大纲知识点总结14、天气学

第四部分天气学（刘炼烨）大气环流；气团和锋；西风带大型扰动和大型天气过程；降水天气过程；寒潮天气；中小尺度对流系统及对流性天气；热带和副热带地区的天气系统第一章大气环流一、掌握大气环流的概念：一般来说，大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。二、掌握热力环流的概念：假定地球表面性质都一样，地球也不旋转，那么由于太阳辐射不均匀，南北方向上的温度差就产生了高层有从赤道指向极地的位势梯度。在位势梯度力的作用下，空气就产生向极地运动，空气在极地冷却将下沉，质量堆积又造成对流层下部有指向赤道的气压梯度力，也就产生了由极地向赤道的气流。空气在低纬加热将垂直上升，就构成了一个南北向的闭合环流。其特征是：在赤道附近为上升运动，极地为下沉运动，北半球高空为南风，低层为北风。这种环流圈是由于大气加热不均匀造成，故又称为直接热力环流圈。但由于地球有自转，存在地转偏向力，地球表面性质也并不单一，所以这种单一的环流圈实际上是不存在的。三、了解三圈环流的形成原理和科学假设：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。在赤道附近低层存在东北信风与东南信风汇合的地带称为赤道辐合带，暖空气在辐合带中上升到对流层上部向南北极地方向流动，由于地转偏向力的作用，到达副热带上空形成质量堆积，从而形成了副热带高压，并产生下沉气流，这支下沉气流到达低空时，分为向北、向南两支气流，一支向南流动到达赤道辐合带，形成了哈得来环流圈；另一支向北流动到达中高纬度，与极地下沉向南流动的冷空气，在中高纬度地区汇合形成极锋锋区，并沿极锋上升到对流层上部时，再分成两支向北、向南气流，其中向南的气流到达副热带地区下沉，形成了费雷尔环流圈，并在对流层上部形成副热带锋区；另一支向北气流到达极地上空冷却下沉形成了极地环流圈。四、了解极地环流状况：1、1月：北半球1月份500hPa平均图上，极地涡旋断裂为两个闭合中心(图4.4)，一个在格陵兰西侧与加拿大之间；另外一个在亚洲的东北部，极地是一个槽区。700hPa平均图基本上与500hPa一样，在新地岛500hPa平均图上有槽的地方，在700hPa上是一个闭合的小低压，其他两个位于格陵兰与加拿大之间及亚洲东北部的低中心，在700hPa上的位置比500hPa偏向东南（图4.20a）。在地面图上，则基本上是一个高压带。但冰岛低压很强大，向大西洋的极圈伸出一个槽，约占极地一半面积。2、7月：气压系统明显减弱，500hPa极地涡旋中心在极点附近（图4.5），700hPa低中心也在极点附近，低压中心的轴线几乎垂直，地面图上除了在加拿大地区尚有一闭合低压中心外，其他系统不明显。极地地区，地面图上多年平均气压是高压。五、了解冬夏季全球平均纬向风分量和经向风风量分布：1.平均纬向风分量的经向分布。在中高纬度的对流层中冬、夏季均为西风，冬强夏弱。在低纬度对流层中冬、夏季基本上都是东风区，东风夏强冬弱（图4.1）。2.平均经向风分量的经向分布。平均经向风速最大只有3.5米/秒，比平均纬向风速小得多。北半球冬季经向环流较强。六、掌握大气活动中心的概念：大气活动中心是指在海平面气压图上出现的永久性或半永久性的支配大范围区域内大气运动的高压或低压。如太平洋副热带高压、格陵兰高压、冰岛低压、阿留申低压等。七、了解对流层各个层次大气环流的平均状况：1、对流层中部：冬季（图4.4），对流层中部(500hPa)极地低压(极涡，两中心)。西风带有三个大尺度平均槽脊。槽的位置分别在亚洲东岸、北美东部、欧洲东部；脊的位置分别在阿拉斯加、西欧沿岸、青藏高原。夏季（图4.5），对流层中部(500hPa)极地低压(极涡，一中心)。西风带偏北,平均槽脊,中高纬有四个较弱的槽。槽的位置分别在亚洲东岸、北美东部、欧洲东部、青藏高原。其间脊的位置不清楚。2、对流层底部：冬季（图4.6）,存在两个强大的低压。分别为：冰岛低压、阿留申低压。它们也被称为半永久性大气活动中心。此外存在三个冷高压。其中最强的冷高压中心位于蒙古人民共和国；另外两个中心分别位于北美大陆和格陵兰大陆。夏季（图4.7）,亚洲大陆为一个大低压。冰岛低压和阿留申低压都大大地减弱。此外有三个高压。分别为太平洋副热带高压(夏威夷高压)、大西洋副热带高压(亚速尔高压)、格林兰高压。八、掌握高空急流的概念和形成原理：高空急流是指在对流层上部环绕地球的窄而强的气流带，它的中心最大风速必须大于或等于30m/s，风速水平切变量级为每100km5m/s，垂直切变量级为每千米5～10m/s。副热带急流的成因可以用大气角动量平衡加以说明。由于哈得来环流的作用，低纬度暖空气上升至高空后再向北输送，在高空没有外力矩的作用下，向北输送的空气块要保持绝对角动量守恒。因此,西风(u>0)随着气块所处的纬度(φ)增加而加强。西风因纬度增加而增强的数值是可观的，以致在副热带纬度带上空产生了副热带急流。在急流形成的同时，急流轴的南侧向极区行进的空气在该处堆积而下沉，形成了对流层中部和下部副热带高压带。极锋急流，主要是靠大气中大尺度涡旋输送能量来维持的。中纬度对流层中、上部的大气经常处于扰动状态，出现各种长波系统。