天气原理第4章--05-西风带大型扰动.ppt

单击此处编辑母版标题样式,*,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,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,：,主要特征：纬向环流,经向环流,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,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,西风指数：,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13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,37,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500,hPa,高度场（实线，单位10,gpm,；断线槽线，整个半球7个槽）,2.,长波辨认方法,制作时间平均图（图,4.31a,）,制作空间平均图,(,图,4.31b,、,c),绘制平均高度廓线图,(,纬度,40-60,图,4.31d),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-,/k,2,=U-,L,2,/4,2,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（,值较小），,波动移速快，较低纬度（,值较大），波动移速慢。,L,Ls，,C 0，,前进波；,L=,Ls,，,C=0，,静止波；,L 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=2,（,U/,）,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,C,g,=U+,L,2,/4,2,=C+,L,2,/2,2,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,U,U,1.,一般，,高空,，西风带风速比等温线移速大(,Uc),，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,L,N,W,E,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：,北纬50度以北的高空有闭合暖高压中心；,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，其速度也不超过经度天。,在500,hPa,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个经度。,2.,结构和天气,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。,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。,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；,在亚洲维持平均为天，最短为天；,亚洲以、三个月出现最多；,以在,N,纬度带内出现的最多，而在,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，500,hPa,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。由于这种小槽不发展，因此不会引起全国性的寒潮爆发。,但当,阻高崩溃,，其下游的低槽发展加深东移，在日本上空建立新的东亚大槽，带来寒潮天气。,每年六、七月份，鄂霍次克海或雅库次克地区上空经,常出现阻高，使东亚地区上空西风急流分为两支：一支绕,阻塞高压的北部东移，另一支沿青藏高原北缘的河西走廊,到达江淮流域转向日本，在这支强西风气流上，不断有小,槽东移，槽后偏北气流引导冷空气南下，与西太平洋副热,带高压脊西缘的西南气流汇合于江淮流域，造成江淮流域,的持续性的梅雨天气。,（,2,）,夏季,鄂霍次克海或雅库次克地区阻高的影响,（二）切断低压,1.,一般特征,切断低压是出现于,对流层中上层,的,冷性闭合低压,系统。高空,等压面图上表现为与北方冷空气主体割裂的一堆孤立冷空,气，一般在300,500hPa,等压面图上表现最明显。,形成形势：,一种,是闭合低压单独出现，在它的一侧或两侧有明显的高压脊或高压；,另一种,与阻高同时出现，切断低压出现在阻高的南侧。,2.,切断低压的形成,西风带长波不稳定发展的结果,槽前槽内冷平流，,槽后暖平流,冷舌赶上气压槽,3.,切断低压的消失,一是,自身摩擦逐渐填塞并缓慢移动，以后逐渐消失；,一是,当北方有新的冷空气南下，促使孤立于南方,的冷空气堆向东南移动，冷堆里空气迅速下沉增温，,切断低压不能再继续维持而很快消失。,西北 阻塞高压和切断低压的垂直剖面示意图 东南,4.,切断低压的活动及天气,切断低压一年四季都可出现，以春、秋季最多。,北美和西欧出现切断低压的频率最大。中国东北地区五、六月份也常有切断低压发生，称,东北冷涡,。,夏季，东北冷涡出现时，其西部的冷平流常使中国东北、华北地区发生连续数天的雷雨天气。一般切断低压的云雨天气多出现在它的西南部或南部。,