航海气象(船长)课件

§1.空气的水平运动（Horizontalmotionofair）§2.大气的垂直运动（Verticalmotionofair）§3.大气稳定度（Atmosphericstability）§4.大气环流（GeneralCirculation）§5.季风（Monsoons）§6.局地环流（Localcirculation）§7.地方性风（Localwind）大气的运动作用在空气微团上的力1.重力(gravity)；大小为g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。2.水平气压梯度力(pressuregradientforce):由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，引起气压梯度力。大小为：；方向：垂直等压线从高压指向低压。(1)Gn与ρ成反比，Gn与气压梯度成正比。(2)ρ一定时，大，等压线密集，Gn大。(3)一定时，ρ大，空气浓密，Gn小。(4)若=0,两地没有气压差Gn=0无风。Gn是使空气产生水平运动的原动力。作用在空气微团上的力3.水平地转偏向力(deflectionforceofearthrotation)

由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolisforce)或科氏力。大小为：A=2ωVsinφω=7.292×10-5/sω:地转角速度V:风速φ:纬度方向：北半球，恒垂直于物体运动方向的右侧90度，南半球相反.讨论：(1)A是物体相对于地球运动才产生的，静止物体不受其作用。(2)地转偏向力是虚拟力，只改变物体的运动方向，不改变速度。(3)在北半球A恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。(4)A与sinφ成正比，两极最大，赤道上为零。作用在空气微团上的力4.惯性离心力

指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。大小：与向心力相等方向：与向心力相反。表示：r为曲率半径5.摩擦力运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。表示式：R=-kV方向与运动物体相反。

综上所述，根据牛顿第二定律，

（地转风风速公式）（1）Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。（2）Vg与空气密度成反比，气压梯度一定时，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg与纬度的正弦成反比，低纬Vg大于高纬Vg。（4）赤道及其附近不遵守地转风原则。地转风

当水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡时，空气沿等压线（等压面）作无磨擦的直线运动，称地转风。即：

风压定律(Buysballot’slaw)在北半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。在南半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。风压定律(Buysballot’slaw)在北半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。在南半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。梯度风定义:在自由大气中，当水平气压梯度力、科氏力和惯性离心力达到平衡时，所产生的风。此时风沿等压线无摩擦地作曲线运动。即:在自然（流线）坐标中，梯度风Vf≥0平衡方程:方程解:

低压中的梯度风气旋性环流Vf≥0根号前取正号才有意义。根号内＞f则：Vf＞0和Vf可以任意大。高压中的梯度风反气旋性环流Vf≥0当根号前也取正号才有意义。气压梯度和梯度风的大小受反气旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），气压梯度愈小，梯度风也小。反之相反。关于梯度风的讨论1.在气旋中，G=A+C，只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的平衡总可建立。因此，气旋中气压梯度和风速可以任意大。2.在反气旋中，A=G+C，当气压梯度和梯度风按一定比例增大时，C比A增大的快，三力不能保持平衡。只有使气压梯度和梯度风减小，才能三力保持平衡。3.最大水平气压梯度和大风区常位于气旋中心附近和高压边缘区域。4.在中高纬度高压风速大，低纬风速小。梯度风与地转风比较平衡方程利用地转关系Vf2/r+fVf-fVg=0两边同除以fVf得：Vg/Vf=1+Vf/(fr)

对于气旋，r＞0；则：Vg＞Vf＝Vc

对于反气旋，r＜0；则：Vg＜Vf＝Va因此，在水平气压梯度和曲率半径相同时，Va＞Vg＞Vc。实际上低压中的风比高压大，原因是低压中G大，不受限制。摩擦中的风在地面天气图上，由于地面作用，实际风不沿等压线吹，而与等压线存在一个交角，并偏向低压。此时的平衡为地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。摩擦层中的风压定律在北半球摩擦层中，风斜穿过等压线吹，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。在南半球高压在左后方，低压在右前方。北半球，高压中风穿等压线沿顺时针方向向外辐散，低压中风穿等压线沿逆时针方向向中心辐合。地面高压气流地面低压气流

大气的垂直运动1.对流:指热力作用下的暖空气上升冷空气下沉。由垂直方向的运动方程，状态方程和静力关系可以证明，当气块温度T’与周围环境温度T不同时，就发生垂直运动，即:T‘<T下沉运动T’=T无对流T'>T上升运动特点：水平范围小（几公里到几十公里），持续时间短（几十分钟到几小时），垂直速度大（1-30m/s）。通常造成雷雨大风，冰雹和阵性降水等不稳定天气。大气的垂直运动2.水平辐合辐散引起的垂直运动：低层辐散引起下沉运动，低层辐合引起上升运动。特点：水平范围大，垂直运动小。3．锋面上的垂直运动：指暖空气沿锋面坡度爬升产生上升运动。4．地形引起的垂直运动：当气流遇到高大地形或山脉时，在迎风坡产生上升运动，在背风坡产生下沉运动。垂直运动中气温的绝热变化1.热力学第一定律：气体作功或传递热量都能改变系统的内能。空气块在垂直运动过程中可以看作是绝热过程，即dQ≈02.干绝热过程:干空气或未饱和湿空气作垂直升降运动时与周围环境不发生热量交换的变化过程，称干绝热过程。3.干绝热直减率:在干绝热直过程中,气块温度随高度的变化率称干绝热直减率。即：

因此,在干绝热上升过程中,气块每升高100米温度下降1度,每下降100米温度升高1度。即垂直运动中气温的绝热变化4.湿绝热直减率:

在湿绝热直过程中,气块温度随高度的变化率称湿绝热直减率。即：可以证明，γm＜γd，因为在湿绝热过程中，水汽凝结释放潜热使冷却作用变的缓慢。γm不是常数，而是随气压和温度变化,其中主要随气温的降低而增大。通常取γm≈0.6℃/100m5.干绝热线：在干绝热过程中气体状态的变化曲线。湿绝热线：在湿绝热过程中气体状态的变化曲线。6.焚风：是一种干热风，是干湿绝热过程中，在迎风坡和背风坡作用的结果。0m1000m3000m大气稳定度的概念

如图小球处于三个不同位置，分别是稳定平衡，不稳定平衡和随遇平衡。大气稳定度:处于静力平衡状态的大气层中，一些空气块受到动力因子和热力因子的扰动，产生向上或向下的垂直运动。这种偏离其平衡位置的运动能否继续发展成为对流运动，是由大气层结，即温度和湿度的垂直分布所决定的。大气层结具有的这种影响对流运动的特性称为大气稳定度，又称大气静力稳定度或大气层结稳定度。稳定度判别的气块法通常采用“气块法”判断静力稳定度。当一气块受外力作用在垂直方向上产生扰动后，周围大气有使它返回起始位置的趋势时，这种大气层结是稳定的；反之，大气有使它继续远离起始位置的趋势时，这种大气层结是不稳定的；若气块随时与周围大气取得平衡时，这种大气层结是中性的。影响稳定度变化的因子：辐射和温度平流大气稳定度判据干绝热过程：γ＜γd

层结稳定γ=γd中性γ＞γd层结不稳定湿绝热过程：γ＜γm层结稳定γ=γm中性γ＞

γm

层结不稳定干湿混合绝热过程γ＞γd绝对不稳定γm＜γ＜γd条件不稳定γ＜γm绝对稳定大气中的逆温1．逆温定义：在对流层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。2．逆温对天气的影响：逆温存在好象一个盖子，能有效地抑制对流的发展，阻挡水汽和尘埃等向上输送。低层逆温，易发生雾或低云天气。3．逆温的种类：（1）辐射逆温：夜间辐射冷却形成的逆温。条件是陆地，晴朗和微风等；（2）平流逆温：暖空气流到冷的下垫面（陆面或水面）上形成的逆温。无日变化；（3）下沉逆温：高空空气绝热下沉增温而形成的逆温。多出现在高压区，范围广，厚度大；（4）乱流逆温：低层空气的乱流混合作用形成的逆温。多发生在摩擦层中部。（5）锋面逆温：冷暖气团交界的过渡层内形成的逆温。大气环流（GeneralCirculation）大气环流：一般是指具有全球性、大范围的空气运行现象，它的水平尺度在数千公里，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于24小时。大气环流反映了大气运动的基本状态和基本特征，是各种不同尺度天气系统活动的基础和背景。同时也是气候形成和演变的重要背景条件。通常认为影响大气环流的主要因子有：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀等因素等影响。通过本章的学习，了解大气环流的基本状态和气压场、风场分布的基本特征。太阳辐射——单圈环流假设：地球是静止的，下垫面性质均一。只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性，赤道低纬由于受热垂直上升，极地高纬冷却下沉，高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个简单的一圈环流，称单圈环流。地球自转——三圈环流假设：下垫面性质均一。在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）二个因子的作用下，从赤道到极地形成三圈环流，即赤道环流（哈德莱环流）、极地环流和中间环流（费雷尔环流）。三圈环流和行星风带气压带和风带的分布气压带：赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压。南北半球对称。风带：赤道无风带，信风带，副热带无风带，西风带和极地东风带。南北半球对称。风带一.

