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

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）

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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 ？

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

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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。

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
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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
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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
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§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
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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
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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。

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

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）

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

考虑大气的斜压性
基本气流的取法：依据研究的问题决定
（2）基本量满足原方程。
（3）扰动量的二次及二次以上乘积项（非线性项），可作为高阶小量忽略。从而得到线性方程。
方程组线性化的基本步骤
Step1.
将描写大气运动和状态的物理量分解为基本量与扰动量
Step2.
将变量分解带入方程及边界条件
Step3.
将所得方程减去基本量所满足的方程
一、重力外波
物理分析：
均质流体的自由表面上产生的波动，与水面波相同。以一维渠道波为例：
垂直剖面图：
没有扰动，水面呈水平的，流体深度H为常量。
如初始时刻，给AA’向上的扰动：
AA’间的压强（气柱高度）>BA间、A’B’间——A线向左，A’线向右的压力梯度力——A线向左运动，A’线向右运动。
产生两种作用：
2、c与k有关——该波动的波速与波长有关
叶笃正,1949,能量频散理论:
槽在传播过程中,会通过能量频散作用,在下游激发或加强一个波动→上游效应
气候遥相关现象
直接环流遥相关:
(2)定常波列遥相关(Hoskins,1979):
PNA型遥相关
东亚北美型遥相关（Nitta，黄荣辉1987）
第三节 微扰动线性化方法
一维波动（只随x变化），波动在x方向上传播。
★一维波动 一维运动
一维运动:
一维波动:
二维波动：
涡旋运动（大气长波）的斜槽结构用二维波动表达。
第二节 波群和波速度
振幅表示了波动强度（能量 ）。
考虑“线性波动传播”时，使用单个简谐波解
考虑波动强度变化时，应该用多个简谐波叠加——称群波或波群或波列或波包。
大气波动学

夏季西北地区形成少云 雨的干热天气
夏季高原内部 干旱化
西南暖湿印度半岛北 部较少受冷空气的 影响，有利于热低 压的维持因此冬季 印度比同纬度温度 高气压低，年较差 小。
热力作用
青藏高原面与同高度的自由大气相比，有强大的热力差异， 这对大气环流产生明显的热力作用。 1夏季：高原就像一个巨大的火炉，空气受热上升，拉动印 度洋的暖湿气流前来补充，带来丰沛的季风降雨。 2冬季：高原就像一个巨大的冰块，空气冷却下沉，并由高 原涌向印度洋这就加剧北方冷空气南下的势力，从而使得冬 季风强大。 冬季由于高原地区海拔3-4Km高度形成一个冷高压，使高 原空气向外流动，成反气旋环流，这必然加强临近地区的下 沉气流，加强地面高压，从而加强有海陆分布所引起的冬季 风环流，夏季形成热低压，邻近地区空气流入高原，叠加在 高原东侧地区的季风之上，增强了邻近地区低压的强度，加 强了季风环流。
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动力作用——分支作用
分支：冬半年，对冬季风 发生分支；对西风发生分 支
受到青藏高原的影响，西风在这里分支绕
行，汇合东流，形成了北半球最强大的西
风带。
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动力作用——分支作用
• 分支作用；屏障作用
分支作用：夏半年，对西 南季风发生分支
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动力作用-屏障（阻碍）作用
对近地面气流起屏障作用
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如果没有青藏高原
按照地理学的地带 规律，我国长江中下 游是干旱荒漠区，但 是由于青藏高原的形 成，海洋和陆地的气 压梯度更大，夏天吸 收大量的水气登陆， 使这里形成全球典型 的季风区气候。否则 长江中下游就会如同 开罗所在的北非一样 是不毛之地。
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谢谢！
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感谢您的观看！

青藏高原气象学研究青藏高原对大气运动的动力和热力作用，及其对天气和气候的影响的一门学科。

青藏高原是世界上最高大的高原，面积约250万平方公里,平均高度约为4 000米，其中珠穆朗玛峰高达8848米。

在青藏高原地区，不仅有独特的天气、气候和环流，而且，由于这样大尺度的地形障碍对气流的强迫绕流、爬升和摩擦等作用，以及高原在对流层高空的冷热源作用，对东亚、北半球甚至整个地球的，都有重要的影响。

在中国，高原气象学已经成为专门研究的领域。

研究简史20世纪30年代后期，人们发现在北美的落基山、南美的安第斯山和青藏高原的东边，都有一个准静止的西风带大槽。

40年代，西风带理论出现之后，不少人认为，大地形东边的长波槽是其动力扰动的结果。

40年代末到50年代，中国气象学家、和等，披露了有关青藏高原的动力作用及其影响的许多事实，指出了青藏高原的冷源和热源作用及其季节变化和日变化，以及高原对邻近地区的天气和气候的影响。

