哈德莱环流

第一章大气运动的基本特征
牛顿第二定律：说明单位质量空气快相对于空间固定坐标系的运动加速度等于所有作用力之和。

真实力（绝对坐标系）：气压梯度力、地心引力、摩擦力
非真实力（旋转坐标系）：惯性离心力、地转偏向力
气压梯度力：当气压分布不均匀时，气块就会受到一种净压力的作用，作用于单位质量气块上的净压力称为气压梯度力。

摩擦力：单位质量所受到的净粘滞力称为摩擦力。

惯性离心力：在转动坐标系中引进一个力，其大小与向心力相等而方向相反。

由于这个力与向心力平衡，因而球静止。

这个力就叫做惯性离心力。

地转偏向力：当空气块相对于旋转坐标系运动时，除了需要引入惯性离心力，还需要引入另一种视示力，即科里奥利力（地转偏向力），才能应用运用牛顿第二定律描述旋转坐标系中的相对运动。

旋转坐标系中的大气运动方程：
连续方程：
大尺度系统的运动方程：
零级简化方程：
一级简化方程：
大尺度系统的连续方程：
大尺度系统的热流量方程：
位势：单位质量的物体从海平面上升到高度z克服重力所做的功：
位势米：为了使以能量为单位的高度与以米为单位的位势高度在数值上一致起见，定义：
等压面图比等高面图方便：
在等高面上的水平气压梯度力，可用等压面上的位势梯度来表示。

而位势梯度就是等压面的坡度。

所以水平气压梯度力的大小也就表示了等压面坡度的大小。

因为在等高面上计算水平气压梯度力时，只知道气压梯度还不够，还必须知道该处的空气密度才能计算，而在等压面上计算时，只要根据等位势线计算位势梯度即可，不必考虑密度的大小，所以用高空各层等压面上的位势梯度就可以比较各层上的水平气压梯度力的大小。

而用等高面时，各层的水平气压梯度力的大小不能做简单的比较。

P坐标系中大气运动基本方程组：
地转风：地转风是在不考虑摩擦力、加速度以及垂直速度的条件下，水平方向上气压梯度力与地转偏向力相平衡（地转平衡）时的大气运动（即自由大气水平匀速直线运动）
性质：1、地转风的大小与水平气压梯度力大小成正比，即与水平气压梯度大小成正比。

2、地转风的大小与地转参数f的大小成反比，即与纬度高度成反比。

但在赤道上
φ=0地转平衡不成立。

无科氏力存在，所以低纬度不能用地转风近似。

3、地转风的水平散度为0
4、地转风方向与等压线（等高线）相平行，在北半球，背风而立高压在右，低压在左，南半球相反。

地转关系或地转平衡方程：
Z坐标系下的地转风：
P坐标系下的地转风：
自然坐标系：一种固定于地球上随地球一起转动的相对坐标。

梯度风：当水平运动方程中除考虑水平气压梯度力和地转偏向力外，并考虑向心加速度（或惯性离心力）时就得到梯度风的概念。

在没有或不考虑摩擦力时，气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力三力平衡时与等压线平行的风称为梯度风。

水平运动在自然坐标系中的两个分量表达式：
三力平衡：
梯度风速率：
用梯度风原理解释为什么可以看到有很强的低压发展（如台风和气旋），而高压不能发展很强？
梯度风和地转风大小比较：在气旋性环流中，地转风比梯度风大，而在反气旋性环流中，地转风比梯度风小。

最大梯度风为地转风的两倍。

热成风：a、上下两层地转风的矢量差，成为这两层之间的热成风。

b、地转风随高度的变化，称为热成风。

适用范围：北半球中高纬度地区，自由大气中大尺度系统。

大小：1、与纬度成反比，与等厚度线的疏密成正比
2、与纬度、等压面差距、温度有关
方向：热成风沿气层的等厚度线（等平均温度线）吹，背风而立，厚度高的在右，低的在左（高温在右，低温在左）。

表达式：
热成风与冷暖平流：当某层中地转风随高度逆转时有冷平流，地转风随高度顺转时有暖平流。

正压大气和斜压大气：当大气中密度的分布仅仅随气压而变时，即：这种状态的大气称为正压大气。

在正压大气中，等压面也就是等密度面。

对于一个理想大气，等压面也就是等温面于是在等压面上没有温度梯度，也就是在等压面上分析不出等温线，因而没有热成风，所以在正压大气中，地转风随高度不发生变化。

当大气中密度分布不仅随气压而且还随温度而变时，即：，这种状态的大气称为斜压大气。

所以在斜压大气中，等压面与等温面是相交的，在等压面上具有温度梯度，因而有了热成风。

地转偏差：实际风与地转风之差称为地转偏差D或偏差风。

作用：1、地转偏差使实际风穿越等压线，使有的地方质量堆积，有的地区质量减少，从而引起气压场的改变。

2、当风穿越等压线时气压梯度力对空气做功，从而使空气动能改变，促使风速变化。

3、地转偏差也是造成垂直运动的重要原因，而垂直运动则是产生天气的重要因素。

变压风：由变高梯度或变压梯度表示的地转偏差，称为变压风。

地转偏差可分解为三项表示。

一项是变压风（D1），用三小时变压判断；一项是横向地转偏差（D2n），用等压线（等高线）的辐散、辐合来判断；还有一项是纵向地转偏差（D2s），用等压线的曲率来判断。

