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理论三圈环流(紫色为纬向西风,绿色为纬向东风)
图1.2:
全球垂直速度气候均值剖面:
两支西风急流的成因是完全不相同的。
对于极锋活动地区,其地面气流的方向并不确定,但却始终具有强烈的经向温度梯度,且南暖北冷。
在热胀冷缩的作用下,南侧较暖的空气会使得整个气层变厚,而北侧的气层则因为较低的气温而变薄,从而使得气压梯度随着气压的降低(高度的升高)而升高,到了上对流层(300~200hPa)附近,强烈的气压梯度会造成强烈的西风气流——这就是极锋急流的成因,如果用更学术化一点的语言,就是60N附近较强的温度梯度导致热成风产生极锋西风。
而在副热带地区高空的副热带西风急流的成因则与较强的极赤位势高度梯度以及位温面锋区特征有关,属于高空锋导致的后果。
一般来说,副热带高空急流也被成为南支,而极锋急流则被成为北支,且南支基本强于北支。
下两图是81~10年气候平均位势高度场与位温场剖面可以看出两个关键物理要素在30N附近有最为剧烈的变化,且出现锋面特征。
图1.3/4:
300~100hPa位温、位势高度剖面(1981~2010)
但实际风场的分布并不与三圈环流的推论相同,其问题主要出现在赤道-低纬度地区上空以及Ferrel环流圈的上空。
根据之前的分析,热带地区上空应该被广泛的西风所覆盖,但实际情况是热带、特别是赤道地区中对流层以上往往存在明显的东风气流,他的形成与科里奥利力有关——由于上升气流受到的科氏力指向西侧,所以赤道气流在上升过程中会逐渐出现东分量,上升的越长,向东的速度也就越大,不过在对流层内由于受到赤道纬向Walker环流的干扰,这种特征并不明显,比如下图中在对流层顶附近出现了一个弱的西风距平区,随后平流层内急转强烈东风气流,这可能与太平洋上Walker环流的高空西风支有关。
另一个疑点在于Ferrel环流的高空气流,按照三圈理论,这里应该是被东风控制,但实际上这里是西风带的核心势力范围。
鄙人认为可以理解为两侧两支西风急流的西风动量向中间输送,使得原本的东风带逆转为西风,这从该范围内的西风显著弱于南北两支急流可以看出,而下图是纬向风动量的经向输送气候均值,可以看出30~60N之间有广泛的正值。
图1.5:
气候平均纬向风动量的经向输送(南半球反着看便于理解)
二、西风带的波动
如果仔细观察西风带的话,可以看出这条行星风带总是以弯弯曲曲的形状向东传播,而且越是靠近极地则这种波动越是明显。
实际上这是西风带内在波动的体现,一般成为斜压波结构,他的特征是高底层的温度场相差约1/4个波长。
西风带的这种波动之所以存在,是为了满足大气角动量与的热量的输送需求,而且热量的输送的需要以及不同维度科里奥利力参数的变化是波动产生的原因,角动量的输送需要则调整了波动的形态。
科里奥利力的作用在于,即使经线上的气压梯度保持一个常量,因为不同纬度所对应的科氏力作用,地转西风也将出现风速上的变化(只是纬度的函数),而经向的风速切变必然带来切变动量的传递,于是波动发展。
Rossby指出,科氏力梯度在中高纬度较小(β=df/dy=)
Ωcosφ,所以这种波动在中高纬度也最明显,后来就称其为Rossby波。
热量输送角度,如果西风带始终保持平直的西风,那么近地面层的低纬暖平流和高纬冷平流会将极锋温度梯度的扩大将没有一个上限值,很显然这是不切实际的。
而当西风带的纬向西风上一旦叠加经向波动,那么由经向风扰动产生的锋面弯曲将在平流的作用下,使得经向风扰动两侧的波包发展——比如北半球一纬向锋面上出现经向南风扰动,那么扰动的东侧将有负涡度而西侧有正涡度,于是出现辐散和辐合以及高低压的差别,一对波动形成。
近地面层的波动一旦形成,低压中心偏东侧的南风暖平流将东侧的温度升高,使得气层变厚,同时上升气流也将暖的空气向上携带,使得高空出现暖而高的脊性空气。
在低压中心西侧则是北风的冷平流,情况完全相反,如此一暖一冷一高一低的配置就组成了高空西风波动的温压场特征。
从角动量传递的角度来说,赤道/极地附近的近地面东风使得地球对其上方的大气输送西风角动量,而西风带内的西风对地面有西风角动量输送,这样如果没有一个合理的输送通道,全球的纬向风都将和地面保持一样的角速度,而这明显不符合实际,所以大气中必然存在一条角动量的输送通道。
在假设西风气流的速度恒定的情况下,我们知道如果西风波动中的槽脊轴线与经线垂直,那么槽脊两侧的经向风将会使得角动量的净输送等于0,但如果槽脊是倾斜的呢?
