丁一汇高等天气学热带大气的动力学特征与辐散环流
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
中国工程院院士丁一汇详解今夏气候成因及特点 2013
中国工程院院士丁一汇详解今夏气候成因及特点2013-8-29 23:41 阅读(2) 转载自Chenzhs 赞评论转载(3)分享(1)复制地址举报更多已经是第一篇| 下一篇：感谢自己开通黄钻中国工程院院士丁一汇详解今夏气候成因及特点今年夏季，在我国天气的“舞台”上，高温成了最吸引眼球的“主角”，持续近两个月的高温热浪使我国南方大部分地区饱受炙烤，多地旱情严峻、河道断流、水库干涸。
据国家防总办公室统计，截至8月22日，全国有8105万亩耕地受旱，有664万人、220万头大牲畜因旱饮水困难。
当季节转换，南方高温逐渐退出公众视野之时，东北地区的汛情又让人捏了把汗。
嫩江、松花江和黑龙江干流水位持续超警戒水位，堤防长期高水位挡水，多地险情频发，防汛形势不容乐观。
极端天气频发，印象中的“北旱南涝”气候格局也悄然发生了改变，人们不禁要问，今年的天气到底怎么了？带着这些疑问，本报采访了中国工程院院士、现任中国气象局气候变化特别顾问的丁一汇研究员，详解为何今年夏天我国气候会如此异常。
极端高温来势汹汹令人措手不及今年7月1日以来，我国南方多地出现了突破历史极值的极端高温热浪天气。
据国家气候中心预测，从全国范围看，本次高温热浪将持续到8月底，待季节转换之后才可能完全消退。
本次高温热浪过程呈现高温日数多、持续时间长、影响范围广、强度强、极端性突出等特点。
据国家气候中心资料显示，7月1日至8月14日，高温天气覆盖了我国江南、江淮、江汉、黄淮及重庆等地的19个省（区、市）。
其中江南、江淮、江汉及重庆8省（市）平均高温日数达28.8天，较常年平均（13.5天）多出一倍以上，平均最高气温达35.6℃，均为1951年以来最多（高）。
我国中东部地区有305个观测站日最高气温突破40℃，浙江新昌极端最高气温达44.1℃。
有477站次日最高气温突破历史极值，为历史同期最多。
一时间，“中国好烤箱”遍布各地，“烧烤模式”也成为了公众对此次极端高温天气的最好注解。
热带大气的动力学特征与辐散环流
利用先进的观测技术和数据同化方法，提高对热带大气状 态和动力过程的了解，为预测提供更准确的基础数据。
加强科研合作与交流
促进国际间的科研合作与交流，共同推进热带大气动力学 的研究和发展。
THANKS
感谢观看
农业和生态环境
热带地区的农业生产和生态环境对气候变化非常敏感，热带大气动力学 对农业生产和生态环境有重要影响。
热带大气动力学的历史与发展
早期研究
早期的热带大气动力学研究主要关注于气象观测和天气预报，随着科技的发展，逐渐引入了数学和物理学等学科的理 论和方法。
现代研究
现代的热带大气动力学研究更加注重跨学科的合作，利用卫星遥感、数值模拟等手段深入探究热带大气的运动规律和 变化机制。
热带大气的旋转运动
01
旋转轴
热带大气的旋转运动通常以低纬 度为中心，沿着不同的轴向进行 。
旋转速度
02
03
旋转效应
旋转速度受到多种因素的影响， 如地球自转、地形、气流速度等 。
热带大气的旋转运动对天气系统 的形成和演变产生重要影响，如 热带气旋的形成和发展。
热带大气的非线性运动
1 2
非线性特征
热带大气的非线性运动表现为复杂的气流结构和 湍流现象。
未来展望
随着气候变化和环境问题日益严重，未来的热带大气动力学研究将更加注重全球尺度的气候变化和环境 效应，以及人类活动对热带大气的影响。
02
CATALOGUE
热带大气的运动特征
热带受到季风的影响，夏季盛行西南风，冬季 盛行东北风。
风速
热带地区的风速相对较低，但有时会受到热带气旋等天气系统的 影响而增强。
详细描述
在热带地区，太阳辐射的吸收和发射能力较强，而散射能力较弱。同时，热带大 气对地球长波辐射的吸收和发射能力也较强。这些辐射平衡特征对热带大气的温 度、湿度和风场等热力学和动力学特征具有重要影响。
7丁一汇高等天气学 热带大气的动力学特征与辐散环流
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）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。
