天气学第四章丁

第四章大气环流§4.1大气平均流场特征与季节转换§4.2控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型§4.5西风带大型扰动本章重点：控制大气环流的基本因子与大气环流的基本模型基本概念环流：空气沿一个封闭的轨迹运动，或沿着某一封闭轨迹循环运动的倾向。经向环流：气流沿经圈方向运动（南北向）纬向环流：气流沿纬圈方向运动（东西向）大气环流：指全球范围的大尺度大气运行的基本状况，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1-2日以上。是各种不同尺度的天气系统发生发展和移动的背景条件。§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见图4.1低纬：东风带中高纬：西风带（北半球冬季最大风速40m/s,30ºN,200hPa夏季最大风速16m/s,40ºN,200hPa）极区：北半球夏季近地面：弱东风对流层：西风平流层：东风南半球的情况与北半球类似，但也有差别。

冬季夏季二、平均经向风分量的经向分布冬季：对流层低层30ºN以南：偏北风40ºN以北：南风）(图4.2)对流层高层：低纬30ºN以南：南风高纬40ºN以北：北风对流层中层：经向分量很弱夏季：13-40ºN之间：低层北风高层南风(图4.3)低纬（近赤道）：低层南风高层北风平均纬向风与平均经向风的比较：平均纬向风分量远远大于经向风经向风存在的重要性：v分量虽然很小，但依然存在，说明大气中存在空气的南北交换和热量输送重要地区的认识三、平均水平环流中纬低纬1对流层中部（500hPa，图4.4）冬季三槽：亚洲东岸北美东部欧洲东部三脊：阿拉斯加西欧沿岸青藏高原北部槽：北美东亚地中海孟加拉湾东太平洋副热带高压：海上夏季:(图4.5)极区：极涡中纬：绕极西风四槽：勘察加半岛北美东部欧洲西海岸贝加尔湖到青藏高原减弱脊：减弱不清楚低纬：副热带高压大大加强：北太平洋北大西洋非洲大陆西部出现闭合2对流层底部（海平面气压场）冬季一月份海平面气压场(图4.6)阿留申低压冰岛低压亚洲冷高压北美冷高压格陵兰高压太平洋副热带高压（夏威夷高压）大西洋副热带高压（亚速尔高压）一月份海平面气压场七月份海平面气压场(图4.7)冰岛低压亚洲大陆低压北美大陆低压格陵兰高压太平洋副热带高压（夏威夷高压）大西洋副热带高压（亚速尔高压）七月份海平面气压场半永久性大气活动中心阿留申低压冰岛低压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thezonallyaveragedradiativebalanceonEarth图4.11分析：

1200hPa以下（12km），无论冬夏，平均温度梯度由赤道指向两极2冬季南北温差大于夏季3夏季平流层温度梯度由极地指向赤道，冷中心位于赤道4无论冬夏，低纬地区对流层顶高于中高纬，两者间有明显断裂如上的温度分布可导致（假设地球不旋转）：高层：极地位势高度低，而赤道位势高度高，由此产生由赤道指向极地的位势梯度，高层空气向极运动低层：极地冷空气下沉，质量堆积，低层产生由极地指向赤道的气压梯度，低层空气向赤道运动如此构成单圈环流：赤道上升，极地下沉，高层南风，低层北风直接热力环流：由大气加热不均匀产生的，加热区上升，冷却区下沉的环流二、地球自转单圈环流不考虑地球自转，但地球自转的情况下，空气受到柯氏力的作用，在北半球向右偏在南半球向左偏，形成经圈方向的三圈环流1Hadley环流的形成赤道上空向北流动的气流，在柯氏力的作用下向右偏转，在30ºN左右转为西风，并在此处辐合下沉，质量堆积，地面气压升高，下沉气流辐散，其中向南的一支在柯氏力影响下右偏，转为东北风，此风系稳定，称为东北信风，在南半球为东南信风，两支信风在赤道汇合上升，从而构成直接环流圈，称为Hadley环流Hadleycell东北信风（NEtradewind）：北半球Hadley环流圈中低层向南的气流，在柯氏力作用下向右偏而形成的一支稳定的风系。东南信风（SEtradewind）：南半球Hadley环流圈中低层向北的气流，在柯氏力作用下向左偏而形成的一支稳定的风系。赤道辐合带（热带辐合带）：赤道附近东北信风和东南信风汇合的地带，简称ITCZ(intertropicalconvergencezone)2极地环流圈的形成极地能量亏损，温度低，密度大，从而使气压随高度递减增大，高空有较低纬度指向极地的气压梯度，而低层有极地指向较低纬度的气压梯度。则低层空气有指向较低纬度运动，在柯氏力作用下右偏成为东北风，高层南风在柯氏力作用下右偏成为西南风，构成极地环流圈3

Ferrel环流的形成Hadley环流中在30ºN下沉辐散的气流中，向北流动的气流，与极地环流圈中上升支汇合，在高空辐散，其中有一支向南运动。这样在Hadley环流圈和极地环流圈之间存在一个与直接环流圈相反的环流，为间接环流圈，也称Ferrel环流圈。极锋：极地环流圈中低层向南的东北风与Hadley环流圈中下沉辐散而向北运动的西南风相遇，干冷与暖湿气流相遇而形成的锋区。副热带锋区：Hadley环流圈中高层向北运动的暖湿气流与极地环流圈中上升辐散向南的一支气流相遇而形成锋区。在对流层上部明显，有副热带急流与之对应。4地面和高空流场分布：低纬地面极地中纬西风带低纬高空高纬中纬西风带东风带西风带气压场分布

