《气旋与反气旋》PPT课件.ppt

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1、天气学 气旋和反气旋,中国气象局气象干部培训学院湖北分院 业务培训部徐丽娅,1,2,气旋和反气旋,参考书：天气学原理与方法，朱乾根等，气象出版社 现代天气学原理，伍荣生，高等教育出版社 天气学教程，张元箴，气象出版社,一、准地转理论,3,将零级近似的地转关系应用于一级近似运动方程中的某些项中去，这种假定称为准地转假定或准地转近似。,物理量的“尺度”，是指具有代表意义能反映该物理量一般大小的量值，又称“特征值”。其大小是用数量级来表示的。,尺度分析,尺度分析是针对某种类型的运动估计基本方程各项量级的一种简便方法。通过尺度分析，保留大项，略去小项，可以使方程得到简化。,步骤：写出方程中各项的特征值

2、 根据运动的类型写出各项的数量级 略去小项、保留大项得到近似简化方程,5,2023/7/19,5,1.零级简化：方程中只保留最大量级的项。,2.一级简化：除保留最大项外，还保留比最大项小一个量级的项。,大气运动方程组的简化,6,6,三、,二、位势倾向方程,由中纬带大尺度准地转涡度方程及与厚度的关系得到由热流量方程作 运算得（为静力稳定度和比容）,7,7,位势倾向方程意义,将涡度方程和热流量方程相加，消去垂直运动项，得(3.19)式位势倾向绝对涡度平流厚度平流的垂直变化非绝热加热的垂直变化,若不考虑非绝热加热，公式中第三项可以略去：,8,分别表示地转涡度和相对涡度的地转风平流对于短波（3000k

3、m）来说，第二项大于第一项。槽前脊后沿气流方向相对涡度减少，为正涡度平流，0，等压面的高度降低（）槽后脊前 0，等压面的高度升高（），所以槽向前移动；脊也一样。不会发展。,9,10,对于长波(波长5000km以上)，f g，则地转涡度平流更重要。,正地转涡度平流，等压面高度降低。,负地转涡度平流，等压面高度升高。,地转涡度平流使长波槽脊西移,暖平流随高度减弱，则此项小于零，冷平流随高度减弱，此项大于零，槽线附近有冷平流，等压面位势降低，槽发展脊线附近有暖平流，等压面位势升高，脊发展,12,13,当非绝热加热项随高度增加时，等压面高度降低；当非绝热加热项随高度减小时，等压面高度升高。,14,14

4、,对方程,对P偏微商，得：,对,作2的运算，得,三、方程,将准地转涡度方程对p微商，再以静力方程代入 得到与热力学方程作 运算并相加（消去）得 方程,15,15,方程的意义,方程是一诊断方程，由右端项可以诊断出垂直速度的分布。第一项为涡度平流随高度变化项，当涡度平流随高度增加时，有上升运动 0，反之有下沉运动。第二项为厚度或温度平流的拉普拉斯项，在暖平流区有上升运动，冷平流区有下沉运动。第三项为非绝热项拉普拉斯项，在加热的地方有上升运动，冷却的地方有下沉运动。,16,16,方程与低层垂直运动,涡度平流随高度变化和温度平流造成的低层垂直运动。虚线：1000hPa等高线，实线：500hPa等高线,

5、17,17,或,18,18,19,19,20,20,21,四、尺度的概念各种不同的天气系统，其所占的空间范围大小不同，活动的时间长短也不相同。根据经验，凡是大型系统，生命史长些，小型系统生命史短些。这种关于天气系统空间范围的大小和活动时间的长短的概念通常称为天气系统的“尺度”,也就是大气运动的“尺度”。,22,时间尺度（T)是指某一种运动状态从开始到结束的时间。空间尺度是指这一运动所占有的空间范围，包括水平尺度（L）和垂直尺度（H)。,23,（1）行星尺度的运动：一般把水平尺度为几千公里的及其以上的大气运动称为行星尺度或大型波动。比如世界规模的中高纬度西风带和低纬度东风带，叠加在西风带上的超长

6、波和长波（行星波或Rossby波）。再有副热带高压，对流层上部的青藏高压，赤道辐合带等都是行星尺度系统。其时间尺度为一周左右，长者可达二、三周。,24,（2）天气尺度运动：水平尺度自几百公里到二、三千公里，时间尺度为34天的运动。大多数天气现象是由这类系统产生的，一个这样的系统在几天内可影响到几个省的天气。两类天气尺度系统：叠加在长波扰动上或平直西风上尺度为2000到3000公里的短波系统，如短波槽、切变线、低涡、锋面气旋、副热带气旋或锋、台风、东风波等；另一类是几百公里至一千公里尺度的运动，又称为中间尺度系统。,25,（3）中尺度运动：水平尺度在几十公里到一、二百公里，时间尺度在几小时之间的

