中尺度气象学第三章PPT课件
动力气象学第三章 尺度分析与基本方程组的简化
t x y
x
v u v v v fu 1 p
t x y
y
3.3.2 铅直运动方程的简化，静力平衡近似
w u w v w w w 1 p g
t x y z z
W
UW WW P g
L D D
107
107 108 101 101
p g
z
3.3.3 连续方程的简化
V
w
( u
u v w 0 x y z
热力学方程
u v w 0
t x y z
T t
u
T x
v
T y
(
d
)w
0
3.3.4 平衡与非平衡简化方程组，大尺度运动的基本性质
大尺度零级近似方程组
1 p fv 0
x
1 p fu 0
y
1 p g 0
z
u v 0 x y
中纬度大尺度运动是准水平、 准地转平衡、准静力平衡、 准水平无辐散、缓慢变化的 涡旋运动。
D<H时为浅（薄）对流，D~H时为深厚对流。
§3.3 基本方程组的简化与中纬度大尺度运动的性质 g~101m/s2，f0~10-4/s，L~106m，N~10-2/s，U~101m/s， D~H~104m，τ~L/U~105s，W~10-2m/s， π~10-3t/m3， ΔP~100tm-1/s2 ，Δπ~10-5t/m3 3.3.1 水平运动方程的简化，地转近似
诊断方程、平衡简化方程组。
一级简化方程组
u u u v u 1 p fv
t x y x
u u u v u 1 p fu
t x y y
1 p g 0
z (u v ) w 0
x y z
气象学 第三章
之亦反。
因此，土温的高低和变化主要决定于土壤 的热收支和土壤的热特性，所有影响
本讲稿第十页，共四十七页
土壤热收支和土壤热特性的因子都会影响到
土温的高低和变化，主要有纬度、季节、太 阳高度、天气状况、斜坡方位和坡度、海拔 高度、土壤种类和颜色、质地、土壤湿度和 孔隙度、地面有无植物和其它覆盖物等，且 这些因子对土壤温度的影响随时间和地点而 不同。
▪ Qs的确定方法：
在实用中采用苏联采依金的近似计算方法：
Qs
cv
S1
1K0S2
上式中前一项表示0~20cm层平均热含量的变化，
后一项表示通过20cm的平均热通量，各项说明 如下：
τ。=t2－t1 (时间间隔，一般取3小时，以分钟为单位
S1=20×(0.082Δt0＋0.333Δt5＋0 .175Δt10＋0.156
▪ 土温年变化：
地表：中高纬最高在7月，最低在1月；低纬 (云和降水的影响，变化复杂)，海南岛最高 在6月，昆明最高在5月，赤道附近有两高 (两分后)两低(两至后)；年较差随纬度升高
本讲稿第十七页，共四十七页
本讲稿第十八页，共四十七页
而增大，随天气条件、下垫面状况的变化同 日较差；随深度的增加，年较差减小，位相 落后，年较差消失在低纬5~10米，中纬 15~20米，高纬约25米，称为年恒温层深度， 在中纬度，深度每增加1米，位相落后 20~30天。
Δt15＋0.004Δt20)
℃·cm
本讲稿第十三页，共四十七页
Δt0，Δt5 ，…分别为0、5cm各深度处相邻 两次观测时间内的土温差。
S 2 t2 0 t10 C h
τ为以小时为单位， t 20表和示t1200cm和10cm土温 在τ时间间隔的平均，K为导温率
3丁一汇高等天气学 中尺度对流不稳定理论与有组织对流对预报的影响ppt课件
9
图3.2 比湿增加对对流温度（T1，T2），LCL，
CCL的影响（取自Bluestein, 1993）
10
11
图3.4 对流有效位能（CAPE）的确定
（Bluestein, 1993)
30
其原因在于大气运动方程的非线性性。也就是 说，纵使大尺度运动从观测上是十全十美，描述 其演变的微分方程完全了解并被精确求解，但未 知的小尺度运动会通过非线性作用影响大尺度运 动，给大尺度运动造成误差，并最终破坏预报。 这种影响的速度取决于小尺度流场的统计结构， 尤其是它的能谱。某些计算表明，对大于2km波长 的运动，由小尺度能量的增加所引起的不稳定大 约在1-2天内影响或破坏天气尺度的场，从而限制 了预报的准确率。
0703 0704 0705 0706 0707 0708 0709 0710
mm/h
2003年7月3-10日纬带平均（30-48°N）的降水率。左为雷达观测， 右是WRF模式模拟，4km分辨率，显示深对流，无对流参数化 （取自THORPEX科学报告）
