第一讲 高等天气学

第一讲大气环流的一些基本问题丁一汇国家气候中心高等天气学讲座(2012年春季）大气环流所包含的内容很广泛，并且定义也不完全相同。有人认为大气环流是指某些区域大气的时间平均状态；有人认为大气环流是指全球大气的瞬时状态；也有人认为大气环流主要指所有永久性或半永久性大气活动中心的集合体，包括：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各种永久性或半永久性气旋和反气旋中心；另外还有人认为大气环流是所有特征的定量统计结果。但总的来说，大气环流是指大范围（水平尺度几千公里以上）较长时间尺度的（几天以上）大气运动的基本状况。他们的变化不但影响着天气的类型和变化，而且影响着气候的形成。近年来由于大气科学中各个分支的渗透，大气环流日益变成天气学，动力气象学（尤其是数值模拟）和气候学相结合的产物，从而使大气环流具备了许多新的内容。大气环流的基本问题有以下几个方面：(1)大气环流的平均状态：包括平均环流和距平场以及它们形成的原因；大气环流的变率包括不同时间尺度的变率，如高频、季节内、年际、十年尺度、年代际尺度等。(2)经圈环流；(3)定常波和瞬变波的特征及其作用；(4)热量、水汽、角动量和动能收支以及大气环流的维持；(5)大气环流的模拟。(6)气候变化对全球大气环流及其区域模态的影响本讲主要讨论第（4）点1.1大气角动量的输送和收支大气的角动量是表征大气环流和气候状况的基本参数之一。整个地气系统（包括大气、海洋和固体地球）的角动量总和实际上可看作不变的，但各部分之间可以进行转换。众所周知，在低纬度是东风带，中高纬度是西风带。愈往高空，东风带愈窄。在30。N附近，200hPa高度的西风达到最大值，这是高空急流的位置。在这种条件下，在热带东风带，风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，也即地球通过摩擦作用给其上面的大气施加了一个向东的转动力矩，这等于是地球向大气输送西风角动量。反之，中纬度西风带内，摩擦作用使得地球对大气施加一个向西的转动力矩，也即大气向地球输送西风角动量。从长期平均看，大气中的风系并没有发生明显的变化，因而整个大气的总角动量基本上是保持不变的（实际上是有一些变化），这就要求在热带东风带里大气由地球获得的角动量向极地方向输送给中纬度西风带，以弥补那里大气损失给地球的西风角动量。大气通过什么机制来完成角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送？对这个问题许多人进行了研究，提出角动量的输送是通过两个过程：经圈环流和大型涡旋来实现的。对地球转轴单位大气质量的总或绝对角动量M由两部分组成：地球角动量或Ω角动量和相对角动量（Mr）。前者代表当大气与固体地球一起自转时所得到的角动量；后者是大气相对于旋转的地球所具有的角动量：rMMM上式中：22cosRMcosuRMr（1.1）根据牛顿第二定律，可以得到角动量的时间变化等于作用此空气质点上外力矩的总和（）若外力矩总和为零，则M等于常数,有：FFdtdM(1.2)对于大气和地表面（海洋和陆地），只有气压和摩擦力矩对产生绝对角动量是重要的。这也就是说角动量的源汇项是在地表面附近。设摩擦力在方向的分量为，则摩擦力矩为：气压力矩为:z是等压面的位势高度。在（x,y,p,t）坐标系中方程（1.2）因而可写作：(1.3)dtdM展开，并用连续方程与对时间和空间求平均，上式可化为：pJJRtMp][cos][cos1][][J][cos22vR]''[]*][*[]][[cosvuvuvuR][pJ][cos22R][]''[]*][*[]][[cosguuuR上式中;上两式中第一项是平均经圈环流对Ω角动量的输送，第二项是平均经圈环流对相对角动量的输送，第三项是定常涡动对相对角动量的输送，第四项是瞬变涡动对相对角动量的输送。