第七章 气旋与反七旋.docx

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第七章气旋与反七旋

第七章气旋与反气旋

§7—1气团与锋

一、气团

1.气团的概念

水平方向上温度、湿度、稳定度等物理属性的分布大致均匀的大块空气，称为气团。

2.气团的形成条件

（1）有大范围的性质比较均匀的下垫面

例：

广阔的海洋、冰雪覆盖的大陆、一望无际的沙漠等

（2）合适的流场

使大块的空气能在源地上空停留较长的时间，以便获得与下垫面相应的比较均匀的温、湿特性。

3.气团的分类和气团天气特征

（1）气团的地理分类及各类气团的天气

a.冰洋气团北冰洋、南极大陆

b.极地气团高纬大陆地区

c.热带气团

热带大陆气团：

形成于热带大陆上

特征：

热而干，气温直减率大，天气晴朗。

热带海洋气团：

形成于大洋的副热带地区

d.赤道气团

形成于赤道附近洋面上

特征：

湿、热，气层不稳定，多阵雨和雷暴。

（2）气团的热力分类及各类气团的天气

1）冷气团

气团低层首先增温，使大气稳定度变小，对流运动容易发展，因此冷气团具有不稳定的天气特点。

2）暖气团

暖气团具有稳定的天气特点。

如果暖气团中水汽含量多，常形成层云，层积云，并下毛毛雨，有时会出现平流雾。

如果暖气团中水汽含量较少，天气就较好。

4.气团的变性

气团在移动过程中，物理性质和天气特点会逐渐发生变化，这个过程叫气团的变性。

性质改变了的气团，称为变性气团。

冷气团移到暖的地区变性快

暖气团移到冷的地区变性慢。

5.影响我国的气团

影响我国的气团多为变性气团。

冬季，主要受来自西伯利亚和蒙古的变性气团的影响。

夏季，沿海地区主要受来自太平洋的副热带地区暖气团的影响；

二、锋

1．锋的概念

两个不同性质气团之间的，随高度向冷空气一侧倾斜的狭窄过渡区，称为锋。

锋在水平方向的宽度远比其长度小，所以近似地把它看成一个面，称为锋面．

锋面与下垫面的交线称锋线。

实际工作中，将锋面和锋线统称为锋．

2．锋的分类

（1）按锋的移动情况分类

1）冷锋

冷、暖气团相遇时，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋称冷锋

2）暖锋

冷、暖气团相遇时，暖气团起主导作用．推动锋面向冷气团一侧移动

3）静止锋

冷、暖气团势力相当，锋面移动缓慢或几乎呈静止状态．

实际上，有时冷气团占主导地位，有时暖气团占主导地位，使锋面来回摆动。

4）锢囚锋

当冷锋移动速度快于暖锋，冷锋赶上暖锋后，迫使暖空气抬离地面

冷式锢囚锋：

锋后的冷气团比锋前的冷气团更冷

暖式锢囚锋：

锋后的冷气团比锋前的冷气团暖

中性锢囚锋：

锋后的冷气团与锋前的冷气团温度差不多。

剖面图上原来两条锋的交接点称为锢囚点。

§7—2副热带高压

一、西太平洋副热带高压的结构

1）常年存在，夏季超过冬季。

2）呈东西向扁平状，其长轴多呈西西南-东东北走向。

3）在对流层内，高压区与高温区的分布一致

4）高压的低层往往存在逆温层，是由下沉运动造成的。

强度随高度增加，两侧的风速随高度增大。

北侧：

西风急流（200hPa附近），40m/s以上。

南侧：

东风急流（130hPa附近），风速＜西风急流

二、表示方法

1.副高脊线

1）副高内东、西风的分界线，

2）脊线上东、西风风速为0

3）用120°E上脊线所在纬度的变化表示副高的南北移动

2.副高西伸脊点

500hPa月平均图上588位势什米线最西端所在的经度

1位势什米=10位势米1位势米≈1米（几何高度）

标准等压面：

850、700、500、400、300、200、100hPa

气象台常用：

850、700、500hPa

平均海拔高度：

1500、3000、5500m

3.面积指数

500hPa月平均图上,10°N以北、110～180°E范围内588位势什米线所包含的范围

面积指数反映了副高压的强度

三、西太平洋副热带高压的活动

西端的高压脊在夏季可伸入中国大陆。

5～8月：

西太平洋副高由南向北推进，

8月达到最北

8月后南退

四、副热带高压带的天气

高压内部：

下沉气流区，多晴朗少云天气，风力微弱，天气炎热，

高压控制的陆地：

久旱无雨

西北侧边缘：

冷暖空气交汇，上升运动强烈，水汽丰富

有大范围雨带存在

雨带位置：

脊线北6～10个纬距，走向大致与脊线平行

南侧：

东风气流

无气旋时：

晴朗少云

有热带风暴等天气时：

常出现雷暴、大风、暴雨等天气

§7—3温带气旋

一、气旋概述

1.气旋的范围和强度

以其最外围一条闭合等压线的直径长度表示

范围:

大的可达2000～3000km，小的只有200～300km或更小,平均约为1000km

强度:

以中心气压或其中的最大风速来表示。

中心气压越低，风速越大，气旋越强

反之越弱。

2．气旋中的一般天气

低层:

空气水平辐合，旋区内空气作上升运动，成云致雨。

一般来说，气旋中有降水和大风天气。

3．气旋的分类

按形成的地理区域分：

温带气旋；热带气旋

按热力结构分：

锋面气旋；无锋面气旋

锋面气旋:

气旋中有锋面，热力不对称，一般移动较快。

锋面气旋又称温带气旋。

无锋面气旋:

包括热带气旋、热低压、冷涡等。

二、温带气旋的形成过程

1．波动阶段（初生阶段）

气旋发生前:

高纬为东风，低纬为西风，高纬冷，低纬暖，中间有一条锋面。

开始出现波动时:

冷空气向南侵袭，暖空气向北扩展，出现冷、暖锋及锋面降水。

气旋沿暖区气流方向移动，24h可移动十几个经距。

2．成熟阶段（青年阶段）

冷、暖锋进一步发展，锋面降水继续增强，雨区扩大，

地面图上闭合等压线增多，中心气压可比外围低10～20hPa左右，

气旋一般仍沿气旋暖区气流方向移动。

速度比波动阶段略减，

3．锢囚阶段

●锢囚开始时，冷、暖锋相遇；

●使锋面抬升作用增强；

●降水强度及范围均增大；

●由于暖空气被抬离地面，气旋涡旋在低层成为冷性涡旋。

随着锢囚的发展，暖区的范围越来越小，冷涡旋的厚度也越来越厚。

移速大大减慢。

4.消亡阶段

气旋逐渐与锋面脱离，成为冷涡旋，因地面摩擦辐合作用而慢慢填塞消亡

这种气旋发展过程的特点是:

先有锋面，而后在锋面上产生气旋。

§7—4温带反气旋

一、反气旋概况

反气旋是由闭合等压线包围的、中心气压比四周高的水平空气涡旋。

1.反气旋的范围和强度

范围:

以最外围一条闭合等压线的直径长度表示。

一般：

1500～2000km，

较小：

数百公里

较大：

可同最大的大陆和海洋相比。

强度:

用其中心气压或外围最大风速来衡量。

中心气压:

一般为1020～1040hPa

强反气旋的外围地面最大风速可达30m/s（11级）。

2.反气旋中的一般天气

中心：

下沉气流，天气以晴为主，风也较小。

边缘：

不同部位的天气随与周围系统的配置情况而异。

3.反气旋的分类

按形成的区域分：

极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。

按热力性质分：

冷性反气旋：

中心温度低于四周的反气旋，称为冷高压。

暖性反气旋：

中心温度高于四周的反气旋，称为暖高压。

例如：

副热带高压

二、冷高压和寒潮

冷高压（即冷性反气旋）：

是冬季影响我国大陆及沿海地区的主要天气系统，一次次冷高压的南下活动，往往带来一次次冷空气的侵袭，造成降温、大风和降水天气。

1．寒潮的概念

大规模的强冷空气活动称为寒潮。

我国中央气象局首次规定：

大规模的冷空气入侵，使全国大部分地区在24h内，气温下降1O℃以上，同时这一天的最低气温达5℃以下者，为发布寒潮警报的标准。

修改后的规定：

凡长江中下游及其以北地区（春秋季为江淮地区以北），在48h内降温达1O℃以上，最低温度等于或小于4℃，陆上有3个大区（相当于行政区）有5～7级大风，渤海、黄海、东海先后有7级以上大风，为发布寒潮警报的标准。

