天气学原理和方法
天气学原理和方法第一章大气运动的基本特征1、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2、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。3、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。4、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。5、地转偏向力的向量表达式？? ? ? A ? ?2? ? V 6、地转偏向力的几个重要特点？（1）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；（2）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。（3）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。（4）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。7、连续方程的表达式：P19 ?? ?t ? ? ? ( ?V ) ? 0 1 8、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。9、气象学中的静力方程表达式？P26 0?? 1 ?p ?g ? ?z 10、什么是重力位势？P28 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。11、为什么应用等压面图比用等高面图要方便？P30 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。
12、什么是地转风？在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。P36
13、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。P36 14、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，地转风仅与位势梯度成正比，与密度无关。P36-37 15、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。P37 16、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 2 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。P37 17、梯度风的概念：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 18、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。P41 19、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。P43 20、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。P43 21、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。P44 22、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。P44 23、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。P44 24、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。P47 21、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。P48 22、23、理解并会做图，图 1.29 地转风随高度变化与冷暖平流P48 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。P49 24、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）P50 25、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（P，ρ 3 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。P50-51 26、D=V-Vg 27、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。P51 摩擦层中，地转偏差由摩擦力、气压梯度力、地转偏向力平衡引起，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。P52 28、变压风：地转偏向力和气压梯度力不平衡，由变高梯度或变压梯度表示的地转偏差。P55 29、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。P55 30、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。P57 31、在水平运动中，地转偏差可分解为三项来进行判断。一项是变压风，用三小时变压判断；一项是横向地转偏差，用等压线（等高线）的辐散、辐合来判断；还有一项是纵向地转偏差，用等压线（等高线）的曲率来判断。P58 第二章气团与锋第一节气团与锋1、挪威学派以温度场为特征提出了气团与锋的概念。2、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。3、大气的热量主要来自地球表面。4、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。5、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。6、有利于气团的形成空气运动：下沉辐散运动和稳定环流。7、气团的分类主要有地理分类和热力分类两种。8、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9、极地气团和热带气团又有大陆性和海洋性之分。4 10、按照热力分类方法可分为暖气团和冷气团。11、我国境内出现的气团多为变性气团。12、简答题：影响我国四季的气团与气团天气。第二节1、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2、锋的分类按冷暖气团所占的主、次地位可将分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋3、按锋的伸展高度不同分为对流层锋、地面锋和高空锋三种4、气团的地理类型锋分为冰洋锋、极锋和副热带锋三种。