就是大氣環(huán)流課件

第四篇大氣環(huán)流熱空氣膨脹上升，冷空氣流過來填補它的空缺，造成的空氣循環(huán)流動現象，稱為環(huán)流。就全球而言，就是大氣環(huán)流。如赤道地區(qū)比較熱，兩極地區(qū)比較冷，赤道地區(qū)的暖空氣上升，由高空流向兩極，兩極的空氣則向赤道移動，造成環(huán)流。根據環(huán)流范圍的大小，通常分為三種。主環(huán)流：覆蓋地球表面大部分地區(qū)，指全球性風系。次環(huán)流：比主環(huán)流的范圍小一點，包括氣團和鋒面在內。局部環(huán)流：范圍更小，存在時間很短暫但可以發(fā)展成劇變的天氣，包括海陸風、山風、谷風、雷雨、積云、龍卷風等。第四篇大氣環(huán)流1大氣環(huán)流指的是在全球范圍內，水平尺度橫跨數千公里，垂直尺度延伸數十公里以上，時間尺度在105S以上的平均運動。所謂環(huán)流，指的是空氣沿一封閉的軌跡移動，或有沿著某一封閉軌跡循環(huán)運動的傾向。顯然，氣流治經圈方向運動稱為經圈（向）環(huán)流，沿緯圈方向移動稱為緯圈（向）環(huán)流。從一般意義而言，大氣環(huán)流強調的是空氣的運動，包括大氣中一切以運動形式存在的總體。本章主要討論全球范圍、長時間平均的大氣運動及其變化規(guī)律。各種短期天氣現象和過程必定以其相關的平均大氣環(huán)流過程為背景，而平均大氣環(huán)流的異常變化必然會導致天氣、氣候的異常。4.1大氣環(huán)流的基本概念大氣環(huán)流指的是在全球范圍內，水平尺度橫跨數千公里，垂2尺度范疇尺度分類時間尺度空間尺度大氣現象舉例

大尺度氣候尺度年代1000–40000km全球變暖現象大氣環(huán)流季節(jié)、年季風天氣尺度數天到數周100–5000km臺風大氣環(huán)流的尺度特征尺度范疇尺度分類時間尺度空間尺度大氣現象舉例

氣候尺度年代13統(tǒng)計方法（1）經典方法尺度和量綱分析尺度分離定性描述推理（2）現代方法定量觀測分析（衛(wèi)星、雷達等）數值模擬（GCM等）

4.2大氣環(huán)流的研究方法

4

造成大氣環(huán)流變化的復雜性：不單由大氣內部過程決定，還由大氣上、下邊界處的各種物理、化學過程決定。大氣一海洋一冰雪一陸地和生物圈所組成的復雜系統(tǒng)示意圖（1）地球大氣流體的層結性和旋轉性；（2）各種尺度的運動及其相互作用；（3）地球系統(tǒng)各圈的相互作用和影響。4.3大氣環(huán)流的基本特征造成大氣環(huán)流變化的復雜性：不單由大氣內部過程決定，還由大氣5

大氣環(huán)流研究方法----尺度分離：

大氣環(huán)流研究的一個基本出發(fā)點，就是將大氣環(huán)流看成是相對較小尺度流體運動的平均背景場，而較小尺度運動則是大氣平均環(huán)流場上疊加的擾動流場。例如，天氣尺度渦旋和中小尺度局地環(huán)流，相對于全球尺度的大氣環(huán)流，均被認為是平均環(huán)流背景場上疊加的次尺度渦動（擾動）部分，即距平，或在平均值附近的有限振蕩。如圖是求算實測風沿緯圈（大氣環(huán)流的空間特征尺度可以用部分或整個緯圈的長度L表示）的平均值和距平值的示意圖。緯圈上實測風的平均量和渦動量大氣環(huán)流研究方法----尺度分離：緯圈上實測風的平均量和渦6值得強調的是，相對于時間平均的擾動部分（即類似于對緯圈平均時稱為渦動的部分），稱為瞬變量，記為A’A’＝A－A。假設時間取足夠長，則A將不隨τ變化。一般地，它意味著時間τ應大于天氣系統(tǒng)的典型生命期。-----中緯度，τ

