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天气学教学、传统文化及房地产法学交流

 
 
 

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天气学原理 大气环流  

2007-10-25 09:20:53|  分类: 天气学教学课件 |  标签: |举报 |字号 订阅

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基本内容

大气环流一般是指具有世界规模的、大范围的大气运行现象,既包括平均状态,也包括瞬时现象,其水平尺度在数千公里以上,垂直尺度在10km以上,时间尺度在数天以上。  

第一节 大气平均流场特征

 

平均纬向环流

           平均纬向环流是指平均纬向风的经向分布。如果不计经向风速分量,平均而言,近地面层的纬向风带可分为三个:极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。与此三个风带相应的地面气压带是四个:极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。通常称它们为“三风四带”。

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平均经圈环流

           经圈环流是指风的经向分量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈。北半球冬季子午面上有三个平均环流图:高纬和低纬地区是两个正环流圈,中纬度地区是一个逆环流圈,低纬度的正环流圈,通常称之谓信风环流圈,也叫哈德莱(Hadley)环流圈。它对应着低空由副热带高压吹向赤道的信风和高空由赤道吹向副热带地区的反信风。

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平均水平环流

            冬季北半球对流层中部环流的最主要特点是盛行着以极地为中心的沿纬圈的西风环流,西风带上有行星尺度的平均槽、脊。其中有三个明显的槽:

一在亚洲东岸(由鄂霍次克海向较低纬度的日本及中国东海倾斜),称为东亚大槽;

二是位于北美东岸(自大湖区向较低纬度的西南方倾斜),称为北美大槽;

三是由欧洲白海向西南方向伸展的较弱的欧洲浅槽,是三槽中最弱的一个,在三个槽之间有三个平均脊,分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部。  

 

夏季北半球对流层中部的环流与冬季相比有显著的不同。西风带明显北移,等到高线变稀,中高纬度的西风带上由三个槽转变为四个槽,其强度比冬季显著减弱。

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北半球一月和七月的平均海平面气压场,整个气压场形势表现为沿纬圈方向的不均匀性,而呈现一个个闭合的高、低压系统,称为永久或半永久性活动中心。当活动中心长年存在的称为永久性的,而有季节变化的则称为半永久性的。

 

冬季,北半球的主要活动中心是两个低压和几个高压。一个是阿留申低压,与高空东亚大槽相对应;另一个是冰岛低压,与北美大槽相对应。几个高压有西伯利亚高压、北美高压、太平洋高压和大西洋高压。前两个为冷高压,后两个为副热带高压。

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夏季与冬季的最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压到了夏季变成了两个热低压:亚洲低压和北美低压。阿留申低压和冰岛低压在夏季虽仍存在,但比冬季弱得多。副热带高压夏季显著北移,海上的两个副热带高压变得非常强大。

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第二节 大气环流的形成和维持

中高纬地区大气运动基本上是盛行以极地为中心的纬向西风气流。本节主要讨论对大气运动基本状态形成 和维持的原因

 由大气环流平均分布特征提出问题:

地球表面风压场为什么具有“三风四带”的分布特征,而不是其他的分布?

为什么会有三圈环流而不是一圈或多圈?

为什么在对流层中层,环流为绕极旋转的环流[极地地区位势高度最低,而赤道地区反而高? 在对流层上层是否还有这样的特点]?

为什么存在平均操脊?

为什么存在西风最大中心?

…………………….

 

太阳辐射

           大气环流形成与维持的基本能源是太阳辐射能

太阳辐射强度随纬度分布的不均匀使温度场的分布随纬度变化而变化(冷、暖两仪)

 

地球自转(三圈环流形成)

       净余辐射能沿纬度分布的不均匀,造成了赤道暖两极冷的温度场。地球的旋转效应,使高空流向极地的空气在副热带下沉,高空出现副热带西风急流。类似的,地球旋转作用使地面附近由极地流出的气流不能直接到达较低纬度。

 

地面摩擦作用(大气运动的角动量平衡)