5、我国常见的三种锢囚锋形成机制：6、冷锋后部冷气团与暖锋前面冷气团的交界面为锢囚锋7、锢囚锋又分为三种：第三节至第五节1、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2、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3、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；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。4、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。5、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6、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。7、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。8、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。9、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。10、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。11、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。12、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—成都一5 线的坡地等。13、我国的锋消区主要是在青藏高原以东30 度~40 度一带。半年（6~9 月）锋消较多，特别是7，8 月。14、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，消失第三章一、填空题气旋与反气旋1 、在东亚地区，气旋再生过程一般三种情况分别为：（）（、）和（）。2、温带气旋的生命史可分为（）、（）（、）和（）。3、气旋和反气旋的强度一般用其（）来表示。4、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（）（、）和日本（）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（）；另一个位于45-55 之间，并以（）（、）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（）。5、按江淮气旋形成过程可分两大类，一类是（），另一类为（）。6、当气旋发展速度达到（）时称为爆发性气旋，绝大多数爆发性气旋形成于高空西风急流（），少数形成于急流（）。7、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（）运动的，且为（）的，知道了（）的变化也就知道了气压的变化。8、在黄河流域发生的气旋称（）。一年四季均可出现，以（）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。
9、蒙古气旋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（）等天气。10、江淮气旋一年四季都可以发生，但以（）两季出现较多，特别是6 月份是江淮气旋活动的最盛时期。11、热低压是出现在近地面层的（）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。二、简答题6 1、简答涡度方程各项的物理意义d ( f ? ? ) ?? ?u ?? ?v ?u ?v ?( ? ) ? ( f ? ? )( ? ) ?t ?y ?p ?x ?p ?x ?y 1 涡度倾侧项：风的垂直切变，垂直运动在水平方向的不均匀。 2 散度项：相对涡度散度2、简述位势倾向方程在日常工作中的应用：?2 ?? (? ? ) ? ? fVg ? ? (? g ? f ) ? 2 ? ?P ?t f 2 ? ?? f 2 R ? dQ ( ?Vg ? ? )? ? ?P ?p c p p? ?p dt 2 f 2 答：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。地转风对相对涡度和地转涡度的平流。短波（波长<3000 km）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。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3、如何利用ω 方程来定性诊断大气的垂直运动？(?? 2 ? f ?2 ? )? ? f [Vg ? ? (? g ? f )] 2 ?p ?p ?? R dQ ? ? 2 (Vg ? ? )? ?2 ?p cp p dt 2 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 7 4、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。5、简述日本以东的西北太平洋上多爆发性气旋的可能原因。P141-143 第四章大气环流§4.1 大气平均流场特征与季节转换1．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。2．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。3．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8 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。
9 §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：C ? u ? ? ( 8．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。L 2 ) 2? 10 （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11 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：d ? ? ? (V ? C ) ? ? ，其中dt ?t 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12 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? ? ? (9.8) 2 ? 2 H ?H ?K s ? ? 2 H ( ? ? ) ，其中：f 2 ?s?n ?n ?s ?s ?n 2 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。