第七讲 热带大气的动力学特征与辐散环流

图7.1a平均纬向风的纬向剖面。左：12～2月平均；右：6～8月平均 根据1971～2000年NCEP再分析资料制作 单位：m·s-1
（王慧提供，2004）
热带大气典型探空曲线（左图）。θe是相当位温，θe*： 饱和相当位温。（与每层温度相同，但假定达到饱和大气时 的相当位温）。这种探空分布与中纬飑线中的探空曲线类似。
辐合的振荡。如产生辐散（见图7.2高低压中心之间地区），
由于f在南北半球是反号的，结果西风时，空气质量都向赤
道堆积，结果引起赤道处质量增加，而形成高压，而东风区
则对应于低压区，又由于重力波相速度 C2
v k
2

ghe,
uˆ

u0
exp


y2
2C

ຫໍສະໝຸດ Baidu
he是厚度。只有C>0，离赤道的衰减解才存在，所以开尔文
P Zm qvdz E 0
（7.10）
Zm是湿层顶（≈2Km），代入近似的水汽连续方程


qv

qv

z

0
到（7.10）式中，则有
P Wq Zm E
（7.11）
因而垂直积分的凝结加热与天气尺度度量w（Zm）和q（Zm）联系起来
。但由上式只算出了总量，仍需要知道其垂直分布。这可以根据观测 用经验方法确定，即
波只能东传。
Kelvin波是一种特别类型的重力波：它受到地球旋转的影响， 并且在赤道被截获（或侧向垂直边界或山脉）。其存在条件： （1）重力和稳定层结维持重力振荡。 （2）明显的科氏力加速。 （3）赤道的存在，作用在赤道区西风的科氏力趋于使西风折向赤道，
这导致流体在赤道区堆积，在赤道形成气压最大值。以后指向极 地的气压梯度与指向赤道的科氏力平衡（即导致西风气流是地转 的）因而赤道像一侧墙支持Kelvin波，高压与西风同相，低压与
夏季辐散环流的主要特征是（图7.6b）：
（1）如前面指出，亚洲夏季风影响的范围很广。上升区位于阿萨 姆－孟加拉地区，相应有三个下沉气流：太平洋的东西或瓦 克环流的下沉支，西南印度洋的季风下沉区和地中海及沙漠 热低压的下沉区。
（2）与非洲季风有关的辐散环流比较局地性，在西非5ºN附近为 上升支，东南太平洋15ºS附近为下沉支。这个下沉区也与中 美洲附近的强上升区密切有关；
a为对流区所占面积百分比。则据（7.3），（7.6）式可化为：
以后的关键问题如何用天气尺度变量表达积云凝结项（7.8式右边项）。 这涉及到积云参数化问题，至今有许多种积云参数化方案。 一种简单的方法：
ZT aW ' qs dz p
Zc
z
（7.9）
P是降水率，Zc与ZT分别为云底与云高，
t

v



ln


w ln
z

Lc
CpT

(
z
)wq
Zm
E
（7.12）
上式即是对积云凝结加热的热力学方程。当Z<Zc和Z>ZT时，
(z) 0 ，它是一个满足下式的权重函数。
潜热主要在热带对流中大量产生，在大尺度环流作用下，热带对流一旦 在某些地区发生之后通过产生凝结潜热可加热大气，反过来又能够驱动 热带环流的变化，并激发热带波动的产生和传播。这是一种复杂的相互 作用过程。这里只考虑热带大气对加热场强度和分布的响应问题，即加 热场对热带大尺度环流的反馈问题。为了阐述其基本问题，Gill（1980 ）用了单一正弦波垂直模态和β-平面上的浅水波方程，研究了静止基 态大气在给定加热Q强迫下的定常运动。考虑了动量阻尼（即瑞利阻尼 ：正比与风速的线性阻力）和热力阻尼（牛顿冷却：加热率正比于对基 本平衡态的温度扰动，忽略了高频惯性的重力波，Rossby –重力波和 Rossby高频波（即长波近似）Gill 给出了两种基本解：赤道对称的孤 立加热与赤道反对称偶极型加热。
式（7.2）可写成（对w>0区）
t

