cha7 青藏高原大气运动的波动理论(波动解) 《高原气象学进展》课件
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第七章大气波动理论
相速度与群速度： 相速度是位相的传播速度，如槽脊的移速 群速度是振幅/能量的移动速度。
一维波动已知频散关系：＝ (k ) d 则相速度为c 群速度为c g ; k dk 三维波动 已知频散关系＝ (k , l , n) ( K ) 相速度为C 2 K K 群速度为C g i j k k l n
从力的角度讲，水平压力梯度力是回复机制。 （气柱重量差产生） 从运动角度讲，水平的辐合辐散运动回复机制。
②AA’间辐散 BA间、A’B’间辐合 由面上升扰动向左右两边传播 传播的机制：水平辐合辐散
由上面分析可见， 重力外波性质：①双向传播 ②上下振荡、水平传播垂直向横波
形成条件：①自由表面的存在 ②静力平衡 ③水平辐合辐散是产生、传播的重要机制。
kc d
dc cg ck dk dk
1、c与k无关 ——该波动的波速与波长无关
cg c; 波动的能量随波动的传播而传播 非频散波
2、c与k有关 ——该波动的波速与波长有关
cg c; 波动的能量不随波动的传播而传播 频散波
cg c
cg c
叶笃正,1949,能量频散理论:
重力外波——发生在自由表面（即ρ的不连续面）上的波动。 重力内波——发生在稳定层结的层结大气中。
物理分析：
稳定层结中，垂直向受到扰动，形成浮力振荡， 通过水平的辐合辐散传播→重力内波。
浮力振荡发生在稳定层结的层结大气中，因为只有在稳定层 结下，才能形成回复机制，使振荡传播出去形成波动。 浮力振荡： 在稳定层结中，当气团受到垂直扰动时，它要受到与位移相 反的净浮力（回复力）作用而在平衡位置附近发生振荡，这 种振荡称为浮力振荡。（类比于弹性振荡）
青海省青海师大附属第二中学高一地理《大气的运动》课件
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自转偏向
左右
初始方向
南半球偏转方向
北半球偏转方向
关于左右：眼睛看箭头方
向，左手在的一边是左边，右 手在的一边是右边。
关于偏向：在地转偏
向力的作用下，北半球向 右偏，南半球向左偏。
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高 （百帕）
空
1000
风
的
1002
形
成
1004
1006
北半球
在水平气压梯度力与地转偏向 力共同作用下形成的风－－风 向平行于等压线
基础练习
AC 1、下列有关大气运动的说法，正确的是：(_______)
A、各地冷热不均是引起大气运动的根本原因 B、气压差异是形成大气运动的原动力 C、水平气压梯度力是形成风的直接原因 D、近地面附近的风向垂直于等压线
A 2、下图为北半球理想等压线图，图中的风向箭头代号正确的是（________）
1008
1010
地转偏向力：方向垂直于 运动方向，北右南左，大 小与风速成正比
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近 地
（百帕)
面
1000
风
的
1002
形
成
1004
北半球
水平气压梯度力 风向
1006
摩擦力
水平地转偏向力
1008
1010
摩擦力：方向与运动方向相反，大 小取决于地表的粗糙程度
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比 较 ①、地面风：风速小，风向与等压线有个交角 ②、地转风：风速大，风向平行于等压线
点处在______陆___地_____（陆地或海洋）。
√ 您 真 棒
下下一页步
課后活动
1、仔细观察锅内沸腾的开水是怎样运动的？(注意安全) 2、目测近期风向风力，看看有什么规律 ？为什么 ？
cha7+4 Persistent Heavy Rain_Clustering of TP vor
底层临界海拔高度（m） >3000
1000~3000
<1000
定涡标准
500 hPa等压面上，高 原地区形成闭合等高线的 低压或有3个站点风向呈 气旋性的低涡环流
700hPa等压面上，青藏高原东麓背风坡 特定地区（100~110°E，25~35°N）出 现的闭合气旋式低涡环流
移出比
25%左右移出高原（东 20%左右移出源地 移过102°E）
▪ Extreme rainfall events in the East Asia (e.g., Rui et al. 1987; Tao and Ding 1981; Wang and Orlanski 1987; Wang et al. 2005);
▪ For example, the heavy rainfall and severe flooding in 1998 over the Yangtze-River basin (Shi et al. 2008; Yasunari and Miwa 2006; Yu 2001).
