高等天气学讲座--热带大气的动力学特征与辐散环流课件.pptx

1、第七讲第七讲 热带大气的动力学特征与热带大气的动力学特征与辐散环流辐散环流高等天气学讲座高等天气学讲座（2016 年春季）年春季）单元三：热带大气环流和天气系统单元三：热带大气环流和天气系统主要内容主要内容7.1 7.1 热带大气热带大气平均环流平均环流和和热力条件热力条件的基本特征的基本特征7.2 7.2 热带大气的热带大气的动力学特征动力学特征7.3 7.3 辐散环流和辐散环流和热带地区的热带地区的凝结加热凝结加热7.4 7.4 主要主要热带天气系统热带天气系统7.1热带大气平均环流和热力条件的基本特征热带大气平均环流和热力条件的基本特征 热带一般是指南北半球副热带高压脊线之间的区域，而副

2、热带高压脊线也是热带一般是指南北半球副热带高压脊线之间的区域，而副热带高压脊线也是地面东风带和西风带之间的分界线。这个分界线平均位于地面东风带和西风带之间的分界线。这个分界线平均位于3030纬度左右。热带几纬度左右。热带几乎占全球面积的一半。乎占全球面积的一半。一、热带是整个大气的水汽、热量和角动量源。一、热带是整个大气的水汽、热量和角动量源。第一章已一般的说明了正是在第一章已一般的说明了正是在热带大气从地面得到角动量，并在热带大气所获得的热量超过了向外辐射所损耗热带大气从地面得到角动量，并在热带大气所获得的热量超过了向外辐射所损耗的热能，这种盈得的动量和热量向极地方向输送以补偿中高纬的大气角

3、动量和热的热能，这种盈得的动量和热量向极地方向输送以补偿中高纬的大气角动量和热量的损失；量的损失；二、由于热带大气和扰动与中高纬的大气和扰动有明显的相互作用二、由于热带大气和扰动与中高纬的大气和扰动有明显的相互作用，这使得人，这使得人们不能把这两个地区的环流看作是完全孤立的，其中任一地区的预报都必须考虑们不能把这两个地区的环流看作是完全孤立的，其中任一地区的预报都必须考虑来自另一地区的影响；来自另一地区的影响；三、热带地区是地球上主要的海洋区，海气相互作用以及遥相关显著三、热带地区是地球上主要的海洋区，海气相互作用以及遥相关显著，这是影，这是影响全球天气与气候形成和异常的一个主要原因。响全球天

4、气与气候形成和异常的一个主要原因。基本特征基本特征图图7.1a7.1a平均纬向风的纬向剖面。左：平均纬向风的纬向剖面。左：6 68 8月平均；右：月平均；右：12122 2月平均月平均根据根据1971197120002000年年NCEPNCEP再分析资料制作再分析资料制作 单位：单位：msms-1-1 （王慧提供，（王慧提供，20042004）在北半球夏季，最强的西风带与急流从在北半球夏季，最强的西风带与急流从3030N N北移到北移到4545N N，而在，而在0-200-20N N是是东风带东风带。东风随高度增加东风随高度增加。在北半球冬季，东风带强度在地表与。在北半球冬季，东风带强度在地表

5、与850hPa850hPa层中增加。之上随高度层中增加。之上随高度减弱。在秋季，热带东风在减弱。在秋季，热带东风在300hPa300hPa附近最强，而在春季，在附近最强，而在春季，在700hPa700hPa附近最强。附近最强。1 1、纬向风分布、纬向风分布季风区（赤道西风）季风区（赤道西风）热带东风带热带东风带热带东风带热带东风带2 2、热力层结条件、热力层结条件热带大气典型探空曲线（图热带大气典型探空曲线（图7.27.2左图）左图）。ee是相当位温，是相当位温，ee*：饱和相当位温。（与每层温：饱和相当位温。（与每层温度相同，但假定达到饱和大气时的相当位温）。这种探空分布与中纬飑线中的探空曲

6、线类似。度相同，但假定达到饱和大气时的相当位温）。这种探空分布与中纬飑线中的探空曲线类似。条件不稳定环境下的探空曲线（图条件不稳定环境下的探空曲线（图7.27.2右图）右图），它发生在北美中西部强风暴形势下。，它发生在北美中西部强风暴形势下。，ee和和ee*同左图。点线代表从地面上升的无夹卷气块的同左图。点线代表从地面上升的无夹卷气块的ee曲线，箭头为曲线，箭头为LFCLFC。图7.2（Holton,2004）关键问题：对流不稳定，关键问题：对流不稳定，必须抬升必须抬升（1 1）任何高度上都有）任何高度上都有 ，所以热带地区对于干空气和未饱和湿空气块而，所以热带地区对于干空气和未饱和湿空气块而

