现代天气学原理

现代天气学原理第二章天气学基础知识和基本研究方法一、 基本天气图的分析方法1、天气图底图常用的正形投影法有极射赤面投影法（适用于中高纬度【南北纬度60°-90°）地区】、兰勃脱圆锥投影法【适用范围南北纬30°-90°】和麦卡托圆柱投影法【适用于南北纬度0°-30°】2、等值线分析的基本规则：（1） 同一条等值线上要素值处处相等。（2）等值线一侧的要素值总是高于或低于另一侧。（3） 等值线不能相交、分支和在图中中断。（4）高值区和低值区相邻的等值线，两者的数值总差一个间隔，而两个高值区或两个低值区之间相邻的等值线，其数值相等。3、 以lOOOhPa为基线，每隔2.5hpa画一条等压线，如：……1000.0,1002.5,1005.0,……以0°C为基准，每隔4°C画一条等温线，如-4°,0°,4°,8°C,等。4、 地面天气图分析高空天气图分析【见附件】第三章大气环流一、实际大气环流的平均特征1、 冬季：北半球的主要活动中心是两个低压，一个是阿留申低压，另一个是冰岛低压。高压中心有西伯利亚高压、北美高压。夏季：冬季大陆上的两个冷高压到了夏季变成了两个热低压，即亚洲低压和北美低压。热带辐合带：是南北半球两个副高之间气压最低、气流汇合的地带。这种大规模的风随季节而转换称为季风。中国东南沿海在冬季盛行偏北风，夏季盛行偏南风。2、 槽脊系统（冬三夏四）冬季：有三个明显的槽。东亚大槽：在140°E的亚洲东岸。北美大槽：位于80°W的北美大陆东岸。 欧洲浅槽：在10°E〜60°E之间，乌拉尔山以西，由欧洲北海向西南方向伸展的较弱的浅槽，是三个槽中最弱的一个。在三个槽之间有三个平均脊，分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和贝加尔湖地区，脊的强度要比槽弱得多。夏季：中高纬度的西风带上由三槽三脊转变为四槽四脊。等高线变稀疏，其强度比冬季显著减弱。北美大槽的位置没有明显的变化，而东亚大槽向东移20个经度，乌山以西的浅槽已不存在。北美大槽和东亚大槽之间的距离加大，而形成两个相对较弱的波动，在欧洲西岸和乌山以东附近各出现一个弱的浅槽。3、 上游效应：上游某地区长波系统发生某种显著变化后，影响到下游地区长波系统的变化；下游效应：下游某地区长波系统的显著变化也会影响到上游，使上游长波系数也随之发生转变。阻塞高压：长波脊不断向北伸展，在长波脊中可形成闭合的暖高压切断低压：长波槽不断向南加深时，在长波槽中可形成闭合的冷低压。（两压常同时出现）第四章中纬度天气系统一、锋面系统1、锋面：冷、暖气团之间的过渡带。锋线：锋面与地面相交的线。习惯上把锋面和锋线统称为锋。根据锋在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位，可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。冷锋：锋面移动过程中，冷气团起主导作用，冷气团推动锋面向暖气团一侧移动。冷锋过境，气温下降。暖