7、运动。如飑线、暴雨、积云群、海陆风等。（4）小尺度运动：对流尺度系统，水平尺度在10公里以下，时间尺度在1小时左右的运动。如雷暴、龙卷、积云单体等天气系统。这些不同尺度的运动系统有不同的物理特性，各种尺度也是相互联系和相互转化的。研究不同尺度天气系统之间的相互联系和相互作用，是天气学研究的重要内容。,26,五、温带气旋和反气旋1.概念气旋是同一高度中心气压低于四周的、占有三度空间的大尺度涡旋。在北半球，气旋范围内的空气作逆时针旋转，在南半球其旋转方向为顺时针。从气压场的角度看气旋又是低气压，因而又称为“低压”。反之，同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋叫做反气旋。直径平均10003000公里

8、，属天气尺度,27,2.分类气旋地理：热带气旋和温带气旋热力：锋面气旋和无锋面气旋 锋面气旋：气旋中有锋面的气旋，温压场不对称，移动 性大，是带来云和降水的主要天气系统。无锋面气旋：台风或飓风；地形低压或热低压,28,反气旋地理：极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋热力：冷性反气旋和暖性反气旋。中高纬大陆近地面层反气旋多属冷性反气旋，又称冷高压，出现在副热带地区的副热带高压多属暖性反气旋。,29,气旋与反气旋,30,北半球地面气旋发生频率的分布及主要路径图(a)1月；(b)7月,31,3.发生频数对东亚气旋发生情况的统计表明，无论冬夏东亚气旋在3035N和4550N两个地带中生成的频数最高，前

9、者与长江淮河流域的纬度相当，称南方气旋。后者相当于我国的北部边疆，称为北方气旋。夏半年北方气旋发生的频数比冬半年多；而南方气旋则是冬半年发生的频数大于夏半年；冬半年这两个地带中气旋发生的百分比接近，而夏半年北方气旋发生的百分比明显比南方气旋大得多。,32,这与行星锋区由冬季到夏季，从南到北的移动有着密切的关系。另外，在太行山背风侧的华北平原，日本海和巴尔喀什湖附近是气旋发生频数较多的地区。而110E以西、40N以南，由于青藏高原的存在，大部分地区并无气旋发生。,33,1958-1987年期间平均的东亚气旋事件分布（10-1/2.5经纬度/月）及气旋的主要活动路径（a:冬季；b:春季；c:夏季；

10、d:秋季）,34,4.温带气旋的经典模型J.Bjerknes(1919)提出的经他和Solberg(1921,1926)修改后的气旋基本模式：突出特点是温带气旋形成于一条锋面上，相邻两气团之间绝大部分温度对比集中形成一条狭窄的过渡层，按天气尺度来看，实际上相当于一条温度或密度的不连续线。,35,锋面气旋模式上下图为沿气旋不同部位的截面,36,如图所示的气旋模式中，气旋表现为波状，“暖区”介于暖锋和冷锋之间，根据云和降水的观测，暖锋云系与倾斜的锋面有密切的关系。在暖锋上面，暖湿空气沿着倾斜的锋面爬升，并形成大片云层。在冷锋上空，高层冷空气运动比低层锋面移动快，从剖面图上看，空气有沿锋面向下运动的

11、分量，结果锋面过境后不久，天空转晴。但地面冷锋处或地面冷锋前不远处，由于锋面对低层湿空气的抬升，而形成一条狭窄的降水带。实际大气中，气旋的发生发展要有一个从生成到消亡的生命史过程。,37,5.温带气旋从生成到消亡经历的过程 挪威的经典概念模型认为在气旋发生阶段，可以把它看成是具有气旋性切变的准静止锋上的一个小扰动。初始小扰动一旦发生，暖空气稍稍上升到冷空气上面，波锋附近的气压开始下降。在初始扰动发生以后，气压的分布就有利于在波锋附近形成一个气旋环流。这种环流的一个重要特点，是在波锋后面有一个从冷空气吹向暖空气的分量，而在波锋前面有一个从暖空气吹向冷空气的分量。,38,39,冷锋向前行进和暖锋向

