第一篇：2010空間天氣學研討會

2010空間天氣學研討會，2010IWSW

2010 International Workshop on Space Weather

會議通知 ?邀請函

2010年5月7-9日 ?南京

為促進空間天氣學的發展、加強交流，將于2010年5月7-9日在南京信息工程大學(原南京氣象學院)南氣賓館召開2010空間天氣學研討會。研討會同時作為南京信息工程大學50周年校慶科技活動的重要組成部分與2010國際應用數理科學學術會議同時召開并作為其主題研討會，將邀請國內外知名專家與校友就會議主題作相關學術報告。有關通知如下：

一、時間地點：2010年5月7日報到, 8-9日會議。報到地點：南京信息工程大學(原南京氣象學院)南氣賓館。

二、會議主題：太陽；行星際；磁層/電離層；空間等離子體；建模與預報；數理科學在空間天氣學中的應用

三、論 文 集: 會議由世界學術出版社正式出版精裝本論文集，并由其提交ISTP(截止目前,該出版社出版的論文集論文100%被ISTP收錄)。

四、征文要求：論文應控制在2-6頁。所有論文必須翻譯成英文，嚴格按照會議論文模板（見附件或通過電子郵件索取）排版后于3月5日前 以電子文件形式提交給會議秘書組 陳美紅 老師，chen-meihong@nuist.edu.cn

五、會議注冊: 注冊費：1600元/位(含一篇論文版面費、會務費、等。不含差旅費、住宿費、等）。

我們將于3月20日前陸續發放錄用通知。收到錄用通知后請于2010年3月30日完成注冊。請將注冊費和版面費通過郵局匯給： 210044南京信息工程大學 數理學院宋標。（逾期視為自動放棄，論文將不能收入論文集）。凡被錄用為口頭報告的論文作者請制作多媒體文文件，報到時交會務組。多媒體制作時請用Microsoft office軟件包中的Power Point演示。大會報告的時間暫定為每人25分鐘，外加5分討論。專題報告的時間為10分鐘，外加5分鐘提問。凡被錄用為墻報交流的論文作者請屆時按寬84cm×高108cm規格制作英文交流墻報或展板。

六、會議回執：為安排好接待工作，與會人員收到錄用通知后必須填寫“回執一”（注冊表）于2010年3月30日前發給會務組。

七、會議咨詢：電話： 025 58731 160，傳真：025 58731 576

九、未盡事宜：將通過電子郵件通知或在會議網站公布。

十、承辦單位：南京信息工程大學(原南京氣象學院)數理學院，分別建有：應用數學、空間天氣學碩士點、博士點。設有：物理學、應用物理學、材料物理學、光信息科學與技術、信息與計算科學、數學與應用數學、統計學7個本科專業。學院現有教師136人，其中：教授25人、副教授27人、博導11人、碩導32人。擁有6個中國氣象局重點學科、省特色專業、省實驗教學示范中心。主持與主要參加多個“973”、“863”和國家行業專項等科研項目，主持國家自然科學基金與國際招標項目12項，主持省自然科學基金、省高校自然科學基金23項，2009年計劃科研經費800萬。近三年來在國內外重要學術刊物上發表論文近500篇，其中SCI、EI、ISTP收錄230多篇。

會議組委會秘書組

（南京信息工程大學數理學院代章）

2009年8月

第二篇：天氣學考綱復習材料

《天氣學》考試大綱復習材料

第一章 天氣學基礎

掌握天氣學的概念和研究對象；了解一般的天氣預報方法；了解天氣學發展簡史；熟悉四季的形成原理，理解大氣科學中四季劃分的方法。

考綱要求：★掌握、█熟悉、█理解、▲了解

★（掌握）天氣學的概念和研究對象

1、天氣學：研究天氣系統和天氣現象發生、發展及其變化的基本規律，并利用這些規律來預測未來天氣的學科。

2、研究對象：不同尺度的天氣系統。目的：了解這些系統的特征與發生、發展的規律。

3、系統：所謂“系統”是指在時間或空間上可以與其他系統區分開來的一個實體。

4、尺度：所謂“尺度” 表征一個系統在空間上大小，或者在時間上持續的長短，所以有空間尺度和時間尺度兩種尺度。

5、天氣系統分類：為了更方便地描述不同天氣系統的特征，許多學者把它劃分為大尺度、中尺度、小尺度和微尺度等不同的天氣系統。

█（熟悉）四季的形成原理

地球在繞太陽公轉中，地軸始終與軌道面傾斜成66°33′的夾角。由于地軸的傾斜，當地球處在軌道上不同位置時，地球表面不同地點的太陽高度是不同的，而且地球表面同一地點當地球處在軌道上不同位置時其太陽高度角也是不同的。太陽高度大的時候，太陽光在空中經過的路徑短，日照時間長，晝長夜短，氣溫高，形成夏季。反之，太陽高度小時，太陽光在空中所經路徑長，日照時間短，晝短夜長，氣溫則低，形成冬季；由冬季到夏季，太陽高度由低變高。同樣道理，太陽高度的變化影響著晝夜的長短和溫度的高低，分別形成了秋季和春季。

█（理解）四季的劃分方法

天文學上以春分（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）分別作為四季的開始。

中國古籍上多用立春（2月4日前后）、立夏（6月5日前后）、立秋（8月8日前后）與立冬（11月8日前后）作為四季的開始。

氣候統計上劃分：以公歷3、4、5月份為春季，6、7、8月份為夏季，9、10、11月份為秋季，12、1、2月份為冬季。

氣候上精細化劃分：候平均氣溫≤10℃ 冬季；10～22℃ 春季；≥22℃ 夏季；22～10℃ 秋

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季。

▲（了解）天氣預報的一般方法

1.首先必須仔細分析天氣圖中的觀測資料，了解天氣系統與天氣狀況分布與演變的特點； 2.利用天氣學原理，診斷與分析為什么在這些地區有這樣的天氣出現，為什么有這樣的天氣特點；

3.利用天氣學和動力學原理，結合天氣學模型和數值預報的產品，以及最新的觀測資料，進行未來的天氣預報。

第二章大氣環流

掌握大氣環流的概念和驅動大氣環流的原動力，掌握熱力環流的概念和原理，理解三圈環流的形成原理和科學假設，了解極地環流的狀況，理解極渦與我國寒潮的關系；了解冬夏季全球平均緯向風分量和經向風分量分布；掌握大氣活動中心的概念，了解對流層和平流層各個層次大氣環流的狀況；掌握高空急流的概念和三大高空急流的名稱，了解其形成原理，初步理解高空急流對降水的動力作用；了解東亞地區的地形特征和熱力特征，熟悉東亞季風的環流特點。

★（掌握）大氣環流的概念：把圍繞地球的大氣在全球范圍展開的環流運動統稱為大氣環流，也就是地球大氣對太陽輻射響應的綜合結果, 即大氣環流就是大范圍的大氣運動狀態。

★（掌握）驅動大氣環流的原動力：太陽輻射能在地球上的非均勻分布。

★（掌握）熱力環流：因溫度分布不均而產生的環流稱為熱力環流。大氣環流一般都是熱力環流。

★（掌握）熱力環流的原理：

假設最初大氣狀態是均勻的，沒有任何擾動，并且等壓面完全平行于地表面。當空氣團受熱后，必然膨脹，有一個向上的運動分量，此時等壓面必然會上移，上空的空氣團受到擠壓而密度加大，與周邊上空的空氣團之間形成一個氣壓梯度，受到氣壓梯度力的作用，空氣團則由上空流向周邊上空；同時，受熱區下方的空氣團由于產生向上的運動，其周邊必然有空氣過來補充，周邊上空的空氣下沉補充，這樣，就形成了一個熱力環流圈。由于這種環流是因下墊面溫度分布不均（或受熱不均）而產生的，所以稱為熱力環流。

★（掌握）大氣活動中心：分析多年平均海平面氣壓圖可知，全球經常有7—8個巨大的高、低壓區，一般稱之為大氣活動中心。

北半球大氣活動中心：

冬季①西伯利亞高壓②阿留申低壓③冰島低壓④北美高壓； 夏季①印度低壓②太平洋副熱帶高壓③大西洋副熱帶高壓。

★（掌握）高空急流：急流是指一股強而窄的氣流帶，急流中心最大風速在對流層的上部必

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須大于或等于30米/秒，它的風速水平切變量級為每100公里5米/秒，垂直切變量級為每公里5-10米/秒。滿足了以上條件的氣流帶才叫高空急流。

全球有哪幾支高空急流：①極鋒急流②副熱帶西風急流③熱帶東風急流。①②冬夏均有，③只有夏季有，因為夏季隨著北半球西風帶北移，赤道東風帶也北移，在熱帶對流層頂附近約100-150mb處，南亞高壓南側的東風達到急流標準，南亞高壓只有在夏季存在。

█（理解）一圈環流的科學假設：地球沒有自轉，并且地表均一。█（理解）三圈環流的科學假設：考慮地球自轉，地球表面均一。熱帶環流（Hadley Cell）

赤道地區空氣受熱上升，當空氣由赤道上空流向北極時，它受到地轉偏向力的作用，逐漸向右偏，隨著地理緯度的增高及風速的加大，偏向力也逐漸加大，在緯度30°～35°時，氣流接近和緯圈平行，使從赤道上空流來的空氣在這里堆積下沉，這時地面氣壓升高，形成高壓，稱為副熱帶高壓帶。在這里地表面氣流分為兩支，一支流向赤道，一支流向極地。這樣就形成了對流層由赤道到30°～35°之間的閉合環流。這個環流稱作熱帶環流，又稱信風一反信風環流，但最常見的名稱是哈得來環流（Hadley Cell），它是一個直接熱力環流。

極地環流（Polar Cell）

極地環流形成在極地到60°～65°之間。極地空氣極端寒冷，堆積形成極地下層的極地高壓。下層空氣由極地高壓流向赤道方向，在地轉偏向力的作用下，北半球吹東北風，南半球吹東南風。在極地高壓與副熱帶高壓之間60°～65°附近相對的形成一低壓，稱為副極地低壓帶。

來自副熱帶高壓帶和極地高壓帶的南、北兩股氣流在副極地低壓帶處輻合上升，其中一股由高空返回極地，在地轉偏向力的作用下形成與低層相反的氣流，從而形成了極地與60°～65°間的閉合環流，稱為極地環流。極地環流也是一個直接的熱力環流。

中緯度環流（Ferrel Cell）

中緯度環流形成在30°～60°之間。低層由極地流向低緯的空氣與副熱帶下沉流向極地的空氣在副極地地區相遇而輻合上升，在高空一部分流向副熱帶上空與熱帶來的高空氣流合并，一起下沉完成中緯度的間接環流。中緯度環流是由熱帶環流和極地環流強迫出來的間接環流。

▲（了解）東亞地區的地形特征和熱力特征

地形特征—東亞地區位于全球最大陸地的東岸，又瀕臨最大的大洋—太平洋，西部有地形十分復雜的高原—青藏高原。

熱力特征—海陸之間的熱力差異和高原的熱力、動力作用，使得東亞地區成為一個全球著名的季風區，具有冷干的冬季與熱濕的夏季，天氣氣候差異比同緯度其他地區懸殊得多，相應的環流特征和天氣過程也都具有明顯的季節變化。

▲（了解）極地環流 1月份極地環流特征

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在1月份，北半球500百帕平均圖上，極地渦旋斷裂為兩個閉合中心，一個在格陵蘭西側與加拿大之間，另外一個在亞洲的東北部，極地是一個槽區。

地面圖上，基本是一個高壓帶。但冰島低壓很強大，向大西洋的極圈伸出一個槽，約占極地一半面積。

7月份極地環流特征

7月份氣壓系統明顯減弱，500百帕極地渦旋中心在極地附近，700百帕低中心也在極點附近，低壓中心的軸線幾乎垂直，地面圖上除了在加拿大地區有一個閉合低壓中心以外，其它系統不明顯。

極地地區，地面圖上多年平均氣壓是高壓。

▲（了解）我國冬季寒潮與極渦的聯系：冬季，北極對流層中部一半是極地渦旋或極渦的槽區，但有時也會出現反氣旋。若極地持久地被暖性反氣旋或暖脊所控制，就會使極地冷性渦旋分裂并偏離極地向南移動，導致鋒區位置比平均情況偏南，寒潮活動多而強烈。

▲（了解）對流層各個層次的大氣環流狀況

1月北半球中高緯西風帶上有三個大槽，分別位于東亞沿岸、北美東岸以及東歐地區。除此之外，有三個大脊分別與三個大槽相對應。

7月份西風帶整體顯著北移，中高緯有四個大槽，分別位于北美東岸、西歐、亞洲中部及西太平洋。另外，由四個脊分別與四個大槽相對應。

（冬季三槽三脊和夏季四槽四脊是500hPa大氣環流的最主要的特征。）

冬季副熱帶高壓強度弱，位置偏南（北緯20oN以南）高壓不明顯；夏季副熱帶高壓強，位置偏北，中心在20o—30oN之間，在低緯太平洋、大西洋和北非大陸有明顯的高壓中心，北非高壓最強。另外，在印度半島有（副熱帶）低壓存在。

▲（了解）高空急流對降水的動力作用

急流軸的左側風速具有氣旋性切變，右側風速具有反氣旋性切變。渦度梯度在急流軸附近最大。急流中心若與槽線重合或相交，槽前輻合，槽后輻散，這樣的高空槽，即使開始時并無地面氣旋、反氣旋與它配合，一旦它移到斜壓性比較強的地區后，就會迅速引起地面氣旋與反氣旋的發生和發展。

▲（了解）東亞季風的環流特點

對流層底部，由海陸差異造成東亞的四個大氣活動中心（蒙古冷高、阿留申低壓、印度熱低壓和太平洋副熱帶高壓）幾乎都是全球最強的氣壓系統，季節變化也最明顯，風系轉換也顯著。冬季盛行偏北風、偏西風，夏季偏南風、偏東風。冬季天氣干冷，夏季濕熱，雨量大部分集中在夏季。

對流層中部，由于海陸差異和高原的熱力、動力的共同作用，東亞西風帶平均環流的脊、槽，在冬、夏季也完全是相反位相。冬季，東亞上空500百帕等壓面圖上是一脊一槽（脊在高原北部，槽在亞洲沿岸），高空基本氣流為西北風；夏季則變成一槽一脊，即冬季的槽，夏季變為脊，冬

