低纬度和高原环流系统.ppt

,副热带高压和转向台风的关系,台风移动使太平洋高压脊断裂,低纬度和高原环流系统,概述低纬度大气运动的基本特征低纬度环流的基本特征太平洋副热带高压南亚高压赤道辐合带热带波动和热带涡旋云团台风,一低纬度地区的划分低纬度地区：一般指30N-30S以内地区，其中包括热带、副热带,概述,热带地区：南北半球副热带高压之间所包括的地区，即赤道两侧盛行东风的地带，随季节南北变动。副热带地区：盛行东风带与中纬度盛行西风带之间的过度区，即副热带高压活动的区域。,二、意义：1低纬度地区约占全球的一半，其中四分之三左右是海洋。该区的辐射收入大于支出，其盈余的热量，可通过大气和海洋输送到中、高纬度地区，因此，热带地区是全球大气运动的能量和水汽的输送的主要源地。热带大气还从地表得到角动量，所以热带地区又是大气角动量的源区之一。,3低纬地区许多天气系统直接影响中高纬地区：热带地区的大气环流除哈得来环流和信风环流外，还有许多大型的环流系统，如热带辐合带、副热带高压和季风环流等。它们的强弱和变化不但影响着热量和角动量的输送，而且影响着天气系统的产生和活动，这对中、高纬度地区和热带地区都有直接的影响。三、青藏高原对大气环流的影响,5.1低纬度大气运动的基本特征,中、低纬大气运动的重要差别低纬度地区风场和气压场的关系,一、中、低纬大气运动的重要差别低纬度：f很小，不能满足地转风关系，天气尺度系统具有非地转特征，行星尺度运动具有准地转特征。,科里奥利参数很小，气压场的水平梯度比在中、高纬度地区要小，流场的水平差异却十分明显。一个天气系统的发生，往往先出现流场的涡旋，辐合和辐散，以及风的水平切变和铅直切变，气压场则只有当产生强烈的对流运动后，特征才逐渐明显。同时，高纬地区相比，热带流场的变化显得更为重要。,凝结潜热效应对垂直运动和散度场具有显著影响。热带大气中凝结潜热的释放对大尺度运动系统的水平散度和垂直速度有显著的影响,二、低纬度地区风场和气压场的关系1、天气分析：流线分析、卫星云图分析，风的铅直和水平切变分析、速度位势场分析和层结稳定度分析等热带天气预报方法，广泛应用统计预报方法和数值预报方法。前者如台风路径的相似预报，后者如正压模式数值预报,2实际风与地转风比较,实际风与地转风随纬度的变化,地转风,实际风,3热带地区风与动力位能的关系,为动力位能为绝对涡度,4次天气尺度的旋转风特征无论涡度大于零还是小于零，即无论流线是气旋性转变还是反气旋性转变，都对应动力位势场低值区。,5.2低纬度环流的基本特征,平均气压场和流场平均温度场和湿度场铅直环流的纬向不对称特性,一、平均气压场和流场平均气压场：,一月气压场,七月气压场,流场1低层（梯度风高度）（1）存在季风（monsoon）：冬季亚洲东北季风夏季亚洲西南季风信风（tradewind）又称贸易风。（2）热带辐合带（ITCZ）IntertropicalConvergenicZone南北两支信风交汇地带，随季节南北移动,一月七月,梯度风高度上的合成风流线,2对流层高层的风压场冬季：地中海、日本沿海和美国东南部上空三个副热带急流中心，日本沿海上空的急流最强。南太平洋中部、南大西洋中部以及印度洋上空呈现为洋中槽，或称为热带对流层上部槽（TUTT：tropicalupper-tropospherictrough）。