高等天气学(大气所考博真题知识点归纳)讲解

1、41一.定常波：定义：把纬向平均环流偏差的时间平均定义为定常波，即了。它表示时间平均图上的纬 向偏差值，又称定常涡旋项，主要反映大气活动中心、高空平均槽脊以及季风等特征。其三 维结构主要用半球时间平均场的纬向不对称分布和经度一高度剖面图表征。形成原因：定常波的形成主要是地形和非绝热加热分布不均匀性强迫的结果，两者对于定常波的维持都 是十分重要的。但热力强迫和地形强迫产生的定常波有不同的结构。热力强迫的扰动尺度比 地形强迫的大，尤其是在对流层上部。它们的位相随高度也有更显著、更系统的向西倾斜。 对大气环流的作用：定常波对热量、西风动量、位势高度有经向输送作用：（1）热量以50N为中心有很强的向

2、北输送，这与中纬度定常波槽脊随高度有明显的向西倾斜有关。向北的输送有两个最大值区, 一在对流层上部和平流层下部，一在近地面附近。（2）动量通量分布的特征在50N以南有 向北的输送，50N以北有向南的输送。这种输送特征与定常波槽脊在副热带有西南一东北倾 斜，在中高纬有东南一西北倾斜的特征有关。（3）因为地转风对位能的经向输送沿纬圈的平 均值为零，因此定常波对位能的输送代表的是非地转运动的作用。这种输送的主要特点是在 中纬度有明显的向赤道输送。定常的输送与瞬变波的输送相比一般较弱，了和滔之差特别明显。但是定常波的输送 在热量、动量和涡度的局地时间平均的收支中起着重要作用，因而定常波和瞬变波的相对重

3、 要性不能只以上述方差和协方差量值来决定。北半球冬季定常波主要特征：（1）200hPa高度场在高纬度和低纬度有不同的流型，中纬度有明显的纬向动量向极通 量，这种向极通量表示有一个从高纬流型向低纬流型的EP通量。因此低纬度流型的波动部 分是由较高纬度的波动所强迫。中高纬负值中心位于140E和70W。在30N附近高度场分布 有明显突变现象，30N南北高度场有明显反位相分布。（2）地形作用是确定北半球冬季急流层次上定常波的主脊和主槽位置的主要因子，而 热力作用对维持高纬度洋而低压起重要作用。比如，500hPa高度场在西藏高原和落基山上 空有西北气流，气候平均急流向极一侧有明显下游糟。海平而低气压位于

4、高纬度海洋上，等 压线沿海而线密集。GCM数值模拟中气候平均海平面气压扰动可由下边界热力影响产生。（3）定常波垂直结构。在较高纬度上位势高度场随高度向西倾斜，而且定常波倾斜向 上伸展到平流层下部，这种西倾反映了定常波的热量通量在各层上都是指向极地的。高度场 中定常波振幅随高度明显增加直到对流层顶，这表明定常波的垂直结构中有一个相当正压分 量（即随高度没有位相倾斜）。在对流层顶上，特别在低纬度，高度场振荡的振幅随高度增 加而减小；N7和亓都与高纬有一明显反位相分量。（4）在低于700hPa处,低层由定常波引起的向极热量通量特别大，厂和尸之间的相关系 数达0. 8左右。地面温度场的极大值和极小值多

5、数位于高度场中相应值的两边约四分之一波 长处，而高度场表现出随高度明显西倾，这种特殊的低层结构在北半球夏季和南半球冬夏季 的定常波均不存在。北半球夏季定常波主要特征：（l） 200hPa上，夏季定常波在30N附近达到最大振幅，在这个纬度上，200hPa高度场的主 要特征是青藏高原和两个大洋中部的低槽（即太平洋气旋和大西洋气旋）。其次，大西洋槽 扩展到地中海；而北非和落基山存在高压。（2）海平而气压场中，上述系统均反位相。这些系统的垂直结构类似于热带天气系统的垂 直结构。这是由于较暖的大陆和较冷的海洋之间的热力对比。这种结构在夏季定常波位势高 度及温度的沿30N经度一高度剖面图上也很明显。而由2

6、00hPa高度场和海平面气压场来看, 热带型结构的影响一直延伸到太平洋和欧亚大陆相当高的纬度。这两个层次上的高度场干 的位相是相反的。夏季定常波高低层的反位相可以认为是下垫而的加热和冷却作用，而热带 型结构伸展到较高纬度又并非是季风作用，因此在形成夏季定常波中分辨热力和动力作用是 困难的，尚待研究。（3）夏季定常波的垂直结构有随高度，向东倾斜的特征。这反映了夏季定常波地形强迫作 用不是主要的，而地形强迫作用主要表现在大地形上空是脊的形势，在大地形的西侧有明显 的短波槽。东倾特征在500hPa上较明显，200hPa、700hPa之间都有。槽脊的距离在1000 公里的量级，小于冬季特征半波长。北半

7、球定常波的经向结构：（1）定常波动能的纬向分量是占主导地位的。这说明定常波的纬向尺度大于经向尺度。（2）冬季纬向定常波动丁的最强中心位于36N附近。在该纬度上恰是亚洲和北美东岸的 强急流以及欧洲和北美西部较弱的西风带，在该纬度上也伴随着较大的纬向动量的向极通 量。在10N附近具有定常波动|了的第二极大值。这和定常波的纬向扰动深入到热带地区 有关，这个极大值是以西风动量的向南通量为特征的。（3）夏季，7月的极大值在15N附近，位于对流层上部大洋中部槽区，7的极大值在 35N附近，在40N以北夏季定常波动能比冬季小得多。（4）纬向动能和经向动能产都是冬夏季较强，转换季节较弱，而经向分量冬季比 夏季

