第七讲-热带大气的动力学特征与辐散环流课件.ppt

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丁一汇丁一汇国家气候中心国家气候中心高等天气学系列讲座高等天气学系列讲座单元三：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（2014年春季）年春季）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位于3030纬度左右。热带几乎占全球面积的一半。它之所以重要主纬度左右。热带几乎占全球面积的一半。它之所以重要主要有三个方面：第一，热带是整

2、个大气的水汽、热量和角动量源。要有三个方面：第一，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热带大气从地面得到角动量，并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的热能，这种盈得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动量和热量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；第二方面是由于热带大气和扰动与中高纬的大气和扰动的损失；第二方面是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，这使得人们不能把这两个地区的环流看作是有明显的

3、相互作用，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来自另一地区的影完全孤立的，其中任一地区的预报都必须考虑来自另一地区的影响；第三，热带地区是地球上主要的海洋区，海气相互作用以及响；第三，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，这是影响全球天气与气候形成和异常的一个主要原遥相关显著，这是影响全球天气与气候形成和异常的一个主要原因。因。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：12122 2月平均；右：月平均；右：6 68 8月平均月平均根据根据1971197120002000年年NCEPNCEP再分析资料制作

4、再分析资料制作 单位：单位：msms-1-1 （王慧提供，（王慧提供，20042004）热带大气典型探空曲线（左图）。热带大气典型探空曲线（左图）。ee是相当位温，是相当位温，ee*：饱和相当位温。（与每层温度相同，但假定达到饱和大气时饱和相当位温。（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线类似。的相当位温）。这种探空分布与中纬飑线中的探空曲线类似。平均热带大气在平均热带大气在600hPa600hPa以上是条件不稳定的，大尺度上升质以上是条件不稳定的，大尺度上升质量流是逆梯度输送的，因而使对流层上部冷却，因而这种环量流是逆梯度输送的，因而使对流层上部

5、冷却，因而这种环流不能产生位能。大面积积雨云（或热塔）中心区的假绝热流不能产生位能。大面积积雨云（或热塔）中心区的假绝热过程，这时气块近于使过程，这时气块近于使ee守恒，当气块到达对流层上部时，守恒，当气块到达对流层上部时，温度可高于周围环境的温度，因而热带大气（主要是温度可高于周围环境的温度，因而热带大气（主要是ITCZITCZ区）区）的上升气流主要限于个别对流单体中情况下，赤道区热平衡的上升气流主要限于个别对流单体中情况下，赤道区热平衡可以满足（抵消辐射冷却）可以满足（抵消辐射冷却）。条件不稳定环境下的探空曲线（右图），它发生在条件不稳定环境下的探空曲线（右图），它发生在北美中西部强风暴形

6、势下。北美中西部强风暴形势下。，e e和和e e*同左图。同左图。点线代表从地面上升的无夹卷气块的点线代表从地面上升的无夹卷气块的ee曲线，箭曲线，箭头为头为LFCLFC。（Holton,2004）7.1 7.1 热带大气的动力学特征热带大气的动力学特征（FrFr数的意义见附录）数的意义见附录）由于热带天气尺度系统的无辐散性，所以过去一些人由于热带天气尺度系统的无辐散性，所以过去一些人认为这种系统的发展与来自中纬度的侧向强迫作用有认为这种系统的发展与来自中纬度的侧向强迫作用有关。实际上这种机制并不是必要的。热带天气尺度扰关。实际上这种机制并不是必要的。热带天气尺度扰动的发展完全有可能从热带行星