（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。其中开尔文波与混合Rossby波尤其重要，这 在第二章作了详细讨论。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。
高等天气学(大气所考博真题知识点归纳)讲解
一．定常波：定义：把纬向平均环流偏差的时间平均定义为定常波，即*[]A A A =-。
它表示时间平均图上的纬向偏差值，又称定常涡旋项，主要反映大气活动中心、高空平均槽脊以及季风等特征。
其三维结构主要用半球时间平均场的纬向不对称分布和经度－高度剖面图表征。
形成原因：定常波的形成主要是地形和非绝热加热分布不均匀性强迫的结果，两者对于定常波的维持都是十分重要的。
但热力强迫和地形强迫产生的定常波有不同的结构。
热力强迫的扰动尺度比地形强迫的大，尤其是在对流层上部。
它们的位相随高度也有更显著、更系统的向西倾斜。
对大气环流的作用：定常波对热量、西风动量、位势高度有经向输送作用：（1）热量以50N 为中心有很强的向北输送，这与中纬度定常波槽脊随高度有明显的向西倾斜有关。
向北的输送有两个最大值区，一在对流层上部和平流层下部，一在近地面附近。
（2）动量通量分布的特征在50N 以南有向北的输送，50N 以北有向南的输送。
这种输送特征与定常波槽脊在副热带有西南－东北倾斜，在中高纬有东南－西北倾斜的特征有关。
（3）因为地转风对位能的经向输送沿纬圈的平均值为零，因此定常波对位能的输送代表的是非地转运动的作用。
这种输送的主要特点是在中纬度有明显的向赤道输送。
定常的输送与瞬变波的输送相比一般较弱，*2[]v 和'2[]v 之差特别明显。
但是定常波的输送在热量、动量和涡度的局地时间平均的收支中起着重要作用，因而定常波和瞬变波的相对重要性不能只以上述方差和协方差量值来决定。
北半球冬季定常波主要特征：（1）200hPa 高度场在高纬度和低纬度有不同的流型，中纬度有明显的纬向动量向极通量，这种向极通量表示有一个从高纬流型向低纬流型的EP 通量。
因此低纬度流型的波动部分是由较高纬度的波动所强迫。
中高纬负值中心位于140E 和70W 。
在30N 附近高度场分布有明显突变现象，30N 南北高度场有明显反位相分布。
（2）地形作用是确定北半球冬季急流层次上定常波的主脊和主槽位置的主要因子，而热力作用对维持高纬度洋面低压起重要作用。
动力强迫对台风次级环流的作用
动力强迫对台风次级环流的作用
孙子平;丁一汇
【期刊名称】《大气科学》
【年(卷),期】1990(000)003
【摘要】本文导出无量纲的台风次级环流方程,然后用11年综合台风资料,计算了动力强迫的次级环流。
通过计算,得到主要结论如下: (1)积云动量垂直混合和涡旋动量水平通量是主要的动力强迫因子。
(2)积云动量垂直混合在台风发展过程中可促进大尺度低空辐合,因而可加强由CISK机制所说明的正反馈过程。
(3)Ekman抽吸与积云动量垂直混合是相互促进、共同发展的,这是台风发展中的一个重要反馈过程。
【总页数】1页(P293)
【作者】孙子平;丁一汇
【作者单位】不详;不详
【正文语种】中文
【中图分类】O434
【相关文献】
1.2008年台风“风神”强迫次级环流的诊断分析 [J], 毕明玉;沈新勇;袁媛;丁治英
2.包含超梯度力作用的台风次级环流诊断方程 [J], 蒋昱鑫
3.爆发性发展台风附近次级环流的诊断分析 [J], 姚秀萍
4.大气热力强迫和动力强迫的调配及平均经圈环流的仿真模拟 [J], 吴国雄;蔡雅萍
5.热岛效应强迫下的中尺度环流的动力特征及极限风速的一种解析表达 [J], 李小凡
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第7讲 热带大气的动力学特征与辐散环流
V V V
u ,v y x
（7.4） （7.5）
则散度可分别表示为：
D V V 2
（7.6）
在上式中 是流函数， 是速度势， k 是垂直方向的单位向量。为了求得 ，必须解泊松方程。
（刘芸芸，丁一汇，2012）
5. 赤道辐合带（ITCZ）
