天气学原理和方法

天气学原理和方法目录第一章大气运动的基本特征 3第一节影响大气运动的作用力 3第二节控制大气运动的基本定律 3第三节大尺度运动系统的控制方程 4第四节“P”坐标系中的基本方程组 5第五节风场和气压场的关系 5第二章气团与锋 8第一节气团与锋 8第二节锋的概念与封面坡度 9第三节至第五节 9第三章气旋与反气旋 11第一节气旋、反气旋的特征和分类 11第二节涡度与涡度方程 12第三节位势倾向方程和ω方程 13第三节温带气旋与反气旋 14第五节东亚气旋和反气旋 15第四章大气环流 17第一节大气平均流场特征与季节转换 17第五章天气形势及天气要素的预报 21第六章寒潮天气过程 25第七章大型降水天气过程 35第一节降水的形成与诊断 35第二节大范围降水的环流特征 40第三节降水的天气尺度系统 46第四节暴雨中尺度系统 51第五节不同高度急流对暴雨生成的作用 52第八章对流性天气过程 53第一节雷暴的结构及雷暴天气成因 53第二节中小尺度天气系统 54第三节对流性天气预报的物理基础 56第四节对流性天气的预报 58雷达原理与业务应用 59第九章低纬度和高原环流系统 64第十章东亚季风环流 81第十一章天气诊断分析 87第一章大气运动的基本特征第一节影响大气运动的作用力大气运动受什么定律支配？质量守衡、动量守衡和能量守衡定律影响大气运动的真实力有哪几种？气压梯度力、地心引力、摩擦力。影响大气运动的视示力（外观力）有哪几种？惯性离心力、地转偏向力。气压梯度力的方向？气压梯度力的大小与气压梯度和空气密度有什么关系？方向指向—▽P的方向，即由高压指向低压的方向；气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比。G≡-地心引力F惯性离心力C=地转偏向力A=地转偏向力的几个重要特点？地转偏向力A与Ω相垂直，而Ω与赤道平面垂直，所以A在纬圈平面内地转偏向力A与V相垂直，因而地转偏向力对运动气块不作功，它只能改变气块的运动方向，而不能改变其速度大小。在北半球，地转偏向力A在V的右侧，南半球，地转偏向力A在V的左侧。地转偏向力的大小与相对速度的大小成比例。当V=0时，地转偏向力消失。重力单位质量大气所收到的地心引力与惯性离心力的合力g第二节控制大气运动的基本定律∂T局地变化个别变化平流变化对流变化旋转坐标系大气运动方程d连续方程表示大气质量守恒的数学表达式∇∙V=-1ρ热力学第一定律可描述为：系统的内能变化等于加入系统的热量与系统对环境做功之差热流量方程cα=1ρ是比容，第二项表示压力对单位质量空气的作功率，代表了热能和机械能之间的转换，反映了大气动力过程与热力过程第三节大尺度运动系统的控制方程尺度分析是针对某类运动估计基本方程各项量级的一种简便方法。通过尺度分析，保留大项，略去小项，可以使方程得到简化。零级简化只保留方程中数量级最大的各项，其他各项都略去不计。一级简化除保留方程中数量级最大的各项外，还保留比最大项小一个量级的各项，而将更小的各项略去不计。气象学中的静力方程表达式？P270=水平运动方程零级简化0=0=-水平运动方程一级简化dudv大尺度系统的连续方程∂u热力学能量方程的零级简化∂T表明大尺度系统中温度局地变化是由温度平流和非绝热作用造成的第四节“P”坐标系中的基本方程组重力位势Φ单位质量的物体从海平面上升到高度Z克服重力所作的功。位势的单位是焦耳/千克，量纲为m2/s2。Φ=gz=9.8z1位势米=9.8焦耳/千克为什么应用等压面图比用等高面图要方便？P31因为在等高面上计算水平气压梯度力时，只知道气压梯度还不够，还必须知道该处的空气密度才能计算，而在等压面上计算时，只要根据等位势线计算位势梯度即可，不必考虑密度的大小，所以用高空各层等压面上的位势梯度就可以比较各层上的水平气压梯度力的大小。而用等高面时，则各层的水平气压梯度力就不能作简单的比较。因此，应用等压面图比用等高面图要方便得多。∂Φ∂p=-P坐标系中大气运动基本方程组dudv∂Φ∂up=ρRT∂T第五节风场和气压场的关系地转风水平方向上满足地转偏向力和气压梯度力平衡的风称为地转风。P37严格地说,地转平衡只有在中纬度自由大气的大尺度系统中，当气流呈水平直线运动时，且无摩擦时才能成立。在低纬处地转风与实际风差别较大，地转风原理不能应用。地转风速大小与水平气压梯度力成正比，等压线密集的地区(即气压梯度大)，则地转风大，因而实际风也大。等压面上地转风仅与位势梯度成正比，与密度无关。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。低压中风呈逆时针旋转，高压中，风呈顺时针旋转。地转风速大小与纬度成反比，水平气压梯度力相同时，纬度越高地转风速愈小。分析天气图时，在相同纬度上，风速大的地方等高线应分析得密集一些，风速小的地方，应分析得稀疏一些。如果风速相同，在低纬的等高线应比高纬的等高线分析得稀疏一些。若f视为常数，则等压面上地转风的水平散度为0，地转风无辐散P86(动)梯度风在没有或不考虑摩擦力时，气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三力平衡时的风称为梯度风。P40在大尺度运动系统中，低压与气旋性环流相结合，低压中心就是气旋性环流中心。反之，高压与反气旋性环流相结合，高压中心就是反气旋性环流中心。在反气旋中，在一定的纬度上，气压梯度和梯度风的大小受反气旋的曲率所限制。曲率愈大（RT愈小），则气压梯度愈小，梯度风风速也愈小。所以越接近反气旋中心（RT愈小），气压梯度和梯度风风速越小。分析天气图时，低压中心等压线密，高压中心等压线稀疏。在气旋中气压梯度和风速可无极限，而在反气旋中则有极限。在气旋性环流中，地转风比梯度风大，而在反气旋性环流中，地转风比梯度风小。在反气旋性环流中，最大梯度风为地转风的两倍。因此在利用地转风近似关系时，在气旋中对风速估计过高，对反气旋估计过低。流线是指某一固定时刻，处处与风向相切的一条空间曲线。流线能表现在某一时刻的天气图上。轨迹是指在某一段时间内空气质块运动的路径。流线不能表现在某一时刻的天气图上。根据静力学原理，两层等压面之间的厚度与这两层之间的温度成正比。热成风：由于两层等压面间温度分布不均匀，地转风随高度产生变化，形成热成风。热成风与平均温度线（或厚度线）平行，背风而立，高温在右，低温在左。热成风大小与平均温度梯度（或厚度梯度）成正比，与纬度成反比。VT=理解并会做图，图1.29地转风随高度变化与冷暖平流P50热成风与冷、暖平流：当某层中地转风随高度逆转时有冷平流；地转风随高度顺转时有暖平流。正压大气：当大气中密度的分布仅仅随气压变化即：ρ=ρ（p）；没有热成风，地转风不随高度变化。等压面=等密度面=等温面（重合）斜压大气：当大气中密度分布不仅随气压而且还随温度而变时，ρ=ρ（P，T）等压面与等温面相交，等压面上存在温度梯度，有热成风，地转风随高度变化，大气的斜压性是系统发生发展的基础。P52地转偏差：地转平衡只是相对而言，实际风与地转风之差为地转偏差D。D=V-Vg地转偏差使实际风穿越等压线，使有的地方质量堆积，有的地区质量减少，从而引起气压场的改变当风穿越等压线时气压梯度力对空气做功，从而使空气动能改变，促使风速变化也是造成垂直运动的重要原因，垂直运动则是产生天气的重要因素摩擦层中，摩擦力、气压梯度力、地转偏向力三力平衡，地转偏差由摩擦力引起，地转偏差指向摩擦力的右边，并与其垂直。北半球低压中，沿逆时针流动，有内流分量；高压中沿顺时针流动，有外流的分量。在低压中摩擦作用使空气水平辐合，并引起上升运动；在高压中，使空气水平辐散，并引起下沉运动。