南大天气学原理第四章1
南大天气学原理第四章3概要
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。
天气学原理和方法(1-5)
天气学原理和方法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。
大气运动在空间和时间上具有很宽的尺度谱，天气学研究的是那些与天气和气候有关的大气运动。
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。
为了应用这些物理定律讨论在气象上有意义的相对于自转地球的大气运动，本章首先讨论影响大气运动的基本作用力，和在旋转坐标系中所呈现的视示力，然后导出控制大气运动的基本方程组，并在此基础上分析大尺度运动系统的风压场和气压场的关系，并引出天气图分析中应遵循的一向基本指导原则。
第一节旋转坐标系中运动方程及作用力分析一、旋转坐标系中运动方程1. 二（绝对速度）与丁（相对速度）假设t o 时刻一空气质点位于P 点，经t 时间，质块移到Pa 点，地球上的固定点P 移到了 Pe 位置位 移为R ，质块相对固定地点的位移为 兰R ，图1.1旋转坐标系显然匚：=Z-血 &当…- 0位移很小时边左=匚圧_晟占daR dR d^R----- = ------ + -------单位时间的位移为 皿 逸 皿由此得=「兀此关系式表明：绝对速度等于相对速度与牵连速度之和d^V dV2.与az 的关系地球自转角速度为= Q: /x -S由此可得微分算子则于是daR _dtda d -——=—十C △将微分算子用于―则有dCt VCt ——= ---+ G A 九dt dt再将兀！代入上式右端得daVa dVdt _ _ __ _ _ 存=-- 2Q ----- +0八（Q 人卫）dt dt式中■■- !'为地转偏向力加速度，即柯氏加速度：'''■■- ' ：'' ■"■，＜；为向心力加速度 3 •牛顿第二定律F — m --------------dt在绝对坐标系中单位质量空气块受到的力有叱L=_—w+ /去：地心引力F:摩擦力将此式代入（*）式:竺二一丄VF + GC-2Q A产一心八⑸入氏）十F di q 、作用力分析 1 .气压梯度力(*)daVa F=> dt单位质量的空气块所受到的力①定义：单位质量空气块所受的净空气的压力图1.1.2 作用于气块上的气压梯度力的X分量-&电& = Fyy方向：哲'- —&①隹=Fzz方向：F =弘+ Fy ¥ F去净空气总压力—（迄+K/+里灯％沁dx dy fem =a②表达式③推导:x方向: B面PA 面:-(P+u净压力: g茨&卸歷=F A同理G=-大小：气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比方向：气压梯度力的方向指向的方向，即由高压指向低压的方向①定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力G：= ^=常数②表达式K:万有引力常量M :地球质量图1.1.3 地心引力受力分析图④讨论:大小：不变，常数④讨论:a：到地心的距离(1.2)实用标准文档3.惯性离心力①定义：观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（•’'■观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力图1.1.4旋转坐标系中的惯性离心力④讨论：大小：- 与纬度成反比，赤道处最大方向：在纬圈平面，垂直地轴指向4.重力方向：指向地球心②表达式(1.5)③推导: di① 定义： 地心引力与惯性离心力的合力图1.1.5 重力大小：随纬度增大而增大方向：垂直地球表面指向5 .地转偏向力①定义： 观测者站在转动地球上观测单位质量空气块运动(〕右偏的力，在南半球它向左偏。
天气学原理