这些扰动在把热量向极地净输送的同时，又把副热带上空的大角动量往极地方向输送，把中、高纬的小角动量往低纬输送，造成角动量向中、高纬的净输送。因此，角动量在中纬度集中，就形成了极锋急流。热带东风急流的形成，同夏季在青藏高原和北非上空对流层上部出现强而稳定的暖性反气旋有关系，在这种反气旋的南侧,出现了很强的气压梯度,往南流的空气在科里奥利力作用下，形成了强大的东风急流。此急流的强度和位置的逐年变化，同印度季风和北非的旱涝有很大关系。九、了解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。十、掌握东亚环流的特点：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。第二章气团和锋一、掌握气团的概念、气团变性和气团的分类方法：气团是指气象要素水平分布比较均匀的大范围的空气团。在同一气团中，各地气象要素的垂直分布几乎相同，天气现象也大致一样。气团的水平尺度可达几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米，常常从地面伸展到对流层顶。当气团在广大的源地上取得大致与源地相同的物理属性后，离开源地移至与源地性质不同的下垫面时，二者之间又产生了热量与水分的交换，则气团的物理属性又逐渐发生变化，这种变化称为气团变性。老的气团变性过程亦是新的气团形成的过程。气团的分类法，主要有按地理分类和按热力分类。1.地理分类法：以北半球为例，北极地区形成的气团称为极地气团；在副热带高压及其以南的广大信风区形成的气团称为热带气团。赤道地区形成的气团成为赤道气团。极地气团和热带气团又有大陆性和海洋性之分。2.热力分类法：根据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来划分的。按照这种分类法，气团可以分为暖气团和冷气团两种类型。当气团向着比它暖的下垫面移动时，称为冷气团，冷气团所经之处气温下降。相反，当气团向着比它冷的下垫面移动时，称为暖气团，所经之处气温将升高。二、掌握锋面、锋区和锋线的概念：天气图上温度水平梯度大而窄的区域，如果它又随高度向冷区倾斜，这样的等温线密集带通常称为锋区。所谓锋区就是密度不同的两个气团之间的过渡区。锋区的宽度约为几十千米到几百千米，一般是上宽下窄，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，称为锋面。锋面与地面的交线称为锋线。三、掌握锋面的热力分类方法：根据锋在移动过程中冷、暖气团所占的主、次地位可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。1.冷锋：锋面在移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋面称为冷锋。冷锋过境后，冷气团占据原来暖气团所在位置。2.暖锋：锋面在移动过程中，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋面称为暖锋。暖锋过境后，暖气团占据原来冷气团所在位置。3.准静止锋：当冷暖气团势力相当，锋面移动很少时，称为准静止锋。在这期间，冷暖气团势力相当，互相对峙着，有时冷气团占主导地位，有时暖气团占主导地位，使锋面来回摆动。4.锢囚锋：暖气团、较冷气团和更冷气团（三种性质不同的气团）相遇时先构成两个锋面，然后其中一个锋面追上另一个锋面，即形成锢囚。将冷锋后部冷气团与暖锋前面冷气团的交界面称为锢囚锋。锢囚锋可分为三种，如果暖锋前的冷气团比冷锋后的冷气团更冷，其间的锢囚锋称为暖式锢囚锋；如果冷锋后的冷气团比暖锋前的冷气团更冷，其间的锢囚锋称为冷式锢囚锋；如果锋前后的冷气团属性无大差别，则其间的锢囚锋称为中性锢囚锋。四、掌握锋面附近气压场、温度场、风场的特征：1、气压场：锋面两侧的气压梯度不连续，等压线通过锋线时产生折角，并且折角指向高压，锋区处在低压槽内。2、温度场：锋区内温度的水平梯度远比其两侧气团中大；锋区走向与地面锋线基本平行；锋区在空间上是向冷空气一侧倾斜，所以高空图上锋区的位置是偏在地面锋线的冷空气一侧；等压面高度越高，向冷空气一侧偏的越多；等温线越密集，水平温度梯度越大，锋区越强。3、风场：由于锋线是处于低压槽内，而风场与气压场有地转风近似关系，所以，锋线两侧风场是气旋性切变。五、掌握锢囚锋的概念：暖气团、较冷气团和更冷气团（三种性质不同的气团）相遇时先构成两个锋面，然后其中一个锋面追上另一个锋面，即形成锢囚。将冷锋后部冷气团与暖锋前面冷气团的交界面称为锢囚锋。锢囚锋可分为三种，如果暖锋前的冷气团比冷锋后的冷气团更冷，其间的锢囚锋称为暖式锢囚锋；如果冷锋后的冷气团比暖锋前的冷气团更冷，其间的锢囚锋称为冷式锢囚锋；如果锋前后的冷气团属性无大差别，则其间的锢囚锋称为中性锢囚锋。六、掌握各类锋面附近天气现象和锋面降水特征：锋面附近由于冷暖空气的作用，经常出现云雨天气，由于各地区的地理条件和季节不同，空气中水汽条件不同以及锋面的强度不同和高空低槽的配置不同，锋面附近的云雨天气也很不一样。1、冷锋天气1)冷锋前坏天气。当700hPa高空槽线位于地面锋线附近或锋前时，锋前由较远处向锋线一般依次出现下列云系：卷云→卷层云→高层云或复高积云→降水性高层云或雨层云或层积云等。