1、第四章第四章 中緯度天氣系統中緯度天氣系統(之三之三)4.3 西風帶高空環流系統西風帶高空環流系統4.3.1 西風帶環流的基本特征西風帶環流的基本特征1.1.緯向環流與經向環流緯向環流與經向環流2.2.環流指數與指數循環環流指數與指數循環4.3.2 西風帶槽脊的移動西風帶槽脊的移動1.1.長波的傳播長波的傳播2.2.群速和上下游效應群速和上下游效應4.3.3 西風帶槽脊的垂直結構西風帶槽脊的垂直結構4.3.4 西風帶槽脊的發展西風帶槽脊的發展1. 1. 位勢傾向方程位勢傾向方程2. 2. 波槽發展的簡單動力模式（西風帶槽脊的發展公式）波槽發展的簡單動力模式（西風帶槽脊的發展公式）4.3.5 切

2、斷低壓和阻塞高壓切斷低壓和阻塞高壓4.3.6 西南渦與江淮切變線西南渦與江淮切變線 4.3.1 西風帶環流的基本特征西風帶環流的基本特征、緯向環流與經向環流、緯向環流與經向環流 n中高緯度的平均經向環流(費雷爾環流)很弱,平均水平環流在對流層盛行西風,稱為西風帶西風帶。n西風帶彎彎曲曲圍繞著極渦沿緯圈運行,平均而言,西風帶中冬季有三個槽脊,夏季則變為四個槽脊。這種波狀流型稱為西風帶波動西風帶波動。n在每日的高空天氣圖上,西風帶波動比平均圖復雜得多,常表現為振幅、波長不等,有時甚至出現一些閉合渦旋。n西風帶的波狀流型有時表現為大致和緯圈相平行,這種環流狀態稱為緯向環流緯向環流,也稱為平直西風環流

3、;n有時則表現為具有較大的南北向氣流,甚至出現大型的閉合暖高壓和冷低壓,這種環流狀態稱為經向環流經向環流。n經向環流和緯向環流在空間分布和時間演變中經常是交替出現。西風帶環流變化的主要特征就是西風帶環流變化的主要特征就是經向環流與緯向環流的維持以及經向環流與緯向環流的維持以及兩者之間的相互轉換。兩者之間的相互轉換。經向環流與緯向環流經向環流與緯向環流相互轉換的原因相互轉換的原因n設先為平直西風環流,氣流南北交換弱,由于南北太陽輻射強度的差異,西風帶中溫度梯度將加大,即鋒區增強,有效位能增大。n當受擾動作用,擾動因獲有效位能,發展成為大型擾動(大槽大脊),甚至可出現閉合系統,緯向環流轉為經向環流

4、,南北交換增強,南北向的水平溫度梯度減小,有效位能轉為動能。n摩擦耗散動能,大型擾動逐漸減弱乃致消失,環流又恢復緯向。 、環流指數與指數循環、環流指數與指數循環n緯向環流與經向環流相互轉化與交替出現,常表現為西風分量的強弱變化。n為了定量地表示西風強弱,Rossby提出,把3555之間的平均地轉西風定義為西風指數西風指數。實際工作中把兩個緯度帶間的平均位勢高度差作為西風指數西風指數I。為沿緯圈每隔10個經度取一個位勢高度值。n高指數表示西風強大,與緯向環流對應n低指數表示西風弱,經常與經向環流對應 西風環流的中期變化主要表現為高低指數交替、循環的變化過程,稱為指數循環指數循環。 ololHlH

5、lHHIoo551351115535n實際應用中發現,有時西風環流破壞以后,南北風分量明顯加大,已屬經向環流,但由于整個區域內全風速很大,西風指數并不減小,因此又定義一個經向度指數表征南北交換的程度.n經向度經向度（指數） 以10個經度為間隔,取緯圈的南北風絕對值(或位勢高度差)沿緯圈平均。niiHnM114.3.2 西風帶槽脊的移動西風帶槽脊的移動1、長波的傳播、長波的傳播n西風帶槽脊可以看成是疊加在中緯度西風氣流上的波動。n西風帶波動按其波長可分為三類：n超長波n長波n短波超長波、長波和短波超長波、長波和短波n超長波超長波的波長在一萬公里以上,即繞地球一圈可有13個波,它是由地形和海陸分布

6、的強迫振動引起,呈準靜止,生命史在10天以上,屬于中長期天氣過程。n長波長波的波長300010000公里,相當于50120個經距。全緯圈約為37個波,振幅一般為1020緯距,平均移速在10個經距/日以下,有時很慢,呈準靜止,甚至會向西倒退。長波變化常導致一般天氣系統及天氣過程發生明顯變化，生命史約45天。n短波短波的波長和振幅均較小,移動快,平均移速為1020經度/日,多數僅出現在對流層的中下部,往往迭加在長波之上，生命史在45天以下。n在中高緯度地區,長波的水平尺度可大到同地球半徑相比擬,故亦稱為行星波(或稱為羅斯貝波),從對流層的中下層到平流層的低層均可見到,是行星鋒區中的一種擾動。n在每

