高等天气学PPT课件

1、预备知识预备知识 它代表风向的局地变化率，当风向变化是 零时，轨迹与流线一致。或稳态气流中，气 流的轨迹与流线是相同的。这是一种特殊情 况，对梯度风方程，曲率R是Rt不是RS。 如果水平风场随时间改变，即不是定常的，则瞬时水平风如果水平风场随时间改变，即不是定常的，则瞬时水平风 场的流线与空气块的水平轨迹是不同的。如下图所示。有场的流线与空气块的水平轨迹是不同的。如下图所示。有 一相速度为一相速度为c c的正弦波向东传播，并迭加在风速为的正弦波向东传播，并迭加在风速为U U（不变）（不变） 的均匀西风带上，实线为的均匀西风带上，实线为t t时刻的水平流线，虚线为波动时刻的水平流线，虚线为波动

2、向东传播的向东传播的t+t+t t 时刻的水平流线。轨迹从时刻的水平流线。轨迹从A A点出发。初点出发。初 始时刻，始时刻，A A点在波谷。当西风带的风速与波动的相速度一点在波谷。当西风带的风速与波动的相速度一 致时，原位于波动中致时，原位于波动中A A点的空气块向东移动，一直位于波点的空气块向东移动，一直位于波 的槽底，如直线轨迹的槽底，如直线轨迹 AC AC 所示。如西风带波动的相速度快所示。如西风带波动的相速度快 （即（即U Uc c），则空气块在），则空气块在 t+t+t t 时刻将超前于西风气流，时刻将超前于西风气流， 位于槽前偏北方向（如轨迹图中的位于槽前偏北方向（如轨迹图中的AB

3、AB所示）。反之，如所示）。反之，如U U c c， 则空气质点在则空气质点在t+t+t t 时刻将位于槽后偏南方（图中时刻将位于槽后偏南方（图中 轨迹轨迹ADAD所示。总的来说，这三条轨迹均与最初经过所示。总的来说，这三条轨迹均与最初经过A A点的点的 流线平行，也与之后经过流线平行，也与之后经过B B，C C，D D点的流线平行。其中最点的流线平行。其中最 长的轨迹长的轨迹ABAB与西风带速度最大值相对应。与西风带速度最大值相对应。 在风速为在风速为U的均匀西风带中，以相速度的均匀西风带中，以相速度c向东传播的流动空气块的流向东传播的流动空气块的流 线及轨迹。实线黑箭头表示初始时刻的流线。

4、曲线箭头表示空气质线及轨迹。实线黑箭头表示初始时刻的流线。曲线箭头表示空气质 点在不同的西风带风速下从点在不同的西风带风速下从A处开始的运动轨线。处开始的运动轨线。AB为为Uc的轨线；的轨线； AC为为Uc的轨线；的轨线；AD为为Uc 的轨线（见华莱士等，的轨线（见华莱士等，2008）。）。 5.15.1高空急流的次级环流及其天气意义高空急流的次级环流及其天气意义 高空急流与锋面及锋面的次级环流有密高空急流与锋面及锋面的次级环流有密 切的关系，故人们常把高空急流和锋面（主切的关系，故人们常把高空急流和锋面（主 要是高空锋区）统称为急流要是高空锋区）统称为急流锋系，它们相锋系，它们相 伴随的次级

5、环流称急流伴随的次级环流称急流锋次级环流。高空锋次级环流。高空 急流是对流层中上部重要的风系，过去对它急流是对流层中上部重要的风系，过去对它 的讨论和研究已经很多。本节只重点讨论一的讨论和研究已经很多。本节只重点讨论一 个问题，即与急流风速最大中心（或急流带）个问题，即与急流风速最大中心（或急流带） 相联系的垂直环流及其与天气的关系，另外相联系的垂直环流及其与天气的关系，另外 也简略地讨论与东亚高空急流有关的能量学也简略地讨论与东亚高空急流有关的能量学 问题。问题。 气候平均1月份的急流所在高度（250hPa）上的纬向风速分布。等值线 间隔为15ms-1。粗线为零线，实线表示西风，虚线表现东风

