农业气象学课件

第二章温度

土壤温度

空气的温度

温度与农业㈠、热量收支(交换)方式第一节土壤温度一、影响土壤温度的因子

辐射热交换

任何温度在绝对零度以上的物体，通过辐射的放射和吸收而进行的热量交换方式。

分子传导热交换

物质通过分子碰撞，所产生的表现为热量传导的动能交换方式。

流体流动热交换

流体在各个方向上流动时，热量随流体流动而输送的热量交换方式。根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。

定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。

作用：使上下层空气混合，产生热量交换。

定义：流体在水平方向上的流动。

分类：

对流：

分类热力对流动力对流

平流：

作用：对大规模的热量传递和缓和地区之间、纬度之间温度的差异起着很大作用。

乱流（湍流）：

定义：流体在各方向上的不规则运动。

分类：热力乱流动力乱流

乱流交换系数：

当单位质量的空气涡团所含物理属性的梯度等于１时，因乱流作用所引起该物理属性的通量。单位：ｍ2/S

近地气层乱流强度的时空变化：

陆地比海面强

山地比平原强

白天比夜间强

夏季比冬季强

潜热交换物质在进行相态变化时所发生的热量交换。

地面热量收支RLEPBRLEPB（白天）

地表面热量收支示意图

（夜间）

地表面昼夜热量收支平衡方程：白天：R-P-B-LE=0夜间：-R+P+B+LE=0㈡、热量收支(平衡)

地表层昼夜热量收支平衡方程：Qs

Qs

RLEPBLERPB（白天）（夜间）地表层热量收支示意图白天：R-P-B-LE=Q夜间：-R+P+B+LE=-Q

热量平衡过程

地球表面吸收太阳辐射能后，会通过各种热量收支方式，产生能量的转换和输送而达到平衡，这样的物理过程称为热量平衡过程。㈢、物质的热属性

热容量

定义：在热交换过程中，物体温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

分类：质量热容量（比热、比热容）容积热容量

质量热容量：

定义：单位质量的物质，温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

单位：J/(kg·℃)(或J/(g·℃))

计算：

容积热容量：

定义：单位体积的物质，温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

单位：J/(m3·℃)(或J/(cm3·℃))

计算：Cm

、Cv

之间的关系：

土壤热容量分析：土壤成分容积热容量（J/（㎝3·℃））土壤矿物质土壤有机质水空气1.9252.7084.1860.0013

在土壤的组成物质中，空气的热容量最小，水的热容量最大，固体成分介于两者之间。

导热率（热导率）

定义及单位：

定义：指物体在单位厚度间、保持单位温度差时，其相对的两个面在单位时间内通过单位面积的热流量。

单位：J/（m·S·℃）(或Ｗ/（m·℃）)

热流量方程：Λ：导热率，Q：热容量；ΔT/ΔZ：温度梯度，负号表示热流方向由高温指向低温。

方程的意义：

当其他条件相同时，导热率大的物质，热流量大，传热速度快；反之则小。土壤成分导热率（W/（㎝·℃））土壤矿物质土壤有机质水空气0.02930.019970.006280.0002093土壤中固体成分的导热率最大，水居中，空气最小。

土壤导热率分析：

土壤导热率影响因子：

土壤含水量

土壤孔隙度

导温率（导温系数、热扩散率）

定义及单位：

单位：ｍ2/S(或㎝2/S)

Ｋ：导温率，λ：导热率，Ｃ：容积热容量。

定义：单位容积的物质，通过热传导，由垂直方向获得或失去λ焦耳（J）的热量时，温度升高或降低的数值称为导温率。

计算公式：

土壤导温率分析：砂土的热特性与土壤湿度的关系

土壤湿度较小的情况下，导温率随着土壤湿度的增大而增加；

当土壤湿度增加到一定程度后，土壤到温率却呈现出减小的趋势。

土壤导温率对土壤温度分布的影响：

直接决定着土壤温度的垂直分布及最高、最低温度出现的时间。二、地面和土壤温度

表征温度变化的几个物理量

较差：指一定周期内，温度最高值与最低值之差。

日较差：一日内最高温度与最低温度之差。

年较差：一年中最热月平均温度与最冷月平均温度之差。

绝对年较差：年极端最高气温与极端最低气温之差。

位相：最高温度与最低温度出现的时间差。

㈠、地面温度和热量收支的关系地面温度变化与地面热量收支示意图1．地面温度日变化曲线；2．地面热量支出日变化曲线；3．地面辐射收入日变化曲线。Tm：地面最低温度；TM：地面最高温度

一天中地面最高温度、地面最低温度出现在地面热量收支相抵（平衡）的时刻。

一年中地面最热月温度，一般出现在７月或８月，地面最冷月温度一般出现在１月或２月。

㈡、土壤温度的变化

时间变化

日变化

日较差的影响因子：(1)太阳高度(2)土壤热特性(3)土壤颜色(4)地形(5)天气

日恒温层（土温日不变层）：土壤温度日较差为零时的深度。

日恒温层深度：一般深度约为40～80㎝，平均为60㎝。

土壤温度的年变化

年恒温层（年温度不变层）：土壤温度的年较差为零时的深度。年恒温层影响因子纬度：5、15、25

日恒温层的影响因子：纬度、季节、土壤热特性

土壤温度位相：

土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落后越多。

年较差：纬度深度

极值：出现时间，位相。

垂直分布

日分布

日射型（受热型）：土壤温度垂直分布图中13时

辐射型（放热型）：图中01时

上午转变型（由辐射型向日射型过渡）：图中07时

傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）：图中19时

年分布放热型、受热型和过渡型。

影响土温变化的因素

土壤本身的物理特性：

土壤湿度

土壤颜色

土壤机械组成及腐殖质

外界条件：

地面覆盖物

地形和天气条件三、水体的温度㈠、水体热量传播的特点

水体中的辐射特点

水体反射率小于陆地

水体吸收率达于陆地

水体易吸收长波，散射短波，水中悬浮物散射长波。

水体中的热量平衡特性

热量平衡公式R0＝H＋LE＋ΔQ＋ΔAR0：水体净辐射量，H：水面与大气热量交换的感热通量密度；LE：水体的潜热通量密度；ΔQ：水体热储存变量；ΔA：因水体流动产生的水平方向的热输送通量密度。

