高等天气学讲座--大气环流的一些基本问题课件.pptx

1、高等天气学讲座高等天气学讲座（20172017年年春季春季）单元单元一一：大气环流的基本知识：大气环流的基本知识第一讲第一讲 大气环流大气环流的一些基本问题的一些基本问题 1.1.大气环流的主要问题大气环流的主要问题 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

2、集合体，包括：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各活动中心的集合体，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

3、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。了许多新的内容。并成为天气学和气候学的基础。并成为天气学和气候学的基础。大气环流的基本问题有以下几个方面：大气环流的基本问题有以下几个方面：(1)(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，如成的原因；大气环流的变

4、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。高频、季节内、年际、十年尺度、年代际尺度等。（2 2）大气环流驱动力，即热量平衡和能量平衡）大气环流驱动力，即热量平衡和能量平衡(3 3)经圈环流经圈环流和纬圈环流和纬圈环流；(4 4)斜压波及其相关的温带气旋形成机制斜压波及其相关的温带气旋形成机制,包括包括定常波和瞬变定常波和瞬变 波的特征及其作用；波的特征及其作用；高空急流的形成和作用；高空急流的形成和作用；(5 5)热量、水汽、角动量和动能收支以及大气环流的维持；热量、水汽、角动量和动能收支以及大气环流的维持；(6 6)全球大气环流模式（全球大气环流模式（GCMG

5、CM）的发展及其数值模拟）的发展及其数值模拟 若经向温度梯度达到某个临界值，模拟出的大气环流将发生根本变化：中纬地区发生斜压不稳定若经向温度梯度达到某个临界值，模拟出的大气环流将发生根本变化：中纬地区发生斜压不稳定使大气由纬向环流转变为波状环流。通过斜压波热量输送又抑制了赤极温度梯度的增大使大气由纬向环流转变为波状环流。通过斜压波热量输送又抑制了赤极温度梯度的增大，大气环流大气环流也趋向平稳和纬向。上述状态可以重复出现，使大气环流在纬向环流和经向环流型之间循环。也趋向平稳和纬向。上述状态可以重复出现，使大气环流在纬向环流和经向环流型之间循环。(7 7)气候变化对全球大气环流及其区域模态的影响气

6、候变化对全球大气环流及其区域模态的影响 本讲主要讨论第本讲主要讨论第(2)(2)与（与（5 5）点）点,在第三讲中在第三讲中将将简明阐述大尺度稳定简明阐述大尺度稳定 性问题性问题2.2.大气能量的输送和收支大气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，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。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。图图1.1-1.31.1-1.3是近年来全球能量收支图。这代表全球平均的条件。在大气顶入是近年来全球能量收支图。这代表

7、全球平均的条件。在大气顶入射的太阳辐射对于长期应与射出的长波辐射平衡。图射的太阳辐射对于长期应与射出的长波辐射平衡。图1.11.1表明，入射和出射表明，入射和出射值是值是235w/m235w/m2 2 ，这是较早时期的测量值。后来平衡值为，这是较早时期的测量值。后来平衡值为239w/m239w/m2 2(图图1.2)1.2)或或240w/m240w/m2 2（图（图1.31.3）。地表的能量收支是入射与反射短波，射出长波，射入向）。地表的能量收支是入射与反射短波，射出长波，射入向下长波，感热和蒸发（潜热）之和。最明显的变化有两点：下长波，感热和蒸发（潜热）之和。最明显的变化有两点：（1 1）向

8、下长波或反辐射在不断增加，由）向下长波或反辐射在不断增加，由324324w/mw/m2 2经经333333到达到达345w/m345w/m2 2，这反，这反 映了温室效应的增加。同样向上的长波辐射也从映了温室效应的增加。同样向上的长波辐射也从390390增至增至398w/m398w/m2 2；（2 2）近十几年，由于地表接收的长波辐射增加了）近十几年，由于地表接收的长波辐射增加了10-17w/m10-17w/m2 2，地表蒸发增加，地表蒸发增加，这使全球降水增加，改变着全球的水循环。这使全球降水增加，改变着全球的水循环。图图1.4 1.4 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

