天气学原理知识点

《天气学原理》

第一章大气运动的基本特征

真实力：气压梯度力、地心引力、摩擦力

拗气压梯度力：作用于单位质量气块上的净压力，由于气压分布不均匀而产生分

地心引力：地球对单位质量空气的万有引力

摩擦力：单位质量空气受到的净粘滞力

物气块法证明气压梯度力说明意义P2

设=血友，A上的压力为-p+—8x\Sy&.,B上的压力为

IJ

因此x方向上周围天气作用于体积元上的净压力为此两力之和

F-F.+=pSySz.—p+—SxdySz,同理求F”F-

xXA\dx)dx

三者向量和E=己+E+E

A)vZk\&c6y&=­\/p6xdydz

气块质量m=p&Sydz设密度p得气压梯度力为G三-可二应=_lV/?

p&coyozp

方向指向一VP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。

视示力：惯性离心力、地转偏向力

惯性离心力：地球受到了向心力的作用却不作加速运动，违背牛顿第二定律，为了解释这种现

象引入惯性离心力，其大小与向心力相等而方向相反。C=Q2R

地转偏向力：由于坐标系的旋转导致物体没有受力却出现加速度，违背牛顿第二定律，从而引

入，以使牛顿运动定律在旋转参考系中成立。

地转偏向力的特点：A=-2QXV

1地转偏向力A与Q相垂直，在纬圈平面内

2地转偏向力A与风速V垂直，只改变气块运动方向，不改变其速度大小

3在北半球A在水平速度的右侧，在南半球A在水平速度的左侧

4地转偏向力的大小与相对速度成正比，V=0时，A=0；只有在做相对运动时A才存在

重力：地心引力与惯性离心力的合力。重力垂直于水平面，赤道最小，极地最大。

地转偏向力与水平地转偏向力有何相同与不同？

水平地转偏向力：大气中垂直运动一般比较小，气块的运动主要受X方向和y方向的影响。

通常情况下w很小，因而近似有Ax=2Qv和Ay=-20u。对水平运动而言，北半球Ax、Ay使运

动向左偏，南半球右偏。

地转偏向力：包括垂直运动。

控制大气运动的基本规律：能量守恒、质量守恒、动量守恒

牛顿第二运动定律一一运动方程

质量守恒定律一一连续方程

能量守恒定律一一热力学能量方程

气体实验定律一一气体状态方程

“P”坐标系中大气运动基本方程组

P坐标的主要优缺点是什么

优点：在这个坐标系中，可以直接用等压面上分析的资料进行计算；其基本方程组中减少了一个因变量，即密度

的影响隐含在等压面位势变化之中；连续方程具有较简单的形式；由于引进了静力平衡近似，方程组中已滤去了

对天气变化不起什么作用的沿铅直方向传播的声波。

缺点：这个坐标系中，下边界条件很复杂，不能严格给出下边界条件，很难考虑地形的影响。

由于小尺度运动不满足静力平衡条件，故不能用p坐标系来描写它们的运动规律。

局地直角坐标系下的大气运动方程

dv1---

一=一_-Vp-2ClxV+g+F

dtpr

温度平流变化一V'VT

-v-VhT是气块在温度水平分布不均匀的区域内保持原有的温度作水平运动而对局地温度变

化所提供的贡献，称为温度平流变化。-VT温度梯度由高温指向低温。

当々•▽hT〈O时，有冷平流，夹角为钝角，风从冷区吹向暖区，使局地温度降低。

当-V・VhT>0时，有暖平流，夹角为锐角，风从暖区吹向冷区，使局地温度升高。

对流变化：空气垂直运动引起的局地温度变化

质量散度和速度散度

质量散度：'PV单位体积流体的净流出量。净流出时散度为正，净流入时散度为负。

,1»

速度散度：V'V流体在单位时间内的相对膨胀率。▽•v>0时，体积增大辐散。

速度散度：表示体积膨涨速度。P20

不可压缩流体：速度散度为零

水平散度：流体在单位时间内水平面积的相对膨胀率

热力学能量方程

空气块的热力学能量的变化率=加热率+外力对空气块的作功率

物写出自由大气大尺度运动的零级简化方程组，并依此写出自由大气大尺度的基本特征。P26

零级简化方程（最大项、诊断）

基本特征0」"

pdx

1）准静力平衡

2）准定常（与时间无关）0」空f

P”

