天气学原理和方法.doc

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1、天气学原理和方法目录第一章 大气运动的基本特征3第一节 影响大气运动的作用力3第二节 控制大气运动的基本定律3第三节 大尺度运动系统的控制方程4第四节 “P”坐标系中的基本方程组5第五节 风场和气压场的关系5第二章 气团与锋8第一节气团与锋8第二节 锋的概念与封面坡度9第三节至第五节9第三章 气旋与反气旋11第一节 气旋、反气旋的特征和分类11第二节 涡度与涡度方程12第三节 位势倾向方程和方程13第三节 温带气旋与反气旋14第五节 东亚气旋和反气旋15第四章 大气环流17第一节 大气平均流场特征与季节转换17第五章 天气形势及天气要素的预报21第六章 寒潮天气过程25第七章 大型降水天气过程

2、35第一节 降水的形成与诊断35第二节 大范围降水的环流特征40第三节 降水的天气尺度系统46第四节 暴雨中尺度系统51第五节 不同高度急流对暴雨生成的作用52第八章 对流性天气过程53第一节 雷暴的结构及雷暴天气成因53第二节 中小尺度天气系统54第三节 对流性天气预报的物理基础56第四节 对流性天气的预报58雷达原理与业务应用59第九章 低纬度和高原环流系统64第十章 东亚季风环流81第十一章 天气诊断分析87第一章 大气运动的基本特征第一节 影响大气运动的作用力1. 大气运动受什么定律支配？ 质量守衡、动量守衡和能量守衡定律 2. 影响大气运动的真实力有哪几种？ 气压梯度力、地心引力、摩

3、擦力。 3. 影响大气运动的视示力（外观力）有哪几种？惯性离心力、地转偏向力。 4. 气压梯度力的方向？气压梯度力的大小与气压梯度和空气密度有什么关系？ 方向指向P 的方向，即由高压指向低压的方向； 气压梯度力的大小与气压梯度成正比，与空气密度成反比。 5. 地心引力6. 惯性离心力7. 地转偏向力 8. 地转偏向力的几个重要特点？1） 地转偏向力A 与 相垂直，而 与赤道平面垂直，所以A 在纬圈平面内2） 地转偏向力A 与V 相垂直，因而地转偏向力对运动气块不作功，它只能改变气块的运动方向，而不能改变其速度大小。 3） 在北半球，地转偏向力A 在V 的右侧，南半球，地转偏向力A 在V 的左侧

4、。4） 地转偏向力的大小与相对速度的大小成比例。当V=0 时，地转偏向力消失。 9. 重力 单位质量大气所收到的地心引力与惯性离心力的合力第二节 控制大气运动的基本定律10. 局地变化 个别变化 平流变化 对流变化11. 旋转坐标系大气运动方程12. 连续方程 表示大气质量守恒的数学表达式 当气体不可压缩时，即流体在运动过程中其密度不变（），则13. 热力学第一定律可描述为：系统的内能变化等于加入系统的热量与系统对环境做功之差14. 热流量方程 是比容，第二项表示压力对单位质量空气的作功率，代表了热能和机械能之间的转换，反映了大气动力过程与热力过程的相互联系，正是这种相互联系和转换过程使太阳热

5、能可以驱动大气运动。第三节 大尺度运动系统的控制方程15. 尺度分析是针对某类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。 16. 零级简化 只保留方程中数量级最大的各项，其他各项都略去不计。17. 一级简化 除保留方程中数量级最大的各项外，还保留比最大项小一个量级的各项，而将更小的各项略去不计。18. 气象学中的静力方程表达式？P2719. 水平运动方程零级简化20. 水平运动方程一级简化21. 大尺度系统的连续方程22. 热力学能量方程的零级简化表明大尺度系统中温度局地变化是由温度平流和非绝热作用造成的第四节 “P”坐标系中的基本方程组23