7、尺度运动系统取得能动的发展完全有可能从热带行星尺度运动系统取得能量。例如可以注意到，对流性天气尺度的扰动（包括量。例如可以注意到，对流性天气尺度的扰动（包括热带气旋）常在特定的地理区域形成，这些区域正好热带气旋）常在特定的地理区域形成，这些区域正好对应于行星尺度流型的上升区，如西太平洋，西大西对应于行星尺度流型的上升区，如西太平洋，西大西洋地区等。洋地区等。（3 3）存在着不同类型大尺度低频变化的流型或波动。用经典的潮汐）存在着不同类型大尺度低频变化的流型或波动。用经典的潮汐 理论不少人对行星尺度、缓慢变化的热带大气进行了研究。在理论不少人对行星尺度、缓慢变化的热带大气进行了研究。在 不同的环

8、境条件和强迫作用下（如不同的非绝热加热）得到了不同的环境条件和强迫作用下（如不同的非绝热加热）得到了 一些不同类型的大尺度流型或波动。这些流型与观测十分相近。一些不同类型的大尺度流型或波动。这些流型与观测十分相近。例如对于纬向波数例如对于纬向波数1 1的情况，人们发现在热带存在着向西和向东的情况，人们发现在热带存在着向西和向东 传播的重力波、向东传播的凯尔文波、向西传播的混合传播的重力波、向东传播的凯尔文波、向西传播的混合RossbyRossby 波（或者叫波（或者叫MYMY波，因是由波，因是由MaruyamaMaruyama和和YanaiYanai发现）以及斜压和正发现）以及斜压和正 压的压

9、的RossbyRossby波。它们是自由模态，其中开尔文波与混合波。它们是自由模态，其中开尔文波与混合RossbyRossby 波尤其重要。在东风基本气流情况下，只有开尔文波具有很慢波尤其重要。在东风基本气流情况下，只有开尔文波具有很慢 的速度，以致可以看作是定常解。对于西风基本气流，可以激的速度，以致可以看作是定常解。对于西风基本气流，可以激 发出一系列的发出一系列的RossbyRossby波。对于潮汐波在实际纬向风速条件下总波。对于潮汐波在实际纬向风速条件下总 是瞬变的。另外还存在由非绝热加热引起的强迫模态（是瞬变的。另外还存在由非绝热加热引起的强迫模态（GillGill模模 态）。可分为

10、赤道对称加热和赤道非对称加热。如加热在北半态）。可分为赤道对称加热和赤道非对称加热。如加热在北半 球，可产生比较实际的热带流场，这个问题我们不讨论。球，可产生比较实际的热带流场，这个问题我们不讨论。也就是说，东西方向它是一种浅水重力波（水平尺度很大，也就是说，东西方向它是一种浅水重力波（水平尺度很大，垂直厚度很小），而在南北方向是符合地转平衡，并且离开垂直厚度很小），而在南北方向是符合地转平衡，并且离开赤道，振幅衰减，到赤道，振幅衰减，到1010N N和和1010S S基本上消失，所以它是一基本上消失，所以它是一种只向东传的赤道波。开尔文波的产生大致可以认为：近赤种只向东传的赤道波。开尔文波的

11、产生大致可以认为：近赤道有某种强迫（如加热），这可以由大范围对流云系发展造道有某种强迫（如加热），这可以由大范围对流云系发展造成。结果在该区造成气柱中重力内波型的垂直分布的辐散成。结果在该区造成气柱中重力内波型的垂直分布的辐散/辐合的振荡。如产生辐散（见图辐合的振荡。如产生辐散（见图7.27.2高低压中心之间地区），高低压中心之间地区），由于由于f f在南北半球是反号的，结果西风时，空气质量都向赤在南北半球是反号的，结果西风时，空气质量都向赤道堆积，结果引起赤道处质量增加，而形成高压，而东风区道堆积，结果引起赤道处质量增加，而形成高压，而东风区则对应于低压区，又由于重力波相速度则对应于低压区，

12、又由于重力波相速度 hehe是厚度是厚度。只有只有C0C0，离赤道的衰减解才存在，所以开尔文，离赤道的衰减解才存在，所以开尔文波只能东传。波只能东传。22,vCghek20exp2yuuCKelvinKelvin波是一种特别类型的重力波：它受到地球旋转的影响，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）。其存在条件并且在赤道被截获（或侧向垂直边界或山脉）。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，）赤

