天气学第四章(丁)

低纬：东风带
中高纬 ：西风带（北半球冬季最大风速 40m/s,30º ,200hPa N
夏季最大风速16m/s,40º ,200hPa） N 极区：北半球夏季近地面：弱东风 平流层：东风 对流层：西风
南半球的情况与北半球类似，但也有差别。
二、平均经向风分量的经向分布
冬季：对流层低层30º N以南：偏北风 40º 以北：南风 ）(图4.2) N 对流层高层：低纬 30º N以南： 南风
任何一个量都可以写成 加上扰动量（涡动量） A A A 如： 涡动动能： K 1 2
平均量
(u v w )
2 2 2
1 2
2 v2 ) (u
§4.5西风带大型扰动
概述 1. 中高纬度对流层环流特征： 中高纬度的平均 经向环流（费雷尔环流）很弱，平均水平环流在对流 层盛行西风称为西风带 。
太平洋副热带高压 大西洋副热带高压 格陵兰高压
季节性大气活动中心
亚洲冷高压 亚洲大陆低压 北美冷高压 北美热低压
四、大气环流的季节转换
6 月 10月突变（图4.8）
§4.2控制大气环流的基本因子与大气环流 的基本模型 控制大气环流的基本因子： 太阳辐射 地球自转 地球表面不均匀性 地面摩擦
一、太阳辐射作用
大气环流的尺度特征
尺度 范畴 大 尺 度 尺度分类 时间尺度 空间尺度 大气现象 举例 气候尺度 年代 1000~ 40000km 全球变暖 季风 100~ 5000km 台风
大气环流 季节、年 尺度 天气尺度 数天到数 周
§4.1 大气平均流场特征与季节转换
一、平均纬向风分量的经向分布
冬季
夏季
the zonally averaged radiative balance on Earth
图4.11分析： 1 200hPa以下（12km），无论冬夏，平均 温度梯度由赤道指向两极 2 冬季南北温差大于夏季 3 夏季平流层温度梯度由极地指向赤道， 冷中心位于赤道 4 无论冬夏，低纬地区对流层顶高于中高 纬，两者间有明显断裂
③短波：波长和振幅均较小，移动快， 平均移速为１０～２０经度／日，生命 史也短，多数仅出现在对流层的中下部， 往往迭加在长波之上。（见图4.30p175） 2.长波辨认方法 ①制作时间平均图（图4.31a） ②制作空间平均图(图4.31b、c) ③绘制平均高度廓线图(纬度40-60, 图 4.31d)
高指数→纬向环流
低指数→经向环流
２. 指数循环 西风环流的中期变化主要表 现为高低指数交替循环的变化过程 ，称为指数循环。
二.西风带长波 1.长波的概述 ①超长波：波长在一万公里以上，绕地球 一圈可有１～３个波，生命史１０天以上 ,属于中长期天气过程。 ②长波：也称罗斯贝波，行星波。波长３ ０００～１００００公里，全纬圈约为３ ～７个波，振幅１０～２０纬距，平均移 速１０个经距／日以下，有时很慢，呈准 静止，甚至向西倒退。
b. C u , L 小， C 稍小于 u ， L 大， C 小
c. 波静止？波前进？波后退？
在不同纬度、不同波长情况下临界纬向 风速值 表4.1 临界纬向风速
d.当
时， C=0,波静止；Ls为临界波长.
