北半球冬季纬向平均环流异常的结构与变率
东亚-北太平洋区域冬季大气环流趋势分析
２ ２ 东 亚 一北 太 平 洋 区域 冬 季 大 尺 度 大 气 环 ．
流趋 势分 析
存 在一个 温 度下 降 的 区域 ， 国境 内 ， 我 除新 疆 外 的长江 以北 地 区 ８０ｈ ａ 度上 增 温趋 势 明 显 。 ５ Ｐ 高
为 了求 得北 半球 冬 季大 尺 度 大 气环 流倾 向 趋势 ， 所用 的北 半 球 冬 季 资 料 在 每 一 个 网格 对 点上 运用 一元 线性 回归 方 法 求 得 每一 格 点 的线 性倾 向趋势值 ｂ 并绘 出。如 图 ２ 示 。 ， 所 由图 ２ ａ 可 以看 出 ， 在 两个 明 显 的 通 过 （） 存
２ ９卷 ２期
浙
江
气
象
１ ３
圳刚 划 圳
（ｄ）
图 １ 东 亚 一北 太 平 洋 冬 季 气 候 分 布 型
（ａ 海平面气压场 ， （） 单位 ：Ｐ 。（ ）０ Ｐ 高度场 ， ｈ ａ ｂ５０ｈ ａ 单位 ：ｐ ｇｍ。
（ ）５ Ｐ 温 度 场 ， 位 ： 。 （ ）０ Ｐ ￣８ｏｈａ 单 ℃ ｄ ５０ｈａ温 度 场 ， 位 ： 。 （ ）０ Ｐ 纬 向 风场 单 位 ： ／ 。 单 ℃ ｅ２０ｈａ ， ｍ ｓ）
在 ８０ｈ ａ温 度场 （ １ ｃ ） ５ Ｐ 图 （ ） 上有 一 明显 的 冷 中心存 在 于 俄 罗 斯 远 东 地 区上 空 ， 中心 温 度
家大气研究 中心（ Ｃ Ｐ Ｎ Ａ ） Ｎ Ｅ／ Ｃ Ｒ 发布的全球再分 析月平 均资 料 ， 取 的时 间段 为 １４ 选 ９８—２０ ０５年
共 ５ 年 ， 用 的再 分 析资 料 包括 月 平 均海 平 面 ８ 采
气 压场 （ Ｌ ） 月 平 均 ５ ０ ｈ ａ高 度 场 、 平 均 ＳＰ 、 ０ Ｐ 月 ８０ｈ ａ ５ ０ｈ ａ 度场 、 平均 ２ ０ｈ ａ 向 ５ Ｐ 和 ０ Ｐ 温 月 ０ Ｐ 纬
冬季北半球大气低频环流型的年际变化特征
采 用文 献 ［ １中所 设 计 的 ３ １］ １点数 字 滤 波 器对 逐 日高度 场 资料 进 行 保 留 １ ０ｄ以上 尺 度 的低 通 滤 波 ，然后 从 已经 滤 波 的资 料 中截 取 ５ ８个 冬 季 （９ １１５－ ２ ０／０ ９年 ） 以低 频 高 度 场 距 平 为 １５ ／９ ２ ０ ８２０ ， 分析 基础 ，研 究北 半 球 冬 季低 频 环 流 型 （ｏ ｅ Ｌ ｗｆ — ｒ ｑ ｅｃ ｉ ｕａｏ ａｅｎ， ｕｎｙｃ ｃｌｉｎｐｔ ｒｓ简称 Ｌ Ｃ ） ｒ ｔ ｔ Ｆ Ｐ 的变化 特 征 。 主要 利 用 经 验 正 交 函数 （ Ｏ 分 析 方 法 提 取 冬 季 Ｅ Ｆ） 低 频变 化 的 主模 态 及 其 时 间系数 ， 此研 究 低 频 环 据 流 型 的演 变 特点 。
收 稿 日期 ： ０ １ Ｏ — ４ ２ １一 １ ２ ．
基金项 目：国家 自然科学金项 目（ 编号 ：０ ０ ０ ５ ４ ７ ５ ５ ） ４ ９ ５４ ；０ ７ ０ ９ ． 作者简 介 ：赵晓栋 （ ９ ３ ）男 ， １８ 一 ， 硕士 ， 主要从事 短期气候预测研 究． ｍａ ：ｄｈ ｏ ｉ ＿ Ｅ— ｉ ｘｚａ＠ｌ ｅｃ ｌ ｖ ｎ
陆北部极地地 区也为正值 区， 而太平洋北部为负值
区 且 以 白令 海 一 带 为 中心 ，形 势 场 对 应 于 欧 洲 大 槽、 北美 大 槽 偏 弱 ， 太平 洋 东岸 为 槽 ； 北 时间 系数 为
负 时 ， 征 基 本相 反 ， 映 了北美 、 欧和 北太 平 洋 特 反 西
东岸 附 近槽 、 的变 化 。 脊 Ⅳ型对 应 第 ４模 态 ， 个 主要 大值 中心 位 于 北 ３ 大 西 洋 中高 纬 、 威 海 和 西伯 利亚 。 当Ⅳ型 时 间 系 挪
第二章大气环流与气候 大气科学基础培训班课件
三、地表性质的影响
在地表均匀的假定下，全球平均纬向环流都具有
环绕纬圈的带状分布特征。实际上，地表性质的 不均匀性会使沿纬圈环流的带状特征受到很大的 破坏，从而导致全球大气环流更为复杂。对大气 环流影响最大的是海陆间的热力差异和高大地形
的作用。
1 海陆分布 海洋和陆地的热力性质差异很大。夏季，陆地 形成相对热源，海洋形成相对冷源；冬季则相 反。这种冷热源分布直接影响海陆间的气压分 布。具体表现为：
明显作用！
冬季：大陆东岸（大洋西岸）出现低压槽，大 陆西岸（大洋东岸）出现高压脊。
夏季：大陆东岸（大洋西岸）出现高压脊，大 陆西岸（大洋东岸）出现低压槽。
2、地形因子的影响-青藏高原等大地形的作用 地形起伏对大气环流的影响是相当显著的，尤
其是高大山脉和大高原的影响更加明显。 其 影 响 包 括：
3）7月，北半球大陆低压：印度低压（亚欧非大陆）、北美 低压；海洋高压：亚速尔高压（北大西洋副高）、北太平 洋副高。四个中心纬度偏南（低纬）。南半球高纬度，由 于海洋影响，40S以南地区等压线几乎与纬圈平行，带状 明显；在其北侧仍为南太平洋副高、南大西洋副高、印度 洋高压。
4）各个活动中心和气压带的位置随季节不但有 南北移动（冬南移、夏北移），而且整个环流 还有明显的增强和减弱的现象。如冬季高、低 纬间，海、陆间水平温度梯度大，气压梯度也 大（等压线密集），环流强；夏季相反。
仅在某些季节经常出现的大气活动中心称为半 永久性的活动中心。大多出现在大陆，是大陆 上的季节性气候区，冬季出现高压，夏季出现 低压。如亚洲大陆上，冬季蒙古高压，夏季印 度低压。北美大陆上，冬季出现北美高压，夏 季出现北美低压。
➢ 海陆分布对西风带高空环流形势的影响 北半球的海陆都是东西相间分布，大洋西岸（大陆东岸）和大洋东岸（
高空纬向环流的年际和年代际变化
高空纬向环流的年际和年代际变化袁淑文倪军(肥西县气象局安徽·合肥231200)中图分类号：P434文献标识码：A文章编号：1672-7894（2013）31-0100-05摘要本文通过1948~2007年NCEP/NCAR再分析月平均100hPa、200hPa、500hPa高度场、温度场和风场资料,依据大气环流观测事实及天气学原理,客观描述各层次大气环流的气候纬向平均状况,探究了高空纬向环流的年际及年代际变化特征。
研究表明：北半球高空各层次的西风环流具有空间整体性和时间持续性。
