1、气象学与气候学1第一章 引论第二节 气候系统概述 气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。一、大气圈概述大气圈是气候系统中最活跃、变化最大的组成部分。 1）大气圈的组成：大气是由多种气体混合组成的，此外，还悬浮由一些固体杂质和液体微粒；大气的气体组成成分：主要成分氮、氧、氩，99.96；微量气体成分二氧化碳、臭氧、甲烷等；干洁空气：90km 以下可以看成是分子量为 28.97 的“单一成分”的气体；大气中的氧气：大气中的氧是一切生命所必须的，这是因为动物和植物都要进行呼吸，都要在氧化作用中得到热能以维持生命大气中臭氧
2、的形成、分布与作用: 大气中的臭氧主要是由于在太阳的短波辐射下，通过光化学作用，氧分子分解成氧原子后再和另外的氧分子结合而成的，另外有机物的氧化和雷电的作用也能形成臭氧，臭氧可以大量吸收太阳紫外线使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。大气中的氮气：大气中的氮气能够冲淡氧气，使氧气不至太浓，氧化作用不过于激烈，大量的氮气可以通过豆科植物的根瘤菌固定到土壤中，成为植物体内不可缺少的养料大气中的二氧化碳、甲烷、一氧化碳等都是温室气体，它们对太阳辐射吸收甚少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向周围空气和地面放射长波辐射。因此它们都有使空气和地面增温的效应。
3、大气中的水汽：大气中的水汽来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物蒸腾，并借助空气的垂直交换向上传输。空气中的水汽含量夏季多于冬季，随高度的增加而减少。水汽可以凝结或凝华为水滴或冰晶，成为淡水的主要来源。大气气溶胶粒子：大气中悬浮的多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有的来源于自然界，如火山喷发的烟尘，被风吹起的土壤颗粒，海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，细菌、微生物、孢子花粉，流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃等；有的是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中的大量烟粒等。它们多集中于大气的底层。它们可以成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体颗粒能散射、漫
4、射和吸收一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。液体微粒是指悬浮在大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。它们常聚集在一起，以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射，对气候有很大影响。2）大气的结构：大气的上界：物理上界1200km ；着眼于大气密度，约20003000km。大气的垂直分层：观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层：（1）对流层（地面对流层顶）对流层是大气的最下层，它的下界为地面，集中 3/4 大气，90%水汽，日常所见的大
5、气现象均发生在此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。对流层有三个特点：气温随着高度而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。高度每增加 100m，气温则下降约 0.65，这称为气温直减率，通常以 表示：=0.65/100m垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流的强度主要随纬度和季节的变化而不同。一气象学与气候学2般情况是：低纬较强，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减小。低纬度：对流强，对流层较厚，平均厚度为 17-18km，中纬度：夏季对流强，冬季对流较弱，平均厚度 10-20km高纬度：全年受到的太阳辐射最小，对流也
6、最弱，对流层的厚度只有 8-9km。 对流层很薄，但集中了整个大气3/4 的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要的作用。气象要素水平分布不均匀：温度和湿度不同由于对流层受地表的影响最大，而地表面性质不同，使对流层中，温度、湿度气压、能见度、风速等的水平分布是不均匀的。例如：陆地上的湿度比海洋上要小得多，白天陆地上的温度要比海洋上高得多。在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。下层：又称行星边界层或摩擦层或扰动层。它的范围自地面到 2km 高度。下层受地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气