8、更强。最大值中心随季节位置有变化。二.瞬变波定义：大气变量A对时间平均的偏差称为瞬变扰动，又称瞬变涡旋项，即A=A-其中又有 A =A+A，A表示瞬时的纬圈平均对其多年平均值的偏差，称为瞬变纬圈平均项或瞬变轴对称（纬向平均）环流。就逐日相对于多年月平均而言，这部分主要反映指数循环过 程：就逐年、逐月平均相对于多年平均而言，可以反映年际和季刊变化。A,表示瞬时偏差, 称为瞬变涡旋项或瞬变纬向波动。主要反映了天气尺度系统，如移动性气旋、反气旋、锋而、 斜压扰动等系统。瞬变扰动的强度和特征取决于取样或平均时间间隔。瞬变扰动的强度一般 用某一种物理量的均方根或方差来表示。对大气环流的作用：瞬变涡旋是由

9、时间平均气流的不稳定产生的。它的主要作用是进行顺梯度的水平热输送，以 此减少水平温度梯度（或斜压分量）。中纬度瞬变涡动动量的主要作用是增强时间平均气流 的正压分量和补偿地面摩擦作用。自由大气中水平瞬变涡动通量的净局地作用是耗散性的。 这不仅对纬向平均的时间平均气流是如此，对定常波也是如此。瞬变涡动的斜压过程（热通量）在瞬变涡动与时间平均气流的相互作用上超了正压过程（动 量和涡度通量），但这并不意味着两者在瞬变扰动的内部动力学及气流的每日局地变化上也 是如此。E-P通量：在研究瞬变涡度与平均气流的相互作用时，可以在y, p平而上定义一个向量E = E（y）j + E（p）k = -,，一来讨论水

10、平瞬变涡度动量通量和热量通量对纬向平均时间平均气流的影响，这个向量称为 E-P通量。其中4表示A的纬向平均项，T为A的纬向偏差项，-也，口为涡动动量的经向通量，一W%为涡动热量的经向通量。E-P通量中以热量通量为主，决定了 E-P通 叫量的垂直分量。而动量通量决定了 E-P通量的水平分量，在大部分地区是负的（辐合），这 会使东风加速。E-P通量的散度等于位涡的经向瞬变输送，即有：E = W*g*,其中夕* 为准地转位势涡度。涡动热输送的基本特征：（1）热量通量向量是顺梯度的（从高值平均温度到低值平均温度），也即减小平均温度梯度。 这些通量趋于向亚洲东北部和加拿大东北部辐合，而在较暖的海洋上辐散

11、，其作用是分别破 坏该处定常温度场的负距平和正距平。因为时间平均的温度场的纬向偏差代表了定常波的有 效位能，因而瞬变热输送可以看作是这些波动能量平衡中的消耗机制。（2）瞬变涡动热输送主要是由石悠成部分完成的。在300hPa,在海洋东部和邻近大陆区， 瞬变涡动热输送是沿着平均温度线方向的。这种情况下，北美西部和西欧地区有明显的向赤 道方向的经向输送，即逆梯度输送。在这两个地区扰动更常处于衰减阶段，而非增长阶段。 300hPa无旋的涡动热输送主要是顺平均温度梯度的，虽其量值只是850hPa层的40%左右，但只有无整部分对热量输送的辐散辐合才是重要的。（3）冬季700hPa上，北美和亚洲东岸出现南而

12、冷却、北而加热的偶极性分布，而其间的零 线大致分别对应两个主要的风暴路径。因而可知：发展的移动性气旋在产生垂直其路径的热 通量，并在其南侧造成冷却、北侧造成加热上起着十分重要的作用。（4）冬季700hPa水平涡动热输送的辐合图上，辐散区主要由低频扰动（1090天）引起, 这与风暴路径情况不同（主要由天气尺度扰动引起）。（5）中纬度对流层的瞬变涡动的垂直输送与有效位能向动能的转换有关。Tw和而有很 好的相关，这种情况与斜对流的概念一致（暖空气向北上升，冷空气向南并下沉），因而两 者在两个气旋生成区都有很大的值。（6）在北美、亚洲两支急流入口区和风暴路径区，最大的向北热能量位于近地面附近。在 20

13、0hPa有较弱的次最大值。由急流入口区和风暴路径区向东，向极地的热通量输送强度增 加。大陆西部为明显的三层结构，在850hPa和200hPa有最强的向极地热输送。对于纬向平 均分布，300hPa有最小值，这主要是由大陆5OO-25OhPa层中有向赤道（负的）的热输送引 起。其它输送量的基本特征：（1）瞬变涡动对动量水平输送的通量散度分布依地区而异。在北美西部和西欧时间平均的 纬向气流较弱的地区，西风动量的涡动通量趋于辐合：反之，定常气流较强的东亚地区，通 量趋于辐散。但在平均急流的风速最大值区附近，涡动动量通量的作用比平均气流对纬向动 量的平流要小。瞬变涡动的动量输送对平均气流的强迫作用在对流

14、层上部和平流层下部有最大值，常常 能使平均副热带急流北移，并且在抵消由地而摩擦造成的平均涡源涡汇的作用上也很重要。北美急流入口区有强的向极地输送，最大值位于急流轴偏北一些的地方。亚洲急流入口 区的输送要弱得多。动量通量强烈的向45N附近的风暴路径轴区辐合。大陆西部在中纬度角动量有强的向极输送。对于纬向平均分布，在对流层上部有强的向 北输送，这是由大陆西岸和海洋风暴路径以南地区的向极地输送共同引起的。（2）瞬变涡动对位势高度的水平输送的通量向量是顺着升等值线的，并且以顺时针方向 围绕位势脉动的最大值的中心分布。此外，这些通量向量的量值应正比于户场水平梯度的 绝对值。在急流入口区和风暴路径区，对位

