第十七章 西风带高空常见天气系统

第十七章 西风带高空常见天气系统

在中高纬度地区上空,大气基本盛行沿纬圈流动的带状西风气流(盛行西风带),但在西风

气流中常产生南北方向的扰动,使带状气流呈波状前进(西风波动)。西风带上的扰动大致有大

型扰动和中型扰动两类。大型扰动主要包括大气长波、阻塞高压、切断低压和高空急流等大型

天气系统;中型扰动主要有短波槽、切变线和低涡等天气尺度系统。这些系统的发展演变和相

互作用,构成了不同的环流型式,给中高纬度地区带来不同的天气过程。

第一节 西风带大型扰动

一、大气长波

大气长波(A tm ospheric L ong W ave)是指波长较长、振幅较大、移动缓慢、维持时间较长

148

的波动。它活动在对流层中、上部和平流层下部,是西风带行星锋区中的大型槽脊扰动(其水平

尺度可与地球半径相比),故又称为行星波或罗斯贝波。

长波波长指两条相邻槽线或脊线之间的东西距离,一般为5000～7000km ,相当于60～

120 个经距,因此围绕中高纬纬圈可出现3～ 6 个长波,北半球以4～ 5 个长波的情况为最多。

长波振幅一般为10～20 纬距。长波的平均移速在10 个经距/ 日以下,有时很慢,呈准静止状

态,甚至会向西倒退。其移速可根据下式计算:

c = U - βL2 / (2π)2 (17-1)

式中:c 为长波移速(向东为正,向西为负);U 为平直西风速度;L 为波长;β= ¶f /¶ = 2ωcosφ/

R(f = 2ωsinφ为地转参数,ω为地球自转角速度,φ为纬度,R 为地球半径)。长波一般可维持3

～5 天。

由于高空大气运动满足地转平衡关系,所以西风波动在高空等压面图上同等高线的波状

图17-1 地面气旋位于长波槽前

流型相对应, 波谷对应于低压槽, 波

峰对应于高压脊,波状流型自西向东

移动表现为“槽来脊去”的特征。高空

的等温线也呈波状分布。通常等温线

的槽脊位相落后于等高线,有时两者

基本重合,少数情况下等温线的槽脊

位相可超前些。因此长波具有明显的

“冷槽暖脊”的水平结构,一般槽前盛

行暖平流,对应着大范围的辐合上升

运动, 有利于地面低压的形成和发

展,有降水区出现;槽后为冷平流,对

应着大范围的辐散下沉运动,地面上

常有较强的冷高压存在, 天气晴好。

图17-1 显示:高空长波槽前对应地面

气旋或气旋族出现,且气旋族中的每

个气旋分别与叠加在长波上的一个

短波槽相对应;槽后(脊前)则对应地

面冷高压的出现。并且这些对应的地面系统的移动多数受高空大气长波气流的引导。

当长波处于稳定状态时,大型环流很少变动,天气过程按一定型式发展,预报起来较容易

掌握。但当长波波数发生变化或长波进行更替,即长波调整时,大型环流发生变动,天气过程将

发生剧烈变化,易导致预报失败。天气分析实践发现,长波和短波的相互作用和相互转化,往往

使长波波数改变。如长波衰减蜕变为短波,使长波波数减少;而不稳定的短波可以发展成为新

的长波,使长波波数增加。在船舶条件下,可接收气象部门处理好的传真500hP a 合成波图,以

了解大气长波的情况。

二、阻塞高压

西风带长波槽脊在发展过程中,若槽脊加强、振幅增大演变成闭合系统,则会形成阻塞高

压和切断低压,两者往往同时出现。人们常将阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形

势。

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图17-2 阻塞高压形成过程中温压场演变示意

图

西风带的长波脊向高纬度伸展加强,高空暖脊与低纬暖空气的

联系会被冷空气切断,在脊中出现闭合的暖高压环流中心(如图17-2

所示),若具备下述三个条件,则称之为“阻塞高压”(B lock ing H igh ),

简称“阻高”:

