天气学原理知识点汇总

1、气团与锋1. 气团气团性质的改变是如何发生的？ 气团是空气在气团源地经过对流、湍流、辐射、蒸发等物质和热 量交换作用后， 取得与下垫面相同的物理属性而形成的， 当它离开源 地移至与源地性质不同的下垫面时， 二者之间又会产生水汽与热量交 换，气团的物理属性发生变化，即发生气团变性。老气团的变性亦是 新气团形成的过程。2. 锋附近要素场的分布特征T （温度）场：水平温度梯度大（等温线密集）；垂直温度梯度 小（因下面是冷气团，上为暖气团，会出现温度垂直减率很小的情况 甚至出现逆温）；等位温线密集（锋区内，特别大，强稳定层） 。P （气压）场：等压线通过锋面时呈气旋式弯折，且折角指向高 压；锋线一般位

2、于地面气压槽内；锋区内等压线 （等高线）的气旋式曲 率大。变压场：暖锋前负变压明显；冷锋后正变压明显。 （地面变压 与温度平流的关系： 冷平流使地面气压增加， 暖平流使地面气压减小）风场 ：（前提：不考虑摩擦，认为满足地转关系）锋线附近的风 场具有气旋式切变，这种现象在有摩擦的地方更为明显。3. 锋的强度的变化（ 1 ） 补充一些：如何确定锋的强度 （简单的说： 锋的强度可用锋面两侧的温度差 与水平距离（多用纬距）的比值来表示）850hPa锋区内温度梯度判断，等温线越密集，锋区越强；剖面 图上锋区内等位温线越密集、等假相当位温线折角越明显对流运动越 强烈，锋区越强；各高度层对比，锋面坡度越小，

3、锋面两侧温度差则 越大，锋区越强。（2）锋强度的变化锋强度的增强、减弱可以用锋生锋消的条件来判断FVn /、wTn(rdr)（穿）锋生函数可以表示为:nnp n dtF =水平运动(fl )+垂直运动（f2 ）+非绝热加热项（f3 ）F0:锋生；F0，有锋生作用。若水平气流沿着温度升度方向是辐散的，当f1 0，有锋生作用，反之有锋消作用；若大气层结不稳定 （d），当暖气团中上w0升w 0，冷气团中下沉w 0，即n 时，F2 0，有锋生作用，反之有锋消作用。iii .非绝热加热f3冷空气冷却，暖空气加热最为有利于锋生。非绝热过程的凝结潜 热释放多在锋区暖空气一侧，因而有助于锋的生成及加强。4.

4、地面图上锋移动速度的判断Ci .根据锋面移动速度公式PlP2ttPlP2X X，地面图上锋的移动速度与附近变压梯度成正比，与附近气压槽深度成反比;ii .地面锋的移动与锋线两侧风场的分布情况有关，即决定于锋 两侧垂直于锋线的风速分量，锋沿着垂直于锋的气流方向移动， 在不 考虑其它因素的前提下，风速越大移动越快；iii .地面锋的移动还受高空引导气流控制。 700hPa和500hPa 层上的气流对地面的锋面移动有引导作用， 称此气流为引导气流，地 面锋面移动速度与其上空引导气流垂直于地面锋线的分速成正比。 移 速经验公式可写成c av?sinA，其中a为引导系数，v为引导气流的 速度，A为引导气

5、流与锋面的交角。iv .地面上运动的锋受地面摩擦和地形的作用，运动状态（速度、方向、坡度等）发生变化。移速因会地面摩擦而减小，锋面叠置状态有变化；当锋面遇到和自身大致平行的山脉时会受到阻滞，形成地形准静止锋（如天山准静止锋，南岭准静止锋，昆明准静止锋等），两侧锋面绕过山地时，整个锋线便成弓形；遇到高原、山地时若其后又 有冷锋移近，可能会形成地形锢囚锋。5. 举例说明高空急流和行星锋区的联系在对流层中上层等压面图上，宽度为几百公里的等温线最密集的 带状区域是所谓的高空锋区，也称为行星锋区。由于等高线密集区常 与等温线密集区同时存在，且位置偏离不大，有时也将等高线密集带 称为行星锋区。行星锋区实际

