势预报基本方程平均层高度

37、变化项平均冷暖平流项平均绝热变化项平均非绝热变化项（二）基本方程的讨论1.右端第一项平均层高度局地变化项：包含涡度平流项和热成风涡度平流项该项表示：平均层涡度平流和热成风涡度平流对地面天气系统的作用物理意义：温带气旋上空处在500hPa槽前脊后，借助西南风将正相对涡度从大往小的方向输送，使得其上空固定点正相对涡度增加，同时在地转偏向力作用下伴随水平辐散引起低层地面质量减少，地面气旋（包括中心）降压，此气旋加深槽线处借助西南热成风将正热成风涡度从大往小的方向输送，使槽线上正热成风涡度增加 ，反映正相对涡度增加 ，槽线处等压面高度降低，气旋性曲率加大。槽前正相对涡度平流更加大，引起槽前固定点正相对

38、涡度更增大，同时在地转偏向力作用下伴随水平辐散更加大，引起低层地面质量减少更多，此气旋降压更厉害，气旋加深2. 非绝热变化的 影响表示由于冷热源作用而使低层产生的高度的局地变化大气中非绝热过程主要有：下垫面作用：辐射、传导、乱流等过程水汽的凝结、蒸发过程经验指出，非绝热加热作用对锋面气旋的形成不起重要作用，而对冷高压和热低压来说是其形成的主要因子地面气压下降，利于气旋发展地面气压上升，利于反气旋发展冬季内陆湖泊处易有气旋生成或加强冬季西伯利亚、蒙古一带易于冷性反气旋生成，往往成为冷高压生成或加强的源地非绝热加热还影响到大气稳定度，因而也影响到绝热变化的作用，稳定度的变化对大气本身的乱流热量交换

39、有影响:下垫面加热空气，大气稳定度减小，利于热量上传;空气由下部受到冷却，大气趋于稳定，热量交换仅限于低层.3. 绝热变化的影响一般大气处于稳定状态 当气旋上空有上升运动，由于大气稳定，上升绝热膨胀冷却。平均层以下气柱降温收缩，地面气旋等压面抬升，气压升高，抑制它加深发展。气旋上空有上升运动，由于大气不稳定，有大量水气凝结释放潜热，平均层以下气柱增温膨胀，地面气旋等压面高度降低，反映气压降低，气旋加深发展。气旋上空大气处于不稳定状态 负反馈和正反馈对于稳定大气，气旋中的上升运动和反气旋中的下沉运动都对他们的发展不利，也就是在他们的发生和发展中就包含着使它消亡的因素，这是一种负反馈作用;在不稳定

40、大气中，气旋中的上升运动使水汽凝结，潜热释放，利于气旋的发展，这是一种正反馈作用4.平均温度平流引导气流(steering)此项为平均层至1000hPa等压面间的温度平流物理意义：气旋中心左（右）半部与高压中心右(左）半部上空对应槽（脊）线处，风随高度逆（顺）转，使气层间有了冷（暖）平流，反映平均层以下的平均也是冷（暖）平流，冷（暖）平流降（升）温，气柱收缩（膨胀），地面等压面抬升（降低）当准地转平衡且各层等温线接近平行时，地面气旋和反气旋中心上空，地转风和热成风平行，没有冷暖平流，因此在地面气旋和反气旋中心，冷暖平流项对气压变化不起作用，不能使地面系统加强或减弱，而在气旋前部和反气旋后部，暖

41、平流使地面减压，气旋后部和反气旋前部冷平流使地面加压，冷暖平流使地面系统移动等厚度线与平均等温线成正比地面系统中心沿平均层热成风方向移动，速度与热成风相等，而地面系统中心上空若地面系统中心的移动方向沿平均层上的气流方向移动，则称此气流为引导气流。 对低压系统，移动方向偏右，对高压系统，移动方向偏左。移动速度低于平均层风速五 地形和摩擦作用1 地形造成的垂直运动基本公式由公式可看出：当山的坡度越大，水平风速越大，垂直运动越强摩擦造成的垂直运动摩擦层顶垂直速度地形造成垂直速度地面摩擦应力向量地面实际风涡度为正的地区有上升运动，反之有下沉运动因此：低压区和流线为气旋性曲率或气旋性切变明显区域有上升运

42、动高压区和流线为反气旋性曲率或反气旋性切变明显区域有下沉运动3 地形和摩擦对地面气压的影响3 地形和摩擦对地面气压的影响物理意义？摩擦层顶的垂直速度最大与摩擦力的关系槽和气旋山前填塞，山后发展；脊和反气旋山前加强，山后减弱背风气旋发展迎风坡地形脊，背风坡地形槽发展青藏高原的影响：动力和热力影响 动力：槽脊移速、槽脊的走向 地形槽脊的形成、西南涡等 热力：夏季垂直环流季风环流在无地形影响情况下，槽前有负变高，槽后正变高，槽向变高梯度方向移动。以下为高原地形对变高和槽移速和强度的影响A处：槽前处在上坡，有正变高，槽后平坦，变高为零，叠加后变高梯度减小，移速变慢。处：槽前已上坡，变高为零，槽后处在上

43、坡，有正变高，叠加后变高梯度增大，移速加快。C处：槽已在高原上，槽前槽后均无地形造成的垂直运动，变高不受地形影响，移速正常。D处：槽前处在下坡，有负变高，槽后平坦，变高为零，叠加后变高梯度增大，移速加快。E处：槽前已下坡，变高为零，槽后处在下坡有负变高，叠加后变高梯度减小，移速变慢。高原南北两侧西风带的槽脊移速不同：一般北部大于南部气流绕流使高原北侧有反气旋性涡度，南侧有气旋性涡度，使得槽移到高原北侧强度减弱移速加快，脊移到高原北侧强度加强，速度减慢高原的摩擦作用摩擦作用总是使得系统强度减弱，系统越强，强度减弱越快摩擦作用对气旋影响较大，对反气旋影响较小地形和下垫面的摩擦作用所造成的垂直运动越

44、到高空越弱，造成的涡度局地变化低层大于高层同样的地形和摩擦作用，对低层的影响相对比高层大六、锋的移动预报锋面移速取决于锋面两侧风速垂直于锋面的分量大小以及风向我国 冷锋在北方快 暖锋移速小 冬季快, 春季次之, 秋季又次之,夏季慢（1）外推法 顺时外延，结合地形 气压场流场稳定，地形平坦，外推效果好 气压场流场稳定，地形不平坦，要充分考虑地形 当气压场流场变动时，则取决于对气压场和流场的正确预报（2）变压法对于暖锋暖锋前变压代数值小于锋后，暖锋向前移动，变压差越大移动越快对于冷锋冷锋前变压代数值小于锋后，冷锋向前移动，变压差越大移动越快锋面（冷锋、暖锋）总是向变压较小的方向移动，移速大小与锋前后变压差值成正比准静止锋 比较 大小使用变压法注意的问题三小时变压受温度平流、辐合辐散 、日变化和垂直运动的影响 是瞬时变压，但用三小时变压代替，时效不可过长变压差一样的锋，大小相同，移速不一定相同，还要考虑密度差和锋面坡度若锋面移速和锋面坡度变化不大而变压差增大，说明锋面在加强（3）引导气流法地面锋线沿700hPa或500hPa等压面上的气流方向移动，移速与垂直锋面的风速成比例习惯上说700hPa或500hPa等压面上的气流对地面锋有引导作用即：C为垂直于锋面的风与引导系数a的乘积考虑锋面移速时要考虑高