海洋科学导论复习提纲01.docx
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海洋科学导论复习提纲01
第六章海洋中的波动现象
☐波峰、波谷
☐波高(H)、波长(l)、周期(T)
☐波速(c)、波幅(a)、波陡(H/l)
☐波数(k)、圆频率(s)
☐波峰线、波向线
波浪分类
☐按成因:
风浪、涌浪、近岸浪、潮波、风暴潮及海啸等;
☐按周期:
毛细波(<1s)、重力波(1~30s)、超重力波(数分钟~数小时)、潮波(12~24小时)和长周期波(数天);
☐按波形:
前进波和驻波;
☐按水深与波长之比:
深水波(h≥l/2)、过渡波(l/20 ☐按作用力性质: 自由波(如涌浪、海啸)和强迫波(如风浪、潮波) ☐按发生深度: 表面波和内波; ☐按振幅与波长之比: 小振幅波(或线性波)和有限振幅波。 小振幅波 是指波动振幅相对于波长为无限小(H/l→0),重力为其唯一外力的海面规则波动,具有正弦波形。 ☐在右手直角坐标系中,二维小振幅重力波波面方程为z=asin(kx-st),式中z为t时刻位于坐标x处的水面相对于平均静止水面的位移,a为振幅,kx-st为幅角,k和s分别为波数和圆频率,且k=2p/l,s=2p/T。 ☐当水深为h时,可证明s2=kgtanh(kh),上式称为频散关系。 其中g为重力加速度。 波浪运动的水质点轨迹 ☐波峰前部为水质点的辐聚区,波面未来上升,而波峰后部则为辐散区,未来波面下降,从而使波形不断向前传播,而水质点却只围绕自己的平衡位置作圆周运动。 ☐水质点在波峰处具有正的最大水平速度,在波谷处具有负的最大水平速度,且其铅直速度分量w皆为零。 ☐处在平均水面上的水质点,水平速度分量皆为零。 铅直速度分量最大。 而且波峰前部为正(向上),波峰后部为负(向下)。 小振幅波水质点轨迹 ☐对于深水小振幅波动,平衡位置在(x0,z0)的水质点的轨迹为(x-x0)2+(z-z0)2=a2exp(kz0),式中a为海面小振幅波动的振幅。 即,深水小振幅波动时水质点轨迹为圆,其半径为r=aexp(kz0)。 ☐在海面时z0=0,则r=a;海面以下z0<0,则r=aexp(k|z0|),即r随深度增加而指数衰减;当z0=-l/2时,则r=aexp(-p)≈0.043a,即该深度处水质点轨迹圆半径是海面处水质点的4.3%。 由此可见,小振幅波动在相当于半个波长的深度以下,其波形已可忽略,故当水深|z0|≥l/2时,即可当作深水波来处理。 ☐对于浅水(|z0| 水底时,短轴变为0,即水质点只作水平往复运动。 波速(C)、波长(l)及周期(T) ☐ 波速表示波形在单位时间内移动的距离, 令kx-st=常数,并将其对时间t求导,则 ☐利用频散关系s2=kgtanh(kh),可得波速(C)和波长(l)关系式 ☐ 由于l=CT,因此波速(C)和周期(T)关系式 ☐驻波由两列振幅、周期、波长相等,但传播方向相反的正弦波叠加而成。 z1=asin(kx-st) z2=asin(kx+st) ☐波群由两列振幅相等,波长和周期相近,传播方向相同的正弦波叠加而成。 z1=asin(kx-st) z2=asin(k’x-s’t) 有限振幅波理论←Stokeswave ☐随着波高的增大,有限振幅波波剖面的非对称性逐渐增强。 ☐Stokes波的波剖面不是简谐曲线,相对于平均水面是不对称的,其水质点振动中心高于平均水面ka2/2。 ☐ 有限振幅波波速不仅与波长与关,而且与波陡与关。 通常波陡越大,则波速也越大。 ☐有限振幅波波速大于小振幅波,当陡陡很小时,与小振幅波波速相同。 ☐与小振幅波不同,有限振幅波的动能大于势能,即Ek>Ep,且铅直方向上的动能大于水平方向Ekv>Ekh。 ☐波高相对波长超过一定限度时,波面将破碎,其理论值是d>=1/7。 