基础水文气象讲义2014.5.4

第一章气象学基础知识第一节大气概况一、大气的组成围绕地球表面的空气层称为大气层，简称大气。而天气，从现象上来讲，绝大部分是大气中水分变化的结果，。大气是由各种气体和微粒混合组成的，通常包括干洁空气、水气和尘埃。干洁空气是指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个混合气体，简称干空气。它的主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，其容积含量占全部干洁空气的99.99%以上，。其余还有少量的氢、氖、氪、氙、臭氧等。水汽在大气中含量很少，但变化很大，其变化范围在0-4%之间，水汽绝大部分集中在低层，有一半的水汽集中在2公里以下，四分之三的水汽集中在4公里以下，10-12公里高度以下的水汽约占全部水汽总量的99%。大气中的水汽来源于下垫面，包括水面、潮湿物体表面、植物叶面的蒸发。由于大气温度远低于水面的沸点，因而水在大气中有相变效应。水汽含量在大气中变化很大，是天气变化的主要角色，云、雾、雨、雪、霜、露等都是水汽的各种形态。水汽能强烈地吸收地表发出的长波辐射，也能放出长波辐射，水汽的蒸发和凝结又能吸收和放出潜热，这都直接影响到地面和空气的温度，影响到大气的运动和变化。尘埃是指来源于火山爆发、尘沙飞扬、物质燃烧的颗粒、流星燃烧所产生的细小微粒和海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，还有细菌、微生物、植物的孢子花粉等，。它们多集中于大气的底层。大气中杂质、微粒，聚集在一起，直接影响大气的能见度。但它能充当水汽凝结的核心，加速大气中成云致雨的过程；它能吸收部分太阳辐射，又能削弱太阳直接辐射和阻挡地面长波辐射，对地面和大气的温度变化产生了一定的影响。二、大气的垂直结构整个地球大气层按其成分、温度、密度等物理性质在垂直方向上的变化，世界气象组织把它分为五层，自下而上依次是：对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。如按大气的化学成分来划分，可分为均质层和非均质层。将在90公里高度以下，组成大气的各种成分相对比例不随高度而变化一层叫做均质层；，。在90公里高度以上，组成大气的各种成分的相对比例，是随高度的升高而发生变化的，比较轻的气体如氧原子、氦原子、氢原子等不是均匀的混合层叫做非均质层。如按大气电离的状态来划分，可分为非电离层和电离层。在海平面以上60公里以内的大气，基本上没有被电离处于中性状态，所以这一层叫非电离层。在60公里以上至1000公里的高度，这一层大气在太阳紫外线的作用下，大气成分开始电离，形成大量的正、负离子和自由电子，所以这一层叫做电离层，这一层对于无线电波的传播有着重要的作用。由于包围在地球周围的大气层中的空气具有可压缩性,就使得绝大部分的大气质量集中于大气底层，,越往高空，,空气越稀薄。根据实测,大气质量的大约75%集中在10公里km以下，,99%集中在35公里km以下。2.1对流层对流层是大气的最下层。它的高度因纬度和季节而异。就纬度而言，低纬度平均为17～18公里；中纬度平均为10～12公里；高纬度仅8～9公里。就季节而言，对流层上界的高度，夏季大于冬季。；。其主要特征如下对流层的主要特征有：①气温随高度的增加而递减，平均每升高100米，气温降低0.65℃。其原因是太阳辐射首先主要加热地面，再由地面把热量传给大气，因而愈近地面的空气受热愈多，气温愈高，远离地面则气温逐渐降低。②空气有强烈的对流运动。由于地面性质不同，因而受热不均。暖的地方空气受热膨胀而上升，冷的地方空气冷缩而下降，从而产生空气对流运动。对流运动使高层和低层空气得以交换，促进热量和水分传输，对成云致雨有重要作用。③天气的复杂多变。对流层集中了75%大气质量和90%的水汽，因此伴随强烈的对流运动，产生水相变化，形成云、雨、雪等复杂的天气现象。2.2平流层自对流层顶向上55公里高度，为平流层。其主要特征：①温度随高度增加由等温分布变逆温分布。平流层的下层随高度增加气温变化很小。大约在20公里以上，气温又随高度增加而显著升高，出现逆温层。这是因为20～25公里高度处，臭氧含量最多。臭氧能吸收大量太阳紫外线，从而使气温升高。②垂直气流显著减弱。平流层中空气以水平运动为主，空气垂直混合明显减弱，整个平流层比较平稳。③水汽、尘埃含量极少。由于水汽、尘埃含量少，对流层中的天气现象在这一层很少见。平流层天气晴朗，大气透明度好。第二节基本气象要素风、气温、湿度、气压、云、能见度、雾等,都是表征大气状态的物理量或物理现象,统称为气象要素。一、风空气的流动现象。地面气象观测中测量的是空气相对于地面的水平运动，用风向和风速表示。风向是指风来的方向。地面风向用16方位表示，每相邻方位的角度差为22.5°。以0°表示正北，90°表示正东，180°表示正南，270°表示正西（见表1.1）。风速是单位时间内空气移动的水平距离。单位常用m/s、knot(海里，又称“节”)和km/h表示，其换算关系如下：1m/s=3.6km/h；1knot=1.85km/h;1km/h=0.28m/s;1knot=0.5m/s。，它的强度气象上用蒲福风级表示（见表1.2）。；单位常用m/s、knot(海里，又称“节”)和km/h表示，其换算关系如下：1m/s=3.6km/h；1knot=1.85km/h;1km/h=0.28m/s;1knot=0.5m/s。在工程建筑荷载应用上，海洋站观测风速应采用普蓝兰特风速换算公式统一换算到海平面10米处风速.。V0=KnVZ;（1-1）其中，V0为海平面10m处风速；VZ为测站实测风速；Z为传感器高度；Kn为系数，Z0为海面粗糙度取0.003m。表1.1风向风位与度数对照表U10米=Kn，U实测=1-1表1.21蒲福风力等级表1.1观测预报常用风速1.1风力（（1）表示风的强度，气象上用蒲福风级表示（见表1.2）。（2）风在建筑物或其他物体上的作用力，常用压强或总压力P表示风的表示压力。