12、东撤退，使整个锋面波大致沿着摩擦层以上的暖区气流方向前进。随着初始扰动的振幅逐渐增大，同时气旋中心的气压不断降低，周围的环流增强。而且可以看到冷锋一般比暖锋移动得更快。最后，冷锋追上暖锋，暖空气完全从地面抬升到高空。这种过程称为“锢囚”，所形成的锋称为锢囚锋。,40,在锢囚锋的两边冷气团性质可以有所不同。气旋发展到下一个阶段时，冷锋追上暖锋的地方（即锢囚锋）离气旋中心越来越远，锢囚的范围扩大，气旋的范围也变大，并转变成对流层下部的一个大冷涡，但暖空气仍然在其上空。最后，气旋大体上成为一个正压涡旋，这时它丧失了锋的特性，并且由于摩擦作用，气旋逐渐消散，整个过程完结。,41,6.锋面气旋天气锋面气

13、旋的天气可看成以气旋的空气运动特征为背景的气团天气与锋面天气的综合。锋面气旋在对流层的中下层主要是辐合上升气流占优势，因此对应着云雨天气。但由于上升气流的强度和锋面结构的不同，以及组成气旋的冷、暖空气随着季节和地区的差异，锋面气旋在不同的发展阶段会有很大的差异。实际工作中，人们往往通过概念模型把云、降水分布与各种环流系统联系起来，为预报提供一个大致轮廓。,42,下面是锋面气旋在不同发展阶段的天气模型：（1）初生阶段强度较弱，上升运动不强，云和降水坏天气区域不大在暖锋前会形成云雨和连续性降水，能见度恶劣。当大气层结不稳定时，暖锋上还可以出现阵性降水。在冷锋后，云和降水带通常比暖锋前要窄一些。,4

14、3,（2）发展阶段气旋区域内的风速普遍增大，气旋前部有暖锋天气特征，云系向前伸展很远，靠近气旋中心处云区最宽；离中心越远，云区越窄。气旋后部具有冷锋后冷气团的天气特征。靠近气旋中心的一段冷锋移动较快，锋前及地面锋线附近为对流云及阵性降水。远离气旋中心的一段冷锋一般处于高空槽后，移动缓慢，锋后云雨区较宽。,44,在气旋的暖区部分，其天气特点主要取决于暖区气团的性质：若是热带大陆气团，由于空气干燥，一般无降水，至多只有一些薄的云层；如果是热带海洋气团控制，水气充沛，则在层结稳定时出现层云或雾，层结不稳定时易有对流性天气发展。在发展强的气旋中，暖区可出现偏南大风，冷锋后的冷区则可能出现西北大风，在干

15、燥季节，伴随大风会出现风沙，能见度变坏。,45,（3）锢囚阶段当锋面气旋发展到锢囚阶段时，地面风速很大，辐合上升气流加强，在水汽充沛时，云和降水范围扩大，降水强度加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋两侧。（4）衰亡阶段云和降水开始减弱，云底抬高。以后随着气旋趋于减弱消失，云和降水也随着逐渐消失。,46,47,第二类锋面气旋,1地面倒槽阶段.南面有较强的暖空气活动，在地面形成一个暖性倒槽。在高空图上有比较明显的槽存在。槽后有微弱的冷平流，与高空槽相配合，地面有一条冷锋，其后部有一个冷高压存在。2暖锋锋生阶段.当冷锋开始侵入低槽时，在低槽东面，由于暖空气向北活动较强，在地面图上，从气压、风、天气、云系

16、与降水等各方面都逐渐表现出明显暖性特征，称之为暖锋锋生阶段。高空图上高空槽振幅加大，冷暖平流加强，但暖平流强度向北减弱。,3气旋形成阶段.地面冷锋侵入暖性倒槽中与新生的暖锋相连接，这时气压下降，地面低压中心出现，形成锋面气旋，高空图上形成明显锋区。4.锢囚消失阶段.气旋形成后发展为锢囚，然后消失。,48,49,如江淮气旋,50,气旋的再生：趋于消亡或已在消亡的气旋，在一定条件下又重新发展起来的过程，称为气旋的再生。,在锢囚阶段或已消亡的锋面气旋内，若有新的温度梯度出现，其对称的温压场结构受到破坏，使气旋发展的热力因子和动力因子又会起作用，锋面气旋便重新发展起来。这一重新发展的过程称作气旋再生。

