南大天气学原理第四章3概要
南京大学 天气学原理 期末复习提纲
复习思考题1.大尺度大气运动的基本特征1.准静力平衡只有当运动的水平尺度非常小(L<102m)和运动非常强烈(V>50m/s)的情况下，才不成立。
即一般大、中、小尺度都满足。
2.准定常状态在零级简化中，时间偏导数项(∂/∂t)可略去。
但若要作预报，则需保留，如取一级简化。
3.准水平运动运动方程的零级和一级简化中不出现含有w 的项，故大尺度运动是准水平的。
但垂直运动对天气形成有重要作用，常需将对流项保留。
4.准地转平衡零级简化表现为地转平衡。
2.尺度分析的概念、地转风的定义尺度分析法是依据表征某类运动系统各场变量的特征值，来估计大气运动方程中各项量级大小的一种方法。
满足水平气压梯度力与科氏力平衡的大气运动称为地转风3.涡度定义、绝对涡度的表达式，自然坐标中涡度的表达式及意义气象中的涡度是指速度旋度的垂直分量，在z 坐标系中即为 ζ为相对涡度，f 为地转涡度，ζ+ f 为绝对涡度。
自然坐标中的涡度表达式 曲率项 ：由流线(或等高线)弯曲造成的涡度，风速愈大，曲率愈小，涡度愈大；当流线为气旋性弯曲时ζ>0，当流线为反气旋性弯曲时ζ<0。
切变项 ：当有气旋式切变时ζ>0，当有反气旋式切变时ζ<0，4.涡度方程及各项的物理意义在p 坐标系下铅直涡度方程 v u k V x y ζ∂∂=⋅∇⨯=-∂∂V V R n ζ∂=-∂V V R n ζ∂=-∂V V R nζ∂=-∂1）相对涡度的平流2）相对涡度的的铅直输送3）水平散度作用4）β效应项5）倾斜项6）摩擦项5.简化的涡度方程式6.控制大气环流的基本因子有哪些？其作用是什么？大气环流是指大范围的大气运动状态。
太阳辐射在地表加热不均匀，使空气质点运动，形成经圈环流；地球自转使气流发生偏转，将单圈环流修正成三圈环流，产生纬向气流和高低压气压带；地面摩擦构成角动量输送的一环，对大气环流的形成和维持起重要作用；()()()u v V f f t x y ζζζ∂∂∂+⋅∇+=-++∂∂∂()()V f f t pζωζζ∂∂+⋅∇+=+∂∂地表不均匀使纬向气流发生断裂，造成大气环流经度间的差异和季节差异，形成闭合的高低压中心和高空槽脊，形成季风。
天气学第4章
1、大气环流平均纬向风的经向分布和平均经向风的纬向分布？平均纬向风的经向分布：低纬地区全部为东风，最大风速中心在平流层；中高纬为西风；极区近地面为东风，冬季对流层到平流层均为西风，夏季对流层中仍为西风，平流层中为东风。
平均经向风的纬向分布：北半球冬季30度以南地区对流层低层为偏北风，上空为南风；40度以北低层平均为南风，高层平均为北风。
夏季40度和13度之间低层北风，高层弱南风；接近赤道的区域，低层为南风，高层为北风。
纬向风比经向风要大得多，说明地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西或自西向东运动的，同时也有南北风的空气交换，冬强夏弱。
2、海陆分布对对流层中部西风带平均槽，脊形成的重要作用？北半球大陆（欧亚大陆、北美大陆）大部分都在西风带里。
冬季，当空气自西向东流过大陆的过程中，由于冷大陆的影响，气温不断降低，当到达大陆东岸时温度就降到最低值。
冷空气上空等压面比较低，于是大陆东岸附近５００百帕图上便形成冷性低槽。
而当空气自西向东流过海洋的过程中，由于暖洋面影响，气温不断升高，当到达大陆西岸时，气温达到最高值。
由于暖空气上空等压面高度比较高，在大陆西岸就会出现高压脊。
（夏季则相反，由于热力作用的影响，大陆东岸上空表现为高压脊，西岸上空将出现低槽。
）3、大范围的高原和山脉对大气环流的影响？大范围的高原和山脉对大气环流的影响是相当显著的。
它们可以迫使气流绕行、分支或爬坡、越过，并使气流速度发生变化。
以青藏高原为例，青藏高原的动力作用及影响为：冬季青藏高原位于西风带里，高大的高原使500百帕以下西风环流明显分支、绕流和汇合；从而使得高原迎风坡和背风坡形成弱的“死水区”，西风绕流作用形成北脊和南槽，并对南北两支西风起稳定作用。
除此之外，较高层的西风气流也可以爬坡通过高原，并在高原东侧下坡。
