天气学原理和方法(1-5)

PAGEPAGE84天气学原理和方法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。大气运动在空间和时间上具有很宽的尺度谱，天气学研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。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。为了应用这些物理定律讨论在气象上有意义的相对于自转地球的大气运动，本章首先讨论影响大气运动的基本作用力，和在旋转坐标系中所呈现的视示力，然后导出控制大气运动的基本方程组，并在此基础上分析大尺度运动系统的风压场和气压场的关系，并引出天气图分析中应遵循的一向基本指导原则。第一节旋转坐标系中运动方程及作用力分析一、旋转坐标系中运动方程1.（绝对速度）与（相对速度）假设时刻一空气质点位于P点，经时间，质块移到Pa点，地球上的固定点P移到了Pe位置位移为R，质块相对固定地点的位移为R，图1.1旋转坐标系显然当0位移很小时单位时间内的位移为由此得此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和2．与的关系地球自转角速度为则于是由此可得微分算子将微分算子用于则有再将代入上式右端得（*）式中为地转偏向力加速度，即柯氏加速度为向心力加速度3．牛顿第二定律单位质量的空气块所受到的力在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有+：地心引力F：摩擦力将此式代入（*）式：二、作用力分析1．气压梯度力①定义： 单位质量空气块所受的净空气的压力②表达式 G=-(1.1)③推导： 图1.1.2作用于气块上的气压梯度力的X分量 x方向：B面P A面：-（P+

净压力：-同理 y方向： z方向： 净空气总压力 ④讨论： 大小：气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比 方向：气压梯度力的方向指向的方向，即由高压指向低压的方向2．地心引力①定义： 地球对单位质量的空气块所施加的万有引力

②表达式 (1.2)

K：万有引力常量

M：地球质量

a：到地心的距离

③推导：

图1.1.3地心引力受力分析图

④讨论：

大小：不变，常数方向：指向地球心3．惯性离心力①定义： 观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力。②表达式 （1.5）③推导： 代入，则图1.1.4旋转坐标系中的惯性离心力④讨论： 大小：与纬度成反比，赤道处最大 方向：在纬圈平面内，垂直地轴指向内4．重力①定义： 地心引力与惯性离心力的合力图1.1.5重力②表达式： （1.8）③讨论： 大小：随纬度增大而增大

方向：垂直地球表面指向内5．地转偏向力①定义： 观测者站在转动地球上观测单位质量空气块运动（），发现在北半球有一个向右偏的力，在南半球它向左偏。此力就称为地转偏向力。②表达式 （1.7）③推导： 见《流体力学》图1.1.6地转偏向力④讨论: 大小:与成正比,与夹角也成正比 方向:垂直地轴和,指向右(北半球) ※只能改变运动方向，但不能改变的大小6．摩擦力这里所说的摩擦力是指大气因具有粘性，当有相对运动时所受到的一种粘性力。第二节基本方程组一．运动方程运动方程(1.16)二．状态方程状态方程三．连续方程1．各种形式的连续方程(1).质量散度形式的连续方程:(2)．速度散度形式的连续方程：(3).不可压缩流体的连续方程：

2．质量散度形式的连续方程的推导单位时间 方向流入A面的质量 图1.2单位体积的质量净流量方向流出B面的质量 净流出质量 同理，方向： 方向： 总净流出： 根据质量守恒原理：(1.34)3. 讨论： 含义：单位时间通过固定的单位体积的质量改变量。大于零表示净流出，质量减少；小于零表示净流入，质量增加。四．热力学能量方程热力学能量方程第三节大尺度系统运动的控制方程一．大气分类大气运动系统分类行星尺度KM大尺度KM中尺度KM小尺度KM二．引入特征尺度特征尺度的含义： 特征尺度是表示特定类型运动（如大尺度运动或小尺度运动）的空间范围和时间区间的物理量或其它特性一般大小的一种尺度，也就是用来表示特征值的尺度

例如：

就是特征尺度大尺度系统运动在中纬度地区，特征尺度数量级，采用制三．运动方程简化水平方向的运动方程的尺度分析表1水平运动方程的尺度分析分量各项尺度数量级（米/）表2垂直运动方程的尺度分析分量各项尺度g数量级（米/）1010先看两个水平方向的运动方程，可知：气压梯度力与地转偏向力具有同一量级，它们比其它项大1至3个量级。ⅰ若保留方程中的最大项，则得到大尺度运动的零级简化方程：(1.431.44)ⅱ若保留比最大项小一个量级的项而略去小于两个量级的项，则得到一级简化方程(1.451.46)式中称为地转参数。再看垂直方向的运动方程，可以看出和两项最大，其它项比这两项小得多，所以垂直运动方程的零级，一级以至再精确一些的简化方程均为：(1.47)这就是气象学中的静力方程。四．连续方程的简化表3连续方程的尺度分析方程各项尺度数量级零级简化方程位为： 五．热力学能量方程的简化零级简化方程为：(1.53)一级简化方程为：(1.55)第四节"P"坐标系一．"P"坐标系1.定义：为了等压面图分析需要，将"Z"系垂直变量改为"P"系，"Z"系中变量x,y在"P"系中不变，此坐标系为"P"系。2．"P"系的优越性①．不用观测空气的密度②．"Z"系中方程显得复杂，而"P"系中方程简单③．为了满足分析等压面的需要，因为实际工作中不分析等高面而分析等压面3．位势与位势高度㈠位势 ①． 定义：单位质量的物体从海平面上升到Z高度克服重力所做的功 ②． 表达式：(1.56) ③． 讨论：等位势面就是水平面

