就是大气环流课件.ppt

1、第四篇第四篇 大气环流大气环流热空气膨胀上升，冷空气流过来填补它的热空气膨胀上升，冷空气流过来填补它的空缺，造成的空气循环流动现象，称为空缺，造成的空气循环流动现象，称为环环流流。就全球而言，就是大气环流。如赤道。就全球而言，就是大气环流。如赤道地区比较热，两极地区比较冷，赤道地区地区比较热，两极地区比较冷，赤道地区的暖空气上升，由高空流向两极，两极的的暖空气上升，由高空流向两极，两极的空气则向赤道移动，造成环流。根据环流空气则向赤道移动，造成环流。根据环流范围的大小，通常分为三种。范围的大小，通常分为三种。主环流主环流：覆：覆盖地球表面大部分地区，指全球性风系。盖地球表面大部分地区，指全球性

2、风系。次环流次环流：比主环流的范围小一点，包括气：比主环流的范围小一点，包括气团和锋面在内。团和锋面在内。局部环流局部环流：范围更小，存：范围更小，存在时间很短暂但可以发展成剧变的天气，在时间很短暂但可以发展成剧变的天气，包括海陆风、山风、谷风、雷雨、积云、包括海陆风、山风、谷风、雷雨、积云、龙卷风等。龙卷风等。大气环流指的是在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂大气环流指的是在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在 105 S以上的平均运动。以上的平均运动。所谓环流，指的是空气沿一封闭的轨迹移动，或有沿着某一封所谓环流，指的是

3、空气沿一封闭的轨迹移动，或有沿着某一封闭轨迹循环运动的倾向。闭轨迹循环运动的倾向。显然，气流治经圈方向运动称为经圈显然，气流治经圈方向运动称为经圈（向）环流，沿纬圈方向移动称为纬圈（向）环流。（向）环流，沿纬圈方向移动称为纬圈（向）环流。从一般意义而言，大气环流强调的是空气的运动，包括大从一般意义而言，大气环流强调的是空气的运动，包括大气中一切以运动形式存在的总体。本章主要讨论全球范围、长气中一切以运动形式存在的总体。本章主要讨论全球范围、长时间平均的大气运动及其变化规律。各种短期天气现象和过程时间平均的大气运动及其变化规律。各种短期天气现象和过程必定以其相关的平均大气环流过程为背景，而平均大

4、气环流的必定以其相关的平均大气环流过程为背景，而平均大气环流的异常变化必然会导致天气、气候的异常。异常变化必然会导致天气、气候的异常。4.1 大气环流的基本概念大气环流的基本概念尺度范畴尺度范畴尺度分类尺度分类时间尺度时间尺度空间尺度空间尺度大气现象举大气现象举例例 大尺度大尺度气候尺度气候尺度年代年代1000 40 000 km全球变暖现全球变暖现象象大气环流大气环流季节、年季节、年季风季风天气尺度天气尺度数天到数周数天到数周100 5000 km台风台风大气环流的尺度特征大气环流的尺度特征 统计方法统计方法（1）经典方法）经典方法 尺度和量纲分析尺度和量纲分析 尺度分离尺度分离 定性描述定

5、性描述 推理推理（2）现代方法）现代方法 定量观测分析（卫星、雷达等）定量观测分析（卫星、雷达等）数值模拟（数值模拟（GCM 等）等）4.2 大气环流的研究方法大气环流的研究方法v 造成大气环流变化的复杂性造成大气环流变化的复杂性：不单由大气内部过程决定，还由：不单由大气内部过程决定，还由大气上、下边界处的各种物理、化学过程决定。大气上、下边界处的各种物理、化学过程决定。大气一海洋一冰雪一陆地和生物圈所组成大气一海洋一冰雪一陆地和生物圈所组成的复杂系统示意图的复杂系统示意图（1）地球）地球大气流体大气流体的层结性的层结性和旋转性；和旋转性；（2）各种）各种尺度的运尺度的运动及其相动及其相互作用

6、；互作用；（3）地球）地球系统各圈系统各圈的相互作的相互作用和影响。用和影响。4.3 大气环流的基本特征大气环流的基本特征v 大气环流研究方法大气环流研究方法-尺度分离：尺度分离：大气环流研究的一个基本出发点，就是大气环流研究的一个基本出发点，就是将大气环流看成是相对较小尺度流将大气环流看成是相对较小尺度流体运动的平均背景场，而较小尺度运动则是大气平均环流场上叠加的扰动流体运动的平均背景场，而较小尺度运动则是大气平均环流场上叠加的扰动流场。场。例如，天气尺度涡旋和中小尺度局地环流，相对于全球尺度的大气环流，例如，天气尺度涡旋和中小尺度局地环流，相对于全球尺度的大气环流，均被认为是平均环流背景场