,200hPa平均流场（冬季）,地中海急流中心,日本急流中心,美国东南急流中心,洋中槽,洋中槽,夏季：南压高压、墨西哥高压、西非高压、太平洋和大西洋中部的洋中槽，以及亚洲和赤道非洲上空的热带东风急流,200hPa平均流场（夏季）,洋中槽,洋中槽,墨西哥高压,西非高压,南压高压,二、平均温度场和湿度场温度场特点：温度水平分布均匀，年较差小,海平面气温平均年较差,12月2月300hPa温度分布图W表示暖，C表示冷,W,W,暖区,冷舌,冷舌,暖区,暖区,6月8月300hPa温度分布图W表示暖，C表示冷,湿度场特点：潮湿，相对湿度百分之七十以上。逆温层以上干，以下湿。冬季：有三个比湿大值区夏季：两个比湿大值区,850hPa比湿分布图M表示湿，D表示干,一月七月,北纬（度）南纬（度）西太平洋冬季经圈环流,三、铅直环流的纬向不对称特性1经圈铅直环流的纬向不对称性,北纬（度）南纬（度）东太平洋冬季经圈环流,北纬（度）南纬（度）西太平洋夏季经圈环流,东太平洋夏季经圈,55140E,冬季经圈环流,75110E,冬季经圈环流,纬圈铅直环流的纬向差异,5.3副热带高压,副热带高压的基本特征西太平洋副热带高压的变动及其对中国天气的影响,一、副热带高压的基本特征,（一）副热带高压概述1.定义：形成和活动于副热带地区的高压,北半球7月500hPa平均等高线,太平洋副高大西洋副高北非副高,2.概况：常年存在，强度和位置冬、夏不同,春季,夏季,秋季,冬季,多年平均500hPa位势高度水平分布,2.概况：逐日变化较大,1997年7月1114日逐日500hPa等高线,3.表示,（1）特征等高线：500hPa上588位势什米700hpa上316位势什米850hpa上148位势什米（如副高西伸脊点）（如面积指数）（2）高压脊线：高空东、西风零线（如120E副高脊线）,（3）卫星云图：黑色无云或少云区,2011年6月18日FY2E中红外云图,（二）副热带高压结构,1温度场暖区，暖中心与高压中心不完全重合。低层有逆温存在。,7月沿140。E温度场经向剖面图,7月沿140。E湿度场经向剖面图,2.湿度场脊中比较干燥，南北两侧有湿区，逆温层底部湿度大，上部湿度比较小,3.副高脊线西西南-东东北走向500百帕以下各层都较一致，纬度位置在高度上有很大变化：冬季，从地面向上，副热带高压脊轴线随高度向南倾斜；夏季，对流层中部以下多向北倾斜。,4.风场副高脊线附近气压梯度较小，水平风速也较小；而其南北两侧的气压梯度较大，水平风速也较大。南北两侧有急流。,1958年8月21日沿115E剖面东西向风速分量,5涡度场各高度上，相对涡度在副热带高压区内基本上都是负值，且涡度场很匀称。负涡度区的范围和强度均随高度而增大。,1959年8月21日08时沿117.5E剖面上相对涡度,6.散度场高压区低层以辐散占优势，主要位于高压南部，北部多为辐合区。高层，北部为辐散，南部为辐合，并扩展到中心部分。,1959年8月21日08时沿117.5E剖面上的散度,7.垂直速度对流层中上层，高压脊轴南侧存在着广大的下沉运动，北侧及脊轴附近有上升运动。,1959年8月21日08时沿117.5E南北剖面图（点划线为高压脊轴线）,二、西太平洋副热带高压的变动及其对中国天气的影响,（一）西太平洋副热带高压的活动规律季节位移和中国雨带的变动既有明显的相对静止阶段，又有显著的跳跃现象,500hPa上588dagpm等高线各月的平均位置,2.年际变化（1）不同年份北跳时间有早、晚（2）不同年份在某一位置稳定维持时间有长、短3.中短期变化（1）东-西进退：西伸北进，东撤南退（2）形态变化,西太平洋副热带高压变动与周围天气系统的关系1与西风带短波槽脊的关系当东移的是发展强大的槽、脊时，它们就会造成西太平洋副高的短期变化。当深槽移近它时，它就东撤、南退；当强脊移近它时，它便西伸、北进。