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第七章 大型降水天气过程
2、水汽的诊断分析
A、比湿、湿层厚度 B、可降水量 C、水汽通量 D、水汽通量散度 E、水汽的局地变化
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第七章 大型降水天气过程
3、垂直运动的诊断分析
A、连续性方程积分 B、ω方程诊断 C、低层辐合与高层辐散（相对散度） D、地形强迫
按形成与热力结构分为：冷性反气旋与暖性反 气旋
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第三章 气旋与反气旋
3、涡度与涡度方程
涡度是表征空气运动旋转强度与方向的物理 量。正涡度反映逆时针方向运动；负涡度则 相反。 涡度方程及其简化：在水平无辐散大中，绝 对涡度守恒：d(f+ζ)/dt=0
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第三章 气旋与反气旋
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第七章 大型降水天气过程
9、不同高度急流对暴雨的影响
超低空急流（边界层急流） 水汽输送、不稳定层结的建立与维持、不稳定能量 的触发
低空急流 不稳定层结的建立与维持、不稳定能量的触发
高空急流 高层辐散、有利于对称不稳定的建立
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第八章 对流性天气过程
1、强雷暴的几种类型
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第六章 寒潮天气过程
2、寒潮的预报
寒潮预报应包括：强冷空气堆积预报， 寒潮爆发预报，寒潮的路径与强度预报，寒 潮天气预报。
目前我们更多地依靠数值预报结果。因 为数值预报在降温预报方面具有很好的效果。
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第七章 大型降水天气过程
1、暴雨形成条件
暴雨天气形成的主要条件是： A、充分的水汽供应 B、强烈的上升运动 C、降水持续较长时间
天气原理第4章 -04 低纬度环流(ppt文档)
沃克指出：“所谓南方涛动是指印度洋上各站(如开罗、印度西 北、达尔文港、毛里求斯、澳大利亚东南及开普敦)气压下降时， 太平洋各站(旧金山、东京、火奴鲁鲁、萨摩亚及南美)的气压 及爪哇的降水增加的趋势”。
图7.2.1 给出SST(0～10ºS，90～180ºW)与SOI 的年平均值距平曲线。
梯度风高度上的合成风流线
二、温度场和湿度场的分布 气温场分布（1000，300hPa) 湿度场分布（850hPa）
三、经圈环流与纬圈环流 Hadley环流 Walker环流
与ENSO循环的关系
图：年平均海平面气温、水温
1000hPa 一月平均温度
1000hPa 七月平均温度
温度场的纬向分布不对称 雨季和干季作为季节的区分
西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓“暖 池”(warm pool)。菲律宾以东的暖池与赤道东太平 洋 的 冷 水 域 之 间 形 成 强 烈 的 温 度 对 比 。 Bjerknes （1969）首先指出这种东西向对比的重要性。并且认 为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈。
赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动，西太 平洋印度尼西亚海洋大陆上空大气对流强烈，以上升 运动为主，而地面为偏东信风，高空对流层上层为西 风，这样就形成一个闭合的东西向环流圈。由于 Bjerknes认为这个环流圈与南方涛动有密切关系，为 了纪念南方涛动的作者，而把这个纬向环流圈称为沃 克环流。
