南大天气学原理第三章

• 北半球陆地辽阔，海陆东西相间分布，在冬季， 大陆是冷源，纬向西风气流流经大陆时，气流温 度逐渐降低，直到大陆东岸降到最低，气流东流 入海后，因海洋是热源，气温不断升温，直到海 洋东缘温度升到最高，即大陆东岸成为温度槽， 大陆西岸形成温度脊。夏季时，温度场相反，大 陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。
A RTp B RTp C RTp D RTp RTp A p B p C p D p p p0 dC R(TBC TDA ) ln dt p
• Hadley环流正是由赤道和极地之间的 温差所造成的斜压不稳定所引起。
– 同理，中高纬Ferrel环流圈中靠极一侧上升气流向上携带 较小角动量，而靠低纬一侧下沉气流向下携带较大角 动量，结果有净余角动量向下输送，然后在低空向北运 动中转化为西风角动量，补充地面西风带的损耗。
M ua cos a 2 cos2
• 通过角动量输送过程保持了东、西风中角动 量平衡，使东、西风带能够长期维持稳定状 态。由上可见，地面摩擦作用是大气环流中 纬向环流与经圈环流形成和维持的重要因素。
第三章大气环流 §3.1 简 介
1、概念 大气环流是指大范围的大气运动状态。 大气环流的时空尺度: 水平（KM） 3—5×103 垂直（KM） 时间（天） 5—10 ＞1—2
大气环流反映了大气运动的基本状态，是各种不同 尺度的天气系统发生、发展和移动的背景条件，大 气环流的异常，常常导致天气、气候的异常。
• 另一支由30N处下沉后在低层向北流，受地转偏 向力的作用到中纬度地面层转为偏西南风。
• 而在北极地区辐射冷却下沉的冷气流，到地面层 向南流的过程中也向右偏转逐渐转变为高纬度地 面层的偏东北风， • 这支冷而干的东北风与来自中纬度的暖而湿的西 南风在中高纬地区相遇汇合，这个汇合地带叫 “极锋辐合带”。
Hadley环流理论
• 这样自赤道向两极形成了辐射梯度， 并以中纬度地区净辐射梯度最大。净 辐射梯度分布引起了地球上高、低纬 度间的大气热量收支不平衡，使大气 中出现了有效位能，形成了向极的温 度梯度。 • 大气是低粘性、可压缩流体，温度和 气压的改变可能引起膨胀或收缩。结 果，低纬大气因净得热量不断增温并 膨胀上升，极地大气因净失热量不断 冷却并收缩下沉。 • 在这种温度梯度下，为保持静力平衡， 对流层高层必然出现向极地的气压梯 度，低层出现向低纬的气压梯度。气 压梯度力的作用将使赤道和极地间构 成一个大的理想的直接热力环流圈。
3、控制大气环流的基本因子
• • • • 太阳辐射 地球自转 地表不均匀（海陆、大地形） 地面摩擦（角动量）
1）太阳辐射
• 大气运动需要能量，而能量 几乎都来源于太阳辐射的转 化。
• 大气不仅吸收太阳辐射、地 面辐射和地球给予大气的其 它类型能量，同时大气本身 也向外放射辐射。
• 然而吸收和放射的差额在大 气中的分布是很不均匀的， 沿纬圈平均在35ºS-35ºN之 间是辐射差额的正值区，即 净得能量区。由35ºS向南和 由35ºN向北是辐射差额的 负值区，即净失能量区。
角动量的输送包括水平和垂直输送
• 垂直输送主要靠平均经圈环流来实现。
– 角动量随纬度有变化，纬度愈低， 角动量愈大。在 Hadley环流圈中，赤道上升气流向上携带的角动量大于 纬度30°附近下沉气流向下携带的角动量，因而有净余 的角动量向上输送。在绝对角动量守恒条件下，向上输 送的净余角动量自地面东风带输送到低纬高空西风带。
全球气压水平分布在热力 和动力因子作用下，呈现 出规则的纬向气压带，而 且高低气压带交互排列。
副热带高压带
赤道辐合带
三圈环流的建立
3）地面摩擦
• 大气在自转地球上运动着，与地球表面产生着相 对运动。相对运动产生着摩擦作用，而摩擦作用 使空气与转动地球之间产生了转动力矩（即角动 量）。 角动量在风带中的产生、损耗以及在风带间的输 送、平衡，对大气环流的形成和维持具有重要作 用。