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季的脊，夏季變為槽，高空基本氣流在30oN以北為西風，30oN以南為偏東風。而在北美上空就沒有這樣的改變。

高原季風的復雜性：

高原四周的風系，由于高原上空與四周自由大氣之間的熱力差異，具有明顯季節變化，高原上近地面層里冬季為冷高壓，夏季為熱低壓，所以高原在冬季北側為西風，南側為東風，夏季變為相反的風向。

夏季高原的加熱作用還在青藏高原及其鄰近地區產生上升氣流，這支上升氣流，到了高空即向四周輻散并下沉。高原南側的垂直環流很明顯，印度的西南季風沿喜馬拉雅山爬坡上升，在高層輻散，主要部分向南流去下沉，下沉氣流最南可達到南半球，隨南半球的東南信風向北流動，越過赤道到了北半球，由于偏向力的作用而轉為西南氣流，再北上構成一個閉合環流，這個垂直環流稱為季風環流，破壞了這個季節里該區域中的Hadley環流。

低空急流：600百帕以下出現的強而窄的氣流稱為低空急流，一般風速大于12米/秒。可對降水區帶來較強水汽輸送，并對天氣系統發展提供擾動能量。

控制大氣環流的基本因子：

內部因子：大氣本身的可壓縮性、連續性、流動性和大氣水平尺度與垂直分布等； 外部因子：太陽輻射能及其高能粒子周期性和非周期性的振動、地球表面的摩擦作用，海陸分布和大地形的影響等外界因素。

極夜急流：冬季極夜強烈輻射冷卻，在平流層中也產生指向極點的水平溫度梯度，而且梯度相當大，相應出現一支強西風急流，中心風速達40米/秒以上，最大可達100米/秒，通常稱為極夜急流。

極渦：無論冬夏，北半球極區都是一個低壓區，一般稱為極地渦旋，簡稱極渦。

第三章 氣團和鋒

掌握氣團的概念、氣團變性，了解氣團的分類方法；掌握鋒的概念，理解鋒面、鋒區和鋒線的概念，掌握鋒面的一般分類方法，熟悉鋒面附近氣壓場、溫度場和風場的特征，掌握錮囚鋒的概念，了解各類鋒面可能帶來的天氣現象；掌握鋒生的概念，理解鋒生公式的意義；了解氣團、鋒、鋒面氣旋、急流之間的相互聯系，掌握我國主要鋒生地帶以及與之相對應的鋒面氣旋。

★（掌握）氣團的概念、氣團變性

1、氣團： 是指氣象要素（主要指溫度和濕度）水平分布比較均勻的大范圍的空氣團。

2、氣團的形成條件：（1）性質比較均勻的下墊面；（2）有適當穩定的環流條件。

3、具有形成氣團溫、濕屬性比較均勻條件的地區稱為氣團源地。

4、氣團變性：氣團物理屬性發生變化稱為氣團變性。

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▲（了解）氣團的分類方法

（1)根據地理分類法：北極氣團，極地氣團，熱帶氣團，赤道氣團。（2)根據氣團內部的濕度高低：大陸性氣團和海洋性氣團。

（3)根據氣團的溫度和氣團所經過的下墊面溫度對比分為：冷氣團和暖氣團。

★(掌握)鋒的概念

兩個熱力性質不同的氣團之間的狹窄過渡帶稱為鋒。兩個密度性質不同的氣團之間的狹窄過渡帶稱為鋒。冷暖氣團之間的狹窄的過渡帶，稱為鋒。

█(理解)鋒面、鋒區和鋒線的概念 冷暖氣團的交界面，稱為鋒面。

鋒面在空間呈向冷區傾斜狀態，冷空氣在下，暖空氣在上。鋒面與地面的交線稱為鋒線。

鋒面與空中某平面相交的區域稱為鋒區——天氣圖上溫度梯度大的窄的區域。地面鋒線總在高空鋒區暖區一側。★(掌握)鋒面的一般分類方法

1、按移動分類： 冷鋒、暖鋒、準靜止鋒和錮囚鋒。

a）冷鋒：冷氣團起主導作用，推動鋒面向暖氣團一側移動，稱為冷鋒。b）暖鋒：暖氣團起主導作用，推動鋒面向冷氣團一側移動，稱為暖鋒。

c）準靜止鋒：冷暖氣團勢力相當，鋒面很少移動的鋒，稱為準靜止鋒。（6小時無移動，24小時移動在2個緯度之內）

d)錮囚鋒：由冷鋒趕上暖鋒或者兩條冷鋒迎面相遇疊并而成的鋒面成為錮囚鋒，可以分為：冷式錮囚鋒、暖式錮囚鋒、中性錮囚鋒。

2、根據鋒在垂直方向上的伸展高度，可分為對流層鋒、地面鋒、高空鋒（不接地）。地面鋒主要指鋒面垂直方向的伸展位置主要位于大氣低層。高空鋒主要指位于對流層上層的鋒面。

3、根據鋒面兩側不同性質氣團來源的地理位置不同，可將鋒分為冰洋鋒（極地鋒）、極鋒和赤道鋒。

█（熟悉）鋒面附近氣壓場、溫度場和風場的特征

1、鋒面附近溫度場的特征

在同一等壓面或等高面上鋒區內的等溫線特別密集，密集程度越強，表示鋒面愈強。在鋒區內出現了“下冷上暖”的逆溫或等溫現象，稱之為鋒面逆溫。

2、鋒面附近氣壓場的特征

在地面圖上，一般鋒面位于氣壓槽中，等壓線通過鋒面時呈氣旋式彎曲，折角指向高壓，也即指向遠離氣旋的方向。

3、鋒線附近風場特征

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鋒線附近的風場具有氣旋性切變（包括風速切變和風向切變），風場輻合。★（掌握）錮囚鋒的概念

由冷鋒趕上暖鋒或者兩條冷鋒迎面相遇疊并而成的鋒面成為錮囚鋒，可以分為：冷式錮囚鋒、暖式錮囚鋒、中性錮囚鋒。

如果冷鋒后的冷空氣團比暖鋒前的冷空氣團冷，稱之為冷式錮囚鋒；如果冷鋒后的冷空氣團比暖鋒前的冷空氣團暖，稱之為暖式錮囚鋒；如果冷鋒后的冷空氣團與暖鋒前的冷空氣團的溫差較小，稱之為中性錮囚鋒。兩條鋒面在空間的交接點，稱之為錮囚點。

▲（了解）各類鋒面可能帶來的天氣現象 1.冷鋒前壞天氣

700百帕高空槽線位于地面鋒線附近或鋒前。

2.冷鋒后壞天氣：700百帕高空槽線落在地面鋒線的后面。

3.暖鋒天氣: 降水發生在鋒前還是鋒后，主要看暖鋒低空的輻合強度和高空槽線的位置而決定。

4.準靜止鋒： 準靜止鋒云系可分為兩類（1）無降水或僅有層積云和雨量極少的零星降水（2）有顯著降水的，鋒上暖空氣有較強上升運動。

5、錮囚鋒：天氣最惡劣的地區及降水區多位于錮囚鋒附近。降水區的寬度，一般從地面鋒線至700百帕槽線。

★（掌握）鋒生的概念

鋒生：鋒生一般是指密度或溫度不連續形成的一種過程，或者是指已有一條鋒面存在，其密度（或溫度）水平梯度增大的過程。鋒消是指與鋒生過程相反的過程。

█（理解）鋒生公式的意義（1）平流在鋒生中的作用

凡溫度平流有利于加大冷暖兩側溫度梯度，則鋒生；反之，鋒消。（2）垂直運動在鋒生中的作用

當大氣層結穩定時，若運動場中垂直速度自低溫一側向高溫一側減小時，（則有鋒生作用（F3>0）； 若垂直速度自低溫一側向高溫一側增大時，則有鋒消作用（F3<0）。當大氣層結不穩定時，若運動場中上升運動自低溫一側向高溫一側加大時，F3>0，則有鋒生作用； 若運動場中上升運動自低溫一側向高溫一側減小時，F3<0，則有鋒消作用。（3）非絕熱加熱

當非絕熱加熱過程，加熱向暖空氣一邊增大（暖側加熱更大）時，F1 0，則有鋒生；反之，F1 0，即鋒消。

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▲（了解）氣團、鋒、鋒面氣旋、急流之間的相互聯系（Ｐ45）

在中緯度對流層頂下有極鋒急流（Jp）存在，緊靠此急流的左下方存在一個極鋒，一直伸展到地面，極鋒是極地氣團與中緯度氣團的交界面。在第二熱帶對流層頂下有副熱帶急流（Js）存在，緊靠此急流的左下方是副熱帶鋒，一直伸展到地面，極鋒是中緯度氣團與熱帶氣團的交界面，它只存在于對流層上部。在對流層極地氣團內部，由于極地東風帶與極地西風帶之間的輻合作用，在極地氣團的低層有北極鋒存在。

鋒區和急流二者是同時存在的、不可分的。鋒是運動著的冷暖空氣集中的地區。★（掌握）我國主要鋒生地帶與之相對應的鋒面氣旋

1、北半球有兩支行星鋒區，稱極鋒鋒區（北支鋒區）和副熱帶鋒區（南支鋒區）。與之相對應的是極鋒急流和副熱帶急流，即北支急流和南支急流。

2、我國的鋒生區

（1）南方鋒生帶：華南到長江流域之間，與副熱帶鋒區（南支鋒區）相對應，20°--30° N；

（2）北方鋒生帶：河西走廊到東北、內蒙之間，與極鋒鋒區（北支鋒區）相對應，40°--50° N。

它們隨季節變化而南北位移。自春到夏，鋒生帶逐漸北移，自夏到冬，則逐漸南移。北方鋒生帶以冷平流過程為主。華南地區鋒生（南支鋒區）先是暖平流過程起作用，而后冷平流起作用。

3、我國的鋒消區：黃河到長江流域之間（30o—40oN一帶）地區是鋒消地區。所以，冷鋒南下的過程中，往往先是鋒消，到華南后再鋒生。

4、我國鋒面氣旋的生成及其活動區域主要集中在兩個地帶：

（1）北方氣旋：在北緯45o—55oN之間，對應北支急流（北支鋒區）上的擾動，最大中心在黑龍江、吉林及內蒙古的交界處。包括蒙古氣旋，東北低壓，黃河氣旋，黃海氣旋。

（2）南方氣旋：在北緯25o—35oN之間，對應南支急流上的擾動，分布在江淮流域、東海和日本南部海面上的廣大地區，包括江淮氣旋和東海氣旋。

第四章 西風帶大型擾動和大型天氣過程

理解天氣系統的尺度概念，以及天氣系統的尺度分類；掌握溫帶氣旋和溫帶反氣旋的概念，了解溫帶氣旋和溫帶反氣旋的分類方法，了解溫帶氣旋從生成到消亡所經歷的四個過程和天氣；掌握阻塞高壓和切斷低壓概念，理解阻塞高壓和切斷低壓的建立過程，了解阻塞高壓和切斷低壓

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產生的天氣；掌握副熱帶高壓的概念和成因，理解西太平洋副高對我國天氣的影響；了解熱低壓、準兩年周期振蕩的概念。

█（理解）天氣系統的尺度概念，以及天氣系統的尺度分類

1、尺度：一個系統在空間上大小，或者是時間上持續對的長短。包括空間尺度和時間尺度兩種尺度。

（1）時間尺度（T）是指某一種天氣系統運動狀態從開始到結束的時間。

（2）空間尺度是指這一天氣系統運動所占有的空間范圍，包括水平尺度（L）和垂直尺度（H）。

2、ＷＭＯ的空間尺度分類：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）溫帶氣旋和溫帶反氣旋的概念

1、氣旋：氣旋是占有三度空間，在同一高度上中心氣壓低于四周的大尺度渦旋。在北半球，氣旋范圍內氣流作逆時針旋轉，南半球相反。

2、反氣旋：反氣旋是占有三度空間，在同一高度上中心氣壓高于四周的大尺度渦旋。在北半球，反氣旋范圍內氣流作順時針旋轉，南半球相反。

氣旋和反氣旋的尺度一般是1000~3000公里，屬天氣尺度的系統。▲（了解）氣旋和反氣旋的分類 1.氣旋的分類

（1）地理分類： 溫帶氣旋，熱帶氣旋。（2）熱力分類：

①鋒面氣旋：氣旋中有鋒面，溫壓場分布不對稱，移動性大，是帶來云和降水的主要天氣系統。

②無鋒面氣旋：又可分為兩類：熱帶氣旋，局地性氣旋。

熱帶氣旋：發生在熱帶海洋上的強烈的氣旋性渦旋，當其中風力達到一定程度時，稱為臺風或颶風；局地性氣旋：由于地形作用或下墊面加熱作用而產生的地形低壓或熱低壓。這類氣旋基本上不移動，一般不會帶來云雨天氣。

2.反氣旋的分類

（1）地理分類：極地反氣旋，溫帶反氣旋，副熱帶反氣旋。（2）熱力分類：冷性反氣旋，暖性反氣旋。▲（了解）溫帶氣旋的生命史及天氣過程

1、溫帶氣旋的經典模型

J.Bjerknes(1919)提出的經他和Solberg(1921,1926)修改后的氣旋基本模式：突出特點是溫帶氣旋形成于一條鋒面上，相鄰兩氣團之間絕大部分溫度對比集中形成一條狹窄的過渡層，按天氣尺度來看，實際上相當于一條溫度或密度的不連續線。

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2、溫帶氣旋的生命史及天氣過程（Ｐ50）波動階段：出現冷暖鋒面及鋒面降水。

成熟階段：冷暖鋒進一步發展，鋒面降水繼續增加，雨區擴大。錮囚階段：暖空氣完全從地面抬升到高空，降水強度及范圍均增大。

消亡階段：氣旋逐漸與鋒面脫離，成為冷渦旋，受地面摩擦作用慢慢填塞消亡。★（掌握）阻塞高壓和切斷低壓概念

1、在西風帶長波槽脊的發展演變過程中，當槽不斷向南加深時，高空的冷槽與北方冷空氣的聯系會被暖空氣切斷，在槽的南端形成一個孤立的閉合性冷低壓中心，叫做切斷低壓。在脊不斷北伸時，其南部與南方暖空氣的聯系會被冷空氣所切斷，在脊的北端出現閉合環流，形成孤立的暖高壓中心，叫做阻塞高壓。