❖ the large-scale convergence of moisture advection through the southwest of TP connecting to the Indian monsoon activity lead to the high moist static energy accumulation at the lower troposphere ovຫໍສະໝຸດ r TP.TPV的天气影响
▪ 高原涡天气影响的常态：α中尺度，生命史一 般<3天，区域性短期暴雨，对流性短时天气
▪ 高原涡对持续性暴雨的作用（异常影响） （1）影响方式： 1）长生命史或持续性活动（停滞：西太副高、 台风）的TPV（不多见） 2）高原涡与西南涡（SWV）耦合加强 3）TPV的群发效应
丁一汇高等天气学青藏高原对东亚季风和天气过程的影响PPT课件
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图15.1 西藏高原西部（W）和东部（E）地面感热通量 （SH）、降水的潜热释放（LP）和净大气热源（E）的十年 平均值（1961—70年）（1cal=4.1868J）（取自叶笃正、高 由禧等，1979）
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表15.3和15.4是不同作者计算的高原西部和东部 热量和水汽收支的比较。在高原西部，罗会邦和 Yanai计算的SH值（169 W/m2）比叶笃正和高 由禧等人6月的平均值（219 W/m2）小。潜热 加热都是很小的。净的加热（[Q1]）主要由SH造 成。叶笃正和高由禧等人的[Q1]值（142 W/m2） 比罗会邦和Yanai的值（101 W/m2）大三分之 一。水汽收支中蒸发项最大，西部的值很接近6 月整个高原的平均值。对于高原东部，三者对SH 的计算相互很一致。潜热的作用明显增大，但其 值仍略小于SH。净加热[Q1]在94～120 W/m2， LP和SH的贡献都很显著。对于[Q2]，LP的贡献 超过LE，故[Q2]为正。由上面可见，来自地面的 感热通量是青藏高原热收支的主要因子，尤其是 在1979年初夏高原西部。凝结加热对高原东部的 热量收支是很重要的，特别在夏季雨季之后。
（4） 空气的偏转
当接近山脉的空气不能越过抬高的地形时，气 流必须在水平方向偏转并绕过山脉。这会引起各 种局地风系和天气系统的发展，甚至行星波的发 展。
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（5） 对降水的地形控制 降雨和降雪的地理分布受地形影响很大。有许多 机制来说明地形的这种控制作用。其间的相对重 要性由局地天气环境和山脉的尺度来决定。目前 这个问题也是暴雨研究中的一个重要问题（见第 四章§4.2地形对降雨的增幅作用部分）。 上述五个作用是地形影响气流的一般机制，应该 指出，它们之间并不是相互独立的。由于它们通 常是以组合的形式出现的，这就使山地气象学的 研究变得很困难。
图15.1 西藏高原西部（W）和东部（E）地面感热通量 （SH）、降水的潜热释放（LP）和净大气热源（E）的十年 平均值（1961—70年）（1cal=4.1868J）（取自叶笃正、高 由禧等，1979）