赤道无风带（Doldrums）平均位于南北纬10º范围内，特征：对流旺盛、平流微弱、云量多、温高、湿大、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。风带二．信风带（TradesWindZone）位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10--28º附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。特征：风向常年稳定少变，风力一般3—4级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。三.副热带无风带（HorseLatitudes）位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30º附近。特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、微风、陆上干燥、海上潮湿，位置随季节南北移动。风带四．盛行西风带（Westerlies）位于副热带高压带与副极地低压带之间，在南北纬30--60º之间。大气主要自西向东运动，北半球主要为SW风，南半球为NW风。特征：此区域气旋活动频繁，天气十分复杂，常有大风和雷雨，风速较大，南半球在此范围内，除南美尖端外几乎没有陆地，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带”之称。位置随季节南北移动。五．极地东风带（PolarEasterlies）位于南北纬60--90º之间，北半球吹NE风，南半球吹SE风。

实际海平面平均气压场的基本特征冬季：北半球受四个大范围的气压系统（又称大气活动中心）控制，它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。夏季：北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围大大缩小。南半球大陆上的高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带环绕全球。春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减弱，副热带高压开始增强。冬季（1月）平均水平气压场夏季（7月）平均水平气压场大气活动中心永久性大气活动中心：指常年存在的大范围气压区。如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。半永久性大气活动中心：指大范围的气压区随季节改变。如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。大气活动中心的季节变化必然引起大气环流的季节变化，而大气活动中心的短期变化对大范围的天气造成重大影响，它们是制作天气预报的背景条件。季风（Monsoons）季风定义：大范围风向随季节而有规律改变的盛行风。要求盛行风的方向改变120°，盛行风频率占40％。季风的成因（FormationofMonsoons）：（1）海陆季风：由海陆之间热力异差引起的风系，随季节有极明显的变化，称海陆季风。（2）行星季风：由于行星风带随季节移动而引起的风系变化，典型代表是南亚季风。（3）青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对维持和加强南亚季风起了重要的作用。季风的分布季风主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。东亚季风成因:

主要是由于海陆间的热力差异引起的。范围：我国大部分地区，朝鲜半岛和日本附近洋面。冬季风特征：蒙古高压盘踞亚洲大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风成为东亚的冬季风。我国大部、朝鲜半岛和日本附近洋面吹西北风，东海南部、南海、台湾海峡吹东北风，风力均在5-6级，最大8-9级。夏季风特征：陆地是印度低压（亚洲低压），海上是西太平洋副热带高压。我国东部沿海、朝鲜、日本吹东南风；南海、台湾海峡、菲律宾附近洋面吹西南风。风力一般3-4级。季风的天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，来临慢；冬季风：来临快、强度大、大风、干冷等。冬季风大于夏季风。南亚季风成因：主要是南半球东南信风带北移引起的，也有海陆间的热力差异和大地形（青藏高原）的作用。范围：东非、西南亚、南亚、中印半岛一带，又称印度季风。夏季风特征：由南半球东南信风越过赤道，在地转偏向力的作用下，变为西南风，迭加上印度低压南侧的西南风。另外还有高原的阻挡作用，印度半岛岬角作用，使西南风强劲。7-8月份风力达8-9级，9-10月份开始减弱。阿拉伯海的风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧的北印度洋，西南风特别大，是世界上最著名的狂风恶浪区之一。南亚季风冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部的东北风成为南亚的冬季风。北印度洋吹东北风，风力一般为3-4级，是航海的“黄金季节”。季风转换时间：5月冬季风转夏季风；10月夏季风转冬季风。其他地区的季风北澳、印尼和伊里安的季风由于信风带的移动引起。冬季（南半球）东南风，夏季西北风。西非的季风夏季西南季风，潮湿多雨；冬季东北季风，干燥少雨。北美与南美的季风冬季西北风，夏季西南风。地方性风—海陆风海陆风：在海岸附近，由于海陆间热力差异的日变化引起的。白天：从海洋吹向陆地称海风；夜间：从陆地吹向海洋称陆风。主要出现在中低纬度，气温日较差较大，多在夏季晴朗天气条件下。地方性风—山谷风山谷风：由于山峰山谷的温度差异产生的局地环流。白天：从山谷吹向山顶称谷风；夜间：从山顶吹向山谷称山风。如巴山夜雨。在我国海陆风和山谷风均盛行的港口是连云港和秦皇岛。地形动力作用绕流岬角效应地方性风—峡谷风峡谷风：当气流从开阔地区吹进峡口时，形成的强风。如台湾海峡、直布罗陀海峡等。“峡管效应”地方性风—布拉风（Bora）从山地或高原经过低矮溢道向下倾落寒冷而又干燥的风暴，称布拉风。典型的布拉风出现在黑海的冬季，其破坏力很大，最大平均风速可达40m/s—60m/s，气温可迅速降低到-27℃，可造成严重的“船舶积冰”。类似现象在土耳其沿海和亚得利亚海均可出现。其它地方性风甚多。（见P67表）海洋上的雾(Fog)§1.雾与航海的关系§2.雾的种类、特征、成因和生消条件。§3.我国近海雾的分布§4.世界海洋雾区分布§5.海雾的简易测算方法雾与航海的关系雾与风暴不同，风暴伴随狂风、暴雨、巨浪呼啸而来。雾则是静悄悄地来，造成一场混乱后，又静悄悄地离去，是航海的天敌。据世界海事组织统计，有60～70％的海事与雾有关系。雾不仅影响船舶的航行安全，还影响船舶天、地文的定位。雾中含有许多有毒物质。对人体十分有害。52年伦敦的大雾，造成4800多人死亡。1922年，英邮轮“埃及”号在法国沿岸雾中与法破冰船“西奈”号相撞，船上的近百名旅客和8000kg黄金,3万公斤白银一同沉入大海，故称“吞金夺银的雾”。雾在自然界中可以装点山川，使其呈现千姿百态，在军事上作隐蔽物等。雾的种类、特征、成因和生消条件