13、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，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 地的气压梯度与指向赤道的科氏力平衡（即导致西风气流是地转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的）因而赤道像一侧墙支持KelvinKelvin波，高压与西风同相，低压与波，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（见东风同相，它只向东传播，这是由于赤道截获的条件要求（见 公式）。公式）。u图图7.2 7.2 赤道大气赤道大气KelvinKelvin波的

14、气压场和风场水平分布波的气压场和风场水平分布（取自（取自Matsumo,1966Matsumo,1966）图图7.3 7.3 赤道大气混合赤道大气混合RossbyRossby重力波的气压场和风场水平分布重力波的气压场和风场水平分布（取自取自Matsumo,1966）混合混合RossbyRossby重力波的流场相对于赤道是一个对称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。风压场的关系在相对高纬的分别位于赤道的两侧。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地区近似于地转关系

15、，而在近赤道地区非地转分量很大，在赤道上纬向速度很大，在赤道上纬向速度 ，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，离开赤分布，离开赤道地区波动迅速减弱。道地区波动迅速减弱。0u图图7.4 7.4 沙特阿拉伯（左图）阿拉伯海（中图）和孟加拉湾（右图）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。上空大气非绝热加热分量的垂直分布。QRQR：净辐射；：净辐射；Q QC C：凝结加：凝结加热；热

16、；Q QW W：感热加热；：感热加热；FMFM（EWEW）是东西方向的热通量，）是东西方向的热通量，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-1-17.2 7.2 辐散环流辐散环流图图7.5 200hPa7.5 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）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：速度势等值线，单位：5 5105m2s-1105m2s-1；D D：高空辐散，：

17、高空辐散，C C：高空辐合：高空辐合全球辐散环流如下，在北半球冬季（尤其在全球辐散环流如下，在北半球冬季（尤其在19791979年年1 1月）（图月）（图7.6a7.6a）主要哈得莱环流的上升支在主要哈得莱环流的上升支在5 5S S附近，下沉支在附近，下沉支在3030N N附近，造成这附近，造成这支哈得莱环流圈的因子主要是亚洲冬季风。另一个哈得莱环流是在支哈得莱环流圈的因子主要是亚洲冬季风。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流圈，因而澳大利下沉、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成部分。澳亚

18、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的周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次要哈得莱环流圈的。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。与南大西洋和东南太平洋下沉支有关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。的辐散环流也值得进一步研究。夏季辐散环流的主要特征是（图

19、夏季辐散环流的主要特征是（图7.6b7.6b）：）：（1 1）如前面指出，亚洲夏季风影响的范围很广。上升区位于阿萨）如前面指出，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，相应有三个下沉气流：太平洋的东西或瓦姆孟加拉地区，相应有三个下沉气流：太平洋的东西或瓦 克环流的下沉支，西南印度洋的季风下沉区和地中海及沙漠克环流的下沉支，西南印度洋的季风下沉区和地中海及沙漠 热低压的下沉区。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，在西非）与非洲季风有关的辐散环流比较局地性，在西非5 5N N附近为附近为 上升支，东南太平洋上升支，东南太平洋1515S S附近为下沉支。这个

20、下沉区也与中附近为下沉支。这个下沉区也与中 美洲附近的强上升区密切有关；美洲附近的强上升区密切有关；（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。在附近）的东太平洋地区对流活动很强。在 这个暖海面每年有这个暖海面每年有20202525个热带气旋形成。主要上升运动区个热带气旋形成。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，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重要部分，对南半球副热带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。急流的强度和变化有重要作