但实际上d>1/10时,波峰就会破碎。 内波成因 ☐海水密度稳定层结状态下,由外力作用引起的海洋内部水体的波动。 ☐外力作用包括: 大气压起伏、潮波激发、水面和水下物体运动、地形影响、火山地震、核爆、湍流切变等。 ☐内波大致上有界面波和连续密度内波之分。 内波性质 ☐内波属于重力波范畴,但其恢复力是科氏力和弱化重力g’=g(1-r2/r1),很小。 故波速和水质点运动速度都较小,与同波长表面波相比,波速比为1/20,一般相速<1m/s。 但振幅较大,通常为表面波的10倍以上,几米至几十米。 ☐上下两层海水之间的内波波动,其水质点的水平运动方向相反,界面处形成强烈的流速剪切。 ☐在同一密度层,局部流速方向相反,形成辐聚与辐散。 ☐内波是引起海水混合、形成细微结构的重要原因。 内波的研究意义 ☐内波是海水运动的重要形式之一,它将海洋上层的能量传至深层,又把深层较冷的海水连同营养物带到较暖的浅层,促进生物的生息繁衍。 ☐内波导致等密度面的波动,使声速的大小和方向均发生改变,对声呐的影响极大,有利于潜艇在水下的隐蔽;对海上设施也有破坏作用。 开尔文波基本概念 ☐开尔文波是长周期重力波,同时受重力和科氏力作用。 因此,它既有重力波的基本特性,又在科氏力的作用下产生一定特点。 ☐讨论北半球一列振幅为H/2的自由常波,当它通过一无限长、具有侧向垂直边界(宽为2b)、水深为h的水道时,在科氏力作用下的情况。 罗斯贝波亦称行星波,是一种低频波,波动频率远小于惯性频率f,恢复力是科氏力随纬度的变化率—即所谓b效应。 风浪和涌浪 ☐风速: 一般风速越大产生的风浪也越大。 这只适用于风时和风区不受限制时。 ☐风时: 同一方向的风连续作用的时间。 一般对水面持续作用的时间越长,海水所获得的动能越大,风浪也越大。 ☐风区: 指风在海上吹过的距离。 风区的大小对风浪的成长起着不可忽视的作用,若风区的长度不够,风浪也不能充分发展。 ☐最小风时: 在一定风速和风区下,风浪成长至最大尺度所需的时间。 →定常状态 ☐最小风区: 在一定风速和风时下,风浪成长至最大尺度所需的风区长度。 →定常状态 ☐风区越短,最小风时也越短。 某定点A上风的各点因风区短,均先于A点依次达到定常;当A点刚达到定常时,A点下风各点仍处于未定常的过渡状态;在达到最小风时前,A点下风各点的风浪继续成长。 ☐对于风区内某一定点来说,当风时大于最小风时、或已达到定常状态时,风浪的大小取决于风区长度。 ☐充分成长风浪: 能量消耗率与传递率相等时,成长至最大尺寸的风浪。 l=3.4T2 ☐波高、周期与风速、风时和风区之间有一定的统计关系。 风浪的三种状态 ☐过渡状态: 风吹到大洋上,风浪随着时间的增长而增大。 风浪的成长取决于风时长短。 ☐定常状态: 指恒定的风长时间吹在有限的水域上,使海面各点的风浪要素趋于稳定。 ☐充分成长状态: 风速越大,风时越长,风浪就越发展。 但风浪的发展不是无限的,当波陡接近1/7时,波浪开始破碎。 这是因为风传给风浪的能量,一部分用于增大波高,一部分消耗于涡动摩擦,当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时,风浪不再继续增大,即风浪达到极限状态,这种状态称为风浪充分成长。 ☐风浪成长主要与风速、风区和风时有关。 另外,还受水深及海域特征等因素影响。 浅水海区风浪不易发展,海底地形可能改变波向。 风浪的生成和消散 ☐风通过对海面的屏障效应所产生的压力差和粘滞效应,将能量传递给海水而生成风浪。 ☐风浪生成的最小风速的观测值23~1200cm/s,很不一致。 ☐风传递给波的能量与海水涡动消耗相互平衡,生成风波的最小风速69.5cm/s,此时波长1.72cm。 ——劳曼 ☐通常,风通过压力差在单位时间内输送给单位面积波面的能量R与(u-c)2成正比,u、c分别为风速和波速。 ☐波能消耗原因包括海水分子粘滞性、涡动粘滞性、空气阻力、海底摩擦等。 ☐涌浪是指风浪离开风区后传到远处,或风区里的风停息后所遗留下的波浪。 ☐涌浪又称长波,其波形规则,波面光滑,波速较快,波长和周期较大,波陡小 涌浪传播 ☐涌浪的传播速度相当准确地符合深水波类型,即c2=gl/2p。 ☐由于波长大的衰减慢,波长短的衰减快,故叠置在涌浪上的微波首先衰减消失,从而使其波面光滑。 ☐波速与波长的平方根成正比,故传播过程中,波长小的成分愈来愈落后,且衰减较快,波长大的成分愈来愈领先,周期增大,波速加快,比风暴的移速快很多,可以作风暴来临的先兆,亦称先行波。 ☐天气晴好时,海面上出现长周期涌浪,且周期逐渐减小,波高增大,则预示有热带风暴正在接近。 波高的变化 ☐波浪传入浅水后的波高变化不但与水深、波速有关,而且与波向的折射也有密切关系。 ☐设波浪传入浅水后的周期不变,两波向线铅直剖面间的能量守恒(不考虑由于摩擦因子引起的能量消耗)。 ☐因此,单位时间内跨过两波向线之间与其垂直的两断面的能量应该相等,即EncL=E0n0c0L0,式中E为单位水面下铅直水柱内能量,L为两波向线间距离,nc=cg即群速度、为能量传播速度。 下标“0”为深水情况。 ☐因为波浪的能量与波高的平方成正比,即E/E0=H2/H02,因此上式可写为E/E0=H/H0=(L0/L)1/2∙(n0c0/nc)1/2。 ☐上式中,(L0/L)1/2称为折射因子,波向线辐聚L0>L时,折射因子>1,能量集中、波高增大;反之,波高减小。 ☐(n0c0/nc)1/2=D为能量传播速度随水深变化而对波高产生影响的因子,利用cg=c/2∙(1+2kh/sinh2kh)可得D={c/c0∙[1/(1+2kh/sinh2kh)]}1/2,显然它是相对水深h/l的函数。 当波浪从深水(h/l≥0.5)传入浅水时,由于因子D的影响,将使波高略有降低,然后随相对深度的减小而迅速增大,实验证明了这种趋势。 这是由于刚进入浅水后海底摩擦起主要作用所致。 ☐综合上述两个因子对波高的影响,可见波浪传到近岸,波高的变化完全取决于能量的变化。 一般而言,后者作用比前者大,但在海岬与海湾处,由于波向转折,其影响对波高变化往往起明显作用。 绕射: 当波浪遇到障碍物时,例如岛屿、海岬、防波堤等,它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去,这种现象称为绕射。 海浪的随机性和海浪谱 图中的六条曲线是在不同风速下充分成长的P-M谱。 其特点是风速愈大,谱形曲线下的面积愈大,即总能量愈大,能量显著部分的位置向低频方向移动,说明海面的波高与周期亦随风速的增大而增大;曲线上的任一点都对应频率为σ的组成波应具有的能量,能量的显著部分集中在某一频率范围内。 第七章潮汐 §7.1潮汐概述 一、潮汐要素: 高潮、低潮、涨潮、平潮、落潮、停潮、涨潮时、落潮时、潮周期、涨潮潮差、落潮潮差、潮差、平均海平面高度(多年每小时潮位的平均值,一般是根据19年的观测记录求得)基准面(水尺零点) 二、潮汐不等 1.周日不等: 除赤道不存在潮汐周日不等现象外,均有相邻二次高潮(或低潮)的潮高和潮时不等的现象。 2.半月不等: 新月和满月时,朔望大潮。 初七、初八(上弦)和二十二、二十三(下弦)时,方照小潮 3.月不等: 由于月球与地球的近地点与远地点引起。 4.年不等: 太阳与地球的近日点和远日点引起 5.多年不等: 黄白交角变化引起 三、潮汐类型 1.正规半日潮 2.全日潮(在15天中有7天以上每天只有1次涨落) 3.混合潮(不正规半日潮;不正规日潮) F=(Ho1+Hk1)/Hm2 Ho1—太阳主要全日分潮潮高Hk1—太阴,太阳赤纬全日潮潮高Hm2—太阳主要半日分潮潮高正规半日潮: F≤0.5全日潮: F>4.0混合潮: 不正规半日潮0.5 §7.2与潮汐有关的天文学知识 天球: 以地球为中心,无限长为半径所作的球面。 