第五讲 高空急流的次级环流及其与锋面系统的耦合

引起高空锋生和对流层顶（虚线）折叠的横向/ 垂直环流示意图（Danielsen，1968）
图5.5是一个高空急流－锋系移过一个天气尺度斜 压波时的概略图。这可代表一个短波槽移过长波槽的 天气型式。开始在一极槽和中纬度脊间有一汇合区， 这种气流汇合区一般可导致高空锋和急流的形成和加 强（图5.5a）。大约一天之后（图5.5b），急流和锋 在西南－东北倾斜的辐散槽后西北气流中移到了拐点 处。这时温度槽落后于气压槽四分之一波长，因而锋 面位于冷平流区。如果在发展的短波扰动附近，基本 纬向风随纬度出现西风不断增加，则高度场的倾斜意 味着有正压发展，而温度波和高度波的分离对斜压发 展最有利。
1954年2月27日15时，最大风层（a）等风速线，（b）平均高度，（c）12小时后 的等风速线，（d）图是（a）和（c）图的槽以西最大风等风速线的空间—时间剖 面。这张图的绘法是根据每个时间的图，在穿过急流带中心而正交于急流轴的一 条线上填上各点的风，然后分析等风速线，稍加平滑。
图5.5 72小时期间一个对流层上部急流—锋系通过一中纬斜压波传播的 理想概略图。（a）急流—锋在中高纬气流间的汇合区中形成；（b） 急流—锋位于增辐波西北气流拐点中；（c）急流—锋位于强烈发展的 波槽槽底；（d）急流—锋位于阻尼波西南气流拐点处。粗实线是等高 线，粗虚线是等风速线，细虚线是等温线。
d u 2 v2 等值线，即： K V V F dt 2

上式 F 是摩擦力， 是位势高度。由图可见，在急流入口区出现正 K 的最 大值，而在急流出口区为负 K 的大值区。前者表明位能向动能转换，后者是动 能向位能转换。 K 的这些正负中心位置与相对静止的急流风速最大值区是相配 合的。 急流也与锋区相一致。 在入口区辐散的气流向量表现出一单圈的直接力管 环流，冷空气下沉，暖空气上升。这支简单的环流与极锋和急流横交，厚度达整 个对流层， 它可以解释该区强的动能制造。 在急流出口区为明显的深厚间接力管 环流圈，这说明动能向位能的转换很强。
图5.5b的流场结构反映了早期发展阶段非对称槽结 构的特征。在48小时后(图5.5c)，急流锋系达到长波槽 底，且具有弯曲的取向。由于温度场和高度场间南北倾 斜和位相差的消失，而变成对称结构，这表明正压和斜 压发展停止。最后(图5.5d)，急流和锋移到长波槽下游 西南气流中的拐点处，而长波槽具有汇合的结构，槽轴 的西南－东北向倾斜及温度波超前于高度波分别意味着 正压和斜压阻尼。这时波槽的非对称结构与图5.5b相反。 上面的过程清楚地说明了一个移动性急流－锋系与一缓 慢移动的斜压波相互作用的情况。
气候平均1月份的急流所在高度（250hPa）上的纬向风速分布。等值线 间隔为15ms-1。粗线为零线，实线表示西风，虚线表现东风【数据来 源于NCEP-NCAR再分析资料，由Todd P.Mitchell提供】。
1998年11月10日12时风和位温的垂直剖面图。这个 剖面从内布拉斯加州北普拉提延伸到密西西比州杰 克逊。
观测表明，高空急流并不是一种围绕地球的均匀气流。一般它的很强的风 速是集中在一些急流风速最大中心或急流带中， 急流带之间风速较弱。 这些急流 带沿急流轴一个个地向下游传播， 由于急流带前进速度比风速要小得多， 因而当 空气穿过急流带时，在上风方速度就会增大，在下风方速度会减小。图 5.1 是 1 月东亚和西太平洋平均 200hPa（1968～1977 年）的等风速线和风向量分布。不 计粘性项， du dt 的运动方程为：