17、在东亚地区气旋再生过程一般有三种情况。,51,副冷锋进入锢囚气旋后再生,气旋后部的偏北气流带下高纬度新鲜的冷空气，与变性冷空气之间构成新的温度对比，形成副冷锋。由于副冷锋的侵入，使气旋重新活跃起来。东北低压常会出现这种情况。,气旋入海后加强,当气旋在大陆上发展到锢囚并开始衰亡，但到海上后又可再度加强。如东北低压等。原因：（1）海上摩擦力比陆地小；（2）暖海上非绝热加热影响。,52,两个锢囚气旋合并加强,53,当第一个气旋锢囚后，移速变慢，同时开始减弱，后面第二个气旋还在发展，也开始锢囚，而且移速较快，赶上第一个，两者合并，气旋就可再度发展。,气旋族,锋面气旋，有的单独出现，有的则是一连串气旋在

18、一条锋上出现，沿锋线顺次移动。最先一个可能已经锢囚，其后跟着一个发展成熟的气旋，再后跟着一个初生气旋等。这种在同一条锋系上出现的气旋序列，称为气旋族。在我国江淮梅雨季节，往往单个气旋入海后，在日本及其东南海面上常有气旋族发展起来。欧洲气旋族较常出现，而单个气旋少见。,54,55,1999年月日我国风云（FY-1C）卫星观测到的北太平洋温带气旋可见光和近红外合成云图（国家卫星气象中心提供）,56,2000年月14日中国西北地区的可见光和近红外合成冷涡云图,57,2000年月6日气旋大风与沙尘暴云图，气旋锋后的黄色沙尘已经开始影响北京,58,2001年月日气旋与影响我国北方地区的强沙尘暴,六、大气

19、长波,长波波速公式（槽线方程、罗斯贝波速公式）,59,60,性 质,U和L对波的移动速度C起着决定性的作用。西风强，波动移动快，反之，移动慢；波长短，移动快，反之较慢。叠加在西风基本气流上的长波，传播速度小于纬向风速。当 时，C=0，即波静止；时，波前进；时，波后退。称为临界纬向风速。,60,61,4.当 时，C=0，即波静止，L=Ls的波称为静止波，LLs的波为后退波，LLs的波为前进波。静止波波长Ls是临界波长。在固定纬度，是常数，静止波波长随西风增强而增大。5.公式用在600hPa或者500hPa比较好，因为近似无辐散层。6.由于地形作用，或者南北部西风强度不同，南北部波长不同，波动各部

20、分的移动情况有很大不同，应用波速公式时应特别注意。根据经验，公式应用在最大风速轴上较好。,61,62,预报长波移动定性经验（a）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，上游槽也要变慢；如下游槽发展，上游槽也要变慢。（b）长波数目不变而且比较稳定时，如上游槽突然移动，则下游槽也将依次移动。（c）当长波槽位于平均槽位置时（如冬季东亚大槽位置），尽管上游槽移来，下游槽也将不动，只有当形势有大的变动时（长波调整），它才明显变化。,62,长波调整,一般仅把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。长波稳定，环流很少变动，天气过程按一定型式发展，预报容易；长波调整，天

21、气过程发生剧烈变化，预报容易失败。,63,64,七、阻塞高压和切断低压在西风带长波槽脊的发展演变过程中，当槽不断向南加深时，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性冷低压中心，叫做切断低压。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，在脊的北面出现闭合环流，形成孤立的暖高压中心，叫做阻塞高压。两者往往同时出现，由于这种阻塞高压和切断低压的形成与维持阻挡着上游波动向下游传递，破坏了正常的西风带环流，使地面天气图上的气旋和反气旋的移动受到阻挡，所以这种环流形势称之为阻塞形式。,65,（一）阻塞高压概述具备以下几个条件的高空高压称为阻塞高压：（1）中高纬

22、度（一般在50N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，偶而即使向东移动时，其速度也不超过78经度/天。,66,（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4050个经度。阻塞高压是高空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。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，一般维

23、持8天左右，最短为35天。一年中，亚洲以5、6、7三个月出现最多，以3、11月为最少。,67,（二）阻塞高压的建立过程阻高建立以前，环流要从纬向转为经向。通常，上游有槽发展，接着槽加深，下游脊也发展，然后阻高从脊中切断出来。500mb温压场上有两种类型：,第一型：开始阶段，阻高生成区的上游，约40个经度处，有一个高空槽强烈发展，并伴有强烈的冷空气向南爆发。第二阶段，在这个高空槽的下游，高压脊的西部，有强烈的暖平流。高空高压脊亦同时发展。在这个高压脊的下游，又有一个低槽正在发展。第三阶段，环流的经向度继续发展，在第一阶段中冷空气强烈向南爆发的地方，已建立一个稳定的低槽，并有切断低压；而在其下游，

