中国天气复习.docx

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中国天气复习

中国天气

Char1 西风带大型扰动

1、环流指数（西风指数）

Rossby把35°~55°之间的平均地转西风定义为西风指数，实际工作中把两个纬度带之间的平均位势高度差作为西风指数Ｉ。

高指数→西风强→纬向环流

低指数→西风弱→经向环流

2、指数循环

西风环流的中期变化主要表现为高低指数交替循环的变化过程，称为指数循环。

3、西风带波动

超长波：

波长在一万公里以上，绕地球一圈可有1~3个波，生命史10天以上，属于中长期天气过程

长波：

也称罗斯贝波、行星波。

波长3000~10000公里，全纬圈约为3~7个波，振幅10~20个纬距，平均移速10个经距/日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退

短波：

波长和振幅均较小，移动快，平均移速为10~20经度/日，生命史也短，多数仅出现在对流层的中下部，往往迭加在长波之上

4、长波辨认方法

①制作时间平均图 ②制作空间平均图

③绘制平均高度廓线图 ④分析长波的结构和特性：

长波的热力特征是冷槽暖脊

5、波速公式

假定大气运动是正压和水平无辐散的，流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变异。

物理意义：

相对涡度平流-V·▽ζ的作用，使槽东进；地转涡度平流-βv的作用，使槽西退；

波东进还是西退取决于-V·▽ζ和-βv相对重要性。

波速公式讨论：

（1）西风强时移动快，波长短时移动快

（2）重叠在西风气流上的一切长波，传播速度都小于纬向风速

6、长波调整

广义的长波调整包括长波位置的变化和长波波数的变化，一般仅把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。

长波调整是与长波稳定相对立的概念，长波稳定时，大型环流很少变动。

预报长波调整应注意的几个方面：

①长波本身的温压场结构特征及地形影响

②不同纬度带内系统的相互影响

③紧邻槽脊的相互影响

7、上下游效应

上游效应：

上游某地区长波系统发生某种显著变化之后，接着就以相当快的速度影响下游系统也发生变化，叫上游效应。

下游效应：

当下游某地区长波发生显著变化后也会影响上游环流系统发生变化，称为下游效应。

8、波群速：

综合波振幅最大值的移动速度

一般形式：

  自西向东传播，Cg>u>C，低纬大于高纬

长波的群速：

9、频散波与能量频散

频散波：

若频率与波数有关，则Cg≠C，称为频散波，如重力波、惯性重力波、长波。

能量频散：

范围线以群速度向下游传播，这个速度大于纬向风速。

这种波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播，亦称为能量频散。

10、阻塞高压

在西风带长波槽脊的发展演变过程中，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，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。

阻塞高压是深厚的暖性高压系统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明显的偏东风。

特点：

（1）中高纬度（一般50°N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

（3）在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱，同时自高压西侧分为南北两支

11、切断低压

在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。

结构：

（1）它出现在对流层中上层，在300百帕上表现最清楚

（2）地面图上有一冷性高压与它对应。

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。

Char2 寒潮天气过程

1、寒潮

定义：

寒潮天气过程是一种大规模的强冷空气活动过程。

其天气的主要特点是剧烈降温和大风，有时还伴有雨、雪、雨凇或霜冻。

寒潮是一种灾害性天气。

标准：

中央气象台的寒潮标准规定，以过程降温与温度负距平相结合来划定冷空气活动强度。

凡一次冷空气入侵后，该地区24小时降温达10°C以上，并且最低气温低于5°C的就称之为寒潮。

出现时间：

9月至次年5月，春季的3月和秋季9-11寒潮和强冷空气最为频繁。

2、冷空气源地

① 新地岛以西洋面上。

出现次数最多，达到寒潮强度的也最多。

② 新地岛以东洋面上  ③ 冰岛以南洋面上

寒潮关键区：

据中央气象台统计资料，95%的冷空气都要经过西伯利亚中部 （70°-90°E,43°-65°N）地区并在那里积累加强，这个地区就称为寒潮关键区

3、寒潮路径

东路加西路：

东路冷空气从河套下游南下，西路冷空气从青海东南下，两股冷空气常在黄土高原东侧，黄河、长江之间汇合，汇合时造成大范围的雨雪天气，接着两股冷空气合并南下，出现大风和明显降温。

