§1.空氣的水平運動（Horizontalmotionofair）§2.大氣的垂直運動（Verticalmotionofair）§3.大氣穩定度（Atmosphericstability）§4.大氣環流（GeneralCirculation）§5.季風（Monsoons）§6.局地環流（Localcirculation）§7.地方性風（Localwind）大氣的運動作用在空氣微團上的力1.重力(gravity)；大小為g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。2.水平氣壓梯度力(pressuregradientforce):由于作用在單位質量空氣上的壓力在水平方向上分布不均勻，引起氣壓梯度力。大小為：；方向：垂直等壓線從高壓指向低壓。(1)Gn與ρ成反比，Gn與氣壓梯度成正比。(2)ρ一定時，大，等壓線密集，Gn大。(3)一定時，ρ大，空氣濃密，Gn小。(4)若=0,兩地沒有氣壓差Gn=0無風。Gn是使空氣產生水平運動的原動力。作用在空氣微團上的力3.水平地轉偏向力(deflectionforceofearthrotation)

由于地球自轉,作用在運動物體上產生使運動物體發生偏轉的力，稱地轉偏向力，又稱可科利奧里力(Coriolisforce)或科氏力。大小為：A=2ωVsinφω=7.292×10-5/sω:地轉角速度V:風速φ:緯度方向：北半球，恒垂直于物體運動方向的右側90度，南半球相反.討論：(1)A是物體相對于地球運動才產生的，靜止物體不受其作用。(2)地轉偏向力是虛擬力，只改變物體的運動方向，不改變速度。(3)在北半球A恒垂直于物體運動的右方，南半球相反。(4)A與sinφ成正比，兩極最大，赤道上為零。作用在空氣微團上的力4.慣性離心力

指物體在作曲線運動時產生的一種虛擬力。大小：與向心力相等方向：與向心力相反。表示：r為曲率半徑5.摩擦力運動物體受下墊面摩擦作用所產生的力。表示式：R=-kV方向與運動物體相反。

綜上所述，根據牛頓第二定律，

（地轉風風速公式）（1）Vg與水平氣壓梯度成正比，即等壓線密集，Vg大。（2）Vg與空氣密度成反比，氣壓梯度一定時，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg與緯度的正弦成反比，低緯Vg大于高緯Vg。（4）赤道及其附近不遵守地轉風原則。地轉風

當水平氣壓梯度力和水平地轉偏向力達到平衡時，空氣沿等壓線（等壓面）作無磨擦的直線運動，稱地轉風。即：

風壓定律(Buysballot’slaw)在北半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左。在南半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在左，低壓在右。它明確地揭示了氣壓場與風場之間的關系。風壓定律(Buysballot’slaw)在北半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左。在南半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在左，低壓在右。它明確地揭示了氣壓場與風場之間的關系。梯度風定義:在自由大氣中，當水平氣壓梯度力、科氏力和慣性離心力達到平衡時，所產生的風。此時風沿等壓線無摩擦地作曲線運動。即:在自然（流線）坐標中，梯度風Vf≥0平衡方程:方程解:

低壓中的梯度風氣旋性環流Vf≥0根號前取正號才有意義。根號內＞f則：Vf＞0和Vf可以任意大。高壓中的梯度風反氣旋性環流Vf≥0當根號前也取正號才有意義。氣壓梯度和梯度風的大小受反氣旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），氣壓梯度愈小，梯度風也小。反之相反。關于梯度風的討論1.在氣旋中，G=A+C，只要氣壓梯度和梯度風按一定比例增大，三力的平衡總可建立。因此，氣旋中氣壓梯度和風速可以任意大。2.在反氣旋中，A=G+C，當氣壓梯度和梯度風按一定比例增大時，C比A增大的快，三力不能保持平衡。只有使氣壓梯度和梯度風減小，才能三力保持平衡。3.最大水平氣壓梯度和大風區常位于氣旋中心附近和高壓邊緣區域。4.在中高緯度高壓風速大，低緯風速小。梯度風與地轉風比較平衡方程利用地轉關系Vf2/r+fVf-fVg=0兩邊同除以fVf得：Vg/Vf=1+Vf/(fr)

對于氣旋，r＞0；則：Vg＞Vf＝Vc

對于反氣旋，r＜0；則：Vg＜Vf＝Va因此，在水平氣壓梯度和曲率半徑相同時，Va＞Vg＞Vc。實際上低壓中的風比高壓大，原因是低壓中G大，不受限制。摩擦中的風在地面天氣圖上，由于地面作用，實際風不沿等壓線吹，而與等壓線存在一個交角，并偏向低壓。此時的平衡為地面實際風比地轉風小，方向偏低壓一側。摩擦層中的風壓定律在北半球摩擦層中，風斜穿過等壓線吹，背風而立，高壓在右后方，低壓在左前方。在南半球高壓在左后方，低壓在右前方。北半球，高壓中風穿等壓線沿順時針方向向外輻散，低壓中風穿等壓線沿逆時針方向向中心輻合。地面高壓氣流地面低壓氣流

大氣的垂直運動1.對流:指熱力作用下的暖空氣上升冷空氣下沉。由垂直方向的運動方程，狀態方程和靜力關系可以證明，當氣塊溫度T’與周圍環境溫度T不同時，就發生垂直運動，即:T‘<T下沉運動T’=T無對流T'>T上升運動特點：水平范圍小（幾公里到幾十公里），持續時間短（幾十分鐘到幾小時），垂直速度大（1-30m/s）。通常造成雷雨大風，冰雹和陣性降水等不穩定天氣。大氣的垂直運動2.水平輻合輻散引起的垂直運動：低層輻散引起下沉運動，低層輻合引起上升運動。特點：水平范圍大，垂直運動小。3．鋒面上的垂直運動：指暖空氣沿鋒面坡度爬升產生上升運動。4．地形引起的垂直運動：當氣流遇到高大地形或山脈時，在迎風坡產生上升運動，在背風坡產生下沉運動。垂直運動中氣溫的絕熱變化1.熱力學第一定律：氣體作功或傳遞熱量都能改變系統的內能。空氣塊在垂直運動過程中可以看作是絕熱過程，即dQ≈02.干絕熱過程:干空氣或未飽和濕空氣作垂直升降運動時與周圍環境不發生熱量交換的變化過程，稱干絕熱過程。3.干絕熱直減率:在干絕熱直過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱干絕熱直減率。即：

因此,在干絕熱上升過程中,氣塊每升高100米溫度下降1度,每下降100米溫度升高1度。即垂直運動中氣溫的絕熱變化4.濕絕熱直減率:

在濕絕熱直過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱濕絕熱直減率。即：可以證明，γm＜γd，因為在濕絕熱過程中，水汽凝結釋放潛熱使冷卻作用變的緩慢。γm不是常數，而是隨氣壓和溫度變化,其中主要隨氣溫的降低而增大。通常取γm≈0.6℃/100m5.干絕熱線：在干絕熱過程中氣體狀態的變化曲線。濕絕熱線：在濕絕熱過程中氣體狀態的變化曲線。6.焚風：是一種干熱風，是干濕絕熱過程中，在迎風坡和背風坡作用的結果。0m1000m3000m大氣穩定度的概念

如圖小球處于三個不同位置，分別是穩定平衡，不穩定平衡和隨遇平衡。大氣穩定度:處于靜力平衡狀態的大氣層中，一些空氣塊受到動力因子和熱力因子的擾動，產生向上或向下的垂直運動。這種偏離其平衡位置的運動能否繼續發展成為對流運動，是由大氣層結，即溫度和濕度的垂直分布所決定的。大氣層結具有的這種影響對流運動的特性稱為大氣穩定度，又稱大氣靜力穩定度或大氣層結穩定度。穩定度判別的氣塊法通常采用“氣塊法”判斷靜力穩定度。當一氣塊受外力作用在垂直方向上產生擾動后，周圍大氣有使它返回起始位置的趨勢時，這種大氣層結是穩定的；反之，大氣有使它繼續遠離起始位置的趨勢時，這種大氣層結是不穩定的；若氣塊隨時與周圍大氣取得平衡時，這種大氣層結是中性的。影響穩定度變化的因子：輻射和溫度平流大氣穩定度判據干絕熱過程：γ＜γd

