• 东亚大槽 • 北美大槽 • 欧洲浅槽
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• 东亚大槽东移 • 北美大槽 • 欧洲西岸 • 乌拉尔山以东
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高层
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纬向风速特征：
南大天气学原理第三章
2020年4月27日星期一
大气环流研究就是研究大气运动的形成、 维持及其变化规律
发展简史（三百多年的历史）
四个阶段： ① 1686—1836，Hadley单圈环流假设； ② 1837—1887，Hadley三圈环流发展； ③ 1888—1947，对大型涡旋在物理量输送和平
衡过程中作用的理论 ④ 1948—今天，多方面：诊断、模拟、数值试
• 在这种温度梯度下，为保持静力平衡， 对流层高层必然出现向极地的气压梯度 ，低层出现向低纬的气压梯度。气压梯 度力的作用将使赤道和极地间构成一个 大的理想的直接热力环流圈。
• 环流使高低纬度间不同温度的空气得以交 换，并把低纬度的净收入热量向高纬度输 送，以补偿高纬热量的净支出，从而维持 了纬度间的热量平衡。
• 同样，在南半球地面层有流向赤道的气流为“东南 信风”。两支信风在赤道地区汇合上升，再在高空 流向高纬度。
• 这样在低纬度地区，南北半球各有一个环流圈， 这个环流圈称为Hadley环流。东北信风和东南信 风之间的汇合地带叫“赤道辐合带”。
• 另一支由30N处下沉后在低层向北流，受地转偏 向力的作用到中纬度地面层转为偏西南风。
• 地面摩擦构成角动量输送的一环，对大气环流的 形成和维持起重要作用；
• 地表不均匀使纬向气流发生断裂，造成大气环流 经度间的差异和季节差异，形成闭合的高低压中 心和高空槽脊，形成季风。
§3.3 实际大气环流的平均特征 1、平均低层环流（海平面气压场）
• 大气活动中心：由于地面地形及海陆差异 的作用，平均海平面气压场环流分布表现 为沿纬圈方向的不均匀性，呈现出一个个 巨大的闭合高低压中心。
• 这样在高纬地区形成了一个直接热力环流 圈，叫“极地环流”。
• 极锋上空向南流的一支与向北流的低纬空 气相遇汇合后下沉，再在地面层分别向南 和向北形成辐散地带，称为副热带高压带 。
• 因此，中纬度地区，在“Hadley环流”和“极 地环流”之间又形成了一个间接热力反环流 圈，即“Ferrel环流”。
对大气环 流的影响
热力作用：海陆间的热力差异 动力作用：山脉的机械阻滞作用
热力作用
• 海洋与陆地的热力性质有很大差异。夏季，陆地 上形成相对热源，海洋上成为相对冷源；冬季， 陆地成为相对冷源，海洋却成为相对热源。
• 北半球陆地辽阔，海陆东西相间分布，在冬季， 大陆是冷源，纬向西风气流流经大陆时，气流温 度逐渐降低，直到大陆东岸降到最低，气流东流 入海后，因海洋是热源，气温不断升温，直到海 洋东缘温度升到最高，即大陆东岸成为温度槽， 大陆西岸形成温度脊。夏季时，温度场相反，大 陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。
3、控制大气环流的基本因子
• 太阳辐射 • 地球自转 • 地表不均匀（海陆、大地形） • 地面摩擦（角动量）
1）太阳辐射
• 大气运动需要能量，而能量 几乎都来源于太阳辐射的转 化。
• 大气不仅吸收太阳辐射、地 面辐射和地球给予大气的其 它类型能量，同时大气本身 也向外放射辐射。
• 然而吸收和放射的差额在大 气中的分布是很不均匀的， 沿纬圈平均在35ºS-35ºN之 间是辐射差额的正值区，即 净得能量区。由35ºS向南和 由35ºN向北是辐射差额的负 值区，即净失能量区。
验、理论研究
2、研究方法
• 诊断分析
根据资料，定量计算物理量并分析。
• 实验室模拟
根据动力学相似理论设计出圆盘或圆环，调节转速、圆 盘中心或圆环内外圈温差。
• 数值试验
利用数值模式，根据不同的初始条件和边界条件，通过 数值计算来模拟大气运动。
• 理论研究
采用求解相应运动方程组的解析式来探讨大气环流的成 因、物理机制等。目前只能对一些简化后的数学模式求 解析式。
Hadley环流理论
• 这样自赤道向两极形成了辐射梯度，并 以中纬度地区净辐射梯度最大。净辐射 梯度分布引起了地球上高、低纬度间的 大气热量收支不平衡，使大气中出现了 有效位能，形成了向极的温度梯度。
• 大气是低粘性、可压缩流体，温度和气 压的改变可能引起膨胀或收缩。结果， 低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上 升，极地大气因净失热量不断冷却并收 缩下沉。
全球气压水平分布在热力 和动力因子作用下，呈现 出规则的纬向气压带，而 且高低气压带交互排列。
副热带高压带
赤道辐合带
三圈环流的建立
3）地面摩擦
• 大气在自转地球上运动着，与地球表面产生着相 对运动。相对运动产生着摩擦作用，而摩擦作用 使空气与转动地球之间产生了转动力矩（即角动 量）。 角动量在风带中的产生、损耗以及在风带间的输 送、平衡，对大气环流的形成和维持具有重要作 用。