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表15.3和15.4是不同作者计算的高原西部和东部 热量和水汽收支的比较。在高原西部，罗会邦和 Yanai计算的SH值（169 W/m2）比叶笃正和高 由禧等人6月的平均值（219 W/m2）小。潜热 加热都是很小的。净的加热（[Q1]）主要由SH造 成。叶笃正和高由禧等人的[Q1]值（142 W/m2） 比罗会邦和Yanai的值（101 W/m2）大三分之 一。水汽收支中蒸发项最大，西部的值很接近6 月整个高原的平均值。对于高原东部，三者对SH 的计算相互很一致。潜热的作用明显增大，但其 值仍略小于SH。净加热[Q1]在94～120 W/m2， LP和SH的贡献都很显著。对于[Q2]，LP的贡献 超过LE，故[Q2]为正。由上面可见，来自地面的 感热通量是青藏高原热收支的主要因子，尤其是 在1979年初夏高原西部。凝结加热对高原东部的 热量收支是很重要的，特别在夏季雨季之后。
（4） 空气的偏转
当接近山脉的空气不能越过抬高的地形时，气 流必须在水平方向偏转并绕过山脉。这会引起各 种局地风系和天气系统的发展，甚至行星波的发 展。
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（5） 对降水的地形控制 降雨和降雪的地理分布受地形影响很大。有许多 机制来说明地形的这种控制作用。其间的相对重 要性由局地天气环境和山脉的尺度来决定。目前 这个问题也是暴雨研究中的一个重要问题（见第 四章§4.2地形对降雨的增幅作用部分）。 上述五个作用是地形影响气流的一般机制，应该 指出，它们之间并不是相互独立的。由于它们通 常是以组合的形式出现的，这就使山地气象学的 研究变得很困难。
第八章大气波动的稳定性问题 动力气象学课件(共66张PPT)
dd2y2 (uddc2yu2 k2)0
(y1) (y2) 0通道Rossb波y 的情况
这是齐次方程，会有零解； 求取非零解的条件——本征值问题。 假设系数为常系数，那么可求本征值； 但是现在为变系数的，这样的本征值问题在 数学(shùxué)上是不可解的
第三十五页，共66页。
而我们现在不要求解，只要(zhǐyào)知道 Ci是否等于0的条件
T(z0)z
第十六页，共66页。
ddw tT g(d )z
N2
T g(d
)gln
z
dwN2z
dt
N2 0，力作负功，扰 ，动 层减 结弱 是稳定的 N2 0，力不作功，层 性结 的是 ；中 N2 0，力作正功，扰 能动 量得 而到 增强，层 定
第十七页，共66页。
§4 惯性(guànxìng)稳定度 科氏力作用(zuòyòng)下，惯性振荡的稳定性问题
雷利：1920’s，层流不稳定(wěndìng)问题； 郭晓岚：1949，提出正压不稳定(wěndìng)理论
雷利解：令：
cC r iC i, r i i
第三十六页，共66页。
那md e么d 2 ) ：2 (r nu y à1 ic d d 2 2 u iy [ C 1 r( id d 2 C u i2) yu ( r u i C r i) c 2 ik 2 C i] ( rr i ii)i 0
Ci 0
波动不开展(kāizhǎn)，波动稳定
Ci 0
第十一页，共66页。
重力内波、惯性波：受力机制很清楚；一 般直接(zhíjiē)从振荡看是否稳定，由此，
可以得到：静力稳定度、惯性稳定度。
而Rossby波的产生机制(jīzhì)是β－效应， 从涡旋场〔涡度方程(fāngchéng)〕讨论 Rossby波，而没有具体讨论其振荡受力 情况； 一般从Ci是否等于0判别其稳定性。
2022届高考地理一轮复习第二章大气运动ppt课件
上升 →水汽易遇冷凝结→阴雨天气;Q地位于低压槽外围地区,阴雨天 气概率小。
答案 (1)A (2)C
题组•训练突破
(2020浙江绍兴高三模拟)下图示意某等高面。M、N为等压线,其气压值分 别为PM、PN,M、N之间的气压梯度相同。①—⑧是只考虑水平受力,不计 空气垂直运动时O点空气运动的可能方向。据此完成第1~2题。 1.若此图表示北半球,PM>PN,则O点风向为( ) A.⑥或⑦ B.②或⑥ C.④或⑧ D.③或④ 2.若此图表示高空等高面,PM<PN,则O点风向为( ) A.③或④ B.②或⑧ C.③或⑦ D.⑥或⑦
