第五讲 高空急流的次级环流及其与锋面系统的耦合
- 格式：ppt
- 大小：12.18 MB
- 文档页数：74
下载文档原格式
合集下载
急流
急流
副热带急流
最大风速中心，出现在对流层上层Hadley环流与 Ferrel环流汇合处，也是热带对流层顶与中纬度对流 层顶的断裂处（约300百帕），它是由Hadley环流的 上升支携带低层大气在东风带中获得的地球角动量 来维持。 在同一季节内位置相对稳定，平均图上很清楚，平 均位置，冬季在25-32度之间，夏季北移10-15个纬度 。
强的水平温度梯度 —高空的强西风
急流
极锋急流附近的风切变 急流附近风切变很大且不对称 锋区内水平、垂直 风切变最大 垂直风切变》水平风 切变 水平风切变南北不 对称，锋区内切变 最大。
急流
极锋急流、副热带急流比较
急流 副热带急流与极锋的结构特征比较
极锋急流 急流下方对应的锋 极锋 最强斜压区位于 副热带急流 副热带锋（空中锋）
急流
二、急流的结构特征
1. 急流附近温度场特征 2. 急流附近风场特征 3. 急流区的涡度、散度、垂直 速度分布和次级环流
急流
极锋急流附近的温度场
极锋急流中心下方有强 极锋区，急流中心位于 500百帕锋区上方的对流 层顶附近
u R T p fp y
南向北的温度梯度
—高空为大范围的 西风
极锋急流
副热带急流
急流
极锋急流 位于中高纬度地区上空，最大风速层约在 300hPa。 南北位移很大，平均图上不明显，平均位 置，冬季在40-60N之间，夏季在70N附近 。 平均高度，冬季为8-10km，夏季9-11km。 厚度在3-4km。 急流中心最大风速（位于波谷）：一般 45-55m/s。 冬季强,夏季弱
急流
急流
极地平流层急流 位于纬度50-70上空，风向有明显的年变 化，冬季西风，夏季东风，且冬季西风远 大于夏季东风，平均最大风速可超过100米/ 秒。 最大西风冬季出现在50-60公里的高度上 ，且20-30公里的高度上有次大风速中心， 即极地黑夜西风急流。夏季最大西风位置 更高。 形成：冬季极地长期黑夜持续辐射冷却， 而其南部平流层臭氧吸热使大气增温，造 成强大的向极温度梯度，形成急流。
天气原理第4章 -06 急流(ppt文档)
第四章 大气环流
第六节 急 流
一、行星锋区 二、急流
1.急流的一般概念 2.急流的基本特点 3.极锋急流的结构特点 4.副热带西风急流的结构特点 5.热带东风急流 三、切变线和西南涡
一、行星锋区
在对流层中上层的等压面图上，常有环绕半球、 宽度为几百公里的等温线最密集的带状区域，这就 是所谓的高空锋区，也称行星锋区。
3）准静止锋式切变线：偏东风与偏西风之间的切变线。
冷式切变
暖式切变
2.切变线的活动
在中国一年四季均可出现。根据切变线出现地区的不同，
中国东部地区主要有三种切变线。
i)华南切变线：大多数都有地面冷锋或静止锋相对应。华南 春季的低温阴雨天气与该切变线活动有一定关系。
ii)江淮切变线：是六、七月份活跃于长江中下游和淮河流域 的切变线，地面上有准静止锋相对应。长江中下游的梅雨 与切变线活动密切联系。
切变线北侧的小高压与西太平洋副高合并时，切 变线消失。
（二）西南涡
西南涡是夏半年活跃于中国西南地区700或850hPa的 气旋性小涡旋，直径一般为3-4个纬距，维持时间2~3 天。是影响江淮和华北地区降水的气旋系统。
西南涡源地多集中于三个地区： 九龙、巴塘、康定及德钦一带（28-32N，99-102E）； 黑河、托托河、班戈一带（31.5-34°N，88-97°E）； 四川盆地。
这里主要讨论中国东部地区的低空切变线 （850~700Hpa）。
1.切变线的类型
根据切变线的风场形式，切变线可分为：
1）冷锋式切变线：偏北风与西南风之间的切变线。这类切 变线偏北风占主导地位，常自北向南移动，性质类似冷 锋。
2）暖锋式切变线：东南风与西南风或偏东风与偏南风之间 的切变线。这类切变线西南风或偏南风占主导地位，切 变线往往自南向北移动，性质类似暖锋。
第六节 急 流
一、行星锋区 二、急流
1.急流的一般概念 2.急流的基本特点 3.极锋急流的结构特点 4.副热带西风急流的结构特点 5.热带东风急流 三、切变线和西南涡
一、行星锋区
在对流层中上层的等压面图上，常有环绕半球、 宽度为几百公里的等温线最密集的带状区域，这就 是所谓的高空锋区，也称行星锋区。
3）准静止锋式切变线：偏东风与偏西风之间的切变线。
冷式切变
暖式切变
2.切变线的活动
在中国一年四季均可出现。根据切变线出现地区的不同，
中国东部地区主要有三种切变线。
i)华南切变线：大多数都有地面冷锋或静止锋相对应。华南 春季的低温阴雨天气与该切变线活动有一定关系。
ii)江淮切变线：是六、七月份活跃于长江中下游和淮河流域 的切变线，地面上有准静止锋相对应。长江中下游的梅雨 与切变线活动密切联系。
