《天气学原理》复习重点.doc

天气学原理

Char1 大气运动的基本特征
1、真实力：气压梯度力、地心引力、摩擦力
（1）气压梯度力：作用于单位质量气块上的净压力，由于气压分布不均匀而产生
（2）地心引力：地球对单位质量空气的万有引力
（3）摩擦力：单位质量空气受到的净粘滞力

2、视示力：惯性离心力、地转偏向力
惯性离心力：地球受到了向心力的作用却不作加速运动，违背牛顿第二定律，为了解释这种现象引入惯性离心力，其大小与向心力相等而方向相反。C=Ω2R
地转偏向力：由于坐标系的旋转导致物体没有受力却出现加速度，违背牛顿第二定律，从而引入，以使牛顿运动定律在旋转参考系中成立。
地转偏向力的特点：A= -2Ω×V
（1）地转偏向力A与Ω相垂直，在纬圈平面内
（2）地转偏向力A与风速V垂直，只改变气块运动方向，不改变其速度大小
（3）在北半球A在水平速度的右侧，在南半球A在水平速度的左侧
（4）地转偏向力的大小与相对速度成正比，V=0时，A=0；只有在做相对运动时A才存在
重力：地心引力与惯性离心力的合力。重力垂直于水平面，赤道最小，极地最大。

3、地转偏向力与水平地转偏向力有何相同与不同？
水平地转偏向力：大气中垂直运动一般比较小，气块的运动主要受x方向和y方向的影响。
通常情况下w很小，因而近似有Ax=2Ωv和Ay= -2Ωu。对水平运动而言，北半球Ax、Ay使运动向左偏，南半球右偏。
地转偏向力：包括垂直运动。

4、控制大气运动的基本规律：能量守恒、质量守恒、动量守恒
牛顿第二运动定律——运动方程
质量守恒定律——连续方程
能量守恒定律——热力学能量方程
气体实验定律——气体状态方程

5、温度平流变化
-V·▽hT是气块在温度水平分布不均匀的区域内保持原有的温度作水平运动而对局地温度变化所提供的贡献，称为温度平流变化。-▽T温度梯度由高温指向低温。
当-V·▽hT<0时，有冷平流，夹角为钝角，风从冷区吹向暖区，使局地温度降低。
当-V·▽hT>0时，有暖平流，夹角为锐角，风从暖区吹向冷区，使局地温度升高。
对流变化：空气垂直运动引起的局地温度变化

6、质量散度和速度散度
质量散度：▽·(ρV)单位体积流体的净流出量。净流出时散度为正，净流入时散度为负。
速度散度：▽· V流体在单位时间内的相对膨胀率。▽· V >0时，体积增大辐散。
不可压缩流体：速度散度为零
水平散度：流体在单位时间内水平面积的相对膨胀率

7、热力学能量方程
空气块的热力学能量的变化率=加热率+外力对空气块的作功率

8、用热力学方程解释引起固定点温度变化的原因
由热力学能量方程的零级简化得，大尺度系统中的局地温度变化是由温度平流和非绝热作用造成的结果。在非绝热作用很小的情况下，温度变化主要是由温度平流引起的。

9、等位势面
当物体在等位势面上移动时，位能不发生变化，不需要克服重力作功，等位势面处处与重力方向垂直，等位势面是水平面。

10、地转风
地转风是自由大气中水平气压梯度力和地转偏向力相平衡时的空气的水平运动。风沿等压线（等高线、等位势线）吹，背风而立低压在左高压在右。
地转风性质：
（1）地转关系是在无摩擦，不考虑加速度和垂直方向的地转偏向力的情况下近似成立的。
赤道上（φ=0）水平地转偏向力为零，地转风不存在。
（2）地转风的大小与水平气压梯度力成正比
（3）地转风与等压线平行，在北半球，背风而立，低压在左高压在右，南半球，背风而立，低压在右高压在左（风压定律）
（4）地转风速大小与纬度成反比

11、梯度风
水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力平衡时，有效分力为零，风沿等压曲线作惯性等速曲线运动，这就是梯度风。
应用：（1）顺时针旋转对应高压中心，逆时针旋转对应低压中心。
（2）低压中心等压线可分析的密集些，高压中心附近等压线应分析的稀疏些。
（3）气旋中心气压梯度和风速可无极限，而在反气旋中则有极限，梯度风有极大值。
（4）气旋性环流中对风速估计过高，反气旋中Vƒmax=2Vg对风速估计过低。