3）准水平运动

4）准水平（不可压大气）0」如一g

pdz

5）准地转

勤准静力平衡：静止大气，重力和铅直气压梯度力相等

用热力学方程解释引起固定点温度变化的原因

由热力学能量方程的零级简化得，大尺度系统中的局地温度变化是由温度平流和非绝热作用造成的结

果。在非绝热作用很小的情况下，温度变化主要是由温度平流引起的。

物位势（重力）位势单位质量的物体从海平面上升到高度z克服重力所做的功。位势的单位是焦

耳/千克。P29

等位势面当物体在等位势面上移动时，位能不发生变化，不需要克服重力作功，等位势面处处与重力

方向垂直，等位势面是水平面。

M=-----

10、地转风'Pdn

等压线为一族平行的直线（曲率为零）时的平衡流场称为地转风场，或地转运动。

地转风是自由大气中水平气压梯度力和地转偏向力相平衡时的空气的水平运动。风沿等压线（等高线、

等位势线）吹，背风而立低压在左高压在右。

地转运动必须满足以下条件：

1.气流方向无外力分量；

2.运动是水平的、定常的；

3.水平气压梯度力与科里奥利力严格相平衡

地转风性质：

（1）地转关系是在无摩擦，不考虑加速度和垂直方向的地转偏向力的情况下近似成立的。

赤道上（。=0）水平地转偏向力为零，地转风不存在。

（2）地转风的大小与水平气压梯度力成正比

（3）地转风与等压线平行，在北半球，背风而立，低压在左高压在右，南半球，背风而立，低压在右

高压在左（风压定律）

（4）地转风速大小与纬度成反比

梯度风

水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力平衡时，有效分力为零，风沿等压曲线作惯性等速曲

线运动，这就是梯度风。

水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力平衡时，无切向加速度的空气水平运动。

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。

应用：（1）顺时针旋转对应高压中心，逆时针旋转对应低压中心。

（2）低压中心等压线可分析的密集些，高压中心附近等压线应分析的稀疏些。

（3）气旋中心气压梯度和风速可无极限，而在反气旋中则有极限，梯度风有极大值。

（4）气旋性环流中对风速估计过高，反气旋中V/max=2Vg对风速估计过低。

物请用梯度风平衡原理说明，北半球大尺度气旋环流中心一定对应低压中心，而大尺度环流

反气旋一定对应高压中心。P42

自然坐标系下，等压线与流线重合

从梯度风的三力平衡原理，注意对于大尺度系统运动，中、高纬地区惯性离心力t）是小量，

水平气压梯度力垂直于等压线（等高线）且由高指向低C）,从而可得水平地转偏向力R）方向,

由此才可确定运动方向（京），因此高压周围的空气作顺时针旋转。

一极加热成风P48：地转风随高度的改变量

热成风与平均等温度线（或等厚度线）平行，背风而立，低温在左高温在右。

搬拗由热成风原理说明，为什么当大气中某层地转风随高度顺时针转时，对应暖平流？画图

说明。P50

根据热成风公式V尸求出％.并可从％的方向确定此两层间冷暖区的分布如下题左图。

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。

热成风解释浅薄&深厚系统：百度温压场对称系统

地转风随高度顺转有暖平流，地转风随高度逆转有冷平流。

物/某站某时500hPa风向风速及6L分别是280°、12米/秒、60℃；700hPa风向风速及%分别

是240°、10米/秒、62c；850hPa风向风速及内分别是2600、8米/秒、65℃；试分析700-500hPa

气层平均温度平流、850-700hPa气层平均温度平流、850-500hPa气层位势稳定度及其变化趋

势。

空V0=850-500hPa对流不稳定，但是低层冷平流，高层暖平流，未来向稳定条件发展。

dz

加始以正压大气：大气中密度的分布仅仅随着气压而变，等压面和等密度面（等温面）重合，

没有热成风。P52

肥斜压大气：大气中密度的分布不仅随气压变化，还随温度变化。等压面和等密度面（或等温面）

是相交的。等压面上具有温度梯度，地转风随高度变化，就有热成风。

如何判断正压大气与斜压大气

1正压大气等压面、等容面等密度面、等温面重合，斜压大气中等压面与等密度面、等温面是交割的。

2等压面上温度分布是均匀的，没有温度梯度

3斜压大气是地转风随高度改变的充要条件，也就是正压大气中不存在热成风。

4力管项为0是正压大气，力管项不为0是斜压大气。

地转偏差：实际风与地转风之差称为地转偏差。D=V-Vg

地转偏差对大气运动的演变有极为重要的作用。地转偏差使空气微团穿越等压线引起质量的重新分布,

造成风压场的变化，是天气系统演变的一个动力因子。

拗摩擦层中地转平衡是哪几个力的平衡，概实际情况标出力，地转偏差，地转风

()=G+A+N

物一推导摩擦层中的地转偏差的表达式，并画图表示地转偏差与受力平衡的关系P54

摩擦层接近下垫面，湍流交换强，故能产生较大的摩擦力，和地转偏向力，气压梯度力，三力

平衡。其运动方程可写为:

0=」立

pdx

0=」型

+fu+Fy

p2y

0=G+A+F=——Vhp

P

代入匕=--1嬴外。

Pf

得力=^--kxF

f

摩擦层中的地转偏差:

(i)地转偏差垂直于摩擦力的方向，并指向摩擦力方向的右方。摩擦力越大，实际风越小,

左偏越多。

(2)风速比应有的梯度风风速小，风向偏向低压。因此在北半球低压中的空气逆时针流动，

但有向内流的分量；高压中的空气顺时针流动，但有向外流的分量。摩擦作用使低压辐合上升,

高压辐散下沉。

期推导自由大气中的地转偏差公式，绘图说明正负变压中心与地转偏差的关系P56.