2、具備以下幾個條件的高空高壓稱為阻塞高壓：

（1）中高緯度（一般在50oN以北）高空有閉合暖高壓中心存在，表明南來的強盛暖空氣被孤立于北方高空。

（2)暖高至少要維持三天以上，但它維持時期內，一般呈準靜止狀態，有時可以向西倒退，偶而即使向東移動時，其速度也不超過7~8經度/天。

（3）在阻塞高壓區域內，西風急流主流顯著減弱，同時急流自高壓西側分為南北兩支，繞過高壓后再會合起來，其分支點與會合點間的范圍一般大于40~50個經度。

3、阻塞高壓是高空深厚的暖性高壓系統。在亞洲地區，阻塞高壓經常出現在烏拉爾山及鄂霍次克海地區，一般維持8天左右，最短為3~5天。一年中，亞洲以5、6、7三個月出現最多，以3、11月為最少。

█（理解）阻塞高壓與切斷低壓的建立過程（Ｐ53-54）

1.阻塞高壓的建立過程：阻高建立以前，環流要從緯向轉為經向。通常，上游有槽發展，接著槽加深，下游脊也發展，然后阻高從脊中切斷出來。

2.切斷低壓的形成過程：

兩種情況：一種與阻塞高壓相伴出現；另一種是西風槽加深，即西風槽切斷，不伴有阻塞高壓。

▲(了解)阻塞高壓與切斷低壓的天氣

1、在阻塞高壓直接控制下的天氣，一般是晴朗少云，在阻塞高壓東部常有冷平流和下沉運動，天氣功以冷晴為主；而在阻塞高壓西部為暖平流和上升運動，天氣較暖而多云雨。

2、在切斷低壓東南側地面上可能有鋒面氣旋波動發生，因此一般說，切斷低壓的云雨天氣區多出現在東南方。

我國最常見的切斷低壓是東北冷渦。它一年四季都可能出現，而以春末、夏初活動最頻繁。它的天氣特點是造成低溫和不穩定性的雷陣雨天氣。

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★（掌握）副熱帶高壓的概念和成因

1、副熱帶高壓：低緯地區，在南北半球的副熱帶地區有一個幾乎環繞地球一周的帶狀高壓區，這就是副熱帶高壓帶。

西太平洋副熱帶高壓（脊）：由于海陸和地形差尺度異，副熱帶高壓帶的強度沿緯圈的分布并不是均勻的，在副熱帶海洋上存在著高壓中心。在北半球的太平洋存在著北太平洋副高。影響我國的副熱帶高壓，是北太平洋副高向西伸出的脊或高壓單體，即所謂的西太平洋副熱帶高壓（脊）。

2、副熱帶高壓的成因：

西太平洋副熱帶高壓形成的經典理論一般這樣認為：

赤道附近的大氣受熱上升到高空后流向高緯。受地轉偏向力的作用，向高緯流去的氣流產生向東的分量，緯度愈高向東的分量愈大，而向極地分量愈小，因而在副熱帶地區對流層高層產生輻合下沉氣流，引起對流層中下層氣壓升高形成高壓。這支下沉氣流是Hadley環流的下沉支，除它之外，Ferrel環流的下沉支也作用于副熱帶地區，在它們的共同作用下形成副熱帶高壓。

█（理解）西太平洋副高對我國天氣的影響

副高內部盛行下沉氣流，天氣晴好，所以當副高長時間控制某一地區時，往往會造成該地區干旱。

西太副高季節性的活動與我國東部各地雨季的起止時間有著密切關系。平均來說，當副高脊線位于20oN以南時，雨帶位于華南，稱為華南雨季或華南前汛期雨季；當副高脊線位于20~25oN時，雨帶位于江淮流域，這時為江淮梅雨季節；當脊線位于25--30oN時，雨帶推進至黃淮流域，黃淮雨季開始；當副高脊線越過30oN，則華北雨季開始。

▲(了解)熱低壓和準兩年周期振動

熱低壓：地表面局部增暖致使其上空的大氣增暖，氣溫上升（密度減少），產生上升氣流，氣壓降低。

準兩年周期振動：赤道地區平流層下部的緯向風大約以26—27個月的周期，東風（峰值風速：30m/s）與西風（峰值風速：20m/s）交替出現。這種變動出現在高度40—50km的上空。然而變動振幅最大的卻在高度約25km的地方。到對流層頂（赤道地區高度約17km）振幅就減弱。該振動稱為準兩年周期振動。

第五章

強天氣基礎概述

掌握海陸風、山谷風和熱島的概念，對流單體、雷雨、龍卷、中尺度對流和暴雨的有關概念和分類，了解產生原因和特征；了解地方性風、焚風、布拉風、地形波和都市氣候的概念，貝納

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對流和暴雪的概念、產生原因和特征，了解云、霧的形成過程，了解云的分類、暖雨降水、冷云降水特征。

局地氣象：水平尺度在數千米至100千米、垂直尺度在數米至數千米、生命史為幾分鐘到幾小時乃至半天的地方性天氣現象。

分類（1）局地風或局地環流（2）局地不連續線（3）局地高壓、低壓（4）局地發生強對流現象（5）局地氣溫分布（熱島)（6）局地降水量分布（7）局地日照分布（8）局地溫度分布

▲（了解）局地環流（地方性風、局地風）

▲（1）定義：代表局地氣象的風系，也稱地方性風或局地風。

（2）特征：季節性強、風大、陣性強，伴有降水和沙塵，氣溫變化和濕度變化急劇，對植物、農作物以及人類活動有很大影響。

（3）形成原因：①特定氣壓分布；②強氣壓梯度；③鋒面過境；④氣壓配置和地形；⑤在較弱的一般風情況下因局地加熱及冷空氣入侵帶來的不穩定。

（4）分類①由于動力原因產生的環流：地形波、山風、焚風及山背后形成的尾流。②由于熱力原因產生的環流熱力：海陸風、山谷風。

★（掌握）海陸風：在海濱地區，只要天氣晴朗，白天風總是從海上吹向陸地；到夜里，風則從陸地吹向海上。從海上吹向陸地的風，叫海風；從陸地吹向海上的風，稱為陸風。氣象上常把兩者合稱為海陸風。

形成原理：通常認為，海陸風是因熱力原因而形成的局地環流的代表性風系。在沿海地區，由于陸地熱容量比海面小。白天，陸面氣溫高、氣壓低；水面相反，氣壓梯度方向由水面指向陸面。在低層風從海面吹向陸地。高層風向相反。陸面一側形成上升氣流，到達一定高度后，從上空流向海洋；水面一側形成下沉氣流，轉而流向陸地。這樣便在海陸交界地區形成了一個區域環流。

★（掌握）山谷風：白天風從山谷吹向山坡，這種風叫谷風；到夜晚，風從山坡吹向山谷，這種風稱山風。山風和谷風總稱為山谷風。

（1）環流特征：季節性強,風大，陣性強，伴有降水和沙塵，氣溫變化和濕度變化劇烈，對植物，農作物以及人類活動有 很大影響。

（2）形成原因：特定的氣壓分布，很強的氣壓梯度，鋒面過境，特定的氣壓配置與地形，在較弱的一般風情況下因局地加熱以及冷空氣入侵帶來的不穩定等。？

山谷風的形成原理跟海陸風類似。形成山谷風的原因是平原與高山間的溫差，同時陸地地面的日射和紅外輻射的時間差也是主要原因。

（3）帶來的影響

①對山區樹木和農作物的生長很有利。

②把清新的空氣輸送到城區和工廠區，把煙塵和漂浮在空氣中的化學物質帶走，有利于改善

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和保護環境。

▲（了解）焚風：當暖空氣越過高山，變成下沉氣流，在背風面上局地容易吹起的一種干燥的熱風。

▲（了解）布拉風：當冷空氣自高緯度南下，由峽谷吹向洼地，風速增強，造成強風災害。這種情況下，冷空氣所形成的大風（局地風）稱作布拉風。

▲（了解）地形波：當氣流越過山峰，因受地形影響而發生的駐波，稱地形波，也稱背**。▲（了解）熱島效應：近年來，在大都市的市中心，認為造成氣溫升高，同郊外溫度出現了顯著差別，這種都市高溫現象稱為熱島效應。

形成原因：①城市燃燒熱量；②大氣污染溫室效應；③地表鋪設及建筑物增加，蒸發量減少；④建筑物凹凸不平增多造成輻射變化。

▲（了解）都市氣候：總的說來是都市所特有的氣候狀態。

都市氣候包括熱島現象、大氣污染、市區干燥、都市霧的發生、小雨天數的增多、風速減小、無風天數增多、高層建筑風多發等。

▲（了解）貝納對流：局地的高溫大氣因浮力作用而產生的垂直向上的運動叫對流。簡單的對流形式是貝納對流。

★（掌握）對流單體:單個的對流活動，稱為對流單體，通常有降水出現，也稱為降水單體或雷雨單體。

它與積雨云相對應，其生命史包括發生發展、成熟和減弱消亡三個階段。（1）發生發展階段：發展期的多單體的上升氣流旺盛，降水粒子降不到地面。

（2）成熟階段：隨著降水粒子增大和增多，當上升氣流托不住它時，降水粒子開始下落，當拖曳空氣的力量勝過上升氣流時，在對流單體的下層出現下沉氣流，積雨云上部的上升氣流減弱。雨滴降落到地面。

（3）減弱消亡階段：云中上升氣流完全消失，整個對流單體為下沉氣流所控制。★（掌握）雷雨:雷雨是積雨云引起的,伴隨有閃電和雷鳴的降水。它出現在不穩定層結大氣向穩定層結狀態調整時。（1）雷雨可分為兩類：

①氣團性雷雨（多單體雷雨，單體群）：一般發生在風的垂直切變弱的環境中，生命史為30分鐘-1小時。

②特大雷雨：通常出現在風的垂直切變較強的環境中，生命史約為數小時。根據其強度不同，又分為多單體和超級單體兩種。

（2）雷電產生原因：雷電的產生是由于發展旺盛的積雨云中正負電荷之間大的電位差引起火花放電所致的。

（3）放電的分類：放電通常分為云中正負電荷間發生的空中放電、云與地面之間發生的云地放電（落雷）。

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（4）雷擊、閃電和雷鳴的特征

雷雨的出現常常伴隨著閃電。閃電是由于空氣中一時有強電流通過而形成的高溫發光現象。電流在空氣中受阻而產生熱，而空氣的導電性又較差，因此，伴隨雷擊，空氣受熱而急劇膨脹，壓縮周圍空氣。被壓縮的空氣再次膨脹，因空氣震蕩而發出響聲，這就是雷鳴。所以，雷雨總是與“電閃雷鳴”相提并論的。

★（掌握）龍卷:是從伴隨颮線發生的巨大積雨云底向地面伸展的細長的氣流渦旋。龍卷分為水龍卷、空中龍卷和陸龍卷三種。

它是由大尺度或天氣尺度系統（如急流、溫帶氣旋、鋒面波）、中尺度系統（如暴雨風暴）和小尺度系統（如龍卷）等三種不同尺度系統所構成的復合系的動力不穩定性所引起的。同時它的發生發展還與一定的局地條件有關。

★（掌握）中尺度對流:處于大尺度運動(水平尺度1000km以上)和每個對流單體（水平尺度為1~10km)間的中間尺度即中尺度的運動，其水平尺度為10km至數百公里。

對流單體排列成現狀分布時稱為云帶，強烈時稱為颮線，發展旺盛的積雨云也會稱為颮線 ★（掌握）暴雨：按照國家氣象中心中央氣象臺的定義：在我國，定義日降水量25至49毫米的降水為大雨，50至99毫米的降水為暴雨，100至199毫米為大暴雨，200毫米以上為特大暴雨。

形成原因：暴雨是由于臺風或大尺度（溫帶）氣旋、鋒（梅雨鋒等）以及積云對流（積雨云）的綜合作用而發生的。因此，暴雨的出現是多種尺度系統相互作用的結果，當然最直接的產生原因是成熟的積雨云。

▲（掌握）暴雪：暴雪是指日降雪量（融化成水）≥10毫米。形成原因：暴雪產生機制與暴雨相同。

▲（了解）暴雪產生的前提條件是氣團變性，變性過程中存在的大尺度流場和大氣邊界層的，以及成熟的積云對流的存在并由此形成的中尺度對流系統，是造成暴雪產生的關鍵。

云：

（1）云：云是由大氣中水汽凝結凝華而形成的微小水滴、過冷水滴、冰晶、雪晶，由它們單一或混合組成，形狀各異飄浮在天空中可見的混合體。

（2）云的作用：云是產生雨和雪（總稱降水）之源。▲（3）（了解）云的形成原因（形成過程）：

大氣中含有水汽，當含有水汽的氣流上升時，將出現絕熱膨脹而冷卻，使得上升氣流的相對濕度增加，上升氣流可能達到飽和和過飽和狀態，并在凝結核周圍形成形成云粒。漂浮在空中的許多云粒子聚積形成水云。若云頂溫度低于0℃，形成水云的云粒子中有一些發生凍結，形成冰晶。混有云粒子和冰晶的云稱作冰水混合云。自然界里存在著水云、冰晶云或冰水混合云等各種類型的云。

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▲（了解）云的分類

云按高度分為高、中、低云（3族），按形狀分積、層、波云。云可分為3族、10屬、29類。暖云降水

（1）暖云：暖云是指云體溫度都在0℃以上、由液態云滴組成的云。（2）暖云中云滴增長的兩種基本途徑：凝結增長和重力碰并。

①凝結增長：凝結增長速度隨云滴半徑的增大而減小，只能在云滴增長的前期起作用，要形成降水必須通過第二種過程，即大小云滴之間的碰并(增長)過程。

②碰并過程：有 Brown運動碰并、電力碰并、湍流碰并和重力碰并等多種，但對云滴增長成為雨滴來說，最重要且研究得較多的是重力碰并。

（3）云粒的生成條件：水汽的過飽和；凝結核的存在。（4）通常凝結核由氣溶膠粒子，如硫酸銨、海鹽等構成。▲（了解）暖云降水的特征

暖云是指云體溫度都在0℃以上、由液態云滴組成的云。暖云中，云滴的增長主要通過凝結和重力碰并過程。▲（了解）冷云降水的特征

在溫度低于0℃的冷云中，常常是過冷水滴、冰晶和水汽三者共存。這種云產生降水的關鍵是冰晶效應。

▲（了解）霧：在近地面產生的云，氣象上稱為霧、靄。一般能見度超過1km的稱為靄，能見度小于1km的稱為霧或煙霧。

▲（了解）霧的形成過程：霧是因濕空氣受冷，氣溫降至露點，或補充水汽使空氣達到飽和狀態而形成的，也可能是二者同時發生而形成的。

霧的形成條件：

近地面空氣層中，有凝結核、水汽充沛 有使水汽凝結的冷卻過程

活躍凝結核、氣溫0 ℃以下，相對濕度<100%可成霧 霧的分類：

霧按成因可分為：輻射霧、平流霧、混合物、鋒面霧、上坡（上升）霧。

①輻射霧：空氣因輻射冷卻達到過飽和而形成的，主要發生在晴朗、微風、近地面、水汽比較充沛的夜間或造成。

②平流霧：當溫暖潮濕的空氣流經冷的海面或陸地時，空氣的低層因接觸冷卻達到過飽和而凝結成的霧就是平流霧。

③鋒面霧：經常發生在冷、暖空氣交界的鋒面附近。

④上坡霧：潮濕空氣沿著山坡上升，絕熱冷卻使空氣達到過飽和而產生的霧。

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第六章

中國暴雨降水天氣過程

了解中國暴雨的類型及其各個類型的主要特征；掌握暴雨的形成條件；理解低空急流、低渦、切變系統的概念，了解其對暴雨所起的作用；了解對流性暴雨形成原因；了解產生持續性暴雨的要素及兩種典型環流形勢。

