台风必修二初稿完整版待发布Word文件下载.docx
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西风波动规律：
在脊位发展过程中，低对流层有强暖平流。
在槽发展过程中，低对流层有强冷平流，因为对流层与平流层之间有温度正负相关，即对应冷对流层伴随暖低平流层，暖对流层对应冷低平流层。
所以在此基础上，大部分情况中，对流层的温度与槽脊几乎同位相，所以在槽脊区温度平流很小，而少有加强的现象发生，当温度场相对落后高度场，槽脊才会有最大的发展。
1.2、气团与锋
气团，顾名思义，是空气团，气团的水平距离十分广阔，可达几千公里，垂直尺度也可以达到十公里。
气团基本分类为两大类：
暖气团和冷气团。
这是按照气团的热力性质/发展方法的不同而划分的。
在这里不多讲。
众所周知，太阳的辐射会让地球的表层不断加热，加快了地球表层-次表层的水的蒸发导致了空气中的湿度饱和程度加深，所以，下垫面是地球的一个热源。
气团生成的最基础条件就是下垫面要均匀并且湿度差不大。
形成气团的过程中，高空流场要相对均衡，也就是说，空气的流速/流向要相对统一，那么气团的雏形就诞生了。
暖气团：
通常形成于潮湿温暖的海洋上
冷气团：
通常形成于干燥寒冷的陆地上
气团的变性：
气团的冷暖性质是可以互相转换的，当不同的气团相应的离开其初生的下垫面，环境场改变之后，能量获得方式改变，物理属性也将改变，那么气团的性质也就改变了。
锋，在大气科学中，一般将在热力学场和风场中具有显著变化的狭窄倾斜带定义为锋面，锋面的能量获取来自于斜压势能，其具有较大的水平温度，静力稳定度，绝对涡度以及垂直风速切变等特征，如果以气团性质来划分，锋面可分为暖锋和冷锋，这种倾斜的锋面成为锋区。
锋面是一个具有三维结构的天气系统，其三维空间结构的概念可以看作是在水平面是的一个狭长带，它具有一定宽度，其宽度随着高度增加而增加，在近地面层一般为几十公里，在高层可达到200-400KM，对于大气锋面，沿着锋面的尺度一般要大于跨越锋面的尺度，沿锋面尺度一般为1000-2000KM，而跨越锋面的尺度为100-200KM。
有的锋面可以一直伸展到对流层顶，例如极锋。
锋的分类：
锋面根据其着眼点的不同而不同，大致分为以下几种类型。
根据锋在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位可将锋分为：
冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。
冷锋：
锋面移动过程中没冷气团占有主导地位，冷气团推动暖气团向暖气团一侧移动，这类锋面成为冷锋。
冷锋过境时，冷空气代替暖空气，使得温度下降。
在冷空气移动中，由于空气变性的程度不同，在冷锋后面，可以产生新的一条冷锋，叫做副冷锋。
暖锋：
锋面移动过程中，暖气团占有主导地位，推着冷气团向冷气团方向移动，这类锋面成为暖锋，当暖锋经过时，暖空气代替冷空气，气温将会升高。
准静止锋：
当冷、暖气团势均力敌时，锋面的移动是十分缓慢的，甚至出现相对静止的状况，这种锋面成为准静止锋，在实际大气中，绝对精致的锋面是不存在的，可能是冷空气稍强或暖空气稍强。
这样会导致锋面在一定的区域内来回摆动，例如我国初夏出现的梅雨锋。
锢囚锋：
由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠加而成的锋面叫做锢囚锋。
在锢囚锋的锢囚过程中冷锋上册的暖空气被抬离地面上升位于高空。
锢囚锋还可以细分为三类：
1如果冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团冷，称为冷式锢囚锋。
2如果冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团暖，称为暖式锢囚锋。
3如果冷锋后的冷空气团和暖锋前的冷空气团温差不打，那么成为中性锢囚锋。
两条锋面在空间的交接点叫做锢囚点。
在我国，冷锋全年都有，尤其在冬季最为频繁。
暖锋主要分布在我国东北和长江中下游地区，且大多数有冷锋的伴随，准静止锋大多出现在我国的华南，云贵地区，天山地区和江淮地区。
它们的出现和地形有着莫大联系。
地面锋：
主要指的是其锋面垂直方向的伸展位置主要位于大气低层。
地面锋一般认为是在水平面气压图上的一个强的水平温度梯度带。
地面锋有十分重要的气象意义，由于它经常与降水关联，也可以为中小尺度的天气系统（飑线，雷暴单体，龙卷风）提供一个极佳的环境场，所以研究地面锋在气象学上是十分重要的。
高空锋：
主要指位于对流层上部的锋面，它主要与急流和急流轴相伴随，它对从中纬度气旋到对流尺度的天气系统中的强迫垂直运动起着十分重要的动力作用。
另外，高空锋对对流层与平流层之间的物质和能量转换和输送有重要作用。
锋的深入研究，将会放入必修三中详细讲解（重力流锋模式、锋生锋消、锋区输送带等等）