如果槽脊线是西南-东北倾斜的(后倾槽/正斜槽),那么在风速恒定的情况下槽前的偏西分量要远大于槽后的偏西分量,而且槽前气流是西南偏西的,于是净角动量的输送指向北,这种区别如下图所示:
图2.1:
西风槽形态对角动量的净输送的影响(鼠绘/摘录)
但西风槽脊的发展与维持必然需要能量的支持,而中纬度地区地表附近的净热通量是负值(大气向外空间输送热),那么能量从何而来?
这就要从西风槽脊的结构说起了。
西风波动内的垂直结构在前面实际上已经简单提到了,他的高层通常表现为一组类似于正弦波的结构,槽脊往往为西南-东北向伸展,而他的底层是一个个冷高压与锋面低压组成的气旋包,不过高底层的系统并非垂直对应——一般来说,高底层的波列会相差1/4个波长,高度场的底层波列前置于高空波列(这是因为热成风的输送作用)(温度场底层滞后1/4个波长)。
也就是说,高空槽前脊后的西南气流对应于地面的脊位,而高空槽后脊前的西北气流则与底层滞后冷高压垂直对应。
下图为图示的西风槽脊垂直结构,其中黑色实线分别是理想化的300hPa位势高度场与下垫面,红/蓝色线条为高压/低压的轴线,而红/蓝色断线是高温/低温的轴线。
图2.2:
西风槽脊的垂直结构
西风带的涡度分布,如果以较为常见的反斜槽为例,正涡度最大值一般出现在槽底附近,而负涡度对应的出现在脊顶附近。
由于西风平流的作用,槽前脊后会有正涡度平流,而槽后脊前则出现负涡度平流。
所以槽前有抬升气流,槽后有下沉气流——很显然,这和西风带底层结构相对应。
那么为何这样的槽脊分布会带来西风带的自我维持?
作为中纬度系统,潜热的释放必然不足以维持如此行星尺度的系统。
事实上西风带波动的形成和西风带的能量来源是一样的——经向温度梯度。
由极地Hadley和中纬度Ferrel共同输送的温度平流形成的经向温度梯度与底层锋面波列带来的斜压位能是支持西风带发展的能量来源,斜压的解释如下。
图2.3
(1):
西风带斜压示意图
假设水平面上一组与等温面相交的等压面(如图2.3),此为初始状态,且P4~P1气压一次减小,T1~T7温度依次升高。
不难看出,在P4等压面上的A与B处拥有相同的气压与不同的温度,A的温度高,所以其他将膨胀,于是气压膨胀上升,将产生低压,而B处温度低,所以气体收缩下沉,将产生高压。
相同的,C处的温度比D低,故C处为高压而D处为低压。
同时,AD的间很明显A为高压而D为低压,所以会有气流从A向D流动,对应的将有气流从B向C流动……有人会问,那么B不是只有流出没有流入而D只有流入没有流出吗?
请注意,这仅仅是一个水平面,在他们的高空完全可以存在反向的气流以满足质量守恒条件,下图是理想状态下图2.3对应的的三维气流模式。
图2.3
(2):
西风带斜压示意图-2
那么实际西风带到底是怎样一个位置?