層結穩定γ=γd中性γ＞γd層結不穩定濕絕熱過程：γ＜γm層結穩定γ=γm中性γ＞

γm

層結不穩定干濕混合絕熱過程γ＞γd絕對不穩定γm＜γ＜γd條件不穩定γ＜γm絕對穩定大氣中的逆溫1．逆溫定義：在對流層中，某一時刻某氣層溫度隨高度上升或不變的狀態稱逆溫。逆溫所在的氣層稱逆溫層。2．逆溫對天氣的影響：逆溫存在好象一個蓋子，能有效地抑制對流的發展，阻擋水汽和塵埃等向上輸送。低層逆溫，易發生霧或低云天氣。3．逆溫的種類：（1）輻射逆溫：夜間輻射冷卻形成的逆溫。條件是陸地，晴朗和微風等；（2）平流逆溫：暖空氣流到冷的下墊面（陸面或水面）上形成的逆溫。無日變化；（3）下沉逆溫：高空空氣絕熱下沉增溫而形成的逆溫。多出現在高壓區，范圍廣，厚度大；（4）亂流逆溫：低層空氣的亂流混合作用形成的逆溫。多發生在摩擦層中部。（5）鋒面逆溫：冷暖氣團交界的過渡層內形成的逆溫。大氣環流（GeneralCirculation）大氣環流：一般是指具有全球性、大范圍的空氣運行現象，它的水平尺度在數千公里，垂直尺度在十公里以上，時間尺度大于24小時。大氣環流反映了大氣運動的基本狀態和基本特征，是各種不同尺度天氣系統活動的基礎和背景。同時也是氣候形成和演變的重要背景條件。通常認為影響大氣環流的主要因子有：太陽輻射、地球自轉、海陸分布不均勻等因素等影響。通過本章的學習，了解大氣環流的基本狀態和氣壓場、風場分布的基本特征。太陽輻射——單圈環流假設：地球是靜止的，下墊面性質均一。只考慮太陽輻射隨緯度的不均勻性，赤道低緯由于受熱垂直上升，極地高緯冷卻下沉，高層空氣由赤道流向極地，低層空氣由極地流向赤道，從而產生了一個簡單的一圈環流，稱單圈環流。地球自轉——三圈環流假設：下墊面性質均一。在太陽輻射隨緯度不均勻和地球自轉（地轉偏向力）二個因子的作用下，從赤道到極地形成三圈環流，即赤道環流（哈德萊環流）、極地環流和中間環流（費雷爾環流）。三圈環流和行星風帶氣壓帶和風帶的分布氣壓帶：赤道低壓帶，副熱帶高壓帶，副極地低壓帶和極地高壓。南北半球對稱。風帶：赤道無風帶，信風帶，副熱帶無風帶，西風帶和極地東風帶。南北半球對稱。風帶一.

赤道無風帶（Doldrums）平均位于南北緯10o范圍內，特征：對流旺盛、平流微弱、云量多、溫高、濕大、多雷雨、風微弱不定向，位置隨季節南北移動。風帶二．信風帶（TradesWindZone）位于副熱帶高壓帶與赤道低壓帶之間，平均位置在南北緯10--28o附近。北半球吹東北信風，南半球吹東南信風。特征：風向常年穩定少變，風力一般3—4級，天氣晴朗，大洋西部降水較多，位置隨季節南北移動。三.副熱帶無風帶（HorseLatitudes）位于信風帶和西風帶之間，平均位于南北緯30o附近。特征：內部多下沉氣流，天氣晴朗、少云、微風、陸上干燥、海上潮濕，位置隨季節南北移動。風帶四．盛行西風帶（Westerlies）位于副熱帶高壓帶與副極地低壓帶之間，在南北緯30--60o之間。大氣主要自西向東運動，北半球主要為SW風，南半球為NW風。特征：此區域氣旋活動頻繁，天氣十分復雜，常有大風和雷雨，風速較大，南半球在此范圍內，除南美尖端外幾乎沒有陸地，常年盛行強勁的西風，7級以上的大風頻率每月可達10天以上，故有“咆哮西風帶”之稱。位置隨季節南北移動。五．極地東風帶（PolarEasterlies）位于南北緯60--90o之間，北半球吹NE風，南半球吹SE風。

實際海平面平均氣壓場的基本特征冬季：北半球受四個大范圍的氣壓系統（又稱大氣活動中心）控制，它們是阿留申低壓，冰島低壓，蒙古高壓和北美高壓。蒙古高壓前部的偏北氣流就是亞洲穩定的冬季季風。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分別是三個高壓中心，在南非，澳大利亞和南美大陸上是熱低壓組成的低壓帶。夏季：北半球的大氣活動中心有印度低壓，北美低壓，太平洋副高和大西洋副高，同時冰島低壓和阿留申低壓明顯減弱，范圍大大縮小。南半球大陸上的高壓加強伸展，在副熱帶緯度上，高壓帶環繞全球。春秋兩季屬于過渡季節，北半球春季，原有的四個大氣活動中心減弱，副熱帶高壓開始增強。冬季（1月）平均水平氣壓場夏季（7月）平均水平氣壓場大氣活動中心永久性大氣活動中心：指常年存在的大范圍氣壓區。如赤道低壓帶、海上副熱帶高壓、南極高壓、冰島低壓、阿留申低壓和南半球副極地低壓帶。半永久性大氣活動中心：指大范圍的氣壓區隨季節改變。如蒙古高壓、北美高壓、印度低壓、北美低壓、澳大利亞高壓、南美高壓、非洲高壓、澳大利亞低壓、南美低壓和非洲低壓。影響我國天氣和氣候的大氣活動中心主要有：西伯利亞高壓、阿留申低壓、西太平洋副高、印度低壓。大氣活動中心的季節變化必然引起大氣環流的季節變化，而大氣活動中心的短期變化對大范圍的天氣造成重大影響，它們是制作天氣預報的背景條件。季風（Monsoons）季風定義：大范圍風向隨季節而有規律改變的盛行風。要求盛行風的方向改變120°，盛行風頻率占40％。季風的成因（FormationofMonsoons）：（1）海陸季風：由海陸之間熱力異差引起的風系，隨季節有極明顯的變化，稱海陸季風。（2）行星季風：由于行星風帶隨季節移動而引起的風系變化，典型代表是南亞季風。（3）青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的熱源作用和冬季的冷源作用對維持和加強南亞季風起了重要的作用。季風的分布季風主要分布在南亞、東亞、東南亞和赤道非洲四個區域。東亞季風成因:

主要是由于海陸間的熱力差異引起的。范圍：我國大部分地區，朝鮮半島和日本附近洋面。冬季風特征：蒙古高壓盤踞亞洲大陸，寒潮和冷空氣不斷爆發南下，高壓前緣的偏北風成為東亞的冬季風。我國大部、朝鮮半島和日本附近洋面吹西北風，東海南部、南海、臺灣海峽吹東北風，風力均在5-6級，最大8-9級。夏季風特征：陸地是印度低壓（亞洲低壓），海上是西太平洋副熱帶高壓。我國東部沿海、朝鮮、日本吹東南風；南海、臺灣海峽、菲律賓附近洋面吹西南風。風力一般3-4級。季風的天氣氣候特征：夏季風：高溫、潮濕、多陰雨，來臨慢；冬季風：來臨快、強度大、大風、干冷等。冬季風大于夏季風。南亞季風成因：主要是南半球東南信風帶北移引起的，也有海陸間的熱力差異和大地形（青藏高原）的作用。范圍：東非、西南亞、南亞、中印半島一帶，又稱印度季風。夏季風特征：由南半球東南信風越過赤道，在地轉偏向力的作用下，變為西南風，迭加上印度低壓南側的西南風。另外還有高原的阻擋作用，印度半島岬角作用，使西南風強勁。7-8月份風力達8-9級，9-10月份開始減弱。阿拉伯海的風大于孟加拉灣，尤其是索科特拉島南側的北印度洋，西南風特別大，是世界上最著名的狂風惡浪區之一。南亞季風冬季風特征：行星風帶南移，亞洲大陸高壓強大，其南部的東北風成為南亞的冬季風。北印度洋吹東北風，風力一般為3-4級，是航海的“黃金季節”。季風轉換時間：5月冬季風轉夏季風；10月夏季風轉冬季風。其他地區的季風北澳、印尼和伊里安的季風由于信風帶的移動引起。冬季（南半球）東南風，夏季西北風。西非的季風夏季西南季風，潮濕多雨；冬季東北季風，干燥少雨。北美與南美的季風冬季西北風，夏季西南風。地方性風—海陸風海陸風：在海岸附近，由于海陸間熱力差異的日變化引起的。白天：從海洋吹向陸地稱海風；夜間：從陸地吹向海洋稱陸風。主要出現在中低緯度，氣溫日較差較大，多在夏季晴朗天氣條件下。地方性風—山谷風山谷風：由于山峰山谷的溫度差異產生的局地環流。白天：從山谷吹向山頂稱谷風；夜間：從山頂吹向山谷稱山風。如巴山夜雨。在我國海陸風和山谷風均盛行的港口是連云港和秦皇島。地形動力作用繞流岬角效應地方性風—峽谷風峽谷風：當氣流從開闊地區吹進峽口時，形成的強風。如臺灣海峽、直布羅陀海峽等。“峽管效應”地方性風—布拉風（Bora）從山地或高原經過低矮溢道向下傾落寒冷而又干燥的風暴，稱布拉風。典型的布拉風出現在黑海的冬季，其破壞力很大，最大平均風速可達40m/s—60m/s，氣溫可迅速降低到-27℃，可造成嚴重的“船舶積冰”。類似現象在土耳其沿海和亞得利亞海均可出現。其它地方性風甚多。（見P67表）海洋上的霧(Fog)§1.霧與航海的關系§2.霧的種類、特征、成因和生消條件。§3.我國近海霧的分布§4.世界海洋霧區分布§5.海霧的簡易測算方法霧與航海的關系霧與風暴不同，風暴伴隨狂風、暴雨、巨浪呼嘯而來。霧則是靜悄悄地來，造成一場混亂后，又靜悄悄地離去，是航海的天敵。據世界海事組織統計，有60～70％的海事與霧有關系。霧不僅影響船舶的航行安全，還影響船舶天、地文的定位。霧中含有許多有毒物質。對人體十分有害。52年倫敦的大霧，造成4800多人死亡。1922年，英郵輪“埃及”號在法國沿岸霧中與法破冰船“西奈”號相撞，船上的近百名旅客和8000kg黃金,3萬公斤白銀一同沉入大海，故稱“吞金奪銀的霧”。霧在自然界中可以裝點山川，使其呈現千姿百態，在軍事上作隱蔽物等。霧的種類、特征、成因和生消條件