21、用。图图7.6 7.6 全球辐散环流全球辐散环流的三维分布概略图。的三维分布概略图。根据根据FGGEFGGE资料作出。资料作出。（a a）1 1月；月；（b b）7 7月月 （a a）1 1月月（b b）7 7月月(Krishnamurti,1980)7.3 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。一种是由大尺度垂直运动产生的潜热分布取决于凝结过程。一种是由大尺度垂直运动产生的潜热释放；一种是深厚积云对流释放的潜热。前者主要与中纬热释放；一种是深厚积云对流释放的潜热

22、。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。它需要用天气尺度定量地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。这就是积云参数化方案，它是目前表征这种中小尺度加热。这就是积云参数化方案，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。以下简略天气与气候模式中不确定性误差的主要来源之一。以下简略说明这两种潜热释放的计算问题。说明这两种潜热释放的计算问题。DtDqLcJssqDtDqTLcDtDCpsln（1 1）大尺度凝结加热单位质量的潜热加热）大尺度凝结加热

23、单位质量的潜热加热 （7.1）是饱和比湿，是饱和比湿，LcLc是凝结加热率。是凝结加热率。由热力学方程由热力学方程 （7.2）sq000wwzqwDtDqss当当0lnlnzqCpTLctwvtszqCpTLczzselnln的变化主要由上升运动引起，可表示为：的变化主要由上升运动引起，可表示为：式（式（7.27.2）可写成（对）可写成（对w0w0区）区）(7.4)0ewvt00wlnwqqzqqzesse或当与当代入上式到（代入上式到（7.47.4）中有（先乘上）中有（先乘上）（7.5）上式中上式中0e在大尺度强迫上升有凝结情况下（在大尺度强迫上升有凝结情况下（）（7.57.5）式与绝热运动

24、情况下热力学方程相同。只是静力稳定度被）式与绝热运动情况下热力学方程相同。只是静力稳定度被相当静力稳定度代替。由于有凝结加热，其局地变温要比同样递减相当静力稳定度代替。由于有凝结加热，其局地变温要比同样递减率下绝热情况下小。如率下绝热情况下小。如 ，大气是条件不稳定，凝结主要，大气是条件不稳定，凝结主要通过积云对流产生。但（通过积云对流产生。但（7.37.3）式仍然成立，只是垂直速度必须是）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，二不是天气尺度积云单体中上升气流的速度，二不是天气尺度W W。这种情况下，不。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

25、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，绝热运动与非绝热运动近于平衡，地区，温度脉动很小，绝热运动与非绝热运动近于平衡，0eDtDqCpTLczwslnwwaaww)1(zqawCpTLczwsln则（则（7.27.2）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（7.37.3），（），（7.67.6）式可化为：）式可化为：（7.8）（7

26、.6）（7.7）pdzzqaWTcZZsEdzvqPZm00zvqvq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（7.87.8式右边项）。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。这涉及到积云参数化问题，至今有许多种积云参数化方案。一种简单的方法：一种简单的方法：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（7.9）（7.10）EWqPZmEwqzCpTLczwvtZm)(lnln0)(z到

27、（到（7.107.10）式中，则有）式中，则有因而垂直积分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）联系起来）联系起来。但由上式只算出了总量，仍需要知道其垂直分布。这可以根据观测。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，即用经验方法确定，即上式即是对积云凝结加热的热力学方程。当上式即是对积云凝结加热的热力学方程。当ZZcZZZZT T时，时，它是一个满足下式的权重函数。，它是一个满足下式的权重函数。（7.12）（7.11）潜热主要在热带对流中大量产生，在大尺度环流作用下，热带对流一旦潜热主要在热带对流中

28、大量产生，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。这里只考虑热带大气对加热场强度和分布的响应问题，即加作用过程。这里只考虑热带大气对加热场强度和分布的响应问题，即加热场对热带大尺度环流的反馈问题。为了阐述其基本问题，热场对热带大尺度环流的反馈问题。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

