低纬度和高纬度环流

低纬度大气运动基本特征

中低纬度大气运动的差别

低纬度的地转参数f很小，天气尺度系统具有非地转特性，但吃到以外的行星尺度还是有准地转近似特性
因此中纬度有效的气压场和温度场分析系统运动和变化的方法在低纬度不再适用，而是通过流线分析和卫星云图分析
摩擦层顶的实际风和地转风随纬度的分布可以看出，20度以北实际风和地转风相差已经不大，但以南相差会急剧增大

动力位势

推导

由于难以用气压场描述低纬度天气尺度，因此用动力位势与风的关系可以描述

在这里插入图片描述

矢量形式
在这里插入图片描述

性质

该式与地砖风公式相似，地转参数被绝对涡度取代，位势被动力位势取代
这个式子就可以描述热带地区的稳定系统，即时f很小，只要有相对涡度，就可以成立，这种平衡风称为压能风
压能风大小与动力位势梯度成正比，和绝对涡度成反比，风沿等动力位势线吹
一般北半球绝对涡度>0，南半球<0，所以之间一定有绝对涡度=0的线称为动赤道，平行于地理赤道，但是在正负5度之间移动

对上式求散度，变换后得到
说明满足压能风的运动，其水平散度取决于相对涡度平流和地转涡度平流

进行尺度分析，f被省略，绝对涡度只剩下相对涡度

写成矢量形式为
可见，无论是气旋还是反气旋，都对应着动力位势场的低值系统（不是很理解什么是低值系统）
将其写在自然坐标系下，得到

该式说明：流线与等动力位势线平行，流线的法线方向上惯性离心力和气压梯度力的分量相平衡

低纬度环流的基本特征

平均气压场和流场

在北半球太平洋和大西洋，1月和7月都各有一个明显的副热带高压中心，且夏强冬弱
南半球冬夏季在太平洋和印度洋上也各有一个副高中心，但季节变化比北半球小很多
在南北半球副高之间的低压带称为赤道槽，也就是南北半球信风的辐合带——赤道辐合带ITCZ
东非沿岸到阿拉伯海的越赤道气流强度平均为17m/s左右，称为东非低空急流或索马里低空急流
200hPa冬季存在副热带低空急流，夏季存在南亚高压，洋中槽

平均温度场和湿度场

海平面气温的年较差从中纬度向赤道递减
具有明显的纬向不对称，与海陆热容量不同所决定的温度季节变化大小不同有关
洋中槽所在位置使冷舌，洋中槽是冷性的
赤道地区温度年较差很小，但是雨量年变化很大

铅直环流的纬向不对称性

哈德来环流由于低纬度的海陆分布，气压场，流场，温湿场都具有明显的纬向不对称性，也具有了纬向不对称性
还有上升支在太平洋暖水区，下沉支在东赤道太平洋冷水区的沃克环流

太平洋副热带高压

南北半球的副热带地区，由于海陆影响，副高常断裂为若干个高压单体，他们统称副热带高压
出现在西北太平洋的副高可以伸入我国大陆，这里主要讨论这一副高单体
副高从低层到高层，高压的位置，强度都有很大的差异
虽然出现在副热带的高压都可以统称副高，但是我们把出现在大洋上的暖高压称为副热带高压；把出现在对流层上层，由于热力作用引起的位于高原大陆上的暖高压称为大陆高压

西太副高的概况

西太副高是常年存在的，是个稳定少动的暖性深厚系统
其范围，强度跟季节关系很大，夏强冬弱
除了在盛夏有南北狭长的形状外，一般长轴的方向为西西南——东东北

西太副高结构

温湿场

副高高压脊呈西西南——东东北走向，脊线位置随高度变化很大
- 冬季，在500hPa各层较为一致，为向南倾斜，到300hPa以上为向北倾斜
- 夏季，对流层中下部大多为向北倾斜，再向上约为垂直，到较高层又向南倾斜
- 低层这种分布是由于冬夏季海洋在南方作为热源/冷源造成的
对流层内高压区与高温区分布式一致的，每一个高压单体都有暖区配合，但中心不一定会重合
副高的低层往往有逆温的存在，是因为下沉运动造成的，逆温层会导致下部湿度大
副高高压脊一般较为干燥，在低层，最干区偏于脊的南部，随高度增加向北偏移，到对流层中部，最干区基本与脊线重合
高压的南北边缘有湿区分布，湿舌从大陆高压脊的西南缘及西缘伸向高压的北部