7、象要素具有明显的日变化（使大气浑浊度增大） 。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。中层：从摩擦层顶到 6km 左右高度。这一层受地表影响较小，气流的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。上层：从 6km 高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影响更小，水汽含量极少，气温常在 0以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速30m/s 的强风带出现。此外，在对流层和平流层之间有一个厚度为数百米至 1-2km 的过渡层，称为对流层顶。此层主要特征是：气温随高度增加变化很小，甚至无变化。这种温度的垂直分布
8、抑制了对流作用的发展，上升的水汽、尘粒多聚集其下，能见度变坏。对流层顶的温度在低纬度地区平均为-83，在高纬度地区约为-53。为什么在对流层顶，低纬的温度低于高纬的？参考：对流层顶，低纬的温度低天于高纬，是因为：（1） 在对流层顶，温度的平均分布取决于辐射、湍流对流交换过程，对流层顶附近的温度与对流层顶的高度有密切的关系；（2） 对流层顶愈高，温度随高递减的层次就愈厚，对流层顶的温度也就愈低；（3） 低纬地区对流旺盛，对流层顶高度为 18-19KM，而高纬地区对流层顶只有 9-10KM， 故对流顶，低纬温度低于高纬。（2）平流层：范围：对流层顶55km 左右。主要特征：随高度的增高，气温最初保
9、持不变或微有上升，约 30km 以上，气温随高度增加而显著升高；气流比较平稳，垂直混合运动显著减弱；水汽含量极少。 （3）中间层：范围：平流层顶85km 左右。主要特征：气温随高度增加迅速下降；垂直运动强烈；水汽含量更少；电离层 D 层。（4）热层：此层没有明显的顶部。有人观测在 250500km ；有人认为可达 800km。主要特征：气温随高度增加迅速升高；空气处于高度电离状态；在高纬度晴夜，可出现极光。（5）散逸层：是大气的最高层，又称外层。主要特征：该层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，是大气圈与星际空间的过渡地带。3、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈概述1）水圈：水圈包括海洋、湖泊、江
10、河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。海温的垂直变化：表层暖层、斜温层、冷水层。海洋在气候系统中具有最大的热惯性，是一个巨大的能量贮存库。2）陆面：岩石圈、陆地表面；岩石圈变化时间尺度长；陆面的动力作用和热力作用。 3）冰雪圈：气象学与气候学3冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。冰雪圈的变化尺度：陆地雪盖季节变化；海冰季节到几十年际的；大陆冰原和冰川几百甚至到几百万年。冰雪圈对地表热量平衡的影响：很大的反射率；阻止地表和大气间的热量交换。4）生物圈：对气候变化很敏感，反过来影响气候。对大气和海洋的二氧化碳平衡、气溶胶粒子的产生以及其他与气体成分和盐类有关
11、的化学平衡等的作用。第三节 有关大气的物理性状一、主要气象要素（一）气温绝对温标，以 K 表示，温标之间的换算关系： T=t+273（二）气压当选定温度为 0，纬度为 45的海平面作为标准时，海平面气压为 1013.25hPa，相当于 760mm 的水银柱高度，称此压强为 1 个大气压。（三）湿度1、水汽压和饱和水汽压：大气中水汽所产生的那部分压强称为水汽压（e） ，单位 hPa，在温度一定的情况下，单位体积空气的水汽量有一定的限度，如果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态这是的空气称为饱和空气，其水汽压称为饱和水汽压（E） ，也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。饱和水汽压随温
12、度的升高而增大。2、相对湿度（f）：空气中实际水汽压与同温度下饱和水汽压的比值（用百分数表示） ，即：f=e/E*100%意义：相对湿度直接反映了空气距离饱和的程度。相对湿度越大，越接近饱和，当达到 100%时，空气就达饱和状态，此时水汽就要开始凝结。当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大，相对湿度会减小。3、饱和差（d）：在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中的水汽压之差称饱和差（d） 。即：d=E-e4、比湿（q）：在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值。在讨论空气的垂直运动时，通常用比湿来表示空气的湿度。5、水汽混合比(): 一团湿空气中，水汽质量与干
