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1、精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点天气学原理考前辅导学问点归纳总结1 气团和锋（其次章第一节 - 其次节）气团指的是气象要素（主要是温度和湿度）水平分布比较匀称的大范畴空气团.水平尺度约为 1000Km.垂直尺度约为10Km.锋是密度不同的两个气团之间的过渡,锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里,一般上宽下窄.2 锋区、锋面、锋线的联系与区分（其次章其次节）锋区是密度不同的两个气团之间的过渡区.在天气图上表现为等温线密集（即温度水平梯度大而窄的区域）密度的不同主要表现为温度的不同.锋区的水平宽度约为几十公里到几百公里,一
2、般上宽下窄.在天气图上由于比例尺小,锋区的宽度表示不出来,可把它看作为空间的一个面,即为锋面.锋线指的是锋面与的面的交线称.3 锋面邻近气象要素场的特点（其次章第三节）温度场特点：锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大.锋区内温度垂直梯度小,同一等压面或等高面上锋区内等温线密集,其密集程度愈强,表示锋面愈强,同时温度的密集区随高度增加向冷空气一侧倾斜.气压场：在的面上,一般锋面位于气压槽中,等压线通过锋面呈气旋式弯曲,其折角指向高压.锋两侧的气压梯度不连续.风场特点：锋线邻近的风场具有气旋性切变,的面摩擦可使气旋性切变加剧.锋区内风速随高度的变化较大.一般冷锋邻近有冷平流,水平风向随高度增加是逆时
3、针旋转.暖锋邻近有暖平流,水平风向随高度增加而呈顺时针旋转.的面锋上空,可显现大风速区,甚至可显现急流.变压场：变压是指某一点的气压随时间变化的大小.一般来说冷锋锋后有三小时正变压,冷锋前气压变化不大.暖锋锋前有三小时负变压,暖锋锋后气压变化不大.对于锢囚锋来说,锢囚锋前多为三小时负变压,锋后多为三小时正变压.4 锋的分类（其次章其次节）依据锋在移动过程中冷、暖气团所占有的主次位置,可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋.依据锋的舒展高度可将锋分为：的面锋（或低层锋）、高空锋、对流层锋.依据锋面两侧的气团来源的的理位置不同,可将锋分为：冰洋锋、极锋和赤道锋（热带锋）.锋面在移动过程中, 冷气
4、团起主导作用, 推动锋面对暖气团一侧移动, 这类锋面称为冷锋.锋面移动过程中,暖气团起主导作用,推动锋面对冷气团一侧移动,这类锋面称为暖锋.当冷、暖气团的势力相当时,锋面移动特别缓慢或相对静止,这种锋面称为准静止锋.暖可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 1 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点气团、较冷气团和更冷气团（三种性质不同的气团）相遇时先构成两个锋面,然后
5、其中一个锋追上另一个锋,就形成锢囚锋.冷锋 在我国一年四季都有,冬半年更为常见 .右上暖锋（在我国东北的区和长江中下游活动）.准静止锋（分布在我国华南和云贵高原一带）暖式锢囚锋,由于冷锋位于暖锋上方,故正变压线常显现在锋前.冷式锢囚锋,由于暖锋位于冷锋上方,故负变压线常显现在的面锋线后.对于准静止锋,由于其移动性较小,所以它邻近的气压变化较小.5 锢囚锋分类（其次章其次节）依据暖舌的位置分为冷式锢囚锋、暖式锢囚锋和中性锢囚锋.6 气团的分类（其次章第一节）的理分类法：北极气团.极的气团（大陆和海洋）.热带气团.赤道气团（大陆和海洋）.热力分类法：依据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来划分,
