大气环流解析课件.ppt

1、v大气环流是指全球范围的大尺度大大气环流是指全球范围的大尺度大气运行的基本状况气运行的基本状况v水平尺度水平尺度数千公里以上数千公里以上v垂直尺度垂直尺度10公里以上公里以上v时间尺度时间尺度12日以上日以上教学内容和要求教学内容和要求v4.1 大气平均流场特征与季节转换大气平均流场特征与季节转换v4.2 控制大气环流的基本因子与大控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型气环流的基本模型v4.5 西风带大型扰动西风带大型扰动v4.6 急流急流v4.7 东亚环流基本特征东亚环流基本特征v本章重点掌握：大气环流的平均概况；本章重点掌握：大气环流的平均概况；控制大气环流的基本因子；我国冬夏控制大气

2、环流的基本因子；我国冬夏环流基本特征。环流基本特征。4.1 大气平均流场特征与季节转换大气平均流场特征与季节转换一、平均纬向风分量的经向分布一、平均纬向风分量的经向分布 1月纬向平均西风分布月纬向平均西风分布（西风为正，东风为负）（西风为正，东风为负）南半球南半球北半球北半球西西西西东东7月纬向平均西风分布月纬向平均西风分布南半球南半球北半球北半球西西西西东东一、平均纬向风分量的经向分布特点一、平均纬向风分量的经向分布特点1、低纬度为东风带低纬度为东风带 30N 30S 最大东风风速中心在平流层最大东风风速中心在平流层2、中高纬为西风带、中高纬为西风带 北半球西风带冬强夏弱，冬南夏北北半球西风

3、带冬强夏弱，冬南夏北1月最大西风风速中心月最大西风风速中心40m/s,200hpa,30N7月最大西风风速中心月最大西风风速中心16m/s,200hpa,40N 南半球西风中心强度冬夏变化不大，位置冬南夏北南半球西风中心强度冬夏变化不大，位置冬南夏北3、极区近地面为弱东风带、极区近地面为弱东风带 冬季从对流层至平流层均为西风冬季从对流层至平流层均为西风 夏季极区平流层为极地东风夏季极区平流层为极地东风 二、平均经向风分量的经向分布二、平均经向风分量的经向分布北北南南南南北北北北北北南南南南南南北北二、平均经向风分量的经向分布特点二、平均经向风分量的经向分布特点1、北半球冬季、北半球冬季 30N

4、以南地区以南地区高层南风，低层北风高层南风，低层北风 40N以北地区以北地区高层北风，低层南风高层北风，低层南风2、北半球夏季、北半球夏季 13N 40N高层南风，低层北风高层南风，低层北风 接近赤道的区域接近赤道的区域高层北风，低层南风高层北风，低层南风3、经向风比纬向风小得多，说明地球上空、经向风比纬向风小得多，说明地球上空大气运动基本上是环绕纬圈的东西向运动，大气运动基本上是环绕纬圈的东西向运动，但也有弱的南北向的气流交换，冬强夏弱。但也有弱的南北向的气流交换，冬强夏弱。三、平均的水平环流三、平均的水平环流极区为极地低压（极涡）控制极区为极地低压（极涡）控制冬强夏弱冬强夏弱 冬季冬季2个

5、中心：格陵兰西部、东西伯利亚个中心：格陵兰西部、东西伯利亚 夏季夏季1个中心：极区个中心：极区低纬度为副热带高压控制低纬度为副热带高压控制冬弱夏强，随冬弱夏强，随季节南北位移季节南北位移 冬季副高弱冬季副高弱其范围在其范围在20N以南以南 夏季副高强夏季副高强其范围在其范围在40N以南以南1、北半球、北半球500hpa平均环流特征平均环流特征 中高纬是以极涡为中心的环绕纬圈的西风环流中高纬是以极涡为中心的环绕纬圈的西风环流 冬强夏弱，冬南夏北，西风带中有尺度很大的平冬强夏弱，冬南夏北，西风带中有尺度很大的平均长波槽，均长波槽，“冬三夏四冬三夏四”东亚大槽东亚大槽140E 北美大槽北美大槽 70

6、w 欧洲浅槽欧洲浅槽 40E 东亚大槽东亚大槽 160-180E 北美大槽北美大槽 60w 欧洲西海岸槽欧洲西海岸槽0-10E 贝加尔湖西部槽贝加尔湖西部槽90E 东亚、北美、孟加拉湾、地中海、东太平洋东亚、北美、孟加拉湾、地中海、东太平洋2、北半球海平面平均气压场特征、北半球海平面平均气压场特征个半永久性的大气活动中心个半永久性的大气活动中心海洋系统海洋系统太平洋副高和大西洋副高：冬弱夏强，冬太平洋副高和大西洋副高：冬弱夏强，冬南夏北南夏北阿留申低压和冰岛低压：冬强夏弱阿留申低压和冰岛低压：冬强夏弱格陵兰高压格陵兰高压个季节性大气活动中心个季节性大气活动中心大陆系统大陆系统冬季：亚洲冷高压和