9、以赤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。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对于冬半球，这种减少更为迅速，它从夏半球副热带地区的475475瓦瓦/米米2 2减少减少到冬半球极地的零值；而向夏半球极地只有很弱的减到冬半球极地的零值；而向夏半球极地只有很弱的减少（少（图图1.4a1.4a）。）。这种这种入射太阳辐射的相当一部分又反射回太空，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（尤其是在高纬地区（图图1.4b 1.4b 和图和图1.4c1.4c）。在高纬反照率很高）。在高纬反照率

10、很高（70%70%），一方面是由于太阳辐射的），一方面是由于太阳辐射的入射角入射角较大，另一方面是由较大，另一方面是由于冰雪覆盖的作用。入射太阳辐射与反射于冰雪覆盖的作用。入射太阳辐射与反射太阳辐射太阳辐射之差即为大气之差即为大气顶吸收的太阳辐射（顶吸收的太阳辐射（图图1.4d1.4d），这部分辐射是用来），这部分辐射是用来推动推动地气系统地气系统环流的能源。环流的能源。图图1.41.4中中曲线与原来太阳辐射曲线（曲线与原来太阳辐射曲线（图图1.4a1.4a）的差的差别在于夏半球极区有效辐射的减小，结果在夏半球也造成明显别在于夏半球极区有效辐射的减小，结果在夏半球也造成明显的的吸收吸收太阳辐射

11、的南北梯度。太阳辐射的南北梯度。图图1.1 1.1 地球全球能量平衡简图（新）注意各分量的图有一些不同，地球全球能量平衡简图（新）注意各分量的图有一些不同，主要是大气吸收了主要是大气吸收了67w/m67w/m2 2的太阳能，这是由于气溶胶和云增加造成的太阳能，这是由于气溶胶和云增加造成有云大气情况有云大气情况图图1.2 1.2 地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（341wm341wm2 2，100100）的三分之一左右）的三分之一左右被直接反射回太空（被直接反射回太空（102wm102wm2 2），余下的三分之一（），余下

12、的三分之一（239wm239wm2 2，7070）由地表（）由地表（161wm161wm2 2）、云和气溶胶等）、云和气溶胶等吸收（吸收（78wm78wm2 2）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（239wm239wm2 2），地球平均要辐射同样大小的能量），地球平均要辐射同样大小的能量（239wm239wm2 2）到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这些由陆地和海洋辐射的红外热）到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这些由陆地和海洋辐射的红外热辐射被大气（含云，辐射被大气（含云，COCO2 2和其它温室气体等）吸收并重新辐射回地球表

13、面，从而导致地球大气耦合系统和其它温室气体等）吸收并重新辐射回地球表面，从而导致地球大气耦合系统的增暖。这叫作自然的温室效应的增暖。这叫作自然的温室效应。（Trenberth等，等，2009）2000-20102000-2010年期间全球年平均能量收支年期间全球年平均能量收支图图1.3 1.3 最近最近1010年的全球辐射平衡主要根据卫星和新的地面资料更新了地表能量收支，尤其年的全球辐射平衡主要根据卫星和新的地面资料更新了地表能量收支，尤其地表接收的长波辐射比过去要明显增加，约在地表接收的长波辐射比过去要明显增加，约在10-17w/m10-17w/m-2-2。卫星观测表明。全球降水增加。卫星观

14、测表明。全球降水增加，这由，这由 增加的地表蒸发引起和维持，因而大气中的潜热通量增加。以此，地表地表长通增加的地表蒸发引起和维持，因而大气中的潜热通量增加。以此，地表地表长通量的增加得到补偿。量的增加得到补偿。(Stephens 等，等，20）比较比较图图1.4 a1.4 a和和图图1.4 d1.4 d年平均曲线，两者的分布形势实际上是相似的年平均曲线，两者的分布形势实际上是相似的，后者后者是前者向下均匀平移是前者向下均匀平移100100瓦瓦/米米2 2的结果。大气顶射出的地球的结果。大气顶射出的地球红外辐射红外辐射在在3030S S3030N N之间的值较高，只在之间的值较高，只在ITCZI