7、上叠加的次尺度涡动（扰动）部分，即均被认为是平均环流背景场上叠加的次尺度涡动（扰动）部分，即距平距平，或，或在平均值附近的有限振荡。如图是求算实测风沿纬圈（大气环流的空间特征在平均值附近的有限振荡。如图是求算实测风沿纬圈（大气环流的空间特征尺度可以用部分或整个纬圈的长度尺度可以用部分或整个纬圈的长度L表示）的平均值和距平值的示意图。表示）的平均值和距平值的示意图。纬圈上实测风的纬圈上实测风的平均量和涡动量平均量和涡动量值得强调的是，相对于时间平均的扰动部分（即类似于对纬圈平均时称为值得强调的是，相对于时间平均的扰动部分（即类似于对纬圈平均时称为涡动涡动 的部分），称为的部分），称为瞬变量瞬变量

8、，记为，记为AAAA。假设时间取足够长，则。假设时间取足够长，则A将不随将不随变化。一般地，它意味着时变化。一般地，它意味着时间间应大于天气系统的典型生命期。应大于天气系统的典型生命期。-中纬度，中纬度，应当大于应当大于1520天；天；-热带，热带，要小些。要小些。-全球环流而言，全球环流而言，要小于季节循环周期，即要小于季节循环周期，即3个月，约个月，约9192天。天。以公式表达：以公式表达：A=A+A*A 代表大气运动代表大气运动沿纬圈的平均状况沿纬圈的平均状况，定义为，定义为A=1/L0L Adx。A*为叠加在平均值上的为叠加在平均值上的距平（扰动）部分距平（扰动）部分。相似地，对。相似

9、地，对A在时间尺度上在时间尺度上取平均记为取平均记为A，同样可以分解为时间尺度上的平均值和距平值。，同样可以分解为时间尺度上的平均值和距平值。A 1/0 Adt，代表所取平均的时间长度。，代表所取平均的时间长度。今天看来，今天看来，Hadley环流理论是太过于简单，但其基本观点环流理论是太过于简单，但其基本观点即即热力驱热力驱动了风动了风，大气环流得以形成及维持的，大气环流得以形成及维持的 最终原动力，来自于太阳辐射的热量最终原动力，来自于太阳辐射的热量分布不均匀，却是大气环流理论极为重要的基本观点。分布不均匀，却是大气环流理论极为重要的基本观点。v热力驱动的环流热力驱动的环流风是人们在日常生

10、活中直接感受到的大气运动形式。简而言之，风是人们在日常生活中直接感受到的大气运动形式。简而言之，大气环流就大气环流就是研究风的科学。其核心内容就是揭示风的形成、维持和消亡的变化规律，是研究风的科学。其核心内容就是揭示风的形成、维持和消亡的变化规律，并利用此规律分析风的各种表现形式，从而能够预测它的演变并利用此规律分析风的各种表现形式，从而能够预测它的演变。然而，大气然而，大气流体运动的复杂多变，人类至今还不能完全掌握它的演变规律。千百年来，流体运动的复杂多变，人类至今还不能完全掌握它的演变规律。千百年来，人类孜孜以求，探索着大气运动的奥秘。人类孜孜以求，探索着大气运动的奥秘。Halley（16

11、87）和）和Hadley（1720），），通过对信风现象的研究，提出了赤道和高纬度极地之间的热力差异是地球上通过对信风现象的研究，提出了赤道和高纬度极地之间的热力差异是地球上的大规模风系形成的根本原因。的大规模风系形成的根本原因。Hadley指出，在炎热的赤道，空气受热上升，而在寒冷的极指出，在炎热的赤道，空气受热上升，而在寒冷的极地空气遇冷下沉。因此赤道上空源源而来的空气向极地流动，地空气遇冷下沉。因此赤道上空源源而来的空气向极地流动，并在极地产生下沉，然后再从低空折向赤道运动。并在极地产生下沉，然后再从低空折向赤道运动。这就是著名的这就是著名的Hadley环流理论的基本思想。环流理论的基本

12、思想。地一气系统所吸收的太阳短波射入辐射随纬度变化，辐射的最大值在赤道地一气系统所吸收的太阳短波射入辐射随纬度变化，辐射的最大值在赤道，并向极地减少；与此同时，地一气系统所发射的长波辐射随纬度变化要比，并向极地减少；与此同时，地一气系统所发射的长波辐射随纬度变化要比太阳短波射入辐射的变化平缓得多。在低纬度地区有热量的净收入，而在高太阳短波射入辐射的变化平缓得多。在低纬度地区有热量的净收入，而在高纬度地区有热量的净支出。因此热量的净收支不均匀的分布是随纬度变化的纬度地区有热量的净支出。因此热量的净收支不均匀的分布是随纬度变化的。因此大气温度的纬度分布必然取决于热量净收支随纬度变化的规律。因此大气