7、日的天氣圖上,長波和短波同時存在,相互迭加,還可以互相轉化。n一般情況下,長波和短波不容易分辨。如圖，迭加后的長波槽就變得極不明顯,長波脊則因同位相迭加顯得很強。 辨認長波的方法辨認長波的方法(1)在歐亞范圍的500或300hPa圖上，由于短波主要出現在低層，到了高層就變得很不明顯，長波系統就突出起來。(2)在時間平均(35天)天氣圖上，可消去移動快、振幅小、維持時間短的短波，而使長波顯示出來。(3)在空間平均(網格距2.5或5緯距)圖上，取網格點及其鄰近4點的高度平均值，也可把短波系統平滑掉而突出長波。 設大氣運動是水平正壓無輻散的，在南設大氣運動是水平正壓無輻散的，在南北均勻的平直西風上波

8、動呈正弦形式。北均勻的平直西風上波動呈正弦形式。將準地轉渦度方程(4.40)寫在無輻散層上0)(fVt)77. 4(0vxvxUt)78. 4()(ctxikAev西風帶槽脊的移動西風帶槽脊的移動Rossby長波公式長波公式 (4.79)用以分析長波的移行情況，其中c為相速，k為波數，L為波長。(a) 西風強時，長波移動較快，反之較慢； (b) 波長短時，長波移動較快，反之較慢； (c) 在波長和西風強度相同的情況下，較高緯度(值較小)，波動移速快，較低緯度(值較大)，波動移速慢。 2224LUkUc在西風帶中，U 為正值，而 為負值，在某一合適的波數處，兩者恰好相互抵消而使c 等于零，這種波

9、動是靜止的，由此可求得靜止波的波長靜止波的波長為： (4.80)2kULs22224LUkUc (4.81)由此可以有以下三種情況，即 (a) L 0，前進波。 (b) L=Ls時，c = 0，靜止波。 (c) LLs時，c Ls時，長波槽(脊)將西退。但實際大氣中原有波槽(脊)本身連續地自東向西后退的過程極少見，通常是“不連續后退”過程。n 這種過程并不是原有波槽后退，而是其上游有不穩定短波槽強烈發展并東移，在原有槽的西面發展到最大強度后呈準靜止狀態，而原有槽顯著地減弱收縮，最后并到上游發展的波槽中去。n這種過程很少是局地性的，因為一個槽的后退，其東側的波長就會變得過大，使其東側的槽可能以同

10、樣的方式后退，這個過程一再向下游重復發生，直到增添一個新的槽，使波數增多為止。長波調整長波調整n廣義的長波調整應包括兩方面的內容：n一是長波的位置變化，即長波的前進或后退;n另一是長波波數的變化,如小擾動不穩定而發展成為新長波,就使長波波數增多。又如長波衰減,成為短波,就使長波波數減小。有時長波波數無變化,但長波已經過一次更替。n一般僅把長波波數的變化及長波的更替稱為長波調整。注意注意（1） 不同緯度帶內系統的相互影響 在西風帶內,尤其亞洲上空,常有南北兩支鋒區及相應的西風,其上各有波系在活動,由于高緯度的西風往往大些而值又比低緯小,故高緯度波系移速常比低緯度快。在適當情況下,高低緯兩支波系發

11、生同位相疊加合并,使波的振幅加大,強度增強,出現經向度更大的流型。 春夏之交我國東部沿海低槽突然加深為長波常與這種過程有關。 （2）緊鄰槽脊的相互影響 上游槽(脊)線的轉向會引起緊接著的下游脊(槽)強度變化。n當上游脊由南北向轉為東北-西南向時,下游槽往往會顯著加強；n當上游槽線由南北向轉為西北-東南走向時(一般低空都有氣旋強烈發展過程),則下游脊的軸向也會轉為西北-東南向并有所發展；n當上游脊線由南北向轉為西北-東南向時,則下游槽減弱,環流變平；n當上游槽由南北向轉為東北-西南向時,則下游脊將減弱,環流變平。2. 群速和上下游效應群速和上下游效應(p103和p163)n大范圍上、下游長波系統

12、變化之間的聯系,稱為上下游效應。n上游某地區長波系統發生某種顯著變化之后,接著就以相當快的速度(通常比系統本身移速以及平均西風風速都快)影響到下游地區長波系統發生變化,叫上游效應。n對于我國而言,在西風帶中的上游是烏拉爾山地區,歐洲北大西洋和北美東岸這三個關鍵地區最為重要。n當下游某地區長波發生顯著變化后也會影響到上游環流系統隨著發生變化,稱為下游效應。n北太平洋就是我國西風帶的下游。 在長波調整過程中上游效應非常重要。在長波調整過程中上游效應非常重要。n這種現象可以用群速的概念給予解釋。n實際大氣中的波動是由不同振幅、不同頻率、不同波長的簡單波疊加而成的所謂群波。n群波的移動速度稱為群速度c