★（掌握）暴雨的形成條件

1、一般降水的形成過程

（1）水汽條件：即水汽從源地向降水地區的輸送。（2）垂直運動條件：水汽在降水地區輻合上升，形成云。（3）云帶的條件：云滴增長變成雨滴而下降。通常只要分析水汽條件和垂直運動就夠了。

2、暴雨形成和加強條件：暴雨形成的基本條件即水汽條件和垂直運動條件，以及暴雨加強發展的條件即高、低空急流及其相互作用對暴雨的影響。

（1）水汽條件：包含水汽的含量、水汽來源以及水汽輸送等。①水汽來源：太平洋、印度洋。

②水汽有兩種輸送方式，即水平輸送和垂直輸送。降水以前，水平輸送顯得重要，降水快要開始時，垂直輸送起重要作用。

降水除了有豐富的水汽條件以外，還要求有一定的垂直運動條件。（2）垂直運動條件

垂直運動起著兩種很重要的作用：一是使空氣上升冷卻達到飽和，凝結成水滴降落下來；另一是將水平輸送來的水汽向上輸送。

產生上升運動的因子很多，大體可分為三類：①大范圍或系統性的上升運動；②由于地形引起的上升運動；③與大氣層結不穩定性相聯系的對流運動，由潛熱釋放所造成的上升運動。

產生上升運動的最重要原因包括鋒面抬升作用、低層輻合流場、高層輻散的作用以及地形和山地的影響。

低層輻合流場：a氣流輻合帶（風速大小輻合帶、風向輻合帶、切變線輻合帶【暖式、冷式、準靜止式】）；b等高線氣旋式彎曲區；c負變高（壓）區）。

地形和山地的影響：爬坡抬升作用；地形輻合和阻塞作用；地形切變線的作用；地形對造雨過程的影響。

（3）低空急流

低空急流的特征和結構簡單表述為:急流軸上風速最大，兩側逐漸減小。急流軸的左側為正渦度，輻合，上升運動；急流軸的右側為負渦度，輻散，下沉運動。

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（4）高空急流及其相互作用

高空急流作用：抽風作用、通風作用。

當極鋒急流和副熱帶急流存在一定配置時，在高空極鋒急流入口區的右側和副熱帶急流出口區左側的上升運動區發展，此處有利于暴雨的加強和發展。

█（理解）低空急流的概念，其對暴雨所起的作用

1、低空急流：具有風速大于12m/s的風速軸，平均風速為16-25m/s，最大風速可達40m/s，位于900-800百帕之間甚至可達600百帕的氣流，稱為低空急流。

盛夏我國低空急流：西南風中的急流，東部的東南風低空急流。

2、低空急流的結構和特征：

簡單表述為：急流軸上風速最大，兩側逐漸減小。急流左側為正渦度，輻合，上升運動；急流軸右側為負渦度，輻射，下沉運動。

具體為：

（1）有明顯的水平和垂直風的切變，是一支具有水平分布的高速氣流。

（2）有很強的超地轉特性。低空急流的實際風速超地轉風20%以上，最大風速區則往往超過一倍以上。

（3）低空急流存在日變化。一般日落時開始增大，凌晨日出前達到最大，風的垂直切變也最大。

（4）急流軸與濕舌配合。在急流軸上和附近，濕度很大，最大水汽軸線與最大風速軸線一致，形成一個與急流走向一致的濕舌。

（5）渦度與散度的分布：急流左側為正渦度，輻合，上升運動；急流軸右側為負渦度，輻射，下沉運動。

3、低空急流與暴雨的關系

（1）大雨或暴雨區常偏于急流軸的左前方。

（2）低空急流有的是在暴雨發生前就出現，有的則是在暴雨過程中形成并不斷增強。（3）暴雨往往發生在低空急流超地轉特征十分強烈的時候。（4）低空急流軸上常有風速突然加大的現象。另一種表述

（1）低空急流給暴雨區輸送水汽（2）提供暴雨產生的熱力和動力條件（3）觸發暴雨的生成

█（理解）低渦的概念，其對暴雨所起的作用

1、西南渦（定義）：西南渦低空700百帕和850百帕上西南地區閉合的氣旋性環流稱，是一種中間尺度（300-500公里）的低空天氣系統。

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2、作用：西南渦的發展和東移，常引起長江中下游、黃淮流域、華北大范圍暴雨。梅雨期間江淮切變線上的低渦有的是從西南移出的西南渦。

3、西南渦的形成與熱力因子有關，但主要是動力因子形成的，地形對西南渦的形成起了很重要的作用。

█（理解）切變系統的概念，其對暴雨所起的作用

1、產生大范圍暴雨的天氣系統有鋒面、氣旋、高空槽、冷渦、切變線、西南渦等，還有臺風及其他熱帶天氣系統。

低渦：出現于大氣中低層的水平和垂直范圍都較小的低壓渦旋。

2、切變線：一般把出現在低空風場上具有氣旋性切變的不連續線稱為切變線。（1）我國切變線多為東西向，氣壓場在低空為近于東西向的橫槽。

（2）分類：切變線的風場型式分為三種類型A）冷鋒式切變線（或稱冷式切變）B）暖鋒式切變（或稱暖式切變）：C）準靜止鋒式切變線：

3、江淮切變線是指出現在850百帕或700百帕等壓面上江淮流域（26-34N，110-122E地區）近乎東西向的風向呈氣旋式切變的地帶。在氣壓場上，就是一個弱橫槽，介于副熱帶高壓和西風帶小高壓之間。

在梅雨期內，切變線大多數與梅雨鋒相聯系。

4、切變系統與我國降水的關系？

切變線在我國各地，各個季節都可出現，會引起不同強度的降水過程。夏季，切變線是我國主要的降水天氣系統之一。春季，副高脊線位于20N以南地區，切變線一般活動在華南地區，稱為華南切變線。6月到7月初，副高脊線移到22-25N，切變線位于江淮流域，稱為江淮切變線。7月中旬到8月，副高脊線北移到30-35N，切變線常常出現在華北地區，稱為華北切變線。此外，夏季在西北和青藏高原也有切變線活動，造成較強的降水，它所在高度一般在400百帕左右。

▲(了解)對流性暴雨形成原因？？？？ P72 ▲(了解)產生持續性暴雨的要素

1、對我國暴雨有重要作用的大尺度環流系統（1）西風帶：

高壓：烏拉爾阻塞高壓，貝加湖阻塞高壓，雅庫茨克-鄂霍茨克海阻塞高壓，里海高壓脊，日本海高壓。

低壓：烏拉爾大槽，貝加爾湖低槽，太平洋中部槽。（2）副熱帶：

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高壓：西太平洋副熱帶高壓，對流層上部青藏高壓。低壓：南支槽或孟加拉灣低槽。

（3）熱帶：南亞和西太平洋赤道輻合帶,西太平洋臺風(或熱低壓)，孟加拉灣風暴或低壓。

2、從形勢條件看，暴雨的發生同中高緯度和低緯度的大形勢特點都有關系：

（1）對我國暴雨有影響的大尺度環流系統，其中西風帶環流以長波系統或阻塞系統為主。（2）副熱帶系統，尤其是西太平洋副熱帶高壓的進退、維持和強度變化同暴雨關系最為密切。對流層上部青藏高壓的活動對暴雨影響也很顯著。

（3）熱帶環流系統是暴雨的主要水汽來源。

3、熱帶環流對中緯度暴雨的作用：（1）熱帶系統（臺風、東**等）冷空氣入侵增加斜壓性；（2）它們是直接或間接輸送水汽的系統；（3）由于熱帶系統在低層帶來了大量潮濕空氣，當其北上時帶來了大量位勢不穩的空氣，并釋放大量潛熱，使降水進一步增強。

▲(了解)我國大暴雨的兩種典型環流形勢 我國大暴雨的大形勢可分為兩大類：

（1）一類是穩定的經向型。在這種流型中，西風帶以經向環流為主，長波移動緩慢或停滯少動。副熱帶高壓也比較穩定，且位置偏北。在這種大形勢下，中低緯度系統容易發生相互作用。

（2）第二類是穩定的緯向型，這時35-45N地區西風帶盛行緯向環流，短波槽活動較多，副熱帶高壓也比較穩定，常呈帶狀。

▲(了解)中國暴雨的類型及其各個類型的主要特征 1、華南汛期暴雨

（1）華南前汛期暴雨：4~6月，華南是我國首先出現大范圍降水并伴有暴雨的地區，一般把華南地區4-6月份出現的暴雨。稱為華南前汛期暴雨。產生降水的天氣系統主要是高空槽、鋒面、切變線、低渦等溫帶系統。在華南前汛期中，冷空氣與鋒面對暴雨的形成有明顯的作用。

（2）華南后汛期暴雨：7~9月份為后汛期暴雨、臺風、東**和赤道輻合帶、中層氣旋、熱帶云團等系統，成了華南地區后汛期暴雨的主要天氣系統。

2、長江中下游暴雨

主要集中在梅雨季節，一般情況下，梅雨暴雨的強度小，但出現機會多，歷時較長，降水總量可觀。產生降水的天氣系統主要是切變線和準靜止鋒，當伴有西南渦或氣旋出現時往往出現暴雨。

3、華北暴雨

華北暴雨的特點：雨季短暴雨時間集中；暴雨的強度大、頻數少； 暴雨與地形關系密切。華北暴雨的典型天氣形勢：高空槽（相伴有冷鋒）暴雨，暖切變暴雨，黃河氣旋暴雨，冷渦暴雨。

4、東北暴雨

多發生在7-8月，主要是在夏季由東北冷渦和氣旋等天氣系統造成。

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第七章

中小尺度對流系統及對流性天氣

掌握對流、雷暴、中尺度系統的基本概念；理解中小尺度系統的特征和分類；了解一般雷暴生命史；了解脈沖風暴、多單體風暴、超級單體風暴、中尺度對流系統及其造成災害性強對流天氣；了解一般雷暴及強風暴形成、發展的環境條件；了解一般對流系統和強對流系統產生條件、結構和出現天氣現象的差異；了解持續性暴雨同強對流天氣形成條件的差異。

★（掌握）對流、雷暴、中尺度系統概念：

1、對流天氣：由大氣中的對流不穩定層結造成的，并伴有陣雨、大風、冰雹、龍卷等天氣現象。

（1）強對流天氣：一般是指伴隨雷暴發生的冰雹、強風、龍卷風等劇烈天氣。（2）強對流的天氣氣候特征及天氣形勢

強對流天氣常發生在一定的天氣形勢下。一般來說，強對流天氣發生發展的典型形勢特征是高低層有高空急流和低空急流，在低層有暖濕舌伸展，中層有干舌疊加在低層濕舌之上，層結不穩定度很大。

我國的大范圍降雹天氣形勢有高空冷槽型（前傾槽、后傾槽）、高空冷渦型、高空西北氣流型和南支槽型等四個基本類型。

2、雷暴：通常是指由于積雨云引起的強烈的雷電天氣現象，或指伴有強烈雷電活動和陣性降水的“局地風暴”或“對流性風暴”系統。

（1）雷暴按影響范圍可以分孤立雷暴和大范圍雷暴。

（2）雷暴按天氣強度分強雷暴和非強雷暴（一般雷暴、普通雷暴）。①一般雷暴：通常把只伴有陣雨的雷暴稱為“一般雷暴”。

②強雷暴：伴有雷雨、大風、冰雹、龍卷等嚴重的災害性天氣現象之一的雷暴稱為強雷暴。強雷暴按其天氣現象又進一步細分為“雹暴”、“颮暴”、“龍卷風暴”等等不同類型；而按其影響范圍則又有“小范圍（局地）強雷暴”和“大范圍強雷暴”之分。

（3）雷暴還常按其發生背景可分為“氣團雷暴”、“鋒面雷暴”等等。一般而言，鋒面雷暴較氣團雷暴強烈。

3、中尺度系統：水平尺度為幾十到幾百公里，時間尺度幾小時到幾十小時的天氣系統。中尺度又分為：中α尺度（10~10米）、中β尺度（10~10米）、中γ尺度（10~10米）

█（理解）中小天氣尺度的分類：

1、按氣壓場：中尺度高壓（雷暴高壓）、中尺度低壓（中低壓、尾流低壓）。

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54432、按流場：中尺度切變線（輻合線）、中尺度氣旋（龍卷、龍卷氣旋、下擊暴流）、中尺度反氣旋。