图17-3 切断低压形成过程中温压场演变示意图

①具有闭合暖高压中心,中心位置一般位于50°N 以北。

②闭合暖高压中心能维持3 天或更长时间,在维持期间,移动缓

慢,或呈准静止状态,或向西倒退。即使东移,移速不超过7～8 个经距

/ 日。

③在阻塞高压区域内,西风急流的主流显著减弱。同时急流在阻

塞高压西侧分为南北两支,绕过高压后在高压东侧再会合起来,其分

支点和会合点之间的距离一般要大于40～50 个经距。

阻塞高压的出现有其特定的地区和时间。在北半球, 其集中于

55°～65°N 带中,出现在北大西洋、欧洲沿岸(70°W ～ 40°E )和北太平

洋东部(包括阿拉斯加),以及乌拉尔山、雅库次克至鄂霍次克海一带

(120°E ～120°W )。各地阻塞形势的出现率一般冬半年大于夏半年。在

欧洲,阻塞高压一般可维持到20 天左右,至少也在5 天以上;在亚洲,

平均为8 天,最短为3～5 天。

阻塞高压是高空深厚的暖性高压系统,阻塞形势的建立和崩溃,

对广大地区甚至全半球的环流、天气过程都会产生巨大的影响。阻高建立和维持期间,阻塞或

抑制了(西部)上游系统的东移,破坏了西风带波动的正常活动。由

于西风带被分为南北两支,则西来的高空波动或地面气旋被阻滞并

逐渐消弱,或波动重新加强、新生,沿南北两分支急流移动,从而造

成某地区长时间的单调天气。受阻高内部控制的地区,天气一般多

晴朗少云;阻高东部常有冷平流和下沉运动,天气以晴为主;阻高西

部因有暖平流和上升运动,天气较暖多阴雨;阻高南北两侧则为较

平直的西风气流,其中常伴有小波动向东传播,时有小股冷空气活

动,天气时阴时晴。阻高维持时间过长或过短,都能造成大范围反常

天气。当阻高崩溃时,阻高下游的冷空气在西北气流引导下迅速南

侵,会爆发一次寒潮天气过程,出现严寒的风、雪天气。

研究阻塞高压的活动特征对选择航线有重要意义。例如,当太

平洋北部(一般在白令海)维持一阻塞高压时,中部太平洋地区低压

的路径则向南偏移,即可预报伴随低压的大风浪区将出现在比往常

偏南的海面,而纬度较高的白令海海域却风浪小,天气状况良好,能

为西航的船舶提供顺风顺浪的良好航行条件。

三、切断低压

西风带长波槽不断向低纬加深时,高空冷槽与北方冷空气的联

系被暖空气切断,在槽中形成具有闭合环流和冷中心的深厚低压系

统,称为切断低压(C ut-off L ow ),如图17-3 所示。

切断低压一般在700hP a 以上等压面图上才有明显表现,在

150

300hP a 图上最清楚。在地面图上,则往往有一个冷性高压与之对应。只有在适当条件下,高空

气旋逐渐向下发展时,才会在地面出现较弱的气旋性环流。切断低压的形成过程有两种情况,

一种是与阻塞高压相伴出现;另一种是不伴有阻塞高压。

切断低压大多发生在春、秋两季,北美和西欧地区出现的频率最大,太平洋、大西洋和亚洲

大陆上空也有切断低压形成。我国春末夏初也常有冷切断低压活动,尤其是东北地区,在5、6

月份最为常见,称为“东北冷涡”,夏季它可造成东北地区持续数天的阵性降水天气,冬季则带

来严寒天气。切断低压出现后,一般可维持2～3 天或更长一些,移速缓慢。

切断低压内的不同部位,天气特征各不相同。其前部(东南侧),因低层有冷、暖空气交汇,

常发生锋面气旋波动,故云雨区多出现在切断低压东南部的下方。切断低压后部(西侧),由于

有冷空气不断补充南下,常有副冷锋或切变线生成,随之带来阵性降水天气。

四、急 流

急流(Jet S tream / C urrent/ F low / Streak )是指高空风场中一股强而窄的气流带,其中心

最大风速在对流层上部必须不低于30m / s,风速水平切变达到5m / s·100km ,垂直切变达到5

～10m / s·km 。

急流的水平长度达上万公里,水平宽度约几百公里,厚度约几公里。急流中风速最大点的

连线称为急流轴(急流中心的长轴),多呈东西走向,准水平的急流轴上可以有一个或多个风速

的极大值中心。根据急流所在的高度和所处的气候带,可将急流分为温带急流(又称极锋急流、