6、. 重力位势 单位质量的物体从海平面上升到高度Z 克服重力所作的功。位势的单位是焦耳/千克，量纲为m2/s2。=gz=9.8z 1位势米=9.8焦耳/千克 24. 为什么应用等压面图比用等高面图要方便？P31因为在等高面上计算水平气压梯度力时，只知道气压梯度还不够，还必须知道该处的空气密度才能计算，而在等压面上计算时，只要根据等位势线计算位势梯度即可，不必考虑密度的大小，所以用高空各层等压面上的位势梯度就可以比较各层上的水平气压梯度力的大小。而用等高面时，则各层的水平气压梯度力就不能作简单的比较。因此，应用等压面图比用等高面图要方便得多。 25. P坐标系中大气运动基本方程组第五节 风场和气压

7、场的关系26. 地转风 水平方向上满足地转偏向力和气压梯度力平衡的风称为地转风。P371） 严格地说,地转平衡只有在中纬度 自由大气的大尺度系统中，当气流呈水平直线运动时，且无摩擦时才能成立。在低纬处地转风与实际风差别较大，地转风原理不能应用。2） 地转风速大小与水平气压梯度力成正比，等压线密集的地区(即气压梯度大)， 则地转风大，因而实际风也大。等压面上地转风仅与位势梯度成正比，与密度无关。3） 地转风与等压线平行，在北半球背风而立，高压在右,低压在左。低压中风呈逆时针旋转，高压中，风呈顺时针旋转。 4） 地转风速大小与纬度成反比，水平气压梯度力相同时，纬度越高地转风速愈小。分析天气图时，在

8、相同纬度上，风速大的地方等高线应分析得密集一些，风速小的地方，应分析得稀疏一些。如果风速相同，在低纬的等高线应比高纬的等高线分析得稀疏一些。5） 若f视为常数，则等压面上地转风的水平散度为0，地转风无辐散 P86(动)27. 梯度风 在没有或不考虑摩擦力时，气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三力平衡时的风称为梯度风。P401） 在大尺度运动系统中，低压与气旋性环流相结合，低压中心就是气旋性环流中心。反之，高压与反气旋性环流相结合，高压中心就是反气旋性环流中心。2） 在反气旋中，在一定的纬度上，气压梯度和梯度风的大小受反气旋的曲率所限制。曲率愈大（RT愈小），则气压梯度愈小，梯度风风速也愈小。所

9、以越接近反气旋中心（RT愈小），气压梯度和梯度风风速越小。分析天气图时，低压中心等压线密，高压中心等压线稀疏。3） 在气旋中气压梯度和风速可无极限，而在反气旋中则有极限。4） 在气旋性环流中，地转风比梯度风大，而在反气旋性环流中，地转风比梯度风小。在反气旋性环流中，最大梯度风为地转风的两倍。因此在利用地转风近似关系时，在气旋中对风速估计过高，对反气旋估计过低。28. 流线是指某一固定时刻，处处与风向相切的一条空间曲线。流线能表现在某一时刻的天气图上。29. 轨迹是指在某一段时间内空气质块运动的路径。流线不能表现在某一时刻的天气图上。30. 根据静力学原理，两层等压面之间的厚度与这两层之间的温度

10、成正比。31. 热成风：由于两层等压面间温度分布不均匀，地转风随高度产生变化，形成热成风。32. 热成风与平均温度线（或厚度线）平行，背风而立，高温在右，低温在左。热成风大小与平均温度梯度（或厚度梯度）成正比，与纬度成反比。 或 33. 理解并会做图，图1.29地转风随高度变化与冷暖平流 P50 34. 热成风与冷、暖平流：当某层中地转风随高度逆转时有冷平流；地转风随高度顺转时有暖平流。 35. 正压大气：当大气中密度的分布仅仅随气压变化即：=（p）；没有热成风，地转风不随高度变化。等压面=等密度面=等温面（重合） 36. 斜压大气：当大气中密度分布不仅随气压而且还随温度而变时，=（P，T）等