---\-dp+f^.=—du=、)=f公(/DcJ、=>D八1—du

pdxdtsfdt

1dp_dv、八1dv

pdydt8yfdt

D=V—V=-kx

&fdt

自由大气中的地转偏差：梯度力和地转偏向力不平衡时，产生加速度。地转偏差垂直于加速度的方向,

并指向加速度方向的左方。

,1匕生

D\=-

变压风：用变高梯度或变压梯度表示的地转偏差俨P'加

D1变压风：Vh-V=Vh•（Vg+D）=Vh-D地转风的散度为0,所以实际风散度取决于地转偏差的散度。

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。

高空图，槽前脊后必有负变压，有变压风辐合。槽后脊前有正变压，变压风辐散。

D2平流加速度（横向纵向地转偏差）：槽前脊后有纵向、横向地转偏差辐散；槽后脊前有纵向横向地

转偏差辐合。

低层以变压风辐散（合）为主，高层以纵向、横向辐散（合）为主：

槽前脊后：变压风辐合，纵向、横向辐散

槽后脊前：变压风辐散，纵向、横向辐合

因此高层槽前脊后辐散槽后脊前辐合，低层槽前脊后辐合槽后脊前辐散。

尺度概念与大气运动的尺度分类（动力）

气象上称这种具有代表意义的值为物理量的“特征值”或“特征尺度”，简称为尺度。

尺度分析：将大气运动进行分类，引入各种尺度系统运动的特征尺度数量级，以此可比较方程中各项

所对应的不同数量级，从而对方程进行简化。

行星尺度104km天气尺度103km中尺度102km小尺度10km微尺度

中长波温带气旋锋面积雨云边界层涡动

纬副热带反气旋温带反气旋背风波雷阵雨

度鹿线龙卷

热ITCZ云团中尺度对流群对流单体边界层涡动

带东风波热带气旋

周几天1天几小时

中纬度大尺度运动是准水平、准地转平衡、准静力平衡、准水平无辐散、缓慢变化的涡旋运动。

大尺度运动系统的特征（中高纬）：

❖准水平w-0

。准静力平衡与-0

准地转地转偏向力与气压梯度力相平衡

❖自由大气耳一0

第二章气团和锋

拗气团指的是气象要素（主要是温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围空气团。P61

形成条件：下垫面属性均一。

气团源地：具有形成气团温、湿属性比较均匀条件的地区。

气团变性：气团移至与源地不同属性的下垫面时，二者间产生了热量与水份的交换，物理属性发生变

化。

地理分类法：北极气团；极地气团（大陆和海洋）；热带气团；赤道气团（大陆和海洋）。

热力分类法：根据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来划分，分暖气团和冷气团。

锋是密度不同的两个气团之间的过渡，锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。

锋区、锋面、锋线的联系与区别（第二章第二节）

锋：冷暖气流相遇所形成的狭窄过渡带

锋区是密度不同的两个气团之间的过渡区。在天气图上表现为等温线密集（即温度水平梯度大而窄的

区域）密度的不同主要表现为温度的不同。锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。

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，即为锋面。

锋线指的是锋面与地面的交线称。

密推导锋面坡度公式

用密度的零级不连续面推导锋的坡度&

X轴：由暖=冷

y轴：〃锋线

斜面当作物质面处理图2.3锋面坡度

dPL=/分+/的+唯必陷=阻公+阻我+盟曲

dxdydzdxdydz

0=(等新鬻心+（普一誓心

相减dx

(2.12.2)

=%

PL=%后

皿

T=々+与rr=嘘Z+炉声

规定优△丁二弓一怎0—2—△嘘=9］一7

坦，=&图丁肃+二展

g△7g（2.4）

假设锋面是物质面，并满足地转平衡。

锋面附近，总有气旋式切变

赤道无f,tga=O,没有锋面

冷暖风速差越大，a越大

两侧温度差越大，a越小

纬度增高，a增大

锋面附近气象要素场的特征（第二章第三节）

温度场特征：锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大。锋区内温度垂直梯度小，同一等压面或等高面