北支急流)、副热带急流(又称南支急流)和热带东风急流。其中极锋急流、副热带急流是影响中

高纬度地区的急流,称为西风急流。

西风急流与水平温度梯度很大的锋区相对应,可以说急流是锋区在高层风场上的表现,特

图17-4 极锋急流轴与气旋族的配置

别是极锋急流的主要急流中心都与主要的罗斯贝长波槽

联系在一起,因此高空急流与对流层低层的锋面或气旋

的生消演变和移动有密切关系,图17-4 表示极锋急流轴

与地面气旋族的配置情况。具有丰富经验的航海者,在北

太平洋或北大西洋航行时,常尽量避开在高空急流带下

方海域航行,不得已时也尽可能缩短沿急流下方海域的

航程。

此外,在对流层下部600h P a 以下也常出现强而窄的

气流带,虽然其中心最大风速、风速的水平切变和垂直切变可能都达不到上述急流标准,但它

与雷暴、飑线、龙卷等剧烈天气有关,故被称为低空急流。低空急流一般为西北～西南气流或偏

南气流, 少数为南～ 东南气流, 平均最大风速在16～ 25m / s, 在850hP a 等压面图上风速达

12m / s 或以上的气流带即算作急流区。

第二节 西风带中型扰动

在中、高纬度对流层中、下部的西风气流里,常有水平尺度在2000～ 3000k m 的中型扰动

(短波)出现。中型扰动大多产生于大型扰动上,并同大型扰动相互作用、相互转化。虽然中型

扰动的水平尺度比大型扰动小得多,但对不同纬度间冷暖空气的交换也起着明显的作用,影响

着中、高纬度的天气变化。

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一、短 波 槽

短波槽的波长约为2000～3000km ,比长波短,但其移速比长波槽快,自西向东移动,平均

每天可达10～20 个经距,振幅大的移速慢,振幅较小的移速快。短波槽维持时间短,又常与锋

面气旋、冷高压等天气系统的活动密切相关,可产生阴雨、大风、暴雨、雷暴、冰雹等天气,因此

它是使天气发生短周期复杂变化的最活跃的系统之一。

图17-5 切变线的几种风场结构短波槽一般也有温度槽配合,当温度槽落后于高度槽时,槽前

盛行暖湿的西南气流,通常地面有低压对应出现;槽后盛行干冷的

西北气流,地面常对应出现冷高压。因此每次短波槽的活动均可引

起低层大气中冷暖空气的南北交换,并带来相应的阴雨、降温或大

风天气过程。

短波槽一年四季均有出现,以春季最为频繁。在东亚上空,冬半

年西风带南北纬度宽广,在20°N 以北地区都有西风带短波槽活动;

夏季因西太平洋副热带高压位置偏北,短波槽的活动主要在35°N

以北地区。另外,由于青藏高原和山脉的影响,我国西部地区经常有

短波槽活动, 按它们出现的地理位置可分为南支槽、西北槽、青藏

(高原)槽。

二、切 变 线

切变线(S hear L ine)一般是指在700hP a 或850hP a 低空风场中

风向或风速的不连续线。在其两侧温度梯度很小,但风的气旋式切

变很明显,如图17-5 所示,因而水平气流辐合强, 利于上升运动发

生,易产生云雨天气,甚至可产生强烈的雷阵雨和阵性大风。

切变线大多发生在中、低纬地区,近于东西走向(少数南北走向)。

它多数是由于西风带中的短波槽在东移过程中,南北段移速不一蜕变而

成,即北段移动快,南段受西伸的副热带高压阻挡而停滞不前或前进缓

慢,于是逐渐变成东北- 西南走向的切变线。切变线也可以在两个高压之间形成,如北侧是西风带

小高压,南侧是副热带高压脊,它们之间在风场上构成切变线,如图17-6 所示。

图17-6 江淮切变线天气示意图

我国不少地区都有切变线活动,其中最著名的是江淮切变线。江淮切变线活动在青藏高原以

东、25°～35°N 之间,一年四季均可出现,春末夏初最多,它是造成初夏6、7 月份我国江淮流域到日

本的“梅雨”天气的主要系统,对我国东部地区以及渤海、黄海和东

海的天气都有较大影响。

图17-6 即是常见的江淮切变线的示意图。由图可见,江淮

切变线北侧一般是偏东风,南侧是偏西风,两种气流之间构成明

显的气旋式风切变;江淮切变线就位于西风带小高压和伸向我

国东南沿海的西太平洋副高脊之间的弱低槽内(近东西走向);