切变线北侧的小高压与西太平洋副高合并时，切 变线消失。
（二）西南涡
西南涡是夏半年活跃于中国西南地区700或850hPa的 气旋性小涡旋，直径一般为3-4个纬距，维持时间2~3 天。是影响江淮和华北地区降水的气旋系统。
西南涡源地多集中于三个地区： 九龙、巴塘、康定及德钦一带（28-32N，99-102E）； 黑河、托托河、班戈一带（31.5-34°N，88-97°E）； 四川盆地。
这里主要讨论中国东部地区的低空切变线 （850~700Hpa）。
1.切变线的类型
根据切变线的风场形式，切变线可分为：
1）冷锋式切变线：偏北风与西南风之间的切变线。这类切 变线偏北风占主导地位，常自北向南移动，性质类似冷 锋。
2）暖锋式切变线：东南风与西南风或偏东风与偏南风之间 的切变线。这类切变线西南风或偏南风占主导地位，切 变线往往自南向北移动，性质类似暖锋。
高考地理一轮复习课件10锋面系统
过境时
过境后
气团或 天气系统
暖气团
冷锋
冷气团
从气温，气压， 天气状况思考
天气特征
气温高、气压 低、天气晴朗
阴天、大风、 气温降低，气压 雨雪、降温 升高，天气转晴
暖气团主动向冷气团方向移动的锋
锋前
暖锋降水主要在锋前 锋后
冷气冷团气团
暖气暖团气团
过境前
过境时
过境后
气团或 天气系统
冷气团
暖锋
暖气团
从气温，气压， 天气状况思考
01 关于暖锋形成降水的叙述正确的是（C ）
A. 降水常发生在锋前，降水时间较短，强度较大 B. 降水常发生在锋后，降水时间较短，强度较大 C. 降水常发生在锋前，多为连续性降水 D. 降水常发生在锋后，多为连续性降水
02 冷锋过境后的天气状况是（D）
A. 气压降低，气温和湿度骤降，天气转好 B. 气压升高，气温和湿度上升，天气转好 C. 气温上升、气压下降，天气转晴 D. 气温下降，气压上升，天气转晴
学习目标：掌握锋面系统特点及其对天气的影响
冷锋
暖锋
天气：一个地区短时间内的大气物理变化，包括气温、湿度（降水）、气压
等方面。
风矢
观测风的来向 （风向）
感知风的力量 （风力）
风向杆 风羽
思考：中国民间流传着“一场春雨一场暖，一场 秋雨一场寒”的谚语，为什么春雨过后会变暖和， 秋雨过后会变寒冷，其中有没有科学道理呢？
准静止锋—— 控制下的天气：多连续性多云与降水天气 a) 冷暖气团势均力敌
类型
形成原因
江淮准静 止锋
冷暖气团 势力相当
b) 气团受到地形阻挡
类型
形成原因
昆明准静 冷气团受云 止锋 贵高原阻挡
第四章_5高空急流
三、副热பைடு நூலகம்西风急流的结构特点
1.副热带西风急流位于中纬度对流层顶和热带对流 层顶断裂处，副热带锋区上方。 平均高度150~200hpa（12公里左右）
2. 随副热带锋南北位移 冬季：20o~30oN 夏季：35o~45oN
四、热带东风急流
1. 冬季在赤道附近 夏季位于10o~20oN
2. 平均高度在热带对流层顶，100~150hpa
第五节
高空急流
一、急流的一般概念和基本特征
1.定义：对流层上部强而窄的气流带 Vmax 30m / s 2. 水平长度： 上万km 水平宽度： 几百km 厚 度： 几km
3.水平风切变： 垂直风切变：
4. 急流轴左侧风速具有气旋性切变 急流轴右侧风速具有反气旋性切变
5. 急流轴左侧有偏差风的辐合 急流轴右侧有偏差风的辐散
二、极锋急流的结构特点 （P194图4.43）
1.极锋急流位于极地对流层顶和中纬度对流层顶的断裂 处，极锋锋区上方，平均高度在300hPa（10公里）
2. 急流随着极锋南北位移，冬强夏弱 冬季平均：40o~60oN，甚至更低纬度 夏季平均：60o~70oN，极圈附近
3.急流下方地面气旋、反气旋活跃
3. 亚洲——非洲东风急流最强：海陆对比和青藏高 原热源作用
卫星云图-大范围云系——【天气预报 精品资源】
心附近的少云或 无云区，卫星云图上表现为 一个小黑点，容易识别。但 是当热带气旋尚未达到台风 强度时，其环流中心就没有 黑点，若把热带气旋的环流 中心也当作广义上的眼，那 么，眼可以在密实云区的外 部附近，由几条螺旋云带汇 合而成；眼也可以在一带或 几条云带包围的汇合中心； 眼也可以在准圆形密实云团 的几何中心。
卫星云图上云系大范围分布分析
卫星云图上常见的云型和云系
1.带状云系：具有清晰的弯曲或直的长轴，长和宽之比约为4：1，且 宽度常大于1个纬距的云带，它与天气尺度的锋面、急流和热带辐 合带相联系。
卫星云图上常见的云型和云系
2.涡旋云系：是一条或更多的螺旋云带朝着一个公共中心 辐合的云系，它常与天气尺度或行星尺度的涡旋相联系 。在卫星云图上不仅可以看到较大尺度的气旋，还可以 看到一个个大小不等的小涡旋。
南海洋面上的弧状积云线
卫星云图上常见的云型和云系