24、高压脊已发展成为阻塞高压。,68,69,70,第二型：开始阶段，在未来阻高生成区域4070N范围内，基本属于纬向气流，已经有一个长波脊存在并且很少移动，在它的上游有一个低槽（1）沿长波脊向东北移去。每一次低槽在发展东移的过程中，伴随一次暖平流向东北扩充。第二阶段，低槽（2）的发展已达到顶点，暖平流也发展到最强，低槽（2）前面的移动性脊开始并入长波脊，使得长波脊有一次发展，这时上游又出现一个低槽（3）与暖舌第三阶段，低槽（3）的槽前暖平流区开始并入长波脊。第四阶段，长波脊加强成为阻塞高压。,71,72,总之，阻高建立时期的共同特点是：（1）阻高形成的上游地区，有较强的冷空气向南爆发，与冷空气联系

25、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）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发展，成为东北西南走向的槽，这样，高压脊才会断开，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。（3）从阻高建立时期各等压面之间配合示意图看来，平流层下部200百帕的脊线上和脊线以西，为冷平流。而在500百帕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。,73,（三）阻塞高压的重建及阻塞高压的连续后退和不连续后退,有时候阻高会在某一地区重复出现。阻高在某地建立相当长时间

26、又趋于消失后，另一个阻高又相继建立起来，这个新阻高若是在旧阻高的原地建立，那么新的阻高建立叫做阻塞高压重建。,74,阻高有时候会后退（向西移动）。后退的情况有两种：一为连续性后退，一为不连续性后退。如果一个阻高的西侧为正变高（如暖平流作用），东侧为负变高（冷空气南下），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成一个阻高，看起来好像是阻高在后退，其实是一个生成，另一个消失，阻高位置做幅度较大后退，称为不连续后退。,阻高的重建,阻高的重建过程主要有四个阶段：开始阶段：纬度50-70N范围内的流型变为前进的移动系统，而在30-50N

27、范围内，系统则维持稳定，很少移动。北边的第二个槽移动过程中，槽前有明显的冷平流侵入阻高后部，将使阻高减弱。第二阶段：由于在中高纬度和中纬度南北两列波动有相对运动，便使得原阻塞高压两侧的高空槽开始发生南北断裂。,第三阶段：北部西风带在阻塞高压上游的槽略有发展并东移。原来的阻塞高压由于正涡度平流和冷平流共同作用而崩溃，第二个低槽后部的高压脊也随着东移，脊后的暖平流明显。第四阶段：第二个地槽后部的高压脊东移，与原崩溃的阻高遗留下的高压脊叠加，并且在第三个低槽前又有暖平流共同作用，便有新的阻高在原来阻塞高压所在地点附近建立起来。,从阻高重建的过程可以看出：阻高后部有冷槽侵入，较强的冷平流使原来的阻塞高

28、压崩溃，借南北两只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。,阻高的崩溃,主要分为三个阶段：开始阶段：阻高西部环流不再稳定，上游槽开始东移，槽前有明显冷平流；第二阶段：阻高西部系统接连东移，原先位于阻高西边的槽已侵入阻塞高压区域，阻高减弱东移；第三阶段：在上游槽一次次侵袭之下，阻高中心消失，蜕变成为一个弱脊向东移去。在原阻高附近广大范围内，环流由经向式转为纬向式。,81,开始阶段：阻高西部环流不再稳定，

29、上游槽开始东移，槽前有明显冷平流；,第二阶段：阻高西部系统接连东移，原先位于阻高西边的槽已侵入阻塞高压区域，阻高减弱东移；,第三阶段：在上游槽一次次侵袭之下，阻高中心消失，蜕变成为一个弱脊向东移去。在原阻高附近广大范围内，环流由经向式转为纬向式。,82,阻高崩溃过程：上游各个系统的经向度逐渐减弱，变成移动系统，紧邻上游槽向阻塞高压侵袭，不断向阻塞高压区域输送正涡度和冷平流。向阻高侵袭的低槽温压场结构特点有两种：一是温度槽振幅大于高度槽振幅，两者位相基本一致；另一种是温度槽位相比高度槽超前，前两者振幅大致一样。他们的共同特点是：槽前有显著的冷平流。各高度等压面之间的配置：在对流层中层500百帕，