15、势高度的输送在40N以北是向极地的，以南是 向赤道的，在大陆西部主要是向赤道输送的。对于纬向平均分布，输送值很小，这是因为经 向输送的地转分量当对一纬圈平均时其值为零。（3）瞬变涡动对位涡的水平输送与热量、动量通量有关。在对流层顶附近，瞬变涡动对位 涡的输送趋于向地而气旋上方的地区辐合，而从地而反气旋上方区向外辐散。位涡输送的纬 向平均值主要表现为向极地输送。最大值出现在40N和对流层顶附近。在急流入口区相应于最大纬向风速区位涡是向赤道输送的。风暴路径区的中纬度地带、大陆西岸对流层顶附近 是向极地输送。三.锋生局地锋生在局地坐标系中，当某一属性（如温度）在某时刻沿锋而两侧的梯度随时间而增大的现

16、象叫 作局地锋生。可导致锋生的物理过程：（1）水平变形场。气流在一个方向上伸长，同时在另一个方向收缩。（2）水平切变运动。 （3）垂直变形场，在一个水平方向上的收缩和可引起补偿的垂直位移。（4）垂直运动分布 的不均匀。（5）地面摩擦。（6）湍流和混合作用。（7）非绝热加热，包括潜热释放，感热加 热（主要在地而）和辐射过程。四.低空急流定义:低空急流（LLJ）指对流层中下部，风速最大值在12或16m/s以上，一般可达1525m/s 的急流，它在850hPa或700hPa （1.5 3km）最明显，是一种动量、热量和水汽的高度集中 带。它与暴雨、峋线、龙卷、雷暴等天气有密切关系。特征：（1）很强的

17、超地转风。在夏季，对流层气压梯度和温度梯度都很小，这种温压场结构所造 成的热成风不足以维持急流轴以下很强的风的垂直切变。一般情形下，实际风速超过地转风 20%以上。这种超地转风特性与暴雨的发生有密切关系。（2）有明显的日变化。低层风速一 般在日落时开始增大，而到凌晨日出之前达到最大值，这时风的垂直切变也最大，急流结构 最清楚。急流在夜间加强的现象常用来解释雷暴和暴雨常出现在夜间的观测事实。（3）小的 Ri数分布。在低空急流区内，里查逊数（Ri）往往很小，甚至为负值，这有利于对流或中尺度 天气的发展。（4）强风速中心的传播.在一次暴雨过程中，可观测到几个风速最大值中心沿 急流轴向下游传播，每一个

18、风速最大值几乎由一垂直环流圈伴随，风速最大值前部为上升运 动，后部为下沉运动，随着风速最大值的传播，热量和水汽的中尺度最大值也沿急流轴传播。 一般认为沿LU轴传播的中尺度风速脉动或风速最大值甚至比低空急流本身更为重要。 分类：（1）大尺度的准定常急流或强风速带。如北美落基山以东急流、东非沿岸索马里急流。（2） 与地形无关，而与中纬度系统（如锋面、气旋、低涡、高空急流中心等）有关的低空急流。 这种急流主要出现在冷锋前或低压中心南恻，有时在暖锋前。（3）与激烈的强对流活动和暴 雨有关的中尺度急流。急流主要出现在900-600hPa, 一般在暴雨带南侧通过，常表现为大尺度急流带中的强风速中心，其日变

19、化不明显。如梅雨锋上的低空急流。一般认为这种急流 是暴雨或对流活动的结果，由于水平动量的垂直混合过程造成。作用：（1）通过低层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结。（2）在急流最大风速中心的前方有明 显的水汽辐合和质量辐合或强上升运动，这对强对流活动的连续发展是有利的。（3）在急流 轴之左前方是正切变涡度区，有利于对流活动发生。（对暴雨和强对流天气的作用）五.暴雨形成的各项物理条件一般情况下这些条件应包括位势不稳定：逆温层；低空湿舌或水汽辐合；释放不稳定的 机制，如低层辐合区、重力波、密度流、地形抬升等；低层和高层急流；风的垂直切变、卷 入等。在上述热力和动力条件中低空急流和边界作用十分重要。一般

20、日降水量达到或超过50mm的降水称为暴雨，暴雨发生发展的物理条件是源源不 断的充分的水汽供应，大气饱和比湿相当高：持续而强烈的上升运动和大气层结的不稳定， 因为如此大的垂直运动只有在不稳定能量释放时才能形成。大中小各种尺度天气系统和下垫 而特别是地形的有利组合可产生较大的暴雨。对不同历时、不同笼罩而枳的暴雨起主导作用的是不同尺度的天气系统。小系统积雨云 是产生暴雨的降水单体。它的水平尺度为几公里，生命史仅1030分钟，降水强度很大，笼 罩范围小。中尺度系统有若干个积雨云的对流活动，形成雨带，水平尺度为10300公里， 持续时间为几小时，雨量可达到每小时10亳米以上，产生暴雨区。天气系统可多次产

21、生中 尺度系统和雨带，水平尺度在1000公里上下，持续时间约半天到3天，形成大范围雨带。 此外，组成大气环流主要因子的行星尺度系统，影响大范围降水区的稳定或移动，决定暴雨 区水汽的输送，对长时间大面积的持续暴雨有重要影响。中国大范围暴雨：中国大范闱暴雨的天气系统主要有西风带低值系统和低纬热带天气系统。前者包括锋、气旋、 切变线、低涡和槽等，影响全国大部分地区。后者包括台风（热低压）、东风波和热带辐合 带，主要影响华南和东南沿海各地，但个别深入内地的台风也能产生特大暴雨。此外，在干 旱半干旱的局部地区热力性雷阵雨也可以造成短时小而积的特大暴雨。中国的持续性特大暴雨常在下列两种天气形势下发生：（1

22、）高空为纬向环流型，副热带高压 从北太平洋西伸，中纬度西风带上多小扰动，高纬度乌拉尔山和鄂霍次克海附近常有阻塞高 压。每当西风带上有一个小低压槽过境时，就下一场暴雨，而当连续有几次小低压槽过境时, 便造成持续性暴雨，如长江流域的梅雨期暴雨和华南前汛期暴雨。（2）高空为经向环流型， 副热带高压偏北，日本海上有一副热带高压单体，中纬度西风带南北风的分量较大，长波槽 在日本高乐和青藏高压之间。西南地区的低涡常沿长波槽前的西南气流北上，在日本海高压西侧的长波槽产生持续暴雨。六.Elnino Lanina和南方涛动定义:厄尔尼诺是一种海洋现象，一般它是指南美沿岸海洋水温的异常增暖，通常在秘鲁和智利沿 岸