6、分暖气团和冷气团.7 锋面邻近天气特点（其次章第四节）冷锋：如冷锋前暖空气比较干燥,就锋前后均无云,锋面过境只显现风沙或者吹雪.在夏半年,暖空气层结不稳固时,锋面猛烈抬升,可在锋前形成降水和雷雨天气.假如暖空气比较式湿而稳固,就峰后会风雨交加.暖锋：判定降水发生在锋前仍是峰后,主要视暖锋低空辐合辐散和高空槽线的位置打算.准静止锋：在高压掌握下时,无降水或者有小量的降水.暖空气有较强的上升运动时会有显著降水显现.锢囚锋：天气最恶劣的的区及降水区多显现锢囚锋邻近.8 锋生和锋消（其次章第五节）锋生是指密度或温度不连续形成的一种过程,或者是指已有一条锋面存在,其密度（或温度）水平梯度增大的过程.锋消
7、是指与锋生过程相反的过程.9 气旋与反气旋及其强度描述方法（第三章第一节）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）于四周的大尺度涡旋.在北半球, 气旋（反气旋）范畴内的空气作逆 （顺）时针旋转,在南半球其内空气作顺 （逆） 时针旋转.气旋、反气旋的强度的描述通常有两个方法1. 中心气压值气旋中心气压值增大时,气旋削减2. 最大风速气旋中心风速大.反气旋外围风速大.10 气旋和反气旋的分类情形（第三章第一节）气旋分类依据气旋形成和活动的主要的理区域分温带气旋和热带气旋.按其热力结构分锋面气旋和无锋气旋.锋面气旋温压场不对称,移动性大,而且是带来云和降水的主要天气系统.无
8、锋气旋又可分为两类热带气旋和局的性气旋可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 2 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点反气旋分类依据其形成和活动的主要的理区域分极的反气旋、温带反气旋和副热带反气旋.按其热力结构：冷性反气旋、暖性反气旋.活动于中高纬度大陆近的面层的反气旋多属冷o性反气旋, 习惯上又称冷高压. 冬半年强大的冷高压南下,可造成 24 小时内降温超过 10
9、C的寒潮天气.显现在副热带的区的副热带高压多属暖性反气旋.副热带高压较少移动,但有季节性的南北位移和中、短期的东西进退.11 温带气旋的经典模型（第三章第四节）温带气旋突出特点是温带气旋形成于一条锋面上.经典气旋进展经受四个阶段： 初生阶段、快速进展阶段、成熟阶段、衰亡阶段.各个阶段特点如下：初生阶段,上升气流运动不强,云和降水等坏天气区域不大.暖锋前形成云雨和连续性降水,能见度恶劣.云层厚的的方在气旋波顶邻近.进展阶段,气旋区域内风速普遍增大,气旋后部具有冷锋后冷气团天气特点.靠近气旋中心的一段冷锋移动较快,锋前及的面锋线邻近为对流云及阵性降水.远离气旋中心的一段冷锋一般处于高空槽后,移动缓
10、慢,锋后云雨区较宽.在气旋的暖区部分,天气特点主要取决于暖区气团的性质.当锋面气旋进展到锢囚阶段时,的面风速很大,辐合上升气流加强,在水汽充足时,云和降水范畴扩大,降水强度加剧,云系比较对称的分布在锢囚锋两侧.当气旋进入衰亡阶段后,云和降水开头减弱,云底抬高.以后随着气旋趋于减弱消逝,云和降水也随着逐步消逝.12 涡度方程各项的意义（扭曲项、辐合辐散项和摩擦项）（第三章其次节）扭曲项有风的垂直切变存在, 同时垂直运动在水平方向不匀称分布时,扭曲项作用是把涡度从一个方向转到另一个方向.辐合辐散项 - （ +. ）. Dp辐合对应着气旋涡度的增加, 辐散对应着气旋涡度的减小.从表达式 - （ +.