v



ln



w

ln
t

Lc CpT
qs z


0
(7.4)
ln e ln Lc qs
z
z CpT z
代入上式到（7.4）中有（先乘上θ）
t

v





we
东风同相，它只向东传播，这是由于赤道截获的条件要求（见 uˆ
公式）。
图7.2 赤道大气Kelvin波的气压场和风场水平分布
（取自Matsumo, 1966）
图7.3 赤道大气混合Rossby—重力波的气压场和风场水平分布
（取自Matsumo, 1966）
混合Rossby—重力波的流场相对于赤道是一个对称 涡旋，而气压场不与赤道呈对称分布，高低压中心 分别位于赤道的两侧。风压场的关系在相对高纬的 地区近似于地转关系，而在近赤道地区非地转分量
很大，在赤道上纬向速度 u 0 ，但是经向速度v
达到最大，并且几乎与等压线相垂直。经向速度v的 大小沿y方向相对于赤道而言呈Gauss分布，离开赤 道地区波动迅速减弱。
图7.4 沙特阿拉伯（左图）阿拉伯海（中图）和孟加拉湾（右图）
上空大气非绝热加热分量的垂直分布。QR：净辐射；QC：凝结加 热；QW：感热加热；FM（E—W）是东西方向的热通量，FM（N—S）
（1）大尺度凝结加热单位质量的潜热加热
J Lc Dqs Dt
（7.1）
q s 是饱和比湿，Lc是凝结加热率。
由热力学方程
Cp D ln Lc Dqs
Dt
T Dt
（7.2）
qs 的变化主要由上升运动引起，可表示为：
Dqs Dt

w
qs z
0
当w 0 当w 0
则（7.2）变为：
w ln Lc Dq s z CpT Dt
（7.6）
由于上式中的w实际上是活跃对流单体区的强垂直运动（w，）与周围弱垂 直运动（ w ）之面积加权平均：
w aw'(1 a)w
（7.8）
w ln Lc aw' qs
z
CpT z
（7.7）
条件不稳定环境下的探空曲线（右图），它发生在 北美中西部强风暴形势下。 θ，θe和θe*同左图。 点线代表从地面上升的无夹卷气块的θe曲线，箭 头为LFC。
（Holton, 2004）
7.1 热带大气的动力学特征
（Fr数的意义见附录）
由于热带天气尺度系统的无辐散性，所以过去一些人 认为这种系统的发展与来自中纬度的侧向强迫作用有 关。实际上这种机制并不是必要的。热带天气尺度扰 动的发展完全有可能从热带行星尺度运动系统取得能 量。例如可以注意到，对流性天气尺度的扰动（包括 热带气旋）常在特定的地理区域形成，这些区域正好 对应于行星尺度流型的上升区，如西太平洋，西大西 洋地区等。
（b）7月
(Krishnamurti,1980)
7.3 热带地区的凝结加热
凝结加热是热带大气中非常重要的热力过程，它的量值和加 热分布取决于凝结过程。一种是由大尺度垂直运动产生的潜 热释放；一种是深厚积云对流释放的潜热。前者主要与中纬 系统有关，在热力学方程中很易定量计算。但由大量积云形 成的潜热加热计算是比较困难的。它需要用天气尺度定量地 表征这种中小尺度加热。这就是积云参数化方案，它是目前 天气与气候模式中不确定性误差的主要来源之一。以下简略 说明这两种潜热释放的计算问题。
也就是说，东西方向它是一种浅水重力波（水平尺度很大，
垂直厚度很小），而在南北方向是符合地转平衡，并且离开
赤道，振幅衰减，到10°N和10°S基本上消失，所以它是一
种只向东传的赤道波。开尔文波的产生大致可以认为：近赤
道有某种强迫（如加热），这可以由大范围对流云系发展造
成。结果在该区造成气柱中重力内波型的垂直分布的辐散/
（3）邻近中美洲（10ºN附近）的东太平洋地区对流活动很强。在 这个暖海面每年有20～25个热带气旋形成。主要上升运动区 就位于此处。这支辐散环流的下沉支在南太平洋和南大西洋， 它们是哈得莱环流和东西环流的重要部分，对南半球副热带 急流的强度和变化有重要作用。
（a）1月
图7.6 全球辐散环流 的三维分布概略图。 根据FGGE资料作出。 （a）1月； （b）7月
（3）存在着不同类型大尺度低频变化的流型或波动。用经典的潮汐 理论不少人对行星尺度、缓慢变化的热带大气进行了研究。在 不同的环境条件和强迫作用下（如不同的非绝热加热）得到了 一些不同类型的大尺度流型或波动。这些流型与观测十分相近。 例如对于纬向波数1的情况，人们发现在热带存在着向西和向东 传播的重力波、向东传播的凯尔文波、向西传播的混合Rossby 波（或者叫MY波，因是由Maruyama和Yanai发现）以及斜压和正 压的Rossby波。它们是自由模态，其中开尔文波与混合Rossby 波尤其重要。在东风基本气流情况下，只有开尔文波具有很慢 的速度，以致可以看作是定常解。对于西风基本气流，可以激 发出一系列的Rossby波。对于潮汐波在实际纬向风速条件下总 是瞬变的。另外还存在由非绝热加热引起的强迫模态（Gill模 态）。可分为赤道对称加热和赤道非对称加热。如加热在北半 球，可产生比较实际的热带流场，这个问题我们不讨论。
高等天气学系列讲座
单元三：热带大气环流和天气系统
（2014年春季）
第七讲 热带大气的动力学特征与 辐散环流
丁一汇 国家气候中心
热带一般是指南北半球副热带高压脊线之间的区域，而副热带高 压脊线也是地面东风带和西风带之间的分界线。这个分界线平均 位于30º纬度左右。热带几乎占全球面积的一半。它之所以重要 主要有三个方面：第一，热带是整个大气的水汽、热量和角动量 源。第一章已一般的说明了正是在热带大气从地面得到角动量， 并在热带大气所获得的热量超过了向外辐射所损耗的热能，这种 盈得的动量和热量向极地方向输送以补偿中高纬的大气角动量和 热量的损失；第二方面是由于热带大气和扰动与中高纬的大气和 扰动有明显的相互作用，这使得人们不能把这两个地区的环流看 作是完全孤立的，其中任一地区的预报都必须考虑来自另一地区 的影响；第三，热带地区是地球上主要的海洋区，海气相互作用 以及遥相关显著，这是影响全球天气与气候形成和异常的一个主 要原因。