5.细胞状云系：细胞的形状成环状或U字形，其中心为无云或少云,边缘是 云区，并且主要是由浓积云组成，称为开口细胞状云，它常出现在 气温与下垫面之间那些温差大，对流较旺盛地区。闭合细胞状云呈 球形，中央为云区，四周少云或无云，主要由层积云组成。
6.逗点云系：形如逗号，它是由于大气非均匀旋转使云变形造成，所以 它总与最强的正涡度平流相联系。识别注意其后边界应是“S”形。 具有逗点头(宽)而逗点尾细，以及有干侵入区。
台风云型 台风是热带气旋发展的最高阶段，它经历了热带低压、风暴、强风暴三
个阶段后才发展为台风。热带气旋发展初期，其云型千姿百态，大 体可以归结为热带辐合带中扰动、东风波和高空冷涡等。台风云型 主要由外部螺旋云带、中心密实云区和眼区三部分组成。 1 螺旋云带：一条或多条宽度多在1/2纬距以上不等的云带，旋向一个共 同中心汇合，云带常常嵌着一些白亮的对流云团。
卫星云图上云系大范围分布分析
卫星云图上常见的云型和云系
1.带状云系：具有清晰的弯曲或直的长轴，长和宽之比约为4：1，且 宽度常大于1个纬距的云带，它与天气尺度的锋面、急流和热带辐 合带相联系。
卫星云图上常见的云型和云系
2.涡旋云系：是一条或更多的螺旋云带朝着一个公共中心 辐合的云系，它常与天气尺度或行星尺度的涡旋相联系 。在卫星云图上不仅可以看到较大尺度的气旋，还可以 看到一个个大小不等的小涡旋。
南海洋面上的弧状积云线
卫星云图上常见的云型和云系
5.细胞状云系：细胞的形状成环状或U字形，其中心为无云或少云,边缘是 云区，并且主要是由浓积云组成，称为开口细胞状云，它常出现在 气温与下垫面之间那些温差大，对流较旺盛地区。闭合细胞状云呈 球形，中央为云区，四周少云或无云，主要由层积云组成。
6.逗点云系：形如逗号，它是由于大气非均匀旋转使云变形造成，所以 它总与最强的正涡度平流相联系。识别注意其后边界应是“S”形。 具有逗点头(宽)而逗点尾细，以及有干侵入区。
台风云型 台风是热带气旋发展的最高阶段，它经历了热带低压、风暴、强风暴三
个阶段后才发展为台风。热带气旋发展初期，其云型千姿百态，大 体可以归结为热带辐合带中扰动、东风波和高空冷涡等。台风云型 主要由外部螺旋云带、中心密实云区和眼区三部分组成。 1 螺旋云带：一条或多条宽度多在1/2纬距以上不等的云带，旋向一个共 同中心汇合，云带常常嵌着一些白亮的对流云团。
中小尺度天气学
中小尺度天气学第一章1.(选填)简述Orlanski分类法对中尺度的分类？Meso:α中尺度200---2000km；β中尺度20---200km；γ中尺度2---20km2.（选简）简述中尺度天气系统的基本特征？（按时空细分）①空间尺度小，生命期短。
②气象要素梯度大。
③非地转平衡和非静力平衡及强的垂直运动。
④小概率和频谱宽、大振幅事件。
第二章1 什么是“对流近似”？只有与重力联系的项中保留了密度扰动，而在气压梯度力项中，则略去了密度扰动的影响，这样的近似称为对流近似。
2 什么是“对称不稳定”? 判断用气块法所谓对称不稳定，从物理上看就是大气运动在垂直方向上是对流稳定的和水平方向上是惯性稳定的情况下，作倾斜上升运动时仍然可能发生的一种不稳定大气现象。
第三章1 （★反复记忆）简述强风暴发生的天气学必要条件？①位势不稳定层结，并常有逆温层存在②低层有水汽辐合③有不稳定的释放的机制④强的风垂直切变⑤低空急流⑥中空干冷空气等。
2 （★）什么是条件不稳定、对流不稳定？其适用条件各是什么？①条件不稳定：γm<γ<γd，对于未饱和大气是静力稳定的，而对饱和湿空气来说是静力不稳定，这种大气层结称为“条件不稳定”层结。
适用于气块②对流性不稳定:对流性天气一般发生在条件性不稳定层结的情况下，但有时在上干下湿的条件性稳定层结下，如果有较大的抬升运动，特别是发生整层大气得到抬升时，原先的条件性稳定层结变成不稳定的了，这种不稳定层结称为对流性不稳定。
适用于气层3逆温层和干暖盖的作用是什么？在强对流爆发前，中低层常常有逆温层和稳定层，它相当于一个阻挡层，暂时把低空湿层与对流层上部的干层分开，阻碍了对流的发展，这样使风暴发展所需要的高静力能量得以积累，当大气低层出现阻挡层时，一般称为干暖盖。
具有稳定层结的干暖盖抑制对流的作用是十分清楚的，另一方面它对于大气低层不稳定能量又有储存和积累作用。
4普通积云的云外下沉气流与强风暴中尺度环流的下沉运动对对流运动各起什么作用？①普通积云对流的云外下沉运动的出现，使对流运动的发展受到不利的影响。
高等天气学
2005春季1．瞬变波的动量、热量输送特征以及瞬变波的主要作用是什么？P24－P312．说明高空急流形成的原因，画出高空急流同高空锋以及对流层顶三者之间关系的综合图，并图示高空急流入口区垂直环流（或称次级环流）状况。