关键词高空纬向环流年际变化年代际变化Interannual and Interdecadal Variations of the Upper Level Zonal Circulation//Yuan Shuwen,Ni Jun Abstract The interannual and interdecadal variations of the up-per level zonal circulation are studied by use of the58-year (1948~2007)NCEP/NCAR monthly mean reanalysis data.Ac-cording to the observational facts of atmospheric circulation,this article describes the mean zonal climatic wind of each height.It is found that there are integrity and consistency in the each height field during the upper level westerly circulation.Key words zonal circulation;interannual variation;interdecadal variation大气环流是不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。
北大西洋涛动指数的比较及其变率
大尺度大气环流变化对北半球冬季温度的影响龚道溢（北京大学地球物理系北京100871）摘要行星尺度的大气环流的变化对北半球冬季温度有很重要的影响，NAO和NPO都是行星尺度大气环流在区域的特殊表现形式。
当处于高指数时期时，则温度偏高，当处于低指数时期时，则温度偏低。
西风强度及NAO 和NPO能解释近50年来北半球冬季温度变化方差的27.2%。
关键词大气环流北半球温度1 前言全球气候变化及其区域特征与大气环流的作用有密切的关系。
近来人们认识到，要更好地理解气候变率及其区域特点，必须要首先了解大气环流变化的特征及其对全球气候的影响。
北大西洋涛动(NAO)和北太平洋涛动(NPO)，是北半球中高纬地区最为突出的大尺度大气环流因子，所以受到高度关注。
Hurrell和van Loon[1]及Hurrell[2]认为最近北大西洋海表温度的变冷及亚欧大陆的变暖很大一部分可由NAO的变化得到解释。
但是，NPO和NAO都是一个区域性的大气现象，如NAO对北大西洋及邻近的大陆地区气候异常有直接的控制作用，这是早为人们所认识的事实[3]，但区域性的NAO如何显著影响亚欧大陆及北半球平均温度的呢？并未有满意的解释。
近半个世纪来的全球温度的变化表现出有很大的空间尺度，其尺度远大于NAO和NPO，那么全球或北半球的温度变化是否与与之相匹配的行星尺度大气环流的异常有关呢？很早人们就发现，北半球近地面大气环流变化最基本的特征是中纬度和高纬海平面气压的反向变化，这本质上反映了中、高纬度之间大气质量的交换[4,5]，这种大气质量间的交换及其相应的热量的传输与交换，对行星尺度的气候异常有直接的控制作用。
因此人们用35︒N与55︒N(或40︒N与60︒N)间纬圈平均SLP或位势高度差定义西风指数来反映纬向风的强弱，西风指数高的时候为高指数状况，反之为低指数状况。
高低指数的循环的结果就表现为中纬度和高纬度海平面气压的反向关系，不管是南半球还是北半球，这种关系在中高纬表现出明显的纬向对称性，其变化对半球的气候有重要意义[5~8]。
人类活动对气候系统的影响
人类活动对气候系统的影响作者：孙颖来源：《大气科学学报》2021年第05期摘要 2021年8月，政府间气候变化专门委员会（IPCC）第六次评估报告第一工作组报告发布。
该报告清楚表明，近百年来气候系统正在发生广泛而迅速的变化，人类活动已使得大气、海洋和陆地变暖。
本文通过对报告第三章的摘译，介绍了报告中关于人类活动对气候系统影响的主要结论，包括人类活动对大气和地表、冰冻圈、海洋、生物圈以及气候变率的影响。
基于最新的观测资料、新一代气候模式结果以及不同的检测归因方法，通过评估近年来该领域的最新文献表明，以温室气体为主的人类活动可以在气候系统多变量变化中被检测出来。
关键词IPCC第六次评估报告;人类活动;气候系统自政府间气候变化专门委员会（IPCC）发布第一次评估报告以来，人类活动对气候系统的影响一直是IPCC历次评估报告的核心内容。
IPCC第一次评估报告指出：人类使用化石燃料大大增加了大气温室气体的浓度，导致温室效应增强和地球表面变暖。
第二次评估报告表明：全球变暖“不太可能完全由自然因子造成”，人类活动对全球气候系统有“可识别的”影响。
第三次评估报告指出：可能的是，过去50年观测到的大部分变暖是由于温室气体浓度的增加造成的。
第四次评估报告指出，可能的是，自20世纪中期以来观测到的大多数变暖是由于观测到的人为温室气体浓度增加引起。
第五次评估报告（AR5）指出，极有可能的是，人类活动是20世纪中期以来观测到的变暖的主要原因。
这些系列报告表明，人类活动影响气候系统的证据在逐渐加强，科学界对于人类活动对气候系统影响的认识在深化。
这主要是由于观测到的变暖越来越明显、气候模式性能的改善以及归因方法学的改进。
IPCC最新发布的第六次评估报告（AR6），基于最新的观测和模式结果，系统评估了人类活动对大气和地表、冰冻圈、海洋、生物圈以及气候变率模态的影响。
与第五次评估报告相比，评估的变量更加全面，内容更为系统。
评估的成员不仅包括传统的气候变量，如气温和降水等，而且还增加了生物圈等其他圈层的变量。
东亚大槽和西伯利亚高压的季节内变率对冬季东亚气温的影响
东亚大槽和西伯利亚高压的季节内变率对冬季东亚气温的影响作者：李天明丁柳丹来源：《大气科学学报》2024年第02期摘要基于气候态定义了西伯利亚高压指数（SH index）、东亚大槽指数（ET index）和高低压系统间的东亚经向风指数（V index），使用回归分析探究西伯利亚高压和东亚大槽在季节内尺度上对东亚地区冬季温度的影响机理，构建线性模型对冬季华南地区季节内尺度温度进行延伸期预报。
结果表明：西伯利亚高压和东亚大槽系统变化中最显著的是季节内尺度信号;季节内尺度SH index和ET index对V index的贡献分别为82.6％和42.2％;3个指数的回归模态在对流层中层对应西北-东南向低频罗斯贝波列缓慢东南传播，低层水汽、近地面层环流、降水及2 m温度场配置良好，当西伯利亚高压深厚或东亚大槽发展时，经向风关键区北风强盛，有利于冬季高纬度地区干冷空气向东亚输送;V index对华南地区冬季季节内尺度2 m气温的有效预报时效达25 d。
关键词西伯利亚高压;东亚大槽;季节内尺度变率;冬季东亚气温;延伸期预报东亚位于亚洲大陆东部，受到欧亚大陆和太平洋之间的热量差异的影响，东亚季风是该地区主导性的气候现象。