0
（7.5）
上式中
e



ln e
z

z
当q qs与w 0 当q qs或w 0
在大尺度强迫上升有凝结情况下（e 0 ）
（7.5）式与绝热运动情况下热力学方程相同。只是静力稳定度被 相当静力稳定度代替。由于有凝结加热，其局地变温要比同样递减 率下绝热情况下小。如 e 0 ，大气是条件不稳定，凝结主要 通过积云对流产生。但（7.3）式仍然成立，只是垂直速度必须是 积云单体中上升气流的速度，二不是天气尺度W。这种情况下，不 可能只用天气尺度量简单地写出对积云区的热力学方程。因在热带 地区，温度脉动很小，绝热运动与非绝热运动近于平衡，
是南北方向的热通量。单位：K d-1
7.2 辐散环流
图7.5 200hPa北半球夏季（6～8月）多年平均（1968～1980）的辐散 环流分布。箭头代表辐散风分量，箭头长度代表辐散风速。实线代表 速度势等值线，单位：5×105m2·s-1；D：高空辐散，C：高空辐合
全球辐散环流如下，在北半球冬季（尤其在1979年1月）（图7.6a） 主要哈得莱环流的上升支在5ºS附近，下沉支在30ºN附近，造成这 支哈得莱环流圈的因子主要是亚洲冬季风。另一个哈得莱环流是在 5ºS上升，30ºS下沉、与澳大利亚季风有关的环流圈，因而澳大利 亚季风是北半球冬季南半球哈得莱环流圈的一个有机组成部分。澳 大利亚北部的降水变率与印尼－澳大利亚北部辐散环流上升支的周 期性经向移动有关。澳大利亚大部分地区的辐散风属于南半球这支 次要哈得莱环流圈的。了解这支环流圈的特征和演变对于全面了解 澳大利亚季风是非常重要的。与南大西洋和东南太平洋下沉支有关 的辐散环流也值得进一步研究。
平均热带大气在600hPa以上是条件不稳定的，大尺度上升质 量流是逆梯度输送的，因而使对流层上部冷却，因而这种环 流不能产生位能。大面积积雨云（或热塔）中心区的假绝热 过程，这时气块近于使θe守恒，当气块到达对流层上部时， 温度可高于周围环境的温度，因而热带大气（主要是ITCZ区） 的上升气流主要限于个别对流单体中情况下，赤道区热平衡 可以满足（抵消辐射冷却）。