23、地区同时有暴雨出现。目前一般用（0-10S, 180-90W）区域的平均海表水温来代表赤 道东太平洋的SST。当赤道东太平洋SST持续出现较大的正距平时，即称为发生了臼Nino 事件：当赤道东太平洋SST持续出现较强的负距平时，则称发生了反臼Nino事件，又称 La Nina。根据El Nin。事件开始的时间可将其分为春季型和秋季型，春季型多开始于5月， 秋季型多开始于78月。根据El Nin。持续的时间可分为1年型（持续时间为1年）和持 续型（持续2年时间）。一般地，秋季型也常为持续型。一般的厄尔尼诺事件是冬春形成， 到年底发展最盛，翌年冬春增暧过程结束。南方涛动：南方涛动是一种行星尺度的振

24、荡现象，用来描述热带东太平洋和热带印度洋地区气压场变化 的跷跷板现象，其最大的振幅出现在波数1中。具体地说，太平洋一些台站的气压和印度与 爪哇的降水有同时增加的趋势，而此时印度地区的气压减小。换言之，相对于平均值，当太 平洋气压是高的情况下，从非洲到澳大利亚的印度洋地区气压是低的。降水的变化方向与气 压相反，当太平洋一些台站气压升高时，在该处降水减小，而印尼一带气压降低，降水增加。（1）南方涛动与赤道太平洋的降水有密切关系，在SO的正位相阶段（南美气压升高，澳 大利亚气压降低）赤道太平洋的台站降水一般偏少，是干期，而在负位相阶段情况大致相反。（2）南方涛动与中东赤道太平洋的海表温度有密切关系。

25、SO指数与秘鲁沿岸海温呈反相关, 这是联系El Nion和SO及其有关现象的依据。一般用南方涛动指数（SOI）描写SO。它实际上是东太平洋与印度洋地面气压的差值。目 前最常用的SOI是塔希堤和达尔文之间的标准海平面气压差。SOI为负数表示东太平洋气压 低于印度洋气压，SOI为正数表示东太平洋气压高于印度洋气压：而负SOI往往同赤道东太 平洋SST的持续正异常相联系。一般在高SOI时期，赤道东太平洋和秘鲁沿岸的SST相对 偏冷，热带主要降水区位于印度尼西亚地区，沿赤道的Walker环流较强，经向Hadley环流 偏弱，东南信风较强。相反，在低SOI期，东南信风较弱，赤道中太平洋有最强降水中心,

26、Hadley环流加强，而Walker环流减弱，赤道东太平洋SST增暧甚至出现El Nino事件。ENSO现象：ENSO是厄尔尼诺（ElNino）和南方涛动（SouthernOscillation）的合称，因为两者之间有 非常好的相关关系，是大尺度海气相互作用的突出反映。当赤道东太平洋SST出现正（负） 距平时，南方涛动指数往往是负（正）值。ENSO既包含有高SOI和低SOI的特征，又包 括赤道东太平洋的暖水事件（ElNino）和冷水事件（LaNina）：而且这种现象和事件的发生 又都有37年的准周期性，因此近年ENSO又叫ENSO循环，即暖状态（包括ElNino和低SOI特征）和冷状态（包括L

27、a Nina和高SOI特征）的循环出现。厄尔尼诺事件的SST 异常分为两类，其一主要在太平洋东部（秘鲁沿岸）增暖，并且暖区向西扩展：其二主要在 赤道中东太平洋出现大范围增暧，并且暖区由西向东扩展。ENSO发展过程：（1）先兆阶段，春初南美沿岸出现增暖前的时段。盛行于热带太平洋的偏东信风在北澳大 利亚一印尼低压区辐合，上升并造成显著的云量和降水。在高空空气向东回流并在干冷的东 南太平洋高压区下沉，此即为瓦克环流。El Nin。发生的前兆之一是瓦克环流的高空支东移， 即移到新几内亚与日界线之间的地区。同时澳大利亚达尔文港的地面气压上升，日界线以西 的信风减弱，日界线附近的表层水略有增暖，印度尼西亚

28、的降水开始减少，但日界线附近降 水增加。ENSO事件的另一先兆是ITCZ南移。（2）异常条件发展阶段。此阶段最明显特征是初期出现在秘鲁和厄瓜多尔的异常条件向西 扩展。在11月和1月之间，ENSO达到成熟阶段，这时在热带太平洋大部分地区出现异常 暖的表层海水和特别弱的信风，ITCZ的位置比正常偏南，哈得莱环流加强。在日界线以西， 西风在瓦克环流的上升支辐合，这时它已经移向中太平洋地区。中太平洋地区的降水和整个 对流层大气温度特别高。海洋中有大量热量损失于大气中，并且赤道与10N间的强海流把 表层暖水从西太平洋带向东，这种情况下，西太平洋的温跃层厚度和海平而高度急剧减小， 而沿美洲西海岸，海平而高

29、度增加，并在两半球向极地方向传播。（3）回复到正常条件。在南美沿岸，异常条件的振幅在ENSO爆发后几个月开始减少。异 常条件的衰减首先出现在热带东南太平洋，以后向西传播，直到ENSO爆发后18个月，在 整个热带太平洋建立。（4）总结上述过程的三个特点：A、在厄尔尼诺发生前期，西、中热带太平洋的东风减弱 或转变为西风，同时在中太平洋有弱的增温；B、在秘鲁沿岸首先出现明显增温，随后在东 太平洋东风减弱：C、秘鲁沿岸的增温向西传播，可达中太平洋。ENSO循环对全球和区域气候变化的重要影响：（1）对热带大气环流的影响。在正常情况下，沿赤道的东西向Walker环流，其上升支主要 位于枳云对流活动区的印度