东亚冬季风通常指12月至次年2月，由西伯利亚高压、阿留申低压、东亚大槽、低层北风和高层东亚急流等（He and Wang，2013;He，2015）多个系统组成的环流形式，会导致冷空气从东亚沿岸席卷到亚洲大陆，引发严寒气候（Li and Wang，2012，2013）。
东亚冬季风最显著的特征之一是西伯利亚高压，在低层对流层中占主导地位，具有世界上最高的海平面气压（Ding，1994;Chang et al.，2011），在冬季几乎控制整个亚洲大陆，与北半球中最寒冷密集的气团有关。
西伯利亚高压是一个浅层的冷核系统，局限在500 hPa高度以下的对流层中，高压中心位于贝加尔湖西南部，是影响欧亚大陆冬季地表气温变化的独立活动中心（Takaya and Nakamura，2005a;谭桂容和王腾飞，2014）。
2018年海气相互作用思考题答案
2018 海气相互作用复习题答案By AXD ZHHR MYW1、为什么暖池位于热带西太平洋？1）南、北赤道流都是自东向西运动，其将大量的表层暖水运输到了热带西太平洋，使得温跃层东部变浅，西部加深，较深的温跃层使得温跃层以下的冷水难以上升到海表，因此，西太出现暖池，与之对应，东太海水较冷。
这种 SST 的纬向差异在赤道低层大气中建立了纬向压力梯度，增强了赤道信风和对应的沃克环流，信风增强之后进一步加强了大洋东部的海表冷却和温跃层上翘，使得 SST 的纬向梯度进一步加强，从而进一步加强了信风和对应的沃克环流，形成热带太平洋海洋-大气耦合反馈机制；2）赤道太平洋东西跨度大，赤道东太平洋的冷水难以影响到赤道西太平洋 地区；3）赤道西太平洋岛屿众多，不规则的边界削弱了边界涌升流；4）欧亚大陆东端和北美大陆西端的地形阻断了北极冷水进入太平洋，太平 洋深层水主要来自大西洋，深层水在长期输运过程中由于混合及地热加热得以缓慢增温；5）该海域位于信风与季风的交替区，平均风速小，蒸发小。
赤道西太平洋 年均风应力明显小于其它海区，弱风减小了自海面向大气的显热、潜热输送；2、热带东太平洋水温季节变化的方向为什么呈东-西向在背景风场为信风的情况下，SST 正（负）异常信号的西侧会出现异常西风 （东风），从而造成西侧的背景信风减弱（加强），导致海面蒸发减弱（加强），因此平均西向流的冷平流作用减弱（加强），最终出现在赤道 SST 正（负）异常的西侧。
线性化后的混合层简化方程为222''''T T V c V T t x H c UH αεαμ∂∂+=-∂∂= 平均纬向风为东风，即U 为负时'T x∂∂ 为负，即西传。
3、热带东太平洋上空的I TCZ为什么总是位于北半球？什么机制导致热带东太平洋上空 ITCZ 位于北半球？1）Ekman 输运赤道东太平洋海温分布南北不对称，在北半球，在东北信风的驱动下，Ekman 输送沿西北方向，不会产生离岸/向岸流，在南半球，在东南风信风的驱动下，Ekman 输送沿西南方向运动，产生了明显的离岸流，此也形成了东太平洋冷舌及温跃层的倾斜，于是在赤道东太平的南侧产生离岸涌升流，导致SST 偏低，加之秘鲁寒流的影响，导致该区域SST 常年处于较低值，打破了太阳辐射南北移动引起的海温变化，使得ITCZ常年位于北半球。
北半球500hpa位势高度场环流特征
北半球500hpa位势高度场环流特征摘要：一、北半球500hpa 位势高度场环流特征概述二、北半球500hpa 位势高度场的遥相关分析三、厄尔尼诺年和反厄尔尼诺年北半球500hpa 非绝热热流量场的特征四、总结正文：一、北半球500hpa 位势高度场环流特征概述北半球500hpa 位势高度场是气象学中一个重要的参考高度，其环流特征对于分析气候系统和天气系统具有重要意义。
一般来说，北半球500hpa 位势高度场的环流特征包括以下几个方面：1.在冬季，北半球500hpa 位势高度场主要表现为西风带，夏季则主要表现为东风带。
2.在北半球，500hpa 位势高度场的环流特征与地面气压场密切相关，通常地面气压场呈现高压时，500hpa 位势高度场表现为东风带，而地面气压场呈现低压时，500hpa 位势高度场则表现为西风带。
3.500hpa 位势高度场的环流特征还与大气环流的季节变化密切相关，例如，在冬季，北极地区的500hpa 位势高度场主要表现为东风带，而夏季则主要表现为西风带。
二、北半球500hpa 位势高度场的遥相关分析通过对北半球500hpa 位势高度场的遥相关分析，可以发现其与地面气候要素（如温度、降水等）之间存在一定的关联性。
例如，研究发现，在夏季，北半球500hpa 位势高度场与地面温度和降水呈正相关，而与地面气压呈负相关。
这表明，在夏季，500hpa 位势高度场的变化可能会影响地面气候要素的分布。
三、厄尔尼诺年和反厄尔尼诺年北半球500hpa 非绝热热流量场的特征厄尔尼诺年和反厄尔尼诺年是气候系统中的两种重要现象，它们对北半球500hpa 非绝热热流量场产生显著影响。
研究发现，在厄尔尼诺年，北半球500hpa 非绝热热流量场呈现显著的异常特征，例如，在冬季，北美地区的500hpa 非绝热热流量场呈现负异常，而亚洲地区则呈现正异常。
在反厄尔尼诺年，500hpa 非绝热热流量场的异常特征则与厄尔尼诺年相反。
北半球年平均气温变化的基本规律
北半球年平均气温变化的基本规律
北半球的年平均气温变化的基本规律是：一般来说，不同地区的
年平均气温与其所处的经度有关。
距离赤道越远，年平均气温越低，
而离赤道越近，年平均气温也越高。
沿着副热带带到寒带，出现了从
热带到温带、再到寒带的三极现象。
特别是在极地地区，随着纬度的
南北变化，地区的温度变化更加明显，以西伯利亚及其以北地区的温
度变化最为显著。
此外，还要看山脉河流、海洋、地形、气候类型、气候差异等多
种因素。
例如，在山谷内，由于溪流有着限制温度上升的作用，所以
夏日内部温度比周围较低。
另一方面，大陆内部由于无海洋暖流的散
热作用，冬季较为严冷。
此外，海洋有着重要的影响，它可以控制周边区域的气候，使其
有不同的气候区域和气候形态。
东西方的气候差异也更大，由于地球
自转致使其日夜长短不一，导致气候差异更大，气温变化更为显著。
总之，北半球的年平均气温变化的基本规律是：一般来说，不同
地区的年平均气温与其所处的经度有关，距离赤道越远，年平均气温
越低，而离赤道越近，年平均气温也越高；但也要看山脉河流、海洋、地形、气候类型、气候差异等多种因素，特别是在极地地区，随着纬
度的南北变化，地区的温度变化更加明显，以西伯利亚及其以北地区
的温度变化最为显著。
冬季西风环流指数的变率及其与北半球温度变化的关系研究