7、北美冷高压冬季：亚洲冷高压和北美冷高压 夏季：亚洲热低压和北美热低压夏季：亚洲热低压和北美热低压四、大气环流的季节转换四、大气环流的季节转换1、北半球大气环流的季节特点北半球大气环流的季节特点 11月月为冬季环流型：月月为冬季环流型：西风带三个长波槽，西风急流强，位置偏西风带三个长波槽，西风急流强，位置偏南，东亚存在南北两支西风急流南，东亚存在南北两支西风急流 月月为夏季环流型：月月为夏季环流型：西风带四个长波槽，西风急流弱，位置偏西风带四个长波槽，西风急流弱，位置偏北，东亚一支西风急流北，东亚一支西风急流、两次季节突变、两次季节突变6月突变月突变冬季环流型转为夏季环流型冬季环流型转为夏季环流

8、型10月突变月突变夏季环流型转为冬季环流型夏季环流型转为冬季环流型 控制大气环流的基本因子主要有：太阳辐控制大气环流的基本因子主要有：太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀（海陆射、地球自转、地球表面不均匀（海陆和地形）和地面摩擦和地形）和地面摩擦一、太阳辐射作用一、太阳辐射作用 太阳辐射是大气环流最终的能量来源。太太阳辐射是大气环流最终的能量来源。太阳辐射强度随纬度的变化及其年变化支阳辐射强度随纬度的变化及其年变化支配着大气环流及其年变化配着大气环流及其年变化。第二节第二节 控制大气环流的基本因子控制大气环流的基本因子 与大气环流的基本模型与大气环流的基本模型1、太阳辐射能在整个地球表面分布不均

9、匀，、太阳辐射能在整个地球表面分布不均匀，随纬度增大而减小。（随纬度增大而减小。（T4.10）低纬度（低纬度（40N40S）是太阳辐射能净是太阳辐射能净得区；中高纬（得区；中高纬（40N北极、北极、40S南极）南极）是太阳辐射能净失区。是太阳辐射能净失区。2、大气的平均温度场特征（、大气的平均温度场特征（T4.11）（1）冬季南北温度差明显大于夏季。）冬季南北温度差明显大于夏季。（2）对流层中赤道比极地暖，温度差从下往）对流层中赤道比极地暖，温度差从下往上递减；上递减；（3）平流层中，夏季极地的温度比赤道高。）平流层中，夏季极地的温度比赤道高。、温度分布不均匀必然产生热力环流、温度分布不均匀必

10、然产生热力环流 假定地球不旋转，地球表面性质都一样，那假定地球不旋转，地球表面性质都一样，那么，在南北温度差的作用下，高层就产生了么，在南北温度差的作用下，高层就产生了从赤道指向极地的位势梯度。在气压梯度力从赤道指向极地的位势梯度。在气压梯度力的作用下，高空为赤道吹向极地的南风，空的作用下，高空为赤道吹向极地的南风，空气在极地冷却下沉，质量堆积又造成对流层气在极地冷却下沉，质量堆积又造成对流层下部有指向赤道的气压梯度力，也就产生了下部有指向赤道的气压梯度力，也就产生了低层为极地吹向赤道的北风，空气在低纬度低层为极地吹向赤道的北风，空气在低纬度加热再上升加热再上升构成了一个南北向的直接热构成了一

11、个南北向的直接热力环流圈力环流圈 二、地球自转作用二、地球自转作用 主要是产生地转偏向力，使空气质点运动主要是产生地转偏向力，使空气质点运动方向发生偏转。在太阳辐射和地球自转方向发生偏转。在太阳辐射和地球自转的共同作用下，经圈方向可形成最简单的共同作用下，经圈方向可形成最简单的三圈环流模式。的三圈环流模式。1，北半球三圈环流模式：，北半球三圈环流模式：极地环流圈极地环流圈强（正环流）强（正环流）费雷尔环流圈费雷尔环流圈弱（逆环流）弱（逆环流）哈德莱环流圈哈德莱环流圈强（正环流）强（正环流）极地环极地环流圈流圈费雷费雷尔环尔环流圈流圈哈德莱哈德莱环流圈环流圈2、与三圈环流模式对应的地面流场和气压

12、场、与三圈环流模式对应的地面流场和气压场 （不考虑海陆分布的影响）（不考虑海陆分布的影响）三个风带：三个风带：极地东风带（东北风）极地东风带（东北风）中纬西风带（西南风）中纬西风带（西南风）低纬东风带（东北信风）低纬东风带（东北信风）四个气压带：四个气压带：极地高压带极地高压带 副极地低压带副极地低压带 副热带高压带副热带高压带 赤道低压带赤道低压带3、与三圈环流模式对应的高空流场、与三圈环流模式对应的高空流场 高纬西风带高纬西风带极锋西风急流极锋西风急流 中纬东风带中纬东风带弱弱 低纬西风带低纬西风带副热带西风急流副热带西风急流 4、与三圈环流模式对应的二条行星锋区：、与三圈环流模式对应的二

