2010空间天气学研讨会

第一篇：2010空间天气学研讨会

2010空间天气学研讨会，2010IWSW

2010 International Workshop on Space Weather

会议通知 •邀请函

2010年5月7-9日 •南京

为促进空间天气学的发展、加强交流，将于2010年5月7-9日在南京信息工程大学(原南京气象学院)南气宾馆召开2010空间天气学研讨会。研讨会同时作为南京信息工程大学50周年校庆科技活动的重要组成部分与2010国际应用数理科学学术会议同时召开并作为其主题研讨会，将邀请国内外知名专家与校友就会议主题作相关学术报告。有关通知如下：

一、时间地点：2010年5月7日报到, 8-9日会议。报到地点：南京信息工程大学(原南京气象学院)南气宾馆。

二、会议主题：太阳；行星际；磁层/电离层；空间等离子体；建模与预报；数理科学在空间天气学中的应用

三、论 文 集: 会议由世界学术出版社正式出版精装本论文集，并由其提交ISTP(截止目前,该出版社出版的论文集论文100%被ISTP收录)。

四、征文要求：论文应控制在2-6页。所有论文必须翻译成英文，严格按照会议论文模板（见附件或通过电子邮件索取）排版后于3月5日前 以电子文件形式提交给会议秘书组 陈美红 老师，chen-meihong@nuist.edu.cn

五、会议注册: 注册费：1600元/位(含一篇论文版面费、会务费、等。不含差旅费、住宿费、等）。

我们将于3月20日前陆续发放录用通知。收到录用通知后请于2010年3月30日完成注册。请将注册费和版面费通过邮局汇给： 210044南京信息工程大学 数理学院宋标。（逾期视为自动放弃，论文将不能收入论文集）。凡被录用为口头报告的论文作者请制作多媒体文文件，报到时交会务组。多媒体制作时请用Microsoft office软件包中的Power Point演示。大会报告的时间暂定为每人25分钟，外加5分讨论。专题报告的时间为10分钟，外加5分钟提问。凡被录用为墙报交流的论文作者请届时按宽84cm×高108cm规格制作英文交流墙报或展板。

六、会议回执：为安排好接待工作，与会人员收到录用通知后必须填写“回执一”（注册表）于2010年3月30日前发给会务组。

七、会议咨询：电话： 025 58731 160，传真：025 58731 576

九、未尽事宜：将通过电子邮件通知或在会议网站公布。

十、承办单位：南京信息工程大学(原南京气象学院)数理学院，分别建有：应用数学、空间天气学硕士点、博士点。设有：物理学、应用物理学、材料物理学、光信息科学与技术、信息与计算科学、数学与应用数学、统计学7个本科专业。学院现有教师136人，其中：教授25人、副教授27人、博导11人、硕导32人。拥有6个中国气象局重点学科、省特色专业、省实验教学示范中心。主持与主要参加多个“973”、“863”和国家行业专项等科研项目，主持国家自然科学基金与国际招标项目12项，主持省自然科学基金、省高校自然科学基金23项，2009年计划科研经费800万。近三年来在国内外重要学术刊物上发表论文近500篇，其中SCI、EI、ISTP收录230多篇。

会议组委会秘书组

（南京信息工程大学数理学院代章）

2009年8月

第二篇：天气学考纲复习材料

《天气学》考试大纲复习材料

第一章 天气学基础

掌握天气学的概念和研究对象；了解一般的天气预报方法；了解天气学发展简史；熟悉四季的形成原理，理解大气科学中四季划分的方法。

考纲要求：★掌握、█熟悉、█理解、▲了解

★（掌握）天气学的概念和研究对象

1、天气学：研究天气系统和天气现象发生、发展及其变化的基本规律，并利用这些规律来预测未来天气的学科。

2、研究对象：不同尺度的天气系统。目的：了解这些系统的特征与发生、发展的规律。

3、系统：所谓“系统”是指在时间或空间上可以与其他系统区分开来的一个实体。

4、尺度：所谓“尺度” 表征一个系统在空间上大小，或者在时间上持续的长短，所以有空间尺度和时间尺度两种尺度。

5、天气系统分类：为了更方便地描述不同天气系统的特征，许多学者把它划分为大尺度、中尺度、小尺度和微尺度等不同的天气系统。

█（熟悉）四季的形成原理

地球在绕太阳公转中，地轴始终与轨道面倾斜成66°33´的夹角。由于地轴的倾斜，当地球处在轨道上不同位置时，地球表面不同地点的太阳高度是不同的，而且地球表面同一地点当地球处在轨道上不同位置时其太阳高度角也是不同的。太阳高度大的时候，太阳光在空中经过的路径短，日照时间长，昼长夜短，气温高，形成夏季。反之，太阳高度小时，太阳光在空中所经路径长，日照时间短，昼短夜长，气温则低，形成冬季；由冬季到夏季，太阳高度由低变高。同样道理，太阳高度的变化影响着昼夜的长短和温度的高低，分别形成了秋季和春季。

█（理解）四季的划分方法

天文学上以春分（3月1日前后）、夏至（6月22日前后）、秋分（9月23日）、冬至（12月21日前后）分别作为四季的开始。

中国古籍上多用立春（2月4日前后）、立夏（6月5日前后）、立秋（8月8日前后）与立冬（11月8日前后）作为四季的开始。

气候统计上划分：以公历3、4、5月份为春季，6、7、8月份为夏季，9、10、11月份为秋季，12、1、2月份为冬季。

气候上精细化划分：候平均气温≤10℃ 冬季；10～22℃ 春季；≥22℃ 夏季；22～10℃ 秋

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季。

▲（了解）天气预报的一般方法

1.首先必须仔细分析天气图中的观测资料，了解天气系统与天气状况分布与演变的特点； 2.利用天气学原理，诊断与分析为什么在这些地区有这样的天气出现，为什么有这样的天气特点；

3.利用天气学和动力学原理，结合天气学模型和数值预报的产品，以及最新的观测资料，进行未来的天气预报。

第二章大气环流

掌握大气环流的概念和驱动大气环流的原动力，掌握热力环流的概念和原理，理解三圈环流的形成原理和科学假设，了解极地环流的状况，理解极涡与我国寒潮的关系；了解冬夏季全球平均纬向风分量和经向风分量分布；掌握大气活动中心的概念，了解对流层和平流层各个层次大气环流的状况；掌握高空急流的概念和三大高空急流的名称，了解其形成原理，初步理解高空急流对降水的动力作用；了解东亚地区的地形特征和热力特征，熟悉东亚季风的环流特点。

★（掌握）大气环流的概念：把围绕地球的大气在全球范围展开的环流运动统称为大气环流，也就是地球大气对太阳辐射响应的综合结果, 即大气环流就是大范围的大气运动状态。

★（掌握）驱动大气环流的原动力：太阳辐射能在地球上的非均匀分布。

★（掌握）热力环流：因温度分布不均而产生的环流称为热力环流。大气环流一般都是热力环流。

★（掌握）热力环流的原理：

假设最初大气状态是均匀的，没有任何扰动，并且等压面完全平行于地表面。当空气团受热后，必然膨胀，有一个向上的运动分量，此时等压面必然会上移，上空的空气团受到挤压而密度加大，与周边上空的空气团之间形成一个气压梯度，受到气压梯度力的作用，空气团则由上空流向周边上空；同时，受热区下方的空气团由于产生向上的运动，其周边必然有空气过来补充，周边上空的空气下沉补充，这样，就形成了一个热力环流圈。由于这种环流是因下垫面温度分布不均（或受热不均）而产生的，所以称为热力环流。

★（掌握）大气活动中心：分析多年平均海平面气压图可知，全球经常有7—8个巨大的高、低压区，一般称之为大气活动中心。

北半球大气活动中心：

冬季①西伯利亚高压②阿留申低压③冰岛低压④北美高压； 夏季①印度低压②太平洋副热带高压③大西洋副热带高压。

★（掌握）高空急流：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

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须大于或等于30米/秒，它的风速水平切变量级为每100公里5米/秒，垂直切变量级为每公里5-10米/秒。满足了以上条件的气流带才叫高空急流。

全球有哪几支高空急流：①极锋急流②副热带西风急流③热带东风急流。①②冬夏均有，③只有夏季有，因为夏季随着北半球西风带北移，赤道东风带也北移，在热带对流层顶附近约100-150mb处，南亚高压南侧的东风达到急流标准，南亚高压只有在夏季存在。

█（理解）一圈环流的科学假设：地球没有自转，并且地表均一。█（理解）三圈环流的科学假设：考虑地球自转，地球表面均一。热带环流（Hadley Cell）

赤道地区空气受热上升，当空气由赤道上空流向北极时，它受到地转偏向力的作用，逐渐向右偏，随着地理纬度的增高及风速的加大，偏向力也逐渐加大，在纬度30°～35°时，气流接近和纬圈平行，使从赤道上空流来的空气在这里堆积下沉，这时地面气压升高，形成高压，称为副热带高压带。在这里地表面气流分为两支，一支流向赤道，一支流向极地。这样就形成了对流层由赤道到30°～35°之间的闭合环流。这个环流称作热带环流，又称信风一反信风环流，但最常见的名称是哈得来环流（Hadley Cell），它是一个直接热力环流。

极地环流（Polar Cell）

极地环流形成在极地到60°～65°之间。极地空气极端寒冷，堆积形成极地下层的极地高压。下层空气由极地高压流向赤道方向，在地转偏向力的作用下，北半球吹东北风，南半球吹东南风。在极地高压与副热带高压之间60°～65°附近相对的形成一低压，称为副极地低压带。

来自副热带高压带和极地高压带的南、北两股气流在副极地低压带处辐合上升，其中一股由高空返回极地，在地转偏向力的作用下形成与低层相反的气流，从而形成了极地与60°～65°间的闭合环流，称为极地环流。极地环流也是一个直接的热力环流。

中纬度环流（Ferrel Cell）

中纬度环流形成在30°～60°之间。低层由极地流向低纬的空气与副热带下沉流向极地的空气在副极地地区相遇而辐合上升，在高空一部分流向副热带上空与热带来的高空气流合并，一起下沉完成中纬度的间接环流。中纬度环流是由热带环流和极地环流强迫出来的间接环流。

▲（了解）东亚地区的地形特征和热力特征

地形特征—东亚地区位于全球最大陆地的东岸，又濒临最大的大洋—太平洋，西部有地形十分复杂的高原—青藏高原。

热力特征—海陆之间的热力差异和高原的热力、动力作用，使得东亚地区成为一个全球著名的季风区，具有冷干的冬季与热湿的夏季，天气气候差异比同纬度其他地区悬殊得多，相应的环流特征和天气过程也都具有明显的季节变化。

▲（了解）极地环流 1月份极地环流特征

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在1月份，北半球500百帕平均图上，极地涡旋断裂为两个闭合中心，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。

地面图上，基本是一个高压带。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。

7月份极地环流特征

7月份气压系统明显减弱，500百帕极地涡旋中心在极地附近，700百帕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有一个闭合低压中心以外，其它系统不明显。

极地地区，地面图上多年平均气压是高压。

▲（了解）我国冬季寒潮与极涡的联系：冬季，北极对流层中部一半是极地涡旋或极涡的槽区，但有时也会出现反气旋。若极地持久地被暖性反气旋或暖脊所控制，就会使极地冷性涡旋分裂并偏离极地向南移动，导致锋区位置比平均情况偏南，寒潮活动多而强烈。

▲（了解）对流层各个层次的大气环流状况

1月北半球中高纬西风带上有三个大槽，分别位于东亚沿岸、北美东岸以及东欧地区。除此之外，有三个大脊分别与三个大槽相对应。

7月份西风带整体显著北移，中高纬有四个大槽，分别位于北美东岸、西欧、亚洲中部及西太平洋。另外，由四个脊分别与四个大槽相对应。

（冬季三槽三脊和夏季四槽四脊是500hPa大气环流的最主要的特征。）

冬季副热带高压强度弱，位置偏南（北纬20ºN以南）高压不明显；夏季副热带高压强，位置偏北，中心在20º—30ºN之间，在低纬太平洋、大西洋和北非大陆有明显的高压中心，北非高压最强。另外，在印度半岛有（副热带）低压存在。

▲（了解）高空急流对降水的动力作用

急流轴的左侧风速具有气旋性切变，右侧风速具有反气旋性切变。涡度梯度在急流轴附近最大。急流中心若与槽线重合或相交，槽前辐合，槽后辐散，这样的高空槽，即使开始时并无地面气旋、反气旋与它配合，一旦它移到斜压性比较强的地区后，就会迅速引起地面气旋与反气旋的发生和发展。

▲（了解）东亚季风的环流特点

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。

对流层中部，由于海陆差异和高原的热力、动力的共同作用，东亚西风带平均环流的脊、槽，在冬、夏季也完全是相反位相。冬季，东亚上空500百帕等压面图上是一脊一槽（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，即冬季的槽，夏季变为脊，冬

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季的脊，夏季变为槽，高空基本气流在30ºN以北为西风，30ºN以南为偏东风。而在北美上空就没有这样的改变。

高原季风的复杂性：

高原四周的风系，由于高原上空与四周自由大气之间的热力差异，具有明显季节变化，高原上近地面层里冬季为冷高压，夏季为热低压，所以高原在冬季北侧为西风，南侧为东风，夏季变为相反的风向。

夏季高原的加热作用还在青藏高原及其邻近地区产生上升气流，这支上升气流，到了高空即向四周辐散并下沉。高原南侧的垂直环流很明显，印度的西南季风沿喜马拉雅山爬坡上升，在高层辐散，主要部分向南流去下沉，下沉气流最南可达到南半球，随南半球的东南信风向北流动，越过赤道到了北半球，由于偏向力的作用而转为西南气流，再北上构成一个闭合环流，这个垂直环流称为季风环流，破坏了这个季节里该区域中的Hadley环流。

低空急流：600百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流，一般风速大于12米/秒。可对降水区带来较强水汽输送，并对天气系统发展提供扰动能量。

控制大气环流的基本因子：

内部因子：大气本身的可压缩性、连续性、流动性和大气水平尺度与垂直分布等； 外部因子：太阳辐射能及其高能粒子周期性和非周期性的振动、地球表面的摩擦作用，海陆分布和大地形的影响等外界因素。

