大气中的准地转运动.ppt

1、第六章 大气中的准地转运动,对中高纬自由大气大尺度运动，其运动方程的零级简化形式为地转平衡关系，即实际水平风场接近地转风场。但是，这种平衡关系只是一种近似关系，事实上经常存在地转偏差，即实际风场与地转风场存在差别。 尽管地转偏差经常存在，但其并不会无限增长。这意示着大气运动的过程是一种准地转运动过程: 既包含由地转平衡状态向非平衡状态的演变，即地转平衡的破坏过程（演变过程），又包含着由非平衡过程向新的地转平衡调整的过程（适应过程）。 因此大气运动是地转平衡的破坏又不断建立的过程，也是一连串的风场和气压场在不断变化和相互适应调整的准地转运动过程。 （本章的主要内容：自由大气中风场和气压场之间的相

2、互适应调整过程的特征、物理机制等）,6.1 地转偏差,1 地转偏差的定义和性质 地转偏差：是指某空间点实际的水平风矢量与该点的地转 风矢量之差 。 自由大气的水平运动方程可写成：,地转偏差的性质： 1）在北半球，地转偏差（风）的方向与空气微团的水平加速度的方向垂直并指向其左侧。 2）地转偏差（风）的大小与空气微团的水平加速度的大小成正比，与科氏参数f或纬度成反比。 2 地转偏差对天气演变的意义 地转偏差对动能制造的贡献 用 点乘水平运动方程：,地转偏差与动能的变化,动能增加,动能减少,2 ）地转偏差对垂直运动的贡献 P坐标系的连续方程为,若取下边界条件：,如果不存在地转偏差，则不 存在水平风场

3、得辐合辐散， 也就没有垂直运动。,3 决定地转偏差的因子,风场的非定 常性引起的 偏差风,风速的水平 平流引起的 偏差风,对流变化 引起的 偏差风,(1) 变压风：,？,变高场与地转偏差,（1）沿流线方向的风速的不均匀性造成的风速水平平流(或辐散辐合)而引起的横向（与方向垂直）的偏差风（称为横辐散风）。,(2) 横辐散和纵辐散风：,1,2,推导？,当地转风沿流线方向增大时，则由此引起的地转偏差风指向地转风的左侧（左图）；当地转风沿流线方向减小时，则由此引起的地转偏差风指向地转风的右侧（右图）,横辐散偏差风,（2）纵辐散风 （3）风的对流变化引起的地转偏差热成偏差风,纵辐散辐合偏差风,槽前脊后的

4、区域是地转偏差风 的纵辐散区，而在脊前槽后区 域则是地转偏差风的纵辐合区。,热成偏差风与大气的斜压性和垂直运动有关：当有上升运动时， 与 方向相反；当有下沉运动时， 与 方向相同，如出现暖（冷）中心区，则偏差风矢量由四周（中心）指向中心（四周）。 6.2 地转适应理论概要 1、适应过程和演变过程的基本概念：,准 地 转 过 程,演变过程 （发展过程）,由动力平衡向动力不平衡过渡的 过程，属于平衡中的运动过程。,适应过程 （调整过程）,由动力不平衡向新的动力平衡过渡 的过程，属于运动中的平衡过程。,2、适应过程与演变过程的可分性 1）时间尺度上的可分性 P坐标系大尺度水平运动方程一级简化可写为：

5、 其中 为地转偏差风纬向和经向分量。引入无量纲变量： 下标“1”的量为无量纲量。将上式各量代入水平运动方程,并用 除各式，得 ：,，,，,其中： 对于大尺度运动， 101 1， ；而对于不同过程，和c参数和可以变化较大。所以下面分别讨论两种过程的时间尺度。 （1）演变过程。在演变过程中，一般地转偏差较小，于是,基别尔数,陈秋士数,Rossby数,于是包含 和 的项为方程中的两个大项。由于在一般情况下，有 ，故： 因此，准地转过程的演变过程相对于适应过程是一种慢过程。 （2）适应过程。在适应调整阶段，大气存在较明显的地转偏差，即地转偏差较大，可以假设： 且局地变化项与地转偏差项量级最大并相当，即

6、 因此 ： 故大气的适应调整过程是一种相对较快的过程。,2）物理性质可分 （1）在演变过程中，由于地转偏差较小，非线性项的量级较大，演变过程是非线性的；而在适应过程，由于地转偏差较大，水平运动方程中的线性项量级较大，故适应过程是准线性的。 （2）对演变过程而言， ，即 ，所以演变过程以准涡旋运动为主；在适应过程， ，即 ，说明大气运动以位势运动（辐散辐合运动）为主。,由于适应调整过程较演变过程快，即由动力不平衡 向新的动力平衡恢复过程较快，这就可以解释为什么在 每日的天气图上可以在中高纬地区看到准地转流场。,3 正压地转适应过程,为简单起见，本节同样以正压大气为模型来讨论大气中地转适应过程，以