锋：锋面移动过程中，暖气团起主导作用，暖气团推动锋面向冷气团一侧移动。暖锋过境，气温上升。准静止锋:当冷暖气团的势力相当时，锋面的移动十分缓慢或相对静止。实际中，6小时间隔内，锋面位置变化小于一个纬距的锋面定为准静止锋。锢囚锋:由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠并而成的锋面。2、锋面结构模型（楔型锋模式）—将锋面看成一种倾斜的不连续面，在锋的两侧气象要素（温度、密度、沿锋面风速等）分布是不连续的，这种不连续有时称为零阶不连续。马格拉斯锋面坡度公式： tan£二fT*竺二fT*Vw一Vcg§TgT-Twc其中：Tc、Tw分别为锋面两侧的冷、暖空气的温度；T*为冷、暖空气的平均温度；vw、vc分别为锋面两侧平行于锋面的风速。锋面坡度公式反映了锋面的坡度取决于锋面两侧的温差和风速切变。（1）5T二T-T>0锋面的坡度随着锋区冷暖空气的温差的增大而减小。当时，5T二0tan£4^，£二90即锋面垂直，这意味着锋面不再存在。（2） 如果f>0（即北半球），相应必须有5v>0即锋面两侧具有气旋式切变。风速切变愈大，锋面坡度也愈大；在南半球情况相反。（3） 如其他条件不变，锋面坡度随纬度增加而增大。当冷锋南下，锋面坡度要逐渐减小。3、锋面天气锋面附近气象要素的特征：温度场？位温场？气压场和风场特征？变压场？4、锋生和锋消锋生：指锋的生成或加强。 锋消：指锋的减弱或消亡。5、/V01hT一1］心5、/V01h421丿讨论物理意义：？（1）非绝热加热T1：T1表示沿已存在温度梯度方向的非绝热加热的梯度产生的锋生作用。（2）垂直运动作用T2：T2表示沿温度梯度方向上，垂直速度的水平梯度产生的锋生作用。a0若大气为稳定层结a0若大气为稳定层结az>0当暖气团中下沉运动w<°,而冷气团中有上升运动w>°,则T2>0,表示锋生；相反则为锋消过程。（3） 水平运动辐合T3：T3表示在已有的水平温度梯度情况，水平辐合（D<0）或水平辐散（D>0）产生的水平温度梯度的增加（或减弱），即锋生或锋消。（4） 水平变形场的作用T4：T4表示整个水平变形产生的锋生作用。设x轴为变形场的膨胀轴，y轴为收缩轴，而等位温线与x轴的夹角为卩。则：V0|Ecos2PT二1V0|Ecos2P4 2当卩<45°，有锋生作用，当卩>45°，有锋消作用，卩=0，锋生作用最大。二、温带气旋和反气旋1、 气旋（低压）：同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋，气旋范围内的空气作逆时针旋转。反气旋（高压）：同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋，反气旋范围内的空气作顺时针旋转。2、 温带气旋的经典模型（经典气旋发展的几个阶段）：初生阶段、发展阶段、成熟阶段、衰亡阶段3、 锋面气旋天气：（1）初生阶段：在暖锋前会形成云雨和连续性降水，能见度恶劣。（2）发展阶段：气旋区域内的风速普遍增大，气旋前部有暖锋天气特征，气旋后部具有冷锋后冷气团的天气特征．（3）锢囚阶段：地面风速很大，云和降水区扩大，降水强度加剧。（4）衰亡阶段：云和降水开始减弱，云底抬高。云和降水具有中尺度结构，降水呈多带分布。4、P坐标中涡度方程atduaxay丿'a®dv

、dxdpa®du、 +ayap丿'aF——y、dxxdy丿d© 8兀2gdZdt fL2dt（涡度T高度J气压J）dudv'（1）辐合辐散项 （dx dy丿度增加，辐散使得气旋性涡度减小。在辐合相同的情况下，绝对涡度大的地方更有利于气旋的发展。）（2）扭曲项仝+f)D乂+f譽p dp辐合使得气旋性涡扭曲项的作用是把涡度从水平方向转到垂直方向在对流层中低层，扭曲项作用一般较小，在对流层高层特别是高空急流附近，扭曲项的作用有时较大。）（3）摩擦项摩擦项的作用最终会引起气旋和反气旋的减弱。且地面相对涡度越大、风速越大，地面越粗糙，则这种减弱作用越明显。