15、TCZ区有微小的减小（区有微小的减小（图图1.4e1.4e），），这这主要是由于这个地区大量云量存在的缘故。在高纬地区，长波辐射主要是由于这个地区大量云量存在的缘故。在高纬地区，长波辐射减减少少。注意南极大气损失的红外辐射比北极大气要少，这可能因为南极。注意南极大气损失的红外辐射比北极大气要少，这可能因为南极的的冰盖冰盖高度较高的缘故。南北的梯度并不太大。用吸收太阳辐射减去射高度较高的缘故。南北的梯度并不太大。用吸收太阳辐射减去射出出长波辐射长波辐射可得净的经向加热剖面（可得净的经向加热剖面（图图1.4f1.4f）。可以看到，在热带和）。可以看到，在热带和副副热带热带地区，地气系统盈得辐射能量

16、，而在中高纬地区损失辐射能量。地区，地气系统盈得辐射能量，而在中高纬地区损失辐射能量。这这种种赤极之间辐射的不平衡必然导致动力输送过程，即依靠大气和海洋赤极之间辐射的不平衡必然导致动力输送过程，即依靠大气和海洋环环流流的经向输送把净辐射盈得区多余的热量输送到净辐射亏损区以补偿的经向输送把净辐射盈得区多余的热量输送到净辐射亏损区以补偿那那里里热量的不足，从而维持大气中正常的气候状态。热量的不足，从而维持大气中正常的气候状态。图图1.4 1.4 各辐射分量的经向剖面。（各辐射分量的经向剖面。（a a）纬向平均的入射太阳辐射；（）纬向平均的入射太阳辐射；（b b）反射太）反射太阳辐射；（阳辐射；（c

17、 c）反照率；（）反照率；（d d）吸收的太阳辐射；（）吸收的太阳辐射；（e e）放射的红外辐射；（）放射的红外辐射；（f f）净辐射。对全球平衡未作订正。单位净辐射。对全球平衡未作订正。单位W Wm m-2-2图图1.41.4（g g）纬向平均的太阳（纬向平均的太阳（SRSR）和地球放射的长波辐射（）和地球放射的长波辐射（TRTR）。垂直轴为单）。垂直轴为单位地表面积上辐射通量密度。位地表面积上辐射通量密度。（h h）i i，平面中的净通量平面中的净通量（g g）中中SR-TRSR-TR）；）；iiii，地表净通量；，地表净通量；iiiiii，大气净通量。，大气净通量。（McllveenMc

18、llveen，20102010）由于经向的能量不平衡，即由于经向的能量不平衡，即4040纬度以内大气顶的净辐射呈纬度以内大气顶的净辐射呈正，即赢得区，正，即赢得区，40 40纬度到极区净辐射为负，即亏损区。纬度到极区净辐射为负，即亏损区。因而为了维持地球的长期气候不变，必需使能量的正赢得区因而为了维持地球的长期气候不变，必需使能量的正赢得区向亏损区输送，即能量由向亏损区输送，即能量由4040纬度以内的地区向两极输送，纬度以内的地区向两极输送，以维持全球的能量平衡。因而全球能量不平衡是驱动地球系以维持全球的能量平衡。因而全球能量不平衡是驱动地球系统产生大气环流的驱动力。向两极方向的输送是最基本的

19、。统产生大气环流的驱动力。向两极方向的输送是最基本的。由于由于4040纬度以内的地区是热源，纬度以内的地区是热源，4040-极区的地区是冷源，极区的地区是冷源，因而可以把地球大气环流的驱动力简单地看做是一个热机。因而可以把地球大气环流的驱动力简单地看做是一个热机。我们首先讨论大气中总能量的输送。单位质量大气总能量为：我们首先讨论大气中总能量的输送。单位质量大气总能量为：上式右面四项分别代表内能、位能、潜热和动能。上式右面四项分别代表内能、位能、潜热和动能。对于对于半球和全球大气半球和全球大气能量的积分值能量的积分值,最重要的能量形式是内能（全球平均占最重要的能量形式是内能（全球平均占70.4%

20、70.4%），其次是），其次是位能（占位能（占27.127.1）和潜能（占）和潜能（占2.52.5），而动能只占总能量的很小的一），而动能只占总能量的很小的一部分，但它在大气环流能量学中起着很重要的作用。北半球年变化的振部分，但它在大气环流能量学中起着很重要的作用。北半球年变化的振幅是南半球的二倍左右，这主要是由两半球海陆分布差异造成幅是南半球的二倍左右，这主要是由两半球海陆分布差异造成（图（图1.51.5）。（1.1）（x x，y y，z z，t t）坐标系中大气能量收支方程：）坐标系中大气能量收支方程：图图1.5 1.5 不同形式能量纬向和垂直平均值的经向不同形式能量纬向和垂直平均值的经向