7、言，大气层结是静力稳定的。言，大气层结是静力稳定的。0z（2 2）从地面到）从地面到500hPa500hPa左右，左右，大气层结是条件不稳定的，即对于饱和，大气层结是条件不稳定的，即对于饱和空气块而言层结是不稳定的。平均而言，大气并不饱和（空气块而言层结是不稳定的。平均而言，大气并不饱和（），所以在），所以在这里不会自动出现湿对流使层结变成稳定。这里不会自动出现湿对流使层结变成稳定。0*ze*ee（3 3）从地表到）从地表到700hPa700hPa左右，左右，这表示，这表示700hPa700hPa以下的气层是位势不稳定以下的气层是位势不稳定的，若大规模的上升运动使整层空气抬升并使其达到饱和，这

8、时气层就会转的，若大规模的上升运动使整层空气抬升并使其达到饱和，这时气层就会转变为不稳定气层。变为不稳定气层。0ze 综上所述，综上所述，热带地区经常处于条件不稳定状态热带地区经常处于条件不稳定状态。因为这时只有气块是饱和的。因为这时只有气块是饱和的才会受到净浮力的作用，发生湿对流，所以才会受到净浮力的作用，发生湿对流，所以低层的强迫抬升或低层辐合低层的强迫抬升或低层辐合，迫使，迫使空气绝热上升达到饱和状态是热带地区发生湿对流形成积云的一个重要因素。空气绝热上升达到饱和状态是热带地区发生湿对流形成积云的一个重要因素。3、平均经圈环流（MMC,mean Meridional Circulatio

9、n)平均经圈环流(MMC)指子午面上由v、k沿纬圈的平均值v、k决定的环流。构成的主要系统是Hadley环流圈、Ferrel环流圈和极地环流圈图图7.3 1968-19897.3 1968-1989年年1,4,7,101,4,7,10月平均经圈环流质量流函数。单位月平均经圈环流质量流函数。单位10101010kgkgs-1s-1.等值线间隔为等值线间隔为222210101010kgskgs-1-1（Waliser et al.,1999)+-4、纬向（或东西）环流HadleyHadley和东西环流都是辐散环流和东西环流都是辐散环流 图图7.4a 7.4a 夏季平均的速度势（实线，单位：夏季平均

10、的速度势（实线，单位：10106 6m m2 2/s/s）和辐散风（箭头，单位：）和辐散风（箭头，单位：m/sm/s）分布）分布CD(a)200hPa(b)850hPaCD图图7.4b 7.4b 冬季平均的速度势（实线，单位：冬季平均的速度势（实线，单位：10106 6m m2 2/s/s）和辐散风（箭头，单位：）和辐散风（箭头，单位：m/sm/s）分布）分布（刘芸芸，丁一汇，（刘芸芸，丁一汇，20122012）(a)200hPa(b)850hPaITCZITCZ是近赤道地区围绕全球的风辐合带是近赤道地区围绕全球的风辐合带（图（图7.57.5），它位于，它位于HadleyHadley环流上升支

11、（向环流上升支（向赤道边缘），其特点是低空风辐合，海平面气压槽，强对流和云区。其位置随太阳赤道边缘），其特点是低空风辐合，海平面气压槽，强对流和云区。其位置随太阳有季节变化。北半球冬季位于赤道以南，北半球夏季移到赤道以北。有季节变化。北半球冬季位于赤道以南，北半球夏季移到赤道以北。5.5.赤道辐合带（赤道辐合带（ITCZITCZ）图图7.5 7.5 热带射出长波辐射（热带射出长波辐射（OLROLR）气）气候学（候学（a a）冬（冬（1212月月-2-2月），（月），（b b）春（春（3-53-5月）。（月）。（c c）夏（）夏（6-86-8月），月），秋（秋（9-119-11月），单位：月），

12、单位：wmwm-2-2（Liebman and Smith，1996）7.2 热带大气的动力学特征热带大气的动力学特征（1 1）天气尺度热力学变量的相对变化比中纬度的准地转运动约小一个量级）天气尺度热力学变量的相对变化比中纬度的准地转运动约小一个量级.表表7.17.1中纬度天气尺度运动和热带天气尺度以及行星尺度运动的典型尺度和相对的热力学变化中纬度天气尺度运动和热带天气尺度以及行星尺度运动的典型尺度和相对的热力学变化长度尺度长度尺度中纬度地区中纬度地区热带地区热带地区10106 6m m10106 6m m10107 7m mF r o u dF r o u d 数（数（F rF r）U U2

13、 2/gHgH1010-3-31010-3-31010-3-3RossbyRossby数（数（RoRo）(U/(U/fLfL)1010-1-11 11010-1-1pp/p/p的理论值的理论值1010-2-21010-3-31010-2-2pp/p/p的观测值的观测值210310103031010001210100010表中表中pp是地面气压变化。又假定是地面气压变化。又假定U U10ms10ms-1-1，H H10104 4m m（典型特征高度典型特征高度）。低纬大气有以下五个方面的动力学特征：低纬大气有以下五个方面的动力学特征：（FrFr数的意义见附录）数的意义见附录）RoRoU/fLU/