13、温度的纬度分布必然取决于热量净收支随纬度变化的规律。(1)Hadley环流环流热力作用所产生的大气环流，这是单纯的热力环热力作用所产生的大气环流，这是单纯的热力环流。习惯上称纯热力驱动的大气环流流型为流。习惯上称纯热力驱动的大气环流流型为Hadley环流环流。辐射收支的辐射收支的纬度变化纬度变化地一气系统沿纬圈的太阳辐射能量的净收支是不均匀分布地一气系统沿纬圈的太阳辐射能量的净收支是不均匀分布的。赤道地区获得的净辐射热量远多于极地地区。的。赤道地区获得的净辐射热量远多于极地地区。根据热力学第一定理，辐射加热的不均匀将产生大气温度的变化根据热力学第一定理，辐射加热的不均匀将产生大气温度的变化地一

14、气系统的太阳短波射入辐射和地一气系统的太阳短波射入辐射和长波辐射通量随纬度变化的情况长波辐射通量随纬度变化的情况射入辐射射入辐射射出辐射射出辐射 由由 ECMWF 分 析分 析资料计资料计算的大算的大气温度气温度随纬度随纬度变化的变化的情况情况（0C）纬度纬度 summerwinter 在设有一薄层流体夹于两个水平隔板面之间，流体的厚度为在设有一薄层流体夹于两个水平隔板面之间，流体的厚度为H，比其水，比其水平宽度平宽度L小得多。施加外部约束即对下层流体加热，使得下层隔板的温度小得多。施加外部约束即对下层流体加热，使得下层隔板的温度高于上层隔板的温度。当约束较弱时，热量从下层隔板扩散到上层流体。

15、高于上层隔板的温度。当约束较弱时，热量从下层隔板扩散到上层流体。这种现象称为这种现象称为热传导热传导，它是靠分子的热运动来传递热量的，流体总体是，它是靠分子的热运动来传递热量的，流体总体是“静止的静止的”，无宏观运动，这种运动是分子尺度的。若下层隔板继续加热，无宏观运动，这种运动是分子尺度的。若下层隔板继续加热，当达到某一临界数值观时，可观测到流体内部突然有上下流动，整个流体当达到某一临界数值观时，可观测到流体内部突然有上下流动，整个流体层分成许多比较规律的封闭单元，液体呈一串串对流结构，称为层分成许多比较规律的封闭单元，液体呈一串串对流结构，称为Benard对对流流。只要温度固定不变，则这种

16、对流是稳定的。事实上，当温差增大到一。只要温度固定不变，则这种对流是稳定的。事实上，当温差增大到一定值时，靠分子的热运动传递热量已经不够，于是，要形成更大尺宽的宏定值时，靠分子的热运动传递热量已经不够，于是，要形成更大尺宽的宏观对流来传递热量。观对流来传递热量。(2)温差造成的热力对流温差造成的热力对流1901年，年，Benard 就发现大气温度的就发现大气温度的差异将产生热力对流。他在实群室曾差异将产生热力对流。他在实群室曾经做过一个著名的物理实验。经做过一个著名的物理实验。Benard对流对流 热力对流的热力对流的 Benard实验实验（a）Benard对流实验结果照片；对流实验结果照片；

17、（b）Benar对流实验主视图对流实验主视图 大气温度的变化表现在低纬度地区大气温度高于高纬度地区，高层大气大气温度的变化表现在低纬度地区大气温度高于高纬度地区，高层大气温度低于低层大气温度低于低层大气。在地一气系统接收太阳辐射随纬度变化的分布状况下，。在地一气系统接收太阳辐射随纬度变化的分布状况下，低纬低层大气为热源低纬低层大气为热源，高层和极地大气为热汇（冷源）高层和极地大气为热汇（冷源）。设想低纬大气相。设想低纬大气相当于当于Benard对流实验装置中的高温下层隔板，具有温度为对流实验装置中的高温下层隔板，具有温度为T2，而极地的温，而极地的温度为度为T1，T2T1。于是与。于是与Ben

18、ard对流形成的过程相同，当对流形成的过程相同，当T=T2-T1超超过一临界值时，对流出现。相似的对流也发生在低层（热源）与高层（冷过一临界值时，对流出现。相似的对流也发生在低层（热源）与高层（冷源）大气之间。因此，流体为了平衡流体内部不平衡的热量分布，将会自源）大气之间。因此，流体为了平衡流体内部不平衡的热量分布，将会自发地产生了宏观的发地产生了宏观的由南向北，由低向高的定向运动由南向北，由低向高的定向运动。这就是。这就是Hadley单圈环单圈环流的形成机制流的形成机制（如下图）。（如下图）。实际大气中实际大气中Benard对流的现象对流的现象夏日因热力强迫形成的对流夏日因热力强迫形成的对流