13 14. 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：?H 0 ? H R P0 1 dQ ? ? ln ? [?V ? ?T ? (?d ? ?)? ? ?t ?t 9.8 P c p dt 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，14 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（MOS 15 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。3、过程降温(℃) 温度负距平绝对值(℃) 冷空气强度等级≥10 ≥5 寒潮8—9 4 强冷空气5—7 ≤3 一般冷空气4、寒潮出现的时间，最早开始于9 月下旬，结束最晚是第 2 年 5 月。春季的 3 月和秋天10—11 月是寒潮和强冷空气活动最频繁的季节，也是寒潮和强冷空气对生产活动可能造成危害最重的时期。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。这四种极涡型在冬半年各月分布的频率并不相同，绕极型在10 月份占绝对优势，频率占50％，11—12 月偶极型频率占40—50％，到1—2 月偶极型频率接近60％，其平均持续也最久可达11.8 天。3、中央气象局科学研究所普查了1962—1971 年的历史天气图，发现所有中等以上强度的大范围持续低温都是出现在北半球对流层中、上部。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。16 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? 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? 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? 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? 流型，演变为东亚倒? 流型的过程，这个过程约5—6 天。从预报角度看，当大? 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? 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。
9、各类寒潮天气过程的不同点⑴冷空气源地不同：有的来白欧亚大陆北面的寒冷海样(白海、巴伦支海、喀拉海、新西伯利亚海)；有的来自欧亚太陆。17 ⑵路径不同：冷空气从国外移到我国来时，路径可分为四条①西北路径，冷空气自新地岛以西的白海、巴伦支海经西部西伯利亚、蒙古进入我国；②北方路径，冷空气自新地岛以东喀拉海或新西伯利亚海进入亚洲北部，自北向南经蒙古进入。我国；⑥西方路径，冷空气在50 N 以南欧亚太陆自西而东经我国新疆、蒙古影响我国东部；④东北路径，冷空气自鄂霍次克海或西伯利亚东部向西南影响我国东北。以上前三条路径较常见，而最后一条路径次数较少，强度一般也不大。⑶冷高压南下形式不同：①完整的冷高压有规律地向东移动来。⑨冷高压分裂南下。冬半年冷高压经常是以其母体中心留在蒙古，而从中分裂出一个高压南下，再东移入海。⑧冷高压补充南下。有时从高压母体中分裂南下了一个高压中心后，不久还可从高压母体中再分裂出一个高压中心南下，高压前有明显的副冷锋，后一个分裂南下的冷高压就称为补充南下的冷高压。④冷空气扩散南下。冷空气逐渐向南扩展南下，因它与前面冷空气的性质差异不大，故无明显副冷锋。当冷空气活动不强时很容易出现这种情况。(4)促使寒潮爆发的流场不同：小槽发展型的寒潮爆发时的流场，多数是在乌拉尔山地区有反气旋或高压脊发展，脊前有一不稳定小槽不断地发展东移，最后变为东亚大槽，槽后西北气流引导寒潮爆发。“横槽转竖型”主要是乌拉尔山附近的阻塞高压崩溃或不连续后退过程中，横槽转竖，引导寒潮爆发。“低槽东移型”是由于暖脊东移至中亚发展，而冷槽过了阿尔泰山、萨彦岭仍加深东移，引导冷空气侵入我国。以上三种类型寒潮天气过程都与北半球长波调整，东亚大槽破坏重建联系在一起的。“变形场锋生型”与“低槽旋转型”则是在欧亚大陆环流形势维持稳定少变的前提下，前者是借一个个小槽快速东移使锋区缓慢南下，导致冷空气向南爆发低空变形场锋生又使冷空气加速南下。旋转的低槽与南支槽同位相地叠加，引起我国上空
经向环流加强，引导北方强冷空气深入南方，造成全国性寒潮。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。一般根据各层天气图上冷中心(或冷舌)及地面图上冷高压的配合情况，可以判断有无强冷空气堆积。3、要预报初始时表现为弱小的冷空气以后是否会堆积成为强冷空气，可以从下述四个方面着手：(1)与冷舌相配合的小槽是否属于不稳定小槽。(2)冷空气在东移过程中有无来自不同方向的新冷空气补充或合并加强。(3)高空的极涡是否分裂南下到亚洲北部。(4)冷舌中，有无产生绝热上升冷却的环流条件，若有正涡度平流，幅散有利上升产生绝热冷却，冷舌增强。3、从三大类不同的寒潮天气过程可以概括地说明寒潮爆发时有两种不同环流系18 统：一种是不稳定的短波槽脊在移动过程中获得发展，变为长波，经向环流加强，引导冷空气南下。另一种是中高纬上空已经有稳定的准静止长波系统，由于上游有“赶槽”侵入稳定的长波系统内，使准静止长波遭受破坏，或与南支槽叠加使经向度加大，促使冷空气南下。4、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⑴槽脊的发展预报①地球温度平流和相对涡度平流对槽脊发展的影响。位势倾向方程指出：南北走向的槽脊，地球涡度平流仅有使槽(脊)向西移动的作用；而对东西走向的横槽(脊)，槽(脊)前后南北向气流符号相同，对槽脊的移动无明显作用；而在槽(脊)线上为偏北气流时，有正的地球涡度平流使槽加深(脊减弱)；反之，在槽(脊)线上为偏南气流时槽将减弱(脊加强)。对于短波而言相对涡度平流比地球涡度平流大得多，所以相对涡度平流对短波的发生、发展的作用也比地球涡度平流大得多。在准地转假设条件下，相对祸度平流用下式表示：在槽中，槽线前后若等高线沿气流方向疏散，即：，则槽线上有正涡度平流，槽将加深；反之，若槽线前后等高线沿气流方向呈汇合，则槽线上有负涡度平流，槽将减弱。脊中脊线前后等高线沿气流方向呈疏散，即，则脊线上有负涡度平流，脊将加强；反之，若脊线前后等高线沿气流方向汇合，脊线上有正涡度平流，脊将减弱。②冷、暖平流随高度变化对槽、脊发展的影响。位势倾向方程指出，暖平流随高度减弱时，等压面高度将升高；冷平流随高度减弱，等压面高度将下降，在500 百帕等压面上的低槽中，若下层有冷平流，冷平流随高度减弱，有利低槽加深；反之若冷平流随高度增强则有利低槽减弱。在高压脊中，若下层有暖平流，而且暖平流随高度减弱，则有利高压脊发展，反之，若高压脊中有冷平流随高度减弱，或暖平流随高度增强都将使高压脊减弱。③从低槽与其他系统的关系来研究低槽的发展，可以从以下几个方面着手：a.低槽发展与否，与槽后的高压脊发展密切相关，所以有许多气象台把预报寒潮爆发的着眼点放在与冷空气相联系低槽后部的高压脊。当脊的后部有强的暖平流或是有不同方向的暖平流加压区相叠加于脊附近，都会位高压脊发展。脊前偏北气流加大，影响低槽的温压场发生变化，槽后冷平流加强，有利于低槽发展。b.低槽发展与否跟南、北两支波动是否同位相地叠加有关。与寒潮冷空气相伴随的低槽，一般是北支波动中的一个低槽。当北支槽在东移过程中，若有南支波动19 同位相地叠加，则将使低槽加深。根论我国预报员经验，南支西风若于青藏高原至孟加拉湾为一个高压脊，东南沿海为一南支低槽，则有利于寒潮向南爆发并造成大风和降温天气。相反若南支西风波动位相与北支正好相反，孟加拉湾为低槽，东南沿海为高压铁脊，黄河以南为西南气流控制，则这种形势就不利于冷空气南下。若西南气流强盛则造成大范围连续阴雨、雪天气。c.影响低槽发展的
