1、天气学原理和方法天气学原理和方法第一章 大气运动的基本特征 1、大气运动受什么定律支配？ 质量守衡、动量守衡和能量守衡定律 2、影响大气运动的真实力有哪几种？ 气压梯度力、地心引力、摩擦力。 3、影响大气运动的视示力（外观力）有哪几种？ 惯性离心力、地转偏向力。 4、气压梯度力的方向？气压梯度力的大小与气压梯度和空气密度有什么关系？ 方向指向P 的方向，即由高压指向低压的方向； 气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比。 5、地转偏向力的向量表达式？ ? ? ? A ? ?2? ? V 6、地转偏向力的几个重要特点？ （1） 地转偏向力 A 与 相垂直，而 与赤道平面垂直，所以 A
2、在纬圈 平面内； （2）地转偏向力 A 与 V 相垂直，因而地转偏向力对运动气块不作功，它 只能改变气块的运动方向，而不能改变其速度大小。 （3）在北半球，地转偏向力 A 在 V 的右侧，南半球，地转偏向力 A 在 V 的左侧。 （4） 地转偏向力的大小与相对速度的大小成比例。当 V=0 时，地转偏 向力消失。 7、连续方程的表达式：P19 ? ?t ? ? ? ( ?V ) ? 0 1 8、尺度分析是针对某类运动估计基本方程各项量级的一种简便方法。通过尺 度分析，保留大项，略去小项，可以使方程得到简化。 9、气象学中的静力方程表达式？P26 0? 1 ?p ?g ? ?z 10、什么是重力位
3、势？P28 单位质量的物体从海平面上升到高度 Z 克服重力所作的功。位势的单位是焦 耳/千克。 11、为什么应用等压面图比用等高面图要方便？P30 因为在等高面上计算水平气压梯度力时，只知道气压梯度还不够，还必须 知道该处的空气密度才能计算， 而在等压面上计算时，只要根据等位势线计算位 势梯度即可， 不必考虑密度的大小，所以用高空各层等压面上的位势梯度就可以 比较各层上的水平气压梯度力的大小。而用等高面时，则各层的水平气压梯度力 就不能作简单的比较。因此，应用等压面图比用等高面图要方便得多。 12、什么是地转风？ 在水平方向上满足地转偏向力和气压梯度力平衡的风称为地转风。P36 13、严格地说
4、,地转平衡只有在中纬度自由大气的大尺度系统中，当气流呈水平 直线运动时，且无摩擦时才能成立。在低纬处地转风与实际风差别较大，地转风 原理不能应用。P36 14、 地转风速大小与水平气压梯度力成正比， 等压线密集的地区(即气压梯度大)， 则地转风大， 因而实际风也大， 地转风仅与位势梯度成正比， 与密度无关。 P36-37 15、地转风与等压线平行，在北半球背风而立，高压在右,低压在左。低压中风 呈逆时针旋转，高压中，风呈顺时针旋转。P37 16、地转风速大小与纬度成反比，水平气压梯度力相同时，纬度越高地转风速愈 小。分析天气图时，在相同纬度上，风速大的地方等高线应分析得密集一些，风 2 速小的
5、地方，应分析得稀疏一些。如果风速相同，在低纬的等高线应比高纬的等 高线分析得稀疏一些。P37 17、梯度风的概念：在没有或不考虑摩擦力时，气压梯度力、地转偏向力和惯性 离心力三力平衡时的风称为梯度风。P40 18、在大尺度运动系统中，低压与气旋性环流相结合，低压中心就是气旋性环流 中心。 反之， 高压与反气旋性环流相结合， 高压中心就是反气旋性环流中心。 P41 19、在反气旋中，在一定的纬度上，气压梯度和梯度风的大小受反气旋的曲率所 限制。曲率愈大（RT 愈小） ，则气压梯度愈小，梯度风风速也愈小。所以越接近 反气旋中心（RT 愈小） ，气压梯度和梯度风风速越小。分析天气图时，低压中心 等压
6、线密，高压中心等压线稀疏。P43 20、在气旋中气压梯度和风速可无极限，而在反气旋中则有极限。P43 21、在气旋性环流中，地转风比梯度风大，而在反气旋性环流中，地转风比梯度 风小。在反气旋性环流中，最大梯度风为地转风的两倍。P44 22、流线是指某一固定时刻，处处与风向相切的一条空间曲线。流线能表现在某 一时刻的天气图上。P44 23、 轨迹是指在某一段时间内空气质块运动的路径。流线不能表现在某一时刻的 天气图上。P44 24、热成风：由于两层等压面间温度分布不均匀，地转风随高度产生变化，形成 热成风。P47 21、 热成风与平均温度线（或厚度线）平行，背风而立，高温在右，低温在 左。热成风