与槽脊的强度有关,2与大陆高压的关系和青藏高原的关系夏季，500百帕图上，在西藏高原地区有分裂的暖高压中心出现（简称青藏高压）当其东移入海并入西太平洋副高时，引起后者明显的西进。,和华北暖高压的关系当华北暖高压并入西太平洋副高时，可使西太平洋副热带高压脊的形状发生较大的变化，脊线可从原来的东西向转为南北向，甚至可在较北地区出现闭合高压中心。,和大陆冷高压的关系初夏或秋季，从我国大陆东移入海，刚一入海的阶段有冷平流，可使西太平洋副高脊减弱东撤；而当冷高渐渐变性增暖并入西太平洋副高后，西太平洋高压脊往往加强西伸。,3和台风的关系一般台风沿高压外围移动，受其外围气流“操纵”。当西太平洋副高呈东西状，副热带高压脊较弱时，台风可穿过其脊，时期断裂。4.和赤道反气旋的关系夏季，当赤道反气旋随着赤道辐合带向北推进，进入到我国华南地区时，可与西伸的副热带高压打通合并使副高加强。,5.与副热带长波流型调整的关系盛夏，在北半球副热带范围内流型表现为6-7个波，其平均波长约为50-60个经度。预报我国东部地区副热带高压建立与否，特别要注意80E的长波槽是否将建立，当该区有槽产生时，则我国东部地区将有一次副热带高压的建立过程。,1958年7月615日300hPa平均图,1958年7月1617日300hPa平均图,1958年7月1625日300hPa平均图,5.4南亚高压,定义：南亚高压是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部的大型高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压,南亚高压的结构特征南亚高压的活动特征南亚高压对我国和亚洲天气的影响,南亚高压的结构特征形成：高原热力作用结构特点：1.具有行星尺度的反气旋环流2.是对流层上部的暖高压3.具有独特的垂直环流4.具有潮湿不稳定特征，对流活动非常活跃,二.南亚高压的活动特征1、季节性变化2、短中期变化：东西振荡。,南亚高压在夏季期间变动可分为三个基本的天气型过程：东部型过程：中心位于90N以东，长江流域少雨西部型过程：中心位于90N以西，长江流域多雨带状型过程：过度型,三.南亚高压对我国和亚洲天气的影响南亚高压脊线的位置和变动与我国主要雨带位置和季节性变化有密切关系。南亚高压主要中心的位置和东西振荡与我国主要雨带中的中期变化也有密切的关系。,南亚高压进入高原到退出高原之间的时期，刚好是高原的雨季。南亚高压与日本夏季的天气也有密切关系。南亚高压和印度季风槽的活动也有密切关系。,5.5赤道辐合带,概况ITCZ的季节变化ITCZ的短期变化ITCZ结构与天气ITCZ短期变化的预报着眼点,一概况1定义：赤道辐合带又称热带辐合带、赤道锋，赤道槽，是南北半球两个副热带高压之间气压最低、气流汇合的地带，也是热带地区主要的、持久的大型天气系统，有时甚至可以环绕地球一圈。,2分类：（1）信风带：南半球东南信风和北半球东北信风汇合的地带，辐合带中吹东风（2）无风带：南半球东南信风越赤道后转向为西风，和北半球东北信风汇合的地带，风很小，几乎静风。也叫静风辐合带，静风赤道槽,南北半球赤道辐合带模式,二ITCZ的季节变化主要是季风辐合带的变化，信风辐合带位置变化不大冬季：偏南夏季：偏北,三ITCZ的短期变化：不活跃型云系：分布散乱的信风云系。ITCZ由SE和NE汇合而成，ITCZ呈东西走向，不利于台风的发生发展。活跃型南半球冷空气强，ITCZ偏北。,四ITCZ结构与天气结构：1.绝大多数随高度向南倾斜，也有几乎近于垂直的。