38
OUTFLOW
Convection
MJO
JET
3
3.2 位势不稳定与对流活动的发生
雷暴或强风暴系统是一种热对流现象，而对
流运动的主要作用是浮力。浮力越强产生的上升运
动越强，雷暴的垂直发展越高。空气上升的浮力主
要产生在位势不稳定的层结中。因而要形成雷暴或
强风暴系统必须有明显的位势不稳定层结。目前在
强风暴的研究中一个很重要的问题是位势不稳定层
结如何形成的（ se 0 ）和如何通过抬升过程而
中尺度气象学第三章
与强降水相联系的重力波一般是振幅较大， 存在时间较长的重力波。
（3）观测方法 微压计（10μbar以下） 卫星 雷达 气象飞机 声学探测法
典型的对流层中尺度 重力波包括大振幅的 不规则型和振幅较小 的较规则型。
重力波产生的天气条件
逆温层或稳定层存在 明显的风速垂直切变 Ri<0.5（ 有时Ri<0.25） ，Ri越小 重力波振幅越大。
V f t D 0 t V p t p
fD t D 2 f t 2 C 2 t p p
发展即重力波振幅将时垂直扰动就会继续的能量大于为克服稳定假如由平均运动转换来重力所作功的值因此上升空气微团克服易发生重力波稳定中性风的垂直切变大成立条件当垂直风切变较小时即里查森数较大时小扰动不随时间指数增长即基本气流对小扰动是稳定的其能量转换过程与基本气流为常数时的情况是一样的
第三章 自由大气非对流性中尺度环流
Gaussian-shaped ridge, wiridge, width 100 km
From Carmen J. Nappo, Atmospheric Gravity Waves, Academic Press
Propagating gravity waves
Ro
小,接近地转, 大,非地转 是地转调整产生重力波的动力条件 可能出现大振幅中尺度重力波
Ro 0.5
Ro=2p / fT
产生重力波的条件是Ri<1/4.
假设z→z+Δz层为静力稳定层，有风随高度的变化
Z+△z U+△U
z:U z z : U U
气象学与气候学 第三章2 ppt课件
我国降水的地理分布
1、从东南向西北减少。 （夏季风向：东南——西北）
2、迎风坡多，被风坡少。
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人工影响降水
（一）人工影响冷云降水：散布干冰、碘化银，形 成冰晶； （二）人工影响暖云降水：散布盐粒，形成大水滴。
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波状云的厚度不大，一般为几十米到几百米，有时可达1000— 2000m。在它出现时，常表明气层比较稳定，天气少变化。谚语 “瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是 指透光高积云或透光层积云出现后，天气晴好而少变。但是系统 性波状云，像卷积云是在卷云或卷层云上产生波动后演变成的， 所以它和大片层状云连在一起，表示将有风雨来临。“鱼鳞天， 不雨也风颠”就是指此种预兆。
1
三、云
定义：飘浮在空中的，由水滴、冰晶或过冷却水滴组成的大气中的水汽凝 结物。 条件：充足的水汽e >E；充足的凝结核 分类：
按温度分：冷云（T<0℃）、暖云(T>0℃） 按成分分：冰成云(由冰晶组成)、水成云（由水滴或过冷却水滴组成）、 混合云（由冰晶和过冷却水滴组成） 按上升气流分：积状云、波状云、层状云 按高度和形态分：十种
点 范围小，常伴有 多，背风坡降水稀 范围广，强度 多为暴雨，且伴
暴风、雷电
少
小
有狂风、雷电
分 赤道地区常年发 山地迎风坡 布 生，中低纬地区
夏季午后
多分布于中纬 热带洋面上 地带
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降水的时间变化
日变化：1、大陆型 2、海洋型
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降水的地理分布
1、赤道多雨带：——全球最多雨地带； 2、南北纬15-30°少雨带——副高控制 3、中纬多雨带:——气旋、锋面活跃 4、高纬少雨带：——温度低，蒸发弱
