基礎(chǔ)水文氣象講義2014.5.4

第一章氣象學(xué)基礎(chǔ)知識(shí)第一節(jié)大氣概況一、大氣的組成圍繞地球表面的空氣層稱為大氣層，簡(jiǎn)稱大氣。而天氣，從現(xiàn)象上來(lái)講，絕大部分是大氣中水分變化的結(jié)果，。大氣是由各種氣體和微?；旌辖M成的，通常包括干潔空氣、水氣和塵埃。干潔空氣是指大氣中除去水汽、液體和固體微粒以外的整個(gè)混合氣體，簡(jiǎn)稱干空氣。它的主要成分是氮、氧、氬、二氧化碳等，其容積含量占全部干潔空氣的99.99%以上，。其余還有少量的氫、氖、氪、氙、臭氧等。水汽在大氣中含量很少，但變化很大，其變化范圍在0-4%之間，水汽絕大部分集中在低層，有一半的水汽集中在2公里以下，四分之三的水汽集中在4公里以下，10-12公里高度以下的水汽約占全部水汽總量的99%。大氣中的水汽來(lái)源于下墊面，包括水面、潮濕物體表面、植物葉面的蒸發(fā)。由于大氣溫度遠(yuǎn)低于水面的沸點(diǎn)，因而水在大氣中有相變效應(yīng)。水汽含量在大氣中變化很大，是天氣變化的主要角色，云、霧、雨、雪、霜、露等都是水汽的各種形態(tài)。水汽能強(qiáng)烈地吸收地表發(fā)出的長(zhǎng)波輻射，也能放出長(zhǎng)波輻射，水汽的蒸發(fā)和凝結(jié)又能吸收和放出潛熱，這都直接影響到地面和空氣的溫度，影響到大氣的運(yùn)動(dòng)和變化。塵埃是指來(lái)源于火山爆發(fā)、塵沙飛揚(yáng)、物質(zhì)燃燒的顆粒、流星燃燒所產(chǎn)生的細(xì)小微粒和海水飛濺揚(yáng)入大氣后而被蒸發(fā)的鹽粒，還有細(xì)菌、微生物、植物的孢子花粉等，。它們多集中于大氣的底層。大氣中雜質(zhì)、微粒，聚集在一起，直接影響大氣的能見(jiàn)度。但它能充當(dāng)水汽凝結(jié)的核心，加速大氣中成云致雨的過(guò)程；它能吸收部分太陽(yáng)輻射，又能削弱太陽(yáng)直接輻射和阻擋地面長(zhǎng)波輻射，對(duì)地面和大氣的溫度變化產(chǎn)生了一定的影響。二、大氣的垂直結(jié)構(gòu)整個(gè)地球大氣層按其成分、溫度、密度等物理性質(zhì)在垂直方向上的變化，世界氣象組織把它分為五層，自下而上依次是：對(duì)流層、平流層、中間層、暖層和散逸層。如按大氣的化學(xué)成分來(lái)劃分，可分為均質(zhì)層和非均質(zhì)層。將在90公里高度以下，組成大氣的各種成分相對(duì)比例不隨高度而變化一層叫做均質(zhì)層；，。在90公里高度以上，組成大氣的各種成分的相對(duì)比例，是隨高度的升高而發(fā)生變化的，比較輕的氣體如氧原子、氦原子、氫原子等不是均勻的混合層叫做非均質(zhì)層。如按大氣電離的狀態(tài)來(lái)劃分，可分為非電離層和電離層。在海平面以上60公里以內(nèi)的大氣，基本上沒(méi)有被電離處于中性狀態(tài)，所以這一層叫非電離層。在60公里以上至1000公里的高度，這一層大氣在太陽(yáng)紫外線的作用下，大氣成分開(kāi)始電離，形成大量的正、負(fù)離子和自由電子，所以這一層叫做電離層，這一層對(duì)于無(wú)線電波的傳播有著重要的作用。由于包圍在地球周圍的大氣層中的空氣具有可壓縮性,就使得絕大部分的大氣質(zhì)量集中于大氣底層，,越往高空，,空氣越稀薄。根據(jù)實(shí)測(cè),大氣質(zhì)量的大約75%集中在10公里km以下，,99%集中在35公里km以下。2.1對(duì)流層對(duì)流層是大氣的最下層。它的高度因緯度和季節(jié)而異。就緯度而言，低緯度平均為17～18公里；中緯度平均為10～12公里；高緯度僅8～9公里。就季節(jié)而言，對(duì)流層上界的高度，夏季大于冬季。；。其主要特征如下對(duì)流層的主要特征有：①氣溫隨高度的增加而遞減，平均每升高100米，氣溫降低0.65℃。其原因是太陽(yáng)輻射首先主要加熱地面，再由地面把熱量傳給大氣，因而愈近地面的空氣受熱愈多，氣溫愈高，遠(yuǎn)離地面則氣溫逐漸降低。②空氣有強(qiáng)烈的對(duì)流運(yùn)動(dòng)。由于地面性質(zhì)不同，因而受熱不均。暖的地方空氣受熱膨脹而上升，冷的地方空氣冷縮而下降，從而產(chǎn)生空氣對(duì)流運(yùn)動(dòng)。對(duì)流運(yùn)動(dòng)使高層和低層空氣得以交換，促進(jìn)熱量和水分傳輸，對(duì)成云致雨有重要作用。③天氣的復(fù)雜多變。對(duì)流層集中了75%大氣質(zhì)量和90%的水汽，因此伴隨強(qiáng)烈的對(duì)流運(yùn)動(dòng)，產(chǎn)生水相變化，形成云、雨、雪等復(fù)雜的天氣現(xiàn)象。2.2平流層自對(duì)流層頂向上55公里高度，為平流層。其主要特征：①溫度隨高度增加由等溫分布變逆溫分布。平流層的下層隨高度增加氣溫變化很小。大約在20公里以上，氣溫又隨高度增加而顯著升高，出現(xiàn)逆溫層。這是因?yàn)?0～25公里高度處，臭氧含量最多。臭氧能吸收大量太陽(yáng)紫外線，從而使氣溫升高。②垂直氣流顯著減弱。平流層中空氣以水平運(yùn)動(dòng)為主，空氣垂直混合明顯減弱，整個(gè)平流層比較平穩(wěn)。③水汽、塵埃含量極少。由于水汽、塵埃含量少，對(duì)流層中的天氣現(xiàn)象在這一層很少見(jiàn)。平流層天氣晴朗，大氣透明度好。第二節(jié)基本氣象要素風(fēng)、氣溫、濕度、氣壓、云、能見(jiàn)度、霧等,都是表征大氣狀態(tài)的物理量或物理現(xiàn)象,統(tǒng)稱為氣象要素。一、風(fēng)空氣的流動(dòng)現(xiàn)象。地面氣象觀測(cè)中測(cè)量的是空氣相對(duì)于地面的水平運(yùn)動(dòng)，用風(fēng)向和風(fēng)速表示。風(fēng)向是指風(fēng)來(lái)的方向。地面風(fēng)向用16方位表示，每相鄰方位的角度差為22.5°。以0°表示正北，90°表示正東，180°表示正南，270°表示正西（見(jiàn)表1.1）。風(fēng)速是單位時(shí)間內(nèi)空氣移動(dòng)的水平距離。單位常用m/s、knot(海里，又稱“節(jié)”)和km/h表示，其換算關(guān)系如下：1m/s=3.6km/h；1knot=1.85km/h;1km/h=0.28m/s;1knot=0.5m/s。，它的強(qiáng)度氣象上用蒲福風(fēng)級(jí)表示（見(jiàn)表1.2）。；單位常用m/s、knot(海里，又稱“節(jié)”)和km/h表示，其換算關(guān)系如下：1m/s=3.6km/h；1knot=1.85km/h;1km/h=0.28m/s;1knot=0.5m/s。在工程建筑荷載應(yīng)用上，海洋站觀測(cè)風(fēng)速應(yīng)采用普藍(lán)蘭特風(fēng)速換算公式統(tǒng)一換算到海平面10米處風(fēng)速.。V0=KnVZ;（1-1）其中，V0為海平面10m處風(fēng)速；VZ為測(cè)站實(shí)測(cè)風(fēng)速；Z為傳感器高度；Kn為系數(shù)，Z0為海面粗糙度取0.003m。表1.1風(fēng)向風(fēng)位與度數(shù)對(duì)照表U10米=Kn，U實(shí)測(cè)=1-1表1.21蒲福風(fēng)力等級(jí)表1.1觀測(cè)預(yù)報(bào)常用風(fēng)速1.1風(fēng)力（（1）表示風(fēng)的強(qiáng)度，氣象上用蒲福風(fēng)級(jí)表示（見(jiàn)表1.2）。（2）風(fēng)在建筑物或其他物體上的作用力，常用壓強(qiáng)或總壓力P表示風(fēng)的表示壓力。，公式為：P=0.0625v2(1-2)式中P為風(fēng)壓，單位為kg/m2,V為風(fēng)速，由此可見(jiàn)11級(jí)（30m/s）風(fēng)的風(fēng)壓是每平方米50公斤左右，強(qiáng)臺(tái)風(fēng)（50m/s）的風(fēng)壓每平方米可達(dá)到150公斤左右。波壓為波浪對(duì)物體的作用力，波壓公式為(1-3)式中H為波高，K1為水底坡度i的函數(shù)，K2為波坦L/H的函數(shù)，為水的重度（）；當(dāng)取H為3米，K1，K2取最大值時(shí)，即3米波浪每平方米的波壓為10噸左右。在狂浪狂濤時(shí)，波壓可達(dá)每平方米30-50噸左右。波壓是風(fēng)壓的大約200倍左右。表1.2蒲福風(fēng)力等級(jí)表1.21觀測(cè)預(yù)報(bào)常用風(fēng)速（1）瞬時(shí)風(fēng)速：空氣微團(tuán)的瞬時(shí)水平移動(dòng)速度。在自動(dòng)氣象站中，瞬時(shí)風(fēng)速是指3s的平均風(fēng)速。（2）平均風(fēng)速：在給定時(shí)段內(nèi)風(fēng)速的平均值。人工觀測(cè)時(shí)測(cè)量2min,10min;自動(dòng)觀測(cè)時(shí)測(cè)量1min、2min、10min；海洋氣象觀測(cè)測(cè)量10min。（3）最大風(fēng)速：在給定的時(shí)間段內(nèi)選取任意10min的平均風(fēng)速最大值。常用的最大風(fēng)速有整點(diǎn)的最大風(fēng)速及日、月、年最大風(fēng)速。（4）極大風(fēng)速：在給定的時(shí)間段，瞬時(shí)風(fēng)速的最大值。常用的極大風(fēng)速有日極大瞬時(shí)風(fēng)速，年最大極大瞬時(shí)風(fēng)速。1.32觀測(cè)預(yù)報(bào)常用風(fēng)向（1）平均風(fēng)向：在給定時(shí)段內(nèi)風(fēng)向的平均值。（2）最多風(fēng)向：在給定的時(shí)間段，出現(xiàn)頻率最多的風(fēng)向。表1.3常用風(fēng)速之間的比值時(shí)距瞬時(shí)與1分鐘瞬時(shí)與2分鐘瞬時(shí)與10分鐘2分鐘與10分鐘陸上海上比值1.1561.211.501.2771.103表1.2常用風(fēng)速之間的比值1.43常用風(fēng)速之間的比值關(guān)系表1.3常用風(fēng)速之間的比值時(shí)距瞬時(shí)與1分鐘瞬時(shí)與2分鐘瞬時(shí)與10分鐘2分鐘與10分鐘陸上海上比值1.1561.211.501.2771.103在工程建筑應(yīng)用上，海洋站海島觀測(cè)站風(fēng)速應(yīng)統(tǒng)一換算到海平面10米處風(fēng)速，采用普蘭特風(fēng)速換算公式：U10米=Kn，U實(shí)測(cè)=1-11.54風(fēng)壓風(fēng)壓公式：P=0.0625v21-2一般由此可見(jiàn)10-11級(jí)風(fēng)的基本風(fēng)壓是：每平方米50公斤左右，強(qiáng)臺(tái)風(fēng)的基本風(fēng)壓為每平方米150公斤左右。