季风：随季节而改变风向的风，主要由海陆热力差异造成。高空急流：在300hPa以上，>=30m/s的风速带。总结：三圈环流东北信风东南信风赤道辐合带极锋锋区副热带锋区三、角动量交换角动量：在自转的地球上相对于地球表面运动的单位质量的空气，由于摩擦和山脉的作用空气与转动地球之间产生的转动力矩即角动量绝对角动量：M=(a+z)cosφ(u+Ω(a+z)cosφ)相对角动量:u(a+z)cosφ地转角动量：Ω(a+z)2cos2

φ由于地面摩擦和山脉作用，极地和热带东风带得到西风角动量，中高纬西风带损耗西风角动量补充来源：大气内部通过非定常扰动以及Hadley环流和Ferrel环流输送角动量给大气，使得东风带和西风带得以长期存在四、地球表面的不均匀性海陆分布对大气环流的影响海陆热力差异造成冬季大陆东岸有大槽西岸有脊形成地形的影响大地形的动力作用，使气流发生明显的分支、绕流和汇合

上山和下山对槽脊的影响（绝对涡度守恒原理）H为气柱为至对流层顶的高度

将上述关系代入（3.16）得到即位势涡度守恒气柱上山，H减小，辐散，f不变，则气旋性涡度减小，反气旋性涡度增大，气柱下山，气旋性涡度增大五、能量收支两极是能汇，赤道和低纬是能源§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。

2.西风带环流变化的主要特征：①主要特征：纬向环流<======>经向环流②原因：

一.

环流指数与指数循环

1.

环流指数（西风指数）Rossby把３５°～５５°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（一般指500hPa）作为西风指数Ｉ西风指数Ｉ：

高指数→纬向环流低指数→经向环流２.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。二.西风带长波1.长波的概述①超长波：波长在一万公里以上，绕地球一圈可有１～３个波，生命史１０天以上,属于中长期天气过程。②长波：也称罗斯贝波，行星波。波长３０００～１００００公里，全纬圈约为３～７个波，振幅１０～２０纬距，平均移速１０个经距／日以下，有时很慢，呈准静止，甚至向西倒退。③短波：波长和振幅均较小，移动快，平均移速为１０～２０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。（见图4.30p175）2.长波辨认方法①制作时间平均图（图4.31a）②制作空间平均图(图4.31b、c)③绘制平均高度廓线图(纬度40-60,图4.31d)④分析长波的结构和特性长波所处的位置：700hPa-平流层下部波长：50-120经距移速：缓慢可静止和倒退热力结构：暖性脊，冷性槽辨认长波的简单的方法：看200-300hPa等压面图3.长波波速公式

①.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。由绝对涡度守恒

展开上式，得：（4.14）

利用小扰动法，令

（4.15）

其中：纬向基本气流速度，为常数为经向扰动速度，是扰动量经向平均速度为零，纬向扰动数度为零。（4.16）

(4.18)

(4.17)

流线方程：长波波速波动解：二阶线性偏微分方程：在t=0时,通过坐标原点(X=0,Y=0)的流线为：流线方程：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。利用t=0时的流线方程和V’方程可绘出以下曲线②.波速公式的讨论a.b.c.波静止？临界纬向风速？波后退？③.波速公式的物理意义：

相对涡度平流的作用地转涡度平流的作用：

在不同纬度、不同波长情况下临界纬向风速值表4.1临界纬向风速平均纬向风速越大，纬度越高，长波波速越快；平均纬向风速越小，纬度越低，长波波速越慢。d.当

时，C=0,波静止；Ls为临界波长.

L>Ls,波后退；L<Ls,波前进。不同西风强度和纬度的情况下可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.其他因子由于假定水平无辐散，因此只适应于600hPa，一般用于500hPa上下层的风速不一样，各层波的移速也不一样。各纬度风速不一样，也可导致移速不同f.地形影响

阻挡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①含义：长波调整：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。②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(同位相叠加)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。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。波群速：各种不同波长的正弦波（综合波）振幅最大值的移动速度。上下游效应与波群速有关三、阻塞高压与切断低压阻塞高压：在西风带长波槽脊的发展演变过程中，脊不断北伸，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。切断低压：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。（一）阻塞高压概述1基本概念阻塞高压与切断低压经常同时出现。阻塞形势：阻塞高压出现后的大范围环流形势，一般发生在北纬50度以北。阻塞形势的基本特征：有阻塞高压存在并且形势稳定。是经向环流。阻塞高压与天气：阻塞高压的建立、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.2阻塞高压具备的条件①中高纬度（一般在５０°N以北）高空有闭合暖高压中心存在。②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７～８经度／天。③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４０～５０个经度。

3.阻塞高压结构：①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。②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。③暖高压对应着冷的对流层顶，２００ｈＰａ图上高压中心附近为冷中心。4.出现的地区、时间(亚洲)阻塞高压经常出现在乌拉尔山及鄂霍次克海地区；在亚洲维持平均则为８天，最短为３～５天；亚洲以５、６、７三个月出现最多；以在５５°～５９°N纬度带内出现的最多，而在４０°～５０°N纬度带内出现的最少。（二）阻塞高压的建立第一型：阻高建立前环流由纬向型转为经向型b第二阶段C第三阶段第二型阻高形成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．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，使高压脊断开，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。阻高形成的共同点：3从图４．３８看来，在平流层下部２００ｈＰａ的脊线上和脊线以西，为冷平流。而在５００ｈＰａ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有利于高压脊的发展。㈢．阻高重建及连续和不连续后退1阻塞高压重建阻高在某地建立相当长时间又趋于消失