一、环流指数与指数循环
1.西风岸大气环流两种基本状态
纬向环流 —— 平直西风环流
经向环流 —— 波状流型具有较大南北向气流
或出现大型暖高压，冷低压
２,西风指数
第四节 西风带大型扰动
? ? ? ?3 6 3 6 3 63 5 5 5
1 1 1
1 1 13 5 5 5
3 6 3 6 3 6I H H H H H? ? ?? ? ?
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高指数：Ｉ值大 —— 西风强，纬向环流为主
低指数：Ｉ值小 —— 西风弱，经向环流为主
３、指数环流 （指数循环）
大气环流演变呈“指数循环”状态 —— 经
向环流和纬向环流不断交替转换，循环出现：
高指数 —— 低指数 —— 高指数
二、西风带长波
1、西风带波动分为三类：
① 超长波 —— 波长 >10000km，北半球 2~3个波，
由地形和海陆分布的强迫振动引起
② 长 波 —— 波长 3000~10000km,50~120经距，
北半球 3~7个波，由行星锋区长波扰
动所引起
③ 短 波 —— 几百 ~3000km，由锋区中的短波扰
动所引起。
一般情况下，长波和短波不容易分辨。如图所示，迭加后的长
波槽就变得极不明显，而长波脊则因为同位相迭加显得很强。
2、长波的辨认方法, 1) 时间平均图 （ P175 图 4.31 b）
2) 空间平均图 (P177 图 4.31c)
3) 平均高度廓线图 (P178 图 4.31d)
4) 分析长波的结构和特征
?深厚系统,700~对流层顶
?长波,50~120经距，移速慢,10经距 /天,静止或西退
?热力结构：冷性槽，暖性脊
3、长波的移动
1） 长波波速公式
条件：正压，水平无辐散运动
—— ①
用小扰动法将方程线性化：
假设：
则：
带入①式 其中
得到 —— ②
上式为一个二阶线性偏微分方程 —— 波动方程
设其解,—— ③
即将长波视为在基本的西风气旋上迭加的经向正
（余）弦波
将③带入②式有
所以有 —— ④
上式即为长波波速公式 —— Rossby波速公式（槽线
方程）
2）讨论④式：
a.波速 C与西风风速有关，越大，移动越快，反之,移
动越慢。当槽脊向东时，槽脊移动的速度总是小于西
风风速。
b.波速 C与波长 L有关，长波移动的慢，短波移动的快。
c.波速 C与纬度有关（ ），高纬度波动移动
的快，低纬移速慢。
d.静止波的波长：若 C = 0，则有
后退波（西退）
静止波
前进波（东移）
纬度越高，西风越大，则 越大 （ P180 表 4.2）
e.静止波临界的纬向风速,C=0,
> 前进波
当 静止波
< 后退波
纬度越高，波长越短,越小 （ P180 表 4.1）
cuu
__ ?
3）长波波速公式的物理意义
正压，水平，无辐散大气，槽脊的移动是由绝对涡度
平流决定
相对涡度平流,槽东进
地转涡度平流,槽西退
a.槽（脊）前正（负）的相对涡度平流，局地涡度增大
（减小） 槽（脊）东进
b.槽前（后）偏南风（北风），负（正）地转涡度平流，
局地涡度减小（增大） 槽西退
4、长波调整
长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。
长波稳定，大型环流很少变动，天气过程按一定型式发展
长波调整，天气过程发生剧烈变化
1) 南北两支西风带短波同位相迭加 —— 成为长波
2) 上游槽 (脊 )的转向对相临脊 (槽 )的影响 (P182 图 4.33)
3) 群速度和上下游效应 (P182 图 4.34)
群波振幅最大值的移速称为波群速,
设,两个振幅相同,波长和移速不同的正弦波
则综合波
—— ⑤
讨论⑤式：
a）综合波的振幅是随 x,t而变化的余弦波：
余弦波振幅为２Ａ，波长为
波速（群速度）
得到 —— ⑥
2 1 2 1 2 1 1 2
2 1 2 1 2
22 c o s 2
22
L L L L L C L CA x t
L L L L L L?
