第五讲-高空急流的次级环流及其与锋面系统的耦合

第五讲高空急流的次级环流及其与锋面系统的耦合丁一汇国家气候中心高等天气学系列讲座单元二：中纬度天气系统（2014年春季）预备知识冬季极锋急流和副热带急流的平均位置示意图。两支急流皆是西风急流，高空急流从西向东，是一支快速流动的气流。它以波状的形式在中高纬从西流向东。图中所示为冬季极锋急流和副热带急流的平均位置。虽然急流是一条连续的强风速带，但实际上是不连续的，强风速带中存在着一些更强的风速中心，并且每天其位置和强度都会变化。它代表风向的局地变化率，当风向变化是零时，轨迹与流线一致。或稳态气流中，气流的轨迹与流线是相同的。这是一种特殊情况，对梯度风方程，曲率R是Rt不是RS。•如果水平风场随时间改变，即不是定常的，则瞬时水平风场的流线与空气块的水平轨迹是不同的。如下图所示。有一相速度为c的正弦波向东传播，并迭加在风速为U（不变）的均匀西风带上，实线为t时刻的水平流线，虚线为波动向东传播的t+△t时刻的水平流线。轨迹从A点出发。初始时刻，A点在波谷。当西风带的风速与波动的相速度一致时，原位于波动中A点的空气块向东移动，一直位于波的槽底，如直线轨迹AC所示。如西风带波动的相速度快（即U＞c），则空气块在t+△t时刻将超前于西风气流，位于槽前偏北方向（如轨迹图中的AB所示）。反之，如U＜c，则空气质点在t+△t时刻将位于槽后偏南方（图中轨迹AD所示。总的来说，这三条轨迹均与最初经过A点的流线平行，也与之后经过B，C，D点的流线平行。其中最长的轨迹AB与西风带速度最大值相对应。在风速为U的均匀西风带中，以相速度c向东传播的流动空气块的流线及轨迹。实线黑箭头表示初始时刻的流线。曲线箭头表示空气质点在不同的西风带风速下从A处开始的运动轨线。AB为U＞c的轨线；AC为U＝c的轨线；AD为U＜c的轨线（见华莱士等，2008）。5.1高空急流的次级环流及其天气意义高空急流与锋面及锋面的次级环流有密切的关系，故人们常把高空急流和锋面（主要是高空锋区）统称为急流—锋系，它们相伴随的次级环流称急流—锋次级环流。高空急流是对流层中上部重要的风系，过去对它的讨论和研究已经很多。本节只重点讨论一个问题，即与急流风速最大中心（或急流带）相联系的垂直环流及其与天气的关系，另外也简略地讨论与东亚高空急流有关的能量学问题。气候平均1月份的急流所在高度（250hPa）上的纬向风速分布。等值线间隔为15ms-1。粗线为零线，实线表示西风，虚线表现东风【数据来源于NCEP-NCAR再分析资料，由ToddP.Mitchell提供】。1998年11月10日12时风和位温的垂直剖面图。这个剖面从内布拉斯加州北普拉提延伸到密西西比州杰克逊。1998年11月10日00时风和温度的垂直剖面图。这个剖面从怀俄明州瑞尔顿到路易斯安那州查尔斯湖全球急流与对流层顶分布示意图（BAM，1987，见Shahiro）急流的形成与对流层顶断裂（BAM，1987）图5.1200hPa1月平均风速和风向（1966~1977年）。风速的单位：ms-1。AA和BB为图5.2剖面的位置，分别代表急流入口区和出口区观测表明，高空急流并不是一种围绕地球的均匀气流。一般它的很强的风速是集中在一些急流风速最大中心或急流带中，急流带之间风速较弱。这些急流带沿急流轴一个个地向下游传播，由于急流带前进速度比风速要小得多，因而当空气穿过急流带时，在上风方速度就会增大，在下风方速度会减小。图5.1是1月东亚和西太平洋平均200hPa（1968～1977年）的等风速线和风向量分布。不计粘性项，dtdu的运动方程为：aggfvvvfdtdu式中gv是地转风的经向分量。在线AA以左，dtdu明显为正，即在急流入口区，当空气质点向中心移动时不断加速，因而有0gvv，或0agv，这表明所有入口区运动的气块会得到向左偏（看向下游）的非地转风分量。结果在急流北侧产生高空辐合，急流南侧产生高空辐散。