，公式为：P=0.0625v2(1-2)式中P为风压，单位为kg/m2,V为风速，由此可见11级（30m/s）风的风压是每平方米50公斤左右，强台风（50m/s）的风压每平方米可达到150公斤左右。波压为波浪对物体的作用力，波压公式为(1-3)式中H为波高，K1为水底坡度i的函数，K2为波坦L/H的函数，为水的重度（）；当取H为3米，K1，K2取最大值时，即3米波浪每平方米的波压为10吨左右。在狂浪狂涛时，波压可达每平方米30-50吨左右。波压是风压的大约200倍左右。表1.2蒲福风力等级表1.21观测预报常用风速（1）瞬时风速：空气微团的瞬时水平移动速度。在自动气象站中，瞬时风速是指3s的平均风速。（2）平均风速：在给定时段内风速的平均值。人工观测时测量2min,10min;自动观测时测量1min、2min、10min；海洋气象观测测量10min。（3）最大风速：在给定的时间段内选取任意10min的平均风速最大值。常用的最大风速有整点的最大风速及日、月、年最大风速。（4）极大风速：在给定的时间段，瞬时风速的最大值。常用的极大风速有日极大瞬时风速，年最大极大瞬时风速。1.32观测预报常用风向（1）平均风向：在给定时段内风向的平均值。（2）最多风向：在给定的时间段，出现频率最多的风向。表1.3常用风速之间的比值时距瞬时与1分钟瞬时与2分钟瞬时与10分钟2分钟与10分钟陆上海上比值1.1561.211.501.2771.103表1.2常用风速之间的比值1.43常用风速之间的比值关系表1.3常用风速之间的比值时距瞬时与1分钟瞬时与2分钟瞬时与10分钟2分钟与10分钟陆上海上比值1.1561.211.501.2771.103在工程建筑应用上，海洋站海岛观测站风速应统一换算到海平面10米处风速，采用普兰特风速换算公式：U10米=Kn，U实测=1-11.54风压风压公式：P=0.0625v21-2一般由此可见10-11级风的基本风压是：每平方米50公斤左右，强台风的基本风压为每平方米150公斤左右。波压：一般波浪每平方米的波压为10吨左右，在狂浪狂涛时，波压可达每平方米30-50吨左右。波压是风压的大约200倍左右。1.5测风观测仪器测风仪器主要有电接风向风速计、自动测风仪、轻便风向风速表（1min）、旋转式测侧风传感器。二、气压2.1气压的定义及单位气压指大气的压强，它是从观测点到大气上界单位面积上垂直空气柱的重量，即，式，式中，A为面积，M为A面积上的大气质量，g为重力加速度。气象学上气压的测量单位是hPa（百帕）和mmHg（毫米水银柱高）。1hPa等于1cm2面积上受到10-2N（牛顿）压力时的压强值，即：1hPa=10-2（N/cm2）mmHg和hPa之间的换算关系为：；；（1-4）1-3在气温为0℃、纬度45℃的海平面的标准下,760mm水银柱高的大气压称为标准大气压,此时的当选定纬度为45°的海平面的温度为0℃作为标准时，海平面气压为1013.25hPa，相当于760mm的水银柱高度，此压强为1个标准大气压。气压总是随着高度的升高而减小。又因空气密度随高度升高而迅速减小,造成气压随高度升高而减小的速度很快。在近地面层,高度每升高10米m,气压的降低值约为1.3hPa；;在0～1000米m的低层大气中,每上升100米m,气压约降低12hPa以上；;在2～3公里km的高度,每上升100米，气压下降10hPam。2.2气压日变化指一天内气压高低的周期性变化。在中、低纬度地面气压的日变化、一般有两个高值两个低值。最高值出现在9～10时，次高值出现在21～22时；最低值出现在15～16时，次低值出现在3～4时。导致大气压日变化的原因主要有三点：一是大气的运动；二是大气温度的变化；;三是大气湿度的变化。日出以后，地面开始积累热量，同时地面将部分热量输送给大气，大气也不断地积累热量，其温度升高湿度增大。当温度升高后，大气逐渐向高空做上升辐散运动，在下午15～16时，大气上升辐散运动的速度达最大值，同时大气的湿度也达较大值。由于此二因素的影响，导致一天中此时的大气压最低。16时以后，大气温度逐渐降低，其湿度减小，向上升的辐散运动减弱，大气压值开始升高。进入夜晚，大气变冷开始向地面辐合下降，在上午9～10时，大气辐散下降压缩到最大程度，空气密度最大，此时的大气压是一天中的最高值。2.3测量仪器测量气压主要有空盒气压表（无液）、水银气压表。空盒气压表又称固体金属气压表。是一种轻便的测定大气压力的仪器。它是利用大气作用于金属空盒上（盒内接近于真空）的压力，使空盒变形，通过杠杆系统带动指针，使指针在刻度盘上指出当时气压的数值。空盒气压表不如水银气压表精确，一般台站只作参考仪器，多用于野外观测。高压系统控制时，气压较高，天气晴朗；气压系统控制时，气压较低，将有风雨天气出现。三、温度3.1温度定义表示大气冷热程度的物理量称作气温。空气冷热的程度，实质上是空气分子平均动能的表现。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温也就升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温也就降低。气温是重要的大气状态参数之一。影响气温变化的因子有太阳、地面和大气辐射及空气的增热和冷却。气象上常用的温度单位是摄氏度（℃）和绝对温度（K）。摄氏（℃）温标是以大气压为1013.3hPa时纯水的冰点为零度（0℃），沸点为100度（100℃），其间等分100等份中的1份即为1℃。绝对温标，以K表示。绝对温标中1度的间隔和摄氏度相同，其零度称为绝对零度，规定等于摄氏-273.15℃。因此水的冰点为273.15.K，沸点为373.15K。两温标之间的换算关系如下：T=t+273.15≈t+273（1-45）大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表。3.2温度的日变化气温日变化指一天内气温高低的周期性变化。这种变化离地面愈近愈明显。