19、云（或所谓的对流单体）云（或所谓的对流单体）沿海地区的海陆风沿海地区的海陆风大气环流的形成大气环流的形成城市热岛效应城市热岛效应城区城区气温高气温高郊区郊区气温低气温低郊区郊区气温低气温低城市城市“热岛效应热岛效应”城市风城市风海陆风的形成海陆风的形成Hadley环流理论模型和观测事实（a）Hadley环流理论模型（b）Hadley环流观测事实（利用实际资料滤波分离出的实例）（a）（b）（a）Hadley环流理论模型环流理论模型（b）Hadley环流观测事实（环流观测事实（利用实际资料滤波分离出的实例利用实际资料滤波分离出的实例）进一步从理论上分析，进一步从理论上分析，大气在地球重力场作用下，

20、等密度面应该与地表面平大气在地球重力场作用下，等密度面应该与地表面平行。由于极赤温差、高低空温差的出现，温度的变化将引起密度的变化行。由于极赤温差、高低空温差的出现，温度的变化将引起密度的变化，根据，根据静力平衡关系，得到：静力平衡关系，得到：ln（p0/p1）=g H1（z）-H0（z）/RT H1（z）是从大气上界到大气下界的高度，并假设大气下界是从大气上界到大气下界的高度，并假设大气下界H0（z）是平坦是平坦的，的，P0=常数；常数；T 是此层的平均温度。将此式对是此层的平均温度。将此式对y求导得到：求导得到：p1/y=p1 g H1（z）-H0（z）/RT2*T/y 上式说明温度梯度的

21、上式说明温度梯度的南北差异南北差异 气压梯度力气压梯度力，而气压梯度，而气压梯度力最终驱动了大气力最终驱动了大气，风风（c）进一步分析）进一步分析Benard实验只能定性说明大气环流现象。实验只能定性说明大气环流现象。气压梯度和温度梯度的南北配置气压梯度和温度梯度的南北配置-等压面；等压面；等温面等温面；空气运动的环流轨空气运动的环流轨迹迹(3)环流的形成环流的形成 我们已经了解到，大气环流的形成及维持的最终原动力我们已经了解到，大气环流的形成及维持的最终原动力来自太阳辐射，因此不难理解，大气和海洋中的来自太阳辐射，因此不难理解，大气和海洋中的全球平均水全球平均水平温度场的分布则是由全球平均太

22、阳辐射差额水平分布所决平温度场的分布则是由全球平均太阳辐射差额水平分布所决定的。定的。为了深入地了解地一气系统加热的全球分布，我们不为了深入地了解地一气系统加热的全球分布，我们不仅要了解太阳辐射收支的纬向分布（如上述图），还需要了仅要了解太阳辐射收支的纬向分布（如上述图），还需要了解太阳辐射差额的全球平均分布。解太阳辐射差额的全球平均分布。v热力驱动的环流热力驱动的环流大气平均加热场大气平均加热场（l）全球平均辐射收支）全球平均辐射收支太阳辐射是指由太阳表面以电磁波方式向宇宙空间传递能量。太阳辐射是指由太阳表面以电磁波方式向宇宙空间传递能量。太阳辐射是由地球上最重要的能源。尽管地球只截获约太阳

23、辐射是由地球上最重要的能源。尽管地球只截获约20亿分亿分之一的太阳辐射，但却占加热地球大气能源的之一的太阳辐射，但却占加热地球大气能源的99%，其余微不，其余微不足道的能量来源于月球和其他星球，以及地球内部的地热。因足道的能量来源于月球和其他星球，以及地球内部的地热。因此可以认为此可以认为太阳短波射入辐射是地太阳短波射入辐射是地气系统的唯一能量来源气系统的唯一能量来源（长波射入辐射数量很少，可以忽略）。（长波射入辐射数量很少，可以忽略）。按照按照stefan定律定律FT4地球作为圆球体，它的球体面积为地球作为圆球体，它的球体面积为 4a2（a是地球半径），因是地球半径），因此球面平均的在大气上

24、界的太阳辐射通量此球面平均的在大气上界的太阳辐射通量I=S（4a2）344 W m-2。567 10-8w m-2 K-4 stefanBoltzmann常数，常数，T 是绝对温度，是绝对温度，F是辐是辐射通量。射通量。太阳表面发射的辐射通量太阳表面发射的辐射通量 Fsun=62 107 W m-2假设太阳是理想黑体，具有假设太阳是理想黑体，具有 5750K的温度的温度考虑到日地距离考虑到日地距离地一气系统在大气上界（即不考虑空气的吸收、衰减作用）接地一气系统在大气上界（即不考虑空气的吸收、衰减作用）接收到的太阳辐射通量收到的太阳辐射通量 S=1380 Wm-2左右，称左右，称太阳常数。太阳常