波壓：一般波浪每平方米的波壓為10噸左右，在狂浪狂濤時(shí)，波壓可達(dá)每平方米30-50噸左右。波壓是風(fēng)壓的大約200倍左右。1.5測(cè)風(fēng)觀測(cè)儀器測(cè)風(fēng)儀器主要有電接風(fēng)向風(fēng)速計(jì)、自動(dòng)測(cè)風(fēng)儀、輕便風(fēng)向風(fēng)速表（1min）、旋轉(zhuǎn)式測(cè)側(cè)風(fēng)傳感器。二、氣壓2.1氣壓的定義及單位氣壓指大氣的壓強(qiáng)，它是從觀測(cè)點(diǎn)到大氣上界單位面積上垂直空氣柱的重量，即，式，式中，A為面積，M為A面積上的大氣質(zhì)量，g為重力加速度。氣象學(xué)上氣壓的測(cè)量單位是hPa（百帕）和mmHg（毫米水銀柱高）。1hPa等于1cm2面積上受到10-2N（牛頓）壓力時(shí)的壓強(qiáng)值，即：1hPa=10-2（N/cm2）mmHg和hPa之間的換算關(guān)系為：；；（1-4）1-3在氣溫為0℃、緯度45℃的海平面的標(biāo)準(zhǔn)下,760mm水銀柱高的大氣壓稱為標(biāo)準(zhǔn)大氣壓,此時(shí)的當(dāng)選定緯度為45°的海平面的溫度為0℃作為標(biāo)準(zhǔn)時(shí)，海平面氣壓為1013.25hPa，相當(dāng)于760mm的水銀柱高度，此壓強(qiáng)為1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓。氣壓總是隨著高度的升高而減小。又因空氣密度隨高度升高而迅速減小,造成氣壓隨高度升高而減小的速度很快。在近地面層,高度每升高10米m,氣壓的降低值約為1.3hPa；;在0～1000米m的低層大氣中,每上升100米m,氣壓約降低12hPa以上；;在2～3公里km的高度,每上升100米，氣壓下降10hPam。2.2氣壓日變化指一天內(nèi)氣壓高低的周期性變化。在中、低緯度地面氣壓的日變化、一般有兩個(gè)高值兩個(gè)低值。最高值出現(xiàn)在9～10時(shí)，次高值出現(xiàn)在21～22時(shí)；最低值出現(xiàn)在15～16時(shí)，次低值出現(xiàn)在3～4時(shí)。導(dǎo)致大氣壓日變化的原因主要有三點(diǎn)：一是大氣的運(yùn)動(dòng)；二是大氣溫度的變化；;三是大氣濕度的變化。日出以后，地面開(kāi)始積累熱量，同時(shí)地面將部分熱量輸送給大氣，大氣也不斷地積累熱量，其溫度升高濕度增大。當(dāng)溫度升高后，大氣逐漸向高空做上升輻散運(yùn)動(dòng)，在下午15～16時(shí)，大氣上升輻散運(yùn)動(dòng)的速度達(dá)最大值，同時(shí)大氣的濕度也達(dá)較大值。由于此二因素的影響，導(dǎo)致一天中此時(shí)的大氣壓最低。16時(shí)以后，大氣溫度逐漸降低，其濕度減小，向上升的輻散運(yùn)動(dòng)減弱，大氣壓值開(kāi)始升高。進(jìn)入夜晚，大氣變冷開(kāi)始向地面輻合下降，在上午9～10時(shí)，大氣輻散下降壓縮到最大程度，空氣密度最大，此時(shí)的大氣壓是一天中的最高值。2.3測(cè)量?jī)x器測(cè)量氣壓主要有空盒氣壓表（無(wú)液）、水銀氣壓表?？蘸袣鈮罕碛址Q固體金屬氣壓表。是一種輕便的測(cè)定大氣壓力的儀器。它是利用大氣作用于金屬空盒上（盒內(nèi)接近于真空）的壓力，使空盒變形，通過(guò)杠桿系統(tǒng)帶動(dòng)指針，使指針在刻度盤(pán)上指出當(dāng)時(shí)氣壓的數(shù)值?？蘸袣鈮罕聿蝗缢y氣壓表精確，一般臺(tái)站只作參考儀器，多用于野外觀測(cè)。高壓系統(tǒng)控制時(shí)，氣壓較高，天氣晴朗；氣壓系統(tǒng)控制時(shí)，氣壓較低，將有風(fēng)雨天氣出現(xiàn)。三、溫度3.1溫度定義表示大氣冷熱程度的物理量稱作氣溫?？諝饫錈岬某潭龋瑢?shí)質(zhì)上是空氣分子平均動(dòng)能的表現(xiàn)。當(dāng)空氣獲得熱量時(shí)，其分子運(yùn)動(dòng)的平均速度增大，平均動(dòng)能增加，氣溫也就升高。反之當(dāng)空氣失去熱量時(shí)，其分子運(yùn)動(dòng)平均速度減小，平均動(dòng)能隨之減少，氣溫也就降低。氣溫是重要的大氣狀態(tài)參數(shù)之一。影響氣溫變化的因子有太陽(yáng)、地面和大氣輻射及空氣的增熱和冷卻。氣象上常用的溫度單位是攝氏度（℃）和絕對(duì)溫度（K）。攝氏（℃）溫標(biāo)是以大氣壓為1013.3hPa時(shí)純水的冰點(diǎn)為零度（0℃），沸點(diǎn)為100度（100℃），其間等分100等份中的1份即為1℃。絕對(duì)溫標(biāo)，以K表示。絕對(duì)溫標(biāo)中1度的間隔和攝氏度相同，其零度稱為絕對(duì)零度，規(guī)定等于攝氏-273.15℃。因此水的冰點(diǎn)為273.15.K，沸點(diǎn)為373.15K。兩溫標(biāo)之間的換算關(guān)系如下：T=t+273.15≈t+273（1-45）大氣中的溫度一般以百葉箱中干球溫度為代表。3.2溫度的日變化氣溫日變化指一天內(nèi)氣溫高低的周期性變化。這種變化離地面愈近愈明顯。大陸上最高氣溫一般出現(xiàn)在14時(shí)左右，海洋上最高氣溫一般出現(xiàn)在中午12時(shí)30分左右；，最低氣溫一般在日出前后。正午以后，太陽(yáng)輻射雖開(kāi)始減弱，但地面獲得的太陽(yáng)輻射散熱熱量仍比地面輻射失去的熱量多，地面儲(chǔ)存的熱量繼續(xù)增多，直到太陽(yáng)輻射熱量開(kāi)始少于地面輻射失去的熱量時(shí)，即由盈余轉(zhuǎn)為虧損的時(shí)刻，地面溫度達(dá)最高值。地面將熱量傳給空氣還需一定時(shí)間，故最高氣溫出現(xiàn)在14時(shí)左右。夜間地面熱量虧損，氣溫降低，直到日出前地面儲(chǔ)存熱量減至最少，故最低氣溫出現(xiàn)在清晨5時(shí)左右。這一天中氣溫最高值與最低值之差叫做氣溫日較差。一天中最高值與最低值的差值,稱為氣溫日較差。氣溫日較差的大小與緯度、季節(jié)、下墊面性質(zhì)、天氣狀況、海拔高度及地形等有關(guān)。日較差低緯大,隨著緯度的增高而減小,熱帶地區(qū)平均為12℃,溫帶地區(qū)平均為8～9℃,極地附近只有2℃;日較差夏季大冬季小,這種隨季節(jié)的變化在中緯地區(qū)最明顯;陸地上日較差比海洋上大得多,陸上常在10～15℃,沙漠最大,海洋上日較差只有1～2℃,大洋上則更小;晴天的日較差比陰天大;海拔高度越高,氣溫日較差越小,在2～3公里高度上,其值可小于1℃。3.3氣溫的年變化一年之內(nèi),月平均氣溫有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值。北半球,大陸上最高值出現(xiàn)在7月,最低值出現(xiàn)在1月；;海洋上比大陸推遲一個(gè)月,分別為8月和2月。氣溫年較差的大小也隨緯度、下墊面性質(zhì)和海拔高度等變化。年較差赤道附近最小,兩極最大；;同緯度相比,氣溫年較差海洋上小，,陸地上大,從沿海向內(nèi)陸逐漸增大；;海拔高度越高,氣溫年較差越小。另外,在赤道地區(qū),一年中氣溫出現(xiàn)了兩個(gè)高值和兩個(gè)低值,出現(xiàn)時(shí)間分別為春分、秋分和冬至、夏至之后。3.4海平面平均氣溫的分布?xì)鉁氐姆植纪ǔＳ玫葴鼐€表示,分別表示訂正到海平面后的全球1月和7月平均氣溫的地理分布（圖1.1、1.2）。由全球海平面氣溫等溫線分布的主要特征可以看出影響氣溫分布的主要因素及其作用。圖1.1全球1月平均海平面氣溫圖1.2全球7月平均海平面氣溫（1）.赤道地區(qū)氣溫高,向兩極逐漸降低,表明太陽(yáng)輻射增暖地面對(duì)氣溫的影響主要是由緯度決定。（2）.等溫線大致與緯圈平行,這點(diǎn)在南半球表現(xiàn)明顯,而在北半球,等溫線并不完全與緯圈平行,其特征是:冬季(1月)等溫線在大陸上凹向赤道,海洋上凸向極地；;夏季則相反。說(shuō)明冬季大陸為冷源,海洋為熱源；;夏季則相反。這一事實(shí)表明氣溫的分布還要受海陸分布、地表不均勻及洋流的影響。四、濕度4.1濕度的定義和表示方法大氣濕度是表示大氣中水汽含量或量多少的物理量潮濕程度的物理量稱大氣濕度，濕度是決定大氣中云、降水、霧等天氣現(xiàn)象的重要因素。同時(shí),隨著濕度的變化,大氣中水汽發(fā)生相變的物理過(guò)程直接影響著天氣變化和天氣系統(tǒng)的發(fā)展。大氣濕度常用下述物理量表示。4.1.1水汽壓和飽和水汽壓大氣壓是大氣中各種氣體壓力的總和。大氣中水汽所產(chǎn)生的那部分壓力稱水汽壓（）。在溫度一定的情況下，單位體積空氣中的水汽量有一定限度，如果水汽含量達(dá)到此限度，空氣就呈飽和狀態(tài)，這時(shí)的空氣，稱飽和空氣。飽和空氣的水汽壓（E）稱飽和水汽壓，也叫最大水汽壓。超過(guò)這個(gè)限度，水汽就要開(kāi)始凝結(jié)。4.1.2絕對(duì)濕度絕對(duì)濕度指單位空氣中含有的水汽質(zhì)量，即空氣中的水汽密度，其單位為g/m3。絕對(duì)濕度不能直接測(cè)得，需要通過(guò)其他量間接測(cè)得。若取e的單位為hPa，絕對(duì)濕度的單位取g/m3，則兩者的關(guān)系為：（1-6）1-54.1.3相對(duì)濕度相對(duì)濕度（）是空氣中的實(shí)際水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓的比值（用%表示），即：（1-7）1-6；相對(duì)濕度接近100%時(shí)，表示當(dāng)時(shí)空氣接近飽和。當(dāng)水汽壓不變時(shí)，氣溫升高，飽和水汽壓增大，相對(duì)濕度會(huì)減小。在實(shí)際觀測(cè)中，相對(duì)濕度也是不能直接測(cè)量得到，需要通過(guò)干球和濕球溫度觀測(cè)值計(jì)算得到。4.1.4飽和差在一定溫度下，飽和水汽壓與實(shí)際空氣中水汽壓之差稱飽和差（）。即實(shí)際空氣距離飽和的程度。表達(dá)式為：。；4.1.5比濕在一團(tuán)濕空氣中，水汽的質(zhì)量與該團(tuán)空氣總質(zhì)量（水汽質(zhì)量加上干空氣質(zhì)量）的比值，稱比濕（q）。其單位是g/g，即表示每一克濕空氣中含有多少克的水汽。也有用每千克質(zhì)量濕空氣中所含水汽質(zhì)量的克數(shù)來(lái)表示的，即g/kg。QUOTE（這個(gè)公式不知道干嘛的）1-7；式中QUOTE。為該團(tuán)濕空氣中水汽的質(zhì)量；QUOTE。為該團(tuán)濕空氣中干空氣的質(zhì)量。據(jù)此公式和氣體狀態(tài)方程可導(dǎo)出：QUOTE1-8；式中氣壓（）和水汽壓（）單位相同，均為，的單位是g/g。