【影响温带气旋发展的主要因子是涡度平流和水平辐合辐散】5、P^tterssen发展方程（1000hpa涡度倾向方程或地面气旋、反气旋发展方程）0dt)+丄dQdGnp)二-V-Vt+f）-乞V2Jp05p5 fpp505方程右端第一项为500hpa涡度平流项，槽前脊后为正涡度平流，有利于地面气旋发展，槽后脊前为负涡度平流，有利于地面反气旋发展。方程右端第二项可以分成三项来讨论：（1）温度平流项LRV2Jp°LV-VTd（lnp）f0 pp5在暖平流区，地面涡度增加，有利于气旋发展。冷平流区，地面涡度减小，有利于反气旋发展。⑵绝热变化项-RdV2Jp°l®（y-y）L（lnp）fppd-V-VTMd“cdtp在稳定大气的条件下❻:一丫）〉°,低压区上升运动产生反气旋式涡度。高压区有下沉运动，将导致气旋d式涡度增加。绝热顼对干气旋与反气旋的发展起破坏作用。但此项有利于背风面气旋的发展，对于南北向的山脉，西风在迎风面上升产生反气旋涡度，在背风面下沉产生气旋涡度。R（3）非绝热变化项-7V2Jp0fpp505-dQd(lnp)cdtp大气中非绝热过程主要有：①下垫面作用，冷、热源通过辐射、传导、乱流等过程使气柱冷却或加热。②水汽的凝结、蒸发等过程，使空气加热或冷却。在热3源地区，有利于气旋发展；在冷源地区，有利于反气旋发展。6、3方程及其对气旋发展的讨论‘ d2GV2+f2一0dp2丿二f-V0dpgV2|V•汽］g dpRdQd-V2—=1cpdt右端第一项为涡度平流随高度变化项。当涡度平流随高度增加（随气压减小））时，有上升运动；当涡度平流随高度减小（随气压增加）时，有下沉运动物理意义：在地面低压中心附近涡度平流很小，而上空为较大的正涡度平流。气旋性涡度增加，使风压场不平衡，在地转偏向力的作用下，必然产生水平辐散，为保持质量连续，将出现补偿上升运动，并且上升运动在对流层中层达到最大。由于这种垂直上升运动的拉伸作用，使得槽前对流层中下层气旋性涡度增加，相反地，脊前槽后则由于负涡度平流产生的下沉运动，使地面反气旋发展。右端第二项为厚度平流（温度平流）的拉普拉斯项。暖平流区（一V-VT>0有上升运动，冷平流区-V-VT<0）有下沉运动。gg物理意义：槽前暖平流使高层等压面升高，使温压场不平衡，在气压梯度力的作用下产生水平辐散，为保持质量连续，将产生补偿上升运动。同理，在冷平流区应有下沉运动。由温度平流产生的正涡度变化主要位于低压中心前方，负涡度变化主要位于低压中心后方，因此,dQ度平流的作用主要使地面气旋发生运动。右端第三项为非绝热加热的拉普拉斯项。 在非绝热加热区页>0，有上升运动；在非绝热冷却区加<0,有下沉运动。 【在地形迎风坡，空气被强迫抬升，由于上升运动随高度递减，涡度减小；dt背风坡则涡度增加】-V2卜-V竺］gdpyV竺二—RdV-VT

gdp pg三、西风带槽脊系统的发展p pL21、 Rossby长波公式：c=U— =U— k2 4兀2当c=0时的波动称为静止波。,一iU静止波的波长为：Ls=2k,1—①L<Ls时，c>0,波前进；②* .2、 绝热条件下位势倾向方程：丨V2+p则Rossby长波公式可改写为：c=4^2（L-L2）波静止；③L>Ls时,c<0,波后退；-x=-fV站+匚丿+證‘ggdpILs时，c=0,;f2d20-gdp丿0gdp右端第一项为地转风的绝对涡度平流项，强弱主要决定于地转风相对涡度平流右端第二项为厚度平流（或温度平流）随高度变化项。