6、【数据来 源于NCEP-NCAR再分析资料，由Todd P.Mitchell提供】。 1998年11月10日12时风和位温的垂直剖面图。这个 剖面从内布拉斯加州北普拉提延伸到密西西比州杰 克逊。 1998年11月10日00时风和 温度的垂直剖面图。 这个剖面从怀俄明州瑞尔顿到路易斯安那州 查尔斯湖 图5.1 200hPa 1月平均风速和风向（19661977年）。风 速的单位：ms-1。AA和BB为图5.2剖面的位置，分别代表 急流入口区和出口区 图图5.2 1979年年11月月 20日日00GMT日本日本 和东亚地区横交急和东亚地区横交急 流轴剖面中的二维流轴剖面中的二维 流场（向量是无旋流

7、场（向量是无旋 分量与垂直运动之分量与垂直运动之 合成）。（合成）。（a）入）入 口区情况；（口区情况；（b） 出口区情况。实线出口区情况。实线 是是 等线，单位：等线，单位： Jkg-1s-110-4 K 急流中心四象限模式的三维环流示意图。只考虑汇合情况。 管状箭头：急流轴。两个曲线箭头：与急流相交的水平面 上的地转风。垂直虚线：正交于急流轴的垂直面上的Vg等 值线。流线代表横向/垂直环流（Carson，1993） Q1 Q1 x （a）1979年年2月月19日日0000GMT通过对流层上部锋区的剖面图。细实线：通过对流层上部锋区的剖面图。细实线：线，线， 粗实线：位涡（粗实线：位涡（10

8、101010-6 -6K mb K mb-1 -1S S-1-1）。 ）。 （b b）等风速线（虚实线）和流函数线（）等风速线（虚实线）和流函数线（100=3.100100=3.10010105 5m m2 2S S-1 -1） ） （c c）同（）同（b b），但是对），但是对1919日日1200GMT1200GMT （c）同（）同（b），但是对），但是对19日日1200GMT 引起高空锋生和对流层顶（虚线）折叠的横向引起高空锋生和对流层顶（虚线）折叠的横向/ 垂直环流示意图（垂直环流示意图（Danielsen，1968） 图5.5是一个高空急流锋系移过一个天气尺度斜 压波时的概略图。这可代

9、表一个短波槽移过长波槽的 天气型式。开始在一极槽和中纬度脊间有一汇合区， 这种气流汇合区一般可导致高空锋和急流的形成和加 强（图5.5a）。大约一天之后（图5.5b），急流和锋 在西南东北倾斜的辐散槽后西北气流中移到了拐点 处。这时温度槽落后于气压槽四分之一波长，因而锋 面位于冷平流区。如果在发展的短波扰动附近，基本 纬向风随纬度出现西风不断增加，则高度场的倾斜意 味着有正压发展，而温度波和高度波的分离对斜压发 展最有利。 图5.5b的流场结构反映了早期发展阶段非对称槽结 构的特征。在48小时后(图5.5c)，急流锋系达到长波槽 底，且具有弯曲的取向。由于温度场和高度场间南北倾 斜和位相差的消

10、失，而变成对称结构，这表明正压和斜 压发展停止。最后(图5.5d)，急流和锋移到长波槽下游 西南气流中的拐点处，而长波槽具有汇合的结构，槽轴 的西南东北向倾斜及温度波超前于高度波分别意味着 正压和斜压阻尼。这时波槽的非对称结构与图5.5b相反。 上面的过程清楚地说明了一个移动性急流锋系与一缓 慢移动的斜压波相互作用的情况。 1954年年2月月27日日15时，最大风层（时，最大风层（a）等风速线，（）等风速线，（b）平均高度，（）平均高度，（c）12小时后小时后 的等风速线，（的等风速线，（d）图是（）图是（a）和（）和（c）图的槽以西最大风等风速线的空间）图的槽以西最大风等风速线的空间时间剖时