ITCZ是近赤道地区围绕全球的风辐合带（图7.5），它位于Hadley环流上升支（向 赤道边缘），其特点是低空风辐合，海平面气压槽，强对流和云区。其位置随太阳 有季节变化。北半球冬季位于赤道以南，北半球夏季移到赤道以北。
图7.5 热带射出长波辐射（OLR）气 候学（a） 冬（12月-2月），（b） 春（3-5月）。（c）夏（6-8月）， 秋（9-11月），单位：wm-2
3、平均经圈环流
（MMC,mean Meridional Circulation)
根据lorenz的球面-气压坐标系中沿纬圈平均的质量连续方程，可写作：
1 ������ （ ������ ������������������������ ） r ������������
+
������ （ ������ ������������������������ ） ������������
对于热带行星尺度运动（L＝107m，f～10-5s-1），Ro 和 Fr 数分别为：
Ro～10-1，Fr～10-3，则热力场的扰动尺度有：
Fr / Ro
～ 10 2
Ro 1
因而低纬行星尺度的运动与中高纬天气尺度运动十分相似。这说明，在热带， 甚至靠近赤道地区行星尺度运动似乎是准地转的。上述结果也表明热带行星尺度系 统（如季风环流，南方涛动等）比天气尺度系统（如热带云团或热带扰动）的变化 大一个量级左右。这是一个很重要的事实。下面将进一步作分析。
大气环流的一些基本问题
有 云 大 气 情 况
图1.1 地球全球能量平衡简图（新）注意各分量的图有一些不同， 主要是大气吸收了67w/m2的太阳能，这是由于气溶胶和云增加造成
图1.2 地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（341wm－2，100％）的三分之一左右 被直接反射回太空（102wm－2），余下的三分之一（239wm－2，70％）由地表（161wm－2）、云和气溶胶等 吸收（78wm－2）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（239wm－2），地球平均要辐射同样大小的能量 （239wm－2）到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这些由陆地和海洋辐射的红外热 辐射被大气（含云，CO2和其它温室气体等）吸收并重新辐射回地球表面，从而导致地球－大气耦合系统 的增暖。这叫作自然的温室效应。
高等天气学讲座（2019年春季） 单元一：大气环流的基本知识
第一讲 大气环流的一些基本问题
丁一汇 国家气候中心
主要内容
1.大气角动量的输送和收支 2.大气中水汽的输送和收支 3.大气中能量的输送和收支
1. 大气环流的主要问题
大气环流所包含的内容很广泛，并且定义也不完全相同。有人认为大气 环流是指某些区域大气的时间平均状态；有人认为大气环流是指全球大 气的瞬时状态；也有人认为大气环流主要指所有永久性或半永久性大气 活动中心的集合体，包括：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各 种永久性或半永久性气旋和反气旋中心；另外还有人认为大气环流是所 有特征的定量统计结果。但总的来说，大气环流是指大范围（水平尺度 几千公里以上）较长时间尺度的（几天以上）大气运动的基本状况。他 们的变化不但影响着天气的类型和变化，而且影响着气候的形成。近年 来由于大气科学中各个分支的渗透，大气环流日益变成天气学，动力气 象学（尤其是数值模拟）和气候学相结合的产物，从而使大气环流具备 了许多新的内容。并成为天气学和气候学的基础。
8丁一汇高等天气学东亚季风与中国雨季
Olr(79-2003)
Wind(71-2000)
图8.1 850hPa 1 月（a）和7月 （b）（1971～ 2000）平均流场 和多年（1979～ 2003）平均的 OLR（射出长波 辐射）分布。斜 线区代表OLR在 －240W·m-2以下 的强对流区；等 值线间隔为 20W·m-2。 （柳艳菊提供， 2004年）
最早的季风实际上是出现在中印半岛与缅甸，而不是在印度。 为什么5月初中印半岛与缅甸先有雨季而后6月初印度才出现 雨季是一个十分有意思的问题。这可能与西藏高原的地形与
