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风带的波状流型表现为和纬圈相平行的环流状态。 经向环流：西风带的波状流型表现为具有较大的南北向气流，甚至出现大型 的闭合暖高压和冷低压。 2．西风带环流变化的主要特征就是经向环流与纬向环流的维持及其间的转换。 3．西风指数 I：罗斯贝提出，把 35°～55°N 之间的平均地转风定义为西风指 数，实际工作中就把两个纬度带间的平均位势高度差作为西风指数。高指数 表示西风强大，与纬向环流对应；低指数表示西风弱，与经向环流对应。 4．（西风）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。 5．西风带波动按其波长可分为三类：超长波、长波（行星波、罗斯贝波） 、短波。 6．长波的热力结构特征是暖性脊冷性槽。一般来说，在 200 百帕、300 百帕等 压面上辨别长波最方便，计算长波速度则以采用 600 百帕等压面为较好。 7．长波波速公式或槽线方程、罗斯贝波速公式： C ? u ? ? ( 8．长波调整 （1） 长波调整应包括两个方面的内容：一是长波位置变化，另一个是长波波数 变化。 （2） 一般把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。 L 2 ) 2? 10 （3） 长波调整与长波稳定是相互对立的概念。 （4） 长波调整过程有：长波槽脊新生、阻塞形势的建立与崩溃、横槽转向、切 断低压形成与消失等。 9．上下游效应 （1） 大范围上、下游系统环流变化的联系称为上下游效应。 （2） 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，反之称为下游效应。 （3） 对我国而言，在西风带中的上游是乌拉尔山地区，欧洲北大西洋和北美 东岸三个关键地区，下游是北太平洋。 （4） 波束随波长而变的波称为频散波。 10． 阻塞高压与切断低压 （1）阻塞形势：常把阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。阻塞形 势的基本特征是有阻塞高压存在并且形势稳定。 （2）阻塞高压： 1）在西风带中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。 阻塞高压具备以下三个条件：①中高纬度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暖高压至少维持三天以上；③ 在阻塞高压区域内， 西风急流主流显著减弱， 同时急流自高压西侧分为南北两支， 绕过高压后再会合起来，其分支点与会合点的范围一般大于 40～50 个经度。 2）阻高的后退有两种情况，一是连续后退，一是不连续后退。 3） （3） 切断低压： 1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，在槽不断向南加深时，高空冷槽与 北方冷空气的联系被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中 心，叫做切断低压。 2）切断低压的形成过程有两种情况，一种与阻高相伴出现，另一种是西风槽切 断，不伴有阻塞高压。 3）切断低压的消失过程有两种，一是由于本身的摩擦作用，在向西南移动过程 11 中逐渐消失，另一种是当北方有新的冷空气南下，促使它很快向东南移动，冷堆 中空气迅速下沉， 水平辐散而气柱下沉增温很快，气旋性涡度减弱而使切断低压 消失。 §4.6 急流 1． 急流 （1） 急流是指一股强而窄的气流带， 急流中心最大风速在对流层的上部必须大 于或等于 30 米/秒，它的风速水平切变量为每 100 公里 5 米/秒，垂直切 变量级为每公里 5～10 米/秒。 （2） 把 600 百帕以下出现的强而窄的气流称为低空急流。 （3） 急流轴的左侧具有气旋性切变，右侧风速具有反气旋性切变，如果流线曲 率很小，那么急流轴的左侧相对涡度为正，右侧相对涡度为负。 （4） 三种急流：极锋急流、副热带西风急流、热带东风急流 第五章 天气形势及天气要素的预报 1. 在天气系统的外推预报法中，推法分为两种情况：等速外推（支线外推）和 加速外推（曲线外推） 。 2. 空气质点的个别变化在运动坐标系中可展开为： d ? ? ? (V ? C ) ? ? ，其中 dt ?t 等号右边第一项为运动坐标系中的局地变化，第二项为运动坐标系中的平流 变化。 3. 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。 