等位势面与等高面不重合※严格地讲等高面不是水平面㈡．位势高度1位势米：单位质量空气块上升，克服重力做功，从海平面0上升到几何高度1米处，所具有的能量是(1.58)位势高度和几何高度数值近似相等，但物理意义不同，位势面反映能量的分布二．"P"系与"Z"系的转换关系1． 空间导数的转换关系 水平导数转换关系式： (1.59) (1.60) 垂直导数转换关系式： 设F=Z分别代入水平关系式中，并利用准静力平衡方程，可得： (1.61) (1.62) 写成向量形式：或 式中下标表示水平算子2. 时间导数的转换关系 (1.68)三．"P"系中的连续方程"Z"系中的连续方程为：将代入，得"P"系中的连续方程：(1.71)四．"P"系中的运动方程"Z"系中的运动方程为："P"系中的运动方程为：(1.73)五．"P"系中的热力学能量方程"P"系中的热力学能量方程(1.76)第五节地转风梯度风地转风1．定义： 空气块直线运动，在水平气压梯度力和水平地转偏向力平衡的作用下，风沿等压线或等位势线吹，背风而立气压高的在右。（大尺度系统，北半球）2．表达式 3．推导： 图1.3地转风根据定义：除以，再乘以"P"系：4．讨论： ① 采用地转近似（大尺度、北半球、直线运动、在中高纬地区30~60度） ② 大小：和水平气压梯度力成正比，与纬度和空气密度成反比 ③ 方向：沿等压线（等位势线）吹，背风而立，右手边较高 ④ 性质：地转风的水平散度等于零梯度风1． 定义：空气块作曲线运动，风沿等压线或等位势线吹，在三个力，即水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力的作用下风呈气旋性弯曲（逆时针旋转），或反气旋性弯曲（顺时针旋转），这种风称为梯度风。2． 表达式：（自然坐标系下）3． 推导：从水平方程入手在自然坐标系下将：展开可得：（1.87）根据定义：风沿等压线运动，为梯度风(1.88)4．讨论：⑴．适用范围：北半球，大尺度系统运动，曲线运动，三力平衡，中高纬地区⑵．气压场风场 高压周围的风场是顺时针旋转图1.4大尺度高压中的梯度风平衡

低压周围的风场是逆时针旋转

图1.5大尺度低压中的梯度风平衡⑶．风场气压场图1.6风场与气压场的关系⑷．梯度风速率(1.89)ⅰ气旋式环流＞0＞0＜0①根号前取正号：＞0；有意义低压中心附近＞＞0＞＞0＞＞0结论：低压中心附近有大风②根号前取负号：＜0＞0＞0＜0有＜0；无意义ⅱ反气旋式环流＜0＞0＜0①根号前取负号：

图1.7大尺度运动系统中

不合理的反气旋性环流＞0考察是否三力平衡：a.很小三力不平衡，不是梯度风b.此时，不是三力平衡而是二力平衡，变成了地转风②根号前取正号：＜0＞0＜0＞0考虑是否三力平衡＞0，很大时(1.91)风速最大(1.92)地转风与梯度风比较自然坐标系下，地转风为：把它代入中得：地转风与梯度风之比为：(1.93)由此式可得：气旋：＞0＞0＞反气旋：＜0＞0＜理论上在气旋环流中地转风夸大了实际风

在反气旋环流中地转风缩小了实际风地转风与梯度风的实际意义1． 引出天气图分析的基本原则 ①．风基本沿等压线、等高线运动，背风而立，气压高的在右，低的在左。 ②．逆时针旋转分析低压；顺时针旋转分析高压 ③．低压中心附近等压线密，有大风；高压边缘等压线密，有大风。2． 在中高纬地区，采用地转近似而不采用梯度风近似。五．流线与轨迹1．定义㈠流线：是指描述任意瞬间速度场的曲线，处处与风向相切并指向气流方向的曲线㈡轨迹：是指在有限时间间隔内个别空气块运动的路径2．日常中，等压线等高线近似为流线，不能当作轨迹线第六节热成风定义定义a.上下两层地转风的矢量差，称为这两层之间的热成风b.地转风随高度的变化，称为热成风图1.8热成风表达式表达式向量形式分量形式为：推导根据定义