霧：由大量小水滴、小冰晶或兩者的混合體所組成懸浮在近地面氣層中，使水平能見度降低的天氣現象。輕霧：水平能見度在0.5～5海里。濃霧：水平能見度小于0.5海里。霧的形成與云的形成大致類似，但云在空中，霧貼近地面。按其成因霧可分如下幾種：平流霧(AdvectionFog)定義：暖濕空氣流經冷的下墊面，導致氣溫下降，水汽凝結所形成的霧。此霧多形成于冷暖海流交匯處的冷水面一側。特點：(1)濃度大，霧滴濃密，能見度惡劣；(2)水平范圍廣；(3)垂直厚度大；(4)持續時間長；(5)一天中任何時刻均可發生，大洋中無明顯的日變化；(6)隨風飄移。平流霧形成條件(1)冷的海面和適當的海氣溫差:(0～6℃)。2～3度最有利；(2)適宜的風場:（要求風力在2～4級，風向與海水等溫線垂直，如我國近海S-SE-E等)；(3)要有充沛的水汽：有源源不斷的水汽輸送，霧才能維持；(4)穩定的層結，低層逆溫:抑制對流發展；平流霧消散條件⑴風向突變，風力增加（但大洋上風力再大有時也不散）；⑵水溫下降，溫差拉大；⑶冷鋒過境；⑷層結不穩定。鋒面霧(Frontalfog)定義：鋒面上暖氣團中的較暖水滴落到冷空氣中，水滴蒸發所形成的霧。多見于錮囚鋒兩側和暖鋒前，在第一型冷鋒后也可出現。特點：范圍不大，濃度和厚度均小，隨鋒移動，持續時間短，日變化不明顯。蒸汽霧(Steamfog)定義：寒冷的空氣覆蓋在較暖的水面上，由水面蒸發而形成的霧。多見于水面溫度遠高于空氣溫度時，冬季較高緯度的早上多見。特點：范圍和濃度不大，厚度小，離水面幾米，有時遮不住大船桅桿，持續時間短。形成條件：大的水氣溫差，即水溫大于氣溫15℃，空氣層結穩定。北冰洋蒸汽霧最有名。在我國見于冬季渤海和黃海。蒸汽霧和鋒面霧統稱為蒸發霧。輻射霧(Radiationfog)

定義：由下墊面輻射冷卻，使低層氣溫降到露點或以下時所形成的霧。多見于陸地上，又稱陸地霧。特點：范圍、厚度均較小，四季均可發生，有明顯的日變化。夜間形成，清晨最濃，日出則散；可隨風飄到海上10海里。形成條件：晴夜，下墊面輻射強，水汽含量充沛，低層微風，層結穩定。多見于晴朗、微風、少云的冷高壓中心附近。（十霧九晴）我國近海的霧我國近海是北太平洋多霧區之一。主要以平流霧為主，鋒面霧和輻射霧次之。霧區分布：自渤海到北部灣基本呈帶狀分布。地理分布：南少北多，南窄北寬。季節變化：南早北晚，多從春到夏由南向北推進。我國近海三個相對多霧區(1)山東半島南部成山頭到石島一帶，年霧日超過80天，最多95天，曾發生連續霧日達27天，有“霧窟”之稱。(2)閩浙沿岸到長江口一帶，年霧日平均50～60天。(3)瓊州海峽到北部灣一帶，年霧日平均20～30天。在渤海和臺灣海峽東部霧較少，南海南部幾乎沒有霧。我國近海霧的成因成因：主要與我國沿海的兩支海流有關。(1)黑潮暖流：世界著名暖流之一。由北赤道流在菲律賓以東向北，到臺灣島東南轉向東北，分出一支稱臺灣暖流。在日本西南分出兩支，一支流向日本海，稱對馬暖流。一支流向黃海，繞過老鐵山到渤海，稱黃海暖流。我國近海霧的成因(2)沿岸冷流：

大陸江河入海徑流，包括遼南沿岸流、遼東沿岸流、渤海沿岸流、蘇北沿岸流和閩浙沿岸流等。夏季弱小僅在渤海灣，冬季強盛時達南海沿岸。世界海洋的霧霧區分布特點：春夏多，秋冬少；中高緯多于低緯；大洋西海岸多于東海岸；北大洋多于南大洋；大西洋多于太平洋。1.日本北海道東部至阿留申群島常年多霧:其成因主要是黑潮和親潮交匯的結果，出現頻率高達40％。夏季最多，是世界著名霧區之一。2.北美圣勞倫斯至紐芬蘭附近海面終年多霧:春夏最盛，平均每月超過10個霧日，最大頻率達40％。成因主要是墨西哥灣流與拉布拉多冷流交匯處，是世界最著名霧區。世界海洋的霧3.挪威、西歐沿岸與冰島之間海域常年多霧:夏季霧很頻，冬季多鋒面霧。成因主要是北大西洋暖流與冰島冷流交匯形成。夏季多平流霧，秋冬季多鋒面霧和蒸汽霧。這一霧區位于北美與西歐和北歐的主要航道上，來往船舶眾多，水流急且流向多變，船舶航行困難。據統計，此水域霧中撞船事故在世界上首屈一指。4.南半球的整個西風帶上終年有霧。夏季（7月）世界海洋霧分布冬季（1月）世界海洋霧分布世界海流分布船舶測算海霧的方法1.干濕球溫度表法：用干濕球溫差來判斷：當干球溫度高于濕球溫度，并且差值向增大的趨勢發展時，不會出現霧；差值愈來愈小，向成霧的趨勢發展，差值趨于零出現霧。實際上在海上，相對濕度達到80%時，就可能出現霧。船舶測算海霧的方法2.露點水溫圖解法：當水溫Tw高于露點溫度Td時，不可能出現霧；當Td-Tw≥2℃，且其它條件適當時，出現海霧的概率為80%。利用天氣形勢判斷霧在海霧多發區，應連續接收地面預報圖和表層水溫圖，分析是否存在成霧條件：適當的環流條件，充足的水汽來源和冷的海面條件。結合船舶單站觀測資料進行分析和測算。下圖是我國近海出現平流霧的四種典型天氣形勢：入海冷高壓西部氣旋東部副高西伸脊西部靜止鋒和冷鋒前部氣團與鋒(AirMassandFront)§1.氣團（AirMass）§2.鋒（Front）概述

天氣變化是十分復雜的，同一時刻不同地區天氣不同，同一地區不同時刻天氣也不同。這種天氣變化和天氣現象是由大氣的物理性質和大氣中的運動過程所決定的。而大氣的不同物理性質是大氣運動過程中同地理環境不斷作用下形成的。地球表面十分寬廣，地表性質十分復雜，在其上面運行著的空氣必然具有多種多樣的物理性質，正是由于這些性質不同，從而形成了各種不同性質的氣團，并引起各種不同的天氣現象。概述天氣現象的空間分布與天氣過程的隨時間變化很復雜。1920年前后挪威鋒面學派V.J皮葉克尼斯和伯杰龍等人以溫度場為主要特征提出了氣團和鋒的概念，并運用這些概念從千變萬化的天氣現象和天氣過程中總結出了許多天氣分析和預報規則。氣團

(AirMass)定義：在廣大空間里存在著水平方向上物理屬性（主要指溫度、濕度和穩定度等）相對比較均勻的大塊空氣,稱氣團。水平范圍:幾百到幾千公里不等。垂直范圍:可達幾公里到十幾公里。在同一氣團內，氣象要素(如溫度）的變化相對比較小。水平溫度梯度一般小于1-2℃/100km。氣團的形成條件(1)具備大范圍物理性質比較均勻的下墊面:如遼闊的海洋，浩瀚的沙漠，大面積冰雪覆蓋的極區等。(2)穩定的環流條件:使空氣能比較長時間的緩慢移動在溫、濕特性比較均勻的下墊面上，從而獲得與下墊面相同的物理屬性。氣團的變性