30、阻高后部与脊线上转为冷平流，在平流层下部200百帕图上，冷中心建立期间在脊后移到脊前，阻高后部与脊线附近转为无平流或暖平流。此时利于高压脊崩溃。,83,（二）切断低压切断低压又叫冷涡，是指对流层中上层出现的一堆孤立的冷空气（气压场上表现为低压），与北方冷空气之间被暖空气所切断，南北方的冷空气只在底层连接起来。在高空图上切断低压有两种形式：一种是无显著的阻塞高压存在，在切断低压西侧，虽有一比较强的高压脊或闭合高压，但在切断低压北部却存在着近于平直的强西风，西侧的高压脊很少抵达高纬度。另一种是与阻塞高压同时出现并与之密切关联的切断低压。,84,切断低压是发生、发展在高空的低压系统，一般在700mb

31、以上才有明显表现，300mb上最清楚。在地面图上一般只看到一个冷性高压，找不到明显的气旋的痕迹。在切断低压东南侧地面上可能有锋面气旋波动发生，因此一般说，切断低压的云雨天气区多出现在东南方。我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四季都可能出现，而以春末、夏初活动最频繁。它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨天气。,85,东北冷涡的西部，常有冷空气不断补充南下，在地面图上常表现为一条条副冷锋向南移动，有利于冷涡的西、西南、南至东南部发生雷阵雨天气，且类似的天气可以连续几天地重复出现。切断低压的形成过程：两种情况：一种与阻塞高压相伴出现；另一种是西风槽加深，即西风槽切断，不伴有阻塞高压。这里对后

32、一种情况作简单介绍。,切断低压形成之前等温线振幅比等高线大，而且等温线位相落后于等高线（a）；槽前和槽内有明显的冷平流，槽后有很强的暖平流，在对流层中上部这种冷暖平流的分布有利于槽脊的发展（b)；槽加深以后，冷舌赶上气压槽，二者近于重合，并逐渐形成闭合冷低中心。与此同时，槽后高压脊也增强并向东伸，与槽东北侧的暖空气逐渐连接起来。使槽内冷空气与北方冷空气主体脱离并孤立起来，并发展加深形成一个完全被暖空气包围的冷性大气旋。切断低压北部就形成一支平直的强西风带。,86,87,切断低压消失,切断低压出现后，一般可以维持二、三天或更长时间。消失过程有两种：（1）由于本身的摩擦作用，在向西南移动过程中逐渐

33、消失；（2）当北方有新的冷空气南下，促使它很快向东南移动，冷堆中空气迅速下沉，水平辐散而气柱下沉增温很快，气旋性涡度逐渐减弱而使切断低压消失。,88,89,八、西太平洋副热带高压从低纬地区多年平均的环流图上看，在南北半球的副热带地区有一个几乎环绕地球一周的带状高压区，这就是副热带高压带。由于海陆和地形差异，高压带的强度沿纬圈的分布并不是均匀的，在副热带海洋上存在着高压中心。具体地说，在北半球的太平洋、大西洋上分别有一个高压中心，我们分别称为北太平洋副高和北大西洋副高，在南半球的太平洋、大西洋、印度洋上也存在高压中心。这些高压在流场上表现为一个个反气旋环流系统，并具有暖性结构。影响我国的副热带高

34、压，是北太平洋副高向西伸出的脊或高压单体，即所谓的西太平洋副热带高压（脊）。,90,91,1.成因经典解释：赤道附近的大气比其它纬度的大气受热更多，形成上升运动，到高空后流向高纬。受地转偏向力的作用，向高纬流去的气流产生向东的分量，纬度愈高向东的分量愈大，而向极分量愈小，因而在副热带地区对流层高层产生辐合下沉气流，引起对流层中下层气压升高形成高压。这支下沉气流是Hadley环流的下沉支，除它之外，Ferrel环流的下沉支也作用于副热带地区，在它们的共同作用下形成副热带高压。,92,费雷尔环流圈,哈得来环流圈,赤道低气压带,副热带高压带,副热带高压带,赤道上空向北气流在副热带地区辐合哈得来和费雷

35、尔环流在副热带地区形成2支下沉气流海陆热力差异使高压带分裂为高压单体。,2、西太平洋副热带高压的形成,赤道,北纬10,北纬20,北纬30,受地转偏向力作用，空气向北运动方向改变,93,2023/7/19,93,西太平洋副高,东太平洋副高,大西洋副高（亚速尔高压),北非高压,南半球的副热带高压带,北半球副热带高压分布图,94,太平洋副热带高压基本情况,庞大的暖气团，强度大，范围广,多呈东西扁长形状,强度和范围，冬夏都有很大不同：夏季强，位置偏北偏西；冬季弱，位置偏南偏东,95,对副热带高压的形成，一般认为Hadley环流起主要作用。但是，一年中南北两个半球的Hadley环流的位置均1月偏南，7月

