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1、第四章第四章 大气环流大气环流 4.1 大气平均流场特征与季节转换大气平均流场特征与季节转换 4.2控制大气环流的基本因子与大气环流控制大气环流的基本因子与大气环流 的基本模型的基本模型 4.5西风带大型扰动西风带大型扰动 4.7东亚环流基本特征东亚环流基本特征 本章重点：西风带大型扰动，长波原理及本章重点：西风带大型扰动，长波原理及 其应用其应用 基本概念基本概念 环流：环流：空气沿一个空气沿一个封闭封闭的轨迹运动，或沿的轨迹运动，或沿 着某一着某一封闭封闭轨迹循环运动的倾向。轨迹循环运动的倾向。 经向环流：经向环流：气流沿经圈方向运动（南北向）气流沿经圈方向运动（南北向） 纬向环流：纬向环

2、流：气流沿纬圈方向运动（东西向）气流沿纬圈方向运动（东西向） 大气环流：大气环流：指全球范围的大尺度大气运行指全球范围的大尺度大气运行 的基本状况的基本状况，水平尺度在数千公里以上，水平尺度在数千公里以上， 垂直尺度在垂直尺度在1010公里以上，时间尺度在公里以上，时间尺度在1-21-2日日 以上。是各种不同尺度的天气系统发生发以上。是各种不同尺度的天气系统发生发 展和移动的背景条件。展和移动的背景条件。 尺度尺度 范畴范畴 尺度分类尺度分类时间尺度时间尺度空间尺度空间尺度大气现象大气现象 举例举例 大大 尺尺 度度 气候尺度气候尺度年代年代00km40000km 全球

3、变暖全球变暖 大气环流大气环流 尺度尺度 季节、年季节、年季风季风 天气尺度天气尺度数天到数数天到数 周周 0km5000km 台风台风 大气环流的尺度特征大气环流的尺度特征 4.1 4.1 大气平均流场特征与季节转换大气平均流场特征与季节转换 一、平均纬向风分量的经向分布一、平均纬向风分量的经向分布 低纬：东风带低纬：东风带 中高纬中高纬

4、夏季近地面：弱东风极区：北半球夏季近地面：弱东风 对流层：西风对流层：西风 平流层：东风平流层：东风 南半球的情况与北半球类似，但也有差别。南半球的情况与北半球类似，但也有差别。 冬季夏季 二、平均经向风分量的经向分布二、平均经向风分量的经向分布 冬季：对流层低层冬季：对流层低层3030N N以南：偏北风以南：偏北风 4040N N 以北：南风以北：南风 ）( (图图4.2)4.2) 对流层高层：低纬对流层高层：低纬 3030N N以南：以南： 南风南风 高纬高纬 4040N N以北：北风以北：北风 对流层中层：经向分量很弱对流层中层：经向分量很弱 夏季：夏季：13-4013-40N N之间：

5、低层北风之间：低层北风 高层高层 南风南风( (图图4.3)4.3) 低纬（近赤道）：低层低纬（近赤道）：低层 南风南风 高层高层 北风北风 平均纬向风与平均经向风的比较：平均纬向风与平均经向风的比较： 平均纬向风分量远远大于经向风平均纬向风分量远远大于经向风 经向风存在的重要性：经向风存在的重要性： v v分量虽然很小，但依然存在，说明大气分量虽然很小，但依然存在，说明大气 中存在空气的南北交换和热量输送中存在空气的南北交换和热量输送 重要地区的认识重要地区的认识 三、平均水平环流三、平均水平环流 中纬中纬 低纬低纬 1 1 对流层中部（对流层中部（500hPa500hPa，图，图4.44.