收 稿 时 间 ： ２ ［）ｌ ｌ：修 订 时 间 ；２ ０ ４２２ ｛Ｋ ｌ ６ 】 ０ １ ３—０
基 盒 项 目 － 囝 家 自然 科 学 基 ｇ－４ １ ５ ０ ） 国 家 重 点 基 础 研 究 发 艟 觇 划 首 批 项 日［１ ９ ０ ０ ０ ） （０ ０ ０ ７ ： ６ ９ ８ ４ ９ ０资助
。
。
本 文将 利 用 再分 析资 料 ，分 析 北半 球冬 季 西风 环 流指 数 与海 平面 气压 及 ５ ０ｈ ａ ０ Ｐ
位 势 高度 的 联 系 ， 并 讨 论 其 变 率 与 北 半 球温 度 变 化 之 间 的关 系 。
２ 西 风 环 流 指 数 与 ５ ０ ｈ ａ位 势 高 度 及 海 平 面 气 压 的关 系 ０ Ｐ
摘
用
要
雇 ， 即 ４ 和 ６ Ｋ纬 圈 平 均位 势 高度 的 差 来 定 义西 风 指 数 ， 可 以很 好地 ０。 ５。
反 映温 带 地 区西 风 的强 弱 。西 风环 流 强 的 年 份 北半 球 气 温 通 常偏 高 ．主 要 是 中纬 度 大 陆 变暖 明显 、这 可 能 与 中高 纬 度 西 风强 时 ．向北 的经 向热 量 输 送 也加 强 有 关 。 在长 期 变化 的 趋 势 上 ． １５ ０年 代 以前 北 半球 偏 暖 时 期 的指 数 偏 低 ，而 偏 冷 时期 的指 数 偏 高 。但近 ３ ９ Ｏ多
１５ ０
量 及 热 量 的 交 换 ， 及 与 半 球 及 全 球 气 候 异 常 均 有 密 切 的 联 系 。如 Ｔ ｏ ｐ ｏ 等 （９ ８ ｈ ｍ ｓｎ １９ ）”
基 于北 半球 大气 环流 的分析 ，提 出了北极 涛动 的概 念 ，实 际 上也 是反映 中纬度 地 区的西 风 变 化 ，他 们 的 研 究 表 明 北 极 涛 动 与 北 半 球 温 度 变 化 之 间有 密 切 关 系 。其 他 一 些 反 映 中 纬 度 区 域 尺 度 纬 向 风 的环 流 系 统 ， 北 大 西 洋 涛 动 等 与 北 半 球 气 候 的 关 系 也 引 起 重 视 如
天气学原理问答题汇编5
另一方面，地面的辐合气流（按涡度方程）必有正涡度生成，以适应该处地面降压所需要的流场。
通过上述分析可以看出：主要是高空槽前的正涡度平流促使了地面气旋的发展。
也可以说，是上下层涡度平流的差异（地面低压中心涡度平流很弱）促使了地面气旋的发展。
我们称它为气压变化的涡度因子。
从此过程中，还可以看出：气旋发展必然伴有上升运动。
在水汽条件适宜情况下，也必伴有云雨天气。
也可以看出：上升运动在高层辐散和低层辐合，使流场和气压场趋向于新的地转平衡过程中，有着不可缺少的作用。
这是大气中存在着的非常重要的物理过程特点：同样的道理，在高空槽后脊前区，为负涡度平流区，有着与槽前脊后区完全相反的物理过程。
那个地区存在下沉气流，地面高压加强。
问题：请讨论如图3.12所示的温度场位相落后于气压场情况下，温度平流因子对高低系统发展的物理过程。
现在来看看温度平流（我们也称它为热力因子）对高低空气压场变化和流场变化的作用。
我们也来看图3.12中高空槽线上冷平流对槽线发展的作用。
冷平流使气柱温度降低，按静力学原理，等压面之间的厚度必减小，如果地面气压场不变化，则高层等压面必下降，高空槽加深。
这时气压场与流场不适应，在变化的气压梯度力的作用下，高层产生辐合气流。
这个辐合气流：一方面按涡度方程规律产生正涡度流场，以与高层下降的等压面产生地转适应；另一方面使气柱质量增加，地面加压，这样也使地面气压场与流场也不适应了，在加压场的作用下，近地面层产生辐散气流。
这个辐散气流：一方面按涡度方程规律产生负涡度流场，以与地面的加压场产生地转适应；另一方面使气柱质量因辐散流出，使地面加压程度得以减弱。
在高层辐合，低层辐散区，按质量守恒原理，必有下沉运动。
而下沉运动又会绝热增温，部分抵消了冷平流的作用。
使高层减压不致太快，使上述的整个变化过程在缓慢中进行，在近似地转平衡状态下进行。
由此可得结论：冷平流使高层降压，低槽加深；使地面加压，同时必伴有下沉运动。
同理可得结论：暖平流使高层加压，高压脊加强；使地面降压，同时必伴有上升运动。
天气学原理考试答案
1什么是气团？气团有哪些分类？气团是指气象要素（主要是温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围的空气团。
气团水平尺度：~1000Km；垂直尺度：~10Km地理分类：北极气团；极地气团（大陆和海洋）；热带气团（大陆和海洋）；赤道气团.热力分类：根据气团温度和气团所经过的下垫面温度对比来划分，分暖气团和冷气团2什么是锋面？锋面的类型？锋面：在天气图上由于比例尺小，锋区的宽度表示不出来，可把它看作为空间的一个面，即为锋面。
A.根据锋在移动过程中冷、暖气团所占主次地位，可分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。
B.根据锋的伸展高度可将锋分为；地面锋（或低层锋）和高空锋（或高层对流层锋）C.根据锋面两侧的气团来源的地理位置不同，可将锋分为：冰洋锋、极锋和赤道锋（热带锋）。
3锋面形成过程中，为什么锋面向冷空气倾斜，且锋面在垂直面上表现为上宽下窄？锋的一侧为冷气团,另一侧为暖气团,由于密度不同,两者之间便产生一个由冷气团指向暖气团的水平气压梯度力G,迫使冷空气呈契形伸向暖气团的下方,力图把暖气团挤到它的上方,使两者分界面趋于水平,但当G开始作用时,地转偏向力A就随之起作用,改变冷空气的运动方向,使冷空气的运动方向与锋线趋于平行,当G=A时,气流便平行于锋面作地转运动,此时, 冷暖气团的分界面就不再向水平方向过度,而呈倾斜方向.由于气压梯度力低空大于高空.由知,随着高度的增加,改变相同的位势高度, ,则即锋面在垂直面上上宽下窄.4.什么是零级不连续面和一级不连续面？什么又是物质面？零级不连续：气象要素本身不连续；一级不连续：气象要素本身连续，而它的一阶空间导数不连续物质面：由相同空气质点组成的不连续面称为物质面。
5.以密度的零级不连续面模拟锋面时，封面附近气象要素场的分布特征？气压场的特征: 1.等压线通过锋面时呈气旋式弯折，且折角指向高压；2.锋线一般位于地面气压槽内。
变压场的特征:一般来说冷锋在锋后有三小时的正变压，而冷锋前的气压变化不大。
北半球环状模波流相互作用动力学研究进展