下图是上面那种“理论上存在的”示意图在实际中的位置对应:
我用粉色代表上升气流,而土黄色色代表下沉气流
图2.3(3):
西风带斜压示意图-3
可以看出,只要底层锋面两侧的温度平流输送始终存在,则锋区内会因为气体内在变化而维持西风带波动。
另外提一下,Rossby在论文中提到西风带波动的相速度为波长L、背景西风速度U以及纬度φ的函数,公式如下:
c=U-β*L^2/4π^2,β=2Ωcosφ,式中Ω为地球的角速度,由于西风带的西风背景速度的变化并不存在中短期波动(最小的波动一般都要季节尺度),所以西风波动的相速度基本只是纬度和波长的函数,纬度越低,波长越小,相速度则越小(甚至出现西行波)。
有波动必然有能量的传递,而西风波动能量传递的速度可以用群速度表示,它的公式如下:
cg=U+β*L^2/4π^2,β=2Ωcosφ,式中Ω为地球的角速度,可见无论三个参数如何变化,西风能量的頻散总是向下游的,且波长越长、纬度越低,其能量頻散得就越快。
还有一点,西风带的波动主要出现于北支,因为南支没有那么大的经向温度梯度,其斜压性也相对较小。
三、西风带的波动分类与内在相互作用
西风带内的波动按照波长可以分为三类:
1、全球波数为1~3的一般成为超长波,他们稳定少动,通常以驻波或者后退波的形势出现,在西风带中他们对经纬向活动的中心等有着调整作用。
2、全球波数在4~6的为长波,他们是大气驻波的主体,同时也是中短期天气预测的主体,可以说是大气中最重要的一种西风波动。
3、全球波数超过8的波动为短波,他们通常与各种中尺度天气系统伴随,同时也会影响到长波的变化,但对于超长波或者类似南高、极涡之类的行星尺度系统一般无能为力。
这里首先要解释驻波的概念。
从波动学(我也不知道是算物理还是数学……)中得知,相对参考系相速度为0的波动为驻波,一般实际应用的时候只要波动的速度接近与0就行了。
以这个定义,大气的驻波可以用气候平均值的方式表达(有相速度的波动全都被平均掉了),下图是应用NCEP/NCAR再分析资料得到的气候平均300hPa位势高度场,以及海平面气压场,可以看出在东亚沿海-鄂霍次克海地区为一个明显的大槽(东亚大槽),而另一个大槽则位于北美东北部地区(北美大槽)。
相对应的,阿拉斯加地区与北大西洋地区有显著的脊位(东北太平洋脊位/北大西洋脊),另外为了保持长波槽的稳定性,东欧与北亚也有一堆槽脊组合(东欧槽./乌山脊)。
有趣的是,可以发现在东亚大陆以及北美大陆上为一个高压系统,而两大洋高纬度地区为低压系统,这正好和高空的槽脊相差1/4个波长。
顺便提一下夏季,夏季驻波相对于冬季,东亚大槽东移到勘察加半岛-白令海峡附近,而北美大槽和北大西洋脊没有明显的变化。
但西欧、以及东乌拉尔山出现槽区,而东欧和贝湖一带为一个弱脊位。
总得来说夏季的西风带以及其长波活动要比冬季更不稳定且更弱。
图3.1/2:
驻波-冬季
驻波的形成与半球海陆分布有关,以驻波较明显的冬季来举例(因南北热力梯度大而明显),中纬度大陆较低的比热容使得大陆上的降温幅度远胜于海洋,所以两篇大陆——亚欧大陆和北美大陆就形成了两个比较明显的高压系统,且由于亚欧大陆更冷,所以这里的西伯利亚也更寒冷,冷高压也就越强。
而对应的,大洋上因为海水较大的比热容(以及洋流输送的大量热),在冬季有比大陆高得多的温度,故形成大片的低压区暖区,这里也是锋面气旋存在并且活跃的地区。
大气和海洋的热力特征差异导致了底层锋面上的驻波,从而影响到高空气流形成气候驻波——注意相差1/4个波长。
