天气学原理讲稿ch(I).doc

第四章 大气环流 大气环流包含着及其丰富的内容，对这个名词从不同角度着眼有着不同的含意。一般来说，大气环流是指全球范围的大尺度大气运动的基本状况。这种大范围大气运动的水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10公里以上，时间尺度在12日以上，这么大范围的大气运动的基本状态，是各种不同尺度天气系统发生、发展和移动的背景条件。第一节 大气平均环流特征与季节交换一 平均纬向风分量的经向分布二 平均经向风分量的经向分布三 平均水平环流 （一）对流层中部（500hpa）（二）对流层底部四 大气环流的季节转换第二节 控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型大气环流是以稳定的平均状态长期维持着。那么是什么形成并维持着大气环流呢？经研究发现，其主要因子是太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀（海陆分布不均）和地面摩擦。一太阳辐射作用二地球自转由于辐射能收支不平衡造成南北温度差异出现直接热力环流圈，但地球自转使直接热力环流圈一分为三，形成著名的三圈经向环流。（一）低纬哈得来环流圈的形成由于太阳辐射，在对流层内赤道暖，极地冷。根据静力平衡（静力方程）高层必有指向极地的水平气压梯度力存在。离开赤道后，在地转偏向力的作用下向北的风速逐渐减小，在30N附近辐合，下沉到近地面，其中一部分向南作水平运动，同时在地转偏向力作用下转为东北风，称东北信风（同理，在南半球有东南信风）。这样在赤道近地面辐合（赤道辐合带）上升，构成北半球哈得来环流。（二） 极地环流的形成极锋的定义因为在低层的东北气流（来自极地和高纬）一般比较干冷， 来自低纬的西南气流一般比较暖湿，这两者相遇便形成了北半球的主要锋区，通常称为极锋。（三）间接环流（费雷尔环流）的形成副热带锋区的定义在对流层中上部哈得来环流中来自赤道的暖湿气流与间接环流高空的较干冷的北风气流之间形成副热带锋区。三角动量交换（一）角动量变化方程（二）大气内部角动量的水平输送（三）大气内部角动量的垂直输送四 地球表面的不均匀性（一）海、陆分布对大气环流的影响（二）地形影响五 能量收支第三节 极地环流概况一 北极环流的平均情况（一）1月（二）7月二 极地气旋活动路径三 极地近地面气温垂直分布的特点（一） 冬季（二） 极地地面温度年变化十分显著（三）极地地区大气层结稳定四 极地环流的异常第四节 热带环流概况一平均环流特征（一）地面流场（二）对流层上部平均流场二平均经向垂直环流三平均纬向垂直环流沃克环流的定义：数个纬向环流圈中，最主要的结构是在印度尼西亚和西太平洋暖洋面上的上升运动及其东西两侧的下沉运动，与印度尼西亚的对流区相联系的纬向环流圈叫作沃克环流，它横跨太平洋。第五节 西风带大型扰动一. 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。 2. 西风带环流变化的主要特征： .主要特征：纬向环流经向环流 .原因： 二. 环流指数与指数循环 . 环流指数（西风指数） Rossby把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作为西风指数 高指数纬向环流 低指数经向环流 . 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。三.西风带长波 1.长波的概述超长波：波长在一万公里以上，绕地球一圈可有个波，生命史天以上,属于中长期天气过程。长波：也称罗斯贝波，行星波。波长公里，全纬圈约为个波，振幅纬距，平均移速个经距日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退。短波：波长和振幅均较小，移动快，平均移速为经度日，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。2.长波辨认方法制作时间平均图制作空间平均图绘制平均高度廓线图分析长波的结构和特性3.