冬
W
W
W
300hPa 平均温度 夏
冬
夏
850hPa比湿分布图 M表示暖，D表示冷
图：年平均SST
赤道东太平洋区，由于秘鲁寒流带来了冷海水， 又由于东风所引起的厄瓜多尔和秘鲁沿岸的海水上翻， 故赤道东太平洋的冷水域是赤道地区最强的，并因此 而形成了著名的赤道干旱带。在日界线以东0～10ºS 范围内年降水量仅500mm左右，但在西太平洋赤道附 近年降水量在2000mm以上。
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。
天气学原理和方法(1-5)
① 定义：地球对单位质量的空气块所施加的万有引力
② 表达式(1.2)
K：万有引力常量
M：地球质量
a：到地心的距离
③ 推导：
图1.1.3 地心引力受力分析图
④ 讨论：
大小： 不变，常数
方向： 指向地球心
3．惯性离心力
① 定义：观测者站在旋转地球外观测单位质量空气块所受到一个向心力的作用，但站在转动地球上（ 观测它的运动，发现它是静止的，这必然引入一个与向心力大小相同，方向相反的力，此力称为惯性离心力。
2．日常中，等压线等高线近似为流线，不能当作轨迹线
第六节热成风
一．定义
定义
a.上下两层地转风的矢量差，称为这两层之间的热成风
b.地转风随高度的变化，称为热成风
图1.8 热成风
二．表达式
表达式
向量形式
分量形式为：
三．推导
根据定义
厚度公式代入得：
(1.96)
四．讨论
1． 适用围：中高纬度、大尺度系统、北半球
2． 大小：
a． 与纬度成反比，与等厚度线的疏密成正比
b． 与纬度、等压面差距、温度有关
3． 方向
热成风沿气层的等厚度线吹，背风而立，厚度高的在右
五．实用意义
1． 条件：大尺度、中高纬度、北半球
2． 如果地转风随高度逆转，则气层间有冷平流；如果地转风随高度 顺转，则气层间有暖平流。
实际风随高度逆转，则气层温度降低；实际风随高度顺转，则气层温度升高
在中高纬度多采用斜压大气
在低纬度多采用正压大气
第七节地转偏差
一．地转偏差的定义
实际风与地转风的矢量差称为地转偏差
图1.10 地转偏差
很小，但很重要：
大气科学基础第四章
因 为（
）
①受低压的影响
②受高压的影响
③受气旋的影响
④受反气旋的影响
A、①② B、①③ C、①④ D、 ②④
3、关于气旋的叙述，正确的是（
）
A、气旋是天气系统气压状况的描述。
B、北半球的气旋空气流动方向是呈逆时针方向。
C、气旋控制的地区，天气晴朗。
D、气旋中心的空气被迫下沉。
第五十一页，共96页
复习题
第三十六页，共96页
暖式锢囚锋 锢囚锋冷式锢囚锋
中性锢囚锋
第三十七页，共96页
锋面符号
第三十八页，共96页
复习题
▪ 锋、暖锋、冷锋、准静止锋、锢 囚锋 ▪ 按锋在移动过程中冷暖气团所占的主次地位，锋可分为哪
几类？
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§2 温带地区天气系统 §2.1 气团 §2.2 锋 §2.3 温带气旋和反气旋
第六十三页，共96页
4、西太平洋副高的异常活动
第十七页，共96页
3、气团的形成与变性
(1)形成条件：a）大范围性质比较均匀的下垫面；
b）适合的环流条件。 形成过程：辐射、湍流和对流、蒸发和凝结
(2)气团变性：气团形成后，当它离开源地移到另一地区时，
由于下垫面性质以及物理过程的改变，使气团的物理属性 发生变化，这种气团物理属性改变的过程称为气团变性。
锋面气旋（北半球为例）
高 高压脊
高压脊线上气流以辐散为主，不易 形成锋面。
冷锋
低
低压槽
低压槽线上气流以辐合为主，易形成锋
面。
第四十八页，共96页
锋面气旋
低
暖锋
以我国为中心的地面天气系统图
反气旋
1005
1000
南大天气学原理第四章1
风切变，是指大 气中两点间风速 和风向的剧烈变 化。
• 垂直切变