上下游效应：上(下)游效应是指上(下)游的形势或天气系统发生变化后对下(上)游天气系统的影响。所以预报一个低槽是否发展还应考虑上下游效应。另外，还有一种情况是两个低涡打转，当前面一个低涡已移到东北地区或日本海附近，后面一个冷低涡还在贝加尔湖的西北方。两个低涡相对作反时针旋转，前者东移北缩，后者南下并带来一次冷空气。这种情况下的冷空气一般只能影响华北、东北，如没有南支波动同位相地叠加，很少能影响长江以南地区。⑵脊的崩溃问题当寒冷空气堆积不甚明显时，作寒潮预报应着重考虑有无不稳定槽、脊的发展。梢脊发展后就会引起寒冷空气堆积和加强并向南侵袭。但当寒冷空气在北方堆积得已很明显，而相应的环流形势是稳定长波系统(即大槽、大脊或阻塞系统)时，则预报寒潮的着眼点主要应放在长波槽的移动及长波脊的破坏与东移上。当乌拉尔山的长波脊受上游“赶槽”东移影响，使得长波脊后部的暖平流区东移并由冷平流区代替，也就是说，乌拉尔山的长波脊前及其下游的槽后出现暖平流，而乌拉尔山长波脊的后部转为冷平流，于是乌拉尔山长波脊减弱东移。它的下游长波槽也东移，我国广大地区将处于脊前西北气流的控制之下，原来堆积在槽后脊前的寒冷空气就会随着长波糟的东移，或南压或向南爆发。⑶预报寒潮爆发的其他经验a、高低空配合：多数寒潮爆发与北半球长波调整相联系，所以寒潮爆发预报主要应抓500 百帕等压面图上环流形势的预报。但是有时仅仅着眼于500 百帕环流形势预报也会使预报失败或预报时效过短。b．在贝加尔湖的锢囚气旋填塞之后，如果在蒙古有气旋发生发展，但不久又趋于减弱，而如在东海或日本海又有气旋强烈发展起来，那末这就成为寒期迅速南侵的预兆。c．东北低压或江淮气旋的发展有利于冷空气加强南下。但要注意低压发展的地理位置和它的发展阶段。只有在我国东北境内发展的低压才能促使冷空气南下。但是东北低压若过分发展或者路径偏于黑龙江北部则东北低压的发展还可能引导冷空气主力向东，反而不利它的南侵。如果气旋在蒙古已充分发展，移入东北地区将变为衰老气旋，这对冷空气南下也不起引导作用。d．西北地区及长江流域一带，如果地面有倒槽强烈发展，往往是冷空气侵入这些地方的前兆。江南地区出现大幅度的气温正距平回暖效应，是南方寒潮形成前兆。e．700 百帕图上有西南低涡东移，并引起了江淮气旋发生且有所发展时，北方也将有冷空气南侵，而且能影响长江以南地区，这常是春季寒潮的征兆。⑷超长波与东亚寒沏据中央台统计60。N 纬圈的超长波活动与东亚寒潮有如下关系：较强的2 波持续发展有利于冷空气积蓄， 2 波由准静止转为移动的过程常有寒潮发生；大型环在流2 波振幅衰减即能量衰减即能量输出，波或4 波获得显著发展时， 3 寒潮爆发。⑸西风指数与寒潮20 分别对高、中、低纬度的西风指数进行分析得出，约在寒潮爆发前十天与东亚倒? 流型相对应的东亚基本气流的西风指数具有以下三个特点：①60—700N 有≥4 米／秒的东风；②低纬度强西风减弱或消失，中纬度出现强西风区；③有最大值，同时也具备了正压不稳定的必要条件，西风急流先北跃后南退，呈大幅度摆动。以上三条如果只具备其中之一，则是一般冷空气。⑹长波脊前偏北急流带与寒潮爆发⑺锋生与南方寒潮尽管南方寒潮冷锋形成有上述三种不同形式（南下锋生，补充南下，江南锋生），但其共同点都是在低层(850 百帕或700 百帕)要建立一个北风的强风带，寒潮前的回暖也是相当重要的作用。强北风带的建立主要有以下两种形式：a．850 百帕图上我国北方的高压脊南伸或一个正变高从我国西北向东南移，强北风带出现在脊前正变高区的前方，或在我国东部有倒槽或低压发展，建立“西高东低”天气形势。0 0 b．500 百帕图上，中亚或新疆有高压脊发展，与它们相联系在25 —40 N 地区有小槽发展，槽前的下层等压面上有低压发展，槽后偏北气流引导低层高压南下，使400N 以南地区低层(850 百帕或700 百帕)构成“西高东低”形势。强北风带就出现于850 百帕等压面图上正、负变高区之间。应当指出，新疆暖脊的脊前若形成一支西北急流，常常引导冷空气从1100E 以东地区南下，造成350N 以南广大地区的回流天气，是南方阴雨、大雷的有利形势，尤其当有南支槽配合，一方面南支槽槽前偏南气流输送暖湿空气，
使锋前地区回暖，有利于加大降温幅度，另一方面南支槽造成降水，有利于锋后低温持续，有利冷锋锋区增强。总之，江南锋生或南下锋生过程都应着眼于低层辐合流场的建立和锋区两侧温度的非平流变化和平流变化。5、寒潮的强度和路径预报寒潮爆发南下时将具有的强度及将影响的地区（包括南下时所取的路径)，是寒潮预报的直要内容。⑴寒潮强度的含义实际工作中常从以下三个方面来说明寒潮的强度：a．地面图上冷高压的强度。它包括冷高压的中心数值高低、范围大小及等压线密集的程度，但以中心数值高低为主。b．高空图上冷中心的数值，高空锋区强度；冷区范围和冷平流强度。c．地面图上冷锋强度(温度水平梯度大小)；冷钱后降温程度；冷锋后变压中心强度，锋面附近其他气象要素和天气现象也可以间接说明寒潮强度，如锋后偏北风愈强，一般则意味寒潮愈强。⑵寒潮路径的含义寒潮路径一殷是以地面图上冷高压中心、高空图上冷中心(如改为厚度中心，则更好些)、地面图上冲锋、冷锋后24 小时正变压、负变温的移动路径等来表示。日常工作中经常使用的是地面冷高压，24 小时正变压和高空24 小时负变温这三项中心的移动路径。所以寒潮强度与路径的预报实质上是地面图上寒潮冷高压的强度与移动预报，高空图上引导寒潮南下的槽的强度与移动预报，寒潮冷锋的强度与移动的预报。21 6、冬季，寒潮天气最突出的表现是大风和温度剧降。春秋季的寒潮一般带来大风和降温天气由它引起的终霜、初霜和霜冻对农业生产威肋很大。春季寒潮在北方常带来扬沙和沙暴。在长江流域以南常常伴有雨雪，有时还会出现雷暴与冰雹等灾害性天气。8、寒潮天气预报的着眼点：a、寒潮的强度 b. 冷空气的路径及其对本地天气的影响 c.寒潮大风预报 d.寒潮降温预报e.霜与霜冻预报f.寒露风及其预报g. 雨凇的预报⑴寒潮的强度一般情况是；寒潮强度越大，则风越大，降温越猛。⑵冷空气的路径及其对本地天气的影响对于每一个地区而言，其影响路径可以概括为四条，如路径不同，则带来的天气就有差异。⑶寒潮大风预报寒潮天气过程所伴随的天气主要是降水、大风和降温，而大风的破坏作用又居首位，其次才是降温。