6、上是中高纬度冷气团与较低纬度暖气团 之间的过渡区域。北半球行星锋区主要有两支：北支介于冰洋气团与 极地气团之间，一般称为极锋；南支介于极地气团与热带气团之间， 一般称为副热带锋。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，位于对流层上层或平流层中，高度通常为 10km左右。行星锋区与急流的关系非常密切，根据热成风原理： 乂 zT kZ fT，高空锋区内温度梯度大，热成风大，高空急流在锋区之上形成。例如，极锋急流与中、高纬度的高空行星锋区（极锋）相联系；副热 带急流于中低纬度的高空行星锋区（副热带锋）相联系，形成于副热 带高压的北部边缘，平均在200hPa 副热带高压脊线以

7、北 10001500km 处。气旋的活动与行星锋区密切相关：地面锋线常常是极锋行星锋区在地 面上的反映。气旋的发生、发展一般都是在锋区上进行的，其出现的 最大频数以及主要路径和锋区的平均位置基本一致。在高空急流的南侧，强反气旋式切变涡度造成的气流辐散有利于地面气旋的发展， 在高空急流的北侧，强气旋式涡度有利于地面反气旋发展气旋反气旋1.地面气旋或反气旋与高空系统有什么对应关系？什么原因造成这种配置？高空槽前脊后对应地面气旋，槽后脊前对应地面反气旋。造成这种配置的原因：大气系统具有斜压性， 温度场位相落后于高度场， 高空平均冷温度舌 落后于高空槽。由于高空槽前有正涡度平流， 气旋性涡度将增加，

8、流场与气压场不适 应，在地转偏向力的作用下产生气流辐散， 辐散运动使正涡度增加不 致太快。根据达因补偿原理，低层空气上升补偿，地面减压，地面空 气在气压梯度力、 科氏力和摩擦力的作用下向负变压区辐合以适应减 压了的气压场，地面生成气旋，流场与气压场达到新的地转平衡。 同样道理，在高空槽后为负涡度平流区，该处反气旋性涡度增加，气 流在地转偏向力的作用下辐合， 使反气旋性涡度增加不致太快， 辐合 下沉运动使地面加压， 又由于气压梯度力的作用， 加压区气流辐散成 为反气旋，流场与气压场达到新的地转平衡。2. 地面气旋或反气旋的发展变化主要与什么因素有关？地形对气旋 和反气旋有什么影响？根据地面气旋发

9、展方程可知影响气旋反气旋发展变化的主要因 素有四项：涡度平流（ 500hPa ）:正涡度平流区有利于地面气旋的发展；负涡度 平流区有利于地面反气旋发展。厚度（温度）平流（ 700hPa ）: 暖平流区有利于地面气旋发展；冷 平流区有利于地面反气旋发展。大气稳定度： 稳定大气不利于地面气旋反气旋的发展； 不稳定大气有 利于地面气旋反气旋的发展。非绝热加热：加热有利于地面气旋发展； 冷却有利于地面反气旋发展。地形对气旋反气旋的影响： 山脉的作用：迎风面使气流被迫抬生，背风坡产生下沉运动。气旋在 迎风面阻塞减弱，背风面加强；反气旋则相反。气流越地形而过， 产生垂直运动， 引起辐合、辐散，通过位涡守恒

10、 (f+ Z/H二co nst 原理影响到气柱涡度，从而影响地面气旋和反气旋的发 展。气柱变长，涡度增大，有利于气旋发展；气柱缩短，涡度减小， 有利于反气旋发展。气流过山时，迎风坡抬升使 H 变小，有利于反 气旋性涡度加强；背风坡下沉， H 变大，有利于气旋性涡度加强。大气环流1. 大气环流的基本特征： 平均经向环流定义：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。特点：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，通常称之为 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

11、向赤道的信风和高空由赤道吹向副热带地区的反信风。 高纬度 环 流圈称为极地环流圈( Polar Cell )，对应地面由极地高压吹向副极 地低压的极地东风和高空西风；中纬度逆环流圈成为 Ferrel 环流 南北向风速相对于纬向风小得多，南北空气交换冬强夏弱。 平均纬向环流定义：平均纬向环流是指平均纬向风的经向分布。特点：（1 ） 不计经向风速分量， 近地面层的平均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。（2） 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 ” 。 （3）平均水平环流I 对流层中部