應當大于15～20天；-----熱帶，τ要小些。-----全球環(huán)流而言，τ要小于季節(jié)循環(huán)周期，即3個月，約91～92天。以公式表達：A=[A]+A*[A]代表大氣運動沿緯圈的平均狀況，定義為[A]=1/L∫0L

Adx。A*為疊加在平均值上的距平（擾動）部分。相似地，對A在時間尺度上取平均記為A，同樣可以分解為時間尺度上的平均值和距平值。A＝1/τ∫τ0Adt，，代表所取平均的時間長度。值得強調的是，相對于時間平均的擾動部分（即類似于對緯圈平均時7今天看來，Hadley環(huán)流理論是太過于簡單，但其基本觀點——即熱力驅動了風，大氣環(huán)流得以形成及維持的最終原動力，來自于太陽輻射的熱量分布不均勻，卻是大氣環(huán)流理論極為重要的基本觀點。

熱力驅動的環(huán)流風是人們在日常生活中直接感受到的大氣運動形式。簡而言之，大氣環(huán)流就是研究風的科學。其核心內容就是揭示風的形成、維持和消亡的變化規(guī)律，并利用此規(guī)律分析風的各種表現形式，從而能夠預測它的演變。然而，大氣流體運動的復雜多變，人類至今還不能完全掌握它的演變規(guī)律。千百年來，人類孜孜以求，探索著大氣運動的奧秘。Halley（1687）和Hadley（1720），通過對信風現象的研究，提出了赤道和高緯度極地之間的熱力差異是地球上的大規(guī)模風系形成的根本原因。Hadley指出，在炎熱的赤道，空氣受熱上升，而在寒冷的極地空氣遇冷下沉。因此赤道上空源源而來的空氣向極地流動，并在極地產生下沉，然后再從低空折向赤道運動。這就是著名的Hadley環(huán)流理論的基本思想。今天看來，Hadley環(huán)流理論是太過于簡單，但其基本觀點——8地一氣系統(tǒng)所吸收的太陽短波射入輻射隨緯度變化，輻射的最大值在赤道，并向極地減少；與此同時，地一氣系統(tǒng)所發(fā)射的長波輻射隨緯度變化要比太陽短波射入輻射的變化平緩得多。在低緯度地區(qū)有熱量的凈收入，而在高緯度地區(qū)有熱量的凈支出。因此熱量的凈收支不均勻的分布是隨緯度變化的。因此大氣溫度的緯度分布必然取決于熱量凈收支隨緯度變化的規(guī)律。(1)Hadley環(huán)流熱力作用所產生的大氣環(huán)流，這是單純的熱力環(huán)流。習慣上稱純熱力驅動的大氣環(huán)流流型為Hadley環(huán)流。輻射收支的緯度變化地一氣系統(tǒng)沿緯圈的太陽輻射能量的凈收支是不均勻分布的。赤道地區(qū)獲得的凈輻射熱量遠多于極地地區(qū)。根據熱力學第一定理，輻射加熱的不均勻將產生大氣溫度的變化(1)Hadley環(huán)流熱力作用所產生的大氣環(huán)流，這是單純的9地一氣系統(tǒng)的太陽短波射入輻射和長波輻射通量隨緯度變化的情況射入輻射射出輻射地一氣系統(tǒng)的太陽短波射入輻射和長波輻射通量隨緯度變化的情況射10由ECMWF分析資料計算的大氣溫度隨緯度變化的情況（0C）