特性

海洋热量平衡的主要输出项是水体蒸发潜热。

海洋可以通过洋流来在水平方向传送热量。

水体温度的变化

时间变化

日变化：

水面最高温度出现在午后15～16h，最低温度出现在日出后的2～3h内。

年变化：

水面最高温度一般出现在8月，最低温度则出现在2～3月。

日、年较差：均小于陆地

位相：

最高温度和最低温度出现的时间，大约每深入60ｍ落后一个月。

垂直变化

琵琶湖水温的垂直分布

夏季：水表层趋于等温分布。在等温层以下有一个跃变层。跃变层以下是等温层。

冬季：水温的垂直分布几乎呈等温状态。当水面温度降到4℃以下时，表层冷水不再下沉，使水面以下的水温在4℃左右。

第二节空气温度一、大气中的热量交换方式

空气与下垫面辐射、分子传导、潜热交换。

大气中

平流：主宰季节更替和天气冷暖变化。

对流：是对流性降水的主要原因。

乱流：对一些低云和雾的生消起重要的作用。

潜热交换：对气温的升降、大气中水分的三态相变起着不可替代的作用。

绝热与非绝热变化绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。

近地层气温的日变化

极值温度出现的时间

影响气温日较差的因子

纬度：随纬度增加而减小。

季节：夏季＞冬季，一年中春季气温日较差最大。季节最高气温最低气温夏季14～15h05～06h冬季13～14h04～05h二、空气温度的时间变化

天气状况：

下垫面性质：陆地＞海洋覆盖地＞裸地沙土、深色土、干松土＞粘土、浅色土、潮湿土晴天＞阴天

近地层气温的年变化

最冷、最热月出现的时间

最热月最冷月大陆性气候区季风气候区7月1月海洋性气候区8月2月

地形：凹地＞平地＞凸地

气温年较差的影响因子

纬度：随纬度增加而增大。

距海远近：远海区＞近海区

地形及天气状况：同与日较差

近地层气温的非周期变化三、气温的空间变化

近地层气温的水平分布

等温线大部分（尤其是南半球）趋向于接近东西向排列，气温从赤道向两极逐渐降低。

冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季则相反。

最高温度不位于赤道，冬季在5～10°N，夏季在20°N。

赤道附近的气温年变化很小，随着纬度的增加，年变化幅度也增加。

世界冷极在南极，为－90℃（乔治峰），热极在索马里境内，为63℃。

近地层气温的垂直分布近地气层温度的垂直分布

日射型：图中12时

辐射型：图中0时

上午转变型：图中06时

傍晚转变型：图中18时

对流层气温的垂直变化

气温直减率

定义：气温随高度变化的程度。

表达式：

ΔZ：两高度高度差，ΔT两高度相应的气温差；负号表示气温垂直分布的方向。γ＞0，气温随高度的增加而降低；γ＜0，气温随高度的增高而升高。γ的绝对值越大，气温随高度变化差异越大。

各个层次上的气温直减率

整个对流层平均气温直减率：0.65℃/hm

对流层上层：0.3~0.4℃/hm

对流层中层：0.5~0.6℃/hm

对流层下层：0.65~0.75℃/hm

空气干绝热变化四、空气绝热变化

干绝热过程的几个概念

干绝热过程

空气是干空气或未饱和的湿空气（没有水汽凝结），与外界之间无热量交换时（dQ=0）的状态变化过程。

绝热增温

当空气块下降过程中，因外界气压增大，外界对气块作功，在绝热的条件下，所作的功只能用于增加气块的内能，因而气块温度升高。这种因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。

绝热冷却

当空气块上升过程中，因外界气压减小，气块体积膨胀，对外作功，在绝热的条件下，作功所需的能量，只能由其本身内能来负担，因而气块温度下降。这种因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热冷却。

干绝热直减率（γd

）

在大气静力平衡的条件下，干空气和未饱和的湿空气因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变化率，称之为干绝热直减率。

概念

湿绝热过程

饱和湿空气在上升或下降的绝热变化过程中，会产生水的相变，从而释放或吸收热量使空气块的内能发生变化，称此过程为湿绝热过程。

湿绝热过程中的温度变化率。

对γm变化的解释γm不是常数，它是气压和温度的函数，随着气压的减小、温度的升高而减小。

空气湿绝热变化

湿绝热直减率（γm

）五、大气静力稳定度

大气静力稳定度的概念

处在静力平衡状态中的大气，空气因受外力因子的扰动后，大气层结（温度和湿度的垂直分布）有使其返回或远离原来平衡位置的趋势或程度，称之为大气静力稳定度。

定义

分类

稳定

假如有一块空气在外力的作用下，产生垂直运动，但外力除去后：

若气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气块所处的气层，对于该气块而言是稳定的。

中性

若既无回到原位，有无继续加速先前的趋势，而是保持原有运动状态，这时气块所处的气层，对于该气块而言是中性的。

不稳定

若气块按原方向加速运动，这时气块所处的气层，对于该气块而言是不稳定的。

大气静力稳定度的判断

判断标准

通常用气温直减率（γ）与上升气块的干绝热直减率（γd）或湿绝热直减率（γm）的对比来判断。

判断方法扰动方向高度（m）10020030013℃12℃11℃13℃12℃11℃13℃12℃11℃γ=0.8γ=1.0γ=1.211.2℃12.0℃12.8℃11.0℃12.0℃13.0℃10.8℃12.0℃13.2℃G>FG<FG=FG=FG>FG<FA:γ<γd稳定B:γ=γd中性C:γ>γd不稳定合力方向

对于未饱和空气γ>γd不稳定；γ=γd中性；γ<γd稳定。

对于饱和湿空气γ>γm不稳定；γ=γm中性；γ<γm稳定。

综合判据γ愈大，大气愈不稳定；γ＜γm＜γd时，大气为绝对稳定；γm<γ<γd时，大气为条件性不稳定。六、大气中的逆温

概念

逆温

在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温直减率为负值的这种现象称为逆温。

阻塞层

当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状态，阻碍了空气垂直运动向上发展，因而又称阻塞层。

逆温的分类（按成因）

辐射逆温、湍流（即乱流）逆温、平流逆温、下沉逆温、地形逆温、锋面逆温和融雪逆温等。

辐射逆温

定义

夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷却形成的逆温。

厚度一般为200～300ｍ。

高纬地区冬季有时可达2,000ｍ左右。

出现时间大陆上常年都可出现，以冬季最强，夏季最弱。

平流逆温

定义

暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温现象，这种逆温称为平流逆温。

日变化夜间加强，白天减弱。

冷的下垫面暖空气暖空气

下沉逆温h1h2下沉（辐散）h1>h2

定义因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。

形成过程

天气状况

下沉逆温常与辐射逆温结合形成一个从地面开始有数百米厚的逆温层，并出现温度升高，干燥晴朗的好天气。

其他逆温

锋面逆温

冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方，在冷暖空气交界面附近（即锋面附近）出现的逆温，称为锋面逆温。