11、压面与等温面相交，等压面上存在温度梯度，有热成风，地转风随高度变化，大气的斜压性是系统发生发展的基础。P5237. 地转偏差：地转平衡只是相对而言，实际风与地转风之差为地转偏差D。 D=V-Vg1） 地转偏差使实际风穿越等压线，使有的地方质量堆积，有的地区质量减少，从而引起气压场的改变2） 当风穿越等压线时气压梯度力对空气做功，从而使空气动能改变，促使风速变化3） 也是造成垂直运动的重要原因，垂直运动则是产生天气的重要因素4） 摩擦层中，摩擦力、气压梯度力、地转偏向力三力平衡，地转偏差由摩擦力引起，地转偏差指向摩擦力的右边，并与其垂直。北半球低压中，沿逆时针流动，有内流分量；高压中沿顺时针流动

12、，有外流的分量。在低压中摩擦作用使空气水平辐合，并引起上升运动；在高压中，使空气水平辐散，并引起下沉运动。P5438. 自由大气中的地转偏差，水平运动中可分为三项1） 变压风D1，用三小时变压判断2） 横向地转偏差D2n：用等压（高）线的辐散、辐合判断3） 纵向地转偏差D2s：用等压（高）线的曲率来判断39. D1所对应的局地加速度，只能由气压梯度力的局地变化造成气压梯度力与地转偏向力不平衡引起40. 变压风：由变高梯度或变压梯度表示的地转偏差。1） 地面图上，负变压中心区，变压风辐合，引起上升运动。2） 正变压中心区，变压风辐散，引起下沉运动。41. D2n 等高线辐合、辐散所造成的平流加速

13、度所对应的地转偏差，当等高线辐合时，实际风偏向低气压一侧，出现地转偏差，当等高线辐散时，实际风穿越等压线吹向高压一侧。P5842. D2s 等高线弯曲所造成的平流加速度所对应的地转偏差，在槽前脊后有纵向地转偏差的辐散，槽后脊前有纵向地转偏差辐合 P5943. 中纬度对流层中，地转西风是随高度增大的，但系统的移动速度，在高层和低层相差不大，因为纵向和横向辐散（合）的数值与风速成正比，所以相对来说，在高层以纵向和横向辐散（合）为主，在低层以变压风辐散（合）为主 。因而在高层槽前脊后辐散，槽后脊前辐合；在低层槽前脊后为辐合，槽后脊前辐散。44. D3由对流加速度表示的地转偏差，主要决定于垂直运动的温

14、度场的配置。当0，南半球，因此f0时，水平辐散使气旋涡度减小，水平辐合使气旋涡度增大b) 地转涡度与水平散度：辐散有反气旋性相对涡度增加，辐合则有气旋性涡度产生13. 涡度的局地变化，除了上述两项外，还与以下三项有关1） 相对涡度平流：正涡度平流，造成局地涡度增加2） 地转涡度平流：吹南风时v0，局地相对涡度减小3） 涡度垂直输送：如相对涡度随高度减少，且有上升运动，则局地涡度增加14. 简化涡度方程15. 水平无辐散大气，绝对涡度守恒第三节 位势倾向方程和方程16. 17. 位势倾向方程在日常工作中的应用： 位势倾向方程可以用来判断等压面高度的变化，进一步可判断地面气旋与反气旋的发生发展。1

15、） 地转风绝对涡度平流 可分为地转风对相对涡度和地转涡度的平流。短波（波长3000 km）的地转涡度平流较小，地转风绝对涡度平流强弱主要决定于地转风相对涡度平流。在等高线均匀分布的槽中，槽前脊后沿气流方向为正涡度平流，等压面高度降低；槽后脊前为负涡度平流，等压面高度升高；在槽线和脊线上，涡度平流为零，等压面高度没有变化。槽脊没有发展，只是向前移动。 2） 温度平流随高度的变化项：暖平流区中，当暖平流（绝对值）随高度减弱（随气压增强）时，等压面高度升高；冷平流区中，沿气流方向温度升高， 当冷平流（绝对值）随高度减弱（随气压增加）时，等压面高度降低。在对流层自由大气中，一般来说温度平流总是随高度减