4、形成寒潮的主要天气系统

极涡、极地高压、寒潮地面低压、寒潮冷锋

5、极涡

北半球冬季极区对流层中上层500hPa上的绕极区气旋式涡旋，称为极涡。

它是大规模极寒冷空气的象征。

移动路径：

（1）经向性运动（中心经极地在东西两半球移动）

（2）纬向性运动（多在欧亚大陆高纬，西半球移向格陵兰高纬）

 （3）转游性运动（向西又向东，极区亚洲部分）

分类：

绕极型、偏心型、偶极型、多极型

6、极地高压的定义

① 500hPa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70°N以北；

④ 高压维持三天以上。

极地高压是深厚的暖性高压。

7、寒潮地面高压（注意与阻塞高压区别）

寒潮全过程中的冷锋后地面高压，多数属于热力不对称系统，高压前部有强冷平流；后部则为暖平流，中心区温度平流趋于零，少数高压始终为冷性。

可表示冷空气强弱，中心移动路径可作为冷空气的移动路径。

阻塞高压：

（1）它出现在对流层中上层，是深厚的暖性高压系统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明显的偏东风。

（2）地面为变性冷高压，高压的东西两侧都有气旋活动，常以西侧更为活跃。

（3）高压轴线自下向上向暖的西北倾斜，高层轴线近于垂直，对应着冷的对流层顶。

（4）阻塞高压的出现有其特定的时间地点，一般在50°N以北

8、寒潮冷锋

在寒潮地面高压的前缘都有一条强度较强的冷锋作为寒潮的前锋，其高度向冷空气一侧倾斜，在高空等压面上对应有很强的锋区，锋区结构上宽下窄在300hPa及以下各等压面上均有明显的冷槽和锋区。