天轴: 将地轴无限延长,所得到的直线叫天轴。 天极: 天轴与天极的交点叫天极,它小于南北天极。 天顶: (天底)观测点所作的铅垂线(即通过地心)向上与天球的交顶称天顶,向 下与天球的交点称天底。 天子午圈: 通过天极和天顶天底所作的大圈,叫天子午圈。 天赤道: 延展地球赤道面和天球相交的大圈,叫天赤道。 天顶距(Q): 通过天顶和天体(如月亮)所作的大圈上的一段弧长,这段弧长截于天顶和天体之间,天顶距在一天中作周期性变化,由于顶起由0~180。 时圈: 通过天极和天体所作的大圈。 时角(T): 天子午圈和时圈在天赤道上所截弧长,叫时角,向西0-360°。 赤纬: 天体沿时圈至天赤道的弧称该天体的赤纬,以赤道为0,向北为正,向南为负,0-90 赤径: 从春分点沿天赤道向东到时圈与天赤道的交点所跨的弧。 赤径与时角不同,时角由子午圈向西量,而赤径是由春分点向东量。 天球坐标: 春分点为坐标原点,赤纬、赤径为坐标系。 中天: (天体)时圈与天子午圈重合时叫中天,午半圈时(时角为0)叫上中天,天体位于子半圈时(时角180)称下中天。 平太阳日: 平太阳连续两次经过上中天的时间间隔,称为平太阳日。 1/24平太阳日,取为平太阳时。 平太阳年(回归年): 当平太阳在天球上作用周年视运动时,连续两次通过春分点的时间间隔,约365.2422平太阳日。 近点年: 地球在绕太阳公转的轨道上前后二次到达近日点的时间间隔(约365.2596天)称近点年。 平太阴时: 月球在连续两次通过上中天的时间间隔为一太阴日,其平均值称平太阴日。 1/24平太阴日为一平太阴时,一平太阴日等于24.8412平太阳时,即一平太阴日=1.03505平太阳日,比一天略长。 朔望月: 月球从新月(或满月,新月称朔,满月称望)的位置,出发,再回到新月(或满月)的位置的时间间隔,叫朔望月或叫盈亏月,是月相变化的周期,等于29.5306平太阳日。 交点月: 月球两次通过升交点或降交点的时间间隔称为一交点月(约27.2122平太阳日)。 近点月: 月球先后二次到达近地点所经历的时间(约定27.55455平太阳日)。 回归日: 月球从赤经零度出发,再回到赤经零度的时间间隔(约27.32158平太阳日)。 §7.3引潮力 月球引潮力定义: 地球上单位质量的物体,其所受到的月球引力,与因地月相对运动所产生的惯性离心力的合力,是为月球的引潮力。 类似可定义太阳引潮力。 引潮力公式: 设地球质量为E,地球平均半径为r,月球质量为M,月地中心距离为D,月球中心至地球表面任意一点的距离为x,θ为天顶距(天顶至天体的弧长,0~180)。 §7.4平衡潮 一、平衡潮概念 平衡潮理论假定: 1.地球表面被等深的海水所包围;2.认为海水没有惯性;3.认为海水无粘性;4.忽略地转偏向力 在上述假定下,某一时刻引潮力和重力相平衡时,海面保持稳定状态所求得之潮汐即为平衡潮. 二、平衡潮潮高公式 三、潮高公式讨论 hm=hm0+hm1+hm2 hm0=(1/12)H(1-3cos2φ)(1-3cos2δ) hm1=Hsin2φsin2δcosT1 hm2=(1/4)H(1+cos2φ)(1+cos2δ)cos2T1 式中φ地点的纬度,δ为太阴的赤纬,T1为太阴时角。 1.半日潮、全日潮和长周期潮随纬度的分布 长周期潮在cos2φ=1/3处,即φ=±35°16‘振幅为零,在两极处最大。 全日潮在赤道及两极处为零,在φ=±π/4处最大。 半日潮在赤道最大,随纬度的增加而减小,到两极为零。 两极只有长周期潮。 2.半日潮、全日潮随赤纬变化 当δ=0时,全日潮为零,半日潮最大,此时叫分点潮。 随着赤纬的增加,半日潮成分逐渐减小,全日潮成分逐渐增大。 δ≠0时,全日潮和半日潮迭加形成日不等,随着赤纬的增加,日不等现象也增大,当赤纬最大(月球δmax=28°35‘)日不等现象最显著,此时叫回归潮。 