低纬度系统
热带波动与涡旋
热带气旋（台风）
赤道反气旋（赤道缓冲区）
东风波
洋中槽与高空冷涡
副热带高压
西太平洋副高
南亚高压
热带辐合带和热带云团
天气学：依据低纬度地区和中纬度地区的天气系统和天气过程的显著差别来划分，将南北半球副热带高压(subtropical high)之间所包括的地区，即赤道两侧盛行东风带的地区范围定义为热带地区。
副热带：将盛行东风带与中纬度盛行西风带之间的过渡区，即副热带高压活动区域定义为副热带地区。
低纬地区主要天气系统有：热带气旋(tropical cyclone)、副热带高压、南亚高压(South Asian High)、赤道辐合带(ITCZ)、东风波、热带云团等。
低纬大气运动的基本特征
?从动力学角度：低纬度 很小，天气尺度系统具有非地转运动特征，但行星尺度运动具有准地转(quasi-geostrophic)运动特征。
?从热力学角度：中高纬度地区存在较强的经向温度梯度，大气是斜压的，扰动发展的能源主要来自斜压(baroclinic)过程中的位能释放，而在热带地区水平温度梯度很小，大气近于正压(barotropic)，同时水汽充沛，所以凝结潜热释放是驱动热带扰动的主要能源，且对垂直运动和散度场且有显著的影响。
–地转关系不存在，气压场分布均匀，流线分析）和云图(cloud atlas, cloud chart)
低纬度环流的基本特征
1000hPa 高度场
地面平均流场
500hPa高度场
200hPa高度场
200HPA平均流场
年平均海平面气温,水温
ISO曲线与ENSO
700HPA平均温度与相对湿度
南方涛动（海平面气压场）
1000HPA一月平均温度
1000HPA七月平均温度
300一月平均温度
300HPA七月平均温度
WALKER环流示意图
经圈三圈环流示意图
低纬平均经向环流
不同地区经向环流
WALKER环流（冬季平均和82-83冬）
经、纬向环流与ENSO循环框图
副热带高压
夏季，500hPa Geopotential Height；vertical velocity；1000hPa Geopotential Height
–定义：位于副热带地区(一般指南北半球20-35N地区)的暖性高压(带)系统，即~。
?A、副高脊线（东西风分界线或西风零线(面)），我国常用120E上副高脊线所在纬度的变化来表示西太副高的南北移动
?B、副高西脊点，是500hPa月平均图上588线最西端所在的经度，用来表示副高西伸脊点的位置
?A、面积指数（500hPa月平均图上10N以北，110—180E范围内 588线包含的每隔10E和5N相交的网格点数
?在某一等压面上，如果以赤道上位势高度值为基准，求取各个纬度与它的偏差，称为经向偏差，这样则很容易将副热带高压带范围确定下来，并且两条极大值线与纬向风零线相重合，同为副热带高压带的脊线。
经向偏差示意图
副热带带高压带的垂直结构
?副高脊线随高度向赤道靠拢
?年平均副高带的强度随高度增加而减弱
?大致相对于赤道对称，低层强，高层弱
?750HPA以上，北半球副高带略强于南半球
副高带的季节变化
?强度变化
–南、北半球的副高带在对流层中、上层总是夏半年强于冬半年；而在低层（850HPA以下）相反，冬半年略强于夏半年。
?副高带位置的变化
–在南北半球均表现为明显的季节变化
–副高脊线位置移动快慢不同，有一定的跳跃性
–对流层中、高层位置变化大于低层
副高带的年际变化
?强度的年际变化
–年平均的副高带年际变化较小
–脊线越靠近赤道，年际变化振幅越小，越靠近极区，振幅越大。
–脊线上强度的振幅也有冬半球大于夏半球
?位置的年际变化
–北半球夏季最明显
–整层次的：各层次上年际变化都很明显
–下层脊线位置的变化幅度较对流层中、上层大
西太平洋副热带高压