极夜急流：冬季极夜强烈辐射冷却，在平流层中也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/秒，通常称为极夜急流。

极涡：无论冬夏，北半球极区都是一个低压区，一般称为极地涡旋，简称极涡。

第三章 气团和锋

掌握气团的概念、气团变性，了解气团的分类方法；掌握锋的概念，理解锋面、锋区和锋线的概念，掌握锋面的一般分类方法，熟悉锋面附近气压场、温度场和风场的特征，掌握锢囚锋的概念，了解各类锋面可能带来的天气现象；掌握锋生的概念，理解锋生公式的意义；了解气团、锋、锋面气旋、急流之间的相互联系，掌握我国主要锋生地带以及与之相对应的锋面气旋。

★（掌握）气团的概念、气团变性

1、气团： 是指气象要素（主要指温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围的空气团。

2、气团的形成条件：（1）性质比较均匀的下垫面；（2）有适当稳定的环流条件。

3、具有形成气团温、湿属性比较均匀条件的地区称为气团源地。

4、气团变性：气团物理属性发生变化称为气团变性。

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▲（了解）气团的分类方法

（1)根据地理分类法：北极气团，极地气团，热带气团，赤道气团。（2)根据气团内部的湿度高低：大陆性气团和海洋性气团。

（3)根据气团的温度和气团所经过的下垫面温度对比分为：冷气团和暖气团。

★(掌握)锋的概念

两个热力性质不同的气团之间的狭窄过渡带称为锋。两个密度性质不同的气团之间的狭窄过渡带称为锋。冷暖气团之间的狭窄的过渡带，称为锋。

█(理解)锋面、锋区和锋线的概念 冷暖气团的交界面，称为锋面。

锋面在空间呈向冷区倾斜状态，冷空气在下，暖空气在上。锋面与地面的交线称为锋线。

锋面与空中某平面相交的区域称为锋区——天气图上温度梯度大的窄的区域。地面锋线总在高空锋区暖区一侧。★(掌握)锋面的一般分类方法

1、按移动分类： 冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。

a）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。b）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。

c）准静止锋：冷暖气团势力相当，锋面很少移动的锋，称为准静止锋。（6小时无移动，24小时移动在2个纬度之内）

d)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面成为锢囚锋，可以分为：冷式锢囚锋、暖式锢囚锋、中性锢囚锋。

2、根据锋在垂直方向上的伸展高度，可分为对流层锋、地面锋、高空锋（不接地）。地面锋主要指锋面垂直方向的伸展位置主要位于大气低层。高空锋主要指位于对流层上层的锋面。

3、根据锋面两侧不同性质气团来源的地理位置不同，可将锋分为冰洋锋（极地锋）、极锋和赤道锋。

█（熟悉）锋面附近气压场、温度场和风场的特征

1、锋面附近温度场的特征

在同一等压面或等高面上锋区内的等温线特别密集，密集程度越强，表示锋面愈强。在锋区内出现了“下冷上暖”的逆温或等温现象，称之为锋面逆温。

2、锋面附近气压场的特征

在地面图上，一般锋面位于气压槽中，等压线通过锋面时呈气旋式弯曲，折角指向高压，也即指向远离气旋的方向。

3、锋线附近风场特征

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锋线附近的风场具有气旋性切变（包括风速切变和风向切变），风场辐合。★（掌握）锢囚锋的概念

由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠并而成的锋面成为锢囚锋，可以分为：冷式锢囚锋、暖式锢囚锋、中性锢囚锋。

如果冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团冷，称之为冷式锢囚锋；如果冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团暖，称之为暖式锢囚锋；如果冷锋后的冷空气团与暖锋前的冷空气团的温差较小，称之为中性锢囚锋。两条锋面在空间的交接点，称之为锢囚点。

▲（了解）各类锋面可能带来的天气现象 1.冷锋前坏天气

700百帕高空槽线位于地面锋线附近或锋前。

2.冷锋后坏天气：700百帕高空槽线落在地面锋线的后面。

3.暖锋天气: 降水发生在锋前还是锋后，主要看暖锋低空的辐合强度和高空槽线的位置而决定。

4.准静止锋： 准静止锋云系可分为两类（1）无降水或仅有层积云和雨量极少的零星降水（2）有显著降水的，锋上暖空气有较强上升运动。

5、锢囚锋：天气最恶劣的地区及降水区多位于锢囚锋附近。降水区的宽度，一般从地面锋线至700百帕槽线。

★（掌握）锋生的概念

锋生：锋生一般是指密度或温度不连续形成的一种过程，或者是指已有一条锋面存在，其密度（或温度）水平梯度增大的过程。锋消是指与锋生过程相反的过程。

█（理解）锋生公式的意义（1）平流在锋生中的作用

凡温度平流有利于加大冷暖两侧温度梯度，则锋生；反之，锋消。（2）垂直运动在锋生中的作用

当大气层结稳定时，若运动场中垂直速度自低温一侧向高温一侧减小时，（则有锋生作用（F3>0）； 若垂直速度自低温一侧向高温一侧增大时，则有锋消作用（F3<0）。当大气层结不稳定时，若运动场中上升运动自低温一侧向高温一侧加大时，F3>0，则有锋生作用； 若运动场中上升运动自低温一侧向高温一侧减小时，F3<0，则有锋消作用。（3）非绝热加热

当非绝热加热过程，加热向暖空气一边增大（暖侧加热更大）时，F1 0，则有锋生；反之，F1 0，即锋消。

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▲（了解）气团、锋、锋面气旋、急流之间的相互联系（Ｐ45）

在中纬度对流层顶下有极锋急流（Jp）存在，紧靠此急流的左下方存在一个极锋，一直伸展到地面，极锋是极地气团与中纬度气团的交界面。在第二热带对流层顶下有副热带急流（Js）存在，紧靠此急流的左下方是副热带锋，一直伸展到地面，极锋是中纬度气团与热带气团的交界面，它只存在于对流层上部。在对流层极地气团内部，由于极地东风带与极地西风带之间的辐合作用，在极地气团的低层有北极锋存在。

锋区和急流二者是同时存在的、不可分的。锋是运动着的冷暖空气集中的地区。★（掌握）我国主要锋生地带与之相对应的锋面气旋

1、北半球有两支行星锋区，称极锋锋区（北支锋区）和副热带锋区（南支锋区）。与之相对应的是极锋急流和副热带急流，即北支急流和南支急流。

2、我国的锋生区

（1）南方锋生带：华南到长江流域之间，与副热带锋区（南支锋区）相对应，20°--30° N；

（2）北方锋生带：河西走廊到东北、内蒙之间，与极锋锋区（北支锋区）相对应，40°--50° N。

它们随季节变化而南北位移。自春到夏，锋生带逐渐北移，自夏到冬，则逐渐南移。北方锋生带以冷平流过程为主。华南地区锋生（南支锋区）先是暖平流过程起作用，而后冷平流起作用。

3、我国的锋消区：黄河到长江流域之间（30º—40ºN一带）地区是锋消地区。所以，冷锋南下的过程中，往往先是锋消，到华南后再锋生。

4、我国锋面气旋的生成及其活动区域主要集中在两个地带：

（1）北方气旋：在北纬45º—55ºN之间，对应北支急流（北支锋区）上的扰动，最大中心在黑龙江、吉林及内蒙古的交界处。包括蒙古气旋，东北低压，黄河气旋，黄海气旋。

（2）南方气旋：在北纬25º—35ºN之间，对应南支急流上的扰动，分布在江淮流域、东海和日本南部海面上的广大地区，包括江淮气旋和东海气旋。

第四章 西风带大型扰动和大型天气过程

理解天气系统的尺度概念，以及天气系统的尺度分类；掌握温带气旋和温带反气旋的概念，了解温带气旋和温带反气旋的分类方法，了解温带气旋从生成到消亡所经历的四个过程和天气；掌握阻塞高压和切断低压概念，理解阻塞高压和切断低压的建立过程，了解阻塞高压和切断低压

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产生的天气；掌握副热带高压的概念和成因，理解西太平洋副高对我国天气的影响；了解热低压、准两年周期振荡的概念。

█（理解）天气系统的尺度概念，以及天气系统的尺度分类

1、尺度：一个系统在空间上大小，或者是时间上持续对的长短。包括空间尺度和时间尺度两种尺度。

（1）时间尺度（T）是指某一种天气系统运动状态从开始到结束的时间。

（2）空间尺度是指这一天气系统运动所占有的空间范围，包括水平尺度（L）和垂直尺度（H）。

2、ＷＭＯ的空间尺度分类：①微尺度（小于100米）②局地尺度（100米—3公里）③中尺度（3—100公里）④大尺度（100—3000公里）⑤行星尺度(大于3000公里)★（掌握）温带气旋和温带反气旋的概念

1、气旋：气旋是占有三度空间，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。在北半球，气旋范围内气流作逆时针旋转，南半球相反。

2、反气旋：反气旋是占有三度空间，在同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋。在北半球，反气旋范围内气流作顺时针旋转，南半球相反。

气旋和反气旋的尺度一般是1000~3000公里，属天气尺度的系统。▲（了解）气旋和反气旋的分类 1.气旋的分类

（1）地理分类： 温带气旋，热带气旋。（2）热力分类：

①锋面气旋：气旋中有锋面，温压场分布不对称，移动性大，是带来云和降水的主要天气系统。

②无锋面气旋：又可分为两类：热带气旋，局地性气旋。

热带气旋：发生在热带海洋上的强烈的气旋性涡旋，当其中风力达到一定程度时，称为台风或飓风；局地性气旋：由于地形作用或下垫面加热作用而产生的地形低压或热低压。这类气旋基本上不移动，一般不会带来云雨天气。

2.反气旋的分类

（1）地理分类：极地反气旋，温带反气旋，副热带反气旋。（2）热力分类：冷性反气旋，暖性反气旋。▲（了解）温带气旋的生命史及天气过程

1、温带气旋的经典模型

J.Bjerknes(1919)提出的经他和Solberg(1921,1926)修改后的气旋基本模式：突出特点是温带气旋形成于一条锋面上，相邻两气团之间绝大部分温度对比集中形成一条狭窄的过渡层，按天气尺度来看，实际上相当于一条温度或密度的不连续线。

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2、温带气旋的生命史及天气过程（Ｐ50）波动阶段：出现冷暖锋面及锋面降水。

成熟阶段：冷暖锋进一步发展，锋面降水继续增加，雨区扩大。锢囚阶段：暖空气完全从地面抬升到高空，降水强度及范围均增大。

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亡。★（掌握）阻塞高压和切断低压概念

1、在西风带长波槽脊的发展演变过程中，当槽不断向南加深时，高空的冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南端形成一个孤立的闭合性冷低压中心，叫做切断低压。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，在脊的北端出现闭合环流，形成孤立的暖高压中心，叫做阻塞高压。

2、具备以下几个条件的高空高压称为阻塞高压：

（1）中高纬度（一般在50ºN以北）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。

（2)暖高至少要维持三天以上，但它维持时期内，一般呈准静止状态，有时可以向西倒退，偶而即使向东移动时，其速度也不超过7~8经度/天。

（3）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，其分支点与会合点间的范围一般大于40~50个经度。

3、阻塞高压是高空深厚的暖性高压系统。在亚洲地区，阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海地区，一般维持8天左右，最短为3~5天。一年中，亚洲以5、6、7三个月出现最多，以3、11月为最少。

█（理解）阻塞高压与切断低压的建立过程（Ｐ53-54）

1.阻塞高压的建立过程：阻高建立以前，环流要从纬向转为经向。通常，上游有槽发展，接着槽加深，下游脊也发展，然后阻高从脊中切断出来。

2.切断低压的形成过程：

两种情况：一种与阻塞高压相伴出现；另一种是西风槽加深，即西风槽切断，不伴有阻塞高压。

▲(了解)阻塞高压与切断低压的天气

1、在阻塞高压直接控制下的天气，一般是晴朗少云，在阻塞高压东部常有冷平流和下沉运动，天气功以冷晴为主；而在阻塞高压西部为暖平流和上升运动，天气较暖而多云雨。

2、在切断低压东南侧地面上可能有锋面气旋波动发生，因此一般说，切断低压的云雨天气区多出现在东南方。

我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。

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★（掌握）副热带高压的概念和成因

1、副热带高压：低纬地区，在南北半球的副热带地区有一个几乎环绕地球一周的带状高压区，这就是副热带高压带。

西太平洋副热带高压（脊）：由于海陆和地形差尺度异，副热带高压带的强度沿纬圈的分布并不是均匀的，在副热带海洋上存在着高压中心。在北半球的太平洋存在着北太平洋副高。影响我国的副热带高压，是北太平洋副高向西伸出的脊或高压单体，即所谓的西太平洋副热带高压（脊）。

2、副热带高压的成因：

西太平洋副热带高压形成的经典理论一般这样认为：

赤道附近的大气受热上升到高空后流向高纬。受地转偏向力的作用，向高纬流去的气流产生向东的分量，纬度愈高向东的分量愈大，而向极地分量愈小，因而在副热带地区对流层高层产生辐合下沉气流，引起对流层中下层气压升高形成高压。这支下沉气流是Hadley环流的下沉支，除它之外，Ferrel环流的下沉支也作用于副热带地区，在它们的共同作用下形成副热带高压。

█（理解）西太平洋副高对我国天气的影响

副高内部盛行下沉气流，天气晴好，所以当副高长时间控制某一地区时，往往会造成该地区干旱。

西太副高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20ºN以南时，雨带位于华南，称为华南雨季或华南前汛期雨季；当副高脊线位于20~25ºN时，雨带位于江淮流域，这时为江淮梅雨季节；当脊线位于25--30ºN时，雨带推进至黄淮流域，黄淮雨季开始；当副高脊线越过30ºN，则华北雨季开始。

▲(了解)热低压和准两年周期振动

热低压：地表面局部增暖致使其上空的大气增暖，气温上升（密度减少），产生上升气流，气压降低。

准两年周期振动：赤道地区平流层下部的纬向风大约以26—27个月的周期，东风（峰值风速：30m/s）与西风（峰值风速：20m/s）交替出现。这种变动出现在高度40—50km的上空。然而变动振幅最大的却在高度约25km的地方。到对流层顶（赤道地区高度约17km）振幅就减弱。该振动称为准两年周期振动。