4. 槽线的移动速度与变压（变高）梯度（升度）成正比，与槽（脊）的强度成 反比，即在变压（变高）梯度（升度）相同的情况下，强槽（脊）比弱槽（脊） 移动的慢。 5. 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。 6. 椭圆形高压（低压）的移动方向介于变压升度（梯度）与长轴之间；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 12 成反比。 7. 槽（脊）线上的气压局地变化，即可表示槽（脊）强度的变化。因此，从原 则上讲：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） 。 8. 用运动学方法预报天气时应注意的地方： a) 运动学方法不能预报系统的转折性变化； b) 在使用 3 小时变压进行预报时，注意必须消除日变化影响； c) 在预报中，没有考虑加速度的影响，一般应考虑加深的槽（加强的脊） 移动时减速的，填塞的槽（减弱的脊）移动是加速的； d) 如果可以求得天气图上的瞬间气压变化，可以估计系统未来的发生、发 展和移动。 9. 平均层上的涡度局地变化是由该层涡度平流及热成风涡度平流（简称热成风 涡度平流）所决定的。 10. 涡度平流和热成风涡度平流是天气系统发生、发展的主要因子。 11. 地转涡度平流的作用： a) 对于偏南北向的槽（脊） ，地转涡度平流有使其向西移动的作用。 b) 对于偏东西向的槽（脊） ，地转涡度平流对槽脊的移动无明显作用。 c) 当槽（脊）线上为偏北气流时，有正的地转涡度平流，对涡度局地变化 有正的贡献， 因而使槽加深 （脊减弱） 反之， ； 在槽脊线上为偏南气流时， 槽将减弱（脊加强） 。 12. 相对涡度平流在自然坐标系中的表述如下： A? ? ? (9.8) 2 ? 2 H ?H ?K s ? ? 2 H ( ? ? ) ，其中： f 2 ?s?n ?n ?s ?s ?n 2 a) 第一项为疏密项。 b) 第二项为散合项。 c) 第三项为曲率项。 13. 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。 13 14. 槽（脊）前疏散，槽（脊）后汇合，则槽（脊）移动迅速；槽（脊）前汇合， 槽（脊）后疏散，则槽（脊）移动缓慢。 15. 如果考虑热成风涡度平流，则因冷舌落后于高度槽，在槽中有正热成风涡度 平流，槽将发展。脊中将有负热成风涡度平流，脊将增强。反之，当高度槽 （脊）落后于冷舌时，槽（脊）将减弱。 16. 地面形势预报方程： ?H 0 ? H R P0 1 dQ ? ? ln ? [?V ? ?T ? (?d ? ?)? ? ?t ?t 9.8 P c p dt a) 第一项为平均层的高度变化项，包括涡度平流和热成风涡度平流。 b) 第二项为平均冷暖平流（厚度平流）项。 c) 第三项是垂直运动产生的温度绝热变化项。 d) 第四项是非绝热变化项。 17. 在山前由于地形强迫抬升有上升运动，但上升运动愈至高空愈小，而到大气 层顶为零。结果在山前垂直方向上气柱被压缩，但大气近似不可压缩的，因 而造成水平方向空气辐散，从而又引起气旋性涡度的减弱。而在山后，由于 下沉运动向上减小，引起垂直方向上气柱被拉长，造成水平方向空气辐合， 从而又引起气旋性涡度加强。 18. 摩擦作用总是使系统强度减弱。 19. 锋面移动速度取决于方面两侧风速垂直于方面的分量大小及方向，在锋面前 后风向相同时，如垂直分两愈大，则锋面移速愈快，反之，愈慢。 20. 实际工作中，分析判断锋面的移动情况时，常用下面几种方法：外推法，变 压法和引导气流法。 21. 当冷锋前的气压场变化不大时，锋后的冷高压越强，锋面移动越快，反之越 慢。 22. 当冷锋前卫均压区或低压带时，锋面一般移动都较快；当冷锋移近强的暖性 高压，而此高压没有减弱的趋势时，则锋面移速减慢，甚至呈准静止状态。 23. 锋面气旋中心附近风速较大，故靠近中心的那段锋面移动较快，远离中心的 那段移动较慢。 24. 位于地面椭圆形冷高压长轴伸展方向上的那段冷锋移动较快。 25. 经验预报法主要有：相似形势法，天气学模式法，统计资料法，预报指标法， 14 周围系统法，以及 24 小时变压、变高、变温的应用。 26. 涡旋云系外围具有辐散高云带时， 预示对应的低云、 涡旋系统要发展或生成。 涡旋云系中有向低涡中心辐合的积云线时，也预示对应的低压、低涡要发展 或生成。 27. 在锋面云带上，如果有一段变宽，并向冷空气一侧凸起，亮度变白，则在此 处将有锋面气旋生成。如果在贴近锋面云带的前方，同时出现一大片从南向 北延伸的中高云区，表示这个气旋波正在发展中。 28. 南北两支气流中的云系合并，则天气系统发展。 29. 高低空系统叠加，则系统加强。 30. 在气旋锢囚前，高空冷涡的东北方有明亮的卷云出现时，一般系统都有较强 烈的发展。但如果在气旋锢囚后还有发散的卷云出