– 在东风带，地球通过摩擦作用给大气一个自西向东的转动力矩， 所以在东风带中大气获得地球给予的西风角动量，而地球将支出 西风角动量。
– 照此下去，西风带因不断损耗西风角动量，近地层西风要减弱； 东风带因不断获得西风角动量，近地层东风也要减弱。然而长期 观测事实证明，东、西风带的平均风速没有发生明显变化，地球 自转速度也没有发生变化。
• 通过角动量输送过程保持了东、西风中角动 量平衡，使东、西风带能够长期维持稳定状
态。由上可见，地面摩擦作用是大气环流中
纬向环流与经圈环流形成和维持的重要因素 。
• 水平输送主要由两种运动形式来完成：
– 平均经圈环流 – 纬向环流上的大型涡旋运动
• 在中高纬度地区，角动量输送主要靠大型涡 旋运动的输送。
– 自极地低空流向赤道的气流偏转成东风，而不能 迳直到达赤道；
– 自赤道高空流向极地的气流，随纬度增高，偏转 程度增大，逐渐变成与纬圈相平行的西风。
• 纬向风带的出现，阻碍了低纬的高空大气 继续北流，使大气在那里堆积产生辐合， 加上辐射冷却而下沉。
• 下沉后的空气再在低层分别流向南方和北 方。
• 低层向南的气流受地转偏向力的作用，东风分量 逐渐转变为低纬地面层的偏东北风，即“东北信风 ”。
• 而在北极地区辐射冷却下沉的冷气流，到地面层 向南流的过程中也向右偏转逐渐转变为高纬度地 面层的偏东北风，
• 这支冷而干的东北风与来自中纬度的暖而湿的西 南风在中高纬地区相遇汇合，这个汇合地带叫“极 锋辐合带”。
• 在极锋辐合带地区暖湿的西南气流由于密 度小位于冷而干的东北气流之上，爬升到 高空又分别流向南方和北方。高空向北的 一支向右偏，逐渐转变为西南风，流向极 地后降温下沉，补偿极地近地面层向南流 的空气。
• 太阳辐射对大气系统加热不均是大气产生 大规模运动的根本原因，而大气在高低纬 间的热量收支不平衡是产生和维持大气环 流的直接原动力。
热力环流的物理解释: Bénard实验
T1
图3.10 热力对流的Benard实验
T2
δT=T2-T1
• 当δT较小时，热量从下层隔板 扩散到上层流体－－热传导
• 当δT达到一定的程度，开始出 ห้องสมุดไป่ตู้对流－－Benard对流
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❖ 夏季与冬季的最突出的差别是冬季大陆上的两个冷高压在夏季变成了两 个热低压：亚洲低压和北美低压。
❖ 阿留申低压和冰岛低压在夏季虽仍存在，但比冬季弱得多。
❖ 副热带高压夏季显著北移，海上的两个副热带高压变得非常强大。
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• 随着冬、夏海平面气压场的改变，与气压系统相 伴随的风系也发生了根本的变化。这种大规模的 风系随季节的转换称为季风。
– 根据热成风原理，冬 季大陆东岸出现低压 槽，西岸出现高压脊， 夏季时相反。可见， 海陆东西相间分布对 高空环流形势的建立 和变化有明显影响。
这种冷热源分布直接影响到海陆间的气压分布，使完整的纬向气压 带分裂成一个个闭合的高压和低压。
同时，冬夏海、陆间的热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大 气流动，这种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。
• 中国东南沿海地区冬季盛行偏北风，夏季盛行偏 南风。另外东非的索马里、西非的几内亚附近沿 岸、澳洲北部和东南部沿岸、北美洲东南岸以及 南美洲巴西东岸等地区．都是比较著名的季风区 。其中以亚洲季风为最强盛，范围也最广。
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2、对流层 平均环流 500hpa
• 主要槽脊系统 （冬三、夏四）。
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冬季
• 这表明
1)大气中的角动量是守恒的，东、西风带由地球获得或损耗 的西风角动量是相等的。
2)大气中必有一种从东风带向西风带输送西风角动量的过程 存在。
单位质量空气在纬度 处的绝对角动量
相对角动量
角动量
其中为地转角速度，a为地球半径， u为西风风速。一般相对角动量小于 角动量。
角动量的输送包括水平和垂直输送
• 在低纬度地区，Hadley环流圈很强，它的输 送同涡旋输送同等重要。
中低纬度
高纬度
• 在低纬度地区，Hadley环流的上升气流把东风带的 角动量净输送到高空，再由平均经向环流和大型涡 旋向北水平输送；
• 在中纬度和高纬度地区则主要依靠大型涡旋向北输 送。
– 在北半球，水平输送量最大的地区在30º～35ºN的对流层 顶附近。为了完成角动量净向北输送，高空大型扰动的 槽线必须是从东北到西南倾斜，而且南部比北部斜度大 。
(山脉也有类似作用)
旋转圆筒试验
轴对称
2波
经向波型的出现正是不同纬带 角动量进行交换所需要的
3波
5波
不规则 图3.22 恒定温差条件下不同旋转速率的
试验流型
• 地球上的气流基本上呈纬向流动着，在中高纬度主要是西 风带，低纬度是广阔东风带。
– 在西风带，地球通过摩擦作用给大气一个自东向西的转动力矩， 所以西风带中大气将损耗西风角动量，而地球将获得西风角动量 。