6、4） 冬季冬季 三槽：亚洲东岸三槽：亚洲东岸 北美东部北美东部 欧洲东部欧洲东部 三脊：阿拉斯加三脊：阿拉斯加 西欧沿岸西欧沿岸 青藏高原北部青藏高原北部 槽：北美槽：北美 东亚东亚 地中海地中海 孟加拉湾孟加拉湾 东太平洋东太平洋 副热带高压：海上副热带高压：海上 夏季夏季:(:(图图4.5)4.5) 极区：极涡极区：极涡 中纬：绕极西风中纬：绕极西风 四槽：勘察加半岛四槽：勘察加半岛 北美东部北美东部 欧洲西海岸欧洲西海岸 贝贝 加尔湖到青藏高原加尔湖到青藏高原 减弱减弱 脊：减弱不清楚脊：减弱不清楚 低纬：低纬： 副热带高压大大加强：北太平洋副热带高压大大加强：北太平洋 北大西洋非北大西

7、洋非 洲大陆西部出现闭合洲大陆西部出现闭合 2 2 对流层底部（海平面气压场）对流层底部（海平面气压场） 冬季冬季 阿留申低压阿留申低压 冰岛低压冰岛低压 亚洲冷高压亚洲冷高压 北美大陆高压北美大陆高压 格陵兰大陆高压格陵兰大陆高压 夏季夏季 亚洲大陆低压冰岛低压亚洲大陆低压冰岛低压 太平洋副热带高压太平洋副热带高压 大西洋副热带高压大西洋副热带高压 格陵兰高压格陵兰高压 一月份海平面气压场一月份海平面气压场( (图图4.6)4.6) 阿留申低压阿留申低压 冰岛低压冰岛低压 亚洲冷高压亚洲冷高压 北美冷高压北美冷高压 格陵兰高压格陵兰高压 太平洋副热带高压太平洋副热带高压 （夏威夷高压）（夏威

8、夷高压） 大西洋副热带高压（亚速尔高压）大西洋副热带高压（亚速尔高压） 一月份海平面气压场一月份海平面气压场 七月份海平面气压场七月份海平面气压场( (图图4.7)4.7) 冰岛低压冰岛低压 亚洲大陆低压亚洲大陆低压 北美大陆低压北美大陆低压 格陵兰高压格陵兰高压 太平洋副热带高压太平洋副热带高压 （夏威夷高压）（夏威夷高压） 大西洋副热带高压（亚速尔高压）大西洋副热带高压（亚速尔高压） 七月份海平面气压场七月份海平面气压场 半永久性大气活动中心半永久性大气活动中心 阿留申低压阿留申低压 冰岛低压冰岛低压 太平洋副热带高压太平洋副热带高压 大西洋副热带高压大西洋副热带高压 格陵兰高压格陵兰高压

9、 季节性大气活动中心季节性大气活动中心 亚洲冷高压亚洲冷高压 亚洲大陆低压亚洲大陆低压 北美冷高压北美冷高压 北美热低压北美热低压 四、大气环流的季节转换四、大气环流的季节转换 6 6 月月 1010月突变（图月突变（图4.84.8） 4.24.2控制大气环流的基本因子与大气环流控制大气环流的基本因子与大气环流 的基本模型的基本模型 控制大气环流的基本因子控制大气环流的基本因子： 太阳辐射太阳辐射 地球自转地球自转 地球表面不均匀性地球表面不均匀性 地面摩擦地面摩擦 一、太阳辐射作用一、太阳辐射作用 图图4.114.11分析：分析： 1 200hPa1 200hPa以下（以下（12km12km

10、），无论冬夏，平均），无论冬夏，平均 温度梯度由赤道指向两极温度梯度由赤道指向两极 2 2 冬季南北温差大于夏季冬季南北温差大于夏季 3 3 夏季平流层温度梯度由极地指向赤道，夏季平流层温度梯度由极地指向赤道， 冷中心位于赤道冷中心位于赤道 4 4 无论冬夏，低纬地区对流层顶高于中高无论冬夏，低纬地区对流层顶高于中高 纬，两者间有明显断裂纬，两者间有明显断裂 如上的温度分布可导致（假设地球不旋转）：如上的温度分布可导致（假设地球不旋转）： 高层：极地位势高度低，而赤道位势高度高，由高层：极地位势高度低，而赤道位势高度高，由 此产生由赤道指向极地的位势梯度，高层空气此产生由赤道指向极地的位势梯度