加热作用有关。从大气环流的季节变化看，冬季在高原以南 85º～95ºE处建立一半永久性的长波槽。夏季西风撤退到高 原以北，并且在阿拉伯海北部有长波槽发展，也就是说南支 西风槽向西移动了20个经度。在冬季中印半岛与缅甸是位于 上述孟加拉湾平均槽以东，而印度位于槽以西，故对流层中
（ K ）的时间演变。这是对10ºS～20ºN，50º～100ºE地区
的平均值。单位：m2·s-2
（7）低频振荡的作用。主要是指10～25天与30～ 60天低频振荡。许多研究指出，低频振荡对于夏季 风的爆发有明显的触发作用，尤其是在它们锁相的 时期。
在季风季，季风有很大的变率，相应的气压场和降 水也有很大的变率。通常是划分为季风中断和季风 活跃两个时期。在夏季风季的盛期，季风雨和季风 气流的活动主要由活跃－中断循环过程控制。在印 度季风区，对这种过程起关键作用的是季风槽及其 南北振荡。
30～40天季节内振荡（ISO）的向北传播通过 形成季风扰动也起重要作用。当季风主雨带位于印
度中部时，一般称为活跃季风期，当季风主雨带在
整个过程可以分为四个阶段（图8.11）：（1）阶段Ⅰ（4月 下旬或5月初）：在亚洲大陆，最早的爆发经常在4月下旬和 5月初出现在中印半岛中部，但在有些情况下，爆发最早在 中印半岛的南部或西部出现。但也有研究认为，亚洲夏季风 最早的爆发发生在孟加拉湾、缅甸、安达曼海或南海中部， 因而可以认为亚洲夏季风最早爆发的地区是中印半岛周围的 大范围地区，其中中印半岛中部是最经常出现的地区。这个 阶段的降水也受到中纬天气系统的明显影响。（2）阶段Ⅱ （5月中～末）：这个阶段的特征是夏季风的区域明显扩展。 向北到孟加拉湾，向东到南海地区。这种扩展导致夏季风爆 发成为一种大尺度现象。扩展的过程是非常突然的和迅速的。 南海夏季风爆发（5月中旬）就发生在这个阶段，并且华南 前汛期雨季达到了盛期。（3）阶段Ⅲ（6月中、下旬）：这 个阶段的主要特征是印度夏季风的爆发与东亚梅雨季的来临 （中国与日本）。（4）阶段Ⅳ（7月上、中旬）：东亚地区 夏季风北推到华北与朝鲜半岛甚至日本北部，东北亚的梅雨 季开始。在这个时期，一般到6月底夏季风可到印度西北部， 并在7月上旬达到盛期。由上可见，最早的季风实际上是出 现在中印半岛与缅甸，而不是在印度。
高等天气学思考与作业题答案
01、锋面、气旋和气团学说的主要观点是什么？02、大气环流的概念及大气环流研究的主要方法03、大气环流量的分解及大气环流输送量的分解，各项的物理意义04、经圈环流流函数的定义及计算05、定常波和瞬变波在大气环流中有何作用？06、给出时间平均和纬向平均的角动量方程，并解释各项的物理意义07、给出时间平均和纬向平均的水汽方程，并解释各项的物理意义08、准地转理论的推广与应用有哪几方面？09、半地转与准地转有何异同？10、中尺度不稳定目前有哪几种理论？各自的判据？11、热带大气主要有哪些波动？各自形成的条件和水平结构如何？12、给出现代高空锋面和对流层顶的模式图，并用位涡和绝对动量来确定高空锋区位置和动力特性13、给出锋生动力学表达式，并解释各项的物理意义14、给出锋面次级环流诊断方程，并解释其物理意义15、解释高空急流附近的次级环流16、气旋的发生发展可分为几种类型？有哪些特征17、气旋的爆发性发展如何定义的？其时空特征和发展与各类条件？18、热带大气运动有哪些基本特征和动力学特征？19、全球有哪些季风区？亚洲夏季风的成员有哪些？季风爆发的原因？20、印度季风爆发的原因主要有哪些？21、东亚季风是如何影响我国降水进程的？22、中低纬之间的相互作用主要有哪些？23、论述台风形成的两种理论和发生发展概念模型24、中小尺度系统发生发展的天气和环境条件有哪些？25、雷暴和强风暴有哪些主要特征？26、中尺度系统哪些基本特征？中尺度雨带哪些特征？有哪分类？27、描述飑线的结构和特征28、概述重力波与强对流的关系的一些事实29、中尺度天气系统怎样对大尺度产生反馈作用？30、概括中尺度对流复合体(MCC)的特征31、暴雨的形成的三个大尺度因子，物理条件？中美暴雨天气型对比。