若在48h内降温达14℃以上，为发布强寒潮警报的标准。

2.影响我国的冷空气源地和路径

冷空气源地：

（1）新地岛以西的洋面上。

冷空气经巴伦支海、俄罗斯进入我国。

该冷空气团出现的次数最多，达到寒潮强度的也最多。

（2）新地岛以东的洋面上。

冷空气大多经喀拉海、泰梅尔半岛、俄罗斯中部地区进入我国。

它出现的次数虽少，但气温低，可达到寒潮强度。

（3）冰岛以南的洋面上。

冷空气经俄罗斯西南部、哈萨克斯坦或地中海、黑海、里海进入我国。

出现的次数较多，但是温度不很低，一般达不到寒潮强度，但如果与其他源地的冷空气汇合后，也可以达到寒潮强度。

根据中央气象台统计，来自以上三个源地的冷空气有95％都要经过西伯利亚中部（70°E～90°E，43°N～65°N）地区，并在那里积聚加强，这个地区称为关键区（图中阴影区）。

冷空气到达关键区后可分三条路径侵入和影响我国。

1）西路——冷空气从关键区经我国新疆，青海、西藏高原东侧南下，其路径大致是自西向东入侵我国，称为西路．

2）西北路（中路）冷空气从关键区经蒙古、我国河套地区南下，穿过华北平原直达江南，有时可达南海。

3）东路——冷空气从关键区经蒙古东部及我国东北地区以后，其主力继续东移，但低层冷空气折向西南方移动。

3．寒潮天气

冬季：

大风，剧烈降温，霜冻，较高纬度航行船舶的积冰，其它如沙暴、降水等则视地区和外界条件确定。

春秋季节：

冷空气强度较冬季弱，但仍可带来大风、降温、降水等天气。

夏季：

强度较弱，但极易产生阵性降水天气。

据资料统计，在东亚地区，全年平均4天左右就有一次冷空气活动，较强的冷空气活动周期为7天左右，达寒潮标准的冷空气活动，一年只有数次。

§7—5热带气旋

热带气旋是发生在热带海洋上的暖性气旋性涡旋，它是主要的热带天气系统

一、热带气旋的分级

1.热带低压TD≤7级（33kn）（近中心最大平均风速）

2.热带风暴TS8～9级（34～47kn）

3.强热带风暴STS10～11级（48～63kn）

4.台风T≥12级（≥64kn）

二、热带气旋的编号和命名

编号开始时间：

每年的1月1日

编号方法：

由四位数码组成，

前两位表示年份，

后两位表示该年热带气旋的顺序。

例如，“STS9803”表示1998年出现的第三个达到强热带风暴等级的热带气旋，可读为“1998年第3号强热带风暴”。

三、热带气旋的范围和强度

水平范围：

以其最外围近似圆形的闭合等压线为界。

一般：

500～1000km；最大：

可达2000km；最小：

100km左右。

垂直方向：

可伸展到平流层下部（15～20km）甚至更高。

其垂直尺度与水平尺度的比值约为1：

50。

强度:

以中心气压值或近中心最大风速表示。

中心气压越低，或近中心最大风速越大，热带气旋就越强；反之则弱。

四、热带气旋的源地

北半球：

北太平洋西部、东部，北大西洋西部，孟加拉湾，阿拉伯海等5个海区

南半球：

南太平洋西部，南印度洋东部、西部，3个海区。

五、热带气旋形成的基本条件

1.要有足够广阔的海面，并且海水温度要高于26℃～27℃。

西北太平洋:

全年海水温度在26℃～27℃以上，热带气旋发生最频繁。

东南太平洋:

全年海水温度低于26.5℃，没有热带气旋发生

2.要有一定的地转偏向力

在赤道两侧纬度5°以内，无热带气旋

3．有利的流场

必须有一个热带扰动

高层有较强的辐散气流，并且大于低层的辐合量，使地面气压不断降低。

符合这种流场条件的有热带辐合带

4.对流层风速垂直切变小

是指对流层中风速随高度的变化。

风速垂直切变很大：

通风良好，使水汽凝结释放的潜热迅速向外流散，热带气旋不易形成。

风速垂直切变很小：

通风不良，水汽凝结释放的潜热始终在加热同一个空气柱。

很快形成暖中心结构，以致形成热带气旋。

六、热带气旋的移动

1.热带气旋的受力分析

a.水平气压梯度力

热带气旋相对于副热带高压来说，是一个很小的涡旋，可以近似地把它看作是一个质点。

b.地转偏向力

c.内力

沿圆的切线方向：

产生向北的科氏力

沿圆的半径方向（指向圆心）：

产生向西的科氏力

气旋受到的内力方向：

指向西北

2.热带气旋的移动方向

热带气旋处于东风带中：

气压梯度力G指向南，内力N指向西北，科氏力A的方向必定指向东北，

热带气旋移动方向必须和A垂直，所以热带气旋移向就与大型气压场的气流方向有一交角，并偏向高压一侧，其移速比气流速度小，因为A＜G。

同理，当热带气旋处于西风带时，热带气旋移向与引导气流亦有一交角，但偏向低压一侧，其移速比气流速度大，因为，A＞G。

热带气旋在西风带中的移速大于在东风带中的移速。

3.副热带高压对热带气旋移动的影响

在高压南侧：

热带气旋将西行且路径比较稳定。

在高压西侧：

且有脊往南伸，则热带气旋西进过程中将有较大的偏北成分。

在高压西南侧（副热带高压东撤），气旋将转向北上。

4.西北太平洋热带气旋的移动路径和移动速度

（1）移动路径

a.西行路径

b.西北行路径（登陆路径）

c.转向路径

d.特殊路径

热带气旋在移动中出现摇动、打转或停滞现象，其路径比较复杂。

（2）移动速度

西行阶段：

约20km／h

转向后：

可增至40km／h，最大移速可达80km／h。

§7—6台风

一、台风的结构

1.气压场特征：

中心气压很低；水平气压梯度很大

2．流场特征

1）地面流场

①外圈

自台风的边缘向内直到最大风速区，其直径一般约为400～600km，风力一般在8级以下，呈阵性，向内风速增大。

②中圈

围绕台风眼分布的一条最大风速带，宽度平均为10～20km。

与云墙重合。

台风中最强烈的对流、降水都出现在这个区。

③内圈

台风内圈亦称台风眼区，风速向中心迅速减小，风力较弱，有时近似静风。

其直径一般为10～60km，大多呈圆形，也有呈椭圆形的，大小和形状常多变。

2）垂直方向上的流场

①流入层

从地面到大约3km高度为流入层，气流强烈向中心辐合。

②中层3～8km为中层，这一层气主要是切向的，径向分量很小，有强烈的垂直运动，从低层流入的大量暖湿气流通过这一层向高层输送。

②流出层从8km到台风顶部是流出层，气流从中心向外流出（辐散）。

成熟台风的流出层常在12km附近。

二、台风天气

1．外围区（外圈）

1）大风风力自台风外缘向中心增大，风力可达6～8级，多呈阵性。

2）涌浪沿台风前进方向的右前方最强烈，浪高最大，传播很远。

2.涡旋区（中圈）

1）狂风最大风速可达60～70m/s以上（1958年第27号台风近中心最大风速达110m／s）。

2）暴雨在涡旋区的云墙下方通常是狂风暴雨。

台风降水量很大，一次台风过程常能带来300～400mm的降水量．有时降水强度大得惊人。

3）巨浪尤其在紧靠眼壁—带，风向改变迅速，致使新生的风浪方向和已经存在的风浪方向相互交叉，风浪相互撞冲，形成很高的水柱。

一般风力达12级，浪高可达15m。

3.眼区（内圈）

1）微风、少云、干暖

Ø

眼区内气压虽达最低，但水平气压梯度较小，故眼区风力较小，风力在4级以下，甚至有时静风。

Ø眼区盛行下沉气流，天空有时无云，有时少云。

Ø台风眼在卫星云图上表现为密蔽云区中心附近的一个大黑点。

Ø眼区内的温度比周围高得多，而且比较干燥。

2）金字塔浪

眼区内气压极低，低压吸引海水上涌，使眼内海面成半球形凸出，高出周围海面0.5m以上。

风眼附近风向改变迅速，新、旧风浪之间相互冲击，形成波幅很大的陡峭波，即所谓的“金字塔浪”或“三角浪”。

§7—7风暴潮

风暴潮：

由于台风或气压骤变而形成的海面异常升高现象。

1.风暴潮的形成

大气低压→风暴（气旋式环流）→风暴中心“低压区”→

→吸起海水→气旋式环流（逆时针）→

→表面海水辐散→→深层海水辐聚（逆时针环流）→

→孤立波

气压下降l毫巴，水位约上升l厘米。

2.风暴潮的传播

强制推进波（孤立波）→离开风区→自由长波→浅海水域→风暴潮辐度猛增

3.大陆架风暴潮增水的三个阶段

（1）长波增水（先兆波）

在台风来临之前涌浪引起水位微微升高。

（2）风暴潮主段

风暴潮逼近或过境的时候，引起水位急剧升高

（3）风暴潮的余振阶段

风暴过境后，仍有一系列波动，即余振。

如果余振的高峰与天文潮高潮相通时，则可能再度造成灾害，甚至会超过主段的增水，对此现象应引起重视。