高等天气学复习题.doc

高等天气复习纲要1、什么是定常波，说明北半球定常波的水平和垂直分布特征。定常波：时间平均值的纬向偏差，即：，表示为某物理量气候上的纬向不对称性（大气平均状况）。（1）水平分布特征冬季：厚度场:1）（量值）：定常扰动在50N达到最大值，中纬度的正距平区近似于定常波的脊区，主要位于大洋东部；而负距平区主要位于两大陆的东部。（高度场的槽区和脊区）2）（正负）：以30N为界南北距平分布的符号几乎相反，而且这种高低纬具有不同状态的特征在其它层次对其它要素也很明显。可以看到PNA（太平洋北美型），EU（欧亚型）、WP（太平洋西部）与EA（太平洋东部型）型的分布。夏季： 1） 夏季定常波的高度场和温度场都在300N附近达到最大振幅。2） 主要是青藏高压和两个大洋槽，其次是大西洋槽伸入到地中海的部分、北非和落基山的反气旋。3）200hPa高度场与海平面气压场分布相反：大陆热低压和海洋高压。（2）垂直分布特征 冬季：高度场1）在中高纬度，位势高度扰动的垂直位相随高度有明显的向西倾斜，向上可一直伸展到平流层下部。反映在定常波的热通量上，在各层都是向极地输送的，并在850hPa和200hPa达到最大值。2）在600N，定常波的垂直结构表明波动的振幅一直扩展到对流层下部而没有衰减，这种定常波称为垂直传播的波型。3）但是在450N和250N，波动的最大振幅出现在对流层顶附近，扰动随高度减小，这种波型称为垂直截获的波型。 温度场1） 温度扰动的最大振幅在中高纬位于近地面，表明中高纬的温度与下垫面地形有密切的关系，最冷的空气位于两大陆的东岸，较暖的空气位于西岸，而在副热带最强的扰动位于300hPa附近。2） 和高度场比较，地面温度场的最大值和最小值大致位于高度场最大值和最小值以西3/4波长处，表明随高度有比较明显的向西倾斜。3） 温度扰动垂直结构随纬度的变化，在低纬为截获波的特征，即平流层和对流层温度扰动的位相相反。在中高纬度是垂直传播的波动，温度扰动随高度明显地向西倾斜。夏季：1）夏季平均急流以北的定常波的垂直结构比较复杂。有些高纬环流系统如加拿大东部明显的低压表现出相当正压的结构，其最大振幅在对流层顶。位势高度距平在各层同相。 2）在250N的剖面上，可以看到同样的定常波垂直结构。即300hPa上有很大的热力差异，并且对流层上下层高度场相反。 3）夏季定常波波轴随高度向东倾斜，尤其是在500N纬度附近。2、说明北半球对流层中部和底部大气环流的平均状况，以及形成原因。（1）500hPa（中层）平均状况 冬季：1）3个大槽：东亚大槽、北美大槽、欧洲浅槽。 2）与槽并列的3个平均脊，脊的强度比槽弱。 3）青藏高原和落基山上空为一致的西北气流，表明高原地形动力作用的重要性。 4）副高强度小，位于海上。 夏季：1）等高线变稀疏，槽脊不再明显，强度比冬季弱。 2）副热带高压明显增强，位置偏北。 3）急流减弱。（2）海平面气压场（底层）平均状况 冬季：1）沿纬圈方向的不均匀性，呈现出一个个巨大的闭合高低压系统。 2）活动中心：阿留申和冰岛低压、西伯利亚和北美高压。 3）海平面气压场说明了热力场影响的重要性：热力强迫以底层为主。 夏季：1）欧亚大陆为庞大热低压（亚洲低压和北美低压），两大洋为强大的副热带高压。反映了热力强迫差异显著。 2）赤道辐合带和副热带高压带北移。 3）风系发生巨大改变形成夏季风。形成原因：大气环流数值模拟表明，只在下边界施加热力作用，而除去山脉就能够复制十分真实的气候平均海平面气压场。因而地形强迫在决定急流高度处北半球定常波主槽主脊的位置上是主要因子，而热力因子在维持高纬海洋区低压上是十分重要的。因此，热力强迫以底层为主，动力强迫以高层为主。3、什么是瞬变波？说明北半球瞬变波的水平和垂直分布特征。定义：物理量对时间平均值的偏差，又称瞬变扰动，即：。