图 5.4 等压面上各种位温和沿锋面地转风分量理想配置的概略图。 这是对对流层 上部是直线急流最大值的情况。 粗实线是位势高度线， 粗虚线是沿锋面风分量的 等风速线，细实线是等温（或 ）线。粗实箭头是正交于锋面的非地转风分量。 正负号代表对流层中部 的方向。 （a） 沿急流方向不存在温度平流下 （ x 0 ） 的纯汇合和疏散； （b）不存在汇合和疏散作用下具有 x 0 的纯水平切变； （c）~（f）汇合/疏散和水平切变同时存在的不同情况； （ c）沿急流有冷平流； （d）沿急流有暖平流； （e）急流在温度脊中； （f）急流在温度槽中
du f v v g fvag dt
式中 vg 是地转风的经向分量。在线 AA 以左， du dt 明显为正，即在急流 入口区，当空气质点向中心移动时不断加速，因而有 v vg 0 ，或 vag 0 ，这 表明所有入口区运动的气块会得到向左偏（看向下游）的非地转风分量。结果在 急流北侧产生高空辐合，急流南侧产生高空辐散。进而北侧出现下沉气流，南侧 出现上升气流。 低层大气会随之发上质量调整， 产生与高层相反的辐散辐合区和 北风，从而形成垂直环流。也即在急流入口区存在一直接的力管环流。在线 AA 和 BB 之间，风向量的方向与等风速线方向一致，du dt 近于零，v vg 或 vag 近 于等于零，即气块的运动不再发生偏转。在 BB 线之右， du dt 为负值，即空气 块向下游运动时是不断减速的，则有 v vg 0 ，或 vag 0 ，即空气块的运动向 右偏转，这导致在急流的出口区产生一间接环流。图 5.2 是根据实际资料计算出 的入口区和出口区的垂直环流图， 图中向量的水平分量是等压面上的无旋气流或 水平风的辐散分量， 而向量的垂直分量是垂直运动 dp dt 。 图中还给出动能
高等天气学系列讲座 单元二：中纬度天气系统
（2014年春季）
第五讲 高空急流的次级环 流及其与锋面系统的耦合
丁一汇 国家气候中心
预备知识
冬季极锋急流和副热带急流的平均位置示意图。两支急流皆是西风急流，高空 急流从西向东，是一支快速流动的气流。它以波状的形式在中高纬从西流向东。 图中所示为冬季极锋急流和副热带急流的平均位置。虽然急流是一条连续的强 风速带，但实际上是不连续的，强风速带中存在着一些更强的风速中心，并且 每天其位置和强度都会变化。
Q1
Q1
x
（a）1979年2月19日0000GMT通过对流层上部锋区的剖面图。细实线：θ 线， 粗实线：位涡（10×10-6K mb-1S-1）。 （b）等风速线（虚实线）和流函数线（100=3.100×105m2S-1） （c）同（b），但是对19日1200GMT
（c）同（b），但是对19日1200GMT


图5.2 1979年11月 20日00GMT日本 和东亚地区横交急 流轴剖面中的二维 流场（向量是无旋 分量与垂直运动之 合成）。（a）入 口区情况；（b） 出口区情况。实线 是 K 等线，单位： Jkg-1s-1×10-4
急流中心四象限模式的三维环流示意图。只考虑汇合情况。 管状箭头：急流轴。两个曲线箭头：与急流相交的水平面 上的地转风。垂直虚线：正交于急流轴的垂直面上的Vg等 值线。流线代表横向/垂直环流（Carson，1993）
1998年11月10日00时风和 温度的垂直剖面图。 这个剖面从怀俄明州瑞尔顿到意图（BAM，1987，见 Shahiro）
急流的形成与对流层顶 断裂（BAM，1987）