11、，高层空气 向极运动向极运动 低层：极地冷空气下沉，质量堆积，低层产生由低层：极地冷空气下沉，质量堆积，低层产生由 极地指向赤道的气压梯度，低层空气向赤道运极地指向赤道的气压梯度，低层空气向赤道运 动动 如此构成单圈环流：赤道上升，极地下沉，如此构成单圈环流：赤道上升，极地下沉， 高层南风，低层北风高层南风，低层北风 直接热力环流：直接热力环流：由大气加热不均匀产生的，加热由大气加热不均匀产生的，加热 区上升，冷却区下沉的环流区上升，冷却区下沉的环流 二、地球自转二、地球自转 单圈环流不考虑地球自转，但地球自转的单圈环流不考虑地球自转，但地球自转的 情况下，空气受到柯氏力的作用，在北情况下，空

12、气受到柯氏力的作用，在北 半球向右偏在南半球向左偏，形成经圈半球向右偏在南半球向左偏，形成经圈 方向的三圈环流方向的三圈环流 1 Hadley 1 Hadley 环流的形成环流的形成 赤道上空向北流动的气流，在柯氏力的作用赤道上空向北流动的气流，在柯氏力的作用 下向右偏转，下向右偏转，在在3030N N左右转为西风左右转为西风，并在，并在 此处辐合，质量堆积，地面气压升高，并此处辐合，质量堆积，地面气压升高，并 且冷却下沉，下沉气流辐散，其中向南的且冷却下沉，下沉气流辐散，其中向南的 一支在柯氏力影响下右偏，转为东北风，一支在柯氏力影响下右偏，转为东北风， 此风系稳定，称为东北信风，在南半球为

13、此风系稳定，称为东北信风，在南半球为 东南信风，两支信风在赤道汇合上升，从东南信风，两支信风在赤道汇合上升，从 而构成直接环流圈，称而构成直接环流圈，称为为HadleyHadley环流环流 Hadley cell 东北信风东北信风（NE trade windNE trade wind）：北半球）：北半球 HadleyHadley环流圈中低层向南的气流，在柯环流圈中低层向南的气流，在柯 氏力作用下向右偏而形成的一支稳定的氏力作用下向右偏而形成的一支稳定的 风系。风系。 东南信风东南信风（SE trade windSE trade wind）：南半球）：南半球 HadleyHadley环流圈中低层

14、向北的气流，在柯环流圈中低层向北的气流，在柯 氏力作用下向左偏而形成的一支稳定的氏力作用下向左偏而形成的一支稳定的 风系。风系。 赤道辐合带赤道辐合带（热带辐合带）：赤道附近东（热带辐合带）：赤道附近东 北信风和东南信风汇合的地带，简称北信风和东南信风汇合的地带，简称 ITCZ(intertropical convergence zone)ITCZ(intertropical convergence zone) 2 2 极地环流圈极地环流圈的形成的形成 极地能量亏损，温度低，密度大，从而使气极地能量亏损，温度低，密度大，从而使气 压随高度递减增大，高空有较低纬度指向压随高度递减增大，高空有较低

15、纬度指向 极地的气压梯度，而低层有极地指向较低极地的气压梯度，而低层有极地指向较低 纬度的气压梯度。则低层空气有指向较低纬度的气压梯度。则低层空气有指向较低 纬度运动，在柯氏力作用下右偏成为东北纬度运动，在柯氏力作用下右偏成为东北 风，高层南风在柯氏力作用下右偏成为西风，高层南风在柯氏力作用下右偏成为西 南风，构成极地环流圈南风，构成极地环流圈 3 3 FerrelFerrel 环流的形成环流的形成 HadleyHadley环流中在环流中在3030N N下沉辐散的气流中，向下沉辐散的气流中，向 北流动的气流，与极地环流圈中上升支汇北流动的气流，与极地环流圈中上升支汇 合，在高空辐散，其中有一支