反映大气的不稳定状况，以及偏离平均状况的程度。（1）水平分布特征冬季：1）扰动值一般从南向北增加到500N附近。 2）在400700N之间，扰动值有明显的纬向变化。 3）沿中纬带有3个大值中心：北太平洋、北大西洋、中亚的北部。大致对应于3个长波槽的下游地区。 4）瞬变波的扰动基本上由低频扰动造成，行星尺度波动和天气尺度波动也有相当贡献。夏季：1）夏季高度场分布与冬季相似，中纬度气流的瞬变扰动都有最大值，反映极锋急流的瞬变特征。2）夏季瞬变扰动最大值比冬季偏北10个纬度，并且强度要弱。3）冬夏温度场的方差分布在近赤道地区有很低的变率，而在中高纬度有最大的变率。（2）垂直分布特征 冬季：1）相关系数的地理分布有明显的差异。 2）中纬度海洋东部和地中海地区相关系数是大的正值，表明具有正压性。 3）北美大陆和欧亚大陆相关系数是小的负值，表明具有斜压性。4、什么是锋面，什么是锋面气旋，利用不同物理量说明冷锋的空间结果特征。锋面：冷暖气团的交界面处，气象要素不连续的过渡区。锋面具有很强的温度梯度、静力稳定度、绝对涡度和风垂直切变。锋面气旋：存在锋面的低压系统，主要活动在中高纬度，多见于温带地区，称为锋面气旋或温带气旋。在北方中高纬度地区，一般气旋和锋面联系在一起，是我国常见的天气系统。不同物理量说明冷锋的空间结果特征：a、 等位温线和等风速线：300hPa以下位温线的密集区为锋区，锋区上空为高空急流中心，急流中心至锋区为风的垂直切变大值区，200hPa为另一位温密集区以及风的垂直切变大值区。b、 位涡：急流附近位涡的产生是由湍流垂直输送引起的非绝热加热，在急流高度附近为最大值。c、 绝对动量：锋区可以m场梯度的不连续性确定。d、 m-格点分布：在锋区，m与近于平行；在切变区，近于垂直。5、说明冷锋附近的次级环流或垂直环流概况，并简述其特征。（P123-125）锋面次级环流：沿锋面垂直方向产生的环流，也称锋面垂直环流。（1）两个环流圈，锋前暖湿空气在锋面附近垂直上升，以后在中间层离开锋区的前方，而干冷空气在中间层从左向右呈气旋流动。（2）沿锋面上滑的湿空气与中间层干空气相遇。（3）锋面之前的下沉运动可维持逆温层，并把水汽限制在800hPa以下。（4）锋面之前有西南低空急流，并沿地面锋有一狭窄的强辐合带。300hPa处有极锋急流。（5）地面锋之上的暖湿上升气流，可以启动和维持深对流风暴。（6）锋后900hPa处东北气流最强，造成200km处有最低温区。6、绘图简述高空急流及其次级环流的结构特征和形成原因。（P138139）高空急流是指发生在300hPa以上，风速=30m/s的风速带。分类：副热带偏西风急流、极锋急流、热带东风急流。一般夏季副热带西风急流与极锋急流的最大中心在200hPa，热带东风急流的最大中心在150hPa。在急流区非地转偏差风很大。由于不考虑摩擦的水平运动方程：在AA线左侧，风沿x方向增加，du/dt0，v-vg0，即在急流中心的后部有超地转风存在vag0，使气块左偏产生西风加速。在入口区的南侧左偏引起辐散。入口区的北侧，左偏引起辐合，产生左侧下沉，右侧上升。热力直接环流。在BB线右侧，风沿x方向减小，du/dt0，v-vg0，即在急流中心的前部有次地转风存在vag0，使气块右偏产生西风减速，在出口区的南侧右偏引起辐合，出口区的北侧，右偏引起辐散，产生右侧下沉，左侧上升的热力间接环流。在急流中心du/dt=0，v-vg=07、什么是赤道辐合带，赤道辐合带具有哪些特征。（P198199）定义：南北半球两个副热带高压之间气压最低、气流汇合的地带。特征：（1）ITCZ是热带环流中重要的行星尺度系统，在海洋上可以产生很长的热带云带。（2）ITCZ一般不在赤道上，位于离赤道一定纬度的地方；（3）ITCZ在海洋上纬向位置的季节变化比陆地上要小。