大陆上最高气温一般出现在14时左右，海洋上最高气温一般出现在中午12时30分左右；，最低气温一般在日出前后。正午以后，太阳辐射虽开始减弱，但地面获得的太阳辐射散热热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，直到太阳辐射热量开始少于地面辐射失去的热量时，即由盈余转为亏损的时刻，地面温度达最高值。地面将热量传给空气还需一定时间，故最高气温出现在14时左右。夜间地面热量亏损，气温降低，直到日出前地面储存热量减至最少，故最低气温出现在清晨5时左右。这一天中气温最高值与最低值之差叫做气温日较差。一天中最高值与最低值的差值,称为气温日较差。气温日较差的大小与纬度、季节、下垫面性质、天气状况、海拔高度及地形等有关。日较差低纬大,随着纬度的增高而减小,热带地区平均为12℃,温带地区平均为8～9℃,极地附近只有2℃;日较差夏季大冬季小,这种随季节的变化在中纬地区最明显;陆地上日较差比海洋上大得多,陆上常在10～15℃,沙漠最大,海洋上日较差只有1～2℃,大洋上则更小;晴天的日较差比阴天大;海拔高度越高,气温日较差越小,在2～3公里高度上,其值可小于1℃。3.3气温的年变化一年之内,月平均气温有一个最高值和一个最低值。北半球,大陆上最高值出现在7月,最低值出现在1月；;海洋上比大陆推迟一个月,分别为8月和2月。气温年较差的大小也随纬度、下垫面性质和海拔高度等变化。年较差赤道附近最小,两极最大；;同纬度相比,气温年较差海洋上小，,陆地上大,从沿海向内陆逐渐增大；;海拔高度越高,气温年较差越小。另外,在赤道地区,一年中气温出现了两个高值和两个低值,出现时间分别为春分、秋分和冬至、夏至之后。3.4海平面平均气温的分布气温的分布通常用等温线表示,分别表示订正到海平面后的全球1月和7月平均气温的地理分布（图1.1、1.2）。由全球海平面气温等温线分布的主要特征可以看出影响气温分布的主要因素及其作用。图1.1全球1月平均海平面气温图1.2全球7月平均海平面气温（1）.赤道地区气温高,向两极逐渐降低,表明太阳辐射增暖地面对气温的影响主要是由纬度决定。（2）.等温线大致与纬圈平行,这点在南半球表现明显,而在北半球,等温线并不完全与纬圈平行,其特征是:冬季(1月)等温线在大陆上凹向赤道,海洋上凸向极地；;夏季则相反。说明冬季大陆为冷源,海洋为热源；;夏季则相反。这一事实表明气温的分布还要受海陆分布、地表不均匀及洋流的影响。四、湿度4.1湿度的定义和表示方法大气湿度是表示大气中水汽含量或量多少的物理量潮湿程度的物理量称大气湿度，湿度是决定大气中云、降水、雾等天气现象的重要因素。同时,随着湿度的变化,大气中水汽发生相变的物理过程直接影响着天气变化和天气系统的发展。大气湿度常用下述物理量表示。4.1.1水汽压和饱和水汽压大气压是大气中各种气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力称水汽压（）。在温度一定的情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和空气。饱和空气的水汽压（E）称饱和水汽压，也叫最大水汽压。超过这个限度，水汽就要开始凝结。4.1.2绝对湿度绝对湿度指单位空气中含有的水汽质量，即空气中的水汽密度，其单位为g/m3。绝对湿度不能直接测得，需要通过其他量间接测得。若取e的单位为hPa，绝对湿度的单位取g/m3，则两者的关系为：（1-6）1-54.1.3相对湿度相对湿度（）是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用%表示），即：（1-7）1-6；相对湿度接近100%时，表示当时空气接近饱和。当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大，相对湿度会减小。在实际观测中，相对湿度也是不能直接测量得到，需要通过干球和湿球温度观测值计算得到。4.1.4饱和差在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（）。即实际空气距离饱和的程度。表达式为：。；4.1.5比湿在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值，称比湿（q）。其单位是g/g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数来表示的，即g/kg。QUOTE（这个公式不知道干嘛的）1-7；式中QUOTE。为该团湿空气中水汽的质量；QUOTE。为该团湿空气中干空气的质量。据此公式和气体状态方程可导出：QUOTE1-8；式中气压（）和水汽压（）单位相同，均为，的单位是g/g。对于某一团空气而言，只要其中水汽质量与干空气质量保持不变，不论发生膨胀或压缩，体积如何变化，其比湿都保持不变。4.1.46露点温度在空气中水汽含量不变，气压一定的条件下，使空气冷却达到饱和时温度，称露点温度，简称露点（）。其单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低只与空气中的水汽含量有关，水汽含量愈多，所以露点也是反映空气中水汽含量的物理量。上述各种表示湿度的物理量中，水汽压、绝对湿度、比湿、露点基本上表示空气中水汽含量的多寡；而相对湿度、饱和差则表示空气距离饱和的程度。4.2大气中水汽的分布4.2.1垂直分布大气中的水汽主要来源于下垫面的蒸发,并借助于垂直上升气流和乱流向上输送到中、上层大气中。因此,绝对湿度随高度的增加而迅速减小。在1.5～2公里km高度处约为地面的1/2,到5公里km高度处,已减少到地面的1/10左右。这表明90%的水汽含量集中在5公里km以下的气层中。4.2.2水平分布下垫面的性质不同,蒸发情况有差异,通常海面蒸发量多于陆地,森林多于沙漠。蒸发面相同时,蒸发量的大小与气温密切相关。因此,绝对湿度的水平分布是不均匀的,在赤道地区最大,水气压（e）e的平均值约为25hPa,中纬地区约为10hPa,两极地区最小,约为2.5hPa。