16、向南运动。合，在高空辐散，其中有一支向南运动。 这样在这样在HadleyHadley环流圈和极地环流圈之间存环流圈和极地环流圈之间存 在一个与直接环流圈相反的环流，为间接在一个与直接环流圈相反的环流，为间接 环流圈，也称环流圈，也称Ferrel Ferrel 环流圈。环流圈。 极锋：极锋：极地环流圈中低层向南的东北风与极地环流圈中低层向南的东北风与 HadleyHadley环流圈中下沉辐散而向北运动的西环流圈中下沉辐散而向北运动的西 南风相遇，干冷与暖湿气流相遇而形成的南风相遇，干冷与暖湿气流相遇而形成的 锋区。锋区。 副热带锋区：副热带锋区：HadleyHadley环流圈中高层向北运环流圈中

17、高层向北运 动的暖湿气流与极地环流圈中上升辐散向动的暖湿气流与极地环流圈中上升辐散向 南的一支气流相遇而形成锋区。在对流层南的一支气流相遇而形成锋区。在对流层 上部明显，有副热带急流与之对应。上部明显，有副热带急流与之对应。 4 地面和高空流场分布：地面和高空流场分布： 低纬低纬 地面地面 极地极地 中纬中纬 西风带西风带 低纬低纬 高空高空 高纬高纬 中纬中纬 西风带西风带 东风带东风带 西风带西风带 气压场分布 季风：季风：随季节而改变风向的风，随季节而改变风向的风， 主要由海陆热力差异造成。主要由海陆热力差异造成。 高空急流：高空急流：在在300hPa以上，以上， =30m/s的风速带。

18、的风速带。 总结：总结： 三圈环流三圈环流 东北信风东北信风 东南信风东南信风 东北季风西南季风东北季风西南季风 赤道辐合带赤道辐合带 极锋锋区极锋锋区 副热带锋区副热带锋区 三、角动量交换三、角动量交换 角动量：角动量：在自转的地球上相对于地球表面运动在自转的地球上相对于地球表面运动 的空气，由于摩擦和山脉的作用空气与转动地的空气，由于摩擦和山脉的作用空气与转动地 球之间产生的转动力矩即角动量球之间产生的转动力矩即角动量 由于地面摩擦和山脉作用，极地和热带东风带由于地面摩擦和山脉作用，极地和热带东风带 得到西风角动量，中高纬西风带损耗西风角动得到西风角动量，中高纬西风带损耗西风角动 量量 补

19、充来源：补充来源：大气内部通过非定常扰动以及大气内部通过非定常扰动以及 Hadley Hadley 环流和环流和FerrelFerrel环流输送角动量给大气，环流输送角动量给大气， 使得东风带和西风带得以长期存在使得东风带和西风带得以长期存在 四、地球表面的不均匀性四、地球表面的不均匀性 1 1 海陆分布对大气环流的影响海陆分布对大气环流的影响 海陆热力差异造成冬季大陆东岸有大海陆热力差异造成冬季大陆东岸有大 槽西岸有脊形成槽西岸有脊形成 2 2 地形的影响地形的影响 大地形的动力作用，使气流发大地形的动力作用，使气流发 生明显的分支、绕流和汇合生明显的分支、绕流和汇合 上山和下山对槽脊的影响

20、上山和下山对槽脊的影响（绝（绝 对涡度守恒原理）对涡度守恒原理）H H为气柱为至对为气柱为至对 流层定的高度流层定的高度 0 H f dt d 气柱上山，气柱上山，H H减小，辐散，减小，辐散，f f不变，则气旋性涡度减小，不变，则气旋性涡度减小， 反气旋性涡度增大，气柱下山，气旋性涡度增大反气旋性涡度增大，气柱下山，气旋性涡度增大 五、能量收支五、能量收支 两极是能汇，赤道和低纬是能源两极是能汇，赤道和低纬是能源 ）（一般为总位能的 转化成动能的部分有效位能：总位能中能 总位能 内能： 位能： 动能： %5 . 0 )( 2 1 )( 2 1 22222 Tcgz TcI gzP vuwvu