32、低空急流有哪些特征？如何影响在暴雨和强对流天气？33、概述平流层大气的温度场和风场特征34、平流层爆发性增温及可能原因35、各种尺度地形的一般作用有哪些？36、青藏高原和落基山的热力和动力作用？37、青藏高原对亚洲季风的影响体现在哪？38、概述阻塞高压形成的理论，39、厄尔尼诺和ENSO40、概述大气遥相关41、概述可预报性42、如何制作天气预报？01、锋面、气旋和气团学说的主要观点是什么？极锋理论：大气中最激烈的天气主要不是发生在冷暖气团中，而是发生在冷暖气团的交界面上。
热带大气动力学基础
斜压不稳定：由基本气流的垂直切变所引起的罗斯贝波（大气长波）不稳定，即由于基本场的南北向 温度梯度所造成的长波不稳定。由斜压不稳定产生的斜压长波发展的能源主要来自基本气流的有效位 能，也可部分来自基本气流的动能。斜压不稳定是中纬度天气尺度波动发展的主要机制，温带气旋的 生成、斜压罗斯贝波的发展即为斜压不稳定的典型现象。 惯性不稳定：若环境大气对受扰动的气块水平扰动起加速作用，则称这种大气是惯性不稳定的，其发 生条件是北半球 ，南半球 。例如北半球急流区的右侧纬向西风的南北切变 若强到比 还大，就会发生 惯性不稳定。
热带大气动力学基础
热带主要天气系统 积云对流团 热带气旋 热带辐合带（ITCZ） 热带波 对流层中层气旋 中尺度气波动 东风波，向西 惯性-重力波，向东 罗斯贝-重力混合波，向西 开尔文波热带波动，向东
热带大气动力学基础
热带扰动发生、发展的机制 正压不稳定 正压大气中，由于平均纬向气流的水平切变引起的大气长波扰动发展的动力机 制，称为正压不稳定。长波正压不稳定发展的能源来自于基本气流的动能。
本课程的考试重点
题型：
名词填空10’
解释30’ 简答20’
公式推导、求解、论述40’
试卷分为A、B卷，大约有50%题目相同
热带大气动力学基础
王树舟
南京信息工程大学大气科学学院
热带大气动力学基础
热带大气运动的主要特征 动力学特征
在热带地区f的数值比较小，=10-5s-1 比中高纬小一个两级，所以采用赤道β 平面近似
其他：
湿空气运动，凝结潜热能作为热带系统发展的主要能源 对流层的中、下层的层结稳定度较弱，有利于对流与物理量的输送 准正压，水平温差较小，大气斜压性弱 积云对流及其垂直输送对热带大气中起着极其重要的作用
成信工动力气象学讲义07热带大气动力学
§1热带大气运动的主要特征§2热带大气运动的尺度分析§3热带大气波动§4热带扰动发生、发展的机制§5热带气旋结构的动力学分析重点：热带大气的基本特征，热带波动，CISK 理论§1热带大气运动的主要特征1f 的数值比较小，，比中高纬度小一个量级（但较大），所以热带地区采用赤道51010f s --=ββ平面近似：。
由于科氏力较小，大尺度运动是非地转的，但准静力平衡仍成立。
2()f y aββΩ==2大气运动的主要能源：太阳辐射能大部分在热带吸收，所以是大气运动的主要能源区，是平均动能的制造源。
3湿空气运动：凝结潜热能作为热带系统发展的主要能源。
4对流层的中、下层的层结稳定度较弱，有利于对流与物理量的垂直输送。
5水平温差较小，大气斜压性弱，所以热带某些地区的大气可视为准正压。
6主要的天气系统：1）积云对流云团（积云对流群）：中、小尺度运动，水平尺度：几百千米，生命史：3—4天。
2）热带气旋（台风typhoon ，飓风Hurricane ）：气旋式涡旋，低压，眼结构，暖心，螺旋云带。
易产生大风、暴雨等灾害性天气，水平尺度：几百千米，生命史：3天左右。
飓风一词源自加勒比海言语的恶魔Hurican，亦有说是马雅人神话中创世众神的其中一位，就是雷暴与旋风之神Hurakan。
台风一词则源自希腊神话中大地之母盖亚之子Typhon，它是一头长有一百个龙头的魔物，传说其孩子就是可怕的大风。
台风一词的由来：英语typhoon ：（1）来自汉语（土耳其人在他们的"命名书"里说"TAYFUN"是指发生在中国海及西太平洋上的大风，译自“大风”（dais fang ),1560年进入英语。
（2）外来语（《辞海》，《英语大字典》：源自希腊语,与TYPHUS 有关.）中文「台風」一詞：（1）來自中国（2）源于日語台风的词汇几乎都一样，只是写法不同而已，而发音则几乎相同。
18丁一汇高等天气学 大气遥相关型与低频运动及其对中国天气的影响