雾：由大量小水滴、小冰晶或两者的混合体所组成悬浮在近地面气层中，使水平能见度降低的天气现象。轻雾：水平能见度在0.5～5海里。浓雾：水平能见度小于0.5海里。雾的形成与云的形成大致类似，但云在空中，雾贴近地面。按其成因雾可分如下几种：平流雾(AdvectionFog)定义：暖湿空气流经冷的下垫面，导致气温下降，水汽凝结所形成的雾。此雾多形成于冷暖海流交汇处的冷水面一侧。特点：(1)浓度大，雾滴浓密，能见度恶劣；(2)水平范围广；(3)垂直厚度大；(4)持续时间长；(5)一天中任何时刻均可发生，大洋中无明显的日变化；(6)随风飘移。平流雾形成条件(1)冷的海面和适当的海气温差:(0～6℃)。2～3度最有利；(2)适宜的风场:（要求风力在2～4级，风向与海水等温线垂直，如我国近海S-SE-E等)；(3)要有充沛的水汽：有源源不断的水汽输送，雾才能维持；(4)稳定的层结，低层逆温:抑制对流发展；平流雾消散条件⑴风向突变，风力增加（但大洋上风力再大有时也不散）；⑵水温下降，温差拉大；⑶冷锋过境；⑷层结不稳定。锋面雾(Frontalfog)定义：锋面上暖气团中的较暖水滴落到冷空气中，水滴蒸发所形成的雾。多见于锢囚锋两侧和暖锋前，在第一型冷锋后也可出现。特点：范围不大，浓度和厚度均小，随锋移动，持续时间短，日变化不明显。蒸汽雾(Steamfog)定义：寒冷的空气覆盖在较暖的水面上，由水面蒸发而形成的雾。多见于水面温度远高于空气温度时，冬季较高纬度的早上多见。特点：范围和浓度不大，厚度小，离水面几米，有时遮不住大船桅杆，持续时间短。形成条件：大的水气温差，即水温大于气温15℃，空气层结稳定。北冰洋蒸汽雾最有名。在我国见于冬季渤海和黄海。蒸汽雾和锋面雾统称为蒸发雾。辐射雾(Radiationfog)

定义：由下垫面辐射冷却，使低层气温降到露点或以下时所形成的雾。多见于陆地上，又称陆地雾。特点：范围、厚度均较小，四季均可发生，有明显的日变化。夜间形成，清晨最浓，日出则散；可随风飘到海上10海里。形成条件：晴夜，下垫面辐射强，水汽含量充沛，低层微风，层结稳定。多见于晴朗、微风、少云的冷高压中心附近。（十雾九晴）我国近海的雾我国近海是北太平洋多雾区之一。主要以平流雾为主，锋面雾和辐射雾次之。雾区分布：自渤海到北部湾基本呈带状分布。地理分布：南少北多，南窄北宽。季节变化：南早北晚，多从春到夏由南向北推进。我国近海三个相对多雾区(1)山东半岛南部成山头到石岛一带，年雾日超过80天，最多95天，曾发生连续雾日达27天，有“雾窟”之称。(2)闽浙沿岸到长江口一带，年雾日平均50～60天。(3)琼州海峡到北部湾一带，年雾日平均20～30天。在渤海和台湾海峡东部雾较少，南海南部几乎没有雾。我国近海雾的成因成因：主要与我国沿海的两支海流有关。(1)黑潮暖流：世界著名暖流之一。由北赤道流在菲律宾以东向北，到台湾岛东南转向东北，分出一支称台湾暖流。在日本西南分出两支，一支流向日本海，称对马暖流。一支流向黄海，绕过老铁山到渤海，称黄海暖流。我国近海雾的成因(2)沿岸冷流：

大陆江河入海径流，包括辽南沿岸流、辽东沿岸流、渤海沿岸流、苏北沿岸流和闽浙沿岸流等。夏季弱小仅在渤海湾，冬季强盛时达南海沿岸。世界海洋的雾雾区分布特点：春夏多，秋冬少；中高纬多于低纬；大洋西海岸多于东海岸；北大洋多于南大洋；大西洋多于太平洋。1.日本北海道东部至阿留申群岛常年多雾:其成因主要是黑潮和亲潮交汇的结果，出现频率高达40％。夏季最多，是世界著名雾区之一。2.北美圣劳伦斯至纽芬兰附近海面终年多雾:春夏最盛，平均每月超过10个雾日，最大频率达40％。成因主要是墨西哥湾流与拉布拉多冷流交汇处，是世界最著名雾区。世界海洋的雾3.挪威、西欧沿岸与冰岛之间海域常年多雾:夏季雾很频，冬季多锋面雾。成因主要是北大西洋暖流与冰岛冷流交汇形成。夏季多平流雾，秋冬季多锋面雾和蒸汽雾。这一雾区位于北美与西欧和北欧的主要航道上，来往船舶众多，水流急且流向多变，船舶航行困难。据统计，此水域雾中撞船事故在世界上首屈一指。4.南半球的整个西风带上终年有雾。夏季（7月）世界海洋雾分布冬季（1月）世界海洋雾分布世界海流分布船舶测算海雾的方法1.干湿球温度表法：用干湿球温差来判断：当干球温度高于湿球温度，并且差值向增大的趋势发展时，不会出现雾；差值愈来愈小，向成雾的趋势发展，差值趋于零出现雾。实际上在海上，相对湿度达到80%时，就可能出现雾。船舶测算海雾的方法2.露点水温图解法：当水温Tw高于露点温度Td时，不可能出现雾；当Td-Tw≥2℃，且其它条件适当时，出现海雾的概率为80%。利用天气形势判断雾在海雾多发区，应连续接收地面预报图和表层水温图，分析是否存在成雾条件：适当的环流条件，充足的水汽来源和冷的海面条件。结合船舶单站观测资料进行分析和测算。下图是我国近海出现平流雾的四种典型天气形势：入海冷高压西部气旋东部副高西伸脊西部静止锋和冷锋前部气团与锋(AirMassandFront)§1.气团（AirMass）§2.锋（Front）概述

天气变化是十分复杂的，同一时刻不同地区天气不同，同一地区不同时刻天气也不同。这种天气变化和天气现象是由大气的物理性质和大气中的运动过程所决定的。而大气的不同物理性质是大气运动过程中同地理环境不断作用下形成的。地球表面十分宽广，地表性质十分复杂，在其上面运行着的空气必然具有多种多样的物理性质，正是由于这些性质不同，从而形成了各种不同性质的气团，并引起各种不同的天气现象。概述天气现象的空间分布与天气过程的随时间变化很复杂。1920年前后挪威锋面学派V.J皮叶克尼斯和伯杰龙等人以温度场为主要特征提出了气团和锋的概念，并运用这些概念从千变万化的天气现象和天气过程中总结出了许多天气分析和预报规则。气团

(AirMass)定义：在广大空间里存在着水平方向上物理属性（主要指温度、湿度和稳定度等）相对比较均匀的大块空气,称气团。水平范围:几百到几千公里不等。垂直范围:可达几公里到十几公里。在同一气团内，气象要素(如温度）的变化相对比较小。水平温度梯度一般小于1-2℃/100km。气团的形成条件(1)具备大范围物理性质比较均匀的下垫面:如辽阔的海洋，浩瀚的沙漠，大面积冰雪覆盖的极区等。(2)稳定的环流条件:使空气能比较长时间的缓慢移动在温、湿特性比较均匀的下垫面上，从而获得与下垫面相同的物理属性。气团的变性

气团变性：气团原有物理属性的改变，称为气团变性。气团变性的快慢主要取决于以下因素：(1)源地性质与所经下垫面性质差异的大小。(2)离开源地时间的长短和路程远近。(3)空气运动状态和季节。通常冷气团变性快于暖气团。陆上快于海上。气团的分类

(地理分类)冰洋气团(Arcticairmass)：65N以北的极区。Arcticcontinentalairmass:干冷、晴朗、稳定。Arcticmaritimeairmass：夏季从海洋获得热量和水汽。极地气团(Polarairmass)：中高纬大陆和海洋(40～70N）。Polarcontinentalairmass：干冷、晴朗、气层稳定；Polarmaritimeairmass：冷湿、多云、阴天；气团的分类

(地理分类)热带气团(Tropicalairmass)：热带大陆和海洋(10～40N）。Tropicalcontinentalairmass：炎热、干燥，晴朗少云、气层不稳定.Tropicalmaritimeairmass：热、湿不稳定、晴朗。赤道气团(Equatorialairmass)：热湿、不稳定、多雷暴、阵性大风和阵性降水天气。气团的分类