上锋区内等温线密集，其密集程度愈强，表示锋面愈强，同时温度的密集区随高度增加向冷空气一侧

倾斜。

气压场：在地面上，一般锋面位于气压槽中，等压线通过锋面呈气旋式弯曲，其折角指向高压。锋两

侧的气压梯度不连续。

风场特征：锋线附近的风场具有气旋性切变，地面摩擦可使气旋性切变加剧。锋区内风速随高度的变

化较大。一般冷锋附近有冷平流，水平风向随高度增加是逆时针旋转；暖锋附近有暧平流，水平风向

随高度增加而呈顺时针旋转。地面锋上空，可出现大风速区，甚至可出现急流。

变压场：变压是指某一点的气压随时间变化的大小。一般来说冷锋锋后有三小时正变压，冷锋前气压

变化不大。暖锋锋前有三小时负变压，暖锋锋后气压变化不大。对于锢囚锋来说，锢囚锋前多为三小

时负变压，锋后多为三小时正变压。

锋的分类（第二章第二节）

拗根据冷暖气团所占的主导地位，可将锋分为几类？各自的主要特点是什么？

物冷锋锋面在移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这类锋面称为冷

锋P68。

锋面移动过程中，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这类锋面称为暖锋。当冷、暖气

团的势力相当时，锋面移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋（分布在我国华南和云贵高

原一带）

整初/锢囚锋暖气团、较冷气团和更冷气团（三种性质不同的气团）相遇时先构成两个锋面，然

后其中一个锋追上另一个锋，就形成锢囚锋府

暖式锢囚锋，由于冷锋位于暖锋上方，故正变压线常出现在锋前；

冷式锢囚锋，由于暖锋位于冷锋上方，故负变压线常出现在地面锋线后。

豁以冷式锢囚锋为例，说明锋面附近温度场的垂直分布特征（画出垂直剖面图及等温线分布

图）

锋区内温度垂直梯度特别小

温度在气团内呈准水平

对于准静止锋，由于其移动性较小，所以它附近的气压变化较小。

锋面附近天气特点（第二章第四节）

冷锋：若冷锋前暖空气比较干燥，则锋前后均无云，锋面过境只出现风沙或者吹雪；在夏半年，暖空

气层结不稳定时，锋面猛烈抬升，可在锋前形成降水和雷雨天气。如果暖空气比较式湿而稳定，则峰

后会风雨交加。

拗简述冷锋锋面附近温度场、气压场、风场和变压场的主要特点。P70

温度分布特征

1温度在气团内，温度随高度递减，等温线呈准水平。

2锋区内温度垂直梯度特别小。锋面有逆温层

3当等温线由冷气团穿越锋区时出现曲折。

4锋区内位温三维梯度比气团内大得多，锋附近等位温线近于与锋冷暖界线平行。

锋附近气压场特征

锋面两侧气压梯度不连续，等压线通过锋线，风呈气旋弯曲，折角指向气压高的一侧

锋面附近变压场特征

冷锋后部（冷平流）有正变压，暖锋前部（暖平流）有负变压

锋面附近风场特征

水平方向呈气旋性弯曲或气旋性切变，

垂直分布，风向切变大，冷锋通过，风随高度逆转，锋区内风的曲率最大

暖锋：判断降水发生在锋前还是峰后，主要视暖锋低空辐合辐散和高空槽线的位置决定。

准静止锋：在高压控制下时，无降水或者有小量的降水；暧空气有较强的上升运动时会有显著降水出

现。

锢囚锋：天气最恶劣的地区及降水区多出现锢囚锋附近。

对流性不稳定：。sw或9se随高度减小

锋生和锋消（第二章第五节）

锋生是指密度或温度不连续形成的一种过程，或者是指已有一条锋面存在，其密度（或温度）

水平梯度增大的过程。（尸＞0,/=0,竺＜0,锋面是物质面）。

dndn

锋消是指与锋生过程相反的过程。

拗锋生和个别锋生函数。P95

锋生函数尸个别锋生函数b

dt\dn）dt\dnJ

北方锋生区，位于河西走廊到东北一带；

南方锋生区，位于华南到长江流域一带。

一怩冷锋爬坡P98

冷锋爬坡时，处在高空槽前暖空气沿山脉抬升的速度大于槽后的冷空气，因为上升运动引起的

空气绝热冷却比冷空气更甚，于是，锋两侧的温度对比就减小，产生锋消

第三章气旋与反气旋及其强度描述方法

物气旋（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。

在北半球，气旋（反气旋）范围内的空气作逆（顺）时针旋转，在南半球其内空气作顺（逆）时针旋

转。P107

气旋、反气旋的强度的描述通常有两个方法

1.中心气压值气旋中心气压值增大时，气旋减少

2.最大风速气旋中心风速大；反气旋外围风速大。

气旋和反气旋的分类情况（第三章第一节）

气旋分类

根据气旋形成和活动的主要地理区域分'温带气旋和热带气旋。

按其热力结构分锋面气旋和无锋气旋。锋面气旋温压场不对称，移动性大，而且是带来云和降水的主

要天气系统；无锋气旋又可分为两类热带气旋和局地性气旋

反气旋分类

根据其形成和活动的主要地理区域分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。

按其热力结构：冷性反气旋、暖性反气旋。活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋多属冷性反气旋，

习惯上又称冷高压。冬半年强大的冷高压南下，可造成24小时内降温超过10℃的寒潮天气。出现在副

热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。副热带高压较少移动，但有季节性的南北位移和中、短期的

