天气学原理和方法 第六章 寒潮天气过程

§4.5西风带大型扰动一、概述1中高纬对流层环流的特征西风带：平均水平环流在对流层盛行西风，称为西风带槽脊：冬三夏四西风带波动：西风带的波状流型西风带环流：经向环流和纬向环流2特征及原因特征：经向环流和纬向环流交替出现原因：二、环流指数与指数循环1环流指数（西风指数）Rossby把３５°～５５°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作为西风指数Ｉ高指数→纬向环流低指数→经向环流2指数循环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。三、西风带长波（一）分类超长波：波长在一万公里以上，绕地球一圈可有１～３个波，生命史１０天以上,属于中长期天气过程长波：也称罗斯贝波，行星波。波长３０００～１００００公里，全纬圈约为３～７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：波长和振幅均较小，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，往往迭加在长波之上。（二）长波辨认方法①制作时间平均图②制作空间平均图③绘制平均高度廓线图④分析长波的结构和特性（三）长波的移行波速公式的推导前提：假定大气运动是正压和水平无辐散的，流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变异原理：绝对涡度守恒原理方法：小扰动方法小扰动方法：也叫微扰动方法，是将非线性方程进行线性化的一种，适合于用来定性分析大气运动的某些基本性质。基本思想：把表征大气状态的任一场变量看成是由已知的基本场变量和叠加在其上的扰动量组成；基本场变量表征大气的基本运动状态，满足基本方程和基本条件假设扰动量是充分小的，扰动量和其改变量都是小量，其二次以上乘积向都可以略区不计00)()()(0)(yvyfvxutfyvfxuftdtfd0)()()(,00,xvyvyfvxvxuxvtxvyuxvvvuuvvuuvvvuuu为平均经向风，为平均纬向风，常数，令CLCtxLAxtvLCtxLAxvLCtxLAxvCtxLAvvxvuxtvxyvvvxvuxtvvvvv222222222222)2()(2cos)2()(2cos2)(2sin)(2cos00上式即为长波波速公式或称槽线方程、罗斯贝波速公式等。2222)2()2(4LuLLuC在流场分布下，流线方程为：)(2cos,CtxLAvvvuuvuCtxLAdxdyv)(2cos于是,在t=0时,通过坐标原点(X=0,Y=0)的流线为：其中A为流线波动的振幅,从扰动与流线的关系看来，扰动波形的移速和波长与流线波形的移速和波长是一致的，只是位相差xLAxLLuAyv2sin2sin22波速公式的物理意义：相对涡度平流的作用：使槽东移地转涡度平流的作用：使槽西退波东进还是西退取决于和相对重要性波东进波西退波静止VVvVvVvVvv2)2(LuC波速公式的讨论a.C.波长较短时,其传播速度C稍小于,若波长较长，则C与之差较大。b.波速取决于，L。西风强时，波动移动较快，反之，移动较慢；波长短时，移动较快，反之较慢。uuuuc.当时，C=0，波静止，为临界纬向风速.时，波前进；时，波后退。同一纬度，波长越长，临界风速越大同一波长，纬度越低，临界风速越大2)2(Luuccuucuucud.时，C=0，波静止；Ls为临界波长.LLs，波后退；LLs，波前进。同一纬度，风速越大，临界波长越长同一风速，纬度越高，临界波长越大uuLLs242e.其他因子应用于无辐散层，散度项没有考虑，风速并不是处处相等f.地形影响，南北部风速不同，波长不同，波各部分移速不同g.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。长波调整①含义：广义的长波调整包括长波位置的变化和长波波数的变化，一般仅把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。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。②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c.紧邻槽脊的相互影响上下游效应和波群速定义：大范围上、下游系统环流变化的联系，称为上下游效应。上游效应: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影响下游系统也发生变化，叫上游效应。下游效应:当下游某地区长波发生显著变化后也会影响上游环流系统发生变化，称为下游效应。波群速：综合波振幅最大值的移动速度假定实际波是由两个频散波（）波长彼此相差很小的正弦波组成：一个波长为L1，以速度C1移动；另一个波的波长为L2=L1+dL，其传播速度为：dLdLdCCC120dLdC设此两波的流线方程分别为：综合波的流线方程可写为：)(2sin)(2sin222111tCxLAytCxLAy)(2sin)(2sin2211tCxLtCxLAy利用三角公式，上式可写成)22(2sin)22(2cos2)22(2cos)22(2sin21221121212122112121212211212121221121212tLLCLCLxLLLLtLLCLCLxLLLLAtLLCLCLxLLLLtLLCLCLxLLLLAy综合波振幅，随x、t变化的余弦波的形式综合波的振幅为此波的振幅为2A，波长为，波群速为：)22(22cos2)22(2cos2122112121212121221121212tLLCLCLLLLLxLLLLAtLLCLCLxLLLLA12122LLLLLCLCLLCCLCLLLLCLCLCg1112121112122112)()(取极限便得：这是波群速的一般形式。