3、按溫度場：颮線（假冷鋒）、海陸風鋒。

4、按天氣狀況：雷暴單體、強風暴云（超級單體風暴云、多單體風暴云、強切變風暴云、颮線風暴云）。

5、按運動性質：移動性重力波、靜止性重力波。

6、按結構：孤立對流系統、帶狀對流系統、中尺度對流復合體。▲（了解）一般對流系統產生條件：

1、對流云發展的微物理條件

（1）.對流云頂能達到冰晶產生的高度（-20℃溫度的高度）；（2).大氣中要有足夠強的并且有一定變幅的垂直運動；（3).環境大氣的0℃層高度不能太高也不能太低。

2、對流云發展的大氣層結條件

有很強的垂直運動即獲得垂直加速度；根據T-lnp圖，大氣條件不穩定度分為真潛不穩定型，假潛不穩定型，穩定型；挾卷作用影響。

3、對流云發展的觸發機制——熱力和動力的抬升作用

使潛在不穩定變為現實，必須要有足夠的抬升。（日射、地形抬升、輻合、輻合抬升或冷空氣抬升。

4、強對流發展的重要條件——風的垂直切變 ▲（了解）強對流系統：

強對流天氣指的是發生突然、天氣劇烈、破壞力極強，常伴有雷雨大風、冰雹、龍卷風、局部強降雨等強烈對流性災害天氣。

垂直風切變是強對流發展的重要條件，風的垂直切變對對流云的發展的作用可歸納為： 1.上升氣流中凝結釋放大量潛熱被高空急流強風吹送，避免對流云不穩定層結受到破壞； 2.風隨高度切變的增加，易于形成高冷低暖平流形勢； 3.大氣斜壓性強有利于天氣尺度擾動發展； 4.高空急流存在有利于高空輻散； 5.強切變使云柱傾斜，是大冰雹增長條件。█（理解）中小尺度天氣系統的基本特征：

1空間尺度小；2生存時間短；3要素場梯度很大；4天氣現象劇烈；5垂直速度和散度大；6不滿足地轉風平衡；7不滿足靜力平衡

▲（了解）一般雷暴生命史

1、雷暴云：

雷暴是從積雨云或積雨云的集合體中發展起來的一種天氣現象，它是以放電現象來表征的，產生雷暴的積雨云叫做雷暴云。一個雷暴云叫做一個雷暴單體，其水平尺度約十幾公里。

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▲（了解）

2、雷暴單體的演變過程（一般雷暴生命史）：（1）發生發展階段（塔狀積云階段）

云內盛行上升氣流，中心部分上升氣流最強，沒有降水。（2）成熟階段

云中上升氣流不斷發展，降水開始。降水是這一階段開始的重要標志。降水開始后，云中出現下沉氣流，云頂形成云砧。出現閃電和雷電。

（3）消散階段

雷雨減弱，云從底部開始消散，這階段的特征是下沉氣流占據了云體的主要部分。天氣現象逐步減弱。

3、一般雷暴單體過境時地面測站天氣現象的變化：

（1）氣壓涌升（2）風向突變，風速急增（3）溫度陡降（4）陣雨（5）雷電交加

4、強風暴云：

多個雷暴單體成群成帶地聚集在一起叫做多單體風暴。它們的水平尺度有時可達數百公里，產生的天氣現象要嚴重得多，有時伴有冰雹甚至龍卷，這種對流云又稱強風暴云（或強雷暴云）。以嚴重降雹為主的強風暴，有時也叫做“雹暴”。

強風暴云的特征：

強風暴云具有一般雷暴云的共同特征，它與一般雷暴云的主要區別表現在云中強垂直氣流以及垂直氣流組織程度和不對稱程度不同。它發展到一定階段時，會出現可以維持數小時之久的、近于穩定的、較大較強的以及高度有組織和不對稱的垂直氣流。

▲（了解）一般雷暴單體發生的條件：

只要低層存在較充足的水汽，條件性不穩定層結和具有抬升氣塊到達對流凝結高度的啟動機制，就可產生對流。

▲（了解）強風暴云發生的條件：

要求比一般對流要高，包括：（1）有對流不穩定層結，并常有逆溫層存在；（2）低層有濕舌或強水汽輻合；（3）具有使不穩定能釋放的強的觸發機制；（4）常有低空急流存在，有時則有中空急流；（5）強的垂直風切變；（6）中層有干冷空氣和強動量向云中輸送。

▲（了解）對流性暴雨形成原因

1、對流風暴產生發展的環境特征：（1）熱力（浮力）不穩定 ：

由于浮力決定了垂直方向上空氣的加速程度，因此它與風暴強度有關。熱力（浮力）不穩定用對流有效位能來衡量。

對流有效位能ＣＡＰＥ，即氣塊在給定環境中絕熱上升時的正浮力所產生的能量的垂直積分，是風暴潛在強度的一個重要指標。

(2)上升氣流強度

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氣塊在特定環境中絕熱上升的最大垂直速度Wmax理論上取決于CAPE向動能的轉換程度，并且由此可以求出Wmax。Wmax=(2cape)。

(3)風垂直切變

一般來說，在一定的熱力不穩定條件下，垂直風切變的增強將導致風暴進一步加強和發展。其真正原因在于：(1)垂直風切變能夠激發相對風暴氣流的產生，而風暴相對氣流很大程度上確定了風暴的結構。(2)上升氣流和垂直風切變環境之間的相互作用能夠產生附加的抬升作用，使得風暴進一步加強和維持。

弱垂直風切變環境:風暴很難有組織地增長。強垂直風切變環境:有利于風暴相對氣流的發展。（4）水汽條件：風暴的發展要求低層有足夠的水汽供應。

綜上，熱力不穩定（浮力）、風的垂直切變是影響風暴組織和種類的最重要因子。浮力最好由CAPE來估計，CAPE與風暴中最強上升氣流速度相關。

強垂直風切變的作用可以歸納為：

能夠產生強的風暴相對氣流；能夠決定上升氣流（加強輻合）附近陣風鋒的位置；能夠延長上升氣流和下沉氣流共存的時間；能夠產生影響風暴的組織和發展的動力效應。

另外，風暴及其環境（地形、邊界等）之間的相互作用對風暴的組織和種類也有重要影響。

附：脈沖風暴

在弱的垂直風切變條件下,只有一種類型強風暴即脈沖風暴。其特點是初始 回波出現的高度較高,通常在6-9km 之間,最大反射率因子超過 50 DBZ,有時 會出現風暴頂輻散。其可能產生的強烈天氣包括下擊暴流、冰雹和弱龍卷。

第八章

熱帶和副熱帶地區的天氣系統

了解熱帶、低緯、副熱帶和中高緯的定義；了解熱帶地區氣象要素水平分布特征，以及冬夏季對流層高低層大氣環流的特點；理解沃克環流的概念，了解其形成原理；理解熱帶氣旋和臺風的概念，了解熱帶氣旋的分類方法，掌握熱帶氣旋帶來的天氣，熟悉影響熱帶氣旋移動路徑的大型環流系統；理解赤道輻合帶的概念和分類，了解其季節變化特點；掌握南亞高壓的概念，理解其分布型和生成機制，了解南亞高壓對我國天氣的影響。

▲（了解）熱帶、低緯、副熱帶和中高緯的定義：

1、熱帶：在地理上把南北回歸線（23.5度）之間所包括的地區稱為熱帶。

2、低緯：副熱帶高壓脊線向赤道一側，盛行東風帶的范圍即為低緯地區。大致就是30oN-30oS

1/23 / 36 的范圍。

10oN-10oS范圍又稱為赤道地區。

3、中高緯：而副熱帶高壓脊線向極地一側，盛行西風帶的范圍即為中高緯地區。▲（了解）熱帶地區氣象要素的水平分布特征：(1)水平溫度梯度不明顯；(2)對流云系和潛熱釋放的重要性；(3)氣壓場微弱；(4)風向切變不明顯；(5)地轉風分析原則不適用。

▲（了解）熱帶對流層低層冬、夏季大氣環流特征：

1、冬（一月份）：①②

（1）北半球：①非洲大陸上強大冷高壓，亞洲冷高壓，它們的南面有東北氣流，在華南、東南亞和南亞地區就是著名的東北季風。②大西洋和太平洋上為副熱帶高壓，在冬季很弱，退居大洋東部。副熱帶高壓的南面也是東北氣流，是恒定的東北信風。

（2）南半球：①三個大陸上都是熱低壓控制，以非洲大陸上的熱低壓最強，低壓區風力較弱。②三個大洋上是很強的副熱帶高壓，北面盛行穩定的東南氣流，是東南信風。

2、夏（七月份）：

（1）北半球：①亞洲地區為一龐大的低壓區，印度洋和南海的氣流由冬季的東北季風轉變為西南季風，強而穩定，是全球最突出的現象。②在太平洋和大西洋上的副熱帶高壓比冬季強盛，中心位偏西、偏北。

（2）南半球：①三個大洋上仍是副熱帶高壓控制，其強度的冬夏季變化要比北半球小得多。②三個大陸上，只有澳大利亞是較強的冷性反氣旋環流控制，為經常影響東南亞的南半球寒潮的來源。

▲（了解）熱帶對流層高層冬、夏季大氣環流特征：

1、冬（一月份）：

（1）東半球赤道地區正好位于南北半球的反氣旋帶之間，盛行熱帶東風。

（2）西半球包括熱帶東太平洋和大西洋，以偏西風環流為主，僅在南美大陸上空友誼較弱的反氣旋中心。

（3）10°N一輩的地區，高空盛行偏西氣流，在20°N-30°N之間有一支幾乎環繞全球的強勁副熱帶西風急流，冬季比夏季強，最大風速中心出現在200百帕高度附近。

2、夏（七月份）：

（1）環繞全球的副熱帶吸風急流的強度比冬季弱的多，而且在南半球因為海陸分布較為均勻，副熱帶急流也比北半球勻得多。

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（2）亞非大陸上空出現以青藏高原-伊朗高原為中心的強大高空反氣旋，它與地面龐大的低壓相對應，為夏季全球最強大最突出的準定常超長波系統，稱為南亞高壓。

（3）南亞高壓南面出現較強的東風急流，可出現氣旋性擾動，稱為東**。

（4）太平洋中部和大西洋中部上空（300-200hpa）存在一條槽線呈東北-西南向的低槽，為大洋中部高空槽-洋中槽，下層為海平面副熱帶高氣壓帶。

█（理解）沃克環流概念：

1、沃克環流：由西太平洋低壓區上升的空氣到東太平洋的高壓區下沉輻散，然后從低空再流向西太平洋，構成了沿赤道平面緯向垂直剖面上的東西向直接熱力環流圈。

2、當某年海溫分布出現異常時，如東太平洋冷海水被暖海水代替，它可能比西太平洋更暖，這年被稱為暖水年，就是厄爾尼諾（El Nino）年，冷水年即被稱為拉尼娜（La Nina）年。

▲（了解）沃克環流形成原理：

由于來自南方的冷洋流帶來了冷海水和赤道附近開闊的洋面上盛行偏東風引起底層冷海水上翻造成東西向海溫差，海溫的這種差別對其上面的大氣狀況產生了顯著影響。通過海氣相互作用，在西太平洋印度尼西亞島嶼地區上空氣溫也升高，形成低壓區，上升運動較強烈，空氣輻合上升產生云量和降水并釋放出大量凝結潛熱。東太平洋秘魯附近的冷水區，由于氣溫也低，形成了高壓區。這樣由西太平洋低壓區上升的空氣到東太平洋的高壓區下沉輻散，然后從低空再流向西太平洋，構成了沿赤道平面緯向垂直剖面上的東西向直接熱力環流圈，即為“沃克環流”。

█（理解）熱帶氣旋的概念：

熱帶氣旋是形成在熱帶或副熱帶洋面上，具有有組織的對流和確定的氣旋地面風環流的非鋒面性的天氣尺度系統。

█（理解）臺風的概念：

臺風是發生在熱帶海洋上空具有暖中心結構的強烈氣旋性渦旋，總伴有狂風暴雨，常給受災害的地區造成嚴重災害。

▲（了解）熱帶氣旋的分類方法

根據國家分類標準，將不同強度的熱帶氣旋分別稱為：

熱帶低壓——最大風速10.8～17.1m/s(6-7級)熱帶風暴——最大風速17.2～24.4m/s(8-9級)強熱帶風暴——最大風速24.5～32.6m/s(10-11級)臺風或颶風——最大風速32.7～41.4m/s(12-13級)強臺風——最大風速41.5～50.9m/s(14-15級)超強臺風——最大風速達到或大于51.0m/s(風力16級或以上)★（掌握）熱帶氣旋所帶來的天氣：

1、熱帶氣旋帶來的天氣主要有大風、暴雨及在海上引起的風暴潮（即海上巨浪）。

2、熱帶氣旋降水有四類:(1)熱帶氣旋眼區周圍云墻區降水；

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（2）熱帶氣旋眼區外圍螺旋云雨降水；（3）熱帶氣旋和其他系統相互作用產生的降水；（4）與熱帶氣旋相聯系的熱帶云團的降水。前兩種降水隨熱帶氣旋一起移動，第三種降水往往出現在熱帶氣旋移動的前方，最后一種降水出現在熱帶氣旋的后方。

█（熟悉）影響熱帶氣旋移動的大型環流系統 1> 副熱帶高壓

副熱帶高壓是一個行星尺度的系統，它對熱帶氣旋的西東，特別是對轉向前的移動路徑起主要作用。

2> 西風帶長波

西風帶長波對熱帶氣旋移動的直接影響主要發生在其轉向以后。熱帶氣旋轉向后處于副高的北側，西風帶長波槽前，在槽前西南氣流引導下向東北移動。此外，西風帶長波還通過影響副高的位置、強度、形狀影響熱帶氣旋的移動，特別當西風帶長波發生調整時，往往引起副高的突變，進而引起熱帶氣旋路徑突變而出現異常路徑。

3> 雙熱帶氣旋

如果在一定的距離內同時出現兩個熱帶氣旋，稱為雙熱帶氣旋。通常雙熱帶氣旋將圍繞它們之間連線的“質量中心點”相互作逆時針旋轉，距離越近，旋轉角速度越大，這稱為“藤原效應”。

4> 此外，高空冷渦和赤道反氣旋系統也能影響熱帶氣旋的移動。█（理解）赤道輻合帶概念和分類

1、赤道輻合帶：赤道輻合帶（ITCZ)又稱熱帶輻合帶、赤道鋒、赤道槽，是南北半球兩個副熱帶高壓之間氣壓最低、氣流匯合的地帶，也是熱帶地區主要的、持久的大型天氣系統，有時甚至可以環繞地球一圈。