第五章

强天气基础概述

掌握海陆风、山谷风和热岛的概念，对流单体、雷雨、龙卷、中尺度对流和暴雨的有关概念和分类，了解产生原因和特征；了解地方性风、焚风、布拉风、地形波和都市气候的概念，贝纳

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对流和暴雪的概念、产生原因和特征，了解云、雾的形成过程，了解云的分类、暖雨降水、冷云降水特征。

局地气象：水平尺度在数千米至100千米、垂直尺度在数米至数千米、生命史为几分钟到几小时乃至半天的地方性天气现象。

分类（1）局地风或局地环流（2）局地不连续线（3）局地高压、低压（4）局地发生强对流现象（5）局地气温分布（热岛)（6）局地降水量分布（7）局地日照分布（8）局地温度分布

▲（了解）局地环流（地方性风、局地风）

▲（1）定义：代表局地气象的风系，也称地方性风或局地风。

（2）特征：季节性强、风大、阵性强，伴有降水和沙尘，气温变化和湿度变化急剧，对植物、农作物以及人类活动有很大影响。

（3）形成原因：①特定气压分布；②强气压梯度；③锋面过境；④气压配置和地形；⑤在较弱的一般风情况下因局地加热及冷空气入侵带来的不稳定。

（4）分类①由于动力原因产生的环流：地形波、山风、焚风及山背后形成的尾流。②由于热力原因产生的环流热力：海陆风、山谷风。

★（掌握）海陆风：在海滨地区，只要天气晴朗，白天风总是从海上吹向陆地；到夜里，风则从陆地吹向海上。从海上吹向陆地的风，叫海风；从陆地吹向海上的风，称为陆风。气象上常把两者合称为海陆风。

形成原理：通常认为，海陆风是因热力原因而形成的局地环流的代表性风系。在沿海地区，由于陆地热容量比海面小。白天，陆面气温高、气压低；水面相反，气压梯度方向由水面指向陆面。在低层风从海面吹向陆地。高层风向相反。陆面一侧形成上升气流，到达一定高度后，从上空流向海洋；水面一侧形成下沉气流，转而流向陆地。这样便在海陆交界地区形成了一个区域环流。

★（掌握）山谷风：白天风从山谷吹向山坡，这种风叫谷风；到夜晚，风从山坡吹向山谷，这种风称山风。山风和谷风总称为山谷风。

（1）环流特征：季节性强,风大，阵性强，伴有降水和沙尘，气温变化和湿度变化剧烈，对植物，农作物以及人类活动有 很大影响。

（2）形成原因：特定的气压分布，很强的气压梯度，锋面过境，特定的气压配置与地形，在较弱的一般风情况下因局地加热以及冷空气入侵带来的不稳定等。？

山谷风的形成原理跟海陆风类似。形成山谷风的原因是平原与高山间的温差，同时陆地地面的日射和红外辐射的时间差也是主要原因。

（3）带来的影响

①对山区树木和农作物的生长很有利。

②把清新的空气输送到城区和工厂区，把烟尘和漂浮在空气中的化学物质带走，有利于改善

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和保护环境。

▲（了解）焚风：当暖空气越过高山，变成下沉气流，在背风面上局地容易吹起的一种干燥的热风。

▲（了解）布拉风：当冷空气自高纬度南下，由峡谷吹向洼地，风速增强，造成强风灾害。这种情况下，冷空气所形成的大风（局地风）称作布拉风。

▲（了解）地形波：当气流越过山峰，因受地形影响而发生的驻波，称地形波，也称背**。▲（了解）热岛效应：近年来，在大都市的市中心，认为造成气温升高，同郊外温度出现了显著差别，这种都市高温现象称为热岛效应。

形成原因：①城市燃烧热量；②大气污染温室效应；③地表铺设及建筑物增加，蒸发量减少；④建筑物凹凸不平增多造成辐射变化。

▲（了解）都市气候：总的说来是都市所特有的气候状态。

都市气候包括热岛现象、大气污染、市区干燥、都市雾的发生、小雨天数的增多、风速减小、无风天数增多、高层建筑风多发等。

▲（了解）贝纳对流：局地的高温大气因浮力作用而产生的垂直向上的运动叫对流。简单的对流形式是贝纳对流。

★（掌握）对流单体:单个的对流活动，称为对流单体，通常有降水出现，也称为降水单体或雷雨单体。

它与积雨云相对应，其生命史包括发生发展、成熟和减弱消亡三个阶段。（1）发生发展阶段：发展期的多单体的上升气流旺盛，降水粒子降不到地面。

（2）成熟阶段：随着降水粒子增大和增多，当上升气流托不住它时，降水粒子开始下落，当拖曳空气的力量胜过上升气流时，在对流单体的下层出现下沉气流，积雨云上部的上升气流减弱。雨滴降落到地面。

（3）减弱消亡阶段：云中上升气流完全消失，整个对流单体为下沉气流所控制。★（掌握）雷雨:雷雨是积雨云引起的,伴随有闪电和雷鸣的降水。它出现在不稳定层结大气向稳定层结状态调整时。（1）雷雨可分为两类：

①气团性雷雨（多单体雷雨，单体群）：一般发生在风的垂直切变弱的环境中，生命史为30分钟-1小时。

②特大雷雨：通常出现在风的垂直切变较强的环境中，生命史约为数小时。根据其强度不同，又分为多单体和超级单体两种。

（2）雷电产生原因：雷电的产生是由于发展旺盛的积雨云中正负电荷之间大的电位差引起火花放电所致的。

（3）放电的分类：放电通常分为云中正负电荷间发生的空中放电、云与地面之间发生的云地放电（落雷）。

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（4）雷击、闪电和雷鸣的特征

雷雨的出现常常伴随着闪电。闪电是由于空气中一时有强电流通过而形成的高温发光现象。电流在空气中受阻而产生热，而空气的导电性又较差，因此，伴随雷击，空气受热而急剧膨胀，压缩周围空气。被压缩的空气再次膨胀，因空气震荡而发出响声，这就是雷鸣。所以，雷雨总是与“电闪雷鸣”相提并论的。

★（掌握）龙卷:是从伴随飑线发生的巨大积雨云底向地面伸展的细长的气流涡旋。龙卷分为水龙卷、空中龙卷和陆龙卷三种。

它是由大尺度或天气尺度系统（如急流、温带气旋、锋面波）、中尺度系统（如暴雨风暴）和小尺度系统（如龙卷）等三种不同尺度系统所构成的复合系的动力不稳定性所引起的。同时它的发生发展还与一定的局地条件有关。

★（掌握）中尺度对流:处于大尺度运动(水平尺度1000km以上)和每个对流单体（水平尺度为1~10km)间的中间尺度即中尺度的运动，其水平尺度为10km至数百公里。

对流单体排列成现状分布时称为云带，强烈时称为飑线，发展旺盛的积雨云也会称为飑线 ★（掌握）暴雨：按照国家气象中心中央气象台的定义：在我国，定义日降水量25至49毫米的降水为大雨，50至99毫米的降水为暴雨，100至199毫米为大暴雨，200毫米以上为特大暴雨。

形成原因：暴雨是由于台风或大尺度（温带）气旋、锋（梅雨锋等）以及积云对流（积雨云）的综合作用而发生的。因此，暴雨的出现是多种尺度系统相互作用的结果，当然最直接的产生原因是成熟的积雨云。

▲（掌握）暴雪：暴雪是指日降雪量（融化成水）≥10毫米。形成原因：暴雪产生机制与暴雨相同。

▲（了解）暴雪产生的前提条件是气团变性，变性过程中存在的大尺度流场和大气边界层的，以及成熟的积云对流的存在并由此形成的中尺度对流系统，是造成暴雪产生的关键。

云：

（1）云：云是由大气中水汽凝结凝华而形成的微小水滴、过冷水滴、冰晶、雪晶，由它们单一或混合组成，形状各异飘浮在天空中可见的混合体。

（2）云的作用：云是产生雨和雪（总称降水）之源。▲（3）（了解）云的形成原因（形成过程）：

大气中含有水汽，当含有水汽的气流上升时，将出现绝热膨胀而冷却，使得上升气流的相对湿度增加，上升气流可能达到饱和和过饱和状态，并在凝结核周围形成形成云粒。漂浮在空中的许多云粒子聚积形成水云。若云顶温度低于0℃，形成水云的云粒子中有一些发生冻结，形成冰晶。混有云粒子和冰晶的云称作冰水混合云。自然界里存在着水云、冰晶云或冰水混合云等各种类型的云。

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▲（了解）云的分类

云按高度分为高、中、低云（3族），按形状分积、层、波云。云可分为3族、10属、29类。暖云降水

（1）暖云：暖云是指云体温度都在0℃以上、由液态云滴组成的云。（2）暖云中云滴增长的两种基本途径：凝结增长和重力碰并。

①凝结增长：凝结增长速度随云滴半径的增大而减小，只能在云滴增长的前期起作用，要形成降水必须通过第二种过程，即大小云滴之间的碰并(增长)过程。

②碰并过程：有 Brown运动碰并、电力碰并、湍流碰并和重力碰并等多种，但对云滴增长成为雨滴来说，最重要且研究得较多的是重力碰并。

（3）云粒的生成条件：水汽的过饱和；凝结核的存在。（4）通常凝结核由气溶胶粒子，如硫酸铵、海盐等构成。▲（了解）暖云降水的特征

暖云是指云体温度都在0℃以上、由液态云滴组成的云。暖云中，云滴的增长主要通过凝结和重力碰并过程。▲（了解）冷云降水的特征

在温度低于0℃的冷云中，常常是过冷水滴、冰晶和水汽三者共存。这种云产生降水的关键是冰晶效应。

▲（了解）雾：在近地面产生的云，气象上称为雾、霭。一般能见度超过1km的称为霭，能见度小于1km的称为雾或烟雾。

▲（了解）雾的形成过程：雾是因湿空气受冷，气温降至露点，或补充水汽使空气达到饱和状态而形成的，也可能是二者同时发生而形成的。

雾的形成条件：

近地面空气层中，有凝结核、水汽充沛 有使水汽凝结的冷却过程

活跃凝结核、气温0 ℃以下，相对湿度<100%可成雾 雾的分类：

雾按成因可分为：辐射雾、平流雾、混合物、锋面雾、上坡（上升）雾。

①辐射雾：空气因辐射冷却达到过饱和而形成的，主要发生在晴朗、微风、近地面、水汽比较充沛的夜间或造成。

②平流雾：当温暖潮湿的空气流经冷的海面或陆地时，空气的低层因接触冷却达到过饱和而凝结成的雾就是平流雾。

③锋面雾：经常发生在冷、暖空气交界的锋面附近。

④上坡雾：潮湿空气沿着山坡上升，绝热冷却使空气达到过饱和而产生的雾。

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第六章

中国暴雨降水天气过程

了解中国暴雨的类型及其各个类型的主要特征；掌握暴雨的形成条件；理解低空急流、低涡、切变系统的概念，了解其对暴雨所起的作用；了解对流性暴雨形成原因；了解产生持续性暴雨的要素及两种典型环流形势。

★（掌握）暴雨的形成条件

1、一般降水的形成过程

（1）水汽条件：即水汽从源地向降水地区的输送。（2）垂直运动条件：水汽在降水地区辐合上升，形成云。（3）云带的条件：云滴增长变成雨滴而下降。通常只要分析水汽条件和垂直运动就够了。

2、暴雨形成和加强条件：暴雨形成的基本条件即水汽条件和垂直运动条件，以及暴雨加强发展的条件即高、低空急流及其相互作用对暴雨的影响。

（1）水汽条件：包含水汽的含量、水汽来源以及水汽输送等。①水汽来源：太平洋、印度洋。

②水汽有两种输送方式，即水平输送和垂直输送。降水以前，水平输送显得重要，降水快要开始时，垂直输送起重要作用。

降水除了有丰富的水汽条件以外，还要求有一定的垂直运动条件。（2）垂直运动条件

垂直运动起着两种很重要的作用：一是使空气上升冷却达到饱和，凝结成水滴降落下来；另一是将水平输送来的水汽向上输送。

产生上升运动的因子很多，大体可分为三类：①大范围或系统性的上升运动；②由于地形引起的上升运动；③与大气层结不稳定性相联系的对流运动，由潜热释放所造成的上升运动。

产生上升运动的最重要原因包括锋面抬升作用、低层辐合流场、高层辐散的作用以及地形和山地的影响。

低层辐合流场：a气流辐合带（风速大小辐合带、风向辐合带、切变线辐合带【暖式、冷式、准静止式】）；b等高线气旋式弯曲区；c负变高（压）区）。

地形和山地的影响：爬坡抬升作用；地形辐合和阻塞作用；地形切变线的作用；地形对造雨过程的影响。

（3）低空急流

低空急流的特征和结构简单表述为:急流轴上风速最大，两侧逐渐减小。急流轴的左侧为正涡度，辐合，上升运动；急流轴的右侧为负涡度，辐散，下沉运动。

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（4）高空急流及其相互作用

高空急流作用：抽风作用、通风作用。

当极锋急流和副热带急流存在一定配置时，在高空极锋急流入口区的右侧和副热带急流出口区左侧的上升运动区发展，此处有利于暴雨的加强和发展。

█（理解）低空急流的概念，其对暴雨所起的作用

1、低空急流：具有风速大于12m/s的风速轴，平均风速为16-25m/s，最大风速可达40m/s，位于900-800百帕之间甚至可达600百帕的气流，称为低空急流。

盛夏我国低空急流：西南风中的急流，东部的东南风低空急流。

2、低空急流的结构和特征：

简单表述为：急流轴上风速最大，两侧逐渐减小。急流左侧为正涡度，辐合，上升运动；急流轴右侧为负涡度，辐射，下沉运动。

具体为：

（1）有明显的水平和垂直风的切变，是一支具有水平分布的高速气流。

（2）有很强的超地转特性。低空急流的实际风速超地转风20%以上，最大风速区则往往超过一倍以上。

（3）低空急流存在日变化。一般日落时开始增大，凌晨日出前达到最大，风的垂直切变也最大。

（4）急流轴与湿舌配合。在急流轴上和附近，湿度很大，最大水汽轴线与最大风速轴线一致，形成一个与急流走向一致的湿舌。

（5）涡度与散度的分布：急流左侧为正涡度，辐合，上升运动；急流轴右侧为负涡度，辐射，下沉运动。

3、低空急流与暴雨的关系

（1）大雨或暴雨区常偏于急流轴的左前方。

（2）低空急流有的是在暴雨发生前就出现，有的则是在暴雨过程中形成并不断增强。（3）暴雨往往发生在低空急流超地转特征十分强烈的时候。（4）低空急流轴上常有风速突然加大的现象。另一种表述