7、揭示其物理机制。 1）均质大气模式 假定空气密度为常数（均质大气）， 无摩擦，且自由面上的气压为常数。 对静力平衡方程 进行z从zh的积分，得 对上式分别求x,y的偏导数有：,均质大气模式,由于h与z无关，故由上述两式可知，水平气压梯度力也与z无关。在这种意义上，我们称这种均质大气模式为正压模式。 这表明如果初始时，u,v与z无关，则此后的u,v也与z无关。均质大气的连续方程为： 对上式作z从0h的垂直积分，并注意 ，得 即 或改写为：,（gh）,W随z变吗？,均质大气模式的基本方程组： 2）地转适应方程组 对于适应过程，非线性项可以看作相对小的项而忽略，支配方程组可表示为：,其中： H为自由

8、面静止高度,3）适应过程的物理机制 以一维情况为例，设扰动与y无关，则适应方程组变为,地转适应过程示意图,P101102的例子,上述讨论的适应调整过程会产生一种波动重力惯性外波，这种波动是频散波，若初始非地转运动的水平尺度有限，那么非地转能量通过频散过程将分布到更宽广的空间中，这样，单位体积大气的非地转能量逐渐减少，所以振荡随时间是衰减的，并最终建立起稳定的地转平衡。所以说，重力惯性外波的频散是正压大气中地转适应过程最基本的物理机制，当出现地转偏差时，在科氏力的作用下，通过整层大气辐合辐散交替变化，使气压场和流场相互调整又重新建立起地转平衡状态。 4）地转适应与扰源尺度的关系 气压场和流场的变

9、化快慢可分别用地转风和实际风的局地时间变化率来表示。气压场的变化率及其量级可表示为：,流场的变化率及其量级则为 于是流场变化率与气压场的变化率的量级之比为 其中 ，称为正压大气的Rossby变形半径，它是一种距离的特征尺度，由于 为惯性周期的特征尺度， 为重力外波波速，故 的物理意义为在惯性周期内重力外波传播的距离。 由（1）式：1）当 时，则有 ，表明由流场向气压场适应调整，气压场容易维持，这种情况在大尺度运动中容易出现；2）当 时，则有 ，表明气压场向流场适应调整，即流场容易维持，这种情况在较小尺度的运动中容易出现；,1,3）当 时，则有 ，表明流场和气压场之间相互适应调整。 另外，由于

10、，即Rossby变形半径与纬度成反比，所以，在低纬 较大， 的情形就更容易出现，因此低纬的流场也更容易维持。 6.3 中纬度天气尺度运动的诊断分析 既然中纬度天气尺度的运动是一种准地转运动或准地转平衡态的缓慢演变过程，因此，在大气运动方程组中引入静力平衡和准地转近似，可使研究天气尺度运动的演变问题得到进一步的简化，同时也大大方便了对天气尺度系统演变的描述和解释。本节将首先给出适用于描述准地转运动的准地转模式基本方程组，然后在此基础上推导出准地转位势倾向方程和 方程。,1 准地转动力系统 1）准地转涡度方程 P坐标系下的涡度方程的零级简化形式为 由于中纬度天气尺度运动的具有准地转性质，即实际风与

11、地转风较接近，故涡度平流项中的水平风速可用地转风代替，涡度也可以用地转涡度代替，但水平风场散度项仍保留以体现风场原有的地转偏差特征。由此得到的准地转涡度方程为 利用P坐标的连续方程， 及 ，上式可化为,如果已知位势 及其倾向的空 间分布，则可 求出,2）准地转热力学方程 用位温表示的热力学方程为 由位温的定义及气体状态方程，有 上式在等压面上对x，y和t偏微分，得 则热力学方程可改写为 用静力平衡关系，又可改写为,，,，,静力稳定度参数,由于中纬度天气尺度运动具有准地转运动特点，风场近似满足地转关系，故可用地转风代替水平风场，则热力学方程变为 由于 ，即 与等压面上的温度成正比，故一般 把其理

12、解为“温度”。因此上式等号左边给出了等压面上温度的局地变化率；右边第一项表示等压面上温度的地转平流变化率；右边第二项表示大气的垂直运动引起的绝热温度变化，即绝热冷却或绝热加热；右边第三项表示由运动过程中发生的非绝热加热造成的温度变化，对于中纬度天气尺度系统和短期过程，该项的量级一般比温度平流作用和绝热加热项都小。,2 准地转位势倾向方程 定义位势倾向 ，也称为变高，并注意到 ，则准地转涡度方程变为 而略去非绝热加热项的准地转热力学方程变为 将（2）乘以 ，并对p微分，然后将所得结果与（1）相加，则得,1,2,如果假设 为常数，则上述方程可简化为 上式通常称为准地转位势倾向方程，它提供了局地位势