厚度公式代入得：(1.96)讨论1．适用范围：中高纬度、大尺度系统、北半球2．大小：a．与纬度成反比，与等厚度线的疏密成正比b．与纬度、等压面差距、温度有关3．方向热成风沿气层的等厚度线吹，背风而立，厚度高的在右实用意义1．条件：大尺度、中高纬度、北半球2．如果地转风随高度逆转，则气层间有冷平流；如果地转风随高度顺转，则气层间有暖平流。实际风随高度逆转，则气层温度降低；实际风随高度顺转，则气层温度升高

(a)逆转3．判断气层的稳定度

(b)顺转图1.9地转风随高度变化与冷暖平流4．判断对称的冷低压、暖高压是深厚系统

对称的暖低压、冷高压是浅薄系统六．热成风发生在斜压大气中1．正压大气定义：大气中密度的变化仅仅随气压而变化时，即，这种状态的大气称为正压大气2．斜压大气定义：大气中的密度分布不仅随气压而且还随温度而变时，即，这种状态的大气称为斜压大气在中高纬度多采用斜压大气

在低纬度多采用正压大气第七节地转偏差地转偏差的定义实际风与地转风的矢量差称为地转偏差图1.10地转偏差很小，但很重要：①引起的变化②可以引起辐散和辐合摩擦层中地转偏差1．推导：水平运动方程零级近似（*）用方程（*）（1.99）2．讨论：①适用范围：大尺度系统，中高纬度，北半球，考虑摩擦阻力②大小：图1.11摩擦层中力的平衡③方向：指向摩擦力的右方自由大气中的地转偏差1．推导：从水平运动方程一级近似入手

(*)用方程（*）(1.100)2．讨论①适用范围：大尺度系统，中高纬度，北半球，自由大气②大小：③方向：既可能在的左方，也可能在右方，由大小定自由大气种地转偏差的应用自由大气作曲线运动（自然坐标）(1.102)令①采用地转近似代入方向：等变压（高）梯度的方向正变压（高）中心代表地转偏差的辐散

负变压（高）中心代表地转偏差的辐合②③地转近似代入第二章气团与锋天气现象的空间分布与天气过程的时间变化很复杂，但是天气工作者在长期的实践工作中，从大量的个例中归纳出了一套关于天气现象与天气过程的最主要和最典型的特征，并且用这些特征对天气现象与天气过程作了系统性的概括。1920年前后挪威学派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与锋的概念，并运用这些概念从千变万化的天气现象与天气过程中总结出了许多天气分析和天气预报规则。第一节气团气团概念1．气团定义：大范围的各种物理属性相对比较均匀的大气2．气团控制范围：3．气团控制天气：①水平方向：温度湿度相对均匀②垂直方向：温度湿度变化大③天气大致相同④单站要素变化缓慢，但日变化大气团形成与变性1．气团形成①要求：下垫面相对比较均匀（大沙漠，冰洋覆盖，大平原）②天气系统为辐散下沉气层2．变性：气团的物理属性发生变化

在我国都是变性气团三．气团分类1．热力分类2．地理分类：①北极气团（冰洋气团）②极地气团③热带气团④赤道气团（赤道海洋气团）四．影响我国的气团的活动情况与天气表现1．冬季：北极气团、极地大陆气团变性

晴，冷天气2．春季：冷暖气团活动频繁，多锋面活动

天气变化激烈，降水3．夏季：南方受热带气团控制，高温少雨

北方受变性后的极地大陆气团控制4．秋季：以冷气团为主，秋高气爽第二节锋的概念及锋面坡度锋的概念1．锋、锋区、锋面、锋线定义①锋：冷暖气团相遇，存在一个狭窄过渡带，此过渡带随高度往冷的方向倾斜，称为"锋"②锋区：等压面或等高面上存在等温线密集带，此密集带随高度往冷的方向倾斜，称为"锋区"③锋面：锋的长度锋的宽，忽略，冷界面趋于暖界面，重合，此面称为"锋面"图2.1锋面的空间结构④锋线：锋面与地面的交线称为"锋线"2．锋面的形成（图示说明）图2.2锋为什么会倾斜二．锋面的坡度用密度的零级不连续面推导锋的坡度轴：由暖冷轴：∥锋线斜面当作物质面处理图2.3锋面坡度相减(2.12.2)由由状态方程得：规定(2.4)三．锋的分类按移动情况1．冷锋：冷气团推动暖气团往暖气团方向移动，使暖气团下垫面变冷