(2)受云海影响,三峡库区大气受热过程对应于图2中( ) A.①增大 B.②增大 C.③减小 D.④减小
【素养解读】本组题选取三峡库区云海日出奇观为素材,判断云海形成的 原理及其影响,体现了对综合思维的考查。 【思路导引】第(1)题,三峡库区云海的形成是因为库区表层水受热膨胀上 升,水汽上升过程中遇冷凝结形成小水滴,此时库区周围地区盛行下沉气流。 A表示山谷气流 上升 ,D表示海面气流上升,均有利于水汽 凝结 ,形 成云雾。第(2)题,云层增多时,云层对太阳辐射的反射作用增强,到达地面 的太阳辐射 减少 ,地面辐射减弱,大气逆辐射 增强 。图2大气的受 热过程示意图中,①表示到达地面的太阳辐射,②表示大气逆辐射,③表示 地面辐射,④表示云层对太阳辐射的反射作用。受云海影响,三峡库区大气 受热过程中,①减小,②增大,③减小,④增大。
思路•典题透析
【典例2】 下图示意某区域某月一条海平面等压线,图中N地气压高于P地。 据此完成下列各题。 (1)N地风向为( ) A.东北风 B.东南风 C.西北风 D.西南风 (2)M、N、P、Q四地中,阴雨天气最有可能出现在( ) A.M地 B.N地 C.P地 D.Q地
答案 (1)A (2)C
题组•训练突破
(2020浙江绍兴高三模拟)下图示意某等高面。M、N为等压线,其气压值分 别为PM、PN,M、N之间的气压梯度相同。①—⑧是只考虑水平受力,不计 空气垂直运动时O点空气运动的可能方向。据此完成第1~2题。 1.若此图表示北半球,PM>PN,则O点风向为( ) A.⑥或⑦ B.②或⑥ C.④或⑧ D.③或④ 2.若此图表示高空等高面,PM<PN,则O点风向为( ) A.③或④ B.②或⑧ C.③或⑦ D.⑥或⑦
(2)受云海影响,三峡库区大气受热过程对应于图2中( ) A.①增大 B.②增大 C.③减小 D.④减小
【素养解读】本组题选取三峡库区云海日出奇观为素材,判断云海形成的 原理及其影响,体现了对综合思维的考查。 【思路导引】第(1)题,三峡库区云海的形成是因为库区表层水受热膨胀上 升,水汽上升过程中遇冷凝结形成小水滴,此时库区周围地区盛行下沉气流。 A表示山谷气流 上升 ,D表示海面气流上升,均有利于水汽 凝结 ,形 成云雾。第(2)题,云层增多时,云层对太阳辐射的反射作用增强,到达地面 的太阳辐射 减少 ,地面辐射减弱,大气逆辐射 增强 。图2大气的受 热过程示意图中,①表示到达地面的太阳辐射,②表示大气逆辐射,③表示 地面辐射,④表示云层对太阳辐射的反射作用。受云海影响,三峡库区大气 受热过程中,①减小,②增大,③减小,④增大。
思路•典题透析
【典例2】 下图示意某区域某月一条海平面等压线,图中N地气压高于P地。 据此完成下列各题。 (1)N地风向为( ) A.东北风 B.东南风 C.西北风 D.西南风 (2)M、N、P、Q四地中,阴雨天气最有可能出现在( ) A.M地 B.N地 C.P地 D.Q地
cha0 青藏高原气象学(TPM)课程大纲及引言
壤温度、湿度的变化都直接影响着高原地－气系统间的热量和水汽交换，从而对 亚洲气候和季风的变化与异常起着十分重要的作用 • 高原作为一个对流层中部大气的动力和热力扰动源，对东亚季内大气环流的变化、 长江流域的梅雨、日本的“Baiu”和朝鲜半岛的“Changma”的异常也有很重要 的作用。 • 青藏高原与亚洲季风气候的关系也很密切。夏季，高原就像一个深入到大气层的 火炉（火炬，感热气泵），使得高原上的空气受热上升，同时拉动印度洋的暖湿 气流前来补充，由此带来充沛的季风降雨，冬季的情形正好相反（高原季风）。 • 青藏高原的地－气物理过程对全球气候与东亚大气环流以及我国灾害性天气和气 候具有关键性的重大影响。
• 参考书籍：郑度等，中国的青藏高原，科学出版社，1985
青藏高原的范围
青藏高原的范围 （色浅，海拔高）