13、空气质量的比值。6、露点（Td ）：当空气中水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使未饱和空气达饱和时具有的温度，称之露点。单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低只与空气中的水汽含量有关，水汽含量愈多，露点愈高，所以露点也是反映空气中水汽含量的物理量。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度常比气温低（Td6000m ）层状云 雨层云（ Ns ） 高层云（ As ） 卷层云（ Cs ）卷云（ Ci ）波状云 层积云（ Sc ）层云（ St ）高积云（ Ac ） 卷积云（ Cc ）积状云 淡积云（ Cuhum ） 浓积云（ CuCong ）积雨云（ Cb ）1.积状云的形成积状云是垂直发展
14、的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。积状云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态。积状云的形成总是气象学与气候学14与不稳定大气中的对流上升运动相联系。2.层状云的形成层状云是均匀幕状的云层，常具有较大的水平范围，其中包括卷层云、卷云、高层云及雨层云。层状云是由于空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面上的上升运动引起的。3.波状云的形成一般认为形成波动的原因主要有二：一是由于大气中存在着空气密度和气流速度不同的界面，在此界面上引起波动。二是由于气流越山而形成的波动（称地形波或背风波）。波状云出现时，常表明气层比较稳定，天气少变化。第三节 降水 降水具有不同的形态
15、雨、雪、霰、雹。雨：自云体中降落至地面的液体水滴。雪：从混合云中降落到地面的雪花形态的固体水。霰：从云中降落至地面的不透明的球状晶体，由过冷却水滴在冰晶周围冻结而成，直径25mm。雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积雨云。一、云滴增长的物理过程（一）云滴凝结（或凝华）增长凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。在云的形成和发展阶段，由于云体继续上升，绝热冷却，或云外不断有水汽输入云中，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云滴能够由水汽凝结（或凝华）而增长。但是，一旦云滴表面产生凝结（或凝华），水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴
16、周围便不能维持过饱和状态，而使凝结（或凝华）停止。因此，一般情况下，云滴的凝结（或凝华）增长有一定的限度。而要使这种凝结（或凝华）增长不断地进行，还必须有水汽的扩散转移过程，即当云层内部存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化至另一种云滴上的扩散转移过程。上述几种条件中，对形成大云滴来说，冰水云滴共存的作用更为重要。这是因为在相同的温度下，冰水之间的饱和水汽压差异很大。因此，对于冷云（指云体上部已超越等0线，有冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云）降水，这种冰水云滴共存作用（称为冰晶效应）是主要的。但是，不论是凝结增长过程，还是凝华增长过程，都很难使云滴
17、迅速增长到雨滴的尺度，而且它们的作用都将随云滴的增大而减弱。可见要使云滴增长成为雨滴，势必还要有另外的过程，这就是冲并增长过程。(二)云滴的冲并增长大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，称为冲并增长过程。云内的云滴大小不一，相应地具有不同的运动速度。大云滴下降速度比小云滴快，因而大云滴在下降过程中很快追上小云滴，大小云滴相互碰撞而粘附起来，成为较大的云滴。在有上升气流时，当大小云滴被上升气流向上带时，小云滴也会追上大云滴并与之合并，成为更大的云滴。云滴增大以后，它的横截面积变大，在下降过程中又可合并更多的水云滴。有时在有上升气流的云中，当大小水滴被上升气流挟带而上升时，小水滴也可以赶上大水滴与