14、fL1010-1-1FrFrU U2 2/gH10/gH10-3-3 上式中上式中U U是特征水平速度，是特征水平速度，H H是典型高度尺度。是典型高度尺度。FroudFroud数代表惯性力与重力之比数代表惯性力与重力之比，RossbyRossby数代表数代表惯性力与惯性力与科氏力科氏力之比之比。相应的热力学量（。相应的热力学量（）的扰动尺度为：）的扰动尺度为：2110RoFr/Ro3110RoFr/Ro但是对于低纬天气尺度系统但是对于低纬天气尺度系统（U U10m/s10m/s，f f1010-5-5s s-1-1），其中），其中RoRo和和FrFr数分别为数分别为：RoRo1 1，FrFr

15、1010-3-3则热力学量的相对变化为：则热力学量的相对变化为：（7.67.6）(7.7)因而比中纬度天气尺度系统小一个量级。因而比中纬度天气尺度系统小一个量级。低纬扰动比较小的原因是由于热带运动对低纬扰动比较小的原因是由于热带运动对于气压梯度场的不平衡会作出迅速的调整，这种调整受地于气压梯度场的不平衡会作出迅速的调整，这种调整受地球球旋转作用的约束（旋转作用的约束（f f较小）较小）较小。较小。对中高纬天气尺度系统对中高纬天气尺度系统（其水平尺度其水平尺度L=10L=106 6m m，f10f10-4-4s s-1-1），其罗斯贝数（），其罗斯贝数（RoRo）和）和佛洛得数（佛洛得数（FrF

16、r）分别为：）分别为：对于热带行星尺度运动（对于热带行星尺度运动（L L10107 7m m，f f1010-5-5s s-1-1），），RoRo 和和 FrFr 数分别为：数分别为：RoRo1010-1-1，FrFr1010-3-3，则热力场的扰动尺度有：，则热力场的扰动尺度有：2110RoFr/Ro 因而低纬行星尺度的运动与中高纬天气尺度运动十分相似。因而低纬行星尺度的运动与中高纬天气尺度运动十分相似。这说明，在热带，这说明，在热带，甚至靠近赤道地区行星尺度运动似乎是准地转的甚至靠近赤道地区行星尺度运动似乎是准地转的。上述结果也表明热带行星尺度系。上述结果也表明热带行星尺度系统（如季风环流

17、，南方涛动等）比天气尺度系统（如热带云团或热带扰动）的变化统（如季风环流，南方涛动等）比天气尺度系统（如热带云团或热带扰动）的变化大一个量级左右。这是一个很重要的事实。下面将进一步作分析。大一个量级左右。这是一个很重要的事实。下面将进一步作分析。（2 2）天气尺度运动是水平无辐散的，行星尺度系统是有辐散的。）天气尺度运动是水平无辐散的，行星尺度系统是有辐散的。涡度方程可近似写作：涡度方程可近似写作：0+VffVt)()(Vf)(Vf16103.0/sHWVVf在中纬度对天气尺度系统由于在中纬度对天气尺度系统由于f0C0，离赤道的衰减解才存在，所以开尔文波只能东传。，离赤道的衰减解才存在，所以开

18、尔文波只能东传。yuy-KelvinKelvin波是一种特别类型的重力波：它受到地球旋转的影响，并且在赤道被截获波是一种特别类型的重力波：它受到地球旋转的影响，并且在赤道被截获（或侧向垂直边界或山脉）。（或侧向垂直边界或山脉）。其存在条件其存在条件：（1 1）重力和稳定层结维持重力振荡。）重力和稳定层结维持重力振荡。（2 2）明显的科氏力加速。）明显的科氏力加速。（3 3）赤道的存在，作用在赤道区西风的科氏力趋于使西风折向赤道（图）赤道的存在，作用在赤道区西风的科氏力趋于使西风折向赤道（图7.67.6），），这导致流体在赤道区堆积，在赤道形成气压最大值。以后指向极地的气压梯这导致流体在赤道区堆

19、积，在赤道形成气压最大值。以后指向极地的气压梯度与指向赤道的科氏力平衡（即导致西风气流是地转的）因而赤道像一侧墙支持度与指向赤道的科氏力平衡（即导致西风气流是地转的）因而赤道像一侧墙支持KelvinKelvin波，高压与西风同相，低压与东风同相，它只向东传播，这是由于赤道截波，高压与西风同相，低压与东风同相，它只向东传播，这是由于赤道截获的条件要求（见获的条件要求（见 式）。式）。u 混合混合RossbyRossby重力波的流场相对于赤道是一个对称涡旋，而气压场不与赤道重力波的流场相对于赤道是一个对称涡旋，而气压场不与赤道呈对称分布，高低压中心分别位于赤道的两侧呈对称分布，高低压中心分别位于赤