11、间剖 面。这张图的绘法是根据每个时间的图，在穿过急流带中心而正交于急流轴的一面。这张图的绘法是根据每个时间的图，在穿过急流带中心而正交于急流轴的一 条线上填上各点的风，然后分析等风速线，稍加平滑。条线上填上各点的风，然后分析等风速线，稍加平滑。 图5.5 72小时期间一个对流层上部急流锋系通过一中纬斜压波传播的 理想概略图。（a）急流锋在中高纬气流间的汇合区中形成；（b） 急流锋位于增辐波西北气流拐点中；（c）急流锋位于强烈发展的 波槽槽底；（d）急流锋位于阻尼波西南气流拐点处。粗实线是等高 线，粗虚线是等风速线，细虚线是等温线。 地转悖论（Geostrophic paradox） 在急流入口

12、区，地转风场是汇合的，它使平均温 度场在急流中心处增密（图5.6）通过热成风关 系，使地转垂直切变增强。 图5.6 急流入口区汇合流场使南北温度梯度增加 同时，地转风把较低的地转动量从外区向内核区输送，这 使内核区的风速减小（尤其是上层平流作用为主的层次）， 从而减小了该气柱中的地转风垂直切变。因此，完全相同 的地转风急流一方面增加内核区（中心区）垂直切变的量 值，另一方面通过负的地转动量平流减少地转风的垂直切 变（图5.7）。 图5.7 地转动量平流使近急流中心处的风速减小（切变减小） 这就构成了一个悖论：一方面地转温度平流通过增 加平均温度梯度应使急流中心区热成风增加，另一方面， 地转动量

13、平流应使中心区热成风减小。所以，地转风实 际上是破坏了热成风平衡，即使热成风平衡的两个分量 产生了相反的符号变化（平均温度梯度增加与风垂直切 变减小）。因为热成风是地转平衡的一种形式，因而可 以说地转风破坏了它自己！这就叫地转悖论。但实际观 测表明，中纬天气尺度急流总是近于地转平衡的，因而 可以推论，必需有另外的一部分气流在面对自身破坏趋 势下维持地转平衡，这部分气流是强迫的、非地转次级 环流。因为地转急流趋于产生热成风不平衡，所以强迫 的次级环流必须把急流带回到一种地转平衡状态。因而， 急流入口区附近的次级非地转环流其作用是：（1）减 少水平温度梯度；同时（2）增加垂直切变（图5.8）， 因

14、为要解决地转悖论，必须产生强迫的次级环流。 图5.8 B（A）位于急流入口区右（左）侧，所激 发的次级环流即减少经向温度梯度，又增加垂直 切变（热成风）。低层东风增加，高层面风也增 加。 5.25.2高空低空急流锋系的垂直耦合及高空低空急流锋系的垂直耦合及 其对天气的影响其对天气的影响 上述垂直环流可以解释低空急流的形成。在急上述垂直环流可以解释低空急流的形成。在急 流出口区，由于上述的上下层质量调整在间接环流流出口区，由于上述的上下层质量调整在间接环流 的回流支，气压梯度力增加，结果变压风增加。这的回流支，气压梯度力增加，结果变压风增加。这 支偏南的变压风基本说明了实际观测到的经向非地支偏南

15、的变压风基本说明了实际观测到的经向非地 转风向量的加强，是低空急流的重要组成部分。另转风向量的加强，是低空急流的重要组成部分。另 一方面又可强迫一方面又可强迫u u有相应的加速。因为有相应的加速。因为u ug g由于气压梯由于气压梯 度力加大而增加，故度力加大而增加，故v vagi agi和 和u u的增加就造成了低空急的增加就造成了低空急 流的形成，它指向东北方向，与高空急流带有明显流的形成，它指向东北方向，与高空急流带有明显 的交角。因为质量调整产生了变压风，故高低空急的交角。因为质量调整产生了变压风，故高低空急 流带是通过两次质量调整耦合在一起，而这种质量流带是通过两次质量调整耦合在一起