(a)冷锋在我国较普遍，冬季较普遍2．暖锋：暖气团推动冷气团往冷气团方向移动，使冷气团下垫面变暖(b)暖锋

在东北，江淮，长江下游地区较多3．准静止锋：冷暖气团力量相均，使此锋基本不移动在天气图上六小时内不移动或移动不大(c)静止锋4．锢囚锋：①定义：冷气团、更冷气团、暖气团三者相遇，将暖气团中暖空气抬升，到高空锢囚，近地面两锋相遇重合此锋称为"锢囚锋"②形成方式：a)冷锋追上暖锋

b)两条冷锋相遇

c)地形影响③分类：（按温度）a．冷式锢囚锋：锢囚锋中两锋重合。在锢囚锋两侧，如果更冷气团推动冷气团，使冷气团下垫面更冷，此锋称为"冷式锢囚锋"(d)冷式锢囚锋

b．暖式锢囚锋：锢囚锋中两锋重合。在锢囚锋两侧，如果冷气团推动更冷气团，使更冷气团下垫面变暖，此锋称为"暖式锢囚锋"(e)暖式锢囚锋

c.中性锢囚锋

(f)中性锢囚锋

图2.2.4锋的分类第三节锋锋面附近气象要素场特征一．锋附近温度分布特征1．锋附近水平温度分布特征①地面图锋附近，每100公里水平温度梯度，5～6℃

气团内，每100公里水平温度梯度，1℃左右②高空图锋内存在水平温度梯度大的等温线密集带，此密集带往冷的方向倾斜，与锋线近似平行2．锋附近垂直方向温度分布特征小逆温等温气团内大

图2.5锋面逆温的型式

(a)锋区降温(直减率很小)(b)锋区等温(c)锋区逆温3．锋附近位温的特征锋附近等位温线近于与锋冷暖界线平行，锋内（锋区）等位温线相当密集，存在等位温线密集带二．以密度的零级不连续面模拟锋面时，锋面附近气压场、风场和变压场的特征1．锋附近气压场特征①直观说明：等压线通过锋线，风呈气旋弯曲，折角指向气压高的一侧锋面坡度角公式：

图2.6锋面附近气压场特征使用条件：轴：由暖冷轴：∥锋线由2．锋面附近变压场特征①锋面移速公式解释a.推导：动系相对静系以运动图2.8锋面移速示意图锋相对于静系以运动，则锋相对于动系以运动有运动学边界条件（锋面）(2.6)而b.讨论如果是冷锋有

暖锋有②用气压倾向方程解释a推导:从入手将代入(2.)b讨论：密度平流项：（冷平流）

，加压；反之，减压冷密度平流相当于冷平流综合有③锋面附近风场特征图2.7锋面附近风场特征三．用密度一级不连续面摸拟锋时，锋附近气压场、风场特征1．锋附近气压场特征（密度的一级不连续，气压的二级不连续）(2.9)(2.8)表示锋区中的要素值该关系式表明锋区中的等压线弯曲程度大于两侧的2．锋附近风场特征：呈气旋性弯曲或气旋性切变（水平方向）3．锋附近风的垂直分布特征：垂直切变大①冷锋通过，风随高度逆转快，为地面风，热成风，高空逆转风在地面的投影图2.9冷锋通过时锋面附近风的垂直分布锋区内风的曲率最大②暖锋来临风随高度顺转快图2.10暖锋来临时锋面附近风的垂直分布锋面附近湿度场特征锋面天气锋附近引起垂直运动（上升运动）的因子⑴地面摩擦辐合上升⑵锋场移动过程中的抬升、滑升抬升⑶高空槽前后系统性上升下降（在高层，槽前脊后为辐散，槽后脊前为辐合；在低空，槽前脊后为辐合，槽后脊前为辐散。）⑷冷暖平流引起的上升下降（冷平流有下沉运动，暖平流有上升运动）1．暖锋附近垂直运动情况⑴暖锋附近地面处在气旋中，风向辐合上升⑵暖锋附近暖湿气流沿暖界面滑升运动⑶暖锋对应处在槽前脊后有系统性上升⑷暖锋上空对应暖平流上升运动强2．冷锋附近垂直运动情况⑴一型冷锋（槽前对应冷锋）a)冷锋附近地面处在气旋中，风向辐合上升b)冷锋附近暖界面上的暖湿气流被迫抬升c)冷锋对应处在高空槽前有系统性上升d)冷锋上空对应弱冷平流引起下沉运动降水落在冷锋后到冷空气边界，稳定⑵二型冷锋（槽后对应冷锋）a)近地面摩擦辐合b)暖湿气流被迫抬升c)高空槽后有系统性下降d)强冷平流引起下沉运动降水区处于锋前到锋线，且不稳定⑶一型冷锋与二型冷锋的区别1．位置：2．降水区不同：3．高层冷平流强弱不同：4．降水稳定性不同：第四节锋面分析一．粗略等温线密集带前沿二．精确1．温度2．露点3．气压层4．变压5．风向6．云雨分布7．卫星云图8．单站资料应用测风资料第五节锋生锋消一．概念1．锋生：锋的生成或加强2．锋消：锋的减弱或消失二．公式1．锋生带（线）：等压面图上，有一簇等温线，其温度升度为它在运动过程中，存在等温线密集带，此带近似为一根线时，称锋生线2．锋生函数