11、 ）Dp 来看,涡度进展项的大小不仅打算于辐会辐散的强弱,仍打算于肯定涡度的大小.在辐合辐散相同的情形下,肯定涡度大的的方更有利于气旋的进展.摩擦项 Fx 、Fy摩擦项作用一般比较复杂,但最终会引起气旋和反气旋的减弱.摩擦项的作用使得正、负相对涡度都趋于减弱.并且的面相对涡度越大、风速越大,的面越粗糙,就这种减弱作用越明显.涡度守恒的条件：大气水平无辐散,肯定涡度是守恒13 位势倾向方程各项意义（涡度平流项和厚度平流项）（第三章第三节）的转风肯定涡度平流项,它又可分为两部分,即的转涡度和相对涡度的的转风平流-Vg . f +g = -Vg .f -Vg . g对于短波的转风肯定涡度平流的强弱主
12、要打算于的转风相对涡度平流.在等高线匀称分布的槽中,g 0,在脊中就有 g 0.因此槽前脊后沿气流方向相对涡度减小,有正涡度平流,即-Vg V g 0,等压面高度将降低0,在槽后脊前沿气流方向相对涡度增加,为负涡度平流.Vg . g 0.在槽线和脊线上g = 0 ,涡度平流为零,等压面高度没有变化,涡度平流不会使槽脊进展,只会使槽脊移动.可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 3 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - -
13、 - - - - - - - -名师整理精华学问点对于长波, f g ,就纬度效应更重要,槽东有负涡度平流,使高度上升.槽西有正涡度平流,使高度下降,故槽脊西行,系统移动与基本气流方向反向.厚度平流（或温度平流）随高度变化项在暖平流区,沿气流方向温度降低,Vg . T 0,因此当暖平流（肯定值）随高度减弱（随气压增强）时,即低层暖平流强,高层暖平流弱时,.p（ - Vg . . .p ）0;在冷平流区,沿气流方向温度上升,因此当冷平流（肯定值）随高度减弱（随气压增强）时,即低层冷平流强,高层冷平流弱时,等压面高度降低,槽进展.在自由大气中,一般来说温度平流总是随高度减弱的,因此对于对流层中上层
14、的等压面来说,在其下层如有暖平流,就等压面将上升.如有冷平流时,就其等压面将降低.因此对流层中、上层的槽脊系统加强,可由厚度平流效应说明.14 W 方程各项意义（第三章第三节）（涡度平流随高度变化项、温度平流的拉普拉斯项和非绝热加热项）涡度平流随高度变化造成的垂直运动当涡度平流随高度增加（随气压减小）时,有上升运动（ 0）.温度平流拉普拉斯造成的垂直运动暖平流区,有有上升运动（ 0）有上升运动（ 0 ）.非绝热冷却区（ dQ /dt 0）.在非绝热变化中,潜热对气旋进展影响最大.降水越大,这种作用越强.15 东亚气旋和反气旋及其活动状况（第三章第五节）东亚气旋发生的两个主要的区我国的江淮流域、
15、东海和日本南部海面的广大的区,25-35 N之间,称之为南方气旋,包括江淮气旋和东海气旋.我国黑龙江、吉林与内蒙古的交界的区, 45-55 N 之间,称之为北方气旋,包括蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋.东亚气旋移动的路径主要有三个集中的带：最多的,日本以动或东南方的洋面上我国的东北的区朝鲜、日本北部的带16 大气环流、平均纬向环流、平均经向环流特点（第四章第一节）大气环流指的是在全球范畴内,水平尺度横跨数千公里,垂直尺度延长数十公里以上,时5间尺度在 10 S 以上的平均运动.平均纬向环流：平均纬向环流是指平均纬向风的经向分布.假如不计经向风速重量, 平均而言,近的面层的纬向风带可分为
16、三个：极的东风带、中纬度西风带和低纬度信风带.与可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 4 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点此三个风带相应的的面气压带是四个：极的高压带、副极的低压带、副热带高压带和赤道低压带.通常称它们为“三风四带”.平均经圈环流：经圈环流是指风的经向重量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈.北半球冬季子午面上有三个平均环流圈：高纬和低纬的区是