20、道的两侧。风压场的关系在相对高纬的地。风压场的关系在相对高纬的地区近似于地转关系，而在近赤道地区非地转分量很大，在赤道上纬向速区近似于地转关系，而在近赤道地区非地转分量很大，在赤道上纬向速度度 ，但是经向速度，但是经向速度v v达到最大，并且几乎与等压线相垂直。经向速度达到最大，并且几乎与等压线相垂直。经向速度v v的的大小沿大小沿y y方向相对于赤道而言呈方向相对于赤道而言呈GaussGauss分布，离开赤道地区波动迅速减弱。分布，离开赤道地区波动迅速减弱。图图7.7 7.7 赤道大气混合赤道大气混合RossbyRossby重力波的气压重力波的气压场和风场水平分布场和风场水平分布（取自取自M

21、atsumo,1966）赤道赤道RossbyRossby波波根据根据R-GR-G速度的求解可得重力波解速度的求解可得重力波解：正根正根：向东传播的惯性重力波向东传播的惯性重力波；负根负根：向西传播的波向西传播的波。对于长的纬向尺。对于长的纬向尺度度 ，像惯性重力波；对于天气尺度扰动尺度，像，像惯性重力波；对于天气尺度扰动尺度，像RossbyRossby波（由波（由 效应效应引起）。引起）。0kvdtd=相对于基本气流相对于基本气流RossbyRossby波是向西传播的波是向西传播的 22+-=lkuCpx（相对于地面）（相对于地面）-表表7.27.2赤道大气赤道大气KelvinKelvin波与

22、混合波与混合RossbyRossby水平结构上的差别水平结构上的差别相速度相速度 c对称性对称性纬向速度纬向速度 u经向速度经向速度 v地转平衡关地转平衡关系系非地转特性非地转特性KelvinKelvin波波与地球的旋与地球的旋转效应转效应f f无无关。本质上关。本质上是旋转地球是旋转地球上的纯重力上的纯重力内波内波风场和气压风场和气压场关于赤道场关于赤道呈对称性分呈对称性分布布在赤道上达在赤道上达到最大，远到最大，远离赤道减小离赤道减小处处为零处处为零纬向速度纬向速度u u与位势扰动与位势扰动满足地转平满足地转平衡关系衡关系在赤道上纬在赤道上纬向风场向风场u u与与等位势线相等位势线相互垂直

23、，具互垂直，具有纯重力内有纯重力内波的特性波的特性混合混合RossbyRossby-重重力波力波与地球的旋与地球的旋转效应转效应f f有有关，本质上关，本质上是是RossbyRossby波波与重力惯性与重力惯性内波的混合内波的混合波波风场合气压风场合气压场关于赤道场关于赤道呈反对称分呈反对称分布布在赤道上为在赤道上为零，远离赤零，远离赤道地区具有道地区具有纬向速度纬向速度在赤道上达在赤道上达到最大，远到最大，远离赤道减小离赤道减小在相对高纬在相对高纬度的地区整度的地区整个风场近似个风场近似于地转平衡，于地转平衡，具有具有RossbyRossby波的特征波的特征在赤道上经在赤道上经向风场向风场v

24、 v与与等位势线相等位势线相互垂直，具互垂直，具有重力内波有重力内波的特性的特性（4 4）热平衡有明显的地理差异）热平衡有明显的地理差异 在热带从气候特征上大致可分为在热带从气候特征上大致可分为三种不同的地区三种不同的地区：一是沙漠或干旱地区一是沙漠或干旱地区，如沙特如沙特阿拉伯地区阿拉伯地区；二是季风区二是季风区，如南亚及孟加拉湾地区如南亚及孟加拉湾地区；三是热带海洋三是热带海洋，它的气候特征，它的气候特征处于一和二之间，如阿拉伯海地区。处于一和二之间，如阿拉伯海地区。这里只讨论头两种情况。根据近年来卫星的辐射观测和热平衡分量的计算（这里只讨论头两种情况。根据近年来卫星的辐射观测和热平衡分量

25、的计算（Q QQ QR R+Q+QC C+Q+QS S，Q QR R是辐射净加热或冷却，是辐射净加热或冷却，Q QC C是凝结加热，是凝结加热，Q QS S是感热加热），在沙漠或干是感热加热），在沙漠或干旱地区，旱地区，Q QC C可以忽略，可以忽略，Q QS S分量数值较小且仅局限于大气低层，分量数值较小且仅局限于大气低层，Q QR R是辐射汇，即产生是辐射汇，即产生辐射冷却，并且是一个主要项（见图辐射冷却，并且是一个主要项（见图4.9a4.9a），因而从非绝热角度看，沙漠上空的大），因而从非绝热角度看，沙漠上空的大气柱会不断地冷却。而在季风区情况相反，由于明显的降水而产生很大的凝结加热气柱