数值模式：高原主体为60-110°E，25-40°N区域内3000m地形等高线所含区域，高原南坡为70-98°E地形 高度500-3000m的区域。 气象依据：103ºE（110ºE）经度线是高原季风区和东亚季风区的分界，103ºE（105-110ºE）也是高原低涡移 出高原（主体）的分界线；24ºN纬度线是高原季风和南亚季风的分界。 黄楚惠等：75-105°E，25-40°N 李国平、赵福虎等：高原主体范围是77.5-103°E，27-40°N 地理界：73-105°E，26-40°N。
教学参考书目
• 叶笃正、高由僖等，青藏高原气象学，科学出 版社，1979
• 罗四维，青藏高原及临近地区几类天气系统的 研究，气象出版社，1992
• 乔全明、张雅高，青藏高原天气学，气象出版 社，1994
• 戴加洗，青藏高原气候，气象出版社，1990
第零章 引言
• 青藏高原-中文（the Qinghai-Xizang Plateau ， QXP）
• 参考书籍：郑度等，中国的青藏高原，科学出版社，1985
青藏高原的范围
青藏高原的范围 （色浅，海拔高）
数值模式：高原主体为60-110°E，25-40°N区域内3000m地形等高线所含区域，高原南坡为70-98°E地形 高度500-3000m的区域。 气象依据：103ºE（110ºE）经度线是高原季风区和东亚季风区的分界，103ºE（105-110ºE）也是高原低涡移 出高原（主体）的分界线；24ºN纬度线是高原季风和南亚季风的分界。 黄楚惠等：75-105°E，25-40°N 李国平、赵福虎等：高原主体范围是77.5-103°E，27-40°N 地理界：73-105°E，26-40°N。
教学参考书目
• 叶笃正、高由僖等，青藏高原气象学，科学出 版社，1979
• 罗四维，青藏高原及临近地区几类天气系统的 研究，气象出版社，1992
• 乔全明、张雅高，青藏高原天气学，气象出版 社，1994
• 戴加洗，青藏高原气候，气象出版社，1990
第零章 引言
• 青藏高原-中文（the Qinghai-Xizang Plateau ， QXP）
气象学与气候学课件04大气的运动
第一节 气压随高度和时间的变化
一、气压随高度的变化
（一）定性的分析：
一个地方气压变化的根本原因是其上空大气 柱中空气质量的增多或减少。大气柱质量 的增减又是大气柱厚度和密度改变的反映。 当气柱增厚、密度增大时，空气质量增多， 气压就升高。反之，气压降低。
所以，任何地方的气压值总是随海拔高度的 增高而递减。（密度大气压高，密度小气 压低）
1、水平气流的辐合与辐散
水平气流的辐散，气压降低；
水平气流的辐合，气压升高。
水平气流的辐散
水平气流的辐合
2、不同密度气团的移动
如果移动到某地的气团的密度比原来 气团的密度大，则该地空气柱中质 量会增多，气压随之升高；反之， 气压降低。
3、空气垂直运动
❖当空气有垂直运动而气柱内质量没有外 流时，气柱中总质量没有改变，地面气 压不会发生变化。
（二）定量的分析： 确立空气密度大小与气压随高度变化的定
量关系（即气压与高度间的关系）
考虑两种情况： 一是静止大气中而且气层不太厚和要求精
度不太高的情况——用静力学方程； 二是研究气层的厚度较大，密度变化显著
的情况——用压高方程。
1、静力学方程
（1）气象上应用的大气静力学方程：
—dP = ρgdZ 方程说明：气压随高度递减的快慢取决于空
h = RdT/Pg =8000(1+t/273)/P
得出结论：表4-1
➢在同一气压下，气柱的温度愈高，密 度愈小，气压随高度递减得愈缓慢， 单位气压高度差愈大。
➢在同一温度下，气压值愈大的地方， 空气密度愈大，气压随高度递减得愈 快，单位气压高度差愈小。
2、压高方程
它表示了，气压随高度的增加而按指 数递减的规律。而且在大气低层 ， 气压递减得快，在高层递减得慢， 在温度低时，气压递减得快，在温 度高时，递减得慢