緯度

summerwinter由ECMWF分析資料計算的大氣溫度隨緯度變化的情11

在設有一薄層流體夾于兩個水平隔板面之間，流體的厚度為H，比其水平寬度L小得多。施加外部約束即對下層流體加熱，使得下層隔板的溫度高于上層隔板的溫度。當約束較弱時，熱量從下層隔板擴散到上層流體。這種現象稱為熱傳導，它是靠分子的熱運動來傳遞熱量的，流體總體是“靜止的”，無宏觀運動，這種運動是分子尺度的。若下層隔板繼續(xù)加熱，當達到某一臨界數值觀時，可觀測到流體內部突然有上下流動，整個流體層分成許多比較規(guī)律的封閉單元，液體呈一串串對流結構，稱為Benard對流。只要溫度固定不變，則這種對流是穩(wěn)定的。事實上，當溫差增大到一定值時，靠分子的熱運動傳遞熱量已經不夠，于是，要形成更大尺寬的宏觀對流來傳遞熱量。(2)溫差造成的熱力對流1901年，Benard就發(fā)現大氣溫度的差異將產生熱力對流。他在實群室曾經做過一個著名的物理實驗。Benard對流在設有一薄層流體夾于兩個水平隔板面之間，流體的厚度為H，比12熱力對流的Benard實驗（a）Benard對流實驗結果照片；（b）Benar對流實驗主視圖熱力對流的Benard實驗13

大氣溫度的變化表現在低緯度地區(qū)大氣溫度高于高緯度地區(qū)，高層大氣溫度低于低層大氣。在地一氣系統(tǒng)接收太陽輻射隨緯度變化的分布狀況下，低緯低層大氣為熱源，高層和極地大氣為熱匯（冷源）。設想低緯大氣相當于Benard對流實驗裝置中的高溫下層隔板，具有溫度為T2，而極地的溫度為T1，T2＞T1。于是與Benard對流形成的過程相同，當ΔT=T2-T1超過一臨界值時，對流出現。相似的對流也發(fā)生在低層（熱源）與高層（冷源）大氣之間。因此，流體為了平衡流體內部不平衡的熱量分布，將會自發(fā)地產生了宏觀的由南向北，由低向高的定向運動。這就是Hadley單圈環(huán)流的形成機制（如下圖）。實際大氣中Benard對流的現象夏日因熱力強迫形成的對流云（或所謂的對流單體）沿海地區(qū)的海陸風大氣環(huán)流的形成城市熱島效應大氣溫度的變化表現在低緯度地區(qū)大氣溫度高于高緯度地區(qū)，高層14就是大氣環(huán)流課件15海陸風的形成海陸風的形成16Hadley環(huán)流理論模型和觀測事實（a）Hadley環(huán)流理論模型（b）Hadley環(huán)流觀測事實（利用實際資料濾波分離出的實例）（a）（b）Hadley環(huán)流理論模型和觀測事實（a）（b）17（a）Hadley環(huán)流理論模型（a）Hadley環(huán)流理論模型18（b）Hadley環(huán)流觀測事實（利用實際資料濾波分離出的實例）（b）Hadley環(huán)流觀測事實（利用實際資料濾波分離出的實例19進一步從理論上分析，大氣在地球重力場作用下，等密度面應該與地表面平行。由于極赤溫差、高低空溫差的出現，溫度的變化將引起密度的變化，根據靜力平衡關系，得到：

ln（p0/p1）=g[H1（z）-H0（z）]/RT

H1（z）是從大氣上界到大氣下界的高度，并假設大氣下界H0（z）是平坦的，P0=常數；T是此層的平均溫度。將此式對y求導得到：

?p1/

?