在暖平流区，当暖平流随高度减弱（随气压增强）时，即低层暖平流强，高层暖平流弱时，等压面高度升高；在冷平流区，当冷平流随高度减弱（随气压增强）时，即低层冷平流强，高层冷平流弱时，等压面高度降低。3、高空形势预报方程兀m=—V.V匚—Blp）2V.v匚—pV—fogV・vhdt mpm TpT RTsss引起平均层（pm）上涡度变化的因子有四个：pm面上的涡度平流；【定性规则：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。】热成风涡度平流；【当温度槽脊落后于高度槽脊时，在槽中有冷平流，脊中有暖平流，则槽脊将加强。】地转参数随纬度的变化作用；【气流南下时涡度随时间增加，气流北上时涡度随时间减小。】地形影响；【当某一高空低压槽移向山脉即上坡时将减弱，离开山脉即下坡时将加强。相反当一高压脊移向山脉即上坡时将加强，离开山脉即下坡时将减弱。】第五章低纬天气系统一、热带气旋1、 热带气旋：发生在热带或副热带洋面上的一种具有暖中心结构的强烈气旋性涡旋。世界气象组织将不同强度的热带气旋分别称为：热带低压——最大风速10.8〜17.1m/s（6〜7级）热带风暴 最大风速17.2〜24.4m/s（8〜9级）强热带风暴——最大风速24.5〜32.6m/s（10〜11级）台风——最大风速三32.7m/s（12级以上）2、 成熟热带气旋的基本结构（1）热带气旋的温压场；【眼区：风弱、干暖、少云。最大风速区：与热带气旋眼壁的云墙相一致，天气最恶劣。】（2）热带气旋的流场；（3）热带气旋的眼和螺旋云雨带3、 热带气旋降水（主要灾害：狂风、暴雨、风暴潮。）热带气旋降水有四类：1）热带气旋眼区周围云墙区降水2）热带气旋眼区外围螺旋云雨带降水3）热带气旋和其他系统相互作用产生的降水4）与热带气旋相联系的热带云团的降水（注意：地形可使降水增幅。）4、 热带气旋形成的必要条件（1）要有一个原先存在的扰动（2）暖性洋面，海水温度高于26.5°C（3）生成位置一般距赤道5个纬距之外（4）整个对流层风的垂直切变要小5、 热带气旋移动（受力分析）外力：气压梯度力、地转偏向力内力：热带气旋内部空气质点因运动（如：垂直运动、旋转运动、径向运动）引起的地转偏向力不同而造成的。6、 影响热带气旋移动的大型环流系统（1）副热带高压：对热带气旋转向前的移动路径起主要作用。（2）西风带长波：对热带气旋移动的直接影响主要发生在其转向以后。（3）双热带气旋：在一定的距离内同时出现两个热带气旋，称双热带气旋。二、西太平洋副热带高压和南亚高压1、南亚高压与西太副高的比较：南亚高压在对流层高层（lOOhpa）强度最强，在对流层中低层往往表现为一个热低压，从地表到lOOhpa为上升运动，其控制的地区多对流性天气，它的形成以热力作用为主。西太副高的强度在对流层的中低层最强，高压区内盛行下沉气流，其控制的地区天气晴好，副高的形成以动力作用为主。（西太平洋副热带高压和我国雨带？？？）三、 热带辐合带和热带云团1、热带辐合带（ITCZ）：出现在热带对流层低层，在流场上表现为一条连贯的南北两个半球的信风汇合区；在地面气压场上表现为一个低压槽，故又称“赤道槽”。是一个行星尺度的天气系统。信风汇合有二种形式：信风辐合带：南半球的东南信风和北半球的东北信风的汇合区。静风辐合带（季风槽）:赤道西风与北半球的东北信风的汇合区。汇合区中风速很小，几乎是静风。四、 东风波1、 东风波:在副高南侧对流层中、下层的东风带中，常存在一个槽或气旋性曲率最大区，呈波状形式自东向西移动。