风场

副高脊线附近气压梯度较小，水平风速也较小
其南北两侧的气压梯度较大，水平风速也较大
风速随高度的上升也会增大，达到一定高度形成急流
- 北侧为西风急流，中心位于200hPa附近，风速约为40
- 南侧为东风急流，中心位于130hPa附近，风速比西风急流小，因为西风急流会与冷锋结合而增大

涡度场和散度场

在各高度上，相对涡度的分布在副高区域内基本都是负值，负涡度区的范围和强度随高度而增长
散度分布则复杂很多：
- 总的来说，在高压区内，低层以辐散占优，但主要位于高压南部，在北部和西北多为辐合区
- 在高层，北部为辐散，南部为辐合，并扩展到中心部分

垂直速度

在对流层下层脊轴附近为下沉运动
在对流层中上层，高压脊轴南侧存在下沉运动，北侧及脊轴附近有上升运动，再北侧又为下沉运动

云图上看

在卫星云图上，副高表现为无云区或少云区
副高脊线一般位于北方锋面云带伸出来的枝状云末端
副高西部常有一些反气旋性曲率的积云线
副高强度减弱的时候，低层常有大范围的对流云发展，有时甚至可出现一些小尺度的气旋性涡旋云系

副高变动对我国的影响

西太副高的主体一般位于海上，夏季西端可以伸入我国沿海，冬季在南海上空形成独立的南海高压
在脊线附近为下沉气流，多晴朗少云天气，气压梯度小，风力微弱，天气更为炎热，伏旱就是因副高长期控制这个地区造成的
副高北侧多为西风带副热带锋区，上升运动多，多阴雨天气
副高南侧多为东风，当其中无气旋性环流时，一般天气晴朗，但又东风坡，台风等热带天气系统的时候，会出现云，雨，雷暴，有时有大风暴雨等恶劣天气
副高西伸的时候，其西部地区往往为低压或槽控制，坏天气较多，脊刚到达的时候下沉气流尚不强烈，天气会转晴，随着脊进一步西伸，下沉气流加强，受控制的地方会出现晴朗少云的天气
当副高东撤的时候，西部一般伴随着低槽东移，有上升运动发展

天气图上的表示

用500hPa图上的588位势什米那条等高线向北向西表示副高的南退和北进
一般来讲当副高单体中心位于145E以西，高压中心的动向与588线所代表的西端高脊位移一致，位于145以东就不完全一致

副高和周围天气系统的关系

和西风带槽脊关系

当小槽小脊东移入海的时候，只能引起太平洋高压外围等高线的变化，脊线位置变化很小
但如果是发展强大的槽脊入海，会造成西太副高周期变化
- 深槽移入会东撤，南退
- 深脊移入会西伸，北进
- 进退周期与槽脊强度有关，槽脊越强周期越长
当副高强大而西风槽不强的时候，可以使西风槽北缩，或者使南北向的槽转为东北西南或东西向

高压脊周期变化与我国高压关系

夏季青藏高原会出现青藏高压，当其向东移入海会引起西太副高的强烈西伸
夏季华北上空可能会出现华北暖高，当华北暖高并入副高的时候可能会让脊线从东西向转为南北向，甚至可能在较北地区出现闭合高压中心
初夏或秋季我国大陆会有冷高压入海，由于其东部有冷平流，刚入海的时候会引起副高东撤，但变性变暖并入副高之后又会引起副高西伸

副高和台风的关系

台风大多产生于副高南边，并沿高压外围移动
当副高较强，且呈东西带状时，台风将西行，台风移动到副高西南处，高压脊边开始东撤，当台风越过脊线后，高压脊线又开始西伸
当副高较弱的时候，台风可穿过其脊，使其断裂

和赤道反气旋的关系

夏季当赤道反气旋沿赤道辐合带北进，可与副高打通，使副高加强

与副热带长波流型调整的关系

由于长波调成，下游的槽会遭到破坏，留意80E的长波槽是否建立，该地区有槽产生的时候，105E的大槽会被破坏变为脊椎，对应着一次副高的建立过程

南压高压

南压高压是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上不的大型高压系统，是北半球夏季100hPa上最强大最稳定的控制性环流系统

南亚高压的结构

南亚高压具有行星尺度反气旋环流特性，是对流层上部的暖高压

在这里插入图片描述

由于高原在夏天是个强热源，在高原上受热上升，因此低层空气辐合形成低压环流，高层辐散形成高压环流
具体而言，600hPa以下是低压环流，500hPa为过渡层，400hPa以上转变为暖型高压，150到100hPa达到最强
南亚高压南侧是东风急流，北侧是副热带西风急流