30、尼西亚上空。但当El Nin。发生时，其上升支东移到了日界线附 近，降水区也从印度尼西亚东移到了那里。El Nino期间，会导致Hadley环流增强，北半球 地面有明显的北风距平，而南半球有南风距平。同时，ElNin。发生时对应赤道辐合带ITCZ 向赤道推进，并进而影响西太平洋台风活动，并使西太平洋副高偏南，强度偏弱。El Nino 还对QBO有一定影响。（2）对中高纬度大气环流的影响。研究表明，El Nin。发生后很容易激发PNA型遥响应， 对流层上层和平流层低层的纬向风发生明显变化，高纬度西风减弱，副热带西风增强。 由于ENSO的发生造成了大气环流，特别是热带大气环流的严重持续异常，因而对

31、全球气 候变化产生重要影响。首先，由于赤道东西向环流的异常，造成哥伦比亚、厄瓜多尔和秘鲁等地的持续大雨，河水流量猛增，发生严重的洪涝灾害；同时，臼Nin。的发生往往造成南 亚、印度尼西亚和东南非洲以及澳大利亚，特别是其东南部的大范闱干旱。El Nin。事件的 发生常给北美西岸地区造成频繁的强风暴活动，导致严重的暴雨和风暴。ENSO循环对我国气候及东亚季风的重要作用：El Nin。情况下，多对应西太平洋台风较少。可能原因是El Nino使得西太平洋台风源区有异 常下沉运动，对流活动受到抑制，副高位置偏南，ITCZ也偏南，西太平洋温度较低等，不 利于台风的产生。El Nin。多对应东北温度偏低，主

32、要是发生El Nino时，东北上空常有低压 槽活动。El Nin。事件发生的年份多对应华北降水偏多。统计结果表明ENSO与东亚夏季风 之间，大致存在这样的关系：El Nin。对东亚夏季风有减弱的作用，对应西太平洋副高偏南, 呈带状西伸，西太平洋台风偏少，华北降水增多：相反，La Nino对东亚夏季风有增强作用， 对应西太平洋副高偏北。但ENSO只是影响东亚夏季风及夏季气候的一个因素，很难看到 100%的对应关系，而且这种影响还存在阶段。El Nino年冬季中国东部地区的气温多比常年 偏高，东亚冬季风偏弱。对大气环流的诊断分析表明，El Nino情况下，赤道东太平洋的SST 正距平使北半球的Ha

33、dley加强，中纬度的Ferrel反环流加强，因此臼Nino年在3565N, 冬季将出现明显的南风异常及异常的向北热量输送，尤其在低层更明显。北半球中纬度地区 纬向西风增强以及对流层低层南风的增大，一般都不利于极地冷空气向南爆发。对于东亚地 区，大多数El Nin。年东亚有明显的异常高压脊维持，高空锋区位置偏北，因而不利于寒潮 向南爆发，东亚冬季风偏弱：反之，La Nin。年，冬季风偏强。七.中尺度对流复合体（MCC）定义：尺度A：小于一32c的红外温度的云区面积必须大于106km2。尺度B：小于一52c的温度的 内部冷云区的面积之5x10产,开始时：尺度定义A和B首先满足。生命期：满足尺度

34、定义A和B的时期之6小时。最大范围：连续的冷云区（红外温度432。）达到最大尺 度。外形：椭圆形，在最大范闱时刻偏心率至0.7。结束时：尺度定义A和B不再满足。成熟MCC结构的主要特征：（1）在对流层下半部（尤其在700hPa以下）相对流入从各方进入系统。（2）中层相对气流很弱，因为系统近于与中层气流一起移动。在对流层上部，系统周围的 相对气流是辐散的，下风处比上风处弱得多。（3）最强的对流单体经常出现在系统的右后象限，有时具有线状排列，取向与系统的运动 方向一致。（4）在平均中尺度上升区也出现大范围的弱降水和阵雨区，通常在强对流区左侧。（5） MCC出现在偏南低空风最大值前端的强暖平流和强辐

35、合区中。（6）在浅薄边界层中，系统是冷心的，中层大部地区是暖心，再向上在对流层上部和平流层下部又是冷心。（7）上述热力结构在边界层产生一中高压，其上为中低压，对流层上部为中高压。中低压 的作用是增强流入，而高空中高压可使系统北缘之高度梯度增加，形成强反气旋曲率流出的 急流带。八.大气遥相关定义：大气遥相关是指某个区域的大气环流的变化与远距离的某些区域的气象要素场有很强的相 关关系。在地面气压场上表现为一些大气活动中心之间的相反变化关系即涛动，如南方涛动（SO） 是指印度洋和南太平洋气压变化的呈相反关系的现象，即印度洋上各站（如达尔文港）气压 下降时，太平洋各站的气压及爪哇降水增加的趋势。北大西

36、洋涛动（NAO）,冰岛低压与北 大西洋高压气压变化呈现相反关系，即当冰岛低压加深（中心气压下降）时，北大西洋高压 加强（中心气压上升）：反之，当冰岛低压减弱中心气压上升时，北大西洋高压也减弱中心 气压下降。还有北太平洋涛动。产生原因：在对流层中层500hPa高度场，取一些基点与所有格点求相关，可以看到一些正负相间的波 列，这些波列有的类似于射线沿着某种大圆路径走向排列，发源于热带地区而后向东转向与 某一纬圈相切，再向后弯曲进入热带地区，如PNA太平洋北美型、EA大西洋东部型、EUP 欧亚-太平洋型：有的呈现为偶极子类型，如WA大西洋西部型、WP太平洋西部型。这些 波列表现为大气对一切持续的局地