18、之合并。这种在重力场中由于大小云滴速度不同而产生的冲并现象，称为重力冲并。云中水滴增大破碎再增大再破碎的循环往复过程，常用来解释暖云降水的形成，称之为“链锁反应”，有时也称为暖云的繁生机制。气象学与气候学15在云滴增长的初期，凝结（或凝华）增长为主，冲并为次。当云滴增大到一定阶段（一般直径达5070m）后，凝结（或凝华）过程退居次要地位，而以重力冲并为主。各类云的降水（一）层状云的降水层状云一般包括高层云、层积云、雨层云和卷层云。因卷层云中含水量较小，云底又高，所以除了在冬季高纬度地区的卷云可以降微雪以外，卷层云一般是不降水的。雨层云和高层云经常是混合云，所以云滴的凝华增大和冲并增大作用都存在
19、，雨层云和高层云的降水与云厚和云高有密切关系。云厚时，冰水共存的层次也厚，有利于冰晶的凝华增大，而且云滴在云中冲并增大的路程也长，因此有利于云滴的增大。云底高度低时，云滴离开云体降落到地面的路程短，不容易被蒸发掉，这就有利于形成降水。所以对雨层云和高层云来说，云愈厚、愈低，降水就愈强。雨层云比高层云的降水大得多，也主要是这个缘故。由于层状云云体比较均匀，云中气流也比较稳定，所以层状云的降水是连续性的，持续时间长，降水强度变化小。（二）积状云的降水积状云一般包括淡积云、浓积云和积雨云。淡积云由于云薄，云中含水量少，而且水滴又小，所以一般不降水。浓积云是否降水则随地区而异。在中高纬度地区，浓积云很
20、少降水。在低纬度地区，因为有丰富的水汽和强烈的对流，浓积云的厚度、云中含水量和水滴都较大，虽然云中没有冰晶存在，但水滴之间冲并作用显著，故可降较大的阵雨。积雨云是冰水共存的混合云，云的厚度和云中含水量都很大，云中升降气流强，因此云滴的凝华增长和冲并作用均很强烈，致使积雨云能降大的阵雨、阵雪，有时还可下冰雹。（三）波状云的降水波状云由于含水量较小，厚度不均匀，所以降水强度较小，往往时降时停，具有间歇性。层云只能降毛毛雨，层积云可降小的雨、雪和霰。高积云很少降水。但在我国南方地区，由于水汽比较充沛，层积云也可产生连续性降水，高积云有时也可产生降水。第四章 大气的运动第一节 气压随高度的变化（一）静
21、力学方程-dP=gdZ（气压随高度递减的快慢取决于空气密度（）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。）气压高度差（h），它表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。h (1+ t / 273)(m/ hPa)（二）压高方程(Z:高度，P：气压，t：平均温度)第二节 气压场一、气压场的表示方法等压线：同一水平面上各气压相等点的连线，等压线的形状和疏密程度反映水平方向上气压的分布形势。等压面：空间气压相等点组成的面，用一系列等压面的排列和分布可以表示空间气压的分布情况。位势高度：单位质量的物体从海平面（位势取为零
22、）抬升到Z高度时，克服重力作的功。单位是位势米，1位势米定义为1kg空气上升1m时，克服重力作了9.8J的功，气象学与气候学16也就是获得9.8J/kg的位势能，即1位势米=9.8J/kg位势高度与几何高度的换算关系为H=gZ/9.8g为纬度处的重力加速度二、气压场的基本型式1、低气压：简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹陷，形如盆地。2、低压槽：简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。3、高气压：简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高
23、，向四周逐渐降低，空间等压面类似山丘，呈上凸状。4、高压脊：简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。5、鞍形气压场：简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。三、气压系统的空间结构温压场对称系统（地面温度中心和气压中心重合）暖性高压：双高 深厚系统冷性低压：双低 深厚系统冷性高压：温度低气压高 浅薄系统暖性低压：温度高气压低 浅薄系统温压场不对称系统（地面温度中心和气压中心不重合）地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。气象学
24、与气候学17第三节 大气的水平运动和垂直运动作用于空气的力：气压梯度力，地转偏向力，惯性离心力，摩擦力地转风：地转风系指自由大气中空气作等速、直线的水平运动。判别： 地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速的、直线的水平运动。 地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行与等压线。因而若被风而立，北半球高压在其右方，南半球高压在其左方，此称风压律。梯度风：当空气质点作曲线运动时，除了受气压梯度力和地转偏向力的作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，就称为梯度风。判别：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用下，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的