???? ????
???
b) 正压无辐散长波的波群速，将长波波速
带入⑥式有：
—— 长波的波群速
由上式可见：
1.综合波的范围线以群速向下游方向传播
2.长波的波群速大于 和Ｃ，即大于西风风速和长
波波速
3.由于波动能量和波的振幅的平方成正比，所以这种
波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播 ——
能量频散
_cu
上（下）游效应：上（下）游长波系统发生变化，以比
系统本身的移速和平均西风风速都快
的速度，即波群速影响下（上）游长
波系统也发生变化，称为上（下）游
效应．
上下游效应：大范围上下游长波系统变化的相互联系．
4） 预报长波调整的定性经验
a.上游长波槽脊加强（减弱、移动）１～２天后，下游
长波槽脊也会加强（减弱、移动）
＂冬三夏四＂长波槽一般来说相对稳定，长波调整才移动
b.在欧亚地区为两个长波槽脊，如果超过两个槽（或少于
两个槽） —— 出现长波调整
三、阻塞高压
1、概述：
1）定义：西风带长波脊不断北伸，在脊的北部形成闭
合暖高压中心，称为阻塞高压。
条件,a）中高纬高空有闭合的暖高中心 —— 以北
b）暖高中心呈准静止状态 —— 维持 3天以上
c）西风急流在阻高西侧分为两支，绕过阻高后
汇合，其分支点和汇合点的范围大于 40~50
个经度。
No50
2）结构 （ P192 图 4.42）
a.阻高为深厚的暖性系统,700hpa~对流层顶
b.高压中心轴线，自下而上向西北方向倾斜
c.阻高对应冷而高的对流层顶
d.近地面为冷高压
3）阻高的活动
a.北半球常出现在大西洋，欧洲和北美
b.亚 洲常出现在乌拉尔山，鄂霍次克海
c.亚 洲５、６、７三个月最多
2、阻高的建立过程
① 第一型：西风带不稳定波动发展过程
（ P186图 4.36）
冷暖平流强，发展短波槽
② 第二型,迭加过程 西风带发展短波槽 （ P187图 4.37）
③ 阻高适应共同点：
a 上游有发展西风槽，槽后有冷平流，槽前有强的暖
平流和负热成风涡度平流，使高脊发展强大。
b 高压脊两侧由于冷平流作用，槽南伸加强，形成（切
断）低压
c P188图 4.38 500hpa高压脊以西为暖平流
200hpa高压脊以西为冷平流
有利于高压脊发展
0??
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PvP g
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5、阻高的重建和后退 —— 稳定阶段
① 阻高的重建：新的阻高相继在旧的阻高的原地建立，
称阻高重建（ P189图 4.39）
阻高在不发展槽前的冷平流和正涡度平流共同
作用下而崩溃，又在紧跟而来的发展槽前的暖平流
作用下重建
② 阻高的西退：
a）不连续西退：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生成一个新的阻高，看
起来像是阻高也在西退。将这种阻塞高压位置大幅后
退，称为不连续西退。
b）连续西退,阻高西侧为正变高，东侧为负变
高，那么阻高将连续西退。
6、阻高的崩溃过程 （ P190图 4.40）
①,上游连续有不发展的槽东移，槽前冷平流和正
涡度平流，不断冲击，削弱阻高崩溃
②,阻高前后的槽均转为移动性，经向环流转纬向
环流
③, 500hpa阻高以西转为冷平流
200hpa阻高以西转为暖平流
不利于高压脊发展
四、切断低压
1.定义：西风带长波槽不断向南加深，在槽的南边形
成的闭合冷性低压中心。
2.结构,P192图 4.42
高空深厚冷低压,700hpa~对流层顶
暖而低的对流层顶
地面浅薄的冷高压
冷堆外围为锋区
3,切断低压的形成
a.与阻高相伴生成
b.西风槽的切断（ P191图 4.41）
温度槽落后与高度槽，且振幅较大，高度槽随
之加强，南伸迅速，槽前后暖脊发展，切断冷源，
形成孤立的冷性低压。
4.切断低压的消失过程
a.原地变性回暖和摩擦作用逐渐消亡。
b.新的冷空气的冲击和东移使冷堆辐散下沉增温，气
旋性涡度减小而逐渐消亡。
1.西风岸大气环流两种基本状态
纬向环流 —— 平直西风环流
经向环流 —— 波状流型具有较大南北向气流
或出现大型暖高压，冷低压
２,西风指数
第四节 西风带大型扰动
? ? ? ?3 6 3 6 3 63 5 5 5
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3 6 3 6 3 6I H H H H H? ? ?? ? ?