（4）在北太平洋，ITCZ位于赤道与15N之间，910月位置最北。在北大西洋，ITCZ位于赤道与10N之间，其最北位置也是出现在910月。（5）陆地上的辐合带一般与太阳加热的季节进程一致。（6）海洋上的辐合带一般出现在暖SST（海表温度）区域。（7）ITCZ所有变量的分布对辐合带几乎是对称的，并且季节变化不明显。气压在辐合带槽线处最低，经向风吹向槽内。气流的稳定度很小，辐合带的暖心结构很明显，最暖层次在对流层上部，辐合带表现为明显的湿区。8、说明低纬度大气环流的动力学特征，及其与中纬度的差异。（P204208）（1）热带天气尺度热力学变量的相对变化比中纬度的准地转运动约小一个量级。（2）热带天气尺度运动是水平无辐散的，行星尺度系统是有辐散的。热带天气尺度系统无辐散性指散度项比中纬度小一个量级或者非对流区的散度比中纬度地区小一个量级。（3）热带地区存在着不同类型大尺度低频变化的流型或波动。在不同的环境条件和强迫作用下得到了一些不同类型的大尺度流型或波动。纬向波数1：向西和向东传播的重力波；向东传播的凯尔文波；向西传播的混合Rossby波MY波；斜压和正压的Rossby波。（4）热平衡有明显的地理差异：1、沙漠或干旱地区：沙特阿拉伯地区 2、季风区：南亚及孟加拉湾地区3、热带海洋：介于两者之间，如阿拉伯海（5）积云对流及其垂直输送的重要作用。积云对流是热带大气经常观测到的现象，大部分热带降水都来自对流云，对许多热带天气系统的结构和发展起重要的作用，尤其是深厚的对流系统。9、试用不同的物理量说明夏季风的特征，并图示说明亚洲夏季风系统成员结构。（P215）夏季风特征：降水：亚洲夏季风降水有四个大值区：孟加拉湾、印度半岛、中印半岛中南部和菲律宾西部。在将水区出现明显的上升运动和对流云区，而在中东、中亚和北非地区主要盛行下沉气流和晴空区。OLR和垂直速度：亚洲夏季风季风区的平均OLR和垂直速度分布也表现出类似的大值中心。水汽输送：从南印度洋由东风向西输送，然后通过索马里急流输送到阿拉伯海，经过孟加拉湾和中印半岛到达南海地区，在那里转向北，进一步输送到东亚地区。亚洲夏季风系统成员结构：11（1）马斯克林高压（2）印度北部的季风槽（3）东非的跨赤道低空急流（4）印度北部的季风雨与云区（5）西藏高压（6）热带东风急流系统配合：从大范围高压区(1)低空气流流向季风槽(2)，气流有时在(1)和(2)之间加速，经常观测到低空风最大值。在季风槽中有大面积云区和上升运动(4)，沿高空东风急流(6)上升气流由高层反气旋(5)向外辐散流出。这些系统由此构成了复杂的局地哈德莱环流。10、什么是季风，说明季风形成的原因，及印度季风爆发的原因。（P217225）定义：季风是行星尺度的环流系统，是近地面层冬夏季盛行风向接近相反，且气候特征明显不同的现象。季风形成的原因：近年来，有人提出了全球季风的概念，认为行星热对流是季风的第一推动力，而地表特征（包括海陆热力差异）所导致的准定常行星波是第二推动力。 印度季风爆发的原因：（1）海陆热力差异，尤其是青藏高原与其周围海区的热力差异是造成亚洲夏季风爆发的主要驱动力。（2）季风的爆发与低纬赤道西风的加强有关，尤其是与东非沿岸的跨赤道气流或索马里低空急流有关，而这最终与南半球寒潮过程和马斯克林高压的发展有关。56月索马里急流的迅速北推和加强与季风的爆发有一定的关系。（3）可能与沙特阿拉伯热低压的发展有关。热低压的发展加强了南北气压梯度，加速偏西气流，使索马里急流中的跨赤道气流能转变成稳定的西南气流。（4）与一种爆发性涡旋有关。在季风爆发之前或期间，在阿拉伯海东部会观测到有气旋性涡旋迅速加深和发展，带来偏西风和降水，导致印度季风的爆发。爆发性涡旋是形成在加强的西风气流的气旋性切变一侧。（5）受到中纬度天气系统的影响。