西风带大型扰动

1、一、环流指数与指数循环一、环流指数与指数循环 1.西风岸大气环流两种基本状态 纬向环流平直西风环流 经向环流波状流型具有较大南北向气流 或出现大型暖高压，冷低压 .西风指数36363635551111113555363636IHHHHH 高指数：值大西风强，纬向环流为主 低指数：值小西风弱，经向环流为主 、指数环流 （指数循环） 大气环流演变呈“指数循环”状态经向环流和纬向环流不断交替转换，循环出现：高指数低指数高指数二、西风带长波二、西风带长波 1、西风带波动分为三类： 超长波波长10000km，北半球23个波， 由地形和海陆分布的强迫振动引起 长 波波长300010000km，50120经

2、距， 北半球37个波，由行星锋区长波扰 动所引起 短 波几百3000km，由锋区中的短波扰 动所引起。一般情况下，长波和短波不容易分辨。如图所示，迭加后的长波槽就变得极不明显，而长波脊则因为同位相迭加显得很强。 2、长波的辨认方法： 1) 时间平均图 （P175 图4.31 b） 2) 空间平均图 (P177 图4.31c)3) 平均高度廓线图 (P178 图4.31d)4) 分析长波的结构和特征深厚系统：700对流层顶长波：50120经距，移速慢：10经距/天 ，静止或西退热力结构：冷性槽，暖性脊3、长波的移动 1） 长波波速公式 条件：正压，水平无辐散运动 用小扰动法将方程线性化： 假设：

3、 则：带入式 其中得到 上式为一个二阶线性偏微分方程 波动方程设其解： 即将长波视为在基本的西风气旋上迭加的经向正（余）弦波将带入式有 所以有 上式即为长波波速公式Rossby波速公式（槽线方程）2）讨论式： a.波速C与西风风速有关，越大，移动越快，反之， 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。 b.波速C与波长L有关，长波移动的慢，短波移动的快。 c.波速C与纬度有关（ ），高纬度波动移动的快，低纬移速慢。 d.静止波的波长：若C = 0，则有 后退波（西退） 静止波 前进波（东移）纬度越高，西风越大，则 越大 （P180 表4.2） e.静止波临界的纬向风速：C=0,

4、前进波当 静止波 后退波纬度越高，波长越短， 越小 （ P180 表4.1）cuu_3）长波波速公式的物理意义 正压，水平，无辐散大气，槽脊的移动是由绝对涡度平流决定 相对涡度平流： 槽东进 地转涡度平流： 槽西退a.槽（脊）前正（负）的相对涡度平流，局地涡度增大（减小） 槽（脊）东进b.槽前（后）偏南风（北风），负（正）地转涡度平流，局地涡度减小（增大） 槽西退 4、长波调整 长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。长波稳定，大型环流很少变动，天气过程按一定型式发展长波调整，天气过程发生剧烈变化 1) 南北两支西风带短波同位相迭加成为长波 2) 上游槽(脊)的转向对相临脊(槽)的影响 (P1

5、82 图4.33) 3) 群速度和上下游效应 (P182 图4.34)群波振幅最大值的移速称为波群速.设:两个振幅相同,波长和移速不同的正弦波则综合波 讨论式： a）综合波的振幅是随x，t而变化的余弦波： 余弦波振幅为，波长为 波速（群速度） 得到 212121122121222c o s 222LLLLL CL CAxtLLLLL Lb) 正压无辐散长波的波群速，将长波波速 带入式有： 长波的波群速由上式可见：1.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 和，即大于西风风速和长波波速3.由于波动能量和波的振幅的平方成正比，所以这种波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播 能量频

6、散_cu上（下）游效应：上（下）游长波系统发生变化，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 波系统也发生变化，称为上（下）游 效应上下游效应：大范围上下游长波系统变化的相互联系4） 预报长波调整的定性经验 a.上游长波槽脊加强（减弱、移动）天后，下游 长波槽脊也会加强（减弱、移动）冬三夏四长波槽一般来说相对稳定，长波调整才移动 b.在欧亚地区为两个长波槽脊，如果超过两个槽（或少于两个槽）出现长波调整 三、阻塞高压三、阻塞高压 1、概述：1）定义：西风带长波脊不断北伸，在脊的北部形成闭 合暖高压中心，称为阻塞高压。条件：a）中高纬高空有闭合的暖高中心 以北 b）

7、暖高中心呈准静止状态维持3天以上 c）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4050 个经度。No50 2）结构 （P192 图4.42） a.阻高为深厚的暖性系统：700hpa对流层顶 b.高压中心轴线，自下而上向西北方向倾斜 c.阻高对应冷而高的对流层顶 d.近地面为冷高压3）阻高的活动 a.北半球常出现在大西洋，欧洲和北美 b.亚 洲常出现在乌拉尔山，鄂霍次克海 c.亚 洲、三个月最多 2、阻高的建立过程 第一型：西风带不稳定波动发展过程 （P186图4.36） 冷暖平流强，发展短波槽 第二型：迭加过程 西风带发展短波槽 （P187图4.37） 阻高适应

8、共同点：a 上游有发展西风槽，槽后有冷平流，槽前有强的暖平流和负热成风涡度平流，使高脊发展强大。 b 高压脊两侧由于冷平流作用，槽南伸加强，形成（切断）低压 c P188图4.38 500hpa高压脊以西为暖平流 200hpa高压脊以西为冷平流 有利于高压脊发展 0PvPg5、阻高的重建和后退稳定阶段 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（P189图4.39） 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，又在紧跟而来的发展槽前的暖平流作用下重建阻高的西退： a）不连续西退：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高，看起来像是阻高也在西退

9、。将这种阻塞高压位置大幅后退，称为不连续西退。 b）连续西退 ：阻高西侧为正变高，东侧为负变高，那么阻高将连续西退。6、阻高的崩溃过程 （P190图4.40） .上游连续有不发展的槽东移，槽前冷平流和正涡度平流，不断冲击，削弱阻高崩溃 .阻高前后的槽均转为移动性，经向环流转纬向环流 . 500hpa阻高以西转为冷平流 200hpa阻高以西转为暖平流 不利于高压脊发展四、切断低压四、切断低压1.定义：西风带长波槽不断向南加深，在槽的南边形成的闭合冷性低压中心。2.结构：P192图4.42 高空深厚冷低压：700hpa对流层顶 暖而低的对流层顶 地面浅薄的冷高压 冷堆外围为锋区3. 切断低压的形成 a.与阻高