y=p1

g[H1（z）-H0（z）]/RT2*?T/?y

上式說明溫度梯度的南北差異

氣壓梯度力，而氣壓梯度力最終驅動了大氣，風

（c）進一步分析Benard實驗只能定性說明大氣環(huán)流現象。進一步從理論上分析，大氣在地球重力場作用下，等密度面應該與地20氣壓梯度和溫度梯度的南北配置----等壓面；—等溫面；空氣運動的環(huán)流軌跡(3)環(huán)流的形成氣壓梯度和溫度梯度的南北配置21我們已經了解到，大氣環(huán)流的形成及維持的最終原動力來自太陽輻射，因此不難理解，大氣和海洋中的全球平均水平溫度場的分布則是由全球平均太陽輻射差額水平分布所決定的。為了深入地了解地一氣系統(tǒng)加熱的全球分布，我們不僅要了解太陽輻射收支的緯向分布（如上述圖），還需要了解太陽輻射差額的全球平均分布。熱力驅動的環(huán)流大氣平均加熱場我們已經了解到，大氣環(huán)流的形成及維持的最終原動力來自22（l）全球平均輻射收支太陽輻射是指由太陽表面以電磁波方式向宇宙空間傳遞能量。太陽輻射是由地球上最重要的能源。盡管地球只截獲約20億分之一的太陽輻射，但卻占加熱地球大氣能源的99%，其余微不足道的能量來源于月球和其他星球，以及地球內部的地熱。因此可以認為太陽短波射入輻射是地—氣系統(tǒng)的唯一能量來源（長波射入輻射數量很少，可以忽略）。（l）全球平均輻射收支太陽輻射是指由太陽表面以電磁波方式向宇23按照stefan定律F＝σT4地球作為圓球體，它的球體面積為4a2（a是地球半徑），因此球面平均的在大氣上界的太陽輻射通量I=S／（4πa2）＝344W·m-2

。σ

＝5．67×10-8w·m-2·K-4stefan－Boltzmann常數，T是絕對溫度，F是輻射通量。太陽表面發(fā)射的輻射通量Fsun=6．2×107W·m-2假設太陽是理想黑體，具有5750K的溫度考慮到日地距離地一氣系統(tǒng)在大氣上界（即不考慮空氣的吸收、衰減作用）接收到的太陽輻射通量S=1380W·m-2左右，稱太陽常數。按照stefan定律F＝σT4地球作為圓球體，它的球體面積為24考慮到整個薄層處于熱平衡，并作為理想黑體射出長波輻射E，即E=A，整個薄層的平均溫度T滿足σT4

＝

E＝227W·m－2

T=25lK＝-21oC

遠小于平均的實際大氣溫度（150C），顯然這是忽略大氣層厚度所導致的結果。（a）最簡單的全球平均輻射平衡模式假設地~系統(tǒng)是一個沒有厚度的薄層吸收、反射太陽短波射入輻射發(fā)射長波輻射如果整個薄層表面的平均反射率為a~0．34，反射的太陽輻射通量R=aI＝117W·m－2，因此實際接收到的太陽輻射通量應當為A＝I－R＝227W·m－2

。考慮到整個薄層處于熱平衡，并作為理想黑體射出長波輻射E，即E25在這種模式中，地球的平均溫度為

T＝360C。計算結果與實際平均溫度相比太高。值得注意的是，在包括大氣層的全球平均輻射收支模式中，大氣層的總體效應是使溫度升高，這就是所謂的大氣溫室效應。（b）全球平均輻射平衡的兩層模式考慮了大氣層厚度的全球平均輻射收支模式E1=A1+E2-T3E2=A2+0.64E1在這種模式中，地球的平均溫度為T＝360C。計算結果與實際26在（b）模式中，我們沒有考慮水汽的影響。事實上，由于太陽輻射的加熱作用，在水體和陸面下墊面引起蒸發(fā)，蒸發(fā)又導致潛熱通量從下墊面向上輸送，下墊面失去熱量。當水汽進入大氣，它在凝結成降水落回地面前，又會形成為云，增加了大氣的溫室效應。由于水汽引起凈熱量向上的通量輸送，在全球平均輻射收支的濕兩層模式中（如圖）：