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第三章中纬度天气系统-part1
• 冷的对流 层空气
• Berggren模式（1952） 模式（ 模式 ）
第三种（一种新的锋面结构模型） 第三种（一种新的锋面结构模型）
• 基本接近于现代模式 • 不要求高空锋把极地和热带空气分开， 不要求高空锋把极地和热带空气分开， 高空锋是对流层和平流层的分界面， 高空锋是对流层和平流层的分界面，而 不是极地和热带空气的分界面 • 锋面的形成不是由于深厚对流层中这两 种气流汇合的结果，而主要是由于倾斜 种气流汇合的结果， 所造成，倾斜作用主要是下沉运动的差 所造成， 异所造成 • 高空锋不一定需要伸展到地面，故其形 高空锋不一定需要伸展到地面， 成可能与低空锋及其锋生过程无关 • 对流层顶有折叠现象，这使平流层空气 对流层顶有折叠现象， 向对流层空气输送，并最终到达地面。 向对流层空气输送，并最终到达地面。 如核武器放射性物质的沉降过程
（a）位温（实线）和风速（虚线此，我们可以进一步地得到以下结论： 因此，我们可以进一步地得到以下结论： 1）整个锋区可以由（y，p）面中较大的m区 整个锋区可以由（ 面中较大的m 来表示。 来表示。 2）锋区中具有较大的地转风涡度。 锋区中具有较大的地转风涡度。 3）锋区的边界可以由绝对动量梯度的不连 续区来确定。 续区来确定。 所以，可以利用绝对动量m 所以，可以利用绝对动量m这样一个单一的物 理量， 理量，在沿着锋区方向近似地转平衡的条件 来表征两维锋区。 下，来表征两维锋区。
地面锋: 地面锋: horizontal convergence, upward motion 高空锋 ： 和急流相联系 (thermal wind balance), upper-level divergence ~ low-level cyclogenesis strong vertical wind shear ~ CAT
中小尺度动力气象学
中小尺度天气动力学第一章中尺度天气系统的特征1、中尺度天气系统：时间尺度和空间尺度比常规探测站网小，但比积云单体的生命周期及空间尺度大得多的一种尺度。
即水平尺度为几公里到几百公里，时间尺度由1小时到十几小时。
2、划分依据及分类：1）早期的经验分类天气系统——大尺度、中尺度和小尺度空间尺度分别为：106m、105m和104m时间尺度对应为：105s、104s和103s2）依据物理本质对天气系统进行分类（动力学分类方法）依据无量纲数罗斯贝数Ro 和拉格朗日时间尺度T的尺度分类行星尺度、气旋尺度、中尺度、积云尺度、小尺度3）Orlanski的综合分类（观测与理论分类）大尺度（α、β）中尺度（α、β、γ）小尺度3、中尺度大气运动的基本特征1)空间尺度范围广，生命周期跨度大；2)气象要素梯度大；3)散度、涡度与垂直速度；4)非地转平衡和非静力平衡；5)质量场和风场的适应；6)小概率和频谱宽、大振幅事件第二章地形性中尺度环流1、中尺度大气环流系统的分类：地形性环流系统、自由大气环流系统2、地形波的基本类型主要依赖风的不同类型（1）层状气流小风、层状气流。
平滑浅波，波动只发生在山脉上空的浅层，向上很快消失——山脉波（mountain wave）（2）驻涡气流：在山顶高度以上风速较大时，可能在山脉背风坡形成半永久性的涡动，上面则有气流的平滑浅波——驻涡（standing eddy）（3）波动气流当风速随高度增大时，在背风坡出现波动气流——背风波（lee wave）。
背风波可以伸展到对流层上层和平流层。
（4）转子气流：在背风波出现时，当垂直方向有风速极大值出现时，则会形成转子气流（rotor streaming）。
驻涡和转子是背风波的特殊形式！3、背风波的形成、特征及大气条件背风波是地形波的一种类型，由于障碍物引起空气垂直振荡而造成的。
特征：波长：1.8～70km之间，多为5～20km左右。
波长一般随高度而变，高层较长，低层较短。
中尺度天气系统的特征
26
END
27
10
1. 早期的经验分类
天气系统——大尺度、中尺度和小尺度 空间尺度分别为：106m、105m和104m 时间尺度对应为：105s、104s和103s
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2. 依据物理本质对天气系统进行分类
（动力学分类方法）