东西进退。

的一懒气旋族：在同一个锋系上出现一连串气旋，最近一个已锢囚，紧跟的一个成熟，再后面的一个波

动成一系列的气旋，多出现在江淮梅雨季节。

珈推导“P”坐标系下的垂直涡度方程及各项物理意义。P112

“P”坐标系中的水平运动方程为：

dudududua?、

+u一+v一+w一=-g—+yv对y求偏导

~dtdxSpex

dvdvdvdv当-对求偏导

+4—+v——+w一二=-g4x

dtdx办前

运用涡度表达式：=dv!dx-du!dy

,笛d4%改「外加dvdvdwdudw1dpdpdpdpdfdf

得上+〃上+口=+卬上+(7+f)(—+—)4---------------=^T(——-----v—

dtdxdydpdxdydpdxdpdydxdydydxdxdy

d{f4-^)_,dcodudcodv、,「”、/dudv、

-dt-T）-（/+G（「丁）…

AT。代入后dydpdxdp8期展开

dg.dg.df5、dg.dcodudco"..du3八

dtdxdydxdydpdydpdxdpdxdy

1-3字+丫李）相对涡度平流项-十~7,这一项是由于相对涡度的水平分布不均匀造成的,

dxdy

因平流过来不同于某指定地点的相对涡度而在该点造成的相对涡度的变化率。

2-（“g+vg）为地转涡度或牵连涡度平流项-％=〜零。该项的正负取决于经向风的方

oxdydy

向，如果吹南风，则有负的地转涡度平流；如果吹北风，则有正的地转涡度平流。

3-卬区相对涡度的垂直输送项。由于涡度垂直分布的不均匀性及垂直运动造成。

dp

4（空包-竺史）为倾侧项。该项表示由于垂直速度的水平分布不均匀，使得水平涡度向垂直

dydpdxdp

涡度转换，从而引起涡度垂直分量的变化。

5（/+G）（包+史）散度项。水平辐合（辐散）会使绝对涡度增大（减小），这可看作是在守恒的

dxdy

条件下，面积的收缩（扩大）而使单位面积上的环流（涡度）增大（减小）的缘故。

物写出皮叶尼克斯所提出的温带气旋模型的生命史，描述各个阶段的特征。P122

温带气旋突出特点是温带气旋形成于一条锋面上。经典气旋发展经历四个阶段：波动阶段、成熟阶段、

锢囚阶段，消亡阶段。

各个阶段特征如下：

波动阶段，开始出现低压中心，比周围低2〜3hPa左右，沿暖气流方向移动。

成熟阶段，波动振幅增加，冷暖锋进一步发展，锋面降水继续增强，雨区扩大。中心气压比外围低10〜

20hPa,移动速度略减。

锢囚阶段，冷暖锋相遇使锋面抬升增强，降水强度及范围增大。由于冷暖锋相互叠置，气旋涡旋在低

部成为冷涡旋，厚度越来越大。地面低压中心较四周低20hPa以上。移速大减慢。

消亡阶段云和降水开始减弱，气旋与锋面脱离，云底抬高。受地面摩擦作用慢慢填塞消亡，云和降水

也随着逐渐消失。

涡度方程各项的意义（扭曲项、辐合辐散项和摩擦项）（第三章第二节）

涡度：（单位面积上的环流）质块速度的旋度

生J其一同./（2+羽

dtIdxdy\CJ八》dy

简化涡度方程相对涡度平流项-牵连涡度平流项-水平散度项

扭曲项有风的垂直切变存在，同时垂直运动在水平方向不均匀分布时，扭曲项作用是把涡度从一个方

向转到另一个方向。

辐合辐散项-（C+?）.Dp辐合对应着气旋涡度的增加，辐散对应着气旋涡度的减小。从表达式-

（C+?）Dp来看，涡度发展项的大小不仅决定于辐会辐散的强弱，还决定于绝对涡度的大小。在辐

合辐散相同的情况下，绝对涡度大的地方更有利于气旋的发展。

摩擦项Fx、Fy摩擦项作用一般比较复杂，但最终会引起气旋和反气旋的减弱。摩擦项的作用使得正、

负相对涡度都趋于减弱。并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。

涡度守恒的条件：大气水平无辐散，绝对涡度是守恒

绝对涡度：对绝对速度做▽又运算

相对涡度：对相对速度做运算

位势倾向方程各项意义（涡度平流项和厚度平流项）（第三章第三节）

勃喇/写出P坐标系下位势倾向方程，并说明各项物理意义P118.

曳一介X/+G〜曳）一包2四

erdp"dt'&crdp&dpcpp（jdpdt

位势倾向（垂直速度）=涡度平流因子+温度平流因子+非绝热加热因子

（动力因子）（热力因子）

第一项（动力因子）：绝对涡度的地转风平流项（或地转风绝对涡度平流项），它又可分为两部分，

即地转涡度和相对涡度的地转风平流-Vg?v（f+Cg）=-Vg-Vf-VgCg

对于短波地转风绝对涡度平流的强弱主要决定于地转风相对涡度平流，系统向前移动。

对于长波，Cg,则纬度效应更重要，系统后退。

第二项（热力因子）：地转风的温度平流随高度的变化项，对于对流层中上层的等压面来说，在其下

层若有暖平流，则等压面将升高；若有冷平流时，则其等压面将降低。

W方程各项意义（第三章第三节）

赞用W方程讨论附近垂直运动特征P121

（力+星枭）0=口枭嗫▽（1+/）］+二/忆.▽（—詈）］

bvopb,dpasdp

（涡度平流随高度变化项、温度平流的拉普拉斯项和非绝热加热项）

涡度平流随高度变化造成的垂直运动

当涡度平流随高度增加（随气压减小）时，有上升运动（3<0）；当涡度平流随高度减小时，则有

有下沉运动（3>0）o

温度平流拉普拉斯造成的垂直运动

暖平流区，有上升运动（3<0）；冷平流区有下沉运动。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，温度平流的作用主要使地面气旋发生运动。

第三项非绝热加热造成的垂直运动

非绝热加热区（dQ/dt>0）有上升运动（3<0）；

非绝热冷却区（dQ/dt（0）有下沉运动（3〉0）。

在非绝热变化中，潜热对气旋发展影响最大。降水越大，这种作用越强。

的写出准地转3方程，并说明各项物理意义（天原P12O动力P264）

（V2二）。=马枭匕•▽（1+川+」力四▽（一等）］

qdp-qdpasdp

左边项与一3成正比。

右边第一项：动力因子，地转风的绝对涡度平流随高度的变化，随高度增加=OJV0有上升运

动，随高度减小=3>0有下沉运动。

右端第二项：热力因子，冷平流区3>0有下沉运动；暖平流区3V0有上升运动。

东亚气旋和反气旋及其活动状况（第三章第五节）

东亚气旋发生的两个主要地区我国的江淮流域、东海和日本南部海面的广大地区，25°-35°N之间，

称之为南方气旋，包括江淮气旋和东海气旋。我国黑龙江、吉林与内蒙古的交界地区，45°-55°N之

间，称之为北方气旋，包括蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋。

东亚气旋移动的路径主要有三个集中地带：

最多的，日本以动或东南方的洋面上

我国的东北地区

朝鲜、日本北部地带

赤道反气旋：在赤道辐合带云带的赤道一侧，南半球越赤道气流向北推进形成的气流转换带，是一个

反气旋环流，其中有闭合的反气旋中心，即为赤道反气旋。

第四章大气环流

大气环流指的是在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在1O5S

以上的平均运动。

平均纬向环流：平均纬向环流是指平均纬向风的经向分布。如果不计经向风速分量，平均而言，近地

面层的纬向风带可分为三个：极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。与此三个风带相应的地面

气压带是四个：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。通常称它们为“三风四带”。

平均经圈环流：经圈环流是指风的经向分量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈。北半球冬季

子午面上有三个平均环流圈：高纬和低纬地区是两个正环流圈，中纬度地区是一个逆环流圈，低纬度

的正环流圈，通常称之谓信风环流圈，也叫哈德莱（Hadley）环流圈。它对应着低空由副热带高压吹向

赤道的信风和高空由赤道吹向副热带地区的反信风。

大气平均水平环流（第四章第一节）

对流层中部：冬季是“三槽三脊”型，其中三个明显的槽：亚洲东岸（由鄂霍次克海向较低纬度的日

本及中国东海倾斜），称为东亚大槽；二是位于北美东岸（自大湖区向较低纬度的西南方倾斜），称

为北美大槽；三是由欧洲白海向西南方向伸展的较弱的欧洲浅槽，在三个槽之间有三个平均脊，分别

位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部。夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同。