现时，此系统不一定有发 展。 31. 天气是指某个时刻或某个时间范围内的大气状态。 32. 一般来说，有三种大气模式。即：通过流体动力学和热力学处理，给出定量 关系的数值模式；通过经验规则的处理，给出定性关系的天气学模式；通过 概率统计学处理，给出在统计意义上的定量关系的统计模式。 33. 一般将平均风速达到 6 级（10.8-13.8 米/秒）以上的风，成为大风。 34. 预报冷锋后偏北大风是，主要应分析锋后的冷空气活动。具体从以下几个方 面进行： a) 利用高空图分析冷平流的分布和强度； b) 利用地面图分析三小时边压得分布和强度。 35. 低压大风即低压发展加深时一般在低压周围气压梯度最大地区出现的大风。 在我国经常出现大风的低压系统有东北低压、江淮气旋、东海气旋等。 36. 大风的预报方法主要有： a) 从形势预报入手的方法； b) 天气模式与统计物理量相结合的预报方法。 37. 根据天气分析预报实践的总结，我国常见的大风有冷锋后偏北大风，高压后 部偏南大风，低压大风，以及台风大风和雷雨冰雹大风等。 38. 动力统计预报方法，包括完全预报方法（PP 法）和模式输出统计方法（MOS 15 法）两种。 39. 一般的专家系统通常由以下五个部分构成：知识库，数据库，推理机，解释 部分，知识获取部分。 第六章 寒潮天气过程第一节 1、寒潮天气过程是一种大规模的冷空气活动过程。寒潮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。 2、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。 过程降温是指冷空气影响过程的始末，日平均气温的最高值与及最低 值之差。 而温度负距平是指冷空气影响过程中最低日平均气温与该日所在旬的多 年旬平均气温之差。 3、过程降温(℃) 温度负距平绝对值(℃) 冷空气强度等级 ≥10 ≥5 寒潮 8—9 4 强冷空气 5—7 ≤3 一般冷空气 4、寒潮出现的时间，最早开始于 9 月下旬，结束最晚是第 2 年 5 月。春季的 3 月和秋天 10—11 月是寒潮和强冷空气活动最频繁的季节，也是寒潮和强冷空气 对生产活动可能造成危害最重的时期。 5、影响我国的冷空气的源地：第一个是在新地岛以西的洋面上，冷空气经巴伦 支海、苏联欧洲地区进入我国。它出现的次数最多，达到寒潮强度也最多。第二 个是在新地岛以东的洋面上，冷空气大多数经喀拉海、太梅尔半岛、苏联地区进 入我国。它的出现次数虽少，但是气温低，可达到寒潮强度。第三个是在冰岛以 南的洋而上，冷空气经苏联欧洲南部或地中海、黑海、里海进入我国。它出现的 次数较多，但是温度不很低，一般达不到寒潮强度。 6、 西伯利亚中部(70。—90。E， 43。—65。N)地区称为寒潮关键区。冷空气从关键 区入侵我国有四条路径：①西北路(中路)②西路③东路④东路加西路。 第二节 1、极涡的移动路径主要有三种类型：①经向性运动 ②纬向性移动 ③转游性运 动。 2、根据极涡中心的分布特点，按 100 百帕的环流分为四种类型：①绕极型，② 偏心型， ③偶极型， ④多极型。 这四种极涡型在冬半年各月分布的频率并不相同， 绕极型在 10 月份占绝对优势，频率占 50％，11—12 月偶极型频率占 40—50％， 到 1—2 月偶极型频率接近 60％，其平均持续也最久可达 11.8 天。 3、 中央气象局科学研究所普查了 1962—1971 年的历史天气图，发现所有中等以 上强度的大范围持续低温都是出现在北半球对流层中、上部。 4、极地高压的定义为：①500 百帕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；②暖性高压主体在 70。N 以北；④高压维持在 3 天以上。 16 5、极地高压是一个深厚的暖性高压，由于极高形成，使极圈的温度场变成南冷 北暖。 6、寒潮地面高压大多数属于热力不对称的系统，高压的前部有强冷乎流；后部 则为暖平流，中心区温度平流趋近于零，它是热力和动力共同作用形成的。 7、冷锋的移动方向与寒潮地面高压的路径有密切关系，与锋前的气压系统和地 形也有关； 与引导冷空气南下寒潮冷锋后的垂直于锋的高空气流分量有关，这种 气流常称为引导气流。引导气流的经向度又取决于与冷空气活动有关的高空槽 （常称为引导槽）和该槽后的脊。引导槽后的脊也发展，引导槽加深，锋后气流 经向度加大，有利于寒潮冷锋南下。 第三节 1、 根据 80 年代我国的研究认为寒潮中期过程有三大类，其中主要的一类是倒 ? 流型，