7、大小与平均温度梯度（或厚度梯度）成正比，与纬度成反比。P48 22、 23、 理解并会做图，图 1.29 地转风随高度变化与冷暖平流 P48 热成风与冷、暖平流：当某层中地转风随高度逆转时有冷平流；地转风 随高度顺转时有暖平流。P49 24、 正压大气：当大气中密度的分布仅仅随气压变化即： = （p） ；没有热 成风，地转风不随高度变化。等压面=等密度面=等温面（重合）P50 25、 斜压大气： 当大气中密度分布不仅随气压而且还随温度而变时， =（P， 3 T） ，等压面与等温面相交，等压面上存在温度梯度，有热成风，地转风随高度变 化，大气的斜压性是系统发生发展的基础。P50-51 26、 D
8、=V-Vg 27、 地转偏差：地转平衡只是相对而言，实际风与地转风之差为地转偏差 D。 P51 摩擦层中，地转偏差由摩擦力、气压梯度力、地转偏向力平衡引起，北 半球低压中， 沿逆时针流动， 有内流分量； 高压中沿顺时针流动， 有外流的分量。 在低压中摩擦作用使空气水平辐合，并引起上升运动；在高压中，使空气水平辐 散，并引起下沉运动。P52 28、 变压风：地转偏向力和气压梯度力不平衡，由变高梯度或变压梯度表示 的地转偏差。P55 29、 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。P55 30、 当等高线辐合时，实际风偏向低气压一侧，出现地转偏差
9、，当等高线辐 散时，实际风穿越等压线吹向高压一侧。P57 31、 在水平运动中，地转偏差可分解为三项来进行判断。一项是变压风，用 三小时变压判断；一项是横向地转偏差，用等压线（等高线）的辐散、辐合来判 断；还有一项是纵向地转偏差，用等压线（等高线）的曲率来判断。P58 第二章 气团与锋 第一节气团与锋 1、挪威学派以温度场为特征提出了气团与锋的概念。 2、气团的水平尺度可达几千公里，垂直范围可达几公里到十几公里，常常从地 面伸展对流层顶。 3、大气的热量主要来自地球表面。 4、气团获得比较均匀属性的首要条件是性质比较均匀的广阔地球表面。 5、通过各种尺度的湍流、系统性垂直运动、蒸发、凝结和辐射
10、等物理过程与地 球表面进行水汽和热量交换。 6、有利于气团的形成空气运动：下沉辐散运动和稳定环流 。 7、气团的分类主要有地理分类和热力分类两种。 8、地理分类法气团可分为北极气团、极地气团、热带气团和赤道气团 9、极地气团和热带气团又有大陆性和海洋性之分。 4 10、 按照热力分类方法可分为暖气团和冷气团。 11、 我国境内出现的气团多为变性气团。 12、 简答题：影响我国四季的气团与气团天气。 第二节 1、湍流、辐射、分子扩散等作用，锋面及其两侧的密度水平分布是连续的 2、锋的分类按冷暖气团所占的主、次地位可将分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢 囚锋 3、按锋的伸展高度不同分为对流层锋、地面锋和
11、高空锋三种 4、气团的地理类型锋分为冰洋锋、极锋和副热带锋三种。 5、我国常见的三种锢囚锋形成机制： 6、冷锋后部冷气团与暖锋前面冷气团的交界面为锢囚锋 7、锢囚锋又分为三种： 第三节至第五节 1、简答题锋面附近温度场特征 锋区内温度水平梯度远比其两侧气团大 等温线越密集，水平温度梯度越大，锋区越强 各等压面上锋区的位置，大致可以决定锋面的坡度。各等压面上的锋区位置 相对越近，锋面坡度越大 等压面上，锋区内有冷平流，地面对应是冷锋；暖平流对应暖锋 锢囚锋温度分布的共同特点： 暖式锢囚锋的暖舌位于地面锢囚锋的前方；冷式位于后方。 锋区内温度垂直梯度特别小 2、以密度的零级不连续面模拟锋面时，等压