,锋生；，锋消3．锋生条件①．锋生带（线）附近存在狭窄的过渡带

，，②．锋生线是物质线（由固定指点组成）

个别锋生函数4．推导（*）将热力学能量方程代入（*）式中5.讨论ⅰ)水平辐合辐散项，锋生图2.12(a)变形场中锋生，锋消图2.12(b)变形场中锋消ⅱ)稳定度垂直运动项稳定大气，锋消

，锋生不稳定大气，锋生

，锋消物理解释：

a)稳定大气：

冷锋上山其上空有等温线密集带，靠近其暖一侧有上升运动，上升绝热膨胀冷却，其暖一侧降温，而靠近其冷一侧上升运动很弱或无上升运动，靠近其冷一侧温度无变化，这样密集带等温线变稀疏，所以锋减弱或消失即锋消。冷锋下山，靠暖的一侧基本无下沉运动，温度无变化；其靠冷一侧，下沉运动很强，温度升高，等温线变稀疏，锋消。b）不稳定大气冷锋上山，靠暖的一侧，大量水蒸气凝结释放潜热，温度升高；而靠近其冷的一侧上升运动很弱或无上升运动，温度变化不大。这样温度密度集带变密。所以锋生iii）冷锋南下，暖锋北上，由于下垫面影响（变化）它们是锋消的。冷锋南下，靠冷一侧，下垫面影响大，>>0。温度升高,靠暖一侧，下垫面影响不大，0；所以等温线密集带变疏，锋消。第三章气旋与反气旋各种尺度的气旋与反气旋是造成大气中千变万化的天气现象的重要天气系统。因此，研究气旋和反气旋的主要特征及其发生、发展的机制。气旋、反气旋的特征和分类一． 气旋和反气旋的定义 气旋：气旋是占有三度空间的，在同一高度上中心气压低于四周的流场中的涡旋。涡旋中的空气在北半球逆时针旋转，在南半球顺时针旋转。 反气旋：反气旋是占有三度空间的，在同一高度上中心气压高于四周的流场中的涡旋。涡旋中的空气在北半球顺时针旋转，在南半球逆时针旋转。二． 气旋、反气旋的水平尺度 以最外围的闭合等压线作为涡旋的范围 气旋直径：平均而言，东亚气旋比欧洲和北美的尺度小 反气旋直径：一般>；小者数百公里；大者面积可达亚洲大陆的3/4三． 气旋反气旋的强度 （强度一般用中心气压表示） 气旋中心气压平均而言，温带的气旋冬季强于夏季，海上的强于陆上的 反气旋中心气压平均而言，温带的反气旋冬季强于夏季，陆上的强于海上的四． 气旋、反气旋的分类 气旋： 地理分类 按热力结构分类： 反气旋： 地理分类：

按热力结构分类：涡度与涡度方程涡度概念1．定义：度量空气块旋转程度和旋转方向的物理量2．表达式：相对涡度（3.1）水平风>>垂直风：(3.3)3．绝对涡度(3.2)图3.1相对涡度与绝对涡度关系示意图绕z轴旋转K：4．地转风涡度：(3.6)涡度方程1．P坐标系中的涡度方程推导：（1）（2）：

①②③④⑤

(3.12)2．讨论：①相对涡度平流输送项图3.2相对涡度平流物理意义：

槽前脊后借助西南风将正相对涡度大的往小的方向输送，使得其固定点正相对涡度增加（），反映等压面高度降低（），相反，槽后脊前引起等压面高度增加（），槽线处变高为零（），所以，槽无加深减弱，向东，即向前。②地转涡度平流输送项

槽前脊后槽后脊前结论与①相矛盾，所以讨论以为界线③涡度的垂直输送项④扭转项或倾侧项斜压大气

在斜压大气中，有风的垂直切变，有绕沿水平轴旋转的空气块（涡管），同时垂直速度在水平方向分布不均，使得绕水平轴旋转的空气块发生倾斜，在垂直方向有涡度的变化⑤水平散度项地转参数～

～绝对涡度守恒(3.14)简化涡度方程表1涡度方程的尺度分析方程数量级简化涡度方程为：位势涡度守恒即推导条件：近似正压大气（*）大气不可压根据水平散度定义再考虑整层大气不可压代入（*）中即，位势涡度守恒2．讨论：假设不变研究青藏高原附近的低值高值系统的变化