16、弱的，因此对于对流层中上层的等压面来说，在其下层若有暖平流时，等压面升高，冷平流时，等压面降低。3） 非绝热加热随高度的变化项：当非绝热加热随高度增加时（强对流潜热加热高度以下的等压面上，如台风系统的发展） ，等压面高度将降低，反之，当非绝热加热项随高度减小时（感热加热，如地球表面对大气的加热）， 等压面高度将升高 18. 如何利用 方程来定性诊断大气的垂直运动？1） 当涡度平流随高度增加时， 有上升运动（ 0）。 2） 在暖平流区，有上升运动 0； 3） 在非绝热加热中心有上升运动 0 第三节 温带气旋与反气旋19. 温带气旋的生命史可分为（ 波动阶段）、（ 成熟阶段（青年气旋阶段）、（锢囚

17、阶段 ）和（消亡阶段 ）。20. 高空槽前的正涡度平流促使了地面气旋的发展，上下层的涡度平流差异（地面低压中心涡度平流很弱）促使了地面气旋的发展，是气压变化的涡度因子，气旋的发展必然伴随上升运动，并通过上升运动及其高层辐散和低层的辐合，使流场和气压场达到新的地转平衡。高层负涡度平流促使了地面反气旋发展，下沉运动是伴随反气旋的发展而产生的，并是使气压场与流场相适应的必不可少的因子。21. 高空槽区下部冷平流使高空槽加深，同时地面加压，这种产生气压变化的温度平流为气压变化的热力因子；高空脊区下部暖平流，将使高层高压脊发展，地面减压和气旋涡度增加，同时伴有上升运动22. 涡度因子主要使低层系统发展，

18、高层系统移动热力因子主要使高层系统发展，低层系统移动23. 利用涡度方程、位势倾向方程和方程来定性分析温带气旋各发展阶段的有利和不利因子。1） 波动阶段温度场落后高度场，气旋位于高空槽前，温度平流零线穿过气旋中心，气旋前部为暖平流，后部冷平流，热力因子使得地面气旋前部减压，地面气旋后部加压，从等高线看，槽前有正涡度平流，涡度因子使得地面气旋中心减压。这两种因子联合使得地面气旋一面向前移动，一面加强发展。高空槽也因冷平流而加深，向前移动。此时地面摩擦影响很小。2） 成熟阶段温压场配置同上，但有所接近。气旋继续发展前移，气旋上空的温度因上升运动而逐渐降低，在气旋中心偏后地区最明显，同时这里有冷平流

19、，因此温度槽离气旋中心越来越近3） 锢囚阶段高空冷中心与高度场低中心更加接近，地面气旋发展到最强，开始出现锢囚。冷平流侵入气旋南部。因高空出现闭合中心，涡度平流减弱，地面气旋中心涡度减压因子减弱，并偏离气旋中心。等高线和等温线夹角减少，温度平流变小，热力因子造成的气压变化也变小，气旋已发展到最深阶段而开始减弱，移动缓慢，气旋低层已基本受冷空气控制，摩擦影响已相对增大成为主要因子4） 消亡阶段高空温压场近于重合，成为深厚的冷低压，地面气旋成为冷低压 ，由于摩擦辐合使气旋填塞而消亡 如有降水发生，则气旋将加速发展。24. 温带反气旋发展可分为：初生、发展和消亡三个阶段1） 初生：温度场落后于高度场