對(duì)于某一團(tuán)空氣而言，只要其中水汽質(zhì)量與干空氣質(zhì)量保持不變，不論發(fā)生膨脹或壓縮，體積如何變化，其比濕都保持不變。4.1.46露點(diǎn)溫度在空氣中水汽含量不變，氣壓一定的條件下，使空氣冷卻達(dá)到飽和時(shí)溫度，稱露點(diǎn)溫度，簡(jiǎn)稱露點(diǎn)（）。其單位與氣溫相同。在氣壓一定時(shí)，露點(diǎn)的高低只與空氣中的水汽含量有關(guān)，水汽含量愈多，所以露點(diǎn)也是反映空氣中水汽含量的物理量。上述各種表示濕度的物理量中，水汽壓、絕對(duì)濕度、比濕、露點(diǎn)基本上表示空氣中水汽含量的多寡；而相對(duì)濕度、飽和差則表示空氣距離飽和的程度。4.2大氣中水汽的分布4.2.1垂直分布大氣中的水汽主要來(lái)源于下墊面的蒸發(fā),并借助于垂直上升氣流和亂流向上輸送到中、上層大氣中。因此,絕對(duì)濕度隨高度的增加而迅速減小。在1.5～2公里km高度處約為地面的1/2,到5公里km高度處,已減少到地面的1/10左右。這表明90%的水汽含量集中在5公里km以下的氣層中。4.2.2水平分布下墊面的性質(zhì)不同,蒸發(fā)情況有差異,通常海面蒸發(fā)量多于陸地,森林多于沙漠。蒸發(fā)面相同時(shí),蒸發(fā)量的大小與氣溫密切相關(guān)。因此,絕對(duì)濕度的水平分布是不均勻的,在赤道地區(qū)最大,水氣壓（e）e的平均值約為25hPa,中緯地區(qū)約為10hPa,兩極地區(qū)最小,約為2.5hPa。五、降水降水是指從天空降落到地面的液態(tài)或固態(tài)水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夾雪、霰、冰粒和冰雹等。降水量是表征某地干濕狀態(tài)的重要要素，指降水落到地面（固態(tài)降水則需經(jīng)過(guò)融化后），未經(jīng)蒸發(fā)、滲透、流失而在水平面上積聚的深度，降水量以mm（毫米）為單位。雨量計(jì)（rainfallrecorder，或量雨計(jì)、測(cè)雨計(jì)）是一種氣象學(xué)家和水文學(xué)家用來(lái)測(cè)量一段時(shí)間內(nèi)某地區(qū)的降水量的儀器。雨量計(jì)的種類很多，常用的雨量計(jì)見(jiàn)的有虹吸式雨量計(jì)、稱重式雨量計(jì)、翻斗式雨量計(jì)等等。六、水平能見(jiàn)度能見(jiàn)度指視力正常的人在當(dāng)時(shí)天氣條件下，能夠從天空背景中看到和辨出目標(biāo)物的最大水平距離，單位用m或km表示。常見(jiàn)的能見(jiàn)度測(cè)量?jī)x器有：透射型能見(jiàn)度測(cè)量?jī)x器、散射型能見(jiàn)度測(cè)量最儀器以及能見(jiàn)度自動(dòng)測(cè)量系統(tǒng)。第三節(jié)大氣的運(yùn)動(dòng)牛頓第二運(yùn)動(dòng)定律適用于慣性參考系，它說(shuō)明單位質(zhì)量空氣塊相對(duì)于空間固定坐標(biāo)系的運(yùn)動(dòng)加速度等于所有作用力之和。這里所指的力是真實(shí)作用于大氣的力，一般稱為基本力或牛頓力，包括：氣壓梯度力、地心引力、摩擦力等；對(duì)于相對(duì)于自轉(zhuǎn)地球的大氣運(yùn)動(dòng)而言，單位質(zhì)量空氣塊的相對(duì)運(yùn)動(dòng)加速度，除決定于基本作用力外，還決定于由于坐標(biāo)系隨地球一起旋轉(zhuǎn)所呈現(xiàn)出的視示力（外觀力），包括同地球旋轉(zhuǎn)有關(guān)的地轉(zhuǎn)偏向力（科里奧利力）和慣性離心力等，這些力的水平分量之間的不同組合，構(gòu)成了不同形式的大氣水平運(yùn)動(dòng)。一、影響大氣運(yùn)動(dòng)的作用力牛頓第二運(yùn)動(dòng)定律適用于慣性參考系，它說(shuō)明單位質(zhì)量空氣塊相對(duì)于空間固定坐標(biāo)系的運(yùn)動(dòng)加速度等于所有作用力之和。這里所指的力是真實(shí)作用于大氣的力，一般稱為基本力或牛頓力，包括：氣壓梯度力、地心引力、摩擦力等；對(duì)于相對(duì)于自轉(zhuǎn)地球的大氣運(yùn)動(dòng)而言，單位質(zhì)量空氣塊的相對(duì)運(yùn)動(dòng)加速度，除決定于基本作用力外，還決定于由于坐標(biāo)系隨地球一起旋轉(zhuǎn)所呈現(xiàn)出的視示力（外觀力），包括同地球旋轉(zhuǎn)有關(guān)的地轉(zhuǎn)偏向力（科里奧利力）和慣性離心力等，這些力的水平分量之間的不同組合，構(gòu)成了不同形式的大氣水平運(yùn)動(dòng)。1.1氣壓梯度力：在氣壓梯度存在時(shí)，單位質(zhì)量空氣所受的力稱為氣壓梯度力，通常用G表示。表達(dá)式如下：（1-8）1-9氣壓梯度力可以分解為水平氣壓梯度力（）和垂直氣壓梯度力（），即：，（1-9）1-10由上式可知：它的方向指向的方向，即由高壓指向低壓，它的大小與氣壓梯度成正比，與空氣密度成反比。在大氣中，氣壓梯度力的垂直分量比水平分量要大得多，但是重力與Gz始終處于平衡狀態(tài)，因而在垂直方向上一般不會(huì)造成強(qiáng)大的垂直加速度；而水平氣壓梯度力雖小，由于沒(méi)有其它實(shí)質(zhì)力與它相平衡，但在一定條件下卻能造成較大的空氣水平運(yùn)動(dòng)。氣壓梯度力是空氣產(chǎn)生水平運(yùn)動(dòng)的直接原因和動(dòng)力。1.2地心引力：是指地球?qū)挝毁|(zhì)量空氣的引力（地心引力）。那么地球?qū)挝毁|(zhì)量空氣的引力為（1-10）QUOTEQUOTE=QUOTE1-11；其中M為地球的質(zhì)量，m為空氣塊的質(zhì)量，G為引力常數(shù)，r為空氣到地心的距離。地心引力是始終作用于大氣的實(shí)在的力。1.3摩擦力：是兩個(gè)相互接觸的物體作相對(duì)運(yùn)動(dòng)時(shí)，接觸面之間所產(chǎn)生的一種阻礙物體運(yùn)動(dòng)的力。大氣運(yùn)動(dòng)中所受到的摩擦力一般分為內(nèi)摩擦力和外摩擦力。內(nèi)摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接觸的兩個(gè)空氣層之間產(chǎn)生的一種相互牽制力，它主要通過(guò)湍流交換作用使氣流速度發(fā)生改變，也成湍流摩擦力，其大小取決于上下層風(fēng)的矢量差和湍流強(qiáng)度。外摩擦力是空氣貼近下墊面運(yùn)動(dòng)時(shí)，下墊面對(duì)空氣運(yùn)動(dòng)的阻力。它的方向與空氣運(yùn)動(dòng)方向相反，大小與空氣運(yùn)動(dòng)的速度和摩擦系數(shù)成正比。內(nèi)摩擦力與外摩擦力的矢量和稱摩擦力。摩擦力的大小在大氣中的不同高度上是不同的，以近地面層最為顯著，高度愈高，作用愈弱，到1～2公里km以上，摩擦力的影響可以忽略不計(jì)。1.4慣性離心力：是物體在作曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)所產(chǎn)生的，由運(yùn)動(dòng)軌跡的曲率中心沿曲率半徑向外作用在物體上的力。這個(gè)力是物體為保持沿慣性方向運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的，因而稱慣性離心力。慣性離心力同運(yùn)動(dòng)的方向垂直，自曲率中心指向外緣（圖1.31），對(duì)單位質(zhì)量空氣而言，慣性離心力C的大小的表達(dá)式為：：C=QUOTE。C=QUOTE錯(cuò)誤！未找到引用源。1-12。慣性離心力只改變物體運(yùn)動(dòng)的方向，不改變運(yùn)動(dòng)的速度。圖1.31慣性離心力1.5地轉(zhuǎn)偏向力：當(dāng)空氣塊與自轉(zhuǎn)的地球作相對(duì)運(yùn)動(dòng)時(shí)，對(duì)站在地球表面的觀察者來(lái)看，空氣塊除了受慣性離心力作用外，還受到另一種慣性力的作用，這種慣性力稱為地轉(zhuǎn)偏向力（或偏向力、或科里奧利力、或科氏力）。在大尺度的空氣運(yùn)動(dòng)中，地轉(zhuǎn)偏向力是一個(gè)很重要的力。地轉(zhuǎn)偏向力的特點(diǎn)：（1）地轉(zhuǎn)偏向力只是在物體相對(duì)于地面有運(yùn)動(dòng)時(shí)才產(chǎn)生，物體靜止時(shí)，不受地轉(zhuǎn)偏向力的作用；（2）地轉(zhuǎn)偏向力的方向同物體運(yùn)動(dòng)的方向垂直，它只能改變物體運(yùn)動(dòng)的方向，不能改變物體運(yùn)動(dòng)速率的大小。在北半球，地轉(zhuǎn)偏向力指向物體運(yùn)動(dòng)的右方，使物體向原來(lái)運(yùn)動(dòng)方向的右方偏轉(zhuǎn)；（3）地轉(zhuǎn)偏向力的大小同風(fēng)速成正比。在同緯度，風(fēng)速越大，地轉(zhuǎn)偏向力越大。地轉(zhuǎn)偏向力的大小同緯度的正弦成正比。在風(fēng)速相同的條件下，地轉(zhuǎn)偏向力的增高而增大，在赤道上地轉(zhuǎn)偏向力等于零。上述的作用力對(duì)空氣運(yùn)動(dòng)的影響是不一樣的。一般而言，氣壓梯度力是使空氣產(chǎn)生運(yùn)動(dòng)的直接動(dòng)力，是最基本的力。其他力（摩擦力、慣性離心力、地轉(zhuǎn)偏向力）是在空氣開(kāi)始運(yùn)動(dòng)后才開(kāi)始起作用的，而且所起的作用視具體情況而有不同。地轉(zhuǎn)偏向力對(duì)高緯度地區(qū)或大尺度的空氣運(yùn)動(dòng)影響較大，而對(duì)低緯度地區(qū)特別是赤道附近的空氣運(yùn)動(dòng)影響甚小。慣性離心力是在空氣曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)起作用，而在空氣運(yùn)動(dòng)近于直線時(shí)，可以忽略不計(jì)。摩擦力在摩擦層中起作用，而在自由大氣中的空氣運(yùn)動(dòng)可不予考慮。地轉(zhuǎn)偏向力、慣性離心力和摩擦力雖然不能使空氣由靜止?fàn)顟B(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)檫\(yùn)動(dòng)狀態(tài)，但卻能影響空氣運(yùn)動(dòng)的方向和速度。氣壓梯度和重力既可改變空氣運(yùn)動(dòng)狀態(tài)，又可使空氣有靜止?fàn)顟B(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)檫\(yùn)動(dòng)狀態(tài)。