（1）低空急流给暴雨区输送水汽（2）提供暴雨产生的热力和动力条件（3）触发暴雨的生成

█（理解）低涡的概念，其对暴雨所起的作用

1、西南涡（定义）：西南涡低空700百帕和850百帕上西南地区闭合的气旋性环流称，是一种中间尺度（300-500公里）的低空天气系统。

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2、作用：西南涡的发展和东移，常引起长江中下游、黄淮流域、华北大范围暴雨。梅雨期间江淮切变线上的低涡有的是从西南移出的西南涡。

3、西南涡的形成与热力因子有关，但主要是动力因子形成的，地形对西南涡的形成起了很重要的作用。

█（理解）切变系统的概念，其对暴雨所起的作用

1、产生大范围暴雨的天气系统有锋面、气旋、高空槽、冷涡、切变线、西南涡等，还有台风及其他热带天气系统。

低涡：出现于大气中低层的水平和垂直范围都较小的低压涡旋。

2、切变线：一般把出现在低空风场上具有气旋性切变的不连续线称为切变线。（1）我国切变线多为东西向，气压场在低空为近于东西向的横槽。

（2）分类：切变线的风场型式分为三种类型A）冷锋式切变线（或称冷式切变）B）暖锋式切变（或称暖式切变）：C）准静止锋式切变线：

3、江淮切变线是指出现在850百帕或700百帕等压面上江淮流域（26-34N，110-122E地区）近乎东西向的风向呈气旋式切变的地带。在气压场上，就是一个弱横槽，介于副热带高压和西风带小高压之间。

在梅雨期内，切变线大多数与梅雨锋相联系。

4、切变系统与我国降水的关系？

切变线在我国各地，各个季节都可出现，会引起不同强度的降水过程。夏季，切变线是我国主要的降水天气系统之一。春季，副高脊线位于20N以南地区，切变线一般活动在华南地区，称为华南切变线。6月到7月初，副高脊线移到22-25N，切变线位于江淮流域，称为江淮切变线。7月中旬到8月，副高脊线北移到30-35N，切变线常常出现在华北地区，称为华北切变线。此外，夏季在西北和青藏高原也有切变线活动，造成较强的降水，它所在高度一般在400百帕左右。

▲(了解)对流性暴雨形成原因？？？？ P72 ▲(了解)产生持续性暴雨的要素

1、对我国暴雨有重要作用的大尺度环流系统（1）西风带：

高压：乌拉尔阻塞高压，贝加湖阻塞高压，雅库茨克-鄂霍茨克海阻塞高压，里海高压脊，日本海高压。

低压：乌拉尔大槽，贝加尔湖低槽，太平洋中部槽。（2）副热带：

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高压：西太平洋副热带高压，对流层上部青藏高压。低压：南支槽或孟加拉湾低槽。

（3）热带：南亚和西太平洋赤道辐合带,西太平洋台风(或热低压)，孟加拉湾风暴或低压。

2、从形势条件看，暴雨的发生同中高纬度和低纬度的大形势特点都有关系：

（1）对我国暴雨有影响的大尺度环流系统，其中西风带环流以长波系统或阻塞系统为主。（2）副热带系统，尤其是西太平洋副热带高压的进退、维持和强度变化同暴雨关系最为密切。对流层上部青藏高压的活动对暴雨影响也很显著。

（3）热带环流系统是暴雨的主要水汽来源。

3、热带环流对中纬度暴雨的作用：（1）热带系统（台风、东**等）冷空气入侵增加斜压性；（2）它们是直接或间接输送水汽的系统；（3）由于热带系统在低层带来了大量潮湿空气，当其北上时带来了大量位势不稳的空气，并释放大量潜热，使降水进一步增强。

▲(了解)我国大暴雨的两种典型环流形势 我国大暴雨的大形势可分为两大类：

（1）一类是稳定的经向型。在这种流型中，西风带以经向环流为主，长波移动缓慢或停滞少动。副热带高压也比较稳定，且位置偏北。在这种大形势下，中低纬度系统容易发生相互作用。

（2）第二类是稳定的纬向型，这时35-45N地区西风带盛行纬向环流，短波槽活动较多，副热带高压也比较稳定，常呈带状。

▲(了解)中国暴雨的类型及其各个类型的主要特征 1、华南汛期暴雨

（1）华南前汛期暴雨：4~6月，华南是我国首先出现大范围降水并伴有暴雨的地区，一般把华南地区4-6月份出现的暴雨。称为华南前汛期暴雨。产生降水的天气系统主要是高空槽、锋面、切变线、低涡等温带系统。在华南前汛期中，冷空气与锋面对暴雨的形成有明显的作用。

（2）华南后汛期暴雨：7~9月份为后汛期暴雨、台风、东**和赤道辐合带、中层气旋、热带云团等系统，成了华南地区后汛期暴雨的主要天气系统。

2、长江中下游暴雨

主要集中在梅雨季节，一般情况下，梅雨暴雨的强度小，但出现机会多，历时较长，降水总量可观。产生降水的天气系统主要是切变线和准静止锋，当伴有西南涡或气旋出现时往往出现暴雨。

3、华北暴雨

华北暴雨的特点：雨季短暴雨时间集中；暴雨的强度大、频数少； 暴雨与地形关系密切。华北暴雨的典型天气形势：高空槽（相伴有冷锋）暴雨，暖切变暴雨，黄河气旋暴雨，冷涡暴雨。

4、东北暴雨

多发生在7-8月，主要是在夏季由东北冷涡和气旋等天气系统造成。

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第七章

中小尺度对流系统及对流性天气

掌握对流、雷暴、中尺度系统的基本概念；理解中小尺度系统的特征和分类；了解一般雷暴生命史；了解脉冲风暴、多单体风暴、超级单体风暴、中尺度对流系统及其造成灾害性强对流天气；了解一般雷暴及强风暴形成、发展的环境条件；了解一般对流系统和强对流系统产生条件、结构和出现天气现象的差异；了解持续性暴雨同强对流天气形成条件的差异。

★（掌握）对流、雷暴、中尺度系统概念：

1、对流天气：由大气中的对流不稳定层结造成的，并伴有阵雨、大风、冰雹、龙卷等天气现象。

（1）强对流天气：一般是指伴随雷暴发生的冰雹、强风、龙卷风等剧烈天气。（2）强对流的天气气候特征及天气形势

强对流天气常发生在一定的天气形势下。一般来说，强对流天气发生发展的典型形势特征是高低层有高空急流和低空急流，在低层有暖湿舌伸展，中层有干舌叠加在低层湿舌之上，层结不稳定度很大。

我国的大范围降雹天气形势有高空冷槽型（前倾槽、后倾槽）、高空冷涡型、高空西北气流型和南支槽型等四个基本类型。

2、雷暴：通常是指由于积雨云引起的强烈的雷电天气现象，或指伴有强烈雷电活动和阵性降水的“局地风暴”或“对流性风暴”系统。

（1）雷暴按影响范围可以分孤立雷暴和大范围雷暴。

（2）雷暴按天气强度分强雷暴和非强雷暴（一般雷暴、普通雷暴）。①一般雷暴：通常把只伴有阵雨的雷暴称为“一般雷暴”。

②强雷暴：伴有雷雨、大风、冰雹、龙卷等严重的灾害性天气现象之一的雷暴称为强雷暴。强雷暴按其天气现象又进一步细分为“雹暴”、“飑暴”、“龙卷风暴”等等不同类型；而按其影响范围则又有“小范围（局地）强雷暴”和“大范围强雷暴”之分。

（3）雷暴还常按其发生背景可分为“气团雷暴”、“锋面雷暴”等等。一般而言，锋面雷暴较气团雷暴强烈。

3、中尺度系统：水平尺度为几十到几百公里，时间尺度几小时到几十小时的天气系统。中尺度又分为：中α尺度（10~10米）、中β尺度（10~10米）、中γ尺度（10~10米）

█（理解）中小天气尺度的分类：

1、按气压场：中尺度高压（雷暴高压）、中尺度低压（中低压、尾流低压）。

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54432、按流场：中尺度切变线（辐合线）、中尺度气旋（龙卷、龙卷气旋、下击暴流）、中尺度反气旋。

3、按温度场：飑线（假冷锋）、海陆风锋。

4、按天气状况：雷暴单体、强风暴云（超级单体风暴云、多单体风暴云、强切变风暴云、飑线风暴云）。

5、按运动性质：移动性重力波、静止性重力波。

6、按结构：孤立对流系统、带状对流系统、中尺度对流复合体。▲（了解）一般对流系统产生条件：

1、对流云发展的微物理条件

（1）.对流云顶能达到冰晶产生的高度（-20℃温度的高度）；（2).大气中要有足够强的并且有一定变幅的垂直运动；（3).环境大气的0℃层高度不能太高也不能太低。

2、对流云发展的大气层结条件

有很强的垂直运动即获得垂直加速度；根据T-lnp图，大气条件不稳定度分为真潜不稳定型，假潜不稳定型，稳定型；挟卷作用影响。

3、对流云发展的触发机制——热力和动力的抬升作用

使潜在不稳定变为现实，必须要有足够的抬升。（日射、地形抬升、辐合、辐合抬升或冷空气抬升。

4、强对流发展的重要条件——风的垂直切变 ▲（了解）强对流系统：

强对流天气指的是发生突然、天气剧烈、破坏力极强，常伴有雷雨大风、冰雹、龙卷风、局部强降雨等强烈对流性灾害天气。

垂直风切变是强对流发展的重要条件，风的垂直切变对对流云的发展的作用可归纳为： 1.上升气流中凝结释放大量潜热被高空急流强风吹送，避免对流云不稳定层结受到破坏； 2.风随高度切变的增加，易于形成高冷低暖平流形势； 3.大气斜压性强有利于天气尺度扰动发展； 4.高空急流存在有利于高空辐散； 5.强切变使云柱倾斜，是大冰雹增长条件。█（理解）中小尺度天气系统的基本特征：

1空间尺度小；2生存时间短；3要素场梯度很大；4天气现象剧烈；5垂直速度和散度大；6不满足地转风平衡；7不满足静力平衡

▲（了解）一般雷暴生命史

1、雷暴云：

雷暴是从积雨云或积雨云的集合体中发展起来的一种天气现象，它是以放电现象来表征的，产生雷暴的积雨云叫做雷暴云。一个雷暴云叫做一个雷暴单体，其水平尺度约十几公里。

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▲（了解）

2、雷暴单体的演变过程（一般雷暴生命史）：（1）发生发展阶段（塔状积云阶段）

云内盛行上升气流，中心部分上升气流最强，没有降水。（2）成熟阶段

云中上升气流不断发展，降水开始。降水是这一阶段开始的重要标志。降水开始后，云中出现下沉气流，云顶形成云砧。出现闪电和雷电。

（3）消散阶段

雷雨减弱，云从底部开始消散，这阶段的特征是下沉气流占据了云体的主要部分。天气现象逐步减弱。

3、一般雷暴单体过境时地面测站天气现象的变化：

（1）气压涌升（2）风向突变，风速急增（3）温度陡降（4）阵雨（5）雷电交加

4、强风暴云：

多个雷暴单体成群成带地聚集在一起叫做多单体风暴。它们的水平尺度有时可达数百公里，产生的天气现象要严重得多，有时伴有冰雹甚至龙卷，这种对流云又称强风暴云（或强雷暴云）。以严重降雹为主的强风暴，有时也叫做“雹暴”。

强风暴云的特征：

强风暴云具有一般雷暴云的共同特征，它与一般雷暴云的主要区别表现在云中强垂直气流以及垂直气流组织程度和不对称程度不同。它发展到一定阶段时，会出现可以维持数小时之久的、近于稳定的、较大较强的以及高度有组织和不对称的垂直气流。

▲（了解）一般雷暴单体发生的条件：

只要低层存在较充足的水汽，条件性不稳定层结和具有抬升气块到达对流凝结高度的启动机制，就可产生对流。

▲（了解）强风暴云发生的条件：

要求比一般对流要高，包括：（1）有对流不稳定层结，并常有逆温层存在；（2）低层有湿舌或强水汽辐合；（3）具有使不稳定能释放的强的触发机制；（4）常有低空急流存在，有时则有中空急流；（5）强的垂直风切变；（6）中层有干冷空气和强动量向云中输送。

▲（了解）对流性暴雨形成原因

1、对流风暴产生发展的环境特征：（1）热力（浮力）不稳定 ：

由于浮力决定了垂直方向上空气的加速程度，因此它与风暴强度有关。热力（浮力）不稳定用对流有效位能来衡量。

对流有效位能ＣＡＰＥ，即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生的能量的垂直积分，是风暴潜在强度的一个重要指标。

(2)上升气流强度

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气块在特定环境中绝热上升的最大垂直速度Wmax理论上取决于CAPE向动能的转换程度，并且由此可以求出Wmax。Wmax=(2cape)。

(3)风垂直切变

一般来说，在一定的热力不稳定条件下，垂直风切变的增强将导致风暴进一步加强和发展。其真正原因在于：(1)垂直风切变能够激发相对风暴气流的产生，而风暴相对气流很大程度上确定了风暴的结构。(2)上升气流和垂直风切变环境之间的相互作用能够产生附加的抬升作用，使得风暴进一步加强和维持。