12、（ 500hpa ）： 冬季北半球对流层中部环流的最主要特点是盛行着以极地为中心的 沿纬圈的西风环流，西风带上有行星尺度的平均槽、脊。其中有三个 明显的槽：一在亚洲东岸 （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，是三槽中最弱的一个， 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， 西风带明显 北移，等高线变稀，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。II 对流

13、层底部（即海平面） ： 冬季，北半球的主要活动中心是两个低压和几个高压。 一个是阿留申 低压，与高空东亚大槽相对应；另一个是冰岛低压，与北美大槽相对 应。几个高压有西伯利亚高压、 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。半永久性大气活动中心冬夏季均存在，包括冰岛低压、阿留申低压、 太平洋副高、大西洋副高、 格陵兰高压。季节性活动中心包括亚洲高 压、亚洲热

14、低压、北美冷高压和北美热低压。2. 影响大气环流的主要影响因素有哪些？各起什么作用？1）太阳辐射作用太阳辐射能是大气环流形成与维持的基本能源， 辐射强度随纬度分布 的不均匀使温度场的分布随纬度变化而变化， 地气系统吸收的太阳辐 射能由赤道向两极迅速递减， 而系统向宇宙空间发出的红外辐射随纬 度变化很小，赤道仅略高于两极，导致低纬度能量盈余，高纬度能量 亏欠，能量向极地输送，为了补充输送过程中因摩擦等损失的动能， 赤道与极地之间的能量差异就维持一定的数值。南北方向的温度差产生了高层从赤道指向极地的位势梯度， 空气向极 地运动并在两极下沉， 质量堆形成对流层下部自极地指向赤道的气压 梯度力，于是产

15、生自极地向赤道的气流，成为一个闭合环流，称作直 接热力环流圈。2）地球自转由于地球自转的影响， 单一的直接热力环流圈是不存在的， 在北半球 由赤道附近上升， 向北运动的空气受地转偏向力的作用， 逐渐转变为 向东的运动， 约在 30oN 附近气压梯度力与地转偏向力达到平衡， 空 气运动自西向东，在此发生辐合堆积，同时辐射冷却，使地面气压升高，产生下沉运动，下沉的空气分别向南向北辐散流去，其中向南的 气流在地转偏向力的作用下形成东北信风， 回到热带辐合带， 由此形 成哈得来环流。同理在极地， 受地转偏向力的作用， 在北半球形成自极地向高纬干冷 的东北风，其与从低纬哈得来环流圈的下沉辐散而向北运动的

16、西南暖 湿气流相遇，便形成了极锋，暖湿空气沿锋面滑升，到达对流层上部 时又南北分流，向北的一支在极地下沉，构成另一个直接环流圈，极 地环流。向南的一支在对流层上部与哈得来环流圈高层来自赤道的更 暖湿的空气在副热带相遇， 形成副热带锋区， 继而下沉构成间接环流 圈，费雷尔环流。 与极锋和副热带锋区分别对应为高空的极锋急流和 副热带西风急流，由于地球的自转，这种带状气流常呈波状，使南北 之间不同温度的空气进行热量和角动量交换。3）角动量交换（摩擦和地形的作用）单位质量空气绕地轴旋转的绝对角动量为：22M R cos uR cos地面摩擦和大气中的内摩擦时时刻刻都在消耗大气的动能， 阻滞大气 的运动

17、。空气与转动地球之间产生了转动力矩， 发生角动量输送。 通过摩擦作 用，大气在低纬东风带获得西风角动量， 在中高纬西风带消耗西风角 动量；通过山脉的作用，西风带大气损失西风角动量，极地和热带东 风带大气获得西风角动量而使东风减速。水平输送是靠平均径向风、 定常扰动（如平均槽脊）、非定常扰动（主要靠纬向环流中大型斜槽、 斜脊或长轴呈斜向的气旋或反气旋） 。垂直输送主要在低纬靠哈德莱 环流，在高空西风带靠大型涡旋来维持。4）海陆分布和大地形对大气环流的影响I 海陆分布与平均槽脊的形成海水比热比岩石大得多，且具有流动性，热容量大于陆地。冬季，大 陆是冷源，海洋是热源；夏季，大陆是热源，海洋是冷源。冬