E2=A2+0.64E1-QwE1=A1+E2-T3+Qw則T＝190C，平均溫度值降低，與實際平均溫度相接近?？梢娝^程的效應減緩了大氣的溫室效應。

（c）全球平均輻射平衡的兩層濕模式在（b）模式中，我們沒有考慮水汽的影響。事實上，由于27

圖中，考慮影響全球平均能量收支模式的因子更多，輻射過程更加復雜，但與理想模式并無本質差別。這種能量收支平衡是對全球平均而言的。根據觀測，影響能量收支的因子大部分都隨緯度而變化，例如反射率、長波輻射，能量凈實際收支的分布都隨緯度而變化。在低緯度，由于大面積的海洋，它具有低反射率的特征，因此吸收較多的短波輻射；在高緯度，由于冬季冰、雪的覆蓋，它具有高反射率的特征，因此吸收較少的短波輻射。在氣旋系統(tǒng)活躍的中緯度，云的覆蓋增加了反射率。較高的反射率同樣也出現在有深厚對流云覆蓋的低緯度。長波輻射分布的特征表現為低緯度向高緯度減少。在中、高緯度的青藏高原，存在異常的長波輻射低值區(qū)。在低緯度對流云區(qū)的長波輻射要比無云區(qū)少得多。長波輻射值較小的地區(qū)表明存在云區(qū)和較低的溫度。能量凈實際收支的水平分布表明上述影響因子的綜合作用。（d）全球實際平均能量收支模式圖中，考慮影響全球平均（d）全球實際平均能量收支模式28衛(wèi)星觀測的全球輻射能量實際收支量

（a）全球實際反射率水平分布特征衛(wèi)星觀測的全球輻射能量實際收支量29（b）全球實際長波輻射水平分布特征（b）全球實際長波輻射水平分布特征30（c）全球輻射能量凈實際收支水平分布特征（c）全球輻射能量凈實際收支水平分布特征31

在前面我們已經了解到大氣環(huán)流的形成及演變不僅取決于大氣內部的種種過程，還決定于發(fā)生在大氣上邊界和下邊界處的各種物理過程。在上面討論的輻射能量凈實際收支分布情況時，我們不難理解，大氣內部直接獲得的短波輻射很少，大氣內部的能量獲得主要還是通過了墊面的能量輸送，而海洋下墊面的熱量輸送則尤為重要。因此我們需要了解反映全球海洋平均加熱場特征的海平面平均溫度（SST）的基本分布。（2）全球海洋平均溫度分布（2）全球海洋平均溫度分布32(a)冬季海洋平均溫度太平洋大西洋(a)冬季海洋平均溫度太平洋大西洋33(b)夏季海洋平均溫度太平洋(b)夏季海洋平均溫度太平洋34(c)海洋表面主要的洋流太平洋(c)海洋表面主要的洋流太平洋35(d)海洋上的Elnino

現象(1)(d)海洋上的Elnino現象(1)36(d)海洋上的Elnino

現象(2)Elnino(d)海洋上的Elnino現象(2)Elnino37海洋上的Elnino

現象：開始階段海洋上的Elnino現象：開始階段38海洋上的Elnino

現象：發(fā)展階段Elnino海洋上的Elnino現象：發(fā)展階段Elnino39TheimagebelowdisplaystheSeaSurfaceTemperature(SST)AnomaliesindegreesCelsiusforthemiddleofSeptember,1997.Bythistime,theclassicElNi?opatternhasalmostfullyripened,withmaximaabove+4degreesCelsius.Example：1997-1998ElNi?o

ThemostrecentElNi?oeventbeganinthespringmonthsof1997.InstrumentationplacedonBuoysinthePacificOceanafterthe1982-1983ElNi?obeganrecordingabnormallyhightemperaturesoffthecoastofPeru.Overthenextcoupleofmonths,thesestrengthoftheseanomaliesgrew.TheanomaliesgrewsolargebyOctober1997thatthisElNi?ohadalreadybecomethestrongestinthe50+yearsofaccuratedatagathering.TheimagebelowdisplaystheS404.4海洋對大氣環(huán)流的影響（基本分析）海洋對大氣環(huán)流，乃至整個氣候系統(tǒng)起著一個巨大的調節(jié)器的作用。海洋有巨大的熱容量，大的比熱和巨大的流動性。因此海洋吸收或放出熱量而升高或降低其溫度的速率要比空氣緩慢得多，這意味著海洋上較小的溫度距平使其能夠向大氣傳輸大量的熱量（如下圖所示）。因此海洋是大氣熱機運轉的主要能源。據計算，占地球表面71％的海洋吸收了進入地球大氣系統(tǒng)上界太陽輻射量的70％左右，并將此部分的85％左右貯存在海洋表層。這部分能量再以長波有效輻射、潛熱和感熱交換的形式輸送給大氣，成為大氣運動的直接能源。另一方面，海洋提供了大約86％的大氣水汽來源。海洋熱狀況和蒸發(fā)強度的變化等將直接影響大氣中能量和水分的分布。海洋的調節(jié)作用海洋的“層結”效應