弱垂直风切变环境:风暴很难有组织地增长。强垂直风切变环境:有利于风暴相对气流的发展。（4）水汽条件：风暴的发展要求低层有足够的水汽供应。

综上，热力不稳定（浮力）、风的垂直切变是影响风暴组织和种类的最重要因子。浮力最好由CAPE来估计，CAPE与风暴中最强上升气流速度相关。

强垂直风切变的作用可以归纳为：

能够产生强的风暴相对气流；能够决定上升气流（加强辐合）附近阵风锋的位置；能够延长上升气流和下沉气流共存的时间；能够产生影响风暴的组织和发展的动力效应。

另外，风暴及其环境（地形、边界等）之间的相互作用对风暴的组织和种类也有重要影响。

附：脉冲风暴

在弱的垂直风切变条件下,只有一种类型强风暴即脉冲风暴。其特点是初始 回波出现的高度较高,通常在6-9km 之间,最大反射率因子超过 50 DBZ,有时 会出现风暴顶辐散。其可能产生的强烈天气包括下击暴流、冰雹和弱龙卷。

第八章

热带和副热带地区的天气系统

了解热带、低纬、副热带和中高纬的定义；了解热带地区气象要素水平分布特征，以及冬夏季对流层高低层大气环流的特点；理解沃克环流的概念，了解其形成原理；理解热带气旋和台风的概念，了解热带气旋的分类方法，掌握热带气旋带来的天气，熟悉影响热带气旋移动路径的大型环流系统；理解赤道辐合带的概念和分类，了解其季节变化特点；掌握南亚高压的概念，理解其分布型和生成机制，了解南亚高压对我国天气的影响。

▲（了解）热带、低纬、副热带和中高纬的定义：

1、热带：在地理上把南北回归线（23.5度）之间所包括的地区称为热带。

2、低纬：副热带高压脊线向赤道一侧，盛行东风带的范围即为低纬地区。大致就是30ºN-30ºS

1/23 / 36 的范围。

10ºN-10ºS范围又称为赤道地区。

3、中高纬：而副热带高压脊线向极地一侧，盛行西风带的范围即为中高纬地区。▲（了解）热带地区气象要素的水平分布特征：(1)水平温度梯度不明显；(2)对流云系和潜热释放的重要性；(3)气压场微弱；(4)风向切变不明显；(5)地转风分析原则不适用。

▲（了解）热带对流层低层冬、夏季大气环流特征：

1、冬（一月份）：①②

（1）北半球：①非洲大陆上强大冷高压，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。

（2）南半球：①三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。②三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。

2、夏（七月份）：

（1）北半球：①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。②在太平洋和大西洋上的副热带高压比冬季强盛，中心位偏西、偏北。

（2）南半球：①三个大洋上仍是副热带高压控制，其强度的冬夏季变化要比北半球小得多。②三个大陆上，只有澳大利亚是较强的冷性反气旋环流控制，为经常影响东南亚的南半球寒潮的来源。

▲（了解）热带对流层高层冬、夏季大气环流特征：

1、冬（一月份）：

（1）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。

（2）西半球包括热带东太平洋和大西洋，以偏西风环流为主，仅在南美大陆上空友谊较弱的反气旋中心。

（3）10°N一辈的地区，高空盛行偏西气流，在20°N-30°N之间有一支几乎环绕全球的强劲副热带西风急流，冬季比夏季强，最大风速中心出现在200百帕高度附近。

2、夏（七月份）：

（1）环绕全球的副热带吸风急流的强度比冬季弱的多，而且在南半球因为海陆分布较为均匀，副热带急流也比北半球匀得多。

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（2）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，为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。

（3）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**。

（4）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，为大洋中部高空槽-洋中槽，下层为海平面副热带高气压带。

█（理解）沃克环流概念：

1、沃克环流：由西太平洋低压区上升的空气到东太平洋的高压区下沉辐散，然后从低空再流向西太平洋，构成了沿赤道平面纬向垂直剖面上的东西向直接热力环流圈。

2、当某年海温分布出现异常时，如东太平洋冷海水被暖海水代替，它可能比西太平洋更暖，这年被称为暖水年，就是厄尔尼诺（El Nino）年，冷水年即被称为拉尼娜（La Nina）年。

▲（了解）沃克环流形成原理：

由于来自南方的冷洋流带来了冷海水和赤道附近开阔的洋面上盛行偏东风引起底层冷海水上翻造成东西向海温差，海温的这种差别对其上面的大气状况产生了显著影响。通过海气相互作用，在西太平洋印度尼西亚岛屿地区上空气温也升高，形成低压区，上升运动较强烈，空气辐合上升产生云量和降水并释放出大量凝结潜热。东太平洋秘鲁附近的冷水区，由于气温也低，形成了高压区。这样由西太平洋低压区上升的空气到东太平洋的高压区下沉辐散，然后从低空再流向西太平洋，构成了沿赤道平面纬向垂直剖面上的东西向直接热力环流圈，即为“沃克环流”。

█（理解）热带气旋的概念：

热带气旋是形成在热带或副热带洋面上，具有有组织的对流和确定的气旋地面风环流的非锋面性的天气尺度系统。

█（理解）台风的概念：

台风是发生在热带海洋上空具有暖中心结构的强烈气旋性涡旋，总伴有狂风暴雨，常给受灾害的地区造成严重灾害。

▲（了解）热带气旋的分类方法

根据国家分类标准，将不同强度的热带气旋分别称为：

热带低压——最大风速10.8～17.1m/s(6-7级)热带风暴——最大风速17.2～24.4m/s(8-9级)强热带风暴——最大风速24.5～32.6m/s(10-11级)台风或飓风——最大风速32.7～41.4m/s(12-13级)强台风——最大风速41.5～50.9m/s(14-15级)超强台风——最大风速达到或大于51.0m/s(风力16级或以上)★（掌握）热带气旋所带来的天气：

1、热带气旋带来的天气主要有大风、暴雨及在海上引起的风暴潮（即海上巨浪）。

2、热带气旋降水有四类:(1)热带气旋眼区周围云墙区降水；

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（2）热带气旋眼区外围螺旋云雨降水；（3）热带气旋和其他系统相互作用产生的降水；（4）与热带气旋相联系的热带云团的降水。前两种降水随热带气旋一起移动，第三种降水往往出现在热带气旋移动的前方，最后一种降水出现在热带气旋的后方。

█（熟悉）影响热带气旋移动的大型环流系统 1> 副热带高压

副热带高压是一个行星尺度的系统，它对热带气旋的西东，特别是对转向前的移动路径起主要作用。

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。此外，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变而出现异常路径。

3> 双热带气旋

如果在一定的距离内同时出现两个热带气旋，称为双热带气旋。通常双热带气旋将围绕它们之间连线的“质量中心点”相互作逆时针旋转，距离越近，旋转角速度越大，这称为“藤原效应”。

4> 此外，高空冷涡和赤道反气旋系统也能影响热带气旋的移动。█（理解）赤道辐合带概念和分类

1、赤道辐合带：赤道辐合带（ITCZ)又称热带辐合带、赤道锋、赤道槽，是南北半球两个副热带高压之间气压最低、气流汇合的地带，也是热带地区主要的、持久的大型天气系统，有时甚至可以环绕地球一圈。

热带辐合带（ITCZ)出现在热带对流层低层，在流场上表现为一条连贯的南北两个半球的信风汇合区；在地面气压场上表现为一个低压槽，故又称“赤道槽”。

2、分类：根据天气图上气流汇合的情况，赤道辐合带可分为两种类型。

（1）一种是无风带，在辐合带中，地面基本静风，辐合带正处于东风带和西风带之间，是东、西风的过渡带

（2）另一种是信风带，它是东北信风与东南信风交汇成一条渐近线形式的气流汇合、气压最低的地带，这种情况在辐合带中吹东风。

3、ITCZ的形成机制

（1）海温的作用，ITCZ位置几乎就在赤道地区海温最大轴线上，它总是移向海温较高的区域。

（2）CISK（第二类条件不稳定）机制，与热带气旋发生发展一样，当低层辐合带南侧西南

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风大，形成辐合和气旋性涡旋时，在边界层摩擦辐合的作用下，出现上升运动，凝结潜热释放，加强了低层的辐合，可使对流云系进一步发展，如此反复作用而形成辐合带。

（3）边界层临界纬度机制，实际发生的扰动的角频率若与科氏参数相同，则在该纬度处产生很大的上升运动，有助于形成辐合带。

▲（了解）赤道辐合带的季节变化

ITCZ的位置随太阳高度角的变化而南北移动，分别在3月初和9月初到达它的最南和最北位置。

位置的南北移动并不是关于赤道对称的，它最南一般只能到5ºS，最北却可达到15ºN附近。这个事实说明除了太阳高度角这个因子以外，地形和海陆分布等其它因子也影响热带辐合带的季节变动。

★（掌握）南亚高压的概念

1、南亚高压概念：南亚高压是出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部的大型高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压。

它是北半球夏季100-250百帕层上最强大、最稳定的控制性环流系统，对夏季我国大范围旱涝分布以及亚洲天气都有重大影响。

█（理解）

2、南亚高压的结构特征：（1）具有行星尺度的反气旋环流特征

夏季存在于青藏高原上空对流层上部的大型反气旋环流系统，以高原为中心，其范围从非洲一直延伸到西太平洋，约占所在纬圈的一半。

（2）对流层上部的暖高压（南亚高压的形成机制）

青藏高原在夏季是强热源，高原上空整个对流层平均是个高温区。空气在高原上受热上升，低层空气辐合形成低压环流，高层辐散形成高压环流。

（3）南亚高压具有独特的垂直环流。

（4）南亚高压控制区具有潮湿不稳定特征，对流活动非常活跃。█（理解）南亚高压的分布型：

南亚高压在夏季期间的变动可分为三个基本的天气型过程：

（1）东部型过程，主要高压中心在90ºE以东，维持时间在5天以上。

500百帕西太平洋副热带高压常西伸北跳，588位势米线控制在长江中下游，长江流域少雨，而西北、东北地区一带多雨。

（2）西部型过程，主要高压中心在90ºE以西，维持时间在5天以上。当南亚高压为西部时，500百帕588位势米线偏东偏南，雨带多在长江流域。

（3）带状型过程，在50~140ºE之间有几个强度相当的高压中心，维持时间较短，属前两型的过渡型。

▲（了解）南亚高压对我国天气的影响：

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1、南亚高压脊线的位置和变动与我国主要雨带的位置和季节性变化有密切的关系。2、100百帕南亚高压在120ºE的脊线比500百帕西太平洋副热带高压脊线提早10天左右北跳，而且100百帕南亚高压脊线比500百帕西太平洋副热带高压脊线偏北4~6个纬距，盛夏时要偏北6~7个纬距。

3、南亚高压主要中心的位置和东西振荡与我国主要雨带中的中期变化也有密切的关系。当南亚高压转为东部型时，西太副高将受到吸引而西伸，使江淮梅雨中断。当南亚高压转为西部型时，长江流域处于长波槽区，冷暖交锋频繁，梅雨偏多。

4、南亚高压进入高原到退出高原之间的时期，刚好是高原的雨季。

第九章

季风

掌握季风的概念，了解其形成机制，了解东亚夏季风和南亚夏季风的差异，了解东亚热带季风和副热带季风两个分量的特性，掌握东亚夏季风的主要组成成员；掌握寒潮的概念，了解其强度划分和天气特点，熟悉寒潮爆发路径、爆发过程和条件。了解寒潮天气系统和天气过程，熟知寒潮爆发的关键区的位置和作用。

★（掌握）季风的概念： 1、1971年外国气象学家Colin S.Ramage对季风的定义为：（1）1月与7月盛行风向的变化有120º；（2）1月与7月盛行风向的平均频率超过40%；

（3）至少在1月和7月中有一个月的平均合成风超过3m/s；

（4）在5º经纬度矩形内，这两个月份中每个月气旋与反气旋的交替出现至少每两年一次(即冬季为反气旋，夏季为气旋)。2、1982年我国气象学家张家诚先生对季风作了定义，他认为季风应该满足以下几点：（1）（2）（3）盛行风随季节变化有很大的不同，甚至接近于相反的方向;两种季风各自有不同的发源地，其气团性质有着本质的差异;能够给天气造成明显不同的各种季节，例如雨季和旱季，湿季和干季，冬季和夏季的明显对比。

季风环流是指形成季风的高低空风的垂直环流圈。

3、我国气象学家陶诗言先生1986年这样解释季风环流：由于大陆与海洋的冷热源作用在冬夏季大陆和海洋之间会产生相反方向的气流。

4、美国气象学家Webster1987年对季风作了简单明了的定义，他认为季风是冬、夏风向的季节性反转和干、湿期的季节性交替出现。

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5、季风有三个特点，分别是：

（1）盛行风随着季节变化有很大差异，甚至接近于反向。（2）两种季风各有不同的源地，气团性质有根本的不同。（3）能造成具有季节性差异的天气现象。

6、全球4大季风体系：南亚季风、东亚季风、非洲季风和澳大利亚季风。

7、亚洲季风又包括（1）南亚季风（印度季风），属于热带季风；和（2）东亚季风（中国季风），包括副热带季风。而东亚季风包括东亚夏季风、东亚冬季风（寒潮）。

★（掌握）东亚夏季风的主要组成成员：

1、澳大利亚冷气流；东亚夏季风的主要水汽通道之一。

南半球冬季澳大利亚陆地上的冷高压，有向外辐散的气流，其中北面的一支向北流动，受地转偏向力的作用在近地面转向为东南风，跨越赤道后转为西南风流向华南半岛。2、110°E附近越赤道气流；近地面澳大利亚冷气流在110°E附近跨越赤道。

3、季风槽；

近地面越赤道气流在北半球受地转偏向力的作用转向为西南风，称为西南季风。西南季风与北面Hadley环流支的低空支东北信风相遇，形成赤道辐合带，称为季风槽。

4、与季风槽相联系的季风对流；

季风槽内有辐合上升气流，造成季风对流，释放凝结潜热，直接参与东亚夏季风的活动。

5、热带东风急流；

热带东风急流是高空系统，是南亚高压南支气流，在100~200mb上最为显著。高空的东风急流配合低空的西南季风，对东亚夏季风有动力作用。

6、西太平洋副高；

低空季风槽的北面就是西太平洋副热带高压，它是东亚夏季风必不可少的子系统。副高的南侧吹东南风，是东南季风的缔造者。东南季风从西太平洋为东亚大陆带来了充沛的水汽，是东亚夏季风的另一个水汽通道。