P138－139，P147－148在对流层中，中纬地区上空经常出现温度梯度较大的狭长区域，水平温度梯度的方向由南指向北，根据热成风原理，西风风速随高度迅速增加，因而中纬度上空地区就会经常出现西风急流。
3．试述大气环流突变现象，什么叫六月突变？在全球范围内，大气环流一年中只存在两种主要的环流形势，即冬季型和夏季型。
这两种环流形势在每年的6月和10月发生明显的季节转换，这种转换在非常短促的时间内完成，所以称为大气环流突变。
从典型的冬季型环流到典型的夏季型环流的转换发生在六月，称为“六月突变”，从典型夏季型到典型冬季型的演变发生在十月，称为“十月突变”。
这种突变是半球范围乃至全球范围的现象，但以亚洲最明显。
中东地区和我国青藏高原附近变化最早，向东逐渐波及太平洋中部，美洲最迟也最不明显。
环流突变以高空东西风带为标志。
冬季东亚存在着两支强西风带，到了6月，南支强西风带突然不见了，而北美的强风带也明显北移。
到10月东亚又出现两支强西风带，北美的强西风带也南移回到冬季的位置。
对流层中部环流：冬季的主要特点是以极地低压（又称为极涡，分裂为两个中心）为中心、环绕纬圈的西风环流，西风带中有尺度很大的平均槽脊，其中三个明显大槽分别位于亚洲东岸、北美东部和欧洲东部。
与之并列的三个平均脊分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原北部。
副高强度小，中心都位于海上。
夏季和冬季相比极涡中心合并为一个，中心位于极点，环绕极涡的西风带明显北移，而且等高线变稀，中高纬度出现四个槽。
冬季从青藏高原北部伸向贝加尔湖地区的脊，在夏季变为槽，北美东部的大槽由冬到夏略为东移，东亚大槽移到堪察加半岛附近。
冬季在欧洲西海岸的平均脊，夏季变为槽。
预报技能竞赛试题1
预报技能竞赛试题（一）一.填空题1. 对于移动性锋面，由于及锋两侧水平温度。
2. 水平无辐散的主环流强迫出次级环流，主强迫是通过作用而产生次级垂直环流，环流又通过产生加速或减速锋生速度。
3. 制约气旋发展的物理因子有许多种类，其中主要的有，，凝结潜热，摩擦，辐射和。
4. 在中纬度，气旋发生的基本机制是的斜压不稳定，能源是气团间的。
5. 水汽通量是表示的物理量。
它的定义是：在单位时间内流经某一单位面积的。
6. 数值预报产品存在误差，其主要原因是_____________________________________。
7. 可见光、红外及水汽图像，分别是由卫星探测到的__________、____________及____________形成的8. 卷状云是通过__________________和有时出现的__________来识别的。
9. 运用红外云图估计降水强度时，主要考察___________、____________、______________、_______________云的移速和环境中的湿度条件。
10. 在我国常见的天气尺度影响系统一般有______________、______________、_______________、______________、________________、_________________、______________、_______________、_______________、________________。
11. 按天气状况分类，在我国常见的中小尺度天气系统一般有：、、、、、、。
12. 在我国常见的天气尺度影响系统一般有：、、、、、、、、、、等。
13. 主导系统是指所显示的有高空图范围内，直接操纵或左右影响系统移动、演变的环流系统，一般指、、、、等。
14. 统计表明，中尺度雨带大多数出现在相应天气尺度系统中的区域。
中尺度雨带的移动方向，一般偏向于周围环境。
高等天气学思考与作业题答案
01、锋面、气旋和气团学说的主要观点是什么？02、大气环流的概念及大气环流研究的主要方法03、大气环流量的分解及大气环流输送量的分解，各项的物理意义04、经圈环流流函数的定义及计算05、定常波和瞬变波在大气环流中有何作用？06、给出时间平均和纬向平均的角动量方程，并解释各项的物理意义07、给出时间平均和纬向平均的水汽方程，并解释各项的物理意义08、准地转理论的推广与应用有哪几方面？09、半地转与准地转有何异同？10、中尺度不稳定目前有哪几种理论？各自的判据？11、热带大气主要有哪些波动？各自形成的条件和水平结构如何？12、给出现代高空锋面和对流层顶的模式图，并用位涡和绝对动量来确定高空锋区位置和动力特性13、给出锋生动力学表达式，并解释各项的物理意义14、给出锋面次级环流诊断方程，并解释其物理意义15、解释高空急流附近的次级环流16、气旋的发生发展可分为几种类型？有哪些特征17、气旋的爆发性发展如何定义的？其时空特征和发展与各类条件？18、热带大气运动有哪些基本特征和动力学特征？19、全球有哪些季风区？亚洲夏季风的成员有哪些？季风爆发的原因？20、印度季风爆发的原因主要有哪些？21、东亚季风是如何影响我国降水进程的？22、中低纬之间的相互作用主要有哪些？23、论述台风形成的两种理论和发生发展概念模型24、中小尺度系统发生发展的天气和环境条件有哪些？25、雷暴和强风暴有哪些主要特征？26、中尺度系统哪些基本特征？中尺度雨带哪些特征？有哪分类？27、描述飑线的结构和特征28、概述重力波与强对流的关系的一些事实29、中尺度天气系统怎样对大尺度产生反馈作用？30、概括中尺度对流复合体(MCC)的特征31、暴雨的形成的三个大尺度因子，物理条件？中美暴雨天气型对比。