冷锋的移动方向与寒潮地面高压路径有密切关系，与引导气流和引导槽有关。

9、寒潮中期天气过程

① 倒“Ω”流型 （极涡分裂型）70%-80%  ② 极涡偏心型 ③ 大型槽脊东移型

倒Ω流型演变特征：

初始阶段：

两个大洋北部脊向极地发展，极涡一分为二，分别移到东、西两半球，（或 极涡偏于东半球），则东半球为两个大洋脊挟持一个大极涡，形成大倒Ω流型

酝酿阶段：

大倒Ω流型向亚洲地区收缩，形成东亚地区倒Ω流型，亚洲极涡加强并南压， 极涡底部锋区加强，锋区上常有长波发展或横槽缓慢南压，形成强冷空气酝酿形势。

爆发阶段：

中纬度长波急速发展，或横槽转竖、或横槽南压，引导冷空气侵袭我国。

最 后东亚大槽加深重建，过程结束。

10、寒潮中期预报的关键系统（两个大洋上的暖性高压脊）

东亚倒Ω流型的建立主要是乌拉尔山和鄂霍次克海两个地区有高压脊向极区发展，并在北冰洋形成反气旋打通而形成。

即大西洋暖脊和太平洋东部阿拉斯加暖脊。

有补充型、叠加型和结合型。

11、寒潮的短中期天气过程

（1）小槽发展型 

（2）低槽东移型 （3）横槽转竖型

12、各类寒潮天气过程的异同

共同点：

（1）冷空气积聚是寒潮爆发的必要条件

（2）地面图上有冷高压活动。

冷高压前沿有一条寒潮冷锋，冷锋过后一般要引起温度剧降、气压急升及偏北大风（3）每次寒潮都会引起大范围热量的南北交换。

不同点：

（1）冷空气源地不同

（2）路径不同：

分为西北路径、北方路径、西方路径、东北路径。

前三条较常见，最后一条次数较少，强度不大（3）冷高压南下形式不同（4）促使寒潮爆发的流场不同。

13、寒潮预报应包括那些方面？

寒潮的强冷空气堆积预报；寒潮的爆发预报；寒潮的路径与强度预报；寒潮天气预报

14、三类寒潮预报着眼点

（1）小槽发展型预报：

小槽本身的温压场结构；上游脊是否发展；南支波动的位置；上下游效应：

东亚大槽是否减弱东移。

（2）低槽东移型预报：

低槽西北侧是否有小槽移近；有无新鲜冷空气补充并入；槽后脊到里海、黑海和乌拉尔山能否发展。

（3）横槽转竖型预报：

横槽本身的温压场结构（不利于脊的发展）；风场的转变；阻高的崩溃或不连续后退；长波调整；接应槽（仅旋转槽，是北缩的）。

15、寒潮强度的确定

（1）地面图上冷高压的强度；

（2）高空图上冷中心的数值；高空锋区强度；冷区范围和冷平流强度；

（3）地面图上冷锋强度（温度水平梯度大小）；冷锋后降温程度；冷锋后变压中心强度；锋面附近其它气象要素和天气现象也可间接说明寒潮强度。

Char3 大型降水天气过程

1、定义：

大型降水主要是指范围广大的降水，降水区可达天气尺度大小，包括连续性和阵性的大范围雨雪及夏季暴雨。

影响我国降水的天气尺度系统有高压脊、长短波槽、切变线、静止锋、大型冷涡、低涡、气旋等。

2、降水形成的条件

宏观过程：

① 水汽条件（水汽由源地输送）② 垂直运动条件（水汽在降水地区辐合上升，在上升中绝热膨胀冷却凝结成云）

微观过程：

云增长条件（冰晶效应、碰撞合并）

3、暴雨形成的条件

① 充分的水汽供应 ②强烈的上升运动 ③较长的持续时间

连续性暴雨的必要前提：

副高脊、长波槽、切变线、静止锋和大型冷涡等大尺度天气系统的长期稳定。

天气尺度（大尺度）系统：

短波槽、低涡、气旋等

4、水汽方程——表示水汽输送和变化的基本方程

物理意义：

一个运动的单位质量湿空气块，其比湿的变化等于凝结率和湍流扩散率之和。

如果没有凝结蒸发，湍流扩散也很小，得dq/dt=0，即空气块比湿不变。

蒸发：

c<0，dq/dt>0，比湿增加

凝结：

c>0，dq/dt<0，比湿减小

5、降水量

设I是单位时间内降落在地面单位面积上的总降水量，称为降水强度或降水率。

   qs为饱和比湿

t1~t2内的总降水量：

凝结函数：

  代入到降水量方程可求出降水量

可降水量：

  将一地区上空整层大气的水汽全部凝结并降至地面的降水量称为该地区的可降水量。

7、水汽通量和水汽通量密度

水汽通量：

单位时间通过与水平风速V 相垂直的单位面积的水汽量ρqV

水汽通量散度：

单位时间、单位体积内水汽的水平净流入或净流出量

 （P坐标）

I=-D整层大气的水汽水平通量散度即为降水率。

 水汽通量散度由水汽平流和风的散度组成。

8、水汽的局地变化

①比湿平流：

湿平流（-V·▽q>0）引起局地比湿增加，干平流引起局地比湿减少。

②比湿垂直输送：

一般低层湿度大于高层，因此某层上升运动将使局地比湿增加，下沉运动将使局地比湿减少。

③凝结、蒸发：

凝结时使局地比湿减少，蒸发时使局地比湿增加。

④湍流扩散：

湍流扩散在垂直方向主要使水面和下垫面蒸发的水汽向上输送到高层大气 中去，一般在大型降水中不考虑。

9、垂直运动的诊断分析

（1）用连续方程诊断垂直运动：

高层辐散低层辐合，P 层有上升运动；高层辐合低层辐散，P 层有下沉运动。

1. 用850、700百帕上的风向风速来诊断辐合上升运动的强度及降水

2. 用低层变压场来判断垂直运动：

在正变压中心有辐散下沉运动，负变压中心有辐合上升运动，中心数值愈大，愈显著

3. 高层散度的诊断：

槽前脊后，有正相对涡度平流，高层辐散，有上升运动；

槽后脊前，有负相对涡度平流，高层辐合，中层有下沉运动。

（2）用ω方程诊断

1. 当热成风