氣團變性：氣團原有物理屬性的改變，稱為氣團變性。氣團變性的快慢主要取決于以下因素：(1)源地性質與所經下墊面性質差異的大小。(2)離開源地時間的長短和路程遠近。(3)空氣運動狀態和季節。通常冷氣團變性快于暖氣團。陸上快于海上。氣團的分類

(地理分類)冰洋氣團(Arcticairmass)：65N以北的極區。Arcticcontinentalairmass:干冷、晴朗、穩定。Arcticmaritimeairmass：夏季從海洋獲得熱量和水汽。極地氣團(Polarairmass)：中高緯大陸和海洋(40～70N）。Polarcontinentalairmass：干冷、晴朗、氣層穩定；Polarmaritimeairmass：冷濕、多云、陰天；氣團的分類

(地理分類)熱帶氣團(Tropicalairmass)：熱帶大陸和海洋(10～40N）。Tropicalcontinentalairmass：炎熱、干燥，晴朗少云、氣層不穩定.Tropicalmaritimeairmass：熱、濕不穩定、晴朗。赤道氣團(Equatorialairmass)：熱濕、不穩定、多雷暴、陣性大風和陣性降水天氣。氣團的分類

(熱力分類)按氣團的熱力性質分類就是依據氣團的溫度和所經下墊面的溫度對比來劃分。冷氣團(ColdAirMass):移向暖的下墊面的氣團。具有不穩定的天氣特點。暖氣團(WarmAirMass):移向冷的下墊面的氣團。具有穩定的天氣特點。另外，兩氣團相遇時相對暖的稱暖氣團，冷的稱冷氣團。

冷、暖氣團的天氣特征

冷氣團溫度：使所經下墊面溫度降低，本身溫度升高。濕度：干燥穩定度：不穩定，變性快易對流云系：多積狀云降水：陣性能見度：低層好，高層差風：陣性大風，有明顯有日變化（上午弱，下午強）

暖氣團溫度：使所經下墊面溫度升高，本身溫度降低，與冷氣團相反。濕度：潮濕穩定度：穩定，變性慢不易對流云系：多層狀云降水：連續性降水，霧，毛毛雨能見度：低層差風：常定風，日變化不明顯影響我國的氣團冬季：我國大部分地區主要受變性極地大陸氣團的影響:來自西伯利亞和蒙古的冷空氣控制我國大部地區，一般多大風、降溫天氣。氣候特點是干燥、晴朗、低溫、多偏北風。如哈爾濱1月份平均最低氣溫-24.5℃，冰凍1米，地凍6尺。華南、西南等地受熱帶海洋氣團影響，潮濕多陰雨或霧。如四川雅安年降水量1800多mm，峨眉山年平均霧日322天，雨日260天左右。影響我國的氣團夏季：我國沿海主要受變性熱帶海洋氣團影響:氣候特點是炎熱、潮濕、多雷雨，如江淮“梅雨”。在閩浙、臺灣一帶降水量較大，基隆港年降水量平均214天，有“雨港”之稱。在我國西北主要受熱帶大陸氣團影響，干燥、炎熱、少雨，在它的控制下常出現嚴重的干旱和酷暑。如吐魯番，夏季,白天最高氣溫達49℃左右，夜間降到零度以下，日較差大。有些地方甚至幾年滴雨不下。云南、云貴高原南部受SW夏季風影響，形成了得天獨厚的獨特氣候。如聞名于世的西雙版納則是四季如春。影響我國的氣團春季：變性的極地大陸氣團和熱帶海洋氣團的勢力相當，互有進退，因此是鋒面和氣旋活動最頻繁的時期，天氣比較復雜。秋季：變性的極地大陸氣團開始活躍，變性熱帶氣團南退，我國出現最為宜人的秋高氣爽天氣春季降水豐富，秋季秋高氣爽。鋒（Front)

鋒的概念鋒：冷暖氣團之間的狹窄過渡帶稱為鋒，鋒具有一定寬度（地面30-40Km,高空達幾百公里），由于地轉偏向力的作用，鋒在空中呈傾斜狀態。鋒的寬度遠小于長度，可以把鋒看成幾何面，故稱鋒面。鋒區：鋒和某一等壓面相交的區域。鋒區中溫度水平梯度特別大，等溫線密集，并隨高度向冷區傾斜。實際上鋒就是兩個性質不同的氣團的過渡區。鋒線：鋒面與地面的交線稱鋒線。鋒面和鋒線統稱鋒。地面鋒與高空鋒區相對位置鋒面的空間狀態鋒面的主要特征1.鋒兩側的水平溫差大，鋒區內等溫線密集，水平溫度梯度特別大，10℃/100km。而鋒區內垂直溫度梯度特別小。2.鋒兩側的氣流有明顯的氣旋性切變，鋒附近的氣流是輻合的。3.鋒兩側的氣壓梯度不連續，等壓線在通過地面鋒線時有折角，且折角指向高壓一側。4.鋒面隨高度向冷氣團一側傾斜。鋒線兩側的氣流鋒面逆溫地面鋒與高空鋒區相對位置鋒的分類

暖鋒(warmfront）

在鋒面活動過程中，暖氣團勢力強，推動冷氣團后退，并迫使鋒面向冷氣團一側移動。冷鋒(Coldfront）

在鋒面活動過程中，冷氣團勢力強，推動暖氣團后退，并迫使鋒面向暖氣團一側移動。靜止鋒

(Quasi-stationaryfront)：

在鋒面活動過程中，冷、暖氣團勢力相當，互有進退，鋒面很少移動，僅在小范圍內擺動。

錮囚鋒

(Occlusionfront)

冷鋒移速快于暖鋒，當冷鋒追上暖鋒后，或者兩條冷鋒迎面相遇，迫使暖氣團抬離地面，錮囚到高空，近地層由冷鋒后部的冷氣團和暖鋒前的冷氣團構成的交界面，稱為錮囚鋒。冷式錮囚鋒暖式錮囚鋒錮囚鋒

(Occlusionfront)暖鋒冷鋒錮囚鋒云系：從高層到低層依次為Ci→Cs→As→Ns。降水：在鋒前300-400公里處產生連續性降水，中或大雨。氣溫：氣溫逐漸升高。氣壓：逐漸降低，暖鋒前ΔP3有大的負變壓。能見度：最初較好，雨區能見度差。鋒前50nm出現鋒面霧。風：北半球鋒前吹E-SE風，鋒后S-WS風，過境順轉；南半球鋒前吹E-NE風，鋒后N-NW風，過境逆轉。風速大小視氣壓梯度而定。垂直運動：一般鋒附近的冷、暖空氣均為上升運動。鋒面坡度：1/100—1/200。暖鋒天氣模式暖鋒天氣第一型冷鋒天氣（緩行冷鋒）云系：由低層到高層依次為Ns→As→Cs→Ci，與暖鋒相反。降水：在鋒線附近150-200Km和鋒后，產生穩定性降水。若鋒前暖空氣不穩定，伴有積雨云和雷陣雨天氣。氣溫：逐漸降低。氣壓：逐漸升高，鋒后有大的正變壓。能見度：鋒過變好。風：北半球鋒前S-SW，鋒后N-NW，過境順轉；南半球鋒前N-NW，鋒后S-SW，過境逆轉。鋒后風速遠大于鋒前，常可在海上造成7-8級風。垂直運動：在冷空氣一側以下沉運動為主，暖空氣一側多為上升運動。鋒面坡度：1/100。第一型冷鋒天氣第二型冷鋒天氣（急行冷鋒）云系：鋒前不穩定，為積狀云，夏：Ac（As）,Cb，Fn；冬：Ci→、Cs→As→Ns。降水：鋒前及鋒線附近常為雷暴和陣性降水。氣溫：迅速下降。氣壓：急速上升，在鋒后有最大正變壓。能見度：鋒過變好。風：與第一型相同，但鋒面過境時，狂風暴雨，雷電交加，時間短暫。垂直運動：在冷空氣一側以下沉運動為主，在暖空氣一側低層上升，高層下沉。鋒面坡度：約為1/50-1/70第二型冷鋒天氣（夏季）第二型冷鋒（冬季）準靜止鋒天氣云系：與第一型冷鋒相似，云系依次為Ns-As-Cs-Ci。降水：連續性降水，降水強度小，持續時間長，連陰雨天氣。氣溫和氣壓：變化不大風：北半球鋒北側E-NE，多陰雨天氣；鋒南側SW，晴好天氣。鋒面坡度：約為1/200我國多見于華南、西南和天山北側。造成華南“梅雨”天氣。錮囚鋒天氣主要天氣特征：云系由兩條鋒面的云合并而成，最顯著的特征是云層增厚，降水增強，雨區擴大，鋒兩側均有降水和鋒面霧，天氣較復雜。活動于我國的鋒面我國大部位于中緯地帶，四季均有頻繁的鋒面活動，其中以冷鋒最多、靜止鋒次之、錮囚鋒和暖鋒最少。冷鋒的移動春冬季較快，秋季次之，夏季最慢；移速高緯快于低緯；當冷鋒接近于南北向時，從NW到SE移動快；當冷鋒接近于東西向時，從北到南移動慢。鋒生和鋒消鋒生和鋒消：鋒生實質上是水平溫度梯度隨時間增大，天氣現象加強；鋒消是水平溫度梯度隨時間減小，天氣現象減弱。影響鋒生消的主要因素：(1)水平氣流的輻合、輻散作用；(2)氣團的非絕熱變化作用。(3)空氣的垂直運動。氣旋和反氣旋