五、降水降水是指从天空降落到地面的液态或固态水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、霰、冰粒和冰雹等。降水量是表征某地干湿状态的重要要素，指降水落到地面（固态降水则需经过融化后），未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，降水量以mm（毫米）为单位。雨量计（rainfallrecorder，或量雨计、测雨计）是一种气象学家和水文学家用来测量一段时间内某地区的降水量的仪器。雨量计的种类很多，常用的雨量计见的有虹吸式雨量计、称重式雨量计、翻斗式雨量计等等。六、水平能见度能见度指视力正常的人在当时天气条件下，能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离，单位用m或km表示。常见的能见度测量仪器有：透射型能见度测量仪器、散射型能见度测量最仪器以及能见度自动测量系统。第三节大气的运动牛顿第二运动定律适用于惯性参考系，它说明单位质量空气块相对于空间固定坐标系的运动加速度等于所有作用力之和。这里所指的力是真实作用于大气的力，一般称为基本力或牛顿力，包括：气压梯度力、地心引力、摩擦力等；对于相对于自转地球的大气运动而言，单位质量空气块的相对运动加速度，除决定于基本作用力外，还决定于由于坐标系随地球一起旋转所呈现出的视示力（外观力），包括同地球旋转有关的地转偏向力（科里奥利力）和惯性离心力等，这些力的水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。一、影响大气运动的作用力牛顿第二运动定律适用于惯性参考系，它说明单位质量空气块相对于空间固定坐标系的运动加速度等于所有作用力之和。这里所指的力是真实作用于大气的力，一般称为基本力或牛顿力，包括：气压梯度力、地心引力、摩擦力等；对于相对于自转地球的大气运动而言，单位质量空气块的相对运动加速度，除决定于基本作用力外，还决定于由于坐标系随地球一起旋转所呈现出的视示力（外观力），包括同地球旋转有关的地转偏向力（科里奥利力）和惯性离心力等，这些力的水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。1.1气压梯度力：在气压梯度存在时，单位质量空气所受的力称为气压梯度力，通常用G表示。表达式如下：（1-8）1-9气压梯度力可以分解为水平气压梯度力（）和垂直气压梯度力（），即：，（1-9）1-10由上式可知：它的方向指向的方向，即由高压指向低压，它的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比。在大气中，气压梯度力的垂直分量比水平分量要大得多，但是重力与Gz始终处于平衡状态，因而在垂直方向上一般不会造成强大的垂直加速度；而水平气压梯度力虽小，由于没有其它实质力与它相平衡，但在一定条件下却能造成较大的空气水平运动。气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力。1.2地心引力：是指地球对单位质量空气的引力（地心引力）。那么地球对单位质量空气的引力为（1-10）QUOTEQUOTE=QUOTE1-11；其中M为地球的质量，m为空气块的质量，G为引力常数，r为空气到地心的距离。地心引力是始终作用于大气的实在的力。1.3摩擦力：是两个相互接触的物体作相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。大气运动中所受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力。内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制力，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也成湍流摩擦力，其大小取决于上下层风的矢量差和湍流强度。外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比。内摩擦力与外摩擦力的矢量和称摩擦力。摩擦力的大小在大气中的不同高度上是不同的，以近地面层最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1～2公里km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。1.4惯性离心力：是物体在作曲线运动时所产生的，由运动轨迹的曲率中心沿曲率半径向外作用在物体上的力。这个力是物体为保持沿惯性方向运动而产生的，因而称惯性离心力。惯性离心力同运动的方向垂直，自曲率中心指向外缘（图1.31），对单位质量空气而言，惯性离心力C的大小的表达式为：：C=QUOTE。C=QUOTE错误！未找到引用源。1-12。惯性离心力只改变物体运动的方向，不改变运动的速度。图1.31惯性离心力1.5地转偏向力：当空气块与自转的地球作相对运动时，对站在地球表面的观察者来看，空气块除了受惯性离心力作用外，还受到另一种惯性力的作用，这种惯性力称为地转偏向力（或偏向力、或科里奥利力、或科氏力）。在大尺度的空气运动中，地转偏向力是一个很重要的力。地转偏向力的特点：（1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不受地转偏向力的作用；（2）地转偏向力的方向同物体运动的方向垂直，它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动速率的大小。在北半球，地转偏向力指向物体运动的右方，使物体向原来运动方向的右方偏转；（3）地转偏向力的大小同风速成正比。在同纬度，风速越大，地转偏向力越大。地转偏向力的大小同纬度的正弦成正比。在风速相同的条件下，地转偏向力的增高而增大，在赤道上地转偏向力等于零。