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1、天气学原理笔记 简介 笔记来自刘宣飞先生的上课内容， 刘先生的课生动活泼，引人入胜，为表敬意，将其整理出电子稿，仅供纪念和参考。其中算法表示是笔者自己加的内容，第二章锋面天气借唐卫亚老师的天气学分析课件图以期表述更加完善，第四章大气环流参考了李丽萍老师的大气环流概论和李忠贤老师的短期气候预测基础这两门课部分内容。毕竟上课笔记，难免有些疏忽，如有不当，还望斧正。 长望党支部2014年制前言天气动力学主要分为三大主干课程：天气学、动力学、统计学，研究对象是天气系统和天气过程。一般而言，天气学适合于做短期天气预报，这方面经验丰富的预报员往往准确率要高于数值预报。数值预报的基础是动力学，根据方程、参数
2、等进行模拟，模式的运用很关键，对于大尺度的把握较好。而长期预报则是结合统计学知识，对现有资料进行分析，一般做概率预报为主，短期预报中像墨迹天气的降水概率也是运用到此类知识。关于学习方法，方程的数学表达固然是基础，但天气学主旨是要理解方程的物理意义，并给予解释，“看图说话”这类图形表达也很重要，天气图的识别是天气学的重要部分。主要参考书：1.天气学原理和方法（朱乾根等）2.天气学教程（梁必骐）3.现代天气学原理（伍荣生）4.中国主要天气过程的分析（寿绍文）第一章 大气运动的基本特征风场和气压场本章结构：1.影响大气运动的力（1） 2.控制大气运动的基本方程组（2,4） 3.简化方程组。突出大尺度
3、运动基本特征（3） 4.天气学分析的基本原则（5）第一节 影响大气运动的力一 基本作用力1 气压梯度力（pressure gradient force）定义：作用于单位质量气块上的净压力表达式：推导：对于一微气块而言，B面所受的压力为正方向，A面应为令x正方向为压力正方向，则有同理： 讨论：A 性质：气压梯度力由气压不均匀造成的B 方向：高压指向低压，垂直于等压线C 大小：与气压梯度呈正比，与密度呈反比D 分量：但垂直方向上有重力与其达到平衡（静力平衡）注：等压线越密，气压梯度力越大2 地心引力定义：表达式：方向：地心3 摩擦力二 惯性力1. 惯性离心力定义：单位质量的气块，因为地球旋转呈现出
4、的一种惯性力表达式：推导：用一根绳子牵一小球以均匀角速度作旋转运动。 相心加速度：由于在地球系统上，物体静止，而在惯性坐标系下，物体受向心力影响，为了去掉向心力使其受力为0，加一虚假力讨论：A.大小：随纬度而变，赤道最大，两级为0。 B.方向：位于纬圈平面内，由地轴指向外2. 地转偏向力（Coridis） 科氏力定义：当气块相对地球运动时，使气块运动方向发生改变的，一种惯性力。 条件 作用 性质表达式：注意与的同异三 重力定义：地心引力与惯性离心力之和。表达式：讨论：A.方向：并不指向地心。理由：虽然不与地心引力一致，但垂直于地面，即水平面上无。地球自转使水涌向赤道，使地球成椭球，而能量最低原
5、则使地球表面与垂直使其无水平受力。（动力气象有效位能）C.大小：赤道上最小，随纬度增加，两级最大。一般取纬度海平面为标准，第二节 控制大气运动的基本定律一 旋转坐标系的速度和加速度（预备知识1）1. 选定坐标系2.那么是指当相对与地面速度静止时气块的绝对速度地球系统下，则 即 3. 的关系把（*）代入，整理得： 绝对加速度 相对加速度 地转偏向加速度 向心加速度 （科氏加速度）二 全导数的气象意义（预备知识2）气象场下，温度T是四维场，则：个别变化，某一气块随时间变化 全导数：局地变化，某一空间点随时间变化 偏导数：平流，当某一属性随时间分布不均时，在风（）的作用下，产生输送作用引起的局地变化
6、 平流项平流的条件：1.有风2.要素场是空间分布不均的8:00于连云港，温度为8的气团随风南下于11:00到达南京，气块升温2，而南京8:00温度为12，不考虑其他因素求11:00南京的温度。三 运动方程加速度 压力梯度 重 科氏 摩擦 那么，标量下的运动方程：四 连续方程1. 表达式：2. 物理意义：质量散度的形式： 以x方向为例：单位时间单位面积所通过的空气的质量=单位时间流入A单位面积的空气质量-单位时间流入B单位面积的空气质量 速度散度的形式：表示流体单位时间内体积相对膨胀率当时，称之为不可压。 补偿原理：气块在水平方向上辐合，垂直方向必然辐散五 状态方程六 热流量方程是与外界热量交换