60年代，青藏高原的冷热源作用进一步引起了人们的注意,如联邦德国的H.弗洛恩等许多学者认为,青藏高原地面对大气的感热加热（见）是显著的，其地形性的降水,尤其是高原东南侧的孟加拉国地区,降水的潜热加热有更重要的作用。

70年代，人们揭示了更多有关青藏高原地区的天气和气候的特征，对青藏高原的热力作用，进行了更多的分析研究。

人们进行了一系列的流体模型模拟实验和数值试验（见、），得到不少有意义的成果。

从70年代后期以来，人们对青藏高原地区的辐射平衡（见）和各分量，都进行了实地观测和分析研究，对地-气系统的热量平衡,也直接或间接地进行了计算，还利用实测资料，进行高原对大气加热和高原对大气环流影响的数值试验和动力学研究。

研究内容基本天气气候特征青藏高原上空，空气稀薄且杂质少，密度仅为平原上空空气的一半，所以太阳辐射强（见）；地面的季节变化和日变化非常显著；地形的动力和热力扰动也很多。

因此，和同纬度地区相比，青藏高原的天气气候有如下的特点：①就地面气象要素而言，以青藏高原地面气温最低，气压最低，湿度最小，风力最大；但就同纬度同高度的空间区域而言，则青藏高原地区的温度最高（夏），湿度最小（夏），气压最高（夏），风力最小（冬）。

青藏高原气象学研究青藏高原对大气运动的动力和热力作用，及其对天气和气候的影响的一门学科。

青藏高原是世界上最高大的高原，面积约250万平方公里,平均高度约为4 000米，其中珠穆朗玛峰高达8848米。

在青藏高原地区，不仅有独特的天气、气候和环流，而且，由于这样大尺度的地形障碍对气流的强迫绕流、爬升和摩擦等作用，以及高原在对流层高空的冷热源作用，对东亚、北半球甚至整个地球的，都有重要的影响。

在中国，高原气象学已经成为专门研究的领域。

研究简史20世纪30年代后期，人们发现在北美的落基山、南美的安第斯山和青藏高原的东边，都有一个准静止的西风带大槽。

40年代，西风带理论出现之后，不少人认为，大地形东边的长波槽是其动力扰动的结果。

40年代末到50年代，中国气象学家、和等，披露了有关青藏高原的动力作用及其影响的许多事实，指出了青藏高原的冷源和热源作用及其季节变化和日变化，以及高原对邻近地区的天气和气候的影响。

60年代，青藏高原的冷热源作用进一步引起了人们的注意,如联邦德国的H.弗洛恩等许多学者认为,青藏高原地面对大气的感热加热（见）是显著的，其地形性的降水,尤其是高原东南侧的孟加拉国地区,降水的潜热加热有更重要的作用。

70年代，人们揭示了更多有关青藏高原地区的天气和气候的特征，对青藏高原的热力作用，进行了更多的分析研究。

人们进行了一系列的流体模型模拟实验和数值试验（见、），得到不少有意义的成果。

从70年代后期以来，人们对青藏高原地区的辐射平衡（见）和各分量，都进行了实地观测和分析研究，对地-气系统的热量平衡,也直接或间接地进行了计算，还利用实测资料，进行高原对大气加热和高原对大气环流影响的数值试验和动力学研究。

研究内容基本天气气候特征青藏高原上空，空气稀薄且杂质少，密度仅为平原上空空气的一半，所以太阳辐射强（见）；地面的季节变化和日变化非常显著；地形的动力和热力扰动也很多。

因此，和同纬度地区相比，青藏高原的天气气候有如下的特点：①就地面气象要素而言，以青藏高原地面气温最低，气压最低，湿度最小，风力最大；但就同纬度同高度的空间区域而言，则青藏高原地区的温度最高（夏），湿度最小（夏），气压最高（夏），风力最小（冬）。