2.与湿中心相结合,位于ITCZ的南侧。3.温差很小，一般小于3。4.ITCZ中高层以辐散为主，低层以辐合为主。天气：降水天气分布不连续。,五ITCZ短期变化的预报着眼点副高的变动冷空气(冬季)台风的影响,5.6热带波动和热带涡旋,东风波赤道反气旋洋中槽内的高空低涡,一、东风波1含义：副高南侧对流层中下层，常存在一个槽或气旋性曲率最大处，呈波状形自东向西移动。出现在东风带中，故称为东风波。,Approximatelocation,amplitudeandwavelengthofeasterlywaves,Relationshipbetweentroughs,ridgesandatmosphericpressureineasterlywaves,2结构与天气：第一种：经典的东风波（1）波槽呈南北走向。槽前是东北风；槽后是东南风。（2）东风风速随高度减小，波槽随高度略向东倾斜。,Regionsofconvergenceanddivergenceinaneasterlywave,Locationsofascentandsubsidenceinaneasterlywaveinrelationtothetroughaxis,（3）对流层低层槽后辐合，槽前辐散。高层相反。（4）天气产生于槽后。（5）伸展高度6-7km。（6）波长1000-1500km。,第二种：华南地区，SW季风之上的东风波（5km以上）（1）出现在SW季风之上，5-12km，强度随高度增强。（2）东风波风速随高度增强。（3）低层槽前辐合，槽后辐散。高层相反。（4）坏天气出现在槽前及槽区附近。,InvertedVcloudpatterncausedbyconvectionalonganeasterlywave,3东风波的形成与移动（1）东风波的成因：西风槽伸入低纬地区而形成的典型情况（2）东风波在海上形成后，自西向东移动，移向与波槽垂直，移速一般比较稳定，约为20-25公里/小时。（3）东风波有时可发展成热带低压，有的则可发展成为台风。,（4）东风波移至大陆后，都会减弱消失。影响东南沿海。（5）南海低层如有热带低压存在，东风波移到热带低压上空时，可促使热带低压发展成为台风。,二.赤道反气旋1赤道缓冲带：风向转变或气流的转换带，南半球的东南信风越过赤道后，受地转偏向力的作用，发生反气旋性弯曲，转变为sw风。,2赤道反气旋赤道缓冲带在适当条件下，可以加强发展，形成反气旋中心，此反气旋中心称之为赤道反气旋。3赤道反气旋形成过程4天气赤道反气旋中心附近，静风，云淡，SW季风中断，对台风有影响。,三.洋中槽内的高空低涡太平洋中部和大西洋中部的上空，对流层高层存在以条东北-西南向的低槽，其西侧有时仅有明显的风切变，有时则会发生和发展一连串的冷涡自东向西移动，这种高空低涡有时能发展到地面，在有利条件下引发台风生成。,5.7云团,定义活动种类结构,一定义：在热带地区卫星云图上经常出现的直径达4个纬距以上的白色密蔽云区，称为云团。伴有大风暴雨。许多热带天气系统如热带辐合带，热带风暴等都是由热带云团组成或发展起来的。,由于热带低层大气的温度很高且很潮湿，所以热带地区中下层的大气经常处于不稳定状态，极有利于对流的发展。热带的对流云系很旺盛，成千成百个巨大的积雨云经常聚集在一起，组成了热带特有的云团。强烈的热带天气系统如台风等的发生和发展，都和这种云团的活动有密切的关系。,二活动：7-9月活动频繁：40个云团/月，大部分在1-2天消失，维持3天以上的云团往往发展成为台风。