12、热成风：地转风随高度的改变量
热成风与平均等温度线（或等厚度线）平行，背风而立，低温在左高温在右。
热成风大小与平均温度梯度或厚度梯度成正比，与纬度成反比。
热成风解释浅薄&深厚系统：百度温压场对称系统
地转风随高度顺转有暖平流，地转风随高度逆转有冷平流。

13、正压大气和斜压大气
正压大气：大气中密度的分布仅仅随着气压而变，等压面和等密度面（等温面）重合，没有热成风。
斜压大气：大气中密度的分布不仅随气压变化，还随温度变化。等压面和等密度面（或等温面）是相交的。等压面上具有温度梯度，地转风随高度变化，就有热成风。

14、地转偏差
实际风与地转风之差称为地转偏差。D=V-Vg
摩擦层中的地转偏差：（1）地转偏差垂直于摩擦力的方向，并指向摩擦力方向的右方。摩擦力越大，实际风越小，左偏越多。
（2）风速比应有的梯度风风速小，风向偏向低压。因此在北半球低压中的空气逆时针流动，但有向内流的分量；高压中的空气顺时针流动，但有向外流的分量。摩擦作用使低压辐合上升，高压辐散下沉。
自由大气中的地转偏差：梯度力和地转偏向力不平衡时，产生加速度。地转偏差垂直于加速度的方向，并指向加速度方向的左方。
D1变压风：▽h·V=▽h·(Vg+D)= ▽h·D地转风的散度为0，所以实际风散度取决于地转偏差的散度。地面图上，负变压中心区，变压风辐合引起上升运动；正变压中心区，变压风辐散引起下沉运动。高空图，槽前脊后必有负变压，有变压风辐合。槽后脊前有正变压，变压风辐散。
D2平流加速度（横向纵向地转偏差）：槽前脊后有纵向、横向地转偏差辐散；槽后脊前有纵向横向地转偏差辐合。
低层以变压风辐散（合）为主，高层以纵向、横向辐散（合）为主：
槽前脊后：变压风辐合，纵向、横向辐散
槽后脊前：变压风辐散，纵向、横向辐合
因此高层槽前脊后辐散槽后脊前辐合，低层槽前脊后辐合槽后脊前辐散。

Char2 气团与锋
1、 气团
气象要素水平分布比较均匀的大范围的空气团。
形成条件：性质均匀的广阔的地球表面，下沉辐散，稳定的环流
方式：各种尺度的湍流、系统性垂直运动、蒸发、凝结和辐射等物理过程
冬季：极地大陆气团和热带海洋气团、北极气团
夏季：西伯利亚气团、热带海洋气团、热带大陆气团、赤道气团
春季：西伯利亚气团、热带海洋气团
秋季：变性西伯利亚气团主导，热带海洋气团，秋高气爽。

2、锋
锋：冷暖气流相遇所形成的狭窄过渡带
锋区：天气图上温度水平梯度大而窄的区域，如果它又随高度向冷空气团一侧倾钭，这样的等温线密集带通常称为锋区。实际上，锋区就是密度不同的两个气团之间的过渡区。
锋面：由于锋区的宽度同气团宽度相比显得很狭窄，因而常把锋区看成是空间一个面
锋线：锋面与地面的交线

3、锋面的坡度公式
（1）其他条件不变，锋面坡度随纬度增高而增大f。赤道上（φ=0），没有锋面存在
（2）锋两侧温差越大坡度越小，温差为零则不会有锋面△T
（3）锋两侧风速差△Vg为零时，锋面不存在；锋存在时，tgα>0,两侧平行于它的地转风分速应具有气旋式切变。锋面坡度与锋面两侧风速差成正比
（4）冷暖气团的平均温度越高坡度越大Tm
锋附近气流曲率很大时应用梯度风公式，即气旋曲率越大的气流中锋面平衡坡度越大

4、锋面附近温度场的特征
（1）水平方向：
锋区内温度水平梯度大，等温线相对密集，越密集水平温度梯度越大，锋区越强。锢囚锋在高空图上有暖舌，暖舌两侧等温线密集。
根据锋区内等温线密集度确定锋区强度、地面锋线位置；等压面上冷暖平流确定锋的类型。
（2）垂直方向：
锋区内温度垂直梯度小，逆温或温度直减率小。冷暖气团内温度随高度递减。
冷暖气团温差越大，锋面逆温越强或过渡区越窄，通过锋区时等温线弯折越厉害。
（3）等位温面随高度向冷区倾斜，与锋面倾斜方向一致，在绝热条件下雨锋面平行。