另一类是极涡偏心型，还有一类是大型槽脊东移型。绍 10 年统计，全国 性寒潮 70—80％属于倒 ? 流型，这种流型的演变特点可分为三个阶段：①初始 阶段②酝酿阶段③爆发阶段。 2、整个寒潮中期天气过程：由两个大洋暖高压脊发展—寒潮爆发—东亚大槽重 建，一般周期 2—3 周。 3、东亚倒 ? 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。预报员常把乌拉尔山的高压脊作为预 报寒潮和强冷空气的关健系统。 追溯它的发展过程可分为以下三种类型：①补充 型②叠加型③结合型。 4、寒潮中期预报的关键系统应是两个大洋上的暖性高压脊。 5、根据多年的实践和研究，目前，比较普遍把我国的寒潮的中短期的天气形势 归纳为三个大类型，即小槽发展型、横槽型和低槽东移型。 6、小槽发展型实质是通过不稳定的小槽小脊发展，把从大西洋到东西伯利亚的 大倒 ? 流型， 演变为东亚倒 ? 流型的过程， 这个过程约 5—6 天。 从预报角度看， 当大 ? 流型出现之后，要注意分析小脊小槽的温压场结构是否能获发展，有时 小脊的发展比小槽更显著， 所以也有预报员把这种演变过程称为里海中亚长脊— 脊前不稳定小槽发展。该类寒潮的强冷空气取西北—东南路径侵袭我国。 7、 东亚倒 ? 流型建立时， 极涡向西伸出一个东—西走向槽， 槽前后是偏北风(340。 。 。—— 。 —20 )与偏西风(300 250 )的切变。 冷空气向南爆发的过程主要有以下三种不 同情况：①横槽转竖②低层变形场作用③横槽旋转南下。 8、横槽转竖前常有以下几点特征： ①温压场结构方面 如果横槽的温压场配置使槽线或槽后有冷平流或无乎流， 则 横槽稳定。如果冷舌或冷中心超前于横槽(注意有时可能在 500 百帕上表现不明 显，而在 700 百帕或 860 百帕上更要清楚些)，负变高也移到槽前，横槽后面转 为暖平流并有明显正变高，变高梯度指向东南或南，则横槽转竖或南压。 ②风场转变方面 如横槽后面的东北风逆转为北风或西北风，横槽将转竖，偏西 北风愈大对横槽转竖或南压愈有利。 ③阻塞高压是否崩溃或不连续后退方面 如阻塞高压崩溃则横槽转竖或南压； 在 阻塞高压不连续后退的过程之中，横槽也会转竖或南压。 ④长波调整方面 如上下游的长波调整可使横糟转竖或南压。 9、各类寒潮天气过程的不同点 ⑴冷空气源地不同：有的来白欧亚大陆北面的寒冷海样(白海、巴伦支海、喀拉 海、新西伯利亚海)；有的来自欧亚太陆。 17 ⑵路径不同：冷空气从国外移到我国来时，路径可分为四条①西北路径，冷空气 自新地岛以西的白海、巴伦支海经西部西伯利亚、蒙古进入我国；②北方路径， 冷空气自新地岛以东喀拉海或新西伯利亚海进入亚洲北部， 自北向南经蒙古进入 。 我国；⑥西方路径，冷空气在 50 N 以南欧亚太陆自西而东经我国新疆、蒙古影 响我国东部； ④东北路径， 冷空气自鄂霍次克海或西伯利亚东部向西南影响我国 东北。以上前三条路径较常见，而最后一条路径次数较少，强度一般也不大。 ⑶冷高压南下形式不同： ①完整的冷高压有规律地向东移动来。⑨冷高压分裂南 下。冬半年冷高压经常是以其母体中心留在蒙古，而从中分裂出一个高压南下， 再东移入海。 ⑧冷高压补充南下。 有时从高压母体中分裂南下了一个高压中心后， 不久还可从高压母体中再分裂出一个高压中心南下，高压前有明显的副冷锋，后 一个分裂南下的冷高压就称为补充南下的冷高压。④冷空气扩散南下。冷空气逐 渐向南扩展南下，因它与前面冷空气的性质差异不大，故无明显副冷锋。当冷空 气活动不强时很容易出现这种情况。 (4)促使寒潮爆发的流场不同：小槽发展型的寒潮爆发时的流场，多数是在乌拉 尔山地区有反气旋或高压脊发展，脊前有一不稳定小槽不断地发展东移，最后变 为东亚大槽，槽后西北气流引导寒潮爆发。 “横槽转竖型”主要是乌拉尔山附 近的阻塞高压崩溃或不连续后退过程中，横槽转竖，引导寒潮爆发。 “低槽东 移型”是由于暖脊东移至中亚发展，而冷槽过了阿尔泰山、萨彦岭仍加深东移， 引导冷空气侵入我国。 以上三种类型寒潮天气过程都与北半球长波调整，东亚大 槽破坏重建联系在一起的。 “变形场锋生型”与“低槽旋转型”则是在欧亚大陆 环流形势维持稳定少变的前提下，前者是借一个个小槽快速东移使锋区缓慢南 下， 导致冷空气向南爆发低空变形场锋生又使冷空气加速南下。旋转的低槽与南 支槽同位相地叠加，引起我国上空