处在西风带中，在青藏高原西风带中，底值系统（高空槽、低中心）上（下）山，气柱缩短（伸长），为了保证整层大气的不可压缩性，必伴有水平辐散（合），同时在水平地转偏向力作用下，反气旋（气旋）涡度生成，考虑准地转运动有等压面高度升高（降低）低值系统（槽、低中心）减弱（加强）；反之，高值系统上山，加强;下山,减弱。位势倾向方程和方程一．位势倾向方程1．推导从简化涡度方程入手(3.15)(3.16)设法消去这项具体是将热力学能量方程写成位温形式表示热力学能量方程引入比容，静力稳定度

有以静力方程，

代入，再对P求偏导与准地转涡度方程(3.16)式相加消去得：(3.19)如不考虑非绝热加热，则上式右端的第三项可略去，得：(3.20)以上两式称为位势倾向方程2．讨论①相对涡度平流；地转涡度平流，以相对涡度平流为主

为长波槽对于一般波，引起变化，即变化的物理解释：槽前（后）脊后（前）借助西南风（西北风）将正（负）相对涡度从大的往小的方向输送，使得槽前（后）脊后（前）固定点正（负）相对涡度增加（减少），同时水平地转偏向力作用伴随水平辐散（合），引起低层气柱质量减少（增加）、降压（升压）出现负（正）变压中心，有变压风辐合（散）；其高层水平辐散（合），导致上升（下沉）运动，上升（下沉）绝热膨胀冷却（收缩升温），低层气柱降温（升温）此气柱收缩（膨胀），高层等压面高度降低（升高），即（＞0）；槽脊线上变高为零，即结论：槽脊移动即前进，强度无变化。②温度平流随高度变化项若冷平流随高度减弱实际大气，对流层中温度平流随高度减弱，尤为对流层中上层。若有冷平流，反映对流层内冷平流随高度减弱物理解释：

低压中心左部与高压中心右部之间对应槽线处，风随高度逆转，此气层有冷平流，气柱降温（降温反映以下气柱明显降温）收缩，等压面槽线处高度降低，反映，槽加深：相反低压中心右半部与高压中心左半部之间对应脊线处即脊加强结论：槽脊加深，加强③非绝热随高度变化项二．方程1．推导准地转，准静力(3.23)此为方程2．讨论①对，

以为主，上升运动（低压中心区）物理解释：

地面气旋（反气旋）上空高空处在槽前（后）脊后（前），正（负）相对涡度随高度增加，使得固定点正（负）相对涡度随高度增加，同时在水平地转偏向力作用下，伴随水平辐散（合）随高度增加，必伴有上升（下降）运动。②冷平流下沉运动暖平流上升运动物理解释：

低压中心左（右）部与高压中心右（左）部之间上空对应槽（脊）线处附近，风随高度逆（顺）转，此气层间有冷（暖）平流，伴有下沉（上升）运动。③，吸热，，上升运动，放热，，下沉运动第四节温带气旋与反气旋一、温带气旋的生成1． 静止锋产生波动生成锋面气旋2． 倒槽锋生型（焊接型）

图3.5焊接型

物理解释：静止锋上空，气流比较平直，由于高空扰动，气流呈波状分布，这时静止锋上空处在槽前脊后，有正相对涡度平流输送，使得固定点正相对涡度增加（），同时在水平低转偏向力作用下伴随水平辐散引起低层地面质量减少，发生在静止锋上有低压中心生成，静止锋产生波动生成锋面气旋。二、温带气旋生命史1． 波动阶段（图a，b）2. 成熟阶段（图c，d）3. 锢囚阶段（图e，f）4. 消亡阶段（图g，h）

ab

cd

ef

gh三、温带气旋发展动力因子及热力因子作用1．动力因子（涡度因子）--相对涡度平流图3.7槽前（后）脊后（前），借助西南风（西北风）将正（负）相对涡度从大往小方向输送，使得温带气旋（反气旋）上空槽前（后）脊后（前）固定点正（负）相对涡度增大，同时在水平地转偏向力作用下伴随水平辐散（辐合），引起低层地面质量减少（增大），温带气旋（反气旋）降压（）（加压），此气旋（反气旋）加深发展。在这过程中，低层地面降压（加压）有负（正）变压中心产生，变压风辐合（散），高层水平辐散（合）导致上升（下沉）运动。由于上升绝热膨胀冷却（下沉增温），此气柱收缩（膨胀），高层等压面高度降低（）（升高），因此槽前（后）脊后（前）有负（正）变高。这样槽线处变高为零，槽强度无变化，槽向变高梯度方向移动，温带气旋、反气旋加深发展。