36、偏北；而强度则冬天强，夏天弱。南北半球的副热带高压的位置与强度均在1月偏南偏弱，7月偏北偏强。南半球副热带高压的位置、强度变化和Hadley环流的变化完全一致，而北半球副热带高压仅位置变化与Hadley环流一致，强度变化与之相反。这说明北半球副热带高压的强度还受到其它一些因子的影响。,2.副高结构西太平洋副高在对流层低层表现得比较明显，200hPa高压强度比较弱。在高压区内，中下层以辐散为主，主要位于高压南部，高压西北侧有辐合；在对流层上层，南部是辐合，北部为辐散。任一高度上，高压区内都是反气旋性环流，高度越高，反气旋性环流越弱。在对流层下半层高压内主要为下沉运动。就温度场而言，高压区基本上为

37、暖区，但暖中心和高压中心并不重合。,96,97,3.副高位置和强度的变动影响我国的并不是副高主体，而是伸向我国大陆的脊。因此副高的变动是指脊的变动。在我国常用以下几个量来表示副热带高压的变动：(1)副高脊线。东西风的分界线，纬向风速为零。常用120E上副高脊线所在纬度的变化来表示副高南北移动。（2）副高西伸脊点。500hPa月平均图上588位势什米最西端所在经度。（3）面积指数。取500hPa月平均图上10N以北、110180E范围内588位势什米所包含的范围，用来表示副高的面积大小。(4)强度指数。取500百帕等压面上西太平洋地区最高的等高线数值。,98,副高的变动主要是指其强度、位置的变动

38、。副高季节性变动是指副高的位置、强度随季节而发生的变化。一般来说，西太副高从冬到夏位置北移，强度增大；从夏到冬，位置南撤，强度减弱。8月份到达一年中的最北点。副高一年中北进与南撤并不是匀速进行的，而是稳定少变、缓慢移动与跳跃三种形式。,99,平均而言，冬季副高脊线在15N附近，3、4月份开始缓慢北移，56月间（一般在6月中旬）出现第一次北跳，脊线北跳到20N以北，并稳定在2025N之间一个月左右。7月中旬，脊线再次北跳，越过25N。在7月底或8月初，副高达到一年中最北位置，9月以后，副高向南撤退。,100,副高季节性变动存在显著的年际变化，有的年份北跳早，有的年份北跳的时间迟。副高稳定在某一位

39、置上持续的时间长短也不相同。例如，1991年，副高在2025N之间维持达到59天之久，而在1978年，只维持了3天，就北跳到25N以北。副高除了季节变动外，还存在周期分别为15天的中期变动和一周左右的短期活动。,101,西太平洋副高脊的位置随季节变化,102,4.西太副高活动与我国天气副高内部盛行下沉气流，天气晴好，所以当副高长时间控制某一地区时，往往会造成该地区干旱。西太副高季节性的活动与我国东部各地雨季的起止时间有着密切关系。平均来说，当副高脊线位于20N以南时，雨带位于华南，称为华南雨季或华南前汛期雨季；当副高脊线位于2025N时，雨带位于江淮流域，这时为江淮梅雨季节；当脊线位于2530

40、N时，雨带推进至黄淮流域，黄淮雨季开始；当副高脊线越过30N，则华北雨季开始。,103,104,105,中心：下沉气流强，晴朗少云，风力弱，炎热。,（三）西太平洋副高对我国天气影响,1、西太平洋副高控制下的天气,我国主要降雨带,106,副高异常活动会造成极端天气气候事件,反常的副高是造成我国大范围旱涝灾害天气的祸首，我国夏半年，在同一时期常常是此处涝、彼处旱；在同一地区，则常常会此时涝、彼时旱,107,副高异常活动会造成极端天气气候事件,108,5.影响和预报副高变异的因子,环流因子（1）西风急流：比副高脊北跳迟12个候（2）赤道辐合带（ITCZ）：副热带高压脊的移动比ITCZ晚34候（3）极