25、风叫梯度风。在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转。高压中梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转。南半球则相反。热成风：由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差。等温线与等压线平行时风的变化情况：根据风随高度变化状况可分为两类：一类是高压区与高温区相对应的系统，其低层风向与热成风风向一致，因而其风速随高度逐渐增大，风向不改变。另一类是高压区与低压区相重合的系统。由于高压区对应着冷区，低成风向与热成风方向相反。因而低成风速随高度逐渐减小，风向不变，到某一高度风速减小到零。在向高空，风速随高度增大，而风向则与低层相反，即发生 180 度转变，同热成风
26、风向一致。等温线与等压线相交 （1） 等压线与等温线相交而由冷平流，低层风从冷区吹向暖区，在北半球风向随高度逐渐向左转，而且愈到高层，风向与热成风向愈接近。（2） 等压线与等温线相交而由暖平流，低层风从暖区吹向冷区，风向随高度逐渐向右转，而且愈到高层，风向与热成风向愈接近。第四节 大气环流一、大气环流形成的主要因素1、太阳辐射作用低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，极地大气因净失能量不断冷却并收缩下沉，为保持静力平衡，对流层高层必然出现向极地的气压梯度，低层出现向低纬的气压梯度，气压梯度力的作用使赤道和极地间构成一个大的理想的直接热力环流圈。环流维持了纬度间的热量平衡。太阳辐射对大气系统加热
27、不均是大气产生大规模运动的根本原因。而大气在高低纬间的热量收支不平衡是产生和维持大气环流的直接原动力。2.地球自转作用在偏转力的作用下，理想的单一的经圈环流，既不能生成也难以维持，因而形成了几乎遍及全球的纬向环流。引起一些地区空气质量的辐合和一些地区的辐散，使一些地区的高压带和一些地区的低压带得以形成和维持。全球气压水平分布在热力和动力因子作用下，呈现出规则的纬向气压带，而且高低气压带交互排列。而气压带气象学与气候学18又是经圈环流形成的必要条件，因而地球自转是全球大气环流形成和维持的重要因子。3.地表性质作用海陆间热力性质的差异所造成的冷热源分布和山脉的机械阻滞作用，都是重要的热力和动力因素
28、。海陆热力性质差异，冬夏海陆间热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大气流动，这种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。冬季大陆东岸为温度槽，大陆西岸为温度脊。夏季大陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。冬季大陆东岸出现低压槽，西岸出现高压脊，夏季相反。海陆东西相间分布对高空环流形势的建立和变化有明显影响。大范围的高原和高大山脉对大气环流的影响非常显著，其影响包括动力和热力作用两个方面。当大规模气流爬越高原和高山时，常常在高山迎风侧受阻，造成空气质量辐合，形成高压脊，在高山背风侧，则利于空气辐散，形成低压槽。如果地形过于高大或气流比较浅薄，则运动气流往往不能爬越高大地形，而在山地迎风面发生绕流或分
29、支现象，在背风面发生气流汇合现象。地形对大气的热力变化也有影响。比如青藏高原相对于四周自由大气来说，夏季时高原面是热源，冬季时是冷源，这种热力效应对南亚和东亚季风环流的形成、发展和维持有重要影响。二、大气环流平均状况（一）平均纬向环流大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心的旋转的纬向环流，也就是东西风带（二）平均水平环流水平环流是指纬向环流受到扰动（主要是地球表面海陆分布以及地面摩擦和大地地形作用所引起）后发展起来的槽、脊和高、低压环流。（三）平均经圈环流是指在南北向沿经圈的垂直剖面上，由风速的平均北、南分量和垂直分量构成的平均环流圈。此外，在赤道地区的东西方向上，还存在着几个纬向热力直接环
30、流圈，称沃克（Walker）环流圈。第五章 天气系统第一节 气团和锋一. 气团：气团是指气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大范围空气团。其水平范围从几百到几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。1. 气团的形成：气团形成的源地条件：一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面；二是能使空气物理属性在水平方向上均匀化的环流场。2. 气团的变性：气象学与气候学19气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的改变过程称为气团变性。3. 气团的分类：气团的地理分类法：名称