13、倾向(A项)与涡度平流分布（B项）和厚度平流分布（C项）的一种动力约束关系。 如果在某一时刻的 场已知，则上式是一个关于未知量 的线性偏微分方程，所以仅由场的瞬时观测值就可估算位势倾向 。 下面讨论准地转位势倾向方程各项的物理意义。,A,B,C,各项物理意义,（1）A项：对于波状扰动，可以证明该项正比于 。假定是x和y的正（余）弦函数，同时对于斜压大气，因为高层和低层的位势场或位势倾向有位相差，即槽线和脊线的轴线随高度西倾或东倾，故具体可设的表达式为： 因为任一有界连续函数都可展开为x和y的双重富氏级数，故上述假定具有普遍性。故A项有： 对于稳定的大气，上式右边方括号的量都是正值，所以A项与成

14、比例。,（2）B项：与绝对涡度的地转平流成比例，该项可分为两项： 对于西风带扰动，这两项的作用是反号的，如下图500hPa流场。,地转风涡度的地转平流,行星涡度的地转平流,地转风涡度的平流作用 是使涡度的分布型即槽 和脊向东（下游）移动， 而行星涡度的平流则是 使槽和脊逆风向上游 移动,流场的实际移动取决于上述两种平流中哪一种起主要作用。假设和与x、y的函数关系相同，则有： 故相对涡度的平流对于天气尺度的波动是很重要的，而对于超长波（波长在10000公里以上），则行星涡度的平流作用是主要的。 这与观测事实是非常吻合的，例如天气尺度的系统以纬向西风的速度迅速地向下游移动，而超长波则向西倒退或呈准

15、静止状态。 涡度的平流只能使涡度场沿着水平传播和垂直扩展，而不能改变扰动的涡度强度。,对于振幅一定的扰动，地转风 涡度随波数增加而增加，或随 波长的增加而减小。,（3）C项：温度平流随气压的变化率或垂直微差温度平流的作用。中纬度天气尺度系统的发展和衰减的主要机制归于该项。 在暖平流区，暖平流由地面向上随高度是减弱的，故 ： 而在500hPa槽线下面的冷平流区，冷平流强度随高度也是减弱的，故： 因此，在500hPa槽、脊线上，由于涡度平流为零，位势倾向只由微差温度平流决定，故：,0 在脊线 0 在槽线,于是，正如下图所示，低层的冷平流加深了对流层高层的槽，而低层的暖平流则加强了高层的脊。因此，尽

16、管微差温度平流只在低层较明显，但它却是决定高空系统槽脊发展的因子。,发展的斜压波动东西向垂直剖面图,微差温度平流对高层气压变化的作用是很容易解释的。对于任一等压面而言，在静力平衡条件下，其下层的暖平流会导致它的高度抬升，而其上层的暖平流会使它的高度降低；当暖平流随高度减小时，较大的“抬升”效应与较小的“降低”效应抵消的结果是使其高度“升高”。 类似地，对于任一等压面而言，在静力平衡条件下，其下层的冷平流会导致它的高度降低，而其上层的冷平流会使它的高度抬升；当冷平流强度随高度减小时，较大的“降低”效应与较小的“抬升”效应抵消的结果是使其高度“降低”。,3 准地转方程与 矢量 1 ）准地转方程 由

17、准地转涡度方程和准地转热力学方程可以推导出一个用于诊断估算垂直运动的准地转方程。为此，对准地转热力学方程作水平拉普拉斯运算： 然后对准地转涡度方程求p的微分，得：,1,2,两式相减,如果不考虑非绝热加热，则场由场决定,准地转等号右边第一项可改写为： 而等号右边第二项则可改写为： 各自的第二项大小相等但符号相反，彼此相抵消。故准地转方程等号右边第一、二项对的强迫作用是部分相抵消的。 下面讨论各强迫项的物理意义。,假设在水平方向和垂直方向都波动形式变化，而且在下边界和大气层顶为零，则可把表示成： 准地转方程的左边可变为： 即方程左边与成比例。于是有,（1）微差涡度平流项： i)如果正（负）涡度平流

18、随高度增大（减小），则强迫出上升运动。 ii)如果正（负）涡度平流随高度减小（增大），则强迫出下沉运动。 iii)如果高、低层的涡度平流反号，则产生的垂直运动较强。 微差涡度平流破坏高低层的地转平衡，亦破坏热成风平衡激发出垂直运动和相应的辐散辐合（次级环流），它们的作用使温度场重建热成风平衡：,流场涡度,位势场涡度,热成风平衡的解释（具体讲解：教案），或P114-115,(2)冷暖平流中心产生的垂直运动（斜压效应） 故在暖平流中心区，上式为负，由此强迫出的为负，即上升运动；在冷平流中心区，上式为正，强迫出的为正，即下沉运动。 冷平流中心改变温度场热成风涡度 ，与原来流场热成风涡度 不平衡，即破坏热成风平衡，强迫出垂直运动，调整 ，相随的辐散辐合调整流场 ，使之重建热成风平衡。 （具体解释：教案） （3）非绝热加热冷却中心产生的垂直运动,在加热中心区，强迫出0即下沉运动。,