天气学原理和方法

1、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？方向指向一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?V6、地转偏向力的几个重要特点？（1）地转偏向力A与Q相垂直，而Q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，

2、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）?018、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？P260?1?p?g?z10、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

3、，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。P3613、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。P3614、地转风速大小与水平气压梯度力成正比，等压线密集

4、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。P36-3715、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。P3716、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。P3717、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。P4018、在大尺度运动系统中，低压与

5、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。P4119、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。P4320、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。P4321、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。P4422、流线是指某一固定时刻，处处与风向相

6、切的一条空间曲线。流线能表现在某一时刻的天气图上。P4423、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。P4424、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。P4721、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。P4822、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。P4924、正压大气：当大气中密度的分布仅仅随气压变化即：p=p（p）;没有热成

7、风，地转风不随高度变化。等压面=等密度面=等温面（重合）P5025、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，=p（P，p3T），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。P50-5126、D=V-Vg27、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DoP51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P5228、变压风：地转

8、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。P5529、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。P5530、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。P5731、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

9、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。410、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

10、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

11、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

12、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

13、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（69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（）（

14、、）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

15、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61、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?y1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

16、中的应用：?2?（?）?fVg?（?g?f）?2?P?tf2?f2R?dQ（?Vg?）?P?pcpp?pdt2f2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3000km）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，

17、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、如何利用方程来定性诊断大气的垂直运动？（?2?f?2?）?fVg?（?g?f）2?p?p?RdQ?2（Vg?）?2?pcppdt2当涡度平流随高度增加时，有上升运动（0）。在暖平流区，有上升运动0；在非绝热加热中心有上升运动074、利用涡度方程、位势倾向方程和方程来定性分析温带

18、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12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

19、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

20、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

21、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

22、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66.5N以北和66.5S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

23、/秒。94.4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

24、.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3555N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

25、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。L2）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

26、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：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；暖高压至

27、少维持三天以上；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4050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

28、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510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

29、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。

30、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.

31、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?2H?H?Ks?2H（?），其中：f2?s?n?n?s?s?n2a）第一项为疏密项。b

32、）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。1314.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：?H0?HRP01dQ?ln?V?T?（?d?）?t?t9.8Pcpdta）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

33、（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

34、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

35、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

36、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

37、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（MOS15法）两种。39.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

38、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（C）温度负距平绝对值（C）冷空气强度等级105寒潮894强冷空气570（未饱和空气）或YdY（饱和空气）时，如有上升运动0），当地气温就将下降；而有下沉运动侦0）就会引起局地气温上升。非绝热因子对气温局地变化的影响霜与霜冻预报当近地面的温度下降到0C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0C以下时就要遭受冻害，所22以中央气象台就把地面最低

39、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。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。寒露风及其预报雨凇的预报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0-5C（其中以01C出现雨凇的机率为最高）。地面风向多为N-NE700百帕强劲西南风带来暖湿空气在江南700百帕图上温度可达46C，长

40、江以北700百帕暖空气温度略低，在04C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。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，

41、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38克/千克（对北京来说，比湿5克/千克），是出现大、暴雨的

42、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

43、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（TTd）2C的区域作为饱和区，（TTd）45C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390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

44、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pqV,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

45、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

46、上式由地面（pO）到某层（p）积分得：（7.19）式中pO,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po）,反之，有下沉运动。因此，可以根据（7.20）式用大气低层风场的水平散度大致估计对流层中层的垂直运动，一般大气中层垂直运动较高层低层大，与降水的关系密切。若对连续方程由大气层顶（p=0）到p层积分则得；25因为在大气层顶0=0,所以上式可以写成：（7.21）其意义是p层的垂直速度也可由p层以上的水平散度之和来决定。当水平散

47、度之和为辐散时，p层有上升运动（cop12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，

48、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，

49、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：LvL0不稳定（非地转适应）LL0稳定（地转适应）式中R0=Cm/f称为Rossby变形半径。（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。（五）低空急流

50、的活动1、华南前汛期的低空急流可分为三类：、南移类；、北移类；、复合（1）（2）（3）类。2、边界层急流定义：低空急流的下方边界层内常伴有偏南风最大风速轴，当其风速达到12米/秒以上时称为边界层急流。暴雨就发生在这两支急流交点的北侧，其几率几乎达到100。五、天气尺度系统对暴雨的作用天气尺度系统对暴雨的作用主要表现在以下几个方面37（一）制约和影响形成暴雨的中尺度系统的活动（二）供应暴雨区的水汽式中为单位面积的整个大气柱中的凝结量。上式说明，整层大气的水汽凝结量（即降水量）等于该大气柱中的水汽通量辐合与水汽局地变化之和。暴雨区水汽辐合主要集中于低层，900hp附近最大，向上向下减少。600hp

51、以上已转为辐散。（三）对暴雨作用的天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104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

52、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，

53、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

54、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Q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

55、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

56、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。、393、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（-20C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

57、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

58、（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-a）（20-200公里的为中、卩）（2-20公里的为中-Y）、，我们通常说的“中系统”是中-卩，中-a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

59、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（850500hPa）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、y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；Y递减率）；Ys表

60、示（湿绝热递减率）,Yd表示（干绝热递减率）。在（YYd（Ys）叫绝对不稳定；YYd）叫绝对稳定，ydyys）（叫条件不稳定。4021、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