二、風(fēng)場(chǎng)和氣壓場(chǎng)的關(guān)系依據(jù)大尺度運(yùn)動(dòng)中的作用力平衡關(guān)系，通過(guò)討論地轉(zhuǎn)風(fēng)、梯度風(fēng)等平衡運(yùn)動(dòng)建立風(fēng)場(chǎng)與氣壓場(chǎng)之間的關(guān)系。2.1地轉(zhuǎn)風(fēng)對(duì)于中緯度天氣尺度運(yùn)動(dòng)來(lái)說(shuō)，在水平方向上地轉(zhuǎn)偏向力和氣壓梯度力近于平衡，這兩個(gè)力的平衡關(guān)系可表示為：1（1-11）3這一關(guān)系式通常稱為地轉(zhuǎn)關(guān)系或地轉(zhuǎn)平衡方程，滿足上式的風(fēng)稱為地轉(zhuǎn)風(fēng)。用，表示地轉(zhuǎn)風(fēng)的分量，則：1（1-12）4其向量形式為：1（-1-13）5（1）地轉(zhuǎn)風(fēng)條件：自由大氣；中高緯度范圍；準(zhǔn)水平大尺度運(yùn)動(dòng)；水平直線運(yùn)動(dòng)。（2）地轉(zhuǎn)風(fēng)與等壓線平行，在北半球背風(fēng)而立，高壓在右，低壓在左。因此在低壓中，風(fēng)呈逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，這個(gè)系統(tǒng)稱為氣旋，而在高壓中，風(fēng)呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，這個(gè)系統(tǒng)稱為反氣旋。（3）地轉(zhuǎn)風(fēng)風(fēng)速大小與水平氣壓梯度成正比，等壓線越密集，地轉(zhuǎn)風(fēng)越大。（4）地轉(zhuǎn)風(fēng)風(fēng)速大小與緯度成反比，相同的水平氣壓梯度力，高緯風(fēng)大，低緯風(fēng)小。2.2梯度風(fēng)在沒(méi)有或不考慮摩擦力時(shí)，氣壓梯度力，地轉(zhuǎn)偏向力，慣性離心力三力平衡時(shí)與等壓線平行的風(fēng)稱為梯度風(fēng)。在有梯度風(fēng)時(shí)，等壓線與流線重合。s軸n軸（——梯度風(fēng)方1-程1-14）6s軸n軸第四節(jié)大氣環(huán)流一、大氣環(huán)流的概念大氣環(huán)流，一般是指具有全球性的、大范圍的大氣運(yùn)行現(xiàn)象，既包括平均狀態(tài)，也包括瞬時(shí)現(xiàn)象。其水平尺度在數(shù)千公里以上，垂直尺度在10km公里以上，時(shí)間尺度在數(shù)天以上。二、大氣環(huán)流形成原因大氣環(huán)流主要有以下四個(gè)原因形成的。一是太陽(yáng)輻射，這是地球上大氣運(yùn)動(dòng)能量的來(lái)源，由于地球的自轉(zhuǎn)和公轉(zhuǎn)，地球表面接受太陽(yáng)輻射能量是不均勻的。熱帶地區(qū)多，而極區(qū)少，從而形成大氣的熱力環(huán)流。二是地球自轉(zhuǎn)，在地球表面運(yùn)動(dòng)的大氣都會(huì)受地轉(zhuǎn)偏向力作用而發(fā)生偏轉(zhuǎn)。三是地球表面海陸分布不均勻。四是大氣內(nèi)部南北之間熱量、動(dòng)量的相互交換。以上種種因素構(gòu)成了地球大氣環(huán)流的平均狀態(tài)和復(fù)雜多變的形態(tài)。圖1.4大氣環(huán)流圖三、大氣環(huán)流主要方式3.1平均緯向環(huán)流指大氣盛行的以極地為中心并繞其旋轉(zhuǎn)的緯向氣流，這是大氣環(huán)流的最基本的狀態(tài)，就對(duì)流層平均緯向環(huán)流而言，低緯度地區(qū)盛行東風(fēng)，稱為東風(fēng)帶（由于地球的旋轉(zhuǎn)，北半球多為東北信風(fēng)，南半球多為東南信風(fēng)，故又稱為信風(fēng)帶）；中高緯度地區(qū)盛行西風(fēng)，稱為西風(fēng)帶（其強(qiáng)度隨高度增大，在對(duì)流層頂附近達(dá)到極大值，稱為西風(fēng)急流）；極地還有淺薄的弱東風(fēng)，稱為極地東風(fēng)帶。圖1.2大氣環(huán)流圖3.2平均水平環(huán)流指在中高緯度的水平面上盛行的疊加在平均緯向環(huán)流上的波狀氣流（又稱平均槽脊），通常北半球冬季為3個(gè)波，夏季為4個(gè)波，三波與四波之間的轉(zhuǎn)換表征季節(jié)變化。3.3平均徑圈環(huán)流指在南北-垂直方向的剖面上，由大氣經(jīng)向運(yùn)動(dòng)和垂直運(yùn)動(dòng)所構(gòu)成的運(yùn)動(dòng)狀態(tài)。通常，對(duì)流層的徑圈環(huán)流存在3個(gè)圈：低緯度是正環(huán)流或直接環(huán)流（氣流在赤道上升，高空向北，中低緯下沉，低空向南），又稱為哈得來(lái)環(huán)流；中緯度是反環(huán)流或間接環(huán)流（中低緯氣流下沉，低空向北，中高緯上升，高空向南），又稱為費(fèi)雷爾環(huán)流；極地是弱的正環(huán)流（極地下沉，低空向南，高緯上升，高空向北）。四、大氣環(huán)流表現(xiàn)形式大氣環(huán)流主要表現(xiàn)為：全球尺度的東西風(fēng)帶、三圈環(huán)流(哈得萊環(huán)流、費(fèi)雷爾環(huán)流和極地環(huán)流)、定常分布的平均槽脊、高空急流以及西風(fēng)帶中的大型擾動(dòng)等。大氣環(huán)流既是地－氣系統(tǒng)進(jìn)行熱量、水分、角動(dòng)量等物理量交換以及能量交換的重要機(jī)制，也是這些物理量的輸送、平衡和轉(zhuǎn)換的重要結(jié)果。太陽(yáng)輻射在地球表面的非均勻分布是大氣環(huán)流的原動(dòng)力。大氣環(huán)流構(gòu)成了全球大氣運(yùn)動(dòng)的基本形勢(shì)，是全球氣候特征和大范圍天氣形勢(shì)的主導(dǎo)因子，也是各種尺度天氣系統(tǒng)活動(dòng)的背景。圖1.3大氣環(huán)流圖五、季風(fēng)環(huán)流5.1季風(fēng)概述季風(fēng)是由海陸分布、大氣環(huán)流、大陸地形等因素造成的，以一年為周期的大范圍對(duì)流現(xiàn)象。季風(fēng)是大范圍盛行的、風(fēng)向隨季節(jié)變化顯著的風(fēng)系，和風(fēng)帶一樣同屬行星尺度的環(huán)流系統(tǒng)，它的形成是由冬夏季海洋和陸地溫度差異所致。季風(fēng)在夏季由海洋吹向大陸，在冬季由大陸吹向海洋大范圍地區(qū)的盛行風(fēng)隨季節(jié)而有顯著改變的現(xiàn)象，稱為季風(fēng)。季風(fēng)環(huán)流也是大氣環(huán)流的一個(gè)組成部分。5.2季風(fēng)的特征世界上季風(fēng)明顯的地區(qū)主要有南亞、東亞、非洲中部、北美東南部、南美巴西東部以及澳大利亞北部，其中以印度季風(fēng)和東亞季風(fēng)最著名。有季風(fēng)的地區(qū)都可出現(xiàn)雨季和旱季等季風(fēng)氣候。夏季時(shí)，吹向大陸的風(fēng)將濕潤(rùn)的海洋空氣輸進(jìn)內(nèi)陸，往往在那里被迫上升成云致雨，形成雨季；冬季時(shí)，風(fēng)自大陸吹向海洋，空氣干燥，伴以下沉，天氣晴好，形成旱季。5.3我國(guó)季風(fēng)環(huán)流我國(guó)位于亞洲的東南部，所以東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)對(duì)我國(guó)天氣氣候變化都有很大影響。形成我國(guó)季風(fēng)環(huán)流的因素很多，主要由于海陸差異，行星風(fēng)帶的季節(jié)轉(zhuǎn)換以及地形特征等綜合形成的。影響我國(guó)的冬季風(fēng)主要來(lái)自亞歐大陸北方嚴(yán)寒的西伯利亞和蒙古一帶，冬季風(fēng)帶來(lái)的氣流寒冷干燥，影響我國(guó)北方大部分地區(qū)，是我國(guó)冬季南北溫差大的主要原因之一。東亞的冬季風(fēng)現(xiàn)象最為典型，風(fēng)力較夏季風(fēng)強(qiáng)。盛行風(fēng)向在中國(guó)華北及日本北部和中部為西北風(fēng)，中國(guó)黃河以南、中南半島、印度半島及日本南部和沖繩為東北風(fēng)。帶來(lái)干冷的大陸氣團(tuán)，強(qiáng)烈發(fā)展時(shí)，帶來(lái)寒潮天氣，氣溫急劇下降。但當(dāng)冬季風(fēng)到達(dá)中國(guó)長(zhǎng)江以南及日本列島時(shí)，由于冷空氣流經(jīng)海上，產(chǎn)生氣團(tuán)變性，會(huì)造成雨雪天氣。]如果冬季風(fēng)活動(dòng)強(qiáng)烈，容易造成寒潮（圖1.4）。夏季，海洋溫度相對(duì)較低，大陸溫度較高，海洋出現(xiàn)高壓或原高壓加強(qiáng)，大陸出現(xiàn)熱低壓；這時(shí)北半球盛行西南和東南季風(fēng)，尤以印度洋和南亞地區(qū)最顯著。西南季風(fēng)大部分源自南印度洋，在非洲東海岸跨過(guò)赤道到達(dá)南亞和東亞地區(qū)，甚至到達(dá)我國(guó)華中地區(qū)和日本；另一部分東南風(fēng)主要源自西北太平洋，以南或東南風(fēng)的形式影響我國(guó)東部沿海。夏季風(fēng)一般經(jīng)歷爆發(fā)、活躍、中斷和撤退4個(gè)階段。東亞的季風(fēng)爆發(fā)最早，從5月上旬開(kāi)始，自東南向西北推進(jìn)，到7月下旬趨于穩(wěn)定，通常在9月中旬開(kāi)始回撤，路徑與推進(jìn)時(shí)相反，在偏北氣流的反擊下，自西北向東南節(jié)節(jié)敗退。影響我國(guó)的夏季風(fēng)起源于三支氣流：一是印度夏季風(fēng)，當(dāng)印度季風(fēng)北移時(shí)，西南季風(fēng)可深入到我國(guó)大陸；二是流過(guò)東南亞和南海的跨赤道氣流，這是一種低空的西南氣流；三是來(lái)自西北太平洋副熱帶高壓西側(cè)的東南季風(fēng)，有時(shí)會(huì)轉(zhuǎn)為南或西南氣流。季風(fēng)每年5月上旬開(kāi)始出現(xiàn)在南海北部，中間經(jīng)過(guò)3次突然北推和4個(gè)靜止階段，5月底至6月5—10日到達(dá)華南北部，6月底至7月初抵達(dá)長(zhǎng)江流域，7月上旬中至20日，推進(jìn)至黃河流域，7月底至8月10日前，北上至終界線—華北一帶。我國(guó)冬季風(fēng)比夏季風(fēng)強(qiáng)烈，尤其是在東部沿海，常有8級(jí)以上的北到西北風(fēng)伴隨寒潮南下；南海以東北風(fēng)為主，大風(fēng)次數(shù)比北部少（圖1.5）。