高空槽和冷锋过后，偏北风加大，云层变薄，天气即转好（图2.12）。若冷锋前的暖空气比较干燥，则锋前后均无云，锋面过境只出现风沙或吹雪，这种锋也称为干冷锋。在夏半年，暖空气层结不稳定时，由于锋面猛烈抬升，锋前可形成积雨云并伴有雷阵雨天气，如图2.13。2)冷锋后坏天气模式，如图2.14所示，当700hPa的高空槽线落在地面锋线的后面时，如果暖空气比较湿而稳定，则锋前的天气由晴转多云天气，冷锋过后，风雨交加，700hPa高空槽过后大雨即停，转为中云天气。待500hPa高空槽过后才会转为晴或高云天气。但在高寒地区，如严冬季节在东北和西北地区，锋上仅有卷层云，也有降雪。如果暖空气已层结不稳定，则在雨层云中可能发展成积雨云和雷阵雨天气。2、暖锋天气：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而决定。若暖锋低层辐合明显，且700hPa槽线或气旋式曲率大的地方大致在地面暖锋上空，则暖锋前降水较大；若700hPa槽线或气旋式曲率大的地方在暖锋后很远，而暖锋上空700hPa等高线又具有反气旋曲率，则降水将在暖区发展。若暖空气层结不稳定，暖锋上也可发展积雨云和雷阵雨天气；相反，当暖空气很干燥，水汽含量很少时，锋面上可能只有中高云，甚至无云出现。3、准静止锋天气：当处在高压控制下，锋上暖空气中没有显著的云，在锋面稳定层下有冷湿空气沿地形抬升而形成层积云，锋上暖空气较干，沿锋面则没有明显的云系出现（图2.16a）。若锋上暖空气有较强的上升运动，准静止锋停滞在某地时，就使该地区产生连阴雨天气（图2.16b）。4、锢囚锋天气：如图2.17所示。暖式锢囚锋，云雨区出现在地面锋线前面（更冷空气一侧），图中(a)。冷式锢囚锋，云雨区出现在地面锋线后面（更冷空气一侧）,图中(b)。可见云雨区多出现在锋的冷空气一侧，其原因是因为云雨的形成，多数是由冷空气把暖空气抬升的结果。七、掌握锋生的概念：从锋面的基本定义出发，锋生是指密度不连续性形成的一种过程，或是指已有的一条锋面，其温度（或位温）水平梯度加大的过程。从实际工作中出发，则当锋在地面图上表现清楚的程度加大，各要素场特征变化比前时刻更明显，锋附近天气现象也加强时，就称为锋生。绝大多数情况下，这两种的理解是一致的。八、理解锋生公式的意义：锋面的锋生和锋消的过程可以用锋生函数来描述。锋生函数定义为：。表示位温水平梯度的绝对值。选择x轴平行于锋（或锋生线），则；。y轴由冷空气指向暖空气，即由位温低值指向位温高值且与等位温线垂直，所以F>0表示锋生F<0表示锋消。 锋生的条件锋消的条件九、了解我国主要锋生带：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这两个地区，常称之为南方锋生带和北方锋生带。这两个锋生带随高空锋区的季节变化而相应地发生位移。自春到夏，锋生带逐渐北移，自夏到冬，则逐渐南移。第三章西风带大型扰动和大型天气过程一、理解准地转理论：地转是气压梯度力和地转偏向力结合的结果。气压梯度力令空气由低压流向高压，而地转偏向力使风偏转。越往大气的高层，风速越大，地转偏向力也随之增大，使风向越来越偏，到最后气压梯度力与地转偏向力相等，并且方向相反，风沿等压线吹去，最终与等压线平行；气压梯度力和地转偏向力共同作用产生的风叫地转风，这是地转理论的基础。地转理论完全忽视摩擦力的存在。而准地转理论建立于地转理论之上，加上了摩擦力项。也就是说越往高层的风越近似于地转，而越近地面层的风越是准地转。即气压梯度力、地转偏向力和摩擦力三力共同作用产生准地转风，这是准地转理论的基础。二、掌握位势倾向方程和ω方程的应用：为位势倾向方程，它表达了等压面位势高度φ的局地变化与绝对涡度平流、温度平流以及非绝热加热等因子有关。为ω方程，它表达了大尺度空气运动中垂直速度ω与与绝对涡度平流、温度平流以及非绝热加热等因子有关。三、理解温带气旋和温带反气旋的概念：气旋（反气旋）是占有三度空间、在同一高度上中心气压低（高）于四周的大尺度涡旋。在北半球，气旋（反气旋）范围内的空气作逆（顺）时针转动，在南半球其旋转方向相反。四、了解温带气旋和反气旋的分类方法：1、气旋，按其活动区域，可分为温带气旋和热带气旋两大类；按其热力结构，可分为锋面气旋和无锋面气旋两大类。2、反气旋，按其活动区域，可分为极地反气旋，温带反气旋和副热带反气旋三大类；按其热力结构，可分为冷性反气旋（如地面图上的冷高压）和暖性反气旋（如副热带高压）两大类。五、了解温带气旋生成和发展的生命史：1、波动阶段图3.11a,气旋发生前，高纬度为东风、冷区；低纬度为西风、暖区。中间有一条锋面。图3.11b，开始出现波动。冷空气向南侵袭，暖空气向北扩展，出现冷暖锋面及锋面降水。地面图上开始出现低压中心，比周围气压低2～3百帕，低压中心沿暖气流方向移动，24小时可移动十几个经距。2、成熟阶段图3.11c和图3.11d为成熟阶段。波动振幅增加，冷暖锋进一步发展，雨区扩大，降水增强。地面图上闭合等压线增多，中心气压值可比外围低10～20百帕。低压移动速度比波动阶段略慢，24小时约移动10个经距。这个阶段也称为青年气旋阶段。3、锢囚阶段图3.11e和图3.11f为锢囚阶段。锢囚开始时，冷暖锋相遇并相互叠置，暖空气被抬离地面，气旋涡旋在低层为冷涡旋。