天气学第四章(丁)

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、夏季
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。
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：
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
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
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。
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 。
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)
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
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
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 w )
2 2 2
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 %）
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
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
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。
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
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。
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
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：
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)
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