逆温层冷空气暖空气

融雪逆温

在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这种逆温称为融雪逆温。

暖空气吸热融雪冰雪面

地形逆温

在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温，称为地形逆温。冷空气暖空气冷空气暖空气

逆温的实际应用

农业上常利用逆温层防寒避冻；工业上避开逆温出现的时间来排放污染物质。

第三节温度与农业一、植物生命活动的基本温度

三基点温度对大多数植物来说，维持生命的温度一般在-10～50℃之间，生长温度在5～40℃之间，发育温度在10～35℃之间。温度对于植物生命、生长和发育过程的影响有3个基本点温度，简称三基点温度，即最适温度、最低温度和最高温度。生命温度生长温度发育温度致死

最低

最适

最高

致死－1005102030354050（℃）

受害、致死温度植物遇低温而导致的受害或致死，称冷害和冻害。在冻结温度以上的低温危害称冷害或寒害，冻结温度以下的危害则称为冻害。植物因温度过高而造成的危害称热害。温度日较差大有利于有机质的积累。温度日较差大还有利于作物品质的提高。气温年较差也影响着作物的生长发育，而且必要的高温对某些喜热作物是不可缺少的。

二、周期性变温对植物的影响在三基点温度之外，还可以确定最高与最低受害、致死温度，统称为5个基本温度指标。三、农业界限温度0℃以上持续的日数称为农耕期。

5℃以上持续日数称生长期或生长季。

10℃以上的持续时期为喜温作物的生长期。

15℃表示喜温作物积极生长。

20℃是水稻安全抽穗、开花的指标。

对农业生产具有普遍意义的，标志某些重要物候现象或农事活动的开始、终止或转折的温度叫农业界限温度，简称界限温度。四、土温对植物的影响

大多数作物根区温度在20℃～30℃时生长最快。土温对作物的影响主要有以下几个方面：

土温影响种子发芽、出苗土温与根系的生长土温影响植物根系对水分和养分的吸收土温影响植物块根、块茎的形成土温影响昆虫的发生五、积温及其在农业生产上的应用

将某一时段内逐日平均气温的总和称为积温。其单位为℃·d（度·日）或℃。

积温的种类活动温度高于生物学下限温度（B）的日平均温度（ti）称为活动温度。活动积温一段时间内活动温度的总和称活动积温（Y）。即：Y=∑

ti

（ti

≥B；当ti

＜B时，ti计为0）有效积温活动温度与生物学下限温度之差称有效温度。一段时间内有效温度的总和称有效积温（A）。即：A=∑(ti

-B)

（ti≥B；当ti

＜B时，(ti

-B)计为0）

积温的稳定性

积温的应用影响作物生长发育的外界环境条件还有其他因子。积温学说是建立在假定其他因子基本满足的条件下。

积温是作物与品种特性的主要指标之一作为物候期预报、收获期预报、病虫害发生时期预报等的重要依据作为农业气候专题分析与区划的重要依据之一例：某作物从播种到出苗的生物学下限温度是12.0℃，播种8天后出苗，这8天的日平均气温为：12.5℃、11.5℃、12.5℃、13.6℃、14.6℃、15.0℃、15.6℃、14.0℃。求该作物从播种到出苗的活动积温和有效积温。活动积温：

12.5＋12.5＋13.6＋14.6＋15.0＋15.6＋14.0＝97.7

有效积温:(12.5-12)+(12.5-12)+(13.6-12)+(14.6-12)+(15.0-12)+(15.6-12)+(14.0-12)=97.7－12×7=13.7第三章大气中的水分

空气湿度

蒸发和蒸散

凝结和降水

水分与农业第一节空气湿度

空气湿度：空气中水汽含量的多少或潮湿程度。湿度参量：表征空气中水汽含量的多少和潮湿程度的物理量。湿度参量水汽压相对湿度露点温度饱和差比湿混合比绝对湿度一、空气湿度参量

水汽压（e）反映空气中水汽含量的多少水汽含量

水汽压e

定义：空气中水汽的分压强。单位：百帕(hPa)1百帕(hPa)=100帕斯卡(Pa)

饱和水汽压（E）反映空气的最大水汽容纳能力饱和水汽压取决于温度（马格奴斯半经验公式）定义：饱和湿空气中水汽的分压强。影响因子：EET

温度

T

E

蒸发面性质

E过冷却水＞E冰蒸发面形状

E凸面＞E平面＞E凹面

液体含盐度含盐度

E

相对湿度（r）定义：空气的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比值。反映空气的潮湿程度

温度不变，E不变：水汽含量

e

r

水汽含量不变，e不变：温度

E

r

%100=Eer

露点温度（Td

）定义：

对于含有水汽的湿空气，在不改变气压和水汽含量的情况下，降低温度而使空气达到饱和状态时的温度。EeTTTdeE（T,e）反映空气中水汽含量的多少，水汽含量

露点温度Td

饱和差（d

）定义：同一温度下饱和水汽压与实际水汽压之差。d=E-e

反映空气的潮湿程度。影响因子：

温度不变，E不变：水汽含量

e

d

水汽含量不变，e不变：温度

E

d

水汽含量、温度

比湿（q）、混合比（S）、绝对湿度（a）比湿：湿空气中水汽的质量与湿空气总质量的比值。混合比：湿空气中水汽的质量与湿空气中干空气质量的比值。m水汽m干空气S＝————比湿和混合比具有保守性绝对湿度（水汽密度）：单位体积湿空气中水汽的质量。a＝———m水汽V未饱和e<ER<100%d>0T>Td饱和e=ER=100%D=0T=Td过饱和e>ER>100%D<0T<Td二、空气湿度的时间变化