(热力分类)按气团的热力性质分类就是依据气团的温度和所经下垫面的温度对比来划分。冷气团(ColdAirMass):移向暖的下垫面的气团。具有不稳定的天气特点。暖气团(WarmAirMass):移向冷的下垫面的气团。具有稳定的天气特点。另外，两气团相遇时相对暖的称暖气团，冷的称冷气团。

冷、暖气团的天气特征

冷气团温度：使所经下垫面温度降低，本身温度升高。湿度：干燥稳定度：不稳定，变性快易对流云系：多积状云降水：阵性能见度：低层好，高层差风：阵性大风，有明显有日变化（上午弱，下午强）

暖气团温度：使所经下垫面温度升高，本身温度降低，与冷气团相反。湿度：潮湿稳定度：稳定，变性慢不易对流云系：多层状云降水：连续性降水，雾，毛毛雨能见度：低层差风：常定风，日变化不明显影响我国的气团冬季：我国大部分地区主要受变性极地大陆气团的影响:来自西伯利亚和蒙古的冷空气控制我国大部地区，一般多大风、降温天气。气候特点是干燥、晴朗、低温、多偏北风。如哈尔滨1月份平均最低气温-24.5℃，冰冻1米，地冻6尺。华南、西南等地受热带海洋气团影响，潮湿多阴雨或雾。如四川雅安年降水量1800多mm，峨眉山年平均雾日322天，雨日260天左右。影响我国的气团夏季：我国沿海主要受变性热带海洋气团影响:气候特点是炎热、潮湿、多雷雨，如江淮“梅雨”。在闽浙、台湾一带降水量较大，基隆港年降水量平均214天，有“雨港”之称。在我国西北主要受热带大陆气团影响，干燥、炎热、少雨，在它的控制下常出现严重的干旱和酷暑。如吐鲁番，夏季,白天最高气温达49℃左右，夜间降到零度以下，日较差大。有些地方甚至几年滴雨不下。云南、云贵高原南部受SW夏季风影响，形成了得天独厚的独特气候。如闻名于世的西双版纳则是四季如春。影响我国的气团春季：变性的极地大陆气团和热带海洋气团的势力相当，互有进退，因此是锋面和气旋活动最频繁的时期，天气比较复杂。秋季：变性的极地大陆气团开始活跃，变性热带气团南退，我国出现最为宜人的秋高气爽天气春季降水丰富，秋季秋高气爽。锋（Front)

锋的概念锋：冷暖气团之间的狭窄过渡带称为锋，锋具有一定宽度（地面30-40Km,高空达几百公里），由于地转偏向力的作用，锋在空中呈倾斜状态。锋的宽度远小于长度，可以把锋看成几何面，故称锋面。锋区：锋和某一等压面相交的区域。锋区中温度水平梯度特别大，等温线密集，并随高度向冷区倾斜。实际上锋就是两个性质不同的气团的过渡区。锋线：锋面与地面的交线称锋线。锋面和锋线统称锋。地面锋与高空锋区相对位置锋面的空间状态锋面的主要特征1.锋两侧的水平温差大，锋区内等温线密集，水平温度梯度特别大，10℃/100km。而锋区内垂直温度梯度特别小。2.锋两侧的气流有明显的气旋性切变，锋附近的气流是辐合的。3.锋两侧的气压梯度不连续，等压线在通过地面锋线时有折角，且折角指向高压一侧。4.锋面随高度向冷气团一侧倾斜。锋线两侧的气流锋面逆温地面锋与高空锋区相对位置锋的分类

暖锋(warmfront）

在锋面活动过程中，暖气团势力强，推动冷气团后退，并迫使锋面向冷气团一侧移动。冷锋(Coldfront）

在锋面活动过程中，冷气团势力强，推动暖气团后退，并迫使锋面向暖气团一侧移动。静止锋

(Quasi-stationaryfront)：

在锋面活动过程中，冷、暖气团势力相当，互有进退，锋面很少移动，仅在小范围内摆动。

锢囚锋

(Occlusionfront)

冷锋移速快于暖锋，当冷锋追上暖锋后，或者两条冷锋迎面相遇，迫使暖气团抬离地面，锢囚到高空，近地层由冷锋后部的冷气团和暖锋前的冷气团构成的交界面，称为锢囚锋。冷式锢囚锋暖式锢囚锋锢囚锋

(Occlusionfront)暖锋冷锋锢囚锋云系：从高层到低层依次为Ci→Cs→As→Ns。降水：在锋前300-400公里处产生连续性降水，中或大雨。气温：气温逐渐升高。气压：逐渐降低，暖锋前ΔP3有大的负变压。能见度：最初较好，雨区能见度差。锋前50nm出现锋面雾。风：北半球锋前吹E-SE风，锋后S-WS风，过境顺转；南半球锋前吹E-NE风，锋后N-NW风，过境逆转。风速大小视气压梯度而定。垂直运动：一般锋附近的冷、暖空气均为上升运动。锋面坡度：1/100—1/200。暖锋天气模式暖锋天气第一型冷锋天气（缓行冷锋）云系：由低层到高层依次为Ns→As→Cs→Ci，与暖锋相反。降水：在锋线附近150-200Km和锋后，产生稳定性降水。若锋前暖空气不稳定，伴有积雨云和雷阵雨天气。气温：逐渐降低。气压：逐渐升高，锋后有大的正变压。能见度：锋过变好。风：北半球锋前S-SW，锋后N-NW，过境顺转；南半球锋前N-NW，锋后S-SW，过境逆转。锋后风速远大于锋前，常可在海上造成7-8级风。垂直运动：在冷空气一侧以下沉运动为主，暖空气一侧多为上升运动。锋面坡度：1/100。第一型冷锋天气第二型冷锋天气（急行冷锋）云系：锋前不稳定，为积状云，夏：Ac（As）,Cb，Fn；冬：Ci→、Cs→As→Ns。降水：锋前及锋线附近常为雷暴和阵性降水。气温：迅速下降。气压：急速上升，在锋后有最大正变压。能见度：锋过变好。风：与第一型相同，但锋面过境时，狂风暴雨，雷电交加，时间短暂。垂直运动：在冷空气一侧以下沉运动为主，在暖空气一侧低层上升，高层下沉。锋面坡度：约为1/50-1/70第二型冷锋天气（夏季）第二型冷锋（冬季）准静止锋天气云系：与第一型冷锋相似，云系依次为Ns-As-Cs-Ci。降水：连续性降水，降水强度小，持续时间长，连阴雨天气。气温和气压：变化不大风：北半球锋北侧E-NE，多阴雨天气；锋南侧SW，晴好天气。锋面坡度：约为1/200我国多见于华南、西南和天山北侧。造成华南“梅雨”天气。锢囚锋天气主要天气特征：云系由两条锋面的云合并而成，最显著的特征是云层增厚，降水增强，雨区扩大，锋两侧均有降水和锋面雾，天气较复杂。活动于我国的锋面我国大部位于中纬地带，四季均有频繁的锋面活动，其中以冷锋最多、静止锋次之、锢囚锋和暖锋最少。冷锋的移动春冬季较快，秋季次之，夏季最慢；移速高纬快于低纬；当冷锋接近于南北向时，从NW到SE移动快；当冷锋接近于东西向时，从北到南移动慢。锋生和锋消锋生和锋消：锋生实质上是水平温度梯度随时间增大，天气现象加强；锋消是水平温度梯度随时间减小，天气现象减弱。影响锋生消的主要因素：(1)水平气流的辐合、辐散作用；(2)气团的非绝热变化作用。(3)空气的垂直运动。气旋和反气旋