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第七章 青藏高原大气运动的波动理论
高原低涡的波动解
关键词：背风波，地形强迫，非线性Rossby波， 奇异孤立波，热力强迫，低频振荡
• 应用大气波动理论特别是非线性波动方法研究 青藏高原大气运动的一些成果和进展。
• 大地形背风波、地形强迫下的线性和非线性 Rossby波、高原低涡的奇异孤立波型解、热力 强迫对低涡非线性波动• 7.5.1 常定热源强迫 • 7.5.2 对流凝结潜热 • 7.5.3 区别考虑感热和对流凝结加热
7.6 波－流、波－波相互作用
• 7.6.1 瞬变波与纬向平均流的相互作用 • 7.6.2 不同尺度的波－波相互作用 • 7.6.3与地形有关的波－流、波－波相互
作用
7.7 低频振荡
• 短期天气：周振荡 • 中期天气、延伸期天气：10－30d
• 大气中的季节内振荡，即大气中的30－60d低频振荡， 是由Madden和Julian首先在热带地区发现的，故常称其 为Madden-Julian Oscillation（热带麦登-朱利安振荡， 简称MJO ）
• 狭义MJO：热带30－60d低频振荡 • 广义MJO：热带以外地区30－60d低频振荡
• 与大地形有关的波流相互作用和高原大气的低 频振荡。
7.1大地形背风波
7.4高原低涡的非线性波动理论
• 7.4.1 常定热源强迫下的非线性惯性重力内波 • 7.4.2 奇异孤立波解与青藏高原低涡的联系 • 7.4.3 高原低涡特征的非线性波动理论 • 7.4.4 潜热强迫下的非线性惯性重力内波
• 季节内振荡（次季节振荡）：30－60d • 狭义低频振荡：30－60d • 广义低频振荡：10－90d
季节内尺度的划分：
中期（天气）振荡（4~10d）
准双周振荡BWO（10~20d）
广义的低频振荡LFO
低频振荡MJO（30~60d，热带地区） 或30～90d 季节内振荡ISO（中高纬地区）
高原低涡的波动解
关键词：背风波，地形强迫，非线性Rossby波， 奇异孤立波，热力强迫，低频振荡
• 应用大气波动理论特别是非线性波动方法研究 青藏高原大气运动的一些成果和进展。
• 大地形背风波、地形强迫下的线性和非线性 Rossby波、高原低涡的奇异孤立波型解、热力 强迫对低涡非线性波动• 7.5.1 常定热源强迫 • 7.5.2 对流凝结潜热 • 7.5.3 区别考虑感热和对流凝结加热
7.6 波－流、波－波相互作用
• 7.6.1 瞬变波与纬向平均流的相互作用 • 7.6.2 不同尺度的波－波相互作用 • 7.6.3与地形有关的波－流、波－波相互
作用
7.7 低频振荡
• 短期天气：周振荡 • 中期天气、延伸期天气：10－30d
• 大气中的季节内振荡，即大气中的30－60d低频振荡， 是由Madden和Julian首先在热带地区发现的，故常称其 为Madden-Julian Oscillation（热带麦登-朱利安振荡， 简称MJO ）
• 狭义MJO：热带30－60d低频振荡 • 广义MJO：热带以外地区30－60d低频振荡
• 与大地形有关的波流相互作用和高原大气的低 频振荡。
7.1大地形背风波
7.4高原低涡的非线性波动理论
• 7.4.1 常定热源强迫下的非线性惯性重力内波 • 7.4.2 奇异孤立波解与青藏高原低涡的联系 • 7.4.3 高原低涡特征的非线性波动理论 • 7.4.4 潜热强迫下的非线性惯性重力内波
• 季节内振荡（次季节振荡）：30－60d • 狭义低频振荡：30－60d • 广义低频振荡：10－90d
季节内尺度的划分：
中期（天气）振荡（4~10d）
准双周振荡BWO（10~20d）
广义的低频振荡LFO
低频振荡MJO（30~60d，热带地区） 或30～90d 季节内振荡ISO（中高纬地区）