?定义：指位于副热带西太平洋上空对流层中下层深厚的暖性高压系统，它是个天气尺度的环流系统。
温湿结构
副高带----暖区(对流层),深厚的暖性系统
高压中心与暖中心不重合,在北半球,暖中心位于高压中心的西北方,相距5-6个经度
在南半球随高度增加暖中心向南倾斜,二者更不重合
南半球对流层低层,最干区位于高压北部;随高度增加,脊线北移, 在700百帕以上位于最干区的北侧
北半球最干区位于脊线南侧约5纬距,最大中心在400百帕
副高湿度场
脊区----干燥区, 只在南北两缘有湿区带
风场结构
涡度场结构
?在低层由于地面磨擦,分布凌乱,多小中心,到700HPA地面作用小,涡度中心与高压中心重合,往上涡度中心出现在高压中心的向极一侧
散度场结构
?对流层中高层辐合为主,西、北部为辐散，东、南部辐合，且扩散到高压中心部分
垂直速度场结构
副高垂直环流
西太平洋副高的变动与我国天气
?冬季15N—6月中（第一次北跳过20N，稳定在20-25N达一月左右）--7月中越过25N—8月初最北—9月后南撤
副高5-8月588线变动
副高8-10月位置变动
副高指数季节变化
旱涝年指数变化
副高变动与雨带关系
两次北跳与对流及风场
TBB
纬向风
年际变化
西太副高的中期变化
影响西太平洋副高变动的因子
?西风带短波槽脊的影响
–影响程度决定于槽脊的强度：平直短波槽脊影响小；中等槽-东撤南退，脊则西伸北进；西风槽不强，副高影响槽沿北侧向东北移去。
?长波调整与副热带高压变动
–从副热带环流形势看，副高主体位置与长波脊位置大体一致，故副高位置的显著变化与副热带长波调整有关。夏季6-7波，波长50-60经度，某地长波发展影响上、下游。亚洲80E—110E，3-5天调整，维持10天，中期变动。
?与热带环流的关系
–副高南侧热带气旋活动频繁，当热带气旋在副高南侧自东向西移动时，副高将西伸北进；当热带气旋在副高西南方时，副高东退；副高较弱时，强热带气旋可截断副高穿越其北上。
南亚高压(South Asia high)
?定义：
? 夏季出现在青藏高原及其邻域上空的对流层上 部的大型高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压。
?结构特征：
–尺度上：行星尺度的反气旋环流（属超长波系统）
–低层热低压，高层暖高压。（150-100hPa达最强，400hPa转为暖高）
–垂直环流独特：高原季风环流代替了Hadley环流，高原经圈环流内迭加了两个较小尺度的环流圈。
–湿对流不稳定，对流活动强。
40年平均7月100hPa位势高度场
高原上空垂直经圈环流
南亚高压活动特征
–季节变化：
?冬季暖高中心位于菲律宾东南沿岸附近---4月向西北移（脊15N）---5月中南半岛（23N）---6月跳上高原（28N）---7，8月于高原上最强（32-33N）---9月移到海上（28N）
–经度变化：两个中心
– 高原 长江中下游 脊走向 西风槽
对中国天气的影响
–*100hPa南亚高压脊线比500hPa西太G脊线早10天左右北跳，位置偏北4-6纬距，因此对雨带预报更具指示性。
100百帕位势高度场（5---9月）
南亚高压的年际年代际变化
?周期振荡
–功率谱分析：2~4年
?年际变化特征
–ENSO年，南亚高压的面积和强度均呈现为较强的正距平
–强度指数与SSTA的年际异常关系
?年代际变化特征
–位置
–强度
周期振荡功率谱图
年际距平的季节—年际变异
与SSTA的相关分布
年代际变化（冬季
年代际变化（夏季）
比较南亚高压与西太平洋副高的异同：
相同点：
暖高压系统；位于副热带；季节变化；主要在夏季最强；准双周振荡；与中国雨带关系密切。
不同点：
南亚高压 西太平洋副高
行星尺度（超长波系统） 天气尺度（长波系统）
对流层上层（100hPa） 对流层中下层（500hPa以下）