（1）海洋的調節(jié)作用4.4海洋對大氣環(huán)流的影響（基本分析）海洋對大氣41海洋、大氣環(huán)流、天氣尺度系統(tǒng)對熱量的輸送海洋、大氣環(huán)流、天氣尺度系統(tǒng)對熱量的輸送42海洋同時也是二氧化碳的匯聚地，由于化石燃料的燃燒所產生的二氧化碳約有一半進入到海洋中去，造成這一過程的原因主要是海洋上層和大氣之間的湍流交換。海洋中二氧化碳的輸送和海洋中碳的生物地球化學循環(huán)，對研究人類活動產生的二氧化碳的長期效應有十分重要的作用。（2）海洋的“層結”效應海洋是從上層開始加熱的，熱量來源主要靠它的表層吸收太陽輻射。它的層結上熱下冷要比大氣穩(wěn)定得多,這就是所謂海洋的“層結”效應即惰性。當相對快速變化的大氣過程對海洋施加風應力時，惰性海洋宛如一臺過濾器——濾掉了快速變化的高頻振蕩，而低頻振蕩得以保留（在物理上，就是所謂低通濾波器）。這種低頻振蕩與大氣環(huán)流的年際變化關系密切。也正是由于惰性，海洋變化有明顯的持續(xù)性。海洋的惰性也使得海洋對太陽輻射季節(jié)變化的響應要比陸地滯后一個月左右。海洋同時也是二氧化碳的匯聚地，由于化石燃料的燃燒所產生的二氧43地球大氣中存在著一些輻射性質活潑的微量氣體，如二氧化碳等。這些氣體雖然對太陽短波輻射是相對無效的吸收物質，但對地面放出的長波輻射卻是相對不透明的，這就使得全球平均的地面氣溫得以維持在15℃左右。但如果沒有地球大氣，地面平均氣溫只能達到一18oC左右。這種現象就是“溫室效應”。二氧化碳和水汽則是主要的溫室氣體。由于人類活動的影響，自工業(yè)革命以來大氣中二氧化碳的濃度一直在增加。據估計，工業(yè)革命前二氧化碳的濃度約為265×10-3～299×10-3Ml/L，到現在已增加了大約25％，到2035年可能達到

42010-3

～47510-3Ml/L

。

二氧化碳（CO2）的增加的圖像

04.5溫室氣體對大氣環(huán)流的影響地球大氣中存在著一些輻射二氧化碳（CO2）的增加的圖44溫室氣體對大氣環(huán)流的影響溫室氣體對大氣環(huán)流的影響45旋轉地球上的環(huán)流

在轉動的地球上，大氣由于受到地球重力的作用，必定隨地球轉動。事實上，地球大氣有別于Benard流體或其它流體的根本特征就在于大氣的層結結構和旋轉性。地球上的實際大氣是重力層結、旋轉性、熱力共同作用的結果，并進而制約了熱力驅動的Hadley環(huán)流。1大氣環(huán)流的運動特征可以大氣固有的尺度特征參數來表征

Rossby變形半徑，L0=（gH）1/2/f

熱力Rossby參數，R0T=（L0/L）2*ΔT/T旋轉地球上的環(huán)流在轉動的地球上，大氣由于受到地球重力的作46

2三圈環(huán)流（1）三圈環(huán)流的建立熱帶Hadley環(huán)流圈------直接環(huán)流圈；

Ferrel環(huán)流圈（中緯度環(huán)流圈）---接環(huán)流圈極地Hadley環(huán)流圈------直接環(huán)流圈（a）理論模型2三圈環(huán)流熱帶Hadley環(huán)流圈------直接環(huán)47就是大氣環(huán)流課件48PolarEasterlies:From60-90degreeslatitude.