在每一月，西欧中部总是降水偏少，但负异常 中心每月位置与强度都发生变化。北美的降水 型每月变化更大，但总是出现西北—东南的偶 极型分布，尤其是7，8，9月。7月的极性与其 它月反向，这与遥相关型位相的相应变化一致 （图18.9与图18.10）。 因为东亚CGT的反气旋涡旋从6月到9月不断北 上，9月撤退，所以东亚降水异常略显复杂。但 主要特征是：沿黄河流域的华北地区（尤其在6， 8月）降水增加，长江流域降水减少，8月和9月 东南沿海降水明显增加。
图18.8正负CGTI年Delaware全球降水（背景图）与台站降水（小图） 差综合图。(a)6月，(b),7月，(c)8月，(d)9月。阴影区代表统计显著 性水平>90%区（阴影；mm/月）。相应的CGT在图中由等值线给出。 小图中等值线间隔是30mm/月（-60，-30，30，60....）(Ding and Wang,2005)
图18.1 五层斜压模式中北半球冬季平均气流下的定常、 线性解的300hPa扰动高度场。斜压区为热源，其垂直分 布取的形式；实线表示正的等值线。当垂直平均的最大加 热率为2.5K·d-1时，等值线间隔为20gpm
图18.2 对类似于冬季300hPa气流的平均风而言的分布。把 传播解和衰减解分开；箭头所指是55º附近三波可能的范围
图18.6 6~9月全印度季风降水量与同期东亚降水的相关 （相关系数放大了10倍）。阴影区为通过95%信度水平的区 域。（引自Kripalani与Kulkarni，2001）
关于印度季风与东亚季风降水异常的遥相关关系形成的物 理机制目前还不十分清楚，Kripalani与Kulkarni（2001） 推测有可能是通过北半球中纬度大气环流与热带环流的相 互作用实现的。最近，戴新刚等（2002）通过资料诊断 发现印度夏季降水与东亚500hPa位势高度有显著的相关， 印度夏季风降水异常的潜热释放会激发一个区域的印度— 东亚遥相关型。当印度夏季风降水偏多（少）时，中国大 陆中东部易受正（负）高度距平或异常高（低）压控制， 副高易西伸（东缩），不（有）利于中国中东部尤其是江 淮地区降水。气候模式的数值试验还表明，这一遥相关型 对东亚气候异常十分重要，并且与印度洋海温异常有关。 印度洋海温或南亚季风降水异常不仅会引起500hPa高度 场改变，而且会造成中低纬度纬向风切变异常，然后通过 斜压波列和Walker环流影响到东亚，同时还可通过正压波 列影响东亚甚至北美的位势高度场。
15丁一汇高等天气学青藏高原对东亚季风和天气过程的影响
由太阳接受到的大部分辐射通过大气在地面被吸收。 如果这种吸收面在某些地方被抬高或具有一定的坡 度，则可以产生强的热力环流。例如山谷风或坡风 就是这种情况。在坡风情况下，由水平温差产生的 浮力将引起气层向上加速或向下加速，这种加速度 将一直继续到摩擦阻力等于浮力的时候，最后建立 起稳态的坡风。大尺度山脉的加热作用将在下节讨 论。
图15.3 40天平均加热率（Q1/cp，K•d-1）。（a）和40 天平均干燥率（Q2/cp，K•d-1）；（b）沿32.5。N的东西 剖面。这是对1979年5月末到7月初的平均
图15.4是沿92.5。N通过高原东部Q1和Q2的经向剖面。 在高原东部上空有强加热，最大值5.4K/d-1位于 350hPa，相应水汽汇的峰值为4.1K/d-1位于450hPa。 Q1和Q2的峰值在高度上是分离的，这表明存在着积 云对流。在高原以南，是非常深厚的强加热层，这
在1979年初夏高原西部。凝结加热对高原东部的热 量收支是很重要的，特别在夏季雨季之后。
表15.3 青藏高原西部热量和水汽收支的比较（单位：W/m2）
<[QR]> [LP] [SH] <[Q2]> [LP] [LE] <[Q1]>
Luo和 101
-77
Yanai
（39天
平均）
9
(169)* -22
因为很高，这种抬高的感热源可用于直接加热对流 层中上部大气。与西部相比，高原东部的SH要小得 多，但它在6月之前，仍超过LP。这表明在季风或 雨季到来之前，高原上以感热加热为主。在夏季（7 和8月），LP略大于SH。由于SH分量占优势，净加 热E在高原西部是很大的，结果西部地区对整个高
原净热平衡的贡献为主，而高原东部的贡献则要小 得多。
第十一讲中小尺度系统发生发展的天气和环流条件
第十一讲 中小尺度系统发生发 展的天气和环流条件
丁一汇 国家气候中心