降水强度及范围均增大。随锢囚的加深，冷涡旋的厚度也愈来愈厚，此时地面图的低压中心气压较四周低20百帕以上，移速大大减慢。4、消亡阶段图3.11g和图3.11h为消亡阶段。气旋逐渐与锋面脱离，成为冷涡旋，受地面摩擦作用慢慢填塞消失。完成这四个阶段一般要5天左右。但东亚地区经常在3天左右即可完成。六、掌握锋面气旋天气：天气特征随锋面气旋发展阶段、季节和地区的不同而有差异。但一般讲：在锋面气旋波动阶段，坏天气（云雨）区域不大；在锋面气旋发展阶段，坏天气区域迅速扩大，风速普遍增大；在锋面气旋锢囚阶段，气旋区域内地面风速较大，坏天气区域较对称地分布在锢囚锋两侧，坏天气强度达最强；在锋面气旋进入消亡阶段，云雨也随之减弱消失。七、理解阻塞高压和切断低压的概念和建立过程：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会被暖空气切断，在南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。它在对流层中、上部表现较为清楚，在地面图上是一个冷性高压与它对应。在脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系被冷空气所切断，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。阻塞高压是高空深厚的暖性高压系统，其地面常是变性冷高压，其上部对流层顶附近（200百帕）为冷中心。八、掌握阻塞高压和切断低压产生的天气：阻塞高压与切断低压经常是同时出现，人们常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出现并且形势稳定。它的建立、崩溃、后退常常伴随着一次大范围环流型式和天气的强烈转变，如冬半年的强冷空气或寒潮爆发、夏半年的大尺度雨带的变化。第四章降水天气过程一、理解云的形成过程：云是空气中的水汽在上升过程中绝热膨胀冷却凝结而成。二、了解暖云降水、冷云降水的特征：一般认为云滴增大的过程有两种。一种是云中有冰晶和过冷却水滴同时并存，在同一温度下（以-10℃到-20℃之间为最有利），由于冰晶的饱和水汽压小于水滴的饱和水汽压，致使水滴蒸发并向冰晶上凝华，这种所谓的‘冰晶效应’能使云滴迅速增大而产生降水。另一种是云滴的碰撞合并作用。当云层较厚，云中含水量较大并有一定的扰动时，则有利于云滴的碰撞合并，使云滴增大形成降水。三、理解形成降水的基本原理和暴雨形成的基本条件：1、某一地区降水的形成过程，从机制来分析，大致有三个过程：首先是水汽由源地水平输送到降水区，这就是水汽条件。其次是水汽在降水区辐合上升，在上升中绝热膨胀冷却凝结成云，这就是垂直运动条件。最后是云滴增大变成雨滴而下降，这就是雨滴增大的条件。2、形成暴雨需要充足的水汽供应、强烈的上升运动以及较长的持续时间。四、掌握水汽方程和降水率的意义：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。理论上是根据空气中水汽含量的凝结率来计算降水率（用符号I表示）。由于比湿q的物理含义是：单位质量（克或千克）湿空气中含有多少（克）水汽质量。所以单位时间内，单位质量湿空气中水汽的凝结量c为，而单位时间内，单位体积湿空气的水汽凝结量（也称为凝结率）为，式中ρ为空气密度。考虑一底面积为单位面积，厚度为dz的气柱，其水汽凝结率为，假设所凝结出来的水量，都作为降水在瞬时内下降至地面，那么，上式就是这个dz厚度的湿空气，在单位时间内对地面降水量的贡献。从地面到大气层顶部的气柱内各个dz厚度对地面降水量关系的总和。降水率用积分式表示，则为在上式中必须规定，而且湿空气是饱和的，即（饱和比湿），或接近饱和的，否则就可能出现不合理的，负的降水率。用静力学关系代入上式，并得：这就是单位时间内降水量（即降水强度或降水率）理论公式。如欲计算某一时段内的总降水量W，则将上式对时间积分，得：，五、了解各种尺度的天气系统在降水中的作用：大尺度天气系统：西风带长波槽、阻塞高压、副热带高压、热带环流，它们大致决定了雨带发生的地点、强度和持续时间。中尺度天气系统：低空切变线、低空低涡、高空冷涡、低空急流等，在这些系统的有力结合下，可以形成各种强降水。六、理解低空急流的概念及其对暴雨所起的作用：低空急流是位于600～900hPa之间的水平动量集中的气流带，风速≥12m/s。低空急流可输送暖湿空气，促使大气不稳定；低空急流前方正切变涡度区产生上升运动，提供移动冲击力并加强扰动，触发不稳定能量释放；急流最大风速中心前方由明显水汽辐合和强上升运动，利于强对流的连续发展。七、了解地形和摩擦对降水的影响：1、地形的动力作用，表现为强迫抬升和地形辐合，即加强动力上升运动或使系统性的风向发生改变。2、地形的云物理作用，表现为改变降水形成的云雾物理过程，使得已经凝结了的水分，高效率地下降为雨，从而增加降水量。3、摩擦对于降水的重要贡献主要是提供了降水的水汽来源。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，会出现摩擦辐合，并有上升运动形成，有利于将雨区四周摩擦层中的水汽集中地向高层输送，从而使降水加强。