《天气学原理知识点汇总》由会员分享，可在线阅读，更多相关《天气学原理知识点汇总（10页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、天气学原理考前辅导知识点归纳总结1气团和锋（第二章第一节-第二节）气团指的是气象要素（主要是温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围空气团。水平尺度约为 1000Km；垂直尺度约为 10Km。锋是密度不同的两个气团之间的过渡，锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。2 锋区、锋面、锋线的联系与区别（第二章第二节）锋区是密度不同的两个气团之间的过渡区。在天气图上表现为等温线密集（即温度水平梯度大而窄的区域）密度的不同主要表现为温度的不同。锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里，一般上宽下窄。在天气图上由于比例尺小，锋区的宽度表示不出来，可把它看作为空间的一个面，即为锋面。锋线指的是锋面与地
2、面的交线称。3 锋面附近气象要素场的特征（第二章第三节）温度场特征：锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大。锋区内温度垂直梯度小，同一等压面或等高面上锋区内等温线密集，其密集程度愈强，表示锋面愈强，同时温度的密集区随高度增加向冷空气一侧倾斜。 气压场：在地面上，一般锋面位于气压槽中，等压线通过锋面呈气旋式弯曲，其折角指向高压。锋两侧的气压梯度不连续。风场特征：锋线附近的风场具有气旋性切变，地面摩擦可使气旋性切变加剧。锋区内风速随高度的变化较大。一般冷锋附近有冷平流，水平风向随高度增加是逆时针旋转；暖锋附近有暖平流，水平风向随高度增加而呈顺时针旋转。地面锋上空，可出现大风速区，甚至可出现急流。变压场
3、：变压是指某一点的气压随时间变化的大小。一般来说冷锋锋后有三小时正变压，冷锋前气压变化不大。暖锋锋前有三小时负变压，暖锋锋后气压变化不大。对于锢囚锋来说，锢囚锋前多为三小时负变压，锋后多为三小时正变压。4 锋的分类（第二章第二节）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、准静止锋和锢囚锋。根据锋的伸展高度可将锋分为：地面锋（或低层锋）、高空锋、对流层锋。根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同，可将锋分为：冰洋锋、极锋和赤道锋（热带锋）。锋面在移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这类锋面称为冷锋。锋面移动过程中，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧
4、移动，这类锋面称为暖锋。当冷、暖气团的势力相当时，锋面移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。暖气团、较冷气团和更冷气团（三种性质不同的气团）相遇时先构成两个锋面，然后其中一个锋追上另一个锋，就形成锢囚锋。冷锋 (在我国一年四季都有，冬半年更为常见)；右上 暖锋（在我国东北地区和长江中下游活动）；准静止锋（分布在我国华南和云贵高原一带）暖式锢囚锋，由于冷锋位于暖锋上方，故正变压线常出现在锋前；冷式锢囚锋，由于暖锋位于冷锋上方，故负变压线常出现在地面锋线后。对于准静止锋，由于其移动性较小，所以它附近的气压变化较小。5锢囚锋分类（第二章第二节）根据暖舌的位置分为冷式锢囚锋、暖式锢囚锋和中性锢
5、囚锋。6气团的分类（第二章第一节）地理分类法：北极气团；极地气团（大陆和海洋）；热带气团；赤道气团（大陆和海洋）。热力分类法：根据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来划分，分暖气团和冷气团。7 锋面附近天气特点（第二章第四节）冷锋：若冷锋前暖空气比较干燥，则锋前后均无云，锋面过境只出现风沙或者吹雪；在夏半年，暖空气层结不稳定时，锋面猛烈抬升，可在锋前形成降水和雷雨天气。如果暖空气比较式湿而稳定，则峰后会风雨交加。暖锋：判断降水发生在锋前还是峰后，主要视暖锋低空辐合辐散和高空槽线的位置决定。准静止锋：在高压控制下时，无降水或者有小量的降水；暖空气有较强的上升运动时会有显著降水出现。锢囚锋：天气