13、g。 由(4.79)乘以k，群速是波動能量傳播的速度，群速總是正值，即從西向東傳播。 cg c ，能量出現頻散現象)82. 4(kUk)83. 4(422LUkcgncg-c 總是正值, 能量傳播的速度比波傳播速度大, 可以使能量超前傳播到槽脊的下游而使下游有新的槽脊產生。)84. 4(222sgLLUcc4.3.3 西風帶槽脊的垂直結構西風帶槽脊的垂直結構 在高空等壓面圖上，和等高線的波狀流型相對應，等溫線也呈波狀形式。在一般情況下，等溫線位相稍落后于等高線，有時兩者重合，少數情況下等溫線超前等高線。 長波具有長波具有冷槽暖脊冷槽暖脊的熱力結構特點的熱力結構特點 這種結構性質的槽脊，其強度在

14、對流層中是隨高度增加。n短波情況與之類似，但有時溫度場較弱，甚至出現冷脊暖槽的熱力結構，因此其強度隨高度而減弱。 n高空長波槽脊與低層天氣系統的配置是符合熱成風原理的。n低層氣壓場和上下兩層之間的平均溫度場相疊加，就可得到高空成波狀的氣壓場。n反之，高空氣壓場減去平均溫度場，可得低層氣壓場。等溫線的位相落后于等高線，顯示出槽前有暖平流，槽后有冷平流，因而槽前有上升運動，槽后有下沉運動。n由于長波具有冷槽暖脊的結構特點，則按靜力學原理，槽脊的位置是隨高度向西傾斜的，即所謂的后傾槽。這種配置是斜壓波將南北溫度梯度所儲存位能轉換到波動動能的必要條件，也就是槽脊發展的必要條件。當槽脊軸線隨高度變為垂直

15、或向東傾斜時，冷暖平流和能量轉換將變得微弱，這時槽脊開始減弱。4.3.4 西風帶槽脊的發展西風帶槽脊的發展1. 位勢傾向方程位勢傾向方程 高空槽脊的發展與等壓面的位勢高度變化是緊密相關的，因此我們可通過位勢傾向方程來討論。 熱力學方程可寫為 (4.87) 其中 為穩定度參數，在穩定大氣中， ，所以0 dtdQpCRptppdgVp0p 準地轉渦度方程為 (4.85)或(4.40) 以地轉風渦度 代入 (4.86)pfftgpgg)(V21fgpffftgg22)(V (4.88)若不考慮非絕熱加熱項，則(4.88)變為 (4.89)(4.88)和(4.89)稱為位勢傾向方程位勢傾向方程dtdQ

16、ppCRfppffftpfpdggg222222 )(VVppffftpfgggVV22222)(4.89)還可寫成)89. 4()(2ppffftgggVV地轉風的絕對渦度平流厚度平流隨高度的變化(1)地轉風的絕對渦度平流項(4.89) 式右端第一項，它又可分為兩部分，gggggftfftVVV)(地轉風相對地轉風相對渦度平流渦度平流地轉渦地轉渦度平流度平流在等高線均勻分布的在等高線均勻分布的槽中，由于氣旋性曲槽中，由于氣旋性曲率，率， g 0 ，在脊中，在脊中則有則有 g 0 。gggftVVn對于短波短波(波長g，則地轉渦度平流更重要。 dydfvftggVgggftVV負負地轉渦度平流

17、地轉渦度平流 ，等壓面高度等壓面高度升高升高。 正正地轉渦度平流地轉渦度平流 ，等壓面高度等壓面高度降低降低。 地轉渦度平流使長波槽脊西移地轉渦度平流使長波槽脊西移dydfvtg地轉風絕對渦度平流地轉風絕對渦度平流n對槽脊的發展不起作用對槽脊的發展不起作用n使短波東移使短波東移n使長波西行使長波西行(2)厚度平流(或溫度平流)隨高度的變化由靜力方程pTRpdTpRpgdgVVppftgV2TptgV在在暖平流暖平流區，區，當暖平流隨高度減弱（隨氣壓增強）時，當暖平流隨高度減弱（隨氣壓增強）時，即低層暖平流強，高層暖平流弱時，即低層暖平流強，高層暖平流弱時，等壓面高度升高，脊發展等壓面高度升高，