结论：使得高空槽脊移动，地面气旋、反气旋加深发展。2．热力因子（温度平流）温带气旋左（右）半部与反气旋右（左）半部之间上空对应500hpa槽（脊）线处附近，风随高度逆转（顺转），此气层间有冷（暖）平流（500hpa处也有冷（暖）平流），降（增）温气柱收缩（膨胀），500hpa槽（脊）线处等压面高度降低（增高），槽（脊）线处有负（正）变高，槽（脊）加深。温带气旋左（右）半部与反气旋右（左）半部由于气柱收缩（膨胀），此之间等压面高度增高（降低），即有正（负）变高。温带气旋、反气旋变高为零。结论：使得高空槽脊加深加强，温带气旋、反气旋移动。热力因子间接作用：使得温带气旋、反气旋加深加强。由于槽（脊）线处附近及低层地面都有冷（暖）平流，有降（增）温气柱收缩（膨胀），槽（脊）线处高度降低（增高），振幅加大，即曲率加大，槽前（后）脊后（前）正（负）相对涡度平流输送增大，引起固定点正（负）相对涡度增大，同时在力作用下，伴随水平辐散（合）加大，导致大量质量减少（增大），降压（升压），低层地面温带气旋（反气旋）加深发展。气旋反气旋四、温带气旋发展四个阶段1． 波动阶段 ① 温压场特征 a. 温度槽落后高度槽 b． 高空槽随高度向冷方倾斜（后倾） c． 平流零线处在温带气旋中心上空 ② 变压场特征 动力因子使温带气旋减压（）加深

热力因子使温带气旋加深，气旋中心，气旋前气旋后2． 成熟阶段（青年气旋） ① 温压场特征 a． 振幅加大 b． 温度槽落后高度槽但比前阶段有所靠近 ② 变压场特征 动力因子使温带气旋减压（）加深 热力因子使温带气旋加深，气旋上，气旋前气旋后3． 锢囚阶段 ① 温度场特征 a． 振幅进一步加大出现闭合中心 b． 温度槽接近高空槽 c． 高空出现暖舌，地面有锢囚锋出现 ② 变压场特征 动力因子起削弱作用，摩擦力与动力因子作用相同4． 消亡阶段 温度槽与高空槽重合，动力因子，热力因子，摩擦力占主导。

图3.8气旋各发展阶段的高空气压场与地面变压区五．温带反气旋发展 动力因子起主要作用 1. 初生阶段 2. 发展阶段 3. 消亡阶段六、 温带气旋、反气旋天气 1. 锋面气旋天气特征 2. 锋面气旋的卫星云图特征 3. 反气旋的天气特征七、 气旋再生、气旋族 1． 气旋再生 趋于消亡的气旋在一定条件下获得重新加强发展 2． 气旋族 同一条锋系上出现一连串气旋，最先一个已锢囚，紧跟的一个成熟，再后面的一个波动，呈一系列的气旋。

图3.9气旋族与流场八、热低压1． 定义 近地面加热，出现在700hpa以下的气旋性旋转称热低压2． 形成 ① 局地加热 ② 暖平流作用 暖平流使热低压转为浅薄系统第五节东亚气旋与反气旋一、北方气旋、南方气旋1． 北方气旋的范围： 45°~55°N，70°~140°E 北方气旋的种类： 蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋、黄海气旋2． 南方气旋的范围： 25°~35°N，70°~140°E 南方气旋的种类： 江淮气旋、东海气旋二、蒙古气旋、江淮气旋生成过程1． 蒙古气旋生成过程 蒙古气旋形成的高空温压场特征是：当高空槽接近蒙古西部山区时，在迎风坡减弱，背风坡加深，等高线遂成疏散形式。

图3.10蒙古气旋发生的高空温压场 疏散槽：槽线处有正相对涡度输送， 槽加深 槽前正相对涡度更大（疏散槽槽前）槽前辐散加大倒槽内降压倒槽内低压中心生成，冷锋进入，倒槽内东北方向有暖锋锋生，进入低压中心焊接生成蒙古气旋。2． 江淮气旋生成过程 ①静止锋:这类江淮气旋的形成过程与典型气旋的生成过程类似。 ②倒槽锋生气旋