37、强迫作用在行星尺度上的响应，对地形有很强的依赖性， 而气候平均定常波的存在是这种相关结构的成因之一。一方面遥相关对外源强迫如热带海表 温度异常可以有极其明显的响应，例如赤道东太平洋SST的异常将形成比较稳定的遥相关 型，如PNA、EUP等。另一方而，大气内部的非线性相互作用也是激发遥相关型的重要原 因，如基于行星波在球而上的二维能量频散理论可以较好地解释遥相关的大圆路径，而时间 平均气流的不稳定发展也是重要的原因之一。热带地区热源强迫所构成的几种大气遥相关型：南方涛动，PNA也与赤道东太平洋SST有 一定关系。九.热带大气重要性：（1）热带是整个大气的水汽、热量和角动量源。（2）热带大气和扰动

38、与中高纬的大 气和扰动有明显的相互作用，不能将这两个地区的环流视为完全孤立的。（3）热带地区是地 球上主要的海洋区，海气相互作用以及遥相关最显著，这是影响全球气候形成和异常的一个 主要原因。特征尺度：L = 106/n, U = 107?/s, r = 105/w, D = H = 04m动力学特征：（1）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）天气尺度 运动是水平无辐散的，高低层流场的垂直耦合很弱；行星尺度系统是有辐散的，在垂直方向 有密切的关联，即福散环流。（3）存在着不同类型大尺度低频变化的流型或波动。如对于纬 向波数为1的情况有向西和向东传播的重力波、向东传

39、播的凯尔文波、向西传播的混合 Rossby波（MY波），以及正压和斜压的Rossby波。（4）热平衡有明显的地理差异。（5）积 云对流及其垂直输送的重要作用。（6）辐散环流。（与中高纬比）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，原因是由于热带 运动对于气压梯度场的不平衡会作出迅速的调整，这种调整受地转旋转作用的约束（f较小） 较小。因而低纬行星尺度的运动与中高纬天气尺度运动十分相似。这说明，在热带，甚至靠 近赤道地区行星尺度系统（如季风环流，南方涛动等）比天气尺度系统（如热带云团或热带 扰动）的变化大一个量级左右。天气尺度运动是水平无辐散的，行星尺度系统是有辐散的。由于热

40、带天气尺度系统的无 辐散性，过去一些人认为这种的发展与来自中纬度的侧向强迫作用有关。实际上这种机制并 不是必要的。热带天气尺度扰动的发展完全有可能从热带行星尺度运动系统取得能量。例如 可以注意到，对流性天气尺度的扰动（包括热带气旋）常在特定的地理区域形成，这些区域 正好对应于行星尺度流型的上升区，如西太平洋、西大西洋地区等。（3）存在着不同类型大尺度低频变化的流型或波动。用经典的潮汐理论不少人对行星尺度、 缓慢变化的热带大气进行了研究。在不同的环境条件和强迫作用下（如不同的非绝热加热） 得到了一些不同类型的大尺度流型或波动。这些波型与观测十分相近。例如对于纬向波数1 的情况，人们发现在热带存在

41、着向西和向东传播的重力波、向东传播的开尔文波、向西 传 播的合Rossby波（或者叫M-Y波）以及斜压和正压的Rossby波。基中开尔文波与混合Rossby 波尤其重要。（4）热平衡有明显的地理差异。在热带从气候特征上大致可分为三种不同的地区：一是沙漠 或干旱地区，如沙特阿拉伯地区；三是季风区，如南亚及孟加拉湾地区；三是热带海洋，它 的气候特征处于一和二之间，如阿拉伯海地区。非绝热加热被绝热加热补偿，由此产生了下 沉或上升运动。进而又导致低层幅散、高层辐合（对沙漠区）或低层辐合、高层辐散（对季 风区）。在高层，从季风区流出的气流在沙漠区上空辐合，以后下沉，低空辐散，再辐合入 季风区并产生上升气

42、流，从而形成热带的辐散环流。阿拉伯海的情况下好处于上两种条件之 间。（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。在许多热带天气系统的结构和发展中积云对流都起着极其重要的作 用，尤其是深厚的对流系统。在研究热带扰动的收支和数值预报时，对流是非常重要的，积 云加热以及积云对热量、水汽、动量和涡度的垂直输送是必须考虑的物理机制。热带地区大尺度环流的主要表现及特征：热带地区行星尺度的辐散环流有两种形式：一种哈得莱型，出现在经向剖面中；另一种是瓦 克型或东西型，出现在纬向平面中。夏季辐散环流特征；（1）全球最强的辐散风区在菲律宾及其邻近海区（1

43、5N, 122E）。一支 纬向气流从上述巨大的辐散中心流向西南，越过赤道到达莫桑比克海峡辐合中心，另一支气 流向西流入到埃及和阿拉伯半岛北部地区；从西太平洋巨大的辐散中心向东，气流流入到东 太平洋的辐合区，此即瓦克环流的高空支。（2）在美洲和大西洋地区，还有一个明显的纬向 环流，气流从中美州向西流入到东太平洋的辐合中心，同时又向东流入到东大西洋的辐合中 心。（3）第三个辐散区位于西非上空。（4）菲律宾处的流出中心气流也向南北流出，最后分 别在华北到西伯利亚及南印度洋到西南太平洋下沉，从而形成行星尺度的经向幅散环流（哈 得莱型）。从菲律宾流出的高空辐散气流作为西风带向东并辐合入热带北太平洋，而作

44、为东 风带流向西并福合入阿拉伯和阿拉伯海西部地区。辐散环流是热力直接的，对200hPa的准静止的行星波（如超长波1和2）可以制作动能。 一般认为有效位能首先转换成辐散风动能，以后再转换为旋转风动能。大尺度气流的一个主 要特征是辐散风动能总是很小。这意味着从有效位能向辐散风动能的转换量总是等于辐散风 动能向旋转风动能的转换量。换言之，辐散风动能在这个过程中起着一种极重要的存储或催 化作用。全球三维辐散环流：冬季特征：（1）在1月，主要上升区位于印尼附近的冬季风区，马尔加什岛以北的热带气旋 活动带及巴西。相应的主要下沉区位于中国一西太平洋一西南印度洋，南大西洋和东南太平 洋。一般下沉发生在30N附