CycloneandAnticyclone1.氣旋和反氣旋定義和分類；2.鋒面氣旋的形成、各發展階段的主要特征、天氣模式和衛星云圖特征；3.鋒面氣旋的主要源地和活動規律；4.冷高壓的天氣模式和衛星云圖特征；寒潮的定義和天氣特征；5.副熱帶高壓活動規律、天氣特征，西太平洋副高與我國天氣的關系。氣旋定義definitionofcyclone北半球逆時針旋轉(南半球順時針旋轉)的水平空氣渦旋稱氣旋。而由閉合等壓線圍成的，中心氣壓比四周低的系統稱低壓。前者是從流場定義，后者是從氣壓場定義。除低緯度地區外，兩者可以相互換用。氣旋北半球南半球地面氣旋氣流北半球地面流場為逆時針旋轉向中心輻合，而南半球地面氣旋流場為順時針旋轉向中心輻合。反氣旋定義definitionofanticyclone在北半球作順時針旋轉（南半球逆時針旋轉）的水平空氣渦旋稱反氣旋。由閉合等壓線圍成的，中心氣壓比四周高的系統稱高壓。前者是從流場定義,后者是從氣壓場定義。除低緯度地區外，兩者可以相互換用。反氣旋地面反氣旋氣流北半球地面反氣旋流場為順時針旋轉向四周輻散，而南半球地面反氣旋流場為逆時針旋轉向四周輻散。北半球南半球氣旋、反氣旋強度和范圍強度(intensity)：氣旋(或反氣旋)以低壓(或高壓)中心氣壓值來表示。中心氣壓值越低，表示氣旋越強(或反氣旋越弱)，中心氣壓值越高，表示氣旋越弱(或反氣旋越強)。水平范圍(horizontalcoverage)：以地面圖上最外圍的閉合等壓線圍成區域的平均直徑表示，平均為1000Km，大的達2000-3000Km。一般反氣旋范圍大于氣旋范圍。氣旋、反氣旋加強和減弱當氣旋中心氣壓值隨時間降低時，稱氣旋發展(Developing)或加深(Deepening)；反之，當氣旋中心氣壓值隨時間升高時，稱氣旋減弱(Weakening)或填塞(Filling)。當反氣旋中心氣壓值隨時間升高時，稱反氣旋發展或加強；反之，當反氣旋中心氣壓值隨時間降低時，稱反氣旋減弱。氣旋的分類根據氣旋形成和活動的地理區域，將氣旋分為溫帶氣旋(Extratropicalcyclone)和熱帶氣旋(tropicalcyclone)。根據氣旋的熱力結構，將氣旋分為鋒面氣旋(Frontalcyclone)和無鋒面氣旋。無鋒面氣旋包括熱帶氣旋和熱低壓。反氣旋的分類根據反氣旋形成和活動的地理區域，將反氣旋分為極地反氣旋、溫帶反氣旋和副熱帶反氣旋(Subtropicalanticyclone)。根據反氣旋的熱力結構，將反氣旋分為冷性反氣旋和暖性反氣旋。活動于中、高緯的溫帶反氣旋屬冷性反氣旋，又稱冷高壓。阻塞高壓和副熱帶高壓屬暖性反氣旋。鋒面氣旋的生命史

1初生階段：從發生波動到繪出第一條閉合等壓線，又稱波動階段。高緯冷，低緯暖，隨著鋒面波動出現，冷空氣向南侵襲，暖空氣向北擴張，開始出現冷、暖鋒及鋒面降水。地面圖上可分析出一條閉合等壓線，向暖氣團移動，移速快，24h可移十幾個緯距。2.發展階段：波動振幅加大，冷、暖鋒進一步發展，中心氣壓繼續下降，出現多根閉合等壓線，鋒面降水增強，雨區擴大。氣旋向暖區移動，移速略減。

鋒面氣旋的生命史

3.錮囚階段：冷暖鋒相遇，出現錮囚，中心氣壓降到最低，輻合最強，降水強度合范圍增大，鋒速增大，移速大大減慢。4.消亡階段：氣旋與鋒脫離，變成一個冷性低渦，受摩擦輻合作用慢慢填塞。鋒面氣旋的生命史鋒面氣旋發展演變的溫壓場特征

1.波動階段：高空鋒區呈波動式，溫度槽落后于高度槽，氣旋位于高空槽前，氣旋前部的暖平流使其減壓，其后部的冷平流使其加壓；槽前正渦度平流，槽后負渦度平流。這兩種因子聯合作用的結果，使地面氣旋一面向前移動，一面向前發展。地面摩擦作用很小。鋒面氣旋發展演變的溫壓場特征2.發展階段：高空槽已加深且出現閉合中心，溫度槽仍落后于高度槽，但位相更接近，溫度平流和渦度平流的聯合作用使氣旋繼續發展并向前移動。地面摩擦作用增大，但不占主導地位。3.錮囚階段：高空槽進一步出現閉合中心，溫度槽趨于高度槽，氣旋發展到最強階段，出現錮囚，溫度平流變小，渦度平流減弱，移動緩慢。摩擦作用相對增大，成為主要因子。4.消亡階段：溫壓場重合，冷暖平流趨于零，氣旋變為一個冷性低壓，鋒面脫離氣旋，由于摩擦輻合作用，氣旋逐漸填塞而消亡。鋒面氣旋發展演變各階段北半球鋒面氣旋示意圖南半球鋒面氣旋示意圖鋒面氣旋的衛星云圖特征