25、数。考虑到整个薄层处于热平考虑到整个薄层处于热平衡，并作为理想黑体射出长衡，并作为理想黑体射出长波辐射波辐射E，即，即E=A，整个薄，整个薄层的平均温度层的平均温度T满足满足 T4 E 227 W m 2 T=25l K-21oC 远小于平均的实际大气温远小于平均的实际大气温度（度（150C），显然这是忽略），显然这是忽略大气层厚度所导致的结果。大气层厚度所导致的结果。（a）最简单的全球平均辐射平衡模式）最简单的全球平均辐射平衡模式假设地假设地系统是一个没有厚系统是一个没有厚度的薄层度的薄层吸收、反射太阳短波射入辐射吸收、反射太阳短波射入辐射发射长波辐射发射长波辐射如果整个薄层表面的平均反如果

26、整个薄层表面的平均反射率为射率为a 034，反射的太，反射的太阳辐射通量阳辐射通量R=aI117 Wm2，因此实际接收到的太阳，因此实际接收到的太阳辐射通量应当为辐射通量应当为 A IR 227 W m 2。在这种模式中，在这种模式中，地球的平均温度为地球的平均温度为 T360C。计算结。计算结果与实际平均温度果与实际平均温度相比太高。值得注相比太高。值得注意的是，在包括大意的是，在包括大气层的全球平均辐气层的全球平均辐射收支模式中，大射收支模式中，大气层的总体效应是气层的总体效应是使温度升高，这就使温度升高，这就是所谓的是所谓的大气温室大气温室效应效应。（b）全球平均辐射平衡的两层模式）全球

27、平均辐射平衡的两层模式考虑了大气层厚度的全球平均辐射考虑了大气层厚度的全球平均辐射收支模式收支模式E1=A1+E2-T3E2=A2+0.64E1 在（在（b）模式中，我们）模式中，我们没有考虑水汽的影响。事实没有考虑水汽的影响。事实上，由于太阳辐射的加热作上，由于太阳辐射的加热作用，在水体和陆面下垫面引用，在水体和陆面下垫面引起蒸发，蒸发又导致潜热通起蒸发，蒸发又导致潜热通量从下垫面向上输送，下垫量从下垫面向上输送，下垫面失去热量。当水汽进入大面失去热量。当水汽进入大气，它在凝结成降水落回地气，它在凝结成降水落回地面前，又会形成为云，增加面前，又会形成为云，增加了大气的温室效应。由于水了大气的

28、温室效应。由于水汽引起净热量向上的通量输汽引起净热量向上的通量输送，在全球平均辐射收支的送，在全球平均辐射收支的湿两层模式中（如图）：湿两层模式中（如图）：E2=A2+0.64E1-Qw E1=A1+E2-T3+Qw 则则T190C，平均温度值降，平均温度值降低，与实际平均温度相接近低，与实际平均温度相接近。可见。可见水汽过程的效应减缓水汽过程的效应减缓了大气的温室效应。了大气的温室效应。（c）全球平均辐射平衡的两层湿模式）全球平均辐射平衡的两层湿模式 图中，考虑影响全球平均图中，考虑影响全球平均能量收支模式的因子更多，能量收支模式的因子更多，辐辐射过程更加复杂，但与理想模射过程更加复杂，但与

29、理想模式并无本质差别式并无本质差别。这种能量收这种能量收支平衡是对全球平均而言的。支平衡是对全球平均而言的。根据观测，影响能量收支的因根据观测，影响能量收支的因子大部分都随纬度而变化，例子大部分都随纬度而变化，例如反射率、长波辐射，能量净如反射率、长波辐射，能量净实际收支的分布都随纬度而变实际收支的分布都随纬度而变化。在低纬度，由于大面积的化。在低纬度，由于大面积的海洋，它具有低反射率的特征，海洋，它具有低反射率的特征，因此吸收较多的短波辐射；在因此吸收较多的短波辐射；在高纬度，由于冬季冰、雪的覆盖，高纬度，由于冬季冰、雪的覆盖，它具有高反射率的特征，因此吸它具有高反射率的特征，因此吸收较少的

30、短波辐射。在气旋系统收较少的短波辐射。在气旋系统活跃的中纬度，云的覆盖增加了反射率。活跃的中纬度，云的覆盖增加了反射率。较高的反射率同样也出现在有深厚对流云覆盖的低纬度。长波辐射分布的特征表较高的反射率同样也出现在有深厚对流云覆盖的低纬度。长波辐射分布的特征表现为低纬度向高纬度减少。在中、高纬度的青藏高原，存在异常的长波辐射低值区现为低纬度向高纬度减少。在中、高纬度的青藏高原，存在异常的长波辐射低值区。在低纬度对流云区的长波辐射要比无云区少得多。长波辐射值较小的地区表明存。在低纬度对流云区的长波辐射要比无云区少得多。长波辐射值较小的地区表明存在云区和较低的温度。在云区和较低的温度。能量净实际收