长波波速公式 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。 绝对涡度守恒 展开上式，得： （4.14） 利用小扰动法，令 （4.15） 其中 表示纬向基本气流速度，为常数， 为经向扰动速度，是微量。这里假定纬向扰动速度 ，经向平均速度 。故： 将以上关系代入（4.14）式，得： 其中 ，上式中 和 的两次导数皆是微量，因此 是二级微量，比其它各项小得多，可以略去，得: （4.16） 由于 和皆视为常数，所以这个方程是一个二阶线性偏微分方程，它是一个波动方程，其解可写为 （4.17） 式中Av为波动振幅，L为波长，C为波速。因为 只是t和x的函数，而与y无关，故波宽可看作为 .将（4.17）代入（4.16），得： (4.18) 上式即为长波波速公式或称槽线方程、罗斯贝波速公式等。 在（4.15）和（4.17）式所示的流场分布下，流线方程为： 于是,在t=0时,通过坐标原点(X=0,Y=0) 的流线为： 其中A为流线波动的振幅,从扰动 与流线的关系看来，扰动 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 （图4.32）。波速公式的的物理意义相对涡度平流 的作用： 地转涡度平流的作用： 波东进还是西退取决于 和 相对重要性 波东进波西退 波静止波速公式的讨论 a. 波速取决于 ,L. 西风强时（ 大），波动移动较快，反之，移动较慢；波长短时，移动较快，反之较慢。 b. CLs,波后退； LLs，波前进。 表4.2是用上式在不同西风强度和纬度的情况下计算所得到静止波的波长Ls值. 表4.2 静止波波长与西风风速,纬度的关系e. 其他因子 f. 地形影响 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。 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 含义：广义的长波调整包括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。 预报长波调整应注意的几个方面:a.长波本身的温压场结构特征及地形影响b.不同纬度带内系统的相互影响c.紧邻槽脊的相互影响（图4.33）d.上下游效应定义：大范围上、下游系统环流变化的联系，称为上下游效应。上游效应:上游某地区长波系统发生某种显著变化之后，接着就以相当快的速度影响下游系统也发生变化，叫上游效应。下游效应:当下游某地区长波发生显著变化后也会影响上游环流系统发生变化，称为下游效应。波群速：综合波振幅最大值和移动速度.推导波群速表达式 假定实际波是由两个频散波波长彼此相差很小的正弦波组成：一个波长为L1 ,以速度C1移动；另一个波的波长为L2=L1+dL,其传播速度为： 图4.34表示在某一时刻这两个波的相对位置设此两波的流线方程分别为： 综合波的流线方程可写为： 利用三角公式，上式可写成 当两波波长比值是4至5时，综合波y的图形如图4.35的实线表示。 从上式中知道综合波的振幅为 如将这个表示范围线的波写成典型形式： 则可看出此波的振幅为2A，波长为 ，波速为： 取上式极限便得： (4.21)这是波群速的一般形式。 如果以长波波速公式代入上式中，得长波的群速为： （4.22） 由（4.22）式可见，范围线以群速度向下游传播，这个速度大于纬向风速。从图4.35看，波群速也就等于沿下游方向各个槽脊增大的速率。因此这种波动最大振幅的传播，也就是波动能量的传播，亦称为能量频散。 四阻塞高压与切断低压阻塞高压与切断低压经常是同时出现,人们常把阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。阻塞形势的基本特征是有阻塞高压存在并且形势稳定。它是一个富有特征的经向环流，它的建立、崩溃、后退常常伴随着一次大范围（甚至是整个半球范围）的 环流形势的强烈转变。它的长久维持会使大范围地区的天气反常。阻塞高压的概述.含义在西风带长波槽脊的发展演变过程中，在脊不断北伸时，其南部与南方暖空气的联系会被冷空气所切断，在脊的北边出现闭合环流，形成暖高压中心，叫做阻塞高压。