13、条行星锋区：极锋锋区极锋锋区出现在高纬（出现在高纬（60N附近），高附近），高度较低，近地面水平气流辐合，有锋面存在；度较低，近地面水平气流辐合，有锋面存在；副热带锋区副热带锋区出现在低纬（出现在低纬（30N附近），附近），高度较高，近地面水平气流辐散，无锋面存在；高度较高，近地面水平气流辐散，无锋面存在；但在对流层上部锋区特征明显。但在对流层上部锋区特征明显。三、角动量交换（摩擦和山脉作用）三、角动量交换（摩擦和山脉作用）在自转的地球上相对于地球表面运动的空气，由在自转的地球上相对于地球表面运动的空气，由于摩擦和山脉作用，空气与转动地球之间就产于摩擦和山脉作用，空气与转动地球之间就产生了转动

14、力矩（即角动量）。角动量等于转动生了转动力矩（即角动量）。角动量等于转动惯量与角速度的乘积惯量与角速度的乘积：因此，单位质量的空气绕地轴旋转的绝对角动量因此，单位质量的空气绕地轴旋转的绝对角动量可以用下式表示可以用下式表示 2MJmrmvr地球角动量地球角动量 相对角动量相对角动量（一）地球大气系统中绝对角动量分布状态（一）地球大气系统中绝对角动量分布状态1、地球角动量、地球角动量 ，为西风角动，为西风角动量，其大小随纬度增高减小，赤道最大，极地最小量，其大小随纬度增高减小，赤道最大，极地最小2、低层相对角动量、低层相对角动量 极地东风带极地东风带具有东风角动量具有东风角动量 弱弱 中纬西风带

15、中纬西风带具有西风角动量具有西风角动量 强强 低纬低纬东风带东风带具有东风角动量具有东风角动量 （二）地球大气系统中绝对角动量守恒（二）地球大气系统中绝对角动量守恒 a 低纬东风带由于摩擦和山脉的作用从地低纬东风带由于摩擦和山脉的作用从地球获得西风角动量球获得西风角动量 b 中纬西风带由于摩擦和山脉的作用失去中纬西风带由于摩擦和山脉的作用失去西风角动量西风角动量 但实际上：但实际上：地球旋转为常数地球旋转为常数 东、西风带长期维持东、西风带长期维持说明整个地球和大气的闭合系统中绝对角动量说明整个地球和大气的闭合系统中绝对角动量是守恒的。是守恒的。（三）大气内部角动量的水平输送（三）大气内部角动

16、量的水平输送 1.u角动量水平输送的三种形式：角动量水平输送的三种形式：平均经向环流平均经向环流三圈经向环流三圈经向环流 定常扰动定常扰动 平均长波槽脊平均长波槽脊 非定常扰动非定常扰动 天气尺度的槽脊、天气尺度的槽脊、（反）气旋（反）气旋 2.角动量水平输送的特征角动量水平输送的特征 a）非定常扰动对角动量水平输送远大于定非定常扰动对角动量水平输送远大于定常扰动和平均经向环流（尤其在北半球夏常扰动和平均经向环流（尤其在北半球夏季）季）b）非定常扰动对角动量水平输送最大值出非定常扰动对角动量水平输送最大值出现在现在30度纬度附近度纬度附近 c）冬季哈得莱环流较强对角动量输送显著冬季哈得莱环流较

17、强对角动量输送显著 d）费雷尔环流较弱，但水平输送方向与哈费雷尔环流较弱，但水平输送方向与哈得莱环流相反得莱环流相反122月月68月月3.槽脊输送角动量的方式槽脊输送角动量的方式 a 对称槽脊对称槽脊 槽前对槽前对u角动量向北输送等于槽后对角动量向北输送等于槽后对u角动角动量向南输送量向南输送无南北净输送无南北净输送 b 东北东北西南向的倾斜槽西南向的倾斜槽 槽前对槽前对u角动量向北输送大于槽后对角动量向北输送大于槽后对u角动角动量向南输送量向南输送有有u角动量向北净输送角动量向北净输送 c 西北西北东南向的倾斜槽东南向的倾斜槽有有u角动量角动量向南净输送向南净输送 但实际大气在中高纬地区多为

18、东北但实际大气在中高纬地区多为东北西南向槽脊，所以中纬度的扰动水平输送主西南向槽脊，所以中纬度的扰动水平输送主要是向北输送西风角动量。要是向北输送西风角动量。（四）大气内部角动量的垂直输送（四）大气内部角动量的垂直输送哈得莱环流有净余的哈得莱环流有净余的角动量，向上输送角动量，向上输送补偿了高空西风带补偿了高空西风带 费雷尔环流有净余的费雷尔环流有净余的角动量，向下输送角动量，向下输送补偿了低层西风带补偿了低层西风带 由于高层由于高层u角动量大于低层角动量大于低层u角动量，所以扰角动量，所以扰动的垂直运动总是向下净输送动的垂直运动总是向下净输送u角动量角动量计算表明，向上、向下对角动量的垂直输

19、送计算表明，向上、向下对角动量的垂直输送平衡平衡水平输送与垂直输送共同作用，大气角动量水平输送与垂直输送共同作用，大气角动量收支收支 平衡，东西风带长期维持平衡，东西风带长期维持;地球角动量地球角动量收支平衡，地球转动角速度是常数。收支平衡，地球转动角速度是常数。（一）海陆分布对大气环流的影响（一）海陆分布对大气环流的影响 1.海陆分布对近地面层的气压系统有直接影响。海陆分布对近地面层的气压系统有直接影响。冬季，海上为低压区，陆地上为高压区；冬季，海上为低压区，陆地上为高压区；夏季，海上低压减弱，陆地上转为热低压。夏季，海上低压减弱，陆地上转为热低压。2.海陆分布对于对流层中部西风带平均槽脊的