29、态和-平面上的浅水波方程，研究了静止基平面上的浅水波方程，研究了静止基态大气在给定加热态大气在给定加热Q Q强迫下的定常运动。考虑了动量阻尼（即瑞利阻尼强迫下的定常运动。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（牛顿冷却：加热率正比于对基：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，忽略了高频惯性的重力波，本平衡态的温度扰动，忽略了高频惯性的重力波，Rossby Rossby 重力波和重力波和RossbyRossby高频波（即长波近似）高频波（即长波近似）Gill Gill 给出了两种基本解：赤道对称的孤给出了两种基本解：赤道对称的孤立加

30、热与赤道反对称偶极型加热。立加热与赤道反对称偶极型加热。下图（左图）是对称加热下图（左图）是对称加热的热源分布函数所得到的结果，即对称热源形式为的热源分布函数所得到的结果，即对称热源形式为左：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）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

31、力波限于强迫区，并向西传播，热源以东无响应。这波重力波限于强迫区，并向西传播，热源以东无响应。这是由于不存在赤道对称的向东传播的是由于不存在赤道对称的向东传播的KelvinKelvin波。质量从冷却半球输向加热半球。波。质量从冷却半球输向加热半球。对称和反对称热源组合下产生的对称和反对称热源组合下产生的Gill Gill 模态（模态（a a）W W与（与（u u，v v）；（）；（b b）p p和（和（u u，v v）；）；（c c）纬向环流；（）纬向环流；（d d）经向环流；（）经向环流；（e e）地面气压经向分布（）地面气压经向分布（B.Wamg,2006B.Wamg,2006）热带波动的

32、激发和传播热带波动的激发和传播7 7天平均图（天平均图（19991999年年1212月月18-2418-24日）说明日）说明MJOMJO热带对流爆发和下游传播的热带对流爆发和下游传播的RossbyRossby波列。这个时期超前波列。这个时期超前于北大西洋高空急流和欧洲强温带气旋于北大西洋高空急流和欧洲强温带气旋“Lothar”Lothar”的发展（的发展（19991999年年1212月月24-2624-26日）。上图：日）。上图：OLROLR，蓝紫色：对流层冷云顶，蓝紫色：对流层冷云顶，MJOMJO热带对流爆发位于印尼（红箭头），可见到由爆发区有高空流出伸向热带对流爆发位于印尼（红箭头），可见

33、到由爆发区有高空流出伸向东北到中纬度（白色：虚箭头）。下图：东北到中纬度（白色：虚箭头）。下图：250hPa250hPa风速场。蓝圈：风速场。蓝圈：MJOMJO对流的质心。红箭头：对流的质心。红箭头：RossbyRossby波列的射线路线波列的射线路线 （取自（取自THORPEXTHORPEX科学报告）科学报告）五层斜压模式中北半球冬季平均气流下的定常、线性解的五层斜压模式中北半球冬季平均气流下的定常、线性解的300hPa300hPa扰动高度场。扰动高度场。斜压区为热源，其垂直分布取的形式；实线表示正的等值线。当垂直平均的最大斜压区为热源，其垂直分布取的形式；实线表示正的等值线。当垂直平均的最

34、大加热率为加热率为2.5Kd2.5Kd-1-1时，等值线间隔为时，等值线间隔为20gpm 20gpm 7.4 7.4 主要热带天气系统主要热带天气系统这里主要只一般性讨论赤道辐合带和热带波。这里主要只一般性讨论赤道辐合带和热带波。赤道辐合带是热带环流中十分重要的行星尺度系统。它在海洋上可以赤道辐合带是热带环流中十分重要的行星尺度系统。它在海洋上可以产生很长的热带云带。根据最近产生很长的热带云带。根据最近2020多年的研究，从观测方面关于赤道多年的研究，从观测方面关于赤道辐合带得到了以下一些主要结果：辐合带得到了以下一些主要结果：（1 1）辐合带一般不在赤道上，常位于离赤道一定纬度的地方。从图）