21、K v v )( 2 1 )( 2 1 AAA 22222 vuwvuK 涡动动能： 如： 加上扰动量（涡动量） 平均量任何一个量都可以写成 4.54.5西风带大型扰动西风带大型扰动 概述概述 1.1. 中高纬度对流层环流特征：中高纬度对流层环流特征： 中高纬度的平均中高纬度的平均 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层盛行西风称为西风带 。 2. 2. 西风带环流变化的主要特征：西风带环流变化的主要特征： 主要特征：纬向环流主要特征：纬向环流经向环流经向环流 原因：原因： 一一. 环流指数与指数循环环流指数与指数循

22、环 1. 环流指数（西风指数）环流指数（西风指数） RossbyRossby把把之间的平均地转之间的平均地转 西风定义为西风指数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实际工作中把两个纬度带之间的平均位势 高度差（一般指高度差（一般指500hPa500hPa）作为西风指数）作为西风指数 西风指数：西风指数： 高指数高指数纬向环流 低指数低指数经向环流 . 指数循环指数循环 西风环流的中期变化主要表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现为高低指数交替循环的变化过程 ，称为指数循环。，称为指数循环。 二.西风带长波西风带长波 1.长波的概述长波的概述 超长波：波

23、长在一万公里以上，绕地球超长波：波长在一万公里以上，绕地球 一圈可有个波，生命史天以上一圈可有个波，生命史天以上 , ,属于中长期天气过程。属于中长期天气过程。 长波：也称罗斯贝波，行星波。波长长波：也称罗斯贝波，行星波。波长 公里，全纬圈约为公里，全纬圈约为 个波，振幅纬距，平均移个波，振幅纬距，平均移 速个经距日以下，有时很慢，呈准速个经距日以下，有时很慢，呈准 静止，甚至向西倒退。静止，甚至向西倒退。 短波：波长和振幅均较小，移动快，短波：波长和振幅均较小，移动快， 平均移速为经度日，生命平均移速为经度日，生命 史也短，多数仅出现在对流层的中下部，史也短，多数仅出现在对流层的中下部， 往

24、往迭加在长波之上。（见图往往迭加在长波之上。（见图4.30p） 2.2.长波辨认方法长波辨认方法 制作时间平均图（图制作时间平均图（图4.31a4.31a） 制作空间平均图制作空间平均图( (图图4.31b4.31b、c)c) 绘制平均高度廓线图绘制平均高度廓线图( (纬度纬度40-60, 40-60, 图图 4.31d)4.31d) 分析长波的结构和特性分析长波的结构和特性 长波所处的位置：长波所处的位置：700hPa-700hPa-平流层下部平流层下部 波长：波长：50-经距经距 移速：缓慢可静止和倒退移速：缓慢可静止和倒退 热力结构：暖性脊，冷性槽

25、热力结构：暖性脊，冷性槽 辨认长波的简单的方法：辨认长波的简单的方法： 看看200-300hPa200-300hPa等压面图等压面图 3.3.长波波速公式长波波速公式 . .公式推导：公式推导： 假定大气运动是正压和水平无辐散的，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，南北无变流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变 异，根据绝对涡度守恒原理，应用小扰动方异，根据绝对涡度守恒原理，应用小扰动方 法，可以求得波动移速。法，可以求得波动移速。 由绝对涡度守恒由绝对涡度守恒 展开上式，得：展开上式，得： （4.14） 利用小扰动法，利用小扰动法， 令令 （4.15） 其中：其