20、，高压脊一边发展，一边向前移动2） 发展：温度不对称的浅薄的冷性反气旋，转为温度比较对称的深厚暖性反气旋，地面反气旋中心已无正变压出现，反气旋停止发展3） 消亡：a) 转化为暖性反气旋，然后减弱、消亡b) 减弱、消失或并入到副热带高压中去25. 锋面气旋的形成到消亡，就其温压场结构来说，就是其内部温度对比由大到小，以致最后气旋完全被冷空气所充塞，温度对比完全消失的演变过程。从高度场来说，就是波状温压场变为闭合中心，有温度场落后高度场变为两者重合的对称温压结构的演变过程。26. 这种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，成为气旋的再生。27. 在东亚地区，气旋再生过程一般三

21、种情况分别为：（副冷锋加入后的再生 ）、（ 气旋入海后的加强）和（两个锢囚气旋合并加强 ）。 28. 热低压是出现在近地面层的（ 无锋面）气旋。它是浅薄而不大移动的低系统，一般到三四公里高度就不明显了。其水平尺度一般不大，小的直径仅二三个纬距，大的有五六个纬距。通常分为地方性热低压和锋前热低压。第五节 东亚气旋和反气旋29. 东亚气旋主要发生在两个地区，南面的一个位于25-35之间，即我国的（江淮流域）、（东海流域 ）和日本（ 南部海面）的广大地区，习惯上称这些地区的气旋为南方气旋，其典型的气旋为（江淮气旋、东海气旋 ）；另一个位于45-55之间，并以（黑龙江 ）、（吉林 ）与内蒙的交界地区产

22、生最多，习惯上称这些地区的气旋为北方气旋，其典型的气旋为（蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋、黄海气旋 ）。 30. 气旋的移动路径1） 日本以东或东南方向的洋面上2） 我国东北地区3） 朝鲜、日本北部4） 锋面气旋移动方向均沿对流层（500hPa或700hPa）气流的方向移动31. 气旋移速 平均3040km/h,极值15100，初生快，锢囚、消亡慢。春季快、夏季慢32. 反气旋频率分布：蒙古西部到我国河套地区呈西北东南向，一般在40N以北33. 蒙古气旋，春秋季最多，对中国北方地区天气影响很大，当它发展东移时，对内蒙古、东北、华北等地常造成大范围的（大风、降温、风沙、吹雪、霜冻 ）等天气。34.

23、 江淮气旋一年四季都可以发生，但以（春季和初夏）两季出现较多，特别是6月份是江淮气旋活动的最盛时期。35. 按江淮气旋形成过程可分两大类，一类是（静止锋上的波动 ），另一类为（倒槽锋生气旋 ）。典型气旋是在高空平直气流的扰动基础上发展起来的，第二类则是在已有的高空槽上发展起来的。 36. 在黄河流域发生的气旋称（黄河气旋 ）。一年四季均可出现，以（夏季 ）最多，是影响中国华北和东北南部地区一类重要的天气系统。37. 当气旋发展速度达到（24小时内中心气压下降大于24hPa ）时称为爆发性气旋，这是指在60N处，必须用 该纬度的一个贝吉隆。暴发性发展是强气旋的重要特征。冬春季多，夏秋季小。38.

24、 绝大多数爆发性气旋形成于高空西风急流（出口区左侧 ），少数形成于急流（入口区右侧 ）。 由于急流最大风速中心左侧为正相对涡度中心，右侧为负相对涡度中心，急流出口区左侧和入口区右侧为正涡度平流区，按位势倾向方程，这两个地区低层有利于气旋的发展。气旋中心西部干冷、东部暖湿，中心及其以东地区是气旋性环流，较强的片南风低空急流将南方的暖湿气流源源不断地向气旋前部输送和堆积，并形成对流不稳定。由w方程可知，暖温度平流和高层正涡度平流将产生上升运动，触发对流不稳定，积云发展潜热释放，又加强了上升运动，并使气旋进一步发展。39. 简述日本以东的西北太平洋上多爆发性气旋的可能原因。P143 1） 与爆发性气