5、以密度的零级不连续面模拟锋面时，锋面附近气压场、风场和变压场的特征
气压场：
锋面两侧气压连续，密度不连续，气压梯度不连续：冷气团中气压梯度大于暖气团中气压梯度（锋面必须为物质面）
等压线过锋面有气旋性弯曲，锋面处等压线有折角，指向高压
水平风场：锋面附近风场具有气旋性切变，地面摩擦作用可使风向偏离等压线向低值区吹，并导致锋线附近强的风场辐合
垂直风场：暖锋附近风向随高度顺转；冷锋附近风向随高度逆转
变压场：空间各点气压随时间的变化在某位面上的分布情况
气压倾向方程：
右边第一项为地面以上整个气柱中密度平流（热力因子）：暖锋前地面减压，冷锋后地面加压；冷锋前暖锋后、静止锋附近变压不明显
第二项为地面以上整个气柱中速度水平散度总和（动力因子）：若整个气柱散度总和辐散则地面气压下降，散度总和辐合则地面气压上升。冷锋、暖锋均是锋前变压代数值小于锋后变压代数值

6、以密度的一级不连续面模拟锋面时，锋面附近气压场、风场和变压场的特征
锋区存在，锋区附近密度一级不连续，气压二级不连续
气压场：锋区内等压线气旋式曲率比锋区外大得多，反气旋式曲率比锋区外小得多
水平风场：锋区内气旋式切变比锋区外大得多，锋区外反气旋式切变比锋区外小得多
垂直风场：锋区中温度水平梯度大于两侧，锋区中热成风比锋区外大得多
风随高度顺转，暖平流最强且热成风最大的高度为高空暖锋区；风随高度逆转，冷平流最强且热成风最大的高度为高空冷锋区；热成风很大而无明显平流，可能是静止锋。
变压场：锋区边界变压梯度不连续，变压风也不连续；地面锋区中，等变压线密集，锋区外，等变压线稀疏，变压值比较小

7、锋附近湿度场特征：
一般暖空气湿度大，露点高；冷空气湿度小，露点低。所以锋面附近露点差异显著

8、锋面天气的输送带模式
输送带是指以天气系统为坐标系的相对气流，它们是系统内产生云和雨区的主要气流。
分为暖输送带：向后上滑暖输送带、向前上滑暖输送带和冷输送带

9、锋面分析的基本原则
历史连续性原则
结合高空锋区：锋随高度向冷区倾斜，地面锋线位于高空等压面上等温线相对密集区的偏暖一侧，根据冷暖平流确定锋的性质；分析地面天气图上各气象要素以确定锋的位置
高空测风资料的应用（单站测风）：
根据风向随高度的变化确定锋的性质，风随高度逆转有冷锋，风随高度顺转有暖锋
热成风方向大致代表锋线的走向
原点与代表锋面的热成风的垂线代表锋的移向和速度

10、锋生、锋消
锋生：指密度不连续性形成的一种过程或指已经有的一条锋面，其温度或位温水平梯度加大的过程。锋消：指作用相反的过程。
在等压面图上某一带有一组等温线，其水平升度为Tn= ∂T/ ∂n，假如大气运动使Tn沿这一带比其他部分增大得更迅速，则这个带称为锋生带，这种使Tn增大的过程称为锋生过程。
峰生条件：第一，锋生带里，必须有一狭窄区域，其锋生作用最强烈即F>0，∂F/ ∂n=0，∂2F/ ∂n2<0；第二，锋生线必须是物质线。
F>0表示有锋生作用，温度水平梯度加大
F<0表示有锋消作用，温度水平梯度减小
锋生函数讨论：
（1）水平运动作用 F1= -Tn (∂Vn/ ∂n)
若∂Vn/ ∂n<0，即沿温度升度方向水平气流辐合，而Tn>0，F1>0，有锋生作用；
若∂Vn/ ∂n>0，即沿温度升度方向水平气流辐散，而Tn>0，F1<0，有锋消作用。
（2）垂直运动作用 F2= -( rd-r) ∂ω/ ∂n
ω<0为上升，ω>0为下沉
稳定大气rd-r>0，冷锋上山下山，∂ω/ ∂n >0，F2<0，锋消。冷锋上山，因为暖空气沿山脉抬升速度大于槽后冷空气，上升运动引起的绝热冷却在暖空气中比冷空气更甚，锋两侧温度梯度减小，锋消。冷锋下山，因为冷锋后的暖空气下沉比锋前暖空气快，下沉绝热增温在冷空气中更强，锋两侧温度梯度减小，锋消。
不稳定大气rd-r<0，冷锋上山下山，∂ω/ ∂n >0，F2>0，锋生，即冷锋上山加强。因为冷锋上山（爬坡），锋前暖空气上升运动较强，大量水蒸气凝结释放潜热使暖空气温度升高，而锋后冷空气因为干燥上升速度小，冷空气上升绝热冷却。这样锋区中等温线密集带变密，冷锋上山（爬坡）加强。冷锋下山，靠暖的一侧，上升运动很弱或无上升运动，温度变化不大；而靠近其冷的一侧下沉运动强，以水汽吸收潜热为主，温度降低。这样温度密度集带变密。所以锋生。