16、，而这种质量 调整又与急流中心的传播有关。这个过程强调了低调整又与急流中心的传播有关。这个过程强调了低 空动量的产生是三维质量动量调整过程的结果。空动量的产生是三维质量动量调整过程的结果。 这不同于其它人关于低空急流产生的解释。这不同于其它人关于低空急流产生的解释。 NinomiyaNinomiya认为对流引起的动量垂直输送可在高空急认为对流引起的动量垂直输送可在高空急 流出口区引起低空急流的发展，但是高层急流带中流出口区引起低空急流的发展，但是高层急流带中 动量的向下输送不能说明低空急流为什么会有强的动量的向下输送不能说明低空急流为什么会有强的 与高空急流成正交的动量分量，以使高低空急流风与

17、高空急流成正交的动量分量，以使高低空急流风 向有明显差别，这点已为许多观测事实所证明。上向有明显差别，这点已为许多观测事实所证明。上 述事实也表明高低空急流是相互耦合的，而不是分述事实也表明高低空急流是相互耦合的，而不是分 离的两种现象。应该指出，由质量动量调整在高离的两种现象。应该指出，由质量动量调整在高 空急流出口区发展的低空急流与某些夜间低空急流空急流出口区发展的低空急流与某些夜间低空急流 的成因不同，后者与边界层中的过程密切有关。的成因不同，后者与边界层中的过程密切有关。 高低空急流带的相互作用是有组织的强风暴高低空急流带的相互作用是有组织的强风暴 系统在高空急流的出口区中发展的一个重

18、要因子。系统在高空急流的出口区中发展的一个重要因子。 低空急流的变压风分量正交于高空急流轴，它是低空急流的变压风分量正交于高空急流轴，它是 低空急流所以与高空急流成一明显交角的主要原低空急流所以与高空急流成一明显交角的主要原 因。但随着高度增加，在中上对流层，惯性平流因。但随着高度增加，在中上对流层，惯性平流 项的作用不断增大，这造成风随高度的顺转及水项的作用不断增大，这造成风随高度的顺转及水 汽和感热输送的差别，也即低空急流迅速地在低汽和感热输送的差别，也即低空急流迅速地在低 层向北输送水汽和感热到风暴的初生区，而高空层向北输送水汽和感热到风暴的初生区，而高空 急流带的向下伸展，在对流层中部

19、向东输送干冷急流带的向下伸展，在对流层中部向东输送干冷 空气，这种不同输送的结果是产生对流不稳定空气，这种不同输送的结果是产生对流不稳定 （地面（地面500hPa500hPa）、降低自由对流高度和抬高潜）、降低自由对流高度和抬高潜 在不稳定层上方的平衡高度的一个原因。所有这在不稳定层上方的平衡高度的一个原因。所有这 些都有利于深对流风暴的形成。些都有利于深对流风暴的形成。 这种通过由传播的急流带引起的相互质量动 量调整而造成有利于深对流条件的概念，可为强天 气预报判据提供理论根据。根据最近的研究，过去 在美国与许多强风暴有关的低空急流的形成（15个 例子中有12个）都与高空急流带的传播有关。并

20、且 可以影响降水和强对流天气的发生。Sortails等根据 FRONTS87试验资料分析这种辐合过程及其对对 流活动的影响。他们发现高空急流出口区的间接环 流与低空急流是耦合的，并位于冷锋附近。高空急 流横向非地转环流的低空支即为低空急流，它的上 升支平流暖湿空气，有利于该处深对流的发展与非 绝热加热的增强。此外，与低空急流有关的中尺度 横向非地转环流也有利于冷锋前对流的形成。 前面都是分别讨论高空急流锋系和地面锋前面都是分别讨论高空急流锋系和地面锋 的次级环流。但是有些情况下，高低空强迫可以的次级环流。但是有些情况下，高低空强迫可以 同时作用在同一地区，依它们的垂直取向差异，同时作用在同一地