但亚欧大槽与北美大槽并非对极点对称,其波长也没有能够覆盖到整个半球——东欧槽和乌山脊就是为了保持长波的稳定性而出现的一组槽脊,它的存在使得西风带三波形势能够继续维持。
相似的还有夏季的四波环流,多了一波的原因是东亚槽的东移使得长波的稳定性更差了。
顺便再说一句,东亚槽在夏季的东移的原因,是夏季大陆上变成了相对热区,东亚大槽的相对冷极则存在于鄂霍次克海地区——来自白令海峡的千岛寒流可以支持这个槽区的存在。
西风带中波动的相互作用一般以叠加形势出现,且很多情况下都是线性的,但在一些情况下线性的叠加会最终导致非线性的结果……通常来说,波动的相互作用可以分为以下几类:
1、长波的上下游作用
由于长波有能量的頻散,所以当一个地区有长波槽发展或维持时,其下游一个波长处必然也会出现负变高(槽的发展),如果作为頻散源的长波没有外源的能量输送,向下游頻散的最终结果是能量以波包的形势在西风中流转耗散,而在作为頻散源的长波有足够的能量供应的情况下,这种頻散将造成驻波的异常改变,从而引起全球性的气候异常。
前者,比如因为西退的超长波与驻波叠加时产生的頻散,后者,比如ENSO事件引起的异常海温在高纬度地区对应产生的异常能量分布激发的Rossby波动。
但这仅仅是下上效应(上游影响下游),那么下游效应呢?
由于长波的波长不足以使其頻散点能够绕地球一圈到其近似的“上游”,所以下游效应必然没有頻散的参与——事实上,下游效应只在下游因为某种外源异常产生长波异常扰动时才会出现,主要使上游出现与异常槽脊相对应的异常波列结构,与頻散有些类似。
比如说,当ENSO事件通过洋流将巨量的异常暖水传播到被太平洋高纬度地区时,异常加热的作用会使得阿拉斯加脊(驻波)异常偏西,此时就激发了一个异常Rossby波列。
这种波列在北太平洋产生的异常长波脊不仅仅会向下游頻散能量,其引起的波列结构调整也会在整个半球内传播,首先就是使上下游一个波长处出现脊位(乌山脊、偏西北大西洋脊)。
2、南北支西风槽脊的共振
西风带有两支,它们上面的波动不总是同向的……由于纬度的差异以及背景流速,斜压性质的差异,南支西风带波动东传的速度总要比北支小很多,而且其波动的振幅也要小很多,而且南支上基本很少有短波出现。
由此造成南北支的波动相位可以大致分为两种情况——其一当然是同相叠加。
顾名思义,同相叠加就是南北支在一个经度附近处于同一个相位,由于北支的速度通常比南支略快且通常以反斜槽形势出现,所以北支槽可以略滞后于南支槽。
通常同相叠加的出现预示着南北支都将有所发展,并且往往会形成闭合等高线的出现。
与同相对应的即反相,可以分为南支槽对北支脊以及北支槽对南支脊两种情况。
当北槽南脊时,两者一般都不会有很好的发展,如果北支落后与南支,北支槽前暖平流将使得南支脊与北支槽前脊合并,甚至建立阻高,对应的北支脊将在阻高后侧加深为长波槽,由此转化为同相叠加。
当形势是北脊南槽时,南槽出现切断低涡的概率相当大,并且往往北支脊也会顺势形成切断——不过这种情况出现的概率是极小的。
3、长波与短波的相互作用
长波与短波的区分仅仅在于波长,但就是这种波长的不同,使得他们在大气中扮演的角色有明显的区分。
在很多情况下,长波可以看作是大气大型气团运动的一个指标参数,比如槽前的温带气旋与槽后的冷性高压都是介于大尺度与中尺度之间的系统。
而短波则可以认为是中尺度系统的代表性参数,一般来说短波可以为中尺度的雨团、切变带以及台风等施加明显的影响。