L>Ls,波后退； L<Ls,波前进。
不同西风强度和纬度的情况下可计算所得 到静止波的波长Ls值： 表4.2 静止波波长与西风风速,纬度的关系
低纬 极地 中纬
地面
东风带
西风带
高空
低纬 高纬 中纬
西风带
西风带
气压场分布
季风：随季节而改变风向的风， 主要由海陆热力差异造成。 高空急流：在300hPa以上， >=30m/s的风速带。
总结：
三圈环流
东北信风 东南信风 东北季风西南季风 赤道辐合带 极锋锋区 副热带锋区
三、角动量交换 角动量：在自转的地球上相对于地球表面运动 的空气，由于摩擦和山脉的作用空气与转动地 球之间产生的转动力矩即角动量 由于地面摩擦和山脉作用，极地和热带东风带 得到西风角动量，中高纬西风带损耗西风角动 量 补充来源：大气内部通过非定常扰动以及 Hadley 环流和Ferrel环流输送角动量给大气， 使得东风带和西风带得以长期存在
波形的移速和波长与流线波形的移速 和波长是一致的，只是位相差 / 2 。
利用t=0时的流线方程和V’ 方程可绘出以下曲线
② .波速公式的物理意义：
相对涡度平流的作用
地转涡度平流的作用：
③ .波速公式的讨论
C 与 u 、 L 的关系
a. 不考虑 L 变化时： u ， C , u ， C
三、平均水平环流
1 对流层中部（500hPa，图4.4） 冬季
三槽：亚洲东岸 北美东部 中纬
欧洲东部
三脊：阿拉斯加 西欧沿岸 青藏高原北部
槽：北美 东亚 地中海 孟加拉湾 东太平洋 低纬
副热带高压：海上
夏季:(图4.5)
极区：极涡
中纬：绕极西风
四槽：勘察加半岛 北美东部 加尔湖到青藏高原 减弱 脊：减弱不清楚 欧洲西海岸 贝
极锋：极地环流圈中低层向南的东北风与 Hadley环流圈中下沉辐散而向北运动的西 南风相遇，干冷与暖湿气流相遇而形成的 锋区。 副热带锋区：Hadley环流圈中高层向北运 动的暖湿气流与极地环流圈中上升辐散向 南的一支气流相遇而形成锋区。在对流层 上部明显，有副热带急流与之对应。
4 地面和高空流场分布：
四、地球表面的不均匀性 1 海陆分布对大气环流的影响 海陆热力差异造成冬季大陆东岸有大 槽西岸有脊形成
2 地形的影响 大地形的动力作用，使气流发 生明显的分支、绕流和汇合 上山和下山对槽脊的影响（绝 对涡度守恒原理）H为气柱为至对 流层定的高度
d f 0 dt H
e. 其他因子
由于假定水平无辐散，因此只适应于 600hPa，一般用于500hPa 上下层的风速不一样，各层波的移速也 不一样。 各纬度风速不一样，也可导致移速不同
f. 地形影响 阻挡
g. 预报长波移动的定性经验：
i ．预报上游槽的移动时，要看它下游一个 波长和两个波长处的两个槽的情况：如下游槽变 慢，上游槽也将变慢；下游槽发展，上游槽也要 变慢。
低纬：
副热带高压大大加强：北太平洋 北大西洋非 洲大陆西部出现闭合
2
冬季
对流层底部（海平面气压场）
阿留申低压
冰岛低压
亚洲冷高压 北美大陆高压 格陵兰大陆高压
夏季
亚洲大陆低压冰岛低压
太平洋副热带高压 大西洋副热带高压
格陵兰高压
一月份海平面气压场(图4.6) 阿留申低压 冰岛低压
亚洲冷高压
北美冷高压
气柱上山，H减小，辐散，f不变，则气旋性涡度减小， 反气旋性涡度增大，气柱下山，气旋性涡度增大
五、能量收支 两极是能汇，赤道和低纬是能源
动能： K
1 2
((u v )
2 2
位能： P gz 内能： I c v T 总位能 gz c v T 有效位能：总位能中能 （一般为总位能的 转化成动能的部分 0 . 5 %）
2 极地环流圈的形成 极地能量亏损，温度低，密度大，从而使气 压随高度递减增大，高空有较低纬度指向 极地的气压梯度，而低层有极地指向较低 纬度的气压梯度。则低层空气有指向较低 纬度运动，在柯氏力作用下右偏成为东北 风，高层南风在柯氏力作用下右偏成为西 南风，构成极地环流圈
3 Ferrel 环流的形成 Hadley环流中在30º N下沉辐散的气流中，向 北流动的气流，与极地环流圈中上升支汇 合，在高空辐散，其中有一支向南运动。 这样在Hadley环流圈和极地环流圈之间存 在一个与直接环流圈相反的环流，为间接 环流圈，也称Ferrel 环流圈。
ii ．长波数目不变且比较稳定时，如上游长 波槽突然移动，则下游长波槽也将依次移动。 iii ．当长波槽位于平均槽位置时（如冬半 年我国东海岸上空），尽管上游槽移来，下游槽 也将不动，只有当形势有大变动（长波调整）时 ，它才明显变化