20、形海陆分布对于对流层中部西风带平均槽脊的形成有重要作用。成有重要作用。冬季大陆东海岸温度低冬季大陆东海岸温度低+背风坡动力作用，高空背风坡动力作用，高空形成冷性低槽；大陆西岸则出现高压脊。形成冷性低槽；大陆西岸则出现高压脊。四、地球表面的不均匀性四、地球表面的不均匀性（二）地形影响（二）地形影响 1、青藏高原的动力作用、青藏高原的动力作用冬季高大突起的高原使冬季高大突起的高原使500百帕以下西风百帕以下西风环流明显分支、绕流和汇合，从而使得高环流明显分支、绕流和汇合，从而使得高原迎风坡和背风坡形成弱风的原迎风坡和背风坡形成弱风的“死水区死水区”。西风绕流作用形成北脊和南槽，导致我国西风绕流作用

21、形成北脊和南槽，导致我国北方晴天多，南方阴雨多。北方晴天多，南方阴雨多。西风绕流对南北两支西风起稳定作用。西风绕流对南北两支西风起稳定作用。我国西南地区处于孟加拉湾地形槽前，加我国西南地区处于孟加拉湾地形槽前，加上侧向摩擦影响，低涡活动特别多。上侧向摩擦影响，低涡活动特别多。西风气流在高原东侧下坡，有利于东亚大西风气流在高原东侧下坡，有利于东亚大槽的形成。槽的形成。2，青藏高原的热力作用，青藏高原的热力作用 夏季起着强大的热源作用。具体表现有：夏季起着强大的热源作用。具体表现有：a a夏季高原南侧西风减弱，甚至转为东风气夏季高原南侧西风减弱，甚至转为东风气流，北侧西风加强。流，北侧西风加强。b

22、 b夏季，高原上空大气几乎在整个对流层内夏季，高原上空大气几乎在整个对流层内都呈对流性不稳定，都呈对流性不稳定，高温并高湿。高温并高湿。c夏季，高原近地面层为热低压，气流辐合夏季，高原近地面层为热低压，气流辐合产生大规模的对流活动，高层产生辐散，形产生大规模的对流活动，高层产生辐散，形成了具有上升气流的热力性青藏高压。成了具有上升气流的热力性青藏高压。冬季起冷源作用冬季起冷源作用 低层高压；低层高压；高原南侧西风加强高原南侧西风加强一、环流指数与指数循环一、环流指数与指数循环1.西风带波动的两种基本状态西风带波动的两种基本状态纬向环流（平直西风环流）纬向环流（平直西风环流）波状流型大致和波状流

23、型大致和纬圈平行的环流状态。纬圈平行的环流状态。经向环流经向环流波状流型具有较大的南北向气流，波状流型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的环流状甚至出现大型的闭合暖高压和冷低压的环流状态。态。2.西风指数西风指数3555之间的平均地转西风或两个纬度之间的平均地转西风或两个纬度带间的平均位势高度差。用来表示西风强弱。带间的平均位势高度差。用来表示西风强弱。第五节第五节 西风带大型扰动西风带大型扰动 高指数：值大高指数：值大西风强，纬向环流为主西风强，纬向环流为主低指数：值小低指数：值小西风弱，经向环流为主西风弱，经向环流为主3.指数循环指数循环 西风环流的中期变化主要表现为高

24、低指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。数交替、循环的变化过程。4.经向度经向度南北风绝对值沿纬圈的平均。用来表征南南北风绝对值沿纬圈的平均。用来表征南北交换的程度。北交换的程度。36363635551111113555363636IHHHHH11nniMnH二、西风带长波二、西风带长波 1、西风带波动分为三类：、西风带波动分为三类：超长波超长波波长波长10000km，北半球北半球23个波，由地形和海陆分布的强迫振动引起个波，由地形和海陆分布的强迫振动引起 长长 波波波长波长300010000km，相当于相当于50120经距，北半球经距，北半球37个波，由行星锋区个波，由

25、行星锋区长波扰动所引起长波扰动所引起 短短 波波几百几百3000km，由锋区中的由锋区中的短波扰动所引起。短波扰动所引起。2.长、短波结构与特征分析长、短波结构与特征分析v长波波长长（长波波长长（50120个经距），振幅大个经距），振幅大（1020纬距），移动缓慢（平均移速在纬距），移动缓慢（平均移速在10经经距距/天以下天以下，有时静止或西退），维持时间长，有时静止或西退），维持时间长（35天），温压场近于对称（冷槽暖脊），天），温压场近于对称（冷槽暖脊），强度随高度增加，属于深厚系统（可伸展到对强度随高度增加，属于深厚系统（可伸展到对流层顶）。流层顶）。长波槽前对应大范围的上升运动和云雨区