11、锋生锋消概况 
锋生带概况：南方锋生带：华南到长江流域北方锋生带：河西走廊到东北
锋生时的温压场形势：
高空温压场——锋生区的上空有低槽移入和发展
地面气压场——地面天气图上，锋生常发生在低压或低槽中
锋生时气象要素的变化：
变压场——冷锋锋生前，地面常有明显的正3h变压出现；暖锋锋生前，地面常有明显的负3h变压出现
风场——江南地区，暖锋锋生前常有明显的气旋性风切变
天气状况——锋生前天气有明显变化
锋消概况：我国主要锋消区：青藏高原以东30-40ºN

Char3 气旋与反气旋
1、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）于四周的流场中的涡旋。气旋在北半球逆（顺）时针旋转，在南半球相反。
温带的气旋和反气旋冬季强于夏季，海上的气旋强于陆上的，陆上的反气旋强于海上的。
气旋按地理分为热带气旋和温带气旋；按热力结构分为锋面气旋和无锋气旋
反气旋地理分为极地、温带和副热带反气旋；按热力结构分为冷性和暖性反气旋

2、涡度方程
涡度：表示流体质块的旋转程度和旋转方向
∂ ξ /∂ t >0表示气旋性涡度增加，反气旋性涡度减小
∂ ξ /∂ t <0表示反气旋性涡度增加，气旋性涡度减小

涡度倾侧项：由于垂直速度在水平方向分布不均匀，引起涡度的变化
水平无辐散大气中绝对涡度守恒。
位势涡度守恒解释气柱上山下山强度变化：气柱上山，H减小，辐散，f不变，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大；气柱变短，为了保持位势涡度守恒，正涡度减小，有正变高，所以槽和低压减弱，脊和高压增强；
青藏高原：上（下）山，气柱缩短（伸长），为了保证整层大气的不可压缩性，必伴有水平辐散（合），同时在水平地转偏向力作用下，反气旋（气旋）涡度生成，考虑准地转运动有等压面高度升高（降低），低值系统（高空槽、低中心）减弱（加强），高值系统（高空脊、高中心）加强（减弱）。

3、位势倾向方程

（1）地转风绝对涡度平流可分为地转涡度的地转风平流和相对涡度的地转风平流
判断槽脊移动：
波长<3000km的短波，以相对涡度平流为主
槽前脊后：正相对涡度平流，有负变高；槽后脊前：负相对涡度平流，有正变高
槽线、脊线：相对涡度平流为0，等压面高度没有变化，槽脊不会发展，而是向前移动。
物理解释：
槽前脊后借助西南风将正相对涡度大的向小的方向输送，使得其固定点正相对涡度增加，在地转偏向力作用下伴随水平辐散，气柱质量减少，地面减压，有负变压中心，地面辐合，这样高空辐散，地面辐合，有上升运动，上升绝热冷却，气柱收缩，高层等压面高度降低，有负变高；相反，槽后脊前引起高层等压面高度增加，槽线处变高为零，所以，槽无加深减弱，向东，即向前移动。
波长>3000km的长波，以地转涡度平流为主
槽前脊后：有偏南风时， 有正变高