熱帶輻合帶（ITCZ)出現在熱帶對流層低層，在流場上表現為一條連貫的南北兩個半球的信風匯合區；在地面氣壓場上表現為一個低壓槽，故又稱“赤道槽”。

2、分類：根據天氣圖上氣流匯合的情況，赤道輻合帶可分為兩種類型。

（1）一種是無風帶，在輻合帶中，地面基本靜風，輻合帶正處于東風帶和西風帶之間，是東、西風的過渡帶

（2）另一種是信風帶，它是東北信風與東南信風交匯成一條漸近線形式的氣流匯合、氣壓最低的地帶，這種情況在輻合帶中吹東風。

3、ITCZ的形成機制

（1）海溫的作用，ITCZ位置幾乎就在赤道地區海溫最大軸線上，它總是移向海溫較高的區域。

（2）CISK（第二類條件不穩定）機制，與熱帶氣旋發生發展一樣，當低層輻合帶南側西南

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風大，形成輻合和氣旋性渦旋時，在邊界層摩擦輻合的作用下，出現上升運動，凝結潛熱釋放，加強了低層的輻合，可使對流云系進一步發展，如此反復作用而形成輻合帶。

（3）邊界層臨界緯度機制，實際發生的擾動的角頻率若與科氏參數相同，則在該緯度處產生很大的上升運動，有助于形成輻合帶。

▲（了解）赤道輻合帶的季節變化

ITCZ的位置隨太陽高度角的變化而南北移動，分別在3月初和9月初到達它的最南和最北位置。

位置的南北移動并不是關于赤道對稱的，它最南一般只能到5oS，最北卻可達到15oN附近。這個事實說明除了太陽高度角這個因子以外，地形和海陸分布等其它因子也影響熱帶輻合帶的季節變動。

★（掌握）南亞高壓的概念

1、南亞高壓概念：南亞高壓是出現在青藏高原及鄰近地區上空的對流層上部的大型高壓系統，又稱青藏高壓或亞洲季風高壓。

它是北半球夏季100-250百帕層上最強大、最穩定的控制性環流系統，對夏季我國大范圍旱澇分布以及亞洲天氣都有重大影響。

█（理解）

2、南亞高壓的結構特征：（1）具有行星尺度的反氣旋環流特征

夏季存在于青藏高原上空對流層上部的大型反氣旋環流系統，以高原為中心，其范圍從非洲一直延伸到西太平洋，約占所在緯圈的一半。

（2）對流層上部的暖高壓（南亞高壓的形成機制）

青藏高原在夏季是強熱源，高原上空整個對流層平均是個高溫區。空氣在高原上受熱上升，低層空氣輻合形成低壓環流，高層輻散形成高壓環流。

（3）南亞高壓具有獨特的垂直環流。

（4）南亞高壓控制區具有潮濕不穩定特征，對流活動非常活躍。█（理解）南亞高壓的分布型：

南亞高壓在夏季期間的變動可分為三個基本的天氣型過程：

（1）東部型過程，主要高壓中心在90oE以東，維持時間在5天以上。

500百帕西太平洋副熱帶高壓常西伸北跳，588位勢米線控制在長江中下游，長江流域少雨，而西北、東北地區一帶多雨。

（2）西部型過程，主要高壓中心在90oE以西，維持時間在5天以上。當南亞高壓為西部時，500百帕588位勢米線偏東偏南，雨帶多在長江流域。

（3）帶狀型過程，在50~140oE之間有幾個強度相當的高壓中心，維持時間較短，屬前兩型的過渡型。

▲（了解）南亞高壓對我國天氣的影響：

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1、南亞高壓脊線的位置和變動與我國主要雨帶的位置和季節性變化有密切的關系。2、100百帕南亞高壓在120oE的脊線比500百帕西太平洋副熱帶高壓脊線提早10天左右北跳，而且100百帕南亞高壓脊線比500百帕西太平洋副熱帶高壓脊線偏北4~6個緯距，盛夏時要偏北6~7個緯距。

3、南亞高壓主要中心的位置和東西振蕩與我國主要雨帶中的中期變化也有密切的關系。當南亞高壓轉為東部型時，西太副高將受到吸引而西伸，使江淮梅雨中斷。當南亞高壓轉為西部型時，長江流域處于長波槽區，冷暖交鋒頻繁，梅雨偏多。

4、南亞高壓進入高原到退出高原之間的時期，剛好是高原的雨季。

第九章

季風

掌握季風的概念，了解其形成機制，了解東亞夏季風和南亞夏季風的差異，了解東亞熱帶季風和副熱帶季風兩個分量的特性，掌握東亞夏季風的主要組成成員；掌握寒潮的概念，了解其強度劃分和天氣特點，熟悉寒潮爆發路徑、爆發過程和條件。了解寒潮天氣系統和天氣過程，熟知寒潮爆發的關鍵區的位置和作用。

★（掌握）季風的概念： 1、1971年外國氣象學家Colin S.Ramage對季風的定義為：（1）1月與7月盛行風向的變化有120o；（2）1月與7月盛行風向的平均頻率超過40%；

（3）至少在1月和7月中有一個月的平均合成風超過3m/s；

（4）在5o經緯度矩形內，這兩個月份中每個月氣旋與反氣旋的交替出現至少每兩年一次(即冬季為反氣旋，夏季為氣旋)。2、1982年我國氣象學家張家誠先生對季風作了定義，他認為季風應該滿足以下幾點：（1）（2）（3）盛行風隨季節變化有很大的不同，甚至接近于相反的方向;兩種季風各自有不同的發源地，其氣團性質有著本質的差異;能夠給天氣造成明顯不同的各種季節，例如雨季和旱季，濕季和干季，冬季和夏季的明顯對比。

季風環流是指形成季風的高低空風的垂直環流圈。

3、我國氣象學家陶詩言先生1986年這樣解釋季風環流：由于大陸與海洋的冷熱源作用在冬夏季大陸和海洋之間會產生相反方向的氣流。

4、美國氣象學家Webster1987年對季風作了簡單明了的定義，他認為季風是冬、夏風向的季節性反轉和干、濕期的季節性交替出現。

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5、季風有三個特點，分別是：

（1）盛行風隨著季節變化有很大差異，甚至接近于反向。（2）兩種季風各有不同的源地，氣團性質有根本的不同。（3）能造成具有季節性差異的天氣現象。

6、全球4大季風體系：南亞季風、東亞季風、非洲季風和澳大利亞季風。

7、亞洲季風又包括（1）南亞季風（印度季風），屬于熱帶季風；和（2）東亞季風（中國季風），包括副熱帶季風。而東亞季風包括東亞夏季風、東亞冬季風（寒潮）。

★（掌握）東亞夏季風的主要組成成員：

1、澳大利亞冷氣流；東亞夏季風的主要水汽通道之一。

南半球冬季澳大利亞陸地上的冷高壓，有向外輻散的氣流，其中北面的一支向北流動，受地轉偏向力的作用在近地面轉向為東南風，跨越赤道后轉為西南風流向華南半島。2、110°E附近越赤道氣流；近地面澳大利亞冷氣流在110°E附近跨越赤道。

3、季風槽；

近地面越赤道氣流在北半球受地轉偏向力的作用轉向為西南風，稱為西南季風。西南季風與北面Hadley環流支的低空支東北信風相遇，形成赤道輻合帶，稱為季風槽。

4、與季風槽相聯系的季風對流；

季風槽內有輻合上升氣流，造成季風對流，釋放凝結潛熱，直接參與東亞夏季風的活動。

5、熱帶東風急流；

熱帶東風急流是高空系統，是南亞高壓南支氣流，在100~200mb上最為顯著。高空的東風急流配合低空的西南季風，對東亞夏季風有動力作用。

6、西太平洋副高；

低空季風槽的北面就是西太平洋副熱帶高壓，它是東亞夏季風必不可少的子系統。副高的南側吹東南風，是東南季風的締造者。東南季風從西太平洋為東亞大陸帶來了充沛的水汽，是東亞夏季風的另一個水汽通道。

7、梅雨鋒；

存在于副高的北側，在這里南方暖濕氣流與北方的冷干氣流相遇，有準靜止鋒形成，造成季風降水。六月份雨帶位于長江流域，即是著名的梅雨，故稱此靜止鋒為梅雨鋒。

8、中緯度擾動

因為東亞夏季風包括副熱帶系統，所以它也受到中緯度地區系統的影響，因此，中緯度擾動也是東亞夏季風的成員。

▲（了解）東亞夏季風與南亞夏季風的區別：

1、東亞季風系統包括南亞（印度）季風和東亞季風兩支季風子系統。南亞夏季風通常指印度夏季風。

東亞夏季風是較印度季風系統更為復雜和獨立的季風系統。東亞夏季風可劃分為南海-西太

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平洋夏季風和中國大陸東部-日本副熱帶兩個子系統（副熱帶高壓南北兩側各兩個系統）。

2、東亞夏季風與南亞夏季風的區別

（1）他們的來源、季風成員及其影響的地區是不同的。（2）兩個季風系統的冷熱源不同；

（3）東亞季風活動不僅與經向海陸熱力差異有關，還與緯向海陸加熱差異緊密相連。（4）對南亞地區來說，青藏高原位于北部，對于東亞地區來說位于西部。▲（了解）季風的形成機制 季風形成機制主要有以下幾種： 1.海陸熱力差異和行星風帶的季節變化

（1）海陸差異產生經典的海陸季風，即冬季大陸為冷源，海洋為熱源，風從大陸吹向海洋；夏季大陸為熱源，海洋為冷源，風從海洋吹向大陸。海陸熱機造成的風向變化反映了季風的本質。但這并非唯一原因。

（2）另一方面，在表面均勻的地球上，行星風帶基本上是緯向的，太陽輻射的季節變化，引起行星風系地理分布的季節變化。在兩支行星風帶交替的區域，盛行風風向隨季節近于反向。這種現象稱為行星季風，以低緯地區（30oN~30oS)最為顯著。

東半球的低緯地區（從東非經南亞到東亞以至西太平洋），海陸熱機和行星風帶季節變化的作用一致，造成了全球最顯著的季風氣候區。

2.大地形的作用

青藏高原對季風環流既有熱力作用，又有地形動力作用。

冬季青藏高原是冷源，低空形成冷高壓，盛行反氣旋環流，東南側盛行北-東北風，與東亞冬季風一致。

夏季青藏高原是個熱源，低空形成熱低壓，盛行氣旋式環流。它與西太平洋副高相配合，不僅使其東側的西南季風增厚，而且使夏季西南季風更加深入到華北以至東北地區。另外，夏季高原巨大的熱源，有助于高層南亞高壓和東風急流的形成與維持，與印度西南季風的爆發有直接關系。

3.南北半球氣流的作用

跨赤道的空氣輸送在季風區最明顯，其中北印度洋是赤道氣流中最重要的通道。北半球夏季，亞洲南部兩支季風環流都起源于南半球高壓系統。

以上諸因素中，海陸本身的熱力狀況及其差異，及行星風帶的季節變化，是形成季風的基礎，而大地形的動力和熱力作用、半球間氣流的相互作用以及大氣內部過程，起到加強季風特色的作用。正因為這樣，南亞和東南亞是季風的顯著地區。

除去以上幾個原因外，季風形成的物理機制還有：多平衡態理論；正壓不穩定理論；低頻振蕩的觸發作用；等等。

★（掌握）寒潮的概念：

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寒潮天氣過程是指冬半年一種與強大冷高壓相伴隨的大規模的強冷空氣活動的大風、降溫，伴有雨雪天氣的過程。

▲（了解）寒潮的強度劃分和天氣特點：

1、強度劃分：冷空氣活動可劃分為全國性寒潮、區域性寒潮、強冷空氣和一般冷空氣四類。

2、冷空氣伴隨的天氣：

強冷空氣或寒潮過境時，突出的天氣表現是：大風和劇烈降溫，有時伴有風沙、雨、雪、雨凇和霜凍，春秋兩季江南地區還可能有雷暴產生。南方大風持續天數往往比北方長。

█（熟悉）寒潮爆發路徑、爆發過程和條件：

1、寒潮爆發路徑：

冷空氣經關鍵區南下入侵我國有三條路徑，即東路、西路和西北路，包括從西伯利亞東部經蒙古東部—我國東北地區南下的路徑。

2、冷空氣三個源地：

（1）新地島以西的北冰洋洋面（約40%）。（2）新地島以東的北冰洋洋面（18%）。（3）冰島以南的大西洋洋面（約33%）。█（熟悉）寒潮爆發的關鍵區的位置和作用

1、所謂關鍵區是這樣定義的：據中央氣象臺統計，來自這三個源地并影響我國的冷空氣有95%都要經過西伯利亞中部（70~90oE，43~65oN），并在那里積聚加強，我們稱該地區為“關鍵區”。

2、冷空氣經關鍵區南下入侵我國。█（熟悉）寒潮爆發過程

首先需要有冷空氣的積聚，即醞釀階段。

其次，大量冷空氣積聚后向南爆發，即爆發階段。

實際天氣分析表明，強冷空氣或寒潮爆發南下，往往是一次高空槽發展加深成東亞大槽的過程。

█（熟悉）寒潮爆發條件 寒潮過程需要具備兩個基本條件：

（1）要有冷空氣的醞釀和積聚過程，即冷源條件；

（2）要有引導冷空氣入侵我國的合適流場，也即引導條件。▲（了解）寒潮的天氣系統和天氣過程：

寒潮天氣系統有四種：極渦、極地高壓、寒潮地面高壓、寒潮冷鋒。

1、極渦：亞洲高緯上空穩定維持一個強大的極渦時，對我國的寒潮天氣過程有很好的指示意義。中等以上強度的大范圍持續低溫都出現在北半球對流層中、上部，極渦發生一次斷裂分為兩個中心，形成偶極型環流。亞洲一側的極渦中心南壓到西伯利亞北部，冷空氣從西伯利亞源源

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南下，造成我國大范圍持續低溫。

2、極地高壓：導致極渦分裂 成偶極型，常常是由中、高緯度的阻塞高壓進入極地并維持所致，當極地高壓向南衰退與西風帶上發展的長波脊疊加時，我國將有寒潮天氣過程發生。

極地高壓的定義：（1）500百帕圖上有完整的反氣旋環流，能分析出不少于一根閉合等高線；（2）有相當范圍的單獨的暖中心與位勢高度場配合；（3）暖性高壓主體在70Ｎ以北；（4）高壓維持在3天以上。