CycloneandAnticyclone1.气旋和反气旋定义和分类；2.锋面气旋的形成、各发展阶段的主要特征、天气模式和卫星云图特征；3.锋面气旋的主要源地和活动规律；4.冷高压的天气模式和卫星云图特征；寒潮的定义和天气特征；5.副热带高压活动规律、天气特征，西太平洋副高与我国天气的关系。气旋定义definitionofcyclone北半球逆时针旋转(南半球顺时针旋转)的水平空气涡旋称气旋。而由闭合等压线围成的，中心气压比四周低的系统称低压。前者是从流场定义，后者是从气压场定义。除低纬度地区外，两者可以相互换用。气旋北半球南半球地面气旋气流北半球地面流场为逆时针旋转向中心辐合，而南半球地面气旋流场为顺时针旋转向中心辐合。反气旋定义definitionofanticyclone在北半球作顺时针旋转（南半球逆时针旋转）的水平空气涡旋称反气旋。由闭合等压线围成的，中心气压比四周高的系统称高压。前者是从流场定义,后者是从气压场定义。除低纬度地区外，两者可以相互换用。反气旋地面反气旋气流北半球地面反气旋流场为顺时针旋转向四周辐散，而南半球地面反气旋流场为逆时针旋转向四周辐散。北半球南半球气旋、反气旋强度和范围强度(intensity)：气旋(或反气旋)以低压(或高压)中心气压值来表示。中心气压值越低，表示气旋越强(或反气旋越弱)，中心气压值越高，表示气旋越弱(或反气旋越强)。水平范围(horizontalcoverage)：以地面图上最外围的闭合等压线围成区域的平均直径表示，平均为1000Km，大的达2000-3000Km。一般反气旋范围大于气旋范围。气旋、反气旋加强和减弱当气旋中心气压值随时间降低时，称气旋发展(Developing)或加深(Deepening)；反之，当气旋中心气压值随时间升高时，称气旋减弱(Weakening)或填塞(Filling)。当反气旋中心气压值随时间升高时，称反气旋发展或加强；反之，当反气旋中心气压值随时间降低时，称反气旋减弱。气旋的分类根据气旋形成和活动的地理区域，将气旋分为温带气旋(Extratropicalcyclone)和热带气旋(tropicalcyclone)。根据气旋的热力结构，将气旋分为锋面气旋(Frontalcyclone)和无锋面气旋。无锋面气旋包括热带气旋和热低压。反气旋的分类根据反气旋形成和活动的地理区域，将反气旋分为极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋(Subtropicalanticyclone)。根据反气旋的热力结构，将反气旋分为冷性反气旋和暖性反气旋。活动于中、高纬的温带反气旋属冷性反气旋，又称冷高压。阻塞高压和副热带高压属暖性反气旋。锋面气旋的生命史

1初生阶段：从发生波动到绘出第一条闭合等压线，又称波动阶段。高纬冷，低纬暖，随着锋面波动出现，冷空气向南侵袭，暖空气向北扩张，开始出现冷、暖锋及锋面降水。地面图上可分析出一条闭合等压线，向暖气团移动，移速快，24h可移十几个纬距。2.发展阶段：波动振幅加大，冷、暖锋进一步发展，中心气压继续下降，出现多根闭合等压线，锋面降水增强，雨区扩大。气旋向暖区移动，移速略减。

锋面气旋的生命史

3.锢囚阶段：冷暖锋相遇，出现锢囚，中心气压降到最低，辐合最强，降水强度合范围增大，锋速增大，移速大大减慢。4.消亡阶段：气旋与锋脱离，变成一个冷性低涡，受摩擦辐合作用慢慢填塞。锋面气旋的生命史锋面气旋发展演变的温压场特征

1.波动阶段：高空锋区呈波动式，温度槽落后于高度槽，气旋位于高空槽前，气旋前部的暖平流使其减压，其后部的冷平流使其加压；槽前正涡度平流，槽后负涡度平流。这两种因子联合作用的结果，使地面气旋一面向前移动，一面向前发展。地面摩擦作用很小。锋面气旋发展演变的温压场特征2.发展阶段：高空槽已加深且出现闭合中心，温度槽仍落后于高度槽，但位相更接近，温度平流和涡度平流的联合作用使气旋继续发展并向前移动。地面摩擦作用增大，但不占主导地位。3.锢囚阶段：高空槽进一步出现闭合中心，温度槽趋于高度槽，气旋发展到最强阶段，出现锢囚，温度平流变小，涡度平流减弱，移动缓慢。摩擦作用相对增大，成为主要因子。4.消亡阶段：温压场重合，冷暖平流趋于零，气旋变为一个冷性低压，锋面脱离气旋，由于摩擦辐合作用，气旋逐渐填塞而消亡。锋面气旋发展演变各阶段北半球锋面气旋示意图南半球锋面气旋示意图锋面气旋的卫星云图特征