7、；是热功当量：非绝热加热，气象海洋上主要是：1.辐射2.潜热3.感热短期内，由于时间短，视为绝热加热即七 小结：大气运动的基本方程组： 6个变量，6个方程，是闭合的，可解第三节 尺度分析和方程组简化一 分类以水平尺度划分。一般来说，水平尺度越大，时间尺度也越大。300km以上： 高低压、锋、行星波（Rossby）、槽脊、台风10300km：雷暴、积雨云、龙卷10km以下：朵朵白云不确定有没有记错二 尺度分析特征尺度：某种类型的物理场下某物理量的一般大小经过L或H距离后，V,W的改变量与V,W量级相当 ，则三 大尺度变化的运动方程简化（一） 水平运动方程（假设大尺度）零级近似：仅保留最大项，其他
8、项全部舍弃。一级近似：保留最大项和比最大项小一量级的项讨论：A. 零级近似方程：表明大尺度，中纬度，自由大气中，气压梯度力与地转偏向力是平衡的，称之为地转平衡（Geostrophic）风压关系，此条件下的风叫地转风记为零级近似是诊断方程（，即定常）北半球风沿等压线吹，背风而立，高压在右。低压中心，风呈逆时针旋转气旋式高压中心，风呈顺时针旋转反气旋式B. 一级近似：保留了，有预报价值，但因有观测误差，实际无法应用。（二） 垂直运动方程零级近似（一级、二级、三级近似）：静力方程四 连续方程简化尺度分析：简化结果：零级近似：一级近似：讨论：零级近似：大气近似水平不可压 一级近似：由于较小，因此可视为
9、，即大气近似不可压五 热流量方程简化零级近似：温度的局地变化由温度的水平平流与非绝热加热所决定平流模式平流是造成温度局地变化的主要原因一级近似：上升运动（）在稳定层结下会导致局地温度下降六 小结大气运动的基本特征 quasi“准”1准地转2准静力平衡3准不可压4准水平5准定常第四节 “P”坐标中的方程组引入：1.作用：去除密度 2.“p”：Z轴用气压来衡量一 位势与位势高度（重力）位势：单位质量的气块从海平面提升一定高度所具有的势能由于g不是常数，因此等高面与等位势面不重合单位：位势米/位势十米等高线转化为等位势高度线二 “p”坐标系与“z”坐标系的转换、：位于同一等压线上，水平距离为；、：位
10、于同一等高线上，垂直距离为；、：垂直距离为，气压差；证：如果，1.令F=z，则，即2.令F=p，则等压线坡度与气压梯度成正比，等高线坡度与气压梯度也成正比三 运动方程四 连续方程上升运动时，五 热流量方程稳定层结下，上升气流会使温度下降第五节 风场和气压场的关系一 地转风1. 定义：水平梯度力与水平地转偏向力相平衡时的风2. 条件：1大尺度2中纬度3自由大气4匀速直线运动3. 表达式： 4. 讨论：（） 定义（） 平衡运动（不具备加速度向）（） 大小I.取决于气压梯度等高线密度等压面坡度（正比）II.气压梯度一定时，由于在高纬大，所以高纬风较弱 （实际情况，高纬由于等高/压线较密，因此，速度与
11、低纬相差不大）III.在区域基本成立 低纬地区，地转风几乎忽略（） 地转风基本无水平散度 二 梯度风1. 定义：惯性离心力（）与水平气压梯度力（）与地转偏向力（）三力平衡，是一种匀速率曲线运动运动方程一级近似： 2. 自然坐标系下的水平方程原点：气块质点：与风速相切，与方向一致：指向左侧与垂直3. 梯度风方程令，则，即沿s方向气压不变，即等压线与流线重叠梯度风方程： 惯性离心力 气压梯度力 科氏力记为：讨论：注：（） 气旋性环流中心对应低压（） 反气旋性环流中心对应高压由于，大尺度下，大，因此小，使得为了平衡，指向外侧，符合（） 在天气图分析中，确定G，D位置必须考虑环流型4. 梯度风速率约束
12、条件：（） 气旋式环流（） 为保证，取“+”号，而所以（） 反气旋式环流（） (a) 若取负号，似乎能保证，但是当时，解不合理时，解不合理（无梯度应无风）(b) 若取正号前提是：时，解合理时，解合理 综上， 讨论：反气旋环流气压梯度上限要求：此时因此在天气图分析上，高压场风不会很大，即梯度不会很大，但对气旋式环流没有限制。5. 和比较当时，6. 梯度风7. 指导意义三 热成风由,以上是热成风在y上的分量1. 定义：地转风随高度的变化（矢量差）2. 表达式：3. 性质和特点性质：由于温度水平分布不均匀导致的风方向：与等温线即等厚度线平行，背风而立，高温在右（北半球）大小：与厚度梯度（）呈正比，纬度反比特点：越到高空，地转风越接近热成风4. 应用三者之间的关系，但也有使用条件。 地转风，静力平衡，中高纬