水汽压的时间变化

日变化单波型（海洋型）

海洋、沿海地区、冬季大陆e时间日出前14时影响因子：蒸发强度双波型（大陆型）

夏季内陆、沙漠地区e时间日出前14时10时22时影响因子：蒸发强度乱流强度

年变化e时间冬季夏季影响因子：蒸发强度

相对湿度的时间变化绝大多数地区：与气温的日变化反相时间r夜昼T

地面水分蒸发强度

e

T

E

并且E

比e

快因此T

r

同理T

r

近海地区及其它大型水体的周围（晴朗稳定的天气条件下）与气温的日变化同相r时间夜昼海陆风（水陆风）昼：吹海风，潮湿夜：吹陆风，干燥

日变化

年变化大多数地区：与气温的年变化反相T

地面水分蒸发强度

e

T

E

并且E

比e

快因此T

r

同理T

r

r时间夏季冬季季风气候区：与气温的年变化同相r夏季冬季时间夏季：夏季风，来自海洋，潮湿冬季：冬季风，来自内陆，干燥第二节蒸发和蒸散一、水面蒸发

蒸发速率

定义：单位时间从单位面积上蒸发掉的水的质量。

单位：g／cm2·日

日蒸发量

定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。

单位：mm／日;1g／cm2·日＝1mm／日

道尔顿蒸发公式d＞0时，W＞0，蒸发过程d＝0时，W＝0，动态平衡d＜0时，W＜0，凝结过程

影响水面蒸发速率的因子

温度：T

E

d

W

湿度：e

d

W

气压：P

W

风：风速

W

蒸发面性质：W过冷却水＞W冰

蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹面

含盐度：含盐度

W

二、土壤蒸发

土壤蒸发定义土壤水分汽化并向大气扩散的过程。

土壤蒸发的三个阶段

稳高阶段主要受气象条件的影响。速降阶段此阶段蒸发速度决定于土壤含水量和土壤结构。稳低阶段影响土壤蒸发的主要是土壤因子。

影响因子土壤因子、气象因子三、植物蒸腾

植物蒸腾植物通过其表面（主要是叶面气孔）将体内的水分以气态形式扩散到体外的过程，称为植物蒸腾。

蒸腾系数蒸腾系数是指植物制造单位重量干物质所蒸腾的水量。

影响因子气象因子、植物因子、土壤因子。四、农田蒸散

农田蒸散农田中，作物蒸腾与株间土壤蒸发的综合过程称农田蒸散。第三节凝结和大气降水一、凝结条件

凝结发生的条件空气达到饱和或过饱和状态，并有凝结核存在。

空气的饱和或过饱和

实现方式：增大水汽含量：e

e＞E

降低温度：T

T＜Td

大气中常见的降温过程：③混合冷却④绝热冷却①辐射冷却②接触冷却

凝结核

定义：

在水汽凝结过程中起凝结核心作用的固态、液态和气态的气溶胶质粒。

分类：吸湿性凝结核非吸湿性凝结核二、凝结物

地面凝结物露、霜、雾凇、雨凇

露和霜：辐射冷却的产物，形成在晴朗无风的夜间和清晨。露：贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴。Td＞0℃霜：贴地层空气中的水汽在地面发生凝华而形成的小冰晶。Td＜0℃热容量小、导热率小、粗糙的地表易形成露和霜。

雾凇∨和雨凇∽雾凇：附着在树枝及物体迎风面上的白色的疏松的凝结物。分类晶状雾凇（小冰晶）粒状雾凇（小冰粒）雨凇：过冷却雨滴落地后冻结而形成的光滑而透明的冰层。

近地层大气中的凝结物雾：飘浮在近地层空气中的小水滴和小冰晶。雾的分类：浓度轻雾（霭）＝能见度1～10km

雾≡能见度＜1km组成冰雾：小冰晶水雾：小水滴成因辐射雾：辐射冷却，晴朗微风和夜间和清晨。平流雾：接触冷却，冷暖空气大规模运动时。平流辐射雾（混合雾）地形雾蒸发雾

自由大气中的凝结物水汽凝结物悬浮在自由大气中形成云。

定义：

分类：

发生学分类积状云（对流云）层状云波状云成因

形态学分类（国际分类法）云底高度和外形特征

中国《地面气象观测规范》云族、云属、云类、云目、衍生云、转化云云族云属学名简写低云1000M<H<2000M积云Cu积雨云Cb层积云Sc层云St雨层云Ns中云2000M<H<6000M高层云As高积云Ac高云H>6000M卷云Ci卷层云Cs卷积云Cc云族云属云类学名简写学名简写低云积云Cu淡积云碎积云浓积云CuhumFeCucong积雨云Cb秃积雨云鬃积雨云CbcalvCbcap层积云Sc透光层积云蔽光层积云积云性层积云堡状层积云荚状层积云SctraScopSccugSccastSclent层云St层云碎层云StFs雨层云Ns雨层云碎雨云NsFn淡积云碎积云浓积云秃积雨云鬃积雨云透光层积云蔽光层积云积云性层积云堡状层积云荚状层积云层云碎层云雨层云碎雨云云族云属云类学名简写学名简写中云高层云As透光高层云蔽光高层云AstraAsop高积云Ac透光高积云蔽光高积云荚状高积云积云性高积云絮状高积云堡状高积云ActraAcopAclentAccugAcfloAccast透光高层云蔽光高层云透光高积云蔽光高积云荚状高积云积云性高积云絮状高积云堡状高积云云族云属云类学名简写学名简写高云卷云Ci毛卷云密卷云伪卷云钩卷云CifilCidensCinotCiunc卷层云Cs毛卷层云匀卷层云CsfilCsncbu卷积云Cc卷积云Cc毛卷云密卷云伪卷云钩卷云毛卷层云匀(薄幕)卷层云卷积云㈠、降水的形成充分的水汽供应和空气的绝热上升运动。云滴的增长凝结过程碰并过程乱流碰并重力碰并凝结增长扩散转移水汽的扩散转移过程：冷暖云滴之间：H2OE暖＞e＞E冷暖冷大小云滴之间：H2OE小＞e＞E大小大过冷却水滴与冰晶之间：（冰晶效应）H2OE水＞e＞E冰水冰三、大气降水㈡、降水的特征量降水：从天空降落到地面的固态或液态的水汽凝结物。

降水量和降水强度降水量：从大气降落到地面的未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的水层厚度。单位：毫米日降水量、旬降水总量、月降水总量、年降水总量降水强度：单位时间内的降水量。单位：mm／10分钟、mm／小时、mm／日