12、线在锋面处产生折角，折角指向高 压，锋区处于低压槽中；暖锋前的变压代数值小于暖锋后的变压代数值 3、根据气压倾向方程可知，在平坦的地面上垂直速度为零时，地面气压变化有 两项因子造成：地面以上整个气柱中密度平流，亦称为热力因子；地面以上 整个气柱内速度水平散度的总和，亦称为动力因子。 4、锋面附近的锋场具有气旋性切变，由于地面摩擦作用，风向偏离等压线向低 值区吹，一般情况下，锋面附近气流是辐合的。 5、以密度一级不连续面模拟锋面时气压为二级不连续， 锋区两侧气压梯度连续， 锋区两侧的地转风也是连续的，锋区内变压梯度较锋区外大 6、暖锋降水发生在锋前还是锋后，主要视暖锋低空的辐合强度和高空槽线的位
13、 置。 7、锋面的主要特征是锋面两侧有明显的温差，冷锋后有负变温，暖锋后有正变 温。 8、冷锋后常为较强的 3 小时正变压，暖锋前有较强的负三小时变压。 9、锋面往往表现为带状云系，称为锋面云系。锋面云带常是多层云系，最上面 一层卷状云，下面是中云或低云。锋可以分为两类：活跃的锋和不活跃的锋。 10、 一般情况下，锋面云带呈气旋性弯曲，急流云带则多为反气旋性弯曲， 有时呈直线。 11、 我国境内的锋生区集中在华南到长江流域和河西走廊到东北两个地区， 常称为南方锋生带和北方锋生带。 12、 我国常见的静止锋锋生区如天山北坡、南岭北坡和昆明贵阳成都一 5 线的坡地等。 13、 我国的锋消区主要是在
14、青藏高原以东 30 度40 度一带。半年（69 月） 锋消较多，特别是 7，8 月。 14、 高空或地面的气压形式发生变化或锋面附近出现下沉运动，或地面风场 发生辐射时，锋将减弱或消失。 我国冷锋活动较多， 在其南下过程中，往往由于下垫面热力作用使冷气团逐渐增 暖变性，而使冷锋逐渐减弱，消失 第三章一、 填空题 气旋与反气旋 1 、 在 东 亚 地 区 ， 气 旋 再 生 过 程 一 般 三 种 情 况 分 别 为 ： （ ）（ 、 ）和 （ ） 。 2、温带气旋的生命史可分为（ ） 、 （ ）（ 、 ）和 （ ） 。 3、 气旋和反气旋的强度一般用其 （ ） 来表示。 4、东亚气旋主要发生在
15、两个地区，南面的一个位于 25-35 之间，即我国的 （ ）（ 、 ）和日本（ ）的广大地区，习惯上称这些地区的 气旋为南方气旋，其典型的气旋为（ ） ；另一个位于 45-55 之间， 并以（ ）（ 、 ）与内蒙的交界地区产生最多，习惯上称这 些地区的气旋为北方气旋，其典型的气旋为（ ） 。 5、按江淮气旋形成过程可分两大类，一类是（ ） ，另一类为 （ ） 。 6、当气旋发展速度达到（ ）时称为爆发性气旋，绝大 多数爆发性气旋形成于高空西风急流（ ） ，少数形成于急流 （ ） 。 7、由天气预报的实践和理论分析发现，在大尺度系统的演变过程中，大气基本 上是作（ ）运动的，且为（ ）的，知道了
16、（） 的变化也就知道了气压的变化。 8、在黄河流域发生的气旋称（ ） 。一年四季均可出现，以 （ ）最多，是影响中国华北和东北南部地区一类重要的天气系统。 9、蒙古气旋对中国北方地区天气影响很大，当它发展东移时，对内蒙古、东北、 华北等地常造成大范围的（ ）等天 气。 10、江淮气旋一年四季都可以发生，但以（ ）两季出现较多， 特别是 6 月份是江淮气旋活动的最盛时期。 11、 热低压是出现在近地面层的（ ）气旋。它是浅薄而不大移动 的低系统，一般到三四公里高度就不明显了。其水平尺度一般不大，小的直 径仅二三个纬距，大的有五六个纬距。 二、 简答题 6 1、简答涡度方程各项的物理意义 d (
17、f ? ? ) ? ?u ? ?v ?u ?v ?( ? ) ? ( f ? ? )( ? ) ?t ?y ?p ?x ?p ?x ?y 1 涡度倾侧项：风的垂直切变，垂直运动在水平方向的不均匀。 2 散度项：相对涡度散度 2、简述位势倾向方程在日常工作中的应用： ?2 ? (? ? ) ? ? fVg ? ? (? g ? f ) ? 2 ? ?P ?t f 2 ? ? f 2 R ? dQ ( ?Vg ? ? )? ? ?P ?p c p p? ?p dt 2 f 2 答： 位势倾向方程可以用来判断等压面高度的变化，进一步可判断地面气旋 与反气旋的发生发展。 地转风对相对涡度和地转涡度的平