冬季东亚大槽是海陆热力差异和西藏高原地形动力作用的产物。
青藏高原相对于四周大气，夏季起着强大的热源作用；冬季高原的东南部也是一个热源，西部由于资料缺乏，尚未定论。
气旋与反气旋
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）
极涡 D
槽前脊后 上升运动 阴雨天气
脊线
东亚地区的锋面气旋
东海气旋
南方气旋
江淮气旋 锋面气旋 蒙古气旋 北方气旋
黄河气旋
东亚地区的气旋主要发生在两个地区。 1,位于25°N-35°N之间，及我国的江淮流域、东海和日 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，南方气旋有江淮气旋、东海气旋等等； 2, 位于45°N-55°N之间，并以黑龙江、吉林与内蒙的 交界地区最多，习惯上称这些地区的气旋为北方气旋，北 方气旋有蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋、黄海气旋等等。 就全年平均的情况来看，气旋路径主要集中在三个地带： 最多的是在日本以东或东南方的洋面上，其次是在我国的 东北地区，第三个是朝鲜、日本北部地带。
副高脊线 15°N 15～20°N
中国雨带 华南沿海 华南前汛期
第一次北跳
初夏 20～25°N 第二次北跳 盛夏 秋季 25～30°N 南辙 华北、东北雨季 南辙 江淮梅雨
按照反气旋的热力结构，则可将其分为： 冷性反气旋(蒙古高压) 反气旋 暖性反气旋 (副热带高压)
东亚反气旋的主体主要活动于西西伯利亚、蒙古高原到我国 黄河河套一带，呈西北—东南向带状，且以蒙古高原出现频 率最高。冬季，冷性反气旋的南缘可伸展到华南沿海，夏季 则主要活动于北纬40°以北地区。
近年来全球气候变暖，沿海经济繁荣，财产密度大增，台 风灾害损失几乎呈指数上升趋势。
天气学原理
第一章 大气环流
九 东亚地区的地形特征和热力特征
东亚地区是位于全球最大陆地的东岸，濒临最大的大洋，西部有地形 十分复杂的高原。海陆之间的热力差异和高原的热力、动力作用，使 得东亚地区称为一个全球著名的季风区，天气气候的差异比同纬度其 他地区悬殊得多。
第一章 大气环流
十 东亚环流的特点
1、在对流层底部，由海陆差异造成东亚的四个大气活动中心（蒙古冷 高、阿留申低压，印度热低压和太平洋副热带高压）几乎都是全球最 强的气压系统，季节变化也最明显，风系转换也显著。冬季盛行偏北 风、偏西风，夏季偏南风、偏东风。冬季天气干冷，夏季湿热，雨量 大部分集中在夏季。 2、对流层中部，冬季东亚上空500hPa为一脊一槽（脊在高原北部，槽 在亚洲沿岸）高空基本气流为西北风。夏季则变成一槽一脊，与冬季 的完全是反位相，高空基本气流在30°N以北为西风，30°N以南为偏 东风。
Hale Waihona Puke 第一章 大气环流二 热力环流概念
第一章 大气环流
三 三圈环流形成原理及科学假设
地球-大气系统所接受的辐射能，各纬度分布并不均匀，产生由热带指 向两极的温度水平梯度，这样，在对流层中、上部就产生了指向极地 的气压梯度，同时在低层又有指向赤道的气压梯度。在北半球，高空 空气在气压梯度力的作用下由赤道向北运动，受地转偏向力的作用， 在约30°N附近，气压梯度力与地转偏向力达到平衡，空气运动方向转 为自西向东。自赤道源源不断向北的空气也就在30°N附近发生辐合， 由质量堆积，使地面气压升高，而且自赤道向北的空气不断辐射冷却 ，因而产生了下沉运动，分别向南和向北辐散。在低层向南运动的空 气在地转偏向力作用下，在北半球转为东北风，称为东北信风。同理 ，南半球也存在东南信风。
第二章 气团和锋
南大天气学原理第四章3
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以及 两者之间的相互转换。
经向环流与纬向环流 相互转换的原因