3、寒潮地面高壓：把寒潮全過程中的冷鋒后地面高壓稱為冷高壓，把高壓路徑當作冷空氣路徑。

4、寒潮冷鋒：寒潮地面高壓的前緣有一條強度較強的冷鋒作為寒潮的前鋒，在高空等壓面上對應有很強的鋒區。

▲（了解）寒潮的天氣過程

寒潮天氣過程主要有：小槽發展型（經向型）、槽脊東移型（緯向型）和橫槽型（阻高崩潰型）。

第十章

天氣圖分析

掌握天氣圖底的有關知識，地圖的投影及比例尺，常用的天氣圖底圖；掌握地面天氣圖的填寫格式；了解地面天氣圖的分析項目及技術規定；掌握等壓面圖的概念，等壓面圖的填寫格式；了解等壓面圖的分析分析項目和技術規定；了解氣壓系統的空間配置，氣壓系統的靜力結構和動力結構；掌握剖面圖的定義，了解空間垂直剖面圖和時間垂直剖面圖的繪制和分析；了解單站高空風圖的填繪和分析；了解鋒面分析的基本流程和原則，了解熱帶流場的分析方法，了解高原天氣分析方法。

★（掌握）天氣圖底的有關知識

1、天氣圖

（1）天氣圖是填有各地同一時間氣象觀測記錄的特種地圖，它描述了某一瞬間某一區域的天氣情況。

（2）天氣圖分類：（1）地面天氣圖(地面圖)；（2）等壓面圖(高空圖)；（3）輔助天氣圖等（剖面圖、單站高空風分析圖、溫度一對數壓力圖等）。

2、天氣圖底圖

（1）天氣圖底圖是用來填寫各地氣象站觀測記錄的特種空白地圖。

（2）天氣圖底圖上標繪有經緯度、海陸分布、地形等，以便分析時考慮下墊面對天氣的影響。底圖上還標有氣象站的區號、站號和主要城市名稱，供填圖和預報時使用。

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底圖上的范圍和比例尺的大小主要根據天氣分析內容、預報時效、季節和地區等而定。★（掌握）地圖的投影

1、地圖投影：我們將地球上的經、緯線及海岸線在平面上表示出來的方法叫做地圖投影。

2、選擇地圖投影方法時，主要考慮以下幾點：

①正形：即在每一點上，經圈及緯圈的縮尺一樣，地球上兩交線間的交角也保持不變，這樣可保持地區的形狀。

②等面積：即各區域的縮尺一樣，因而在底圖上的任一區域的面積，都與實際地球表面該區域的面積有一定比例關系，但形狀和方向有差異。

③正向：即保持方向準確，各區域經緯線都正交。在天氣分析上主要考慮正向和正形。★（掌握）

3、常用的天氣圖底圖

有 蘭勃特(Lambert)正形圓錐投影圖、極射赤面投影圖和墨卡托(Mercator)投影圖三種：(一)蘭勃特(Lambert)正形圓錐投影圖：也稱雙標準緯線圓錐投影法，最適用于作中緯度地區的天氣圖。歐亞高空圖和地面圖一般都采用這種投影。

該投影是將平面圖紙卷成圓錐形，與地球儀的30°和60°緯圈相割，并把光源置于地球中心，將經緯線及地形投影到圓錐形的圖紙上，然后將圖紙展開成扇形，再加適當訂正，即得蘭勃特投影圖。在這種投影圖上，經線呈放射形直線，緯線呈同心圓弧，相割的兩緯圈(30°和60°)的長度與地球儀上對應處的實際長度相符，稱為標準緯線。在兩標準緯線之內各緯圈的長度相應地縮小了。而在兩標準緯線之外各緯圈的長度則相應地放大了。

(二)極射赤面投影圖：適于高緯度地區，一般用作北半球天氣圖和極地天氣圖。這種投影方法是將光源置于南極S，平面圖紙MN與北緯60 °相交割，把地球表面上各點投影在此平面圖紙上。用這種投影法作成的地圖，其經線為一組由北極向赤道發出的放射形直線，緯線為一組圍繞北極的同心圓。這種投影保持正向和正形，但放大率隨緯度的不同而不同。緯度愈低，放大率愈大。

(三)墨卡托(Mercator)投影圖：主要適用于作赤道或低緯地區的天氣圖底圖。

這種投影用一圓筒面與南北緯度22.5°圈相交，光源放在地球中心進行投影。把圓筒展開便作成一張地圖。在這種地圖上經、緯線都是以直線表示的。在低緯地區用這種投影與實況較為接近，而在高緯地區投影面積放大倍數太大。

★（掌握）地圖比例尺

1、比例尺：地圖上兩點間的長度與地表上相應兩點間的實際長度之比，叫做比例尺，或稱縮尺。

2、其表示法主要有：

（1）比例式；（2）圖解式；（3）斜線圖解尺或稱復式圖解尺。★（掌握）地面天氣圖填圖格式

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N—總云量、VV—能見度、WW—現在天氣現象、W1W2—過去天氣現象；

PPPP—海平面氣壓、TTT—氣溫、TdTdTd—露點溫度、a—3h氣壓傾向、ppp—3h氣壓變量； Nh—代表低云量、CH、CM、CL—高、中、低云云狀。

P0P0P0P0—本站氣壓、、h—低云云高、RRR—過去6h的降水量等。SpSpspsp—特殊天氣現象 TxTxTx—過去24h最高溫度 ▲（了解）地面天氣圖分析的分析項目及技術規定

1、地面天氣圖分析的分析項目

地面天氣圖的分析項目通常包括海平面氣壓場、三小時變壓場、天氣現象和鋒。

2、分析原則（1）等值線原則

a)在同一條等值線上，其數值處處相等； b)等值線一側的數值應高（低）于另一側；

c)等值線不能相交，不能分叉，不閉合的等值線不能在圖中中斷； d)兩個高值區或兩個低值區之間相鄰等值線的數值應相等。

（2）地轉風關系： 即等壓線和風向平行。在北半球，觀測者“背風而立，低壓在左，高壓在右”。

但由于地面摩擦作用，風向與等壓線有一定的交角，即風從等壓線的高壓一側吹向低壓一側，風向和等壓線的交角，在海洋上一般為15度，在陸地平原地區約為30度。

3、繪制等壓線的技術規定

（1）等壓線每隔2.5百帕畫一條，基線的數值規定為：1000.0百帕。

（2）在地面天氣圖上等壓線應畫到圖邊，否則應閉合起來。在非閉合的等壓線兩端應標注等壓線的百帕數值。如等壓線是閉合的，則在等壓線的上端開一小缺口，在缺口中間標注百帕值，這數值要標注得與緯線平行。

（3）在低壓中心用紅色鉛筆標注“低(”或“D”),代表低壓。高壓中心用藍色鉛筆標注“高”（“Ｇ”），代表高壓。

★（掌握）等壓面圖的概念，等壓面圖的填寫格式

1、等壓面圖的概念 空間氣壓相等的各點組成的面稱為等壓面，用來表示等壓面的起伏形勢的圖稱為等壓面形勢圖。

2、等壓面上位勢值高的地方氣壓高，位勢低的地方氣壓低，等高線密集的地方表示氣壓水平梯度大。

3、日常分析的等壓面絕對形勢圖（常用AT圖表示）有以下幾種： AT850圖，850百帕等壓面圖，位勢高度通常為1500gpm左右。AT700圖，700百帕等壓面圖，位勢高度通常為3000gpm左右。AT500圖，500百帕等壓面圖，位勢高度通常為5500gpm左右。

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AT300圖，300百帕等壓面圖，位勢高度通常為9000gpm左右。AT200圖，200百帕等壓面圖，位勢高度通常為12000gpm左右。AT100圖，100百帕等壓面圖，位勢高度通常為16000gpm左右。

4、等壓面的填寫

填寫格式：位勢高度、氣溫、氣溫與露點差、風向、風速。▲（了解）等壓面圖的分析項目和技術規定

1、等壓面圖的分析項目包括：（具體參看課本Ｐ177-178）等高線、等溫線、等比濕線、槽線、切變線、溫度平流等。

2、等壓面圖的技術規定：

（1）等高線：等高線用黑色鉛筆以平滑的實線繪制。每隔40gpm畫一條。

（2）等溫線：等高線用紅色鉛筆細實線繪制。以0℃為基準，每隔4℃畫一條等溫線。（3）槽線和切變線：用棕色鉛筆畫出槽線和切變線。槽線：低壓區中各等高線曲率最大點連線。

切變線：在等高線稀疏區，著眼與風場特征，切變線兩側風場呈氣旋式切邊。▲（了解）氣壓系統的空間配置

氣壓系統的空間結構可分為溫壓場對稱系統和溫壓場不對稱系統。

1、溫壓場對稱系統：（1）深厚對稱暖高壓和冷低壓（2）淺薄對稱冷高壓和暖低壓

2、溫壓場不對稱系統：

是地面圖上冷暖中心和高低壓中心不重合系統。隨著高度的增加，低壓中心軸線向冷區傾斜，高壓脊線向暖區傾斜。

▲（了解）氣壓系統的靜力結構和動力結構

1、氣壓系統的靜力結構：

（1）氣壓系統的靜力結構是指氣壓系統的溫壓場的配置關系和氣壓系統的空間變化，這兩者之間有著密切的聯系。

（2）氣壓系統的靜力結構：高緯度等壓面間的厚度小，低緯度等壓面間的厚度大，在一定高度上，高緯度的等壓面將比低緯度低。

2、氣壓系統的動力結構：課本P181-182 氣壓系統的水平環流及其隨高度的變化，以及相應的渦度、散度、垂直運動的分布等。★（掌握）剖面圖的定義

1、剖面圖又稱垂直剖面圖，是氣象要素在垂直方向的分布。

2、有空間剖面圖和時間垂直剖面圖兩種。

▲（了解）空間垂直剖面圖的繪制和分析（182-183）

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1、繪制

（1）選擇基線選擇。（2）填寫：

氣溫、露點、比濕、假相當位溫或位溫。

▲（了解）時間垂直剖面圖的繪制和分析（185-186）

為了便于分析系統過境的時間，時間坐標的方向，通常根據天氣系統的移動方向來選擇：對于天氣系統自西向東移動，剖面圖的起始時間應列在右端，時間從右向左推進。

▲（了解）單站高空圖的填繪與分析

1、單站高空圖

單站高空風圖是一張將某站測得的高空風風向、風速填在極坐標上的圖。

2、單站高空風分析（1）冷暖平流分析

在自由大氣中的某層若有冷平流時，該層中的風隨著高度升高將發生逆時針偏轉；若有暖平流時，則風隨著高度的升高將會發生順時針偏轉。

（2）大氣穩定度分析

相對不穩定區分析：在單站高空風圖上，如有上下相鄰的兩個較厚的氣層，熱成風方向有明顯的不同，則可將兩氣層的熱成風平移到空白處，繪成交叉的兩條矢線，交點表示本站所在處，四個部分分別表示相對于測站的部位。凡是上層為冷區，下層為暖區的那個部位，就是相對不穩定區。

（3）鋒面的分析

利用單站高空風圖，還可以判斷鋒面的性質、鋒區所在的位置、鋒區的強度以及鋒的移動速度及走向。

▲（了解）鋒面分析的基本流程和原則

1.首先按照歷史連續性的原則，將過去鋒面的位置描在待分析的天氣圖上，根據過去幾張圖的連續演變，結合地形條件，就可以大致確定本張圖上鋒面的位置。

2.然后結合高空圖和衛星圖像判斷地面圖上鋒的位置和類型。

3.最后根據地面圖上的各氣象要素分布及探空和測風資料具體確定鋒的類型和位置。▲（了解）熱帶流場的分析方法（204）1.直接法 2.等風向線法

▲（了解）高原天氣分析方法 1.24小時變壓分析 2.距平法

3.其他方法：流線分析

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第三篇：天氣學原理復習題

（氣團與鋒）復習思考題

什么是氣團？什么是鋒？ 氣團在什么地方形成？

氣團性質的改變是如何發生的？ 氣團是如何分類的？ 鋒如何分類？

鋒面坡度主要取決于什么因素？ 鋒的動力學條件和運動學條件

等壓面上鋒區附近的溫度場分布有什么特點？

等壓面圖上，鋒區附近的高度場一般有什么特征？

地面圖上，各種要素（T、P、ΔP3、風場、天氣區等）各有什么特征？ 如何判斷地面圖上鋒的移動規律？“引導氣流”法的實質是什么？ 什么是鋒生和鋒消？如何從天氣圖上判斷鋒生和鋒消？ 嘗試在思想中建立鋒的生、消、移動以及天氣變化的圖象

氣旋與反氣旋部分

名詞：低壓、氣旋、高壓、反氣旋、氣旋加深、氣旋填塞、反氣旋發展、氣旋強度、反氣旋強度、鋒面氣旋、達因補償原理、氣旋再生、氣旋族、錮囚氣旋、蒙古氣旋、黃河氣旋、江淮氣旋、熱低壓、曲率渦度、切變渦度

大氣環流與大氣長波思考題

1、概念：大氣環流、經圈環流、水平環流、長波調整、阻塞高壓、切斷低壓、切變線、西南渦、極渦、西風角動量、急流、行星鋒區、急流出口區、急流入口區、上下游效應、渦度平流、熱成風渦度平流、疏散槽、匯合槽

2、什么是大氣長波？長波的移動受哪些因素影響？

3、北半球大氣環流場的分布有什么特征？

4、影響大氣環流的主要影響因素有哪些？各起什么作用？

5、大氣環流的季節變化有哪些特征？

6、高空急流和行星鋒區有什么聯系？

7、等壓面上槽脊振幅的變化應從哪些方面進行判斷？

8、西風帶中長波槽脊的結構有什么特征？

9、青藏高原大地形對大氣環流特征的形成有什么影響？

中小尺度系統要點及思考題 對流發展與大氣穩定度的關系 2 對流天氣發展的必要條件 3 對流發展的熱力和動力條件 4 中小尺度天氣系統的基本特征

5中小尺度天氣系統垂直速度量級、散度量級

6雷暴單體的生命史、結構與強風暴云的主要差別 7雷暴高壓的形成和結構

8強風暴云與雷暴單體的形成條件的區別

9有利颮線系統形成的大尺度環流形勢和中尺度條件 10颮線與鋒的區別

11龍卷的定義及其天氣影響。12重力波對天氣的影響。

13中尺度天氣分析方法的主要持點

14舉例說明對流性天氣產生的有利的大尺度天氣形勢

大型降水過程思考題

（1）大型降水過程中行星鋒區與副熱帶高壓活動特點及關系。（2）500hPa上的短波槽對地面天氣系統及降水的影響。（3）預報暴雨發生時的思考著眼點。

（4）副熱帶高壓在大型降水過程中的關鍵作用。

（5）高緯度長波或超長波活動對大型降水形成的作用。（6）水汽輸送條件的分析和判斷。

（7）華南前汛期降水、梅雨降水、華北東北盛夏降水對應的大氣環流形勢特點。（8）影響華南前汛期降水、梅雨降水、華北東北盛夏降水天氣系統的特點。（9）如何分析導致大型降水發生的垂直運動條件。