31、符号 主要天气特征 主要分布地区冰洋（北极、南极）大陆气团Ac 气温低、水汽少、气层非常稳定，冬季入侵大陆时会带来暴风雪天气南极大陆、65N 以北冰雪覆盖的极地地区冰洋（北极、南极）海洋气团Am 性质与 Ac 相近，夏季从海洋获得热量和水汽 北极圈内海洋上，南极大陆周围海洋极地（中纬度或温带）大陆气团Pc 低温、干燥、天气晴朗，气团低层有逆温层，气层稳定，冬季多霜、雾北半球中纬度大陆上的西伯利亚、蒙古、加拿大、阿拉斯加一带极地（中纬度或温带）海洋气团Pm 夏季同 Pc 相近，冬季比 Pc 气温高，湿度大，可能出现云和降水主要在南半球中纬度海洋上，以及北太平洋、北大西洋中纬度洋面上热带大陆气团
32、Tc 高温、干燥、晴朗少云、低层不稳定 北非、西南亚、澳大利亚和南美一部分的副热带沙漠区热带海洋气团 Tm 低层温暖、潮湿，且不稳定，中层常有逆温层 副热带高压控制的海洋上赤道气团 E 温热不稳定，天气闷热，多雷暴 在南北纬 10之间的范围内气团的热力分类法：是依据气团与流经地区下垫面间热力对比进行的分类。凡是气团温度高于流经地区下垫面温度的，称暖气团。相反，气团温度低于流经地区下垫面温度的，称冷气团。暖气团一般含有丰富的水汽，容易形成云雨天气。但是，当其移向冷区（高纬度）时，不仅会引起流经地区地面增温，而且气团低层不断失热而逐渐变冷，气团温度直减率减小，气团趋于稳定，甚至有时可能发展成逆温层
33、，以至暖气团中热力对流不易发展，往往呈现出稳定性天气。如果暖气团中湍流作用较强，也可能形成层云、层积云，甚至毛毛雨、小雨等天气。冷气团一般形成干冷天气。如果从源地移向暖区（低纬度）时，气团低层因不断吸热而增温，气团温度直减率趋向增大，层结稳定度减小，对流运动容易发展，可能发展成不稳定天气。如果冷气团来自海洋，水汽较多，可能出现积状云，产生阵性降水天气。4. 我国境内的气团活动：我国的大部分地区处于中纬度，冷、暖气流交绥频繁，缺少气团形成的环流条件。同时地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面作为气团源地。因而，活动在我国境内的气团，大多是从其它地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆（变性）气团
34、和热带海洋气团。二. 锋：1. 锋的概念 ：锋是冷、暖气团相交绥的地带。锋是温带地区重要的天气系统。2. 锋的特征：1）锋面坡度：锋在空间呈倾斜状态锋的重要特征；锋面坡度的形成和维持是地转偏向力作用的结果；锋面坡度的表达式。2）锋附近的温度场特征：锋区中水平温度场的特征：锋区的水平温度梯度比锋面两侧的单一气团内的温度梯度大得多；锋区中温度的垂直变化特征：锋面逆温。3）锋附近的气压场特征：锋两侧的气压倾向是不连续的，当等压线横穿锋面时便产生折角，折角的尖端指向高压一方，锋落在低压槽中。气象学与气候学204）锋附近的风场特征：锋附近的风场是同气压场相适应的。锋线附近的风场具有气旋性切变；锋附近锋随
35、高度变化状况：在地面暖锋前面，锋上盛行暖平流，通过锋时，风随高度向右偏转。在地面冷锋后面，风随高度向左偏转。3. 锋的分类和天气：1）锋的类型：根据锋两侧冷暖气团移动方向和结构状况，一般把锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。2）锋面天气：锋面天气是指锋附近的云系、降水、风、能见度等气象要素的分布和演变状况。（1）暖锋天气：暖锋的坡度较小，约在 1/150 左右暖锋附近的云系特征：锋上常出现广阔的、系统的层状云系。典型云序为：卷云、卷层云、高层云、雨层云暖锋附近的降水特征：暖峰降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水我国境内的暖锋活动：在我国明显的暖锋出现的较少，大多伴随着气旋出现。春秋季一般出现
36、在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。（2）冷锋天气：冷锋根据移动速度的快慢分为两种类型，一型冷锋、二型冷锋一型冷锋天气的主要特征：移动缓慢、锋面坡度较小（在 1/100 左右）云系特征：产生与暖锋相似的层状云系，但云系的分布序列与暖锋相反，而且云系和雨区主要位于地面锋后。降水特征：由于锋面坡度大于暖锋，因而云区和雨区都比暖锋窄些，且多稳定性降水。我国境内的活动：这类冷锋是影响中国天气的重要天气系统之一，一般由西北向东南移动。气象学与气候学21二型冷锋天气的主要特征：移动快，坡度大（1/40 1/80）冷锋在我国的活动情况:冷锋在我国活动范围甚广，几乎遍及全国，尤其在冬半年，北方地区更为