在切变线南侧地面图上,常有准静止锋或冷锋配合。切变线西段

也有利于低涡的生成,低涡常沿切变线东传。因此江淮切变线有

利于云和降水的产生,雨区常分布在700hP a 切变线与地面锋后

之间的地带。据统计,大多数的江淮切变线过程都能带来暴雨。

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切变线从形成到消失,通常为3～5 天时间,最短2 天,最长可达10 天以上。

受副高和冷空气季节性移动的影响,江淮切变线的活动纬度有明显的变化。4 月份切变线

主要活动在长江以南,5 月份徘徊于长江两侧,6 月进至长江与淮河之间,7 月到达淮河以北,8

月上、中旬常向北越过35°N ,8 月下旬至9 月份,又返回到江淮流域。

三、低 涡

在中纬度的中、低层大气中,还常出现由西风带中的短波发展而成的一种强度较弱、范围

较小的冷性低压,一般称为低涡(L ow V ortex)或冷涡。它们在850hP a 和700hP a 等压面图上

比较明显。在我国通常按其产生地区分别称为西南涡、西北涡、华北涡等。

出现在我国西南地区上空700hP a 或850h P a 图上,直径为300～ 500km ,具有气旋性环流

的小低压,称为西南涡。在地面图上西南涡有时表现为一个闭合低压,有时表现为一个向西或

向西南开口的倒槽。西南涡生成后,大多在原地消失,只在源地附近引起阴雨天气。但当它发

展东移时,雨区扩大,降水强度增加,还常诱导地面气旋(江淮气旋)的发生、发展,造成长江中

下游地区大范围的暴雨天气,东移入海后会使海上出现恶劣天气和海况。

 

第十七章 西风带高空常见天气系统

在中高纬度地区上空,大气基本盛行沿纬圈流动的带状西风气流(盛行西风带),但在西风

气流中常产生南北方向的扰动,使带状气流呈波状前进(西风波动)。西风带上的扰动大致有大

型扰动和中型扰动两类。大型扰动主要包括大气长波、阻塞高压、切断低压和高空急流等大型

天气系统;中型扰动主要有短波槽、切变线和低涡等天气尺度系统。这些系统的发展演变和相

互作用,构成了不同的环流型式,给中高纬度地区带来不同的天气过程。

第一节 西风带大型扰动

一、大气长波

大气长波(A tm ospheric L ong W ave)是指波长较长、振幅较大、移动缓慢、维持时间较长

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的波动。它活动在对流层中、上部和平流层下部,是西风带行星锋区中的大型槽脊扰动(其水平

尺度可与地球半径相比),故又称为行星波或罗斯贝波。

长波波长指两条相邻槽线或脊线之间的东西距离,一般为5000～7000km ,相当于60～

120 个经距,因此围绕中高纬纬圈可出现3～ 6 个长波,北半球以4～ 5 个长波的情况为最多。

长波振幅一般为10～20 纬距。长波的平均移速在10 个经距/ 日以下,有时很慢,呈准静止状

态,甚至会向西倒退。其移速可根据下式计算:

c = U - βL2 / (2π)2 (17-1)