P54自由大气中的地转偏差，水平运动中可分为三项变压风D1，用三小时变压判断D1=-横向地转偏差D2n：用等压（高）线的辐散、辐合判断纵向地转偏差D2s：用等压（高）线的曲率来判断D1所对应的局地加速度，只能由气压梯度力的局地变化造成气压梯度力与地转偏向力不平衡引起变压风：由变高梯度或变压梯度表示的地转偏差。地面图上，负变压中心区，变压风辐合，引起上升运动。正变压中心区，变压风辐散，引起下沉运动。D2n等高线辐合、辐散所造成的平流加速度所对应的地转偏差，当等高线辐合时，实际风偏向低气压一侧，出现地转偏差，当等高线辐散时，实际风穿越等压线吹向高压一侧。P58D2s等高线弯曲所造成的平流加速度所对应的地转偏差，在槽前脊后有纵向地转偏差的辐散，槽后脊前有纵向地转偏差辐合P59中纬度对流层中，地转西风是随高度增大的，但系统的移动速度，在高层和低层相差不大，因为纵向和横向辐散（合）的数值与风速成正比，所以相对来说，在高层以纵向和横向辐散（合）为主，在低层以变压风辐散（合）为主。因而在高层槽前脊后辐散，槽后脊前辐合；在低层槽前脊后为辐合，槽后脊前辐散。D3由对流加速度表示的地转偏差，D主要决定于垂直运动的温度场的配置。当ω<0，即上升运动时，则指向温度梯度的方向。第二章气团与锋第一节气团与锋挪威学派以温度场为特征提出了气团与锋的概念。气团的水平尺度可达几千公里，垂直范围可达几公里到十几公里，常常从地面伸展对流层顶。大气热量的最终来源是太阳，但大气的热量主要来自地球表面。气团获得比较均匀属性的首要条件是性质比较均匀的广阔地球表面。通过各种尺度的湍流、系统性垂直运动、蒸发、凝结和辐射等物理过程与地球表面进行水汽和热量交换。有利于气团的形成空气运动：下沉辐散运动和稳定环流。气团的分类主要有地理分类和热力分类两种。地理分类法气团可分为北极气团、极地气团、热带气团和赤道气团极地气团和热带气团又有大陆性和海洋性之分。按照热力分类方法可分为暖气团和冷气团。我国境内出现的气团多为变性气团。影响我国四季的气团与气团天气。冬半年通常受极地大陆气团影响，源地在西伯利亚和蒙古，称为西伯利亚气团。它所控制的地区为干冷天气。当它与热带海洋气团相遇时，在交界处能构成阴沉多雨天气，冬季华南经常遇到。热带海洋气团，可影响我国华南、华东和云南等地，其他地区除高空外，一般影响不到。北极气团也可南下侵袭我国，造成强寒潮天气。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，与南方热带海洋气团交汇，是构成盛夏我国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，出现干旱和酷暑。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。春季，西伯利亚气团和热带海洋气团势力相当，因此是锋系和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，东部地区在单一的气团控制下，出现秋高气爽的天气第二节锋的概念与封面坡度锋区：天气图上温度水平梯度大而窄的区域，如果它又随高度向冷区倾斜，这样的等温线密集区通常称为锋区。就是密度不同的两个气团之间的过渡区。主要表现为温度的不同，但少数情况下也可表现为温度差异小，水汽含量差异特别大（梅雨锋）湍流、辐射、分子扩散等作用，锋面及其两侧的密度水平分布是连续的，密度的零级不连续面，密度的一级不连续面锋面的坡度tan其他条件不变，锋面坡度随纬度增高而增大。锋面两侧温差越大，坡度约小锋面两侧平行与它的地转风风速应具有气旋性切变两侧平均温度最高，坡度越大南方1/200～1/500，北方1/50～1/200，冷锋坡度大锋的分类按锋在移动过程中，冷暖气团所占的主、次地位可将分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋按锋的伸展高度不同分为对流层锋、地面锋和高空锋三种气团的地理类型锋分为冰洋锋（北极锋）、极锋和副热带锋三种。我国常见的三种锢囚锋形成机制：地形锢囚、冷锋追上暖锋，两条冷锋迎面相遇冷锋后部冷气团与暖锋前面冷气团的交界面为锢囚锋锢囚锋又分为三种暖式锢囚锋：暖锋前冷气团比冷锋后冷气团冷冷式锢囚锋：冷锋后冷气团比暖锋前更冷中性锢囚锋：锋前后冷气团属性无多大变化第三节至第五节简答题锋面附近温度场特征锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大等温线越密集，水平温度梯度越大，锋区越强各等压面上锋区的位置，大致可以决定锋面的坡度。各等压面上的锋区位置相对越近，锋面坡度越大等压面上，锋区内有冷平流，地面对应是冷锋；暖平流对应暖锋锢囚锋温度分布的共同特点：暖式锢囚锋的暖舌位于地面锢囚锋的前方；冷式位于后方。锋区内温度垂直梯度特别小以密度的零级不连续面模拟锋面时，等压线在锋面处产生折角，折角指向高压，锋区处于低压槽中；暖锋前的变压代数值小于暖锋后的变压代数值根据气压倾向方程可知，在平坦的地面上垂直速度为零时，地面气压变化有两项因子造成：地面以上整个气柱中密度平流，亦称为热力因子；暖锋前有暖平流故地面降压，暖平流愈强，则地面降压愈多，冷锋后有冷平流故地面加压；冷锋前、暖锋后、准静止锋附近冷暖平流不明显，故密度平流引起的气压变化不明显；地面以上整个气柱内速度水平散度的总和，亦称为动力因子。如整个气柱散度总和为质量辐合，则地面气压上升；反之地面气压下降。锋面附近的锋场具有气旋性切变，由于地面摩擦作用，风向偏离等压线向低值区吹，一般情况下，锋面附近气流是辐合的。以密度一级不连续面模拟锋面时气压为二级不连续，锋区两侧气压梯度连续，锋区两侧的地转风也是连续的，锋区内变压梯度较锋区外大，锋区内热成风比锋区外大，风的垂直切变大，暖锋前测站，暖平流最强且热成风最大处，为高空暖锋锋区所在位置。冷锋天气锋前坏天气：700hPa高空槽位于地面锋线附近或之前（干冷锋、前倾槽）锋后坏天气：700hPa高空槽位于地面锋线后面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。锋面天气输送带模式输送带：以天气系统为坐标系的相对气流，它们是系统内产生云和雨区的主要气流暖输送带：向后上滑暖输送带：发生在冷锋附近和冷锋的上方第一类向前上滑暖输送带：地面冷锋前方的暖区中，继而在暖锋上倾斜上升第二类冷输送带：地面暖锋前和暖输送带之下锋面的主要特征是锋面两侧有明显的温差，冷锋后有负变温，暖锋后有正变温。造成锋面两侧温差不明显的原因锋面两侧辐射条件不同锋面两侧蒸发凝结条件不同锋面两侧垂直运动不同（下沉增温）冬季，北方或盆地的冷膜，造成地面锋线两侧没有明显的温差夏季，冷锋自大陆移向海洋冷锋后常为较强的3小时正变压，暖锋前有较强的负三小时变压。注意日变化，早上8点正变压，中午14时负变压锋面往往表现为带状云系，称为锋面云系。锋面云带常是多层云系，最上面一层卷状云，下面是中云或低云。锋可以分为两类：活跃的锋和不活跃的锋。活跃的冷锋与强的斜压区相连系。在强的斜压区一般有明显的温度平流和强的风速垂直切变一般情况下，锋面云带呈气旋性弯曲，急流云带则多为反气旋性弯曲，有时呈直线。变形场是最有利的锋生流场我国境内的锋生区集中在华南到长江流域和河西走廊到东北两个地区，常称为南方锋生带和北方锋生带。我国常见的静止锋锋生区如天山北坡、南岭北坡和昆明—贵阳—成都一线的坡地等。我国的锋消区主要是在青藏高原以东30度～40度一带。常处在东亚大槽后部，有利于加压和气流下沉。夏半年（6～9月）锋消较多，特别是7，8月。