中高纬度的西风带上由三个槽转变为四个槽，其强度比冬季显著减弱。

对流层低层环流：冬季，北半球的主要活动中心有两个低压和几个高压。两个低压分别是阿留申低压

和冰岛低压。几个高压分别是西伯利亚高压、北美高压、太平洋高压和大西洋高压。前两个为冷高压,

后两个为副热带高压。夏季与冬季的最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压到了夏季变成了两个热

低压：亚洲低压和北美低压。阿留申低压和冰岛低压在夏季虽仍存在，但比冬季弱得多。副热带高压

夏季显著北移，海上的两个副热带高压变得非常强大。

控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型（第四章第二节）

控制大气环流的基本因子有:太阳辐射.，地球自转，地球表面的不均匀和地面摩擦。

单圈环流仅是考虑到大气受热不均匀，并没有考虑到地球的自转等的因数。

三圈环流是在太阳辐射、地球自转等共同作用下形成的

热带Hadley环流圈-----直接环流圈（热力驱动）

Ferrel环流圈（中纬度环流圈）------接环流圈（天气尺度涡动作用）

极地Hadley环流圈-----直接环流圈（热力驱动）

极地环流特征（第四章第三节）

地理学上把66.5。N以北和66.5°S以南地区称之为极地，北极地区除格陵兰岛以外基本上是海洋，

南极地区是个大陆。

北极环流的平均特征：冬季存在格陵兰低压和西伯利亚低压两个中心；夏季两者合二为一。

气象要素分布特点：极地冰雪面上空常伴有逆温出现，冬季逆温强；夏季弱。地面温度平均为0°左右。

极地环流异常时出导致寒潮天气的出现。

纬度环流特征（第四章第四节）

热带指的是南、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，在全球大气环流中，

这个区域的大气从地表得到西风角动量和净的热量收入，向中高纬度输送角动量。赤道复合带：东北

信风和东南信风交汇的地区。

季风：稳定盛行风随季节发生显著变化的气旋称之为季风。P170

信风：从副热带地区反气旋中心区流向赤道的偏东北（东南）气流，因为很稳定，成为东北（东南）

信风。两支信风的交汇的地区称为赤道（热带）辐合带。P170

斯处赤道辐合带:是南北半球两个副热带高压之间气压最低、气流汇合的地带。Pl70P492

季风和信风汇合的辐合带，称之为季风辐合带或者叫季风槽。

平均环流特征：地面流场，主要风系是信风和季风；主要系统有副热带高压、赤道低压以及与它相联

系的赤道复合带。对流层上部平均流场，1月份会出现西风急流，7月份会出现东风急流。另外低纬度

地区出现的槽脊与高纬度地区槽脊的出现具有反位相特点。平均经向垂直环流：低纬度地区平均径向

环流主要是哈得来环流，北半球冬强夏弱。赤道地区无论什么季节都是上升气流，副热带地区是下沉

气流。平均纬向垂环流：“沃克”环流。

中尺度系统的基本特征（第四章综合知识点）

空间尺度小，生命期短；具有较强的垂直运动；气象要素的梯度大；非地转平衡；非静力平衡。

超级单体风暴：具有单一的特大垂直环流的巨大的强风暴云。

中尺度对流系统MCS：对流单体、多单体风暴和超级单体风暴以各种形式组织成中尺度对流系统。包括

飕线和中尺度对流复合体（MCC）

西风带长波（第四章第五节）

环流指数：Rossby提出，把35°-55。之间的平均地转西风定义为西风指数，在实际工作中就是把两

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；低西风指数表

示西风弱，它与经向环流对应。

西风带长波特征：西风带长波一般来说长波槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨天气，槽后脊前对

应着大范围辐散下沉运动和晴朗天气。长波变化将导致一般天气系统及天气过程发生明显变化。

Rossby数：Ro=水平惯性力尺度/水平科氏力尺度=U/（f°L）="f

水平惯性力与水平科氏力的尺度之比P56Ro«1:地转的Ro»1:非地转的

西风带波动类为超长波、长波和短波三类。

超长波波长超过1万千米（绕地球一圈有1—3个波），生命史在10天以上，属中长期天气过程。

刈/长波：也叫行星波，波长在3000（5000）—10000千米，相当于50—120经矩，约3—7[6]

个波。

短波：波长5000千米以下，常叠加在长波之上。

物大气长波：在对流层中上层气压场或流场呈波状形式，其传播速度与风速相当，这种波称为大气长

波。大气长波具有准水平、无辐散性质。又称涡旋性慢波，行星波，罗斯贝波。

。=窗一月（白产

长波波速公式：2万P181

长波公式是假定大气运动正压且水平无辐散；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。利用小扰动方法得到的。

