图7.6全球辐散环流的三维分布概略图。根据FGGE资料作出。（a）1月；（b）7月（a）1月（b）7月(Krishnamurti,1980)第31页，共60页，星期日，2025年，2月5日7.3热带地区的凝结加热凝结加热是热带大气中非常重要的热力过程，它的量值和加热分布取决于凝结过程。一种是由大尺度垂直运动产生的潜热释放；一种是深厚积云对流释放的潜热。前者主要与中纬系统有关，在热力学方程中很易定量计算。但由大量积云形成的潜热加热计算是比较困难的。它需要用天气尺度定量地表征这种中小尺度加热。这就是积云参数化方案，它是目前天气与气候模式中不确定性误差的主要来源之一。以下简略说明这两种潜热释放的计算问题。第32页，共60页，星期日，2025年，2月5日（1）大尺度凝结加热单位质量的潜热加热（7.1）是饱和比湿，Lc是凝结加热率。由热力学方程（7.2）第33页，共60页，星期日，2025年，2月5日的变化主要由上升运动引起，可表示为：式（7.2）可写成（对w0区）(7.4)第34页，共60页，星期日，2025年，2月5日代入上式到（7.4）中有（先乘上θ）（7.5）上式中第35页，共60页，星期日，2025年，2月5日在大尺度强迫上升有凝结情况下（）（7.5）式与绝热运动情况下热力学方程相同。只是静力稳定度被相当静力稳定度代替。由于有凝结加热，其局地变温要比同样递减率下绝热情况下小。如，大气是条件不稳定，凝结主要通过积云对流产生。但（7.3）式仍然成立，只是垂直速度必须是积云单体中上升气流的速度，二不是天气尺度W。这种情况下，不可能只用天气尺度量简单地写出对积云区的热力学方程。因在热带地区，温度脉动很小，绝热运动与非绝热运动近于平衡，第36页，共60页，星期日，2025年，2月5日则（7.2）变为：由于上式中的w实际上是活跃对流单体区的强垂直运动（w，）与周围弱垂直运动（）之面积加权平均：a为对流区所占面积百分比。则据（7.3），（7.6）式可化为：（7.8）（7.6）（7.7）第37页，共60页，星期日，2025年，2月5日以后的关键问题如何用天气尺度变量表达积云凝结项（7.8式右边项）。这涉及到积云参数化问题，至今有许多种积云参数化方案。一种简单的方法：P是降水率，Zc与ZT分别为云底与云高，Zm是湿层顶（≈2Km），代入近似的水汽连续方程（7.9）（7.10）第38页，共60页，星期日，2025年，2月5日到（7.10）式中，则有因而垂直积分的凝结加热与天气尺度度量w（Zm）和q（Zm）联系起来。但由上式只算出了总量，仍需要知道其垂直分布。这可以根据观测用经验方法确定，即上式即是对积云凝结加热的热力学方程。当ZZc和ZZT时，，它是一个满足下式的权重函数。（7.12）（7.11）第39页，共60页，星期日，2025年，2月5日潜热主要在热带对流中大量产生，在大尺度环流作用下，热带对流一旦在某些地区发生之后通过产生凝结潜热可加热大气，反过来又能够驱动热带环流的变化，并激发热带波动的产生和传播。这是一种复杂的相互作用过程。这里只考虑热带大气对加热场强度和分布的响应问题，即加热场对热带大尺度环流的反馈问题。为了阐述其基本问题，Gill（1980）用了单一正弦波垂直模态和β-平面上的浅水波方程，研究了静止基态大气在给定加热Q强迫下的定常运动。考虑了动量阻尼（即瑞利阻尼：正比与风速的线性阻力）和热力阻尼（牛顿冷却：加热率正比于对基本平衡态的温度扰动，忽略了高频惯性的重力波，Rossby–重力波和Rossby高频波（即长波近似）Gill给出了两种基本解：赤道对称的孤立加热与赤道反对称偶极型加热。第40页，共60页，星期日，2025年，2月5日下图（左图）是对称加热的热源分布函数所得到的结果，即对称热源形式为
第41页，共60页，星期日，2025年，2月5日左：赤道对称的加热产生的Gill模态；右：赤道反对称加热的Gill模态。W：垂直运动；（u，v）：低层纬向和经向风分量