槽后脊前：有偏北风时，有负变高
槽线、脊线上无变高，槽无加深减弱，向后移动即向西移动。
（2）厚度平流随高度变化项：自由大气中，温度平流总是随高度减弱的，若有暖平流时，等压面升高；若有冷平流，等压面降低。
（3）非绝热加热随高度变化项：当非绝热加热随高度增加时，>0，等压面降低

4、ω方程

（1）涡度平流随高度变化
正涡度平流随高度增加，有上升运动ω<0。
地面低压中心，涡度平流很小，其上空为正涡度平流，气旋性涡度增加，产生水平辐散，出现补偿上升运动。
（2）厚度平流的拉普拉斯
槽前脊后，暖平流，-V·▽hT>0时，有上升运动
槽后脊前，冷平流，-V·▽hT<0时，有下沉运动
（3）非绝热加热的拉普拉斯
非绝热加热区，有上升运动；非绝热冷却区，有下沉运动

5、斜压系统的发展

平均冷温度舌落后高度场，在这种温压场配置下，高空槽前地面为气旋，槽后地面为反气旋。槽前有暖平流，槽后有冷平流。
●高空槽前有正涡度平流，气旋性涡度增加，在地转偏向力作用下产生辐散，从而使地面减压，又在气压梯度力作用下，在负变压区出现辐合。高层辐散、低层辐合，必有上升运动。高层等压面降低（负变高），使气压场与流场适应；辐合又产生气旋性涡度，地面气旋加深发展。
●高空槽后有负涡度平流，反气旋性涡度增加，在地转偏向力作用下产生辐合，从而使地面加压，又在气压梯度力作用下，在正变压区出现辐散。高层辐合、低层辐散，必有下沉运动。高层等压面升高（正变高），使气压场与流场适应；辐散又产生反气旋性涡度，地面反气旋加深发展。

6、动力因子和热力因子
动力因子（涡度因子）－－相对涡度平流
主要是高空槽前的正涡度平流促使了地面气旋的发展。也可以说，是上下层涡度平流的差异(地面低压中心涡度平流很弱)促使了地面气旋的发展。我们称它为气压变化的动力因子，也称涡度因子。
槽前脊后的正涡度平流和槽后脊前的负涡度平流使得高空槽脊向前移动，地面气旋、反气旋加强发展。
热力因子——温度平流
地面气旋后部，反气旋前部为冷平流加压；气旋前部，反气旋后部为暖平流减压，分别使气旋和反气旋向前移动。在高空相反，冷平流使槽加深，暖平流使脊加强。

7、温带气旋的发展阶段和温压场
波动阶段：温度场落后于高度场，地面气旋位于高空槽前；但高空未出现闭合等高线。温度平流零线穿过气旋中心，气旋前部为暖平流，后部为冷平流。
成熟阶段：高空槽加深并已出现闭合中心，温度场仍落后于高度场，但两者比前一阶段接近。
锢囚阶段：高空槽出现闭合中心，温度场仍落后于高度场，但低中心和冷中心更加接近。地面气旋发展到最强阶段，开始锢囚。
消亡阶段：高空温压场近于重合，成为一个深厚的冷低压。地面气旋也变成一冷低压，锋面移到气旋的外围。

8、气旋再生、气旋族、热低压和爆发性气旋的含义
气旋再生：趋于消亡或已经消亡的气旋在一定的条件下又重新发展起来的过程。
有三类——副冷锋加入后再生、气旋入海后加强、两个锢囚气旋合并加强。
气旋族：在同一条锋系上出现的气旋序列
热低压：一种无锋面气旋，由于近地面加热，一般只出现在近地面层（700hPa以下），3－4km就不明显的暖性低压系统，浅薄而少移动。通常可分为地方性热低压和锋前热低压。
爆发性气旋：温带气旋移出陆地后常突然猛烈加强，中心气压24h下降大于24hPa。

9、北方气旋、南方气旋
南方气旋（25º-35ºN）：江淮气旋和东海气旋
北方气旋（45º-55ºN）：蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋

10、倒槽锋生型气旋
江淮气旋：静止锋上波动、倒槽锋生
倒槽锋生型：地面变性高压东移入海后，由于高空南支锋区上西南气流将暖空气向北输送，地面减压形成倒槽并东伸。这时在北支锋区上有一小槽从西北移来，在地面上配合有一条冷锋和锋后冷高压。
典型气旋和倒槽锋生气旋有何不同：
（1）典型气旋：
发生在冷高压的南部；东、西风的切变明显；形成开始就存在有明显的锋面，高空有扰动
（2）倒槽锋生气旋：
发生在倒槽中；具有西南风和东南风的切变。形成之初无明显锋区，以后由于锋生，锋区才开始明显起来，但高空有比较明显的槽。