– 风速的垂直切变：因为锋区内水平温度梯度很 大，所以热成风很大，故风的垂直方向切变很 大。
– 风向的垂直切变：地面冷锋之后的测站，自低 层至高空，通过锋层时风向作逆时针旋转，对 应有冷平流；地面暖锋之前的测站，自低层至 高空通过锋层，风向作顺时针旋转，对应有暖 平流。
位于北半球中纬度地区的地面锋 线与高空锋区的相对位置
2、锋的分类
• 锋的分类根据其着眼点的不同，有如下分类
地面锋：低层锋，700hPa以下
锋的伸 展高度 冷锋 锋的移动方向 暖锋 准静止锋 锢囚锋 气团源地 对流层锋：地面——对流层顶
高空锋： 500hPa以上，不接地
冰洋锋
极锋 热带锋
冰洋气团
极地气团
锋的定义
• 冷暖气团之间的狭窄过渡带，称为锋面， 有时也称为锋区。 • 锋面与地面的
交线称锋线。
• 锋面和锋线统
称为锋。
高空锋区
700hPa
冷气团 地面 图４.１ 锋面的空间结构
暖气团
锋的长度(沿锋面的尺度)，几百~几千km 锋的宽度(跨锋面的尺度)，近地面几十公里，高层200~400km。 锋的厚度，1~2km，(例外，极锋从地面伸展到对流层顶)
• 海陆
– 海洋性气团 (m=maritime) – 大陆性气团 (c=continental)
• 温度
– 冷气团 – 暖气团
气团分为七类
• • • • • • • 冰洋大陆气团 (cA, cAA) 冰洋海洋气团 (mA, mAA) 极地大陆气团 (cP) 极地海洋气团 (mP) 热带大陆气团 (cT) 热带海洋气团 (mT) 赤道气团 (E)
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冷锋实例：华北冷锋
鞍 形 特 征
暖锋：暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧 移动，称为暖锋(图4.2b)。
暖锋所经之处，暖空 气代替冷空气，使该 地区气温升高。
暖锋实例：东北低压和江淮气旋中的暖锋
准静止锋：冷暖气团势力相当，锋面移动缓慢或相对 静止，称为准静止锋(图4.2c)。 （6小时移动在1 个纬距之内）
气团的概念
西伯利亚气团（cP)
中亚气团 （cT)
中国气团(cT)
鄂霍次 克海气 团（mP)
热带 海洋 气团
(mT)
青藏气团(cT)
热带海洋气团 (mT)
热带海洋气 团(mT)
锋的定义
• 冷暖气团之间的狭窄过渡带，称为锋面， 有时也称为锋区。
• 锋面与地面的 交线称锋线。
• 锋面和锋线统 称为锋。
• 地球表面的空气属性传给大气
• 适当稳定的大气环流条件
• 使空气团能长时间稳定在下垫面上 高压系统——稳定，且水平范围大。 低压系统——不稳定，且水平范围小。
气团变性
• 气团物理属性的变化称为气团的变性
冷暖气气团团变变性性快慢，还是暖气团变性快？ 冷气团变性快
原因
气团离开源地移到另一个地方，在移动过程中， 与所经过的下垫面不断发生水汽、热量等的交 换，引起原有气团物理属性和天气特征的改变。
第四章 中纬度天气系统
(之一)
§4.1 锋面系统
§4.1.1 锋面基本特征
气团、锋的定义、空间尺度、分类
§4.1.2 锋面结构模型
不连续面、锋面坡度公式
§4.1.3 锋面天气
锋面附近气象要素特征
热力场----温度、、se 风场、气压场、变压场、垂直运动
锋面天气
§4.1.4 锋生、锋消和锋的移动
概念、锋生函数、锋生公式、我国锋生概况、锋的移动
高空锋区
700hPa
地面
冷气团
暖气团
图４.１ 锋面的空间结构
锋的长度(沿锋面的尺度)，几百~几千km 锋的宽度(跨锋面的尺度)，近地面几十公里，高层200~400km。 锋的厚度，1~2km，(例外，极锋从地面伸展到对流层顶)
位于北半球中纬度地区的地面锋 线与高空锋区的相对位置
2、锋的分类
• 锋的分类根据其着眼点的不同，有如下分类
锋面在某一地 区来回摆动。
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，称为锢囚锋。