式中:c 为长波移速(向东为正,向西为负);U 为平直西风速度;L 为波长;β= ¶f /¶ = 2ωcosφ/

R(f = 2ωsinφ为地转参数,ω为地球自转角速度,φ为纬度,R 为地球半径)。长波一般可维持3

～5 天。

由于高空大气运动满足地转平衡关系,所以西风波动在高空等压面图上同等高线的波状

图17-1 地面气旋位于长波槽前

流型相对应, 波谷对应于低压槽, 波

峰对应于高压脊,波状流型自西向东

移动表现为“槽来脊去”的特征。高空

的等温线也呈波状分布。通常等温线

的槽脊位相落后于等高线,有时两者

基本重合,少数情况下等温线的槽脊

位相可超前些。因此长波具有明显的

“冷槽暖脊”的水平结构,一般槽前盛

行暖平流,对应着大范围的辐合上升

运动, 有利于地面低压的形成和发

展,有降水区出现;槽后为冷平流,对

应着大范围的辐散下沉运动,地面上

常有较强的冷高压存在, 天气晴好。

图17-1 显示:高空长波槽前对应地面

气旋或气旋族出现,且气旋族中的每

个气旋分别与叠加在长波上的一个

短波槽相对应;槽后(脊前)则对应地

面冷高压的出现。并且这些对应的地面系统的移动多数受高空大气长波气流的引导。

当长波处于稳定状态时,大型环流很少变动,天气过程按一定型式发展,预报起来较容易

掌握。但当长波波数发生变化或长波进行更替,即长波调整时,大型环流发生变动,天气过程将

发生剧烈变化,易导致预报失败。天气分析实践发现,长波和短波的相互作用和相互转化,往往

使长波波数改变。如长波衰减蜕变为短波,使长波波数减少;而不稳定的短波可以发展成为新

的长波,使长波波数增加。在船舶条件下,可接收气象部门处理好的传真500hP a 合成波图,以

了解大气长波的情况。

二、阻塞高压

西风带长波槽脊在发展过程中,若槽脊加强、振幅增大演变成闭合系统,则会形成阻塞高

压和切断低压,两者往往同时出现。人们常将阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形

势。

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图17-2 阻塞高压形成过程中温压场演变示意

图

西风带的长波脊向高纬度伸展加强,高空暖脊与低纬暖空气的

联系会被冷空气切断,在脊中出现闭合的暖高压环流中心(如图17-2

所示),若具备下述三个条件,则称之为“阻塞高压”(B lock ing H igh ),

简称“阻高”:

图17-3 切断低压形成过程中温压场演变示意图

①具有闭合暖高压中心,中心位置一般位于50°N 以北。

②闭合暖高压中心能维持3 天或更长时间,在维持期间,移动缓

慢,或呈准静止状态,或向西倒退。即使东移,移速不超过7～8 个经距

/ 日。

③在阻塞高压区域内,西风急流的主流显著减弱。同时急流在阻

塞高压西侧分为南北两支,绕过高压后在高压东侧再会合起来,其分

支点和会合点之间的距离一般要大于40～50 个经距。

阻塞高压的出现有其特定的地区和时间。在北半球, 其集中于

55°～65°N 带中,出现在北大西洋、欧洲沿岸(70°W ～ 40°E )和北太平

洋东部(包括阿拉斯加),以及乌拉尔山、雅库次克至鄂霍次克海一带

(120°E ～120°W )。各地阻塞形势的出现率一般冬半年大于夏半年。在

欧洲,阻塞高压一般可维持到20 天左右,至少也在5 天以上;在亚洲,

平均为8 天,最短为3～5 天。

阻塞高压是高空深厚的暖性高压系统,阻塞形势的建立和崩溃,

对广大地区甚至全半球的环流、天气过程都会产生巨大的影响。阻高建立和维持期间,阻塞或

抑制了(西部)上游系统的东移,破坏了西风带波动的正常活动。由

于西风带被分为南北两支,则西来的高空波动或地面气旋被阻滞并

逐渐消弱,或波动重新加强、新生,沿南北两分支急流移动,从而造

成某地区长时间的单调天气。受阻高内部控制的地区,天气一般多

晴朗少云;阻高东部常有冷平流和下沉运动,天气以晴为主;阻高西

部因有暖平流和上升运动,天气较暖多阴雨;阻高南北两侧则为较

平直的西风气流,其中常伴有小波动向东传播,时有小股冷空气活

动,天气时阴时晴。阻高维持时间过长或过短,都能造成大范围反常

天气。当阻高崩溃时,阻高下游的冷空气在西北气流引导下迅速南

侵,会爆发一次寒潮天气过程,出现严寒的风、雪天气。

研究阻塞高压的活动特征对选择航线有重要意义。例如,当太

平洋北部(一般在白令海)维持一阻塞高压时,中部太平洋地区低压

的路径则向南偏移,即可预报伴随低压的大风浪区将出现在比往常

偏南的海面,而纬度较高的白令海海域却风浪小,天气状况良好,能

为西航的船舶提供顺风顺浪的良好航行条件。

三、切断低压

西风带长波槽不断向低纬加深时,高空冷槽与北方冷空气的联

系被暖空气切断,在槽中形成具有闭合环流和冷中心的深厚低压系

统,称为切断低压(C ut-off L ow ),如图17-3 所示。

切断低压一般在700hP a 以上等压面图上才有明显表现,在

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300hP a 图上最清楚。在地面图上,则往往有一个冷性高压与之对应。只有在适当条件下,高空