三种类：尺度较小的“爆米花状”云团：云取宽度小于一个纬距，包含10个积雨云群。夏季青藏高原、南美洲热带地区，日变化明显，午后发展，夜晚消失。,一般云团（一般4*4纬距）：出现在ITCZ中，水平范围在212个纬距。一个云团由许多积雨云胞组成，顶部常有卷云幡，是热带气旋、东风波和台风的主要来源。,季风云团：69月间出现在东南亚及邻近海上，随季风的推进，云团呈爆发性的向北发展。南北宽度由几个纬距到10个纬距。东西长可达2040个经度，是地球上规模最大的云团。它与西南季风活动的关系密切，故称为季风云团。季风云团常可造成暴雨天气。,四.结构：中小型对流云系组成中型对流云系（活跃的深对流云胞），10-100km，生命史是几个小时至一天。垂直结构分为：流入层、对流层和流出层小型对流云系（孤立的对流云胞），4-10km，生命史是三十分钟至几个小时。,5.8台风,概述台风的结构台风的移动及其预报台风的形成与发展,一概述1定义：发生在热带海洋上空具有暖中心结构的强烈气旋性涡旋，总伴有狂风暴雨，常给受影响地区造成严重灾害。水平尺度：大的直径在1000Km以上（最外围的闭合等压线）；小的直径只有200-300Km(豆台风)。垂直伸展：气旋性环流一般都可伸展到300-100hPa（9-16Km）。,西太平洋上（中、日等国）称其为台风Typhoon；东太平洋上（欧美等国）称其为飓风Hurricane；印度洋上（印度等阿拉伯国家）称其为热带风暴。就全球来说每年发生80个台风（包括热带风暴），其中北半球的台风（占全球总数的73%）明显多于南半球（占27%），而且无论北半球南半球，台风大多数发生在大洋的西部。,2台风源地主要在赤道两侧低纬地带的八个海区,1.西北太平洋（包括南海）36%；2.孟加拉湾10%；3.阿拉伯海3%；4.西北大西洋11%；,5.东北太平洋16%；6.西南太平洋11%；7.东印度洋3%；8.西南印度洋10%。而南太平洋和东南太平洋则极少有台风生成，赤道上也没有台风生成，绝大部分台风出现在南北纬5-20地区。,3台风的命名每个热带气旋不但有名字而且还有序号，它采用了4位数字编号，前2位数字表示年份，后2位数字表示当年热带气旋的顺序号。每年在180E以西，赤道以北太平洋（包括南海海域）洋面上生成的热带气旋统一编号，并按照其强度变化分别称为第几号热带低压、热带风暴、强热带风暴和台风。如果台风强度减弱，台风的序号不变，再改称为热带风暴或热带低压。,1998年12月1-7日，世界气象组织台风委员会亚太地区成员国在菲律宾马尼拉举行了台风委员会第31届会议，台风委员会区域气象中心设在日本东京台风中心，每年由他们负责向成员国发布热带风暴（强热带风暴、台风）的强度、名称、编号顺序以及编报理由。目前发布的台风消息或警报名称启用新的西北太平洋和南海地区热带气旋命名表。,热带低压（TD）：中心附近最大风力0；最大风速以外，视前两项大小而定。（图）,（四）台风区温度场特征,台风热力性质的主要特征：具有暖中心结构。发展成熟的台风，在台风眼区的对流层中上层，有明显的暖核存在，一般台风在这一高度上，眼区温度都可高出周围10以上，暖核一般都出现在300hPa至200hPa高度上，在眼壁附近，半径为20-50公里的环形带上，有非常强的（径向温度梯度）存在，曾探测到8-9/20-30Km的记录。,1964年10月1日Hilla飓风的温度距平垂直剖面（C）相对于平均热带大气,（五）云墙和螺旋云带,台风眼区外围的一个圆环状的云区称云墙或眼壁。云墙宽度一般为2030Km，云高一般可达15Km，上升速度可达513m/s，最强降水及破坏性最大的风都发生在这里。