设先为平直西风环流,气流南北交换弱,由于 南北太阳辐射强度的差异,西风带中温度梯度 将加大,即锋区增强,有效位能增大。 当受扰动作用,扰动因获有效位能,发展成为 大型扰动(大槽大脊),甚至可出现闭合系统,纬 向环流转为经向环流,南北交换增强,南北向 的水平温度梯度减小,有效位能转为动能。 摩擦耗散动能,大型扰动逐渐减弱乃致消失, 环流又恢复纬向。
辨认长波的方法
(1)在欧亚范围的500或300hPa图上，由于短波主 要出现在低层，到了高层就变得很不明显，长 波系统就突出起来。 (2)在时间平均(3~5天)天气图上，可消去移动快、 振幅小、维持时间短的短波，而使长波显示出 来。 (3)在空间平均(网格距2.5º或5º纬距)图上，取网 格点及其邻近4点的高度平均值，也可把短波 系统平滑掉而突出长波。
由(4.79)乘以k，
Uk
k
2
(4.82 )
L cg U 2 k 4
(4.83)
群速是波动能量传播的速度，群速总是正 值，即从西向东传播。
cg c ，能量出现频散现象
cg c U
L 2 2 Ls
2
(4.84)
cg-c 总是正值, 能量传播的速度比波传播
(a) L<Ls时，c > 0，前进波。 (b) L=Ls时，c = 0，静止波。 (c) L>Ls时，c < 0，后退波。
(4.81)
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。
天气学原理知识点汇总
《天气学原理》考前辅导知识点归纳总结1气团和锋（第二章第一节-第二节）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。
水平尺度约为1000Km；垂直尺度约为10Km。
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。
2锋区、锋面、锋线的联系与区别（第二章第二节）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。
3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；暖锋附近有暖平流，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。
4 锋的分类（第二章第二节）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、准静止锋和锢囚锋。
根据锋的伸展高度可将锋分为：地面锋（或低层锋）、高空锋、对流层锋。
根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同，可将锋分为：冰洋锋、极锋和赤道锋（热带锋）。
南京大学 天气学原理 期末复习提纲
复习思考题1.大尺度大气运动的基本特征1.准静力平衡只有当运动的水平尺度非常小(L<102m)和运动非常强烈(V>50m/s)的情况下，才不成立。
即一般大、中、小尺度都满足。
2.准定常状态在零级简化中，时间偏导数项(∂/∂t)可略去。
但若要作预报，则需保留，如取一级简化。
3.准水平运动运动方程的零级和一级简化中不出现含有w 的项，故大尺度运动是准水平的。
但垂直运动对天气形成有重要作用，常需将对流项保留。
4.准地转平衡零级简化表现为地转平衡。
2.尺度分析的概念、地转风的定义尺度分析法是依据表征某类运动系统各场变量的特征值，来估计大气运动方程中各项量级大小的一种方法。
满足水平气压梯度力与科氏力平衡的大气运动称为地转风3.涡度定义、绝对涡度的表达式，自然坐标中涡度的表达式及意义气象中的涡度是指速度旋度的垂直分量，在z 坐标系中即为 ζ为相对涡度，f 为地转涡度，ζ+ f 为绝对涡度。
自然坐标中的涡度表达式 曲率项 ：由流线(或等高线)弯曲造成的涡度，风速愈大，曲率愈小，涡度愈大；当流线为气旋性弯曲时ζ>0，当流线为反气旋性弯曲时ζ<0。
切变项 ：当有气旋式切变时ζ>0，当有反气旋式切变时ζ<0，4.涡度方程及各项的物理意义在p 坐标系下铅直涡度方程 v u k V x y ζ∂∂=⋅∇⨯=-∂∂V V R n ζ∂=-∂V V R n ζ∂=-∂V V R nζ∂=-∂1）相对涡度的平流2）相对涡度的的铅直输送3）水平散度作用4）β效应项5）倾斜项6）摩擦项5.简化的涡度方程式6.控制大气环流的基本因子有哪些？其作用是什么？大气环流是指大范围的大气运动状态。