2、 东风波的结构？？五、 热带副热带涡旋1、 洋中槽（热带对流高层槽TUTT）：热带太平洋中部的对流层高层，夏季存在一个呈东北一西南走向的高空大槽。2、 赤道反气旋：当南半球的气流越过赤道以后，发生反气旋性弯曲，在适当的条件下，可形成具有高压性质的闭合环流。第六章亚洲季风和中国主要的天气过程一、 亚洲季风系统1、 季风是指近地面层冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象。季风的三个特点：盛行风向随着季节变化而有很大差异，甚至接近于相反。两种季风各有不同的源地，因而气团性质有根本的不同。能给天气现象造成明显不同的季节差异。2、 亚洲冬季季风和夏季季风成员？？季风扰动系统？中国夏季风对我们的影响：每一个稳定阶段伴随有一条雨带或暴雨带，即华南前汛期、长江流域的梅雨期、黄淮雨季和华北雨季。冬季季风：亚洲冬季风最显著的地区是中国的东岸，影响范围经南海到马来西亚和印度尼西亚一带。冬季风的建立一般在10月中旬，这正是亚洲大陆高压加强，寒潮首次侵袭到华南沿海以至东南亚的时候。二、 亚洲季风的形成1、 季风的形成机制：（1）海陆热力差异（2）行星风带的季节变化（3）大地形的作用（4）南北半球气流的相互作用。结论：海陆热力差异和行星风带的季节变化是形成季风的基础，而大地形的动力和热力作用、半球间气流的相互作用以及大气内部过程，则是起到加强季风特色的作用。2、 季风数值模拟研究的现状：（1）主要是一些敏感性试验，如在大地形和季风环流形成关系方面。（2）主要是季风活动、夏季风降水的模拟。三、 冬季季风与寒潮1、 寒潮：指一种与强大冷高压相伴随的大规模的强冷空气的活动过程。2、 中国气象局的规定，冷空气的强度分5级：弱冷空气、中等强度冷空气、较强冷空气、强冷空气和寒潮。3、 寒潮标准：气温在24小时内剧降10°C以上，最低气温降至5°C以下。4、 冷空气的源地和路径：源地：是指冷空气开始形成和积聚的地区。（影响我国的冷空气有三个源地：①新地岛以西的北冰洋洋面。②新地岛以东的北冰洋洋面。③冰岛以南的大西洋洋面。）冷空气经关键区南下入侵我国有四条路径：西路、中路（西北路）、东路、（东路加西路）【详见P226】5、 寒潮天气形势（1）小槽发展型（经向型）（2）槽脊东移型（纬向型）（3）横槽型（阻高崩溃型）四、夏季季风与中国的暴雨1、 两个不同的雨季：①华南前汛期（4〜6月）：它是西风带环流系统与热带季风环流系统相互作用的降水。②台风汛期：有台风、ITCZ等热带系统造成的降水。影响：（1）华南前汛期暴雨过程很多，每年都要出现10次以上的暴雨过程，多区域性或连续性大暴雨，以及特大暴雨。尤其是广东省。（2）梅雨（霉雨）：每年6月中、下旬到7月上半月的初夏，在江淮流域至日本南部这一狭长区域频繁出现连阴雨降水过程，常有暴雨。（3）7月上、中旬，江淮流域梅雨结束，华北雨季开始。北方降雨多为过程性的，很少出现连阴雨。2、 夏季暴雨的天气系统引起梅雨期暴雨的主要降水系统：江淮切变线、西南涡、地面梅雨锋、江淮气旋、台风、低槽等。在梅雨期，降雨位于梅雨锋到700hpa切变线之间，平均宽度约5个纬距。西南涡：产生于我国西南地区低层（离地面2〜3公里）的一种中间尺度的低涡。西南涡常沿切变线从四川盆地东移，配合江淮气旋的强烈发展，引起梅雨期一次大暴雨。可见梅雨基本上是由于冷暖空气交汇而造成，而江淮切变线、西南涡、江淮气旋往往引起梅雨期暴雨、大暴雨。