26、；长波槽前对应大范围的上升运动和云雨区；长波槽后对应大范围的下沉运动和晴好区；长波槽后对应大范围的下沉运动和晴好区；v短波的波长和振幅均较小，移动快，生命史也短波的波长和振幅均较小，移动快，生命史也短，多数仅出现在对流层的中下部，属于浅薄短，多数仅出现在对流层的中下部，属于浅薄系统。系统。在每日天气图上，长波和短波同时存在，相互在每日天气图上，长波和短波同时存在，相互迭加，还可相互转化。迭加，还可相互转化。一般情况下，长波和短一般情况下，长波和短波不容易分辨。如图所示，迭加后的长波槽就波不容易分辨。如图所示，迭加后的长波槽就变得极不明显，而长波脊则因为同位相迭加显变得极不明显，而长波脊则因为同

27、位相迭加显得很强。得很强。（一）（一）长波的辨认方法长波的辨认方法：制作时间平均图制作时间平均图制作空间平均图制作空间平均图绘制平均高度廓线图绘制平均高度廓线图采用高层等压面图采用高层等压面图 （二）长波的移动（二）长波的移动1）长波波速公式推导长波波速公式推导 条件：正压，水平无辐散运动条件：正压，水平无辐散运动 用小扰动法将方程线性化：用小扰动法将方程线性化：假设：假设：则：则：代入式得到代入式得到 其中其中上式为一个二阶线性偏微分方程上式为一个二阶线性偏微分方程 波动方程波动方程设其解：设其解：即将长波视为在基本的西风气流上迭加的经向正（余）即将长波视为在基本的西风气流上迭加的经向正（余

28、）弦波弦波将带入式有将带入式有 所以有所以有 上式即为长波波速公式上式即为长波波速公式Rossby波速公式（槽波速公式（槽线方程）线方程）2）讨论：）讨论：a.波速波速C与西风风速有关，风速越大，移动越与西风风速有关，风速越大，移动越快；反之，快；反之，移动越慢。当槽脊向东时，槽脊移动越慢。当槽脊向东时，槽脊移动的速度总是小于西风风速。移动的速度总是小于西风风速。b.波速波速C与波长与波长L有关，长波移动的慢，短波有关，长波移动的慢，短波移动的快。移动的快。c.波速波速C与纬度有关（与纬度有关（），高纬度），高纬度波动移动的快，低纬移速慢。波动移动的快，低纬移速慢。d.静止波的波长：若静止波的

29、波长：若C=0，则有则有纬度越高，西风越大，则纬度越高，西风越大，则 越大越大 后退波（西退）后退波（西退）静止波静止波 前进波（东移）前进波（东移）e.静止波临界的纬向风速：静止波临界的纬向风速：纬度越高，波长越短，纬度越高，波长越短，越小越小 前进波前进波 当当 静止波静止波 后退波后退波cuu_3）说明）说明v对波动的移动起作用的因子除了对波动的移动起作用的因子除了、L和和外，外，尚有其他一些因子。例如，自尚有其他一些因子。例如，自700800百帕百帕以上的大气层内，各层波动的波长与移速差以上的大气层内，各层波动的波长与移速差不多是相同的，但西风速度自下而上可增大不多是相同的，但西风速度

30、自下而上可增大24倍，因此波速公式一般以用在倍，因此波速公式一般以用在600百帕百帕（实际实际500百帕百帕）上为最好。上为最好。v由于地形作用或南北由于地形作用或南北u不同、不同、L不同，波动各不同，波动各部分的移动情况可有很大不同。东亚尤为明部分的移动情况可有很大不同。东亚尤为明显。显。4）长波波速公式的物理意义）长波波速公式的物理意义 正压、水平、无辐散大气，槽脊的移动是由绝正压、水平、无辐散大气，槽脊的移动是由绝对涡度平流决定对涡度平流决定 相对涡度平流：相对涡度平流：使槽脊东进使槽脊东进 地转涡度平流：地转涡度平流：使槽脊西退使槽脊西退（三）长波调整（三）长波调整 长波波数的变化及长

31、波的更替。长波波数的变化及长波的更替。长波稳定时，大型环流很少变动，天气过程按长波稳定时，大型环流很少变动，天气过程按一定型式发展。当长波调整时，天气过程将发一定型式发展。当长波调整时，天气过程将发生剧烈变化。生剧烈变化。预报长波调整，不仅要从该系统预报长波调整，不仅要从该系统的温压场结构特征及所在地形条件分析入手，的温压场结构特征及所在地形条件分析入手，而且要注意周围系统生消变化的影响而且要注意周围系统生消变化的影响。1)不同纬度带内系统的相互影响不同纬度带内系统的相互影响 南北槽脊同位相迭加可使环流经向度增大南北槽脊同位相迭加可使环流经向度增大2)紧邻槽脊的相互影响紧邻槽脊的相互影响 上游