21、剖面。剖面。（a a）温度（）温度（）；（）；（b b）位位势势高度差（高度差（10102 2gpmgpm），），是各等压面平均位势高度；（是各等压面平均位势高度；（c c）比湿（）比湿（g gkgkg-1-1）；（）；（d d）动）动能能（m m2 2s s-2-2）。在图右侧给出相当能量标尺）。在图右侧给出相当能量标尺。上式上式J Jq q是辐射通量（是辐射通量（F Fradrad），传导和次网格尺度运动造成的能量（），传导和次网格尺度运动造成的能量（F Fconcon），机械能），机械能通量（即气压做功（通量（即气压做功（PCPC）和摩擦应力）和摩擦应力 的总和：的总和：展开能量方程可得

22、展开能量方程可得 （1.21.2）或或 （1.31.3）)(CCPCFFJconradqqJECtE)(CCLqgzTCCLqgzTCtvv)21()21(22)(CPCFFconrad气象变量的分解气象变量的分解（1.4）（1.5）引入引入 ，忽略动能，忽略动能 的贡献，并对时间平均，则上方程变为：的贡献，并对时间平均，则上方程变为：TCpTCpv/C)()()(conradpvFFCLqgzTCLqgzTCt对一极冠体积积分，有：对一极冠体积积分，有：BATApvFFdxdzvLqgzTCdvLqgzTCt)()(上方程右边第一项代表总能量的经向输送。实际上：上方程右边第一项代表总能量的经

23、向输送。实际上：*)(zvgTvCTvCTvCvLqgzTCpppp*qvLqvLqvLvzgzvg 是大气顶的净辐射通量，是大气顶的净辐射通量，也即地也即地气气系统的净辐射能盈得或亏损系统的净辐射能盈得或亏损，是下垫面的净能量通量是下垫面的净能量通量（辐射感热潜热（辐射感热潜热），水平分量没有考虑水平分量没有考虑。当大气向地球输送能量时当大气向地球输送能量时，为正为正（图（图1.6-1.71.6-1.7）。TAFBAFBAF对方程（对方程（1.21.2）取时间和空间平均，可得：）取时间和空间平均，可得：zwFFzpwwERvpvEEzzconrad/)(/)(cos/cos)()(t（1.6

24、）可用上式讨论能量的垂直输送。假设常定状态，可用上式讨论能量的垂直输送。假设常定状态，则则RRZREEZEE/cos2/cos20)(tE上式中：上式中：)/(pEvE WFFpEWzzconradEZ/(（1.7）对能量进行垂直输送的主要机制是有组织的对流，各种类型的积云对能量进行垂直输送的主要机制是有组织的对流，各种类型的积云活动活动以及以及小尺度乱流。大尺度涡动在垂直输送中不如积云重要，尤其是在小尺度乱流。大尺度涡动在垂直输送中不如积云重要，尤其是在热热带带地区。地区。像求像求角动量流线，水汽流线一样，不难求角动量流线，水汽流线一样，不难求出出能量流线能量流线的的分布（分布（图图1.81

25、.8）。这种流线代表能量流密度（单位：。这种流线代表能量流密度（单位：10101515W W）。对年平均，在）。对年平均，在热带热带3030o oS S和和3030o oN N之间地区，有大量的辐射能流入。其中能量的一半通过之间地区，有大量的辐射能流入。其中能量的一半通过大气，大气，以后主以后主要在热带海洋吸收，再由洋流输向极地。但在副热带和要在热带海洋吸收，再由洋流输向极地。但在副热带和中纬度，中纬度，主要输送以主要输送以大气环流为主，能量在大气中向极地输送，以后在那里大气环流为主，能量在大气中向极地输送，以后在那里辐射辐射回太空。从季节回太空。从季节分布图可以看到大量能量直接流入夏半球。在