图5.1 200hPa 1月平均风速和风向（1966~1977年）。风 速的单位：ms-1。AA和BB为图5.2剖面的位置，分别代表 急流入口区和出口区
在风速为U的均匀西风带中，以相速度c向东传播的流动空气块的流 线及轨迹。实线黑箭头表示初始时刻的流线。曲线箭头表示空气质 点在不同的西风带风速下从A处开始的运动轨线。AB为U＞c的轨线； AC为U＝c的轨线；AD为U＜c 的轨线（见华莱士等，2008）。
5.1高空急流的次级环流及其天气意义
高空急流与锋面及锋面的次级环流有密 切的关系，故人们常把高空急流和锋面（主 要是高空锋区）统称为急流—锋系，它们相 伴随的次级环流称急流—锋次级环流。高空 急流是对流层中上部重要的风系，过去对它 的讨论和研究已经很多。本节只重点讨论一 个问题，即与急流风速最大中心（或急流带） 相联系的垂直环流及其与天气的关系，另外 也简略地讨论与东亚高空急流有关的能量学 问题。
上面讨论的急流次级环流实际上是一种比较简单的情况。由于温度场（位温场） 相对于高空急流最大值的配置不同，所产生的次级环流也不同。图 5.4 给出不同 温度场分布条件下直线高空急流中心的次级环流方向。 根据锋面次级环流方程的 强迫项可以决定地转强迫符号和横向次级环流的方向， 也可以根据自然坐标系中 类似的表达式 2r n ug S 来讨论。图 5.4a 和 5.4b 中温度场的分布特征分别 为 x 0 和 y 0 ，因而它们分别代表汇合和水平切变的作用。图 5.4c 和 5.4d 中的等温线相对于急流轴旋转了某一角度，这沿锋面方向分别造成了冷平 流和暖平流。它们代表了汇合和水平切变机制共同作用的情况。
地转悖论（Geostrophic paradox）
在急流入口区，地转风场是汇合的，它使平均温 度场在急流中心处增密（图5.6）通过热成风关 系，使地转垂直切变增强。
图5.6 急流入口区汇合流场使南北温度梯度增加
同时，地转风把较低的地转动量从外区向内核区输送，这 使内核区的风速减小（尤其是上层平流作用为主的层次）， 从而减小了该气柱中的地转风垂直切变。因此，完全相同 的地转风急流一方面增加内核区（中心区）垂直切变的量 值，另一方面通过负的地转动量平流减少地转风的垂直切 变（图5.7）。
图5.8 B（A）位于急流入口区右（左）侧，所激 发的次级环流即减少经向温度梯度，又增加垂直 切变（热成风）。低层东风增加，高层面风也增 加。
5.2高空低空急流锋系的垂直耦合及 其对天气的影响
它代表风向的局地变化率，当风向变化是 零时，轨迹与流线一致。或稳态气流中，气 流的轨迹与流线是相同的。这是一种特殊情 况，对梯度风方程，曲率R是Rt不是RS。
• 如果水平风场随时间改变，即不是定常的，则瞬时水平风 场的流线与空气块的水平轨迹是不同的。如下图所示。有 一相速度为c的正弦波向东传播，并迭加在风速为U（不变） 的均匀西风带上，实线为t时刻的水平流线，虚线为波动 向东传播的t+△t 时刻的水平流线。轨迹从A点出发。初 始时刻，A点在波谷。当西风带的风速与波动的相速度一 致时，原位于波动中A点的空气块向东移动，一直位于波 的槽底，如直线轨迹 AC 所示。如西风带波动的相速度快 （即U＞c），则空气块在 t+△t 时刻将超前于西风气流， 位于槽前偏北方向（如轨迹图中的AB所示）。反之，如U ＜c， 则空气质点在t+△t 时刻将位于槽后偏南方（图中 轨迹AD所示。总的来说，这三条轨迹均与最初经过A点的 流线平行，也与之后经过B，C，D点的流线平行。其中最 长的轨迹AB与西风带速度最大值相对应。