• 两条锋面相遇时，迫使暖 空气被抬离地面，凌驾在 上空。
• 锋前锋后都是冷气团。
锋后的冷气团比锋前的冷气团冷
冷式锢囚锋
锋后的冷气团比锋前的冷气团暖
暖式锢囚锋
中性锢囚锋
锋前后的冷气团温差较小
锢囚锋实例：浙闽地形锢囚锋
• 为了便于理论上的处理，气象上常设锋面是一个 物质面。
锋面是不连续面
a.锋面是气象要素 (T，ρ，沿锋面的风速) 的零 级不连续面
b.气压是连续的哪些要素？
c.垂直于锋线的地转风（分量）是连续的
锋面是向冷空气一侧倾斜的过渡带
• 这是因为当冷暖空气相遇后，由于冷空气密度 大，暖气团的密度小，冷气团向暖气团的下方 楔入，力图抬升暖气团，迫使冷暖气团的交界 面趋于水平。
§4.1.5 影响我国的锋
§4.1 锋面系统
§4.1.1 锋面基本特征 1、锋的概念
气团
• 气团是指在一定的范围内，物理属性相对 比较均匀的大块空气。
– 在同一气团中，气象要素几乎相同，天气现象 也大致一样
– 水平尺度：几百~几千公里 – 垂直尺度：几~十几公里
气团形成的条件
• 大范围性质一致的下垫面源自dPcPc xdx
Pc y
dy
Pc z
dz
dPc
Pc x
dx
Pc z
dz
dPw
Pw x
dx
Pw y
dy
Pw z
dz
dPw
Pw x
dx
Pw z
dz
相减得
Pc Pw dx Pc Pw dz 0 x x z z
气团类别(根据气团源地的三个因素)
• 纬度
– 冰洋气团 (A=Arctic, AA=Antartic) – 极地气团 (P=Polar) – 热带气团 (T=Tropical) – 赤道气团 (Equatorial)
• 海陆
– 海洋性气团 (m=maritime) – 大陆性气团 (c=continental)
• 但当冷空气向暖空气下方伸进时，地转偏向力 随之起作用，它不断地改变冷空气的运动方向， 使之逐渐与地面锋线平行，使得冷空气的抬举 作用就减少了。
• 当地转偏向力与气压梯度力最后达到平衡时， 锋就成倾斜状态。
2、锋面坡度
设x轴由暖气团指向冷气团，y轴平行地面锋线
tg dz
dx
Pc Pw
dPc dPw
• 温度
– 冷气团 – 暖气团
气团分为七类
• 冰洋大陆气团 (cA, cAA) • 冰洋海洋气团 (mA, mAA) • 极地大陆气团 (cP) • 极地海洋气团 (mP) • 热带大陆气团 (cT) • 热带海洋气团 (mT) • 赤道气团 (E)
影响我国的气团
１.极地大陆气团：干冷 ２.极地海洋气团：湿冷 ３.热带海洋气团：暖湿（副热带高压） ４.热带大陆气团：暖干（中亚） ５.印度洋的赤道气团：暖湿（季风气团）
COLD
WARM WARM
不连续面 过渡带
3、新近观测事实
(Sanders,1955;
Shapiro, 1984,
1985)
COLD
WARM
不连续面＋过渡带
锋面近似为物质面
• 由于湍流、辐射、分子扩散等作用，锋面两侧的 密度水平分布是连续的，但在天气图上，因图的 比例尺太小，狭窄的锋区表现为一条线，锋区两 侧有密度不连续（成为密度的零级不连续）。
锋的移动方向
锋的伸 展高度
冷锋 暖锋 准静止锋 锢囚锋
气团源地
地面锋：低层锋，700hPa以下 对流层锋：地面——对流层顶 高空锋： 500hPa以上，不接地
冰洋锋 极锋 热带锋
冰洋气团 极地气团
热带气团 赤道气团
经向方向上对流层到平流层的主要气团 与锋面
冷锋：冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移 动，称为冷锋(图4.2a)。
锋的详细分类
§4.1.2 锋面结构模型
1、大气中的不连续面
物理量一阶 导数不连续
物理量 不连续
不连续面：其两侧距离为无限小的两个点上的某物 理量A的数值不相等(即不连续)，这样的面称为不 连续面。
1、不连续面结
构（ 极锋理论,
COLD
冷暖气团的交
界面）
2、过渡带锋面
结构（高空急流,
斜压不稳定）