18、脊發展 TptgV0TgV0TpgV0t在在冷平流冷平流區，區，當冷平流隨高度減弱（隨氣壓增強）時，當冷平流隨高度減弱（隨氣壓增強）時，即低層冷平流強，高層冷平流弱時，即低層冷平流強，高層冷平流弱時，等壓面高度降低，槽發展等壓面高度降低，槽發展 TptgV0TgV0TpgV0t在實際大氣中,溫度平流一般隨高度減弱對于對流層中上層的等壓面來說，在其下層對于對流層中上層的等壓面來說，在其下層若有暖平流，則等壓面將升高，若有冷平流若有暖平流，則等壓面將升高，若有冷平流時，則等壓面將降低。時，則等壓面將降低。 冷平流冷平流暖平流暖平流槽發展槽發展脊發展脊發展 對流層溫度平流是槽脊系統發展的重要因素對流

19、層溫度平流是槽脊系統發展的重要因素tx2 波槽發展的簡單動力模式波槽發展的簡單動力模式 (p165和p284)n由位勢傾向方程我們知道渦度平流主要產生槽脊的移動，溫度平流或厚度平流對于高空槽脊的發展才是本質重要的，n但是在天氣圖上直接應用位勢傾向方程進行定性分析有一定困難，n因此這里我們將引入一個兩參數的簡單動力模式來進行分析，盡管兩參數模式作了許多簡化，但是它能抓住500hPa槽脊發展的本質。 考慮一種簡單的大氣，假設等溫線方向不隨高度變化，由熱成風原理，有B(p) 隨氣壓p變化，滿足)91. 4()()(TmgTmgpBVpBVV0)(10spsmdppBpB將(4.91)式代入準地轉渦度

20、方程(4.40)式，再對p求平均)92. 4()()(1)(1000sspspTmpTmspTmspfdpppfdpfpBVpBVpdptpBtpsss利用)93. 4()()(2ssTpTmpmmpfVpBfVtsssshVg)94. 4()(02sssTpTmpmmhVRTgfvVpBVt 平均層大約在500hPa以下600hPa左右，由于實際天氣分析中不分析600hPa圖，往往近似用500hPa圖來代替平均層的情況。 n平均層上的渦度局地變化主要由4個因子引起，n平均層上的相對渦度平流n熱成風渦度平流n地轉渦度平流n地形作用 下面分別討論（4.94）式各項的物理意義。)94. 4()(0

21、2sssTpTmpmmhVRTgfvVpBVt(1) 平均層渦度平流在自然坐標自然坐標中 r 為流線的曲率半徑，氣旋式彎曲時為正，反氣旋式彎曲時為負，n 為流線的法線方向，指為流線的法線方向，指向流線右側（高壓一側）為正向流線右側（高壓一側）為正 表示在渦度沿氣流方向減小區（ ）將產生正變渦，在增大區將產生負變渦，即當有正渦度平流進入低槽，槽將發展，當有負渦度平流進入高脊，脊將發展。 mpmmtV1)95. 4()(1nVrVsVsVtmmmmmm0smnVrV采用地轉風公式 ， 是500hPa層的位勢高度。地轉風渦度平流的作用可以根據等壓面圖上等高地轉風渦度平流的作用可以根據等壓面圖上等高線

22、的分布性狀來估計線的分布性狀來估計。因n與等高線垂直，指向高值側為正，故 。這樣 的符號由括號內的三項所決定。nfVm1)96. 4(11122221nsnsrrsnnftm0ntm1為為曲率項曲率項，表示等高線沿氣流方向改表示等高線沿氣流方向改變的作用變的作用n槽前脊后，等高線氣旋性曲率沿氣流方槽前脊后，等高線氣旋性曲率沿氣流方向減小處有正變渦，氣旋性環流增強；向減小處有正變渦，氣旋性環流增強；n脊前槽后，曲率沿氣流方向增大處有負脊前槽后，曲率沿氣流方向增大處有負變渦，反氣旋環流增強。變渦，反氣旋環流增強。 rs1為為散聚項散聚項，表示等高線曲率和等高線表示等高線曲率和等高線沿氣流方向散開或

23、會聚的配合作用沿氣流方向散開或會聚的配合作用 n當等高線呈氣旋性彎曲時，當等高線呈氣旋性彎曲時，r 0，在等高線沿，在等高線沿氣流方向散開處有正變渦；在等高線沿氣流方氣流方向散開處有正變渦；在等高線沿氣流方向會聚處有負變渦。向會聚處有負變渦。n當等高線呈反氣旋彎曲時情況相反。當等高線呈反氣旋彎曲時情況相反。也就是說，也就是說，疏散槽或疏散脊疏散槽或疏散脊 將使槽或脊發展；將使槽或脊發展；會聚槽或會聚脊會聚槽或會聚脊 將使槽或脊減弱。將使槽或脊減弱。 nsr21為為擠度項或疏密項擠度項或疏密項，此項表示切變渦，此項表示切變渦度沿氣流方向變化的作用度沿氣流方向變化的作用 當等高線密度向高壓方向當等

