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1、第四章 中纬度天气系统(之三) 4.3 西风带高空环流系统 4.3.1 西风带环流的基本特征 1.纬向环流与经向环流 2.环流指数与指数循环 4.3.2 西风带槽脊的移动 1.长波的传播 2.群速和上下游效应 4.3.3 西风带槽脊的垂直结构 4.3.4 西风带槽脊的发展 1. 位势倾向方程 2. 波槽发展的简单动力模式（西风带槽脊的发展公式） 4.3.5 切断低压和阻塞高压 4.3.6 西南涡与江淮切变线 4.3.1 西风带环流的基本特征 、纬向环流与经向环流 n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。 n西风带弯弯曲曲围绕着极涡沿纬圈运行,平均
2、而 言,西风带中冬季有三个槽脊,夏季则变为四个 槽脊。这种波状流型称为西风带波动。 n在每日的高空天气图上,西风带波动比平均图复杂得 多,常表现为振幅、波长不等,有时甚至出现一些闭 合涡旋。 n西风带的波状流型有时表现为大致和纬圈相平 行,这种环流状态称为纬向环流,也称为平直西 风环流; n有时则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,这种环流状态称为 经向环流。 n经向环流和纬向环流在空间分布和时间演变中 经常是交替出现。 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以及 两者之间的相互转换。 经向环流与纬向环流 相互转换的原因 n设先为平直西风环流,气流南
3、北交换弱,由于 南北太阳辐射强度的差异,西风带中温度梯度 将加大,即锋区增强,有效位能增大。 n当受扰动作用,扰动因获有效位能,发展成为 大型扰动(大槽大脊),甚至可出现闭合系统,纬 向环流转为经向环流,南北交换增强,南北向 的水平温度梯度减小,有效位能转为动能。 n摩擦耗散动能,大型扰动逐渐减弱乃致消失, 环流又恢复纬向。 、环流指数与指数循环 n纬向环流与经向环流相互转化与交替出 现,常表现为西风分量的强弱变化。 n为了定量地表示西风强弱,Rossby提出, 把3555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间的平均位势高 度差作为西风指数I。 为沿纬圈每隔10个经度取
4、一个位势高度值。 n高指数表示西风强大,与纬向环流对应 n低指数表示西风弱,经常与经向环流对应 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,称为指数循环。 n实际应用中发现,有时西风环流破坏以后,南北 风分量明显加大,已属经向环流,但由于整个区 域内全风速很大,西风指数并不减小,因此又定 义一个经向度指数表征南北交换的程度. n经向度（指数） 以10个经度为间隔,取纬圈的南北风绝对值(或位势高度差 )沿纬圈平均。 4.3.2 西风带槽脊的移动 1、长波的传播 n西风带槽脊可以看成是叠加在中纬度西 风气流上的波动。 n西风带波动按其波长可分为三类： n超长波 n长波 n短波 超长
5、波、长波和短波 n超长波的波长在一万公里以上,即绕地球一圈可有13 个波,它是由地形和海陆分布的强迫振动引起,呈准静止 ,生命史在10天以上,属于中长期天气过程。 n长波的波长300010000公里,相当于50120个经距。 全纬圈约为37个波,振幅一般为1020纬距,平均移速 在10个经距/日以下,有时很慢,呈准静止,甚至会向西倒 退。长波变化常导致一般天气系统及天气过程发生明 显变化，生命史约45天。 n短波的波长和振幅均较小,移动快,平均移速为1020经 度/日,多数仅出现在对流层的中下部,往往迭加在长波 之上，生命史在45天以下。 n在中高纬度地区,长波的水平尺度可大到 同地球半径相比