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高指数：Ｉ值大 —— 西风强，纬向环流为主
低指数：Ｉ值小 —— 西风弱，经向环流为主
３、指数环流 （指数循环）
大气环流演变呈“指数循环”状态 —— 经
向环流和纬向环流不断交替转换，循环出现：
高指数 —— 低指数 —— 高指数
二、西风带长波
1、西风带波动分为三类：
① 超长波 —— 波长 >10000km，北半球 2~3个波，
由地形和海陆分布的强迫振动引起
② 长 波 —— 波长 3000~10000km,50~120经距，
北半球 3~7个波，由行星锋区长波扰
动所引起
③ 短 波 —— 几百 ~3000km，由锋区中的短波扰
动所引起。
一般情况下，长波和短波不容易分辨。如图所示，迭加后的长
波槽就变得极不明显，而长波脊则因为同位相迭加显得很强。
2、长波的辨认方法, 1) 时间平均图 （ P175 图 4.31 b）
2) 空间平均图 (P177 图 4.31c)
3) 平均高度廓线图 (P178 图 4.31d)
4) 分析长波的结构和特征
?深厚系统,700~对流层顶
?长波,50~120经距，移速慢,10经距 /天,静止或西退
?热力结构：冷性槽，暖性脊
3、长波的移动
1） 长波波速公式
条件：正压，水平无辐散运动
—— ①
用小扰动法将方程线性化：
假设：
则：
带入①式 其中
得到 —— ②
上式为一个二阶线性偏微分方程 —— 波动方程
设其解,—— ③
即将长波视为在基本的西风气旋上迭加的经向正
（余）弦波
将③带入②式有
所以有 —— ④
上式即为长波波速公式 —— Rossby波速公式（槽线
方程）
2）讨论④式：
a.波速 C与西风风速有关，越大，移动越快，反之,移
动越慢。当槽脊向东时，槽脊移动的速度总是小于西
风风速。
b.波速 C与波长 L有关，长波移动的慢，短波移动的快。
c.波速 C与纬度有关（ ），高纬度波动移动
的快，低纬移速慢。
d.静止波的波长：若 C = 0，则有
后退波（西退）
静止波
前进波（东移）
纬度越高，西风越大，则 越大 （ P180 表 4.2）
e.静止波临界的纬向风速,C=0,
> 前进波
当 静止波
< 后退波
纬度越高，波长越短,越小 （ P180 表 4.1）
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3）长波波速公式的物理意义
正压，水平，无辐散大气，槽脊的移动是由绝对涡度
平流决定
相对涡度平流,槽东进
地转涡度平流,槽西退
a.槽（脊）前正（负）的相对涡度平流，局地涡度增大
（减小） 槽（脊）东进
b.槽前（后）偏南风（北风），负（正）地转涡度平流，
局地涡度减小（增大） 槽西退
4、长波调整
长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。
长波稳定，大型环流很少变动，天气过程按一定型式发展
长波调整，天气过程发生剧烈变化
1) 南北两支西风带短波同位相迭加 —— 成为长波
2) 上游槽 (脊 )的转向对相临脊 (槽 )的影响 (P182 图 4.33)
3) 群速度和上下游效应 (P182 图 4.34)
群波振幅最大值的移速称为波群速,
设,两个振幅相同,波长和移速不同的正弦波
则综合波
—— ⑤
讨论⑤式：
a）综合波的振幅是随 x,t而变化的余弦波：
余弦波振幅为２Ａ，波长为
波速（群速度）
得到 —— ⑥
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3.由于波动能量和波的振幅的平方成正比，所以这种