上述的作用力对空气运动的影响是不一样的。一般而言，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其他力（摩擦力、惯性离心力、地转偏向力）是在空气开始运动后才开始起作用的，而且所起的作用视具体情况而有不同。地转偏向力对高纬度地区或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬度地区特别是赤道附近的空气运动影响甚小。惯性离心力是在空气曲线运动时起作用，而在空气运动近于直线时，可以忽略不计。摩擦力在摩擦层中起作用，而在自由大气中的空气运动可不予考虑。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响空气运动的方向和速度。气压梯度和重力既可改变空气运动状态，又可使空气有静止状态转变为运动状态。二、风场和气压场的关系依据大尺度运动中的作用力平衡关系，通过讨论地转风、梯度风等平衡运动建立风场与气压场之间的关系。2.1地转风对于中纬度天气尺度运动来说，在水平方向上地转偏向力和气压梯度力近于平衡，这两个力的平衡关系可表示为：1（1-11）3这一关系式通常称为地转关系或地转平衡方程，满足上式的风称为地转风。用，表示地转风的分量，则：1（1-12）4其向量形式为：1（-1-13）5（1）地转风条件：自由大气；中高纬度范围；准水平大尺度运动；水平直线运动。（2）地转风与等压线平行，在北半球背风而立，高压在右，低压在左。因此在低压中，风呈逆时针旋转，这个系统称为气旋，而在高压中，风呈顺时针旋转，这个系统称为反气旋。（3）地转风风速大小与水平气压梯度成正比，等压线越密集，地转风越大。（4）地转风风速大小与纬度成反比，相同的水平气压梯度力，高纬风大，低纬风小。2.2梯度风在没有或不考虑摩擦力时，气压梯度力，地转偏向力，惯性离心力三力平衡时与等压线平行的风称为梯度风。在有梯度风时，等压线与流线重合。s轴n轴（——梯度风方1-程1-14）6s轴n轴第四节大气环流一、大气环流的概念大气环流，一般是指具有全球性的、大范围的大气运行现象，既包括平均状态，也包括瞬时现象。其水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10km公里以上，时间尺度在数天以上。二、大气环流形成原因大气环流主要有以下四个原因形成的。一是太阳辐射，这是地球上大气运动能量的来源，由于地球的自转和公转，地球表面接受太阳辐射能量是不均匀的。热带地区多，而极区少，从而形成大气的热力环流。二是地球自转，在地球表面运动的大气都会受地转偏向力作用而发生偏转。三是地球表面海陆分布不均匀。四是大气内部南北之间热量、动量的相互交换。以上种种因素构成了地球大气环流的平均状态和复杂多变的形态。图1.4大气环流图三、大气环流主要方式3.1平均纬向环流指大气盛行的以极地为中心并绕其旋转的纬向气流，这是大气环流的最基本的状态，就对流层平均纬向环流而言，低纬度地区盛行东风，称为东风带（由于地球的旋转，北半球多为东北信风，南半球多为东南信风，故又称为信风带）；中高纬度地区盛行西风，称为西风带（其强度随高度增大，在对流层顶附近达到极大值，称为西风急流）；极地还有浅薄的弱东风，称为极地东风带。图1.2大气环流图3.2平均水平环流指在中高纬度的水平面上盛行的叠加在平均纬向环流上的波状气流（又称平均槽脊），通常北半球冬季为3个波，夏季为4个波，三波与四波之间的转换表征季节变化。3.3平均径圈环流指在南北-垂直方向的剖面上，由大气经向运动和垂直运动所构成的运动状态。通常，对流层的径圈环流存在3个圈：低纬度是正环流或直接环流（气流在赤道上升，高空向北，中低纬下沉，低空向南），又称为哈得来环流；中纬度是反环流或间接环流（中低纬气流下沉，低空向北，中高纬上升，高空向南），又称为费雷尔环流；极地是弱的正环流（极地下沉，低空向南，高纬上升，高空向北）。四、大气环流表现形式大气环流主要表现为：全球尺度的东西风带、三圈环流(哈得莱环流、费雷尔环流和极地环流)、定常分布的平均槽脊、高空急流以及西风带中的大型扰动等。大气环流既是地－气系统进行热量、水分、角动量等物理量交换以及能量交换的重要机制，也是这些物理量的输送、平衡和转换的重要结果。太阳辐射在地球表面的非均匀分布是大气环流的原动力。大气环流构成了全球大气运动的基本形势，是全球气候特征和大范围天气形势的主导因子，也是各种尺度天气系统活动的背景。图1.3大气环流图五、季风环流5.1季风概述季风是由海陆分布、大气环流、大陆地形等因素造成的，以一年为周期的大范围对流现象。季风是大范围盛行的、风向随季节变化显著的风系，和风带一样同属行星尺度的环流系统，它的形成是由冬夏季海洋和陆地温度差异所致。季风在夏季由海洋吹向大陆，在冬季由大陆吹向海洋大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。季风环流也是大气环流的一个组成部分。5.2季风的特征世界上季风明显的地区主要有南亚、东亚、非洲中部、北美东南部、南美巴西东部以及澳大利亚北部，其中以印度季风和东亚季风最著名。有季风的地区都可出现雨季和旱季等季风气候。夏季时，吹向大陆的风将湿润的海洋空气输进内陆，往往在那里被迫上升成云致雨，形成雨季；冬季时，风自大陆吹向海洋，空气干燥，伴以下沉，天气晴好，形成旱季。5.3我国季风环流我国位于亚洲的东南部，所以东亚季风和南亚季风对我国天气气候变化都有很大影响。形成我国季风环流的因素很多，主要由于海陆差异，行星风带的季节转换以及地形特征等综合形成的。影响我国的冬季风主要来自亚欧大陆北方严寒的西伯利亚和蒙古一带，冬季风带来的气流寒冷干燥，影响我国北方大部分地区，是我国冬季南北温差大的主要原因之一。东亚的冬季风现象最为典型，风力较夏季风强。盛行风向在中国华北及日本北部和中部为西北风，中国黄河以南、中南半岛、印度半岛及日本南部和冲绳为东北风。带来干冷的大陆气团，强烈发展时，带来寒潮天气，气温急剧下降。