一个发展成熟的锋面气旋在不同阶段的云图特征（理想化）锋面气旋的天气模式北半球锋面气旋南半球锋面气旋锋面气旋的天气模式(暖锋前天气)云系：云依次为Ci,Cs,As,Ns。降水：锋前3～4百公里连续性降水。气温：逐渐升高。气压：逐渐下降，最大负变压在锋前。能见度：西区差，有雾。风：在北半球，锋前E～SE，锋后S～SW，过境顺转。在南半球，锋前E～EN，锋后N～NW，过境逆转。一般锋前风力大于锋后。风速4～6级。浪:海浪中浪锋面气旋的天气模式(暖区天气)云系和降水：若来自热带海洋气团，水汽充沛，出现St、Sc；大片平流雾或毛毛雨；若来自热带大陆气团，干燥少云，无降水。气温：升高。气压：缓慢降低。能见度：差。风：北半球吹S～SW；南半球吹N～NW。风速2～4级。海浪：在低压SSW300～600海里为大浪区。锋面气旋的天气模式(冷锋后天气)云系：第Ⅰ型冷锋Ns、As、Cs、Ci；第Ⅱ型冷锋出现积状云Cb。降水：第Ⅰ型冷锋连续性降水。第Ⅱ型冷锋阵性降水。气温：迅速下降。气压：迅速升高。能见度：变好。风：在北半球吹N～NW；在南半球吹S～SW。风速6～9级。浪：中到大浪。当测到风向随时间作顺时针变化，船舶通过气旋的低纬一侧（南侧）；当出现云系依次为：Ci-Cs-As-Ns时，船舶通过气旋的高纬一侧（北侧）。当测到风向随时间作逆时针变化，船舶通过气旋的高纬一侧（北侧）。当出现云系依次为：Ci-Cs-As-Ns-Ac-Cb时，船舶通过气旋的低纬一侧（南侧）。锋面气旋中的波浪分布特征风浪特征：⑴气旋区中的风、浪分布不对称；⑵气旋南侧的强风、大浪大于北侧；⑶最大的强风中心和大浪中心出现在气旋中心南南西方300-600公里处。风浪气旋再生和气旋族气旋再生：衰亡的气旋，在一定条件下又重新发展起来的过程，称为气旋的再生。再生的情况有两种：⑴副冷锋加入后再生；⑵气旋入如海后加深引起再生。气旋族：在一条锋上一连串出现两个或两个以上气旋，称为气旋族。气旋族长与高空长波槽和锋区相对应，气旋族中的一个锋面气旋都和高空长波槽前的一个短波槽相对应。东亚锋面气旋的源地锋面气旋的生成区大体分为三个区域：蒙古气旋生成区、江淮气旋生成区和沿海气旋生成区。1.蒙古气旋生成区位于45-55N之间的区域，即黄河以北、贝加尔湖以南的广大地区，气旋称为北方气旋。包括蒙古气旋、东北气旋和黄河气旋；2.江淮气旋生成区位于25-35N之间的区域，属南支锋区气旋；东亚锋面气旋的源地3.沿海气旋生成区较为宽阔，在30～55N，120～160E区域中有一条西南-东北走向的带状海域是高发区，其中包括东海北部、日本南部海域、黄渤海、日本海和千岛群岛附近洋面生成的气旋，冬春偏多，约占全年70％。东亚气旋的移动路径和移速①蒙古、东北气旋先是向东南，而后折向偏东移动，穿过鄂霍次克海继续东移到阿留申群岛，有的进入白令海，有的移入阿拉斯加湾，最后锢囚消失。②产生于江淮、黄河流域的气旋，入黄海、渤海得到发展，向东北方向移动，进入日本海进一步发展，然后移至阿留申群岛附近进入白令海或阿拉斯加湾。东亚气旋的移动路径和移速③东海气旋、江淮气旋的一部分和产生于日本南部海面的气旋向东北方向移动，经日本南部海面发展，移过阿留申群岛南岸，一部分到达白令海锢囚消失，另一部分到达阿拉斯加湾或北美沿岸。上述气旋若移动过程中并不消失的话，最终都要移至阿留申群岛附近以及以东洋面，在那里锢囚消失。平均移速30-40Km/h，慢的15Km/h，快的达100Km/h左右。一般初生快，锢囚消亡慢；春季快，夏季慢。东亚气旋的移动路径中部和东部太平洋锋面气旋在太平洋中部和东部生成的气旋，一般向东北方向移动，最终移至北美的东岸和阿拉斯加湾，平均移速35-40Kn，最大频率出现在10-12月。冬季北美的太平洋沿岸的气旋发展最强烈，活动最频繁。夏季中心强度减弱，活动明显减少，范围向北收缩。北大西洋锋面气旋影响北大西洋的锋面气旋主要来自北美大陆和美国的东部沿岸，冬季主要有三条路径：（1）气旋在45-50N之间自西向东沿着与纬圈平行的路径移动，进入大西洋后向东北方向移动。（2）在美国中部向南移动，然后向东北朝着圣劳伦斯湾移去。（3）在美国的东部沿岸和墨西哥湾产生后，向东北方向朝着纽芬兰移去。季节变化：冬春季发生频率高，强度大；夏季明显减少，路径偏北。我国近海的锋面气旋—黄河气旋黄河气旋：指产生于黄河流域的气旋。影响黄河下游、辽东半岛、渤海。黄海北部和南部的洋面。特点：一年各季均可发生，夏半年（5-9月）最频繁，多造成大风，水汽充沛时有大雨和暴雨。路径：⑴气旋东移入海，不大发展；⑵向东北方向沿山东半岛入海，也不大发展；⑶自北北东方向经渤海进入东北地区，气旋往往得到发展。我国近海的锋面气旋—江淮气旋江淮气旋：指发生在江淮流域和湘赣地区的锋面气旋。特点：春季和初夏出现较多，造成范围较大的降水和沿海大风。在冷锋前和暖锋后形成很低的碎雨云和锋面雾，使能见度恶劣，影响海上船舶安全。路径：一条是向东北东，经东海北部到日本海南部附近；另一条是想北北东，经黄海到日本海。我国近海的锋面气旋—东海气旋东海气旋：指东海海域发生、发展的气旋。形成时中心气压不低，边向东北方向移动边发展，到达日本南部海面迅速加深，有时作爆发性发展，并伴有10级以上大风，天气变化剧烈。移到千岛群岛以东洋面气压降到970-940hpa，最终在阿留申一带锢囚消失。特点：春季最多，冬季次之，夏秋两季最少，后部的偏北大风影响我国沿海，降水区主要分布在气旋中心附近。路径：先向东北偏东方向移动，到日本南部加深发展，有3东北东转为东北方向移动，影响朝鲜和日本的天气，带来大风和降水。日本海低压日本海低压：产生于黄海、东海的低压移至日本海后迅速加深发展，引起日本地区吹强劲地西南风，海况恶劣。春季较多。双低压双低压：当发生于黄海的低压进入日本海并迅速发展时，同时发生于东海的低压朝日本南部沿岸移动，形成双低压的形势。两大压逐渐接近，在北海道以东迅速加深，常常达到台风的强度。热低压热低压是浅薄而移动缓慢的暖性低压系统，是近地层的无锋面气旋。通常出现在夏季内陆地区，由于近地层空气受热不均匀而形成。大陆的热低压日变化明显，夜间和早晨弱，白天强，午后达最强。爆发性气旋爆发性气旋：当温带气旋发展速度达到ΔP/24h×sin60/sinφ≥1（φ：气旋中心所在纬度；ΔP：气旋中心气压24h降压幅度，单位为hPa）时，称为爆发性气旋。船舶采用定义法：即气旋中心不论在哪一纬度上，其中心气压的加深率只要24h达到24hPa或12h达到12hPa，就定义为爆发性气旋。爆发性气旋俗称“气象炸弹”，是冬半年中高纬度洋面强烈发展的锋面气旋。它常伴有大范围的9～11级强风速，具有很大的摧毁力，严重威胁远洋的航行安全。爆发性气旋的源地北太平洋爆发性气旋主要发生在135E以东，160W以西，35N以北的洋面上。东亚大陆及邻近海域很少有气旋作爆发性发展，而在其东侧的西北太平洋海面（35～55N，140～170E）是爆发性气旋的高发海域，约占82%。爆发性气旋的时空分布1987～1996年各月爆发性气旋发生频数气旋作爆发性发展前后中心气压变化分布（单位：hPa）冷高压冷高压是活动在对流层的中下层，中高纬度的冷性反气旋，移动性的浅薄系统，温压场的分布是不对称的。南移过程中，强度逐渐减弱，最后消失或并入副高。C冷高压的形成和发展过程形成：高空温度场落后于高度场，地面高压脊位于高空脊前，脊前冷平流有利于地面加压，使地面高压加强并发展成冷高压。另外，中高纬度地区下垫面的辐射冷却对冷高压的形成起重大作用。LH冷高压的形成和发展过程发展：当高空温度脊逼近地面冷高压中心时，冷平流强盛，冷高压发展到最强阶段；当高空温度脊超过气压脊时，暖平流使冷高压开始减弱，其后变化分两种情况：（1）温度不对称的浅薄的冷高压转化成温度对称的深厚的准静止的暖性冷高压；（2）冷高压在南移过程中，变性增暖，强度逐渐减弱、消失或者入海并入副热带高压中。LH冷高压的活动规律气候特征：冷高压的活动相当频繁，如我国一年四季都有冷空气活动，据统计冬半年每3～5天活动一次，较强的7天1次，强弱随季节而变化。冷高压的移动主要受高空的引导气流的影响（一般以700hPa气流来预报冷高压未来的移动）。冷空气的源地：影响我国冷空气的源地主要有三个：新地岛以东寒冷的洋面(18％)；新地岛以西寒冷洋面(49％)；冰岛以南寒冷洋面(33％)。寒潮关键区来自三个源地的冷空气侵入我国以前，95%都要经过西伯利亚西部(70～90E,43～65N)地区积累加强，该区被称为寒潮关键区。