7、梅雨锋；

存在于副高的北侧，在这里南方暖湿气流与北方的冷干气流相遇，有准静止锋形成，造成季风降水。六月份雨带位于长江流域，即是著名的梅雨，故称此静止锋为梅雨锋。

8、中纬度扰动

因为东亚夏季风包括副热带系统，所以它也受到中纬度地区系统的影响，因此，中纬度扰动也是东亚夏季风的成员。

▲（了解）东亚夏季风与南亚夏季风的区别：

1、东亚季风系统包括南亚（印度）季风和东亚季风两支季风子系统。南亚夏季风通常指印度夏季风。

东亚夏季风是较印度季风系统更为复杂和独立的季风系统。东亚夏季风可划分为南海-西太

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平洋夏季风和中国大陆东部-日本副热带两个子系统（副热带高压南北两侧各两个系统）。

2、东亚夏季风与南亚夏季风的区别

（1）他们的来源、季风成员及其影响的地区是不同的。（2）两个季风系统的冷热源不同；

（3）东亚季风活动不仅与经向海陆热力差异有关，还与纬向海陆加热差异紧密相连。（4）对南亚地区来说，青藏高原位于北部，对于东亚地区来说位于西部。▲（了解）季风的形成机制 季风形成机制主要有以下几种： 1.海陆热力差异和行星风带的季节变化

（1）海陆差异产生经典的海陆季风，即冬季大陆为冷源，海洋为热源，风从大陆吹向海洋；夏季大陆为热源，海洋为冷源，风从海洋吹向大陆。海陆热机造成的风向变化反映了季风的本质。但这并非唯一原因。

（2）另一方面，在表面均匀的地球上，行星风带基本上是纬向的，太阳辐射的季节变化，引起行星风系地理分布的季节变化。在两支行星风带交替的区域，盛行风风向随季节近于反向。这种现象称为行星季风，以低纬地区（30ºN~30ºS)最为显著。

东半球的低纬地区（从东非经南亚到东亚以至西太平洋），海陆热机和行星风带季节变化的作用一致，造成了全球最显著的季风气候区。

2.大地形的作用

青藏高原对季风环流既有热力作用，又有地形动力作用。

冬季青藏高原是冷源，低空形成冷高压，盛行反气旋环流，东南侧盛行北-东北风，与东亚冬季风一致。

夏季青藏高原是个热源，低空形成热低压，盛行气旋式环流。它与西太平洋副高相配合，不仅使其东侧的西南季风增厚，而且使夏季西南季风更加深入到华北以至东北地区。另外，夏季高原巨大的热源，有助于高层南亚高压和东风急流的形成与维持，与印度西南季风的爆发有直接关系。

3.南北半球气流的作用

跨赤道的空气输送在季风区最明显，其中北印度洋是赤道气流中最重要的通道。北半球夏季，亚洲南部两支季风环流都起源于南半球高压系统。

以上诸因素中，海陆本身的热力状况及其差异，及行星风带的季节变化，是形成季风的基础，而大地形的动力和热力作用、半球间气流的相互作用以及大气内部过程，起到加强季风特色的作用。正因为这样，南亚和东南亚是季风的显著地区。

除去以上几个原因外，季风形成的物理机制还有：多平衡态理论；正压不稳定理论；低频振荡的触发作用；等等。

★（掌握）寒潮的概念：

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寒潮天气过程是指冬半年一种与强大冷高压相伴随的大规模的强冷空气活动的大风、降温，伴有雨雪天气的过程。

▲（了解）寒潮的强度划分和天气特点：

1、强度划分：冷空气活动可划分为全国性寒潮、区域性寒潮、强冷空气和一般冷空气四类。

2、冷空气伴随的天气：

强冷空气或寒潮过境时，突出的天气表现是：大风和剧烈降温，有时伴有风沙、雨、雪、雨凇和霜冻，春秋两季江南地区还可能有雷暴产生。南方大风持续天数往往比北方长。

█（熟悉）寒潮爆发路径、爆发过程和条件：

1、寒潮爆发路径：

冷空气经关键区南下入侵我国有三条路径，即东路、西路和西北路，包括从西伯利亚东部经蒙古东部—我国东北地区南下的路径。

2、冷空气三个源地：

（1）新地岛以西的北冰洋洋面（约40%）。（2）新地岛以东的北冰洋洋面（18%）。（3）冰岛以南的大西洋洋面（约33%）。█（熟悉）寒潮爆发的关键区的位置和作用

1、所谓关键区是这样定义的：据中央气象台统计，来自这三个源地并影响我国的冷空气有95%都要经过西伯利亚中部（70~90ºE，43~65ºN），并在那里积聚加强，我们称该地区为“关键区”。

2、冷空气经关键区南下入侵我国。█（熟悉）寒潮爆发过程

首先需要有冷空气的积聚，即酝酿阶段。

其次，大量冷空气积聚后向南爆发，即爆发阶段。

实际天气分析表明，强冷空气或寒潮爆发南下，往往是一次高空槽发展加深成东亚大槽的过程。

█（熟悉）寒潮爆发条件 寒潮过程需要具备两个基本条件：

（1）要有冷空气的酝酿和积聚过程，即冷源条件；

（2）要有引导冷空气入侵我国的合适流场，也即引导条件。▲（了解）寒潮的天气系统和天气过程：

寒潮天气系统有四种：极涡、极地高压、寒潮地面高压、寒潮冷锋。

1、极涡：亚洲高纬上空稳定维持一个强大的极涡时，对我国的寒潮天气过程有很好的指示意义。中等以上强度的大范围持续低温都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，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

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南下，造成我国大范围持续低温。

2、极地高压：导致极涡分裂 成偶极型，常常是由中、高纬度的阻塞高压进入极地并维持所致，当极地高压向南衰退与西风带上发展的长波脊叠加时，我国将有寒潮天气过程发生。

极地高压的定义：（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位势高度场配合；（3）暖性高压主体在70Ｎ以北；（4）高压维持在3天以上。

3、寒潮地面高压：把寒潮全过程中的冷锋后地面高压称为冷高压，把高压路径当作冷空气路径。

4、寒潮冷锋：寒潮地面高压的前缘有一条强度较强的冷锋作为寒潮的前锋，在高空等压面上对应有很强的锋区。

▲（了解）寒潮的天气过程

寒潮天气过程主要有：小槽发展型（经向型）、槽脊东移型（纬向型）和横槽型（阻高崩溃型）。

第十章

天气图分析

掌握天气图底的有关知识，地图的投影及比例尺，常用的天气图底图；掌握地面天气图的填写格式；了解地面天气图的分析项目及技术规定；掌握等压面图的概念，等压面图的填写格式；了解等压面图的分析分析项目和技术规定；了解气压系统的空间配置，气压系统的静力结构和动力结构；掌握剖面图的定义，了解空间垂直剖面图和时间垂直剖面图的绘制和分析；了解单站高空风图的填绘和分析；了解锋面分析的基本流程和原则，了解热带流场的分析方法，了解高原天气分析方法。

★（掌握）天气图底的有关知识

1、天气图

（1）天气图是填有各地同一时间气象观测记录的特种地图，它描述了某一瞬间某一区域的天气情况。

（2）天气图分类：（1）地面天气图(地面图)；（2）等压面图(高空图)；（3）辅助天气图等（剖面图、单站高空风分析图、温度一对数压力图等）。

2、天气图底图

（1）天气图底图是用来填写各地气象站观测记录的特种空白地图。

（2）天气图底图上标绘有经纬度、海陆分布、地形等，以便分析时考虑下垫面对天气的影响。底图上还标有气象站的区号、站号和主要城市名称，供填图和预报时使用。

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底图上的范围和比例尺的大小主要根据天气分析内容、预报时效、季节和地区等而定。★（掌握）地图的投影

1、地图投影：我们将地球上的经、纬线及海岸线在平面上表示出来的方法叫做地图投影。

2、选择地图投影方法时，主要考虑以下几点：

①正形：即在每一点上，经圈及纬圈的缩尺一样，地球上两交线间的交角也保持不变，这样可保持地区的形状。

②等面积：即各区域的缩尺一样，因而在底图上的任一区域的面积，都与实际地球表面该区域的面积有一定比例关系，但形状和方向有差异。

③正向：即保持方向准确，各区域经纬线都正交。在天气分析上主要考虑正向和正形。★（掌握）

3、常用的天气图底图

有 兰勃特(Lambert)正形圆锥投影图、极射赤面投影图和墨卡托(Mercator)投影图三种：(一)兰勃特(Lambert)正形圆锥投影图：也称双标准纬线圆锥投影法，最适用于作中纬度地区的天气图。欧亚高空图和地面图一般都采用这种投影。

该投影是将平面图纸卷成圆锥形，与地球仪的30°和60°纬圈相割，并把光源置于地球中心，将经纬线及地形投影到圆锥形的图纸上，然后将图纸展开成扇形，再加适当订正，即得兰勃特投影图。在这种投影图上，经线呈放射形直线，纬线呈同心圆弧，相割的两纬圈(30°和60°)的长度与地球仪上对应处的实际长度相符，称为标准纬线。在两标准纬线之内各纬圈的长度相应地缩小了。而在两标准纬线之外各纬圈的长度则相应地放大了。

(二)极射赤面投影图：适于高纬度地区，一般用作北半球天气图和极地天气图。这种投影方法是将光源置于南极S，平面图纸MN与北纬60 °相交割，把地球表面上各点投影在此平面图纸上。用这种投影法作成的地图，其经线为一组由北极向赤道发出的放射形直线，纬线为一组围绕北极的同心圆。这种投影保持正向和正形，但放大率随纬度的不同而不同。纬度愈低，放大率愈大。

(三)墨卡托(Mercator)投影图：主要适用于作赤道或低纬地区的天气图底图。

这种投影用一圆筒面与南北纬度22.5°圈相交，光源放在地球中心进行投影。把圆筒展开便作成一张地图。在这种地图上经、纬线都是以直线表示的。在低纬地区用这种投影与实况较为接近，而在高纬地区投影面积放大倍数太大。

★（掌握）地图比例尺

1、比例尺：地图上两点间的长度与地表上相应两点间的实际长度之比，叫做比例尺，或称缩尺。

2、其表示法主要有：

（1）比例式；（2）图解式；（3）斜线图解尺或称复式图解尺。★（掌握）地面天气图填图格式

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N—总云量、VV—能见度、WW—现在天气现象、W1W2—过去天气现象；

PPPP—海平面气压、TTT—气温、TdTdTd—露点温度、a—3h气压倾向、ppp—3h气压变量； Nh—代表低云量、CH、CM、CL—高、中、低云云状。

P0P0P0P0—本站气压、、h—低云云高、RRR—过去6h的降水量等。SpSpspsp—特殊天气现象 TxTxTx—过去24h最高温度 ▲（了解）地面天气图分析的分析项目及技术规定

1、地面天气图分析的分析项目

地面天气图的分析项目通常包括海平面气压场、三小时变压场、天气现象和锋。

2、分析原则（1）等值线原则

a)在同一条等值线上，其数值处处相等； b)等值线一侧的数值应高（低）于另一侧；

c)等值线不能相交，不能分叉，不闭合的等值线不能在图中中断； d)两个高值区或两个低值区之间相邻等值线的数值应相等。

（2）地转风关系： 即等压线和风向平行。在北半球，观测者“背风而立，低压在左，高压在右”。

但由于地面摩擦作用，风向与等压线有一定的交角，即风从等压线的高压一侧吹向低压一侧，风向和等压线的交角，在海洋上一般为15度，在陆地平原地区约为30度。

3、绘制等压线的技术规定

（1）等压线每隔2.5百帕画一条，基线的数值规定为：1000.0百帕。

（2）在地面天气图上等压线应画到图边，否则应闭合起来。在非闭合的等压线两端应标注等压线的百帕数值。如等压线是闭合的，则在等压线的上端开一小缺口，在缺口中间标注百帕值，这数值要标注得与纬线平行。

（3）在低压中心用红色铅笔标注“低(”或“D”),代表低压。高压中心用蓝色铅笔标注“高”（“Ｇ”），代表高压。

★（掌握）等压面图的概念，等压面图的填写格式

1、等压面图的概念 空间气压相等的各点组成的面称为等压面，用来表示等压面的起伏形势的图称为等压面形势图。

2、等压面上位势值高的地方气压高，位势低的地方气压低，等高线密集的地方表示气压水平梯度大。

3、日常分析的等压面绝对形势图（常用AT图表示）有以下几种： AT850图，850百帕等压面图，位势高度通常为1500gpm左右。AT700图，700百帕等压面图，位势高度通常为3000gpm左右。AT500图，500百帕等压面图，位势高度通常为5500gpm左右。

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AT300图，300百帕等压面图，位势高度通常为9000gpm左右。AT200图，200百帕等压面图，位势高度通常为12000gpm左右。AT100图，100百帕等压面图，位势高度通常为16000gpm左右。

4、等压面的填写

填写格式：位势高度、气温、气温与露点差、风向、风速。▲（了解）等压面图的分析项目和技术规定

1、等压面图的分析项目包括：（具体参看课本Ｐ177-178）等高线、等温线、等比湿线、槽线、切变线、温度平流等。

2、等压面图的技术规定：

（1）等高线：等高线用黑色铅笔以平滑的实线绘制。每隔40gpm画一条。

（2）等温线：等高线用红色铅笔细实线绘制。以0℃为基准，每隔4℃画一条等温线。（3）槽线和切变线：用棕色铅笔画出槽线和切变线。槽线：低压区中各等高线曲率最大点连线。