    地面磨擦和大气中的内磨擦时时刻刻都在消耗大气的动能,阻滞大气的运动。由于摩擦和山脉的作用,空气与转动地球之间产生了转动力矩(即角动量)。单位质量空气绕地轴旋转的绝对角动量为:

 

海陆分布和大地形对大气环流的影响(平均槽脊的形成[高空急流最大中心、急流分支]、季风形成、降水量地理分布[雨极、沙漠]、天气系统的发生频率等)

海陆分布的影响(平均槽脊的形成)

冬季,大陆是冷源,海洋是热源;夏季,大陆是热源,海洋是冷源。

 

地形影响

地形对大气环流的影响,不仅在热力作用,也有动力作用。如亚洲的青藏大高原,北美的落基山。

冬季,高原相对于四周自由大气是个冷源,夏季,高原对四周的自由大气是个热源。

高原大地形对大气环流的影响

 大气中下层南部槽、北部脊;

高原东侧多出现地面气旋、东南侧出现西南涡;

冬季使西风急流分为南北两支,日本上空出现最大风速中心;

冬季冷源作用,使南支西风急流加速;夏季热源作用,使高原南侧对流层上层出现地球上唯一东风急流,对流层上层出现最强大的系统 – 南亚高压,对流层低层出现最深厚的西南季风; 

夏季热源作用使该地区的Hadley环流反向,气流在高原上升,在赤道地区下沉;

全球最大降水中心位于高原南坡东南部,北部出现降水量很少的沙漠地区;高原的阻挡使高原南部地区很少受到冷空气的直接影响,但在高原以东使冷空气的势力增强,冬季在南海南部出现最强的北半球向南越赤道气流

 

第四节 行星锋区和急流

 

行星锋区一般特征

在对流层中上层等压面图上,宽度为几百公里的等温线最密集的带状区域,是所谓的高空锋区,也称为行星锋区。由于等高线密集区常与等温线密集区同时存在,且位置偏离不大,有时也将等高线密集带称为行星锋区。行星锋区实际上是中高纬度冷气团与较低纬度暖气团之间的过渡区域。

北半球行星锋区主要有两支:北支介于冰洋气团与极地气团之间,一般称为极锋;南支介于极地气团与热带气团之间,一般称为副热带锋。

行星锋区与其它天气系统的联系

      行星锋区与急流的关系非常密切。极锋急流可用热成风关系说明:

 

气旋的活动与行星锋区密切相关:地面锋线常常是极锋行星锋区在地面上的反映。气旋的发生、发展一般都是在锋区上进行的,其出现的最大频数以及主要路径和锋区的平均位置基本一致。

   在高空急流的南侧,强反气旋式切变涡度造成的气流辐散有利于地面气旋的发展,在高空急流的北侧,强气旋式涡度有利于地面反气旋发展

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急流

 

一般特征

急流是风场的一个特征,在高空和低空,低纬度和中高纬度都可以出现急流。

高空急流是一个强而窄的气流,位于对流层上层或平流层中,高度通常为10km左右,在平流层中可达二三十公里。

急流区中风速最大点的连线,称为急流轴,一般位于急流区的中心部位,呈准水平。

沿急流轴方向上,风速大小存在着明显的差异。在急流区两端,有气流的散合区。在气流汇合的区域,等高线(或流线)呈辐合状,称为急流的入口区;在气流散开的区域,等高线(或流线)呈辐散状,称为急流的出口区。

 

急流的分类

温带急流

           温带急流又称为极锋急流,有时也称北支急流,它与中、高纬度的高空行星锋区(极锋)相联系。

副热带急流

             副热带急流又称为南支急流,它的中低纬度的高空行星锋区(副热带锋)相联系,形成于副热带高压的北部边缘,平均在200hPa副热带高压脊线以北1000~1500km处。

 

热带东风急流

热带东风急流形成与低纬热带对流层顶附近或平流层中,位于高空副热带高压南部边缘,平均在100hPa副热带高压脊线以南1000~1200km,位于北纬15~20度之间。高度为14~16km。平均风速为30~35m/s。