• Emanuel（1983）依据无量纲数罗斯贝数Ro和拉格朗日
时间尺度T的尺度分类，其中 Ro 2 fT
在西风切变环境中典型涡 管与对流单体相互作用的 示意图
(a) 初始阶段：此时涡管在上 升气流的作用下形成一对涡偶
(b) 分裂阶段：此时分裂的上 升气流使得涡管向下倾斜， 形 成下沉气流，出现两对涡偶。
其中左上角图示为环境风分布、 柱状箭头表示风暴相对气流的 方向，粗实线代表涡线，环状 箭头表示旋转，阴影箭头表示 促使上升气流和下沉气流发展 的外力，垂直方向上的虚线区 为降水区。
1) 空间尺度范围广，生命周期跨度大； 2) 气象要素梯度大； 3) 散度、涡度与垂直速度； 4) 非地转平衡和非静力平衡； 5) 质量场和风场的适应； 6) 小概率和频谱宽、大振幅事件
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中尺度大气运动的基本特征
1）空间尺度范围广，生命周期跨度大 按照Orlanski的划分标准，中尺度系统的水
平尺度在2km～2000km之间，时间尺度为几十分钟 至几天之间。
着重要作用。
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§1.4 中尺度运动方程组
du 1 p fv
dt x
•
运动方程：
dv 1 p fu
dt y
dw 1 p g
dt z
Hale Waihona Puke 忽略湍流扩散的 大气动力学和热 力学基本方程组
• 连续方程： d ( u v w) 0
中小尺度动力气象学
中小尺度天气动力学第一章中尺度天气系统的特征1、中尺度天气系统：时间尺度和空间尺度比常规探测站网小，但比积云单体的生命周期及空间尺度大得多的一种尺度。
即水平尺度为几公里到几百公里，时间尺度由1小时到十几小时。
2、划分依据及分类：1）早期的经验分类天气系统一一大尺度、中尺度和小尺度空间尺度分别为：106m、105m和104m时间尺度对应为：105s、104s和103s2）依据物理本质对天气系统进行分类（动力学分类方法）依据无量纲数罗斯贝数Ro和拉格朗日时间尺度T的尺度分类行星尺度、气旋尺度、中尺度、积云尺度、小尺度3）Orlanski的综合分类（观测与理论分类）大尺度（a、①中尺度（a、3、2小尺度3、中尺度大气运动的基本特征1）空间尺度范围广，生命周期跨度大；2）气象要素梯度大；3）散度、涡度与垂直速度；4）非地转平衡和非静力平衡；5）质量场和风场的适应；6）小概率和频谱宽、大振幅事件第二章地形性中尺度环流1、中尺度大气环流系统的分类：地形性环流系统、自由大气环流系统2、地形波的基本类型主要依赖风的不同类型（1）层状气流小风、层状气流。
平滑浅波，波动只发生在山脉上空的浅层，向上很快消失山脉波（mountainwave）（2）驻涡气流：在山顶高度以上风速较大时，可能在山脉背风坡形成半永久性的涡动，上面则有气流的平滑浅波驻涡（standingeddy）（3）波动气流当风速随高度增大时，在背风坡出现波动气流背风波（leewave）。
背风波可以伸展到对流层上层和平流层。
（4）转子气流：在背风波出现时，当垂直方向有风速极大值出现时，则会形成转子气流（rotor streaming）。
驻涡和转子是背风波的特殊形式！3、背风波的形成、特征及大气条件背风波是地形波的一种类型，由于障碍物引起空气垂直振荡而造成的。
特征：波长：1.8〜70km之间，多为5〜20km左右。
波长一般随高度而变，高层较长，低层较短。
随风速而变，风速愈大，波长愈大。
中小尺度气象学总结
第一章中尺度天气系统的特征1、中尺度气象学：水平尺度: 10-1000km对象：中尺度环流系统内容：中尺度环流系统的结构、形成和发展演变规律、机制及其分析预报方法意义：①许多灾害性天气（如暴雨、大风、冰雹、龙卷等）都是由中小尺度系统造成的。
②中尺度气象学是甚短期预报和临近预报的理论基础。
（长期>10天，中期3-10天，短期1-3天，甚短期0-12h，临近0-2h）③中尺度环流系统是大气环流重要成员（大尺度背景场依存条件)2、天气系统的尺度划分：（一）经验分类法（经典方法）小尺度系统（雷暴、龙卷）和大尺度系统（锋面、气旋）中尺度系统（飑线、中气旋等）（二）动力学定义可利用罗斯贝数(Ro)和弗劳德(Froude)数(Fr)来描述大气的时空尺度。