26、会不断地冷却。而在季风区情况相反，由于明显的降水而产生很大的凝结加热，其值远大于辐射冷却（约，其值远大于辐射冷却（约0 0-1d-1d-1-1），因而非绝热加热为正，这使季风区上空），因而非绝热加热为正，这使季风区上空的大气柱不断地被加热（图的大气柱不断地被加热（图7.8c7.8c）。因而必须有某种动力响应来调整这种不平衡。）。因而必须有某种动力响应来调整这种不平衡。根据热力方程：根据热力方程：ppcQczTwTVtT忽略平流作用，并有忽略平流作用，并有 对于气候平均状况可取对于气候平均状况可取 则有：上式中上式中，是干绝热递减率是干绝热递减率 ，是大气的实际递减率。对于沙漠区或，是大气的实际

27、递减率。对于沙漠区或干旱区辐射冷却占优势，即干旱区辐射冷却占优势，即Q Q 00，则对于稳定大气，则对于稳定大气 则导致下沉运动则导致下沉运动w0w00，则有，则有w0w0，即在深，即在深厚的对流层中产生上升运动。上面的分析表明，非绝热加热是被绝热加热补偿，由此厚的对流层中产生上升运动。上面的分析表明，非绝热加热是被绝热加热补偿，由此产生了下沉或上升运动。进而又导致低层辐散、高层辐合（对沙漠区）或低层辐合高产生了下沉或上升运动。进而又导致低层辐散、高层辐合（对沙漠区）或低层辐合高层辐散（对季风区）在高层，从季风区流出的气流在沙漠区上空辐合，以后下沉，低层辐散（对季风区）在高层，从季风区流出的气

28、流在沙漠区上空辐合，以后下沉，低空辐散，再辐合入季风区并产生上升气流从而形成热带的辐散环流。后面再详细讨论空辐散，再辐合入季风区并产生上升气流从而形成热带的辐散环流。后面再详细讨论这个问题。阿拉伯海（图这个问题。阿拉伯海（图7.87.8中图）的情况正好处于上两种条件之间。中图）的情况正好处于上两种条件之间。gwpdcg/0/tT 0)(dppcQcgwzTwpdcQw)(zT/图图7.8 7.8 沙特阿拉伯（左图）阿拉伯海（中图）和孟加拉湾（右图）上空大气非绝热沙特阿拉伯（左图）阿拉伯海（中图）和孟加拉湾（右图）上空大气非绝热加热分量的垂直分布。加热分量的垂直分布。QRQR：净辐射；：净辐射；

29、Q QC C：凝结加热；：凝结加热；Q QW W：感热加热；：感热加热；FMFM（EWEW）是）是东西方向的热通量，东西方向的热通量，FMFM（NSNS）是南北方向的热通量。单位：）是南北方向的热通量。单位：K dK d-1-1（Weberster，2001）（5 5）积云对流及其垂直输送的重要作用）积云对流及其垂直输送的重要作用 积云对流是热带大气经常观测到的现象，大部分热带降水都来自对流云。在许积云对流是热带大气经常观测到的现象，大部分热带降水都来自对流云。在许多热带天气系统的结构和发展中积云对流都起着极其重要的作用，尤其是深厚的对流多热带天气系统的结构和发展中积云对流都起着极其重要的作用

30、，尤其是深厚的对流系统。在研究热带扰动的收支和数值预报时，对流是非常重要的，积云加热以及积云系统。在研究热带扰动的收支和数值预报时，对流是非常重要的，积云加热以及积云对热量、水汽、动量和涡度的垂直输送是必须考虑物理机制的的。根据对热量、水汽、动量和涡度的垂直输送是必须考虑物理机制的的。根据Yanai Yanai 等人等人（19731973）的研究，可以用以下公式计算对流对热量和水汽的垂直输送。视热源）的研究，可以用以下公式计算对流对热量和水汽的垂直输送。视热源 和和水汽汇水汽汇 分别表示为：分别表示为：1Q2Q根据热量和水汽连续方程，根据热量和水汽连续方程，与热量和水汽的对流垂直输送有密切关系

31、：与热量和水汽的对流垂直输送有密切关系：1Q2Q L:L:潜热；潜热；c c：凝结率；：凝结率；e:e:蒸发率；忽略辐射和水平涡动输送量，蒸发率；忽略辐射和水平涡动输送量，代表由次网格代表由次网格尺度对流造成的热量和水汽垂直输送。尺度对流造成的热量和水汽垂直输送。7.3 辐散环流辐散环流在上面（在上面（4 4）中已经指出，由于热带大气热力不平衡会导致辐散环流。行星尺度）中已经指出，由于热带大气热力不平衡会导致辐散环流。行星尺度的的辐散环流主要有两种形式辐散环流主要有两种形式：一种是哈德莱型，出现在经向剖面中；另一种是一种是哈德莱型，出现在经向剖面中；另一种是瓦克型或东瓦克型或东-西型，出现在纬

32、向剖面中。西型，出现在纬向剖面中。一般用速度一般用速度 来表征辐散环流的分布和来表征辐散环流的分布和强度。由解泊桑方程可求得强度。由解泊桑方程可求得 ：上式中上式中D D时散度，有：时散度，有：应该指出风场的大部分变化（约应该指出风场的大部分变化（约80%80%）是由风场的有旋部分造成的，但所有在垂）是由风场的有旋部分造成的，但所有在垂直平面上环流（哈德莱和瓦克环流）都是有散度的环流。它们不能用风场的有直平面上环流（哈德莱和瓦克环流）都是有散度的环流。它们不能用风场的有旋部分清楚地揭示出来，但可以用风场的辐散部分揭示出来。旋部分清楚地揭示出来，但可以用风场的辐散部分揭示出来。D=2=V图图7.