极区平流层急流

 

低空急流

              低空急流即对流层低层急流。在对流层下半部可以产生许多风速较强的部分,其中一部分与暴雨、雷雨、飑线、龙卷风等强对流天气相联系,一般称之为低空急流。

高纬度极地区域20~30km上空,由于冬季极夜辐射冷却,平流层高空冷性气旋边缘水平温度梯度很大,相应出现一支强西风急流,中心风速达40m/s以上,最大可达100m/s,通常称为平流层极地黑夜西风急流简称极夜急流。

 

急流的形成原因

 

锋区的热成风大(极锋急流、副热带东风急流)

西风角动量的输送和积累(副热带西风急流)

地转偏差[非地转风的增大](夏季低空急流)

 

第五节 大气长波与短波

 

一般特征

在半球范围的高空图上,中高纬地区的气流是围绕着极地的,波状的西风气流。这种流型在对流层中上层及平流层底层最明显,下层变得不清楚,近地面层则变成圆圈关的流型。波状流型的波谷对应着气压槽,波峰对应着高压脊,通常称之为西风波动。

西风波动有两种:一种是波长较长、振幅较大、移动较慢、维持时间较长的“长波”,也称行星波;另一种是波长较短、振幅较小、移动较快、维持时间较短的叠置在长波上面的“短波”。

 

超长波、长波和西风带短波

 

v超长波:波长超过1万千米(绕地球一圈有1~3个波)

v长波:3000(5000)~10000千米(3~7[6]个波,50~120经矩)

v短波:5000千米以下

 

长波的移动

 

由长波公式可以得到下列一些结论:

波速c与西风强度U有关,西风越强,波动向东移动越快;反之,移动越慢。

波速c与波长有关,波长越短,移动越快;波长越长,移动越慢。

当其它情况相同时,波动在高纬度移动较快,在低纬度移动较慢。

当西风强度与波长达到一定数值时,可使c=0,波动静止。静止波的波长为LS=2π(U/β)**1/2,当L〈 LS ,波动前进;当L= LS时,波动静止;当L 〉 LS时,波动西退。

波动的振幅越大,风的南北分量越大,西风分量越小,波动向东移速就越小,甚至呈静止或西退;反之,当波动振幅越小时,向东移速就越大。

 

长波的结构

 

一般情况下,等温线位相稍落后于等高线,有时两者重合,少数情况下等温线超前等高线。总的说来,长波具有冷槽暖脊的热力结构特点。

在高空,西风带风速比等温线移速大(U>c);在暖平流区,存在上升运动;在冷平流区,存在下沉运动。

高空槽前对应着地面低压(锋前气旋),槽后对应着高压。更为一般的情况是高空长波槽前对应着地面气旋族。

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长波调整

 

v长波波数的变化及长波的更替称为长波调整。长波调整是全球性的大气环流变化。时间上对应准双周的变化。(寒潮爆发、副热带高压的中期变动、大气环流高低指数之间的转换均与此有关)

v1、不同纬度带上槽脊的同位相迭加使振幅增大

v2、紧邻槽脊的相互影响

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上下波游效应和能量频散原理

 

上、下游长波系统之间的相互关系,通常称为“上、下游效应”。上游某地区长波系统发生某种显著变化后,接着以相当快的速度(一般大于基本气流的速度,也大于波动本身的移动速度)影响到下游地区长波系统的变化,最后使广大范围内的环流形势发生变化,叫做“上游效应”;反之,下游某地区长波系统的显著变化,也会影响到上游,使上游环流系统也随之发生转变,则叫做“下游效应”。在长波调整过程中,以上游效应最为重要。

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这种上、下游效应可以用“能量频散”的原理来解释。实际大气中的波动是由不同振幅、不同频率、不同波长的简单波叠加而成的所谓“波群”。群波的移动速度称为群速度。若群速度与波长有关,则表示有“能量频散”。罗斯贝波就是一种能量频散波,因为它的群速度大于波传播的相速度。