31、支的水平分布表明上述影响因子的综合作用。能量净实际收支的水平分布表明上述影响因子的综合作用。（d）全球实际平均能量收支模式）全球实际平均能量收支模式 卫星观测的全球辐射能量实际收支量卫星观测的全球辐射能量实际收支量 （a）全球实际反射率水平分布特征）全球实际反射率水平分布特征 （b）全球实际长波辐射水平分布特征）全球实际长波辐射水平分布特征 （c）全球辐射能量净实际收支水平分布特征）全球辐射能量净实际收支水平分布特征 在前面我们已经了解到在前面我们已经了解到大气环流的形成及演变不仅取决于大气环流的形成及演变不仅取决于大气内部的种种过程，还决定于发生在大气上边界和下边界大气内部的种种过程，还决定

32、于发生在大气上边界和下边界处的各种物理过程处的各种物理过程。在上面讨论的辐射能量净实际收支分布。在上面讨论的辐射能量净实际收支分布情况时，我们不难理解，大气内部直接获得的短波辐射很少情况时，我们不难理解，大气内部直接获得的短波辐射很少，大气内部的能量获得主要还是通过了垫面的能量输送，而，大气内部的能量获得主要还是通过了垫面的能量输送，而海洋下垫面的热量输送则尤为重要海洋下垫面的热量输送则尤为重要。因此我们需要了解反映。因此我们需要了解反映全球海洋平均加热全球海洋平均加热 场特征的海平面平均温度（场特征的海平面平均温度（SST）的基本）的基本分布。分布。（2）全球海洋平均温度分布）全球海洋平均温

33、度分布(a)冬季海洋平均温度冬季海洋平均温度太太 平平 洋洋大大 西西 洋洋(b)夏季海洋平均温度夏季海洋平均温度太太 平平 洋洋(c)海洋表面主要的洋流海洋表面主要的洋流太太 平平 洋洋(d)海洋上的海洋上的Elnino 现象现象(1)(d)海海洋上的洋上的Elnino 现象现象(2)Elnino海洋上的海洋上的Elnino 现象：开始阶段现象：开始阶段海洋上的海洋上的Elnino 现象：发展阶段现象：发展阶段ElninoThe image below displays the Sea Surface Temperature(SST)Anomalies in degrees Celsius

34、for the middle of September,1997.By this time,the classic El Nio pattern has almost fully ripened,with maxima above+4 degrees Celsius.Example：1997-1998 El Nio The most recent El Nio event began in the spring months of 1997.Instrumentation placed on Buoys in the Pacific Ocean after the 1982-1983 El N

35、io began recording abnormally high temperatures off the coast of Peru.Over the next couple of months,these strength of these anomalies grew.The anomalies grew so large by October 1997 that this El Nio had already become the strongest in the 50+years of accurate data gathering.4.4 海洋对大气环流的影响（基本分析）海洋对

36、大气环流的影响（基本分析）海洋对大气环流，乃至整个气候系统起着一个巨大的调节器海洋对大气环流，乃至整个气候系统起着一个巨大的调节器的作用。的作用。海洋有巨大的热容量，大的比热和巨大的流动性海洋有巨大的热容量，大的比热和巨大的流动性。因此。因此海洋吸收或放出热量而升高或降低其温度的速率要比空气缓慢得海洋吸收或放出热量而升高或降低其温度的速率要比空气缓慢得多，这意味着海洋上较小的温度距平使其能够向大气传输大量的多，这意味着海洋上较小的温度距平使其能够向大气传输大量的热量（如下图所示）。因此海洋是大气热机运转的主要能源。据热量（如下图所示）。因此海洋是大气热机运转的主要能源。据计算，占地球表面计算，

37、占地球表面71的海洋吸收了进入地球大气系统上界太阳的海洋吸收了进入地球大气系统上界太阳辐射量的辐射量的70左右，并将此部分的左右，并将此部分的85左右贮存在海洋表层。这左右贮存在海洋表层。这部分能量再以长波有效辐射、潜热和感热交换的形式输送给大气，部分能量再以长波有效辐射、潜热和感热交换的形式输送给大气，成为大气运动的直接能源。成为大气运动的直接能源。另一方面，海洋提供了大约另一方面，海洋提供了大约86的大气水汽来源的大气水汽来源。海洋热状况。海洋热状况和蒸发强度的变化等将直接影响大气中能量和水分的分布。和蒸发强度的变化等将直接影响大气中能量和水分的分布。海洋的调节作用海洋的调节作用 海洋的海

38、洋的“层结层结”效应效应（1）海洋的调节作用）海洋的调节作用 海洋、大气环流、天气尺度系统对热量的输送海洋、大气环流、天气尺度系统对热量的输送 海洋同时也是海洋同时也是二氧化碳的汇聚地二氧化碳的汇聚地，由于化石燃料的燃烧所产生，由于化石燃料的燃烧所产生的二氧化碳约有一半进入到海洋中去，造成这一过程的原因主要的二氧化碳约有一半进入到海洋中去，造成这一过程的原因主要是海洋上层和大气之间的湍流交换。海洋中二氧化碳的输送和海是海洋上层和大气之间的湍流交换。海洋中二氧化碳的输送和海洋中碳的生物地球化学循环，对研究人类活动产生的二氧化碳的洋中碳的生物地球化学循环，对研究人类活动产生的二氧化碳的长期效应有十