32、槽上游槽(脊脊)的转向会引起紧接着的下游脊的转向会引起紧接着的下游脊(槽槽)强度的变化。强度的变化。3）上下游效应与波群速）上下游效应与波群速v大范围上、下游系统环流变化的相互联系大范围上、下游系统环流变化的相互联系上下游效应。上下游效应。v上（下）游某地区长波系统发生某种显著变化上（下）游某地区长波系统发生某种显著变化后，接着以比系统本身的移速和平均西风风速后，接着以比系统本身的移速和平均西风风速都快的速度，即波群速影响下（上）游长波系都快的速度，即波群速影响下（上）游长波系统也发生变化统也发生变化上（下）游效应。上（下）游效应。v这种现象可以用波群速的概念给予解释。实际这种现象可以用波群速

33、的概念给予解释。实际扰动可以看作是由各种不同波长的正弦波叠加扰动可以看作是由各种不同波长的正弦波叠加起来的波群（综合波）。如果分波的波速随波起来的波群（综合波）。如果分波的波速随波长而改变时，则综合波的移速与正弦波的波速长而改变时，则综合波的移速与正弦波的波速不同。我们可以证明群速度大于纬向风速。不同。我们可以证明群速度大于纬向风速。波群速的表达式推导：波群速的表达式推导：设设:两个振幅相同两个振幅相同,波长和移速不同的正弦波波长和移速不同的正弦波 则综合波则综合波 讨论：讨论：a）综合波的振幅是随综合波的振幅是随x，t而变化的余弦波：而变化的余弦波：余弦波振幅为，波长为余弦波振幅为，波长为

34、群波振幅最大值的移速称为波群速（群速度）群波振幅最大值的移速称为波群速（群速度）.得到得到 212121122121222c o s 222LLLLL CL CAxtLLLLL Lb)正压无辐散长波的波群速正压无辐散长波的波群速 将长波波速将长波波速 带入式有：带入式有：长波的波群速长波的波群速由上式可见：由上式可见：1.综合波的范围线以群速向下游方向传播综合波的范围线以群速向下游方向传播2.长波的波群速大于长波的波群速大于 和，即大于西风风和，即大于西风风速和长波波速速和长波波速3.由于波动能量和波的振幅的平方成正比，所由于波动能量和波的振幅的平方成正比，所以这种波动最大振幅的传播，也就是波

35、动能以这种波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播量的传播 能量频散能量频散4）预报长波调整的定性经验（参见预报长波调整的定性经验（参见P184）_cu三、阻塞高压与切断低压三、阻塞高压与切断低压在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，槽不在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，槽不断向南加深，高空冷槽与北方冷空气的联系断向南加深，高空冷槽与北方冷空气的联系被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心闭合冷性低压中心切断低压。切断低压。在西风带长波脊不断北伸时，其南部与南方暖在西风带长波脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系被冷空气所切断，在脊的北部形空

36、气的联系被冷空气所切断，在脊的北部形成闭合的暖高压中心成闭合的暖高压中心阻塞高压。阻塞高压。阻塞高压与切断低压经常是同时出现，人阻塞高压与切断低压经常是同时出现，人们常常把阻塞高压出现后的大范围环流形们常常把阻塞高压出现后的大范围环流形势势阻塞形势。阻塞形势的基本特征是阻塞形势。阻塞形势的基本特征是有阻高存在并且形势稳定。它的建立、崩有阻高存在并且形势稳定。它的建立、崩溃、后退常常伴随一次大范围（甚至整个溃、后退常常伴随一次大范围（甚至整个半球范围）环流型式的强烈转变。它的长半球范围）环流型式的强烈转变。它的长久维持常会使大范围地区的天气反常。如久维持常会使大范围地区的天气反常。如某一地区持续

37、干旱或阴雨。某一地区持续干旱或阴雨。（一）阻塞高压概述：（一）阻塞高压概述：1.定义：定义：具备以下几个条件的高空高压称为阻塞高压：具备以下几个条件的高空高压称为阻塞高压：a）中高纬高空有闭合的暖高中心中高纬高空有闭合的暖高中心 50N以北以北b）暖高中心呈准静止状态暖高中心呈准静止状态维持维持3天以上天以上c）西风急流在阻高西侧分为两支，绕过阻高西风急流在阻高西侧分为两支，绕过阻高后汇合，其分支点和汇合点的范围大于后汇合，其分支点和汇合点的范围大于4050个经度。个经度。2.结构结构 a.阻高为高空深厚的暖阻高为高空深厚的暖性系统：性系统：700hpa对流对流层顶层顶 b.近地面为变性冷高压

38、近地面为变性冷高压 c.高压中心轴线自下而高压中心轴线自下而上向暖的西北方向倾斜，上向暖的西北方向倾斜，高层近于垂直高层近于垂直 d.阻高对应冷而高的对阻高对应冷而高的对流层顶流层顶3.阻高的活动阻高的活动a.北半球常出现在大西洋、欧洲和北美阿拉斯北半球常出现在大西洋、欧洲和北美阿拉斯加地区。亚洲常出现在乌拉尔山、鄂霍次克加地区。亚洲常出现在乌拉尔山、鄂霍次克海和贝加尔湖地区。海和贝加尔湖地区。b.在欧洲一般可维持到在欧洲一般可维持到20天左右，至少在天左右，至少在5天天以上；在亚洲平均则为以上；在亚洲平均则为8天，最短天，最短35天天c.亚洲以亚洲以5、6、7三个月最多，三个月最多，3、11