45、近。（2）在北半球冬季主要哈得莱环流的上升支在5s附近，下 沉支在30N附近，造成这支哈得莱环流圈的因子主要是亚洲冬季风。另一个哈得莱环流是在 5s上升，30s下沉，与澳大利亚季风有关的环流圈，因而澳大利亚季风是北半球冬季南半球 哈得莱环流圈的一个有机组成部分。澳大利亚北部的降水变率与印尼澳大利亚北部辐散环 流上升云的周期性经向移动有关。澳大利亚大部分地区的辐散风属于南半球哈得莱环流圈。 夏季特征：（1）上升区位于阿萨姆孟加拉地区，相应有三支下沉气流：太平洋的东西或瓦 克环流的下沉支，西南印度洋的季风下沉区和地中海及沙漠热低压的下沉区。（2）与非洲季 风有关的辐散环流比较局地性，在西非5N附近

46、为上升支，东南大西洋15s附近为下沉支。 该下沉区也与中美洲附近的强上升区密切有关。（3）邻近中美洲（10N附近）的东太平洋地 区对流活动很强，主要上升运动区位于此。这支辐散环流的下沉支在南太平洋和南大西洋，候。缺点：对流层中阻塞形势的发生比平流层增暖要频繁得多，并且也常是一种区域性的现 象，非行星尺度现象。因此虽然阻塞形势也可能是平流层增暖的一个必要的先兆，但肯定不 是一个充分条件。十一 .北半球阻塞高压定义：阻塞高压：大气长波显著加强，长波槽不断向南加深，长波脊不断向北伸展，这样长波脊中 常可形成闭合的暖高压，为阻塞高压。同时在阻塞一侧或两侧可形成孤立的闭合的冷低压， 称为切断低压。两者往

47、往可同时出现。它们的形成与维持阻挡着上游波动向下游传播，破坏 了下沉的西风带环流，使地而上的气旋和反气旋移动受到阻挡，这种环流形势又称为阻塞形 势。这是一种稳定的形势，可维持相当长的时间，对其控制下的上下游大范围地区的环流天 气过程有重要影响。在阻塞高压直接控制下的天气一般是晴朗少云，其东部常有冷平流和下 沉运动，天气以冷晴为主；而在西部一般为暧平流和上升运动，较暖而多云雨。其一般特征 定义为：在地而图上和500hPa等压而图上必须同时出现闭合等值线，而且在500hPa图上， 阻塞高压将西风急流分为南北两支：阻塞高压中心位于30N以北：持续时间至少不少于5 天。北半球的阻塞高压最易出现太平洋东

48、部阿拉斯加地区和大西洋东部到欧洲西北部。发展和维持理论：（1）依靠运动尺度间的正压相互作用使高压系统增幅和维持，包括多平衡态理论、共振理 论等。（2）强调热力作用在产生阻塞高压的大尺度振幅和持续中的重要性。（3）较小尺度波 动或涡动（或次网格尺度运动）对阻塞高压的发展作用。（4）孤立波理论、偶极子理论、包 络Rossby孤立子理论。特点：（1）阻塞作用是高纬现象。（2）阻塞波强度随纬度增加。（3）阻塞波速度随纬度减少。（4） 阻塞波生命期随纬度增加。阻塞高压建立的特点：1、在阻塞高压形成的上游地区，有较强的冷空气向南爆发，与冷空 气相联系的低槽明显加深，致使槽前出现较强的暖平流与明显的暧舌。于

49、是暧平流与负的热 成风涡度平流输入前面的高脊，使高脊不断发展。2、仅有高脊发展，还不会出现闭合的阻 高中心，还必须在高脊西侧有槽向东南伸展，成为西北-东南走向的槽，高脊东侧的槽向西 南发展，成为东北-西南走向的槽，这样，高脊才会断开，成为阻塞中心。这种槽的斜伸， 常与冷平流造成的负变高相联系。3、从阻高建立时期各等压而之间配合示意图看来，在平 流层下部200hPa的脊线上和脊线以西，为冷平流。而在500hPa的脊线上和脊线以西为暧平 流。这种冷暖平流随高度的分布，根据位势倾向方程的厚度平流（或温度平流）随高度的变化项标（-匕!） o,等压面高度詈o升高，有利于高压脊的发展。十二.中尺度系统基本

50、动力特征：（1）空间尺度小，生命期短。水平100200km,垂直10km左右,生命史一般在几小时到 十几小时；（2）具有较强的垂直运动。涡度和散度的量级一般比天气尺度大一个量级，可以 造成强烈对流活动的发生；（3）气象要素的梯度大。变温和变压可以达到很大的值，故能造 成强烈的天气：（4）非地转平衡。加速度项与地转偏向力和气压梯度力具有相同的量级，因 此一般不能在中尺度系统中运用地转风关系：（5）非静力平衡。风场的垂直切变对中尺度系统的发生发展的影响：40年代，一般认为风垂直切变阻碍雷暴或积雨云发展。因为在切变作用下垂直发展的云向 下风方倾斜，而不能直立。在这种情况下由于对流上升的路径加长，环境

51、空气混合入对流空 气的作用增强。另外相继的空气不容易走相同的路径以形成有利于以后对流上升的环境。因 而通过这些作用使对流受到抑制。50年代后观测表明，有些大雷暴或强风暴在强垂直切变或高空急流存在的环境下发展，并 能直立维持相当长的时间，这表明垂直切变对积云或小积雨云和对强对流系统的影响是不同 的。对于强风暴垂直切变不但不是阻碍发展的因子，而且是增强风暴的因子。在出现强热力 不稳定的层结下，风的垂直切变是有助于雷暴组织成持续性的强雷暴。风的垂直切变是区别 强风暴动力学与积云动力学的基本条件刍一。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

52、质点能够脱离出上升气流，而不致会因施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。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100 - 200km,其垂直尺度为 10km左右，因而H/L=l/10,而大尺度为1/100,小尺度为1。中尺度的生命史一般在几小 时到十几小时，而天气尺度在1224小时或以上。小尺度生命史一般在1小