6、最恶劣的地区及降水区多出现锢囚锋附近。8 锋生和锋消（第二章第五节）锋生是指密度或温度不连续形成的一种过程，或者是指已有一条锋面存在，其密度（或温度）水平梯度增大的过程。锋消是指与锋生过程相反的过程。9 气旋与反气旋及其强度描述方法（第三章第一节）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，在南半球其内空气作顺（逆）时针旋转。气旋、反气旋的强度的描述通常有两个方法1.中心气压值 气旋中心气压值增大时，气旋减少2.最大风速 气旋中心风速大；反气旋外围风速大。10 气旋和反气旋的分类情况（第三章第一节）气旋
7、分类根据气旋形成和活动的主要地理区域分温带气旋和热带气旋。按其热力结构分锋面气旋和无锋气旋。锋面气旋温压场不对称，移动性大，而且是带来云和降水的主要天气系统；无锋气旋又可分为两类热带气旋和局地性气旋反气旋分类根据其形成和活动的主要地理区域分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。按其热力结构：冷性反气旋、暖性反气旋。活动于中高纬度大陆近地面层的反气旋多属冷性反气旋，习惯上又称冷高压。冬半年强大的冷高压南下，可造成 24 小时内降温超过10oC 的寒潮天气。出现在副热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。副热带高压较少移动，但有季节性的南北位移和中、短期的东西进退。11 温带气旋的经典模型（第三章第四
8、节）温带气旋突出特点是温带气旋形成于一条锋面上。经典气旋发展经历四个阶段：初生阶段、快速发展阶段、成熟阶段、衰亡阶段。各个阶段特征如下：初生阶段，上升气流运动不强，云和降水等坏天气区域不大。暖锋前形成云雨和连续性降水，能见度恶劣。云层厚的地方在气旋波顶附近。发展阶段，气旋区域内风速普遍增大，气旋后部具有冷锋后冷气团天气特征。靠近气旋中心的一段冷锋移动较快，锋前及地面锋线附近为对流云及阵性降水。远离气旋中心的一段冷锋一般处于高空槽后，移动缓慢，锋后云雨区较宽。在气旋的暖区部分，天气特点主要取决于暖区气团的性质。当锋面气旋发展到锢囚阶段时，地面风速很大，辐合上升气流加强，在水汽充沛时，云和降水范围
9、扩大，降水强度加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋两侧。当气旋进入衰亡阶段后，云和降水开始减弱，云底抬高。以后随着气旋趋于减弱消失，云和降水也随着逐渐消失。12 涡度方程各项的意义（扭曲项、辐合辐散项和摩擦项）（第三章第二节）扭曲项 有风的垂直切变存在，同时垂直运动在水平方向不均匀分布时，扭曲项作用是把涡度从一个方向转到另一个方向。辐合辐散项 -（ +?）. Dp 辐合对应着气旋涡度的增加，辐散对应着气旋涡度的减小。从表达式 -（ +?）Dp 来看，涡度发展项的大小不仅决定于辐会辐散的强弱，还决定于绝对涡度的大小。在辐合辐散相同的情况下，绝对涡度大的地方更有利于气旋的发展。摩擦项 Fx、Fy 摩擦
10、项作用一般比较复杂，但最终会引起气旋和反气旋的减弱。摩擦项的作用使得正、负相对涡度都趋于减弱。并且地面相对涡度越大、风速越大，地面越粗糙，则这种减弱作用越明显。涡度守恒的条件：大气水平无辐散，绝对涡度是守恒13 位势倾向方程各项意义（涡度平流项和厚度平流项）（第三章第三节）地转风绝对涡度平流项，它又可分为两部分，即地转涡度和相对涡度的地转风平流-Vg ?(f + g) = -Vg ?f -Vg ? g 对于短波地转风绝对涡度平流的强弱主要决定于地转风相对涡度平流。在等高线均匀分布的槽中，g 0，在脊中则有 g 0。因此槽前脊后沿气流方向相对涡度减小，有正涡度平流，即-VgVg0，等压面高度将降
11、低 0，在槽后脊前沿气流方向相对涡度增加，为负涡度平流。 Vg ? g 0。在槽线和脊线上 g = 0，涡度平流为零，等压面高度没有变化，涡度平流不会使槽脊发展，只会使槽脊移动。对于长波，f g ，则纬度效应更重要，槽东有负涡度平流，使高度上升；槽西有正涡度平流，使高度下降，故槽脊西行，系统移动与基本气流方向反向。厚度平流（或温度平流）随高度变化项在暖平流区，沿气流方向温度降低， Vg ? T 0，因此当暖平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强）时，即低层暖平流强，高层暖平流弱时， ? p（ - Vg ? (?p)）0;在冷平流区，沿气流方向温度升高，因此当冷平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强