八、了解江淮切变线、西南涡的概念和特征：1、6月到7月初副热带高压脊位置移到22°～25°N，这时切变线多位于江淮流域，称之为江淮切变线。1）江淮切变线的降水据湖北省中心气象台统计，在夏半年，由于江淮切变线产生的暴雨，占全部暴雨日数的41％，就整个江淮地区统计，有暴雨的切变线过程占全部切变线过程的76％，6、7月更甚，占90％以上。这就是说，大多数江淮切变线过程都能带来暴雨。一个切变线过程有时还会带来5～7天的暴雨。江淮切变线的降水区多位于地面锋线的北部、700百帕切变线以南的地区。这是一位700百帕切变线以南的偏南气流一方面可将南方的湿空气不断输送过来，另一方面这股气流沿着锋面向上滑升形成降水。偏南风速愈大，锋面坡度愈陡，则上升运动愈强从而降水量也愈强。冬半年锋面坡度较小，水汽供应也较少，大气较稳定，因而多连续性降水，雨区较宽而雨量较小。夏半年则不同，由于锋面坡度陡、水汽供应多，大气又不稳定，切变线上常出现雷阵雨，降水区窄而降水量大。切变线上降水分布并不均匀，只有在辐合较大、水汽供应较充足的地区，如西南涡沿切变线东移的地区，才有较大的暴雨。2）江淮切变线的形成当江淮流域高空500百帕图上西风气流较平直，西太平洋副热带高压呈东西向时，从西经河西一带东移的西风槽比较平浅，多不发展。这时700百帕槽线在移动过程中，南端受到副热带高压的阻挡，而停滞或移动缓慢，而北端则继续东移，逐使槽线顺转而成为东西向的切变线（图7.33）。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。小高压主要是在平直西风环流下，由于高原的侧向摩擦作用而产生的。3）江淮切变线的移动切变线形成后，移动一般比较缓慢，江淮切变线也是如此。其移动规律是：当高空槽加深，地面气旋发展时，处于槽后的切变线南移；冷锋式切变线南移，暖锋式切变线北移。一般发生在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；如西太平洋副热带高压脊势力加强而北上时，则整个切变线也北抬；反之，如高压脊势力减弱而向东南撤退，则整个切变线也南移。4）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，称为切变线的转换。当旧切变线在江淮地区维持时，如从河西走廊又有一个新的较强的西风槽东移,则新槽前的旧小高也东移，并逐渐与副热带高压合并，于是旧的切变线的东段南压消失。而旧小高后部还有低涡东移，这时旧切变的西段由于处于旧小高后部与涡前部的偏南气流主，就变成暖式切变线而北上，并逐渐与新槽相接，形成北槽南涡形式。然后，在低槽低涡东移过程中，新槽的槽线逐渐顺转，变为新的切变线，而新槽后的小高代替了旧的小高。5）江淮切变线的消失这个过程常伴随着高空由纬向环流转变为经向环流。其过程大致有两类：切变线南移逆转为西风槽而消失；切变线北方小高压合并于副热带高压而消失。2、低空低涡多存在于离地面2～3公里的低空，它是造成我国降水，尤其造成暴雨的重要天气系统。西南涡一般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公里左右。1）西南涡的形成a.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，由于高原的阻挡，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用而产生气旋性涡度，从而形成低涡。b.500百帕面上有高原槽东移。槽前的正涡度平流造成低层减压，是西南低涡形成的一个重要因素。c.700百帕图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。通常当华北高压脊或高压中心东移时，在其后部的偏东南气流与副热带高压西北边缘的西南气流之间，若在四川构成一辐合线则易有西南涡形成。另外，江淮切变线的西端也易形成西南涡。以上三种作用中，地形作用是天天存在，然而西南涡并非天天出现。因此，预报工作主要着眼于500和700百帕图上环流条件。2)西南涡的移动a.根据1956～1958年三年资料统计，有59％的西南涡是不大移动，在维持12～24小时就原地消失，而有41％的西南涡移出四川。b.移动路径大致有三条：一条是向东南方向移动经湖南福建出海；二是沿长江东移入海；三是向东北方向移动，到华北出海。⑶太平洋副热带高压位置偏南，低涡多向东南方向移动；副高强度较弱或正常低涡向正东方向移动；若东部无大槽，副高较强，低涡多向东北方向移动。c.西南低涡移向与相应的500百帕上气流方向基本一致，但略偏南些；移速为500百帕上风速的50～70％。d.位于切变线上的西南涡，常沿切变线东移。3)西南涡的发展西南涡在原地发展不大，只有在东移过程中才能发展。4)西南涡的天气西南涡在原地时，可以产生一些阴雨天气。当低涡移出时，绝大多数都有降水发生，而且雨量可达暴雨程度。九、了解中国暴雨的类型及各个类型的主要特征：在业务实践中可按照暴雨发生和影响范围的大小将暴雨划分为：局地暴雨，区域性暴雨，大范围暴雨，特大范围暴雨。局地暴雨历时仅几个小时或几十个小时左右，一般会影响几十至几千平方千米，造成的危害较轻。但当降雨强度极大时，也可造成严重的人员伤亡和财产损失。