35、辐合带一般不在赤道上，常位于离赤道一定纬度的地方。从图 7.7 7.7可以看到，在亚洲季风区和西太平洋赤道辐合带是弯曲的，可以看到，在亚洲季风区和西太平洋赤道辐合带是弯曲的，1 1月位于月位于1717S S1818N N范围，范围，7 7月在月在2 2N N2727N N之间，在东半球之间，在东半球 辐合带的位置变化最大，这是由于北半球南亚和北非的夏季风辐合带的位置变化最大，这是由于北半球南亚和北非的夏季风 和南半球夏季南非和澳大利亚的季风造成。和南半球夏季南非和澳大利亚的季风造成。（2 2）辐合带在海洋地区纬向位置的季节变化比在大陆上要小。在海）辐合带在海洋地区纬向位置的季节变化比在大陆上要

36、小。在海 洋上大约为洋上大约为10101515，而在大陆上为，而在大陆上为20202525。在大洋的。在大洋的 东部辐合带位置变化较小。东部辐合带位置变化较小。（3 3）在北太平洋，辐合带位于赤道与）在北太平洋，辐合带位于赤道与1515N N之间，在之间，在9 91010月其位置最月其位置最 北。在北大西洋，辐合带位于赤道与北。在北大西洋，辐合带位于赤道与1010N N之间，其最北位置也是之间，其最北位置也是 出现在出现在9 91010月。在南太平洋，虽然可以观测到一条持续性云带，月。在南太平洋，虽然可以观测到一条持续性云带，从热带（印尼地区）一直伸展到南半球副热带（约从热带（印尼地区）一直伸

37、展到南半球副热带（约3535S S），但通），但通 常不把这条云条看作赤道辐合带。在印度洋，赤道辐合带位于常不把这条云条看作赤道辐合带。在印度洋，赤道辐合带位于 10 10S S1010N N之间。有时在赤道每一侧各存在一条辐合带，即双之间。有时在赤道每一侧各存在一条辐合带，即双 赤道辐合带现象，目前这种现象被看作是一种主要的气候的特征。赤道辐合带现象，目前这种现象被看作是一种主要的气候的特征。（4 4）陆地上的辐合带一般与太阳加热的季节进程一致。在西非，）陆地上的辐合带一般与太阳加热的季节进程一致。在西非，1 12 2 月位于月位于5 5N N，8 89 9月位于月位于2222N N。在印度

38、，当季风中断时辐合带。在印度，当季风中断时辐合带 位于位于2525N N，即在喜马拉雅山山麓。辐合带的这种显著北移与西藏，即在喜马拉雅山山麓。辐合带的这种显著北移与西藏 高原的热源作用有关。（高原的热源作用有关。（5 5）海洋上的辐合带一般出现在暖）海洋上的辐合带一般出现在暖SSTSST （海表温度）区域。（海表温度）区域。图图7.7 17.7 1月（月（a a）和）和7 7月（月（b b）亚洲季风区和热带太平洋）亚洲季风区和热带太平洋850hPa850hPa平均流场和平均流场和OLROLR图。该图由图。该图由19712000NCEP19712000NCEP资料制作资料制作（柳艳菊提供，（柳艳

39、菊提供，20042004年）年）图图7.8 Mean streamline at 850hPa for summer(July-September),(a)for months with many typhoons,and(b)for months with few typhoons.Black circle denotes the location of first detection of typhoons.图图7.9 Mean 850hPa streamline fields for July(a),August(b),September(c),and October(d),averag

40、ed for 1979-1999.The bold solid lines denote the position of the ITCZ monsoon troughs.Shaded areas represent weak wind vertical shear,with V200-V800(Sun and Ding,2003)辐合带中所有变量分布对辐合带几乎时对称的，并且季节变化不明现。这表明辐合带中所有变量分布对辐合带几乎时对称的，并且季节变化不明现。这表明辐合带的作用全年不变。气压在辐合带槽线处最低，经向风是吹向槽内的，相辐合带的作用全年不变。气压在辐合带槽线处最低，经向风是吹向槽内