32、低空急流有哪些特征？如何影响在暴雨和强对流天气？33、概述平流层大气的温度场和风场特征34、平流层爆发性增温及可能原因35、各种尺度地形的一般作用有哪些？36、青藏高原和落基山的热力和动力作用？37、青藏高原对亚洲季风的影响体现在哪？38、概述阻塞高压形成的理论，39、厄尔尼诺和ENSO40、概述大气遥相关41、概述可预报性42、如何制作天气预报？01、锋面、气旋和气团学说的主要观点是什么？极锋理论：大气中最激烈的天气主要不是发生在冷暖气团中，而是发生在冷暖气团的交界面上。
中尺度天气学课后习题答案
中尺度天气学课后习题答案中尺度气象学（第二版）课后习题第一章中尺度天气系统的特征1. 什么是“中尺度”？Ligda，Emanuel，Orlanski和Pielke等怎样定义“中尺度”？目前，“中尺度”一般被描述性地定义为时间尺度和水平空间尺度比常规探空网的时空密度小，但比积云单体的生命期及空气尺度大得多的一种尺度。
Ligda（1951）最早提出“中尺度（mesoscale）”这一概念。
他根据对降水系统进行雷达探测所积累的经验指出，有些降水系统，太大以致不能由单站观测全，但又太小以致即使在区域天气图上也不能显现，他建议把具有这种尺度的系统称为“中尺度系统”。
Emanuel把具有状态比L/D=Uz/f和时间尺度T=f-1的运动定义为“中尺度”运动（L水平尺度，D垂直尺度亦即不稳定层厚度，Uz纬向风垂直切变尺度，f科氏参数）。
Orlanski（1975）根据观测和理论的总和分析结果，提出了一个比较细致的尺度划分方案，即：天气系统可粗分为大、中、小尺度三类，其中大尺度系统可再分为α、β两类，中尺度和小1/ 30尺度系统则可分别分为α、β、γ三类，相邻两类的空间尺度相差1个数量级。
按照这种划分，中尺度成了一个范围很宽的尺度，即2～2000km。
小至某些通常称为小尺度的系统如雷暴单体等，大至某些通常称为大尺度的系统如锋、台风或飓风等都可以包括在中尺度的范围内。
但其核心则为20～200km的系统，即β中尺度系统。
β中尺度系统具有典型的中尺度特性，而α和γ中尺度系统则分别兼有大尺度和小尺度的特性。
Pielke（1984）提出，典型的中尺度也可以定义为符合以下判据的一种特殊尺度：①其水平尺度足够大，以至于可以适用静力平衡关系；②其水平尺度足够小，以致地转偏向力项相对于平流项和气压梯度力项时小项。
2. α、β、γ中尺度系统在性质和对强天气形成的作用方面有什么不同？按Orlanski的划分标准，中尺度系统的水平尺度在2×100～2×103km之间，时间尺度在几十分钟至几天之间。
第四讲 锋生动力学和锋面次级环流
这四个导数只有四种独立的线性组合：
u v u v ; x y y x
对 u(x,y)和 v(x,y)在任一点(x,y)=(0,0)进行 Taylor 展开：
2u x 2 u u u ( x, y ) u 0 x y 2 x 0 y 0 x 0 2 u y rTerm s y 2 2 HigherOrde 0
D 即总形变向量，它有 D1 与 D2 两个分量。 如果坐标轴旋转 45°，则 D1=1 变成 D1 ' 0 ，D2=0 变成 D2 ' 1 ，反之也然。 因而形变是旋转变量。如把坐标轴旋转一角度
1 D2 tan 2 D1
（5）
则所得到的形变场其伸长轴与原 x 轴反时针成 角度。因为任何 x，y 轴之旋转将不影响涡 度和散度，这两个量被称为旋转不变量或伽利略不变量。这使 和 在解释流体行为时有 更强的能力。
暖
图4.1 汇合（锋生）(a)与疏散（锋消）风场对准水平位涡场的作用
（Bluestein，1986）
图4.2 倾斜项对垂直位温梯度的作用。(a)锋生，(b) 锋消
（Bluestein，1986）
涡度
+
-
图4.3 伸长与压缩轴取向与等位温线关系的示意图。角b与α分别是依x’ 轴反时针与顺时针度量。当D>0，x’与伸长轴一致，y’是与压缩轴一致。 当D<0时，情况相反。
图7 理想化水平流体配置。（大气科学2008）
最后给出一个天气学的例子说明气流变形场的作用。图8清楚地说明在伸 长和切变形变的作用下，向下游移动的气流发生形变的过程。