TradeWindsPrevailingWesterlies:From30-60degreeslatitudeTropicalEasterlies:From0-30degreeslatitudePolarEasterlies:From60-90d49就是大氣環(huán)流課件50（b）三圈環(huán)流觀測事實（利用實際資料分離出的實例，箭頭代表流線方向）（b）三圈環(huán)流觀測事實（利用實際資料分離出的實例，箭頭代表流51（2）三圈環(huán)流的理論解釋

通過分析大氣閉合方程組（P86-87）可以得到如下結論：隨高度的增加，緯向平均風隨高度越來越偏西。

Hadley環(huán)流是熱力驅動環(huán)流圈。天氣尺度渦動的作用使Ferrel環(huán)流圈得以形成和維持。（2）三圈環(huán)流的理論解釋隨高度的增加，緯向平均風隨高度52（1）摩擦和角動量輸送3摩擦作用地面摩擦和大氣內部各層之間的內摩擦作用總是使空氣運動減弱，在討論大氣環(huán)流的形成和維持問題上，是一個不可忽視的因子。大氣角動量是表征大氣環(huán)流和氣候狀況的基本參數。

低緯東風帶：風在地面所受到的摩擦阻力是向東的，地球通過摩擦作用給其上面的大氣施加一個向東的轉動力矩，或說東風帶的大氣獲得了地球給予的西風角動量。

中高緯西風帶：地球通過摩擦作用給大氣一個向西的轉動力矩，大氣本身損耗了西風角動量。

Question

角動量從熱帶東風帶向中高緯西風帶的輸送是通過什么機制完成的？（1）摩擦和角動量輸送3摩擦作用地面摩擦和大氣內部各層之間53就是大氣環(huán)流課件54北半球高空西風帶波動水平流線（b）副熱帶反氣旋水平流線

角動量向北輸送北半球高空西風帶波動水平流線554.6地形影響

各種尺度的一般作用山脈本身特征（長、寬、高）大氣的狀態(tài)1）抬高的熱力作用：熱力環(huán)流，山谷風等2）山脈波和背風波引起的上升和下沉作用3）對氣團的阻擋作用：焚風4）空氣的偏轉：繞流5）對降水的地形控制：地形降水4.6地形影響各種尺度的一般作用56就是大氣環(huán)流課件57就是大氣環(huán)流課件58就是大氣環(huán)流課件591）地形機械阻擋氣流2）大地形造成的摩擦分布不均勻3）地形造成的抬高的冷熱源------熱力作用高原的動力作用1）地形機械阻擋氣流高原的動力作用60冬季青藏高原500hPa氣流

冬季青藏高原500hPa氣流61繞流氣流（a）繞流氣流的物理實驗（b）青藏高原的繞流氣流D代表低壓G代表高壓

DDGG繞流氣流DDGG62青藏高原青藏高原63

4.7實際大氣環(huán)流的平均特征本節(jié)主要介紹實際大氣環(huán)流的基本特征和它的平均運行狀況，通過了解大氣中的氣壓場和風場的平均特征，初步建立實際的大氣環(huán)流的三維圖像。了解不同等壓面上的平均水平環(huán)流的重要性在于它不僅反映了環(huán)流隨緯度的平均分布，還反映了不同高度、不同經度上的緯度偏差分布特點。例如，在對流層下部的大氣活動中心，在對流層中上部的高空平均槽脊等。這里，我們著重討論北半球的環(huán)流情況。4.7實際大氣環(huán)流的平均特征本節(jié)主要介紹實際大氣環(huán)64由于地面地形及海陸差異的作用，平均海平面氣壓場環(huán)流分布表現為沿緯圈方向的不均勻性，而且呈現出一個個巨大的閉合高、低壓系統(tǒng)，稱為永久或半永久性活動中心。長年存在的活動中心稱為永久性的，而有季節(jié)變化的則稱為半永久性的。（a）1月平均海平面氣壓場和風場（l）平均低層環(huán)流由于地面地形及海陸差異的作用，平均海平面氣壓場環(huán)流分65就是大氣環(huán)流課件66COADSRelease1long-termJanuarymeanofsealevelpressure(SLP)for1950-79(2-degreelatitude/longitudeboxes),millibars.COADSRelease1long-termJanu67COADSRelease1long-termJanuarymeansofwindspeed(colors)andvectorwindfor1950-79(2-degreelatitude/longitudeboxes),meterspersecond.COADSRelease1long-termJanu68（b）7月平均海平面氣壓場和風場（b）7月平均海平面氣壓場和風場69（2）對流層平均環(huán)流