41、的，相应出现辐合。气流的稳定度很小。辐合带的暖心结构是很明显的，最暖的层次应出现辐合。气流的稳定度很小。辐合带的暖心结构是很明显的，最暖的层次在对流层上部。与温度距平一致，比湿距平表现为明显的湿区。由于上述温湿在对流层上部。与温度距平一致，比湿距平表现为明显的湿区。由于上述温湿分布特征，高压应位于赤道辐合带上部，低压位于对流层下部。上部应对于流分布特征，高压应位于赤道辐合带上部，低压位于对流层下部。上部应对于流出层，下部对应于流入层，其间的无辐散层在出层，下部对应于流入层，其间的无辐散层在500hPa500hPa左右赤道辐合带中。湿静左右赤道辐合带中。湿静力能量（力能量（c cp pT+LqT

42、+Lq）的垂直分布表明（图）的垂直分布表明（图7.107.10），在对流层中部有最小值），在对流层中部有最小值（700hPa700hPa）。在）。在700hPa700hPa以下为位势不稳定层。这种分布表明，不能用一般的以下为位势不稳定层。这种分布表明，不能用一般的扩散概念来说明辐合带的向上热输送，因为在这种情况下整层湿静力能量分布扩散概念来说明辐合带的向上热输送，因为在这种情况下整层湿静力能量分布应向上减小。这时应引用应向上减小。这时应引用“负粘性负粘性”的概念也即涡旋输送或对流输送的概念。的概念也即涡旋输送或对流输送的概念。图图7.10 7.10 赤道槽内和离槽赤道槽内和离槽2020纬距处湿

43、静力能量（纬距处湿静力能量（c cp pT+LqT+Lq）的垂直分布。单位：的垂直分布。单位：calgcalg-1-1（1cal1cal4.1868J4.1868J）热带大气中的扰动有许多种类，对于天气尺度的扰动主要有热带热带大气中的扰动有许多种类，对于天气尺度的扰动主要有热带波、高空冷涡、热带气旋、季风低压等。他们的尺度一般在波、高空冷涡、热带气旋、季风低压等。他们的尺度一般在100010002000km2000km左右。这里主要以热带波动为例讨论热带扰动的结左右。这里主要以热带波动为例讨论热带扰动的结构，更详细的讨论可参看。热带波在有利环境条件下可以发展成构，更详细的讨论可参看。热带波在有

44、利环境条件下可以发展成台风或飓风，太平洋和大西洋上的台风和飓风很大部分是由这种台风或飓风，太平洋和大西洋上的台风和飓风很大部分是由这种热带波发展而来的，因而其作用十分重要。由于热带地区尤其是热带波发展而来的，因而其作用十分重要。由于热带地区尤其是海洋地区资料缺乏，目前除个别地区或个别时段外（专门的热带海洋地区资料缺乏，目前除个别地区或个别时段外（专门的热带试验），大多用各种不同的综合法来得到热带扰动的结构。其中试验），大多用各种不同的综合法来得到热带扰动的结构。其中最有名的是最有名的是ReedReed和和ReckerRecker和和GrayGray的综合法。的综合法。热带波最早的天气学模式热带

45、波最早的天气学模式是东风波模式是东风波模式（图（图7.117.11）。模式的主要特点是波轴随）。模式的主要特点是波轴随高度向东倾斜。在低层在波轴以西是辐散下沉区，出现好天气，波轴以东是辐高度向东倾斜。在低层在波轴以西是辐散下沉区，出现好天气，波轴以东是辐合上升区，出现坏天气。合上升区，出现坏天气。Frank Frank 根据大量卫星观测资料结果，提出倒根据大量卫星观测资料结果，提出倒“V V”型对称式的东风波模式。其中型对称式的东风波模式。其中云云带带大体上与低空风切变方向一致。波轴正好位于倒大体上与低空风切变方向一致。波轴正好位于倒“V V”云带云带的平分线上。这的平分线上。这种东风波起先在

