天气原理第4章-05-西风带大型扰动

第五节西风带大型扰动一、西风带及西风带的波状流型二、西风带波动的分类三、长波的传播四、群速和上下游效应√五、西风带槽脊的结构√六、阻塞高压和切断低压√第四章

大气环流西风带概况1.

中高纬度对流层环流特征：

中高纬度的平均经向环流（费雷尔环流）很弱，平均水平环流在对流层盛行西风称为西风带。

2.西风带环流变化的主要特征：①主要特征：纬向环流<======>经向环流②原因：

一、西风带及西风带的波状流型（西风指数）

环流指数（西风指数）Rossby把３５°～５５°之间的平均地转西风定义为西风指数实际工作中把两个纬度带之间的平均位势高度差（一般指500hPa）作为西风指数Ｉ西风指数Ｉ：

高指数→纬向环流

低指数→经向环流二、西风带波动的分类超长波：绕地球一圈有1~3个波，生命史在10天以上，属中长期天气过程。

长波：行星波，波长在3000（5000）~10000千米，约3~7个波。振幅10～20纬距，平均移速10个经距／日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退。

短波：波长5000千米以下，移动快，平均移速为10～20经度／日，生命史也短，多数仅出现在对流层的中下部，常叠加在长波之上。北半球500hPa高度场（实线，单位10gpm；断线槽线，整个半球7个槽）2.长波辨认方法①制作时间平均图（图4.31a）②制作空间平均图(图4.31b、c)③绘制平均高度廓线图(纬度40-60,图4.31d)④分析长波的结构和特性长波所处的位置：700hPa—平流层下部波长：50-120经距移速：缓慢，可静止和倒退热力结构：暖性脊，冷性槽辨认长波的简单方法：看200-300hPa等压面图1.长波公式假定：大气运动正压且水平无辐散（500hPa）；

流型有正弦波形式且宽度很大，南北无变异。根据：绝对涡度守恒利用：小扰动方法（线性化方程）得到：波动移速公式三、长波的传播（1）其中表示纬向基本气流，为常数；为经向扰动，是微量。假定：纬向扰动=0，经向平均速度=0则小扰动方法

c=U-

β/k2=U-

βL2/4π2

其中C为相速，k为波数，L为波长。这个表达式最初由RoSSby根据绝对涡度守恒原理推得，称为ROSSby长波公式。讨论：1)西风强时，波动移动较快，反之较慢；2)波长短时，波动移动较快，反之较慢；3)在波长和西风强度相同的情况下，较高纬度（β值较小），波动移速快，较低纬度（β值较大），波动移速慢。①

L＜Ls，C＞0，前进波；②L=

Ls，C=0，静止波；③L＞Ls，C＜0，后退波。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，长波则介于两者之间。

天气学上常用长波公式来推断对流层中层的槽脊移动和调整

4）静止波

c=0时Ls=2π（U/β）1/2不同西风强度和纬度的情况下可计算所得到静止波的波长Ls值

表4.2静止波波长与西风风速、纬度的关系2.波速公式的物理意义

相对涡度平流的作用地转涡度平流的作用：

在不同纬度、不同波长情况下临界纬向风速值表4.1临界纬向风速3.影响长波移速的其它因子（1）由于假定水平无辐散，因此只适应于600hPa，一般用于500hPa（2）地形影响：阻挡4.预报长波移动的定性经验

i．预报上游槽的移动时，要看它下游一个波长和两个波长处的两个槽的情况：如下游槽变慢，上游槽也将变慢；下游槽发展，上游槽也要变慢。ii．长波数目不变且比较稳定时，如上游长波槽突然移动，则下游长波槽也将依次移动。iii．当长波槽位于平均槽位置时（如冬半年我国东海岸上空），尽管上游槽移来，下游槽也将不动，只有当形势有大变动（长波调整）时，它才明显变化四、上下游效应和群速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。长波调整是与长波稳定相对立的概念，长波稳定时，大型环流很少变动。1.长波调整预报长波调整应注意的几个方面:a.长波本身的温压场结构特征及地形影响b.不同纬度带内系统的相互影响(同位相叠加)c.紧邻槽脊的相互影响