 

短波活动及其对中国天气的影响

 

进入中国的西风短波槽,根据路径不同,可有下列几种情况:

一是叠加在中支西风气流上从西北经高原北面移至中国东部的所谓西北槽以及从西面经越高原而东移的所谓高原槽

另一是叠加在南支风气流上从高原南面经过印度、缅甸东移影响中国的所谓印缅槽

 

短波活动的一般特点

短波活动一年四季都可以出现,冬季的寒潮间隙期间经常有短波活动,春季短波活动更加频繁。

根据欧亚大陆高空500hPa环流形势,中纬度地区出现平直西风时一般有两种形势:

第一种是高纬地区经向环流较强,有大型的闭合高压和低压系统,而且多半构成阻塞形势。

第二种是亚洲大陆北部北冰洋沿岸为一个巨大的极涡,极涡南方的中高纬度地区盛行西风,其上也有一系列的波动。

 

短波活动对中国天气的影响

短波活动的实质也是不同纬度间冷暖空气的交换过程,因此,就冷空气来说,短波活动也可以看成是一次中等强度的冷空气活动。与寒潮过程的差异,只是冷空气的强度较弱而已。

 

第六节 阻塞高压和切断低压

 

阻塞形势是一种稳定的形式,它可以维持相当长的时间,对其控制下的地区以及上、下游大范围地区的环流、天气过程和天气,都将会产生很大的影响。

西风带大气长波的不稳定发展,或者两个不同纬带内的槽脊在移动过程中相互叠加式,槽脊强度可显著加强, 在长波脊中往往形成闭合的暖高压,称为阻塞高压。

 

阻塞高压的一般特征:

v1)在地面图上和500hPa等压面图上同时出现闭合等值线,且在500hPa图上,阻高将西风急流分为南北两支;

v2)中心位于北纬50度以北;

v3)持续时间至少不小于3天。

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阻塞高压的结构和天气

v       阻塞高压是高空深厚的暖高压系统,在它的西侧盛行偏南气流,在东侧盛行偏北气流。

v       在阻塞高压直接控制下的天气,一般是晴朗少云,在阻塞高压东部常有冷平流和下沉运动,天气功以冷晴为主;而在阻塞高压西部为暖平流和上升运动,天气较暖流而多云雨。

 

暖平流随高度减弱,有利位势高度增加:

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阻高的建立

 

v1、波动不稳定发展过程:

      阻高形成之前,500hPa图上在上游地区有西风槽发展(振幅加大)。这种上游槽的形成和发展与一次强冷空气的向南爆发相联系。在波槽发展过程中,高压脊向北发展。

 

槽内冷平流把冷空气向南输送,槽前强烈的暖平流把暖空气向北输送,高压脊不断加强北伸,冷空气继续南流,在槽南端形成一个冷性切断低压,插向暖高脊的西南侧。使向北输送的暖空气与南方的暖空气主体脱离,使暖高压脊发展成为阻塞高压。

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2、叠加过程

 

v由于南北两支基本气流中的槽脊移速不同,移速较快的槽脊之上,使南、北两支气流中的高脊在同一经度上相叠加,经向度迅速加大,从而形成阻塞高压。

v单由叠加过程形成的阻塞高压比较少见,主要由波动不稳定发展形成阻高。

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阻高的重建和西退

 

v阻高建立后,往往维持相当长的一段时间期后趋于消失,此时又有一个新的阻塞高压在原先的位置附近重新形成(重建),或者在其西面地区形成,因而表现为阻塞高压的向西后退(西退) 。

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阻高的崩溃

 

v消弱型:在阻塞高压上游的小槽一个个东移,原先位于阻塞高压西面的冷槽侵入阻塞高压区域,槽前有明显冷平流,遂使阻塞高压减弱,随着该冷槽的发展,阻塞高压范围内的暖平流也明显减弱。北支西风带急流逐渐南移与南支趋于合并,这时阻塞高压中心消失,变为一弱高脊东移,环流亦由经向变为纬向环流