它具备以下几个条件： 中高纬度（一般在N以北）高空有闭合暖高压中心存在，表明南来的强盛暖空气被孤立于北方高空。暖高至少要维持三天以上，但它维持时期内,一般呈准静止状态，有时可以向西倒退，偶尔即使向东移动时，其速度也不超过经度天。在阻塞高压区域内，西风急流主流显著减弱,同时急流自高压西侧分为南北两支，绕过高压后再会合起来，其分支点与会合点间的范围一般大于个经度。2. 结构： 它出现在对流层中上层，是深厚的暖性高压系统，在它的东西两侧盛行南北气流，其南侧有明显的偏东风。暖高凌驾于地面变性冷高之上，地面图上高压的东西两侧都有气旋活动，常以西侧更为活跃。暖高压对应着冷的对流层顶，图上高压中心附近为冷中心。3. 出现的地区、时间阻高最常出现在大西洋、欧洲及北美西部阿拉斯加地区，而且在大西洋上空比太平洋上空出现得更多些。在亚洲地区，阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海地区，在欧洲，一般可维持到天左右，至少也在天以上；在亚洲平均则为天，最短为天。一年中，亚洲以、三个月出现最多，以、月为最少。欧洲则不同，最多出现在、月，最少则在月和月，较亚洲月超前两个月。纬度方面，以在N纬度带内出现的最多，而在N纬度带内出现的最少。这表明在出现最多的时间内，出现最多的地区具有强盛的暖气流。阻塞高压的建立过程如图，阻塞高压的建立过程反映在温压场上有两种类型：第一型 第二型图4.37 阻塞形势建立过程第二型示意图在阻塞高压建立时期，尽管不同地区的生成过程有很大差异，但从上述几种情况看来，它们的共同点是：1在阻塞高压形成的上游地区，有较强的冷空气向南爆发，与冷空气联系的低槽明显加深，致使槽前出现较强的暖平流与明显的暖舌。于是暖平流与负的热成风涡度平流输入前面的高脊，使高脊不断发展。2仅有高脊发展，还不会出现闭合的阻高中心，还必须在高脊西侧有槽向东南伸展，成为西北东南走向的槽，高脊东侧的槽向西南伸展，成为东北西南走向的槽，这样，高压脊才会断开，成为阻塞中心。这种槽的斜伸，常与冷平流造成的负变高相联系。3从图看来，在平流层下部的脊线上和脊线以西，为冷平流。而在的脊线上和脊线以西为暖平流，这种冷暖平流随高度的分布，根据 ， 有利于高压脊的发展。阻高重建及连续和不连续后退阻高在某地建立相当长时间又趋于消失后另一个阻高又相继建立起来，这个新阻高若是在旧阻高的原地建立，则新阻高的建立叫做阻塞高压重建。如果一个阻高的西侧为正变高，东侧为负变高，那么阻高将西退。这种后退是连续的，称为连续后退。如果一个阻高趋于消失，而在消失的阻高西侧一段距离的地方又新生一阻高，看起来好像阻高也在后退，其实是一个生成，另一个消失。阻塞高压位置作幅度较大后退，称为不连续后退。阻高重建过程可分为四个阶段：图4.39 阻塞形势重新建立过程示意图 开始阶段（图）第二阶段（图）第三阶段（图）第三阶段（图）从阻高重建过程可以看出：阻塞高压后部有冷槽侵入，较强的冷平流使原来的阻塞高压崩溃；借南北两支基本气流中波动的南北同相叠加，和冷暖平流及正负热成风涡度平流的减、加压作用，导致高空槽（第三个槽）与高压脊的强烈发展 ,并被切断成阻塞高压。这样看来,除了冷暖平流及热成风涡度平流以外,南北两支波动的同相叠加也很重要，它可以导致阻高的生成。阻高的崩溃开始阶段（图）第一阶段（图）第二阶段（图）从阻高的崩溃过程可以看出：阻塞高压上游各个系统的经向度逐渐减弱并变成移动系统，紧邻的上游槽向阻塞高压侵袭，不断地向阻塞高压区域输送正涡度和冷平流。从阻高的崩溃阶段各等压面之间配合示意图可以看出：在对流层中部（），阻高后部与脊线上转为冷平流，在平流层下部（），冷中心从建立期间在脊后移到脊前阻塞高压后部与脊线附近转为无平流或暖平流，因此 ， 利于高压崩溃。切断低压1.含义：在槽不断向南加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系会被暖空气切断，在槽的南边形成一个孤立的闭合冷性低压中心，叫切断低压。2.结构：它出现在对流层中上层，在300百帕上表现最清楚.地面图上有一冷性高压与