圖1.4東亞冬季風(fēng)圖1.5東亞夏季風(fēng)5.3.1海陸季風(fēng)海陸分布對(duì)我國(guó)季風(fēng)的作用海洋的熱容量比陸地大得多，冬季，陸地比海洋冷，大陸氣壓高于海洋，氣壓梯度力自大陸指向海洋，風(fēng)從大陸吹向海洋；夏季則相反，陸地很快變暖，海洋相對(duì)較冷，氣壓陸地低于海洋，氣壓梯度力由海洋指向大陸，風(fēng)從海洋吹向大陸。我國(guó)東臨太平洋，南臨印度洋，冬夏的海陸溫差大，所以季風(fēng)明顯。5.3.2行星風(fēng)帶行星風(fēng)帶位置季節(jié)轉(zhuǎn)換對(duì)我國(guó)季風(fēng)的作用地球上存在著6個(gè)風(fēng)帶，信風(fēng)帶，盛行西風(fēng)帶，極地東風(fēng)帶，南半球和北半球是對(duì)稱分布的。這6個(gè)風(fēng)帶，在北半球的夏季都向北移動(dòng)，而冬季則向南移動(dòng)。這樣冬季西風(fēng)帶的南緣地帶，夏季可以變成東風(fēng)帶。因此，冬夏盛行風(fēng)就會(huì)發(fā)生180°的變化。冬季我國(guó)主要在西風(fēng)帶影響下，強(qiáng)大的西伯利亞高壓籠罩著全國(guó)，盛行偏北氣流。夏季西風(fēng)帶北移，我國(guó)在大陸熱低壓控制之下，副熱帶高壓也北移，盛行偏南風(fēng)。5.3.3青藏高原大地形青藏高原對(duì)我國(guó)季風(fēng)作用青藏高原占我國(guó)陸地的1/4，平均海拔在4000米以上，對(duì)應(yīng)于周圍地區(qū)有熱力作用。在冬季，高原上溫度較低，周圍大氣溫度較高，這樣形成下沉氣流，從而加強(qiáng)了地面高壓系統(tǒng)，使冬季風(fēng)增強(qiáng)；在夏季，高原相對(duì)于周圍自由大氣是一個(gè)熱源，加強(qiáng)了高原周圍地區(qū)系統(tǒng)，使夏季風(fēng)得到加強(qiáng)。另外，在夏季，西南季風(fēng)由孟加拉灣向北推進(jìn)時(shí)，沿著青藏高原東部的南北走向的橫斷山脈流向我國(guó)的西南地區(qū)。六、海陸風(fēng)因海洋和陸地受熱不均勻而在海岸附近形成的一種有日變化的風(fēng)系。在基本氣流微弱時(shí)，白天風(fēng)從海上吹向陸地，夜晚風(fēng)從陸地吹向海洋。前者稱為海風(fēng)，后者稱為陸風(fēng)，合稱為海陸風(fēng)（圖1.6）。海陸風(fēng)的水平范圍可達(dá)幾十公里，鉛直高度達(dá)1～2公里，周期為一晝夜。白天，地表受太陽(yáng)輻射而增溫，由于陸地土壤熱容量比海水熱容量小得多，陸地升溫比海洋快得多，因此陸地上的氣溫顯著地比附近海洋上的氣溫高。陸地上空氣柱因受熱膨脹，在水平氣壓梯度力的作用下，上空的空氣從陸地流向海洋，然后下沉至低空，又由海面流向陸地，再度上升，遂形成低層海風(fēng)和鉛直剖面上的海風(fēng)環(huán)流。圖1.64海風(fēng)環(huán)流示意圖海風(fēng)從每天上午開(kāi)始直到傍晚，風(fēng)力以下午為最強(qiáng)。日落以后，陸地降溫比海洋快；到了夜間，海上氣溫高于陸地，就出現(xiàn)與白天相反的熱力環(huán)流而形成低層陸風(fēng)和鉛直剖面上的陸風(fēng)環(huán)流。海陸的溫差，白天大于夜晚，所以海風(fēng)較陸風(fēng)強(qiáng)。七、熱島效應(yīng)7.1熱島效應(yīng)概述熱島效應(yīng)，指由于人為原因，改變了城市地表的局部溫度、濕度、空氣對(duì)流等因素，進(jìn)而引起的城市小氣候變化現(xiàn)象。該現(xiàn)象，屬于城市氣候最明顯的特征之一。由于城市化的速度加快，城市建筑群密集、柏油路和水泥路面比郊區(qū)的土壤、植被具有更大的吸熱率和更小的比熱容，使得城市地區(qū)升溫較快，并向四周和大氣中大量輻射，造成了同一時(shí)間城區(qū)氣溫普遍高于周圍的郊區(qū)氣溫，高溫的城區(qū)處于低溫的郊區(qū)包圍之中，如同汪洋大海中的島嶼，人們把這種現(xiàn)象稱之為城市熱島效應(yīng)。地面等溫線圖上，郊區(qū)氣溫相對(duì)較低，而市區(qū)則形成一個(gè)明顯的高溫區(qū)，如同出露水面的島嶼，被形象的稱之為“城市熱島”。城市熱島中心，氣溫一般比周圍郊區(qū)高1℃左右，最高可達(dá)6℃以上，大城市散發(fā)的熱量可以達(dá)到所接收的太陽(yáng)能的2/5，從而使城市的溫度升高。在城市熱島作用下，近地面產(chǎn)生由郊區(qū)吹向城市的熱島環(huán)流。城市熱島增強(qiáng)空氣對(duì)流，空氣中的煙塵提供了充足的水汽凝結(jié)核，故城市降水比郊區(qū)多。對(duì)歐美許多大城市研究發(fā)現(xiàn)，城市降水量一般比郊區(qū)多5%~10%。7.2熱島效應(yīng)形成原因熱島效應(yīng)是造成城市熱島效應(yīng)的外部因素，而城市化才是熱島形成的內(nèi)因。城市熱島形成的原因主要有以下幾點(diǎn)：首先，是受城市下墊面特性的改變影響。城市內(nèi)有大量的人工構(gòu)筑物，如混凝土、柏油路面，各種建筑墻面，改變了下墊面的熱力屬性，這些人工構(gòu)筑物吸熱快而比熱容小，在相同的太陽(yáng)輻射條件下，它們比自然下墊面（綠地、水面等）升溫快，因而其表面溫度明顯高于自然下墊面。（城區(qū)反射率小，吸收熱量多，蒸發(fā)耗熱少，熱量傳導(dǎo)較快，而輻射散失熱量較慢，郊區(qū)恰相反）另一個(gè)主要原因是人工熱源的迅速增加影響。工廠生產(chǎn)、交通運(yùn)輸以及居民生活都需要燃燒各種燃料，每天都在向外排放大量的熱量。當(dāng)然，城市中的大氣污染物的大量排放也是一個(gè)重要原因。城市中的機(jī)動(dòng)車、工業(yè)生產(chǎn)以及居民生活，產(chǎn)生了大量的氮氧化物、二氧化碳和粉塵等排放物。這些物質(zhì)會(huì)吸收下墊面熱輻射，產(chǎn)生溫室效應(yīng)，從而引起大氣進(jìn)一步升溫。（城區(qū)大氣污染物濃度大，氣溶膠微粒多，在一定程度上起了保溫作用。大氣污染物在城區(qū)濃度特別大，白天它大大地削弱了太陽(yáng)直接輻射，城區(qū)升溫減緩，有時(shí)可在城市產(chǎn)生“冷島”效應(yīng)。夜間它將大大減少城區(qū)地表有效長(zhǎng)波輻射所造成的熱量損耗，起到保溫作用，使城市比郊區(qū)“冷卻”得慢，形成夜間熱島現(xiàn)象。）此外，城市里中綠地、林木和水體的大幅減少也是一個(gè)主要原因。隨著城市化的發(fā)展，城市人口的增加，城市中的建筑、廣場(chǎng)和道路等大量增加，綠地、水體等卻相應(yīng)減少，緩解熱島效應(yīng)的能力被削弱。原則上，一年四季都可能出現(xiàn)城市熱島效應(yīng)。但是，對(duì)居民生活和消費(fèi)構(gòu)成影響的主要是夏季高溫天氣下的熱島效應(yīng)。為了降低室內(nèi)氣溫和使室內(nèi)空氣流通，人們使用空調(diào)、電扇等電器，而這些都需要消耗大量的電力。高溫天氣對(duì)人體健康也有不利影響。有關(guān)研究表明，環(huán)境溫度高于28°C時(shí)，人們就會(huì)有不適感；溫度再高還容易導(dǎo)致煩躁、中暑、精神紊亂等癥狀；氣溫持續(xù)高于34°C，還可導(dǎo)致一系列疾病，特別是使心臟、腦血管和呼吸系統(tǒng)疾病的發(fā)病率上升，死亡率明顯增加。此外，氣溫升高還會(huì)加快光化學(xué)反應(yīng)速度，使近地面大氣中臭氧濃度增加，影響人體健康。城市熱島效應(yīng)主要由以下因素影響：蒸發(fā)減少、城市下墊面反射率降低、能量輸入，其強(qiáng)度影響為：蒸發(fā)減少0.05g/sm，熱輸入增加120.9w/m；城市下墊面反射率降低10%，熱輸入增加30w/m；人工能量輸入10w/m，城市中總熱輸入增加160.9w/m，由于受空氣對(duì)流的影響，實(shí)際熱輸入約20w/m，計(jì)算溫升約3.5℃，這與實(shí)際比較相符。當(dāng)夏季空氣流通減緩時(shí)，熱輸入會(huì)急劇增加，由于城市蒸發(fā)系統(tǒng)適應(yīng)性低，造成城市溫度急劇上升，同時(shí)由于空調(diào)和火電廠的加速運(yùn)轉(zhuǎn)又會(huì)造成惡性循環(huán)，加劇城市大氣溫升。城市蒸發(fā)量減少也形成了城市干島效應(yīng)，造成城市上空大氣穩(wěn)定度升高，不易發(fā)生垂直對(duì)流，易形成近地表高溫，產(chǎn)生嚴(yán)重的空氣污染（例發(fā)灰霾和光化學(xué)煙霧）。第二章天氣分析第一節(jié)氣團(tuán)與峰一、氣團(tuán)和鋒的概念1.1氣團(tuán)氣團(tuán)是指氣象要素（主要指溫度、濕度和大氣穩(wěn)定度）水平分布比較均勻的大范圍的空氣團(tuán)。在同一氣團(tuán)中，各地氣象要素的垂直分布（穩(wěn)定度），幾乎相同，天氣現(xiàn)象也大致一樣。氣團(tuán)的水平尺度可達(dá)幾千里，垂直范圍可達(dá)幾公里到幾十公里，常常從地里面伸展到對(duì)流層頂。1.2我國(guó)境內(nèi)的氣團(tuán)活動(dòng)與氣團(tuán)天氣我國(guó)大部分地區(qū)處于中緯度，冷暖氣流交換綏頻繁，缺少氣團(tuán)形成的環(huán)流條件。同時(shí)，地表性質(zhì)復(fù)雜，沒(méi)有大范圍均勻的下墊面作為氣團(tuán)源地。因而，活動(dòng)在我國(guó)境內(nèi)的氣團(tuán)，大多是從其它地區(qū)移來(lái)的變性氣團(tuán)。東部季風(fēng)區(qū)冬季主要是變性極地大陸氣團(tuán)，夏季主要是變性熱帶海洋氣團(tuán)。冬半年通常受極地大陸氣團(tuán)影響，它的源地在西伯利亞和蒙古，我們稱它為西伯利亞氣團(tuán)。這種氣團(tuán)的地面流場(chǎng)特征是很強(qiáng)的冷性反氣旋，在交界處則能構(gòu)成陰沉多雨天氣，冬季華南常見(jiàn)到這種天氣。熱帶海洋氣團(tuán)，可影響到華南、華東和云南等地，其他地區(qū)除高空外，它一般影響不到地面。北極氣團(tuán)也可南侵我國(guó)，組成氣溫劇降的強(qiáng)寒潮天氣。夏半年，西伯利亞氣團(tuán)在我國(guó)長(zhǎng)城以北和西北地區(qū)活動(dòng)頻繁，它與南方熱帶海洋氣團(tuán)交綏，是構(gòu)成我國(guó)盛夏南北方區(qū)域性降水的主要原因。熱帶大陸氣團(tuán)常影響我國(guó)西部地區(qū)，被它持久控制的地區(qū)，就會(huì)出現(xiàn)嚴(yán)重干旱和酷暑。1955年7月下旬我國(guó)華北，受該氣團(tuán)控制后，天氣酷熱干燥，有些地方最高溫度高達(dá)40℃以上。來(lái)自印度洋的赤道氣團(tuán)（又稱季風(fēng)氣團(tuán)），可造成長(zhǎng)江流域以南地區(qū)大量降水。春季，西伯利亞氣團(tuán)和熱帶海洋氣團(tuán)兩者勢(shì)力相當(dāng)，互有進(jìn)退，因此是鋒系及氣旋活動(dòng)最盛的時(shí)期。