18、流。短波（波长3000 km）的地转涡度 平流较小， 地转风绝对涡度平流强弱主要决定于地转风相对涡度平流。在 等高线均匀分布的槽中， 槽前脊后沿气流方向为正涡度平流，等压面高度 降低；槽后脊前为负涡度平流，等压面高度升高；在槽线和脊线上，涡度 平流为零，等压面高度没有变化。槽脊没有发展，只是向前移动。 温度平流随高度的变化项：暖平流区中，当暖平流（绝对值）随高度减弱 （随气压增强） 时， 等压面高度升高； 冷平流区中， 沿气流方向温度升高， 当冷平流（绝对值）随高度减弱（随气压增加）时，等压面高度降低。 非绝热加热随高度的变化项：当非绝热加热随高度增加时（强对流潜热加 热高度以下的等压面上，如
19、台风系统的发展） ，等压面高度将降低，反 之， 当非绝热加热项随高度减小时 （感热加热， 如地球表面对大气的加热） ， 等压面高度将升高 3、如何利用 方程来定性诊断大气的垂直运动？ (? 2 ? f ?2 ? )? ? f Vg ? ? (? g ? f ) 2 ?p ?p ? R dQ ? ? 2 (Vg ? ? )? ?2 ?p cp p dt 2 当涡度平流随高度增加时， 有上升运动（ 0） 。 在暖平流区，有上升运动 0； 在非绝热加热中心有上升运动 0 7 4、利用涡度方程、位势倾向方程和 方程来定性分析温带气旋各发展阶段的有 利和不利因子。 5、简述日本以东的西北太平洋上多爆发性
20、气旋的可能原因。P141-143 第四章 大气环流 4.1 大气平均流场特征与季节转换 1大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。这种大尺度运动的水 平尺度在数千公里以上， 垂直尺度在 10 公里以上，时间尺度在 12 日以上。 2地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西（东风）或自西向东（西风） 运动的，但也有南北向的空气交换，冬强夏弱。 3冬季北半球的对流层中部环流的最主要特点是 （1） 在中高纬度以极地低压为中心地环绕纬圈的西风环流， 西风带中三个明显 大槽分别位于亚洲东岸，北美东部，欧洲东部。与这三个槽并列的三个平 均脊分别位于阿拉斯加， 西欧沿岸和青藏高原的北部。脊的强度比
21、槽的强 度弱得多。 （2） 低纬度的平均槽脊位置和数目与中高纬度不完全相同。 4夏季北半球的对流层中部环流的最主要特点是四个槽脊，强度大大减弱。 5在北半球冬、夏季对流层底部 （1）5 个（半永久性）大气活动中心：冰岛低压、阿留申低压、太平洋副热带 高压、大西洋副热带高压和格陵兰高压。 （2）4 个季节性大气活动中心：亚洲高压、亚洲热低压、北美冷高压、北美热 低压。 季节性大气活动中心出现在陆地上， 半永久性大气活动中心除了格陵兰冰原上 的冷高压外均出现在海上。 6中高纬度对流层中部平均槽脊位置和强度的季节变化特征为：冬季和夏季的 槽脊位置基本上是稳定或渐变， 它们占全年相当长的时间，而两个过
22、渡季节是短 促的，在短促的时间中完成环流的季节转换常称为突变，一次发生在 6 月，另一 次发生在 10 月，这种突变是半球范围乃至全球范围的现象。 4.2 控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型 1 控制大气环流的基本因子是：太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀和地面 8 摩擦。 2 大气环流的直接能源来自于下垫面的加热、水汽相变的潜热加热和大气对太 阳短波辐射的少量吸收。 然而其最终能源来自太阳辐射、赤道和极地的下垫面接 受太阳辐射的差异及其年变化支配着大气环流及其年变化。 3 北半球的罗斯贝三圈径向环流模式中，从南向北依次是哈得来环流、费雷尔 环流、极地环流。其中哈得来环流、极地环流是直