下层热低压，上层暖高压 下层暖高压，上洋中槽
下层强对流，坏天气 晴好，高温天气
整层上升，季风环流圈 热力环流（Hadley环流）圈
热力因子为主 动力因子为主
热带辐合带（ITCZ--InterTropical Convergence Zone）
?概况
–定义：又称赤道辐合带，指出现在热带对流层低层、南北半球两个副热带高压之间气压最低、气流汇合的地带。在流场上表现为一条连贯的南北两个半球的信风汇合区；在地面气压场上表现为一个低压槽，故又称“赤道槽”或“赤道锋” 。它几乎环绕整个地球赤道，因此它是一个行星尺度的天气系统。
–分类：
?无风带 是本半球偏东信风气流与来自另一半球偏西气流的汇合，因而在辐合带中地面基本静风，是东、西风的过渡带，北半球的夏季，它多活动于阿拉伯海到西太平洋的季风区内，故又称为季风辐合带或季风槽。
?信风带 是本半球偏东气流与来自另一半球的偏东气流的汇合，它是东北信风与东南信风交汇成一条渐近线形成的气流汇合、气压最低的地带，又称信风辐合带或信风槽。
ITCZ的活动规律
?季节变化
–不同地区位置、强度变化不同
?非洲（20E）、南美（60W）：一条，5S-10N，无明显变动
?大西洋（30W）：6月下旬前在赤道，之后北上，变动简单
?太平洋中东部（140W），主辐合带在赤道以北，位置稳定，在5S附近，断断续续出现弱的、云带窄的ITCZ
?西太（140、120E）：5月底前一条ITCZ于赤道，之后赤道附近少云，呈双重辐合带结构，且北界变动最大（4月下旬前5N以南--6月中旬前达10N--下旬15N有时过20N，九月底迅速南退11-12N
?印度洋：最复杂，多重辐合带，与季风配合
–西太ITCZ的短期演变过程，分两种类型：
?不活跃型：来自南半球东南信风偏弱，副G偏南，ITCZ偏南，云系散乱。
?活跃型：南半球东南信风强，辐合带北抬。
ITCZ的结构和天气
?垂直结构：
–对季风槽：一般随高度向南倾斜
–（西南风）赤道西风仅出现在对流层下部，500HPA以上转为偏东气流，由于偏东气流随高度向南向西扩展，故东西走向的辐合带在垂直方向上是向南倾斜的，NW-SE向的向西南倾斜，强上升气流出现在这个倾斜面上，故云带在地面辐合线之南、西南侧。
?温湿场：
–两侧温差小（小于3度）
–湿度场多呈舌状分布，南侧湿度大于北侧，但湿舌伸展高度北侧大，最高达300百帕。
?散度场：高层辐散，低层辐合
?降水区：在辐合带两侧
?OLR场：强对流
?天气学模式
卫星云图
OLR场(1,4,5,6,8,10月）
西太平洋上具有代表性的两类辐合带的低层流场
2、5、8、10月全球ITCZ分布
辐合带北侧偏东气流加强的例子
ITCZ结构：纬圈剖面
ITCZ结构：经圈剖面
ITCZ的天气学模式
ITCZ的形成机制
?海温的作用
–辐合带位置与海温最大轴线几乎一致
?CISK机制
?边界层临界纬度机制
–从CISK机制看，边界层的摩擦作用很重要，一般情况下EKMAN辐合引起的层顶垂直速度为：
–在赤道附近不成立，Holton研究指出，对于赤道BETA平面的移动性波，EKMAN解在临界纬度存在奇异点，即存在该纬度上边界层顶垂直速度最大。在临界纬度，波的角频率正好等于该纬度上的科氏频率f。例如周期为4-5天的波动，其相应的临界纬度为6-7度。由于解的奇异性，边界层中的辐合在临界纬度处趋于集中，垂直速度增大，临界纬度附近的这种较大的上升气流可用来说明辐合带的形成。
ITCZ与SST最大轴线一致
热带云团
?一．定义：
–在热带地区卫星云图上经常出现的直径达4个纬距以上的白色密闭云区，称为云团。在天气图上有时没有与云团相对应的天气系统，但云团移动所经之地会出现大风和暴雨，而且热带天气系统大多数是在云团基础上发展起来的。
? 二．云团分类：