秋季，變性的西伯利亞氣團(tuán)占主要地位，熱帶海洋氣團(tuán)退居?xùn)|南海上，我國(guó)東部地區(qū)在單一的氣團(tuán)控制下，出現(xiàn)全年最宜人的秋高氣爽的天氣。1.3鋒區(qū)與鋒面鋒區(qū)就是密度不同的兩個(gè)氣團(tuán)之間的過(guò)渡區(qū)。在天氣圖上溫度水平梯度大而窄的區(qū)域，如果它又隨著高度向冷區(qū)傾斜，這樣的等溫線密集帶通常稱為鋒區(qū)。鋒區(qū)的水平寬度約為幾十公里到幾百公里，一般是上寬下窄（如圖2.1）。圖2.1鋒面的空間結(jié)構(gòu)在天氣圖上由于比例尺小，鋒區(qū)的寬度表示不出來(lái)，可把它看作為空間的一個(gè)面，稱為鋒面。當(dāng)觀測(cè)記錄增多，鋒面的寬度完全可以在高空?qǐng)D、空間剖面圖，甚至在測(cè)站稠密的地面圖上顯示出來(lái)。鋒區(qū)與暖氣團(tuán)的界面稱為暖界面，在空間剖面圖上亦稱上界面，鋒區(qū)于冷氣團(tuán)的界面稱為冷界面或稱為下界面。鋒面于地面的交線稱為鋒線。1.4鋒的分類為了便于天氣分析和預(yù)報(bào)，須對(duì)鋒進(jìn)行分類，但鋒的分類法因著眼點(diǎn)不同而不同。根據(jù)鋒在移動(dòng)過(guò)程中冷、暖氣團(tuán)所占的主、次地位可將鋒分為：冷鋒、暖鋒、準(zhǔn)靜止鋒和錮囚鋒四種。二、鋒附近的氣溫、氣壓和風(fēng)的分布特征鋒面的空間狀態(tài)是向冷空氣一側(cè)傾斜的，它是鋒面的重要特征。鋒面附近的各種氣象要素、鋒面云系和天氣現(xiàn)象的分布都與鋒面這個(gè)特征密切相聯(lián)系。2.1溫度場(chǎng)特征2.1.1水平溫度梯度大鋒的最重要特征之一是鋒區(qū)內(nèi)的水平溫度梯度比氣團(tuán)內(nèi)部的水平溫度梯度大得多。在地面圖上，溫度差異特別大的地區(qū)就是地面鋒線位置所在。在各層等壓面圖上，鋒區(qū)內(nèi)等溫線相對(duì)密集，等溫線越密，鋒區(qū)越強(qiáng)，等溫線的走向與鋒區(qū)的走向近于平行。2.1.2鋒區(qū)內(nèi)溫度垂直梯度特別小常出現(xiàn)鋒面逆溫。對(duì)某個(gè)測(cè)站來(lái)講，如果它的上空有鋒面，則因鋒的下方是冷氣團(tuán)，上面是暖氣團(tuán)，可以觀測(cè)到溫度隨高度增高而升高，這種現(xiàn)象稱為封面逆溫。當(dāng)冷、暖氣團(tuán)溫差較小時(shí)，這種鋒面逆溫也可以變?yōu)榈葴鼗驓鉁刂睖p率很小。2.2氣壓場(chǎng)特征在地面圖上，鋒位于低壓槽中，如等壓線通過(guò)鋒面時(shí)呈氣旋式彎折，且折角指向高壓。2.3鋒附近的風(fēng)場(chǎng)特征2.3.1鋒附近風(fēng)的水平分布由于地面鋒線處于低壓槽中，所以地面鋒線附近的風(fēng)場(chǎng)具有氣旋式切變。這種風(fēng)場(chǎng)的氣旋式切變包括風(fēng)向切變和風(fēng)速切變。由于地面摩擦的影響，縫合等壓線成一交角而吹向低壓，所以地面鋒線也通常是氣流的輻合線。2.3.2鋒的垂直切變風(fēng)隨高度的變化稱為鋒的垂直切變。在鋒附近風(fēng)隨高度的變化是因鋒的不同而有差異的。對(duì)冷鋒而言，由于鋒附近是冷平流，所以自上而下穿越鋒面時(shí)，風(fēng)向作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，又因?yàn)橥ㄟ^(guò)鋒區(qū)時(shí)熱成風(fēng)很大，因此風(fēng)向的切變是很迅速的。暖鋒的情況和冷鋒正相反，由于暖鋒附近是暖平流，所以自上而下穿越鋒面時(shí)，風(fēng)向作順時(shí)針旋轉(zhuǎn)。根據(jù)熱乘風(fēng)原理可知，在水平溫度梯度最大處，風(fēng)速增大亦最快，因此鋒區(qū)的上空對(duì)應(yīng)有風(fēng)速最大的區(qū)域，可以出現(xiàn)急流。2.4濕度場(chǎng)特征一般來(lái)說(shuō)，暖空氣來(lái)自南方比較潮濕的地區(qū)或洋面上，氣溫高、飽和水汽壓大、露點(diǎn)高；冷空氣來(lái)自北方內(nèi)陸，氣溫低、水汽含量小、露點(diǎn)溫度也低，所以鋒面附近露點(diǎn)溫度差異常比溫度差異顯著。三、鋒面天氣鋒面天氣主要是指鋒面附近的云和降水，它們是隨季節(jié)、時(shí)間和地點(diǎn)的不同而變化的。3.1冷鋒附近的云和降水特征3.1.1第一類型冷鋒天氣（鋒前壞天氣）鋒線位于高空槽前，坡度小，移動(dòng)慢；暖空氣下沉，冷空氣爬升，冷空氣下沉；層狀云為主，云序由低到高，有序排列；鋒后穩(wěn)定連續(xù)降水（有幾百公里寬）。圖2.2第一類型冷鋒天氣3.1.2第二類型冷鋒天氣（鋒后壞天氣）鋒線位于高空槽后，坡度大，移動(dòng)快；冷氣團(tuán)和暖氣團(tuán)高層為下沉氣流，暖氣團(tuán)中下層上升氣流積狀云為主，從高到低垂直排列，鋒前不穩(wěn)定降水。圖2.3第二類型冷鋒天氣3.2暖鋒附近的云和降水鋒線位于高空槽前，坡度小，移速慢，冷暖氣團(tuán)都為上升氣流，層狀云為主，從高到低垂直排列，鋒前穩(wěn)定降水，幾百公里。圖2.4暖鋒天氣3.3準(zhǔn)靜止鋒附近的云和降水類似于第一類型冷鋒，但坡度更小，垂直運(yùn)動(dòng)弱層狀云為主，穩(wěn)定的連續(xù)降水，雨量小，風(fēng)區(qū)寬，時(shí)間長(zhǎng)，雨區(qū)離鋒線有一段距離。3.4錮囚鋒附近云和降水兩鋒面云系的合并，鋒線兩側(cè)為對(duì)稱性雨區(qū)，（幾百公里寬）。圖2.5暖式固囚鋒天氣第二節(jié)氣旋（低壓）與反氣旋（高壓）一氣旋和反氣旋的概念1.1氣旋和反氣旋的定義北半球，氣旋是中心氣壓比四周低的水平渦旋，氣旋區(qū)域內(nèi)空氣作逆時(shí)針?lè)较蛄鲃?dòng)，。又稱低壓。水平尺度小的為幾百公里，大的可達(dá)2、3千公里。氣旋的垂直氣流是上升的，多陰雨天氣。反氣旋是中心氣壓比四周高的水平渦旋，反氣旋區(qū)域內(nèi)空氣作順時(shí)針?lè)较蛄鲃?dòng)，。又稱高壓。它的水平范圍比氣旋大得多，發(fā)展強(qiáng)盛時(shí)，常?？膳c整個(gè)大陸或海洋相比擬，小的反氣旋只有數(shù)百公里。反氣旋的垂直氣流是下沉的，多晴好天氣。從氣壓場(chǎng)的特征而言，稱高壓和低壓；從流場(chǎng)的特征上稱氣旋和反氣旋。1.2氣旋和反氣旋的強(qiáng)度氣旋和反氣旋的強(qiáng)度用中心氣壓值來(lái)表示。中心氣壓值愈高，則反氣旋的勢(shì)力愈強(qiáng)。地面反氣旋中心氣壓值，一般為1020～1030百帕，最強(qiáng)的反氣旋中心氣壓值可達(dá)1080百帕。氣旋的強(qiáng)度可以用其中的最大風(fēng)速或(低壓)中心氣壓值表示,最大風(fēng)速越大,中心氣壓值越低,氣旋越強(qiáng);反之則弱。地面氣旋的中心氣壓值一般在970～1010hPa之間,強(qiáng)的氣旋,中心氣壓值可低于935hPa,地面最大風(fēng)速可達(dá)30m/s以上。當(dāng)氣旋的中心氣壓值隨時(shí)間降低時(shí),稱氣旋發(fā)展或加深;當(dāng)氣旋中心氣壓值隨時(shí)間升高時(shí),則稱氣旋減弱或填塞。1.3氣旋的分類按地理位置氣旋可分為溫帶氣旋、熱帶氣旋；反氣旋分為溫帶高壓、副熱帶反氣旋高壓及極地反氣旋高壓。根據(jù)氣旋的熱力結(jié)構(gòu),可分為鋒面氣旋和無(wú)鋒面氣旋。鋒面氣旋是溫帶最常見(jiàn)的氣旋,無(wú)鋒面氣旋包括熱帶氣旋和熱低壓等。反氣旋分為冷性反氣旋和暖性反氣旋?；顒?dòng)于中高緯度大陸近地面層的反氣旋屬冷性反氣旋,由冷空氣組成,習(xí)慣上稱為冷高壓。出現(xiàn)在副熱帶地區(qū)的副熱帶高壓屬暖性反氣旋。此外,高空阻塞高壓也是典型的暖性反氣旋。1.4地形影響1.4.1地形對(duì)氣旋的影響當(dāng)氣旋遇到較高的山時(shí)，例如遇到我國(guó)的相對(duì)高度在一千米左右的小興安嶺時(shí)，在山的西側(cè)，因氣壓升高，氣旋開(kāi)始填塞；在山的東側(cè)，因氣壓降低，有地形槽或低壓生成，并逐漸的發(fā)展成為另一個(gè)氣旋中心。氣旋遇到較低的山脈時(shí)，沒(méi)有分裂現(xiàn)象發(fā)生，只是氣旋在山前有些減弱，在山后有些加強(qiáng)。氣旋遇到大山脈，如遇到帕米爾高原和青藏高原時(shí)，只能繞山而行，難以翻越，同時(shí)顯著填塞減弱。1.4.2地形對(duì)反氣旋的影響反氣旋向山脈或者向?qū)拸V的高原接近時(shí)，在山前會(huì)減速、加強(qiáng)，有時(shí)分裂出新的反氣旋中心。這種作用在山脊愈高時(shí)愈顯著。這種作用在山脊愈高時(shí)愈顯著，例如帕米爾——天山山系、阿爾泰山、唐努烏拉山、杭愛(ài)山以及祁連山等都有使反氣旋顯著加強(qiáng)、減速的作用。青藏高原的存在對(duì)冬季蒙古冷性反氣旋的停留和加強(qiáng)起重要作用。二、鋒面氣旋2.1鋒面氣旋概述鋒面氣旋即溫帶氣旋是活躍在溫帶中緯度地區(qū)的一種氣旋，它是一種冷心系統(tǒng)，其出現(xiàn)伴隨著鋒面，尺度一般較熱帶氣旋大，可達(dá)幾百乃至數(shù)千公里。氣旋隨高空偏西氣流向東移動(dòng)，前部為暖鋒，后部為冷鋒，兩者銜接處的波動(dòng)南側(cè)為暖區(qū)。溫帶氣旋從生成，發(fā)展到消亡整個(gè)生命史一般為2-6天。同一鋒面上有時(shí)會(huì)接連形成2-5個(gè)溫帶氣旋，自西向東依次移動(dòng)前進(jìn)，稱為“氣旋族”。鋒面氣旋一般可以產(chǎn)生較壞的天氣，特別是發(fā)展強(qiáng)盛的鋒面氣旋，可以出現(xiàn)強(qiáng)烈的降水、雷暴、大風(fēng)、風(fēng)沙等惡略天氣。我國(guó)氣旋活動(dòng)主要活動(dòng)于春季。如北方氣旋的月平均頻數(shù)以四月為最高值，在2.5次以上；南方氣旋的頻數(shù)自四月份以后也明顯增加，最多頻帶伸向長(zhǎng)江流域，并且到七月份北移到淮河流域。影響東海的溫帶氣旋每年平均約50個(gè)，有強(qiáng)冷空氣相配合的氣旋浪危害最大，在三個(gè)小時(shí)內(nèi)就可以形成3米以上的海浪。由于不如臺(tái)風(fēng)浪強(qiáng)，容易被人忽視，因此更具有潛在的危險(xiǎn)性。圖2-6影響我國(guó)的常見(jiàn)氣旋路徑示意圖2.2鋒面氣旋的產(chǎn)生原因鋒面氣旋的產(chǎn)生，有以下幾種情況：第一種是先有鋒面，爾后在鋒面上產(chǎn)生氣旋；第二種是先有氣旋，然后在氣旋內(nèi)產(chǎn)生鋒面，或者是氣旋和鋒面同時(shí)生成；第三種是冷鋒移入熱低壓或熱倒槽中而形成的鋒面氣旋。2.3鋒面氣旋的產(chǎn)生源地東亞地區(qū)的氣旋主要發(fā)生在兩個(gè)地區(qū)。