在纬向气流中，有一有限宽的槽，自西向东移动，其槽前脊后必有负变压
第四章大气环流
大气环流：是指全球范围的大尺度大气运行的基本状况，是各种不同尺度的天气系统发生、发展和移动的背景条件。

平均的水平环流：
（一）对流层中部：
（1)冬季：在中高纬度为以极地低压（又称极涡，现分裂为两个中心）为中心地环流纬圈的西风环流，西风带中有很大的平均槽脊，其中三个明显的大槽分别位于：亚洲东岸、北美东部和欧洲东部。

与这三个槽并列的有三个平均脊，分别位于：阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部。

副热带高压强度小，中心都位于海上。

（2)夏季：极涡中心合并为一个，中心位于极点，环流极涡的西风带明显北移，等高线变稀疏，在中高纬度出现了四个槽：北美东部的槽东移、东亚大槽东移、欧洲西海槽、冬季青藏高原北部伸向贝湖的脊变成了槽。

副热带地区的高压大大将强并北移。

半永久性活动中心：在北半球冬夏季均存在的系统有冰岛低压、阿留申低压、太平洋副热带
高压、大西洋副热带高压和格林兰高压，这些系统的活动，对广大地区的天气和气候都有重大影响，人们把他们称为半永久性活动中心（简称为大气活动中心）。

（海洋）
季节性大气活动中心：除了上述5个半永久性活动中心外，在北半球还有亚洲高压、亚洲热低压、北美冷高压和北美热低压等4个季节性的系统，由于它们在一定季节中经常存在，故把它们称为季节性大气活动中心。

（陆地）
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、地面摩擦
哈德莱环流：在北半球原来向北运动的空气质点在地转偏向力的作用下逐渐转变为向东的运动（偏西风），约在30N附近气压梯度力与地转偏向力达到平衡，空气运动方向转为自西向东。

自赤道源源不断向北运动的空气也就在30N附近发生辐合，有质量堆积，使地面气压升高，而且自赤道向北运动的空气不断辐射冷却，因而产生了下沉运动。

下沉的空气分别向南和向北辐射地流去。

在低层向南运动的空气质点，在地转偏向力的作用下，在北半球就转为东北风，因为这支风系很稳定，称为东北信风。

同理，南半球高层为西北气流，低层为东南气流，称为东南信风。

从而构成直接环流圈，称为哈德莱环流。

极地环流：60N-90N/S，极地区域由于能量的亏损，空气不断冷却，伴随着密度不断增大，气压随高度的递减率就比低纬度要大，于是高层产生自较低的纬度指向极地的气压梯度，低层则有自极地指向较低纬度的气压梯度。

在气压梯度力作用下自极地流向较低纬度的低层空气，因受到偏向力的作用，在北半球形成自极地吹向高纬的东北风，高层为西南风，构成极地环流圈。

费雷尔环流圈：在极地环流圈与哈德莱环流圈之间的中高纬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，亦称为费雷尔环流圈。

极涡：在60N（S）-90N(S)范围内绕极地逆时针旋转的大气环流，极涡是活动于极地附近的冷性涡旋，其中心温度最低，是高纬度大尺度环流中的重要系统之一。

在100hpa等压面上，极涡表现比较明显和完整。

东北信风：热带地区主要地面气流是两支偏东气流，在北半球的副热带地区有两个巨大的反气旋，它们的中心均在大洋东部，从反气旋中心区流向赤道的偏东北气流因为很稳定称为东北信风。

东南信风：南半球的副热带地区海洋上也有三个巨大的反气流，从反气旋中心气流向赤道的东南气流也很稳定称为东南信风。

赤道辐合带：在赤道附近对流层中东北信风和东南信风交汇的地区称为赤道辐合带（或热带辐合带）。

季风：把相当稳定的盛行风随季节发生显著变化的气流称为季风。

副热带高压：与海洋上巨大反气旋相对应的气压系统为副热带高压。

赤道槽：赤道辐合带所对应的气压场是赤道低压带或称为赤道槽。

信风槽：把两支信风汇合的辐合带特称为信风辐合带（气压场称为信风槽），它常出现在大西洋和太平洋的热带地区。

季风槽：把信风与季风（或赤道偏西风）汇合的辐合带，成为季风辐合带（也称为季风槽）。

沃克环流：与印度尼西亚的对流区相联系的纬向环流圈常称作沃克环流，它横跨赤道太平洋。

急流：是指一股强而窄的气流带，主要集中在对流层的上部或平流层中，其轴是准水平的，多为东西走向。

沿轴最大风速>=30m/s，具有强大的水平风速切变和垂直风速切变。

把600hpa 以下出现的强而窄的气流称为低空急流。