23、接环流圈，费雷尔环流是间接 环流圈。 4 热带和极地东风带中，地球通过摩擦作用给大气一个向东的转动力矩，即东 风带的大气获得地球给予的西风角动量；在中、高纬度的西风带里，地球通过摩 擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身也就损耗了西风角动量。 5 极地和热带东风带中，山脉的气压力矩作用将使地球获得向西的角动量而减 速向东转动，即大气得到了西风角动量而使东风减弱；在西风带中，山脉的气压 力矩作用将使地球获得了向东的角动量，加速向东转动，西风带的大气也因此损 耗了西风角动量，西风将减小。 大气在东风带中通过摩擦作用和山脉作用从地球表面获得西风角动量， 而在西 风带又由于摩擦和山脉作用失去西风角动
24、量。 6 大气内部角动量的水平输送主要是靠平均径向风角动量的水平输送，定常挠 动和非定常挠动对 u 角动量的水平输送。 7 气象学中把能量分为动能、位能和内能三种基本形式。在静力平衡系统中位 能和内能合并称为总位能，其中能够转换为动能的部分约占总位能的 0.5%，称 它为有效位能。平均而言，两极地区有能量净亏损为能汇，而赤道和低纬则有净 盈余成为能源。 4.3 极地环流概况 1地理学上把 66.5N 以北和 66.5S 南地区称为极地。 2 北极的气旋活动冬季主要发生在极地边缘，在大西洋和太平洋的北部边缘获 得巨大发展。 3 极夜急流：冬季极夜强烈辐射降温冷却，在平流层中产生指向极点的水平温
25、度梯度， 而且梯度相当大， 相应出现一支强西风急流， 中心风速达 40 米/秒以上， 最大可达 100 米/秒。 9 4.4 热带环流概况 1热带一般是指南北半球的副热带高压脊线之间的区域，约占地球表面积的一 半。 2 低纬度地区地面（热带地面流场）主要风系是信风带和季风。主要的环流系 统有副热带高压、 赤道低压及与它们相联系的赤道辐合带。把两支信风汇合的辐 合带特称为信风辐合带（气压场称为信风槽） ，它出现在大西洋和太平洋的热带 地区；把信风和季风汇合的辐合带称为季风辐合带（也称为季风槽） ，它主要出 现在季风比较明显的地区，其平均位置随季节摆动很大。 31 月北半球热带对流层高层三个强度较
26、弱的平均槽分别位于孟加拉湾、非洲 西海岸和太平洋东部。7 月份北半球热带对流层有三个明显的反气旋中心，分别 在北美、波斯湾和青藏高原上。 4.5 西风带大型扰动 1纬向环流：西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 3555N 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
27、）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
28、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
29、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：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；暖高压至少维持三天以上； 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 4050 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
30、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 51
31、0 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
32、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