21、区，依它们的垂直取向差异， 会产生显著不同的次级环流。为了说明这一点，会产生显著不同的次级环流。为了说明这一点， 考虑一个高空急流的出口区与地面冷锋相迭加的考虑一个高空急流的出口区与地面冷锋相迭加的 情况（地面冷锋前缘有低空急流）（图情况（地面冷锋前缘有低空急流）（图5.9,5.9,图图 5.105.10）。当一冷锋和低空急流位于高空急流出口）。当一冷锋和低空急流位于高空急流出口 区前方时，高低空地转变形的相对位置使急流出区前方时，高低空地转变形的相对位置使急流出 口区的热力间接环流位于地面锋直接环流上方，口区的热力间接环流位于地面锋直接环流上方， 但这时急流环流的下沉支正好位于低层锋面上升但

22、这时急流环流的下沉支正好位于低层锋面上升 支之上，这阻止在锋前方有深厚上升运动发展。支之上，这阻止在锋前方有深厚上升运动发展。 另一方面，高空急流锋的对流稳定层结也阻止深另一方面，高空急流锋的对流稳定层结也阻止深 对流的发展。对流的发展。 随着高空急流的东移，最后高空急流处随着高空急流的东移，最后高空急流处 于地面锋和低空急流上方，这种高低空急流于地面锋和低空急流上方，这种高低空急流 相交的分布是一种启动对流和位势不稳定释相交的分布是一种启动对流和位势不稳定释 放的典型形势。这时高空急流次级环流的上放的典型形势。这时高空急流次级环流的上 升支正好与地面锋垂直环流的上升支上下重升支正好与地面锋垂

23、直环流的上升支上下重 合，从而在地面锋前缘形成一深厚的上升运合，从而在地面锋前缘形成一深厚的上升运 动空气层。这是锋前位势不稳定层的一种启动空气层。这是锋前位势不稳定层的一种启 动机制，能产生深而强烈的对流活动。动机制，能产生深而强烈的对流活动。 图图5.9 5.9 高低空急流锋系垂直上不耦合的配置以及其相应次级环流的分布。高低空急流锋系垂直上不耦合的配置以及其相应次级环流的分布。 （a a）高空急流锋系的出口区位于地面锋和低空急流之西。粗实线代表高）高空急流锋系的出口区位于地面锋和低空急流之西。粗实线代表高 空急流等风速线，实箭头为高空急流轴，白箭头为低空急流轴，细虚线空急流等风速线，实箭头

24、为高空急流轴，白箭头为低空急流轴，细虚线 为地面位温线；（为地面位温线；（b b）沿图（）沿图（a a）中）中AAAA线的剖面，粗虚线代表高低空急线的剖面，粗虚线代表高低空急 流的等风速线，双细线为位涡对流层顶，细实线为高低空锋面，阴影区流的等风速线，双细线为位涡对流层顶，细实线为高低空锋面，阴影区 为湿区，粗箭头是强迫的次级环流的流线为湿区，粗箭头是强迫的次级环流的流线 图图5.10 5.10 垂直耦合的高低空急流锋系及其相应的垂直环流。垂直耦合的高低空急流锋系及其相应的垂直环流。 （a a）位于地面锋和低空急流上方的高空急流锋出口区；）位于地面锋和低空急流上方的高空急流锋出口区； （b b

25、）沿图（）沿图（a a）中）中BBBB线的剖面线的剖面 由急流次级环流上升支触发的对流，一旦发展起来，由急流次级环流上升支触发的对流，一旦发展起来， 通过凝结潜热释放产生的非绝热加热作用和垂直动量输通过凝结潜热释放产生的非绝热加热作用和垂直动量输 送等可使急流加强及引起非地转偏差。这种中尺度过程送等可使急流加强及引起非地转偏差。这种中尺度过程 对急流的反馈作用可以用对急流的反馈作用可以用SawyerSawyerEliassenEliassen环流方程来环流方程来 诊断（书中方程（诊断（书中方程（3.323.32）。图）。图5.105.10是中尺度对流加热是中尺度对流加热 和垂直动量输送影响次级