33、9 200hPa7.9 200hPa北半球夏季（北半球夏季（6 68 8月）多年平均（月）多年平均（1968196819801980）的辐散环流分布。箭头代表辐散风分量，）的辐散环流分布。箭头代表辐散风分量，箭头长度代表辐散风速。实线代表速度势等值线，单位：箭头长度代表辐散风速。实线代表速度势等值线，单位：5 5105m2s-1105m2s-1；D D：高空辐散，：高空辐散，C C：高空辐：高空辐合合(1)(1)北半球冬季（尤其在北半球冬季（尤其在19791979年年1 1月）（图月）（图7.10a7.10a）主要哈得莱环流的上升）主要哈得莱环流的上升支在支在5 5S S附近，下沉支在附近，下

34、沉支在3030N N附近，造成这支哈得莱环流圈的因子主要是亚附近，造成这支哈得莱环流圈的因子主要是亚洲冬季风。洲冬季风。(2)(2)另一个哈得莱环流是在另一个哈得莱环流是在5 5S S上升，上升，3030S S下沉、与澳大利亚季风有关的环下沉、与澳大利亚季风有关的环流圈，因而澳大利亚季风是北半球冬季南半球哈得莱环流圈的一个有机组流圈，因而澳大利亚季风是北半球冬季南半球哈得莱环流圈的一个有机组成部分。澳大利亚北部的降水变率与印尼澳大利亚北部辐散环流上升支成部分。澳大利亚北部的降水变率与印尼澳大利亚北部辐散环流上升支的周期性经向移动有关。澳大利亚大部分地区的辐散风属于南半球这支次的周期性经向移动有

35、关。澳大利亚大部分地区的辐散风属于南半球这支次要哈得莱环流圈的。要哈得莱环流圈的。了解这支环流圈的特征和演变对于全面了解澳大利亚季风是非常重要的。了解这支环流圈的特征和演变对于全面了解澳大利亚季风是非常重要的。与南大西洋和东南太平洋下沉支有关的辐散环流也值得进一步研究。与南大西洋和东南太平洋下沉支有关的辐散环流也值得进一步研究。冬季辐散环流的主要特征是（图冬季辐散环流的主要特征是（图7.10a7.10a）：）：（1 1）亚洲夏季风影响的范围很广亚洲夏季风影响的范围很广。上升区位于阿萨姆孟加拉地区，相应有。上升区位于阿萨姆孟加拉地区，相应有 三个下沉气流：太平洋的东西或瓦克环流的下沉支，西南度洋

36、的季风下三个下沉气流：太平洋的东西或瓦克环流的下沉支，西南度洋的季风下 沉区和地中海及沙漠热低压的下沉区。沉区和地中海及沙漠热低压的下沉区。（2 2）与非洲季风有关的辐散环流比较局地性与非洲季风有关的辐散环流比较局地性，在西非，在西非5 5N N附近为上升支，东附近为上升支，东 南太平洋南太平洋1515S S附近为下沉支。这个下沉区也与中美洲附近的强上升区密附近为下沉支。这个下沉区也与中美洲附近的强上升区密 切有关；切有关；（3 3）邻近中美洲（邻近中美洲（1010N N附近）的东太平洋地区对流活动很强附近）的东太平洋地区对流活动很强。在这个暖海面。在这个暖海面 每年有每年有20202525个

37、热带气旋形成。主要上升运动区就位于此处。这支辐散个热带气旋形成。主要上升运动区就位于此处。这支辐散 环流的下沉支在南太平洋和南大西洋，它们是哈得莱环流和东西环流的环流的下沉支在南太平洋和南大西洋，它们是哈得莱环流和东西环流的 重要部分，对南半球副热带急流的强度和变化有重要作用重要部分，对南半球副热带急流的强度和变化有重要作用。夏季辐散环流的主要特征是（图夏季辐散环流的主要特征是（图7.10b7.10b）：）：图图7.10 7.10 全球辐散环流的全球辐散环流的三维分布概略图。根据三维分布概略图。根据FGGEFGGE资料作出。资料作出。（a a）1 1月月（b b）7 7月月(Krishnamu