53、时以下。（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 -105-,涡度1。7广，有些强烈的中尺度系统散度可达10-3/二垂直运动量级在几十 厘米/秒到1米/秒，垂直运动较强，可造成强对流活动。（3）气象要素的梯度大。气压可达 l-3hPa/100km,温度3910公里。因而变压和变温可达很大的值。（4）非地转平衡。中尺度系统中，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，因而在中尺度分析中 一般不能运用地转风关系来调整等压线和流线（或风场）分析。风向和等压线有明显交角， 甚至相垂直的情况。（5）非静力平衡。朋线特征：阿线的水平尺度为15030

54、0km,生命期为410个小时。在峋线中尺度系统中，气压梯度 可达13hPa/100km,有明显的水平梯度，达5/10km,阿线过境，气压涌升lhPa/l2min, 与这种大的气象要素梯度相联系的是强烈的天气现象，沿跑线经常可以看到大风、强雷暴、 强降水、冰隹等天气现象，有时还出现下击暴流或龙卷，带来灾害性的破坏。有利于飓线产 生的环境条件是：大气层结呈条件不稳定，低层水汽充沛：中层有干、冷空气入侵：高、低 空存在急流并恰当耦合以及大气中具有某种动力机制以释放不稳定能量（如低空急流、重力 波等）。中尺度系统发生发展的主要物理条件位势不稳定层结，并常有逆温层存在；低层有湿舌或强水汽辐合；有使不稳定

55、释放的机制： 常有低空急流存在；强的风垂直切变；中层有干冷空气入侵；低空辐合和上升运动，地形等 （位势不稳定层结：雷暴或强风暴系统是一种热对流现象，而对流运动的主要作用是浮力。浮力越强产生的上升运动越强，雷暴的垂直发展越高。空气上升的浮力主要产生在位势不稳 定的层结中。因而要形成雷暴或强风暴系统必须有明显的位势不稳定层结。位势不稳定是指 对流不稳定和条件不稳定的结合，这时考虑的是一深厚气层。在这样一种层结中，只要通过 抬升或降水的蒸发使其达到饱和，建立的温度递减率超过湿绝热递减率，就会出现位势不稳 定。逆温层：逆温层或稳定层的存在，哲时把低空湿层与对流层上部的干层分开，这样能使风暴 发展所需的

56、高静力能量得以积累。最后由于某种机制使逆温层破坏或除去，则会出现爆发性 的强对流活动，使层积云或矮小的积云自由地向上渗透形成高大的积雨云。低层湿舌和水汽辐合：由于低层水汽辐合经常可造成一条明显的湿舌，这在中低层天气图分 析中常常看到。湿舌实际上是在对流层下部的一条狭窄的暖湿输送带。也是一条高静力能量 舌。在850hPa和700hPa尤其明显。湿舌与暴雨和强风暴天气有密切的关系，几乎大多数暴 雨和强天气出现时都有湿舌存在。强对流系统常常在湿舌的西侧开始爆发，以后向南向东传 播。由于湿舌的作用在供应水汽和建立不稳定层结中的重要作用，目前有人把低空湿舌的存 在看作是风暴发展的一个必要条件。地形：对暴

57、雨的作用主要有三个方面：1、地形对过山的气流有动力抬升和辐合作用，如喇 叭口状的地形：2、地形对中小尺度系统的影响。地形在一定的气流或条件下会生成中小尺度涡旋或切变。当这种系统移出或加强时，可以造成暴雨。3、地形能影响中小尺度内的造 雨过程。这种作用也叫地形对降水的增幅作用。风的垂直切变：在出现强热力不稳定的层结下，风的垂直切变是有助于雷暴组织成持续性的 强雷暴的。风的垂直切变是区别强风暴动力学与积云动力学的基本条件之一。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

58、风 暴中的下沉气流和底层冷空气外流。以后通过强迫抬升使流入的暧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。低空急流：三方面的作用：1、通过底层暖湿平流的输送产生位势不稳定层结：2、在急流最 大风速中心的前方有明显的水汽辐合和质量辐合或强上升运动，这对强对流活动的连续发展 是有利的；3、在急流轴之左前方是正切变涡度区，有利于对流活动发生。）环境F空气的作用：雷暴一般是在干冷的环境中增长或者发展起来的，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

59、过吸入作用。吸入作用，一方 而使上升气流减弱，枳云不能达到由气块理论所给出的高度；另一方面能使下沉气流变得更 冷，增强下沉气流，以有利于新的云系在前方形成，这两种作用综合的结果是使云体更快的 更替。然后以强风暴为例说明一下分为：基本条件（即水汽条件、能量-位势不稳定和触发条件-上 升运动）；转换条件（强的风垂直切变）：增强条件（高空辐散场下方和有利的地形）十三.青藏高原高原热力性质：（1）无论冬夏就整个高原平均而言，相对于大气，高原地而都是个热源，也即全年从高原 地面都有不同形式的热量向大气输送。从地而有三种热量可以输送给大气：一是地面有效辐 射，一是潜热，一是湍流感热。以全年论，以湍流感热输

60、送为最大，有效辐射次之，蒸发最 小，在夏季的七八月，地面的蒸发潜热最大，但也比湍流感热小得多。其余的月份，从地而 蒸发的潜热可忽略不计。在冬季则以地而有效辐射为最大，湍流感热输送次之。（2）全年平均高原大气是个热源。39月高原大气有净得的热量，是热源，它得到的热量 一部分用于高原大气本身的加热，一部分向外输送。晚秋和冬季是个冷源。全年高原大气净 得热量的最大月份不在雨季的七八月，而在六月。冬季高原大气是个冷源，12月和1月强 度最大。（3）就全年而论，高原地气系统是个热源。分季而论，冬季（122月）是个冷源，12月 和1月强度最大。春夏季是个强大的热源，最强的是6月。高原东西部加热差异：（1）