26、环流的一次数值模拟的结果。和垂直动量输送影响次级环流的一次数值模拟的结果。 潜热加热在其最大值轴线处产生上升气流（图潜热加热在其最大值轴线处产生上升气流（图5.11a,b5.11a,b），）， 其两侧是补偿的下沉运动。动量通量分布强迫一个热力其两侧是补偿的下沉运动。动量通量分布强迫一个热力 直接环流，上升运动在暖空气一侧，下沉运动在其后直接环流，上升运动在暖空气一侧，下沉运动在其后 （图（图5.11c,d5.11c,d）。这种类型的质量环流为对流提供一种自）。这种类型的质量环流为对流提供一种自 身传播的机制。上两种强迫因子共同作用产生的次级环身传播的机制。上两种强迫因子共同作用产生的次级环 流

27、是一个直接环流圈，它可以增加高空急流的动能（图流是一个直接环流圈，它可以增加高空急流的动能（图 5.12a,b5.12a,b） 。非地转气流的水平分量通过急流中心从急。非地转气流的水平分量通过急流中心从急 流的反气旋切变一侧指向气旋性切变一侧。流的反气旋切变一侧指向气旋性切变一侧。 图图5.11 5.11 急流锋系附近中急流锋系附近中 尺度对流对次级环流的强尺度对流对次级环流的强 迫作用的模拟结果。（迫作用的模拟结果。（a a） 对流非绝热加热（潜热），对流非绝热加热（潜热）， 1010-4 -4Ks Ks-1 -1；（ ；（b b）加热产生）加热产生 的环流流函数，的环流流函数，msms-1

28、 -1hPa hPa-1 -1； ； （c c）对流垂直动量通量，）对流垂直动量通量， 1010-1 -1m m2 2s s-2-2；（ ；（d d）动量通量）动量通量 产生的环流流函数，产生的环流流函数，msms- - 1 1hPa hPa-1 -1。粗实线代表对流 。粗实线代表对流 层顶，地面锋边界，粗虚层顶，地面锋边界，粗虚 线代表高空急流线代表高空急流40ms40ms-1 -1的 的 等风速线等风速线 图图5.125.12模拟得到的中尺度对流强迫的次级环流。它是由图模拟得到的中尺度对流强迫的次级环流。它是由图5.115.11中非中非 绝热加热和垂直动量通量共同产生的。（绝热加热和垂直动

29、量通量共同产生的。（a a）总强迫函数，非绝热）总强迫函数，非绝热 加上动量通量，加上动量通量，1010- -4 4s s-2 -2；（ ；（b b）由图（）由图（a a）强迫的总环流流）强迫的总环流流 函数（函数（msms-1 -1hPa hPa） 5.3 5.3 实例分析：实例分析：19991999年年6 6月月2222日日-7-7月月2 2日日 长江梅雨暴雨期长江梅雨暴雨期 在这个过程中可以看到高空急流下传及其与在这个过程中可以看到高空急流下传及其与 低空急流的耦合情况。低空急流的耦合情况。 Longitude-time cross-section of daily precipitat

30、ion averaged for the Meiyu zone fo 28-30N latitudinal range, based on the GPCP dataset. The maximum precipitation axes are represented with thick dashed lines which nearly correspond to tracks of three low-level vortices (C1, C2 and C3) Liu, Ding C1 C2 C3 Longitude-time cross-section of 850hPa wind

31、speed along the maximum wind axis shown in figure 4 (d). The areas with wind speed greather than 12 ms-1 are shaded. Unit: ms-1 Liu, Ding Coupling of upper level jet streaks and the low-level jet during periods of eastward propagation of three low-level vortices. (a) Mean 200 hPa (dash lines) and 85

32、0 hPa (solid lines) isotach pattern averged for the period of 00UTC 23 June to 18UTC 24 June, 1999; (b) same as (a), but for the period of 00UTC 26 June- 18UTC 28 June; and (c) same as (a), but for the period of 00UTC 28 June-18UTC 29 June, 1999. Shaded areas denote major precipitation regions based on GPCP dataset. (a) (b) (c) Liu, Ding (a) Liu, Ding Latitude-time cross- sections of upper air wind speed (top panel, Unit: ms-1) and vertical velocity ( ) (bottom panel, Unit: hPa s-1) along the thick dashed line indicated