Ro = U/fL (惯性力/柯氏力);Fr=U2/gL(△ρ/ρ)(惯性力/浮力）（三）实用（几何）分类3、中尺度大气运动的基本特征（1）尺度：水平尺度在2-2000km之间，时间尺度在几十分钟至几天之间。
范围很宽。
性质不同。
（2）散度、涡度、垂直速度：取V～10m/s,H～10km,对α，β，γ中尺度W分别为10-1m/s, 100m/s和101m/s，垂直速度、散度、涡度都比大尺度运动大1到几个量级。
（3）地转偏向力和浮力的作用：中尺度运动中，地转偏向力和浮力的作用都必须考虑。
大尺度运动：地转偏向力重要，浮力可略小尺度运动：浮力重要，地转偏向力可略中尺度运动：地转偏向力和浮力都考虑（4）质量场和风场的适应关系：质量场（气压场）适应风场。
大尺度运动: 风场适应质量场（气压场）。
中尺度运动: 质量场（气压场）适应风场。
第二章地形性中尺度环流1、中尺度大气环流系统分为：地形性环流系统、自由大气环流系统2、地形波：一般把气流过山所引起的气流称为地形波。
3、地形波的基本类型：层状气流（山脉波）：山脉上空的平滑浅波,风小。
驻涡气流（驻涡）：山脉背风面的半永久性涡旋，山顶以上风速大。
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8
Some examples of Lenticul
24 Jan 2002
NNW flow over UK with stable cap on boundary layer: trapped gravity waves
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10
Calculated wave patterns over a two-dimensional ridge
（如上下边界固定）时，存在于流体内部的重
力波称为重力内波。
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4
重力波是静力稳定大气受到扰动后产生的振荡的传播
T1 T1
T0 T0 T1 T1
dw 0 dt
dw 1 p' T '
g
dt z T
dw 0 T
dt
z
' T
z
'，为静力稳定大气
dw 0 dt
T T - T;当T T时，dw 0
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2
中尺度大气环流系统
机械性强迫运动 （如地形波、下 坡风、尾流等）
下垫面的起伏不平或冷 热不均所引起的
中尺度 大气环 流系统
地形性 环流系统
自由大气
热力性强迫运动 （如热岛环流、海 陆风、山谷风等）
非对流性环流（如 移动性重力波、锋急流次级环流等）
环流系统
对流性环流
-
深对流
雷暴、超级单体、飑线
浅对流
与强降水相联系的重力波一般是振幅较大，
存在时间较长的重力波。
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（3）观测方法 微压计（10μbar以下） 卫星 雷达 气象飞机 声学探测法
典型的对流层中尺度 重力波包括大振幅的 不规则型和振幅较小 的较规则型。
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重力波产生的天气条件
➢逆温层或稳定层存在
➢明显的风速垂直切变
➢Ri<0.5（ 有时Ri<0.25） ，Ri越小 重力波振幅越大。
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重力波的类型
重力波
大气很高层重力波
高于20km
次天气尺 度波长有上千公里
大气层主体中的重力波
500m至20km
中尺度
大气很低层重力波
低于500m
简称K—H波。这类波的波 长很短，通常是中、小尺 度系统之间的联系者。
重力波可发生在大气层的各个高度上，- 低至近地面层，高至75-100km的高空16
GROUP of waves propagates ALONG phase lines
-