12、）时，即低层冷平流强，高层冷平流弱时，等压面高度降低，槽发展。在自由大气中，一般来说温度平流总是随高度减弱的，因此对于对流层中上层的等压面来说，在其下层若有暖平流，则等压面将升高；若有冷平流时，则其等压面将降低。因此对流层中、上层的槽脊系统加强，可由厚度平流效应解释。14 W方程各项意义（第三章第三节）（涡度平流随高度变化项、温度平流的拉普拉斯项和非绝热加热项）涡度平流随高度变化造成的垂直运动当涡度平流随高度增加（随气压减小）时，有上升运动（ 0）。温度平流拉普拉斯造成的垂直运动暖平流区，有有上升运动（ 0）有上升运动（ 0）。在非绝热变化中，潜热 对气旋发展影响最大。降水越大，这种作用越强。
13、 15 东亚气旋和反气旋及其活动状况（第三章第五节）东亚气旋发生的两个主要地区 我国的江淮流域、东海和日本南部海面的广大地区，25-35N 之间，称之为南方气旋，包括江淮气旋和东海气旋。我国黑龙江、吉林与内蒙古的交界地区，45-55N 之间，称之为北方气旋，包括蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋。东亚气旋移动的路径主要有三个集中地带：最多的，日本以动或东南方的洋面上我国的东北地区朝鲜、日本北部地带16 大气环流、平均纬向环流、平均经向环流特征（第四章第一节） 大气环流指的是在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在 10 5S 以上的平均运动。平均纬向环流 ：
14、平均纬向环流是指平均纬向风的经向分布。如果不计经向风速分量，平均而言，近地面层的纬向风带可分为三个：极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。与此三个风带相应的地面气压带是四个：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。通常称它们为“三风四带”。 平均经圈环流 ：经圈环流是指风的经向分量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈。北半球冬季子午面上有三个平均环流圈：高纬和低纬地区是两个正环流圈，中纬度地区是一个逆环流圈，低纬度的正环流圈，通常称之谓信风环流圈，也叫哈德莱(Hadley)环流圈。它对应着低空由副热带高压吹向赤道的信风和高空由赤道吹向副热带地区的反信风。 17 大气平均水平环流
15、（第四章第一节）对流层中部：冬季是“三槽三脊”型，其中三个明显的槽： 亚洲东岸（由鄂霍次克海向较低纬度的日本及中国东海倾斜），称为东亚大槽； 二是位于北美东岸（自大湖区向较低纬度的西南方倾斜），称为北美大槽；三是由欧洲白海向西南方向伸展的较弱的欧洲浅槽，在三个槽之间有三个平均脊，分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部。夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同。中高纬度的西风带上由三个槽转变为四个槽，其强度比冬季显著减弱。 对流层低层环流：冬季，北半球的主要活动中心有两个低压和几个高压。两个低压分别是阿留申低压和冰岛低压。几个高压分别是西伯利亚高压、北美高压、太平洋高压和大西洋高压。
16、前两个为冷高压，后两个为副热带高压。夏季与冬季的最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压到了夏季变成了两个热低压：亚洲低压和北美低压。阿留申低压和冰岛低压在夏季虽仍存在，但比冬季弱得多。副热带高压夏季显著北移，海上的两个副热带高压变得非常强大。18 控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型（第四章第二节）控制大气环流的基本因子有:太阳辐射，地球自转，地球表面的不均匀和地面摩擦。单圈环流仅是考虑到大气受热不均匀，并没有考虑到地球的自转等的因数。三圈环流是在太阳辐射、地球自转等共同作用下形成的 热带 Hadley 环流圈-直接环流圈（热力驱动）Ferrel 环流圈（中纬度环流圈）-接环流圈（天气尺度涡动作用）极地 Hadley 环流圈-直接环流圈（热力驱动）19 极地环流特征（第四章第三节）地理学上把 66.5N 以北和 66.5S