26、图中分布图可以看到大量能量直接流入夏半球。在图中当流线当流线与与1000hPa1000hPa相交时，相交时，代表由能量输入地表面或由地表面输出。代表由能量输入地表面或由地表面输出。因而在因而在夏半球有大量能量进入热带夏半球有大量能量进入热带地区并主要储存于热带海洋，而冬半球地区并主要储存于热带海洋，而冬半球海洋海洋损失大量能量。损失大量能量。图图1.6 1.6 总能量总能量E E纬向平均的经向输送的垂直剖面图。（纬向平均的经向输送的垂直剖面图。（a a）瞬变涡动；（）瞬变涡动；（b b）定）定常涡动；（常涡动；（c c）平均经圈环流。本图是）平均经圈环流。本图是1010年平均值。单位：年平均值

27、。单位：msms-1-1图图1.7 1.7 总能量总能量E E纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（a a）总输送；）总输送；（b b）瞬变涡度；（）瞬变涡度；（c c）定常涡动；（）定常涡动；（d d）平均经圈环流）平均经圈环流图图1.8 1.8 1010年平均的大气总能量纬向平均的输送年平均的大气总能量纬向平均的输送流线。流线。（a a）年平均；（）年平均；（b b）12122 2月；（月；（c c）6 68 8月。全球平均的能量值被减去，单位：月。全球平均的能量值被减去，单位：10101515W W图图1.9 1.9 大气大气能量储存率（能量储存率（

28、a a）和垂直平均的大气能量通量散度（）和垂直平均的大气能量通量散度（b b）的经）的经向向剖面。剖面。单位：单位：WmWm-2-2图图1.10 1.10 从大气到地表面纬向平均能量通量的经向剖面（作为余项算出从大气到地表面纬向平均能量通量的经向剖面（作为余项算出）。）。图中的黑图中的黑圈和圈和叉号等叉号等是是 OortOort 和和 VonderVonder HarrHarr 计算计算值值图图1.11 1.11 纬纬向平均的海洋热储存向平均的海洋热储存率（率（a a）和海洋能量输送）和海洋能量输送散度（散度（b b）经向剖面。）经向剖面。OortOort和和VonderVonder Haar

29、Haar的结果也点在图中。黑圈：年平均；的结果也点在图中。黑圈：年平均；+：12122 2月；：月；：6 68 8月。月。由下面的方法可以得到所要求的海洋热输送由下面的方法可以得到所要求的海洋热输送T T0 0。大气输送可由资料计算，可看做是已知的（图大气输送可由资料计算，可看做是已知的（图1.9-1.9-1.101.10）。）。由前面的讨论可得，地气系统在某地区盈得或亏损的总辐射能应等于该地区能量的存储项由前面的讨论可得，地气系统在某地区盈得或亏损的总辐射能应等于该地区能量的存储项+海气海气系统的能量输送项系统的能量输送项（图（图1.9-1.121.9-1.12）。长期或年平均而言，。长期或

30、年平均而言，地表能量地表能量存储项存储项0 0，因而有：，因而有：设在北极处设在北极处 ，对，对F FTATA按纬度积分，可得按纬度积分，可得 的经向分布（的经向分布（图图1.121.12）。由。由 曲线减去图曲线减去图 1.111.11中中（a a）曲线（）曲线（），），则可得到则可得到 曲线。可以看到曲线。可以看到 曲线对赤道曲线对赤道是反对称的，两半球都向极地输送能量。向极最大输送在是反对称的，两半球都向极地输送能量。向极最大输送在3030 o oN N附近是附近是5.05.010101515W W，在，在3535 o oS S附近约附近约-6.0-6.010101515W W。比较。比

31、较T TA A和和T T0 0曲线，可以看到，海洋输送在低纬为主，向极最大输送在曲线，可以看到，海洋输送在低纬为主，向极最大输送在2525 o oN N处为处为3 310101515W W，在，在2020o oS S处为处为-3.5-3.510101515W W。在北半球高纬地区大气输送更重要。在南半球中。在北半球高纬地区大气输送更重要。在南半球中纬地区大气和海洋输送具有同样得重要性，在纬地区大气和海洋输送具有同样得重要性，在4040o oS S约为约为-3-310101515W W，而在南半球高纬地区又，而在南半球高纬地区又以海洋输送为主。以海洋输送为主。00TTA0TTA0TTAAT0T0