第二章、大气环流
在人类固有的视角里，几乎不存在什么大气环流。
不过大气环流这个名词的历史已经有300多年。
早在17世纪末到18世纪初，哈得来就提出了一种赤道上升，极地下沉的行星尺度热力直接垂直环流。
不过当时人们对于大气科学的支架——物理数学的了解并不丰富。
这种热力驱动的环流原理虽然在随后的热力实验中得到印证，但是在实际地球上，大气环流可没有这么简单。
2.1三圈环流
这是当今世界对基本经向垂直环流的普遍模型。
分别是：
哈得来环流、极地环流和中纬度反哈得来环流（费雷尔环流）
三圈环流的原理和哈得来提出的热力驱动是一致的。
即地球不同纬度接受短波辐射与外逸长波辐射的盈亏的不同导致了自赤道向极地的温度梯度。
不过在三圈环流中，人们考虑到了地转偏向力的影响。
地转偏向力的大小（地转参数）与纬度和地转角速度有关：
F=2ΩsinL
其中，F是地转参数，Ω是地转角速度，L是纬度。
我们知道地转角速度是个常量，所以地转参数和纬度有关。
即纬度越高，地转参数值越大。
赤道地区的暖空气上升后在高空南北方向辐散，分别形成了南北半球的低纬哈得来环流的高空部分。
随着地转偏向力的加大，辐散气流逐渐转为西风并且在30N附近高空堆积下沉。
下沉至地面，其中一支回流至赤道，构成了低纬地区的哈得来环流。
极地的冷空气下沉，向赤道辐散，随着逐渐转为东风，气流发生辐合上升，在高空辐散，其中一支向极地回流构成了极地哈得来环流。
低纬哈得来环流下沉支向极地的辐散气流逐渐转为西风并且与极地环流的地面气流辐合上升。
在高空向赤道的辐散气流与低纬哈得来环流高空的气流辐合下沉。
构成了费雷尔环流。
三圈环流既然是热力驱动的，那必然和季节有着明显的关系，在这里我们不直接介绍了。
2.2三圈环流对应的天气系统或区域（带）
三圈环流近地面对应低纬东风带（信风带），极地东风带和西风带。
当然这些风带有明显的季节性变化和波动。
信风是古代商船的主要动能。
由于其稳定性，被称为“信”风。
信风实际上就是热力哈得来环流的近地面气流。
在费雷尔环流和极地环流气流交汇的地区锋面活动频繁，被称为极锋锋区，并且在这一锋区上空对应一高空急流，称之为极锋急流，高空急流主要是较大温度梯度带来的强烈热成风效应（热成风就是等压面之间的厚度梯度或均温梯度产生的地转风随高度变化，不仔细说明了）。
极锋锋区的垂直尺度较大，可以从地面延伸至对流层顶。
我们所说的四种锋面就是极锋锋区的锋面。
费雷尔环流在高空和低纬哈得来环流交汇之处就是副热带锋区，这支锋区一般在对流层顶。
这一带地区也有一支较弱的副热带急流。
2.3季风环流
季风是一种随季节大幅变化的风系。
是海陆热力差为直接驱动的风。
季风与副高结合为我国带来了分地区阶段性的汛期。
季风的具体讯息我们将在以后的吧刊中进行介绍。
季风的成员主要是由数个高压和低压系统构成。
下面对季风环流的介绍将以南亚季风为例。
南亚季风源地在南半球马达加斯加岛到南印度洋的高压带，在东非近海形成一支索马里急流（低空急流），并由于地转偏向力的变化和东非高原的地形影响，季风突然东折。
最终在孟加拉湾或者印度形成季风槽。
或者冲击青藏高原。
在南亚季风成员中，南半球的系统实际上是作为冷源，而北半球的系统是作为热源。
加上青藏高原的抬升影响以及南亚高压加强高空东北风。
便形成了地面西南风、高空东北风，南印度洋为下沉支，孟湾、印度或青藏高原为上升支的季风环流。
2.4沃克环流
沃克环流是在太平洋地区的纬向垂直环流，是海气耦合的很好典范。
众所周知，太平洋赤道海温是西大于东。
其原因在于正常的海表洋流（等盐度线梯度和表面风驱动），是自东向西的，而深层潜流是自西向东的，这样使得东太平洋冷水更容易上翻，温跃层较浅，而西太都是较高的海温。
通过海洋对大气的加热，不可避免的导致了西太上空大气比东太暖，以至于形成了上升支在西太，下沉支在东太的沃克环流。
沃克环流一名并不代表沃克环流沃克发现的。
由于沃克环流和ENSO的关系，加之沃克在ENSO研究的贡献，后面发现并证明了沃克环流的便以沃克之名命名。
第三章、大尺度-行星尺度反气旋
反气旋，即高气压。
是在北（南）半球顺（逆）时针旋转的旋涡。
可大致分为热力高压和动力高压，抑或按照温压场配置分为冷心与暖心。
本章主要介绍三种大尺度及以上级别的反气旋——南亚高压、副热带高压、赤道反气旋
3.1副热带高压
①初识副热带高压
副热带高压是一种行星尺度的巨型反气旋，南北半球各有一只。
在各个半球的副高控制中，往往有数个乃至数十个中心，组成数个单体。
每个单体之间抑或分裂，抑或由高压坝连结。
副热带高压是一种动力高压，即由低纬哈得来环流和中纬度费雷尔环流的下沉支产生。
由于三圈环流的季节振荡，副热带高压的位置也和季节有着很大的关联。
在天气学中，副热带高压范围控制的地区称为副热带（亚热带），副高以南东风带是热带地区。
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