但当冬季风到达中国长江以南及日本列岛时，由于冷空气流经海上，产生气团变性，会造成雨雪天气。]如果冬季风活动强烈，容易造成寒潮（图1.4）。夏季，海洋温度相对较低，大陆温度较高，海洋出现高压或原高压加强，大陆出现热低压；这时北半球盛行西南和东南季风，尤以印度洋和南亚地区最显著。西南季风大部分源自南印度洋，在非洲东海岸跨过赤道到达南亚和东亚地区，甚至到达我国华中地区和日本；另一部分东南风主要源自西北太平洋，以南或东南风的形式影响我国东部沿海。夏季风一般经历爆发、活跃、中断和撤退4个阶段。东亚的季风爆发最早，从5月上旬开始，自东南向西北推进，到7月下旬趋于稳定，通常在9月中旬开始回撤，路径与推进时相反，在偏北气流的反击下，自西北向东南节节败退。影响我国的夏季风起源于三支气流：一是印度夏季风，当印度季风北移时，西南季风可深入到我国大陆；二是流过东南亚和南海的跨赤道气流，这是一种低空的西南气流；三是来自西北太平洋副热带高压西侧的东南季风，有时会转为南或西南气流。季风每年5月上旬开始出现在南海北部，中间经过3次突然北推和4个静止阶段，5月底至6月5—10日到达华南北部，6月底至7月初抵达长江流域，7月上旬中至20日，推进至黄河流域，7月底至8月10日前，北上至终界线—华北一带。我国冬季风比夏季风强烈，尤其是在东部沿海，常有8级以上的北到西北风伴随寒潮南下；南海以东北风为主，大风次数比北部少（图1.5）。图1.4东亚冬季风图1.5东亚夏季风5.3.1海陆季风海陆分布对我国季风的作用海洋的热容量比陆地大得多，冬季，陆地比海洋冷，大陆气压高于海洋，气压梯度力自大陆指向海洋，风从大陆吹向海洋；夏季则相反，陆地很快变暖，海洋相对较冷，气压陆地低于海洋，气压梯度力由海洋指向大陆，风从海洋吹向大陆。我国东临太平洋，南临印度洋，冬夏的海陆温差大，所以季风明显。5.3.2行星风带行星风带位置季节转换对我国季风的作用地球上存在着6个风带，信风带，盛行西风带，极地东风带，南半球和北半球是对称分布的。这6个风带，在北半球的夏季都向北移动，而冬季则向南移动。这样冬季西风带的南缘地带，夏季可以变成东风带。因此，冬夏盛行风就会发生180°的变化。冬季我国主要在西风带影响下，强大的西伯利亚高压笼罩着全国，盛行偏北气流。夏季西风带北移，我国在大陆热低压控制之下，副热带高压也北移，盛行偏南风。5.3.3青藏高原大地形青藏高原对我国季风作用青藏高原占我国陆地的1/4，平均海拔在4000米以上，对应于周围地区有热力作用。在冬季，高原上温度较低，周围大气温度较高，这样形成下沉气流，从而加强了地面高压系统，使冬季风增强；在夏季，高原相对于周围自由大气是一个热源，加强了高原周围地区系统，使夏季风得到加强。另外，在夏季，西南季风由孟加拉湾向北推进时，沿着青藏高原东部的南北走向的横断山脉流向我国的西南地区。六、海陆风因海洋和陆地受热不均匀而在海岸附近形成的一种有日变化的风系。在基本气流微弱时，白天风从海上吹向陆地，夜晚风从陆地吹向海洋。前者称为海风，后者称为陆风，合称为海陆风（图1.6）。海陆风的水平范围可达几十公里，铅直高度达1～2公里，周期为一昼夜。白天，地表受太阳辐射而增温，由于陆地土壤热容量比海水热容量小得多，陆地升温比海洋快得多，因此陆地上的气温显著地比附近海洋上的气温高。陆地上空气柱因受热膨胀，在水平气压梯度力的作用下，上空的空气从陆地流向海洋，然后下沉至低空，又由海面流向陆地，再度上升，遂形成低层海风和铅直剖面上的海风环流。图1.64海风环流示意图海风从每天上午开始直到傍晚，风力以下午为最强。日落以后，陆地降温比海洋快；到了夜间，海上气温高于陆地，就出现与白天相反的热力环流而形成低层陆风和铅直剖面上的陆风环流。海陆的温差，白天大于夜晚，所以海风较陆风强。七、热岛效应7.1热岛效应概述热岛效应，指由于人为原因，改变了城市地表的局部温度、湿度、空气对流等因素，进而引起的城市小气候变化现象。该现象，属于城市气候最明显的特征之一。由于城市化的速度加快，城市建筑群密集、柏油路和水泥路面比郊区的土壤、植被具有更大的吸热率和更小的比热容，使得城市地区升温较快，并向四周和大气中大量辐射，造成了同一时间城区气温普遍高于周围的郊区气温，高温的城区处于低温的郊区包围之中，如同汪洋大海中的岛屿，人们把这种现象称之为城市热岛效应。地面等温线图上，郊区气温相对较低，而市区则形成一个明显的高温区，如同出露水面的岛屿，被形象的称之为“城市热岛”。城市热岛中心，气温一般比周围郊区高1℃左右，最高可达6℃以上，大城市散发的热量可以达到所接收的太阳能的2/5，从而使城市的温度升高。在城市热岛作用下，近地面产生由郊区吹向城市的热岛环流。城市热岛增强空气对流，空气中的烟尘提供了充足的水汽凝结核，故城市降水比郊区多。对欧美许多大城市研究发现，城市降水量一般比郊区多5%~10%。7.2热岛效应形成原因热岛效应是造成城市热岛效应的外部因素，而城市化才是热岛形成的内因。城市热岛形成的原因主要有以下几点：首先，是受城市下垫面特性的改变影响。城市内有大量的人工构筑物，如混凝土、柏油路面，各种建筑墙面，改变了下垫面的热力属性，这些人工构筑物吸热快而比热容小，在相同的太阳辐射条件下，它们比自然下垫面（绿地、水面等）升温快，因而其表面温度明显高于自然下垫面。（城区反射率小，吸收热量多，蒸发耗热少，热量传导较快，而辐射散失热量较慢，郊区恰相反）另一个主要原因是人工热源的迅速增加影响。工厂生产、交通运输以及居民生活都需要燃烧各种燃料，每天都在向外排放大量的热量。当然，城市中的大气污染物的大量排放也是一个重要原因。城市中的机动车、工业生产以及居民生活，产生了大量的氮氧化物、二氧化碳和粉尘等排放物。这些物质会吸收下垫面热辐射，产生温室效应，从而引起大气进一步升温。（城区大气污染物浓度大，气溶胶微粒多，在一定程度上起了保温作用。大气污染物在城区浓度特别大，白天它大大地削弱了太阳直接辐射，城区升温减缓，有时可在城市产生“冷岛”效应。夜间它将大大减少城区地表有效长波辐射所造成的热量损耗，起到保温作用，使城市比郊区“冷却”得慢，形成夜间热岛现象。）此外，城市里中绿地、林木和水体的大幅减少也是一个主要原因。