当欧洲地区在过渡季节盛行阻塞高压时，会使西风带分支，其南支仍可流过喜马拉雅山以南，这使冷高压常侵入印度北部和中部，不利于季风的爆发，导致夏季风的延迟爆发。印度北部高空西风带消失和东风带建立的时间早晚与季风爆发的早晚也有一定的关系，西风带退的晚，爆发也晚。（6）大尺度非绝热加热的作用。研究认为夏季风的爆发与大尺度加热的不均匀分布有密切关系。在季风爆发时期，旋转风、辐散风动能和有效位能随时间增加，要求有净的加热不均匀分布首先制造有效位能。以后有效位能必须把能量转换成辐散风动能，最后辐散风又把能量转换为旋转运动。因此加热场对季风环流系统发展的重要性。（7）低频振荡的作用。主要是指1025天与3060天低频振荡，其对夏季风爆发有明显的触发作用，尤其是在它们锁相时期。11、说明亚洲冬季风的系统成员结构，并简述冷涌的启动机制。（P261）(1) 西伯利亚高压(2) 印度尼西亚的季风槽(3) 对流层下部的季风涌 (4) 马来西亚南部和印尼的降水(5) 西太平洋高压(6) 冬季的副热带急流冷涌爆发的启动机制主要是中纬的斜压扰动。冷涌的启动机制主要有两种：一是黄河/东海地区的下沉运动，这由长波槽传播的一些短波槽的斜压加强引起。地面辐散流推动冷空气向南移动。这种下沉运动是日本上空东亚急流入口区直接环流的一部分。上升区一般位于下沉区以南10。纬距的地区。因而东亚冷涌从冷空气源区释放纬向有效位能。另一个机制是气候的季风环流对中纬过程影响的一种非地转补偿现象。当移动性槽进入平均急流的汇合区时，可增加西风动量的辐合从而引起迅速的西风加速。相当于急流强度增加的次级环流在入口区是热力直接的，在出口区是间接的。这些环流随着急流一起移动，在通过亚洲沿岸时，直接次级环流可增强季风环流圈。随着大陆气压上升，南海气压下降，地面出现强偏北变压，这就是冷涌。12、什么是季风扰动，具体有哪几类，并简述季风低压的结构特征。（P229）定义：1、季风低压2、对流层中层气旋3、热低压季风低压结构特征：1） 低压在700hPa最强，从地面到400hPa可以看到闭合性气旋环流，200hPa上由于高空东风很强，没有显著环流。2） 海平面气压场上低压中心的气压约为990hPa。3） 700hPa以下是冷心，以上是暖心。4） 在偏南气流中相对湿度很高。5） 上升运动区，强对流活动的云雨区一般出现在低压以西，它对低压涡旋维持的动力学有重要意义。低压的降水率可达1020cm/d。6） 低压南侧有很强的西风分量，可达到低空急流的强度。7） 另外南风与北风的分布比较对称。13、说明中、低纬度大气环流的相互作用情况，并分类说明。（268271）中低纬大气环流的相互作用可有五种情况。1) 冷涌。无论是同一半球的中低纬相互作用或两半球之间的相互作用，冷空气爆发或冷涌都起着非常重要的作用。2) 热带云涌。在某种有利的大尺度环流形势下，热带云系可以大范围地向北涌进。这种热带云系大量向北推进会影响中纬度地区的天气。中纬度地区的有些坏天气是与这种云涌现象密切相关的。可以看到从热带辐合区有一条云系有规律地向北伸展到中纬度。同时从北方有冷空气下来，则在中纬度造成一次坏天气（强降水）过程。3) 中纬度系统与台风云系的相互作用如果台风在西移过程中遇到高空槽，则台风云系在高空槽槽前西南气流的影响下，可以向东北方向伸展很远，有时可达上千千米，远远超出台风环流本身影响的范围。这种由台风伸展出来的长云带对其所经过的天气有明显的影响。当这种涌向东北方向的长云带最后与中纬度温带气旋云带连结，这表示热带的热量和水汽向西风带大量输送，它们对西风带环流和天气有明显影响，有利于建立和增强秋季的行星环流。4) 赤道降水和副热带急流异常强的赤道降水产生的潜热释放可引起哈得来环流的加速，结果在赤道降水异常强的经度范围内，使纬向风加速。