在实际大气的运动中,长波与短波常常是同时出现并且共同影响的。
前面已经说过了他们的线性叠加特征,这里说一下较常出现的集中异常情况。
1、短波多次叠加发展/北支短波与南支同相
这是指在西风短波波动上因为上游或下游的槽脊发展而出现异常加深的情况,有的时候也可以是因为南支槽脊的同相叠加或者地面系统的锋生强迫。
一般当短波槽出现这种以异常加深的过程时,它往往会发展为一个长波系统——特别是当短波实在同相驻波的位置加深时。
发展为长波槽脊的短波对上下游施加的影响类似于一个异常Rossby波源,只不过这种波源通常是孤立的,不久后就会消散在漫漫西风中。
不过这种过程还是能引起局地天气特征的变化的,比如我国冬季寒潮中就有一类是因短波东移叠加近地面锋面而使得寒潮爆发。
2、短波叠加于同相长波,使得长波出现强烈发展并形成闭合环流
这种例子一般出现在冬季长波振幅较大时。
以槽为例,当短波槽进入一个原本已经逐渐衰亡的长波槽槽后时,其携带的正涡度通过西北风气流向长波槽槽底平流,从而使得槽底涡度异常高,并最后由涡度强迫出气旋性环流,由此构建出闭合切断系统。
该形势很容易造成切断低压或者阻塞高压的出现,当然这并不是这两个系统出现的唯一方式,后文将详述。
3、短波叠加于异相长波,使得长波减弱并出现闭合环流。
该形势一般与已经出现的准阻塞/切断形势(指发展极深且已经有闭合环流出现迹象的长波)伴随,当短波槽脊运动到准阻塞/切断的上游时,由于长波被锁定,所以短波往往会在准阻塞/切断的南/北侧通过,在通过的过程中将准阻塞/切断系统的冷暖输送带隔断,使其出现闭合环流,这也是阻塞高压和切断低压出现的一种情况。
四、西风带槽脊的内在发展方式与锋面气旋的关系
西风带波动既可以先出现底层系统也可以先有高空波动,这里以先存在高空波动为例。
假定西风带中存在一西风槽,且以稳定的速度东传,同时温度场落后于高度场,且波动成正斜状态。
此时,槽区正涡度中心存在于槽底上游的西北风气流中,所以槽底会有正涡度平流,这会使槽加深。
另一个方面,气块在槽后向南运动的过程中,地转涡度不断减小,为了保持绝对涡度守恒,相对涡度势必不断增大,而相对涡度增大的后果是使更偏南的气块拥有更强烈的气旋性曲率,这同样也会导致槽的加深。
在槽不断加深的过程中,槽后正涡度中心向槽前平流,当正涡度中心达到槽底位置,槽后为大面积负涡度平流控制,而槽前依然保持正涡度平流,槽底附近则不再存在涡度平流。
故此时涡度平流的作用将不再使得槽加强,而仅仅导致其东移。
而当正涡度中心移动到槽前时,槽底附近也出现大面积负涡度平流,于是从此开始槽区逐渐减弱。
由于高空风一般是近似于地转风的,所以相对涡度大致可以用等高线曲率来代表,于是上述的过程就可以用下面的图来表示——很显然,加强、最强以及减弱过程分别于正斜槽/标准西风槽/反斜槽的模式,这也说明在很多情况下西风槽发展与否可以用其形态来判断。
图4.1:
西风槽三个阶段
(红色为最大正相对涡度区,橙色为正涡度平流区,蓝色为负涡度平流区)
通常西风带中波动的发展都带有底层锋面波的出现,一般以锋面气旋(温带气旋)为代表。
当西风槽为反斜槽模式时,槽底、槽前有强烈的正涡度平流,对应的有上升气流发展,而槽后的正涡度中心将大量的上层寒冷空气向下拖拽,同时波动动量向底层传递,这三者一起引发地面的锋面波包出现。
下图是锋面波动刚出现时常见的高底层气压场配置,可以看出底层的低压中心往往集中于系统的东南侧急流轴的下方——这里我顺便标出了底层的气流方向。
图4.2
(1):
锋面波的发展-1