如果以长波波速公式代入上式中，得长波的群速为：范围线以群速度向下游传播，这个速度大于纬向风速。波群速也就等于沿下游方向各个槽脊增大的速率。因此这种波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播，亦称为能量频散。LCLCCg2)2(LuCg0ggCCuC，且波群速的意义：1对于正压水平无辐散大气长波，其群速度为正值，即自西向东传播2，即合成波最大振幅传播速度快，大于基本气流，也大于单波相速3低纬群速度大于高纬群速度CuCg四、阻塞高压1概念阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，在脊不断北伸时，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，叫做阻塞高压阻塞形势：阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。基本特征是有阻塞高压存在并且形势稳定。它是一个富有特征的经向环流，它的建立、崩溃、后退常常伴随着一次大范围（甚至是整个半球范围）的环流形势的强烈转变。它的长久维持会使大范围地区的天气反常。2阻高概述具备以下几个条件的高空高压为阻塞高压：①中高纬度（一般在５０°N以北）高空有闭合暖高压中心存在，表明南来的强盛暖空气被孤立于北方高空。②暖高至少要维持三天以上，但它维持时期内,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７～８经度／天。③在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱,同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后再会合起来，其分支点与会合点间的范围一般大于４０～５０个经度结构：①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。②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。③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。高压轴线自下向上向暖的西北倾斜，高层轴线近于垂直3.出现的地区、时间阻高最常出现在大西洋、欧洲及北美西部阿拉斯加地区，而且在大西洋上空比太平洋上空出现得更多些。在亚洲地区，阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海地区。欧洲：维持到２０天左右，至少也在５天以上；亚洲：平均则为８天，最短为３～５天。00000000tHVtHVtTVtTVTTTT有，有有，有利用的原理：位势倾向方程和高空形势预报方程冷舌落后于高空槽，冷平流、正热成风涡度平流很强，槽强烈发展4阻高建立第一型暖平流、负热成风涡度平流很强，脊强烈发展槽转为西北北-东南南走向并且加深，冷舌落后于高空槽，温度场振幅大于高度场，冷平流、正热成风涡度平流很强，槽强烈发展环流经向度加大，切断低压和阻塞高压建立阻高建立第二型温度场落后于高度场，振幅大于高度场，槽前暖平流强长波脊槽2脊处的温度场振幅大于高度场，槽前暖平流强，移动性脊并入长波脊中温度场振幅大于高度场，暖平流比较强，此移动性脊并入长波脊长波脊发展成阻塞高压阻塞高压形成的共同点：•阻塞高压形成的上游地区，有较强的冷空气向南爆发，冷平流使低槽加深，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，使高脊不断发展根据位势倾向方程和高空形势预报方程：00000000tHVtHVtTVtTVTTTT有，有有，有•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，使得高压脊断开，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。在平流层下部２００ｈＰａ的脊线上和脊线以西，为冷平流。而在５００ｈＰａ的脊线上和脊线以西为暖平流，这种冷暖平流随高度的分布，有利于高压脊的发展00)(0)(00tpVpTVpTVTVTVpVgg低层高层5阻高重建与后退阻塞高压重建：阻高在某地建立相当长时间又趋于消失后另一个阻高又相继建立起来，这个新阻高是在旧阻高的原地建立。阻高后退：如果一个阻高的西侧为正变高，东侧为负变高，那么阻高将西退。这种后退是连续的，称为连续后退。如果一个阻高趋于消失，而在消失的阻高西侧一段距离的地方又新生一阻高，看起来好像阻高也在后退，其实是一个生成，另一个消失。阻塞高压位置作幅度较大后退，称为不连续后退。温度场超前于高度场，振幅大于高度场，槽前有冷平流侵入阻高后部阻高重建阻高减弱温度场落后于高度场，振幅大于高度场，槽前有暖平流强阻高重新建立从阻高重建过程可以看出：阻塞高压后部有冷槽侵入，较强的冷平流使原来的阻塞高压崩溃；借南北两支基本气流中波动的南北同相叠加，和冷暖平流及正负热成风涡度平流的减、加压作用，导致高空槽（第三个槽）与高压脊的强烈发展，并被切断成阻塞高压。这样看来,除了冷暖平流及热成风涡度平流以外，南北两支波动的同相叠加也很重要，它可以导致阻高的生成温度场振幅大于高度场，位相相同。槽前有冷平流和正涡度平流侵入阻高后部阻高崩溃从阻高的崩溃过程可以看出：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。五切断低压1.含义：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