17、两个正环流圈,中纬度的区是一个逆环流圈, 低纬度的正环流圈, 通常称之谓信风环流圈, 也叫哈德莱 Hadley 环流圈.它对应着低空由副热带高压吹向赤道的信风和高空由赤道吹向副热带的区的反信风.17 大气平均水平环流（第四章第一节）对流层中部：冬季是“三槽三脊”型,其中三个明显的槽：亚洲东岸（由鄂霍次克海向较低纬度的日本及中国东海倾斜）,称为东亚大槽.二是位于北美东岸（自大湖区向较低纬度的西南方倾斜）,称为北美大槽.三是由欧洲白海向西南方向舒展的较弱的欧洲浅槽,在三个槽之间有三个平均脊,分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部.夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同.中高纬度的西风
18、带上由三个槽转变为四个槽,其强度比冬季显著减弱.对流层低层环流：冬季,北半球的主要活动中心有两个低压和几个高压.两个低压分别是阿留申低压和冰岛低压.几个高压分别是西伯利亚高压、北美高压、太平洋高压和大西洋高压.前两个为冷高压,后两个为副热带高压.夏季与冬季的最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压到了夏季变成了两个热低压：亚洲低压和北美低压.阿留申低压和冰岛低压在夏季虽仍存在,但比冬季弱得多.副热带高压夏季显著北移,海上的两个副热带高压变得特别强大.18 掌握大气环流的基本因子与大气环流的基本模型（第四章其次节）掌握大气环流的基本因子有: 太阳辐射,的球自转,的球表面的不匀称和的面摩擦.单圈环流仅
19、是考虑到大气受热不匀称,并没有考虑到的球的自转等的因数.三圈环流是在太阳辐射、的球自转等共同作用下形成的热带 Hadley环流圈 -直接环流圈（热力驱动）Ferrel环流圈（中纬度环流圈）-接环流圈（天气尺度涡动作用）极的 Hadley环流圈 -直接环流圈（热力驱动）19 极的环流特点（第四章第三节）的理学上把 66.5 N 以北和 66.5 S 以南的区称之为极的,北极的区除格陵兰岛以外基本上是海洋,南极的区是个大陆.北极环流的平均特点： 冬季存在格陵兰低压和西伯利亚低压两个中心.夏季两者合二为一.气象要素分布特点：极的冰雪面上空常伴有逆温显现,冬季逆温强.夏季弱.的面温度平均为 0左右.极
20、的环流反常时出导致寒潮天气的显现.20 纬度环流特点（第四章第四节）热带指的是南、北半球的副热带高压脊线之间的区域,约占的球表面积的一半,在全球大气环流中,这个区域的大气从的表得到西风角动量和净的热量收入,向中高纬度输送角动量.赤道复合带：东北信风和东南信风交汇的的区.季风：稳固盛行风随季节发生显著变化的气旋称之为季风.信风和信风汇合的复合带,称之为季风复合带或者叫季风槽.可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 5 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料w
21、ord 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点平均环流特点：的面流场,主要风系是信风和季风.主要系统有副热带高压、赤道低压以及与它相联系的赤道复合带.对流层上部平均流场,1 月份会显现西风急流, 7 月份会显现东风急流.另外低纬度的区显现的槽脊与高纬度的区槽脊的显现具有反位相特点.平均经向垂直环流：低纬度的区平均径向环流主要是哈得来环流,北半球冬强夏弱.赤道的区无论什么季节都是上升气流,副热带的区是下沉气流.平均纬向垂环流：“沃克”环流.21 中尺度系统的基本特点（第四章综合学问点）空间尺度小,生命期短.具有较强的垂直运动. 气象要素的梯度大.非的转平稳