一是從我國(guó)長(zhǎng)江中下游到日本南部海上，我們習(xí)慣上稱這些地區(qū)的氣旋為“南方氣旋”，如江淮氣旋和東海氣旋等。二是從蒙古中部到我國(guó)東北大興安嶺東側(cè)，我們習(xí)慣上稱這些地區(qū)的氣旋為“北方氣旋”，如蒙古氣旋、東北氣旋(又稱東北低壓)、黃河氣旋、黃海氣旋等。不同源地的氣旋，移動(dòng)路徑也不相同。就全年的平均情況來(lái)看，氣旋路徑主要集中在三個(gè)地帶：最多的是在日本以東或東南方的洋面上，其次是在我國(guó)的東北地區(qū)，第三個(gè)是朝鮮、日本北部地帶。鋒面氣旋的移動(dòng)方向均沿對(duì)流層（500hPa或700hPa）氣流的方向移動(dòng)。東亞鋒面氣旋的移動(dòng)速度平均為30～40公里/小時(shí)。慢的只有15公里/小時(shí)左右；快的高達(dá)100公里/小時(shí)。一般在氣旋的初生階段快，錮囚或消亡階段慢。春季快，夏季慢。2.4鋒面氣旋的發(fā)展過(guò)程鋒面氣旋的發(fā)展過(guò)程中，可分為初生、發(fā)展和消亡三個(gè)階段。從發(fā)生波動(dòng)到繪出第一根閉合等壓線為止的整個(gè)階段，稱為鋒面氣旋的初生階段。初生的鋒面氣旋如果繼續(xù)發(fā)展，就逐漸進(jìn)入發(fā)展階段。在這一階段中，氣旋式環(huán)流進(jìn)一步加強(qiáng)，冷、暖峰也更為清楚，冷、暖峰之間的暖區(qū)要比原來(lái)的縮小，閉合等壓線也不斷增加，并伸展到了較高的層次，可出現(xiàn)在850mb甚至700mb的高度上；但上空的氣旋中心與地面的低壓中心尚未重合，中心軸線隨高度向冷區(qū)傾斜。.消亡階段：鋒面氣旋進(jìn)一步發(fā)展，當(dāng)冷鋒趕上暖鋒，并出現(xiàn)錮囚鋒時(shí)，氣旋發(fā)展到達(dá)最盛時(shí)間。這時(shí)冷空氣從兩側(cè)包圍暖空氣，迫使暖空氣抬升到上空，暖區(qū)范圍逐漸縮??；氣旋中心氣壓達(dá)到最低值，閉合等壓線多而密集；三小時(shí)變壓零線接近地面氣旋中心，于是氣旋就開(kāi)始由加深轉(zhuǎn)化為減弱，逐步衰亡下去。氣旋的再生：付冷鋒加入后的再生，當(dāng)氣旋發(fā)展到錮囚消亡階段，這時(shí)氣旋式環(huán)流最強(qiáng)，氣旋后部的偏北氣流能把高緯度的新鮮冷空氣帶下來(lái)，如果南下的冷空氣比前面的更冷，則會(huì)出現(xiàn)付冷鋒，結(jié)果，這一氣旋不但沒(méi)有減弱，反而會(huì)重新發(fā)展起來(lái)。這種現(xiàn)象在我國(guó)東北低壓中常見(jiàn)。氣旋入海后再生：當(dāng)氣旋在大陸上已發(fā)展到錮囚開(kāi)始消亡時(shí)，但移到了海洋上又可再度增強(qiáng)。這是由于隨著海面上的摩擦力減小，使得低層流入氣旋中心的空氣減少，氣旋上空的輻射氣流重新占著優(yōu)勢(shì)的緣故。我國(guó)東北低壓有時(shí)已發(fā)展到錮囚開(kāi)始填塞，但當(dāng)它東移入海后，往往可以再發(fā)展起來(lái)。江淮氣旋有時(shí)在大陸上沒(méi)有很大的發(fā)展，但當(dāng)它東移入海后，也能迅速發(fā)展起來(lái)。熱帶氣旋演變而成：當(dāng)熱帶氣旋北移至溫帶一帶，受西風(fēng)槽影響而失去了熱帶氣旋的特性，轉(zhuǎn)變成溫帶氣旋。另一方面，視其位置及強(qiáng)度，大型的溫帶氣旋的影響范圍可能會(huì)超過(guò)溫帶地區(qū)，連帶亞熱帶地區(qū)也可受到影響。2.5影響我國(guó)的幾種常見(jiàn)氣旋2.5.1蒙古氣旋蒙古氣旋一年四季均可出現(xiàn)，但以春秋季為最多。從地面形勢(shì)看，其形成過(guò)程大致可的，也有錮囚的)向東北或向東移動(dòng)時(shí)，受到蒙古西部的薩彥嶺、阿爾泰山等山脈的影響，往往減弱、填塞。再繼續(xù)東移過(guò)山后，有的在蒙古中部重新獲得發(fā)展，有的則移向中西伯利亞，當(dāng)它行抵貝加爾湖地區(qū)后，它的中心部分和其南面的暖區(qū)脫離而向東北方移去，南段冷鋒受則地形阻擋，移動(dòng)緩慢，在它的前方暖區(qū)部位形成一個(gè)新的低壓中心，后來(lái)西邊的冷空氣進(jìn)入低壓，產(chǎn)生冷鋒。同時(shí)在東移的高空槽前暖平流的作用下，形成暖鋒，于是就形成蒙古氣旋（圖2.6）。蒙古氣旋形成的高空溫壓場(chǎng)特征是：當(dāng)高空槽接近蒙古西部山地時(shí)，在迎風(fēng)坡減弱，背風(fēng)坡加深，等高線遂成疏散形勢(shì)。由于山脈的阻擋，冷空氣在迎風(fēng)面堆積，而在等厚度線上表現(xiàn)為明顯的溫度槽和溫度脊。蒙古氣旋活動(dòng)時(shí)，總是伴有冷空氣的侵襲，所以降溫、風(fēng)沙、吹雪,霜凍等夭氣現(xiàn)象都可以隨之而來(lái)。由于這個(gè)地區(qū)降水較少，而大風(fēng)又多，故經(jīng)常出現(xiàn)風(fēng)沙，尤其是春季解凍之后，植物還不茂盛，而且風(fēng)沙出現(xiàn)最多也最嚴(yán)重，出現(xiàn)時(shí)能見(jiàn)度往往降低到一公里以下。圖2.7蒙古氣旋與江淮氣旋2.5.2江淮氣旋江淮氣旋一年四季皆可形成，但以春季和初夏較多。其形成過(guò)程大致可分為兩類:1)靜止鋒上的波動(dòng)。這類江淮氣旋的形成過(guò)程與典型氣旋的生成過(guò)程類似。當(dāng)江淮流域有近似東西向的準(zhǔn)靜止鋒存在時(shí)，如其上空有短波槽從西部移來(lái)，在槽前下方由于正渦度平流的減壓作用而形成氣旋式環(huán)流，偏南氣流使鋒面向北移動(dòng)，偏北氣流使鋒面向南移動(dòng)，于是靜止鋒變成冷暖鋒。若波動(dòng)中心繼續(xù)降壓，則形成江淮氣旋。2)倒槽鋒生氣旋。地面變性高壓東移入海后，由于高空南支鋒區(qū)上西南氣流將暖空氣向北輸送，地面減壓形成倒槽并東伸。這時(shí)在北支鋒區(qū)上有一小槽從西北移來(lái)，在地面上配合有一條冷鋒和鋒后冷高壓。爾后由于高空暖平流不斷增強(qiáng)，地面倒槽進(jìn)一步發(fā)展拜在槽中江淮地區(qū)有暖鋒鋒生，并形成了暖鋒。此時(shí)，西北小槽繼續(xù)東移，南北兩支鋒區(qū)在江淮流域逐漸接近。冷鋒及其后部高壓也向東南移動(dòng)，向倒槽靠近。最后，高空南北鋒區(qū)疊加，爪槽發(fā)展，地面上冷鋒進(jìn)入倒槽與暖鋒接合，在高空槽前的正渦度平流下方，形成江淮氣旋。如果在此過(guò)程中，北支鋒區(qū)小槽及地面冷空氣較弱不能甫下時(shí)，單純?cè)谀现Р鄣膭?dòng)力、熱力作用下也可形成江淮氣旋，但很弱。倒槽鋒生氣旋的形成與典型氣旋模式大不相同。其主要區(qū)別是:1)典型氣旋發(fā)生在冷高壓的南部，東、西風(fēng)的切變明顯，而這類氣旋是發(fā)生在倒槽中，具有西南風(fēng)和東南風(fēng)的切變。2)典型氣旋形成開(kāi)始就存在有明顯的鋒面，高空氣流平直，沒(méi)有明顯的槽，而這類氣旋在形成之初無(wú)明顯鋒區(qū)，以后由于鋒生，鋒區(qū)才開(kāi)始明顯起來(lái)，但高空卻有比較明顯的槽。江淮氣旋是造成江淮地區(qū)暴雨的重要天氣系統(tǒng)。迅速發(fā)展的江淮氣旋并伴有較強(qiáng)的大風(fēng)，暖鋒前有偏東大風(fēng)，暖區(qū)有偏南大風(fēng)，冷鋒后有偏北大風(fēng)。江淮氣旋的雨區(qū)與典型氣旋模式類似。暴雨在各部位均可發(fā)生。根據(jù)總結(jié):如果氣旋形成位置偏西，而向東移，又有低空切變線（850hPa及700hPa)與之配合，則雨區(qū)移向與氣旋中心路徑一致。如果氣旋形成位置偏東，向東北移動(dòng)，則除了在氣旋中心有暴雨外，冷鋒經(jīng)過(guò)的地區(qū)也可產(chǎn)生雷雨或暴雨。2.5.3黃河氣旋黃河氣旋介于蒙古氣旋和江淮氣旋之間，形成于黃河流域，一年四季可出現(xiàn)，以夏季最多，是影響華北和東北地區(qū)的重要天氣系統(tǒng)，它是夏季的降水重要系統(tǒng)，其發(fā)展可帶來(lái)大風(fēng)暴雨。在其他季節(jié)，一般只形成零星的降水，主要是大風(fēng)天氣。2.6觀測(cè)要素的變化風(fēng)、氣溫、氣壓、天氣現(xiàn)象、濕度、能見(jiàn)度三、東亞反氣旋（高壓）3.1概述從反氣旋頻數(shù)分布圖看來(lái)：從蒙古西部到我國(guó)河套地區(qū)呈西北一東南向的狹長(zhǎng)地帶內(nèi)反氣旋出現(xiàn)頻數(shù)最高，并以此為中心向東北和西南方向減少。冬半年冷性反氣旋的脊可伸到華南沿海，夏季偏北。一般活動(dòng)在40°以北地區(qū)。3.2移動(dòng)路徑和速度進(jìn)入我國(guó)的溫帶反氣旋，大都是從亞洲北部、西北部或西部移來(lái)的，只有少數(shù)是在蒙古西部形成的。它們進(jìn)入我國(guó)的路徑可歸納為以下四條：1、從亞洲大陸西北方移來(lái)，經(jīng)西伯利亞、蒙古，然后進(jìn)入我國(guó)。2、從亞洲大陸北方移東北向西南移動(dòng)，一般到55°以南附近就轉(zhuǎn)向東南，然后經(jīng)西伯利亞西部、蒙古，進(jìn)入我國(guó)，有的經(jīng)西伯利亞?wèn)|部進(jìn)入我國(guó)東北地區(qū)。3、從亞洲大陸西方移來(lái)，在50°N以南，多由西向東移動(dòng)，有的直接侵入我國(guó)新疆地區(qū);有的則折向東北移動(dòng)，經(jīng)蒙古進(jìn)入我國(guó)。4、起源于蒙古，常直接南下進(jìn)入我國(guó)。反氣旋的移動(dòng)路徑，隨季節(jié)、過(guò)程、強(qiáng)度的不同而有差異。一般來(lái)說(shuō)，冬半年以第1、2、4條為主，夏半年以第3條為主。反氣旋移速，因地區(qū)、季節(jié)和系統(tǒng)強(qiáng)度的不同而相差極為懸殊，雖有其平均移速，但并無(wú)實(shí)用價(jià)值。3.2發(fā)展過(guò)程發(fā)展過(guò)程主要分為三個(gè)階段。初生階段：反氣旋的初生階段，在地面上是一個(gè)高壓脊，處于氣旋后部的冷氣團(tuán)中，其南緣才是通過(guò)氣旋的鋒帶。發(fā)展階段：地面反氣旋不斷發(fā)展，已出現(xiàn)較多的閉合等壓線。反氣旋環(huán)流加強(qiáng)，范圍擴(kuò)大，當(dāng)其繼續(xù)發(fā)展到最盛時(shí)，就逐漸形成為一個(gè)深厚系統(tǒng)，閉合的等高線不僅在低空出現(xiàn)，同時(shí)也在500mb以上的等壓面出現(xiàn)。消亡階段：由于反氣旋環(huán)流的增強(qiáng)，因此摩擦輻散以及下沉運(yùn)動(dòng)都比前一階段大大加強(qiáng)，促使反氣旋走向消亡。反氣旋的消亡也是先從地面開(kāi)始的。當(dāng)?shù)孛娣礆庑耆б院?，空中仍能維持一個(gè)時(shí)期，以后才逐步消失。