24、高線密度向高壓方向 增大時增大時 減小時減小時 n在等高線密度沿氣流方向在高壓一側減小或在在等高線密度沿氣流方向在高壓一側減小或在低壓一側增加有正變渦，低壓一側增加有正變渦，n反之有負變渦。反之有負變渦。 此項作用一般較小，只在高空急流兩側附近較重要。 22ns 022n022n曲率項0000散聚項+-+疏密項+-+槽脊強度加強減弱加強減弱rs1nsr2122ns 槽前脊后槽后槽前脊后脊前槽后槽前脊后脊前-+-+-+-+-+槽脊移速迅速迅速迅速迅速緩慢緩慢緩慢緩慢rs1nsr21n對于一個呈南北向的對稱槽或脊對稱槽或脊來說，渦度平流作用一般僅使槽或脊移動，并并不使槽、脊線上強度發生變化不使槽、

25、脊線上強度發生變化，但是不同的等高線分布會使槽脊的移動速度有快慢差異。n對于一些不對稱的槽脊不對稱的槽脊來說，渦度平流作用對槽脊強度變化槽脊強度變化作用就比較明顯比較明顯。 (2) 熱成風渦度平流 取自然坐標s 沿熱成風方向，n 與熱成風垂直且指向其右側（暖的一側），令 r 為熱成風流線的曲率半徑，氣旋式彎曲時為正，反氣旋式彎曲時為負，則上式可寫為 (4.97)當有正熱成風渦度平流進入低槽時，槽將加強發展；當有正熱成風渦度平流進入低槽時，槽將加強發展；當有負熱成風渦度平流進入高脊時，脊將增強發展。當有負熱成風渦度平流進入高脊時，脊將增強發展。 TTVVTpTmpBtV22)()()()(222

26、nVrVsVpBsVpBtTTTTTm 考慮到熱成風流線與等厚度線一致，在自然坐標中有 h是1000hPa與500hPa層的厚度，由靜力公式可以將h用1000hPa到500hPa之間的平均溫度來表示， nhfgVTmdppdppTRdppTRhm0ln0ln0nTppfgRVmdT(4.98)(4.99) (4.99)式在形式上與(4.96)完全相似，若近似用500hPa或700hPa上的等溫線代替 ，則分析與上面關于等高線的分析完全相同，只不過把前面的等高線換為等溫線而已。T1)1(22222nTsnsTrrsnTnTfbtm202)ln()(mdppgRpBb 在溫度槽附近，熱成風渦度最大

27、，在溫度脊附近，熱成風渦度最小。n當溫度槽落后于高度槽時，溫度槽槽前的正熱成風渦度平流，正在高度槽中，因而此高度槽將加強。n當溫度脊落后于高度脊時，此高度脊將加強。 平均層渦度方程中熱成風渦度平流項的作用還需乘以系數 ，根據實際資料統計，在平均層上大約為0.2-0.4 (Carlson, 1991)。n500hPa等壓面上天氣系統的發生發展和移動應以渦度平流為主，n但是熱成風渦度平流項的作用仍很重要，它反映了大氣斜壓性的作用。2)(pB(3)地轉參數隨緯度的變化n氣流南下時渦度隨時間增加，氣流北上時渦度隨時間減小。n這一項對短波槽來說影響不大，對長波槽的作用比較明顯。 vtm3(4) 地形影響

28、 在迎風坡 在背風坡 n高空低壓槽移向山脈上坡時將減弱，離開山脈下坡時將加強。n高空高壓脊移向山脈上坡時將加強，離開山脈下坡時將減弱。 ssmhRTfgt s4V0 sshV0 sshV地形 青藏高原 天山與阿爾泰山n40N以北的高空槽從亞洲西部移近高原西緣時，強度會減弱，而當移到貝加爾湖以后又會加強。n青藏高原還會對西方移來的深厚大槽起切斷作用。n北端槽迅速沿高原北緣東移，強度減弱；n南端槽則受阻于高原西部，或趨于消失，或繼續東移。其中大多數是越過高原東移的，強度也趨于消弱。因此長波槽極少能直接自西方進入東亞地區。東亞大陸長波槽極少能直接自西方進入東亞地區。東亞大陸上的大槽大都是由一些小槽發

29、展而成的上的大槽大都是由一些小槽發展而成的。我們在東亞大陸考慮高空長波槽時，應更多地注意n波槽的強度變化波槽的強度變化n小槽的生成與發展小槽的生成與發展4.3.5 切斷低壓和阻塞高壓切斷低壓和阻塞高壓n西風帶大氣長波不穩定發展，或者兩個不同緯帶內的槽脊在移動過程中相互疊加時，槽脊強度可顯著加強。因此，在長波脊中往往可形成閉合的暖高壓，稱為阻塞高壓阻塞高壓。n同時在阻塞高壓的一側或兩側可形成孤立的閉合冷低壓，稱為切斷低壓切斷低壓。n阻塞高壓與切斷低壓往往可同時出現。n這種阻塞高壓和切斷低壓的形成與維持阻擋著上游波動向下游傳播，破壞了正常的西風帶環流，使地面上的氣旋和反氣旋的移動受到阻擋，所以這種