动力作用
• 地形起伏，尤其是大范围的高原和高大山脉 对大气环流的影响非常显著。
– 当大规模气流爬越高原和高山时，常常在高山迎 风侧受阻，造成空气质量辐合，形成高压脊，在 高山背风侧，则利于空气辐散，形成低压槽。
• 东亚沿岸和北美东岸，冬半年经常存在的高空大槽， wenku.baidu.com然其形成同海陆温差有关，但同西风气流爬越巨大 青藏高压和落基山的动力减压亦有一定关系。
• 环流使高低纬度间不同温度的空气得以交 换，并把低纬度的净收入热量向高纬度输 送，以补偿高纬热量的净支出，从而维持 了纬度间的热量平衡。 • 太阳辐射对大气系统加热不均是大气产生 大规模运动的根本原因，而大气在高低纬 间的热量收支不平衡是产生和维持大气环 流的直接原动力。
热力环流的物理解释: Bé nard实验
(山脉也有类似作用)
旋转圆筒试验
经向波型的出现正是不同纬带 角动量进行交换所需要的
轴对称
2波
3波
5波
不规则 图3.22 恒定温差条件下不同旋转速率的 试验流型
• 地球上的气流基本上呈纬向流动着，在中高纬度主要是西 风带，低纬度是广阔东风带。
– 在西风带，地球通过摩擦作用给大气一个自东向西的转动力矩， 所以西风带中大气将损耗西风角动量，而地球将获得西风角动量。 – 在东风带，地球通过摩擦作用给大气一个自西向东的转动力矩， 所以在东风带中大气获得地球给予的西风角动量，而地球将支出 西风角动量。 – 照此下去，西风带因不断损耗西风角动量，近地层西风要减弱； 东风带因不断获得西风角动量，近地层东风也要减弱。然而长期 观测事实证明，东、西风带的平均风速没有发生明显变化，地球 自转速度也没有发生变化。
大气环流研究就是研究大气运动的形成、 维持及其变化规律
发展简史（三百多年的历史）
四个阶段： ① 1686—1836，Hadley单圈环流假设； ② 1837—1887，Hadley三圈环流发展； ③ 1888—1947，对大型涡旋在物理量输送和平 衡过程中作用的理论 ④ 1948—今天，多方面：诊断、模拟、数值试 验、理论研究
(3.3)
• 温度梯度的南北差异导致了气压梯度力，气 压梯度力最终驱动了大气，导致了风。
dw 1 p g dt z 环流的形成 dv 1 p F dt y C (vdy wdz ) V L
(3.4)
(3.6)
1 p dC dw dv 1 p p ( dz dy) z dz y dy dt dt dt
• 水平输送主要由两种运动形式来完成：
– 平均经圈环流 – 纬向环流上的大型涡旋运动
• 在中高纬度地区，角动量输送主要靠大型涡 旋运动的输送。 • 在低纬度地区，Hadley环流圈很强，它的输 送同涡旋输送同等重要。
中低纬度
高纬度
• 在低纬度地区，Hadley环流的上升气流把东风带的 角动量净输送到高空，再由平均经向环流和大型涡 旋向北水平输送； • 在中纬度和高纬度地区则主要依靠大型涡旋向北输 送。
T1
图3.10 热力对流的Benard实验
T2
δT=T2-T1
• 当δT较小时，热量从下层隔板 扩散到上层流体－－热传导 • 当δT达到一定的程度，开始出 现对流－－Benard对流
由静力方程
p0 g[ H1 ( z ) H 0 ( z )] ln p1 RT g[ H1 ( z ) H 0 ( z )] T p1 p1 y RT 2 y (3.2)
§3.3 实际大气环流的平均特征
1、平均低层环流（海平面气压场）
2、研究方法
• 诊断分析
根据资料，定量计算物理量并分析。
• 实验室模拟
根据动力学相似理论设计出圆盘或圆环，调节转速、圆 盘中心或圆环内外圈温差。
• 数值试验
利用数值模式，根据不同的初始条件和边界条件，通过 数值计算来模拟大气运动。
• 理论研究
采用求解相应运动方程组的解析式来探讨大气环流的成 因、物理机制等。目前只能对一些简化后的数学模式求 解析式。