第七章中尺度天气系统1、中尺度天气系统的基本特征：（1）水平尺度小、生命期短（2）气象要素梯度大，天气强烈（3）非地转平衡和非静力平衡一、 中尺度系统1、 中尺度对流复合体（1）与一般的中尺度系统相比，这种系统的生命期较长，面积也大得多，它被称为中尺度对流复合体（MCC）。 （2）MCC可引起龙卷、冰雹、大风和闪电等对流天气，但最常见的是广阔地区的暴雨天气。2、 飑线：飑线是具有强烈对流的中尺度系统飑线的一般特征①冷空气丘（雷暴高压）②气压跳跃线③飑锋④中尺度低压二、 中尺度系统发生发展的大尺度环境条件大尺度环境条件：①位势不稳定层结并常有逆温存在；②强的垂直风切变；③低层有强水汽辐合和湿舌；④常有急流活动；⑤低空辐合和上升运动；⑥地形的作用。1、 环境风的垂直切变对强风暴的作用：（1）在切变环境中使上升气流倾斜，从而使上升气流中形成的降水质点能够脱离出上升气流，而不致因拖带作用减弱上升气流的浮力。（2）可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和低层的冷空气外流。（3）造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变一方不断再生，使风暴向前传播。（4）能产生流体动力学压强，有利于在风暴右侧新的对流单体增长。2、 低空急流：出现在对流层低层，风速最大值达12或16m/s以上的强风区。高空急流：300或200hpa层上风速等于或大于30m/s的强风区。3、 上升运动分布：上升运动区和强天气落区是有一定的关系的。暴雨位于上升运动区，但不一定和上升运动最大中心区相一致。4、 各种物理条件对强风暴发生发展的作用,强基本条件水汽条件（低空急流，湿舌等）位势不稳定生命期短的雷

上升运动（低空急流、低空辐合、边界层非均匀加热、重力波、密度流、海陆风、地形等）暴或强雷暴转换条件强垂直切变（>2.0X10-3s-l）长生命期的风暴或强风暴增强条件高空辐散（高空急流出口区左侧等）地形长生命期的强风暴三、大气过程不稳定1、对流不稳定指的是一定厚度的气层被抬升后，由原来即使是稳定的层结而变为不稳定层结的情形。判据：【Y<Ym稳定Y>Ym不稳定下湿上干Td大,湿度大Td小，湿度小】2、对称不稳定（斜升不稳定或倾斜对流不稳定）：在垂直方向上为对流稳定和在水平方向上为惯性稳定的环境中，空气作倾斜上升运动时可能出现的一种不稳定判据：R1i3、时空转换分析：在系统演变呈准稳定条件下，将气象要素的时间变化转换为空间分布的一种分析方法。4、相对坐标分析：它是利用高空观测资料，由观测对系统的相对时间，转换为测站对系统的相对空间，制作相对时空剖面图，以揭示中尺度系统空间结构的一种分析方法。第八章天气形式和气象要素预报气预报技术方法主要有：天气学预报方法、统计学预报方法和动力学预报方法，以及由这三种基本预报方法相互结合形成的天气一统计预报方法、动力一统计预报方法（MOS法和PP法）和天气一动力预报方法。1、 趋势法—外推法直线外推：系统的移动速度和强度变化基本上不随时间而改变，按这种规律外推的方法。曲线外推：系统的移动速度和强度变化接近“等加速”状态时，外推时要考虑它们的“加速”情况，按这种规律外推的方法。2、 运动学方法：利用气压系统过去移动和强度变化所造成的变高（或变压）的分布，来预报系统未来的移动速度和强度变化的方法。常用的定性预报规则：（1）槽线沿着变压或变高梯度方向移动，脊线沿着变压或变高升度方向移动。（2）槽线（脊线）移动速度的大小与变压或变高梯度（升度）成正比，与槽线（脊线）的强度成反