区域性暴雨一般可持续3～7天，影响范围可达10～20万平方千米或更大，灾情为一般，但有时因降雨强度极强，可能造成区域性的严重暴雨洪涝灾害。特大范围暴雨历时最长，一般都是多个地区内连续多次暴雨组合，降雨可断断续续地持续1～3个月左右，雨带长时期维持。第五章寒潮天气过程一、理解寒潮的概念：寒潮天气过程是一种大规模的强冷空气活动过程。主要特点是剧烈降温和大风。有时还伴有雨、雪、雨凇或霜冻和沙尘暴。二、了解寒潮强度划分和天气特点：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。具体规定如下表所示：过程降温（℃）温度负距平绝对值（℃）冷空气强度等级≥10≥5寒潮8～94强冷空气5～7≤3一般冷空气全国范围内取30个代表站分为5个区，一个区内有3/5的站有冷空气活动，则定为该区有冷空气活动。当一次冷空气影响2-5个区并达到相同等级，并且其中包括华北和长江2个区，称为全国类；只影响北方2或3个区，称为北方类；只影响南方2个区的称谓南方类。从1951-1980年资料统计，平均每年有各类寒潮4.5次，其中全国类2.1次，北方类1.1次，南方类1.3次；各类强冷空气有6.3次，其中全国类3.8次，北方类2.1次，南方类0.4次。一年中出现各类寒潮最多可达9次，如果加上强冷空气最多共有17次。而出现寒潮最少的一年只有2次，加上强冷空气活动也只有6次。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。可见每年12月，1-2月虽然是天气最冷季节，但不是寒潮天气高发时期。三、掌握寒潮爆发路径、爆发过程和条件：冷空气从关键区进入我国有四条路径：1、西北路（中路），经蒙古到达我国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区。沿这条路径下来的冷空气，在长江以北地区所产生的寒潮天气以偏北大风和降温为主，到江南以后，则因南支锋区波动活跃，可发展伴有雨雪天气。2、东路，经蒙古到达我国东北和华北北部，在冷空气主力继续东移的同时，低空的冷空气折向西南，经渤海移到华北，再从黄河下游向南到达两湖盆地。沿这条路径下来的冷空气，常使渤海、黄河、黄河下游及长江下游出现东北大风，华北、华东出现回流，气温较低，并有连阴雨雪天气。3、西路，冷空气经新疆、青海、西藏高原东南下，对我国西北、西南及江南各地区影响较大，但降温幅度不大，不过当南支锋区波动与北支锋区波动同位相而叠加时，也可造成明显的降温。4、东路加西路，两股冷空气常在黄土高原东侧，黄河、长江之间汇合，造成大范围的雨雪天气，及大风和明显降温天气。寒潮天气过程实质上是强冷空气向南侵袭我国的过程。冷空气积聚是寒潮爆发的必要条件。冷空气在高空图上表现为一个冷中心或冷舌。相应地在地面图上有冷高压活动，冷高压前沿有一套寒潮冷锋，冷锋所到之处若没有特殊地形，则在相同的辐射条件下一般都要引起温度剧降、气压急升及偏北大风。四、掌握寒潮天气系统和天气过程：1、极涡极涡在温度场上看，它是极地地区大范围的寒冷气团。在气压场上看，地面图上表现为冷高压；700和500百帕高空图上表现为冷低压，流场为一个绕极区的气旋式涡旋，故称为极涡。极涡代表了大范围寒冷气团的象征。极涡的移动也就是极地寒冷气团的移动，极涡中心偏向于极地哪个方向，寒冷的气团就偏向于哪个方向。所以极涡是寒潮天气过程的重要成员之一。极涡中心出现频数最多的地区是以极地为中心向亚洲北部新地岛以东的喀拉海、太梅尔半岛和中西伯利亚伸展，另一端则伸向北美洲的加拿大东部。极涡在某一地区稳定持续天数平均超过5天，在亚洲地区更为稳定，最长达35天。极涡的移动路径主要有三种类型：1）经向性运动，极涡中心从一个半球经极地移到另一半球。其中由西半球经极地向西北利亚移动的极涡主要集中在前冬。而向相反方向移动则大多发生在后冬；2）纬向性移动，大多发生在欧亚大陆的高纬度地区。3）转游性运动，主要在极区的亚洲部分和喀拉海-新地岛一带，转游的方向大部分是向西的，过一段时间后又转回原来的出现地附近。极涡中心分布特点，按100百帕的环流可分为四种类型：1）北半球只有一个极涡中心，位于80°N以北的极点附近，称为绕极型；2）偏心型，北半球也只有一个极涡中心，但位于80°N以南。北半球呈不对称的单波型，欧亚大陆高纬度为一个椭圆型冷涡；3）偶极型，极涡分裂为两个中心，中心分别位于亚洲北部和加拿大，整个北半球高纬度环流呈典型双波绕极。4）多极型，北半球有三个或三个以上极涡中心，整个半球形成三波绕极分布，波槽的位置与冬季平均大槽的位置接近（在亚洲东岸、北美东部和欧洲东部）。亚洲高纬度上空维持一个强大的极涡，对我国的寒潮天气过程有很好的指示意义。根据1962-1971年的历史天气图资料，分析发现所有中等以上强度的大范围持续低温的冷空气，都是出现在北半球对流层中上部，极涡发生一次断裂分为两个中心，即形成偶极型环流。亚洲一侧的极涡中心南压到西伯利亚北部，冷空气从西伯利亚源源南下，造成我国寒潮和大范围持续低温天气。2、极地高压极地高压的定义是：1）500百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反气旋高压相结合；3）暖性高压主体在70°N以北；4）这个暖高压维持在3天以上。