图8 左上图为稳定水平风场（箭头表示）中的空气块网格，任一点的风速与该点上的等值线间 距成反比。（a）～（e）给出网格在空气块向气流下游方向移动时形变的过程，其中网格的右 上角向东移动，而其左下角则向南然后向东移动，这样形成了一个闭合环流。（Tellus，7， 141～156（1955）） （引自Martin, J.E.， 2006）
u v u v ; x y y x
对 u(x,y)和 v(x,y)在任一点(x,y)=(0,0)进行 Taylor 展开：
2u x 2 u u u ( x, y ) u 0 x y 2 x 0 y 0 x 0 2 u y rTerm s y 2 2 HigherOrde 0
D 即总形变向量，它有 D1 与 D2 两个分量。 如果坐标轴旋转 45°，则 D1=1 变成 D1 ' 0 ，D2=0 变成 D2 ' 1 ，反之也然。 因而形变是旋转变量。如把坐标轴旋转一角度
1 D2 tan 2 D1
（5）
则所得到的形变场其伸长轴与原 x 轴反时针成 角度。因为任何 x，y 轴之旋转将不影响涡 度和散度，这两个量被称为旋转不变量或伽利略不变量。这使 和 在解释流体行为时有 更强的能力。
暖
图4.1 汇合（锋生）(a)与疏散（锋消）风场对准水平位涡场的作用
（Bluestein，1986）
图4.2 倾斜项对垂直位温梯度的作用。(a)锋生，(b) 锋消
（Bluestein，1986）
涡度
+
-
图4.3 伸长与压缩轴取向与等位温线关系的示意图。角b与α分别是依x’ 轴反时针与顺时针度量。当D>0，x’与伸长轴一致，y’是与压缩轴一致。 当D<0时，情况相反。
图7 理想化水平流体配置。（大气科学2008）
最后给出一个天气学的例子说明气流变形场的作用。图8清楚地说明在伸 长和切变形变的作用下，向下游移动的气流发生形变的过程。
图8 左上图为稳定水平风场（箭头表示）中的空气块网格，任一点的风速与该点上的等值线间 距成反比。（a）～（e）给出网格在空气块向气流下游方向移动时形变的过程，其中网格的右 上角向东移动，而其左下角则向南然后向东移动，这样形成了一个闭合环流。（Tellus，7， 141～156（1955）） （引自Martin, J.E.， 2006）
急流
低空急流在中国经常出现的是低空西南急流，一般出现在3000-1500米的中低空。一般有12米/秒左右的强西 南风，有时可高达16米/秒，其平均长度1000-2000公里左右，宽度约数百公里。
对中国有较大影响的低空急流-西南风低空急流，常在华南前汛期和江淮梅雨期间出现。由于西南风低空急流 可从海洋上输送大量暖湿空气到中国华南、江淮等地区。因此，常在低空急流左侧附近出现大暴雨。
性质
在天气图上观察到的急流带环绕地球自西向东弯曲延伸达几千千米，水平宽度约上千千米，垂直厚度达几千 米到十几千米。急流中心强度最大区称急流轴。急流轴是准水平的，其南北两端存在着强大的垂直风速切变（每 千米 5—10m/s）。
一般情况下，急流中心风速可达 50—80m/s，强急流中心风速达100—150m/s或更大。根据现有资料，位于 东亚海洋上和日本上空的急风速分布并不均匀，有一个或几个强风中心。急流轴线在有的地方出现分支，有的地 区出现汇合。
由于急流同大气热量和角动量的输送有关，是全球大气环流的重要环节。急流又往往同锋区相，因此和天气 系统的发生、发展有着密切的关系。急流是天气学中重要的研究课题之一。
定义
急流，是指风速30m/s以上的狭窄强风带。是大气环流中的一个重要特征。急流的水平长度达上万公里，宽 数百公里，厚几公里。急流中心的长轴称为急流轴，它近于水平分布。急流中心最大风速在对流层的上部必须大 于或等于30米/秒，它的风速水平切变量级为每100公里5m/秒，垂直量级为每公里5-10m/秒。
分类
综述
高空
低空
按急流出现的高度不同，一般可分为高空急流和低空急流。
高空急流是指出现在对流层顶附近或平流层中的一股强而窄的气流。一般指风速大于或等于30米/秒的强风 带。在这股强气流中，风速的水平切变为100公里5米/秒，垂直切变为每公里5-10米/秒。高空急流长度可达几千 公里，宽约几百公里，厚约几公里。
11 锋生动力学和锋面次级环流
锋面的次级环流可以是热力直接的，也可以是热力间 接的。这主要取决于引起次级环流的不同物理因子的相 当重要性。因而从动力学上对锋面次级环流进行诊断长 期以来就引起人们的重视。实际上锋面次级环流是处于 平衡状态的主环流（如地转平衡）破坏后的必然产物。 正如Sawyer和Eliassen曾指出的，水平无辐散的主环流 强迫出次级环流，即出现水平速度和垂直速度分量，这 是准地转运动的特征。在这种情况下主强迫是通过无辐 散变形作用而产生次级垂直环流的。以后这种环流又通 过产生次级垂直变形加速或减速锋生速度。因而次级环 流问题与锋生动力学是密切联系在一起的。Sawyer和 Eliassen曾得到了锋面次级环流方程，这被称为Sawyer －Eliassen环流方程。以下将详细讨论这个方程以及以后 发展和应用的情况。