高空或地面的气压形式发生变化或锋面附近出现下沉运动，或地面风场发生辐射时，锋将减弱或消失。我国冷锋活动较多，在其南下过程中，往往由于下垫面热力作用使冷气团逐渐增暖变性，而使冷锋逐渐减弱，消失第三章气旋与反气旋第一节气旋、反气旋的特征和分类气旋（反气旋）是占有三度空间的、在同一高度上中心气压低（高于）四周的大尺度涡旋。气旋的直径平均1000km，大的可达3000km。气旋和反气旋的强度一般用其（中心气压值）来表示，温带气旋与反气旋的强度，冬季要比夏季强，海上温带气旋比陆地强，反气旋反之气旋分类按形成和活动的主要地理区域，分两类：温带气旋和热带气旋形成及热力结构：无锋气旋和锋面气旋无锋气旋：热带气旋（发生在热带洋面上强烈的气旋性气旋）和地方性气旋（由于地形作用或下垫面的加热作用而产生的地形低压或热低压）反气旋分类按形成和活动的主要地理区域，分为：极地反气旋、温带反气旋、副热带反气旋按热力结构：冷性反气旋和暖性反气旋冷性反气旋活动于中高纬度大陆近地层的反气旋，冷高压暖性反气旋出现在副热带地区的副热带高压，副高移动较少，但有季节性的南北位移和中、短期的东西进退第二节涡度与涡度方程由天气预报的实践和理论分析发现，在大尺度系统的演变过程中，大气基本上是作（涡旋）运动的，且为（准地转）的，知道了（涡度）的变化也就知道了气压的变化。ξa=ξ+ξeξa称绝对涡度，ξ相对涡度，ξ我们研究水平面的旋转，即研究指向垂直方向的涡度分量，由于大尺度大气运动的准地转性，故只计算地转风涡度ξ第一项为曲率项，表示流线（等高线）弯曲造成的涡度，风速越大，曲率越大，则涡度越大第二项为切变项，气旋式切变，涡度为正，反气旋切变，涡度为负行星涡度ξ绝对涡度垂直分量ξa=ξ+2Ωsin涡度方程各项的物理意义涡度倾侧项：有风的垂直切变存在，同时又有垂直运动在水平方向不均匀分布所引起的涡度变化。当v随着高度增大，而上升运动随着x方向减小，则垂直涡度增大散度项相对涡度与水平散度：当相对涡度ξ>0时，水平辐散使气旋涡度减小，水平辐合使气旋涡度增大地转涡度与水平散度：辐散有反气旋性相对涡度增加，辐合则有气旋性涡度产生涡度的局地变化，除了上述两项外，还与以下三项有关相对涡度平流：正涡度平流，造成局地涡度增加地转涡度平流：吹南风时v>0，局地相对涡度减小涡度垂直输送：如相对涡度随高度减少，且有上升运动，则局地涡度增加简化涡度方程d(f+ξ)水平无辐散大气，绝对涡度守恒第三节位势倾向方程和ω方程位势上升下沉位势倾向方程在日常工作中的应用：∇位势倾向方程可以用来判断等压面高度的变化，进一步可判断地面气旋与反气旋的发生发展。地转风绝对涡度平流可分为地转风对相对涡度和地转涡度的平流。短波（波长<3000km）的地转涡度平流较小，地转风绝对涡度平流强弱主要决定于地转风相对涡度平流。在等高线均匀分布的槽中，槽前脊后沿气流方向为正涡度平流，等压面高度降低；槽后脊前为负涡度平流，等压面高度升高；在槽线和脊线上，涡度平流为零，等压面高度没有变化。槽脊没有发展，只是向前移动。温度平流随高度的变化项：暖平流区中，当暖平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强）时，等压面高度升高；冷平流区中，沿气流方向温度升高，当冷平流（绝对值）随高度减弱（随气压增加）时，等压面高度降低。在对流层自由大气中，一般来说温度平流总是随高度减弱的，因此对于对流层中上层的等压面来说，在其下层若有暖平流时，等压面升高，冷平流时，等压面降低。非绝热加热随高度的变化项：当非绝热加热随高度增加时（强对流潜热加热高度以下的等压面上，如台风系统的发展），等压面高度将降低，反之，当非绝热加热项随高度减小时（感热加热，如地球表面对大气的加热），等压面高度将升高如何利用ω方程来定性诊断大气的垂直运动？σ当涡度平流随高度增加时，有上升运动（ω<0）;当涡度平流随高度减小时，有下沉运动（ω>0）。在暖平流区，有上升运动ω<0，在冷平流区，有下沉运动ω>0；在非绝热加热中心有上升运动ω<0，在非绝热冷却中心有下沉运动ω>0第三节温带气旋与反气旋温带气旋的生命史可分为（波动阶段）、（成熟阶段（青年气旋阶段））、（锢囚阶段）和（消亡阶段）。高空槽前的正涡度平流促使了地面气旋的发展，上下层的涡度平流差异（地面低压中心涡度平流很弱）促使了地面气旋的发展，是气压变化的涡度因子，气旋的发展必然伴随上升运动，并通过上升运动及其高层辐散和低层的辐合，使流场和气压场达到新的地转平衡。高层负涡度平流促使了地面反气旋发展，下沉运动是伴随反气旋的发展而产生的，并是使气压场与流场相适应的必不可少的因子。高空槽区下部冷平流使高空槽加深，同时地面加压，这种产生气压变化的温度平流为气压变化的热力因子；高空脊区下部暖平流，将使高层高压脊发展，地面减压和气旋涡度增加，同时伴有上升运动涡度因子主要使低层系统发展，高层系统移动热力因子主要使高层系统发展，低层系统移动利用涡度方程、位势倾向方程和ω方程来定性分析温带气旋各发展阶段的有利和不利因子。波动阶段温度场落后高度场，气旋位于高空槽前，温度平流零线穿过气旋中心，气旋前部为暖平流，后部冷平流，热力因子使得地面气旋前部减压，地面气旋后部加压，从等高线看，槽前有正涡度平流，涡度因子使得地面气旋中心减压。这两种因子联合使得地面气旋一面向前移动，一面加强发展。高空槽也因冷平流而加深，向前移动。此时地面摩擦影响很小。成熟阶段温压场配置同上，但有所接近。气旋继续发展前移，气旋上空的温度因上升运动而逐渐降低，在气旋中心偏后地区最明显，同时这里有冷平流，因此温度槽离气旋中心越来越近锢囚阶段高空冷中心与高度场低中心更加接近，地面气旋发展到最强，开始出现锢囚。冷平流侵入气旋南部。因高空出现闭合中心，涡度平流减弱，地面气旋中心涡度减压因子减弱，并偏离气旋中心。等高线和等温线夹角减少，温度平流变小，热力因子造成的气压变化也变小，气旋已发展到最深阶段而开始减弱，移动缓慢，气旋低层已基本受冷空气控制，摩擦影响已相对增大成为主要因子消亡阶段高空温压场近于重合，成为深厚的冷低压，地面气旋成为冷低压，由于摩擦辐合使气旋填塞而消亡如有降水发生，则气旋将加速发展。温带反气旋发展可分为：初生、发展和消亡三个阶段初生：温度场落后于高度场，高压脊一边发展，一边向前移动发展：温度不对称的浅薄的冷性反气旋，转为温度比较对称的深厚暖性反气旋，地面反气旋中心已无正变压出现，反气旋停止发展消亡：转化为暖性反气旋，然后减弱、消亡减弱、消失或并入到副热带高压中去锋面气旋的形成到消亡，就其温压场结构来说，就是其内部温度对比由大到小，以致最后气旋完全被冷空气所充塞，温度对比完全消失的演变过程。从高度场来说，就是波状温压场变为闭合中心，有温度场落后高度场变为两者重合的对称温压结构的演变过程。这种趋于消亡或已在消亡的气旋，在一定条件下又重新发展起来的过程，成为气旋的再生。在东亚地区，气旋再生过程一般三种情况分别为：（副冷锋加入后的再生）、（气旋入海后的加强）和（两个锢囚气旋合并加强）。热低压是出现在近地面层的（无锋面）气旋。它是浅薄而不大移动的低系统，一般到三四公里高度就不明显了。其水平尺度一般不大，小的直径仅二三个纬距，大的有五六个纬距。通常分为地方性热低压和锋前热低压。第五节东亚气旋和反气旋东亚气旋主要发生在两个地区，南面的一个位于25-35之间，即我国的（江淮流域）、（东海流域）和日本（南部海面）的广大地区，习惯上称这些地区的气旋为南方气旋，其典型的气旋为（江淮气旋、东海气旋）；另一个位于45-55之间，并以（黑龙江）、（吉林）与内蒙的交界地区产生最多，习惯上称这些地区的气旋为北方气旋，其典型的气旋为（蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋、黄海气旋）。