• 在极锋辐合带地区暖湿的西南气流由于密 度小位于冷而干的东北气流之上，爬升到 高空又分别流向南方和北方。高空向北的 一支向右偏，逐渐转变为西南风，流向极 地后降温下沉，补偿极地近地面层向南流 的空气。 • 这样在高纬地区形成了一个直接热力环流 圈，叫“极地环流”。
• 极锋上空向南流的一支与向北流的低纬空 气相遇汇合后下沉，再在地面层分别向南 和向北形成辐散地带，称为副热带高压带。 • 因此，中纬度地区，在“Hadley环流”和 “极地环流”之间又形成了一个间接热力 反环流圈，即“Ferrel环流”。
– 根据热成风原理，冬 季大陆东岸出现低压 槽，西岸出现高压脊， 夏季时相反。可见， 海陆东西相间分布对 高空环流形势的建立 和变化有明显影响。
这种冷热源分布直接影响到海陆间的气压分布，使完整的纬向气压
带分裂成一个个闭合的高压和低压。 同时，冬夏海、陆间的热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大 气流动，这种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。
• 纬向风带的出现，阻碍了低纬的高空大气 继续北流，使大气在那里堆积产生辐合， 加上辐射冷却而下沉。 • 下沉后的空气再在低层分别流向南方和北 方。
• 低层向南的气流受地转偏向力的作用，东风分量 逐渐转变为低纬地面层的偏东北风，即“东北信 风”。
• 同样，在南半球地面层有流向赤道的气流为“东 南信风”。两支信风在赤道地区汇合上升，再在 高空流向高纬度。 • 这样在低纬度地区，南北半球各有一个环流圈， 这个环流圈称为Hadley环流。东北信风和东南信 风之间的汇合地带叫“赤道辐合带”。
4）地表不均匀（海陆、大地形） • 地球表面是一个性质不均匀的复杂的下垫面
– 广阔的海洋、大片的陆地，
– 陆地上又有高山峻岭、低地平原、广大沙漠以及 极地冷源
对大气环 流的影响 热力作用：海陆间的热力差异 动力作用：山脉的机械阻滞作用
热力作用
• 海洋与陆地的热力性质有很大差异。夏季，陆地 上形成相对热源，海洋上成为相对冷源；冬季， 陆地成为相对冷源，海洋却成为相对热源。
– 如果地形过于高大或气流比较浅薄，则运动气流 往往不能爬越高大地形，而在山地迎风面发生绕 流或分支现象，在背风面发生气流汇合现象。
控制大气环流的因子小结
• 太阳辐射在地表加热不均匀，使空气质点运动， 形成经圈环流； • 地球自转使气流发生偏转，将单圈环流修正成三 圈环流，产生纬向气流和高低压气压带； • 地面摩擦构成角动量输送的一环，对大气环流的 形成和维持起重要作用； • 地表不均匀使纬向气流发生断裂，造成大气环流 经度间的差异和季节差异，形成闭合的高低压中 心和高空槽脊，形成季风。
2）地球自转
• 大气是在自转的地球上运动着，地球自转产 生的地转偏转力迫使运动空气的方向偏离气 压梯度力方向。 • 在北半球，气流向右偏转，结果使直接热力 环流圈中
– 自极地低空流向赤道的气流偏转成东风，而不能 迳直到达赤道； – 自赤道高空流向极地的气流，随纬度增高，偏转 程度增大，逐渐变成与纬圈相平行的西风。
– 在北半球，水平输送量最大的地区在30º～35ºN的对流层 顶附近。为了完成角动量净向北输送，高空大型扰动的 槽线必须是从东北到西南倾斜，而且南部比北部斜度大。
• 向北输送的角动量到达中纬度和高纬度地区之后， 主要通过铅直方向的湍流，顺着西风速率的铅直梯 度方向由高层输送到低层，以补充地面西风带角动 量的消耗，使地面西风带维持定常状态。
• 这表明 1)大气中的角动量是守恒的，东、西风带由地球获得或损耗 的西风角动量是相等的。 2)大气中必有一种从东风带向西风带输送西风角动量的过程 存在。
单位质量空气在纬度 处的绝对角动量
M ua cos a cos
2 2
相对角动量
角动量
其中为地转角速度，a为地球半径， u为西风风速。一般相对角动量小于 角动量。