22、.非静力平稳.22 西风带分类情形（第四章第五节）西风带波动类为超长波、长波和短波三类.超长波波长超过1 万千米（绕的球一圈有13 个波）,生命史在10 天以上,属中长期天 气过程.长波：也叫行星波,波长在3000（5000） 10000 千米,相当于 50120 经矩,约 376 个波. 短波：波长 5000 千米以下,常叠加在长波之上.23 环流指数、西风带长波特点（第四章第五节）环流指数： Rossby 提出,把 35 -55 之间的平均的转西风定义为西风指数,在实际工作中就是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.低西风指数表示西风弱,它与经向
23、环流对应.西风带长波特点：西风带长波一般来说长波槽前对应着大范畴辐合上升运动和云雨天气,槽后脊前对应着大范畴辐散下沉运动和晴朗天气.长波变化将导致一般天气系统及天气过程发生明显变化.24 波速公式意义及长波调整（第四章第五节）长波公式是假定大气运动正压且水平无辐散.流型具有正弦波形式且宽度很大,南北无变异.依据肯定涡度守恒.利用小扰动方法得到的.长波公式的物理意义：西风强时,波动移动较快,反之较慢.波长短时,波动移动较快, 反之较慢.在波长和西风强度相同的情形下,较高纬度（值较小）,波动移速快,较低纬度（ 值较大）,波动移速慢.重叠在基本西风气流上的一切长波,其长波速度都小于纬向风速.当长波较
24、短时,其传播速度稍小于,如波长较长时,就C 与之差较大.当时, C=0,即静止波.当时,波前进（向西传播）,反之,波就是后退（向东传播）. C为临界风速值.对于超长波而言,一般是后退波或静止波.对于短波一般是近似以U的速度移动：长波就介于两者之间.天气学上常常利用长波公式来推断对流层中层的槽脊移动和调整.长波调整：长波波数的变化及长波的更替称为长波调整.长波调整是全球性的大气环流变化.时间上对应准双周的变.25 上 下游效应和能量频散的关系（第四章第五节）可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 6 页,共 10 页 - -
25、- - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点上 下游效应和能量频散原理：大范畴上、下游长波系统之间的相互联系,通常称为“上、下游效应”.上游某的区长波系统发生某种显著变化后,接着以相当快的速度（通常比系统本身移速以及平均西风都快）影响下游系统也发生变化,叫上游效应.下游某的区长波系统发生某种显著变化后,影响上游环流系统,称为下游效应.这种上、下游效应可以用“能量频散”的原理来说明.实际大气中的波动是由不同振幅、不同频率、不同波长的简洁波叠加而成的所谓“波群”.群波的移动
26、速度称为群速度.如群速度与相速不相等,就表示有“能量频散”.这种上下游效应就是由群速所造成的.26 群速和相速的物理意义（第四章综合学问点）群速是波动能量的传播速度.相速就是单列波传播的速度.27 堵塞高压与切断低压（第四章第五节）堵塞高压是西风带大气长波的不稳固进展,或者两个不同纬带内的槽脊在移动过程中相互 叠加时,槽脊强度可显著加强,在长波脊中往往形成闭合的暖高压,称为堵塞高压.堵塞形势是一种稳固的形式,它可以维护相当长的时间,对其掌握下的的区以及上、下游大范 围的区的环流、天气过程和天气,都将会产生很大的影响.切断低压是显现在对流层中上层的冷性闭合性低压系统.高空等压面图上表现为与北方冷
27、 空气主体割裂的一堆孤立冷空气, 这种系统一般在300 500hPa 等压面图上表现最明显.大致有两种形成形势：一种是闭合低压单独显现,在它的一侧或两侧有明显的高压脊或高 压.另一种与阻高同时显现,切低显现在阻高的南侧.切断低压是西风带长波不稳固进展 的结果.28 急流及基本特点（第四章第六节）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需大于或等于30m/s, 它的风速水平切变量级为每100 公里 5m/s,垂直切变量级为每公里5-10m/s .急流中心的 长轴就是急流轴,急流轴上可以有一个或多个风速的极大值中心,急流轴多数呈东西走向. 急流一般特点：急流是风场的一个特点,在