38、rti,1980)7.3 热带地区的凝结加热热带地区的凝结加热 凝结加热是热带大气中非常重要的热力过程，它的量值和加热分布取凝结加热是热带大气中非常重要的热力过程，它的量值和加热分布取决于凝结过程决于凝结过程。一种是由大尺度垂直运动产生的潜热释放；一种是深厚一种是由大尺度垂直运动产生的潜热释放；一种是深厚积云对流释放的潜热。积云对流释放的潜热。前者主要与中纬系统有关，在热力学方程中很易前者主要与中纬系统有关，在热力学方程中很易定量计算。但由大量积云形成的潜热加热计算是比较困难的。它需要用定量计算。但由大量积云形成的潜热加热计算是比较困难的。它需要用天气尺度定量地表征这种中小尺度加热。这就是天气

39、尺度定量地表征这种中小尺度加热。这就是积云参数化方案，它是积云参数化方案，它是目前天气与气候模式中不确定性误差的主要来源之一目前天气与气候模式中不确定性误差的主要来源之一。以下简略说明这。以下简略说明这两种潜热释放的计算问题。两种潜热释放的计算问题。注：大气中的非绝热加热是推动大气环流系统和使天气系统发展的主要热力强迫因子，主要由三部分组成：潜热加热+感热加热和辐射加热（辐射加热）（感热）潜热）RscHHHQ(（1 1）大尺度）大尺度(或稳定性）凝结加热或稳定性）凝结加热:所谓大尺度凝结指稳定层结下由大所谓大尺度凝结指稳定层结下由大尺度抬升运动所引起的现象，尺度抬升运动所引起的现象，凝结加热指

40、单位质量的潜热加热凝结加热指单位质量的潜热加热大尺度加热必须满足三个条件：大尺度加热必须满足三个条件：大气是绝对稳定的，即：大气是绝对稳定的，即：在计算的层次中，大气是饱和或近似饱和的，可取：在计算的层次中，大气是饱和或近似饱和的，可取：在该层存在上升运动，即：在该层存在上升运动，即：0z80.sqq0 （7.13）是饱和比湿，是饱和比湿，是凝结加热率。由热力学方程是凝结加热率。由热力学方程 （7.14）在上述条件之下，稳定性加热率取决于饱和比湿的时间变化率在上述条件之下，稳定性加热率取决于饱和比湿的时间变化率（在大尺度范围不允许有过饱和现象），即（在大尺度范围不允许有过饱和现象），即sqcL

41、dtdqTLdtdCscplndtdqLJsc000wwzqwDtDqss当当zqCpTLczzselnln于是式（于是式（7.147.14）可写成）可写成(7.16)(7.15)dtdqs由于由于 主要由上升运动决定，所以近似地认为：主要由上升运动决定，所以近似地认为：dtdqs0zqCpTLczwvtslnln 于是于是 的上升区域，当的上升区域，当 时，由于时，由于0wsqq所所以以),exp(TCqLpsce0ewvt代入上式到（代入上式到（7.167.16）中有（先乘上）中有（先乘上）（7.17）上式中上式中 称为相当静力稳定度称为相当静力稳定度 00wwqqzqqzesse或或当当

42、与与当当ln所以，只要采用（所以，只要采用（7.177.17）式表示的热力学能量方程，就包含了大）式表示的热力学能量方程，就包含了大尺度凝结加热作用。（尺度凝结加热作用。（7.177.17）式与一般的绝热运动的热力学能量）式与一般的绝热运动的热力学能量方程形式上是一样的，方程形式上是一样的，只是将静力稳定度换成了相当静力稳定度只是将静力稳定度换成了相当静力稳定度。e 在大尺度强迫上升有凝结情况（在大尺度强迫上升有凝结情况（），由于有凝结加热，其），由于有凝结加热，其局地变温（湿空气）要比同样温度递减率下干空气抬升运动造成的局地变温（湿空气）要比同样温度递减率下干空气抬升运动造成的温度局地变化小

43、。温度局地变化小。如如 ，大气是条件不稳定，凝结主要通过积云对流产生。，大气是条件不稳定，凝结主要通过积云对流产生。但（但（7.177.17）式仍然成立，只是垂直速度必须是积云单体中上升气流）式仍然成立，只是垂直速度必须是积云单体中上升气流的速度，而不是天气尺度的速度，而不是天气尺度W W。这种情况下，不可能只用天气尺度量。这种情况下，不可能只用天气尺度量简单地写出对积云区的热力学方程。因在热带地区，温度脉动很小，简单地写出对积云区的热力学方程。因在热带地区，温度脉动很小，绝热运动与非绝热运动近于平衡。绝热运动与非绝热运动近于平衡。0e0e（2 2）积云对流加热参数化）积云对流加热参数化:条件

44、不稳定大气中，凝结主要是积云对流造成的。热带地区积云对流常有组条件不稳定大气中，凝结主要是积云对流造成的。热带地区积云对流常有组织出现。有组织的积云群只出现在特定的区域，在另外的一些区域则受到限制。这织出现。有组织的积云群只出现在特定的区域，在另外的一些区域则受到限制。这一事实说明了大尺度环流控制着积云群的活动。另一方面，有组织云群将向高层大一事实说明了大尺度环流控制着积云群的活动。另一方面，有组织云群将向高层大气输送热量、水汽和动量，特别是对流凝结潜热释放为大尺度扰动发展提供了能量。气输送热量、水汽和动量，特别是对流凝结潜热释放为大尺度扰动发展提供了能量。所以，热带地区积云对流与大尺度运动有