500hPa對流層中層平均高度場（1月）

（a）極渦無論冬夏季，都存在圍繞極地地區(qū)的低壓中心，稱極渦（極地渦旋）。環(huán)繞極渦的等高線，由地轉風關系，表示了氣流氣旋性的運動方向。這種以極地地區(qū)為中心的沿緯圈的西風帶呈現波動狀。但極渦中心并不正好在南北極。在冬季北半球，存在兩個極渦中心，其中一個較強的位于格陵蘭西部，另一個較弱的在東西伯利亞的北冰洋沿岸。在夏季北半球，只有一個極渦中心位于加拿大極區(qū)。（2）對流層平均環(huán)流500hPa對流層中層平均高度場（170北半球冬季對流層以極地為中心的沿緯圈的西風帶上有行星尺度的平均槽、脊系統(tǒng)。其中有三個明顯的槽：一是在140E的亞洲東岸（由鄂霍次克海向較低緯度的日本及中國東海傾斜），稱為東亞大槽；二是位于80W的北美大陸東岸（自大湖區(qū)向較低緯度的西南方傾斜），稱為北美大槽；三是在10－60E之間，烏拉爾山以西，由歐州北海向西南方向伸展的較弱的歐洲淺槽，是三個槽中最弱的一個。在三個槽之間有三個平均脊，分別位于阿拉斯加、西歐沿岸和貝加爾湖地區(qū)，脊的強度要比槽弱得多。（b）槽脊系統(tǒng)冬季北半球冬季對流層以極地為中心的沿緯圈的西風帶上有行星尺度的71500hPa對流層中層平均高度場（7月）槽脊系統(tǒng)對流層平均環(huán)流500hPa對流層中層平均高度場（7月）槽脊系統(tǒng)對流層平均72夏季北半球對流層中部的環(huán)流與冬季相比有顯著的不同。中高緯度的西風帶上由三槽三脊轉變?yōu)樗牟鬯募?。等高線變稀疏，其強度比冬季顯著減弱。北美大槽的位置由冬至夏沒有明顯變化，而東亞大槽即向東移20個經度，到了勘察加半島以東附近，而烏拉爾山以西的淺槽到夏季已不存在。北美大槽和東亞大槽之間的距離加長，引起季節(jié)性的長波調整，形成兩個相對較弱的波動，在歐洲西岸和烏拉爾山以東附近地區(qū)各出現一個弱的淺槽，從而構成了夏季四槽的形勢?？傮w而言，北半球對流層中部的環(huán)流可以歸納為“冬三夏四”環(huán)流形勢。

夏季夏季北半球對流層中部的環(huán)流與冬季相比有顯著的不同。73盡管實際逐日的高空天氣圖要比平均的高空環(huán)流形勢復雜多變，但緯向運動的波動性卻是顯而易見的。Rossby（1939)的一個重大貢獻就是發(fā)現了這種波動性是可以利用渦度守衡方程來診斷和預報的。

長波公式的最重要和最有意義的應用是指示出新長波槽的可能形成地區(qū)。長波移動公式：當l=ls時，波為靜止波；當l＜ls時，長波為前進波；當l＞1s時，長波槽將后退

1980．2．3GMT0000實況高空天氣圖顯示的大氣波動(c)Rossby波和駐波公式盡管實際逐日的高空天氣圖要比平均的高空環(huán)流形勢復雜多74實際大氣波動（實線）與正弦波的比較（虛線），代表了一個正弦波v=vFsin2πx/2λ曲線）實際大氣波動（實線）與正弦波的比較（虛線），代表了一個正弦波75顧名思義，上下游效應指的是大范圍上、下游長波系統(tǒng)之間的相互影響和調整。

上游某地區(qū)長波系統(tǒng)發(fā)生某種顯著變化后，接著以相當快的速度（一般大于基本氣流的速度及波動本身的移動速度）影響到下游地區(qū)長波系統(tǒng)的變化，稱為