–1.一般云团：水平广度在2-12纬距，一个云团有许多个积雨云胞组成的。常见于热带海洋赤道辐合带中，影响我国华东、华南地区，是热带低压台风及东风波的主要来源。
–2.爆米花状云团：云区广度在小于1各纬距，多发生于南美大陆的热带地区及我 国青藏高原，有明显的日变化，一般在中午后的若干小时内迅速生长发展到极盛，爆米花状实体在夜晚消失。
–3.季风云团：出现在东南亚及临近海上，与季风活动密切，自6月中旬开始，爆发性向北发展。在10-20°N，70-100°E地区，最大的云团南北10个纬距，东西20-40个经距。
?三.云团的结构和发生发展：
–结构： 云团内部的结构是由许多中小尺度的对流云系所组成。中型对流云系即所谓活跃的深对流云胞，尺度为10一100公里，生命史为数小时 到1天。垂直结构分三层，即流入层（地面-1公里），垂直运动层（1-12公里）和流入层（12公里以上）。小对流云系由直径为4-10公里孤立的深对流云胞组成，生命史为30分钟到数小时。数量大大超过中型对流云系。其中包括一些直径为2-4公里的积云性云胞。
–发生发展：
–a.CISK机制：低层的气旋性涡度和水平散度的辐合有利于形成上升气流和向上输送水气，凝结潜热的释放可使云团内的空气增暖，这种加热又可致低层气压下降，有利于云团和气旋性环流的加强，以致出现良性循环。
–b.风的铅直切变对云团的发展也很重要。热带云团中心区内风速垂直切变小，有利于将凝结潜热释放的热量集中于同一气柱内而不致吹离云团，这对云团的发展是极为有利的。
云团结构示意图
东风波
?定义：
–在副热带高压南侧对流层中、下层的东风气流里，常存在一个槽或气旋性曲率最大区，呈波状形式自东向西移动，这就是热带波动。因它常出现并活动在东风气流里，因此称为东风波。
?东风波的起源的几种可能性：
–A. 高层对流层的冷低压在中、低层的反映。
–B．中纬度西风槽伸进热带而形成的。
–C．赤道辐合带中扰动伸进东风气流的结果。
–D．低纬度一个低层气旋向极地方向伸展引起的弯曲
东风波结构
?一般模型：东风风速随高度增加而减小
–(1)尺度上：波动的垂直伸展高度一般在6-7km(300hpa以下)其最大强度出现在700-500hpa之间波槽随高度略向东倾斜（这是由于降水蒸发使波槽东面的温度比西面稍低的缘故）。波长一般为1000-1500km，有的可达4000-5000km。
（2）波槽呈南北向，槽前吹东北风，槽后吹东南风。东风风速随高度增加而减小，槽前有低层辐散，槽后有低层辐合，波向西移，天气产生于槽的后部。
槽后辐散，而槽前相反，为辐合。总之，槽后低空辐合，高空辐散，必然引起空气在槽后上升，造成坏天气。
?（3）温湿场的分布：槽前为少云，干区；槽后为多云，湿区。垂直结构上，波槽附近低空是冷的，500hpa以上为暖性的,温度振幅小，低层湿度在槽前后差别不大，中层（700-500hpa）槽后为湿区，槽前为干区。
?（4）气象卫星观测发现，在大西洋地区，东风波常呈对称的倒“V”型云系的结构，而西太地区很少有见到
Ⅱ.另一种模式：
?盛夏季节在我国华南地区，低层为西南季风，上层为东风带，在对流层中上层，东风气流中的这种东风波，因风速随高度是增强的。在中层：风速小于波速，槽后空气质点相对从波槽向脊运动，所以，槽后辐散。同理，槽前辐合。
?在高层，风速大于波速如右图，经分析可得，在槽后为辐合，槽前为辐散。
?总之，槽脊随高度西倾，槽前气流上升，对流发展，易于产生坏天气，槽后下沉运动， 天气晴好。
东风波对我国沿海地区天气的影响
?夏、初秋季，副高偏北（30-35°N），纬向型，南侧东风带中20-25 °N有东风波侵入我国，影响广东、浙江、福建甚至江苏、山东等地。
?可分为三类东风波：
–A.中低层东风波：发生最多，两种类型都有，东风波随高度风速下降。槽后坏天气，反之，槽前坏天气。