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系统本身的移速和平均西风风速都快
的速度，即波群速影响下（上）游长
波系统也发生变化，称为上（下）游
效应．
上下游效应：大范围上下游长波系统变化的相互联系．
4） 预报长波调整的定性经验
a.上游长波槽脊加强（减弱、移动）１～２天后，下游
长波槽脊也会加强（减弱、移动）
＂冬三夏四＂长波槽一般来说相对稳定，长波调整才移动
b.在欧亚地区为两个长波槽脊，如果超过两个槽（或少于
两个槽） —— 出现长波调整
三、阻塞高压
1、概述：
1）定义：西风带长波脊不断北伸，在脊的北部形成闭
合暖高压中心，称为阻塞高压。
条件,a）中高纬高空有闭合的暖高中心 —— 以北
b）暖高中心呈准静止状态 —— 维持 3天以上
c）西风急流在阻高西侧分为两支，绕过阻高后
汇合，其分支点和汇合点的范围大于 40~50
个经度。
No50
2）结构 （ P192 图 4.42）
a.阻高为深厚的暖性系统,700hpa~对流层顶
b.高压中心轴线，自下而上向西北方向倾斜
c.阻高对应冷而高的对流层顶
d.近地面为冷高压
3）阻高的活动
a.北半球常出现在大西洋，欧洲和北美
b.亚 洲常出现在乌拉尔山，鄂霍次克海
c.亚 洲５、６、７三个月最多
2、阻高的建立过程
① 第一型：西风带不稳定波动发展过程
（ P186图 4.36）
冷暖平流强，发展短波槽
② 第二型,迭加过程 西风带发展短波槽 （ P187图 4.37）
③ 阻高适应共同点：
a 上游有发展西风槽，槽后有冷平流，槽前有强的暖
平流和负热成风涡度平流，使高脊发展强大。
b 高压脊两侧由于冷平流作用，槽南伸加强，形成（切
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c P188图 4.38 500hpa高压脊以西为暖平流
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5、阻高的重建和后退 —— 稳定阶段
① 阻高的重建：新的阻高相继在旧的阻高的原地建立，
称阻高重建（ P189图 4.39）
阻高在不发展槽前的冷平流和正涡度平流共同
作用下而崩溃，又在紧跟而来的发展槽前的暖平流
作用下重建
② 阻高的西退：
a）不连续西退：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生成一个新的阻高，看
起来像是阻高也在西退。将这种阻塞高压位置大幅后
退，称为不连续西退。
b）连续西退,阻高西侧为正变高，东侧为负变
高，那么阻高将连续西退。
6、阻高的崩溃过程 （ P190图 4.40）
①,上游连续有不发展的槽东移，槽前冷平流和正
涡度平流，不断冲击，削弱阻高崩溃
②,阻高前后的槽均转为移动性，经向环流转纬向
环流
③, 500hpa阻高以西转为冷平流
200hpa阻高以西转为暖平流
不利于高压脊发展
四、切断低压
1.定义：西风带长波槽不断向南加深，在槽的南边形
成的闭合冷性低压中心。
2.结构,P192图 4.42
高空深厚冷低压,700hpa~对流层顶
暖而低的对流层顶
地面浅薄的冷高压
冷堆外围为锋区
3,切断低压的形成
a.与阻高相伴生成
b.西风槽的切断（ P191图 4.41）
温度槽落后与高度槽，且振幅较大，高度槽随
之加强，南伸迅速，槽前后暖脊发展，切断冷源，
形成孤立的冷性低压。
4.切断低压的消失过程
a.原地变性回暖和摩擦作用逐渐消亡。
b.新的冷空气的冲击和东移使冷堆辐散下沉增温，气
旋性涡度减小而逐渐消亡。