26、中： u 纬向基本气流速度，为常数纬向基本气流速度，为常数 为经向扰动速度，是微量为经向扰动速度，是微量 经向平均速度为零，经向平均速度为零， 纬向扰动数度为零。纬向扰动数度为零。 （4.16） (4.18) (4.18) (4.17)(4.17) 流线方程：流线方程： 长波波速长波波速 波动解：波动解： 二阶线性二阶线性 偏微分方偏微分方 程：程： 在在t=0t=0时时, ,通过坐标原点通过坐标原点(X=0,Y=0)(X=0,Y=0) 的流线的流线 为：为： 流线方程流线方程： 波形的移速和波长与流线波形的移速波形的移速和波长与流线波形的移速 和波长是一致的，只是位相差和波长是一致的，只是位

27、相差 。 2/ 利用利用t=0时的流线方程和时的流线方程和V 方程可绘出以下曲线方程可绘出以下曲线 .波速公式的物理意义：波速公式的物理意义： 相对涡度平流的作用相对涡度平流的作用 地转涡度平流的作用：地转涡度平流的作用： .波速公式的讨论波速公式的讨论 a. b. c. 的关系、与LuC CuCuL，变化时：不考虑, 小大，稍小于小，CLuCLuC, 波静止？波前进？波后退？波静止？波前进？波后退？ 在不同纬度、不同波长情况下临界纬向在不同纬度、不同波长情况下临界纬向 风速值风速值 表表4.1 4.1 临界纬向风速临界纬向风速 d.d.当当 时，时， C=0,C=0,波静止；波静止；LsLs

28、为临界波长为临界波长. . LLs,LLs,波后退；波后退； LLs,LLs,波前进波前进。 不同西风强度和纬度的情况下可计算所得不同西风强度和纬度的情况下可计算所得 到静止波的波长到静止波的波长Ls值：值： 表表4.2 静止波波长与西风风速静止波波长与西风风速,纬度的关系纬度的关系 e. 其他因子其他因子 由于假定水平无辐散，因此只适应于由于假定水平无辐散，因此只适应于 600hPa，一般用于，一般用于500hPa 上下层的风速不一样，各层波的移速也上下层的风速不一样，各层波的移速也 不一样。不一样。 各纬度风速不一样，也可导致移速不同各纬度风速不一样，也可导致移速不同 f. 地形影响地形影

29、响 阻挡阻挡 g. g. 预报长波移动的定性经验：预报长波移动的定性经验： i i 预报上游槽的移动时，要看它下游一个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，上游槽也要慢，上游槽也将变慢；下游槽发展，上游槽也要 变慢。变慢。 ii ii 长波数目不变且比较稳定时，如上游长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。波槽突然移动，则下游长波槽也将依次移动。 iii iii 当长波槽位于平均槽位置时（如冬半当长波槽位于平均槽位置时（如冬半 年我国东海岸上

30、空），尽管上游槽移来，下游槽年我国东海岸上空），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）时也将不动，只有当形势有大变动（长波调整）时 ，它才明显变化，它才明显变化 4. 长波调整长波调整 含义：含义： 长波调整：长波位置的变化和长波波数长波调整：长波位置的变化和长波波数 的变化的变化 一般仅把长波波数的变化及长波的更替一般仅把长波波数的变化及长波的更替 称为长波调整。称为长波调整。 长波调整是与长波稳定相对立的概念，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。长波稳定时，大型环流很少变动。 预报长波调整应注意的几个方面预报长波调整应注意的几个方面:

31、 : a.a.长波本身的温压场结构特征及地形影响长波本身的温压场结构特征及地形影响 b.b.不同纬度带内系统的相互影响不同纬度带内系统的相互影响( (同位相叠加同位相叠加) ) c.c.紧邻槽脊的相互影响（图紧邻槽脊的相互影响（图4.334.33） d.d.上下游效应上下游效应 定义：定义：大范围上、下游系统环流变化的联系，称大范围上、下游系统环流变化的联系，称 为上下游效应。为上下游效应。 上游效应上游效应: :上游某地区长波系统发生某种显著变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化之后，接着就以相当快的速度影响下游系统也 发生变化。发生变化。 下游效应