冷性反氣旋活動(dòng)頻數(shù)在季節(jié)上的是變化如表3-1，由表可見(jiàn)秋季（9、10、11月）反氣旋活動(dòng)頻數(shù)為最高，達(dá)18.5，冬、春季次之，夏季最少。3.3寒潮天氣系統(tǒng)寒潮天氣系統(tǒng)一般是冷高壓系統(tǒng)，多數(shù)屬于熱力不對(duì)稱的系統(tǒng)，高壓的前部有強(qiáng)冷平流，后部則為暖平流，中心區(qū)溫度平流接近于零，它是熱力和動(dòng)力共同作用形成，但也有少數(shù)過(guò)程高壓始終是冷性的。在寒潮地面高壓的前緣都有一條強(qiáng)度較強(qiáng)的冷鋒作為寒潮的前鋒，冷鋒隨高度向冷空氣一側(cè)傾斜，在高空等壓面上對(duì)應(yīng)很強(qiáng)大的鋒區(qū)，鋒區(qū)節(jié)后上寬下窄在300百帕及以下各等壓面上有明顯的冷槽和鋒區(qū)。冷鋒的移動(dòng)方向與寒潮地面高壓的路徑有密切關(guān)系；與鋒前的氣壓系統(tǒng)和地形也有關(guān)；與引導(dǎo)冷空氣南下寒潮冷鋒后的垂直于鋒的高空氣流分量有關(guān)。這種氣流常稱為引導(dǎo)氣流，引導(dǎo)氣流的經(jīng)向度又取決于冷空氣活動(dòng)有關(guān)的高空槽常稱為引導(dǎo)槽和該槽后的脊。引導(dǎo)槽后的脊發(fā)展，引導(dǎo)槽加深，鋒后氣流經(jīng)向度加大，有利于寒潮冷鋒南下。3.3.1影響我國(guó)的冷空氣的源地（1）新地島以西的洋面上，冷空氣經(jīng)巴倫支海、前蘇聯(lián)歐洲地區(qū)進(jìn)入我國(guó)。次數(shù)最多，達(dá)寒潮強(qiáng)度最多。（2）新地島以東的洋面上，冷空氣經(jīng)喀拉海、太梅爾半島、俄羅斯進(jìn)入我國(guó)。它出現(xiàn)的次數(shù)雖少，但是氣溫低，可達(dá)到寒潮強(qiáng)度；（3）在冰島以南的洋面上，冷空氣經(jīng)俄羅斯歐洲南部或地中海、黑海、里海進(jìn)入我國(guó)。它出現(xiàn)的次數(shù)較多，但是溫度不很低，一般達(dá)不到寒潮強(qiáng)度，但如果與其它源地的冷空氣匯合后也可達(dá)到寒潮強(qiáng)度。寒潮強(qiáng)度一般可以從地面圖上冷高壓的強(qiáng)度，地面圖上冷鋒的強(qiáng)度，高空?qǐng)D上冷中心的數(shù)值，地面圖上冷高壓的范圍來(lái)說(shuō)明。3.3.2冷空氣路徑冷空氣從關(guān)鍵區(qū)入侵我國(guó)有四條路徑：（1）西北路(中路)：冷空氣從關(guān)鍵區(qū)經(jīng)蒙古到達(dá)我國(guó)河套附近南下，直達(dá)長(zhǎng)江中下游及江南地區(qū)。循這條路徑下來(lái)的冷空氣，在長(zhǎng)江以北地區(qū)所產(chǎn)生的寒潮天氣以偏北大風(fēng)和降溫為主，到江南以后，則因南支鋒區(qū)波動(dòng)活躍可能發(fā)展伴有雨雪天氣。（2）東路冷空氣：從關(guān)鍵區(qū)經(jīng)蒙古到我國(guó)華北北部，在冷空氣主力繼續(xù)東移的同時(shí)，低空的冷空氣折向西南，經(jīng)渤海侵入華北，再?gòu)狞S河下游向南可達(dá)兩湖盆地。循這條路徑下來(lái)的冷空氣，常使渤海、黃海、黃河下游及長(zhǎng)江下游出現(xiàn)東北大風(fēng)，華北、華東出現(xiàn)回流，氣溫較低，并有連陰雨雪天氣。（3）西路冷空氣：從關(guān)鍵區(qū)經(jīng)新疆、青海、西藏高原東南側(cè)南下，對(duì)我國(guó)西北、西南及江南各地區(qū)影響較大，但降溫幅度不大，不過(guò)當(dāng)南支鋒區(qū)波動(dòng)與北支鋒區(qū)波動(dòng)同位相而疊加時(shí)，亦可以造成明顯的降溫。（4）東路加西路：東路冷空氣從河套下游南下，西路冷空氣從青海東南下，兩股冷空氣常在黃土高原東側(cè)，黃河、長(zhǎng)江之間匯合，匯合時(shí)造成大范圍的雨雪天氣，接著兩股冷空氣合并南下，出現(xiàn)大風(fēng)和明顯降溫。圖2.8冷空氣影響我國(guó)的路徑示意圖3.3.3中央臺(tái)寒潮預(yù)警標(biāo)準(zhǔn)中央臺(tái)發(fā)布寒潮的標(biāo)準(zhǔn)：在24h內(nèi)氣溫劇降10℃以上,同時(shí)最低氣溫降至5℃以下。長(zhǎng)江中下游及以北地區(qū)48h內(nèi)降溫10℃以上,長(zhǎng)江中下游(春季為江淮地區(qū))最低氣溫降至4℃或以下,陸上有3個(gè)大區(qū)伴有5～7級(jí)大風(fēng),渤海、黃海、東海先后有6～8級(jí)大風(fēng),稱為寒潮。如果上述區(qū)域48h內(nèi)降溫達(dá)14℃以上,其余條件同上,則稱為強(qiáng)寒潮。未達(dá)以上標(biāo)準(zhǔn)者,則稱為一般冷空氣或較強(qiáng)冷空氣。四、副熱帶高壓4.1概述在南北半球副熱帶地區(qū)(20°～35°)存在著的副熱帶高壓帶,由于海陸分布的影響,常斷裂成若干個(gè)具有閉合中心的高壓?jiǎn)误w,這些單體統(tǒng)稱為副熱帶高壓,簡(jiǎn)稱副高。副熱帶高壓主要位于海洋上。它是大型、持久的暖性深厚系統(tǒng),它是控制熱帶、副熱帶地區(qū)的大氣活動(dòng)中心,是組成大氣環(huán)流的重要成員之一。它除了制約熱帶、副熱帶天氣,對(duì)中、高緯度地區(qū)天氣也有重要影響。如出現(xiàn)在西北太平洋上的副熱帶高壓,其西端的脊常伸到我國(guó)沿海,夏季可伸入我國(guó)大陸,冬季在南海上空還形成獨(dú)立的南海高壓,對(duì)我國(guó)及東亞的天氣起到直接和重大影響。4.2副熱帶高壓的天氣分布副熱帶高壓的天氣分布如圖2.2所示。在高壓內(nèi)部一般輻散氣流占優(yōu)勢(shì),為下沉氣流區(qū),特別是脊線附近下沉氣流盛行,多晴朗少云天氣,風(fēng)力微弱,天氣炎熱。副高的北側(cè)與盛行西風(fēng)帶相鄰,氣旋和鋒面活動(dòng)頻繁,上升運(yùn)動(dòng)強(qiáng),再加上西部偏南氣流帶來(lái)豐沛的水汽,于是這些水汽在副高北側(cè)凝結(jié),形成大范圍的雨帶,雨帶通常位于副高脊線之北5～8個(gè)緯距處,走向大致和脊線平行。副高南側(cè)為東風(fēng)氣流(信風(fēng)),當(dāng)無(wú)氣旋性環(huán)流時(shí),一般天氣晴好,但當(dāng)有東風(fēng)波、熱帶氣旋等系統(tǒng)活動(dòng)時(shí),則會(huì)出現(xiàn)雷暴、大風(fēng)、暴雨等惡劣天氣。副高的東部因吹偏北向的冷氣流,且大洋東部存在著冷的涌升流,所以下層數(shù)百米高度內(nèi)成為相對(duì)的冷空氣層,大氣層結(jié)穩(wěn)定,大洋上有時(shí)會(huì)出現(xiàn)低的層云和霧;長(zhǎng)期受其控制的一些陸地,因久旱無(wú)雨而變成沙漠。副高西部的天氣與東部差異很大,在副高西部是偏南暖氣流,又是位于暖海流上空,低層大氣層結(jié)不穩(wěn)定,多雷陣雨和大風(fēng)。4.3副熱帶高壓的活動(dòng)規(guī)律西太平洋副高的活動(dòng),表現(xiàn)為副高強(qiáng)度、位置、范圍的季節(jié)性變化和非季節(jié)性變化。常以500hPa圖上副高脊線或588位勢(shì)什米等高線的位置來(lái)表示。西太平洋副高多呈東西向扁長(zhǎng)形狀,除在盛夏偶有南北狹長(zhǎng)的形狀外,一般脊線都呈西南西-東北東走向。4.3.1季節(jié)性變化副高的強(qiáng)度、位置、范圍有明顯的季節(jié)變化。冬季,副高強(qiáng)度弱,范圍小,退居海上和低緯地區(qū);夏季則勢(shì)力增強(qiáng),范圍擴(kuò)大,控制了副熱帶地區(qū)的海洋和大陸。從春到夏,副高不斷北進(jìn),入秋以后又南退。副高一年中北進(jìn)與南退過(guò)程并不是勻速進(jìn)行的,而表現(xiàn)為穩(wěn)定少變、緩慢移動(dòng)和跳躍三種形式。一般北進(jìn)持續(xù)時(shí)間較久,速度較緩慢,南退經(jīng)歷的時(shí)間短,速度快。如圖2.93所示,冬季副高脊線在15°N附近徘徊,隨著季節(jié)的變暖,脊線開(kāi)始緩慢北移,5月底至6月初,尤其是6月中旬,出現(xiàn)第一次北躍,脊線突然北躍至20°N以北,并穩(wěn)定在20°～25°N之間；;到7月上、中旬,脊線再次北跳過(guò)25°N,在25°～30°N之間擺動(dòng)；;7月底或8月初,脊線跨越30°N到達(dá)一年中最北的位置。從9月起,脊線開(kāi)始南退,9月上旬脊線回跳到25°N附近,10月上旬回跳到20°N以南地區(qū),結(jié)束了為期1年的季節(jié)性南北移動(dòng)。一般在6月至7月副高跳躍性北進(jìn)時(shí),其強(qiáng)度出現(xiàn)突然增強(qiáng),9月中旬以后出現(xiàn)突然減弱。圖2.104110°～130°E西太平洋副高脊位置隨季節(jié)的緯度變化。圖2.9副高（588線）位勢(shì)什米5-8月位置圖2.10副高（588線）位勢(shì)什米8-10月位置4.3.2非季節(jié)性變化西太平洋副高在隨季節(jié)作南、北移動(dòng)的同時(shí),還有較短時(shí)期的活動(dòng),即北進(jìn)中可能有短暫的南退,南退中可能出現(xiàn)短暫的北進(jìn),且北進(jìn)常伴有西伸,南退常伴有東縮。如果將一個(gè)進(jìn)退算一個(gè)周期的話,則長(zhǎng)的可達(dá)10天以上,短的只有1～2天,多數(shù)為6～7天。一般稱10～15天的周期為中周期,6～7天的為短周期。副高的中短周期變化除內(nèi)在原因外,還與周圍天氣系統(tǒng)的活動(dòng)有密切聯(lián)系。4.4副高活動(dòng)對(duì)中國(guó)沿海天氣的影響4.4.1副高季節(jié)性位移的影響副高季節(jié)性位移不僅與東亞不同緯度的季風(fēng)進(jìn)退有直接聯(lián)系,而且影響我國(guó)東部雨帶的活動(dòng)。當(dāng)副高脊線位于20°N以南時(shí),雨帶位于華南(27.5°N以南地區(qū)),稱為華南雨季(3～6月)。2～4月,副高脊線由18°N以南的南海北部緩慢北進(jìn),則3～4月華南雨量緩慢增長(zhǎng)；;5月上、中旬至6月上旬,副高脊線位于18°～20°N,華南沿海雨量陡增,6月上旬達(dá)到最大,這段時(shí)間一般稱為華南前汛期。當(dāng)6月中旬左右,副高脊線北躍過(guò)20°N,并穩(wěn)定在20°～25°N時(shí),雨帶北移至長(zhǎng)江中下游和日本一帶,華南降水迅速減少,標(biāo)志著華南前汛期結(jié)束、長(zhǎng)江中下游梅雨期(江淮梅雨季節(jié))開(kāi)始,梅雨期平均為20天。7