32、TTA图图1.12 1.12 大气（大气（T TA A）,海洋（海洋（T TO O）和大气）和大气+海洋（海洋（T TA A+T+TO O）年平均能量向北输送的）年平均能量向北输送的经经向剖面。向剖面。OortOort和和Vonder HaarVonder Haar（x x）以及）以及TrenberthTrenberth（o o）的结果也点在图中。）的结果也点在图中。图图1.13 1.13 大尺度罗斯贝波、遥相关和大尺度罗斯贝波、遥相关和大气振荡示意图大气振荡示意图（据（据IPCCIPCC改绘）改绘）3.3.大气角动量的输送和收支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

33、参数之一。整个地气系统（包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，东风带愈窄。在3030。N N附近，附近，200hPa200hPa高度的西风达到最大值，这是高空急流的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，位置。在这

34、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，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

35、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？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。流和大型涡旋来实现的。(1.8)

36、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（力矩的总和（）。）。若若外力矩总和为零，则外力矩总和为零，则M M等于常等于常数数,有：有：F(1.9)(1.9)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。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。设摩擦力在设摩擦力在 方向的分量为方向的分量为 ，则摩擦力矩为：，则摩擦力矩为：气压力矩为气压力矩为:z z是等压

37、面的位势高度。在（是等压面的位势高度。在（x,y,p,tx,y,p,t）坐标系中方程（）坐标系中方程（1.91.9）因而可写作：）因而可写作：(1.10)dtdM展开展开 ，并用连续方程，并用连续方程与对时间和空间求平均与对时间和空间求平均，上式可化为，上式可化为：上式中上式中;上两式中第一项是平均经圈环流对上两式中第一项是平均经圈环流对角动量的输送，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，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。角动量的输送。（1.1

38、1)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（1.11),1.11),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:(1.12)在这种情况下可以引入流函数在这种情况下可以引入流函数 表示一纬向空气环的角动量。可写作：表示一纬向空气环的角动量。可写作：(1.13a)（1.13b）其中其中：代入代入 和和 的的值则值则有有 (1.14)(1.14)(1.15)(1.15)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

39、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。根据前面求出的经圈环流和摩擦的共同作用造成。根据前面求出的 和和 个分量的分个分量的分布，取顶层的布，取顶层的 ，则可以对式，则可以对式(1.13)(1.13)从上向下积分，最后得到从上向下积分，最后得到 平面中平面中 的分布的分布（图（图1.141.14）。式（。式（1.141.14）是用来确定）是用来确定 以与直接计算以与直接计算的的 比较，由此可判断计算比较，由此可判断计算 的准确性。的准确性。图图1.14 1.14 大气相对角动量纬向平均输送的无辐散分量的流线大气相对角动量纬向平均输送的无辐散分

40、量的流线。（a a）1010年平均；（年平均；（b b）冬季平均（冬季平均（1212，1 1，2 2月）；（月）；（c c）夏季平均（）夏季平均（6 6，7 7，8 8月）。虚线是月）。虚线是 的等值线（单的等值线（单位：位：m ms s-1-1），可以看到涡动输送的逆梯度输送特性。单位：），可以看到涡动输送的逆梯度输送特性。单位：10101818kgkgm m-2-2s s-2-2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

41、耦擦作用和山脉作用，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，即大北半球东风带，一般山东

42、边气压高，山西边气压低，这两者的力矩都是正值，即大气获得动量气获得动量（图（图1.151.15）。摩擦力矩是由地面摩擦力或粘性阻力引起的。摩擦力矩是由地面摩擦力或粘性阻力引起的（图（图1.16-1.16-1.181.18）。对方程（对方程（1.101.10或或1.111.11）在全球大气积分，考虑到）在全球大气积分，考虑到：，dmdm是质量元，则有：是质量元，则有：(1.16)(1.16)图图1.15 1.15 山脉迎风面和背面气压场不对称引起的大尺度阻力。背风处的气压比山脉迎风面和背面气压场不对称引起的大尺度阻力。背风处的气压比迎风面气压（分别由于质量堆积和减少）略低，山顶以西的迎风面可产生