一個發展成熟的鋒面氣旋在不同階段的云圖特征（理想化）鋒面氣旋的天氣模式北半球鋒面氣旋南半球鋒面氣旋鋒面氣旋的天氣模式(暖鋒前天氣)云系：云依次為Ci,Cs,As,Ns。降水：鋒前3～4百公里連續性降水。氣溫：逐漸升高。氣壓：逐漸下降，最大負變壓在鋒前。能見度：西區差，有霧。風：在北半球，鋒前E～SE，鋒后S～SW，過境順轉。在南半球，鋒前E～EN，鋒后N～NW，過境逆轉。一般鋒前風力大于鋒后。風速4～6級。浪:海浪中浪鋒面氣旋的天氣模式(暖區天氣)云系和降水：若來自熱帶海洋氣團，水汽充沛，出現St、Sc；大片平流霧或毛毛雨；若來自熱帶大陸氣團，干燥少云，無降水。氣溫：升高。氣壓：緩慢降低。能見度：差。風：北半球吹S～SW；南半球吹N～NW。風速2～4級。海浪：在低壓SSW300～600海里為大浪區。鋒面氣旋的天氣模式(冷鋒后天氣)云系：第Ⅰ型冷鋒Ns、As、Cs、Ci；第Ⅱ型冷鋒出現積狀云Cb。降水：第Ⅰ型冷鋒連續性降水。第Ⅱ型冷鋒陣性降水。氣溫：迅速下降。氣壓：迅速升高。能見度：變好。風：在北半球吹N～NW；在南半球吹S～SW。風速6～9級。浪：中到大浪。當測到風向隨時間作順時針變化，船舶通過氣旋的低緯一側（南側）；當出現云系依次為：Ci-Cs-As-Ns時，船舶通過氣旋的高緯一側（北側）。當測到風向隨時間作逆時針變化，船舶通過氣旋的高緯一側（北側）。當出現云系依次為：Ci-Cs-As-Ns-Ac-Cb時，船舶通過氣旋的低緯一側（南側）。鋒面氣旋中的波浪分布特征風浪特征：⑴氣旋區中的風、浪分布不對稱；⑵氣旋南側的強風、大浪大于北側；⑶最大的強風中心和大浪中心出現在氣旋中心南南西方300-600公里處。風浪氣旋再生和氣旋族氣旋再生：衰亡的氣旋，在一定條件下又重新發展起來的過程，稱為氣旋的再生。再生的情況有兩種：⑴副冷鋒加入后再生；⑵氣旋入如海后加深引起再生。氣旋族：在一條鋒上一連串出現兩個或兩個以上氣旋，稱為氣旋族。氣旋族長與高空長波槽和鋒區相對應，氣旋族中的一個鋒面氣旋都和高空長波槽前的一個短波槽相對應。東亞鋒面氣旋的源地鋒面氣旋的生成區大體分為三個區域：蒙古氣旋生成區、江淮氣旋生成區和沿海氣旋生成區。1.蒙古氣旋生成區位于45-55N之間的區域，即黃河以北、貝加爾湖以南的廣大地區，氣旋稱為北方氣旋。包括蒙古氣旋、東北氣旋和黃河氣旋；2.江淮氣旋生成區位于25-35N之間的區域，屬南支鋒區氣旋；東亞鋒面氣旋的源地3.沿海氣旋生成區較為寬闊，在30～55N，120～160E區域中有一條西南-東北走向的帶狀海域是高發區，其中包括東海北部、日本南部海域、黃渤海、日本海和千島群島附近洋面生成的氣旋，冬春偏多，約占全年70％。東亞氣旋的移動路徑和移速①蒙古、東北氣旋先是向東南，而后折向偏東移動，穿過鄂霍次克海繼續東移到阿留申群島，有的進入白令海，有的移入阿拉斯加灣，最后錮囚消失。②產生于江淮、黃河流域的氣旋，入黃海、渤海得到發展，向東北方向移動，進入日本海進一步發展，然后移至阿留申群島附近進入白令海或阿拉斯加灣。東亞氣旋的移動路徑和移速③東海氣旋、江淮氣旋的一部分和產生于日本南部海面的氣旋向東北方向移動，經日本南部海面發展，移過阿留申群島南岸，一部分到達白令海錮囚消失，另一部分到達阿拉斯加灣或北美沿岸。上述氣旋若移動過程中并不消失的話，最終都要移至阿留申群島附近以及以東洋面，在那里錮囚消失。平均移速30-40Km/h，慢的15Km/h，快的達100Km/h左右。一般初生快，錮囚消亡慢；春季快，夏季慢。東亞氣旋的移動路徑中部和東部太平洋鋒面氣旋在太平洋中部和東部生成的氣旋，一般向東北方向移動，最終移至北美的東岸和阿拉斯加灣，平均移速35-40Kn，最大頻率出現在10-12月。冬季北美的太平洋沿岸的氣旋發展最強烈，活動最頻繁。夏季中心強度減弱，活動明顯減少，范圍向北收縮。北大西洋鋒面氣旋影響北大西洋的鋒面氣旋主要來自北美大陸和美國的東部沿岸，冬季主要有三條路徑：（1）氣旋在45-50N之間自西向東沿著與緯圈平行的路徑移動，進入大西洋后向東北方向移動。（2）在美國中部向南移動，然后向東北朝著圣勞倫斯灣移去。（3）在美國的東部沿岸和墨西哥灣產生后，向東北方向朝著紐芬蘭移去。季節變化：冬春季發生頻率高，強度大；夏季明顯減少，路徑偏北。我國近海的鋒面氣旋—黃河氣旋黃河氣旋：指產生于黃河流域的氣旋。影響黃河下游、遼東半島、渤海。黃海北部和南部的洋面。特點：一年各季均可發生，夏半年（5-9月）最頻繁，多造成大風，水汽充沛時有大雨和暴雨。路徑：⑴氣旋東移入海，不大發展；⑵向東北方向沿山東半島入海，也不大發展；⑶自北北東方向經渤海進入東北地區，氣旋往往得到發展。我國近海的鋒面氣旋—江淮氣旋江淮氣旋：指發生在江淮流域和湘贛地區的鋒面氣旋。特點：春季和初夏出現較多，造成范圍較大的降水和沿海大風。在冷鋒前和暖鋒后形成很低的碎雨云和鋒面霧，使能見度惡劣，影響海上船舶安全。路徑：一條是向東北東，經東海北部到日本海南部附近；另一條是想北北東，經黃海到日本海。我國近海的鋒面氣旋—東海氣旋東海氣旋：指東海海域發生、發展的氣旋。形成時中心氣壓不低，邊向東北方向移動邊發展，到達日本南部海面迅速加深，有時作爆發性發展，并伴有10級以上大風，天氣變化劇烈。移到千島群島以東洋面氣壓降到970-940hpa，最終在阿留申一帶錮囚消失。特點：春季最多，冬季次之，夏秋兩季最少，后部的偏北大風影響我國沿海，降水區主要分布在氣旋中心附近。路徑：先向東北偏東方向移動，到日本南部加深發展，有3東北東轉為東北方向移動，影響朝鮮和日本的天氣，帶來大風和降水。日本海低壓日本海低壓：產生于黃海、東海的低壓移至日本海后迅速加深發展，引起日本地區吹強勁地西南風，海況惡劣。春季較多。雙低壓雙低壓：當發生于黃海的低壓進入日本海并迅速發展時，同時發生于東海的低壓朝日本南部沿岸移動，形成雙低壓的形勢。兩大壓逐漸接近，在北海道以東迅速加深，常常達到臺風的強度。熱低壓熱低壓是淺薄而移動緩慢的暖性低壓系統，是近地層的無鋒面氣旋。通常出現在夏季內陸地區，由于近地層空氣受熱不均勻而形成。大陸的熱低壓日變化明顯，夜間和早晨弱，白天強，午后達最強。爆發性氣旋爆發性氣旋：當溫帶氣旋發展速度達到ΔP/24h×sin60/sinφ≥1（φ：氣旋中心所在緯度；ΔP：氣旋中心氣壓24h降壓幅度，單位為hPa）時，稱為爆發性氣旋。船舶采用定義法：即氣旋中心不論在哪一緯度上，其中心氣壓的加深率只要24h達到24hPa或12h達到12hPa，就定義為爆發性氣旋。爆發性氣旋俗稱“氣象炸彈”，是冬半年中高緯度洋面強烈發展的鋒面氣旋。它常伴有大范圍的9～11級強風速，具有很大的摧毀力，嚴重威脅遠洋的航行安全。爆發性氣旋的源地北太平洋爆發性氣旋主要發生在135E以東，160W以西，35N以北的洋面上。東亞大陸及鄰近海域很少有氣旋作爆發性發展，而在其東側的西北太平洋海面（35～55N，140～170E）是爆發性氣旋的高發海域，約占82%。爆發性氣旋的時空分布1987～1996年各月爆發性氣旋發生頻數氣旋作爆發性發展前后中心氣壓變化分布（單位：hPa）冷高壓冷高壓是活動在對流層的中下層，中高緯度的冷性反氣旋，移動性的淺薄系統，溫壓場的分布是不對稱的。南移過程中，強度逐漸減弱，最后消失或并入副高。C冷高壓的形成和發展過程形成：高空溫度場落后于高度場，地面高壓脊位于高空脊前，脊前冷平流有利于地面加壓，使地面高壓加強并發展成冷高壓。另外，中高緯度地區下墊面的輻射冷卻對冷高壓的形成起重大作用。LH冷高壓的形成和發展過程發展：當高空溫度脊逼近地面冷高壓中心時，冷平流強盛，冷高壓發展到最強階段；當高空溫度脊超過氣壓脊時，暖平流使冷高壓開始減弱，其后變化分兩種情況：（1）溫度不對稱的淺薄的冷高壓轉化成溫度對稱的深厚的準靜止的暖性冷高壓；（2）冷高壓在南移過程中，變性增暖，強度逐漸減弱、消失或者入海并入副熱帶高壓中。LH冷高壓的活動規律氣候特征：冷高壓的活動相當頻繁，如我國一年四季都有冷空氣活動，據統計冬半年每3～5天活動一次，較強的7天1次，強弱隨季節而變化。冷高壓的移動主要受高空的引導氣流的影響（一般以700hPa氣流來預報冷高壓未來的移動）。冷空氣的源地：影響我國冷空氣的源地主要有三個：新地島以東寒冷的洋面(18％)；新地島以西寒冷洋面(49％)；冰島以南寒冷洋面(33％)。寒潮關鍵區來自三個源地的冷空氣侵入我國以前，95%都要經過西伯利亞西部(70～90E,43～65N)地區積累加強，該區被稱為寒潮關鍵區。