随着城市化的发展，城市人口的增加，城市中的建筑、广场和道路等大量增加，绿地、水体等却相应减少，缓解热岛效应的能力被削弱。原则上，一年四季都可能出现城市热岛效应。但是，对居民生活和消费构成影响的主要是夏季高温天气下的热岛效应。为了降低室内气温和使室内空气流通，人们使用空调、电扇等电器，而这些都需要消耗大量的电力。高温天气对人体健康也有不利影响。有关研究表明，环境温度高于28°C时，人们就会有不适感；温度再高还容易导致烦躁、中暑、精神紊乱等症状；气温持续高于34°C，还可导致一系列疾病，特别是使心脏、脑血管和呼吸系统疾病的发病率上升，死亡率明显增加。此外，气温升高还会加快光化学反应速度，使近地面大气中臭氧浓度增加，影响人体健康。城市热岛效应主要由以下因素影响：蒸发减少、城市下垫面反射率降低、能量输入，其强度影响为：蒸发减少0.05g/sm，热输入增加120.9w/m；城市下垫面反射率降低10%，热输入增加30w/m；人工能量输入10w/m，城市中总热输入增加160.9w/m，由于受空气对流的影响，实际热输入约20w/m，计算温升约3.5℃，这与实际比较相符。当夏季空气流通减缓时，热输入会急剧增加，由于城市蒸发系统适应性低，造成城市温度急剧上升，同时由于空调和火电厂的加速运转又会造成恶性循环，加剧城市大气温升。城市蒸发量减少也形成了城市干岛效应，造成城市上空大气稳定度升高，不易发生垂直对流，易形成近地表高温，产生严重的空气污染（例发灰霾和光化学烟雾）。第二章天气分析第一节气团与峰一、气团和锋的概念1.1气团气团是指气象要素（主要指温度、湿度和大气稳定度）水平分布比较均匀的大范围的空气团。在同一气团中，各地气象要素的垂直分布（稳定度），几乎相同，天气现象也大致一样。气团的水平尺度可达几千里，垂直范围可达几公里到几十公里，常常从地里面伸展到对流层顶。1.2我国境内的气团活动与气团天气我国大部分地区处于中纬度，冷暖气流交换绥频繁，缺少气团形成的环流条件。同时，地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面作为气团源地。因而，活动在我国境内的气团，大多是从其它地区移来的变性气团。东部季风区冬季主要是变性极地大陆气团，夏季主要是变性热带海洋气团。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。这种气团的地面流场特征是很强的冷性反气旋，在交界处则能构成阴沉多雨天气，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。北极气团也可南侵我国，组成气温剧降的强寒潮天气。夏半年，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁，它与南方热带海洋气团交绥，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，被它持久控制的地区，就会出现严重干旱和酷暑。1955年7月下旬我国华北，受该气团控制后，天气酷热干燥，有些地方最高温度高达40℃以上。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。春季，西伯利亚气团和热带海洋气团两者势力相当，互有进退，因此是锋系及气旋活动最盛的时期。秋季，变性的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，出现全年最宜人的秋高气爽的天气。1.3锋区与锋面锋区就是密度不同的两个气团之间的过渡区。在天气图上温度水平梯度大而窄的区域，如果它又随着高度向冷区倾斜，这样的等温线密集带通常称为锋区。锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般是上宽下窄（如图2.1）。图2.1锋面的空间结构在天气图上由于比例尺小，锋区的宽度表示不出来，可把它看作为空间的一个面，称为锋面。当观测记录增多，锋面的宽度完全可以在高空图、空间剖面图，甚至在测站稠密的地面图上显示出来。锋区与暖气团的界面称为暖界面，在空间剖面图上亦称上界面，锋区于冷气团的界面称为冷界面或称为下界面。锋面于地面的交线称为锋线。1.4锋的分类为了便于天气分析和预报，须对锋进行分类，但锋的分类法因着眼点不同而不同。根据锋在移动过程中冷、暖气团所占的主、次地位可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种。二、锋附近的气温、气压和风的分布特征锋面的空间状态是向冷空气一侧倾斜的，它是锋面的重要特征。锋面附近的各种气象要素、锋面云系和天气现象的分布都与锋面这个特征密切相联系。2.1温度场特征2.1.1水平温度梯度大锋的最重要特征之一是锋区内的水平温度梯度比气团内部的水平温度梯度大得多。在地面图上，温度差异特别大的地区就是地面锋线位置所在。在各层等压面图上，锋区内等温线相对密集，等温线越密，锋区越强，等温线的走向与锋区的走向近于平行。2.1.2锋区内温度垂直梯度特别小常出现锋面逆温。对某个测站来讲，如果它的上空有锋面，则因锋的下方是冷气团，上面是暖气团，可以观测到温度随高度增高而升高，这种现象称为封面逆温。当冷、暖气团温差较小时，这种锋面逆温也可以变为等温或气温直减率很小。2.2气压场特征在地面图上，锋位于低压槽中，如等压线通过锋面时呈气旋式弯折，且折角指向高压。2.3锋附近的风场特征2.3.1锋附近风的水平分布由于地面锋线处于低压槽中，所以地面锋线附近的风场具有气旋式切变。这种风场的气旋式切变包括风向切变和风速切变。由于地面摩擦的影响，缝合等压线成一交角而吹向低压，所以地面锋线也通常是气流的辐合线。2.3.2锋的垂直切变风随高度的变化称为锋的垂直切变。在锋附近风随高度的变化是因锋的不同而有差异的。对冷锋而言，由于锋附近是冷平流，所以自上而下穿越锋面时，风向作逆时针旋转，又因为通过锋区时热成风很大，因此风向的切变是很迅速的。