切变线：在等高线稀疏区，着眼与风场特征，切变线两侧风场呈气旋式切边。▲（了解）气压系统的空间配置

气压系统的空间结构可分为温压场对称系统和温压场不对称系统。

1、温压场对称系统：（1）深厚对称暖高压和冷低压（2）浅薄对称冷高压和暖低压

2、温压场不对称系统：

是地面图上冷暖中心和高低压中心不重合系统。随着高度的增加，低压中心轴线向冷区倾斜，高压脊线向暖区倾斜。

▲（了解）气压系统的静力结构和动力结构

1、气压系统的静力结构：

（1）气压系统的静力结构是指气压系统的温压场的配置关系和气压系统的空间变化，这两者之间有着密切的联系。

（2）气压系统的静力结构：高纬度等压面间的厚度小，低纬度等压面间的厚度大，在一定高度上，高纬度的等压面将比低纬度低。

2、气压系统的动力结构：课本P181-182 气压系统的水平环流及其随高度的变化，以及相应的涡度、散度、垂直运动的分布等。★（掌握）剖面图的定义

1、剖面图又称垂直剖面图，是气象要素在垂直方向的分布。

2、有空间剖面图和时间垂直剖面图两种。

▲（了解）空间垂直剖面图的绘制和分析（182-183）

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1、绘制

（1）选择基线选择。（2）填写：

气温、露点、比湿、假相当位温或位温。

▲（了解）时间垂直剖面图的绘制和分析（185-186）

为了便于分析系统过境的时间，时间坐标的方向，通常根据天气系统的移动方向来选择：对于天气系统自西向东移动，剖面图的起始时间应列在右端，时间从右向左推进。

▲（了解）单站高空图的填绘与分析

1、单站高空图

单站高空风图是一张将某站测得的高空风风向、风速填在极坐标上的图。

2、单站高空风分析（1）冷暖平流分析

在自由大气中的某层若有冷平流时，该层中的风随着高度升高将发生逆时针偏转；若有暖平流时，则风随着高度的升高将会发生顺时针偏转。

（2）大气稳定度分析

相对不稳定区分析：在单站高空风图上，如有上下相邻的两个较厚的气层，热成风方向有明显的不同，则可将两气层的热成风平移到空白处，绘成交叉的两条矢线，交点表示本站所在处，四个部分分别表示相对于测站的部位。凡是上层为冷区，下层为暖区的那个部位，就是相对不稳定区。

（3）锋面的分析

利用单站高空风图，还可以判断锋面的性质、锋区所在的位置、锋区的强度以及锋的移动速度及走向。

▲（了解）锋面分析的基本流程和原则

1.首先按照历史连续性的原则，将过去锋面的位置描在待分析的天气图上，根据过去几张图的连续演变，结合地形条件，就可以大致确定本张图上锋面的位置。

2.然后结合高空图和卫星图像判断地面图上锋的位置和类型。

3.最后根据地面图上的各气象要素分布及探空和测风资料具体确定锋的类型和位置。▲（了解）热带流场的分析方法（204）1.直接法 2.等风向线法

▲（了解）高原天气分析方法 1.24小时变压分析 2.距平法

3.其他方法：流线分析

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第三篇：天气学原理复习题

（气团与锋）复习思考题

什么是气团？什么是锋？ 气团在什么地方形成？

气团性质的改变是如何发生的？ 气团是如何分类的？ 锋如何分类？

锋面坡度主要取决于什么因素？ 锋的动力学条件和运动学条件

等压面上锋区附近的温度场分布有什么特点？

等压面图上，锋区附近的高度场一般有什么特征？

地面图上，各种要素（T、P、ΔP3、风场、天气区等）各有什么特征？ 如何判断地面图上锋的移动规律？“引导气流”法的实质是什么？ 什么是锋生和锋消？如何从天气图上判断锋生和锋消？ 尝试在思想中建立锋的生、消、移动以及天气变化的图象

气旋与反气旋部分

名词：低压、气旋、高压、反气旋、气旋加深、气旋填塞、反气旋发展、气旋强度、反气旋强度、锋面气旋、达因补偿原理、气旋再生、气旋族、錮囚气旋、蒙古气旋、黄河气旋、江淮气旋、热低压、曲率涡度、切变涡度

大气环流与大气长波思考题

1、概念：大气环流、经圈环流、水平环流、长波调整、阻塞高压、切断低压、切变线、西南涡、极涡、西风角动量、急流、行星锋区、急流出口区、急流入口区、上下游效应、涡度平流、热成风涡度平流、疏散槽、汇合槽

2、什么是大气长波？长波的移动受哪些因素影响？

3、北半球大气环流场的分布有什么特征？

4、影响大气环流的主要影响因素有哪些？各起什么作用？

5、大气环流的季节变化有哪些特征？

6、高空急流和行星锋区有什么联系？

7、等压面上槽脊振幅的变化应从哪些方面进行判断？

8、西风带中长波槽脊的结构有什么特征？

9、青藏高原大地形对大气环流特征的形成有什么影响？

中小尺度系统要点及思考题 对流发展与大气稳定度的关系 2 对流天气发展的必要条件 3 对流发展的热力和动力条件 4 中小尺度天气系统的基本特征

5中小尺度天气系统垂直速度量级、散度量级

6雷暴单体的生命史、结构与强风暴云的主要差别 7雷暴高压的形成和结构

8强风暴云与雷暴单体的形成条件的区别

9有利飑线系统形成的大尺度环流形势和中尺度条件 10飑线与锋的区别

11龙卷的定义及其天气影响。12重力波对天气的影响。

13中尺度天气分析方法的主要持点

14举例说明对流性天气产生的有利的大尺度天气形势

大型降水过程思考题

（1）大型降水过程中行星锋区与副热带高压活动特点及关系。（2）500hPa上的短波槽对地面天气系统及降水的影响。（3）预报暴雨发生时的思考着眼点。

（4）副热带高压在大型降水过程中的关键作用。

（5）高纬度长波或超长波活动对大型降水形成的作用。（6）水汽输送条件的分析和判断。

（7）华南前汛期降水、梅雨降水、华北东北盛夏降水对应的大气环流形势特点。（8）影响华南前汛期降水、梅雨降水、华北东北盛夏降水天气系统的特点。（9）如何分析导致大型降水发生的垂直运动条件。

寒潮过程思考题

（1）寒潮过程中地面锋面和冷高压中心的活动特点。（2）500hPa上的高度槽是如何影响地面锋活动。（3）预报寒潮南下时的思考着眼点。

（4）关键区在预报冷空气堆积和预报时的关键参考作用。（5）极涡在预报寒潮冷空气形成中的作用。（6）长波调整在与寒潮爆发的关系。（7）冷空气堆积过程中长波有无调整。

（8）预报东亚地区的寒潮爆发如何观察东亚大槽对长波调整即将发生的指示作用。

（9）如何分析引导寒潮冷空气南下高空槽的发展变化。

热带副热带天气系统思考题

（1）副热带高压的空间结构，季节变化特点及与东亚雨带、环流季节变化的关系。

（2）南亚高压的空间结构，季节变化特点及与东亚雨带、环流季节变化的关系。（3）ITCZ的空间结构，季节变化特点及与东亚雨带、环流季节变化的关系。（4）东**的定义、形成、结构特征及其对我国天气的影响。（5）赤道反气旋与赤道缓冲区、洋中槽的概念。

（6）热带云团的定义、分类、结构及其发生发展机制。（7）西太平洋副热带高压的形成机制和变化规律。（8）南亚高压的形成机制和变化规律。（9）ITCZ与热带云团、台风的关系

台风过程思考题

（1）台风的空间结构，季节变化特点及与环流季节变化的关系。（2）台风的群集性，与海洋上层热含量分布的关系。（3）台风发生与ITCZ的关系，与赤道反气旋的关系。（4）台风移动与副热带高压的关系。（5）台风的强度及命名。

（6）台风发生与发展的必要条件及其机制。（7）影响台风移动和路径的因素。（8）台风发展的物理机制。

（9）台风与SST及周围天气系统的相互作用。

亚洲季风系统思考题

（1）亚洲季风的定义。（2）亚洲季风系统成员。（3）季风如何形成。（4）季风系统的成员。

（5）季风与两半球气流的相互作用。

（6）高原大地形在亚洲季风形成中的作用。（7）季风的季节变化规律。（8）季风环流系统。

（9）季风与大气低频震荡的关系。

期中复习题 气团性质的改变是如何发生的？ 如何确定锋的动力学条件和运动学条件? 3 等压面图上，锋区附近温度场分布有什么特点？锋区附近高度场一般有什么特征？ 如何确定锋的强度?如何判断地面图上锋的移动速度和锋强度的变化？ 5 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？ 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？ 图示冷暖平流、涡度平流。等压面图上槽脊振幅的变化与哪些因素有关？ 8 什么是大气长波？长波的移动受哪些因素影响？ 9 北半球大气环流场的分布有什么特征？ 影响大气环流的主要影响因素有哪些？各起什么作用？ 11 简述大气环流季节变化的特征.12 举例说明高空急流和行星锋区的联系.13 简述青藏高原大地形对大气环流形成的影响.14 试说明高、低环流指数持续、转换与寒潮发生的关系 1 什么是气团？什么是锋？气团性质的改变是如何发生的？ 2 锋的动力学条件和运动学条件 等压面上，锋区附近的温度场分布有什么特点？锋区附近的高度场一般有什么特征？ 如何判断地面图上锋的移动和强度的变化？ 地面气旋或反气旋对应的高空系统是什么？什么原因造成这种配置关系？ 6 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？ 图示冷暖平流、涡度平流。如何在等压面图上判断槽脊振幅的变化？ 8 锋面气旋的形成大概有几种类型？各种类型分别具有什么特点？ 9 什么是大气长波？长波的移动受哪些因素影响？ 10 北半球大气环流场的分布有什么特征？ 影响大气环流的主要影响因素有哪些？各起什么作用？ 12 大气环流的季节变化有哪些特征？ 13 高空急流和行星锋区有什么联系？ 青藏高原大地形对大气环流形成有什么影响？

第四篇：天气学诊断实习报告

南京信息工程大学天气学诊断分析实习报告

实习名称天气学诊断分析日期2016年12月17日得分指导教师 系大气科学专业大气科学年级班次姓名学号

一、实习目的

熟练使用天气学原理和中国天气中所学的知识，诊断分析常用的动力和热力参量（涡度、散度、涡度平流、温度平流、水汽通量、水汽通量散度、垂直速度等）。

1、学会使用Fortran 程序读入有格式的数据文件，输出二进制数据文件。

2、学会使用Fortran 编程计算涡度、散度、涡度平流、温度平流、水汽通量、水汽通量散度、垂直速度等动力和热力参量。

3、学会使用Grads 读入二进制数据文件，绘制等值线图、矢量图等，并存储。

4、掌握如何分析得到的各物理量的图形。

二、实习要求

完成计算各物理量的Fortran程序，并画出各物理量的图形，结合所绘出的图形，分析这次南方气旋形成时各要素场的配置情况，对这次降水过程进行天气诊断分析。

三、实习资料

该过程的观测资料和再分析资料，实习要求用micaps资料进行计算和分析。

1、观测资料：计算范围：东经30-160，北纬10-80，格距 2.5*2.5。所给要素为高度场，风场，温度以及温度露点差，共11层。时次是2013年5月21日08时到2013年5月31日18时，每12小时一次，共22个时次。

2、再分析资料：东经30-160，北纬10-80，格距 2.5*2.5。所给要素为高度场，风场，温度以及比湿（单位为：kg/kg），共17层，时次是2013年1月1日00时到2013年5月31日20时，每6小时一次，共604个时次。

四、实习内容：

1.利用所给资料和绘图软件绘制等高线、等压线、等温线，了解当时环流形势（主要是500和850hPa）。

2.计算涡度和散度（主要是300，500，850hPa），500hPa实测风涡度平流，计算850hPa温度平流并绘图，利用高空和地面形势预报方程，从热力和动力因子分析南方气旋生成、发展的原因，以及散度高低层的配置。

3.计算850，700，500hPa水汽通量并绘图，分析水汽通量输送较大的层次及水汽通量散度，指出水汽输送通道大致范围，并说明水汽辐合区域的位置，什么位置有利于降水的发生，原因是什么。比较水汽通量中水汽平流和风的散度项的大小

4.编制计算垂直速度程序，并绘制500hPa垂直速度。用第二种修正方案，其中大气层顶的垂直速度可以直接采用0，也可以用绝热法。

5.以上任务完成后，有兴趣的同学可以编写计算流函数和势函数的程序。也可以对以上计算结果模仿文献绘制一些垂直剖面图等，从不同角度对该次过程进行分析。

五、结果分析

本次实习内容为2013年5月25-28日一次南方气旋发展过程，25日20时气旋在贵州境内生成，处于波动阶段，至26日08时发展成熟，此时降雨强度也明显加大，气旋在成熟阶段持续了近一天时间，26日20时气旋发展至最强，且移动缓慢，于27日20时开始减弱，28日08时气旋填塞。①环流形势分析

从850hpa的高度场可以看出，5月25日20时大约在北纬30度、东经100度贵州附近有一个气旋生成，气旋强度较弱，之后开始加强并向东移动。500hpa高空大约东经85度附近有一个低槽，此后低槽缓慢东移并加强发展。初始阶段温度场大致落后于高度场，为气旋发展提供有利的发展条件，这是此次南方气旋过程的环流背景。中低空东移的低涡和切变线是主要的影响系统，此次气旋活动伴随着降雨的发生。

②500hPa涡度平流

分析：500hpa的8个时次涡度平流差异较大，高低值中心有些散乱，但从正负值所处的区域来分析，可大致得出，5月25日东经95度地区有正涡度平流中心，对应有利于气旋的形成，随后正涡度平流中心向东移动，气旋也随之向东移动。正相对涡度平流对应的是负变高，为槽的发展和形成创造良好的条件，而负相对涡度平流对应的是正变高，有利于脊的发展和形成，500hPa高度上的正涡度平流是气旋生成重要条件，气旋在我国大约西南地区形成，随后往东移动。

③850hPa温度平流

分析：从850hpa温度平流的图中可以看出，有冷平流从我国北方向东部沿海输送冷空气，较弱的暖平流从南海洋面向东部沿海输送暖湿空气，在我国中东部地区汇聚，为降水提供有利的条件。从500hpa的温度平流可以看出，大致槽前有暖平流，槽后有冷平流，有利于槽的加深发展，槽的加深发展有利于地面槽前的气旋加深发展。

分析高低空的散度：在我国东部高空有辐散，地空有辐合，对应着上升运动，为降水提供有利的条件。④850hPa水汽通量

分析：从850hPa水汽通量图可看出，水汽主要来自于洋面上，水汽通量矢量箭头汇集与此地，有较强的水汽来自南海和我国东部沿海地区，是较强的水汽输送带，西南方向即孟加拉湾地区也有些微水汽通量，作用要弱一些，为降水提供了充足的水汽条件。低层水汽通量较大。