32、下游效应: :当下游某地区长波发生显著变化后也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。会影响上游环流系统发生变化。 波群速：波群速：各种不同波长的正弦波（综合波）振幅各种不同波长的正弦波（综合波）振幅 最大值的移动速度。最大值的移动速度。 上下游效应与波群速有关上下游效应与波群速有关 三、阻塞高压与切断低压三、阻塞高压与切断低压 阻塞高压：阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变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

33、中心，叫做阻出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻 塞高压。塞高压。 切断低压：切断低压：在槽不断向南加深时，高空冷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，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。中心，叫切断低压。 （一）阻塞高压概述（一）阻塞高压概述 1 1基本概念基本概念 阻塞高压与切断低压经常同时出现。阻塞高压与切断低压经常同时出现。 阻塞形势：阻塞形势：阻塞高压出现后的大范围环流阻塞高压出现后的大范围环流 形势，一般发生在北纬形势，一般发生在北纬5050度以北。度以北。 阻塞

34、形势的基本特征：阻塞形势的基本特征：有阻塞高压存在并有阻塞高压存在并 且形势稳定。是经向环流。且形势稳定。是经向环流。 阻塞高压与天气：阻塞高压与天气：阻塞高压的建立、崩溃、阻塞高压的建立、崩溃、 后退常常伴随着一次大范围（甚至是整个后退常常伴随着一次大范围（甚至是整个 半球范围）的半球范围）的 环流形势的强烈转变。它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长久维持会使大范围地区的天气反常. . 2 2 阻塞高压具备的条件阻塞高压具备的条件 中高纬度（一般在中高纬度（一般在N N以北）以北）高空有闭合高空有闭合 暖高压中心暖高压中心存在。存在。 暖高至少要维持三天以上暖高至

35、少要维持三天以上，但它维持时期内，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。使向东移动时，其速度也不超过经度天。 在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱, , 同时同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后 再会合起来再会合起来，其分支点与会合点间的范围一般大，其分支点与会合点间的范围一般大 于个经度。于个经度。 3.3.阻塞高压阻塞高压结构：结构： 它出现在对流层中上层，是深厚的暖性高压系它出现在对流层中上层，是深厚

36、的暖性高压系 统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明 显的偏东风。显的偏东风。 暖高凌驾于地面变性冷高之上，地面图上高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，常以西侧更为活压的东西两侧都有气旋活动，常以西侧更为活 跃。跃。 暖高压对应着冷的对流层顶，暖高压对应着冷的对流层顶， 图上高压中心附近为冷中心。图上高压中心附近为冷中心。 4. 出现的地区、时间(亚洲) 阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海 地区；地区； 在亚洲维持平均则为天，最短为天；在亚洲维持平均则为天，最短为天； 亚洲以

37、、三个月出现最多；亚洲以、三个月出现最多； 以在以在N N纬度带内出现的最多纬度带内出现的最多， 而在而在N N纬度带内出现的最少。纬度带内出现的最少。 （二）阻塞高压的建立（二）阻塞高压的建立 第一型：阻高建立前环流由纬向型转为经向型第一型：阻高建立前环流由纬向型转为经向型 b 第二阶段第二阶段 C 第三阶段第三阶段 第二型阻高形成第二型阻高形成 1 1在阻塞高压形成的上游地区，有较强的冷空气向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。于是暖平流与负出现较强的暖平流与明显

38、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，使高脊不断发的热成风涡度平流输入前面的高脊，使高脊不断发 展。展。 2 2在在高脊西侧有槽向东南伸展，成为西北东南走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。槽的斜伸，常与冷平流造成的负变高相联系。 阻高形成的共同点：阻高形成的共同点： 3 3 从图看来，在平流层下部从图看来，在平流层下部 的脊线上和脊线以西，为冷平流。而的脊线