长波公式的物理意义：西风强时，波动移动较快，反之较慢；波长短时，波动移动较快，反之较慢；

在波长和西风强度相同的情况下，较高纬度（B值较小），波动移速快，较低纬度（B值较大），波

动移速慢。重叠在基本西风气流上的一切长波，其长波速度都小于纬向风速。当长波较短时，其传播

速度稍小于，若波长较长时，则C与之差较大；当时，C=0,即静止波；当时，波前进（向

西传播），反之，波就是后退（向东传播）。C为临界风速值。对于超长波而言，一般是后退波或静止

波；对于短波一般是近似以U的速度移动：长波则介于两者之间。

天气学上经常利用长波公式来推断对流层中层的槽脊移动和调整。

长波调整：长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。长波调整是全球性的大气环流变化。时间上

对应准双周的变。

上、下游效应和能量频散的关系（第四章第五节）

上\下游效应和能量频散原理：大范围上、下游长波系统之间的相互联系，通常称为“上、下游效应”。

的棚上游效应上游某地区长波系统发生某种显著变化后，接着以相当快的速度（通常比系统本身移速

以及平均西风都快）影响下游系统也发生变化，叫上游效应。P184

物下游效应下游某地区长波系统发生某种显著变化后，影响上游环流系统，称为下游效应

这种上、下游效应可以用“能量频散”的原理来解释。实际大气中的波动是由不同振幅、不同频率、

不同波长的简单波叠加而成的所谓“波群”。群波的移动速度称为群速度。若群速度与相速不相等，

则表示有“能量频散”。这种上下游效应就是由群速所造成的。P184

群速和相速的物理意义（第四章综合知识点）

群速是波动能量的传播速度。相速则是单列波传播的速度。

阻塞高压与切断低压P186（第四章第五节）

物阻塞高压是在西风带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。

1.中高纬度（50N以北）有闭合暖中心

2.暖高维持三天以上，准静止

3.暖高西风急流减弱，分为南北两支

切断低压在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形

成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。

①它出现在对流层中上层，在300百帕上表现最清楚.

②地面图上有一冷性高压与它对应.