降水变率用于反映一个地区降水的变化情况（稳定程度）。Ri

某地某年某时期的实际降水量R0

该地同期的多年平均降水量降水绝对变率（降水距平）＝Ri－R0降水平均绝对变率（降水平均距平）＝——————∑|Ri－R0|n降水相对变率＝————×100﹪Ri－R0R0降水平均相对变率＝————————×100﹪∑|Ri－R0|／nR0降水保证率某一界限降水量在某一段时间内出现的次数与该时段内降水总次数的百分比，叫做降水频率降水量高于某一界限降水量的频率的总和叫做大于该界限降水量的保证率㈢、降水的种类雨阵雨毛毛雨雪阵雪雨夹雪阵性雨夹雪霰米雪冰粒冰雹,

降水分类：降水性质连续性降水主要降自雨层云间歇性降水主要降自层积云和高层云阵性降水主要降自积雨云毛毛状降水（毛毛雨）主要降自层云降水成因对流雨地形雨锋面雨台风雨雨和毛毛雨雪和冰针霰和米雪雨夹雪冰粒（冻雨）冰雹降水形态降水体雨雪霰霰米雪雹冰粒

降水强度（mm／24h）雪小雪＜2.5中雪2.5～5.0大雪＞5.0雨小雨0.1～10.0中雨10.1～25.0大雨25.1～50.0暴雨50.1～100.0大暴雨100.1～200.0特大暴雨＞200.0突发气象灾害预警（暴雨）黄色6小时50mm橙色3小时50mm红色3小时100mm第四节水分与农业一、空气湿度与作物

适宜的湿度条件在作物生长季节，通常以日平均相对湿度在70-80%左右为宜，高于90%或低于60%都是不利的，高于95%或低于40%更为有害。降水量与作物降水强度与作物二、降水与作物三、作物水分临界期和关键期作物对水分供应要求最敏感的时期称作物水分临界期。作物对水分的需要与当地降水矛盾最突出的时期。作物临界期作物临界期冬小麦春小麦水稻玉米马铃薯甜菜

孕穗到抽穗孕穗到抽穗孕穗到开花

“大喇叭口”期到乳熟开花到块茎形成抽薹到开花始期

大豆、花生向日葵高粱、谷子棉花西红柿瓜类开花花盘形成到开花孕穗到灌浆开花到成铃结实到果实成熟开花到成熟

几种主要作物的水分临界期四、水分利用率及其提高途径

有关概念：

作物蒸腾消耗单位重量的水分所合成的干物质重量，称为作物水分利用率或蒸腾效率，其倒数称蒸腾系数。农田蒸散消耗单位重量的水所制造的干物质重量，称水分有效利用率。灌溉良好的种植方式风障

提高水分利用率的途径覆盖作物的品种配置第四章气压和风

气压与气压场

空气的水平运动

大气环流

风与农业国际标准单位：帕（帕斯卡Pa）和百帕（百帕斯卡hPa）

1hPa＝100Pa＝100N／m2

标准大气压（0℃，45°N／S，海平面上）

P0＝760mm汞柱＝1013.25hPa第一节气压与气压场气压（大气压强）P单位面积上所受到的大气压力。单位面积上空气柱的重量。气压的单位一、气压随高度的变化单位截面大气上界P1P2Gz2z1△P＝P1－P2＝﹣G

＝﹣gV

＝﹣g（z2－z1）＝﹣g△z

取△z→0

大气静力学方程

dP＝﹣gdz

﹣——＝g

﹣——

铅直气压梯度（单位高度气压差）dPdzdPdz

大气静力学方程铅直气压梯度

﹣——＝gz

P

dPdz气压高度海拔高度（m）气压（hPa）3000012160001001100025055005003000700150085001000

△z＝z2－z1＝18400（1＋

tm）log——

△z两点之间的高度差

z1

较低点的海拔高度

z2

较高点的海拔高度

P1

较低点的气压

P2

较高点的气压＝1／273tm

两点的平均温度，取tm＝（t1＋t2）／2P1P2

压高公式

例：t1=12℃z2=8℃P1=1080hpaP2=920hpatm＝（t1＋t2）／2=10

△z＝18400（1＋

tm）log——=1328（米）1080920

地面天气形势图（地面天气图、地面图）

本站气压海平面气压等高面（海拔高度为0）上的等压线（每隔2.5hPa）图二、气压的水平分布气压订正

海平面气压场

海平面气压场的基本型式（气压系统）低压（低气压、气旋）高压（高气压、反气旋）D逆时针旋转向中心辐合绝热上升多阴雨天气G顺时针旋转向四周辐散绝热下沉多晴好天气槽（低压槽）脊（高压脊）DG鞍型气压场压DGGD高空天气形势图（高空天气图、高空图）等压面上的等高线（每隔4位势什米）图等高线的单位：位势高度位势米、位势什米

1位势什米＝10位势米

H＝z·g／9.8H位势高度（位势米）

z海拔高度（米）

g重力加速度

高空气压场

等压面与等高面的关系等压面

PA＝PB＝PC＝PHA＜HB＜HC

等高面

Ha＝Hb＝Hc＝HZAa＜ZBb＜ZCc

Pa＜Pb＜PcABCabcZAaZBbZCc等压面HP等高面高空气压场的基本型式（气压系统）低压D逆时针旋转高压G顺时针旋转脊G脊线脊前脊后槽D槽线槽前槽后第二节空气的水平运动

一、影响大气运动的作用力作用于空气的力基本力（牛顿力）视示力（外观力）气压梯度力地心引力摩擦力惯性离心力地转偏向力水平方向作用于空气的力水平气压梯度力G水平地转偏向力A惯性离心力C摩擦力R㈠、水平气压梯度力（G）

x方向上：气压梯度﹣—

气压差﹣—

dxA：气压

p压力

pdydz

B：气压﹣（p＋—

dx）压力﹣（p＋—

dx）dydz

x方向上的净压力：pdydz﹣（p＋—

dx）dydz

＝﹣—

dxdydz

p

x

p

x

p

x

p

x

p

x

p

x

xyzdxdydzABp﹣（p＋—

dx）

p

x0

x方向上的净压力＝﹣—

dxdydz

p

xy方向上的净压力＝﹣—

dxdydz

p

y

z方向上的净压力＝﹣—

dxdydz

p

z

总的净压力＝﹣（—

i＋—

j＋—

k）dxdydz

＝﹣∆

pdxdydz

由于dxdydz＝V＝m／

因此

作用于单位质量空气块上的净压力（气压梯度力）G

G＝﹣—

∆p

p

x

p

y

p

z1

气压梯度力

G＝﹣—

∆p

气压梯度﹣∆p

气压梯度的方向：由高压指向低压

气压梯度力的方向：由高压指向低压

铅直气压梯度力

GZ＝﹣—

—

水平气压梯度力

Gn＝﹣—

—

n＝xi＋yj

水平气压梯度力是形成风的原始动力1

1

p

z1

p

n

㈡、水平地转偏向力（科里奥利力、科氏力）AOAB

OBxyOAx’y’B以圆盘外为参照系以圆盘为参照系

地转偏向力的方向：与运动方向垂直北半球指向运动方向的右侧南半球指向运动方向的左侧s=υt.Ωt=υΩt2=at2/2a=2υΩA=2υΩsinφA’