• 西南涡在全年各月均有出现，以4～9月居多（其中尤以5～7月为最） ，是夏半年造成我国西南地区重大降水过程的主要影响系统。
• 在有利的大尺度环流形势配合下，一部分西南涡会强 烈发展、东移或与其它天气系统发生相互作用，演变 为时间尺度可达6～7天的长生命史天气系统，能够给 下游大范围地区造成（持续性）强降水、强对流等气 象灾害及次生灾害（如山洪、崩塌、滑坡、泥石流等 地质灾害以及城市内涝等灾害）。
四川、重庆等 105°E以东
底层临界海拔高度（m） >3000
1000~3000
<1000
定涡标准 移出比
500 hPa等压面上，高原 700hPa等压面上，青藏高原东麓背风坡特 地区形成闭合等高线的低 定地区（100~110°E，25~35°N）出现的 压或有3个站点风向呈气 闭合气旋式低涡环流（中心高度小于等于 旋性的低涡环流（中心高 308dagpm？） 度小于等于584dagpm？）
此提法的出处：
（1）文章：王作述,汪迎辉,梁益国. 一次西南低涡暴雨的数值试验研究. 暴雨科学试验、业务试验和天气动力学理论的研究[85-906-08课题组编 写，课题负责人：丁一汇 ]. 北京:气象出版社, 1996: 257–267 （2）项目：国家科技攻关85-906项目：台风、暴雨灾害性天气监测、 预报技术研究台风科学、业务试验和天气动力学理论的研究第四分册 ，1996年（台风课题负责人：陈联寿，暴雨课题负责人：丁一汇） （3）获奖：“暴雨科学、业务试验和天气动力学研究”，1997年获中 国气象局科技进步奖二等奖，第一完成人；丁一汇
• 它是青藏高原大地形和川西高原中尺度地形共同影响下的产物，一般 出现在700～850hPa等压面上，尤以700hPa等压面最为清楚。

关键词：总体输送系数，感热，潜热，热源，超干绝热
• 讨论青藏高原地面热力作用的主要分量 的定义、计算方案；
• 人们对青藏高原地面热源和大气热源性 质、构成和变化规律的认识以及这方面 研究的新进展。
5.2 地面热源的定义
• 5.2.1 地面感热FH • 5.2.2 地面蒸发潜热FL • 5.2.3 （净）长波辐射加热RLN
• 辐射加热通量RLN＝（向上的总辐射－地面反 射的太阳辐射）－（向下的总辐射－太阳总辐 射）＝ 地面放出的长波辐射－长波逆辐射
HS=FH+FL+RLN≈FH+FL ≈FH
60% 30% 10%
• 5.4.2地面热通量的日变化和季节变化
• 5.4.3高原降雨天气过程中总体输送系数 的变化特征（响应）
• 5.4.4地面热源
• 5.4.5高原积雪异常对地面热通量和地面 加热的影响
5.5 大气热源
大气视热源表示单位时间内单位质量空气的增温率
1、 视热源Q1（大气感热加热）:
Q 1 Q 1 t Q 1 h Q 1 w C P ( T t V T (p p 0 ) k
) p
kR/CP R28 .07 m 52/s(2K) C P10m 2 0 /s (4 2K )
Q1
C
p
[
T t
V
• T
(
p p0
)k
]
p
QR
L(c
e)
(S ' ' )
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（1）
其中， Q1 表示单位质量大气的热源（汇），包含净辐射加热（冷却） QR 、潜热加热和扰动
产生垂直感热输送， c 表示凝结率， S ' 表示扰动感热通量， ' 表示扰动垂直速度，其他均为常

研究简史
20世纪30年代后期，人们发现在北美的落基山、南美的安第斯山和青藏高原的东边，都有一个准静止的西风 带大槽。
40年代，西风带理论出现之后，不少人认为，大地形东边的长波槽是其动力扰动的结果。
40年代末到50年代，披露了有关青藏高原的动力作用及其影响的许多事实，指出了青藏高原的冷源和热源作 用及其季节变化和日变化，以及高原对邻近地区的天气和气候的影响。
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基本介绍
高原气象学是研究青藏高原对大气运动的动力和热力作用，及其对天气和气候的影响的一门学科。
青藏高原是世界上最高大的高原，面积约250万平方公里，平均高度约为4000米，其中珠穆朗玛峰高达 8848.86米。 在青藏高原地区，不仅有独特的天气、气候和环流，而且，由于这样大尺度的地形障碍对气流的强 迫绕流、爬升和摩擦等作用，以及高原在对流层高空的冷热源作用，对东亚、北半球甚至整个地球的，都有重要 的影响。在中国，高原气原气象学得到长足的发展,通过大规模的气象科学考察和试验,发现了一些新的观测事实,揭示 了新的气候特征,并利用新的分析方法找出可能的内部机理,许多数值模式试验和转盘实验展示了高原强大的动力 作用和热力作用。
高原气象已经从过去单纯的相关分析统计手段,发展成为利用自动气象站、Doppler雷达、大型计算机、高空 气象卫星等先进的装备,多种分析手段共用、数值模拟和气象转盘进行实验的方法。这些先进的方法进一步深化青 藏高原对亚洲季风以及全球气候变异成因的理论认识,大力推动高原大气科学的分析和应用,从而提高灾害性天气 气候预报的准确率。
60年代，青藏高原的冷热源作用进一步引起了人们的注意,如联邦德国的H.弗洛恩等许多学者认为，青藏高 原地面对大气的感热加热是显著的，其地形性的降水,尤其是高原东南侧的孟加拉国地区，降水的潜热加热有更重 要的作用。