Char4 大气环流
1、大气环流：一般来说，指大气具有全球范围的大尺度大气运行的基本状况，其水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10km以上，时间尺度在1~2天以上。

2、平均纬向风分量的经向分布
夏季（7月份）（1） 低纬：低层小范围的西风；其他部分为东风；最大风速中心在平流层；东风带在下部各占南北约30⁰
（2） 中高纬：对流层中夏季西风较弱(与冬季比较而言）；北半球最大风速中心在（200hPa；40⁰N）
(3) 北半球平流层为环极地的东风。
冬季（1月份）（1） 铅直向上东风带迅速变窄
（2）中高纬度对流层中西风较强（北半球尤其明显）；最大风速中心在（200hPa；30⁰N）
（3）北半球极区冬季从对流层到平流层均为西风

3、平均经向风分量的经向分布
夏季（1） 13⁰N-40⁰N低层盛行1m/s以下的北风分量
（2）高空为较弱的南风
（3）近赤道地区；低层南风达2.5m/s；高空为小于2m/s的北风
冬季（1） 30°N以南对流层低层为较强的北风，最大3.5m/s ，其上空（200-300hPa）同时有明显的南风分量，最大风速2.5m/s ，中部风较弱（平直西风）。
（2） 40°N以北低层平均为南风，高层则平均为北风，风速均不足1m/s。

半永久性大气活动中心：冰岛低压，阿留申低压，太平洋副高（夏威夷高压），大西洋副热带高压（亚速尔高压），格陵兰高压

6、控制大气环流的基本因子：太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀性、地面摩擦。
海陆分布的影响：白天吹海风，晚上吹陆风。形成季风，夏季吹海风，冬季吹陆风。
地形影响：迫使气流绕行、爬坡，使气流速度发生变化。如青藏高原，西风绕流作用形成北脊南槽。气流在引发坡有利于反气旋性涡度加强，而在背风坡有利于气旋性涡度加强。冬季东亚大槽是海陆热力差异和西藏高原地形动力作用的产物。

7、三圈环流

0-30°S/N 哈德莱环流圈 低层东北东南信风，高层西风
30-60°S/N 费雷尔环流圈 低层西风，高层带状西风
60-90°S/N 极地环流圈 低层东风，高层西风

8、极锋与副热带锋有何不同？
极锋定义：来自极地和高纬的低层东北气流，一般比较干冷，与来自低纬的暖湿西南气流相遇形成的锋区。
副热带锋区：在对流层中上部哈德莱环流中，来自赤道的暖湿气流与间接环流高空的较干冷北风气流之间形成的锋区。

9、极涡：在60ºN（S）-90ºN(S)范围内绕极地逆时针旋转的大气环流。极涡是活动于极地附近的冷性涡旋。

10、极地近地面温度分布特点
（1）垂直方向：冰雪面上强烈辐射，存在厚度为2km的明显逆温层；夏季逆温减弱
（2）地面温度年变化显著：冬季-30ºC 以下；夏季0ºC左右
（3) 极地地区大气层结稳定

11、沃克环流：纬圈环流最主要的结构是在印度尼西亚和西太平洋暖洋面上的上升运动及其东西两侧的下沉运动。

12、急流
含义：一股强而窄的气流带，主要集中在对流层的上部或平流层中，急流中心最大风速≥30m/s.具有强大的水平风速切变和垂直风速切变（水平：5m/s/100km, 垂直：5－10m/s/km）
低空急流：600百帕以下出现的强而窄的气流带。与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天气有密切关系。
种类：极锋急流、副热带西风急流和热带东风急流
基本特点：急流轴的左侧风速具有气旋性切变，右侧具有反气旋性切变，左侧相对涡度为正，右侧为负，涡度梯度在轴附近最大。急流轴左侧有偏差风辐合，右侧辐散。