太阳辐射在地表加热不均匀，使空气质点运动，形成经圈环流；地球自转使气流发生偏转，将单圈环流修正成三圈环流，产生纬向气流和高低压气压带；地面摩擦构成角动量输送的一环，对大气环流的形成和维持起重要作用；()()()u v V f f t x y ζζζ∂∂∂+⋅∇+=-++∂∂∂()()V f f t pζωζζ∂∂+⋅∇+=+∂∂地表不均匀使纬向气流发生断裂，造成大气环流经度间的差异和季节差异，形成闭合的高低压中心和高空槽脊，形成季风。
天气学原理和方法
P=RT, P/RT
dFFuFvFwF dt t x y z
dF dtZ
F t Z
uF xZ
vFyZ
wF z
dF dt
Z
F t
Z
u F x
Z
v
F y
Z
w F z
dF dt
p
F t
p
u
F x
p
v
F y
p
F p
W= dz/dt
ω= dp/dt
( F)
A 2 V
V
ui
vj
wk
cos j sin k
ij
k
A 2 0 cos sin
uv
w
A2 讨 论V ：
地转偏向力的大小？ 什么是水平地转偏向力？ 地转偏向力（大小方向）与速度矢量的
关系？ 地转偏向力与角速度矢量的关系？ 南北半球地转偏向力方向为何不同？
第一章 大气运动的基本特征
地球大气的各种天气现象和天气变
化都与大气运动有关。大气运动受质量
守恒、动量守恒和能量守恒等基本物理
定律所支配。
对气象上有意义的是：将这些物理
定律应用于相对于自转地球的大气运动。
坐标系
空间固定（绝对、惯性）坐标系 旋转（相对、移动、非惯性、局地直角）
坐标系 Z坐标系，P坐标系，球坐标系
§1.1影响大气运动的作用力
牛顿第二运动学定律： Fm a
力
真实力(基本力,牛顿力，在空间固定、绝对坐标
系中):
气压梯度力、地心引力、摩擦力
非真实力（视示力、外观力，在旋转坐标系中）：
惯性离心力、地转偏向力
一、基本作用力（真实力）
1. 气压梯度力
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设大气运动是水平正压无辐散的，在南 北均匀的平直西风上波动呈正弦形式。 将准地转涡度方程(4.40)写在无辐散层上 V ( f ) 0
t
v U v 0 x x t
(4.77)
v Ae
ik ( x ct )
(4.78)
λ为沿纬圈每隔10个经度取一个位势高度值。
高指数表示西风强大,与纬向环流对应 低指数表示西风弱,经常与经向环流对应
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,称为指数循环。
实际应用中发现,有时西风环流破坏以后,南北 风分量明显加大,已属经向环流,但由于整个区 域内全风速很大,西风指数并不减小,因此又定 义一个经向度指数表征南北交换的程度. 经向度（指数）
在每日的高空天气图上,西风带波动比平均图复杂得 多,常表现为振幅、波长不等,有时甚至出现一些闭 合涡旋。
西风带的波状流型有时表现为大致和纬圈相平 行,这种环流状态称为纬向环流,也称为平直西 风环流; 有时则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,这种环流状态称为 经向环流。 经向环流和纬向环流在空间分布和时间演变中 经常是交替出现。
辨认长波的方法
(1)在欧亚范围的500或300hPa图上，由于短波主 要出现在低层，到了高层就变得很不明显，长 波系统就突出起来。 (2)在时间平均(3~5天)天气图上，可消去移动快、 振幅小、维持时间短的短波，而使长波显示出 来。 (3)在空间平均(网格距2.5º或5º纬距)图上，取网 格点及其邻近4点的高度平均值，也可把短波 系统平滑掉而突出长波。
(a) L<Ls时，c > 0，前进波。 (b) L=Ls时，c = 0，静止波。 (c) L>Ls时，c < 0，后退波。