6、拟,故亦称为行星波(或称 为罗斯贝波),从对流层的中下层到平流层 的低层均可见到,是行星锋区中的一种扰 动。 n在每日的天气图上,长波和短波同时存在, 相互迭加,还可以互相转化。 n一般情况下,长波和短波不容易分辨。如 图，迭加后的长波槽就变得极不明显,长 波脊则因同位相迭加显得很强。 辨认长波的方法 (1)在欧亚范围的500或300hPa图上，由于短波主 要出现在低层，到了高层就变得很不明显，长 波系统就突出起来。 (2)在时间平均(35天)天气图上，可消去移动快 、振幅小、维持时间短的短波，而使长波显示 出来。 (3)在空间平均(网格距2.5或5纬距)图上，取网 格点及其邻近4点的高度平均
7、值，也可把短波 系统平滑掉而突出长波。 设大气运动是水平正压无辐散的，在南北 均匀的平直西风上波动呈正弦形式。 将准地转涡度方程(4.40)写在无辐散层上 西风带槽脊的移动 Rossby长波公式 (4.79) 用以分析长波的移行情况，其中c为相速，k为波数，L为 波长。 (a) 西风强时，长波移动较快，反之较慢； (b) 波长短时，长波移动较快，反之较慢； (c) 在波长和西风强度相同的情况下，较高纬度(值较 小)，波动移速快，较低纬度(值较大)，波动移速慢 。 在西风带中，U 为正值，而 为负值， 在某一合适的波数处，两者恰好相互抵 消而使c 等于零，这种波动是静止的，由 此可求得静止波的波
8、长为： (4.80) (4.81) 由此可以有以下三种情况，即 (a) L 0，前进波。 (b) L=Ls时，c = 0，静止波。 (c) LLs时，c Ls时，长波槽(脊)将西退。 但实际大气中原有波槽(脊)本身连续地自东向 西后退的过程极少见，通常是“不连续后退”过 程。 n 这种过程并不是原有波槽后退，而是其上游有 不稳定短波槽强烈发展并东移，在原有槽的西 面发展到最大强度后呈准静止状态，而原有槽 显著地减弱收缩，最后并到上游发展的波槽中 去。 n这种过程很少是局地性的，因为一个槽 的后退，其东侧的波长就会变得过大， 使其东侧的槽可能以同样的方式后退， 这个过程一再向下游重复发生，直到增
9、 添一个新的槽，使波数增多为止。 长波调整 n广义的长波调整应包括两方面的内容： n一是长波的位置变化，即长波的前进或后退; n另一是长波波数的变化,如小扰动不稳定而发展成为 新长波,就使长波波数增多。又如长波衰减,成为短 波,就使长波波数减小。有时长波波数无变化,但长 波已经过一次更替。 n一般仅把长波波数的变化及长波的更替称为长 波调整。 注意 （1） 不同纬度带内系统的相互影响 在西风带内,尤其亚洲上空,常有南北两支锋区 及相应的西风,其上各有波系在活动,由于高纬 度的西风往往大些而值又比低纬小,故高纬度 波系移速常比低纬度快。在适当情况下,高低纬 两支波系发生同位相叠加合并,使波的振幅
10、加大 ,强度增强,出现经向度更大的流型。 春夏之交我国东部沿海低槽突然加深为长波常与这 种过程有关。 （2）紧邻槽脊的相互影响 上游槽(脊)线的转向会引起紧接着的下 游脊(槽)强度变化。 n当上游脊由南北向转为东北-西南向时,下游槽往往 会显著加强； n当上游槽线由南北向转为西北-东南走向时(一般低 空都有气旋强烈发展过程),则下游脊的轴向也会转 为西北-东南向并有所发展； n当上游脊线由南北向转为西北-东南向时,则下游槽 减弱,环流变平； n当上游槽由南北向转为东北-西南向时,则下游脊将 减弱,环流变平。 2. 群速和上下游效应(p103和p163) n大范围上、下游长波系统变化之间的联系,
11、称为上下游 效应。 n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(通常比系统本身移速以及平均西风风速 都快)影响到下游地区长波系统发生变化,叫上游效应。 n对于我国而言,在西风带中的上游是乌拉尔山地区,欧洲北大西 洋和北美东岸这三个关键地区最为重要。 n当下游某地区长波发生显著变化后也会影响到上游环 流系统随着发生变化,称为下游效应。 n北太平洋就是我国西风带的下游。 在长波调整过程中上游效应非常重要。 n这种现象可以用群速的概念给予解释。 n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 谓群波。 n群波的移动速度称为群速度cg。 由(4.79)乘