一般将平均风速达到6 级(10．8—13.8 米／秒)以上的风，称为大风。①大风预报的物理基础a.风与气压场的关系b.摩擦作用对风的影响在陆地上因摩擦力较大，于是风向与等压线交角可达300—450，风速甚至只有地转风的一半。在海上因摩擦力较小，实际风接近地转风，约为地转风的三分之二，交角也只有150 左右。根据经验，在同样气压梯度下，海面上风力可比陆地上大2—4 级，江面和湖面上一般也比陆地大1—2 级。c.温度层结对风的影响摩擦层厚度约1500 米左右。在摩擦层中，因摩擦随高度减小，所以风向作顺时针转变，而风速随高度增加。也就是说地面以上的风基本上按著名的埃克星螺线规律随高度变化。d.气压场对风的影响e.热力环流对风的影响 f.地形对风的影响②冷锋后偏北大风的预报冷锋后偏北大风预报从形势预报入手主要着眼于冷空气活动路径的高空和地面形势分型，结合冷空气活动强度表征的动力和热力学预报指标。也有的采用天气分型应用数理统计方法建立MOS 预报方程或完全预报方程。⑷寒潮降温预报①温度平流对气温局地变化的影响②垂直运动对气温局地变化的影响垂直运动对局地气温变化的影响，主要是通过垂直运动的方向、强度和大气的稳定度来实现的。当大气层结稳定即γ d-γ ＞0(未饱和空气)或γ d＞γ (饱和空气)时，如有上升运动(ω ＞0)，当地气温就将下降；而有下沉运动(ω ＜0)就会引起局地气温上升。③非绝热因子对气温局地变化的影响⑸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，所22 以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。⑹寒露风及其预报⑺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。②雨凇发生时天气形势的三种类型，即先冷后暖的北方型，先暖后冷的南方型，先冷后暖转先暖后冷的全国型。第七章第一节大型降水天气过程降水的形成与诊断一、降水形成过程(一)一般降水的形成过程（有三个条件）1、水汽条件：水汽由源地水平输送到降水地区2、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3、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，由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。一般任务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。（二）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。有三个普遍的主要条件，分别是充分的水汽供应、强烈的上升运动、较长的持续时间，另外还有一个地形条件，就是有利的地形条件。1、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，700hpa 上比湿≥8 克/千克（对北京来说，比湿≥5 克/千克），是出现大、暴雨的必要条件；有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。2、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。二、水汽方程和降水率23 （一）水汽方程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：此式说明，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。（二）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：三、水汽条件的诊断分析（一）水汽含量主要从以下几个湿度项目分析1、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。2、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。3、湿层厚度湿层越厚，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。（二）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：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。（三）水汽通量源地的水汽，主要是通过大规模的水汽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ρ qV，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：（三）水汽通量散度（公式表达）24 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：，可见水汽通量
散度由两部分组成，一部分为水汽平流（右端第一项）另一部分为风的散度，（右端第二项）。（四）水汽的局地变化某地区水汽的变化取决于四项：比湿平流，比湿垂直输送，凝结、蒸发，湍流扩散。总之，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。四、垂直运动条件的诊断分析对垂直运动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。（一）用连续方程诊断垂直运动由第一章已知“p”坐标系中的连续方程为：将上式由地面（p0）到某层(p)积分得：(7.19) 式中ω p0，是地面垂直速度，下面将要进一步讨论。如果地面平坦且摩擦较小时，可以认为ω p0＝0，而上式可简化为：(7.20) 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台时，p 层有上升运动(ω p 在日常分析顾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。2、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℃。五、地形和摩擦对降水的影响（一）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。在一定的条件下，地形对降水有两个作用，一是动力作用，二是云物理作用。动力作用中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；地形的动力作用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。（二）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：1、对流层中部层状云和低云的相互作用；2、对流层中部层状云和积雨云的相互作用；3、积雨云和低空层状云的相互作用；4、对流层中部不稳定与低云的相互作用。