30、環流形勢又稱之為阻塞形勢阻塞形勢。 阻塞形勢是一種穩定的形勢，它可以維持相當長的時間，對其控制下的地區以及上、下游大范圍地區的環流、天氣過程和天氣，都將會產生很大的影響。 1. 切斷低壓切斷低壓 切斷低壓是出現于對流層中上層的冷性閉合的低壓系統，在高空等壓面圖上表現為與北方冷空氣主體割裂的一堆孤立冷空氣，這種系統一般在300500hPa等壓面圖上表現最為明顯。在高空等壓面圖上，切斷低壓的出現形式大致有兩種：n一種是閉合低壓單獨出現，在它的一側或兩側有明顯的高壓脊或高壓，n另一種是與阻塞高壓同時出現，切斷低壓出現在阻塞高壓的南側。隨著切斷低壓的出現，與它對應的地面圖上，在初始階段，往往是一個冷性

31、高壓，由于切斷低壓的不斷發展，地面上逐漸出現了低壓環流或鋒面氣旋。 切斷低壓的形成是西風帶長波不穩定發展的結果。n在低壓形成之前，溫度槽落后于高度槽，且溫度槽振幅大于高度槽振幅，槽內及槽前有冷平流，槽后有暖平流，槽前等高線散開呈氣旋性彎曲，其后面脊區等高線散開呈反旋性彎曲，故導致低槽內氣旋環流發展，氣壓下降；槽后反氣旋環流發展，氣壓上升。n冷暖平流、渦度平流和熱成風渦度輸送的結果，使低壓槽進一步加深，槽內出現閉合低壓，高脊也增強并向東發展。n此時，由于槽后的暖平流仍較強，并在低槽的北部向東擴展，與低槽東北側的暖空氣逐漸聯接起來，最后使槽內的冷空氣與北方的冷空氣主體完全脫離而成為一個完全孤立的冷

32、性渦旋，即切斷低壓。在切斷低壓內部為冷的極地氣團，四周為中緯度氣團或熱帶氣團。在切斷低壓的北面，暖空氣和北方冷空氣主體之間可重新形成一個明顯的鋒區和強西風帶。 n切斷低壓形成后，一般可維持23天或更長時間。其消失過程常見有兩種：n一是逐漸填塞并緩慢移動，以后逐漸消失；n另一種是當北方有新的冷空氣南下，促使冷空氣堆的冷空氣迅速下沉擴散，切斷低壓不能繼續維持而消失。 n切斷低壓一年四季都可出現，以春、秋季出現最多。n春季冷空氣仍有一定的強度，而暖空氣開始加強，容易產生切斷低壓，n而秋季冷空氣開始增強增多，而暖空氣仍較強且活動頻繁，也有利于切斷低壓的形成。n北美和西歐出現切斷低壓的頻率最大。在亞洲東

33、部及中亞地區也常產生切斷低壓。n在中國東北地區5、6月份也常有切斷低壓發展，稱為東北冷渦東北冷渦。n它多數是從貝加爾湖地區的低渦移入的；n或是伴隨鄂霍次克海阻塞高壓形成,是在其西南側形成的切斷低壓，這種切斷低壓可維持較長時間，最長可達半月以上；n也有低槽東移至東北地區發展而形成東北冷渦的，這種冷渦持續時間較短，一般僅兩天左右。n在夏季，東北冷渦出現時，其西部的冷平流常使中國東北、華北地區發生連續數天的雷雨天氣。一般切斷低壓的云雨天氣多出現在它的西南部或南部。 2阻塞高壓阻塞高壓 阻塞高壓的一般特征定義為(a)在地面圖上和500hPa等壓面圖上必須同時出現閉合等值線，而且在高空圖上，阻塞高壓將西

34、風急流分為南北兩支；(b)阻塞高壓中心位于30N以北；(c)阻塞高壓持續時間至少5天。 -n阻塞高壓是高空深厚的暖高壓系統，在它的西側盛行偏南氣流，在東側盛行偏北氣流。n高壓自下而上伸展到很高的高空，超過高而冷的對流層頂，高壓軸線在低層自下而上向西北方向傾斜，到高層軸線基本上垂直。阻塞高壓的天氣阻塞高壓的出現與中國天氣氣候有很大的關系。n在阻塞高壓直接控制下的天氣，一般是晴朗少云，n但在其東西兩側，由于盛行經向環流，天氣表現不同，n在阻塞高壓東部常有冷平流和下沉運動，天氣以冷晴為主；n阻塞高壓西部為暖平流和上升運動，天氣較暖而多云雨。 阻塞高壓的建立過程n阻塞高壓建立之前,環流要從緯向轉為經向