（1.4)0][][cos1pJpJRp/][cos222MR＝(1.5)(1.6)在这种情况下可以引入流函数M表示一纬向空气环的角动量。可写作：为了更清楚地了解角动量收支的基本过程，可以求取角动量流函数的分布。由方程（1.4),忽略角动量的时间变化项，因为这一项通常量值较小，则可得：][cos222pRM其中：][cos][RJ][pcos][RJp代入][J和][pJ的值则有：][]''[vu]**[vu][u][v][cosvR][p]''[u]**[u][u][][cosR][g(1.7)(1.8)(1.9)这两式表明总的应力或动力强迫是由大尺度瞬变涡动，定常涡动，平均经圈环流和摩擦的共同作用造成。根据前面求出的][和][p个分量的分布，取顶层的0M，则可以对式(1.6)从上向下积分，最后得到),(p平面中M的分布。式（1.7）是用来确定][以与直接计算的][p比较，由此可判断M计算的准确性。根据大气角动量收支方程可知，改变大气角动量的外力矩主要来自地球下垫面的摩擦作用和山脉作用，从而在大气和固体地球与海洋之间产生一种动力耦合。这种耦合通过大气和地面之间角动量的交换引起大气环流的变化。山脉力矩是由山脉两侧气压差引起的一种地面力矩。在北半球西风带中，气压分布一般是山前为脊（气压高或质量堆积），山后为槽，这两者的力矩均为负值，即大气把动量给予地球。在北半球东风带，一般山东边气压高，山西边气压低，这两者的力矩都是正值，即大气获得动量。摩擦力矩是由地面摩擦力或粘性阻力引起的。对方程（1.4）在全球大气积分，考虑到：pgF，dmzgdydpRZZWEcos)(，dm是质量元，则有：dxdyRcos00/cos)(gdydpRZZWE（1.10）图1.1大气相对角动量纬向平均输送的无辐散分量的流线[19]。（a）10年平均；（b）冬季平均（12，1，2月）；（c）夏季平均（6，7，8月）。虚线是的等值线（单位：m•s-1），可以看到涡动输送的逆梯度输送特性。单位：1018kg•m-2•s-2图1.2年平均山脉力矩的经向剖面。实线代表Wahr和Oort的计算结果，虚线代表Newton计算的结果。单位：哈得莱/5。纬度图1.3根据Hellerman和Rosenstain[37]的洋面应力资料。计算的摩擦力矩的经向剖面（虚线）。假设洋面和陆面的应力相等，则可根据洋面应力的资料（实线）计算出陆面力矩。（a）北半球冬季；（b）北半球夏季。单位：哈得莱/5。纬度图1.4用高空资料（通量法）得到的纬向平均地面应力[19]。（摩擦和山脉）经向剖面及其与Hellerman海洋应力剖面（短虚线：1967；长虚线：1982）的比较。（a）年平均；（b）北半球冬季；（c）北半球夏季。单位：10-5N•cm-21.2大气中水汽的输送和收支大气中水平输送和收支的研究是大气环流的重要问题之一。它不仅与大气环流系统和天气系统中的水汽含量的多寡有关，而且更重要的也与大气中可能的潜热释放或加热有关。因而它是了解大气环流动力学和地气系统能量的一个重要方面。角动量收支，水汽收支加上能量收支是研究全球大气环流维持和变化的特别有用的方法，也是近年来研究各种时空尺度的气候系统的重要工具。最近三、四十年来，通过一系列的研究[40][41]这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水循环计划（GEWEX）。该计划重点研究气候系统中的水文循环及其对全球变化的响应。),,(tQstppdpFstppgdpVqjQiQ上式中：Qstppgdpqugppquts)(Qstppgdpqvgppqvts)(上式中代表垂直平均算子：stpptsppdp)((1.11)][Wstppdpqg][1][Qstppdpqug][1][Qstppdpqvg][1大气中水汽收支方程：tqVqpq)(qs(1.12)向量Q代表总的瞬时水汽输送，可看作“大气径流”。