气旋的移动路径日本以东或东南方向的洋面上我国东北地区朝鲜、日本北部锋面气旋移动方向均沿对流层（500hPa或700hPa）气流的方向移动气旋移速平均30～40km/h,极值15～100，初生快，锢囚、消亡慢。春季快、夏季慢反气旋频率分布：蒙古西部到我国河套地区呈西北～东南向，一般在40N以北蒙古气旋，春秋季最多，对中国北方地区天气影响很大，当它发展东移时，对内蒙古、东北、华北等地常造成大范围的（大风、降温、风沙、吹雪、霜冻）等天气。江淮气旋一年四季都可以发生，但以（春季和初夏）两季出现较多，特别是6月份是江淮气旋活动的最盛时期。按江淮气旋形成过程可分两大类，一类是（静止锋上的波动），另一类为（倒槽锋生气旋）。典型气旋是在高空平直气流的扰动基础上发展起来的，第二类则是在已有的高空槽上发展起来的。在黄河流域发生的气旋称（黄河气旋）。一年四季均可出现，以（夏季）最多，是影响中国华北和东北南部地区一类重要的天气系统。当气旋发展速度达到（24小时内中心气压下降大于24hPa）时称为爆发性气旋，这是指在60N处，必须用sinφ绝大多数爆发性气旋形成于高空西风急流（出口区左侧），少数形成于急流（入口区右侧）。由于急流最大风速中心左侧为正相对涡度中心，右侧为负相对涡度中心，急流出口区左侧和入口区右侧为正涡度平流区，按位势倾向方程，这两个地区低层有利于气旋的发展。气旋中心西部干冷、东部暖湿，中心及其以东地区是气旋性环流，较强的片南风低空急流将南方的暖湿气流源源不断地向气旋前部输送和堆积，并形成对流不稳定。由w方程可知，暖温度平流和高层正涡度平流将产生上升运动，触发对流不稳定，积云发展潜热释放，又加强了上升运动，并使气旋进一步发展。简述日本以东的西北太平洋上多爆发性气旋的可能原因。P143与爆发性气旋生成的背景流场有关，参见38由于青藏高原的阻挡，高层西风气流分两支，分别在高原南北绕过高原，汇合于高原东侧，一般在东亚沿岸或日本上空，南支浅而慢，北支快而深，往往北支槽与南支脊在日本上空统一经度，从而构成典型的东亚急流。南支槽前下方的东亚气旋较弱，向东或东北方移动，进入北支槽前的下方（高空急流出口区左侧），正涡度平流强，气旋强烈发展，从而达到爆发性气旋标准。急流中心位于日本上空，故西北太平洋上易冬春季西风急流偏南，易受高原阻挡产生这种环流形势第四章大气环流第一节大气平均流场特征与季节转换大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。这种大尺度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。地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西（东风）或自西向东（西风）运动的，但也有南北向的空气交换，冬强夏弱。冬季北半球的对流层中部环流的最主要特点是（1）在中高纬度以极地低压为中心地环绕纬圈的西风环流，西风带中三个明显大槽分别位于亚洲东岸，北美东部，欧洲东部。与这三个槽并列的三个平均脊分别位于阿拉斯加，西欧沿岸和青藏高原的北部。脊的强度比槽的强度弱得多。（2）低纬度的平均槽脊位置和数目与中高纬度不完全相同。4．夏季北半球的对流层中部环流的最主要特点是四个槽脊，强度大大减弱。5．在北半球冬、夏季对流层底部（1）5个（半永久性）大气活动中心：冰岛低压、阿留申低压、太平洋副热带高压、大西洋副热带高压和格陵兰高压。（2）4个季节性大气活动中心：亚洲高压、亚洲热低压、北美冷高压、北美热低压。※季节性大气活动中心出现在陆地上，半永久性大气活动中心除了格陵兰冰原上的冷高压外均出现在海上。6．中高纬度对流层中部平均槽脊位置和强度的季节变化特征为：冬季和夏季的槽脊位置基本上是稳定或渐变，它们占全年相当长的时间，而两个过渡季节是短促的，在短促的时间中完成环流的季节转换常称为突变，一次发生在6月，另一次发生在10月，这种突变是半球范围乃至全球范围的现象。§4.2控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型1．控制大气环流的基本因子是：太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀和地面9摩擦。2．大气环流的直接能源来自于下垫面的加热、水汽相变的潜热加热和大气对太阳短波辐射的少量吸收。然而其最终能源来自太阳辐射、赤道和极地的下垫面接受太阳辐射的差异及其年变化支配着大气环流及其年变化。3．北半球的罗斯贝三圈径向环流模式中，从南向北依次是哈得来环流、费雷尔环流、极地环流。其中哈得来环流、极地环流是直接环流圈，费雷尔环流是间接环流圈。4．热带和极地东风带中，地球通过摩擦作用给大气一个向东的转动力矩，即东风带的大气获得地球给予的西风角动量；在中、高纬度的西风带里，地球通过摩擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身也就损耗了西风角动量。5．极地和热带东风带中，山脉的气压力矩作用将使地球获得向西的角动量而减速向东转动，即大气得到了西风角动量而使东风减弱；在西风带中，山脉的气压力矩作用将使地球获得了向东的角动量，加速向东转动，西风带的大气也因此损耗了西风角动量，西风将减小。※大气在东风带中通过摩擦作用和山脉作用从地球表面获得西风角动量，而在西风带又由于摩擦和山脉作用失去西风角动量。6．大气内部角动量的水平输送主要是靠平均径向风角动量的水平输送，定常挠动和非定常挠动对u角动量的水平输送。7．气象学中把能量分为动能、位能和内能三种基本形式。在静力平衡系统中位能和内能合并称为总位能，其中能够转换为动能的部分约占总位能的0.5%，称它为有效位能。平均而言，两极地区有能量净亏损为能汇，而赤道和低纬则有净盈余成为能源。§4.3极地环流概况1．地理学上把66.5°N以北和66.5°S南地区称为极地。2．北极的气旋活动冬季主要发生在极地边缘，在大西洋和太平洋的北部边缘获得巨大发展。3．极夜急流：冬季极夜强烈辐射降温冷却，在平流层中产生指向极点的水平温度梯度，而且梯度相当大，相应出现一支强西风急流，中心风速达40米/秒以上，最大可达100米/秒。10§4.4热带环流概况1．热带一般是指南北半球的副热带高压脊线之间的区域，约占地球表面积的一半。2．低纬度地区地面（热带地面流场）主要风系是信风带和季风。主要的环流系统有副热带高压、赤道低压及与它们相联系的赤道辐合带。把两支信风汇合的辐合带特称为信风辐合带（气压场称为信风槽），它出现在大西洋和太平洋的热带地区；把信风和季风汇合的辐合带称为季风辐合带（也称为季风槽），它主要出现在季风比较明显的地区，其平均位置随季节摆动很大。3．1月北半球热带对流层高层三个强度较弱的平均槽分别位于孟加拉湾、非洲西海岸和太平洋东部。7月份北半球热带对流层有三个明显的反气旋中心，分别在北美、波斯湾和青藏高原上。§4.5西风带大型扰动1．纬向环流：西风带的波状流型表现为和纬圈相平行的环流状态。经向环流：西风带的波状流型表现为具有较大的南北向气流，甚至出现大型的闭合暖高压和冷低压。2．西风带环流变化的主要特征就是经向环流与纬向环流的维持及其间的转换。3．西风指数I：罗斯贝提出，把35°～55°N之间的平均地转风定义为西风指数，实际工作中就把两个纬度带间的平均位势高度差作为西风指数。高指数表示西风强大，与纬向环流对应；低指数表示西风弱，与经向环流对应。4．（西风）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。