1、天气学原理和方法 目录 第一章 大气运动的基本特征 . 3 第一节 影响大气运动的作用力 . 3 第二节 控制大气运动的基本定律 . 4 第三节 大尺度运动系统的控制方程 . 4 第四节 “P”坐标系中的基本方程组 . 5 第五节 风场和气压场的关系 . 6 第二章 气团与锋 . 8 第一节气团与锋 . 8 第二节 锋的概念与封面坡度 . 9 第三节至第五节 .10 第三章 气旋与反气旋 .12 第一节 气旋、反气旋的特征和分类 .12 第二节 涡度与涡度方程 .12 第三节 位势倾向方程和 方程 .14 第三节 温带气旋与反气旋 .15 第五节 东亚气旋和反气旋 .16 第四章 大气环流 .
2、18 第一节 大气平均流场特征与季节转换 .18 第五章 天气形势及天气要素的预报 .22 第六章 寒潮天气过程 .26 第七章 大型降水天气过程 .28 第一节 降水的形成与诊断 .28 第二节 大范围降水的环流特征 .34 第三节 降水的天气尺度系统 .39 第四节 暴雨中尺度系统 .44 第五节 不同高度急流对暴雨生成的作用 .46 第八章 对流性天气过程 .47 第一节 雷暴的结构及雷暴天气成因 .47 第 二节 中小尺度天气系统 .49 第三节 对流性天气预报的物理基础 .50 第四节 对流性天气的预报 .52 雷达原理与业务应用 .53 第九章 低纬度和高原环流系统 .59 第十章
3、 东亚季风环流 .71 第十一章 天气诊断分析 .77 第一章 大气运动的基本特征 第一节 影响大气运动的作用力 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 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. 地心引力 6. 惯性离心力 7. 地转偏向力 8. 地转偏向
4、力的几个重要特点？ 1） 地转偏向力 A 与 相垂直，而 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，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。 9. 重力 单位质量大气所收到的地心引力与惯性离心力的合力 第二节 控制大气运动的基本定律 10. 局地变化 个别变化 平流变化 对流变化 11. 旋转坐标系大气运动方程 12. 连续方程 表示 大气质量守恒的
5、数学表达式 当气体不可压缩时，即流体在运动过程中其密度不变（ ），则 13. 热力学第一定律可描述为：系统的内能变化等于加入系统的热量与系统对环境做功之差 14. 热流量方程 是比容，第二项表示 压力对 单位质量空气的作功率 ，代表了 热能和机械能之间的 转换 ，反映了 大气动力过程与热力过程 的相互联系，正是这种相互联系和转换过程 使太阳热能可以驱动大气运动。 第三节 大尺度运动系统的控制方程 15. 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 。 16. 零级简化 只保留 方程中数量级最大 的各项，其他各项
6、都略去不计。 17. 一级简化 除保留方程中数量级最大的各项外，还保留比 最大项小一个量级的各项，而将更小的各项略去不计。 18. 气象学中的静力方程表达式？ P27 19. 水平运动方程零级简化 20. 水平运动方程一级简化 21. 大尺度系统的连续方程 22. 热力学能量方程 的零级简化 表明大尺度系统中温度局地变化是由温度平流和非绝热作用造成的 第四节 “ P”坐标系中的基本方程组 23. 重力位势 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 ，量纲为 m2/s2。 =gz=9.8z 1位势米 =9.8焦耳 /千克 24. 为什么应用等压面图比用等
7、高面图要方便？ P31 因为在 等高面上计算水平气压梯度力时 ，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。 25. P坐标系中大气运动基本方程组 第五节 风场和气压场的关系 26. 地转风 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。 P37 1） 严格地说 ,地转平衡只有在 中纬度 自由大气 的 大尺度系统
8、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。 2） 地转风速大小 与水平气压梯度力成正比 ，等压线密集的地区 (即气压梯度大 )， 则地转风大，因而实际风也大。 等压面上 地转风 仅与位势梯度成正比，与密度无关 。 3） 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。 4） 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，风速小的地方，应分析得稀疏一些 。如果风速相同，在低纬
9、的等高线应比高纬的等高线分析得稀疏一些。 5） 若 f视为常数 ，则 等压面上地转风的水平散度为 0，地转风无辐散 P86(动 ) 27. 梯度风 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 。 P40 1） 在 大尺度运动系统 中， 低压与气旋性环流相结合， 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。 2） 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
10、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。 3） 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 。 4） 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 。 因此在利用地转风近似关系时，在气旋中对风速估计过高，对反气旋估计过低。 28. 流线是指 某一固定时刻 ， 处处与风向相切 的一条空间曲线。流线能表现在某一时刻的天气图上。 29. 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。 30. 根据静力学原理，两层
11、等压面之间 的厚度与这两层之间的温度成正比。 31. 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。 32. 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 。 或 33. 理解并会做图，图 1.29地转风随高度变化与冷暖平流 P50 34. 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 。 35. 正压大气：当大气中 密度的分布仅仅 随气压变化即 ： = （ p）； 没有热成风，地转风不随高度变化 。 等压面 =等密度面 =等温面