（三）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启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四28 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一、中国降水的气候概况(一)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。一般的讲，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（二）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）——停滞在华南，雨量迅速增大6 月中旬至7 月上旬（江淮梅雨）——停滞在长江中下游7 月中旬至8 月下旬（华南后汛期）——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。（三）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。二、华南前汛期降水（一）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29 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。（二）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。1 两脊一槽型2 两槽一脊型 3 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（三）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： 1. 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。 2. 地形对暖区暴雨的作用（了解） 3. 海陆分布对暖区暴雨的作用（了解）三、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” （一）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，30 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（二）环流特征1. 高层高层（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。2. 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，与北方来得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1）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。2）双阻型（标准型）（北纬50～70 度的高纬地区常存在两个稳定阻高）西阻——乌拉尔山附近东阻——雅库茨克附近阻高之间为宽广的低压槽，北纬35～40 度平直西风。贝湖西面的低槽内不断冷空气南下：一支巴湖附近低槽冷空气南下；一支贝湖南 下。3）单阻型（北纬50～70 度的高纬地区常存在一个稳定阻高）位于贝湖北方，此时我国东北低槽的尾部可以伸到江淮地区。冷空气从贝湖以东沿东北低压后部南下，到达长江流域。有时也有小股弱的冷空气从巴湖移来。3. 低层整个梅雨期间的降水天气过程，是在中层大范围纬向气流中，配合一次短波活动所造成的，其过程大致有以下两种：（1）地面图——江淮流域静止锋停滞850 或700 百帕——江淮切变线，切变线南有与之平行的低空西南风急流，雨带主要位于低空急流与700 百帕切变线之间。如在500 百帕平直西风带上有较弱的低槽东移，则在低空常有西南低涡与之配合沿切变线东移，而在地面上，则会引起静止锋波动，产生江淮气旋。这种气旋不发展，一次次气旋活动产生一次31 次暴雨过程。（2）中纬西风带上有较强的低槽东移时，静止锋波动带能发展为完好的锋面气旋，并向东北方向移动。气旋后部有较强的冷空气推动静止锋南下，使它转变为冷锋。综上所述：低层是东北风或西北风与西南风形成的辐合上升区，中层是无辐散层，高层是辐散层，该处南北两支气流对辐散气流起着加速作用。（三）江淮梅雨锋结构梅雨锋与华南静止锋或冷锋结构不同：水平温度梯度比华南锋面上的小得多，但湿度梯度仍然较大。此外，梅雨锋上的积云对流也较华南锋面强。这种结构变化主要是锋面北侧大陆增暖较锋前快，锋前低层增温大于高层所造成的。由于这种增暖的不均匀性，使得锋上经向水平温度梯度减弱，并使锋前暖湿空气的不稳定层结加强，产生强的积云对流。造成水平温度变化不均匀的原因：（1）北纬30 度以北的地区受变性高压控制，有较强的下沉气流，下沉绝热增温远远抵消了冷平流降温，因而北方上空温度升高比南方快。（2）由于北方上空气流下沉天气晴朗，陆地吸收较强的太阳辐射热并使地面温度升得很高，再通过感热输送使低层大气温度也升得很高。梅雨锋的主要特点是湿度对比，温度梯度时有时无，当大陆升温较晚时，梅雨锋上也可有较强的温度对比，当大陆升温较早时，梅雨锋的温度对比不明显。梅雨锋上虽无较强温度梯度，但常与江淮切变线相对应，其上有西南涡不断形成和东移，可产生强烈降水。同时再切变线之南，副高北侧存在西南风低空急流，更有利于暴雨的产生。四、华北与东北雨季降水（一）气候概况 1. 降水强度大，持续时间短2. 降水的局地性强，年际变化大 3. 降水时段集中华北（6～8 月）东北（7 月中～8 月中）4. 暴雨与地形关系密切（山脉迎风面和山区）（二）环流特征华北暴雨形势：东高西低或两高对峙（a）三高（日本海高压青藏高压贝湖高压）并存(b) 北上台风深入内陆受阻停滞或切断冷涡稳定少动(c) 32 (三)产生特大暴雨的关键系统日本海高压：1）阻挡低槽东移，并和槽后青藏高压脊对峙形成南北向切变线。使西南涡在此停滞；2）高压南侧东南气流可向华北地区输送水汽。五、长江中下游春季连阴雨每年3～4 月，长江中下游各省往往会出现持续5～7 天或10 天以上的连阴雨天气，有时持续一个月以上，这种连阴雨一般降水强度不大，降水时温度低，故称低温阴雨。 1. 欧亚阻高型2. 北方大低涡型共同特点：南支急流与北支急流上的槽脊在亚洲位相不同，甚至相反，这样南支向长江中下游输送的暖湿空气与北支输送的冷空气在长江中下游得以交汇，形成切变线和准静止锋，有一次小槽的东移活动，就有一次降水过程，当这种形势稳定时就会不断地有小槽活动，从而造成连阴雨。六、行星尺度天气系统对暴雨的作用1、影响和制约天气尺度系统，使之在一固定地带活动或停滞。2、输送水汽3、大致决定了雨带发生的地点、强度和持续时间。主要行星尺度系统：（一）西风带长波槽1、巴湖2、贝湖3、太平洋中部大槽4、青藏高原西部低槽（二）阻塞高压1、乌山阻高2、雅库茨克—鄂霍茨克阻高3、贝湖阻高（三）副高（四）热带环流33 第三节降水的天气尺度系统一、低空切变线一般把出现在低空（850hp 和700hp）风场上具有气旋式切变的不连续线称为切变线。