影响我国的冷空气路径路径：主要指冷空气主体移动的路线。西北路（中路）：冷空气自关键区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，势力较强，引起降温、西北大风；西路：由关键区经我国新疆、青海、西藏高原东侧南下，影响西北、西南和江南各地，一般强度较弱。东北路（北路）：冷空气自关键区经蒙古进入我国华北北部，常常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游产生东北大风。一般从关键区到我国华北、华南三天左右，长江以南四天。冷高压的天气(1)冷高压的前部天气：位于冷锋的后部，急剧降温、升压、偏北大风，有时产生雨雪等恶劣天气，入海引起海面大浪。(2)冷高压的中部天气：气压较高，气温有所回升、干冷、晴朗微风、少云，易产生辐射雾(冷高压控制的港湾形成辐射雾）。(3)冷高压的后部天气：吹偏南微风（3～4级）。气温回升、温度增大，类似于暖锋天气，入海后变性，后部常出现平流雾，毛毛雨或层云。寒潮定义指大规模的强冷空气活动所带来的剧烈的降温、霜冻（低温）、降水和大风等灾害性天气，并使气温在24h下降10℃以上，同时最低气温达5℃以下，称为寒潮。寒潮分布区：东亚、欧洲、北美，南半球只有澳大利亚。寒潮天气寒潮冷锋过境前，多为偏南风，天气晴朗。寒潮冷锋过境后，气温剧降，气压急升，偏北大风，风力猛增，海上达6-8级，最大达11级，大风持续1-2天。有时伴有降水，海面产生大浪。寒潮入侵我国后，先在黄渤海引起大风，然后向东海南海扩展,甚至扩展到越南、菲律宾一带。进入冷高压中部，天气多为晴朗微风、多云、干冷。中心过后，气温回升，偏南微风，沿海有时形成平流雾。寒潮冷锋过境500hPa高空图地面图寒潮冷锋和冷高压移动路径图副热带高压在南北半球的副热带（20-35，盛夏达40）地区，经常维持着沿纬圈分布的不连续的副热带高压带。北半球由于海陆分布不均匀的影响，高压带断裂，主要出现在太平洋、印度洋、大西洋和北非大陆上。出现在西北太平洋上的副热带高压称之为西太平洋高压。南半球副热带高压呈带状分布。副高形成副热带高压强度、位置和范围强度：以中心最高气压值表示。位置：以500hPa图上副高脊线的位置和走向表示副高的位置和走向，脊线的南北移动表示副高的北进和南退。脊线的确定以500hPa图上高空东西风速的零线为准。范围：以500hPa图上588位势什米线包含的区域表示。西伸脊点：以500hPa图上588位势什米线最西端所在的经度来表示西伸脊点位置。西太平洋副高季节变化西太平洋副热带高压是永久性大气活动中心，其范围、强度和位置随季节变化。副高从冬到夏位置北移，强度增强，范围扩大；从夏到冬，位置南撤，强度减弱，范围缩小。一般副高在8月份到达最北点，8月以后，开始南撤。西太平洋副高季节变化西太平洋副高位置和强度的变动副热带高压一年中北进与南撤过程并不是匀速进行的，而是表现为稳定少变、缓慢移动与跳跃三种形式。平均而言，冬季副热带高压脊线在150N以南，3、4月份开始缓慢北移，5－6月间（一般在6月中旬），出现第一次北跳，脊线北跳到200N以北，并稳定在200～250N之间达一月左右。到7月中旬，脊线再次北跳，越过250N，在7月底或8月初，副高到达～年中的最北位置，9月以后，副高向南撤退。西北太平洋副高天气副高中心附近天气以晴朗、微风、炎热、少云天气为主；副高东部盛行偏北风，引起加利福尼亚冷流（冷水上翻）。若中心偏东，使美国大陆（美国西部）炎热少雨，沙漠化，海上出现雾和层云；副高西部偏南气流，大气层结不稳定，多雷阵雨和雷暴大风。若脊西伸到我国沿海，偏南微风，多形成平流雾。副高南部一般天气晴好，若有东风波，热带气旋等天气系统活动时，可产生雷暴、雷雨大风等灾害性天气。副高北部与西风带相邻，多锋面气旋，常带来阴雨和风暴天气。副高天气西太平洋副高与我国雨带西太平洋副热带高压季节性的活动与我国东部各地雨季的起止时间有着密切关系。平均来说，当副高脊线位于200N以南时，雨带位于华南，称为华南雨季或华南前汛期雨季；当副高脊线徘徊于200～250N时，雨带位于江淮流域，这时为江淮梅雨季节；当脊线位于250～300N时，雨带推进至黄淮流域，黄淮雨季开始；当副高脊线越过300N，则华北、东北雨季开始。西太平洋副高与我国雨带西太平洋副高与我国雨带我国的雨带：通常位于副高脊线以北6～10个纬距，雨带走向大致与脊线平行，若选择航线，应在脊线附近。冬季：脊线位于15N附近。4～6月上旬脊线稳定在20N以南，华南前汛期开始。6月中旬，副高第一次北跳过20N，并稳定在20～25N之间，强度增加，范围增大，江淮梅雨开始,若长时间稳定，梅雨期长。个别年份从20N一下跳过25N，出现空梅。西太平洋副高与我国雨带7月中旬前后第二次北跳过25N，并稳定在25～30N，雨带移到黄淮流域。台风活动频繁(7～10月)。8月上旬副高脊线跳过30N，达到一年中最北的位置，我国华北和东北的雨季开始，华南少雨，台风登陆频繁。9月副高脊线回跳，黄河流域秋雨绵绵。10月脊线再次回退，台风活动稀少。西太平洋副高与台风雷暴定义：指积雨云中发生的雷电交加的激烈放电现象。通常伴有暴雨、阵性大风、有时有冰雹、龙卷等灾害性天气。雷暴的地区性和季节性：雷暴低纬度出现的次数多于中纬度，中纬度又多于高纬度。季节变化明显，夏季多，春秋少，冬季没有。雷暴形成的条件：充沛的水汽，不稳定的大气层结。雷暴雷暴的生命史：（1）发展阶段（积云阶段）：低层气流辐合，上升气流发展，形成积云体。（2）成熟阶段：上升气流不断发展，雨滴增大，产生降水，地面形成雷暴高压。（3）消散阶段：云体中的下沉运动占据了主导地位，雷暴云减弱消散。雷暴过境时的天气特征：气压涌升，气温急降，风向突变，风力猛增，雷电交加，阵性降水，持续时间几十分钟。雷暴及雷暴高压飑线（Squallline）飑线定义：有若干排列成行的雷暴单体或雷暴群组成的狭窄强对流天气系统范围：宽度小于1Km，长度几十公里到几百公里。生命史：几十分钟到十几小时。飑线的天气特征：1.飑线与雷暴高压相伴而产生，高压的前沿就是飑线。2.天气现象：雷暴、暴雨、阵性大风、冰雹和龙卷。3.天气要素：风向突变，风速剧增，气压猛升，气温陡降。飑线天气形式飑线与冷锋的比较

飑线

尺度：中尺度天气系统，几十到几百公里。天气：天气恶劣，变化剧烈而短促。移速：比较快，是冷锋的2～3倍。生命史：几十分钟到十几小时。日变化：明显，上午弱，午后强，傍晚弱。性质：在气团内部发生发展.冷锋天气尺度，达数千公里。大范围持久坏天气。平均移速30～40Km/h。数天。无明显日变化。两种性质不同的气团的交接面。龙卷（Spont）定义：是大气中一种小范围、强烈对流旋转的空气涡旋。一般与强对流云相伴出现。发生在水面上称水龙卷，在陆上称陆龙卷。范围：小尺度系统，水平几十到几百米，最大不超过1Km。垂直800～1500米。形状：在对流云底如同“象鼻子”一样的漏斗状云柱。龙卷的天气特征（1）范围小：水龙卷直径为25～100米，陆龙卷稍大100～1000米，高度800～1500米。（2）生命期短：一般为几分钟到几十分钟。（3）风力大：自中心到40米处风速最大，100m/s的风速不足为奇，最大近200m/s。（4）直线移动：移动路径多为直线，平均移速15m/s，移动距离为几百米到几公里。龙卷的天气特（5）破坏力强：破坏力巨大，给局部地区带来严重的灾难。1956年9月24日，上海出现的一次龙卷，一座三层楼卷倒，一座钢筋水泥的4层楼被削去一角，一个重达110吨的储油罐拔起15米，吹离120米之远。（6）中心气压极低：中心气压可降至400hpa以下，甚至达到200hpa。龙卷云系热带气旋(Tropicalcyclone)

§1.概述§2.热带气旋的天气结构特征§3.热带气旋形成条件与生命期§4.热带气旋的移动§5.南海热带气旋§6.热带气旋的测算和避离方法§7.低纬度天气系统概述定义：热带气旋是发生在热带洋面上的一种暖性的气旋性涡旋，是大气中极强烈的风暴，被称为“风暴之王”。具有极大的破坏力，严重威胁海上航行安全。台风：指发展到强烈程度(风力≥12级)的热带气旋。范围：以系统最外围近似圆形等压线的直径表示。平均直径在600-800Km，大的1000Km，小的几百Km。强度：以近中心附近最大风速或中心的最低气压表示。一般中心气压在960hPa左右,最低875hPa,风速一般可达60-70m/s，个别可达110m/s.热带气旋天气:狂风、暴雨、巨浪、暴潮。热带气旋的等级和名称