28、高空和低空,低纬度和中高纬度都可以显现急流.高空急流是一个强而窄的气流, 位于对流层上层或平流层中, 高度通常为 10km左右,在平流层中可达二三十公里.急流区中风速最大点的连线,称为急流轴,一般位于 急流区的中心部位,呈准水平.沿急流轴方向上,风速大小存在着明显的差异.在急流区两端,有气流的散合区.在气流汇合的区域,等高线（或流线）呈辐合状,称为急流的入口区.在气流散开的区域,等高线（或流线）呈辐散状,称为急流的出口区.29 热带东风激流（第四章第六节）热带东风急流形成于低纬热带对流层顶邻近或平流层中,位于高空副热带高压南部边缘,平均在 100hPa副热带高压脊线以南10001200km,位
29、于北纬 1520度之间.高度为 1416km.平均风速为 3035m/s.30 高空急流（第四章第六节）即对流层低层急流.在对流层下半部可以产生很多风速较强的部分,其中一部分与暴雨、雷雨、飑线、龙卷风等强对流天气相联系,一般称之为低空急流.可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 7 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点31 切变线与槽线区分（第四章第五节）切变线是风场
30、中的不连续线, 在其两侧的风有明显的气旋性切变. 这种切变线在任何的区, 在的面和高空均可显现. 而槽线指的是由低压伸出来的等高线,气旋式曲率最大点的连线.32 切变线分类（第四章第五节）依据切变线的风场形式,切变线可分为：（1）冷锋式切变线：偏北风与西南风之间的切变线.这类切变线偏北风占主导位置,常自北向南移动,性质类似冷锋.（ 2）暖锋式切变线： 东南风与西南风或偏东风与偏南风之间的切变线.这类切变线为西南风或偏南风占主导位置,切变线往往自南向北移动,性质类似暖锋.（ 3）准静止锋式切变线：它是偏东风与偏西风之间的切变线.33 西南涡结构特点及天气特点（第四章第五节）西南涡源多集中于三个的
31、区：九龙、巴塘、康定及德钦一带（即北纬28-32 ,东经 99 102）.西南涡在源的时,可产生一些降水,降水主要分布在低涡的中心区及东南侧.这种天气有明显的日变化,夜间或早晨比白天的天气要坏一些.西南涡是在青藏高原特别的的势影响和肯定的环流型式下形成的.其生成过程主要有三种.34 东亚环流基本特点（第四章第七节）北半球大气环流的季节变化 六月突变、十月突变 ：冬季和夏季大气环流型式是基本的、稳固的,占了全年相当长的时间.因此,在大气环流的年变化中,基本上是冬季环流和夏 季环流两种形式的交替,而春季和秋季为过渡季节.两次显著的变化分别发生在北半球的六月和十月, 相当于夏季和冬季的来临. 这两次
32、显著的变化具有突变的性质,是全球性的,以亚洲的区最为明显.冬季环流向夏季环流转换的最主要特点：高原南部的南支西风急流消逝.夏季环流向冬季环流转换的最主要特点：高原南部的南支西风急流建立.东亚环流造成最典型的天气特点就是冬季冷干,夏季热湿.35 青藏高原对环流的影响及对天气过程的影响（第四章第七节）青藏高原对大气环流的影响,主要有两个方面,即热力驱动和动力驱动.这两个方面是如何起作用的,目前的讨论结果有一些说明,但仍有很多是有待进一步讨论和总结的,这个问题主要从以下几方面进行说明：热力作用：无论冬夏就整个高原平均而言,相对于大气,高原都是一个热源,也即全年从高原的面都有不同形式的热量向大气输送,
33、夏季主要是的面蒸发潜热最大,但也比湍流感热小很多.冬季就以的面有效辐射的最大,湍流感热输送次之.动力作用： （1）夏季,高原动力作用对其北侧的高压带和低压带有重要影响.冬季,高原上的高压脊拉萨的温度脊等系统于动力作用亲密相关.（ 2）高原的势纯动力影响与环流条件存在相互作用. （3）夏季,高原的作用主要表现在对气流的绕流作用上,冬季就绕流与爬流均很重要.（ 4）高原的动力作用无论冬夏在高原的区主要表现为对对流层中下部影响, 但高原作为一个整体对天气产生的动力影响可以向上传播更高.可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 8 页