天气实践分析表明，导致极涡分裂呈偶极型，常常是由中、高纬度的阻塞高压（暖高压）进入极地并维持所致，而当极地高压向南衰退与西风带上发展的长波脊叠加时，会导致长波脊前的西伯利亚上空偏北风加强，引导冷空气南下，我国将有寒潮天气过程爆发。3、寒潮地面高压与寒潮冷空气相结合地面高压常称为寒潮地面高压，这个高压的路径可当作冷空气的路径。所以它是预报寒潮天气的主要着眼系统之一。4、寒潮冷锋在寒潮地面高压的前沿都有一条强度较强的冷锋，称为寒潮冷锋。冷锋随高度向冷空气一侧倾斜，在高空等压面上对应有很强的锋区。冷锋的移动方向与寒潮地面高压的路径有密切关系，与引导冷空气移动的高空气流（称为引导气流）方向有关，也与地形有关。五、掌握寒潮爆发的关键区的位置和作用：根据1970-1973年1～4月和10～12月资料统计结果，可看出，其中95％的冷空气都要经过西伯利亚中部（70-90°E，43-65°N）地区并在那里积累加强。这个地区被称为寒潮预报关键区。第六章中小尺度对流系统及对流性天气一、了解中小尺度的概念：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。大尺度系统水平尺度一般都在几百至几千千米，生命期常达一天至几天；中尺度系统水平范围大约在几十千米至二三百千米，生命期约为一小时至十几小时。小尺度系统的水平范围只有几十米至十几千米，生命期只有几分钟至一小时。中小尺度天气系统就是介于中尺度和小尺度之间，像雷暴和强雷暴等一类空间尺寸较小，生命期较短的天气系统。二、了解中尺度对流系统的特征和分类：1、中低压：有气压场但无风场相适应。由局地增热造成，辐合上升运动弱。2、中气旋：有低压和相应的风场出现。由中低压加强，并在其中产生围绕中心的气旋式环流时形成，辐合上升运动强。三、理解大气不稳定性与对流性天气形成的条件：1、大气不稳定性包括静力不稳定、对流性不稳定和不稳定能量2、对流性天气形成的条件：1）首先必须有丰富的水汽和水汽供应。2）还必须具有不稳定（包括对流性不稳定）的层结。3）不稳定能量是一种潜在的能量。只有被外力抬升（也称为触发条件）达到自由对流高度以上时，气块才能靠着浮力的支持自动地加速上升，这时气层的不稳定能量才能释放出来，转化为上升气块的动能，从而形成对流云。四、理解引起稳定度的局地变化的原因：取表示稳定度，则＞0表示对流性不稳定，=0表示中性，＜0表示对流性稳定。因为在干、湿绝热过程中是保守的，所以或将上式对求偏导数，则可得：上式说明对流性不稳定性的局地变化是由三项因子决定的。1、对流不稳定性的垂直输送（）。从整层大气来看，一般低层对流不稳定性总是大于高层，所以当有上升运动时，将使低层不稳定性向上输送，使对流不稳定性层次增厚。当有下沉运动时，将使高层对流稳定性向下输送，使对流不稳定性层次减小。对于局部地区和某一层大气，则需视具体情况而定。2、散度对对流不稳定性的影响（）。因为，故。在原来对流性不稳定的气层中，（＞0），如果有空气辐合（），那么对流不稳定性减弱（＜0）。反之，如果有空气辐散时，对流不稳定增强。3、平流（）随高度的变化[]。当高层的小于低层的时，则＞0，即对流性不稳定性增强。反之，对流性不稳定减弱。五、理解强雷暴发生、发展的有利条件：1、逆温层。逆温层有利于储藏不稳定能量。有时低空湿层上部存在一个逆温层，这个逆温层阻碍了热量及水汽的垂直交换。这样一来，就使低层变得更暖更湿，高层相对地变得更冷更干，不稳定能量就大量积累起来。一旦冲击力破坏了逆温，严重的对流性天气就往往发生。2、前倾槽。在前倾槽之后与地面冷锋之间的区域，因为高空槽后有干冷平流，而低层冷锋前又有暖湿平流，因此不稳定度就加强起来。所以在上述区域内容易产生比较强烈的对流性天气。3、低层辐合、高层辐散。一般如果在低层辐合流场上空又有辐散流场叠置，那么抬升力更强，常会造成严重的对流性天气。4、高、低空急流。强的风速垂直切变一般出现在有高空急流通过的地区。低空急流的主要作用是造成低层很强的暖湿空气的平流，加强层结的不稳定度，而且可以加强低层的扰动，触发不稳定能量的释放。在这种地区如果同时有高空急流通过，则往往会发生严重的对流性天气。5、中小系统。在高空辐散场的背景下，地面的中小尺度低压、辐合区，可以促使对流云强烈发展。第七章热带和副热带地区的天气系统一、了解热带地区气象要素水平分布特征：1、温度：在热带，不同来源的气团经过洋面变性，气团间的性质没有明显的差别，锋面也就不明显，锋面没有天气意义。水平方向温度变化远不如因辐射和对流所引起的温度局地变化。2、气压：热带地区气压场微弱，日变化很大，在进行地面分析时，常造成较大的误差。3、风：热带地区风向切变不明显，没有中纬度那样明显的风向切变，但水平风速切变有时比较显著，这些地区正是热带天气系统的发源地。二、了解冬夏季热带对流层高低层大气环流特点：1、热带低层大气环流1月份，北半球低纬度地区最主要的地面气压系统有：1）非洲大陆上强大的冷高压，亚洲冷高压，它们的南面有东北气流，在华南、东南亚和南亚地区就是著名的东北季风。2）大西洋和太平洋上为副热带高压，在冬季很弱，退居大洋东部。副热带高压的南面也是东北气流，是恒定的东北信风。南半球，三个大陆上都是热低压控制，以非洲大陆上的热低压最强，低压区风力较弱；三个大洋上是很强的副热带高压，北面盛行稳定的东南气流，是东南信风。