—西北太平洋地区我国对出现在西北太平洋和南海的热带气旋，从1989年1月1日开始采用国际标准来划分四个等级，日本也采用这一标准：热带低压TD(tropicaldepression）：近中心附近最大风力＜8级（34Kn）。(我国下限6-7级）热带风暴TS(tropicalstorm):近中心附近最大风力8～9级(34～47Kn)。强热带风暴STS(severetropicstorm)：近中心附近最大风力10～11级(48～63Kn)。台风T(tyhoon)：近中心最大风力≥12级(64Kn)。热带气旋的等级和名称

—东北太平洋和大西洋（包括加勒比海、墨西哥湾）热带低压TD

(tropicaldepression）：近中心附近最大风力＜8级（34Kn）。热带风暴TS(tropicalstorm):近中心附近最大风力8～11级(34～63Kn)。飓风H(Hurricane）：近中心最大风力≥12级(64Kn),热带气旋的等级和名称

—北印度洋和南半球洋面阿拉伯海和孟加拉湾（2等级）1.低气压D(depression）：近中心附近最大风力＜8级（34Kn）。2.气旋性风暴CS(cyclonicstorm）：近中心附近最大风力≥8级（34Kn）。南半球洋面（2等级）1.热带扰动TD(tropicaldisturbance)：近中心附近最大风力＜8级（34Kn）。2.热带气旋TC(tropicalcyclone）：近中心附近最大风力≥8级（34Kn）。热带气旋的编号、命名和警报我国中央气象台将发生西北太平洋（180以西、赤道以北）上风力≥8级的热带气旋，每年从1月1日按顺序编号和命名。如0208表示2002年第8号热带气旋。年平均29个，如1967年最多出现40个，1947年仅出现2个。中央气象台发布台风消息、台风警报、台风紧急警报：1.台风消息：预计未来３天，台风可能影响我国沿海，风力≥12级。2.台风警报：预计未来２天，台风可能影响我国沿海，风力≥12级。3.台风紧急警报：预计未来１天内台风直接袭击我国沿海，风力≥12级。热带气旋的源地和发生频率除南大西洋和南太平洋东部外，发生热带气旋的八个低纬特定海域为：西北太平洋，东北太平洋，北大西洋，孟加拉湾，阿拉伯海，西南太平洋，南印度洋，澳大利亚的西北（岸）。热带气旋主要发生在南北纬各5-20之间，尤其在10-20之间占65%。频数见P127表。热带气旋发生季节季节：热带气旋一年四季均有发生，但绝大多数集中在某几个月。北半球主要集中产生在7～10月，8～9月最频繁；南半球主要集中产生在1～3月；孟加拉湾和阿拉伯海主要产生在5月或10～11月。影响我国的热带气旋源地：1.菲律宾以东洋面；2.关岛附近洋面；3.南海中部洋面。世界上受热带气旋影响最严重的国家：孟加拉湾、中国、日本、东南亚、加勒比海地区和美国东部沿岸。西北太平洋发生的热带气旋最多，约占北半球的66%。热带气旋的天气结构热带气旋的范围通常以系统最外围近似圆形的等压线为准，直径一般为600-1000km，个别可达2000km以上。垂直可达对流层顶。强度以热带气旋中心最低气压或热带气旋近中心附近地面最大平均风速表示。

热带气旋的天气结构外围区：指从热带气旋边缘到最大风速外缘，平均宽200-300Km。涡旋区：自最大风速区外缘到台风眼壁，平均宽度10～20Km。眼区：热带气旋中心区，平均半径10～50Km。台风气流分布卫星云图中的热带气旋热带气旋的天气结构热带气旋的形成条件热带气旋形成的四个必要条件：1.广阔的高温高湿洋面2.有利的流场3.一定的地转偏向力4.对流层风速垂直切变要小

广阔的高温高湿洋面

广阔的高温高湿洋面是热带气旋发生、发展的必要条件。因为暖的海面，蕴藏着较大的热量，海面蒸发亦旺盛，通过海气间的湍流输送，使扰动所在的低层大气获得大量的热量和水汽，积云对流释放出大量凝结潜热，维持台风的暖心结构，也就是形成热带气旋的主要能源。实际分析发现，26～27C的海温可以作为发生热带气旋的第一临界温度，只有达到这一临界值的海域，才有热带气旋发生的可能。29～30C是热带气旋发生的第二临界温度，达到这一临界值的海域，热带气旋发生、发展的概率最大。一定的地转偏向力的作用一定的地转偏向力能使辐合气流逐渐形成为强大的逆时针旋转（南半球为顺时针旋转）的水平涡旋。在近赤附近，空气沿G的方向运动，所以很难形成空气涡旋。。因此，有人认为这是一个很重要的必要条件。一定的地转偏向力（通常认为≥5度）的作用也是热带气旋发生、发展的必要条件。只有在南北纬5-20度之间最有利热带气旋形成。有利的流场

要使高温高湿的洋面蕴藏的大量不稳定能量得以释放并转变为热带气旋发展的动能，必须有一个启动机制，这就是低层的初始扰动。因为在低层初始扰动中，由于摩擦辐合产生上升运动，可使气块抬升至自由对流高度以上，从而使不稳定能量释放出来。作为初始扰动场有赤道辐合带和东风波。统计表明，由赤道辐合带发展成的热带气旋约占85%，由东风波发展成的热带气旋约占15%。对流层风速垂直切变要小如果对流层中风速的垂直切变小，则对流层上下的空气相对运动很小，而由凝结释放的潜热始终加热一个有限范围内的同一气柱，可以很快形成暖心结构，保证了扰动的气压不断地迅速降低，最终形成热带气旋。如孟加拉湾和阿拉伯海海域，在夏季风盛行时（7～8月），风速垂直切变大，热带气旋发生数很少。而在季风过渡时期，该海域风速垂直切变小，热带气旋发生频率最高。高层辐散流场叠置在低层扰动之上要使低层扰动迅速发展，在低层辐合流场的上空要有辐散流场，而且高空辐散必须大于低层辐合。这种高空辐散流场的“抽吸作用”，保证了对流层中、下层的上升运动，促使地面不断降压，最后发展成热带气旋。热带气旋的减弱、消亡和加强热带气旋的减弱和消亡：

1.登陆受地面摩擦、水汽源切断而减弱消亡。2.移到高纬，吸入冷空气或插入锋面，减弱变性或消亡。3.移入冷水面减弱或消亡。热带气旋的加强：1.移向暖水面。2.登陆后重新回到海上。3.移速减慢。4.移到高空辐散区的下方。热带气旋的生命史1.初生阶段：从开始的热带扰动发展到风力达8级（台风12级）标准时。2.加深阶段：中心气压达到最低值，风力达最大时。3.成熟阶段：中心气压不再降低，风力不再增强，但大风和暴雨的范围扩大。4.消亡阶段：进入中高纬，因冷空气或锋面侵入而转变为温带气旋或登陆消失。生命期一般为3-8天，最长20天，最短1-2天。夏、秋季长，冬、春季短。世界各大洋热带气旋的移动路径1北太平洋东部热带气旋：发生于墨西哥西海岸，向西北移动，活动于北美西岸、加利福尼亚南部附近海面。2南太平洋140W以西的热带气旋：源于社会群岛，一支向澳大利亚东岸移动；另一支向新西兰移动。3北大西洋西部热带气旋：源于墨西哥湾、加勒比海，沿美国东海岸北上转向东北方向移动。4北大西洋东部热带气旋：源于佛得角群岛附近，向西偏北穿越大西洋转向东北，袭击美国沿岸。世界各大洋热带气旋的移动路径5北印度洋热带气旋：源于阿拉伯海和孟加拉湾，路径偏北或西北向移动。6南印度洋西部热带气旋：多源于马达加斯加东北部的洋面，先向西到马达加斯加转东南。7南印度洋东部的热带气旋：发源