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The 3-8-day filtered 850 hPa wind field (vector) and negative OLR anomalies (shaded) on (a) 27 June, (b) 29 June, (c) 1 July, (d) 3 July, (e) 5 July, (f) 7 July 2002. The typhoon symbols denote the locations of cyclogenesis. The letters of “A” and “C- ” stand for anticyclonic and cyclonic circulatio1n4s.
Gaussian-shaped ridge, width 1 km
Gaussian-shaped ridge, width 100 km
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From Carmen J. Nappo, Atmospheric Gravity Waves, Academic Press
Propagating gravity waves
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dt 5
重力波
-
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➢重力振荡即浮力振荡，重力波即浮力波
可产生重力波的系统多种多样：
➢暖平流导致产生气体膨胀使质点产生位移产 生重力波
➢锋面抬升、大气中的辐合辐散场、背风波、 风速的垂直切变、高低空急流的质量调整等
-
7
What causes them?
Gravity waves have a variety of causes, e.g. Flow over a mountain range Flow over convective cloud (moving mountain) Kelvin-Helmholtz instability around the jet stream Geostrophic adjustment
第三章 自由大气非对流性中尺度环流
§3.1 自由大气的重力波 §3.2 重力波的发生发展 §3.3 锋和急流系统 §3.4 锋-急流附近的次级环流
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1
本章要求
掌握：重力波的观测特征 熟悉：重力波的天气背景 理解：重力波的发生发展 了解：重力波的结构及其对天气的影响 初步了解：锋和急流系统及次级环流
中尺度重力波：波长4.4-300km,平均约为 34km;振幅约852m，气压振幅为0.1-5hPa， 平均0.9hPa；周期4-160min,平均27min；相 速为5.9-60m/s；平均26m/s（阿特金森， 1987）
Uccellini和Koch（1987）指出，中尺度重力 波波长50-500km,周期1-4h,气压振幅1.07.0hPa;水平相速为13-50m/s；存在时间933h以上。
重力波的性质
重力波是一种垂直横波，质点振动方向与波的 传播方向垂直，当这类波动水平传播时，空气 质点做上、下移动。 纵波或压缩波传播时，质点振动是平行于波的 传播方向的。 水平横波作纬向传播时，质点是作经向移动的， 质点振动方向和波的传播方向都在水平面上 （天气图上的水平横波）。 背风波也是一种重力波，有固定发生源。
Buoyancy waves where air parcels oscillate along slant paths
λH z
Group velocity
λv Phase velocity
x
-
12
Group and phase velocity
Individual phase fronts propagate perpendicular to themselves as normal
3 锋面雨带
3.1 自由大气的重力波
1、重力波的基本类型
研究意义 ： 重力波是大气中的基本波动之一，也 是最简单和最基本的中尺度运动之一。它们可能起 到触发对流性风暴、传输能量和动量等重要作用， 特别是大振幅的重力波会对天气产生很大的影响。
定义：一般把由于外部条件作用下方能存在的
重力波称为重力外波，而把在外部条件被限制