图4.7 冷锋模式概略图。虚线代表气旋性相对涡度最大值 轴线。虚点线连接了地面水平温度梯度最大值与地面锋后 逆温层的位置。
图4.8 与华北冷锋有关的垂直环流图。（a）与强对流天 气有关；（b）与强暴雨有关。
图4.9 上滑冷锋气流场分布概略图。细实线是流线，可分别代表高空急 流和低空急流的位置。粗实线代表锋区和对流边界顶层。阴影区是后倾 上升运动区。地面冷锋前对流边界层中的空气相对湿度很高，当它冲出 到冷锋之上时达到饱和。在锋区下方下沉的空气开始是干的。以后在进 入降水区后变成近于饱和。
中纬度天气尺度运动一般是处于地转平衡的。 但对流一旦爆发，可使大气脉冲形式失去地转 平衡。结果地转动量近似不成立，另外当气块 有明显曲率时，地转风的离心力加速度很大， 地转动量近似也不成立；另外，对于直线气流， 如气块加速度很强，使R0≈1，地转动量近似也 R ≈1 不成立。但地转动量近似是有优点的：（1）动 量与温度的非地转平流及动量垂直平流很显著 时仍很易计算垂直速度与位势倾向。（2）可用 不同的分辨率研究天气系统特征。在大的气旋 性涡度区，分辨率最高，即锋区。
中小尺度动力气象学
中小尺度天气动力学第一章中尺度天气系统的特征1、中尺度天气系统：时间尺度和空间尺度比常规探测站网小，但比积云单体的生命周期及空间尺度大得多的一种尺度。
即水平尺度为几公里到几百公里，时间尺度由1 小时到十几小时。
2、划分依据及分类：1）早期的经验分类天气系统——大尺度、中尺度和小尺度空间尺度分别为：106m、105m 和104m 时间尺度对应为：105s、104s 和103s2）依据物理本质对天气系统进行分类（动力学分类方法）行星尺度、气旋尺度、中尺度、积云尺度、小尺度3）Orlanski 的综合分类（观测与理论分类）大尺度（a 3）中尺度（a、伙Y 小尺度3、中尺度大气运动的基本特征1）空间尺度范围广，生命周期跨度大；2）气象要素梯度大；3）散度、涡度与垂直速度；4）非地转平衡和非静力平衡；5）质量场和风场的适应；6）小概率和频谱宽、大振幅事件第二章地形性中尺度环流1、中尺度大气环流系统的分类：地形性环流系统、自由大气环流系统2、地形波的基本类型主要依赖风的不同类型（1）层状气流小风、层状气流。
平滑浅波，波动只发生在山脉上空的浅层，向上很快消失——山脉波（mountain wave）（2）驻涡气流：在山顶高度以上风速较大时，可能在山脉背风坡形成半永久性的涡动，上面则有气流的平滑浅波——驻涡（standing eddy）（3）波动气流当风速随高度增大时，在背风坡出现波动气流一一背风波（lee wave）。
背风波可以伸展到对流层上层和平流层。
（4）转子气流：在背风波出现时，当垂直方向有风速极大值出现时，则会形成转子气流（rotor streaming）。
驻涡和转子是背风波的特殊形式！3、背风波的形成、特征及大气条件背风波是地形波的一种类型，由于障碍物引起空气垂直振荡而造成的。
特征：波长：1.8〜70km之间，多为5〜20km左右。
波长一般随高度而变，高层较长，低层较短。
随风速而变，风速愈大，波长愈大。
中尺度天气学课后习题答案
中尺度气象学（第二版）课后习题第一章中尺度天气系统的特征1. 什么是“中尺度”？Ligda，Emanuel，Orlanski和Pielke等怎样定义“中尺度”？目前，“中尺度”一般被描述性地定义为时间尺度和水平空间尺度比常规探空网的时空密度小，但比积云单体的生命期及空气尺度大得多的一种尺度。
Ligda（1951）最早提出“中尺度（mesoscale）”这一概念。
他根据对降水系统进行雷达探测所积累的经验指出，有些降水系统，太大以致不能由单站观测全，但又太小以致即使在区域天气图上也不能显现，他建议把具有这种尺度的系统称为“中尺度系统”。
Emanuel把具有状态比L/D=Uz/f和时间尺度T=f-1的运动定义为“中尺度”运动（L水平尺度，D垂直尺度亦即不稳定层厚度，Uz纬向风垂直切变尺度，f科氏参数）。
Orlanski（1975）根据观测和理论的总和分析结果，提出了一个比较细致的尺度划分方案，即：天气系统可粗分为大、中、小尺度三类，其中大尺度系统可再分为α、β两类，中尺度和小尺度系统则可分别分为α、β、γ三类，相邻两类的空间尺度相差1个数量级。
按照这种划分，中尺度成了一个范围很宽的尺度，即2～2000km。
小至某些通常称为小尺度的系统如雷暴单体等，大至某些通常称为大尺度的系统如锋、台风或飓风等都可以包括在中尺度的范围内。
但其核心则为20～200km的系统，即β中尺度系统。