45、这复杂的相互作用。所以，热带地区积云对流与大尺度运动有这复杂的相互作用。DtDqCpTLczwslnwwaaww)1(zqawCpTLczwsln则则 变为：变为：由于上式中的由于上式中的w w实际上是活跃对流单体区的强垂直运动（实际上是活跃对流单体区的强垂直运动（w w）与周围弱垂）与周围弱垂直运动（直运动（）之面积加权平均：）之面积加权平均：a a为对流区所占面积百分比。则据（为对流区所占面积百分比。则据（7.157.15），（），（7.187.18）式可化为：）式可化为：（7.19）（7.18）（7.20）dtdqTLdtdCscplnpdzzqaWTcZZsEdzvqPZm00zvqv

46、q 以后的关键问题如何用天气尺度变量表达积云凝结项（以后的关键问题如何用天气尺度变量表达积云凝结项（7.207.20式右边式右边项）。这涉及到积云参数化问题，至今有许多种积云参数化方案。项）。这涉及到积云参数化问题，至今有许多种积云参数化方案。一种一种简单的方法：简单的方法：P P是降水率，是降水率，ZcZc与与Z ZT T分别为云底与云高分别为云底与云高，ZmZm是湿层顶（是湿层顶（2Km2Km），代入近似的水汽连续方程），代入近似的水汽连续方程（7.21）（7.22）EWqPZmEwqzCpTLczwvtZm)(lnln0)(z到（到（7.227.22）式中，则有）式中，则有 因而垂直积分

47、的凝结加热与天气尺度度量因而垂直积分的凝结加热与天气尺度度量w w（ZmZm）和和q q（ZmZm）联系起）联系起来。但由上式只算出了总量，仍需要知道其垂直分布。这可以根据观来。但由上式只算出了总量，仍需要知道其垂直分布。这可以根据观测用经验方法确定，即测用经验方法确定，即（7.24）（7.23）上式即是积云凝结加热的热力学方程。当上式即是积云凝结加热的热力学方程。当 和和 时，时，cZZTZZ 当当TcZZZ时时，)(z则是一个满足下式的权重函数则是一个满足下式的权重函数TcZZdzz1)(（7.25）潜热主要在热带对流中大量产生，在大尺度环流作用下，热带对流一潜热主要在热带对流中大量产生，

48、在大尺度环流作用下，热带对流一旦在某些地区发生之后通过产生凝结潜热可加热大气，反过来又能够驱动旦在某些地区发生之后通过产生凝结潜热可加热大气，反过来又能够驱动热带环流的变化，并激发热带波动的产生和传播。这是一种复杂的相互作热带环流的变化，并激发热带波动的产生和传播。这是一种复杂的相互作用过程。用过程。这里只考虑热带大气对加热场强度和分布的响应问题，即加热场这里只考虑热带大气对加热场强度和分布的响应问题，即加热场对热带大尺度环流的反馈问题对热带大尺度环流的反馈问题。为了阐述其基本问题，为了阐述其基本问题，GillGill（19801980）用了单一正弦波垂直模态和）用了单一正弦波垂直模态和-平平

49、面上的浅水波方程，研究了静止基态大气在给定加热面上的浅水波方程，研究了静止基态大气在给定加热Q Q强迫下的定常运动。强迫下的定常运动。考虑了动量阻尼（即瑞利阻尼：正比与风速的线性阻力）和热力阻尼（牛考虑了动量阻尼（即瑞利阻尼：正比与风速的线性阻力）和热力阻尼（牛顿冷却：加热率正比于对基本平衡态的温度扰动顿冷却：加热率正比于对基本平衡态的温度扰动），忽略了高频惯性的重，忽略了高频惯性的重力波，力波，RossbyRossby重力波重力波，Rossby Rossby 高频波（即长波近似）高频波（即长波近似）Gill Gill 给出了两种给出了两种基本解：赤道对称的基本解：赤道对称的孤孤立加热与赤道反

50、对称偶极型加热。立加热与赤道反对称偶极型加热。图图7.117.11图图7.117.11左：赤道对称的加热产生的左：赤道对称的加热产生的GillGill模态；右：赤道反对称加热的模态；右：赤道反对称加热的Gill Gill 模态。模态。W W：垂直运动；（：垂直运动；（u u，v v）：低层纬向和经向风分量）：低层纬向和经向风分量 （Gill，1980）加热引起的环流加热引起的环流1 1、Gill Gill 模态模态上两种加热条件共同强迫的亚洲季风模态上两种加热条件共同强迫的亚洲季风模态在这种情况下，激发的在这种情况下，激发的Rossby-Rossby-波重力波限于强迫区，并向西传播，热源以东无