7月份，亚洲地区为一庞大的低压区，印度洋和南海的气流由冬季的东北季风转变为西南季风，强而稳定，是全球最突出的现象。在太平洋和大西洋上的副热带高压比冬季强得多，中心位置偏西、偏北。南半球三大洋上仍是副热带高压控制，其强度的冬夏变化要比北半球小得多。三个大陆上，只有澳大利亚是较强的冷性反气旋环流控制，这就是经常影响东南亚的南半球寒潮的来源。2、热带高层大气环流1月份，东半球赤道地区正好位于南北半球的反气旋带之间，盛行热带东风。西半球包括热带东太平洋和大西洋，以偏西风环流为主，仅在南美大陆上空有一较弱的反气旋环流中心。10ºN以北地区，高空盛行偏西气流，在20ºN—30ºN之间有一支几乎环绕全球的强劲的副热带西风急流，冬季比夏季强，最大风速中心出现在200百帕高度附近。7月份，环绕全球的副热带西风急流的强度比冬季弱得多，而且南半球因为海陆分布较均匀，副热带急流也比北半球均匀得多。亚、非大陆上空出现以青藏高原—伊朗高原为中心的强大高空反气旋，它与地面庞大的低压相对应，这就是夏季全球最强大、最突出的准定常超长波系统，称为南亚高压。南亚高压南面出现较强的东风急流，可出现气旋性扰动，称为东风波。在太平洋中部和大西洋中部上空（300～200hPa）存在一条槽线呈东北—西南向的低槽，这是热带大洋中部的高空槽，称之为“洋中槽”，其下层正是海平面副热带高压所在。三、理解热带气旋和台风的概念：发生在热带海洋上的一种具有暖中心结构的强烈气旋性涡旋，总是伴有狂风暴雨，常给受影响地区造成严重的灾害。我国和东亚地区将这种强热带气旋称为台风，大西洋地区称其为飓风，印度洋地区称其为热带风暴。四、掌握西太平洋热带气旋的活动规律：表9.1所列的是西太平洋各月台风、强台风出现的平均次数，是根据1949～1969年的资料统计所得。由表可见，在北半球台风集中在7～10月，尤以8、9月份为最多。这是多年的平均情况，事实上，不同的年份可以相差很多。应该指出，在北太平洋西部地区出现的台风并不都在我国登陆，据统计，每年5～11月台风有可能在我国登陆，而12～次年4月则没有台风在我国登陆。在我国登陆的台风，平均每年有6～7个，最多有11个，最少有3个，，且多在7～9月，约占各月登陆台风总次数的80％。表9.1西北太平洋各月台风、强台风出现的平均次数（1949～1969年）月份123456789101112合计总数971017223886129114825831603平均0.430.330.480.811.051.814.106.145.423.902.761.4828.71百分率1.491.161.662.823.656.3014.2621.3918.9113.609.625.14100五、了解热带气旋的分类方法：从1989年开始，我国采用世界气象组织规定的统一标准，分为四级：热带低压--风力＜8级（风速＜17.2米/秒）；热带风暴--风力8～9级（风速17.2～24.4米/秒）；强热带风暴--风力10～11级（风速24.5～32.6米/秒）；台风或飓风--风力≥12级（风速≥32.7米/秒）六、了解热带气旋带来的天气：1、台风暴雨台风暴雨主要由三种类型：⑴台风环流本身所造成的暴雨，它主要集中在眼壁附近的云墙、螺旋云带及辐合带中，这种降水是随台风中心的移动而移动。⑵台风与西风带系统或热带其它系统共同作用而造成的暴雨。例如北方冷空气南下遇台风倒槽会在台风前方形成另一个暴雨区。⑶受地形影响，在迎风坡暖湿空气被迫抬升而形成暴雨。如浙、闽山地常在台风登陆前1～2天就出现暴雨，就是台风北部的东风气流被迫抬升所造成的。2、台风大风和暴潮台风风速具有很大的阵性，其瞬间极大风速和极小风速之差可达30米/秒以上。一个发展成熟的强台风，其最大风速常可达到60～70米/秒以上。有的台风最大风速甚至达到100～110米/秒。在一般情况下，相对于台风中心的风速分布是不对称的，这与它周围的气压梯度场分布有关。5～9月，台风移向的右侧与太平洋高压相邻，这里的气压梯度较大，风力也较大；9月以后，由于受大陆冷高压和太平洋高压的共同影响，台风的西北部和东北部风力都较大。台风登陆后，因能量损耗和来源不足，台风会很快减弱，风速随之减小。同时风速受地形影响也很大。一般说，平原地区比海上小，山区又比平原小。台风对海面状况的影响主要是造成高潮位和巨大的海浪。台风登陆时引起的海水突然暴涨，通常称为台风暴潮。它引起洪水泛滥，会造成严重灾害。特别是当台风暴潮与月球引力造成的海洋自然潮结合起来时，可使沿海地区的洪水泛滥更为严重。七、了解影响热带气旋移动路径的大型环流系统：1、副热带高压：副热带高压是一个行星尺度的系统，它对热带气旋的移动，特别是对转向前的移动路径起主要作用。当副高强大、稳定，呈东西向带状分布时，位于副高南侧的热带气旋在东风气流的引导下，往西运动；当热带气旋位于副高西侧时，将向北运动；而当热带气旋位于副高北侧时将向东移动。2、西风带长波：西风带长波对热带气旋移动的直接影响主要发生在其转向以后。热带气旋转向后处于副高的北侧，西风带长波槽前，在槽前西南气流引导下向东北移动。除此以外，西风带长波还通过影响副高的位置、强度、形状影响热带气旋的移动，特别当西风带长波发生调整时，往往引起副高的突变，进而引起热带气旋路径突