气旋逐渐向下发展时,才会在地面出现较弱的气旋性环流。切断低压的形成过程有两种情况,

一种是与阻塞高压相伴出现;另一种是不伴有阻塞高压。

切断低压大多发生在春、秋两季,北美和西欧地区出现的频率最大,太平洋、大西洋和亚洲

大陆上空也有切断低压形成。我国春末夏初也常有冷切断低压活动,尤其是东北地区,在5、6

月份最为常见,称为“东北冷涡”,夏季它可造成东北地区持续数天的阵性降水天气,冬季则带

来严寒天气。切断低压出现后,一般可维持2～3 天或更长一些,移速缓慢。

切断低压内的不同部位,天气特征各不相同。其前部(东南侧),因低层有冷、暖空气交汇,

常发生锋面气旋波动,故云雨区多出现在切断低压东南部的下方。切断低压后部(西侧),由于

有冷空气不断补充南下,常有副冷锋或切变线生成,随之带来阵性降水天气。

四、急 流

急流(Jet S tream / C urrent/ F low / Streak )是指高空风场中一股强而窄的气流带,其中心

最大风速在对流层上部必须不低于30m / s,风速水平切变达到5m / s·100km ,垂直切变达到5

～10m / s·km 。

急流的水平长度达上万公里,水平宽度约几百公里,厚度约几公里。急流中风速最大点的

连线称为急流轴(急流中心的长轴),多呈东西走向,准水平的急流轴上可以有一个或多个风速

的极大值中心。根据急流所在的高度和所处的气候带,可将急流分为温带急流(又称极锋急流、

北支急流)、副热带急流(又称南支急流)和热带东风急流。其中极锋急流、副热带急流是影响中

高纬度地区的急流,称为西风急流。

西风急流与水平温度梯度很大的锋区相对应,可以说急流是锋区在高层风场上的表现,特

图17-4 极锋急流轴与气旋族的配置

别是极锋急流的主要急流中心都与主要的罗斯贝长波槽

联系在一起,因此高空急流与对流层低层的锋面或气旋

的生消演变和移动有密切关系,图17-4 表示极锋急流轴

与地面气旋族的配置情况。具有丰富经验的航海者,在北

太平洋或北大西洋航行时,常尽量避开在高空急流带下

方海域航行,不得已时也尽可能缩短沿急流下方海域的

航程。

此外,在对流层下部600h P a 以下也常出现强而窄的

气流带,虽然其中心最大风速、风速的水平切变和垂直切变可能都达不到上述急流标准,但它

与雷暴、飑线、龙卷等剧烈天气有关,故被称为低空急流。低空急流一般为西北～西南气流或偏

南气流, 少数为南～ 东南气流, 平均最大风速在16～ 25m / s, 在850hP a 等压面图上风速达

12m / s 或以上的气流带即算作急流区。

第二节 西风带中型扰动

在中、高纬度对流层中、下部的西风气流里,常有水平尺度在2000～ 3000k m 的中型扰动

(短波)出现。中型扰动大多产生于大型扰动上,并同大型扰动相互作用、相互转化。虽然中型

扰动的水平尺度比大型扰动小得多,但对不同纬度间冷暖空气的交换也起着明显的作用,影响

着中、高纬度的天气变化。

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一、短 波 槽

短波槽的波长约为2000～3000km ,比长波短,但其移速比长波槽快,自西向东移动,平均

每天可达10～20 个经距,振幅大的移速慢,振幅较小的移速快。短波槽维持时间短,又常与锋

面气旋、冷高压等天气系统的活动密切相关,可产生阴雨、大风、暴雨、雷暴、冰雹等天气,因此

它是使天气发生短周期复杂变化的最活跃的系统之一。

图17-5 切变线的几种风场结构短波槽一般也有温度槽配合,当温度槽落后于高度槽时,槽前

盛行暖湿的西南气流,通常地面有低压对应出现;槽后盛行干冷的

西北气流,地面常对应出现冷高压。因此每次短波槽的活动均可引

起低层大气中冷暖空气的南北交换,并带来相应的阴雨、降温或大

风天气过程。

短波槽一年四季均有出现,以春季最为频繁。在东亚上空,冬半

年西风带南北纬度宽广,在20°N 以北地区都有西风带短波槽活动;

夏季因西太平洋副热带高压位置偏北,短波槽的活动主要在35°N

以北地区。另外,由于青藏高原和山脉的影响,我国西部地区经常有

短波槽活动, 按它们出现的地理位置可分为南支槽、西北槽、青藏

(高原)槽。

二、切 变 线

切变线(S hear L ine)一般是指在700hP a 或850hP a 低空风场中

风向或风速的不连续线。在其两侧温度梯度很小,但风的气旋式切

变很明显,如图17-5 所示,因而水平气流辐合强, 利于上升运动发

生,易产生云雨天气,甚至可产生强烈的雷阵雨和阵性大风。

切变线大多发生在中、低纬地区,近于东西走向(少数南北走向)。

它多数是由于西风带中的短波槽在东移过程中,南北段移速不一蜕变而

成,即北段移动快,南段受西伸的副热带高压阻挡而停滞不前或前进缓

慢,于是逐渐变成东北- 西南走向的切变线。切变线也可以在两个高压之间形成,如北侧是西风带

小高压,南侧是副热带高压脊,它们之间在风场上构成切变线,如图17-6 所示。

图17-6 江淮切变线天气示意图

我国不少地区都有切变线活动,其中最著名的是江淮切变线。江淮切变线活动在青藏高原以

东、25°～35°N 之间,一年四季均可出现,春末夏初最多,它是造成初夏6、7 月份我国江淮流域到日

本的“梅雨”天气的主要系统,对我国东部地区以及渤海、黄海和东

海的天气都有较大影响。

图17-6 即是常见的江淮切变线的示意图。由图可见,江淮

切变线北侧一般是偏东风,南侧是偏西风,两种气流之间构成明

显的气旋式风切变;江淮切变线就位于西风带小高压和伸向我

国东南沿海的西太平洋副高脊之间的弱低槽内(近东西走向);

在切变线南侧地面图上,常有准静止锋或冷锋配合。切变线西段

也有利于低涡的生成,低涡常沿切变线东传。因此江淮切变线有

利于云和降水的产生,雨区常分布在700hP a 切变线与地面锋后

之间的地带。据统计,大多数的江淮切变线过程都能带来暴雨。

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切变线从形成到消失,通常为3～5 天时间,最短2 天,最长可达10 天以上。

受副高和冷空气季节性移动的影响,江淮切变线的活动纬度有明显的变化。4 月份切变线

主要活动在长江以南,5 月份徘徊于长江两侧,6 月进至长江与淮河之间,7 月到达淮河以北,8

月上、中旬常向北越过35°N ,8 月下旬至9 月份,又返回到江淮流域。

三、低 涡

在中纬度的中、低层大气中,还常出现由西风带中的短波发展而成的一种强度较弱、范围

较小的冷性低压,一般称为低涡(L ow V ortex)或冷涡。它们在850hP a 和700hP a 等压面图上

比较明显。在我国通常按其产生地区分别称为西南涡、西北涡、华北涡等。

出现在我国西南地区上空700hP a 或850h P a 图上,直径为300～ 500km ,具有气旋性环流

的小低压,称为西南涡。在地面图上西南涡有时表现为一个闭合低压,有时表现为一个向西或

向西南开口的倒槽。西南涡生成后,大多在原地消失,只在源地附近引起阴雨天气。但当它发

展东移时,雨区扩大,降水强度增加,还常诱导地面气旋(江淮气旋)的发生、发展,造成长江中

下游地区大范围的暴雨天气,东移入海后会使海上出现恶劣天气和海况。