寒潮過程思考題

（1）寒潮過程中地面鋒面和冷高壓中心的活動特點。（2）500hPa上的高度槽是如何影響地面鋒活動。（3）預報寒潮南下時的思考著眼點。

（4）關鍵區在預報冷空氣堆積和預報時的關鍵參考作用。（5）極渦在預報寒潮冷空氣形成中的作用。（6）長波調整在與寒潮爆發的關系。（7）冷空氣堆積過程中長波有無調整。

（8）預報東亞地區的寒潮爆發如何觀察東亞大槽對長波調整即將發生的指示作用。

（9）如何分析引導寒潮冷空氣南下高空槽的發展變化。

熱帶副熱帶天氣系統思考題

（1）副熱帶高壓的空間結構，季節變化特點及與東亞雨帶、環流季節變化的關系。

（2）南亞高壓的空間結構，季節變化特點及與東亞雨帶、環流季節變化的關系。（3）ITCZ的空間結構，季節變化特點及與東亞雨帶、環流季節變化的關系。（4）東**的定義、形成、結構特征及其對我國天氣的影響。（5）赤道反氣旋與赤道緩沖區、洋中槽的概念。

（6）熱帶云團的定義、分類、結構及其發生發展機制。（7）西太平洋副熱帶高壓的形成機制和變化規律。（8）南亞高壓的形成機制和變化規律。（9）ITCZ與熱帶云團、臺風的關系

臺風過程思考題

（1）臺風的空間結構，季節變化特點及與環流季節變化的關系。（2）臺風的群集性，與海洋上層熱含量分布的關系。（3）臺風發生與ITCZ的關系，與赤道反氣旋的關系。（4）臺風移動與副熱帶高壓的關系。（5）臺風的強度及命名。

（6）臺風發生與發展的必要條件及其機制。（7）影響臺風移動和路徑的因素。（8）臺風發展的物理機制。

（9）臺風與SST及周圍天氣系統的相互作用。

亞洲季風系統思考題

（1）亞洲季風的定義。（2）亞洲季風系統成員。（3）季風如何形成。（4）季風系統的成員。

（5）季風與兩半球氣流的相互作用。

（6）高原大地形在亞洲季風形成中的作用。（7）季風的季節變化規律。（8）季風環流系統。

（9）季風與大氣低頻震蕩的關系。

期中復習題 氣團性質的改變是如何發生的？ 如何確定鋒的動力學條件和運動學條件? 3 等壓面圖上，鋒區附近溫度場分布有什么特點？鋒區附近高度場一般有什么特征？ 如何確定鋒的強度?如何判斷地面圖上鋒的移動速度和鋒強度的變化？ 5 地面氣旋或反氣旋與高空系統有什么對應關系？什么原因造成這種配置？ 地面氣旋或反氣旋的發展變化主要與什么因素有關？地形對氣旋和反氣旋有什么影響？ 圖示冷暖平流、渦度平流。等壓面圖上槽脊振幅的變化與哪些因素有關？ 8 什么是大氣長波？長波的移動受哪些因素影響？ 9 北半球大氣環流場的分布有什么特征？ 影響大氣環流的主要影響因素有哪些？各起什么作用？ 11 簡述大氣環流季節變化的特征.12 舉例說明高空急流和行星鋒區的聯系.13 簡述青藏高原大地形對大氣環流形成的影響.14 試說明高、低環流指數持續、轉換與寒潮發生的關系 1 什么是氣團？什么是鋒？氣團性質的改變是如何發生的？ 2 鋒的動力學條件和運動學條件 等壓面上，鋒區附近的溫度場分布有什么特點？鋒區附近的高度場一般有什么特征？ 如何判斷地面圖上鋒的移動和強度的變化？ 地面氣旋或反氣旋對應的高空系統是什么？什么原因造成這種配置關系？ 6 地面氣旋或反氣旋的發展變化主要與什么因素有關？地形對氣旋和反氣旋有什么影響？ 圖示冷暖平流、渦度平流。如何在等壓面圖上判斷槽脊振幅的變化？ 8 鋒面氣旋的形成大概有幾種類型？各種類型分別具有什么特點？ 9 什么是大氣長波？長波的移動受哪些因素影響？ 10 北半球大氣環流場的分布有什么特征？ 影響大氣環流的主要影響因素有哪些？各起什么作用？ 12 大氣環流的季節變化有哪些特征？ 13 高空急流和行星鋒區有什么聯系？ 青藏高原大地形對大氣環流形成有什么影響？

第四篇：天氣學診斷實習報告

南京信息工程大學天氣學診斷分析實習報告

實習名稱天氣學診斷分析日期2016年12月17日得分指導教師 系大氣科學專業大氣科學年級班次姓名學號

一、實習目的

熟練使用天氣學原理和中國天氣中所學的知識，診斷分析常用的動力和熱力參量（渦度、散度、渦度平流、溫度平流、水汽通量、水汽通量散度、垂直速度等）。

1、學會使用Fortran 程序讀入有格式的數據文件，輸出二進制數據文件。

2、學會使用Fortran 編程計算渦度、散度、渦度平流、溫度平流、水汽通量、水汽通量散度、垂直速度等動力和熱力參量。

3、學會使用Grads 讀入二進制數據文件，繪制等值線圖、矢量圖等，并存儲。

4、掌握如何分析得到的各物理量的圖形。

二、實習要求

完成計算各物理量的Fortran程序，并畫出各物理量的圖形，結合所繪出的圖形，分析這次南方氣旋形成時各要素場的配置情況，對這次降水過程進行天氣診斷分析。

三、實習資料

該過程的觀測資料和再分析資料，實習要求用micaps資料進行計算和分析。

1、觀測資料：計算范圍：東經30-160，北緯10-80，格距 2.5*2.5。所給要素為高度場，風場，溫度以及溫度露點差，共11層。時次是2013年5月21日08時到2013年5月31日18時，每12小時一次，共22個時次。

2、再分析資料：東經30-160，北緯10-80，格距 2.5*2.5。所給要素為高度場，風場，溫度以及比濕（單位為：kg/kg），共17層，時次是2013年1月1日00時到2013年5月31日20時，每6小時一次，共604個時次。

四、實習內容：

1.利用所給資料和繪圖軟件繪制等高線、等壓線、等溫線，了解當時環流形勢（主要是500和850hPa）。

2.計算渦度和散度（主要是300，500，850hPa），500hPa實測風渦度平流，計算850hPa溫度平流并繪圖，利用高空和地面形勢預報方程，從熱力和動力因子分析南方氣旋生成、發展的原因，以及散度高低層的配置。

3.計算850，700，500hPa水汽通量并繪圖，分析水汽通量輸送較大的層次及水汽通量散度，指出水汽輸送通道大致范圍，并說明水汽輻合區域的位置，什么位置有利于降水的發生，原因是什么。比較水汽通量中水汽平流和風的散度項的大小

4.編制計算垂直速度程序，并繪制500hPa垂直速度。用第二種修正方案，其中大氣層頂的垂直速度可以直接采用0，也可以用絕熱法。

5.以上任務完成后，有興趣的同學可以編寫計算流函數和勢函數的程序。也可以對以上計算結果模仿文獻繪制一些垂直剖面圖等，從不同角度對該次過程進行分析。

五、結果分析

本次實習內容為2013年5月25-28日一次南方氣旋發展過程，25日20時氣旋在貴州境內生成，處于波動階段，至26日08時發展成熟，此時降雨強度也明顯加大，氣旋在成熟階段持續了近一天時間，26日20時氣旋發展至最強，且移動緩慢，于27日20時開始減弱，28日08時氣旋填塞。①環流形勢分析

從850hpa的高度場可以看出，5月25日20時大約在北緯30度、東經100度貴州附近有一個氣旋生成，氣旋強度較弱，之后開始加強并向東移動。500hpa高空大約東經85度附近有一個低槽，此后低槽緩慢東移并加強發展。初始階段溫度場大致落后于高度場，為氣旋發展提供有利的發展條件，這是此次南方氣旋過程的環流背景。中低空東移的低渦和切變線是主要的影響系統，此次氣旋活動伴隨著降雨的發生。

②500hPa渦度平流

分析：500hpa的8個時次渦度平流差異較大，高低值中心有些散亂，但從正負值所處的區域來分析，可大致得出，5月25日東經95度地區有正渦度平流中心，對應有利于氣旋的形成，隨后正渦度平流中心向東移動，氣旋也隨之向東移動。正相對渦度平流對應的是負變高，為槽的發展和形成創造良好的條件，而負相對渦度平流對應的是正變高，有利于脊的發展和形成，500hPa高度上的正渦度平流是氣旋生成重要條件，氣旋在我國大約西南地區形成，隨后往東移動。

③850hPa溫度平流

分析：從850hpa溫度平流的圖中可以看出，有冷平流從我國北方向東部沿海輸送冷空氣，較弱的暖平流從南海洋面向東部沿海輸送暖濕空氣，在我國中東部地區匯聚，為降水提供有利的條件。從500hpa的溫度平流可以看出，大致槽前有暖平流，槽后有冷平流，有利于槽的加深發展，槽的加深發展有利于地面槽前的氣旋加深發展。

分析高低空的散度：在我國東部高空有輻散，地空有輻合，對應著上升運動，為降水提供有利的條件。④850hPa水汽通量

分析：從850hPa水汽通量圖可看出，水汽主要來自于洋面上，水汽通量矢量箭頭匯集與此地，有較強的水汽來自南海和我國東部沿海地區，是較強的水汽輸送帶，西南方向即孟加拉灣地區也有些微水汽通量，作用要弱一些，為降水提供了充足的水汽條件。低層水汽通量較大。

⑤850hPa水氣通量散度

分析：水汽通量散度在我國沿海，也即氣旋對應的區域是負值中心，水汽通量的負值中心是對應著水汽的輻合，這也說明氣旋附近有著很強的降水。5月25日20時，水汽通量輻合，之后最大輻合區隨著氣旋東移。水汽輻合持續時間較長，輻合較強，為此次暴雨提供了充足的水汽。

對各層水汽通量和散度場的對比分析:發現在低層850hpa和900hpa水汽通量較大地區風的散度也比較大，水汽輻合比較明顯，為降水提供有利條件。由于其低層東南邊有著豐富的水汽輸送，而從北面有冷空氣南下，干冷和暖濕的氣流在我國東部地區相遇，水汽在此處輻合，有利于降水的發生，氣旋附近會形成強烈的輻合上升運動，有利于降水的形成。

⑥500hPa垂直速度

分析：在w方程中，負值代表上升，正值代表下沉。對流運動得以形成，主要歸功于垂直運動的產生，而我們可以通過散度來衡量大氣的垂直運動情況，低空輻合，高層輻散對應著上升運動。通過對高低層散度的分析，可以看出來，在降水區多是低層輻合，而高層對應著輻散。5月25日上升運動不太強，隨后上升運動向我國東部地區擴展。26日上升運動達到最強，強烈的垂直上升運動為此次降水的形成提供了充足的動力條件，此時降雨強度也是最強的。隨后上升運動明顯減弱，氣旋于27日20時開始減弱，28日08時氣旋填塞。

六、實習小結

通過對本次南方氣旋的分析，讓我對南方氣旋的生成過程有了深刻的認識，讓我認識到氣旋生成的動力、熱力、水汽及垂直運動等條件。本次實習著重考察了我對天氣過程中對各變量的診斷分析能力，它既要求我擁有足夠的編程和繪圖知識，同時，還對我對課堂上所學的各物理量的計算和處理有足夠的理解和把握。實習過程中遇到一些困難，但經過翻閱fortran書籍和向老師請教，我明白了我遇到的困難大都出于同一些問題并解決了它們。通過天氣學診斷分析這門課，讓我鍛煉了自己的編程與畫圖能力并使我對理論知識有了更深次的認識，是一門很實用的課程。

第五篇：天氣學診斷實習程序

實習資料: 該過程的觀測資料和再分析資料，實習要求用micaps資料進行計算和分析。

1、觀測資料：計算范圍：東經30-160，北緯10-80，格距 2.5*2.5。所給要素為高度場，風場，溫度以及溫度露點差，共11層。時次是2013年5月21日08時到2013年5月31日18時，每12小時一次，共22個時次。

2、再分析資料：東經30-160，北緯10-80，格距 2.5*2.5。所給要素為高度場，風場，溫度以及比濕（單位為：kg/kg），共17層，時次是2013年1月1日00時到2013年5月31日20時，每6小時一次，共604個時次。

實習內容：

1.利用所給資料和繪圖軟件繪制等高線、等壓線、等溫線，了解當時環流形勢（主要是500和850hPa）。

2.計算渦度和散度（主要是300，500，850hPa），500hPa實測風渦度平流，計算850hPa溫度平流并繪圖，利用高空和地面形勢預報方程，從熱力和動力因子分析南方氣旋生成、發展的原因，以及散度高低層的配置。

3.計算850，700，500hPa水汽通量并繪圖，分析水汽通量輸送較大的層次及水汽通量散度，指出水汽輸送通道大致范圍，并說明水汽輻合區域的位置，什么位置有利于降水的發生，原因是什么。比較水汽通量中水汽平流和風的散度項的大小

4.編制計算垂直速度程序，并繪制500hPa垂直速度。用第二種修正方案，其中大氣層頂的垂直速度可以直接采用0，也可以用絕熱法。

5.以上任務完成后，有興趣的同學可以編寫計算流函數和勢函數的程序。也可以對以上計算結果模仿文獻繪制一些垂直剖面圖等，從不同角度對該次過程進行分析.程序1 讀取保存數據

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!存放數據

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 渦度、散度、渦度平流和溫度平流

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!計算渦度 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!計算散度 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!保存渦度和散度

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)!計算渦度平流 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!計算散度平流 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!保存渦度平流和散度平流

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

!讀取溫度、溫度露點差、風速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!計算露點溫度 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!攝氏溫度轉換成絕對溫度 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!計算水汽壓 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!計算比濕 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!計算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!計算水汽通量散度 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 垂直速度及其訂正

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!讀取散度數據

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，地面垂直速度設為0 do it=1,nt do i=1,nx do j=1,ny w(i,j,1,it)=0 enddo enddo enddo!計算未訂正速度 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!訂正速度 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!保存訂正好的速度 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