北半球环状模波流相互作用动力学研究进展梁苏洁;赵南【摘要】总结了国内外学者对于北半球环状模(NAM:Northern Hemisphere Annular Mode)及其活动中心形成原因的研究成果.主要从NAM的天气、气候影响,波流相互作用原理对NAM形成的解释,NAM在北太平洋、北大西洋和北极3个区域活动中心的天气尺度波和行星尺度波活动等方面论述.NAM在对流层的变化与天气尺度波有关,北太平洋和北大西洋两个活动中心是天气尺度波活跃的区域,其峰值区表现为风暴轴,其中北大西洋天气尺度波破碎过程会使得NAM指数急剧变化.NAM在平流层的变化和准定常行星波关系密切,冬季准定常行星波会上传并与高纬平流层纬向流发生相互作用,从而引起北极极涡发生改变.准定常行星波将NAM 3个活动中心有机联系起来:对流层准定常行星波的纬向传播会影响北太平洋风暴轴的位置,而风暴轴的变化会影响下游北大西洋波破碎过程,同时准定常行星波的上传可以影响极涡活动.%The progresses in the studies in the recent years of NAM/AO (Northern Hemisphere Anuular Mode / Arctic Oscillation) are reviewed, with the emphases on the influences of the NAM/AO on weather and climate, the physical mechanisms of NAM/AO, the wave-flow interaction theory, and the baroclinic Rossby wave and quasi-stationary planetary wave activities on the NAM/AO' s three regional activity centers. During recent years, many studies show that tropospheric fluctuations of NAM/AO are associated with baroclinic waves, while fluctuations are associated with the quasi-stationary planetary waves in the stratosphere. It is found that the regions where baroclinic wave activities are frequent are the Pacific and Atlantic in the Northern Hemisphere, and the peak valueareas are manifested as storm tracks. Besides, the wave breaking is the trigger of NAM/AO events in North Atlantic. On the other hand, the stratospheric zonal winds modify the upward-propagation of the troposphere-originated planetary waves, and then these waves refract, reflect and break, which thereby create fluctuations in the strength of the polar vortex in winter. The planetary waves link the NAM/AO's three regional activity centers: the horizontal propagation and dispersion of quasi-stationary waves are crucial for the Pacific storm tracks, and the latitudinal position of the Pacific storm track plays an important role for determining the phase of NAO; the propagation of quasi-stationary planetary waves into the stratosphere over high latitudes can alter the intensity of the polar vortex.【期刊名称】《气象科技》【年(卷),期】2011(039)006【总页数】8页(P753-760)【关键词】北半球环状模;北大西洋涛动;波破碎;风暴轴;极涡【作者】梁苏洁;赵南【作者单位】中国气象科学研究院,灾害天气国家重点实验室,北京100081;中国气象科学研究院,灾害天气国家重点实验室,北京100081【正文语种】中文北半球环状模（NAM：Northern Hemisphere Annular Mode）是北半球冬季行星尺度大气环流变率的首要模态，它与极端天气气候事件、阻塞和长期气候变化趋势都有密切相关，同时也与平流层及热带大气环流存在着相互联系。
北极涛动
北极涛动对中国气候的影响李微微东北师范大学摘要：近50年来,全国主要极端天气与气侯事件的频率和强度出现了明显的变化。
华北和东北地区干旱加重,长江中下游地区和东南地区洪涝趋重。
我国科学家的预测结果表明,未来我国的气候变暖趋势将进一步加剧。
与2000年相比,2020年中国年平均气温将升高1.32.1℃,2050年将升高2.3。
北极涛动(AO)是北半球冬季热带外行星尺度大气环流最重要的一个模态，对北半球及区域气候有重要影响。
2010年伊始，北半球经历了似乎比往年冷许多的冬季，科学家认为是北极涛动引起的。
北极的气压高于平均气压，将更多冷空气挤向中纬度地区。
关键词:北极涛动(AO) 气候中国1.引言北极涛动是一个气候概念，是北半球中纬度和高纬度气压此消彼长的一“跷跷板”现象。
通常，北极极地中心被低气压控制，极地上空常年存在一个巨大的冷性涡旋，并被周围的高气压所包围着，这种“南高北低”的态势称为北极涛动正位相。
这种情况下，冷空气都被限制在极地范围，所以我们在冬天也感觉不到那么冷。
但当北极涛动正位相逐步减弱，开始向负位相发展时，“南高北低”逐渐转为“南低北高”，高气压逐渐控制北极极地中心，之前一直限制在极地范围的冷空气就被排挤南下，向南伸展，导致寒流出现，给经过的地区带来寒潮天气。
在正常年份，“北极涛动”的气压中心会维持在一个相对固定的范围内。
如果偏离了，就会发生异常。
这种位置的异常对冷空气移动路径变化有一定影响。