37、常见，它是影响我国天气的重要天气系统。我国的冷锋大多从俄罗斯、蒙古进入我国西北地区，然后南下。冬季时多二型冷锋，影响范围可达华南, 但其移到长江流域和华南地区后，常常转变为一型冷锋或准静止锋。夏季时多一型冷锋，影响范围较小，一般只达黄河流域。（3）准静止锋天气：一类是云系发展在锋上并有明显降水，例如华南准静止锋，天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小、云雨区更宽，而且降水区不限于锋线地区，可以延伸到锋后很大范围内，降水强度较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10 天至半个月。一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水，例如昆明准静止锋。（4）锢囚锋天气：
38、锢囚锋是由两条移动着的锋合并而成，它的天气保留着原来两条锋的天气特征。锢囚锋降水不仅保留着原来锋段降水的特点，而且由于锢囚作用促使上升作用发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，利于云层变厚、降水增强、降雨区扩大。第二节 中高纬主要天气系统一. 中高纬度高空主要天气系统：中高纬度的对流层上空盛行着波状西风气流，西风带的波动大体上分为两类：一是波长比较长的长波；二是叠加在长波之上的波长比较短的短波。在长波、短波发展演变过程中，有时形成闭合的高压和低压。1. 大气长波：是指波长较长、波幅较大、移动较慢、维持时间较长的波动。大气长波的温压场结构：长波在高空图上同等高线的波状型相对应，等温线也呈波形，一般情况
39、下等温线的位相稍稍落后于等高线，具有冷槽、暖脊的温压场结构。槽前是暖平流，槽后是冷平流。槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨区，槽后对应着大范围辐散下沉运动区和晴朗天空。2. 阻塞高压和切断低压：阻塞高压和切断低压是大气长波在发展过程中槽脊加强、振幅加大演变而成的闭合系统，是中高纬度的重要天气系统。阻塞高压是温压场比较对称的深厚的暖性高压切断低压是温压场结构比较对称的冷性气压系统。切断低压是西风带长波槽不断加深、南伸，直至槽南端冷空气被暖空气包围并与北方冷空气主体脱离而形成的闭合低压。3. 极地涡旋：简称极涡，是极地高空冷性大型涡旋系统，是极区大气环流的组成部分。4. 高空低压槽和切变线：高空槽
40、是活动在对流层中层西风带上的短波槽。一年四季都有出现。切变线是指风向或风速分布的不连续线，两侧风向构成气旋式切变，但两侧的温度梯度却很小，这是切变线与锋的主要差别。二. 温带气旋与反气旋：1. 气旋和反气旋概述：气旋和反气旋的定义：气旋（反气旋）是占有三度空间的，在同一高度上中心气压低（高）于四周的大尺度涡旋。在北半球，气旋（反气旋）范围内的空气作逆（顺）时针旋转，在南半球其旋转方向则相反。气旋和反气旋的水平尺度：气旋和反气旋的水平尺度以最外一条闭合等压线的直径长度来表示。气旋的直径平均 1000 公里，大的可达 3000 公里。大的反气旋可以和最大的大陆或海洋相比。气旋和反气旋的强度：气旋和
41、反气旋的强度一般用中心气压值来表示。气旋中心气压值愈低，气旋愈强；反之，气象学与气候学22气旋愈弱。 （1）气旋：根据气旋形成和活动的主要地理区域，可分为温带气旋和热带气旋；按其形成及热力结构，则可分为无锋气旋和锋面气旋。 （2）反气旋：根据反气旋形成和活动的主要地理区域，可分为极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋；按热力结构，则可分为冷性反气旋和暖性反气旋。在温带形成和活动的气旋和反气旋，大都是锋面气旋与冷性反气旋。2. 温带气旋：1）温带气旋的结构：2）温带气旋的天气：气旋前方是宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气；气旋后方是比较狭窄的冷锋云系和降水天气，气旋中部是暖气团天气，如果暖气团
42、中水汽充足而又不稳定，可出现层云、层积云，并下毛毛雨，有时还出现雾，如果气团干燥，只能生成一些薄云而没有降水。3）温带气旋的发生和发展：锋面气旋的发生、发展与高空锋区密切联系。当高空锋区上出现波状扰动并达到一定尺度（几千千米），而且具有明显风速切变时，波动可演变成不稳定波，振幅继续增大，终于形成气旋和反气旋，这种由锋面波动发展成的气旋，称第一类（A 类）气旋。而由地面弱低压（或倒槽）与高空槽相遇并在高空槽作用下，地面低压得到发展并产生锋面，这样发展起来的锋面气旋称第二类（B 类）气旋。两类气旋在起始发生条件上虽有区别，但形成后的发展过程却有某些相似，都同高空温压场结构和演变密切相关。锋面气旋发
43、展的高空温压场理想模式是：高空温度槽落后于高度槽以及气旋始终处于高空槽的前方。前者导致高空槽前出现暖平流，槽后出现冷平流，后者引起高空槽前气流辐散，槽后气流辐合。根据静力平衡和质量守恒原理，暖平流会引起地面系统热力减压，冷平流引起热力加压，气流辐散会造成地面系统动力减压，气流辐合会造成动力加压。因而高空槽前的下方既是热力减压区又是动力减压区，是有利于地面气旋发生、发展的区域。而高空槽后方是热力和动力加压区，有利于地面反气旋的发生发展（见图516）。大量资料证明，只有发生在高空槽前的气旋和高空槽后的反气旋才能得到发展和壮大，否则，气旋和反气旋难以形成，即使形成也将不断减弱以至消失。3）温带气旋生