5) 高空急流的相互作用当急流所在的纬度发生变化时，高空急流可以深入到热带，在那里从高空施加强迫作用而产生许多天气。随着赤道降雨的增加，向极地流出的增加，反过来又使副热带急流加强。14、什么是中尺度天气系统，有哪些天气现象，中尺度系统的基本特征有哪些。（P309，P361362）（1）中尺度天气系统中尺度气象学主要是研究25250km水平尺度的天气现象和天气系统（又称中系统），主要是指强风暴等有组织的雷暴或对流系统，还包括其他一些天气现象和天气系统的研究，如山脉背风波、海陆风、锋面中的中尺度结构，强斜压区，高低空急流中的风速中心，热岛效应和严重空气污染区等。（2）天气现象包括：下击暴流、雷暴、暴雨、大风、沙尘暴、龙卷、冰雹等。（3）中尺度系统的基本特征1) 空间尺度小，生命期短。中尺度系统的水平尺度一般在100200 km，其垂直尺度为10km左右，生命是一般在几小时到十几小时。2) 具有较强的垂直运动。中尺度系统的涡度和散度的量级一般比天气尺度大一个量级，即散度10-4s-1,涡度10-4s-1。有些强烈的中尺度系统的散度可达10-3s-1。垂直尺度的量级在几十cms-1到1ms-1.由于有较强的垂直运动，因为可以造成对流活动有强烈的发展。3) 气象要素梯度大。气压可达1-3hPa/km，温度5C/10km。变温变压值很大，如飑线过境时，变温为10 C/15min,变压为6hPa/15min ，由于气象要素的梯度大，故中尺度系统能造成激烈的天气。 4) 非地转平衡。由于加速度项与地转偏向力和气压梯度力具有相同的量级，在中尺度系统分析中一般不能运用地转风关系。在实际分析中，常常会发现风向和等压线有明显的交角，甚至出现相垂直的情况。在中尺度系统强烈发展的情况下，这种非地转平衡的特征尤为明显。5) 非静力平衡。在旺盛的对流云内，空气不符合静力平衡的假定，浮力可以使气块产生很大的垂直加速度。15、什么是飑线？什么是下击暴流？说明两者的形成过程。（1）飑线是一种传播性线状的激烈对流系统，其水平尺度150300km，时间尺度在410h。形成过程：当雷暴中冷的下沉气流到达低空和地面时向四周形成流出气流，大多数冷而密度大的空气留在雷暴尾部接近地面的浅层中，也有相当大一部分流向风暴前方。由于这种流出气流具有中层环境空气的较大水平动量，因而在低空可以造成强风，其前缘就是飑线。（2）下击暴流:雷暴中的下沉气流和流出气流，有时很强，在地面和地面附近引起破坏性大风，摧毁建筑物和造成飞机失事，把这样一种强下沉气流区（包括下沉气流和流出气流两者）叫做下击暴流。形成过程：下击暴流的形成是与雷暴云顶的上冲和崩溃紧密联系着的。上升气流在其上升和上冲的过程中，从高层大气运动中获得了水平动量。随着上冲高度的增加，上升气流的动能变为位能(表现为重、冷的云顶)而被储存起来。以后，一旦云顶迅速崩溃，位能又重新变成下降气流的动能。重冷云顶的崩溃取决于雷暴云下飑锋的移动。飑锋形成后，它加速朝前部的上升气流区移动。随着飑锋远离雷暴云母体，维持上升气流的暖湿气流供应逐渐被飑锋切断，于是，上升气流迅速消失，重、冷云顶下沉，产生下沉气流。下降空气由于从砧状云顶以上卷挟了移动快、湿度小的空气，增强了下降气流内部的蒸发，同时，这个下降气流的单体，由于吸收了巨大的水平动量，而迅速向前推进，这样，下降气流到达地面时，就可以形成下击暴流。16、什么是位势不稳定层结，什么情况下有利于位势不稳定层结的形成？（1）是指对流不稳定( )和静力条件不稳定( )的结合。（2）位势不稳定的形成条件：主要取决于高低层水汽和热量平流的差异。即高层冷平流或干空气平流，低层是暖平流或湿空气平流，或者中低层比上层增暖明显。造成平流差异的两个条件：要有明显的垂直切变和明显的水汽和温度差异，产生位势不稳定，即高低空se 差异大。17、雷暴发生的三要素及强风暴发生的天气条件。