外侧云带宽窄不一，可由十多公里到数百公里，分布疏密不一，都是由对流云群组成的，发展着的台风常拖有很长的尾巴，其实际上也即是水汽输送带。,1984年7月热带风暴Cary中心的照片,眼壁,仰视图,螺旋云带,三台风的移动及其预报,西移路径转向路径,西北移路径异常路径,基本路径四条路径（图）：,（二）影响台风移动的因子1涡旋运动方程假设：台风形状为一正园形；相对中心呈对称分布。即:v1=v2=v3=v4vr1=vr2=vr3=vr4在固定坐标系中，如不计摩擦，空气的运动方程为：,取一移动直角坐标系（），原点取在台风中心，该坐标系随台风一起移动，其移速为：有：,其中，是台风区空气质点相对于台风中心的运动分量，代入运动方程经移项整理后可得：,这是台风区内任一单位质量空气的运动方程。对上式中各项乘以后，对整个台风求体积分,M就是整个台风气柱的质量。积分后略去台风柱内的动量变化项即不考虑台风的强度变化，可得：,上式就是台风作为一个整体运动时的运动方程，可见台风移动受三部分力的作用。,2台风移动受力分析,台风的运动方程可写为：,其中：,台风作为一个整体大气中运动所受的地转偏向力。,北半球，地转偏向力指向台风移动方向的右侧，并与台风垂直。,作用在整个台风体各上的水平气压梯度力，外力G,作用在整个台风涡旋上的气压梯度力即是通过周界给与台风的总压力。如用地转关系,代入上式则：,是台风区内各层平均流场的平均值，显然,如果设想台风的移动是和二力作用平衡的结果。即：则有,这就等于把台风看成是在大型平均气压场中，以地转风速运动着的点涡旋，换句话说，台风将沿着它所在地区的整个气层内的平均气流方向移动，移动速度就是平均气流速度。引导气流原理：地面天气系统台风受整层平均气流的控制，沿整层平均气流方向，以整层平均气流的速率运动。,台风内部流场强构引起的内力,台风的内力实质上是台风内部各空气质点作相对于台风中心运动时所产生的地转偏向力的总效应。,其中：向外为正，逆时针为正。,将台风视为一个园形柱体，风呈轴对称分布，将直角坐标系换成柱坐标系，有：,如取赤道平面，将上述关系代入内力积分式中去，考虑到,为轴对称分布。积分整理可得：,其中，R是地球半径，是台风半径，M台风质量。,讨论：北半球台风为气旋性涡旋，切向速度为正，有向北内力,台风愈大、愈强，所在纬度愈低，内力也愈大。：径向流入和上升运动产生向西内力，同样内流愈强愈大。一般情况下，所以内力总效应是指向北稍偏西。,由于假设了台风是个圆柱体，风呈轴对称分布，因此这种内力的产生也可以说是由于台风所占空间的南北纬度差异引起的，由于北部f大，南部f小，必然是台风的北半球质点运动产生的偏向力总值大于南半部。,如把运动分解面两部分，和，则很容易看出这种向北和向西的内力实质。,3诸力合成下的台风运动,台风的定常运动台风的运动方程可写为：,台风作定常运动时，即台风的运动应是三力平衡时的运动。分析各力性质知道，在北半球：总是指向北略偏西而且数值较小。总是指向移动的右侧。所以台风运动的方向和快慢主要取决于（平均气压场）。,台风移动的作图分析,作图步骤：1.先根据大型平均气压场定出G；2.再依台风强度定出I(总是北略偏西）；3.根据G、I，再按G+F+I=0定出F；4.最后再根据F定出C。,a)东风带,b)西风带,台风的非定常运动,严格说来，只要都是非定常运动，只是在大多数情况下，很小，而近似视为定常运动而已。然而，在有的时间，有些场合确实存在着台风移动的突变，此时如果还是一成不变的用引导气流来预报台风的移动，就会失败。,如何把握台风的非定常运动是个很复杂的问题