3.近点潮和远点潮: 太阴潮高与月地距离的三次方成反比,因之近点潮差最大,远地点潮差最小,出现潮汐的月周期(太阳潮也有年周期)。 4.太阴潮与太阳潮共同作用: 如果把太阳平衡潮考虑在内,那么,当太阳,太阴时角都为零或180°时,潮差最大,当太阴,太阳时角相差90°或270°时,则潮差最小,形成朔望大潮和方照小潮。 潮龄: 满月或新月的中天时与大潮发生的时间之差,称潮龄。 (潮龄是以天计算) 高(低)潮间隙: 从月中天时刻到发生第一次高(低)潮间隙 四、分潮与潮汐调和常数 分潮: 引潮力场可以分为许多分场,每一分场为一谐和振动,每一谐和振动就称为一个分潮。 因为每一个分潮可写作h(t)=fHcos(qt+v0+u-K)h分潮潮高,H分潮多年平均振幅,f振幅改正因子,q分潮角速度,v0+u是世界时零时假想天体的相角,K高潮时落后于月中天时刻的相角 式中f,q,v0+u,均为已知,求出H,K则分潮可求出。 H,K就称为分潮的调和常数。 五、平衡潮理论的缺点 1.平衡潮理论所求出的最大潮差78cm,这一结果与大洋实际潮差相近,但与浅海地区的潮差相差很大。 2.按平衡潮理论,赤道永远不会出现全日潮,低纬度地区也以半日潮占势,实际上,赤道和低纬度有些地区均有日潮出现。 3.没考虑海水的运动,因而无法解释潮流这一重要现象。 4.在一些半封闭的海湾,近海和大洋中,有时出现没有潮汐涨落的点(无潮点),同潮时线绕无潮点作旋转,两岸潮差不等,平衡潮无此结论。 5.平衡潮认为,月球处在某处上下中天时,该处便会发生高潮,但实际情况并非如此 六、推算潮时的简易方法——八分算潮法 高潮时=0.8h×[农历日期-1(或16)]+高潮间隙 高潮时=月中天时+高潮间隙(江苏11.7) 正规半日潮可加减12h24min得到另一个高潮时,加减6h12min得到另一个低潮时 §7.5潮汐动力理论 二、旋转潮波 在北半球,一般为顺时针旋转,南半球相反,所以与科氏力的影响有关。 三、潮流 1、定义: 同潮汐现象同时发生的,海水水平方向上的周期性运动称为潮流。 往复流: 流向、流速沿某一方向来回周期变化。 前进波: 潮流转向在半潮面 驻波: 潮流转向在高低潮。 旋转潮流: 流速和流向随时间变化 变截面海湾和河口中的潮波 一、何谓变截面海湾和河口: 所谓变截面是指沿海湾和河口主轴线的垂直过水断面不同. 一.何谓涌潮: 当潮波在浅水中传播时,波剖面将逐渐发生变形.当这种变形的潮波达到某一地点并满足一定的条件时,波峰前面形成陡峭的水墙,产生不连续面.以不连续面的形式继续向前传播的现象叫做涌潮. §7.6风暴潮 ☐风暴潮: 由于强烈的大气扰动—如强风和气压骤变所招致的海面异常升高的现象。 ☐通常分温带气旋引起的温带风暴潮和热带风暴(台风)引起的热带风暴潮两类。 ☐温带风暴潮多发生在春秋季节,中纬度沿海各地都可以见到。 如北海和波罗地海沿岸、美国东岸和日本沿岸,经常出现这种风暴潮,它以潮位变化的稳定和持续为特点。 每逢春秋过渡季节,中国北部海区在北方冷高压配合南方低压(槽)的天气形势影响下发生的风暴潮,也有类似的特点。 ☐热带风暴潮常见于夏秋季节,总伴有急剧的水位变化。 凡是热带风暴影响的沿海地区均有热带风暴潮的发生。 中国东南沿海也是这类风暴潮的多发地区。 风暴潮三个阶段 ☐第一阶段: 台风或飓风到来之前,在验潮曲线中能觉察到潮位已受到影响,有时可达20或30厘米波幅的缓慢波动。 这种在风暴潮来临前趋岸的波谓之“先兆波”。 ☐第二阶段: 风暴已逼近或过境时,该地区水位急剧升高,潮高能达数米,谓之主振阶段,是风暴潮灾的主要阶段;此阶段时间不长,一般数小时或一天的量阶。 ☐第三阶段: 风暴过境后,仍存在一系列振动——假潮或(和)自由波,谓之“余振”,长可达2~3天。 