12、（重合 ） 36. 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， T） 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 。 P52 37. 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 D。 D=V-Vg 1） 地转偏差使 实际风穿越等压线 ，使有的地方质量堆积，有的地区质量减少，从而引起 气压场的改变 2） 当风穿越等压线时 气压梯度力对空气做功 ，从而使空气动能改变，促使风速变化 3） 也是 造成垂直运动的重要原因 ，垂直运动则是产生天气的重要因素 4） 摩擦层中， 摩擦力 、气压梯度
13、力、地转偏向力 三力 平衡 ， 地转偏差由摩擦力引起， 地转偏差指向摩擦力的右边，并与其垂直 。 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 。 P54 38. 自由大气中的地转偏差， 水平运动中 可分为三项 1） 变压风 D1，用三小时变压判断 2） 横向地转偏差 D2n：用等压（高）线的辐散、辐合判断 3） 纵向地转 偏差 D2s：用等压（高）线的曲率来判断 39. D1所对应的 局地加速度 ，只能由 气压梯度力的局地变化 造成气压梯度力与 地转偏向力不平衡
14、 引起 40. 变压风： 由 变高梯度或变压梯度 表示的地转偏差。 1） 地面图上， 负变压中心区，变压风辐合 ，引起 上升 运动。 2） 正变压中心 区， 变压风辐散 ，引起下沉运动。 41. D2n 等高线辐合、辐散所造成的 平流加速度所对应的地转偏差 ， 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 。 P58 42. D2s 等高线弯曲所造成的 平流加速度所对应的地转偏差，在槽前脊后有 纵向地转偏差 的辐散，槽后脊前有 纵向地转偏差 辐合 P59 43. 中纬度对流层中，地转西风是随高度增大的，但系统的移动速度，在高层和低
15、层相差不大，因为纵向和横向辐散（合）的数值与风速成正比，所以相对来说，在高层以纵向和横向辐散（合）为主，在低层以变压风辐散（合）为主 。因而在高层槽前脊后辐散，槽后脊前辐合；在低层槽前脊后为辐合，槽后脊前辐散。 44. D3由 对流 加速度表示 的地转偏差， 主要决定于垂直运动的温度场的配置。当 0，即上升运动时，则指向温度梯度的方向。 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。 气团的水平尺度可达几千公里，垂直范围可达几公里到十几公里，常常从地面伸展对流层顶。 2. 大气热量的 最终来源是太阳 ，但 大气的 热量主要来自地球表面 。 3. 气团获得比
16、较均匀属性的首要条件是性质比较均匀的广阔地球表面。 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。 4. 有利于气团的形成空气运动：下沉辐散运动和稳定环流 。 5. 气团的分类主要有 地理分类 和 热力分类 两种。 1） 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 2） 极地气团和热带气团又有大陆性和海洋性之分。 3） 按照热力分类方法可分为暖气团和冷气团。 6. 我国境内出现的气团多为 变性气团 。 7. 影响我国四季的气团与气团天气。 1） 冬半年通常受极地大陆气团影响，源地在西伯利亚和蒙古，称为西伯利亚气团。 它所控制的地区
17、为干冷天气。当它与热带海洋气团相遇时，在交界处能构成阴沉多雨天气，冬季华南经常遇到。热带海洋气团，可影响我国华南、华东和云南等地 ，其他地区除高空外，一般影响不到。北极气团也可南下侵袭我国，造成强寒潮天气。 2） 夏半年，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地 区活动频繁，与南方热带海洋气团交汇，是构成盛夏我国南北方区域性降水的主要原因。热带大陆气团常影响我国西部地区，出现干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团（又称季风气团），可造成长江流域以南地区大量降水。 3） 春季，西伯利亚气团和热带海洋气团势力相当，因此是锋系和气旋活动最盛的时期 4） 秋季，变性的西伯利亚气团占主要地位，东部地区在单一的气团控
18、制下，出现秋高气爽的天气 第二节 锋的概念与封面坡度 8. 锋区 ：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 等温线密集区 通常称为锋区。就是密度不同的两个气团之间的过 渡区。 主要 表现为 温度的不同 ，但少数情况下也可表现为温度差异小， 水汽含量差异特别大（梅雨锋） 9. 湍流、辐射、分子扩散等作用， 锋面及其两侧的密度水平分布是连续的 ， 密度的零级不连续面，密度的一级不连续面 10. 锋面的坡度 1） 其他条件不变，锋面坡度随纬度增高而增大。 2） 锋面两侧温差越大，坡度约小 3） 锋面两侧平行与它的地转风风速应具有气旋性切变 4） 两侧平均温度最高，
19、坡度越大 5） 南方 1/200 1/500，北方 1/50 1/200，冷锋坡度大 11. 锋的分类 1） 按 锋在移动过程中， 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 2） 按锋的伸展高度不同分为对流层锋、地面锋和高空锋三种 3） 气团的地理类型锋分为冰洋锋 （北极锋） 、极锋和副热带锋三种。 12. 我国常见的三种锢囚锋形成机制： 地形锢囚、冷锋追上暖锋，两条冷锋迎面相遇 13. 冷锋后部 冷气团 与暖锋前面 冷气团 的交界面为锢囚锋 14. 锢囚锋又分为三种 1） 暖式锢囚锋：暖锋前冷气团比冷锋后冷气团冷 2） 冷式锢囚锋：冷锋后冷气团比暖锋前更冷 3） 中性锢
20、囚锋：锋前后冷气团属性无多大变化 第三节至第五节 15. 简答题锋面附近温度场特征 1） 锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大 2） 等温线越密集，水平温度梯度 越大，锋区越强 3） 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 4） 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 5） 锢囚锋温度分布的共同特点： 暖式锢囚锋的暖舌位于地面锢囚锋的前方；冷式位于后方。 6） 锋区内温度垂直梯度特别小 16. 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
21、代数值 17. 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： 1） 地面以上整个气柱中密 度平流 ，亦称为 热力因子 ； 暖锋前有暖平流故地面降压 ，暖平流愈强，则地面降压愈多， 冷锋后有冷平流故地面加压 ；冷锋前、暖锋后、准静止锋附近冷暖平流不明显，故密度平流引起的气压变化不明显； 2） 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 。 如整个气柱散度总和为质量辐合，则地面气压上升；反之地面气压下降。 18. 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 。 19. 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 ，