影響我國的冷空氣路徑路徑：主要指冷空氣主體移動的路線。西北路（中路）：冷空氣自關鍵區經蒙古到達我國河套附近南下，直達長江中下游及江南地區，勢力較強，引起降溫、西北大風；西路：由關鍵區經我國新疆、青海、西藏高原東側南下，影響西北、西南和江南各地，一般強度較弱。東北路（北路）：冷空氣自關鍵區經蒙古進入我國華北北部，常常使渤海、黃海、黃河下游及長江下游產生東北大風。一般從關鍵區到我國華北、華南三天左右，長江以南四天。冷高壓的天氣(1)冷高壓的前部天氣：位于冷鋒的后部，急劇降溫、升壓、偏北大風，有時產生雨雪等惡劣天氣，入海引起海面大浪。(2)冷高壓的中部天氣：氣壓較高，氣溫有所回升、干冷、晴朗微風、少云，易產生輻射霧(冷高壓控制的港灣形成輻射霧）。(3)冷高壓的后部天氣：吹偏南微風（3～4級）。氣溫回升、溫度增大，類似于暖鋒天氣，入海后變性，后部常出現平流霧，毛毛雨或層云。寒潮定義指大規模的強冷空氣活動所帶來的劇烈的降溫、霜凍（低溫）、降水和大風等災害性天氣，并使氣溫在24h下降10℃以上，同時最低氣溫達5℃以下，稱為寒潮。寒潮分布區：東亞、歐洲、北美，南半球只有澳大利亞。寒潮天氣寒潮冷鋒過境前，多為偏南風，天氣晴朗。寒潮冷鋒過境后，氣溫劇降，氣壓急升，偏北大風，風力猛增，海上達6-8級，最大達11級，大風持續1-2天。有時伴有降水，海面產生大浪。寒潮入侵我國后，先在黃渤海引起大風，然后向東海南海擴展,甚至擴展到越南、菲律賓一帶。進入冷高壓中部，天氣多為晴朗微風、多云、干冷。中心過后，氣溫回升，偏南微風，沿海有時形成平流霧。寒潮冷鋒過境500hPa高空圖地面圖寒潮冷鋒和冷高壓移動路徑圖副熱帶高壓在南北半球的副熱帶（20-35，盛夏達40）地區，經常維持著沿緯圈分布的不連續的副熱帶高壓帶。北半球由于海陸分布不均勻的影響，高壓帶斷裂，主要出現在太平洋、印度洋、大西洋和北非大陸上。出現在西北太平洋上的副熱帶高壓稱之為西太平洋高壓。南半球副熱帶高壓呈帶狀分布。副高形成副熱帶高壓強度、位置和范圍強度：以中心最高氣壓值表示。位置：以500hPa圖上副高脊線的位置和走向表示副高的位置和走向，脊線的南北移動表示副高的北進和南退。脊線的確定以500hPa圖上高空東西風速的零線為準。范圍：以500hPa圖上588位勢什米線包含的區域表示。西伸脊點：以500hPa圖上588位勢什米線最西端所在的經度來表示西伸脊點位置。西太平洋副高季節變化西太平洋副熱帶高壓是永久性大氣活動中心，其范圍、強度和位置隨季節變化。副高從冬到夏位置北移，強度增強，范圍擴大；從夏到冬，位置南撤，強度減弱，范圍縮小。一般副高在8月份到達最北點，8月以后，開始南撤。西太平洋副高季節變化西太平洋副高位置和強度的變動副熱帶高壓一年中北進與南撤過程并不是勻速進行的，而是表現為穩定少變、緩慢移動與跳躍三種形式。平均而言，冬季副熱帶高壓脊線在150N以南，3、4月份開始緩慢北移，5－6月間（一般在6月中旬），出現第一次北跳，脊線北跳到200N以北，并穩定在200～250N之間達一月左右。到7月中旬，脊線再次北跳，越過250N，在7月底或8月初，副高到達～年中的最北位置，9月以后，副高向南撤退。西北太平洋副高天氣副高中心附近天氣以晴朗、微風、炎熱、少云天氣為主；副高東部盛行偏北風，引起加利福尼亞冷流（冷水上翻）。若中心偏東，使美國大陸（美國西部）炎熱少雨，沙漠化，海上出現霧和層云；副高西部偏南氣流，大氣層結不穩定，多雷陣雨和雷暴大風。若脊西伸到我國沿海，偏南微風，多形成平流霧。副高南部一般天氣晴好，若有東風波，熱帶氣旋等天氣系統活動時，可產生雷暴、雷雨大風等災害性天氣。副高北部與西風帶相鄰，多鋒面氣旋，常帶來陰雨和風暴天氣。副高天氣西太平洋副高與我國雨帶西太平洋副熱帶高壓季節性的活動與我國東部各地雨季的起止時間有著密切關系。平均來說，當副高脊線位于200N以南時，雨帶位于華南，稱為華南雨季或華南前汛期雨季；當副高脊線徘徊于200～250N時，雨帶位于江淮流域，這時為江淮梅雨季節；當脊線位于250～300N時，雨帶推進至黃淮流域，黃淮雨季開始；當副高脊線越過300N，則華北、東北雨季開始。西太平洋副高與我國雨帶西太平洋副高與我國雨帶我國的雨帶：通常位于副高脊線以北6～10個緯距，雨帶走向大致與脊線平行，若選擇航線，應在脊線附近。冬季：脊線位于15N附近。4～6月上旬脊線穩定在20N以南，華南前汛期開始。6月中旬，副高第一次北跳過20N，并穩定在20～25N之間，強度增加，范圍增大，江淮梅雨開始,若長時間穩定，梅雨期長。個別年份從20N一下跳過25N，出現空梅。西太平洋副高與我國雨帶7月中旬前后第二次北跳過25N，并穩定在25～30N，雨帶移到黃淮流域。臺風活動頻繁(7～10月)。8月上旬副高脊線跳過30N，達到一年中最北的位置，我國華北和東北的雨季開始，華南少雨，臺風登陸頻繁。9月副高脊線回跳，黃河流域秋雨綿綿。10月脊線再次回退，臺風活動稀少。西太平洋副高與臺風雷暴定義：指積雨云中發生的雷電交加的激烈放電現象。通常伴有暴雨、陣性大風、有時有冰雹、龍卷等災害性天氣。雷暴的地區性和季節性：雷暴低緯度出現的次數多于中緯度，中緯度又多于高緯度。季節變化明顯，夏季多，春秋少，冬季沒有。雷暴形成的條件：充沛的水汽，不穩定的大氣層結。雷暴雷暴的生命史：（1）發展階段（積云階段）：低層氣流輻合，上升氣流發展，形成積云體。（2）成熟階段：上升氣流不斷發展，雨滴增大，產生降水，地面形成雷暴高壓。（3）消散階段：云體中的下沉運動占據了主導地位，雷暴云減弱消散。雷暴過境時的天氣特征：氣壓涌升，氣溫急降，風向突變，風力猛增，雷電交加，陣性降水，持續時間幾十分鐘。雷暴及雷暴高壓颮線（Squallline）颮線定義：有若干排列成行的雷暴單體或雷暴群組成的狹窄強對流天氣系統范圍：寬度小于1Km，長度幾十公里到幾百公里。生命史：幾十分鐘到十幾小時。颮線的天氣特征：1.颮線與雷暴高壓相伴而產生，高壓的前沿就是颮線。2.天氣現象：雷暴、暴雨、陣性大風、冰雹和龍卷。3.天氣要素：風向突變，風速劇增，氣壓猛升，氣溫陡降。颮線天氣形式颮線與冷鋒的比較

颮線

尺度：中尺度天氣系統，幾十到幾百公里。天氣：天氣惡劣，變化劇烈而短促。移速：比較快，是冷鋒的2～3倍。生命史：幾十分鐘到十幾小時。日變化：明顯，上午弱，午后強，傍晚弱。性質：在氣團內部發生發展.冷鋒天氣尺度，達數千公里。大范圍持久壞天氣。平均移速30～40Km/h。數天。無明顯日變化。兩種性質不同的氣團的交接面。龍卷（Spont）定義：是大氣中一種小范圍、強烈對流旋轉的空氣渦旋。一般與強對流云相伴出現。發生在水面上稱水龍卷，在陸上稱陸龍卷。范圍：小尺度系統，水平幾十到幾百米，最大不超過1Km。垂直800～1500米。形狀：在對流云底如同“象鼻子”一樣的漏斗狀云柱。龍卷的天氣特征（1）范圍小：水龍卷直徑為25～100米，陸龍卷稍大100～1000米，高度800～1500米。（2）生命期短：一般為幾分鐘到幾十分鐘。（3）風力大：自中心到40米處風速最大，100m/s的風速不足為奇，最大近200m/s。（4）直線移動：移動路徑多為直線，平均移速15m/s，移動距離為幾百米到幾公里。龍卷的天氣特（5）破壞力強：破壞力巨大，給局部地區帶來嚴重的災難。1956年9月24日，上海出現的一次龍卷，一座三層樓卷倒，一座鋼筋水泥的4層樓被削去一角，一個重達110噸的儲油罐拔起15米，吹離120米之遠。（6）中心氣壓極低：中心氣壓可降至400hpa以下，甚至達到200hpa。龍卷云系熱帶氣旋(Tropicalcyclone)

§1.概述§2.熱帶氣旋的天氣結構特征§3.熱帶氣旋形成條件與生命期§4.熱帶氣旋的移動§5.南海熱帶氣旋§6.熱帶氣旋的測算和避離方法§7.低緯度天氣系統概述定義：熱帶氣旋是發生在熱帶洋面上的一種暖性的氣旋性渦旋，是大氣中極強烈的風暴，被稱為“風暴之王”。具有極大的破壞力，嚴重威脅海上航行安全。臺風：指發展到強烈程度(風力≥12級)的熱帶氣旋。范圍：以系統最外圍近似圓形等壓線的直徑表示。平均直徑在600-800Km，大的1000Km，小的幾百Km。強度：以近中心附近最大風速或中心的最低氣壓表示。一般中心氣壓在960hPa左右,最低875hPa,風速一般可達60-70m/s，個別可達110m/s.熱帶氣旋天氣:狂風、暴雨、巨浪、暴潮。熱帶氣旋的等級和名稱