β中尺度系统具有典型的中尺度特性，而α和γ中尺度系统则分别兼有大尺度和小尺度的特性。
Pielke（1984）提出，典型的中尺度也可以定义为符合以下判据的一种特殊尺度：①其水平尺度足够大，以至于可以适用静力平衡关系；②其水平尺度足够小，以致地转偏向力项相对于平流项和气压梯度力项时小项。
2. α、β、γ中尺度系统在性质和对强天气形成的作用方面有什么不同？按Orlanski的划分标准，中尺度系统的水平尺度在2×100～2×103km之间，时间尺度在几十分钟至几天之间。
锋生次级环流名词解释
锋生次级环流名词解释锋生次级环流，听起来是不是有点复杂？别着急，咱们一起来聊聊这个有点像气象“圈套”的东西。
先说锋生，锋是啥？说白了，它就是冷空气和暖空气碰头的地方。
想象一下冬天的北风呼啸，寒冷的空气和南边暖洋洋的气流相遇，一碰撞，气压、温度啥的就开始大变样了。
而这两股空气一接触就很容易发生剧烈变化，有的地方空气上升，有的地方则下降。
锋生呢，就是指在这些碰撞的地方，天气会发生特别有意思的变化。
它不像平常的天气变化那么简单，往往还会引发一些更复杂的气象现象，比如风暴、降水啥的，感觉像是天气的“大戏”上演。
说到次级环流，那更是让人头大了。
其实这个“次级”就是在主流气流的基础上，顺便发生的那些“小变化”。
你想想，锋生其实就像是在气象的大舞台上，一场大风暴准备开场。
而次级环流呢，就是剧场里的小道具，给主角加戏、增加气氛。
这些“次级环流”不一定像主角那样显眼，但绝对是能改变气候走向的幕后黑手。
它们就像在锋生区形成的一些小风圈，帮助空气在更小的范围内升降流动。
这些“小风圈”其实很神奇，它们不会像普通的风一样平稳流动，而是经常变化，带动空气像是参加一个旋转舞，时而升起，时而下降，有点像是气象中的“轻舞飞扬”。
这些环流的形成，简直就像是一场天气中的“爱情故事”。
冷空气和暖空气的“相爱相杀”，每次撞击都会产生一场气流的“激情碰撞”。
锋生次级环流就好像是这场爱情故事里的“脉络”，虽然看不见，但却把整个故事推向高兴。
你想，气象学家们能通过它们预测一些天气变化，简直是有了“神秘力量”。
比如说，如果锋生区域的次级环流发展得特别剧烈，那就有可能带来突如其来的大风、大雨，甚至是冰雹，绝对是天气界的“惊天一击”。
锋生次级环流这一现象的复杂性，简直能让你觉得天气是个活生生的“大戏”，每一次气流的变化、每一阵风的转向，都是气象“编剧”精心设计的剧情发展。
像是从天而降的意外插曲，天气从“安静模式”瞬间进入了“爆发状态”。
而锋生次级环流这个“插曲”往往能在几小时或几天内，让原本平静的天空变得风云变幻。
一次暴雪过程的锋生函数和急流—锋面次级环流分析
一次暴雪过程的锋生函数和急流—锋面次级环流分析李兆慧;王东海;王建捷;刘英【期刊名称】《高原气象》【年(卷),期】2011(30)6【摘要】2008年1月25～28日一次远离地面准静止锋的锋后暴雪突破了武汉百年气象史的多项纪录。
利用NCEP再分析资料、MICAPS常规观测资料和FY-2CTBB资料诊断分析了这次暴雪过程。
结果表明,这次暴雪与华南准静止锋关系密切,锋生、锋消变化与降雪天气的出现和停止一致;锋生函数各项在不同时段对锋生、锋消的贡献不同;水平变形项表现在总变形向量E上,水平辐散项表现在水平辐散场上,在锋生显著时期,伸长变形场与散度场大值带都与锋区重合。
高低空急流的加速和有效配置诱发了急流—锋面次级环流产生,其对锋生、锋消变化具有一定的平衡作用,同时也与暴雪的出现和停止相关:反环流上升支不仅为暴雪天气提供了有利的动力条件,而且"逗点状"水汽输送也起了重要作用;正环流的出现使武汉上空出现下沉运动,水汽大幅度减少,暴雪天气相应停止。
武汉的持续上升运动是在高低空急流有效配置、锋面的强迫抬升、急流—锋面次级环流的上升支,以及局地斜压大气力管环流上升支的支持、对称不稳定和位势不稳定层结综合作用下维持和发展的。
【总页数】11页(P1505-1515)【作者】李兆慧;王东海;王建捷;刘英【作者单位】中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室;广东省佛山市三水区气象局;北京市气象局【正文语种】中文【中图分类】P441【相关文献】1.一次大暴雨过程中急流次级环流的激发及作用2.急流次级环流对陕南一次特大暴雨过程的作用3.高空急流入口区次级环流在一次突发性强降水过程中的作用4.一次冬季暴雪过程生次级环流的诊断分析5.基于锋生函数及次级环流的早春寒潮过程分析——以宁夏回族自治区一次突发寒潮灾害性天气为例因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
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。