25、旋生成的背景流场有关，参见382） 由于青藏高原的阻挡，高层西风气流分两支，分别在高原南北绕过高原，汇合于高原东侧，一般在东亚沿岸或日本上空，南支浅而慢，北支快而深，往往北支槽与南支脊在日本上空统一经度，从而构成典型的东亚急流。南支槽前下方的东亚气旋较弱，向东或东北方移动，进入北支槽前的下方（高空急流出口区左侧），正涡度平流强，气旋强烈发展，从而达到爆发性气旋标准。3） 急流中心位于日本上空，故西北太平洋上易 4） 冬春季西风急流偏南，易受高原阻挡产生这种环流形势第四章 大气环流 第一节 大气平均流场特征与季节转换 1. 大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。这种大尺度运动的水平尺度

26、在数千公里以上，垂直尺度在10公里以上，时间尺度在12日以上。 2. 地球上空大气运动基本上是环绕着纬圈自东向西（东风）或自西向东（西风）运动的，但也有南北向的空气交换，冬强夏弱。 3. 冬季北半球的对流层中部环流的最主要特点是 （1） 在中高纬度以极地低压为中心地环绕纬圈的西风环流，西风带中三个明显大槽分别位于亚洲东岸，北美东部，欧洲东部。与这三个槽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的北部。脊的强度比槽的强度弱得多。 （2） 低纬度的平均槽脊位置和数目与中高纬度不完全相同。 4夏季北半球的对流层中部环流的最主要特点是四个槽脊，强度大大减弱。 5在北半球冬、夏季对流层底部 （

27、1）5个（半永久性）大气活动中心：冰岛低压、阿留申低压、太平洋副热带高压、大西洋副热带高压和格陵兰高压。 （2）4个季节性大气活动中心：亚洲高压、亚洲热低压、北美冷高压、北美热低压。 季节性大气活动中心出现在陆地上，半永久性大气活动中心除了格陵兰冰原上的冷高压外均出现在海上。 6中高纬度对流层中部平均槽脊位置和强度的季节变化特征为：冬季和夏季的槽脊位置基本上是稳定或渐变，它们占全年相当长的时间，而两个过渡季节是短促的，在短促的时间中完成环流的季节转换常称为突变，一次发生在6月，另一次发生在10月，这种突变是半球范围乃至全球范围的现象。 4.2 控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型 1 控

28、制大气环流的基本因子是：太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀和地面9 摩擦。 2 大气环流的直接能源来自于下垫面的加热、水汽相变的潜热加热和大气对太阳短波辐射的少量吸收。然而其最终能源来自太阳辐射、赤道和极地的下垫面接受太阳辐射的差异及其年变化支配着大气环流及其年变化。 3 北半球的罗斯贝三圈径向环流模式中，从南向北依次是哈得来环流、费雷尔环流、极地环流。其中哈得来环流、极地环流是直接环流圈，费雷尔环流是间接环流圈。 4 热带和极地东风带中，地球通过摩擦作用给大气一个向东的转动力矩，即东风带的大气获得地球给予的西风角动量；在中、高纬度的西风带里，地球通过摩擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身

29、也就损耗了西风角动量。 5 极地和热带东风带中，山脉的气压力矩作用将使地球获得向西的角动量而减速向东转动，即大气得到了西风角动量而使东风减弱；在西风带中，山脉的气压力矩作用将使地球获得了向东的角动量，加速向东转动，西风带的大气也因此损耗了西风角动量，西风将减小。 大气在东风带中通过摩擦作用和山脉作用从地球表面获得西风角动量，而在西风带又由于摩擦和山脉作用失去西风角动量。 6 大气内部角动量的水平输送主要是靠平均径向风角动量的水平输送，定常挠动和非定常挠动对u角动量的水平输送。 7 气象学中把能量分为动能、位能和内能三种基本形式。在静力平衡系统中位能和内能合并称为总位能，其中能够转换为动能的部分