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长波调整型:即在阻高的上游地区有大槽建立并东移,西风带长波发生调整。(冬季对应较强寒潮爆发)

 

阻高活动对东亚环流及天气的影响

 

阻塞形势是整个大气环流演变的一个阶段,它的建立与崩溃对其控制区域以及上、下游广大地区的环流都产生巨大的影响。

 

冬季乌拉尔地区阻高的影响

 

v乌拉尔地区有阻高存在时,其下游环流形势稳定,整个东亚处于宽广的大低压槽区内,有时可有小槽沿西北气流不断向东南侵袭,中国北部常受其影响。由于这种小槽不发展,因此不会引起全国性的寒潮爆发。

 

夏季鄂霍次克海或雅库次克地区阻高的影响

 

v每年六、七月份,鄂霍次克海或雅库次克地区上空经常出现阻高,使东亚地区上空西风急流分为两支:一支绕阻塞高压的北部东移,另一支沿青藏高原北缘的河西走廊到达江淮流域转向日本,在这支强西风气流上,不断有小槽东移,槽后偏北气流引导冷空气南下,与西太平洋副热带高压脊西缘的西南气流汇合于江淮流域,造成江淮流域的持续性的梅雨天气。

 

切断低压

 

一般特征:

v   切断低压是出现于对流层中上层的冷性闭合性低压系统。高空等压面图上表现为与北方冷空气主体割裂的一堆孤立冷空气,这种系统一般在300 ~ 500hPa 等压面图上表现最明显。

v   大致有两种形成形势:一种是闭合低压单独出现,在它的一侧或两侧有明显的高压脊或高压;另一种与阻高同时出现,切低出现在阻高的南侧。

 

切断低压的形成过程

 

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v也是西风带长波不稳定发展的结果。

 

切断低压的消失过程

 

v切低形成后,一般可维持二、三天或更长时间,其消失过程常见有两种:一是逐渐填塞并缓慢移动,以后逐渐消失;另一种是当北方有新的冷空气南下,促使孤立于南方的冷空气堆向东南移动,冷堆里空气迅速下沉扩散,切断低压不能再继续维持而很快消失。

 

切断低压的活动及其天气

v切断低压一年四季都可以出现,以春、秋季出现最多。

v北美和西欧出现切断低压的频率最大。在中国东北地区五、六月份也常有切断低压发生,称为东北冷涡。

v在夏季,东北冷涡出现时,其西部的冷平流常使中国东北、华北地区发生连续数天的雷雨天气。一般切断低压的云雨天气多出现在它的西南部或南部。

 

第七节 切变线和西南涡

切变线

n切变线是风场中的不连续线,在其两侧的风有明显的气旋性切变。这种切变线在任何地区,在地面和高空均可出现。这里所讨论的切变线主要是指中国东部地区的、低空(850~700Hpa)切变线。

¨切变线的类型

n根据切变线的风场形式,切变线可分为:

n1、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。这类切变线为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。

3、准静止锋式切变线:它是偏东风与偏西风之间的切变线。

切变线的活动

切变线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。

ni)华南切变线:华南切变线,大多数都有地面冷锋或静止锋相对应。

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。

niii)华北切变线,:当副热带高压脊向北推进到北纬26~30度一带时,其北侧与西风带小高压构成的切变线也就位于华北地区,是华北和东北南部地区七~八月份雨季的一种天气系统。

n切变线降水主要集中在夏季,降水的强弱与水汽条件和垂直运动的强弱有密切关系。  

n切变线的类型不同,其降水也不同,对于冷锋式切变线,其北侧偏北风占主导地位时,切变线南移较快,水汽含量也不充沛,所以降水量不大;但当北侧为东北风,南侧为西南风时,水汽含量充沛,辐合作用较强,有可能出现暴雨。对暖锋式切变线,一般气旋性环流较强,且偏南风占主导地位,水汽含量丰沛,因而云层较厚,降水量较大,降水范围也较大,且维持时间比冷锋式切变更长。  