对流和降水活动是大气中的主要气象现象之一，它 们是在大尺度条件影响下，主要由中小尺度天气系 统造成的。因而属于中尺度气象学的内容。中尺度 气象学主要是研究25~50km水平尺度的天气现象和 天气系统（又称中-系统）。它介于大尺度（或中尺度，即250~2500km）和小尺度（或中-尺度，即 2.5~25km）系统之间。主要是指强风暴等有组织的 雷暴或对流系统。而对于其中个别雷暴积云单体或 一些孤立的小雷暴则属于小尺度天气系统。中尺度 气象学还包括其它一些天气现象或天气系统的研究， 如山脉背风波、海陆风、锋面中的中尺度结构，强 斜压区，高低空急流中的风速中心，热岛效应和严 重空气污染区等。这些问题也很重要，近年来日益 引起人们的注意。本章只讨论与降水和对流有关的 中尺度天气现象和天气系统。
重力流，重力波 影响单体/MCS增长 影响临近对流
中尺度气压场 浮力作用 动力作用（风暴分 裂，传播） 斜压涡度产生 阵风锋的水平涡度
涡旋倾斜/伸长 涡旋崩溃 垂直涡度产生 中气旋 （超级单体，MCS中涡旋） 龙卷
（Johnson与Mapes，2003）
11.2 风垂直切变的作用
在1940年代，一般认为风垂直切变阻碍雷暴或积雨 云发展的，因为在切变作用下垂直发展的云向下风 方倾斜，而不能直立。在这种情况下由于对流上升 的路径加长，环境空气混合入对流空气的作用增强。 另外相继的对流空气不容易走相同的路径以形成有 利于以后对流上升的环境。因而通过这些作用使对 流受到抑制。这种看法曾由一些云的观测和雷达回 波观测所证实，所以风垂直切变当时被看作是对积 云的一种“破坏力”，从理论上也得到类似的结果。 郭晓岚根据线性理论研究了迭加在层结流体中切变 气流上的扰动特征，也指出垂直切变对雷暴有抑制 作用。浅井通过数值试验得到，在平行于具有切变 的风的垂直剖面中，对流发展会受到抑制。 Kuettner把“云街”的成因归于风的垂直剖面的曲 率对对流的产生造成动力阻碍作用的结果。
热带东风急流的气候学和中期振荡
热带东风急流的气候学和中期振荡
吕竞夕;丁一汇
【期刊名称】《热带气象学报》
【年(卷),期】1990(000)001
【摘要】本文用13年夏半年(5—10月)月平均风场和两年逐日风场资料研究了200hPa南亚热带东风急流的气候学特征和中期振荡过程。
研究表明,南亚夏季热带东风急流显著的非季节性变动和年际差异与低纬对流层高层大尺度环流变化和南亚夏季风活动密切相关,相对于多年平均而言,存在5类异常的东风急流。
各种分析表明,热带东风带存在三种主要的中期振荡。
准50天周期振荡与夏季南亚对流层上部大尺度散度场的变化相关联,表现为十分显著的向南的位相传播。
准50天和25天振荡均存在显著的年际变化。
准50天周期振荡系统性不强的年份,准25天周期振荡是低纬行星波的主要振荡,在东风急流区除表现为系统性向西传播外也表现为向南的位相传播。
准双周振荡在东风带一般向西传播。
【总页数】1页(P12)
【作者】吕竞夕;丁一汇
【作者单位】不详;不详
【正文语种】中文
【中图分类】P425
【相关文献】
1.亚非季风区夏季降水与热带东风急流的关系 [J], 王丽;王莹;张大为
2.热带东风急流的演变特征及其与亚非降水的关系 [J], 欧雅;范广洲;周定文;胡德强;谢清霞;李奇临
3.东风急流影响下海南非热带气旋暴雨个例分析 [J], 刘丽君;冯文;陈德明
4.东风急流对孟加拉湾热带气旋Nargis初始涡旋形成的影响 [J], 王子谦;段安民;李聪
5.热带东风急流显著偏强和偏弱期平流层绕极反气旋及波动的差异 [J], 毕云;马燕凯;许利;陈月娟;易明建;邓淑梅
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（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。其中开尔文波与混合Rossby波尤其重要，这在第二章 作了详细讨论。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。
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（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