（P315316）一般雷暴发生三要素：丰富的水汽，条件不稳定层结和抬升气块到凝结高度的启动机制。强风暴系统发生的天气条件（必要条件）：（1）位势不稳定层结，并常有逆温层存在；（2）低层有湿舌或强水汽辐合；（3）有使不稳定释放的机制（如低空辐合、重力波、密度流、地形等）；（4）常有低空急流存在；（5）强的风垂直切变；（6）中层有干冷空气等。18、各种物理条件对强风暴发生发展的作用。1) 水汽、位势不稳定（能量）和上升运动（触发）是强对流系统发生的基本条件。如果满足这3 个条件可以出现雷暴甚至强雷暴。2) 为了使普通的短生命期雷暴转变为长生命期的强风暴，需要有强的环境风垂直切变，因而垂直切变可称为转换条件。3) 为使强风暴能够强烈发展或增强，还必须处于有利的形势或地区，如高空辐散场下方和有利地形的作用，这些条件可叫增强条件。如果具备了上述3 个条件，就可能出现生命期长的强风暴系统，否则只出现生命期短的雷暴或弱雷暴。19、风垂直切变和环境干空气对雷暴天气的作用各有哪些，说明原因。1、风垂直切变对雷暴天气的作用一般认为环境风的切变有碍于雷暴的发展；而对于强雷暴，风的垂直切变不但不阻碍雷暴的发展，而且通过雷暴内部气流与环境风的相互作用有利于雷暴的维持和发展。许多个例分析表明，强垂直切变是使普通短生命期小雷暴转变为长生命期的强风暴的主要条件。一般风的垂直切变对强风暴有四个方面的作用：（1）在切变环境中使上升气流倾斜，这使上升气流中形成的降水质点能够脱离出上升气流，而不致会因拖带作用减弱上升气流的浮力。（2）可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和低层冷空气外流。以后通过强迫抬升使流入的暖湿空气更强烈的上升，从而加强对流。（3）造成一定的散度分布，有利于风暴在顺切变处不断再生，使雷暴向前传播。（4）能产生流体动力学压力。在风暴右侧有利于新的对流单体增长。原因：（2）因为干冷空气按干绝热下沉增暖，到达低层时温度较高，强迫抬升使流入的暖湿空气更强烈的上升，从而加强对流。(3)关于垂直切变对雷暴散度场的影响：风速随高度改变而风向不变情况，云中由于有强的乱流活动使上下层动量混合，造成在垂直方向切变消失，成为较均匀的风分布。因而在云的前部低空有辐合，高空有辐散，产生上升运动，有利于新雷暴单体出现，而在云的后部则相反，使风暴减弱，这种过程使风暴不断向前传播。；风向随高度变化，（风向随高度顺转时）在雷暴前进方向右侧低空有辐合，高空有辐散有利于新的对流单体在右前侧形成，而在后侧高空辐合，低空辐散，不利于新单体形成；在风随高度逆转情况下，在雷暴方向左侧有利于新单体的形成。2、环境干空气对雷暴天气的作用雷暴一般是在干冷的环境中增长或发展起来的，这种干冷的空气通过两个作用影响雷暴的发展：一是通过补偿的下沉运动；一是通过吸入作用。补偿的下沉运动：在积云中上升的空气总量在云外要引起向下的补偿质量输送。下沉空气是按干绝热下沉压缩增暖的，这减少了云内外的温差和云空气的浮力。另外云外的下沉气流也可产生拖带作用阻碍云中的垂直加速度。吸入是指从对流云环境中吸入空气，并且与云中上升气流或下沉气流的饱和空气相混合，影响云中气流的热力特征及垂直运动的过程。云在上升过程中，由于混合有大量云外空气卷入云内，云外的空气是未饱和干冷空气。云中空气通过与云外空气的显热混合和云中水份在吸入空气内蒸发而变冷，使云内外温差减小，相应云中浮力减小，上升气流的动能减小，云所达到的高度降低，从而使云的发展受到影响。（抑制作用）吸入的促进作用：下沉气流中包含有凝结的水份，是按湿绝热下沉增暖的。从中层吸入的干冷未饱和空气与饱和空气混合后使其中水份蒸发而造成冷却，这样到达地面的空气温度低，成为冷的流出气流。进入下沉气流的环境空气具有中层环境的较高动量，这使下沉气流能穿过