图3.11倒槽锋生江淮气旋生成过程三、典型气旋与倒槽锋生型气旋有何不同？ 典型气旋： 静止锋附近风场气旋性切变处在两高压之间相对低的地方。高空平直气流扰动产生波动。 倒槽锋生型气旋： 地面倒槽冷锋进入暖锋锋生，在倒槽内焊接。高空高空槽存在。四、爆发性气旋 24小时内气压下降在24hpa以上，天气变化激烈，辐合很强，可生成灾难性天气。第四章大气环流大气环流包含着及其丰富的内容，对这个名词从不同角度着眼有着不同的含意。一般来说，大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。这种大范围大气运动的水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10公里以上，时间尺度在1—2日以上，这么大范围的大气运动的基本状态，是各种不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。第一节大气平均环流特征与季节交换一 平均纬向风分量的经向分布二 平均经向风分量的经向分布三 平均水平环流 （一） 对流层中部（500hpa） （二） 对流层底部四 大气环流的季节转换第二节控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型大气环流是以稳定的平均状态长期维持着。那么是什么形成并维持着大气环流呢？经研究发现，其主要因子是太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀（海陆分布不均）和地面摩擦。一太阳辐射作用二地球自转由于辐射能收支不平衡造成南北温度差异出现直接热力环流圈，但地球自转使直接热力环流圈一分为三，形成著名的三圈经向环流。（一） 低纬哈得来环流圈的形成 由于太阳辐射，在对流层内赤道暖，极地冷。根据静力平衡（静力方程）高层必有指向极地的水平气压梯度力存在。离开赤道后，在地转偏向力的作用下向北的风速逐渐减小，在30°N附近辐合，下沉到近地面，其中一部分向南作水平运动，同时在地转偏向力作用下转为东北风，称东北信风（同理，在南半球有东南信风）。这样在赤道近地面辐合（赤道辐合带）上升，构成北半球哈得来环流。（二） 极地环流的形成 极锋的定义 因为在低层的东北气流（来自极地和高纬）一般比较干冷，来自低纬的西南气流一般比较暖湿，这两者相遇便形成了北半球的主要锋区，通常称为极锋。（三） 间接环流（费雷尔环流）的形成 副热带锋区的定义 在对流层中上部哈得来环流中来自赤道的暖湿气流与间接环流高空的较干冷的北风气流之间形成副热带锋区。三角动量交换（一）角动量变化方程（二）大气内部角动量的水平输送（三）大气内部角动量的垂直输送四地球表面的不均匀性（一）海、陆分布对大气环流的影响（二）地形影响五能量收支第三节极地环流概况一 北极环流的平均情况 （一） 1月 （二） 7月二 极地气旋活动路径三 极地近地面气温垂直分布的特点 （一） 冬季 （二） 极地地面温度年变化十分显著 （三） 极地地区大气层结稳定四 极地环流的异常第四节热带环流概况一 平均环流特征 （一） 地面流场 （二） 对流层上部平均流场二 平均经向垂直环流三 平均纬向垂直环流 沃克环流的定义： 数个纬向环流圈中，最主要的结构是在印度尼西亚和西太平洋暖洋面上的上升运动及其东西两侧的下沉运动，与印度尼西亚的对流区相联系的纬向环流圈叫作"沃克环流"，它横跨太平洋。第五节西风带大型扰动一.概述1.

中高纬度对流层环流特征：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：①.主要特征：纬向环流<======>经向环流②.原因：二.

环流指数与指数循环１.环流指数（西风指数）Rossby把３５°～５５°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作为西风指数Ｉ高指数→纬向环流低指数→经向环流２.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。三.西风带长波1.长波的概述①超长波：波长在一万公里以上，绕地球一圈可有１～３个波，生命史１０天以上,属于中长期天气过程。②长波：也称罗斯贝波，行星波。波长３０００～１００００公里，全纬圈约为３～７个波，振幅１０～２０纬距，平均移速１０个经距／日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退。③短波：波长和振幅均较小，移动快，平均移速为１０～２０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。2.长波辨认方法①制作时间平均图②制作空间平均图③绘制平均高度廓线图④分析长波的结构和特性3.长波波速公式①公式推导：假定大气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。绝对涡度守恒展开上式，得：（4.14）利用小扰动法，令（4.15）

其中表示纬向基本气流速度，为常数，为经向扰动速度，是微量。这里假定纬向扰动速度，经向平均速度。故：

将以上关系代入（4.14）式，得：

其中

，上式中和的两次导数皆是微量，因此是二级微量，比其它各项小得多，可以略去，得:

（4.16）

由于和β皆视为常数，所以这个方程是一个二阶线性偏微分方程，它是一个波动方程，其解可写为

（4.17）

式中Av为波动振幅，L为波长，C为波速。因为只是t和x的函数，而与y无关，故波宽可看作为.将（4.17）代入（4.16），得：

(4.18)

上式即为长波波速公式或称槽线方程、罗斯贝波速公式等。

在（4.15）和（4.17）式所示的流场分布下，流线方程为：

于是,在t=0时,通过坐标原点(X=0,Y=0)的流线为：

其中A为流线波动的振幅,从扰动与流线的关系看来，扰动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（图4.32）。②波速公式的的物理意义相对涡度平流的作用：地转涡度平流的作用：波东进还是西退取决于和相对重要性波东进波西退波静止③波速公式的讨论a.波速取决于,L.西风强时（大），波动移动较快，反之，移动较慢；波长短时，移动较快，反之较慢。b.C<.波长较短时,其传播速度C稍小于,若波长较长，则C与之差较大。c.当时，C=0,波静止。时，波前进;时，波后退,为临界纬向风速.表4.1是根据这一公式计算得到的在不同纬度、不同波长情况下临界纬向风速值表4.1临