初始扰动出现后会通过斜压能量的释放而获得能源,期间中心附近的气压快速降低,同时风速增大。
在气旋发展的过程中,其中心附近底层为负变高正变涡结构,同时底层较大的涡度将由上升气流平流到高层槽的东南侧,使得这里出现正变涡,从而导致槽由正斜向反斜发展。
一般来说,发展中的温带气旋有显著的锋面特征,气旋西侧和北侧冷的涡旋中及后方的下沉气流在地面形成冷性的高压,高压东南侧的偏北风与锋区南侧来自副热带高压带的偏西南风相会往往形成一条显著的冷锋,而对应的,在东侧的抬升区,西南季风在这里形成一条暖锋。
图4.2
(2):
锋面波的发展-2
气旋进入成熟期的标志是囚锢锋(一说锢囚锋)的出现,所谓囚锢锋就是当冷锋追上暖锋后,原暖锋后侧的暖气团被迫抬升到高空,此时近地面后冷锋的锋面就可以被成为囚锢锋——当然严格意义上囚锢锋是“一块”区域,并非典型理想化锋面所指的“一条”。
气旋最早在气旋中心出现囚锢,而后冷暖峰的囚锢点不断向冷锋另一端靠拢,在此过程中,中心附近较暖的气团被抬升到更冷的气团之上,近地面的温度梯度逐渐减弱,对应的斜压位能也将逐渐减小,所以囚锢阶段将是气旋发展的零界点,在这之后,气旋就进入了衰退。
囚锢阶段,气旋的上升气流和底层涡度都处于最强阶段,强烈的正涡度平流使得高空槽的最大正涡度中心逐渐与底层低压中心重合。
此后高空气旋中心及中心后方的下沉气流直接覆盖底层低压中心并使其填塞,所以高空低值中心与底层中心的重合也能用以判别系统究竟处于何阶段。
图4.2(3):
锋面波的发展-3
由于对我们生活的地面产生实质性影响的是位于底层的锋面气旋,所以这里我简介一下一个简单锋面气旋的气流与云雨模式。
首先我要给出一个成熟期(囚锢期)锋面气旋的理论气流模型。
图4.3:
囚锢期锋面气旋的理论气流模型
首先说明各种标示的意思三根相交的局地笛卡尔系坐标轴,中心定位于温带气旋的低压中心——需要注意,向左下的指向南而非动力气象中常用的北,之所以如此为了便于理解和定位。
线条中,蓝色/粉色带箭头的细线分别代表冷/暖气流的走向,而图上高空中粉色的粗线条则是高空槽的气流分布。
而剩下的蓝色/红色圈圈分别代表下沉/上升气流区,紫色、蓝色、橙色较粗线条分别代表囚锢/冷/暖锋的锋线。
可以看出,囚锢期温带气旋的冷暖中心分别来自于其南侧的副热带高压与西北侧的槽后下沉气流,在冷锋的后侧有强烈的下沉气流,而在暖锋附近则是一片暖的上升气流,囚锢锋包围的区域则一般是气旋的中心区,内部充斥着冷暖气流混合的上升气流。
温带气旋主要集中于暖湿气流的上升区,也即中西西北侧-东北侧以及暖锋的附近,当然冷锋上也会有冷锋切变云系出现,这里一般具有整个风暴最强的降水率,但雨带宽度也差不多是全气旋最小。
而在冷锋前暖锋后的写片地区被成为气旋暖区,其内部一般盛行西南风,且常出现倒槽,是积状云团发展的好地方,也常常会有飑线之类的强烈中小尺度系统出现。
图4.4:
摘录的极端简化的温带气旋生命史。
温带气旋的特例:
暖锋气旋、副热带气旋
一般情况下温带气旋发展到最后都会由于冷气团抬升暖气团并致使底层充斥着较冷气团而进入衰退,但也有那么一部分温带气旋,他们的冷气团供应极弱而暖供应较强,在合适的条件下暖气团会在冷气团抬升他们之前完全占据中心附近,这样冷气团就不能在短期内充斥系统中心,衰退也就不会很快来临。
暖锋气旋在云图上的特征一般是螺旋云系绕中心的圈数远
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