35、。通常,先在上游有槽發展,接著槽就加深,而下游高壓也相繼發展,然后阻塞高壓從脊中切斷出來。反映在500hPa溫壓場上有兩種類型兩種類型:第一型：波動不穩定發展過程第二型：迭加過程第一型第一型n開始階段,在阻塞高壓生成區的上游,約40個經度處,有一個高空槽強烈發展,并伴有強烈的冷空氣向南爆發，從而低槽加深，槽前暖平流，高壓脊發展(圖 a)。n第二階段,在這個高空槽的下游,高壓脊的西部,有強烈的暖平流。高空高壓脊亦同時發展。在這個高壓脊的下游,又有一個低槽正在發展(圖b)。n第三階段,環流的經向度繼續發展,在第一階段中冷空氣強烈向南爆發的地方,已建立一個穩定的低槽,并有切斷低壓在其下游,高壓脊已發

36、展成為阻塞高壓(圖c)。 第二型第二型n開始階段,在未來阻塞高壓生成區域上下游約4070N的范圍內,基本上屬于緯向環流,已經有一個長波脊存在并且很少移動,在它的上游有一個低槽(1)沿著長波脊的邊緣向東北移去,每一次低槽在發展并向東移的過程中,伴隨有一次暖平流區向東北擴充(圖a)。n第二階段,低槽(2)的發展已達到頂點,暖平流也發展到最強,低槽(2)前面的移動性脊開始并入長波脊,使得長波脊又一次發展,這時上游又出現一個低槽(3)與暖舌(圖b)。n第三階段,低槽(3)的槽前暖平流區開始并入長波脊(圖c)。n第四階段,長波脊加強成為阻塞高壓(圖d)。 11222333阻塞高壓在建立以后，往往維持一個

37、相當長的時期便趨于消失。阻塞高壓的重建和西退n阻塞高壓在某地維持一個相當長的時期趨于消失后，此時又有一個新的阻塞高壓在原先的位置附近重新形成，稱為阻塞高壓的重建阻塞高壓的重建。n阻塞高壓趨于消失，在其西面地區又新生成一個阻塞高壓，表現為阻塞高壓的向西后退現象，稱為阻塞高壓的西退阻塞高壓的西退。 阻塞高壓的重建和西退，使西風帶的環流形勢得以維持較長時間。 阻塞高壓的重建過程 槽槽(2)前的冷平流進前的冷平流進入阻高，阻高減弱入阻高，阻高減弱 阻高兩側的槽阻高兩側的槽發生南北分離發生南北分離 上游槽上游槽(3)發展東移，發展東移，阻高由于正渦度平流阻高由于正渦度平流和冷平流崩潰和冷平流崩潰 槽槽(

38、2)后高壓脊與原后高壓脊與原高壓脊疊加，以及槽高壓脊疊加，以及槽(3)前的暖平流使阻前的暖平流使阻高重新建立高重新建立阻塞高壓的崩潰n阻塞高壓的崩潰主要是由于阻高上游槽或由該槽分裂出來的小槽一個接一個向阻高侵襲而引起的。n其溫壓場結構：n一是溫度槽振幅大于高度槽振幅，而兩者位相基本一致；n另一種是溫度槽位相超前于高度槽，而兩者的振幅相同。阻塞高壓的崩潰過程阻高西部的環流不阻高西部的環流不再保持穩定，上游再保持穩定，上游槽開始東移，槽前槽開始東移，槽前有冷平流有冷平流阻高西部的一個個阻高西部的一個個東移，在上游槽的東移，在上游槽的一次次侵襲下，阻一次次侵襲下，阻高中心消失高中心消失4.3.6 西

39、南渦與江淮切變線西南渦與江淮切變線1西南渦西南渦 n西南渦西南渦一般是指形成于四川西部地區, 700(或850)hPa上的具有氣旋性環流的閉合小低壓。n其直徑一般在300400公里左右。 西南渦的形成主要有以下三種作用：（1）西南的地形作用。n首先,四川盆地處于西風帶的背風坡,有利于降壓而形成動力性渦旋。n其次,由于高原的阻擋,西風氣流從高原的南北兩側繞過，從南側繞過的西風氣流,由于受高原側向邊界的摩擦作用而產生氣旋性渦度形成低渦。(2) 500hPa面上有高原槽東移。 如果500hPa面上沒有低槽,就不會有低渦發生。這表明500hPa低槽前正渦度平流所造成的低層減壓,是西南渦形成的一個重要因