46、大西洋中部和西部发现，每天连续向西移动。其中有些波动起种东风波起先在大西洋中部和西部发现，每天连续向西移动。其中有些波动起源于非洲。由卫星云图总结出的第二个东风波模式是涡旋模式（图源于非洲。由卫星云图总结出的第二个东风波模式是涡旋模式（图7.127.12）。这这种东风波种东风波常常 有较明显的天气，并且地面或低层有涡旋环流出现，云带或雨区出有较明显的天气，并且地面或低层有涡旋环流出现，云带或雨区出现在波轴之后，它是一种较强的东风波，这与现在波轴之后，它是一种较强的东风波，这与Merritt Merritt 指出的事实一致。指出的事实一致。从从RiehlRiehl，MerrittMerritt，

47、FrankFrank等人的研究结果可以得出，倒等人的研究结果可以得出，倒“V V”型模式代表较弱型模式代表较弱的或早期的东风波模式，主要出现在大西洋中部和东部；不对称模式代表较强的或早期的东风波模式，主要出现在大西洋中部和东部；不对称模式代表较强或发展的东风波，主要出现在大西洋西部和加勒比海地区。在东、中太平洋上或发展的东风波，主要出现在大西洋西部和加勒比海地区。在东、中太平洋上也可以经常发现一些倒也可以经常发现一些倒“V V”云型云型 西移，而在西太平洋上少见，这里以涡旋西移，而在西太平洋上少见，这里以涡旋 状状云系为多，这与大西洋的分布情况十分相似。云系为多，这与大西洋的分布情况十分相似。

48、图图7.11 Riehl7.11 Riehl的东风波模式的东风波模式 a a通过波动的东西剖面通过波动的东西剖面 b.b.实线实线为为3-5 3-5 公里上的流线，虚线为地面等压线公里上的流线，虚线为地面等压线ab图图7.12 7.12 倒倒“V V”云型的模式（左）与涡旋状云型的东风波模式（右）云型的模式（左）与涡旋状云型的东风波模式（右）下面给出的非洲热带波结构的结果即是根据下面给出的非洲热带波结构的结果即是根据ReedReed等的综合法分析得到的等的综合法分析得到的（图（图7.137.13）。波的经向风最大值在）。波的经向风最大值在650hPa650hPa，强度为，强度为5ms5ms-1

49、-1。纬向风结构。纬向风结构表明，槽前为东风，槽后为西风。相对涡度在表明，槽前为东风，槽后为西风。相对涡度在650650也有最大值，在也有最大值，在200hPa200hPa存在着反气旋涡度最大值，这表明综合热带波是非常深厚的，几乎达整存在着反气旋涡度最大值，这表明综合热带波是非常深厚的，几乎达整个对流层。在地面槽线前方有大的辐合，而最大的水平质量辐散位于同个对流层。在地面槽线前方有大的辐合，而最大的水平质量辐散位于同一地区的一地区的200hPa200hPa层上。在中间层，水平辐散的分布较乱。最大垂直速度层上。在中间层，水平辐散的分布较乱。最大垂直速度在在700hPa700hPa，约，约5hPa

50、h5hPah-1-1（1 12cms2cms-1-1）。最大上升运动恰位于槽线之前）。最大上升运动恰位于槽线之前方，但卫星云图有时表明云系主要分布在槽线处，这于方，但卫星云图有时表明云系主要分布在槽线处，这于RiehlRiehl的经典东风的经典东风波模式（由位涡守恒解释）也不同。这点值得进一步研究。温度场分布波模式（由位涡守恒解释）也不同。这点值得进一步研究。温度场分布表明，表明，700hPa700hPa以上是冷心，以上是冷心，300300400 hPa400 hPa层中是暖心，再高层又是冷区。层中是暖心，再高层又是冷区。干区一般与北风同时出现，而湿区位于槽后南风区。在高层，分布恰与干区一般与