39、上和脊线以西，为冷平流。而 在的脊线上和脊线以西为暖平在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流，这种冷暖平流随高度的分布有利于高压 脊的发展。脊的发展。 阻高重建及连续和不连续后退阻高重建及连续和不连续后退 1 阻塞高压重建阻塞高压重建 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，这个新阻高若是在旧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，则新阻高的建立叫做阻塞高阻高的原地建立，则新阻高的建立叫做阻塞高 压重建压重建 2 阻高的连续与不连续后退阻高的连续与不连续后退 如果一个阻高的西侧为正变

40、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，称为不连续后退不连续后退。 阻高的崩溃阻高的崩溃 崩溃原因：崩溃原因： 阻塞高压上游各个系统的经向度逐渐减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塞高压侵袭，不断地向阻塞高压区域输 送正涡度和冷平流。送正涡度和冷平流。 切断低压切断低压 1.1.含义：含义： 在槽不断

41、向南加深时，高空冷槽与北方冷空气在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气 的联系被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤的联系被暖空气切断，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。立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。 2.2.结构：结构： 它出现在对流层中上层，在它出现在对流层中上层，在300300百帕上表现百帕上表现 最清楚最清楚. . 地面图上有一冷性高压与它对应地面图上有一冷性高压与它对应. . 我国最常见的切断低压是东北冷涡。它一年四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。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

42、和不稳定性的雷阵雨它的天气特点是造成低温和不稳定性的雷阵雨 天气。天气。 4.7东亚环流基本特征东亚环流基本特征 一、海陆和高原对东亚环流和天气系统活一、海陆和高原对东亚环流和天气系统活 动的影响动的影响 1 海陆热力差异造成东亚季风特点海陆热力差异造成东亚季风特点 对流层底部：蒙古冷高压、对流层底部：蒙古冷高压、 阿留申低压阿留申低压 、 印度低压、太平洋副热带高压印度低压、太平洋副热带高压 东亚：东亚： 冬季干冷的冬季风冬季干冷的冬季风 夏季暖湿的夏季风夏季暖湿的夏季风 雨量集中雨量集中 对流层中层：东亚对流层中层：东亚500hPa槽脊位置冬夏季槽脊位置冬夏季 相反相反 高空基本气流：高空

43、基本气流： 30N 以北以北 西风西风 30N 以南以南 偏东风偏东风 高原季风复杂性高原季风复杂性 近地面近地面 冬季为冷高压夏季为热低压冬季为冷高压夏季为热低压 因此近地面风系不同因此近地面风系不同 400hPa400hPa以上为西风，南北两侧有急流以上为西风，南北两侧有急流 夏季北侧西风急流加强南侧转为东风急流夏季北侧西风急流加强南侧转为东风急流 垂直方向：垂直方向： 季风环流：印度西南季风沿高原爬坡上升，季风环流：印度西南季风沿高原爬坡上升， 与高原上空辐散气流汇合，主要部分向南与高原上空辐散气流汇合，主要部分向南 流去并下沉，最南可达南半球，随东南信流去并下沉，最南可达南半球，随东南

44、信 风一起向北越赤道转为西南气流，北上构风一起向北越赤道转为西南气流，北上构 成闭合环流。成闭合环流。 对高原和临近地区天气有重要影响对高原和临近地区天气有重要影响 2 2 青藏高原地形对东亚天气和环流的影响青藏高原地形对东亚天气和环流的影响 绕流和分支在高原北部形成地形脊南绕流和分支在高原北部形成地形脊南 部形成地形槽部形成地形槽 切变线切变线 暖湿气流的输送暖湿气流的输送 气流在上山和下上过程中对高空槽脊气流在上山和下上过程中对高空槽脊 强度有影响强度有影响 二、我国各季环流概况和主要天气过程二、我国各季环流概况和主要天气过程 1 1 冬季冬季 我国在西风气流控制下，亚洲大陆平我国在西风气流控制下，亚洲大陆平 均槽在均槽在140140E E，平均脊在，平均脊在9090E E，蒙古冷高，蒙古冷高 压强劲压强劲 高空槽比较强使地面气旋发展而