44、命史：波动阶段、成熟阶段、锢囚阶段、消亡阶段气象学与气候学23（1）初生（波动）阶段：图517 a 、b、c，高空温压场结构是温度槽落后于高度槽，而且高空槽位于地面气旋中心的后方。随着锋面波动的开始和发展，冷空气逐渐向暖空气方向侵袭，暖空气向冷空气方向扩展，在波动前方形成暖锋，波动后方形成冷锋。围绕着波动产生了气旋式环流，环流中心气压下降，地面图上出现一根闭合等压线，锋面上生成波状的带状云系。卫星云图上出现与高空槽相对应的逗点云系。（2）成熟阶段：图517 d 、e、f，高空温压场波动振幅增大，温度槽进一步接近高度槽，气旋中心气压继续下降，气旋式环流不断加强，冷暖锋进一步发展，出现系统性云系和
45、降水。卫星云图上云带突出部分更加明显，并在移动方向的一侧边缘处有纤维状卷曲结构，表明高空有辐散气流，气旋在发展。气旋后部（箭头处）有凹向中心的曲率，预兆将出现干舌。（3）锢囚阶段：图517 g 、n、i，高空槽进一步发展，出现闭合中心。高空温度槽更移近高度槽，地面图上冷锋较强并与暖锋相遇形成锢囚锋。这阶段气旋中心气压值降至最低，气旋环流达到最强，云雨范围扩展，风力增大，天气发展到最盛期。卫星云图上，云系出现螺旋状结构，锋面云带北侧出现一条从冷区伸向气旋中心的干舌，当干舌伸到气旋中心时，水汽供应被切断，气旋不再发展。（4）消亡阶段：图517 j 、k、l，高空温压场近于重合，成为一个深厚的冷低压
46、。气旋低层被冷空气所占据，与锋面脱离成为冷涡旋，环流减弱、气压升高、范围扩大，云雨随之减少。在卫星云图上螺旋状云系消散，成为零乱的对流性云区。3. 温带反气旋是指活动在中、高纬度地区的反气旋。一般分为两类：一类是相对稳定的冷性反气旋；另一类是与锋面气旋相伴移动的反气旋，称移动性反气旋。第三节 低纬度主要天气系统一. 副热带高压：1. 概述：在南北半球的副热带地区，存在着副热带高压带，由于海陆的影响，常断裂成若干个高压单体，这些单体统称为副热带高压；出现在西北太平洋上的副热带高压称之为西太平洋高压，其西部的脊夏季可伸入我国大陆；副热带高压是制约大气环流变化的重要成员之一，是控制热带、副热带地区的
47、、持久的、大型的天气系统之一。2. 结构和天气：1）结构：温度场特征、气压场特征、风场特征。气象学与气候学24副高区内的温度水平梯度一般都比较小，而高压边缘由于同周围系统相交绥，温度梯度明显增大，尤其北部和西北部更大。这种温度梯度分布特点造成了副高脊线附近气压梯度小、水平风速小，而南北两侧气压梯度增大、水平风速增大的现象。2）天气：副高内的天气，由于盛行下沉气流，以晴朗、少云、微风、炎热为主。高压的北、西北部边缘因与西风带天气系统（锋面、气旋、低槽）相交绥，气流上升运动强烈，水汽比较丰富，因而多阴雨天气。高压南侧是东风气流，晴朗少云，低层潮湿、闷热，但当热带气旋、东风波等热带天气系统活动时，也
48、可能产生大范围暴雨和中小尺度雷阵雨及大风天气。高压东部受北来冷气流的影响，形成较厚逆温层，产生少云、干燥、多雾天气，长期受其控制的地区，久旱无雨，出现干旱，甚至变成沙漠气候。3. 西太平洋副热带高压：西太平洋副热带高压的季节性活动规律：冬季位置最南，夏季最北，从冬到夏向北偏西移动，强度增大；自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。副高的季节性南北移动并不是匀速进行的，而表现出稳定少动、缓慢移动和跳跃三种形式，而且在北进过程中有暂时南退，在南退过程中有短暂北进的南北振荡现象。同时，北进过程持续的时间较久、移动速度较缓，而南退过程经历时间较短、移动速度较快。西太平洋副热带高压的短期活动：西太平洋副高还有
49、非季节性的中短期变动，主要表现为半个月左右的副高偏强或偏弱趋势及一周左右的副高西伸东退、北进南缩的周期变化。2）西太平洋副高对我国天气的影响：西太平洋副高是对我国夏季天气影响最大的一个天气系统；在它控制下将产生干旱、炎热、无风天气。它还通过与周围天气系统相互作用形成其它类型天气。因而，西太平洋副高的位置、强度的变化对我国（主要是东部）的雨季、旱涝以及台风路径等产生重大影响。西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。我国夏季降水的水汽来源，虽然主要是依靠西南气流从孟加拉湾、印度洋输送来，但西太平洋副高的位置和强度关系着东南季风从太平洋向大陆输送水汽的路径和数量，而且还影响着西南气流输送水汽的状况。 西太平洋副高的季节移动和我国夏季雨带位置的移动。同时，西太平洋副高北侧是北上暖湿气流与中纬度南下冷气流相交绥的地带，气旋和锋面系统活动频繁，常常形成大范围阴雨和暴雨天气，成为我国东部地区的重要降水带。通常该降水带位于西太平洋副高脊线以北58 个纬距，并随副高作季节性移动。平均而言，每年25 月，主要雨带位于华南；6 月份雨带位于长江中下游和淮河流域，使江淮一带进入梅雨期；7 月中旬雨带移到黄河流域，而江淮流域处于高压控制下，进入伏旱期，天气酷热、少雨，如果副