4. 长波调整 ① 含义： 长波调整：长波位置的变化和长波波数 的变化 一般仅把长波波数的变化及长波的更替 称为长波调整。 长波调整是与长波稳定相对立的概念， 长波稳定时，大型环流很少变动。
第四章 大气环流
§4.1 大气平均流场特征与季节转换
§4.2控制大气环流的基本因子与大气环流 的基本模型 §4.5西风带大型扰动
§4.7东亚环流基本特征
本章重点：西风带大型扰动，长波原理及 其应用
基本概念
环流：空气沿一个封闭的轨迹运动，或沿 着某一封闭轨迹循环运动的倾向。 经向环流：气流沿经圈方向运动（南北向） 纬向环流：气流沿纬圈方向运动（东西向） 大气环流：指全球范围的大尺度大气运行 的基本状况，水平尺度在数千公里以上， 垂直尺度在10公里以上，时间尺度在1-2日 以上。是各种不同尺度的天气系统发生发 展和移动的背景条件。
2. 西风带环流变化的主要特征： ① 主要特征：纬向环流<======>经向环流 ② 原因：
一. 环流指数与指数循环
1. 环流指数（西风指数） Rossby把３５°～５５°之间的平均地转 西风定义为西风指数 实际工作中把两个纬度带之间的平均位势 高度差（一般指500hPa）作为西风指数Ｉ
西风指数Ｉ：
格陵兰高压
太平洋副热带高压 （夏威夷高压） 大西洋副热带高压（亚速尔高压）
一月份海平面气压场
七月份海平面气压场(图4.7) 冰岛低压 亚洲大陆低压 北美大陆低压 格陵兰高压
太平洋副热带高压 （夏威夷高压） 大西洋副热带高压（亚速尔高压）
七月份海平面气压场
半永久性大气活动中心 阿留申低压 冰岛低压
Hadley cell
东北信风（NE trade wind）：北半球 Hadley环流圈中低层向南的气流，在柯 氏力作用下向右偏而形成的一支稳定的 风系。
东南信风（SE trade wind）：南半球 Hadley环流圈中低层向北的气流，在柯 氏力作用下向左偏而形成的一支稳定的 风系。
赤道辐合带（热带辐合带）：赤道附近东 北信风和东南信风汇合的地带，简称 ITCZ(intertropical convergence zone)
二、地球自转 单圈环流不考虑地球自转，但地球自转的 情况下，空气受到柯氏力的作用，在北 半球向右偏在南半球向左偏，形成经圈 方向的三圈环流
1 Hadley 环流的形成 赤道上空向北流动的气流，在柯氏力的作用 下向右偏转，在30º N左右转为西风，并在 此处辐合，质量堆积，地面气压升高，并 且冷却下沉，下沉气流辐散，其中向南的 一支在柯氏力影响下右偏，转为东北风， 此风系稳定，称为东北信风，在南半球为 东南信风，两支信风在赤道汇合上升，从 而构成直接环流圈，称为Hadley环流
高纬 40º N以北：北风
对流层中层：经向分量很弱
夏季：13-40º N之间：低层北风
低纬（近赤道）：低层 南风
高层 南风(图4.3)
高层 北风
平均纬向风与平均经向风的比较：
平均纬向风分量远远大于经向风 经向风存在的重要性： v分量虽然很小，但依然存在，说明大气 中存在空气的南北交换和热量输送
重要地区的认识
④分析长波的结构和特性
长波所处的位置：700hPa-平流层下部 波长：50-120经距 移速：缓慢可静止和倒退 热力结构：暖性脊，冷性槽 辨认长波的简单的方法： 看200-300hPa等压面图
3.长波波速公式
① .公式推导： 假定大气运动是正压和水平无辐散的， 流型具有正弦波形式且宽度很大，南北无变 异，根据绝对涡度守恒原理，应用小扰动方 法，可以求得波动移速。 由绝对涡度守恒
展开上式，得：
（4.14）
利用小扰动法， 令 （4.15）
其中：
u
纬向基本气流速度，为常数 为经向扰动速度，是微量 经向平均速度为零， 纬向扰动数度为零。
二阶线性 偏微分方 程：
（4.16）
波动解：
(4.17)
长波波速
(4.18)
流线方程：
流线方程：
在t=0时,通过坐标原点(X=0,Y=0) 的流线为：
如上的温度分布可导致（假设地球不旋转）： 高层：极地位势高度低，而赤道位势高度高，由 此产生由赤道指向极地的位势梯度，高层空气 向极运动 低层：极地冷空气下沉，质量堆积，低层产生由 极地指向赤道的气压梯度，低层空气向赤道运 动 如此构成单圈环流：赤道上升，极地下沉， 高层南风，低层北风 直接热力环流：由大气加热不均匀产生的，加热 区上升，冷却区下沉的环流