F＝2V

水平地转偏向力AA＝2Vsin

＝2

／24小时

＝7.29×10-5秒-1

静止V＝0A＝0

赤道

＝0A＝0

北极

＝90°A＝2V

作用于单位质量物体上的科里奥利力F

cossin

㈢、惯性离心力（C）曲率中心曲率半径rCV

惯性离心力的方向：

与运动方向垂直由曲率中心指向外缘

作用于单位质量物体上的惯性离心力CC＝——

静止V＝0C＝0

直线运动r＝∞C＝0V2r㈣、摩擦力（R）

摩擦力的方向：

与运动方向相反

摩擦力RR＝－KV

K摩擦系数摩擦层R≠0

自由大气层R＝0

平直等压线的气压场中的风C＝0

二、自由大气层中的风（R＝0

）空气所受的力：G、A地转风:A=G568572576580584低压高压GVAGVAGAV北半球

弯曲等压线的气压场中的风C≠0空气所受的力：G、A、C梯度风：A+C+G=0GAVDC逆时针旋转AGVGC顺时针旋转

在自由大气层中，风沿着等压线吹。

自由大气层中的白贝罗风压定律：(判断风压关系的定律）

北半球，背风而立，低压在左，高压在右，南半球相反。三、摩擦层中的风（R≠0

）

平直等压线的气压场中的风C＝0

空气所受的力：G、A、R低压GRV高压997.51000.01002.51005.0A在摩擦层中，风穿越等压线，向低压偏转。摩擦层中的白贝罗风压定律：北半球：背风而立，低压在左前方，高压在右后方。南半球相反。风逆时针旋转，向中心辐合。绝热上升，多阴雨天气GAVDRCAGVGCR顺时针旋转，向四周辐散绝热下沉，多晴好天气

弯曲等压线的气压场中的风C≠0

空气所受的力：G、A、C、R

摩擦层中风的变化

日变化

近地层白天午后最大，夜间和清晨最小；上层白天午后风小，夜间风大晴天>阴天，陆地>海洋

年变化

我国大部份地区春季是冷暖空气交替时期，所以春季风最大。一般北半球中纬度地区，冬季最大，夏季最小；

垂直变化

摩擦层：风呈爱克曼（Ekman）螺线分布

摩擦层顶：风速接近地转风、风向与等压线平行。第三节大气环流

大范围的大尺度大气运动的基本状况及其随时间和空间的变化过程。大气环流

影响因子：定义：大气中各种环流的综合表现。①太阳辐射②地球自转③地球表面的不均匀性高气压低气压地面热地面冷热不均形成的空气环流——叫热力环流热力环流——是大气运动的最基本形式低气压低气压高气压高气压冷冷㈠、太阳辐射因子——单圈环流模式假定条件：仅考虑太阳辐射（英国的哈德莱Hadley）地-气系统的年辐射差额：40°N～40°S正

＞40°负热力环流经圈环流

单圈环流（半球）一、大气环流形成的基本因子

单圈环流模式上升上升下沉下沉㈡、地球自转的作用——三圈环流模式假定条件：考虑太阳辐射和地球自转（美国罗斯贝Rossby）水平地转偏向力Ａ＝２Ｖsin热力环流水平地转偏向力三圈环流（半球）太阳辐射赤道低压带极地高压带副热带高压带东北信风带24副极地低压带中纬西风带极地东风带76低纬环流中纬环流高纬环流1358910三圈环流模式

气压带赤道30°N60°N北极赤道低压带副热带高压带副极地低压带极地高压带

行星风带赤道30°N60°N北极东北信风带(贸易风带)东南信风带(盛行)西风带极地东风带赤道辐合带(赤道无风带)副热带无风带

大气活动中心太阳辐射、地球自转、地球表面的不均匀性海陆分布的不均匀加热

相对于海洋，陆地夏季温度高，形成热低压；冬季温度低，形成冷高压。

永久性的活动中心、半永久性的活动中心、季节性活动中心。二、地表性质的作用海平面平均气压场(1月)（单位：hpa）海平面平均气压场(7月)（单位：hpa）季节性大气活动中心1月份7月份北半球蒙古高压（西伯利亚高压）北美高压印度低压（塔尔低压）北美低压南半球南非低压澳洲低压南美低压南非高压澳洲高压南美高压半永久性大气活动中心北半球

夏威夷高压（太平洋高压）阿留申低压亚速尔高压（太平洋高压）冰岛低压南半球

南大西洋高压南印度洋高压副极地低压带南太平洋高压⒈季风

大范围地区盛行风向和气压系统明显的季节变化，并且天气、气候也随之发生明显的变化。冬、夏风向的季节性反转和干、湿期的季节性交替。

大范围地区盛行风向明显的季节变化。

定义：

特点：①盛行风向随着季节变化而有很大差异，甚至接近相反；②两种季风各有不同的源地，其气团的性质有根本的不同；③能给天气现象造成明显不同的季节性差异。㈠、海陆分布的影响

类型：赤道季风、热带季风、东亚季风（副热带季风、温带季风）①赤道季风

地理位置：赤道非洲、印度南部、斯里兰卡、印度尼西亚、马来西亚一带，纬度很低，接近赤道。

气候特点：有明显的雨季和旱季，全年炎热。②热带季风

地理位置：南亚和东南亚（北回归线以南）

。

气候特点：有明显的雨季和旱季，冬夏已有明显的温度差别，但不大。夏季受来自南半球的西南季风的直接影响。③东亚季风（副热带季风区和温带季风区）

地理位置：亚洲南部

。

气候特点：冬夏温度差异明显，最冷月和最热月平均温差至少20度以上，有明显的雨季，雨季主要是由于东南季风和冬季风相互作用造成的。副热带季风区

雨季主要在初夏和秋季，即夏季风在进退过程中前沿经过这个区域。

最冷月平均气温在2—10度，气温年较差为20—28度，年降水量约大于800mm。

温带季风区雨季主要在盛夏，即夏季风的鼎盛时期。温度比副热带季风区更低，年较差更高，年降水量少于800mm。

中国的季风分布状况热带季风区：东区：两广、江西南部、福建西区：西藏南部、云南副热带季风区：东区：湖南（北）、安徽、江苏、上海、浙江西区：青海南部、四川大部、陕南、甘肃南部温带季风区：甘肃中西部地区、陕西中部和北部、东北三省、内蒙东部、华北