2.北极涛动的特征极地涛动具有明显的纬向对称性和冬强夏弱的季节变化性。
极地涛动指数给出的极涡异常存在着明显的年际变化、年代际变化，它们的空间型表明，年际变化主要与极地环流异常有关(北极涛动)，而年代际变化主要与副热带环流异常有关 (副热带涛动)。
极地涛动的半球际差异明显地表现在:1)纬向对称环流异常分量主模态年变化北半球强于南半球;2) 55N, 500hPa上的纬向非对称环流异常分量的传播特征为，北半球以驻波为主而南半球以东传波为主。
《天气学原理》理论测试题答案
《天气学原理》理论测试题答案单位：姓名：分数：一、填空（每空1分，共40分）1、冬季北半球的对流层东部环流的最主要特点是在中高纬度以极地低压（或极涡）为中心地环绕纬圈的西风环流。
2、在极地环流圈和哈得来环流圈之间的中高纬度地区存在一个与直接环流方向相反的闭合环流圈称为间接环流圈，亦称为费雷尔环流。
3、在7月份北半球热带对流层高层有明显的反气旋中心，分别在北美、波斯湾和青藏高原。
4、云滴增长的条件，主要取决于云层厚度，而云的厚度，又决定于水汽和垂直运动条件。
5、我国华北及江淮地区有些低压在大陆本来没有很大发展。
但是当他们东移入海后，又可再度迅速发展，这一方面因为海上的摩擦力影响比陆地小；另一方面是由于暖海上非绝热加热影响所致。
6、大气环流形成和维持是由影响大气运动的一些基本因子在长期作用下造成的，最主要的因子是太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀（海陆和地形）和地面摩擦。
7、寒潮的中期过程是以北大西洋脊和北太平洋脊的发展为开始，而以东亚大槽的重建为结束。
8、对流性天气形成的基本条件：水汽条件、不稳定层结条件和抬升力条件。
9、下图中为T-lnP图，其中A为抬升凝结高度，B为自由对流高度，C为层结曲线，D为状态曲线，E为对流上限。
10、西太平洋副高是由动力因子而形成，属于暖性高压，Hadley环流是最主要的成因贡献者，脊线呈西西南-东东北走向。
11、影响季风形成的基本因子主要是下垫面附近的热力因子，由太阳辐射的经向差异，海陆热力差异，青藏高原和大气之间的热力差异三个基本因子组成。
12、所谓的振荡是指大气环流周期性的变化，一般来说东亚季风环流和热带季风环流均具有显著的准双周周期振荡。
13、位势不稳定层结的建立主要取决于高低空水汽平流和热量平流的差异。
即高层冷平流，低层是暖平流，或中低层比上层增暖更明显。
二、选择题（每题3分，共30分）1、1920年前后挪威学派V.J.皮叶克尼斯和伯杰龙等人以为主要特征提出了气团与锋的概念，并运用这些概念从千变万化的天气现象与天气过程中总结了许多天气分析和预报规则。
2-(3、4、5)大气环流的基本状况
2.3.4
赤道平流层纬向风的准两年振荡（QBO）
赤道平流层风有明显的年际变化，即当年为强东风，紧接着下一年 就是强西风。这种纬向风的周期性变动称为准两年振荡(QBO)。其 周期范围为24—30个月。现象发生在对流层顶到大约32公里的平流 层低层。这种振荡相对于赤道是对称的，半宽约为12个纬度，最大 振幅约为20米/秒。利用赤道测站纬向风速的时间-高度剖面图可以 显示出这种振荡特征。
二、季风
• 季风是一个古老的概念，一般将其定义为：一个地 区冬、夏的盛行风向有明显的季节变化，盛行风向 的夹角达120º -180º ，冬季的盛行风称为冬季风，夏 季的盛行风称为夏季风。如果一个地区的盛行风向 出现的平均频率达到40%以上，就称该地区为季风 区。根据这个定义，研究表明亚洲、非洲和澳大利 亚的热带和副热带地区为世界最大的季风区。 • 其英文名称为 Monsoon, 来源于阿拉伯文中的词汇 Mausim。
2.3 平流层大气环流的若干问题
2.3.1 2.3.2 2.3.3 2.3.4 2.3.5 平流层大气环流的主要特征 平流层臭氧 平流层爆发性增温 准两年振荡（QBO) 平流层和对流层的相互关系
2.3.1 平流层大气环流的主要特征
冬夏纬向平均的温度和纬向风的经向高度剖面图（引自Wallace 2006）
平流层底部的平均环流（~16Km）
南亚高压
极涡：北半球1月两个中心；南半球一个中心。
极涡：南、北半球7月一个中心。
西风带平均槽脊：北半球两波型（槽：亚洲和北 西风带平均槽脊：北半球西风环流显著减弱， 美大陆东岸；脊：太平洋和大西洋的中部）。 准静止波的振幅显著变小。南半球不明显。 南半球不明显。
平流层底部的平均环流(U风场)
南极上空臭氧空洞（粉色区域）的卫星图。 摄于1995年9月25日
冬季太平洋海表温度与北半球中纬度大气环流异常的共变模态
自 监科手遗展 第１卷 第２ ２ ８ 月 ８ 期 ０ 年２ ０
冬 季 太 平洋 海 表 温 度 与北 半 球 中 纬 度 大 气 环 流 异 常 的 共 变模 态 ＊
朱 益 民 一 杨 修 群。 谢 倩 俞 永 强
１ ．中 国科 学 院大 气 物 理 研 究 所 大 气 科 学 和 地球 流体 力 学 数 值 模 拟 国家 重 点 实 验 室 （ ＡＳ ，北 京 １０ ２ Ｌ Ｇ） ００９ ２ ．解 放 军 理 工 大 学 气 象学 院 ，南 京 ２ １ ０ ； ．南 京 大 学 大气 科 学 系 ， 南京 ２ ０ ９ １１１ ３ １０３
＊ Ｅ ｍａｌ ｈ ｙｍｉ ＠ ｎＵ ｏ ｇ ｃ ＊ － ｉ ：ｚ ｕ ｉ ｎ ｉ ． ｒ ． ｎ
维普资讯
１２ ６
自受 ．科誊遗展 第１卷 第２ ２０年２ ８ 期 ０８ 月
工具 ，它 可 以 给 出 两 个 气 象 场 在 时 间 和 空 间 上 的 相 互 关 系 ．本 文 用 Ｓ Ｄ 方法 来 揭 示 太 平 洋 Ｓ Ｔ 和 Ｖ Ｓ 中纬 度 大 气 环 流 异 常 的共 变 模 态 ． 根 据 Ｓ ＶＤ 理 论 ，共 变 模 态 的 时 变 特 征 可 以 用 其 展 开 系 数 时 间
信 号在 热 带 中东太 平 洋 ，次信 号在北 太 平 洋 ，两 者 变化 位 相相 反 ； 大 气异 常 主要 为 Ｐ ＮＡ 型波 列 ，
局 限于太平 洋一 北美地 区，具 有局域 性特 征． 对 于年 代 际北 太平 洋 模 态 ，Ｓ Ｔ 异 常 则 主 要 限于 中 Ｓ 纬度 北太平 洋地 区，表现 为北 太平 洋 中西部 与北 美西 岸 Ｓ Ｔ 异 常 呈反 相 变 化 ；大 气 异 常则表 现 为 Ｓ 整个 中纬度 西风 带上 纬 向波列 分布 ，具 有纬 向全球 性特 征 ，即不仅 与 Ｐ ＮＡ 遥 相 关 型联 系，而且 与 太平 洋上 游 的欧亚 大气环 流 异常 也 有 密切 关 系． 当 中纬 度 北 太平 洋 异 常冷 时 ，则 中纬 度 大 气整 个 定 常槽脊 系统 加强 ，反之 ，则减 弱．进 一步 对 大 西洋 分 析表 明 ，年 代 际 北 太平 洋 模 态 的产 生很 有 可能与 “ 两个 海洋 与 一个大 气” 的耦合 相 互作用 机制 有关．