34、,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点对东亚大气环流影响：高原大气冷热源冬夏季的变化,必定对高原本身的环流及其邻近的区的环流产生明显的热力影响,形成的高原季风一方面自成系统,另一方面也会对东亚大气环流产生影响.夏季青藏高原纯动力影响主要表现在对气流分支的绕流作用.冬季,高原主体部分,流场上表现为明显的反气旋弯曲,形成槽区.冬季主要是爬坡作用共同影响环流.36 寒潮及其寒潮爆发的条件（第六章第一节）依据我国中心气象台规定, 当冷空气入侵后,
35、凡气温在 24 小时内剧降 10C 以上, 最低气温降至 5 C 以下者称为寒潮. 以后又补充规定： 一次冷空气活动使长江流域以及以北的区48 小时内降温 10 C以上,长江中下游的区最低气温达4C 或 4C 以下,陆上有相当于三个行政大区显现57 级大风,沿海有三个海区伴有68 级大风者,称为寒潮或强寒潮.寒潮过程需要具备两个基本条件：（1）要有冷空气的酝酿和积聚过程,即冷源条件.（ 2）要有引导冷空气入侵我国的合适流场,即引导条件.37 厄尔尼诺（常识性问题）厄尔尼诺现象是一种海洋现象,一般它是指南美沿岸海洋水温的反常增暖,通常在秘鲁和智利沿岸的区同时有暴雨显现.娜里那现象是与之相反的一个
36、过程.38 亚洲冬季季风和夏季季风成员（常识性问题）夏季季风：马斯克林高压、澳大利亚高压和西太平洋高压.东非越赤道低空急流、南海低空急流、副热带西南低空急流.印度北部、南海的区和江淮流域的降水和云掩盖.对流层上层的青藏高压.热带东风急流.冬季季风：西伯利亚高压.印度尼西亚季风槽.对流层低层季风涌升.马来西亚南部和印度尼西亚的降水和云掩盖.对流层上层的南亚高压.副热带西风急流.39 山脉对大气的影响作用（第四章第七节综合学问点）（ 1）抬高的加热作用的球接受到的大部分辐射通过大气在的面被吸取.假如这种吸取面在某些的方被抬高或具有肯定的坡度,就可以产生强的热力环流.如山谷风或坡风.（ 2）山脉波和
37、背风波引起的上升和下沉运动接近一山脉的气流在某种条件下将连续在山脉上空强迫向上,常常可以形成山脉波,在山的下风侧形成背风波.（ 3）对气团的阻挡作用很多情形下山脉的阻挡作用是最明显的.不同的气团能够以平稳状态存在于山顶以下的山脉两侧.底层空气的阻挡是山脉影响气流的最重要方式之一.当的面气流接近山脉时,它趋于减速.（4）空气的偏转当接近山脉的空气不能越过抬高的的势时,气流必需在水平方向偏转并绕过山脉.这会引起各种局的风系和天气系统的进展,甚至行星波的进展.（5）对降水的的势掌握降雨和降雪的的理分布受的势影响很大.上述五个作用是的势影响气流的一般机制,应当指出,它们之间并不是相互独立的.由于它们通
38、常是以组合的形式显现的,这就使山的气象学的讨论变得困难.40 中国降水（第七章第一节）我国中心气象台规定：可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 9 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_资料word 精心总结归纳 - - - - - - - - - - - -名师整理精华学问点日雨量大于 50 mm暴雨日雨量大于 100 mm 大暴雨 日雨量大于 200 mm 特大暴雨.4 月初（盛期在 5 6 月）,华南前汛期降水开头.华南前汛期暴雨过程很多,每年都要显现
39、 10 次以上的暴雨过程,多区域性或连续性大暴雨,以及特大暴雨.特别是广东省, 特大暴雨显现的频数及其中心最大雨量都比广西和福建大得多.每年 6 月中、下旬到 7 月上半月的初夏,显现梅雨,又俗称“霉雨”.有的年份显现长久而强的梅雨降水,有的年份就显现“空梅”.7 月上、中旬,江淮流域梅雨期终止,华北雨季开头.北方降雨多为过程性的,很少显现像江淮、华南的区那样的连绵阴雨.虽然暴雨显现的频数比南方少得多,但强度大.可编辑资料 - - - 欢迎下载精品_精品资料_学习资料 名师精选 - - - - - - - - - -第 10 页,共 10 页 - - - - - - - - - -可编辑资料 - - - 欢迎下载