进而北侧出现下沉气流，南侧出现上升气流。低层大气会随之发上质量调整，产生与高层相反的辐散辐合区和北风，从而形成垂直环流。也即在急流入口区存在一直接的力管环流。在线AA和BB之间，风向量的方向与等风速线方向一致，dtdu近于零，gvv或agv近于等于零，即气块的运动不再发生偏转。在BB线之右，dtdu为负值，即空气块向下游运动时是不断减速的，则有0gvv，或0agv，即空气块的运动向右偏转，这导致在急流的出口区产生一间接环流。图5.2是根据实际资料计算出的入口区和出口区的垂直环流图，图中向量的水平分量是等压面上的无旋气流或水平风的辐散分量，而向量的垂直分量是垂直运动dtdp。图中还给出动能等值线，即：FVVvudtdK222上式F是摩擦力，是位势高度。由图可见，在急流入口区出现正K的最大值，而在急流出口区为负K的大值区。前者表明位能向动能转换，后者是动能向位能转换。K的这些正负中心位置与相对静止的急流风速最大值区是相配合的。急流也与锋区相一致。在入口区辐散的气流向量表现出一单圈的直接力管环流，冷空气下沉，暖空气上升。这支简单的环流与极锋和急流横交，厚度达整个对流层，它可以解释该区强的动能制造。在急流出口区为明显的深厚间接力管环流圈，这说明动能向位能的转换很强。图5.21979年11月20日00GMT日本和东亚地区横交急流轴剖面中的二维流场（向量是无旋分量与垂直运动之合成）。（a）入口区情况；（b）出口区情况。实线是等线，单位：Jkg-1s-1×10-4K急流中心四象限模式的三维环流示意图。只考虑汇合情况。管状箭头：急流轴。两个曲线箭头：与急流相交的水平面上的地转风。垂直虚线：正交于急流轴的垂直面上的Vg等值线。流线代表横向/垂直环流（Carson，1993）上面讨论的急流次级环流实际上是一种比较简单的情况。由于温度场（位温场）相对于高空急流最大值的配置不同，所产生的次级环流也不同。图5.4给出不同温度场分布条件下直线高空急流中心的次级环流方向。根据锋面次级环流方程的强迫项可以决定地转强迫符号和横向次级环流的方向，也可以根据自然坐标系中类似的表达式Sunrg2来讨论。图5.4a和5.4b中温度场的分布特征分别为0x和0y，因而它们分别代表汇合和水平切变的作用。图5.4c和5.4d中的等温线相对于急流轴旋转了某一角度，这沿锋面方向分别造成了冷平流和暖平流。它们代表了汇合和水平切变机制共同作用的情况。图5.4等压面上各种位温和沿锋面地转风分量理想配置的概略图。这是对对流层上部是直线急流最大值的情况。粗实线是位势高度线，粗虚线是沿锋面风分量的等风速线，细实线是等温（或）线。粗实箭头是正交于锋面的非地转风分量。正负号代表对流层中部的方向。（a）沿急流方向不存在温度平流下（0x）的纯汇合和疏散；（b）不存在汇合和疏散作用下具有0x的纯水平切变；（c）~（f）汇合/疏散和水平切变同时存在的不同情况；（c）沿急流有冷平流；（d）沿急流有暖平流；（e）急流在温度脊中；（f）急流在温度槽中Q1Q1x（a）1979年2月19日0000GMT通过对流层上部锋区的剖面图。细实线：θ线，粗实线：位涡（10×10-6Kmb-1S-1）。（b）等风速线（虚实线）和流函数线（100=3.100×105m2S-1）（c）同（b），但是对19日1200GMT（c）同（b），但是对19日1200GMT引起高空锋生和对流层顶（虚线）折叠的横向/垂直环流示意图（Danielsen，1968）图5.5是一个高空急流－锋系移过一个天气尺度斜压波时的概略图。这可代表一个短波槽移过长波槽的天气型式。开始在一极槽和中纬度脊间有一汇合区，这种气流汇合区一般可导致高空锋和急流的形成和加强（图5.5a）。大约一天之后（图5.5b），急流和锋在西南－东北倾斜的辐散槽后西北气流中移到了拐点处。这时温度槽落后于气压槽四分之一波长，因而锋面位于冷平流区。如果在发展的短波扰动附近，基本纬向风随纬度出现西风不断增加，则高度场的倾斜意味着有正压发展，而温度波和高度波的分离对斜压发展最有利。