40、素。 (3) 700hPa圖上，高原東南側的西南氣流加強,并在四川盆地形成明顯的輻合氣流。n當華北高壓脊或高壓中心東移時,在其后部的偏東南氣流與副熱帶高壓西北邊緣的西南氣流之間,若在四川構成一輻合線則易有西南渦形成。n江淮切變線的西端也易形成西南渦。 n以上三種作用中,地形的作用是天天存在的,然而西南渦并非天天出現。n實際上,地形作用僅能造成一些動力小渦旋,只有在一定的環流形勢配合下,才能產生具有天氣意義的低渦,n因此,日常工作中主要應著眼于500和700hPa圖上是否都已具備有利于產生西南渦的環流型,當這兩條件同時具備時,就可形成西南渦。 n衛星云圖的分析表明,與西南渦對應的云團,?？勺匪莸?/p>

41、黑河地區和雅魯藏布江河谷等高原上空,這也說明西南渦的形成與高原高空系統的移出有關。n大多數西南渦是冷性的,也有少數西南渦是暖性的,或初生時是暖性的,以后變為冷性的。 西南渦的移動情況： n一部分西南渦移出，n另一部分西南渦是不大移動的,它們出現以后維持1224小時,就原地消失。 西南渦移動路徑大致有三條：n一條是向東南移動經貴州、湖南、江西、福建出海,有時還會影響到廣西、廣東。n二是沿長江東移入海,n三是向東北方向移動,經陜西、華北地區出海,有時甚至可以進入東北地區。 n當東亞沿海大槽顯著發展,太平洋高壓位置偏南,低渦多向東南方向移動；n若東部無大槽,n太平洋高壓較強,低渦多向東北方向移動;n

42、如太平洋高壓強度較弱或正常,低渦都向正東方向移動。n西南渦在東移過程中遇到較強的寒潮南下,會被排擠到華南沿海一帶。n如果西南渦原來處于云南省東南部,當500hPa上中南半島高壓減弱或退出半島,孟加拉灣低壓環流范圍擴大,并由于華東、華中的高壓西伸,使云南北部盛行東風時,西南渦可以自東向西而行。 西南渦的移向與相應的500hPa上氣流方向基本一致,但略偏南些,移速則為500hPa上風速的50%70%。 位于切變線上的西南渦,常沿切變線東移。這是因為n西南渦位于切變線上時,其長軸方向與切變線一致,而低壓是接近長軸方向移動的。n而且如700hPa上有切變線存在,而500百帕面上又為平直西風氣流時,其引

43、導氣流方向向東,故低渦是沿切變線而東移。 西南渦的發展：西南渦在源地發展不大,只有在東移過程中才能發展。 (1) 如冷空氣從低渦的西部或西北部入侵,低渦則東移發展;如冷空氣從東或東北部侵入低渦,這會使西南渦的氣旋式環流減弱,并使低渦填塞。 (2) 500百帕上青藏高原低槽發展東移,有利于西南渦的東移和發展。n當500百帕上西北槽較強,且南伸至較低的緯度時,如西南渦處在槽前,或槽線的延長線上,構成所謂“北槽南渦”形勢時,這就有利于低渦的東移和發展；n相反,當西北槽位置偏北或在減弱中,或低渦位于槽后,這就不利于西南渦的發展。西南渦的天氣：n西南渦在原地時,可以產生一些陰雨天氣。n當低渦移出時,無論

44、低渦是否發展或是否有地面鋒面配合,絕大部分都有降水,雨區主要分布在低渦的中心區和低渦移向的右前方。n這是因為低渦的右側常是副熱帶高壓邊緣的低空急流所在,這里有充分的水汽供應。n又因風速大,在低渦南側的曲率渦度也大。當低渦移動時,在低渦右前側有較強的正的局地渦度變化,因而產生較強的負變壓，其變壓風促使氣流輻合上升,同時低渦中心也有較強的摩擦輻合上升運動,所以在這兩個部位都有較強的降水。n當有地面鋒面氣旋與低渦配合時,因氣旋中心一般也位于低渦的右前方,低渦右前方也會有較強的降水。n在低渦的左前方降水較小,而在低渦的后部,則基本上無雨。n低渦天氣有日變化,一般夜間或清晨比白天壞些。這可能是由于夜間或清晨云層頂部輻射冷卻,造成不穩定,而使對流加強的緣故。 n當西南渦發展東移時,雨區也不斷擴大和東移,降水強度逐漸增強。一般到了兩湖盆地,降水量便大大增加,往往形成暴雨。同時,西南渦的東移和發展,往往引起地面鋒面氣旋的發生發展,而大風、低云、惡劣能見度等也隨之出現。 2. 切變線和江淮切變線切變線和江淮切變線 n把出現在低空(850和700hPa上)風場上具有氣旋式切變的不連續線稱為切變線切變線。n切變線附近氣壓場較弱,有時分析不出等高線來,但風場表現卻很明顯。n我國南方的切變線多為東西向,從氣壓場上來看也就是低空東西向的橫槽;北方切變線多為南北向。 切變線在我國各地區、各個季節都可出現,會引