5．西风带波动按其波长可分为三类：超长波、长波（行星波、罗斯贝波）、短波。6．长波的热力结构特征是暖性脊冷性槽。一般来说，在200百帕、300百帕等压面上辨别长波最方便，计算长波速度则以采用600百帕等压面为较好。7．长波波速公式或槽线方程、罗斯贝波速公式：2)2(LuC8．长波调整（1）长波调整应包括两个方面的内容：一是长波位置变化，另一个是长波波数变化。（2）一般把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。11（3）长波调整与长波稳定是相互对立的概念。（4）长波调整过程有：长波槽脊新生、阻塞形势的建立与崩溃、横槽转向、切断低压形成与消失等。9．上下游效应（1）大范围上、下游系统环流变化的联系称为上下游效应。（2）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叫上游效应，反之称为下游效应。（3）对我国而言，在西风带中的上游是乌拉尔山地区，欧洲北大西洋和北美东岸三个关键地区，下游是北太平洋。（4）波束随波长而变的波称为频散波。10．阻塞高压与切断低压（1）阻塞形势：常把阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。阻塞形势的基本特征是有阻塞高压存在并且形势稳定。（2）阻塞高压：1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，在脊不断北伸时，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。阻塞高压具备以下三个条件：①中高纬度高空有闭合暖高压中心存在，表明南来的强盛暖空气被孤立于北方高空；②暖高压至少维持三天以上；③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，其分支点与会合点的范围一般大于40～50个经度。2）阻高的后退有两种情况，一是连续后退，一是不连续后退。3）（3）切断低压：1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，在槽不断向南加深时，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，叫做切断低压。2）切断低压的形成过程有两种情况，一种与阻高相伴出现，另一种是西风槽切断，不伴有阻塞高压。3）切断低压的消失过程有两种，一是由于本身的摩擦作用，在向西南移动过程12中逐渐消失，另一种是当北方有新的冷空气南下，促使它很快向东南移动，冷堆中空气迅速下沉，水平辐散而气柱下沉增温很快，气旋性涡度减弱而使切断低压消失。§4.6急流1．急流（1）急流是指一股强而窄的气流带，急流中心最大风速在对流层的上部必须大于或等于30米/秒，它的风速水平切变量为每100公里5米/秒，垂直切变量级为每公里5～10米/秒。（2）把600百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。（3）急流轴的左侧具有气旋性切变，右侧风速具有反气旋性切变，如果流线曲率很小，那么急流轴的左侧相对涡度为正，右侧相对涡度为负。（4）三种急流：极锋急流、副热带西风急流、热带东风急流第五章天气形势及天气要素的预报1.在天气系统的外推预报法中，推法分为两种情况：等速外推（支线外推）和加速外推（曲线外推）。2.空气质点的个别变化在运动坐标系中可展开为：，其中等号右边第一项为运动坐标系中的局地变化，第二项为运动坐标系中的平流变化。)3.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。4.槽线的移动速度与变压（变高）梯度（升度）成正比，与槽（脊）的强度成反比，即在变压（变高）梯度（升度）相同的情况下，强槽（脊）比弱槽（脊）移动的慢。5.正圆形的低压（高压）沿变压梯度（升度）方向移动，移动速度与变压梯度（升度）成正比，与系统中心强度成反比。6.椭圆形高压（低压）的移动方向介于变压升度（梯度）与长轴之间；长轴愈长，愈接近于长轴。移动速度与变压升度（梯度）成正比，与系统中心强度13成反比。7.槽（脊）线上的气压局地变化，即可表示槽（脊）强度的变化。因此，从原则上讲：当气旋中心或槽上出现负变压（正变压）时，气旋或槽将加深（填塞）。当反气旋中心或脊上出现正变压（负变压）时，反气旋或脊将加强（减弱）。8.用运动学方法预报天气时应注意的地方：a)运动学方法不能预报系统的转折性变化；b)在使用3小时变压进行预报时，注意必须消除日变化影响；c)在预报中，没有考虑加速度的影响，一般应考虑加深的槽（加强的脊）移动时减速的，填塞的槽（减弱的脊）移动是加速的；d)如果可以求得天气图上的瞬间气压变化，可以估计系统未来的发生、发展和移动。9.平均层上的涡度局地变化是由该层涡度平流及热成风涡度平流（简称热成风涡度平流）所决定的。10.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。11.地转涡度平流的作用：a)对于偏南北向的槽（脊），地转涡度平流有使其向西移动的作用。b)对于偏东西向的槽（脊），地转涡度平流对槽脊的移动无明显作用。c)当槽（脊）线上为偏北气流时，有正的地转涡度平流，对涡度局地变化有正的贡献，因而使槽加深（脊减弱）；反之，在槽脊线上为偏南气流时，槽将减弱（脊加强）。12.相对涡度平流在自然坐标系中的表述如下：，a)第一项为疏密项。b)第二项为散合项。c)第三项为曲率项。13.对称性的槽（脊）没有发展，疏散槽（脊）是加深（加强）的，汇合槽（脊）是填塞（减弱）的。1414.槽（脊）前疏散，槽（脊）后汇合，则槽（脊）移动迅速；槽（脊）前汇合，槽（脊）后疏散，则槽（脊）移动缓慢。15.如果考虑热成风涡度平流，则因冷舌落后于高度槽，在槽中有正热成风涡度平流，槽将发展。脊中将有负热成风涡度平流，脊将增强。反之，当高度槽（脊）落后于冷舌时，槽（脊）将减弱。16.地面形势预报方程：a)第一项为平均层的高度变化项，包括涡度平流和热成风涡度平流。b)第二项为平均冷暖平流（厚度平流）项。c)第三项是垂直运动产生的温度绝热变化项。d)第四项是非绝热变化项。17.在山前由于地形强迫抬升有上升运动，但上升运动愈至高空愈小，而到大气层顶为零。结果在山前垂直方向上气柱被压缩，但大气近似不可压缩的，因而造成水平方向空气辐散，从而又引起气旋性涡度的减弱。而在山后，由于下沉运动向上减小，引起垂直方向上气柱被拉长，造成水平方向空气辐合，从而又引起气旋性涡度加强。18.摩擦作用总是使系统强度减弱。19.锋面移动速度取决于方面两侧风速垂直于方面的分量大小及方向，在锋面前后风向相同时，如垂直分两愈大，则锋面移速愈快，反之，愈慢。20.实际工作中，分析判断锋面的移动情况时，常用下面几种方法：外推法，变压法和引导气流法。21.当冷锋前的气压场变化不大时，锋后的冷高压越强，锋面移动越快，反之越慢。22.当冷锋前卫均压区或低压带时，锋面一般移动都较快；当冷锋移近强的暖性高压，而此高压没有减弱的趋势时，则锋面移速减慢，甚至呈准静止状态。23.锋面气旋中心附近风速较大，故靠近中心的那段锋面移动较快，远离中心的那段移动较慢。24.位于地面椭圆形冷高压长轴伸展方向上的那段冷锋移动较快。25.经验预报法主要有：相似形势法，天气学模式法，统计资料法，预报指标法，15周围系统法，以及24小时变压、变高、变温的应用。26.涡旋云系外围具有辐散高云带时，预示对应的低云、涡旋系统要发展或生成。