中国东北地区冬季气温变化特征及其与大气环流异常的关系
Ｓ ＨＥ Ｎ Ｚｈ ｉ— ｃ ｈ ａ ｏ， Ｒ ＥＮ Ｇｕ ｏ ・ ｙ ｕ， ＬＩ Ｊ ｉ ａ ｏ， ｅ ｔ ａ １ ． Ｗｉ ｎ ｔ ｅ ｒ ｔ ｅ ｍｐ ｅ ｒ ａ ｔ ｕ ｒ ｅ ｖ ａ ｒ ｉ ａ ｂ ｉ ｌ ｉ ｔ ｙ ａ ｎ ｄ ｉ ｔ ｓ ｒ ｅ ｌ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｓ ｈ ｉ ｐ ｗｉ ｔ ｈ ａ ｔ ｍｏ ｓ ｐ ｈ ｅ ｒ ｉ ｃ ｃ ｉ ｒ ｃ ｕ ｌ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｎｏ ａ ｍａ ｌ ｉ ｅ ｓ
ｉ ｎ Ｎｏ ｒ ｔ ｈ ｅ ａ ｓ ｔ Ｃ ｉｎ ｈ ａ ［ Ｊ ］ ． Ｊ ｏ ｕ ｒ ｎ ａ ｌ ｏ ｆ Ｍｅ ｔ ｅ ｏ ｒ ｏ ｌ ｏ ｇ ｙ ｎｄ ａ Ｅ ｎ ｖ ｒ ｉ ｏ ｎ ｍｅ ｎ ｔ ， ２ ０ １ ３ ， ２ ９ （ １ ） ： ４ ７— ５ ４ ．
去除变量选择 法 ， 选取 最优预 测因子 ， 并建立 了全 区和各子 区的回归统计模型 。结果表 明 ： 中国东北地 区冬 季增 温较 明显 ， 平均 上升速 率为 ０ ． ４ ５℃／１ ０ ａ ， 北部略 高； 与 同期 欧亚 纬向环 流指数之 间存在着较 显著相 关； 前期 ８月 东太平洋副热 带 高压 面积指 数、 前期 １ ０月亚洲区极 涡面积指数和前期 ８月北半球极涡 面积指数 与 中 国东北地 区冬季 气温存在 着显著相 关 ， 复相 关 系数 为 ０ ． ７ ０ ， 并且是 回归方程最关键 预测 因子 。在对冷 、 暖冬预测 时， 可以将选 定时段和 区域副热 带 高压和极 涡 面积 指数作 为重要 的
３ ．铁岭市气象局 ， 辽宁 铁岭 １ １ ２ ０ ０ ０ ）
摘
要： 利用 １ ９ ５ ７ －２ ０ １ ０年冬季 中国东北地 区 ９ ０个站气温资料 ， 应用 Ｒ Ｅ Ｏ Ｆ和 聚类分 析方 法将 东北地 区划分 为南、 北两
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北半球冬季纬向平均环流的结构与变率*龚道溢北京师范大学教育部环境演变与自然灾害开放研究实验室100875王绍武北京大学地球物理系100871摘要：对冬季对流层纬圈平均纬向风(u)进行的经验正交函数分析显示，最主要的特征表现为两个相反符号的极值中心，一个在30~35︒N之间，另一个则在55︒N。
与此相联系的纬圈平均高度场最突出的模态也是有两个相反符号的中心，一个在40︒N附近，另外一个则在65︒N附近。
因此可以用H40︒N-H65︒N，即40︒N和65︒N纬圈平均位势高度的差，来定义西风指数，反映温带地区西风的强弱。
西风指数高的年份，北半球气温通常也偏高，主要是中纬度大陆变暖明显，这可能与中高纬度西风强时，向北的经向热量输送也加强有关。
50年代以前北半球偏暖的时期指数偏低，而偏冷的时期指数偏高。
但近30多年来，伴随全球加速变暖，西风指数也持续加强，这可能与温室效应的加强有关。
关键词:西风指数, 变率, 气候变化1 前言人们很早就注意到，大气环流的最基本的特征是大气大体上沿纬圈方向的绕极运动。
30年代后期Rossby[1]最早提出了西风指数(zonal index)的概念，即用35︒N和55︒N纬圈平均海平面气压的差反映北半球温带地区(35︒-55︒N)西风的强弱，以此来作为定量描述大气运动基本状态的一个参数。
温带西风强时称为“高指数”环流，弱时则是“低指数”环流。
Willett 及Namias[2]随后指出，西风极大值出现的位置也随西风指数的强弱有明显的经向移动，高指数时强西风位置偏北。
低指数时强西风位置偏南，多位于副热带，可达30︒N左右。
Namias(1950)[2]进一步提出了指数循环(the index cycle)的概念。
这些开创性的工作极大地推动了大气环流的研究。
当然，早期人们主要是从天气学的角度来研究西风指数的变化的，不过由于指数循环的时间尺度约4~6周，所以月平均西风强度的变化所反映的是时间尺度更长的西风变率。
王绍武[3]在1963年利用10年的北半球500hPa月平均高度研究了西风指数的变化，指出有准两年振荡，但由于时间序列太短，不足以研究西风强度更长尺度的变率。
70年代到80年代初，人们更多的是注重研究ENSO及其影响，对中纬度大气环流的变化有所忽略，西风指数的研究一度受到人们的冷落。
但近来大家逐渐认识到，西风指数的强弱，反映了中高纬大气环流的基本状态，这种状态对高纬与中低纬之间大气质量、动量及热量的交换，与半球及全球气候异常均有密切的联系。
Thompson和Wallace[4]指出北半球冬季海平面气压场最突出的模态具有纬向对称的结构，并称之为“北极涛动”。
整个北半球对流层乃至到相邻的平流层低层，高度场的结构都是一种大致纬向对称的空间型[5~7]。
在南半球纬向结构的特征更明显，称为“南极涛动”[8,9]。
两者实质上反映的都是中纬度西风强度。
但它们不仅与中高纬，与低纬风场及温度场也有密切的关系。
这些研究推动了对西风环流变率与气候变化关系的认识。
本文将分析北半球冬季西风环流的结构，以及与温度变化之间的* 由国家自然科学基金重点项目(49635190)及国家重点基础研究发展规划首批项目(G1998040900)资助关系。
2 纬向环流的结构在Rossby 的工作之后，Lorenz(1951)[10]曾指出，由于大气质量在不同纬度带间交换造成的气压变化，有两个地区有最好的一致性，一个地区在65︒N ，另一个在35︒N ，这意味着用这两个纬度的海平面气压差来代表西风可能比用55︒N 和35︒N 更合理。
除此之外，后来人们也陆续使用过其它不同的纬圈组合来表示西风指数(如40︒N 与60︒N)。
一些研究发现，不管是对流层中层还是上层，纬向风(u )的异常在中纬度和高纬度表现出反号的特征[11,12]，因此丁敏芳等[13]曾用35︒N 和55︒N 上纬向风的差值来代表西风指数(即U 35︒N -U 55︒N )。
Thompson 和Wallace [4]用海平面气压EOF 分析的时间系数来反映纬向风。