我国南方切变线多为东西向，北方切变线多为南北向。春季－华南切变线；6～7 月初，江淮切变线；7 月中旬～8 月，华北切变线。江淮切变线可分为冷锋式切变线、暖锋式切变线和准静止锋式切变线三种。一般呈准静止锋式，但当切变线上有西南涡活动时，则在低涡 前方的切变线就成为暖锋式的，低涡后方的切变线就成为冷锋式的。两高之间的切变线则是准静止式的。江淮切变线常与地面静止锋或缓行冷锋相配合。（一）江淮切变线的降水1、大多数江淮切变线过程都能带来暴雨2、降水多位于地面锋线的北部、700hp 切变线以南的地区。3、风速偏南分量愈大，则上升速度愈强而降水量愈大。4、冬半年多连续性降水，雨区较宽而雨量较小。夏半年常出现雷阵雨，降水区窄而降水量大。5、江淮切变线上产生的暴雨与西南涡是分不开的。（二）江淮切变线的形成当江淮流域高空500hp 图上西风气流较平直，西太平洋副高呈东西向时，从西经河西一带东移的西风槽比较平浅，多不发展。这时700hp 槽线在移动过程中，南端就受到副热带高压的阻挡，槽线停滞或移动缓慢，而北端则继续东移，遂使槽线顺转而成为东西向的切变线。在这种形势下，槽后常有小高压中心形成并向东移动。切变线就处于此小高压与副热带高压之间。（三）江淮切变线的移动1、当高空槽加深，地面气旋发展时，处于槽后的切变线南移。2、冷锋式切变线南移，暖锋式切变线北移，所以当有低涡沿切变线东移时，涡前切变线北抬，涡后切变线南压，东移过去一个低涡，切变线就南北摆动一次。3、如西太平洋副热带高压脊势力加强而北上，则整个切变线也北抬；反之，如高脊势力减弱而东南撤退，则整个切变线也南移。（四）江淮切变线的转换旧的切变线消失，新的切变线建立过程，即切变线的新陈代谢过程，一般称为切变线的转换。（五）江淮切变线的消失江淮切变线的消失，常是伴随着高空由纬向环流转变为经向环流。分为两类：1、切变线南移逆转为西风带低槽而消失；2、切变线北方小高压合并于副热带高压而消失。二、低空低涡存在于离地面2～3 公里的低空闭合小低压，包括西南涡、西北涡、高原涡。（一）西南涡：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 公里作用。1、西南涡的形成（1）西南的地形在起作用。首先，四川盆地处于西风带的背风坡，有利于降压而形成动力性涡旋。其次，由于高原阻挡，西风气流从高原的南北两侧绕过，从南侧绕过的西风气流，由于受高原侧向边界的摩擦作34 用而产生气旋性涡度，终于形成低涡。（2）500hp 面上由高原槽东移。槽前正涡度平流所造成的低层减压，是西南涡形成的一个重要因素。（3）700hp 上要有能使高原东南侧的西南气流加强，并在四川盆地形成明显的辐合气流的环流形势。2、西南涡的移动（1）路径有三：一条是向东南移动；二是沿长江东移入海；三是向东北方向移动。（2）当东亚沿海大槽显著发展，太平洋高压位置偏南，低涡多向东南方向移动；若东部无大槽，太平洋高压较强，低涡多向东北方向移动；若太平洋高压强度较弱或正常，低涡都向正东方向移动。（3）西南涡的移向与相应500hp 面上气流方向基本一致，但略偏南些；移速则为500hp 面上风速的50～70％。（4）位于切变线上的西南涡，常沿切变线东移。3、西南涡的发展（1）如冷空气从低涡的西部或西北部入侵，低涡则东移发展；如冷空气从东部或东北部入侵，这会使西南涡的气旋式环流减弱，低涡填塞。（2）500hp 上青藏高原低槽发展东移，有利于西南涡的东移和发展。当500hp 上西北槽较强，且南伸至较低纬度时，如西南涡在槽前，或槽线的延长线上，构成所谓“北槽南涡”形势时，有利于低涡的东移和发展；相反，当西北槽位置偏北或在减弱中，或低涡位于槽后，就不利于西南涡的发展。4、西南涡的天气西南涡在原地时，可产生一些阴雨天气。当低涡移出时，无论低涡是否发展或是否有地面锋面配合，绝大部分都有降水，雨区主要分布在低涡的中心区和低涡移向的右前方。原因：a、低涡右侧常是副热带高压边缘的低空急流所在，在这里有充分的水汽供应；b、因风速大，在低涡南侧的曲率涡度（V/Rs）也大。当低涡移动时，在低涡右前侧有较强的正的局地涡度变化（），因而产生较强的负变压。其变压风促使气流辐合上升，同时低涡中心也有较强的摩擦辐合上升运动，所以在这两个部位都有较强的降水。当有地面锋面气旋与低涡配合时，因气旋中心一般也位于低涡的右前方，低涡右前方也会有较强的降水。在低涡左前方降水较小，而在低涡后部，则基本上无雨。低涡天气有日变化，一般夜间或清晨 比白天坏些。35 低涡发展东移时，雨区也不断扩大和东移，降水强度逐渐增强。同时，西南涡的东移和发展，往往引起地面锋面气旋的发生发展。三、高空冷涡1、东北冷涡定义：指在我国东北附近地区具有一定强度（闭合等高线多于两根）、能维持3～4 天、具有深厚冷空气（厚度至少达300～400 米）高空的气旋性涡旋。一年四季都可出现，以5、6 月为最多，以8 月和3、4 月为最少。2、东北冷涡的发生发展过程分两种情况第一种情况是高空西风槽加深，槽的南部断离母体而形成冷涡。第二种情况是有两个或更多的低压北上与东北低压合并，于是高空槽充分加深形成冷涡。3、东北冷涡的天气冬季，在冷涡形势下，东北地区是一种低温天气，并会出现冰晶结构的低云，看起来象卷云和卷层云。东北冷涡天气具有不稳定的特点。冬季，它可以有很大的阵雪。夏季常造成东北、华北和内蒙的雷阵雨天气。因为冷涡在发展阶段，其温压场结构并不完全对称，所以在它的西部常有冷空气不断补充南下，在地面图上则常常表现为一条条副冷锋南移，有利于冷涡的西、西南、南到东南部位发生雷阵雨天气。冷涡降水有明显的日变化，一般以午后到前半夜比较严重。四、低空急流（一）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。（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。36 与暴雨相联系的低空急流的另一显著特征是实际风速常常大于地转风速，即为超地转风。按照大气地转适应理论，当扰动水平尺度L 小于特征尺度L0 时，就会发生重力惯性波不稳定，地转适应不能成立，气流将不断的加速，使实际风速超过地转风速。用公式表示为：L 气尺度系统的活动特点1、当天气尺度系统强烈发展或停滞摆动时，易造成较强而持续的暴雨。2、各种天气尺度系统的迭加也会使降水量加大。3、在稳定的环流形势下，天气尺度系统沿同一路径移动，因此在此路径上的地区，往往受若干个天气尺度系统的重复作用，接连出现几次暴雨，形成持续性特大暴雨。4、若干个不同的天气尺度系统在同一地区经过，也能造成持续性暴雨。第四节暴雨中尺度系统一、中尺度雨团中尺度雨团是由10 公里左右的降水单体所组成的，并伴有10－4 的低空辐合。中尺度雨团是由中尺度扰动将小尺度的积云对流组织而成。在雷达平面位置显示器上表现为由明亮的回波单体组成的中尺度回波团。在距离高度显示器上则表现为柱状回波。与中尺度雨团相配合的中尺度系统有中尺度低压（或负变压中心）、气旋性辐合中心、辐合线和切变线等。1、中尺度低压2、中尺度辐合中心流线从各个方向气旋式地朝一点辐合形成辐合中心。3、中尺度切变线在切变线上有明显的气旋式风向转变。在地面上有两种中尺度切变线。