涡旋云系中有向低涡中心辐合的积云线时，也预示对应的低压、低涡要发展或生成。27.在锋面云带上，如果有一段变宽，并向冷空气一侧凸起，亮度变白，则在此处将有锋面气旋生成。如果在贴近锋面云带的前方，同时出现一大片从南向北延伸的中高云区，表示这个气旋波正在发展中。28.南北两支气流中的云系合并，则天气系统发展。29.高低空系统叠加，则系统加强。30.在气旋锢囚前，高空冷涡的东北方有明亮的卷云出现时，一般系统都有较强烈的发展。但如果在气旋锢囚后还有发散的卷云出现时，此系统不一定有发展。31.天气是指某个时刻或某个时间范围内的大气状态。32.一般来说，有三种大气模式。即：通过流体动力学和热力学处理，给出定量关系的数值模式；通过经验规则的处理，给出定性关系的天气学模式；通过概率统计学处理，给出在统计意义上的定量关系的统计模式。33.一般将平均风速达到6级（10.8-13.8米/秒）以上的风，成为大风。34.预报冷锋后偏北大风是，主要应分析锋后的冷空气活动。具体从以下几个方面进行：a)利用高空图分析冷平流的分布和强度；b)利用地面图分析三小时边压得分布和强度。35.低压大风即低压发展加深时一般在低压周围气压梯度最大地区出现的大风。在我国经常出现大风的低压系统有东北低压、江淮气旋、东海气旋等。36.大风的预报方法主要有：a)从形势预报入手的方法；b)天气模式与统计物理量相结合的预报方法。37.根据天气分析预报实践的总结，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。38.动力统计预报方法，包括完全预报方法（PP法）和模式输出统计方法（MOS16法）两种。39.一般的专家系统通常由以下五个部分构成：知识库，数据库，推理机，解释部分，知识获取部分。第六章寒潮天气过程第一节1、寒潮天气过程是一种大规模的冷空气活动过程。寒潮天气的主要特点是剧烈降温和大风，有时还伴有雨、雪、雨凇或霜冻。2、中央气象台的寒潮标准规定，以过程降温与温度负距平相结合来划定冷空气活动强度。过程降温是指冷空气影响过程的始末，日平均气温的最高值与及最低值之差。而温度负距平是指冷空气影响过程中最低日平均气温与该日所在旬的多年旬平均气温之差。5、影响我国的冷空气的源地：第一个是在新地岛以西的洋面上，冷空气经巴伦支海、苏联欧洲地区进入我国。它出现的次数最多，达到寒潮强度也最多。第二个是在新地岛以东的洋面上，冷空气大多数经喀拉海、太梅尔半岛、苏联地区进入我国。它的出现次数虽少，但是气温低，可达到寒潮强度。第三个是在冰岛以南的洋而上，冷空气经苏联欧洲南部或地中海、黑海、里海进入我国。它出现的次数较多，但是温度不很低，一般达不到寒潮强度。6、西伯利亚中部(70。—90。E，43。—65。N)地区称为寒潮关键区。冷空气从关键区入侵我国有四条路径：①西北路(中路)②西路③东路④东路加西路。第二节1、极涡的移动路径主要有三种类型：①经向性运动②纬向性移动③转游性运动。2、根据极涡中心的分布特点，按100百帕的环流分为四种类型：①绕极型，②偏心型，③偶极型，④多极型。4、极地高压的定义为：①500百帕图上有完整的反气旋环流，能分析出不少于一根闭合等高线；②有相当范围的单独的暖中心与位势高度场配合；②暖性高压主体在70。N以北；④高压维持在3天以上。5、极地高压是一个深厚的暖性高压，由于极高形成，使极圈的温度场变成南冷北暖。6、寒潮地面高压大多数属于热力不对称的系统，高压的前部有强冷乎流；后部则为暖平流，中心区温度平流趋近于零，它是热力和动力共同作用形成的。7、冷锋的移动方向与寒潮地面高压的路径有密切关系，与锋前的气压系统和地形也有关；与引导冷空气南下寒潮冷锋后的垂直于锋的高空气流分量有关，这种气流常称为引导气流。引导气流的经向度又取决于与冷空气活动有关的高空槽（常称为引导槽）和该槽后的脊。引导槽后的脊也发展，引导槽加深，锋后气流经向度加大，有利于寒潮冷锋南下。第三节1、根据80年代我国的研究认为寒潮中期过程有三大类，其中主要的一类是倒Ω流型，另一类是极涡偏心型，还有一类是大型槽脊东移型。绍10年统计，全国性寒潮70—80％属于倒Ω流型，这种流型的演变特点可分为三个阶段：①初始阶段②酝酿阶段③爆发阶段。2、整个寒潮中期天气过程：由两个大洋暖高压脊发展—寒潮爆发—东亚大槽重建，一般周期2—3周。3、东亚倒Ω流型的建立主要是乌拉尔山和鄂霍次克海两个地区有高压脊向极区发展，并在北冰洋形成反气旋打通而形成。预报员常把乌拉尔山的高压脊作为预报寒潮和强冷空气的关健系统。追溯它的发展过程可分为以下三种类型：①补充型②叠加型③结合型。4、寒潮中期预报的关键系统应是两个大洋上的暖性高压脊。5、根据多年的实践和研究，目前，比较普遍把我国的寒潮的中短期的天气形势归纳为三个大类型，即小槽发展型、横槽型和低槽东移型。6、小槽发展型实质是通过不稳定的小槽小脊发展，把从大西洋到东西伯利亚的大倒Ω流型，演变为东亚倒Ω流型的过程，这个过程约5—6天。从预报角度看，当大Ω流型出现之后，要注意分析小脊小槽的温压场结构是否能获发展，有时小脊的发展比小槽更显著，所以也有预报员把这种演变过程称为里海中亚长脊—脊前不稳定小槽发展。该类寒潮的强冷空气取西北—东南路径侵袭我国。7、东亚倒Ω流型建立时，极涡向西伸出一个东—西走向槽，槽前后是偏北风(340。—20。)与偏西风(300。——250。)的切变。冷空气向南爆发的过程主要有以下三种不同情况：①横槽转竖②低层变形场作用③横槽旋转南下。8、横槽转竖前常有以下几点特征：①温压场结构方面如果横槽的温压场配置使槽线或槽后有冷平流或无乎流，则横槽稳定。如果冷舌或冷中心超前于横槽(注意有时可能在500百帕上表现不明显，而在700百帕或860百帕上更要清楚些)，负变高也移到槽前，横槽后面转为暖平流并有明显正变高，变高梯度指向东南或南，则横槽转竖或南压。②风场转变方面如横槽后面的东北风逆转为北风或西北风，横槽将转竖，偏西北风愈大对横槽转竖或南压愈有利。③阻塞高压是否崩溃或不连续后退方面如阻塞高压崩溃则横槽转竖或南压；在阻塞高压不连续后退的过程之中，横槽也会转竖或南压。④长波调整方面如上下游的长波调整可使横糟转竖或南压。第四节1、乌拉尔山地区高压脊发展是寒潮中短期过程的关键系统。而五天以上的寒溯中期过程的关键系统则应是北大西洋和北太平洋的高压脊。寒潮的中期过程是以两个大洋脊的发展为开始，而以东亚大槽重建为结束。2、在寒潮分析和预报时，应特别注意300百帕槽后偏北急流中急流中心(或称急流核)的存在及其活动对冷空气堆强度变化的作用。第五节1、寒潮预报应包括：寒潮的强冷空气堆积预报；寒潮的爆发预报；寒潮的路径与强度预报和寒潮天气预报等四个问题。2、强冷空气在西伯利亚、蒙古堆积是寒潮爆发的必要条件。3、寒潮的爆发预报⑴槽脊的发展预报⑵脊的崩溃问题⑶预报寒期爆发的其他经验⑷超长波与东亚寒潮⑸西风指数与寒潮⑹长波脊前偏北急流带与寒沏爆发⑺锋生与南方寒潮4、冬季，寒潮天气最突出的表现是大风和温度剧降。5、霜与霜冻预报①当近地面的温度下降到0℃以下时，空气中的水汽在地面物体上凝结成白色的冰晶叫做霜，亦称为白霜。霜冻则是指地面(或叶面)的温度突然下降到农作物生长温度以下时，农作物遭受冻害的现象。各种农作物遭受冻害的温度指标是不同的，但大多数农作物当地面(或叶面)最低温度降到0℃以下时就要遭受冻害，中央气象台就把地面最低温度降到零度以下(包括零度)作为出现霜冻的标浓。出现霜冻时地面可以有白色的结晶物—即白霜，也可能没有白霜，无白霜出现的霜冻亦称为黑霜。②霜冻按其形成的原因可分为三种：平流霜冻、辐射霜冻、平流—辐射霜冻。