⑤850hPa水气通量散度

分析：水汽通量散度在我国沿海，也即气旋对应的区域是负值中心，水汽通量的负值中心是对应着水汽的辐合，这也说明气旋附近有着很强的降水。5月25日20时，水汽通量辐合，之后最大辐合区随着气旋东移。水汽辐合持续时间较长，辐合较强，为此次暴雨提供了充足的水汽。

对各层水汽通量和散度场的对比分析:发现在低层850hpa和900hpa水汽通量较大地区风的散度也比较大，水汽辐合比较明显，为降水提供有利条件。由于其低层东南边有着丰富的水汽输送，而从北面有冷空气南下，干冷和暖湿的气流在我国东部地区相遇，水汽在此处辐合，有利于降水的发生，气旋附近会形成强烈的辐合上升运动，有利于降水的形成。

⑥500hPa垂直速度

分析：在w方程中，负值代表上升，正值代表下沉。对流运动得以形成，主要归功于垂直运动的产生，而我们可以通过散度来衡量大气的垂直运动情况，低空辐合，高层辐散对应着上升运动。通过对高低层散度的分析，可以看出来，在降水区多是低层辐合，而高层对应着辐散。5月25日上升运动不太强，随后上升运动向我国东部地区扩展。26日上升运动达到最强，强烈的垂直上升运动为此次降水的形成提供了充足的动力条件，此时降雨强度也是最强的。随后上升运动明显减弱，气旋于27日20时开始减弱，28日08时气旋填塞。

六、实习小结

通过对本次南方气旋的分析，让我对南方气旋的生成过程有了深刻的认识，让我认识到气旋生成的动力、热力、水汽及垂直运动等条件。本次实习着重考察了我对天气过程中对各变量的诊断分析能力，它既要求我拥有足够的编程和绘图知识，同时，还对我对课堂上所学的各物理量的计算和处理有足够的理解和把握。实习过程中遇到一些困难，但经过翻阅fortran书籍和向老师请教，我明白了我遇到的困难大都出于同一些问题并解决了它们。通过天气学诊断分析这门课，让我锻炼了自己的编程与画图能力并使我对理论知识有了更深次的认识，是一门很实用的课程。

第五篇：天气学诊断实习程序

实习资料: 该过程的观测资料和再分析资料，实习要求用micaps资料进行计算和分析。

1、观测资料：计算范围：东经30-160，北纬10-80，格距 2.5*2.5。所给要素为高度场，风场，温度以及温度露点差，共11层。时次是2013年5月21日08时到2013年5月31日18时，每12小时一次，共22个时次。

2、再分析资料：东经30-160，北纬10-80，格距 2.5*2.5。所给要素为高度场，风场，温度以及比湿（单位为：kg/kg），共17层，时次是2013年1月1日00时到2013年5月31日20时，每6小时一次，共604个时次。

实习内容：

1.利用所给资料和绘图软件绘制等高线、等压线、等温线，了解当时环流形势（主要是500和850hPa）。

2.计算涡度和散度（主要是300，500，850hPa），500hPa实测风涡度平流，计算850hPa温度平流并绘图，利用高空和地面形势预报方程，从热力和动力因子分析南方气旋生成、发展的原因，以及散度高低层的配置。

3.计算850，700，500hPa水汽通量并绘图，分析水汽通量输送较大的层次及水汽通量散度，指出水汽输送通道大致范围，并说明水汽辐合区域的位置，什么位置有利于降水的发生，原因是什么。比较水汽通量中水汽平流和风的散度项的大小

4.编制计算垂直速度程序，并绘制500hPa垂直速度。用第二种修正方案，其中大气层顶的垂直速度可以直接采用0，也可以用绝热法。

5.以上任务完成后，有兴趣的同学可以编写计算流函数和势函数的程序。也可以对以上计算结果模仿文献绘制一些垂直剖面图等，从不同角度对该次过程进行分析.程序1 读取保存数据

program duqushuju real h(53,29,11,8),t(53,29,11,8),u(53,29,11,8),v(53,29,11,8),ttd(53,29,11,8)integer,parameter::nz=11,nt=8,nx=53,ny=29 character z(11)*4,sj(8)*12 sj(1)='13052508.000' sj(2)='13052520.000' sj(3)='13052608.000' sj(4)='13052620.000' sj(5)='13052708.000' sj(6)='13052720.000' sj(7)='13052808.000' sj(8)='13052820.000' z(1)='1000' z(2)='925' z(3)='850' z(4)='700' z(5)='500' z(6)='400' z(7)='300' z(8)='250' z(9)='200' z(10)='150' z(11)='100' do iz=1,nz do it=1,nt

open(1,file='j:tianzhenmicapsheight'//trim(z(iz))//'/'//sj(it))do i=1,4 read(1,*)enddo do j=ny,1,-1 read(1,*)(h(i,j,iz,it),i=1,nx)enddo open(2,file='j:tianzhenmicapstemper'//trim(z(iz))//'/'//sj(it))do i=1,4 read(2,*)enddo do j=ny,1,-1 read(2,*)(t(i,j,iz,it),i=1,nx)enddo open(3,file='j:tianzhenmicapst-td'//trim(z(iz))//'/'//sj(it))do i=1,4 read(3,*)enddo do j=ny,1,-1 read(3,*)(ttd(i,j,iz,it),i=1,nx)enddo open(4,file='j:tianzhenmicapsuv'//trim(z(iz))//'/'//sj(it))do i=1,3 read(4,*)enddo do j=ny,1,-1 read(4,*)(u(i,j,iz,it),i=1,nx)enddo do j=ny,1,-1 read(4,*)(v(i,j,iz,it),i=1,nx)enddo enddo enddo!存放数据

open(5,file='j:tianzhenhoutput.grd',form='binary')write(5)((((h(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(6,file='j:tianzhentoutput.grd',form='binary')write(6)((((t(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(7,file='j:tianzhenttdoutput.grd',form='binary')write(7)((((ttd(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(8,file='j:tianzhenuoutput.grd',form='binary')write(8)((((u(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(9,file='j:tianzhenvoutput.grd',form='binary')write(9)((((v(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)end

程序2 涡度、散度、涡度平流和温度平流

program woduwendupingliu parameter(a=6371000.,nx=53,ny=29,nz=11,nt=8,d=2.5,dd=2.5*3.14159/180.)real wd(nx,ny,nz,nt),sd(nx,ny,nz,nt),wopl(nx,ny,nz,nt),wnpl(nx,ny,nz,nt),u(nx,ny,nz,nt),v(nx,ny,nz,nt),t(nx,ny,nz,nt)open(1,file='j:tianzhenuoutput.grd',form='binary')open(2,file='j:tianzhenvoutput.grd',form='binary')open(3,file='j:tianzhentoutput.grd',form='binary')do it=1,nt do iz=1,nz do j=1,ny do i=1,nx

read(1)u(i,j,iz,it)read(2)v(i,j,iz,it)read(3)t(i,j,iz,it)enddo enddo enddo enddo!计算涡度 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 wd(i,j,iz,it)=1./(2*a)*((v(i+1,j,iz,it)-v(i-1,j,iz,it))/cos((10+d*(j-1))*3.14159/180)/dd-(u(i,j+1,iz,it)-u(i,j-1,iz,it))/dd+2*u(i,j,iz,it)*tan((10+d*(j-1))*3.14159/180))enddo enddo enddo enddo!计算散度 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 sd(i,j,iz,it)=1./(2*a)*((u(i+1,j,iz,it)-u(i-1,j,iz,it))/cos((10+d*(j-1))*3.14159/180)/dd+(v(i,j+1,iz,it)-v(i,j-1,iz,it))/dd-2*v(i,j,iz,it)*tan((10+d*(j-1))*3.14159/180))enddo enddo enddo enddo!保存涡度和散度

open(4,file='j:tianzhenwd.grd',form='binary')write(4)((((wd(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(5,file='j:tianzhensd.grd',form='binary')write(5)((((sd(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)!计算涡度平流 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 wopl(i,j,iz,it)=-1./(2*a)*(u(i,j,iz,it)*(wd(i+1,j,iz,it)-wd(i-1,j,iz,it))/cos((10+d*(j-1))*3.14159/180)/dd+v(i,j,iz,it)*(wd(i,j+1,iz,it)-wd(i,j-1,iz,it))/dd)enddo enddo enddo enddo!计算散度平流 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 wnpl(i,j,iz,it)=-1./(2*a)*(u(i,j,iz,it)*(t(i+1,j,iz,it)-t(i-1,j,iz,it))/cos((10+d*(j-1))*3.14159/180)/dd+v(i,j,iz,it)*(t(i,j+1,iz,it)-t(i,j-1,iz,it))/dd)enddo enddo enddo enddo!保存涡度平流和散度平流

open(6,file='j:tianzhenwopl.grd',form='binary')write(6)((((wopl(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(7,file='j:tianzhenwnpl.grd',form='binary')write(7)((((wnpl(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)end

程序3 水汽通量及其散度

program shuiqitongliang parameter(a=6371000.,nx=53,ny=29,nz=11,nt=8,d=2.5,dd=2.5*3.14159/180.)real aa,b dimension t(nx,ny,nz,nt),ttd(nx,ny,nz,nt),td(nx,ny,nx,nt),u(nx,ny,nz,nt),v(nx,ny,nz,nt),tt(nx,ny,nz,nt),ttdd(nx,ny,nz,nt),e(nx,ny,nz,nt),q(nx,ny,nz,nt),tl(nx,ny,nz,nt),tlx(nx,ny,nz,nt),tly(nx,ny,nz,nt),ts(nx,ny,nz,nt),p(nz)p(1)=1000 p(2)=925 p(3)=850 p(4)=700 p(5)=500 p(6)=400 p(7)=300 p(8)=250 p(9)=200 p(10)=150 p(11)=100

!读取温度、温度露点差、风速u和v open(1,file='j:tianzhentoutput.grd',form='binary')open(2,file='j:tianzhenttdoutput.grd',form='binary')open(3,file='j:tianzhenuoutput.grd',form='binary')open(4,file='j:tianzhenvoutput.grd',form='binary')do it=1,nt do iz=1,nz do j=1,ny do i=1,nx

read(1)t(i,j,iz,it)read(2)ttd(i,j,iz,it)read(3)u(i,j,iz,it)read(4)v(i,j,iz,it)enddo enddo enddo enddo!计算露点温度 do it=1,nt do iz=1,nz do j=1,ny do i=1,nx

td(i,j,iz,it)=t(i,j,iz,it)-ttd(i,j,iz,it)enddo enddo enddo enddo!摄氏温度转换成绝对温度 do it=1,nt do iz=1,nz do j=1,ny do i=1,nx

tt(i,j,iz,it)=t(i,j,iz,it)+273.16 ttdd(i,j,iz,it)=td(i,j,iz,it)+273.16 enddo enddo enddo enddo!计算水汽压 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 if(t(i,j,iz,it)>0)then aa=17.2693882 b=35.86 elseif(t(i,j,iz,it)<=0)then aa=21.8745584 b=7.66 end if e(i,j,iz,it)=6.1078*exp(aa*(ttdd(i,j,iz,it)-273.16)/(ttdd(i,j,iz,it)-b))enddo enddo enddo enddo!计算比湿 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 q(i,j,iz,it)=662*e(i,j,iz,it)/(p(iz)-0.37*e(i,j,iz,it))enddo enddo enddo enddo!计算x,y方向水汽通量 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 tlx(i,j,iz,it)=1./9.8*u(i,j,iz,it)*q(i,j,iz,it)tly(i,j,iz,it)=1./9.8*v(i,j,iz,it)*q(i,j,iz,it)enddo enddo enddo enddo!计算水汽通量散度 do it=1,nt do iz=1,nz do j=2,ny-1 do i=2,nx-1 ts(i,j,iz,it)=1./(2*a)/9.8*((u(i+1,j,iz,it)*q(i+1,j,iz,it)-u(i-1,j,iz,it)*q(i-1,j,iz,it))/cos((10+d*(j-1))*3.14159/180)/dd+(v(i,j+1,iz,it)*q(i,j+1,iz,it)-v(i,j-1,iz,it)*q(i,j-1,iz,it))/dd-2*v(i,j,iz,it)*q(i,j,iz,it)*tan((10+d*(j-1))*3.14159/180))enddo enddo enddo enddo!保存水汽通量及其散度

open(5,file='j:tianzhensqtlx.grd',form='binary')write(5)((((tlx(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(6,file='j:tianzhensqtly.grd',form='binary')write(6)((((tly(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)open(7,file='j:tianzhensqts.grd',form='binary')write(7)((((ts(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)end

程序4 垂直速度及其订正

program chuizhisudu parameter(a=6371e3,d=2.5,nx=53,ny=29,nz=11,nt=8)real sd(nx,ny,nz,nt),w(nx,ny,nz,nt),ww(nx,ny,nz,nt),dp(nz-1)dp(1)=75 dp(2)=75 dp(3)=150 dp(4)=200 dp(5)=100 dp(6)=100 dp(7)=50 dp(8)=50 dp(9)=50 dp(10)=50!读取散度数据

open(1,file='j:tianzhenwssd.grd',form='binary')do it=1,nt do iz=1,nz do j=1,ny do i=1,nx

read(1)sd(i,j,iz,it)enddo enddo enddo enddo!地面平坦，地面垂直速度设为0 do it=1,nt do i=1,nx do j=1,ny w(i,j,1,it)=0 enddo enddo enddo!计算未订正速度 do it=1,nt do iz=2,nz do i=1,nx do j=1,ny w(i,j,iz,it)=w(i,j,iz-1,it)+0.5*(sd(i,j,iz-1,it)+sd(i,j,iz,it))*dp(iz-1)enddo enddo enddo enddo!订正速度 do it=1,nt do iz=1,nz do i=1,nx do j=1,ny ww(i,j,iz,it)=w(i,j,iz,it)-iz*(iz-1)/110*w(i,j,11,it)enddo enddo enddo enddo!保存订正好的速度 open(2,file='j:tianzhenwww.grd',form='binary')write(2)((((ww(i,j,iz,it),i=1,nx),j=1,ny),iz=1,nz),it=1,nt)end