两类风暴潮的差别 ☐热带风暴引起者,常伴有急剧的水位变化;温带气旋引起者,水位变化持续而不急剧。 此乃热带风暴比温带气旋移动迅速、且风场和气压变化更急剧之缘故。 ☐此外,尚存另类风暴潮,为渤、黄海特有。 春、秋过渡季节,渤海和北黄海乃冷、暖气团角逐激烈之地域,寒潮或冷空气激发之风暴潮显著,其特点为水位变化持续而不急剧。 因寒潮或冷空气不具低压中心,故称此类风暴潮为风潮(windsurge)。 中国的风暴潮 ☐中国沿岸常有台风或寒潮大风袭击,风暴潮危害严重。 ☐据统计,渤海湾至莱州湾沿岸,江苏小羊口至浙江北部海门港及浙江省温州、台州地区,福建省宁德地区至闽江口附近,广东省汕头地区至珠江口,雷州半岛东岸和海南岛东北部等岸段是风暴潮的多发区。 中国验潮记录的最高风暴潮达5.94m,列世界第三,是8007号台风(Joe)在南渡引起的。 ☐中国风暴潮特点: (1)一年四季均有发生, (2)发生次数较多,(3)风暴潮位高度较大,(4)风暴潮规律较复杂,特别在潮差大的浅水区,天文潮与风暴潮具较明显的非线性耦合效应,致使风暴潮规律更为复杂。 ☐风暴潮淹没农田、冲垮盐场、摧毁码头、破坏沿岸国防和工程设施,也是开发浅海油田之大患。 故研究风暴潮的发生、发展和衰亡等物理机制,特别是风暴潮预报方法,具有迫切的现实意义。 第八章、大气与海洋 大气成分 1、定常成分: 氮气、氧气、氩气和微量惰性气体; 2、可变成分: 水蒸气;二氧化碳;臭氧,C、S、N化合物;主要造成空气污染和温室效应; 三大全球问题: 1、臭氧空洞: 2、温室效应: 3、酸雨: PH小于5.6,酸性成分主要是硫酸,也有硝酸和盐酸等。 地球大气的铅直分布: 对流层、平流层、中层、热成层和逸散层。 对流层: 高度北半球中、高纬度12到15公里;南半球中、高纬度8到9公里,赤道附近18到19公里;由于地面辐射,温度随高度升高而降低,每100米降低0.65k,层顶温度为-60度,主要现象为日常天气; 平流层: 平均高度50km,因在20到25公里高处有臭氧层吸收紫外线,增温,温度随高度升高,层顶温度大约0度,无天气现象; 中层: 高度为80到90公里,温度随高度降低很快,最冷层,层顶温度可达-90度,水气极少,空气稀薄,可见夜光云; 热成层,又叫暖层、电离层,温度可升高到1000k,高纬极光多发生在这一层; 逸散层: 过渡 气象要素: 表示大气中物理现象与物理过程的物理量。 包括: 气温、气压、湿度、风。 气温: 空气分子平均动能大小的表现,表征大气的冷热程度;全球气温基本呈纬向分布。 气压: 从观测高度到大气上界单位面积上的垂直空气柱的质量。 海压为0表示气压为1013.25hPa;气压场: 等压线越密,风速越大。 湿度: 表征空气中水汽含量的物理量; 风: 空气相对于地面作水平运动; 尺度: 大气大、中尺度运动受科氏力影响,满足地转平衡关系,近似为地转风,沿水平面上等压线吹。 季风: 大范围盛行风向随季节有显著变化的风系; 特点: 随季节反向;源起气团性质迥异;造成明显的旱、雨季; 全球三大季风区: 印度季风区,东亚季风区,西非季风区 一、锋面 1、气团: 低层大气中存在的物理属性相对均匀的大规模空气集团。 按温度分为冷、暖气团; 2、锋面: 不同性质气团的交面;锋区、锋面、锋线。 冷锋: 被冷气团推动移向暖气团的锋面。 冷锋天气: 在槽前锋后易出现连续降水;夏季在槽后或附近可产生短时间强对流降水;冬季锋附近多连续降雨,锋后伴大风。 暖锋: 被暖气团推动移向冷气团的锋面。 暖气团爬升,锋前多降雨。 二、气旋 1、气旋: 从流场角度,气旋为低压系统,北半球气流呈逆时针运动。 2、温带气旋: 多为锋面气旋,附近有冷心,一般不重合,带有云雨天气。 锋面气旋为冷低压;寒潮为冷高压;副高是暖高压;
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