（b）7月
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7.3 主要热带天气系统
这里主要只一般性讨论赤道辐合带和热带波。 赤道辐合带是热带环流中十分重要的行星尺度系 统。它在海洋上可以产生很长的热带云带。根据最近20多 年的研究，从观测方面关于赤道辐合带得到了以下一些主 要结果：（1）辐合带一般不在赤道上，常位于离赤道一 定纬度的地方。从图7.7可以看到，在亚洲季风区和西太 平洋赤道辐合带是弯曲的，1月位于17°S～18°N范围，7 月在2°N～27°N之间，在东半球辐合带的位置变化最大， 这是由于北半球南亚和北非的夏季风和南半球夏季南非和 澳大利亚的季风造成。（2）辐合带在海洋地区纬向位置 的季节变化比在大陆上要小。在海洋上大约为10°～15°， 而在大陆上为20°～25°。在大洋的东部辐合带位置变化 较小。
高等天气学系列讲座 单元三：热带大气环流和天气系统
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
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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。
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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。
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图7.2 赤道大气Kelvin波的气压场和风场水平分布 （取自Matsumo, 1966）
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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）
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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
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图7.1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） 实用文档
7.1 热带大气的动力学特征
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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。
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。
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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）是南北方向的热通量。
单位：K d-1
Hale Waihona Puke 实用文档实用文档实用文档
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7.2 辐散环流
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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
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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；（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。