印度季风与中国东部季风的差异

印度冬季风弱于夏季风，中国东部季风区则相反；

印度降水集中在夏季风最强的季节，中国东部季风区降水集中在夏季风最盛之前。⒉海陆风（出现在沿海地区或岛屿上）成因：海陆昼夜热力差异。白天近地面气流：海洋陆地海风夜间近地面气流：陆地海洋陆风强弱50～100km9点始，14时盛10～20km22点始，2时盛⒈山谷风（出现在山区）白天近地面气流：山谷山坡谷风（上坡风）夜间近地面气流：山坡山谷山风（下坡风）昼暖暖冷山坡山坡山谷夜泠冷暖山坡山坡山谷㈡、地形因子的影响⒉焚风（出现在山区）沿着山坡向下吹的炎热而干燥的风。例：山高3000米，山前气温20℃，湿度75%；500米凝结。则：

500米处气温15℃，3000米处气温2.5℃;背风坡山脚气温32.5℃,湿度15%。焚风利弊：

有利的方面：1、初春促使积雪消融。2、夏末促使粮食和水果早熟。

不利的方面：强大的焚风易造成北方小麦空瘪粒现象，在林区易造成森林火灾。早春的焚风会使作物早生长，果树提前开花，若气温下降会遇冷害。天山南坡、太行山北坡、大兴安岭东坡⒊峡谷风

当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，气流的横截面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进，从而形成强风，称为峡谷风或“穿堂风”第四节 风与农业

风可以调节农田小气候

风能传播花粉、种子

风对农业的危害及防御第五章天气系统和天气过程

天气系统和天气特征

天气预报

我国主要的农业灾害天气

天气过程：

各种天气系统相互配合，随着时间和空间的变化过程。

天气：

一地短时间内的大气状况及其变化的总称。一地短时间内各种气象要素综合表现出的大气物理状态。

天气系统：

具有一定的结构特征，并能产生一定天气的大气运动系统。第一节主要的天气系统气团锋气旋反气旋高空槽脊切变线、低涡、低空急流

天气系统尺度的划分：

尺度的概念

尺度是表征一个系统在空间上的大小，或在时间上持续的长短。

天气尺度的划分从水平尺度及持续时间来划分。

水平尺度（km）时间尺度大尺度>400几日～几十日中尺度4～40几小时～几十小时小尺度0.04～

4几分钟～几小时微尺度<0.04几十秒～十几分钟中纬度低纬度长波温带气旋反气旋云团热带气旋锋面飑线背风波

中尺度对流群积雨云龙卷对流单体边界层涡动

边界层涡动一、气团

定义

大范围的空气团，在其内部气象要素的水平分布比较均匀，垂直分布基本一致，在其控制的区域内，天气气候特征也大致相同。

气团的概念

尺度水平尺度几百千米，垂直尺度几至十几千米

气团的形成和变性

形成的条件①大范围性质均匀的下垫面；②适合的环流条件（反气旋）。

气团的变性变性气团

气团内部多晴好天气冷暖气团交界处多阴雨天气

气团的分类

分类标准地理分类、热力分类

地理分类（气团源地的地理位置和下垫面性质）气团北极气团（冰洋气团）：65°N以北的极地地区极地气团热带气团赤道气团（赤道海洋气团）：赤道地区极地大陆气团：西伯利亚和蒙古、加拿大和阿拉斯加极地海洋气团：北太平洋、北大西洋的中纬度海洋上热带大陆气团：北非、西南亚的副热带沙漠地区热带海洋气团：副热带高压控制的海洋上

热力分类（气团的相对温度）气团冷气团

北极气团、极地气团暖气团

热带气团、赤道气团

我国境内的气团

冬季西伯利亚气团（绝大部分地区）热带太平洋气团（东南沿海）南海气团（云南）西伯利亚气团热带太平洋气团南海气团热带太平洋气团（东部地区）、热带大陆气团

（西部地区）、赤道气团（长江以南地区）、西伯利亚气团（长城以北、大西北）、极地太平洋气团（东北地区）

夏季西伯利亚气团热带太平洋气团极地太平洋气团赤道气团热带大陆气团二、锋

锋的概念

锋区（锋面）冷、暖气团之间的过渡区域。700hPa地面冷气团暖气团

锋面天气锋面附近的云、雨、风等天气，成为锋面天气。

锋面两侧的气象要素和天气状况气象要素有明显差异，天气变化十分剧烈。

锋的分类北极气团

气团源地冰洋锋（北极锋）极锋热带锋（副热带锋）极地气团热带气团赤道气团

锋的移动方向冷锋暖锋准静止锋锢囚锋冷暖冷暖冷暖冷冷暖冷锋暖锋准静止锋锢囚锋

冷锋

冷锋过境后的天气降温和偏北大风

副冷锋的概念

冷气团在移动过程中，由于变性的程度不同，或有冷空气补充南下时，在冷锋（主锋）的后面，即同一冷气团内又可形成一条新的冷锋，称之为副冷锋。

冷锋分类根据移动速度和天气特征划分：第一型冷锋（缓行冷锋）第二型冷锋（急行冷锋）第一型冷锋（缓行冷锋）第一型冷锋（缓行冷锋）冷暖雨层云高层云卷层云卷云锋后连续性降水，雨区宽150～200km不稳定时，出现积雨云，形成阵性降水第二型冷锋（急行冷锋）夏半年积雨云阵性降水冬半年层状云（卷云、卷层云、高层云、雨层云）连续性降水第二型冷锋（急行冷锋）冷暖锋前降水，雨区宽几十km干冷锋：无云、无降水大风（风沙）

暖锋

暖锋过境后的天气升温暖锋冷暖雨层云高层云卷层云卷云锋前连续性降水雨区宽300～400km不稳定时，出现积雨云，形成阵性降水华北静止锋、江淮静止锋、华南静止锋、南海静止锋冷暖雨层云高层云卷层云卷云北侧：偏北、东北风；南侧：偏南风静止锋北侧连续性降水（连阴雨天气）雨区宽600km不稳定时，出现积雨云，形成阵性降水