图5.5b的流场结构反映了早期发展阶段非对称槽结构的特征。在48小时后(图5.5c)，急流锋系达到长波槽底，且具有弯曲的取向。由于温度场和高度场间南北倾斜和位相差的消失，而变成对称结构，这表明正压和斜压发展停止。最后(图5.5d)，急流和锋移到长波槽下游西南气流中的拐点处，而长波槽具有汇合的结构，槽轴的西南－东北向倾斜及温度波超前于高度波分别意味着正压和斜压阻尼。这时波槽的非对称结构与图5.5b相反。上面的过程清楚地说明了一个移动性急流－锋系与一缓慢移动的斜压波相互作用的情况。1954年2月27日15时，最大风层（a）等风速线，（b）平均高度，（c）12小时后的等风速线，（d）图是（a）和（c）图的槽以西最大风等风速线的空间—时间剖面。这张图的绘法是根据每个时间的图，在穿过急流带中心而正交于急流轴的一条线上填上各点的风，然后分析等风速线，稍加平滑。图5.572小时期间一个对流层上部急流—锋系通过一中纬斜压波传播的理想概略图。（a）急流—锋在中高纬气流间的汇合区中形成；（b）急流—锋位于增辐波西北气流拐点中；（c）急流—锋位于强烈发展的波槽槽底；（d）急流—锋位于阻尼波西南气流拐点处。粗实线是等高线，粗虚线是等风速线，细虚线是等温线。地转悖论（Geostrophicparadox）在急流入口区，地转风场是汇合的，它使平均温度场在急流中心处增密（图5.6）通过热成风关系，使地转垂直切变增强。图5.6急流入口区汇合流场使南北温度梯度增加同时，地转风把较低的地转动量从外区向内核区输送，这使内核区的风速减小（尤其是上层平流作用为主的层次），从而减小了该气柱中的地转风垂直切变。因此，完全相同的地转风急流一方面增加内核区（中心区）垂直切变的量值，另一方面通过负的地转动量平流减少地转风的垂直切变（图5.7）。图5.7地转动量平流使近急流中心处的风速减小（切变减小）这就构成了一个悖论：一方面地转温度平流通过增加平均温度梯度应使急流中心区热成风增加，另一方面，地转动量平流应使中心区热成风减小。所以，地转风实际上是破坏了热成风平衡，即使热成风平衡的两个分量产生了相反的符号变化（平均温度梯度增加与风垂直切变减小）。因为热成风是地转平衡的一种形式，因而可以说地转风破坏了它自己！这就叫地转悖论。但实际观测表明，中纬天气尺度急流总是近于地转平衡的，因而可以推论，必需有另外的一部分气流在面对自身破坏趋势下维持地转平衡，这部分气流是强迫的、非地转次级环流。因为地转急流趋于产生热成风不平衡，所以强迫的次级环流必须把急流带回到一种地转平衡状态。因而，急流入口区附近的次级非地转环流其作用是：（1）减少水平温度梯度；同时（2）增加垂直切变（图5.8），因为要解决地转悖论，必须产生强迫的次级环流。图5.8B（A）位于急流入口区右（左）侧，所激发的次级环流即减少经向温度梯度，又增加垂直切变（热成风）。低层东风增加，高层面风也增加。5.2高空低空急流锋系的垂直耦合及其对天气的影响上述垂直环流可以解释低空急流的形成。在急流出口区，由于上述的上下层质量调整在间接环流的回流支，气压梯度力增加，结果变压风增加。这支偏南的变压风基本说明了实际观测到的经向非地转风向量的加强，是低空急流的重要组成部分。另一方面又可强迫u有相应的加速。因为ug由于气压梯度力加大而增加，故vagi和u的增加就造成了低空急流的形成，它指向东北方向，与高空急流带有明显的交角。因为质量调整产生了变压风，故高低空急流带是通过两次质量调整耦合在一起，而这种质量调整又与急流中心的传播有关。这个过程强调了低空动量的产生是三维质量－动量调整过程的结果。这不同于其它人关于低空急流产生的解释。Ninomiya认为对流引起的动量垂直输送可在高空急流出口区引起低空急流的发展，但是高层急流带中动量的向下输送不能说明低空急流为什么会有强的与高空急流成正交的动量分量，以使高低空急流风向有明显差别，