13、季风和信风
季风：由于大陆与海洋温差的季节性变化造成气压场季节性变化，与气压场相联系的风场也发生根本变化，这种大规模的季节性转换成为季风。
信风：由于太阳辐射和地球自转形成的比较稳定的风系，赤道两侧分别有东北信风和东南信风。
东亚季风的特点：
对流层底部：冬季盛行偏北风、偏西风，夏季偏南、偏东风；冬季干冷，夏季湿热，雨量集中在夏季。
对流层中部：槽脊位置冬夏季相反。高空冬季为西北风气流；夏季30ºN 以北为西风，30ºN 以南为偏东风。

13、青藏高原地形对东亚天气和环流的影响
绕流分支在高原北部形成地形脊，南部形成地形槽；气流上、下山对高空槽脊的强度有影响（位涡守恒）
冬季南支急流强（高原冷源），孟加拉湾地形槽前的暖平流水汽输送是我国冬季的主要通道；
夏季北支西风急流强（高原热源），高原对大气的摩擦作用，风速南小北大，反气旋切变，高原北侧形成反气旋小高压，并东移，其东侧的北风与副高脊上的南风形成切变线，影响夏季降水。

Char5 天气形势及天气要素预报
1、外推法
根据最近一段时间内天气系统的移动速度和强度变化规律，顺时外延，预报出系统未来的移动速度和强度变化。分为等速外推和加速外推。
等速外推：只需根据当时及过去某一时间的两张图即可进行
加速外推：用曲线外推法需要3张图

2、天气系统的运动学预报法（变压法）
在运动系统上，选取一些特定点或特定线，使得在这些点或线上某要素在运动坐标系中的局地变化为零。
（1）槽（脊）线的移动规则：
1.槽线沿变压（变高）梯度方向移动，脊线沿变压（变高）升度方向移动；
2.槽线（脊线）的移速与变压（变高）梯度（升度）成正比，与槽线（脊线）强度成反比。即在变压（变高）梯度相同的情况下，强槽（脊）比弱槽（脊）移动得慢。
（2）气旋和反气旋中心的移动规则：
1.正圆形的低压(高压)沿变压梯度(升度)方向移动，移动速度与变压梯度(升度)成正比，与系统中心强度成反比。
2.椭圆形高压(低压)的移动方向介于变压升度(梯度)与长轴的之间；长轴愈长，愈接近于长轴。移动速度与变压升度(梯度)成正比，与系统中心强度成反比。
（3）槽脊强度预报
当气旋中心或槽上出现负变压(正变压)时，气旋或槽将加深(填塞)。当反气旋中心或脊上出现正变压(负变压)时，反气旋或脊将加强(减弱)。

3、高空天气形势预报
平均层涡度方程：
（1）考虑了热成风的存在，是由大气的斜压性产生的，这里假设各层等温线平行，实际并非真正平行，只是一个近似方程
（2）大气顶层ω0 =0，若不考虑地形和摩擦作用，则地面平坦，地面垂直速度ωP≈0，弱考虑摩擦作用，则平均层上的涡度要发生变化
（3）从实际理论分析，平均层接近600hpa，又因实际只分析500hpa，因此用500hpa近似
（4）500hpa上天气系统发展以涡度平流为主，但热成风平流仍然重要

4、相对涡度平流定性判断
（1）对称性的槽（脊）没有发展，疏散槽（脊）是加深（加强）的，汇合槽（脊）是填塞（减弱）的。
（2）槽（脊）前疏散，槽（脊）后汇合，则移动迅速；槽（脊）前汇合，槽（脊）后疏散，则移动缓慢。冷舌落后与高度槽，槽中有正热成风涡度平流，槽将发展。当高度槽（脊）落后于冷舌，槽（脊）减弱。

5、地面天气形势预报
引导气流：地面系统中心的移动沿着平均层气流（地转风）的方向移动，称此气流为引导气流。
地形和摩擦的影响：当山的坡度越大、水平风越大，且风向与山的走向越垂直时，垂直运动越强。
青藏高原对槽脊移动的影响：
A槽前气流爬坡，气旋性涡度减弱，正变高，抵消槽前正相对涡度平流造成的负变高，变高梯度减小——减速
B槽后爬坡——正变高（槽前已在高原上）变高梯度加大——加速
C移速不受地形影响
D槽前下坡（槽后还在高原上），气旋性涡度增加，负变高，与槽前相对涡度平流引起的负变高叠加，变高梯度增加——加速
E 槽后下坡，出现负变高，抵消槽后负相对涡度平流引起的正变高，变高梯度减小——减速