39、分重要的作用。长期效应有十分重要的作用。（2）海洋的）海洋的“层结层结”效应效应海洋是从上层开始加热的，热量来源主要靠它的海洋是从上层开始加热的，热量来源主要靠它的表层吸收太阳辐射。它的层结上热下冷要比大气表层吸收太阳辐射。它的层结上热下冷要比大气稳定得多稳定得多,这就是所谓这就是所谓海洋的海洋的“层结层结”效应即惰效应即惰性。性。当相对快速变化的大气过程对海洋施加风应力时，惰性海洋宛如一台过滤当相对快速变化的大气过程对海洋施加风应力时，惰性海洋宛如一台过滤器器滤掉了快速变化的高频振荡，而低频振荡得以保留（在物理上，就是滤掉了快速变化的高频振荡，而低频振荡得以保留（在物理上，就是所谓低通滤波器

40、）。这种低频振荡与大气环流的年际变化关系密切。也正是所谓低通滤波器）。这种低频振荡与大气环流的年际变化关系密切。也正是由于惰性，由于惰性，海洋变化有明显的持续性海洋变化有明显的持续性。海洋的惰性也使得海洋的惰性也使得海洋对太阳辐射季海洋对太阳辐射季节变化的响应要比陆地滞后一个月左右节变化的响应要比陆地滞后一个月左右。地球大气中存在着一些地球大气中存在着一些辐射辐射性质活泼的微量气体性质活泼的微量气体，如二，如二氧化碳等。这些气体虽然对氧化碳等。这些气体虽然对太阳短波辐射是相对无效的太阳短波辐射是相对无效的吸收物质，但吸收物质，但对地面放出的对地面放出的长波辐射却是相对不透明的长波辐射却是相对不

41、透明的，这就使得全球平均的地面气这就使得全球平均的地面气温得以维持在温得以维持在15左右。但如果没有地球大气，地面平均气温只能达到一左右。但如果没有地球大气，地面平均气温只能达到一18oC左右。这种现象就是左右。这种现象就是“温室效应温室效应”。二氧化碳和水汽则是主要的温室气体。由。二氧化碳和水汽则是主要的温室气体。由于人类活动的影响，自工业革命以来大气中二氧化碳的浓度一直在增加。据估计，于人类活动的影响，自工业革命以来大气中二氧化碳的浓度一直在增加。据估计，工业革命前二氧化碳的浓度约为工业革命前二氧化碳的浓度约为26510-3299 10-3 Ml/L，到现在已增加了大，到现在已增加了大约约

42、25，到，到2035年可能达到年可能达到 420 10-3 475 10-3 Ml/L。二氧化碳（二氧化碳（CO2）的增加的图像）的增加的图像 04.5 温室气体对大气环流的影响温室气体对大气环流的影响温室气体对大气环流的影响温室气体对大气环流的影响v 旋转地球上的环流旋转地球上的环流 在转动的地球上，大气由于受到地球重力的作用，必定随地球转动。事实上，在转动的地球上，大气由于受到地球重力的作用，必定随地球转动。事实上，地球大气有别于地球大气有别于Benard流体或其它流体的根本特征就在于大气的层结结构和旋流体或其它流体的根本特征就在于大气的层结结构和旋转性。转性。地球上的实际大气是重力层结、

43、旋转性、热力共同作用的结地球上的实际大气是重力层结、旋转性、热力共同作用的结果，并进而制约了热力驱动的果，并进而制约了热力驱动的Hadley环流。环流。1 大气环流的运动特征大气环流的运动特征 可以大气固有的尺度特征参数来表征可以大气固有的尺度特征参数来表征 Rossby 变形半径，变形半径，L0=（gH）1/2/f 热力热力Rossby参数，参数，R0T=（L0/L）2*T/T 2 三圈环流三圈环流（1）三圈环流的建立）三圈环流的建立 热带热带 Hadley 环流圈环流圈-直接环流圈；直接环流圈；Ferrel 环流圈（中纬度环流圈）环流圈（中纬度环流圈）-接环流圈接环流圈 极地极地 Hadl

44、ey 环流圈环流圈-直接环流圈直接环流圈（a）理论模型）理论模型Polar Easterlies:From 60-90 degrees latitude.Trade WindsPrevailing Westerlies:From 30-60 degrees latitude Tropical Easterlies:From 0-30 degrees latitude（b）三圈环流观测事实（利用实际资）三圈环流观测事实（利用实际资料分离出的实例，箭头代表流线方向）料分离出的实例，箭头代表流线方向）（2）三圈环流的理论解释）三圈环流的理论解释 通过分析大气闭合方程组（通过分析大气闭合方程组（P86

