第七講高等天气学.pptVIP

第七讲 热带大气的动力学特征与辐散环流; 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30o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。 ;图7.1a平均纬向风的纬向剖面。 左：12～2月平均；右：6～8月平均 根据1971～2000年NCEP再分析资料制作 单位：m·s-1 （王慧提供，2004）;;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势下。 θ，θe和θe*同左图。点线代表从地面上升的无夹卷气块的θe曲线，箭头为LFC。（Holton, 2004）;7.1 热带大气的动力学特征; 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，西大西洋地区等。 ;（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。例如对于纬向波数1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Rossby波（或者叫MY波，因是由Maruyama和Yanai发现）以及斜压和正压的Rossby波。它们是自由模态，其中开尔文波与混合Rossby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，可以激发出一系列的Rossby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（Gill模态）。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。;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，并且离开赤道，振幅衰减，到10°N和10°S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/辐合的振荡。如产生辐散（见图7.2高低压中心之间地区），由于f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，而东风区则对应于低压区，又由于重力波相速度 he是厚度。只有C0，离赤道的衰减解才存在，所以开尔文波只能东传。;;图7.2 赤道大气Kelvin波的气压场和风场水平分布 （取自Matsumo, 1966）;图7.3 赤道大气混合Rossby—重力波的气压场和风场水平分布（取自Matsumo, 1966） ; 混合Rossby—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。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，在赤道上纬向速度 ，但是经向速度v达到最大，并且几乎与等压线相垂直。经向速度v的大小沿y方向相对于赤道而言呈Gauss分布，离开赤道地区波动迅速减弱。 ;图7.4 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。QR：净辐射；QC：凝结加热；QW：感热加热；FM（E—W）是东西方向的热通量，FM（N—S）是南北方向的热通量。单位：K d-1;7.2 辐散环流;图7.5 200hPa北半球夏季（6～8月）多年平均（1968～1980）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：5×105m2·s-1；D：高空辐散，C：高空辐合; 全球辐散环流如下，在北半球冬季（尤其在1979年1月）（图7.6a）主要哈得莱环流的上升支在5