30、约占总位能的0.5%，称它为有效位能。平均而言，两极地区有能量净亏损为能汇，而赤道和低纬则有净盈余成为能源。 4.3 极地环流概况 1地理学上把66.5N以北和66.5S南地区称为极地。 2 北极的气旋活动冬季主要发生在极地边缘，在大西洋和太平洋的北部边缘获得巨大发展。 3 极夜急流：冬季极夜强烈辐射降温冷却，在平流层中产生指向极点的水平温度梯度，而且梯度相当大，相应出现一支强西风急流，中心风速达40米/秒以上，最大可达100米/秒。 10 4.4 热带环流概况 1热带一般是指南北半球的副热带高压脊线之间的区域，约占地球表面积的一半。 2 低纬度地区地面（热带地面流场）主要风系是信风带和季风。

31、主要的环流系统有副热带高压、赤道低压及与它们相联系的赤道辐合带。把两支信风汇合的辐合带特称为信风辐合带（气压场称为信风槽），它出现在大西洋和太平洋的热带地区；把信风和季风汇合的辐合带称为季风辐合带（也称为季风槽），它主要出现在季风比较明显的地区，其平均位置随季节摆动很大。 31 月北半球热带对流层高层三个强度较弱的平均槽分别位于孟加拉湾、非洲西海岸和太平洋东部。7 月份北半球热带对流层有三个明显的反气旋中心，分别在北美、波斯湾和青藏高原上。 4.5 西风带大型扰动 1纬向环流：西风带的波状流型表现为和纬圈相平行的环流状态。 经向环流：西风带的波状流型表现为具有较大的南北向气流，甚至出现大型的闭

32、合暖高压和冷低压。 2西风带环流变化的主要特征就是经向环流与纬向环流的维持及其间的转换。 3西风指数I：罗斯贝提出，把3555N 之间的平均地转风定义为西风指数，实际工作中就把两个纬度带间的平均位势高度差作为西风指数。高指数表示西风强大，与纬向环流对应；低指数表示西风弱，与经向环流对应。 4（西风）指数循环：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。 5西风带波动按其波长可分为三类：超长波、长波（行星波、罗斯贝波）、短波。 6长波的热力结构特征是暖性脊冷性槽。一般来说，在200 百帕、300 百帕等压面上辨别长波最方便，计算长波速度则以采用600 百帕等压面为较好。 7长波波速

33、公式或槽线方程、罗斯贝波速公式： 2 ) 2 ( p b L u C - = 8长波调整 （1） 长波调整应包括两个方面的内容：一是长波位置变化，另一个是长波波数变化。 （2） 一般把长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。 11 （3） 长波调整与长波稳定是相互对立的概念。 （4） 长波调整过程有：长波槽脊新生、阻塞形势的建立与崩溃、横槽转向、切断低压形成与消失等。 9上下游效应 （1） 大范围上、下游系统环流变化的联系称为上下游效应。 （2） 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发生变化叫上游效应，反之称为下游效应。 （3） 对我国而言，在西风带中的上

34、游是乌拉尔山地区，欧洲北大西洋和北美东岸三个关键地区，下游是北太平洋。 （4） 波束随波长而变的波称为频散波。 10 阻塞高压与切断低压 （1）阻塞形势：常把阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。阻塞形势的基本特征是有阻塞高压存在并且形势稳定。 （2）阻塞高压： 1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，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，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。阻塞高压具备以下三个条件：中高纬度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；暖高压至少维持三天以上；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，其分支点与会合点的范围一般大于4050个经度。 2）阻高的后退有两种情况，一是连续后退，一是不连续后退。 3） （3） 切断低压： 1）在西风带中长波槽脊的发展演变过程中，在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的