6、雨凇的预报①根据中央气象台分析雨凇发生时大范围天气形势主要特征是：亚洲中纬度500百帕大多数情况下为横槽，西风较强，西风带多小波动，小槽使冷空气分股南下。同时南支西风带孟加拉湾低槽较探，槽前有强劲的西南气流。高低空的冷、暖空气在我国上空交汇。地面气温一般在0—-5℃(其中以0—1℃出现雨凇的机率为最高)。地面风向多为N-NE。700百帕强劲西南风带来暖湿空气在江南700百帕图上温度可达4—6℃，长江以北700百帕暖空气温度略低，在0—4℃之间。中空的暖湿空气在低层冷空气垫上滑行，是出现雨凇天气非常有利的条件。第七章大型降水天气过程第一节降水的形成与诊断一般降水的形成过程（有三个条件）P320水汽条件：水汽由源地水平输送到降水地区垂直运动条件：水汽在降水地区辐合上升，在上升中绝热膨胀冷却凝结成云云滴增长条件：云滴增长变为雨滴而下降前两个条件决定于天气学条件，是降水的宏观过程，第三个条件主要决定于云物理条件，是降水的微观过程。云滴增长的条件主要决定于云层厚度，而云层厚度，主要决定于水汽和垂直运动的条件，所以在降水预报中，通常只要分析水汽条件和垂直运动条件即可。一般云滴增长的过程有两种：一种是“冰晶效应”可促使云滴迅速增长而产生降水，在中高纬度，这种过程起着重要作用；另一种是云滴的碰撞合并作用，尤其是云层发展较厚时，这种过程更明显。暴雨的形成条件凡是日降水量达到和超过50.0毫米的降水称为暴雨充分的水汽供应,暴雨是在大气饱和比湿达到相当大的数值以上才形成的,除了相当高的饱和比湿条件，还必须有充分的水汽供应，因为只靠某一地区大气柱中所含的水汽凝结下降量很小，因此必须研究水汽供应的环流形势强烈的上升运动强烈的上升运动只有在不稳定能量释放时，才能形成，因此暴雨预报必须分析不稳定能量的储存和释放问题，研究形成暴雨的中、小尺度系统较长的持续时间有利的地形条件。水汽方程是表示水汽输送和变化的基本方程。单位时间内通过某一单位面积的水汽量，称为水汽通量。水汽方程表达式：一个运动的单位质量湿空气块，其比湿的变化等于凝结率及湍流扩散率之和。单位时间内，某一体积所含水汽的变化量主要有四个方面的因素决定：水平方向上水汽的净流入量，垂直方向上水汽的净流入量，凝结量，湍流扩散。如果没有凝结或蒸发,且湍流扩散也很小,dq/dt=0，即比湿守恒。降水率单位时间内降落在地面单位面积上的总降水量，称为降水率或降水强度。表达式：I=水汽条件的诊断分析水汽含量主要从以下几个湿度项目分析各层比湿或露点分析等压面上的比湿或露点的分布，就等于分析了湿度场的分布。各层饱和程度一般用温度露点差来表示空气的饱和程度，通常以（T－Td）≤2℃的区域作为饱和区，（T－Td）≤4～5℃的区域作为湿区。在垂直剖面图上，常使用相对湿度的分布来表示空气的饱和程度，一般≥90％作为饱和区。湿层厚度湿层指饱和层，湿层越厚，降水越强，常在单站探空曲线及剖面图中分析湿层厚度作为降水预报的指标。可降水量将某一地区上空整层大气的水汽全部凝结并降至地面的降水量成为该地区的可降水量。表达式：1大气中85%～90%水汽集中在500hPa以下一地区的可降水量的大小表示了该地区整层大气的水汽含量。一般一地区较大的降水，其量远远超过该地区的可降水量，因此某地区要下一场较大的降水，就必须要有足够的水汽从源地不断向该地区供应。水汽通量源地的水汽，主要是通过大规模的水平气流被输送到降水区的，其输送量的大小用水汽通量表示。单位时间内，通过垂直于风向的单位面积输送的水汽量可表示为ρqV，即为水汽水平通量。通过垂直于风向的底边为单位长度，高为整层大气柱的面积上的总的水汽通量为：0∞ρqvdp或水汽通量散度整层大气水平辐合量为-D=-1g0P0∇∙(qv)dp若不考虑地形和地面摩擦的影响，且认为地面和大气层顶的垂直速度为零，则I＝－D，即整层水汽水平辐合的大小，近似的等于降水率。另外，由于：水汽的局地变化∂比湿平流比湿垂直输送低层湿度大于高层，上升局地比湿增加，下沉局地比湿减小凝结、蒸发凝结局地比湿减小，蒸发局地比湿加大湍流扩散在垂直方向主要使水面和下垫面蒸发的水汽向上输送到高层大气中。分析水汽条件主要是分析大气中的水汽含量及其变化、水汽通量和水汽平流等。水汽通量辐合主要决定于空气的水平辐合，因而决定于垂直运动的条件。垂直运动条件的诊断分析主要是通过分析水平风场和温压场来进行，前者主要是利用连续方程进行诊断，后者主要是利用ω方程进行诊断。用连续方程诊断垂直运动ωp=ωp0+pp0(∂u∂x+∂v∂y)dp式中ωp0，是地面垂直速度，如果地面平坦且摩擦较小时，可以认为ωp0＝0，而上式可简化为：ωp=pp0(∂u∂x+∂v∂y)dp上式的意义是p层的垂直速度，由p层以下整层的水平散度之和所决定。当水平散度之和为辐合时，p层有上升运动(ωp<o)，反之，有下沉运动。因此，可以根据上式用大气低层风场的水平散度大致估计对流层中层的垂直运动，一般大气中层垂直运动较高层低层大，与降水的关系密切。若对连续方程由大气层顶(p=0)到p层积分低层散度的诊断通常可用850hpa或700hpa图上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水。有以下几种降水分布型式可在日常预报中参考使用（阴影区为降水区）：（a风速辐合、b风向辐合）（a风向切变、b冷锋式辐合与切变相结合、c暖锋式辐合与切变）（a风向风速辐合、b风向辐合与风速切变相结合）流场散度主要是由非地转风所造成的。我们可以用地面图上的变压（一般用△p3）或低层等压面图上的变高分布来诊断散度，从而诊断垂直运动。在正变压中心有辐散下沉运动，负变压中心有辐合上升运动，中心数值愈大，愈明显。西风带低层系统一般是向东移动的，故在低压东部．高压西部为负变压区，因而有上升运动；反之，低压西部、高压东部为正变压区，故有下沉运动。低压加深、高压减弱时有上升运动，低压减弱、高压加强时有下沉运动。高层散度的诊断由于高层测风记录误差较大，用风场直接分析判断散度有困难。根据卫星云图上高云云系的辐散结构来判断高层辐散是一个较好的方法。在天气图上一般都利用高层的涡度平流来分析判断高层辐散，从而估计垂直运动。divV=-1f0(∂ξ∂t+V∙∇ξ+βv)此式说明，水平散度可从下面三项判断：第一项为相对涡度局地变化项；第二项为相对涡度平流项；第三项为纬度效应（即地转涡度平流）项。高层散度主要决定于相对涡度平流。槽前有正的相对涡度平流，因而槽前有辐散上升运动，槽后有负的相对涡度平流，因而槽后有辐合下沉运动。当用ω方程诊断垂直运动热成风对相对涡度平流的作用热成风对绝对涡度的平流是决定垂直运动的主要因子。可只利用某一层等压面的温压场资料，就可判断垂直运动。当热成风对相对涡度平流为正时，有上升运动；反之，有下沉运动。上图表示涡度平流和冷暖平流对垂直运动贡献一致。图中虚线为等温线，实线为等高线，点划线为等δg线。在高空槽前，有暖平流和正的涡度平流，二者都对上升运动有贡献。所以总的效果显然亦为上升运动。在高空槽后为冷平流及负涡度平流，二者都对下沉运动有贡献，其总的效果也很明显，是下沉运动。按热成风对相对涡度平流的作用，槽前为正，有上升运动，槽后为负，有下沉这动，与上述结果是一致的。下图表示涡度平流和冷暖平流对垂直运动贡献相反。图中高空槽前为冷平流，对下沉运动有贡献，而正涡度平流对上升运动有贡献，其对垂直运动的总效果就不明显。同理，槽后的总效果也不明显。如按热成风对相对涡度平流，则槽前为正，明确表明为上升运动。槽后为负，表明为下沉运动。在日常分析预报报中如不分析等涡度线，可根据等高线的形势大致估计涡度的分布，进而判断垂直运动。