–B.高层东风波：西南季风上空，西倾，坏天气在槽前。
–C.深厚东风波：发生在深厚、稳定的东风气流中。
?单纯的东风波只带来阵雨、雷暴等对流性天气，降水量不大，只有与其他系统相互作用时才造成较大降水。东风波与低层低涡叠加，在适当条件下可发展成台风。中低层东风波与西南季风相互作用时，造成强水平辐合或东西风间水平切变发展成涡旋扰动。
东风波的形成及移动
?a.东风波的成因，目前还不太清楚，下面仅介 绍西风槽伸入低纬地区而形成的典型情况(如图）。当西风槽向热带低纬度地区伸展后，其北段东移较快，而南段东移较慢。与此同时，东部副高脊向北移动，槽断裂成南北两段，其南段成为东风波向西移动。
?b.东风波在海洋上形成后，自东向西移，移向与波槽垂直，移速一般为20-25km/h。故用外推法预报效果较好。当东风波发展加强时，移速一般会减慢。若西移过程中与西风槽接近，两者都会减速。
?c.东风波有时会发展成热带低压，有时发展成台风。
?d.东风波移至大陆后，都会减弱消失。
?e.西太平洋上低层的东风波向西移过菲律宾后，可沿着副热带高压西南部的气流向西北转向，这时，一般风场上已不清楚，但仍有坏天气。
?f.南海低层若有热低压存在，东风波移到热低压上空时，可促使热低压发展成台风。
?g.东风波有时在等压面图上不太明显，不过，可以选择本站以东的几个测站，绘出高空风时间剖面图，如发现东风波向本站移动，可根据它与本站的距离、天气分布的特点来预报本站的天气。
赤道缓冲带和赤道反气旋
?赤道缓冲带指南北半球偏东信风气流越过赤道时发生转向的过渡带，也称气流转换带，是构成亚洲和西太夏季基本流场形势的低层环流系统。
?赤道反气旋：赤道缓冲带加强形成闭合反气旋环流,中心位于赤道附近，常发生在南海、西太的赤道上空，是个低空天气系统，在850hpa天气图上最清楚，中心盛行下沉气流天气晴好，北部及西部有云团发展。
–形成：南半球冷空气向北爆发，越赤道气流加强
–生命史：2周 6个阶段：推动、转向、切断、混合、爆发、相互作用
(一）推进阶段：南半球的大规模气流越过赤道向北推进，使赤道辐合带云带向北凸出弯曲云带可北进1000km左右。此时，南北半球气流开始相互作用，产生较大的水平风速切变和气旋性相对涡度，从而引起热带气旋的发生发展。
（二）转向阶段：南半球气流进入北半球后 ，经过1-3天，在地转偏向力的作用下，获得反气旋性相对涡度，气流开始转向南。此时，在推进阶段形成的热带低压开始随热带云带移走。
（三）切断阶段：再经1天时间，闭合的反 气旋环流形成，反气旋中心完全被来自南半球的气流所包围，热带云带出现断裂，并在赤道反气旋附近出现晴空区。
（四）混合阶段：随着热带云带的断裂，北半球信风进入反气旋南部，于是南北半球两支信风在赤道反气旋的边缘混合。
?（五）爆发阶段：北半球信风进入反气旋南部一天以后，开始向西北方向推进。同时，位于赤道反气旋前沿的来自南半球的气流也将此云带向前推进，故常造成很强的气旋性涡度的辐合带，促使热带云团突然增强，形成“爆发性云团”。
?（六）相互作用阶段：爆发性云团瓦解后，赤道反气旋已进入中纬度，它的中心以南仍然维持来自南半球的强大的东南气流，阻挡中纬度冷锋向东南方向移动，并在冷锋上引起波动。
?热带对流层高层槽（TUTT-Tropical Upper Troposphere Trough）--大洋中部高空槽（MOT--Mid Ocean Trough），洋中槽
–行星尺度系统，槽线东西长度达70纬距
–在200百帕最强，全年存在，夏季7-9月发展最强大且持久
–东北-西南向的低槽，系统向下往东南方向倾斜
?高空冷涡：
?高空西风带槽延伸在低纬切断而成（春、秋、冬）
?产生于TUTT中（夏季）
200hPa洋中槽
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