那么，究竟纬向风异常的结构是怎样的，以及如何更好地表征西风指数仍需要具体分析。
(a) 500hPa (b) 1000hPa图2 500hPa(a)和1000hPa(b)纬圈平均冬季纬向风(U)与位势高度(H)奇异值分解(SVD)的 图1 500hPa 纬向平均u 的合成情况，(a)中实线是5个高指数年平均，虚线是5个低指数年的平均，5个高、低指数年由EOF 分析的时间系数来确定，(b)为高值年减低值年结果, 横线标出标准差大小.-1001020Zonal wind ( m/s)0102030405060708090L a t i t u d e (N )-50501020304050607080900.00.20.40.00.20.4N 01020304050607080900.00.20.4N第一对模态. 纵坐标为无量纲值.利用NCEP/NCAR 的1958~1998再分析资料，分别对500hPa 和1000hPa 纬圈平均的纬向风(u )进行EOF 分析，分析前对资料都进行了面积加权处理(⨯cos(ϕ))，这样处理后的风场能比较真实地反映大气动量。
后面的分析中对高度场也做了同样处理，以便更合理表示大气质量的相对多少。
纬向平均纬向风(u )的EOF 分析第一个模态分别解释总方差的45.6%和56.4%，且非常相似：都有两个相反符号的极值中心，一个在30~35︒N 附近，另一个则在50︒~55︒N 。
这种结构可能说明了中纬最大西风中心的南北位置的移动。
当最大西风带位置偏北时，则中纬度偏南地区出现东风异常，高纬出现西风异常。
反之，如果强西风中心位置南移，则较低纬度地区出现西风异常。
图1是500hPa 纬向平均u 的合成情况，分别是其EOF 分析时间系数的5个极大值和极小值年的平均，同时还给出了二者的差及一个标准差代表的变化范围。
5个极大正值年里强的西风分布的纬度范围更宽，超过10m/s 的纬度包括了20︒~55︒N ，中心在40︒N 左右，但最大西风值稍低；5个极大负值年里，最大西风带范围变窄，超过10m/s 的纬度包括了20︒~45︒N ，而且中心位置偏南5~10个纬度，可达30︒N 左右,最大西风值偏高。
如果用高度场进行EOF 分析，则最突出的模态也有两个相反符号的中心，一个在40︒N 附近，另外一个则在65︒N 附近。
对高度场与纬向风做奇异值分解(SVD)，这种结构特征十分明显。
图2(a)是500hPa 纬圈平均高度距平与纬圈平均u 距平的SVD 分析第一对模态，图2(b)是1000hPa 的情况。
这一对模态分别解释了500hPa 和1000hPa 上高度和u 协方差的46.2％和57.5％。
可见近地面和对流层中层的特点非常相似，对于高度场都是在40︒N 和65︒N 分别出现性质相反的两个极值中心，与此向对应的u 的两个相反性质的极值都是出现在30︒~35︒N 及50︒~55︒N 附近。
有趣的是高度场极值出现的两个纬度与南半球的南极涛动的两个极值纬度是完全一样的，这并非是偶然现象，而是反映了大气内部的固有结构特征。
而且不仅是这上面这两个层次上如此，用从1000hPa 到200hPa 共10层的u 和高度场资料分别单 表1 不同要素间的相关系数 H40-H65 H40 H65 U 35-U 55-0.90 -0.87 0.85 U 35-0.70 -0.71 0.64 U 55 0.96 0.90 -0.93 U 表示500hPa 纬向风，H 表示位势高度图3 500hPa 西风指数的比较 (U55即55︒N 纬圈平均纬向风; H40-H65则为40︒N 与65︒N 纬圈平均高度的差) 19601970198019902000-303m /s -100-50050100g p m独进行EOF分析或一起做SVD分析，都发现低层与高层，纬向风及高度场的特征有极大的相似性，而且二者间的关系也如此。
极值中心的位置上下都一致，反映出西风异常的正压性质。
图略。
因此，根据上面的分析可以得出结论，西风指数的强弱可以用40︒N和65︒N纬圈平均位势高度的差来表示，即H40︒N-H65︒N。
根据Rossby和Namias等最早的研究，西风指数应该能尽可能好地描述温带地区的纬向西风的强弱。
本文前面的分析表明，与高度场的变化相联系的风场，在55︒N有最大的相关。
在500hPa位势高度上西风指数(H40︒N-H65︒N)与55︒N西风(U55︒N)间相关系数达0.96。
用35︒N和55︒N上纬向风的差值来反映西风的变化，虽然在统计上与西风指数(H40︒N-H65︒N)有很高的相关(-0.90)，但物理意义上显然不如后者清晰。
可见用H40︒N-H65︒N来代表西风指数从其代表性和物理意义上看的确是一个很好的指标。
见图3和表1。
由于西风指数强调的是纬圈平均状况，因此很容易会认为与槽脊的变化没有什么关系。
但从最初定义西风指数时，就发现西风基本气流的强弱与大气环流的定常波有密切的联系。
图4和图5就可以很清楚地说明这一点。
图4是标准化的西风指数与500hPa位势高度间的回归系数，即当西风指数增强一个标准差时，对应的各格点高度变化。
可见在西风增强的情况下，东亚大槽变弱、高度增加10~20gpm，北美大槽也存在同样量级的减弱。
因此，在高空西风气流更为平直。
Wallace和Hsu[14]曾对比西风指数强弱状况下的高空和地面环流差异，指出强西风时地面大气涛动（如北大西洋涛动）也增强，同时在高空一些大气遥相关也增强(如东大西洋型、西大西洋型、西太平洋型)。
这些特点在图4中也有体现。
同时在图5海平面气压与西风指数的关系中可以看到，除北大西洋涛动加强外，在亚洲大陆中高纬，西伯利亚高压的强度也减弱，中心区域的强度减弱1~2hPa。
此外，图4和图5也进一步说明西风环流在地面与高空都有大体相似的结构，这反映了大尺度大气运动的正压性。
不过，在高空其纬向特征更为明显，而西风异常与SLP的关系受下垫面热力、物理状况差异的影响和限制更明显。
3 西风环流对温度的影响Array很早人们就发现高指数环流盛行的年份，北半球地面气温通常偏高。
Namias[2]认为，当西风指数强时，中纬加强的西风环流将会阻止高纬度和低纬度地区之间的热量交换，在极地及副极地由于辐射冷却，温度将会变得更低，而中纬度地区温度会升高。
但后来人们认识到情况没有这么简单。
实际上在南北向的热量输送过程中，包括较大尺度的定常波及天气尺度的瞬变波，都起着十分重要的作用[15,16]。
而这些涡旋的活动与西风气流间也存在着紧密的联系。
前面的分析中曾指出，西风指数强时，55︒N和35︒N的纬向风呈相反性质的变化，这相当于水平切变的增强，很容易理解这会有利于涡旋活动的产生和加强。