12、以k， 群速是波动能量传播的速度，群速总是正 值，即从西向东传播。 cg c ，能量出现频散现象 ncg-c 总是正值, 能量传播的速度比波传播 速度大, 可以使能量超前传播到槽脊的下 游而使下游有新的槽脊产生。 4.3.3 西风带槽脊的垂直结构 在高空等压面图上，和等高线的波状流型相对 应，等温线也呈波状形式。在一般情况下，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。 长波具有冷槽暖脊的热力结构特点 这种结构性质的槽脊，其强度在对流层中是随 高度增加。 n短波情况与之类似，但有时温度场较弱 ，甚至出现冷脊暖槽的热力结构，因此 其强度随高度而减弱。 n高空长波槽脊与
13、低层天气系统的配置是 符合热成风原理的。 n低层气压场和上下两层之间的平均温度场相 叠加，就可得到高空成波状的气压场。 n反之，高空气压场减去平均温度场，可得低 层气压场。 等温线的位相落后于等高线，显示出槽前 有暖平流，槽后有冷平流，因而槽前有上 升运动，槽后有下沉运动。 n由于长波具有冷槽暖脊的结构特点，则 按静力学原理，槽脊的位置是随高度向 西倾斜的，即所谓的后倾槽。 这种配置是斜压波将南北温 度梯度所储存位能转换到波 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 能量转换将变得微弱，这时 槽脊开始减弱。 4.3.4 西风带槽脊的发展
14、 1. 位势倾向方程 高空槽脊的发展与等压面的位势高度变 化是紧密相关的，因此我们可通过位势 倾向方程来讨论。 热力学方程可写为 (4.87) 其中 为稳定度参数，在稳定大气中， ，所以0 准地转涡度方程为 (4.85)或(4.40) 以地转风涡度 代入 (4.86) (4.88) 若不考虑非绝热加热项，则(4.88)变为 (4.89) (4.88)和(4.89)称为位势倾向方程 (4.89)还可写成 地转风的绝 对涡度平流 厚度平流随 高度的变化 (1)地转风的绝对涡度平流项 (4.89) 式右端第一项，它又可分为两部分， 地转风相对 涡度平流 地转涡 度平流 在等高线均匀分布的 槽中，由于
15、气旋性曲 率，g 0 ，在脊中 则有g 0，在等高线沿 气流方向散开处有正变涡；在等高线沿气流方 向会聚处有负变涡。 n当等高线呈反气旋弯曲时情况相反。 也就是说， 疏散槽或疏散脊 将使槽或脊发展； 会聚槽或会聚脊 将使槽或脊减弱。 为挤度项或疏密项，此项表示切变涡 度沿气流方向变化的作用 当等高线密度向高压方向 增大时 减小时 n在等高线密度沿气流方向在高压一侧减小或在 低压一侧增加有正变涡， n反之有负变涡。 此项作用一般较小，只在高空急流两侧附近较重要。 曲率项0000 散聚项+-+ 疏密项+-+ 槽脊强度加强减弱加强减弱 槽前脊后槽后槽前脊后脊前槽后槽前脊后脊前 -+-+- -+-+-
16、+ 槽脊移速迅速迅速缓慢缓慢 n对于一个呈南北向的对称槽或脊来说， 涡度平流作用一般仅使槽或脊移动，并 不使槽、脊线上强度发生变化，但是不 同的等高线分布会使槽脊的移动速度有 快慢差异。 n对于一些不对称的槽脊来说，涡度平流 作用对槽脊强度变化作用就比较明显。 (2) 热成风涡度平流 取自然坐标s 沿热成风方向，n 与热成风垂 直且指向其右侧（暖的一侧），令 r 为热成风流线的曲率半径，气旋式弯曲时为 正，反气旋式弯曲时为负，则上式可写为 (4.97) 当有正热成风涡度平流进入低槽时，槽将加强发展； 当有负热成风涡度平流进入高脊时，脊将增强发展。 考虑到热成风流线与等厚度线一致，在 自然坐标中有 h是1000hPa与500hPa层的厚度，由静力 公式可以将h用1000hPa到500hPa之间的 平均温度来表示， (4.98) (4.99) (4.99)式在形式上与(4.96)完全相似，若 近似用500hPa或7