暖锋的情况和冷锋正相反，由于暖锋附近是暖平流，所以自上而下穿越锋面时，风向作顺时针旋转。根据热乘风原理可知，在水平温度梯度最大处，风速增大亦最快，因此锋区的上空对应有风速最大的区域，可以出现急流。2.4湿度场特征一般来说，暖空气来自南方比较潮湿的地区或洋面上，气温高、饱和水汽压大、露点高；冷空气来自北方内陆，气温低、水汽含量小、露点温度也低，所以锋面附近露点温度差异常比温度差异显著。三、锋面天气锋面天气主要是指锋面附近的云和降水，它们是随季节、时间和地点的不同而变化的。3.1冷锋附近的云和降水特征3.1.1第一类型冷锋天气（锋前坏天气）锋线位于高空槽前，坡度小，移动慢；暖空气下沉，冷空气爬升，冷空气下沉；层状云为主，云序由低到高，有序排列；锋后稳定连续降水（有几百公里宽）。图2.2第一类型冷锋天气3.1.2第二类型冷锋天气（锋后坏天气）锋线位于高空槽后，坡度大，移动快；冷气团和暖气团高层为下沉气流，暖气团中下层上升气流积状云为主，从高到低垂直排列，锋前不稳定降水。图2.3第二类型冷锋天气3.2暖锋附近的云和降水锋线位于高空槽前，坡度小，移速慢，冷暖气团都为上升气流，层状云为主，从高到低垂直排列，锋前稳定降水，几百公里。图2.4暖锋天气3.3准静止锋附近的云和降水类似于第一类型冷锋，但坡度更小，垂直运动弱层状云为主，稳定的连续降水，雨量小，风区宽，时间长，雨区离锋线有一段距离。3.4锢囚锋附近云和降水两锋面云系的合并，锋线两侧为对称性雨区，（几百公里宽）。图2.5暖式固囚锋天气第二节气旋（低压）与反气旋（高压）一气旋和反气旋的概念1.1气旋和反气旋的定义北半球，气旋是中心气压比四周低的水平涡旋，气旋区域内空气作逆时针方向流动，。又称低压。水平尺度小的为几百公里，大的可达2、3千公里。气旋的垂直气流是上升的，多阴雨天气。反气旋是中心气压比四周高的水平涡旋，反气旋区域内空气作顺时针方向流动，。又称高压。它的水平范围比气旋大得多，发展强盛时，常常可与整个大陆或海洋相比拟，小的反气旋只有数百公里。反气旋的垂直气流是下沉的，多晴好天气。从气压场的特征而言，称高压和低压；从流场的特征上称气旋和反气旋。1.2气旋和反气旋的强度气旋和反气旋的强度用中心气压值来表示。中心气压值愈高，则反气旋的势力愈强。地面反气旋中心气压值，一般为1020～1030百帕，最强的反气旋中心气压值可达1080百帕。气旋的强度可以用其中的最大风速或(低压)中心气压值表示,最大风速越大,中心气压值越低,气旋越强;反之则弱。地面气旋的中心气压值一般在970～1010hPa之间,强的气旋,中心气压值可低于935hPa,地面最大风速可达30m/s以上。当气旋的中心气压值随时间降低时,称气旋发展或加深;当气旋中心气压值随时间升高时,则称气旋减弱或填塞。1.3气旋的分类按地理位置气旋可分为温带气旋、热带气旋；反气旋分为温带高压、副热带反气旋高压及极地反气旋高压。根据气旋的热力结构,可分为锋面气旋和无锋面气旋。锋面气旋是温带最常见的气旋,无锋面气旋包括热带气旋和热低压等。反气旋分为冷性反气旋和暖性反气旋。活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋属冷性反气旋,由冷空气组成,习惯上称为冷高压。出现在副热带地区的副热带高压属暖性反气旋。此外,高空阻塞高压也是典型的暖性反气旋。1.4地形影响1.4.1地形对气旋的影响当气旋遇到较高的山时，例如遇到我国的相对高度在一千米左右的小兴安岭时，在山的西侧，因气压升高，气旋开始填塞；在山的东侧，因气压降低，有地形槽或低压生成，并逐渐的发展成为另一个气旋中心。气旋遇到较低的山脉时，没有分裂现象发生，只是气旋在山前有些减弱，在山后有些加强。气旋遇到大山脉，如遇到帕米尔高原和青藏高原时，只能绕山而行，难以翻越，同时显著填塞减弱。1.4.2地形对反气旋的影响反气旋向山脉或者向宽广的高原接近时，在山前会减速、加强，有时分裂出新的反气旋中心。这种作用在山脊愈高时愈显著。这种作用在山脊愈高时愈显著，例如帕米尔——天山山系、阿尔泰山、唐努乌拉山、杭爱山以及祁连山等都有使反气旋显著加强、减速的作用。青藏高原的存在对冬季蒙古冷性反气旋的停留和加强起重要作用。二、锋面气旋2.1锋面气旋概述锋面气旋即温带气旋是活跃在温带中纬度地区的一种气旋，它是一种冷心系统，其出现伴随着锋面，尺度一般较热带气旋大，可达几百乃至数千公里。气旋随高空偏西气流向东移动，前部为暖锋，后部为冷锋，两者衔接处的波动南侧为暖区。温带气旋从生成，发展到消亡整个生命史一般为2-6天。同一锋面上有时会接连形成2-5个温带气旋，自西向东依次移动前进，称为“气旋族”。锋面气旋一般可以产生较坏的天气，特别是发展强盛的锋面气旋，可以出现强烈的降水、雷暴、大风、风沙等恶略天气。我国气旋活动主要活动于春季。如北方气旋的月平均频数以四月为最高值，在2.5次以上；南方气旋的频数自四月份以后也明显增加，最多频带伸向长江流域，并且到七月份北移到淮河流域。影响东海的温带气旋每年平均约50个，有强冷空气相配合的气旋浪危害最大，在三个小时内就可以形成3米以上的海浪。由于不如台风浪强，容易被人忽视，因此更具有潜在的危险性。图2-6影响我国的常见气旋路径示意图2.2锋面气旋的产生原因锋面气旋的产生，有以下几种情况：第一种是先有锋面，尔后在锋面上产生气旋；第二种是先有气旋，然后在气旋内产生锋面，或者是气旋和锋面同时生成；第三种是冷锋移入热低压或热倒槽中而形成的锋面气旋。2.3锋面气旋的产生源地东亚地区的气旋主要发生在两个地区。一是从我国长江中下游到日本南部海上，我们习惯上称这些地区的气旋为“南方气旋”，如江淮气旋和东海气旋等。二是从蒙古中部到我国东北大兴安岭东侧，我们习惯上称这些地区的气旋为“北方气旋”，如蒙古气旋、东北气旋(又称东北低压)、黄河气旋、黄海气旋等。不同源地的气旋，移动路径也不相同。就全年的平均情况来看，气旋路径主要集中在三个地带：最多的是在日本以东或东南方的洋面上，其次是在我国的东北地区，第三个是朝鲜、日本北部地带。锋面气旋的移动方向均沿对流层（500hPa或700hPa）气流的方向移动