43、指向迎风面气压（分别由于质量堆积和减少）略低，山顶以西的迎风面可产生指向东的外力矩。这与西风角动量相反，使西风减弱东的外力矩。这与西风角动量相反，使西风减弱。在东风。在东风情况下，净山脉力矩情况下，净山脉力矩正好相反，指向东，产生西风角动量。因而山脉力矩的作用与摩擦力矩是相同正好相反，指向东，产生西风角动量。因而山脉力矩的作用与摩擦力矩是相同的。的。等压线等压线下风水平方向下风水平方向山脉力矩山脉力矩山脉力矩山脉力矩图图1.16 1.16 年平均山脉力矩的经向剖面。实线年平均山脉力矩的经向剖面。实线代表代表 WahrWahr 和和 OortOort的计算结果，虚线代表的计算结果，虚线代表New

44、tonNewton计算的结计算的结果。单位：哈得莱果。单位：哈得莱/5/5。纬度纬度 图图1.17 1.17 根据根据HellermanHellerman和和RosenstainRosenstain的的洋面应力洋面应力资料计算资料计算的摩擦力矩的经向剖面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（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。（出陆面力矩。（a a）北半球冬季；（）北半球冬季；（b b）北半球夏季。单位：哈得莱）北半球夏季。单位：哈得莱/5/5。纬度纬度图图1.18 1.18 用用高空资料（通量法

45、）得到的纬向平均地面高空资料（通量法）得到的纬向平均地面应力。应力。（摩擦和山脉）经向（摩擦和山脉）经向剖面及其与剖面及其与HellermanHellerman海洋应力剖面（短虚线：海洋应力剖面（短虚线：19671967；长虚线：；长虚线：19821982）的比较。）的比较。（a a）年平均；（）年平均；（b b）北半球冬季；（）北半球冬季；（c c）北半球夏季。单位：）北半球夏季。单位：1010-5-5N Ncmcm-2-24.4.大气中水汽的输送和收支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。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

46、流系统和天气系统中的水汽含量的多寡有关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。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，通过一系列度的气候系统的重要工具。最近三、四十年来，

47、通过一系列的研究这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水循环计的研究这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水循环计划（划（GEWEXGEWEX）。该计划重点研究气候系统中的水文循环及其）。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。对全球变化的响应。(1.17)(1.17)上式中：上式中：上式中（上式中（）代表垂直平均算子：）代表垂直平均算子：(1.18)上式中上式中s(q)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。即要由蒸发、凝结和扩散过程引起。即s(q)s(q)e ec c（忽略扩散

48、作用）。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：对上面水汽收支方程垂直积分，再求时间平均可得：(1.19)(1.19)tW PEQ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水汽流入和流出之和。如将上式用于一有限区A A则有：则有：(1.20)(1.20)(1.21)(1.21)上式中上式中代表区域代表区域A A平均，平均，是垂直于边界的法向向量（向外为正），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

49、分的水汽是垂直壁上的面元。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：或水文方程。另外，经典的水文方程为：对全球和气候状态求平均，（对全球和气候状态求平均，（1.191.19）式就变成）式就变成:这个公式不但可用于全球水循环变化的研究（这个公式不但可用于全球水循环变化的研究（偏离上述平衡态），而偏离上述平衡态），而且也可用于大范围地区水循环的异常变化研究。而对于区域的水循环收且也可用于大范围地区水循环的异常变化研究。而对于区域的水循环收支必须考虑另外一项即水汽输送的影响，而水汽输送又决定于大气环流支必须考虑另外一项即水汽输送的影响，而水汽输送又决定于大气环流型

50、型 的变化。所以，区域水循环的研究比全球水循环的研究要复杂得多。的变化。所以，区域水循环的研究比全球水循环的研究要复杂得多。0图图1.19-1.281.19-1.28是全球水汽收支个分量和总收支的计是全球水汽收支个分量和总收支的计算结果。可以看到算结果。可以看到:（1 1）纬向纬向平均的可降水量已赤道地区为最大；平均的可降水量已赤道地区为最大；（2 2）纬向平均输送在赤道地区是向东的，而在副热）纬向平均输送在赤道地区是向东的，而在副热 带地区是向西的；带地区是向西的；（3 3）水汽的垂直输送在北半球副热带是向上的；）水汽的垂直输送在北半球副热带是向上的；（4 4）水汽的经向输送在南北半球都是从