切变线的形成过程

n切变线的移动由其两侧天气系统的势力强弱所决定,当北侧系统强时,切变线南移;若双方势均力敌,则切变线呈准静止状态。

切变线的移动与消失

n1)冷式切变线一般南移,暖式切变线一般北移。

n2)当500hPa上有西风槽东移和在在面上有气旋东移发展加深,使槽后冷空气大举南下,使切变线北侧高压加强时,偏北风加大,切变线南移。

西太平洋副热带高压脊势力减弱并向东南撤退时,切变线南移;反之,切变线北移。

切变线消失过程中两种情况:当切变线北侧的冷空气增强南下时,切变线北侧的小高压将向东南移动,则切变线由东西向逆转成东北至西南向或南北向的西风槽向东移去;或者切变线北侧的小高压与西太平洋副高合并时,切变线消失。

 

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西南涡是夏半年活跃于中国西南地区上空700hPa或850hPa上的气旋性小涡旋,其直径一般为3~4个纬距,维持时间2~3天。

西南涡源多集中于三个地区:九龙、巴塘、康定及德钦一带(即北纬28~32度,东经99~102度)

西南涡的形成过程

   西南涡是在青藏高原特殊的地形影响和一定的环流型式下形成的。其生成过程主要有三种。 

高原南侧印度至孟加拉湾的西南季风,在中印半岛至华南形成一支低空西南急流,这支西南急流在高原东南侧的绕流作用和磨擦作用下,形成西南涡。

对流层中层(400~500hPa)较强的西至西南风越过青藏高原时,随着高原坡度的下降,导致风速的辐合,产生气旋性涡度,形成西南涡。  

对流层中层西风槽到达高原东坡,其下游四川盆地东部至长江中游同时有低层西南急流配合,强烈的气旋性曲率和切变形成强气旋性涡度和正涡度平流,其下方常诱生出西南涡。

西南涡的天气

 西南涡在源地时,均可产生一些降水,降水主要分布在低涡的中心区及东南侧。这种天气有明显的日变化,夜间或清晨比白天的天气要坏一些

西南涡移出源地后容易得到发展。是影响江淮地区和华北地区降水的气旋系统。另外,当冷空气侵入川北,大气斜压性增大时,也能得到发展。

 

第八节 极地涡旋

 

极地涡旋是活动于极地附近的冷性涡旋,其中心温度最低,是高纬度大尺度环流中重要的系统之一,通常简称极涡。在100 hPa  等压面图上,极涡表现比较明显和完整。

 

§一、极涡的统计特征

§    资料统计,在北纬50度以北平均每天有1.5个极涡,而频数最大最集中的地区是以极地为中心向亚洲和美洲伸展的狭长地带,极区、北美至大西洋和亚洲这三个区内出现极涡中心的天数都很多,说明这些地区的极涡活动最为频繁,而且较稳定,其中又以亚洲最为显著,最长的极涡活动天数达35天。

 

§二、极涡移动路径

§    极涡中心移动路径,按其活动轨迹可分以下三类:

§    (1)极向性运动:极涡中心从一个区经极地移到另一个区。

§    (2)纬向性运动:即沿纬圈方向移动,此类路径偏于欧洲部分。

§    (3)转游性运动:极涡中心经过一段时间活动的后,又返回到原来的出现点附近,其过程可持续一个月之久。

 

§三、极涡的环流型

§    按照极涡中心的配置可分为下列四个环流型:

§    (1)绕极型:北半球只有一个极涡中心,位于北纬80度以北极点附近,

§    (2)偶极型:北半球只有一个极涡中心,位于北纬80度以南

§    (3)偶极型:北半球有两个极涡中心

§    (4)多极型:北半球有三个或三个以上的极涡中心

 

§四、极涡活动与东亚大气环流和寒潮的关系

§    强寒潮过程中极涡维持在亚洲,而且强寒潮发生前,亚洲上空早已形成并稳定地维持了一个强大的极涡系统。

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