南亚高压特有的垂直环流

高原经度上的巨大季风环流取代了哈德来环流，且有两个尺度较小的环流圈
在纬向上的特征是在高原上上升，在太平洋下沉

南亚高压处于不同位置时的结构特点

位于高原东南侧时

此时500hPa上各层等压面上的高压具有一般副热带高压的特征：高压配合暖区，下沉运动
700到850hPa为低压区和上升区

位于高原上空

上层高压对应下层低压，整层为上升运动，季风环流圈较强

位于我国东部上空

在100~850hPa各层等压面上都是高压区，高压中心为下沉气流，也是一般副高结构

南亚高压的活动特点

夏季南亚高压中心稳定在高原上空
但是对流层上的暖中心一年之中会移动，冬季中心位于菲律宾附近
高压中心在夏季也有随经度的明显变化，可以分为三种类型：
- 东部型：高压中心在90E以东，此时西太副高常西伸北跳，我国东部降水减少
- 西部型：中心在90E以西，588线偏东南，雨带多在长江流域
- 带状型：在50~140E有几个相当强度的高压中心

南亚高压对天气影响

南亚高压在120E脊线从春到夏总共有四次明显的北跳
1. 5.16日前后，脊线跳过20N
2. 6.5~10左右，脊线跨过25N
3. 6、7月之交，推进到31N
4. 7.10~15，跳到33N以北，此时长江中下游梅雨结束，进入伏旱
如果夏初脊线偏北，提早跳到25度，江淮地区可能会提前入梅，如果偏南，也会明显偏涝
如果过早北跳，在33N以北长期稳定，会引起江淮流域持续干旱，但是华北地区则有利于该地区雨季提早和雨量偏多
南亚高压进入高原到退出高原期间，是高原的雨季

赤道辐合带

赤道辐合带是两个副热带高压之间气压最低，气流汇合的地带，也是热带地区主要的，持久的大型天气系统

赤道辐合带分为两种类型：

无风带：在辐合带中地面基本静风，处于东风带和西风带之间
信风带：东北信风和东南信风交汇成一掉渐近线形式的气流汇合

季节变化

赤道辐合带有明显的季节性位移
北半球夏季，赤道辐合带位置偏北，冬季相反

结构

赤道辐合带大多数是随高度向南倾斜，也有垂直的，向北倾斜很少
辐合带两侧温差很小
湿度场多数为舌状分布，一般是南侧湿度大于北侧，但湿舌伸展高度往往是北方大
高层以辐散为主，低层以辐合为主，因此辐合带上常有很活跃的天气现象出现
主要降水区位于辐合带两侧附近，最大降水区位于气旋性环流区域
在卫星云图上可以看到赤道辐合带是一条狭长的连续对流云带

辐合带的短期变化

副高西伸后，副高南侧的偏东气流控制华南沿海地区，如果此时地纬地区的西南气流比较强盛，赤道辐合带呈东西向，控制中南半岛
中纬度有槽东移时，副高很快减弱东撤，西南气流很快北上，赤道辐合带在北移过程中很快减弱消失
如果台风在华南沿海登录，其前部偏北气流可使赤道辐合带加强，随着台风北上，辐合带也会很快消失或减弱
赤道辐合带最北位置可到22N，影响华南，云贵一带天气

东风波

在副高南侧对流层中下层的东风气流里，常存在一个槽或气旋性曲率最大区，成波状自东向西移动，这种波动的出现又出现在东风气流里，顾泛称为东风波

东风波基本模式结构

基本模式波槽呈南北向，槽前吹东北风，气流沿波槽改变方向
东风风速随高度增加而减小，因此槽两侧的辐合辐散在对流层低层较为明显
在低层是槽前辐散，槽后辐合，这是因为东风波的风速大，槽后空气质点移速快于槽线，槽后空气质点涡度随时间增大，产生辐合，槽前涡度随时间减小，产生辐散（不是很理解）
但是随高度增长空气质点移速减慢，槽线速度大于质点速度，与低层相反，槽前辐合槽后辐散
这种配置导致槽前下沉，槽后上升，坏天气在槽后
较强的东风波在卫星云图上具有较强的涡旋状云系，在地面又明显的负变压中心

上述是基本模式，但也存在随高度增加风速增长的东风波，这种模式下就是槽前上升，槽后下沉

典型东风波的形成和移动

西风槽向热带低纬度伸展，其北段东移较快，南段较慢，与此同时副高脊向北移动，使槽断裂成南北两段，南段发展为东风波向西移动
东风波在海上形成之后，自东向西移动，移速一般为20~25km/h
东风波有时可发展为热带低压，有时发展为台风