39、月最少。月最少。欧洲则不同，较亚洲约超前两个月。欧洲则不同，较亚洲约超前两个月。4.阻高的建立过程阻高的建立过程 第一型：西风带槽脊不稳定发展型第一型：西风带槽脊不稳定发展型 第二型：第二型：迭加型迭加型 第三型：结合型第三型：结合型阻高建立的共同点：阻高建立的共同点：a 在阻高形成的在阻高形成的上游地区有低槽明显加深，上游地区有低槽明显加深，槽前出现较强的暖平流和明显暖舌；槽前出现较强的暖平流和明显暖舌；b 在高压脊东西两侧的槽要斜伸到脊的南端，在高压脊东西两侧的槽要斜伸到脊的南端，使脊断开成为阻塞中心；使脊断开成为阻塞中心；c 500hpa高压脊以西为暖平流高压脊以西为暖平流 200hpa

40、高压脊以西为冷平流高压脊以西为冷平流第一型：西风带槽脊不稳定发展第一型：西风带槽脊不稳定发展型型第二型：迭加型第二型：迭加型500hpa高压脊高压脊以西为暖平流以西为暖平流200hpa高压脊高压脊以西为冷平流以西为冷平流5.阻高的重建和后退阻高的重建和后退新旧交替新旧交替 阻高的重建：新的阻高相继在旧的阻高的原阻高的重建：新的阻高相继在旧的阻高的原地建立，称阻高重建。阻高在不发展槽前的冷地建立，称阻高重建。阻高在不发展槽前的冷平流和正涡度平流共同作用下而崩溃，又在紧平流和正涡度平流共同作用下而崩溃，又在紧跟而来的发展槽前的暖平流作用下重建。跟而来的发展槽前的暖平流作用下重建。阻高的后退：阻高的

41、后退：a）连续后退连续后退：阻高西侧为正变高，东侧为负变：阻高西侧为正变高，东侧为负变高，那么阻高将连续西退高，那么阻高将连续西退b）不连续后退：一个阻高趋于消失，而在消失不连续后退：一个阻高趋于消失，而在消失的阻高西侧一段距离的地方又生成一个新的阻的阻高西侧一段距离的地方又生成一个新的阻高，看起来像是阻高也在西退。将这种阻塞高高，看起来像是阻高也在西退。将这种阻塞高压位置大幅后退，称为不连续后退。压位置大幅后退，称为不连续后退。6.阻高的崩溃过程阻高的崩溃过程 阻高上游各个系统的经向度逐渐减弱并变成阻高上游各个系统的经向度逐渐减弱并变成移动性系统，上游连续有不发展的槽东移，移动性系统，上游连

42、续有不发展的槽东移，在槽前冷平流和正涡度平流不断冲击下，阻在槽前冷平流和正涡度平流不断冲击下，阻高削弱崩溃。高削弱崩溃。向阻高侵袭的低槽温压场结构特点是：温度向阻高侵袭的低槽温压场结构特点是：温度槽超前于高度槽或温度槽振幅大于高度槽，槽超前于高度槽或温度槽振幅大于高度槽，槽前有显著的冷平流。槽前有显著的冷平流。500hpa阻高以西转为冷平流阻高以西转为冷平流 200hpa阻高以西转为暖平流阻高以西转为暖平流 7.阻高的天气阻高的天气 在阻高维持期间，天气相对稳定。高压直接在阻高维持期间，天气相对稳定。高压直接控制下的地面天气，一般晴朗少云；阻高西部，控制下的地面天气，一般晴朗少云；阻高西部，一

43、般有暖平流和上升运动，天气较暖，多云雨；一般有暖平流和上升运动，天气较暖，多云雨；而阻高的东部常有冷平流和下沉运动，天气晴而阻高的东部常有冷平流和下沉运动，天气晴好。好。（二）切断低压（二）切断低压1.定义：切断低压是指出现于对流层中上层深厚定义：切断低压是指出现于对流层中上层深厚的冷性闭合低压环流，又称冷涡。的冷性闭合低压环流，又称冷涡。2.结构：结构：a.高空深厚的冷性高空深厚的冷性低压：低压：700hpa对流层顶对流层顶 b.暖而低的对流层暖而低的对流层顶；顶；c.地面对应浅薄的地面对应浅薄的冷高压；冷高压；d.冷堆外围为锋区冷堆外围为锋区3.切断低压的形成切断低压的形成 a.与阻高相伴

44、生成与阻高相伴生成 ；b.西风槽切断，不伴有阻高。西风槽切断，不伴有阻高。形成过程：温度槽落后于高度槽，且振幅较形成过程：温度槽落后于高度槽，且振幅较大，高度槽随之加强，南伸迅速，槽前后暖大，高度槽随之加强，南伸迅速，槽前后暖脊发展，切断冷源，形成孤立的冷性低压。脊发展，切断冷源，形成孤立的冷性低压。4.切断低压的消失过程切断低压的消失过程 a.原地变性回暖和摩擦作用逐渐消亡。原地变性回暖和摩擦作用逐渐消亡。b.新的冷空气的冲击和东移使冷堆辐散下沉新的冷空气的冲击和东移使冷堆辐散下沉增温，气旋性涡度减小而逐渐消亡。增温，气旋性涡度减小而逐渐消亡。5.切断低压的活动与天气切断低压的活动与天气切断