一种是偏北风与偏东风之间的切变线，称为冷性切变线。另一种切变线是由北东北（或东北）风与东南风之间构成的切变线，称为东风切变线。东风切变线雨强（40 毫米/时），冷性切变线雨强（20 毫米/时）。4、中尺度辐合线在辐合线前方风速小，后方风速大，在辐合线上，有较强的风速辐合。二、中尺度雨带在大尺度天气背景下产生的中尺度雨团，有时排列成带状，称为中尺度雨带。中尺度雨团常排列成中尺度雨带的原因？中尺度雨团在发生源（发生地点）不断发生后，即沿着中层气流方向移动，直至消失为止，于是降水就沿着气流的方向排列成行。三、中尺度系统的不稳定发展及触发条件中尺度雨团或雨带总是在一定的天气尺度背景下生成的。这些背景包含两方38 面的条件：一是使中尺度系统得以不稳定发展的环境条件；另一是不稳定发展的触发条件。(一) 对称不稳定当大气处于弱的层结稳定状态时，虽然在垂直方向上不能有上升气流的强烈发展，但在一定条件下可以发展斜升气流。这种机制称为对称不稳定。它可以用来解释与锋面平行的中尺度雨带的形成和发展。所谓对称稳定度实际上是大气中垂直方向上的静力稳定度和水平方向上的惯性稳定度相结合而产生的一种大气在倾斜方向运动的稳定度判据。在潮湿大气中大气静力稳定度的判据是（二）暴雨中尺度系统的触发条件1、锋面抬升；2、露点锋或干锋抬升； 3、能量锋与Ω 系统的触发； 4、地形抬升作用； 5、近地层加热的不均匀性； 6、重力波的抬升作用； 7、雷暴前方伪冷锋的抬升作用； 8、海陆风辐合抬升。第五节不同高度急流对暴雨生成的作用一、超低空南风急流对暴雨的作用1、是暴雨区所需水汽的提供者2、是暴雨区超低空对流不稳定层结的建立者和维持者3、是暴雨区超低空天气尺度上升气流的建立者和对流不稳定能量释放的触发者。二、低空西风急流对暴雨的作用1、是暴雨区低空对流不稳定层结的建立者和维持者；2、是暴雨区超低空天气尺度上升气流的建立者和对流不稳定能量释放的触发者。三、高空西风急流对暴雨的作用高空西风急流的作用主要表现为其强的风速切变和水平切变。综上所述，3 种急流在这次暴雨过程中皆具有重要作用，相对来说，超低空南风急流起到了决定性的作用，因为大量的水汽通量辐合是暴雨产生的根本条件。第八章对流性天气过程一：填空1、雷暴一般伴有阵雨，有时则伴有大风、（冰雹）（龙卷）等天气现象，通常、把只伴有阵雨的雷暴称为（一般雷暴），而把伴有雷暴、大风、（冰雹）（龙卷）、等严重的灾害性天气现象之一的雷暴叫做（强雷暴）。2、产生雷暴的积雨云叫（雷暴云），一个雷暴云叫做一个雷暴单体，多个雷暴单体成群成带地聚集在一起叫（雷暴群或雷暴带）。每个雷暴单体的生命史大致可分为（发展）（成熟）（消亡）三个阶段。、39 3、雷电是由积雨云中冰晶（温差起电）以及其他作用所造成的。一般云顶高度到达（-20℃等温线高度以上）是才产生雷电。4、雷暴云中放电强度和频繁程度与雷暴云的（高度）和（强度）有关。5、在雷暴云下形成一个近乎饱和的冷空气堆，因其密度较大而气压较高，这个高压叫（雷暴高压），当雷暴云向前移动经过测站时，使该站产生气温（下降）、气压（涌升）、相对湿度（上升）、露 点或绝对湿度（下降）等气象要素的显著变化。6、以严重降雹的雷暴叫（雹暴），以强烈阵风为主的叫（飑暴），强雷暴和一般雷暴的区别是（系统中的垂直气流的强度）（垂直气流的有组织程度）和（不对、称性）。7、超级单体是具有单一的特大垂直环流的巨大强风暴云，它的结构具有以下特征：（风暴云顶）（气流）（无（弱）回波区）（风暴的移动方向）（环境风）、、、、。8、强雷暴按其结构特征划分不同的类型，常分为（超级单体风暴）（多单体风、暴）（飑线）、。9、风暴的运动方向一般偏向于对流云中层的风的（右侧）所以这类风暴也叫，（右移强风暴）。10、由许多雷暴单体侧向排列而形成的强对流云带叫做（飑线）。11、当强雷暴云来临的瞬间，风向（突变），风力（猛增），由静风突然加强到大风以上的强风。与此同时，气压（涌升）、形成明显的（雷暴鼻），气温（急降），相对湿度也（大幅度上升）。12、雷暴云底伸展出来并到达地面的（漏斗状）云叫做龙卷。龙卷伸展到地面时会引起强烈的旋风，这种旋风叫（龙卷风）。13、天气系统按其空间、时间尺度可以划分为（大尺度）、(中尺度)、(小尺度) 三类天气系统。14、中尺度可分为三个等级：（200-2000 公里的为中-α ）（20-200 公里的为中、β ）（2-20 公里的为中-γ ）、，我们通常说的“中系统”是中-β ，中-α 则是中间尺度或次天气尺度系统。15、和飚现象相联系的一类中系统叫（飚中系统）它包括，（雷暴高压）、飚线、（飚线前低压）（尾流低压、）等中系统。 16、雷暴高压是一个中尺度的（冷性）高压，高压内有强烈辐散，其前部压、温、湿水平梯度很大，等值线密集，这个地带叫（飚线或飚锋）。它具有阵风前沿线（阵风锋）（风向切变线）（气压涌升线）、、、气象要素不连续线或不稳定线等特征。17、飚中系统的生命史大致可分为四个阶段（初始阶段发展阶段成熟阶段消散阶段）。18、飚线上的单体移动的方向基本上与（850~500hPa ）的平均风向一致，有时略（偏右），另外，飚线还有向着最不稳定的地区移动的趋向。19、在中尺度天气图上，可分析出一些水平尺度为一百公里至二三百公里的小型低压，这些低压叫（中尺度低压）系统。且它可分为两类，一类叫（中低压），另一类叫（中气旋）。20、γ 表示（环境的垂直温度递减率）′表示（气块绝热运动时的温度垂直；γ 递减率）；γ s 表示（湿绝热递减率），γ d 表示（干绝热递减率）。在（γ > γ d(>γ s) ）叫绝对不稳定；γ <γ s (>γ d) ）叫绝对稳定，γ d>γ >γ s ）（（叫条件不稳定。40 21、T-lnP 图上气块温度升降的曲线叫（状态曲线），而大气实际温度分布曲线叫（层结曲线），在抬升凝结高度以上，状态曲线与层结曲线的第一个交点，叫（自由对流高度），状态曲线与层结曲线的第二个交点，叫（对流上界）22、形成对流性天气的基本条件有三个（水汽条件）不稳定层结条件），（，抬（升力条件）。23、在通常的天气学尺度的条件下，温度的局地变化取决于(温度平流)（垂直运动）及（非绝热因子）引起的温度变化。24、当低层有（湿空气平流）高层有（干空气平流），就有可能造成对流性不稳定。25、对流性天气的触发机制有（天气系统造成的系统性上升运动）（地形的抬升作用）（局地热力抬升作用）。 26、热力抬升作用为主所造成的雷暴，称（热雷暴），也叫（气团雷暴）。热力作用的强弱取决于局地加热的程度，即（最高温度的高低）。24、强雷暴发生、发展的有利条件有（逆温层前倾槽低层辐合、高层辐散高低空急流中小系统）。26、雷暴云的移动有（平移）（传播）、27、夏季在东北和华北地区常出现冷涡雷暴，其特点（变化较快）（持续时，间较长），危害性较大。28、甚短时预报指未来（12 小时内）的天气预报，临近预报指未来（2~3 小时内）的天气预报。29、冰雹的天气形势为（高空冷槽型）（高空冷涡型）（高空西北气流行）（南支槽型）。30、从雷达回波的（形状）（亮度）等特征可以识别对流云或对流天气的性质，、一般认为稳定云的回波比较均匀亮度较暗，边缘不整齐，呈（丝缕状），雷暴回波则是明亮的，边缘整齐，由许多的亮块组成。飑线回波呈长条形，再RHI 显示器上；在卫星云图上，雷暴云亮度很大，云