18、季陆地 冷海洋暖，陆地上空等压面高度低于海洋，根据位势倾向方程，海洋 上空自西向东等压面逐渐升高， 大陆东岸形成冷性低槽， 而大陆西岸 出现高压脊。夏季则相反， 大陆东岸上空为高压脊，西岸上空出现低 槽。II 大地形作用动力作用：高原和山脉使气流绕行、分支、爬坡、越过，对大气环流影响显著。 例如，冬季青藏高原位于西风带内，迫使 500hPa 以下的西风急流 明显分支、 绕流、汇合，日本上空出现最大风速中心， 形成北脊南槽， 对南北两支西风作用稳定， 高原南部形成孟加拉湾低槽， 我国西南地 区处于槽前，常形成西南涡。高层西风爬坡通过， 迎风坡有利于反气旋性涡度加强， 背风坡有利于 气旋性涡度加强

19、， 对东亚大槽的形成有动力作用。 北美平均大槽的形 成除了海陆热力差异外，落基山脉的作用也很重要。热力作用：冬季高原是冷源，形成冷高压，使南支西风急流加速；夏季高原是热源， 高原南侧的温度梯度由北向南， 高原南侧西风消失 变为东风环流，使该地区的 HADLEY 环流反向，气流在高原上升， 在赤道地区下沉。 高原近地面层是热低压， 对流层上层出现最强大的 系统南亚高压，对流层低层出现最深厚的西南季风。综合影响：全球最大降水中心位于高原南坡东南部， 北部出现降水量很少的沙漠 地区；高原的阻挡使高原南部地区很少受到冷空气的直接影响， 但在 高原以东使冷空气的势力增强， 冬季在南海南部出现最强的北半球

20、向南越赤道气流。高原阻碍了水汽的向北输送，使我国西北地区干旱少 雨。3. 等压面图上槽脊振幅的变化与哪些因素有关?根据位势倾向方程:2 2-)_tfVg ? ( g f)P(Vg? W Cp p pdQdt以及算子简化：（变化与以下因素有关:2 2一 )_T，可知等压面图上槽脊振幅的1）相对涡度和地转涡度的地转风平流：短波（波长）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，槽加深；槽后脊前为负涡度平流，等压面高度升高，脊 加强；在槽线和脊线上，涡度平流为零，等压面高度没有变化。2 ）厚度平

21、流（温度平流）随高度的变化：暖平流区沿气流方向温度 降低，暖平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强），等压面高度升 高，有利于脊发展；冷平流区沿气流方向温度升高，冷平流（绝对值） 随高度减弱（随气压增加），等压面高度降低，有利于槽发展。3 ）非绝热加热随高度的变化：非绝热加热随高度增加（强对流潜热 加热高度以下各等压面上，如台风系统的发展），等压面高度降低， 有利于槽发展；非绝热加热随高度减小（感热加热，如地球表面对大 气的加热），等压面咼度将升咼，有利于脊发展。判断等压面图上槽、脊振幅的变化时，还应当考虑到：4）等高线散合（P218 ）：当等高线呈气旋性曲率并沿气流方向散开， 沿气流方向地转风

22、减小，有正的曲率涡度平流，等压面降低，利于槽 发展；反之有利于脊发展。 定性地，相对涡度平流的作用可概括为 （i ） 对称性槽（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。 （ii ）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。5）热成风涡度平流表示大气系统的斜压性，对于高空天气系统的发 展有很大作用。多数情况下，它与涡度平流的作用相互近似，只在一 些特殊情况下两项的作用才不一致，需要分开讨论。 （P221 222 ） 当槽中有正的热成风涡度平流， 槽将发展； 脊中有负的热成风涡度平 流，脊将发展。

23、6）地形（ P229 ）：气流过山时在迎风坡有上升运动，根据位涡守恒 原理，气旋性涡度减弱、反气旋性涡度增强，背风坡气流下沉，气旋 性涡度增强、反气旋性涡度减弱。因而高空槽移近大山脉时，在山前 填塞，山后重新发展；高空脊在山前加强，山后减弱。故西风槽东移 时，气旋形成在山脉东边的地区。 无明显天气系统东移时， 迎风坡常有地 形脊，背风坡有地形槽。青藏高原大地形对槽脊影响复杂。气流绕高 原而过，出现分支现象， 流线（等高线） 在高原南侧形成气旋式弯曲， 在高原北侧出现反气旋式弯曲。 由于侧边界摩擦， 高原东南侧形成气 旋式涡度（地面图上对应西南涡） ，在高原东北侧形成反气旋式涡度 （对应兰州高压