赤道反气旋

气流从南半球越过赤道向北走，发生反气旋性弯曲，赤道附近这一风向转变或气流转换带称为赤道缓冲带
赤道缓冲带实际上是个高压脊，适当条件下可以发展加强，出现闭合反气旋中心，形成赤道反气旋

生命阶段

在这里插入图片描述

推进阶段：南半球大规模气流穿过赤道向北推进，使赤道辐合带云带向北突出，弯曲云带可北进1000km左右
转向阶段：南半球气流进入北半球之后，在地转偏向力作用下获得反气旋相对涡度，气流开始转向南方
再经过一天左右，闭合的反气旋环流形成，热带云带出现断裂，再赤道反气旋附近出现晴空区
混合阶段：北半球信风进入反气旋南部，南北半球两支信风在赤道反气旋边缘混合
爆发阶段：北半球信风进入反气旋南部一天后开始向西北方向推进，赤道反气旋前沿来自南半球的气流也将此云带向前推进，造成很强的气旋性涡度辐合带，形成爆发性云带
相互作用阶段：爆发性气团瓦解后，赤道反气旋进入中纬度，他的中心以南依然维持着东南气流，阻挡中纬度冷锋向东南方向移动，在冷锋上引起波动

天气

赤道反气旋中心附近时静风，少云天气
边缘地区往往造成西南季风增强
可以北上与北半球副热带高压合并，造成副高加强

云团

热带地区卫星云图上经常出现的直径达到4个纬距以上的白色密蔽云区称为云团

云团所经之处会出现大风和暴雨，热带天气系统大多是以云团为基础发展起来的
夏季西太平洋热带地区云团活动十分频繁，每月约有40个云团生成，大部分1~2天消失，维持三天以上的云团往往发展为台风

云团结构

云团内部是由许多中小尺度对流云系组成
中型对流云尺度为10~100km，生命史为数小时到1天
垂直结构可以分为三层：
- 流入层：通过边界层气流的摩擦辐合，将水汽从边界层顶输送到垂直运动层
- 垂直运动层（1~12km）
- 流出层（12km以上）

台风

发生在热带海洋上的一种具有暖中心结构的强烈气旋性漩涡，伴随着狂风暴雨；我国称台风，大西洋地区称为飓风，印度洋称为热带风暴

世界气象组织根据热带气旋中心附近最大平均风力进行分级

台风的源地

全球台风主要发生于8个海区
全球每年平均可以发生62个台风，大洋西部发生的台风比东部多得多
台风多发生在南北纬5到20度，在20度以外较高纬产生的台风只占13%，5度以内也很少
北半球台风集中在7~10月，每年5到11月有台风在我国登录的可能

台风的范围和强度

台风的范围常以最外围近似圆形的等压线为准，最大的可达2000km，最小只有100km
台风强度是以台风中心地面最大平均风速和台风中心海平面最低气压为依据，靠近中心风速越大，中心气压越低，台风越强

台风生命史

台风的生命史平均为一周作用
短的有2，3天
最长的可达一个月

台风的结构

台风是深厚的低压系统，中心气压很低
台风周围等压线密集，水平气压梯度大
垂直方向气压梯度随高度减小，到一定高度转为高压，低压范围可以到对流层顶
台风空间等压面呈漏斗状分布

台风的流场特征（真结构）

水平分布

台风大风区：为台风外圈，从台风外圈向内到最大风速区外围，风力可达15m/s，向内风速急增
台风涡旋区：台风中圈，平均宽度为10到20km，与环绕台风眼的云墙重合，台风中最强的对流，降水都出现在这个区域里，一般台风前进方向右前方风力最大
台风眼区：台风内圈，风速迅速减小或静风，大多呈圆形

垂直分布

台风垂直可分为三层

流入层：从地面到大约3km以下的对流层下层，特别是1km以下的边界层，有显著的向中心辐合的气流，呈气旋性流入
中层：3到7~8km，这里的气流主要是切向的，径向分量很小
流出层：从中层以上到台风顶部的对流层高层，主要是向外辐散
在台风中围绕着云墙区边缘，有一条相当清楚的环状下沉运动带
在环状下沉运动带的外围是台风的外围对流带
台风顶部气流都是从台风中心向四周流出的，在一个较小范围内，气旋呈气旋性曲率流出，在外面则是以反气旋流出
气流流到台风眼壁附近后，就环绕眼壁做螺旋式上升，产生高耸的云墙，上升速度在700~300hPa最大
上升气流的水平分布不是完全对称的，靠近副高一侧上升气流最强，但范围较小