41、涡：夏季极涡面积扩张时，副高强度减弱，位置南移，脊点西伸；极涡面积缩小时则相反。（4）阻塞高压：东亚阻塞形势建立时，副高不能按时北上。（5）北方冷空气：冬季北方冷空气的爆发造成的强对流过程可引起副热带高压断裂。,（6）南海对流：南海对流活动增强将促使西太副高北抬。（7）南半球环流：南半球马斯克林高压和澳大利亚高压的发展加强，使得越赤道气流加强，进而增强菲律宾周围的对流活动，从而导致西太平洋副高增强。（8）副高产生的次级环流：副高脊南侧存在平均经圈逆环流，这一现象并不限于平均环流，而在夏季每天环流过程中都存在。,109,110,高原作用高原热源作用有利于副高夏季加强，热源减弱时不利于夏季副高的发

42、展。（下沉支在太平洋地区，加强副高）纯大地形的动力作用可使北半球副热带高压带断裂成多个单体。动力与热力的非线性作用当山体高度超过1km临界高度时，大气对地形的响应就是非线性的。地形的动力与热力的联合作用同样是非线性的。在不同的经向和纬向热力差异下副热带高压可以出现不同类型的北跳。,111,东亚季风副高的季节性跳跃及季节内进退是东亚大陆雨带变化的原因。西太副高与东亚雨带之间是一种彼此相互作用与制约的关系。东亚雨带凝结加热支持一向南运行的次级辐散环流，与Hadley环流在东亚副热带大陆上空汇合成一支下沉辐散环流，诱导副高西伸；副高的西伸先促使雨带加强和向西发展；随着副高进一步西伸，切断西南气流，大

43、陆雨带减弱，副高随之退出大陆。,112,强调了雨带的热力强迫作用和东亚环流的背景作用对副高活动的制约。Hoskins（1996）推测，北半球夏季副热带高压的存在和增强的基本原因，是其东部的季风潜热释放而产生的暖性Rossby波与西风气流作用造成的下沉运动。何金海等（1996）认为，南海-西太平洋地区夏季风的建立与中印半岛对流的活跃及副热带TBB高值带（相应于西太平洋副高）的连续东撤密切相关。,113,海温（1）赤道太平洋海面温度的变异，与西太平洋副高的强弱趋势变化密切相关。ENSO循环作为海气相互作用的强信号，被认为是引起气候异常的重要因子。多数ENSO爆发年西太平洋副热带高压强度偏弱，位置偏

44、东，次年夏季副高明显偏强，位置偏西。但科学家们认为赤道东太平洋海温异常对西太平洋副高的位置和强度变化无直接的、物理意义上的贡献，可能是伴随ENSO而变化的西太平洋对流活动引起了ENSO年西太平洋副高的相应变化。,114,（2）当热带西太平洋暖池增温时，从菲律宾周围经南海到中印半岛上空对流活动将增强，西太副高位置偏北；从东南亚经东亚到北美西海岸上空大气环流的异常呈现出一个遥相关型东亚-太平洋型（EAP）。强调了热力强迫作用产生的准定常波的影响。冬春及梅雨期北印度洋和南海海区海温偏暖，有利于梅雨期西太平洋副热带高压偏强并西伸。,115,海冰极冰不仅具有明显的局地效应，而且通过冷流作用影响海温或陆地

45、降雪，进而影响副高的活动。冬季喀拉海和巴伦支海海冰偏多时有利于西太平洋副热带高压北上，且范围偏大，强度偏强。冬季海冰少时则相反。北极海冰通过影响欧亚大陆和西太平洋高纬度地区高度场、东亚季风和南海海温及其上空的对流活动，从而影响副热带高压的强度。,116,太阳辐射一些研究认为，太阳辐射的第二特征向量及其时间变化与西北太平洋副高南北移动和季节性北跳存在显著的同步相关；第四特征向量及其变化与副高季节性东西进退密切相关，且太阳辐射超前一个月。也有人推测，西太平洋副高脊线存在11年的变化周期，与太阳黑子活动的11年周期有关。地球自转速度地球自转速度由春到夏加快，根据角动量守恒原理，北半球中纬西风指数要降低，或作为大气密度较大地区的低层副热带高压北移，这与大气环流形势的演变相一致。,117,复习思考题1.什么是准地转理论？2.理解位势倾向方程和方程的物理意义。3.请描述温带气旋的经典模型。4.温带气旋从生成到消亡经历哪几个过程？5.锋面气旋的天气过程有哪几个？6.理解长波波速公式。7.什么是阻塞高压和切断低压？阻塞高压必须具备哪几个条件？请叙述阻塞高压和切断低压所带来的天气。8.阻塞高压的建立有哪几个共同特点？建立时期各等压面之间冷暖平流如何配置？9.西太平洋副热带高压怎样影响我国的天气？,