24、）。槽在高原东、西两侧时移速减慢，在高原上空时 移速加快或正常。脊在高原东、西两侧时，移速加快，在高原上空时 移速减性或正常。4. 什么是大气长波？长波的移动受哪些因素影响？（1 ）在半球范围的高空图上，中高纬地区的气流是围绕着极地的， 波状的西风气流。波状流型的波谷对应着气压槽，波峰对应着高压脊， 通常称之为西风波动，其中波长较长、振幅较大、移动较慢、维持时 间较长的波称为长波，也称行星波。（2）当假定大气运动是正压且水平无辐散的，流型具有正弦波形式 且宽度很大，南北无变异时，根据位涡守恒原理可求得波动移速：L2f 2 cosc U 2,c4 为波速，U为纬向基本气流速度，y R ，L为波长

25、。波速公式在600hPa面上最为适用，因为这层近于无辐散层， 与公式条件比较符合。由长波公式可以得到下列一些结论：1） 波速c与西风强度U有关，西风越强，波动向东移动越快；反之, 移动越慢。2）波速c与波长有关，波长越短，移动越快；波长越长，移动越慢。3）当其它情况相同时，由于B因子随纬度增大而减小，故波动在高 纬度移动较快，在低纬度移动较慢。4 ）波动的振幅越大，风的南北分量越大，西风分量越小，波动向东 移速就越小，甚至呈静止或西退；反之，当波动振幅越小时，向东移 速就越大。5）长波移动受地形因素影响，例如长波主槽自欧洲移入亚洲时会受 到青藏咼原阻滞等。6）当西风强度与波长达到一定数值时，可

26、使 c=0，波动静止。静止 波的波长为LS=2 n （U/ B ）*1/2，当L LS时，波动西退。5. 西风带扰动 定义：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化。 （寒潮爆发、副热带 高压的中期变动、大气环流高低指数之间的转换均与此有关） 特点：不同纬度带上槽脊的同位相迭加使振幅增大、 紧邻槽脊的相互 影响上下波游效应和能量频散原理： 上、下游长波系统之间的相互关系，通常称为 “上、下游效应 ”。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 （一般 大于基本气流的速度， 也大于波动本身的移动速度） 影响到下游地区 长

27、波系统的变化， 最后使广大范围内的环流形势发生变化， 叫做 “上 游效应 ”；反之，下游某地区长波系统的显著变化， 也会影响到上游， 使上游环流系统也随之发生转变， 则叫做“下游效应 ”。在长波调整 过程中，以上游效应最为重要。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。若群速度与波长有关，则表 示有“能量频散 ”。罗斯贝波就是一种能量频散波， 因为它的群速度 大于波传播的相速度。6. 简述大气环流季节变化的特征 北半球，冬季和夏季大气环流型式是基本的、稳定的，气环流的年变

28、化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， 两次突变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，突变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 失其他特征：南亚高压跃上高原 ,副高脊北跳到 25N 附近 , 高原上空东风 急流建立 ,平均槽脊由三变四个。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 立具体来说：（1）春季来临时的环流特征：南支西风急流（即副热带急流） 的强度在二月底三月初有一次显著的 减弱，由 60m/s 减至 40m/s 左右，位置仍在北纬 30 度以南。 北支 西风急流（即

29、极锋急流）位于北纬 40 度附近，强度没有变化，为 3540m/s.（2）夏季来临时的环流特征：六月初南支西风急流由北纬 34 度突然向北撤退至北纬 40 度以北， 中心强度稍减弱。高空东风建立，副高脊线北移至北纬 25 度附近。 西风带平均槽脊由冬季的三个变成四个。 低层冬季风退缩到北方， 且 达到最弱的程度； 夏季风在华南达有极盛， 在华中盛行并开始影响华 北。中国江淮流域和日本进入初夏梅雨季节。 这次变化即所谓的 “六 月突变”。（3）秋季来临时的环流特征：八月末九月初， 南支西风急流强度显著加强， 由 30m/s 增至 50m/s 并开始向南扩展，中心维持在北纬 40 度附近。高空东风开始南移。（4）冬季来临时的环流特征：十月中旬高空西风带明显向南扩展，