总结一下就是，低空流入层内空气流进台风中，产生上升运动，（眼区周围的云墙区和外部降水区），空气从台风顶部流出向外流出的同时，其更高层一定有空气从四周来补充，造成水平辐合，这股辐合气流在台风眼区形成下沉气流，下沉气流造成台风眼内强烈的下沉逆温，因此台风眼内无云小风，同时迫使台风眼上空对流层顶附近空气上升，把对流层顶太高，向四周辐散

温度场特征

低层内流空气从洋面上不断吸收热量和水汽，抵消了气流因气压降低很快而膨胀冷却的影响，因此在低层温度梯度很小
中上层，温度水平梯度随高度增大，因为台风内部暖湿空气大量上升，不断释放凝结潜热
在台风眼初，等温线向上突起，因为有下沉逆温层

台风云系特征

台风眼区有下沉气流，通常是晴天小风天气，如果有下沉逆温出现，低层水汽充沛，可在逆温层下产生层积云
靠近风眼，由于剧烈的上升气流，常造成宽数十千米，高十几千米的云墙，云墙下常出现狂风暴雨，和积雨云内有上升气流有下沉气流不同，云墙中一般只有上升气流，因此很少出现乱流扰动和雷暴现象
远离台风中心，处于台风外围的气旋性区域里或台风槽中，出现雷暴较多
构成云墙的主要是直展云带，特征是多螺旋状
台风处于发展阶段时，云系就偏向台风前进方向一侧
当台风减弱的时，眼区因有上升气流，眼区内天气开始转差，一般很少能观测到典型的台风眼云系，之后其他区域风力减小，降水减弱，变为温带气旋云系

热带气旋的发展

由卫星云图分析可知，热带气旋发展为台风的过程中，云系外貌可有四种类型的变化，对应发展的四个阶段

A阶段：气旋形成阶段，此阶段强度最弱，卫星上是一层稠密而无一定形状的云区，由积状云，卷状云和中云组成
B阶段：也是气旋形成阶段，云区依旧是稠密的，四周有一些弯曲的积云线或弯曲的中云线，但还不完整，至少要有一侧与赤道辐合带相隔开
阶段C：有完整而弯曲的积云线，云系中心一般位于稠密云区的外面，可分为三类：
- C：由两部分组成，一部分是稠密云区，另一部分是弯曲云线，积云线按螺旋形状旋向一个中心
- C_:由一些细云组成，按螺旋状向一个中心汇集
- C+：稠密云区和细积云线均表现为螺旋云带，高空已经出现辐散气流，已经达到台风强度
阶段X：云区或云线曲率中心已经位于云区里面，又分为四个副类，表示成熟台风发展的不同完整程度

台风轨迹预报

台风的主要路径可以分为以下三类：

西移路径：台风从菲律宾移动一直向西方向移动，对我国华南沿海影响最大
西北移路径：从菲律宾以东向西北偏西方向移动，对我国华东地区影响最大
转向路径：从菲律宾以东向西北方向移动，在我国沿海地区登陆后转向东北方向，呈抛物线状，是最多见的路径
夏季多为西北移路径，其他季节多以西移或转向路径

影响台风移动的因子（还没搞定，考试来说应该没这么复杂）

对台风进行受力分析

首先是基本的水平方向运动方程组
之后设想一个移动坐标系，坐标中心在台风风眼，随台风移动，坐标新中心的移动速度为
那么质点的移动速度 = 移动坐标系的速度 + 质点相对移动坐标系的速度

定常运动下的台风移动作图

台风的发生发展

台风发生发展的四个必要条件：

热力条件：要有足够大的海面或洋面，水温在26度以上，这是形成暖心结构的基础
初始扰动：使不稳定能量释放转化为台风的动能需要一个启动机制，需要低层的初始扰动使气块抬升至自由对流高度以上，从而使不稳定能量释放出来
一定的地转偏向力作用：使辐合气流逐渐形成强大的气旋式旋转，从涡度方程看，台风形成初始的时候，相对涡度很小，如果还没有行星涡度，则无法形成，因此需要距离赤道有一定距离
对流层风速度切边要小：如果风速垂直切变很大，积云对流产生的凝结潜热会迅速带离扰动区上空，往各个方向平流出去，可能使大范围气压降低，但是不能形成猛烈的台风
CISK不稳定理论：将积云对流和大尺度运动看作相互作用的，积云对流提供驱动大尺度扰动所需的能量，大尺度扰动又提供积云对流需要的湿空气，如此循环导致扰动不断发展形成台风，这种相互作用产生的不稳定性，称为第二类条件不稳定