45、-87）可以得到如下结论：）可以得到如下结论：随高度的增加，纬向平均风随高度越来越偏西。随高度的增加，纬向平均风随高度越来越偏西。Hadley环流是热力驱动环流圈。环流是热力驱动环流圈。天气尺度涡动的作用使天气尺度涡动的作用使Ferrel 环流圈得以形成和环流圈得以形成和维持。维持。（1）摩擦和角动量输送）摩擦和角动量输送3 摩擦作用摩擦作用地面摩擦和大气内部各层之间的内摩擦作用总是地面摩擦和大气内部各层之间的内摩擦作用总是使空气运动减弱，在讨论大气环流的形成和维持使空气运动减弱，在讨论大气环流的形成和维持问题上，是一个不可忽视的因子。问题上，是一个不可忽视的因子。大气角动量大气角动量 是表征

46、大气环流和气候状况的基本参数。是表征大气环流和气候状况的基本参数。低纬东风带：风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，地球通过摩擦作用给低纬东风带：风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，地球通过摩擦作用给其上面的大气施加一个向东的转动力矩，或说东风带的大气获得了地球给予其上面的大气施加一个向东的转动力矩，或说东风带的大气获得了地球给予的西风角动量。的西风角动量。中高纬西风带：地球通过摩擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身中高纬西风带：地球通过摩擦作用给大气一个向西的转动力矩，大气本身损耗了西风角动量。损耗了西风角动量。Question 角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送是通过什么机制角动量从热带

47、东风带向中高纬西风带的输送是通过什么机制完成的？完成的？高空西风带与角动量输送(a)北半球高空西风带波动水平流线北半球高空西风带波动水平流线（b）副热带反气旋水平流线）副热带反气旋水平流线 角动量向北输送角动量向北输送4.6 地形影响地形影响 各种尺度的一般作用各种尺度的一般作用 山脉本身特征（山脉本身特征（长、宽、高长、宽、高）大气的状态大气的状态1）抬高的热力作用：）抬高的热力作用：热力环流，山谷风等热力环流，山谷风等2）山脉波和背风波引起的上升和下沉作用）山脉波和背风波引起的上升和下沉作用3）对气团的阻挡作用：）对气团的阻挡作用：焚风焚风4）空气的偏转：）空气的偏转：绕流绕流5）对降水的

48、地形控制：）对降水的地形控制：地形降水地形降水1）地形机械阻挡气流）地形机械阻挡气流2）大地形造成的摩擦分布不均匀）大地形造成的摩擦分布不均匀3）地形造成的抬高的冷热源）地形造成的抬高的冷热源-热力作用热力作用 高原的动力作用高原的动力作用冬季青藏高原冬季青藏高原500 hPa气流气流 绕流气流绕流气流（a）绕流气）绕流气流的物理实验流的物理实验（b）青藏高）青藏高原的绕流气流原的绕流气流D 代表低压代表低压G 代表高压代表高压 DDGG青藏高原青藏高原 4.7 实际大气环流的平均特征实际大气环流的平均特征 本节主要介绍实际大气环流的基本特征和它的平均运行状况，本节主要介绍实际大气环流的基本特

49、征和它的平均运行状况，通过了解大气中的气压场和风场的平均特征，初步建立实际的大通过了解大气中的气压场和风场的平均特征，初步建立实际的大气环流的三维图像。气环流的三维图像。了解不同等压面上的平均水平环流的重要性在于它不仅反映了了解不同等压面上的平均水平环流的重要性在于它不仅反映了环流随纬度的平均分布，还反映了不同高度、不同经度上的纬度环流随纬度的平均分布，还反映了不同高度、不同经度上的纬度偏差分布特点。例如，在对流层下部的大气活动中心，在对流层偏差分布特点。例如，在对流层下部的大气活动中心，在对流层中上部的高空平均槽脊等。这里，我们着重讨论北半球的环流情中上部的高空平均槽脊等。这里，我们着重讨论

50、北半球的环流情况。况。由于地面由于地面地形及海陆差地形及海陆差异的作用，平异的作用，平均海平面气压均海平面气压场环流分布表场环流分布表现为现为沿纬圈方沿纬圈方向的不均匀性向的不均匀性，而且呈现出一而且呈现出一个个巨大的闭个个巨大的闭合高、低压系合高、低压系统，称为永久统，称为永久或半永久性活或半永久性活动中心。动中心。长年长年存在的活动中存在的活动中心称为永久性心称为永久性的，而有季节的，而有季节变化的则称为变化的则称为半永久性的半永久性的。（a）1 月平均海平面气压场和风场月平均海平面气压场和风场（l）平均低层环流）平均低层环流COADS Release 1 long-term Januar