非绝热加热对垂直运动的贡献在非绝热加热作用中，以凝结潜热释放为主，释放出的凝结潜热所引起的垂直上升运动，必须在其他原因造成了上升运动基础上才能产生。因此，人们常把凝结潜热引起的上升运动称为降水对于上升运动的反馈作用。根据实际资料的分析，一般认为在满足下列三条件的地区才可能有潜热释放：①摩擦层中有水汽通量的净辐合；②有其他原因造成的上升运动；③空气近于饱和，例如规定T—Td≤4℃。地形和摩擦对降水的影响地形的动力作用地形对降水关系很密切，在同样的天气形势下，迎风坡的降水要比其他地区大。主要是地形的强迫抬升。由于地形抬升产生的上升运动和下沉运动是随高度减弱的；地形抬升造成的垂直速度，向上伸展范围很小，一般离地面1～2km，就已衰减到忽略不计。地形辐合还表现在地形使系统性的风向发生改变，从而在某些地方产生地形辐合或辐散，因而影响垂直运动和降水。例如当盛行风朝着喇叭口地形灌进时，由于地形的收缩，常常引起辐合上升运动的加强和降水量的增大。所谓喇叭口地形即是三面环山，一面开口的谷地。地形的云物理作用。地形可以改变降水形成的云雾物理过程，使得已经凝结的水分，高效率地下降为雨，从而增加降水量。地形对降水形成的云雾物理过程的改变方式是复杂的。从现有的研究成果来看，可能有四种情况：对流层中部层状云和低云的相互作用；对流层中部层状云和积雨云的相互作用；积雨云和低空层状云的相互作用；对流层中部不稳定与低云的相互作用。摩擦作用在近地面层中由于摩擦作用，风由高压吹向低压时，在气旋性涡度的地区，便会出现摩擦辐合，并有上升运动形成；而在反气旋性涡度的地区，则出现辐散下沉运动。摩擦对于降水的重要贡献主要是提供了降水的水汽来源。计算表明，在暴雨区上空，高层的水汽辐合通量是微不足道的，主要是靠700百帕以下的水汽辐合通量来供给水汽。低层幅合的水汽直接在低层凝结成雨的仅占一半，其余一半则通过700百帕面向上输送到高层而后凝结成雨。因此，摩擦辐合有利于将雨区四周摩擦层中的水汽集中地向高层输送，从而使降水加强。例如台风登陆后，由于摩擦影响，中心强度虽然迅速减弱，但由于系统仍有一定的强度，摩擦幅合上升运动较大，所以在系统减弱的同时，仍可发生较大的降水。第二节大范围降水的环流特征中国降水的气候概况中国各地雨量和雨季（了解）雨季：夏季的连阴雨期，它们都是在大范围的环流形势稳定的背景下产生的，但因夏季水汽充沛，降水量多，故，夏季的连阴雨期一般称为雨季。从东南沿海向西北内陆减少。大多数地区雨量多集中在夏季，有明显的雨季、干季之分。高原（东北部比西南、西北部开始早、结束晚）云贵高原——5月下旬到10月下旬青藏高原——6月中旬到10月下旬新疆全年平均雨季、干季不明显东部地区（南部比北部开始早、结束晚）华南沿海——4月到10月中旬长江流域——6月上旬——9月初华北东北——7月中旬——8月底东亚环流的季节变化与雨带活动大雨带的位移与西太平洋副热带高压脊线、100百帕青藏高压、副热带西风急流以及东亚季风的季节变化有关。3月下旬至5月上旬（江南春雨期）——停滞在江南地区、雨量较小5月中旬至6月上旬（华南前汛期25天）——停滞在华南，雨量迅速增大6月中旬至7月上旬（江淮梅雨20天）——停滞在长江中下游7月中旬至8月下旬（华北东北雨季华南后汛期40天）——停滞华北、东北，由于热带系统影响华南在此出现雨带8月下旬雨带迅速南撤9月中旬至10月上旬（淮河秋雨期）——停滞在淮河流域雨量较小此后全国降水全面减弱候大雨带的南北位移与东亚环流的季节变化关系密切，一般雨带位于：副高脊线北侧8～10纬度；100百帕青藏高压北侧；副热带西风急流南侧。中国暴雨的分布特征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。长江中下游和淮河流域暴雨——6～7月梅雨锋上西南涡引起黄河中下游和海河流域暴雨——7～8月四川移出的西南涡和青海移出的西北涡长江与华南沿海之间暴雨少，因西南涡从此经过较少且季节较早暴雨的极值多出现在山脉的迎风坡、平原与山脉过渡地带、河谷地带我国暴雨多发生在暖季，因为我国位于亚洲季风区，夏季风带来充沛的水汽和层结不稳定，同时与大气环流的季节变化有关。大多数暴雨与中高纬南侵冷空气有关。华南前汛期降水一般特征4～6月华南前汛期，主要发生在副高北侧的西风带中。4月初降水量开始缓慢增大，5月中旬雨量迅速增大进入华南前汛期盛期。5月中旬前大雨带位于华南北部，主要是北方冷空气入侵形成的锋面降水5月中旬后受东亚季风影响，大雨带移至华南沿海，降雨量增大，雨带主要位于冷锋前部的暖区之中。5月中旬后夜雨现象非常明显。500百帕环流特征华南前汛期是在一定的中高纬和低纬环流背景下生成的，每次降水过程500百帕上中高纬和低纬都有低槽活动，二者结合可产生较强降水，根据500百帕流场可以分为三种类型：两脊一槽型、两槽一脊型、多波形各型的共同特征:副热带高空西风急流北跳稳定在北纬30度以北副高脊线稳定在北纬18度附近或其以南地区华南上空为平直西风带低层常存在南北两条低空急流在这种形势下，北方冷空气南下与活跃的东亚季风交汇于华南，同时南亚高压进入中南半岛，使得华南高空维持辐散的西北气流，为华南暴雨提供有利的高空辐散条件锋前暖区暴雨锋前暖区暴雨是华南前汛期暴雨的一个重要特色，暖区暴雨局地性强。由于锋前暖区受潮湿不稳定的西南气流控制，只要在边界层存在使不稳定能量释放的触发机制。就会产生暴雨，触发机制可分为三类：边界层内侵入的浅薄冷空气由于浅薄冷空气从边界层内南下时并不改变边界层上部暖湿空气的环境条件，而边界层内的水汽通量辐合是产生暴雨的主要水气来源，因此，边界层内侵入的浅薄冷空气不仅触发了对流，而且有利于边界层水汽向暴雨区输送，增加降水量。一旦冷空气侵入到接近850百帕，降水立即结束，因为冷空气加厚，不仅破坏了位势不稳定层结，而且也破坏了低层的水汽供应。地形对暖区暴雨的作用海陆分布对暖区暴雨的作用江淮梅雨每年夏初，在湖北宜昌以东北纬28～34度之间的江淮流域常会出现连阴雨天气，雨量很大，这一时期正是江南梅子黄熟季节，故称“梅雨”梅雨的气候特征天气特征：长江中下游多阴雨天气，雨量充沛，相对湿度很大，日照时间最短，降水一般为连续性，但常有阵雨或雷雨，有时可达暴雨程度。典型梅雨：一般出现于6月中旬至7月上旬（20～24天），入梅日期大多在6月6～15日（早晚可差40天），出梅日期大多在7月6～10日（早晚可差46天）。早梅雨：出现于5月份的梅雨，平均开始日期为5月15日（14天），天气特征与典型梅雨相同，不同的是梅雨期较早，出梅后主要雨带不是北跳而是南退，以后雨带如再次北跃就会出现典型梅雨。梅雨的年际变化很大，每年梅雨雨量的多少和地区分布均有显著差异。丰梅类（30％）枯梅类（20％）雨带类（50％）：江枯淮多型南枯江淮局地多雨型南多北少型环流特征高层开始高层（100百帕或200百帕）的南亚高压从高原向东移动，位于长江流域上空（高压脊位于北纬30度以南），当高压消失或东移出海时，梅雨即告结束。中层中层（500百帕）环流形势稳定低纬：副高呈带状分布，其脊线从日本南部至我国华南，略呈东北——西南走向，在东经120度处的脊线位置稳定在北纬22度左右。在印度东部或孟加拉湾一带有一稳定低压槽存在。长江中下游地区盛行西南风，与北方来的偏西气流构成气流汇合区，有利于锋生并带来充沛的水汽。中纬：巴湖及东亚东岸（河套到朝鲜）建立了两个稳定的浅槽高纬：阻高活动三阻型（北纬50～70度的高纬地区常存在三个稳定阻高）东阻高——勒拿河、雅库茨克一带西阻高——欧洲东部中阻高——贝湖西北方阻高南部亚洲范围北纬35～45度为平直强西风带，且有锋区配合，其上不断有短波槽生成东移，但不发展。冷空气路径有两支：一支从巴湖冷槽内分裂出来，随短波槽东移，经我国新疆和河西走廊南下；另一支从贝湖南下