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东风波

[拼音]:dongfengbo

[外文]:easterly wave

热带地区低空信风和高空东风气流中由东向西移动的一种波状扰动,属热带天气系统。东风波所经过的地方一般伴有降水和坏天气。东风波的发展,往往可促使飓风或台风的发生,它是热带地区研究得较早和较多的天气系统之一。

发生机制

在早期,根据低空资料,认为东风波是冷空气辐合上升而周围暖空气辐散下沉的冷性系统,其发展所需的扰动动能是由基本气流取得的,因而是一个正压发展过程。后来发现在许多情况下,东风波也可以是暖性的,波动处有暖空气上升,扰动动能可取自有效位能,因而存在斜压性发展的过程。特别是在东风波有了一定发展而产生降水后,由于水汽的凝结潜热释放加热,使系统的扰动有效位能增加,而转换为扰动动能。因此,东风波早期的发展机制,主要是正压发展机制,而在其形成后斜压发展机制便不能忽视(见正压大气、斜压大气)。

大西洋西部的东风波

大西洋西部对流层低层信风中的东风波,最早人们认为是在加勒比海地区发生的。1945年,H.里尔首次总结出一个模型。这类东风波水平波长约2000~4000公里,平均以每小时20公里的速度向西移动,较大强度出现于700~500百帕等压面之间。波的轴线随高度向东倾斜,波轴后方的东南气流中,有低空气流辐合,而且有上升运动,常出现坏天气;在波轴前方的东北气流中,有低空气流辐散,而且有下沉气流,天气晴朗。到60年代,通过卫星云图的分析,人们发现大西洋西部的东风波(如加勒比海东风波),有许多起源于非洲西部。西非的东风波在自东向西横越大西洋时,可以发展而产生飓风,也可改变结构。通过1974年大西洋热带试验(GATE)的观测,发现西非东风波水平波长约2500公里,移速每天5~7个经度,一个波动经过一个地点约需经历3~4天。西非东风波的较大气旋式涡度出现于650百帕的等压面上,在300百帕等压面以上,为反气旋式急流,其较大的涡度出现在200百帕等压面上。西非的东风波和加勒比海东风波不同,波轴随高度向西倾斜,较大上升气流经常出现于离波轴不远的前方 (西侧)700百帕等压面上,上升速度平均约1~2厘米/秒,在上升气流区出现坏天气和降水。

西太平洋东风波

大多发生于西太平洋东部,平均波长约2000公里,每天约以 7个经度的速度西移。这种东风波直接发展成台风的次数并不多,但当它向西移经热带辐合带北侧时,常促使热带辐合带内发生台风。根据1971年R.J.里德的研究结果,西太平洋东部的东风波向上可扩展到300百帕的高度,在850百帕高度上,经向风力强,振幅为6米/秒。在300百帕等压面以上,为反气旋式环流。较大上升运动发生于波槽附近,该处的低空气流辐合,在400百帕等压面以上辐散,波槽附近低空是冷性的(中心温度比周围低),在500百帕等压面以上,变为暖性。从卫星云图可以看到,东风波的云系常为倒逗点状涡旋云系。在西太平洋东部地区,东风波波轴一般是随高度向东倾斜的。当它向西移到西太平洋西部时,波轴逐渐变为随高度向西倾斜,与此同时,坏天气区也随之移向波前。一般认为,这种变化主要是由基本气流铅直切变的变化而引起的。在东部地区,低空为东风,高空常为西风;而在西部地区,低空常为西风(或弱东风),高空为东风(或强东风)。

对流层上部东风波

在低空季风盛行区(如西太平洋西部地区),经常发生一种只存在于高空东风气流中的东风波,一般在400~200百帕间最清楚。由于东风随高度加强,波轴一般也随高度向西倾斜。高空东风波产生的坏天气并不强烈,一般发生于波前。这类高空东风波可以影响我国华南及南海地区。

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