大范围上、下游长波系统之间的相互联系，通常称为“上、下游效应”。上游某地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；下游某地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。2.上、下游效应如何解释这种现象？

实际大气中的波动是由不同振幅、不同频率、不同波长的简单波叠加而成的所谓“波群”。波群的移动速度称为群速度，是合成波振幅最大值的移速。如果各分波波速相等时，则波群的移速与正弦波的波速相同；如果分波的波速随波长而改变，则波群的移速与正弦波的波速不同。波速随波长而变的波称为频散波。3.群速度考虑2个正弦波，设振幅相同，而波长不同，则合成波表示：A合成波的振幅群速Cg=U+βL2/4π2=C+βL2/2π

2群速是振幅最大值的移速；又波动能量和波的振幅的平方成正比，因此波动最大振幅的传播（群速）就是波动能量的传播。因为能量传播速度比相速传播速度为大，则可以使能量超前传播到槽脊的下游而使下游有新波产生，这种现象称为上游效应，亦即能量频散。由上式可见，不论k多大，群速总是正值，即从西向东传播。频散的强度是随着波长的增长而增大，这说明长波更易于产生上、下游效应。五、西风带槽脊的结构

长波理论建立在水平无辐散的假定下，没有考虑西风气流随高度的变化，只适合于讨论对流层中层槽脊的移动，不能用来解释槽脊系统的发展。由于温度梯度的差异，热成风关系要求中纬度地区西风随高度增加，因此中纬度地区对流层上层存在西风急流，而西风急流是斜压不稳定的（即扰动会从斜压气流中抽取能量而使自身振幅增加）。由于主要依赖气流的垂直切变，因此，斜压不稳定主要集中在锋区附近。中纬度地区的大部分天气系统是通过斜压不稳定机制发展的。考虑空气块的绝热运动设等温线沿等高线的实际移速为c，则自然坐标下UU1.一般，高空，西风带风速比等温线移速大(U>c)，等温线位相稍落后于等高线；有时两者重合，少数情况下等温线超前等高线。总的说来，长波具有冷槽暖脊的热力结构特点。

2.高空槽前对应着地面低压（锋面气旋），槽后对应着高压。更一般的情况是高空长波槽前对应气旋族。3.槽、脊的位置随高度向西倾斜。暖平流区，上升运动；在冷平流区，下沉运动。

在整个对流层中，发展斜压波的槽轴与脊轴随高度向西倾斜，而冷轴和暖轴则随高度向东倾斜，这种配置是斜压波把南北温度梯度所存储的位能转换到波动动能的必要条件，也就是槽脊发展的必要条件，当槽、脊轴线随高度变为垂直或向东倾斜时，冷、暖平流和能量转换将变得非常微弱，这时槽脊将开始减弱。

西风带槽脊的垂直结构--发展斜压波的东西剖面图实线槽、脊轴，虚线温度最大值和最小值轴线，小圆圈对流层顶LNWE能量来源中高纬度长波、锋面、锋面气旋等与水平温度梯度有关的有效位能运动形式六、阻塞高压与切断低压阻塞高压切断低压（东北冷涡）阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，脊不断北伸，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。切断低压：在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。阻塞高压与切断低压经常同时出现，通常把阻高出现后的大范围环流形式叫阻塞形势。这是一种稳定的经向环流形式，可以维持相当长的时间，对其控制下的地区以及上、下游大范围地区的环流、天气过程和天气，都将产生很大的影响。（一）阻塞高压1.概述具有以下条件的高空高压称为阻塞高压：①北纬50度以北的高空有闭合暖高压中心；②持续时间至少不小于3天，在它维持时期内,一般呈准静止状态，有时可以向西倒退，偶尔即使向东移动时，其速度也不超过７～８经度／天。③在500hPa图上，阻高将西风急流分为南北两支，绕过高压后再汇合起来，分支点与会合点间的范围一般大于４０～５０个经度。