我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。

它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。

急流及基本特点（第四章第六节）

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30m/s,它的风速

水平切变量级为每100公里5m/s,垂直切变量级为每公里5T0m/s。急流中心的长轴就是急流轴，急

流轴上可以有一个或多个风速的极大值中心，急流轴多数呈东西走向。

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

急流一般特征：急流是风场的一个特征，在高空和低空，低纬度和中高纬度都可以出现急流。高空急

流是一个强而窄的气流，位于对流层上层或平流层中，高度通常为10km左右，在平流层中可达二三十

公里。急流区中风速最大点的连线，称为急流轴，一般位于急流区的中心部位，呈准水平。沿急流

轴方向上，风速大小存在着明显的差异。在急流区两端，有气流的散合区。在气流汇合的区域，等高

线（或流线）呈辐合状，称为急流的入口区；在气流散开的区域，等高线（或流线）呈辐散状，称为

急流的出口区。

低空急流

（-）定义：是与强降水相联系的低空急流，是位于600~900百帕之间水平动量集中的气流带，风

速±12米/秒。一般为西南低空急流，其两侧有较强的风速水平切变。在垂直方向上有两种情形，一

种是具有风速极大值，急流轴上下均有明显的风速垂直切变。一种是急流上下风速均随高度减小，只

是在急流之上随高度减弱较慢或风速上下几乎相等。

（二）环流背景与结构

西南风低空急流存在于副热带高压的西侧或北侧，它的左侧常有低空切变线和低涡活动。低空急流多

位于高空急流入口区的右侧或南压高压东部脊线附近。与低空急流相伴的强降水区位于低空急流的左

侧，低空切变线的右侧。南方的低空急流多呈纬向型，北方的低空急流多呈经向型。

（拗低空急流的形成与维持机制及与暴雨的关系P195）

（三）低空急流的形成与维持机制

由于在高空急流入口区的右侧有正的涡度平流，这里高空有气流辐散，低层气压降低。一方面高空辐

散的气流随南亚高压东侧的偏北气流向南流动。由于从高压向外流动，气压力作功使高压北测的气压

梯度加大，高压中的气流向北流动产生辐合上升气流并有西南涡生成。同时气压力作功又使气流加速,

西南气流加强。从高空东风急流北侧下沉的气流与低层向北流动的气流相连接构成了一个垂直反环

流。由于大气潮湿不稳定，低层辐合上升气流中将有对流发展，水汽大量凝结产生暴雨，凝结潜热的

释放又使低层气压降得更低，南高北低的气压梯度更大，偏南气流加速更快，结果导致低空急流的形

成或维持。

（四）低空急流与暴雨

低空急流与暴雨的相互作用，就是经向垂直环流与暴雨的相互作用。当高空急流入口区右侧产生经向

垂直反环流后，低层西南涡东移，在西南涡与副热带高压之间产生弱的低空急流。垂直反环流低层的

偏南气流将低空急流南侧的潮湿不稳定空气主要从急流之下的边界层内向北输送，在低空急流北侧生

成暴雨。暴雨的生成又加强了垂直反环流及低空急流。如此循环二者皆得到加强。

勿/根据图中高空气流和低空急流的配置，画出暴雨地区出现的可能位置，并说明原因。

/（LLJ为低空急流，HLJ为高空急流）因为在急

HLJ风速中心/^,流轴的左侧有气旋式辐合，右侧有反气旋式辐

散。所以在低空急流的左侧，高空急流的右侧,

低层辐合，高层辐散，最有利于暴雨的形成。如

XLLJ风速中心图的位置。

热带东风急流形成于低纬热带对流层顶附近或平流层中，位于高空副热带高压南部边缘,平均在lOOhPa

副热带高压脊线以南1000~1200km，位于北纬15~20度之间。高度为14~16km。平均风速为30~35m/s。

切变线与槽线区别（第四章第五节）

切变线是风场中的不连续线，在其两侧的风有明显的气旋性切变。这种切变线在任何地区，在地面和

高空均可出现；而槽线指的是由低压伸出来的等高线，气旋式曲率最大点的连线。

根据切变线的风场形式，切变线可分为：

（1）冷锋式切变线：偏北风与西南风之间的切变线。这类切变线偏北风占主导地位，常自北向南移动，

性质类似冷锋。

（2）暖锋式切变线：东南风与西南风或偏东风与偏南风之间的切变线。这类切变线为西南风或偏南风

占主导地位，切变线往往自南向北移动，性质类似暖锋。

（3）准静止锋式切变线：它是偏东风与偏西风之间的切变线。

西南涡结构特点及天气特点（第四章第五节）

西南涡源多集中于三个地区：九龙、巴塘、康定及德钦一带（即北纬28-32°,东经99—102°）。

西南涡在源地时，可产生一些降水，降水主要分布在低涡的中心区及东南侧。这种天气有明显

的日变化，夜间或清晨比白天的天气要坏一些。西南涡是在青藏高原特殊的地形影响和一定的

环流型式下形成的。其生成过程主要有三种。

物掰/西南涡一般是指形成于四川西部地区，700（或850）百帕上的具有气旋性环流的闭合小

低压.其直径一般在300〜400公里左右P371

东亚环流基本特征（第四章第七节）

北半球大气环流的季节变化（六月突变、十月突变）：冬季和夏季大气环流型式是基本的、稳定的，占

了全年相当长的时间。因此，在大气环流的年变化中，基本上是冬季环流和夏季环流两种形式的交替，

而春季和秋季为过渡季节。两次显著的变化分别发生在北半球的六月和十月，相当于夏季和冬季的来

临。这两次显著的变化具有突变的性质，是全球性的，以亚洲地区最为明显。冬季环流向夏季环流转

换的最主要特征：高原南部的南支西风急流消失。夏季环流向冬季环流转换的最主要特征：高原南部

的南支西风急流建立。东亚环流造成最典型的天气特征就是冬季冷干，夏季热湿。

青藏高原对环流的影响及对天气过程的影响（第四章第七节）

青藏高原对大气环流的影响，主要有两个方面，即热力驱动和动力驱动。这两个方面是如何起作用的，

目前的研究结果有一些说明，但还有很多是有待进一步研究和总结的，这个问题主要从以下几方面进

行说明：

热力作用：无论冬夏就整个高原平均而言，相对于大气，高原都是一个热源，也即全年从高原地面都

有不同形式的热量向大气输送，夏季主要是地面蒸发潜热最大，但也比湍流感热小很多。冬季则以地

面有效辐射的最大，湍流感热输送次之。

动力作用：（1）夏季，高原动力作用对其北侧的高压带和低压带有重要影响；冬季，高原上的高

压脊拉萨的温度脊等系统于动力作用密切相关。（2）高原地形纯动力影响与环流条件存在相互作用。

（3）夏季，高原的作用主要表现在对气流的绕流作用上，冬季则绕流与爬流均很重要。（4）高原的

动力作用无论冬夏在高原地区主要表现为对对流层中下部影响，但高原作为一个整体对天气产生的动

力影响可以向上传播更高。

对东亚大气环流影响：高原大气冷热源冬夏季的变化，必然对高原本身的环流及其邻近地区的环流产

生明显的热力影响，形成的高原季风一方面自成系统，另一方面也会对东亚大气环流产生影响；夏季

青藏高原纯动力影响主要表现在对气流分支的绕流作用。冬季，高原主体部分，流场上表现为明显的

反气旋弯曲，形成槽区。冬季主要是爬坡作用共同影响环流。

第五章天气形势及天气要素的预报

物/试分析固定坐标系和移动坐标系下局地变化关系，并用运动学方法推导温度槽移动公式，

分析温度槽定性预报规则。P206

dFdFt为固定坐标系和移动坐标系下局地变化关系的基本关系式，表明某物

H==+理量F的变化，等于其局地变化与平流变化的和。

是系统移动的运动学公式。在运动坐标系中，温度槽脊的二

&8_dT

局地变化为零，即，代入歹=空，得：hdx

温度槽沿着变温梯度方向移动，移动的速度与变温梯度成正比，与强度成反比。

拗高空形势预报方程，解释各项的物理意义，根据500hPa短波上温度场和高度场的配置解释

槽的强度变化。

物写出高空（平均层）形势预报的基本方程，并利用相关项说明疏散槽（脊）、汇合槽（脊）

未来的移动情况。P214

*一一

年=%%+如0.6%▽身

-V▽金相对涡度平流项由疏密项、散合项、曲率项组成。

由疏密项推得疏散槽（脊）是加强的，汇合槽（脊）是减弱的。

由散合项推出疏散槽（脊）移动迅速，汇合槽（脊）移动缓慢。

初/热成风涡度平流：-o.表示大气的斜压性P222

热成风涡度平流在水平方向分布不均，借助热成风输送使得固定点热成风涡度增加或减少。从而引起

该点上空平均层相对涡度或是位势高度的变化。

是对平均层涡度守恒的修正

温度槽落后于高度槽，槽前正热成风涡度平流，高度槽加深。

温度脊医落后于高度脊，脊前负热成风涡度平流，高度脊加强。

寒潮及其寒潮爆发的条件（第六章第一节）

加论述寒潮的天气系统

极涡：500hPa,绕极区的气旋试涡旋。亚洲高纬上空稳定维持一个强大的极涡时，对我国寒潮

具有极好的指示意义。

极地高压：：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。

寒潮地面高压大多数属于热力不对称的系统，高压的前部有强冷平流；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。

寒潮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。

根据我国中央气象台规定，当冷空气入侵后，凡气温在24小时内剧降10°C以上，最低气温降至5。C

以下者称为寒潮。以后