(4.81)
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。
§4.3.5 切断低压和阻塞高压 §4.3.6 西南涡与江淮切变线
§4.3.1 西风带环流的基本特征
１、纬向环流与经向环流 中高纬度的平均经向环流(费雷尔环流)很弱,平 均水平环流在对流层盛行西风,称为西风带。
西风带弯弯曲曲围绕着极涡沿纬圈运行,平均而 言,西风带中冬季有三个槽脊,夏季则变为四个 槽脊。这种波状流型称为西风带波动。
1 n M H i n i 1
以10个经度为间隔,取纬圈的南北风绝对值(或位势高度差) 沿纬圈平均。
§4.3.2 西风带槽脊的移动
1、长波的传播
西风带槽脊可以看成是叠加在中纬度西 风气流上的波动。 西风带波动按其波长可分为三类：
超长波 长波 短波
超长波、长波和短波
超长波的波长在一万公里以上,即绕地球一圈可有1~3 个波,它是由地形和海陆分布的强迫振动引起,呈准静止, 生命史在10天以上,属于中长期天气过程。 长波的波长3000~10000公里,相当于50~120个经距。 全纬圈约为3~7个波,振幅一般为10~20纬距,平均移速 在10个经距/日以下,有时很慢,呈准静止,甚至会向西倒 退。长波变化常导致一般天气系统及天气过程发生明 显变化，生命史约4~5天。 短波的波长和振幅均较小,移动快,平均移速为10~20经 度/日,多数仅出现在对流层的中下部,往往迭加在长波 之上，生命史在4~5天以下。
西风带槽脊的移动
Rossby长波公式
L c U 2 U 2 k 4
2
(4.79)
用以分析长波的移行情况，其中c为相速，k为波数，L为 波长。 (a) 西风强时，长波移动较快，反之较慢； (b) 波长短时，长波移动较快，反之较慢； (c) 在波长和西风强度相同的情况下，较高纬度(β 值较 小)，波动移速快，较低纬度(β 值较大)，波动移速慢。
L c U 2 U 2 k 4
2
2 在西风带中，U 为正值，而 k 为负值，
在某一合适的波数处，两者恰好相互抵 消而使c 等于零，这种波动是静止的，由 此可求得静止波的波长为：
U Ls 2
(4.80)ຫໍສະໝຸດ 2 2 c ( Ls L ) 2 4
由此可以有以下三种情况，即
在中高纬度地区,长波的水平尺度可大到 同地球半径相比拟,故亦称为行星波(或称 为罗斯贝波),从对流层的中下层到平流层 的低层均可见到,是行星锋区中的一种扰 动。
在每日的天气图上,长波和短波同时存在, 相互迭加,还可以互相转化。 一般情况下,长波和短波不容易分辨。如 图，迭加后的长波槽就变得极不明显,长 波脊则因同位相迭加显得很强。
２、环流指数与指数循环
纬向环流与经向环流相互转化与交替出 现,常表现为西风分量的强弱变化。 为了定量地表示西风强弱,Rossby提出, 把35º~55º之间的平均地转西风定义为 西风指数。
实际工作中把两个纬度带间的平均位势高 度差作为西风指数I。
I H 35o H 55 o
l 1 l 1 o o H 35 H 55 l 1 l 1
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以及 两者之间的相互转换。
经向环流与纬向环流 相互转换的原因
设先为平直西风环流,气流南北交换弱,由于 南北太阳辐射强度的差异,西风带中温度梯度 将加大,即锋区增强,有效位能增大。 当受扰动作用,扰动因获有效位能,发展成为 大型扰动(大槽大脊),甚至可出现闭合系统,纬 向环流转为经向环流,南北交换增强,南北向 的水平温度梯度减小,有效位能转为动能。 摩擦耗散动能,大型扰动逐渐减弱乃致消失, 环流又恢复纬向。
第四章 中纬度天气系统(之三)
§4.3.1 西风带环流的基本特征
1.纬向环流与经向环流 2.环流指数与指数循环
§4.3 西风带高空环流系统
§4.3.2 西风带槽脊的移动
1.长波的传播 2.群速和上下游效应
§4.3.3 西风带槽脊的垂直结构 §4.3.4 西风带槽脊的发展
1. 位势倾向方程 2. 波槽发展的简单动力模式（西风带槽脊的发展公式）