2.结构和天气①它出现在对流层中上层，是深厚的暖性高压系统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明显的偏东风。②暖高凌驾于地面变性冷高之上，地面图上高压的东西两侧都有气旋活动，常以西侧更为活跃。③暖高压对应着冷的对流层顶，200hpa图上高压中心附近为冷中心。

2.结构和天气在阻塞高压直接控制下的天气，一般是晴朗少云，在阻塞高压东部（偏北风）常有冷平流和下沉运动，天气以冷晴为主；而在阻塞高压西部（偏南风）为暖平流和上升运动，天气较暖而多云雨。3.亚洲地区阻塞高压出现的地区、时间阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海地区；在亚洲维持平均为８天，最短为３～５天；亚洲以５、６、７三个月出现最多；以在５５°～５９°N纬度带内出现的最多，而在４０°～５０°N纬度带内出现的最少。4.阻塞高压的建立----环流从纬向转为经向（1）波动不稳定发展过程

阻高形成之前，500hPa图上在上游地区有西风槽发展（振幅加大），其形成和发展与一次强冷空气的向南爆发相联系。槽后冷平流把冷空气向南输送，槽前强烈的暖平流把暖空气向北输送，高压脊不断加强北伸。冷空气继续南流，在槽南端形成一个冷性切断低压，指向暖高脊的西南侧，使向北输送的暖空气与南方的暖空气主体脱离，导致暖高压脊发展成为阻塞高压。（图4.36环流由纬向型转为经向型）（2）叠加过程

由于南北两支基本气流中的槽脊移速不同，移速较快的槽脊叠加到另一支移速较慢或准静止的槽脊之上，使南、北两支气流中的高脊在同一经度上相叠加，经向度迅速加大，从而形成阻塞高（Fig4.37）

单由叠加过程形成的阻塞高压比较少见，主要由波动不稳定发展形成阻高。阻高形成的共同点1．在阻塞高压形成的上游地区，有较强的冷空气向南爆发，与冷空气联系的低槽明显加深，致使槽前出现较强的暖平流与明显的暖舌。于是暖平流与负的热成风涡度平流输入前面的高脊，使高脊不断发展。2．在高脊西侧有槽向东南伸展，成为西北－东南走向的槽，高脊东侧的槽向西南伸展，成为东北－西南走向的槽，使高压脊断开，成为阻塞中心。这种槽的斜伸，常与冷平流造成的负变高相联系。5.阻高的重建和西退阻高建立后，往往维持相当长的一段时期后趋于消失，此时又有一个新的阻塞高压在原先的位置附近重新形成（重建）。若在阻高西侧为正变高，东侧为负变高，则阻塞高压向西后退（连续后退）。若一个阻高消失，而在消失的阻高西侧一段距离的地方又新生一阻高，即阻高位置作较大幅度后退，称为不连续后退。冷平流南北两支波的同位相叠加暖平流冷平流正热成风涡度平流6.阻高的崩溃在阻塞高压上游的小槽一个个东移，原先位于阻塞高压西面的冷槽侵入阻塞高压区域，槽前有明显冷平流，遂使阻塞高压减弱，在槽前正涡度平流的共同作用下使之变为一弱高脊东移，环流亦由经向变为纬向环流。槽前冷平流崩溃原因：阻塞高压上游各个系统的经向度逐渐减弱并变成移动系统，紧邻的上游槽向阻塞高压侵袭，不断地向阻塞高压区域输送正涡度和冷平流。7.阻高活动对东亚环流及天气的影响

阻塞形势是整个大气环流演变的一个阶段，它的建立与崩溃对其控制区域以及上、下游广大地区的环流都将产生巨大的影响。（1）冬季乌拉尔山地区阻高的影响乌拉尔地区有阻高存在时，其下游环流形势稳定，整个东亚处于宽广的大低压槽区内，有时可有小槽沿西北气流不断向东南侵袭，中国北部常受其影响。由于这种小槽不发