W，Q和Q对时间和纬向求平均可得：tWPEQ上式中s(q)是由相变造成的单位质量空气中水汽的产生或破坏。这主要由蒸发、凝结和扩散过程引起。即s(q)＝e－c（忽略扩散作用）。对上面水汽收支方程垂直积分，再求时间平均可得：(1.13)这是大气中水汽收支方程，它表明降水和蒸发差等于水汽储存的局地变率与水汽流入和流出之和。如将上式用于一有限区A则有：tW+Q=PE或tW+dnQA)()1(=PE(1.14)－PE＝ofR+ts(1.15)上式中代表区域A平均，n是垂直于边界的法向向量（向外为正），是垂直壁上的面元。上面两个方程实际上是水圈循环大气部分的水汽或水文方程。另外，经典的水文方程为：上式中ofR是单位面积的平均径流，ts是地表和地下水总储存的变化率。由方程(1.66)和(1.67)消去PE可得：ofR+ts＝－Q－tW这个方程把水圈循环的大气分支和地面分支联系了起来。由上面的方程可计算地面水储存的平均变率ts和平均蒸发E。图1.5纬向平均的可降水量[]。（a）（单位：10kg•m-2）和纬向及垂直平均的比湿时间标准差[]；(b）（单位：g•kg-1）的经向剖面图。粗实线代表年平均，细实线代表冬季，虚线代表夏季图1.6纬向平均的水汽输送[]的经向剖面（10kg•m-1•s-1）。粗实线：年平均；细实线：冬季；虚线：夏季图1.7水汽经向输送总量[]的经向剖面（10kg•m-1•s-1）。粗实线：年平均；细实线：冬季；虚线：夏季。转换成单位108kg••s-1乘上4×图1.8[]平均垂直输送的垂直剖面图。代表降水（液态与固）的平均垂直输送。和分别是它们的比湿和垂直速度。上图是年平均图（a）;中图是冬季（b）；下图是夏季情况（c）。单位：q＋ccq10-4g•kg-1•••••hPa•s-1≌10-6kg•••••m-2•s-1图1.9纬向平均的水汽输送散度[]（厘米年-1）的经向剖面。粗实线：年平均；细实线：冬季平均；虚线：夏季平均图1.10纬向和垂直平均的向北水汽输送.（a）瞬变涡动输送[]（b）定常涡动输送[]（c）平均经圈环流输送。单位：g•kg-1•••••m•s-1图1.11纬向和垂直平均的水汽垂直输送的经向剖面。（a）总的（b）瞬变涡动输送；（c）定常涡动输送；（d）平均经圈环流。单位：10-4g•kg-1•hPa•s-110-6kg•m2•s-1图1.12海洋上纬向平均蒸发[]的纬向剖面。粗实线：年平均；细实线：冬季；虚线：夏季。单位：cm•d-1图1.13纬向平均降水的纬向剖面。（a）海洋；（b）陆地；（c）整个陆地加海洋地区。单位：cm•d-1图1.14平均经向水汽输送流线（）分布。（a）年平均；（b）冬季(12~2月)平均；（c）夏季（6～8月）平均。单位：108kgs-1。q图1.151998年5～8月单位面积空气柱水汽输送的流函数及非辐散分量。（a）势函数及辐散分量；（b）平均分布（等值线为流函数和势函数值；单位：106kg/s，箭矢为非辐散分量和辐散分量，单位：kg/(m•s)）1.3大气中能量的输送和收支太阳辐射是大气运动中的原动力，它是大气环流以及海洋环流的主要能源，因而是研究大气环流的基础。这一节我们将首先讨论辐射能量的收支。图1.16是纬向平均的辐射剖面。在大气顶的太阳辐射，对年平均而言以赤道地区接受最多，然后向两极减少。对于冬半球，这种减少更为迅速，它从夏半球副热带地区的475瓦/米2减少到冬半球极地的零值；而向夏半球极地只有很弱的减少（图1.16a）。这种入射太阳辐射的相当一部分又反射回太空，尤其是在高纬地区（图1.16b和图1.16c）。在高纬反照率很高（70%），一方面是由于太阳辐射的入射角较大，另一方面是由于冰雪覆盖的作