准静止锋（静止锋）天山静止锋、昆明静止锋冷暖无云、无降水层积云、雨层云少量降水地形静止锋

云层加厚降水加强降水区扩大冷冷暖东北地区华北地区

锢囚锋三、气旋

气旋的概念

定义

气旋是指在同一高度上中心气压比周围低、占有三度空间的大尺度涡旋。低压（气压场）中心气压比周围低气旋（流场）气流逆时针旋转（北半球）气流顺时针旋转（南半球）

表示水平尺度：以最外围的一条闭合的等压线的直径长度来表示。强度：以中心气压值表示。气旋的发展（加深）气旋的减弱（填塞）

天气：多阴雨天气

气旋的分类地理区域温带气旋中高纬地区热带气旋热带海洋锋面气旋地方性气旋锋前热低压地形低压热低压热力结构锋面气旋无锋气旋热带气旋地方性气旋

温带气旋（锋面气旋）

结构活动在中高纬地区的气旋，多为锋面气旋。

锋面气旋是一个呈逆时针方向旋转的涡旋，自中心向前方伸展出一条暖锋，向后方伸展出一条冷锋，冷、暖锋以南为暖空气，以北为冷空气。锋面气旋天气模式

锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升的气流，产生云和降水天气。

天气

云：近中心宽、远中心窄

降水：近中心对流云，阵性降水；远中心降水区较宽。

如果暖空气为热带大陆气团，锋面上无降水或出现一些薄云；

如果暖空气为热带海洋气团，当空气层结稳定时，锋面上出现一些层云和雾；当空气层结不稳定时，易有对流性天气发展。

风：暖区一侧偏南大风，冷区一侧西北大风，在干燥季节，伴随大风会出现风沙。

东亚气旋北方气旋45～55°N南方气旋25～35°N蒙古气旋东北气旋黄河气旋黄海气旋江淮气旋东海气旋

东亚气旋沿着对流层500hPa或700hPa气流的方向移动，并最终移向阿留申群岛及其以东的北太平洋海域。

四、反气旋

反气旋的概念

定义

反气旋是指在同一高度上中心气压比周围高、占有三度空间的大尺度涡旋。高压（气压场）中心气压比周围高反气旋（流场）气流顺时针旋转（北半球）气流逆时针旋转（南半球）

表示水平尺度：以最外围的一条闭合的等压线的直径长度来表示。强度：以中心气压值表示。反气旋的发展（加强）反气旋的减弱

天气：多晴朗天气

反气旋的分类地理区域极地反气旋（极地高压）极地温带反气旋（冷高压）中高纬地区副热带反气旋副热带副热带高压（副高）对流层中下层海洋上大陆高压（高原高压）对流层上层大陆高原上热力结构冷性反气旋（冷性高压）温带反气旋暖性反气旋（暖性高压）副热带反气旋

温带反气旋（冷高压）

活动在中高纬地区的反气旋。格陵兰、加拿大、西伯利亚和蒙古。

分类准静止型冷高压源地（西伯利亚和蒙古地区）移动型冷高压东移南下，入侵我国

天气状况

通常是晴朗的天气，风力不大。有时在夜间或清晨会出现辐射雾，日出后逐渐消散。当有逆温层存在且水汽较多时，逆温层下常出现层云、层积云，产生毛毛雨和雾等天气现象，能见度较坏。外围往往有锋面存在，尤其是在移动性冷高压的外围，其前部（东部或东南部）具有冷锋天气特征，后部（西部）具有暖锋天气特征。

副热带反气旋（副热带高压）出现在副热带地区的暖性反气旋。

分类副热带高压（副高）对流层中下层海洋上大陆高压（高原高压）对流层上层大陆高原上太平洋副热带高压（北太平洋副高、夏威夷高压）大西洋副热带高压（北大西洋副高、亚速尔高压）南亚高压（青藏高压、亚洲季风高压）墨西哥高压

太平洋副热带高压

西太平洋副热带高压（副高）冬→夏位置北移西伸，强度增强夏→冬位置南辙东退，强度减弱冬季在南海形成独立的南海高压范围：500hPa等压面588位势什米线位置：500hPa等压面120°E副高脊线G120°E副高脊线西南风东南风500hPa等压面纬度

副高的天气GG副高脊线120°E中国雨带6～10纬距

西、北侧：多锋面阴雨天气

南侧：通常为晴好天气台风，恶劣天气

东侧：干旱天气

副高的移动与中国雨带时间副高脊线中国雨带冬季315°N华南沿海春季2～４15～20°N华南前汛期6第一次北跳初夏20～25°N江淮梅雨7第二次北跳盛夏7、825～30°N华北、东北雨季秋季9南辙南辙

南亚高压

定义

南亚高压是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部的大型高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压。

移动与中国降水的关系

当南亚高压的中心偏东时，西太平洋副热带高压常西伸北跳，控制我国长江中下游地区，长江流域少雨，西北、东北一带多雨；

当南亚高压的中心偏西时，西太平洋副热带高压往往偏东偏南，雨带处在长江流域，江淮地区多雨。五、高空天气系统

西风带槽脊

中高纬度地区高空盛行着波状的西风带气流，西风带槽脊可以看成是叠加在西风气流上的波动，波谷对应着高空低压槽（高空槽），波峰对应着高空高压脊（高空脊），高空槽脊一般相伴出现。

超长波（1～3个），长波（4～7个），短波（≥8个）槽线槽线脊线脊线极涡

D副高G槽前脊后上升运动阴雨天气槽后脊前下沉运动晴朗天气活动与中国的高空槽：西北槽、青藏槽、印缅槽

低涡低空或高空闭合的低压环流。低涡低空低涡

低空

西南涡、西北涡、高原涡高空冷涡

低空～高空

东北冷涡、华北冷涡西南涡

形成于四川西部气流辐合上升，阴雨天气东移时，发展，降水加强第二节天气预报简介

对某地未来一定时段的天气状况进行定性或定量的推测称为天气预报一、天气预报的种类预报时效短期预报3天以内中期预报未来3～15天长期预报未来一个月到一年预报内容天气形势预报气象要素预报预报范围大范围中等小范围二、天气预报的方法天气图预报数值预报概率统计预报看云识天气简易天气图点聚图谚语广播、电视121声讯网络有偿服务谚语太阳戴帽，风雨快到月亮穿衣，非阴即