—西北太平洋地區我國對出現在西北太平洋和南海的熱帶氣旋，從1989年1月1日開始采用國際標準來劃分四個等級，日本也采用這一標準：熱帶低壓TD(tropicaldepression）：近中心附近最大風力＜8級（34Kn）。(我國下限6-7級）熱帶風暴TS(tropicalstorm):近中心附近最大風力8～9級(34～47Kn)。強熱帶風暴STS(severetropicstorm)：近中心附近最大風力10～11級(48～63Kn)。臺風T(tyhoon)：近中心最大風力≥12級(64Kn)。熱帶氣旋的等級和名稱

—東北太平洋和大西洋（包括加勒比海、墨西哥灣）熱帶低壓TD

(tropicaldepression）：近中心附近最大風力＜8級（34Kn）。熱帶風暴TS(tropicalstorm):近中心附近最大風力8～11級(34～63Kn)。颶風H(Hurricane）：近中心最大風力≥12級(64Kn),熱帶氣旋的等級和名稱

—北印度洋和南半球洋面阿拉伯海和孟加拉灣（2等級）1.低氣壓D(depression）：近中心附近最大風力＜8級（34Kn）。2.氣旋性風暴CS(cyclonicstorm）：近中心附近最大風力≥8級（34Kn）。南半球洋面（2等級）1.熱帶擾動TD(tropicaldisturbance)：近中心附近最大風力＜8級（34Kn）。2.熱帶氣旋TC(tropicalcyclone）：近中心附近最大風力≥8級（34Kn）。熱帶氣旋的編號、命名和警報我國中央氣象臺將發生西北太平洋（180以西、赤道以北）上風力≥8級的熱帶氣旋，每年從1月1日按順序編號和命名。如0208表示2002年第8號熱帶氣旋。年平均29個，如1967年最多出現40個，1947年僅出現2個。中央氣象臺發布臺風消息、臺風警報、臺風緊急警報：1.臺風消息：預計未來３天，臺風可能影響我國沿海，風力≥12級。2.臺風警報：預計未來２天，臺風可能影響我國沿海，風力≥12級。3.臺風緊急警報：預計未來１天內臺風直接襲擊我國沿海，風力≥12級。熱帶氣旋的源地和發生頻率除南大西洋和南太平洋東部外，發生熱帶氣旋的八個低緯特定海域為：西北太平洋，東北太平洋，北大西洋，孟加拉灣，阿拉伯海，西南太平洋，南印度洋，澳大利亞的西北（岸）。熱帶氣旋主要發生在南北緯各5-20之間，尤其在10-20之間占65%。頻數見P127表。熱帶氣旋發生季節季節：熱帶氣旋一年四季均有發生，但絕大多數集中在某幾個月。北半球主要集中產生在7～10月，8～9月最頻繁；南半球主要集中產生在1～3月；孟加拉灣和阿拉伯海主要產生在5月或10～11月。影響我國的熱帶氣旋源地：1.菲律賓以東洋面；2.關島附近洋面；3.南海中部洋面。世界上受熱帶氣旋影響最嚴重的國家：孟加拉灣、中國、日本、東南亞、加勒比海地區和美國東部沿岸。西北太平洋發生的熱帶氣旋最多，約占北半球的66%。熱帶氣旋的天氣結構熱帶氣旋的范圍通常以系統最外圍近似圓形的等壓線為準，直徑一般為600-1000km，個別可達2000km以上。垂直可達對流層頂。強度以熱帶氣旋中心最低氣壓或熱帶氣旋近中心附近地面最大平均風速表示。

熱帶氣旋的天氣結構外圍區：指從熱帶氣旋邊緣到最大風速外緣，平均寬200-300Km。渦旋區：自最大風速區外緣到臺風眼壁，平均寬度10～20Km。眼區：熱帶氣旋中心區，平均半徑10～50Km。臺風氣流分布衛星云圖中的熱帶氣旋熱帶氣旋的天氣結構熱帶氣旋的形成條件熱帶氣旋形成的四個必要條件：1.廣闊的高溫高濕洋面2.有利的流場3.一定的地轉偏向力4.對流層風速垂直切變要小

廣闊的高溫高濕洋面

廣闊的高溫高濕洋面是熱帶氣旋發生、發展的必要條件。因為暖的海面，蘊藏著較大的熱量，海面蒸發亦旺盛，通過海氣間的湍流輸送，使擾動所在的低層大氣獲得大量的熱量和水汽，積云對流釋放出大量凝結潛熱，維持臺風的暖心結構，也就是形成熱帶氣旋的主要能源。實際分析發現，26～27C的海溫可以作為發生熱帶氣旋的第一臨界溫度，只有達到這一臨界值的海域，才有熱帶氣旋發生的可能。29～30C是熱帶氣旋發生的第二臨界溫度，達到這一臨界值的海域，熱帶氣旋發生、發展的概率最大。一定的地轉偏向力的作用一定的地轉偏向力能使輻合氣流逐漸形成為強大的逆時針旋轉（南半球為順時針旋轉）的水平渦旋。在近赤附近，空氣沿G的方向運動，所以很難形成空氣渦旋。。因此，有人認為這是一個很重要的必要條件。一定的地轉偏向力（通常認為≥5度）的作用也是熱帶氣旋發生、發展的必要條件。只有在南北緯5-20度之間最有利熱帶氣旋形成。有利的流場

要使高溫高濕的洋面蘊藏的大量不穩定能量得以釋放并轉變為熱帶氣旋發展的動能，必須有一個啟動機制，這就是低層的初始擾動。因為在低層初始擾動中，由于摩擦輻合產生上升運動，可使氣塊抬升至自由對流高度以上，從而使不穩定能量釋放出來。作為初始擾動場有赤道輻合帶和東風波。統計表明，由赤道輻合帶發展成的熱帶氣旋約占85%，由東風波發展成的熱帶氣旋約占15%。對流層風速垂直切變要小如果對流層中風速的垂直切變小，則對流層上下的空氣相對運動很小，而由凝結釋放的潛熱始終加熱一個有限范圍內的同一氣柱，可以很快形成暖心結構，保證了擾動的氣壓不斷地迅速降低，最終形成熱帶氣旋。如孟加拉灣和阿拉伯海海域，在夏季風盛行時（7～8月），風速垂直切變大，熱帶氣旋發生數很少。而在季風過渡時期，該海域風速垂直切變小，熱帶氣旋發生頻率最高。高層輻散流場疊置在低層擾動之上要使低層擾動迅速發展，在低層輻合流場的上空要有輻散流場，而且高空輻散必須大于低層輻合。這種高空輻散流場的“抽吸作用”，保證了對流層中、下層的上升運動，促使地面不斷降壓，最后發展成熱帶氣旋。熱帶氣旋的減弱、消亡和加強熱帶氣旋的減弱和消亡：

1.登陸受地面摩擦、水汽源切斷而減弱消亡。2.移到高緯，吸入冷空氣或插入鋒面，減弱變性或消亡。3.移入冷水面減弱或消亡。熱帶氣旋的加強：1.移向暖水面。2.登陸后重新回到海上。3.移速減慢。4.移到高空輻散區的下方。熱帶氣旋的生命史1.初生階段：從開始的熱帶擾動發展到風力達8級（臺風12級）標準時。2.加深階段：中心氣壓達到最低值，風力達最大時。3.成熟階段：中心氣壓不再降低，風力不再增強，但大風和暴雨的范圍擴大。4.消亡階段：進入中高緯，因冷空氣或鋒面侵入而轉變為溫帶氣旋或登陸消失。生命期一般為3-8天，最長20天，最短1-2天。夏、秋季長，冬、春季短。世界各大洋熱帶氣旋的移動路徑1北太平洋東部熱帶氣旋：發生于墨西哥西海岸，向西北移動，活動于北美西岸、加利福尼亞南部附近海面。2南太平洋140W以西的熱帶氣旋：源于社會群島，一支向澳大利亞東岸移動；另一支向新西蘭移動。3北大西洋西部熱帶氣旋：源于墨西哥灣、加勒比海，沿美國東海岸北上轉向東北方向移動。4北大西洋東部熱帶氣旋：源于佛得角群島附近，向西偏北穿越大西洋轉向東北，襲擊美國沿岸。世界各大洋熱帶氣旋的移動路徑5北印度洋熱帶氣旋：源于阿拉伯海和孟加拉灣，路徑偏北或西北向移動。6南印度洋西部熱帶氣旋：多源于馬達加斯加東北部的洋面，先向西到馬達加斯加轉東南。7南印度洋東部的熱帶氣旋：發源