45、低压一年四季都可出现，而以春末、夏切断低压一年四季都可出现，而以春末、夏初活动最频繁。在我国多出现在西南、西初活动最频繁。在我国多出现在西南、西北和东北地区。北和东北地区。切断低压的天气特点主要是低温和不稳定降切断低压的天气特点主要是低温和不稳定降水。切断低压的雨区一般出现在其东南部水。切断低压的雨区一般出现在其东南部位的下方，此外低压区的后部也常有雷阵位的下方，此外低压区的后部也常有雷阵雨天气。而且类似天气可连续数日。东北雨天气。而且类似天气可连续数日。东北冷涡控制下的地区常出现低温天气和冰晶冷涡控制下的地区常出现低温天气和冰晶状的低云。状的低云。一、急流的一般概念和基本特征一、急流的一般概

46、念和基本特征1.定义：定义：对流层上部强而窄的气流带对流层上部强而窄的气流带 急流急流急流区中风速最大点的连线急流区中风速最大点的连线急流轴急流轴 规定规定 对流层上部对流层上部 水平风切变：水平风切变：垂直风切变垂直风切变 第六节第六节 急流急流m ax30/Vms2.特征：特征：长：上万长：上万km 宽：几百宽：几百km 厚：几厚：几km三维空间呈准水平状三维空间呈准水平状，多数轴线呈东西向，多数轴线呈东西向，个别地方会出现强大扰动而转呈南北向。急个别地方会出现强大扰动而转呈南北向。急流轴上可有一个或多个风速极大值中心。急流轴上可有一个或多个风速极大值中心。急流轴可断裂、分支或汇合。流轴可

47、断裂、分支或汇合。3.急流的分析急流的分析1）使用等压面图表示急流的位置和强度）使用等压面图表示急流的位置和强度2）绘制各种剖面图）绘制各种剖面图3）采用简便的西风廓线图）采用简便的西风廓线图 4.急流的类型急流的类型 高空急流分为对流层上部急流和平流层急流。高空急流分为对流层上部急流和平流层急流。对流层上部急流又分为极锋急流（也称北支对流层上部急流又分为极锋急流（也称北支急流或温带急流）、副热带西风急流（又叫急流或温带急流）、副热带西风急流（又叫南支急流）和热带东风急流三种。南支急流）和热带东风急流三种。另外，在对流层下部另外，在对流层下部600hpa以下，也常有强而以下，也常有强而窄的气流

48、带窄的气流带低空急流。低空急流中心最低空急流。低空急流中心最大风速、风速的水平切变和垂直切变均达不大风速、风速的水平切变和垂直切变均达不到上述标准，而且尺度也小得多，仅出现在到上述标准，而且尺度也小得多，仅出现在局部地区，但它常与暴雨、飑线、龙卷、雷局部地区，但它常与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天气相联系，引起人们注意。暴等剧烈天气相联系，引起人们注意。二、急流的基本特点二、急流的基本特点1.水平风场：水平风场：急流轴左侧风速具有气旋性切变急流轴左侧风速具有气旋性切变 急流轴右侧风速具有反气旋性切变急流轴右侧风速具有反气旋性切变2.涡度场涡度场：急流轴左侧相对涡度为正急流轴左侧相对涡度为正 急

49、流轴右侧相对涡度为负急流轴右侧相对涡度为负3.散度场散度场：急流轴左侧有偏差风的辐合急流轴左侧有偏差风的辐合 急流轴右侧有偏差风的辐散急流轴右侧有偏差风的辐散4.温度场：温度场：急流中心下方温度水平梯度最大，是锋区所在；急流中心下方温度水平梯度最大，是锋区所在；急流轴上方温度水平梯度与下方相反；急流轴上方温度水平梯度与下方相反；急流轴上温度水平梯度为零。急流轴上温度水平梯度为零。5.垂直风场：垂直风场：急流轴下方风随高度增加急流轴下方风随高度增加 急流轴上方风随高度减小急流轴上方风随高度减小 急流轴上风速最大急流轴上风速最大 三、极锋急流的结构特点三、极锋急流的结构特点 1.极锋急流位于极地对

50、流层顶和中纬度对极锋急流位于极地对流层顶和中纬度对流层顶的断裂处，极锋锋区上方，平均流层顶的断裂处，极锋锋区上方，平均高度在高度在300hpa（10公里）公里）2.急流位置随着极锋南北位移，急流位置随着极锋南北位移，冬季平均：冬季平均：40o60oN，甚至更低纬度甚至更低纬度 夏季平均：夏季平均：60o70oN，极圈附近极圈附近3.极锋急流冬强夏弱极锋急流冬强夏弱4.极锋极锋急流下方大气斜压性很强，地面气急流下方大气斜压性很强，地面气旋、反气旋活跃。旋、反气旋活跃。四、副热带西风急流的结构特点四、副热带西风急流的结构特点 1.副热带西风急流位于中纬度对流层顶和热副热带西风急流位于中纬度对流层顶