高等天氣學大氣所考博真題知識點歸納講解

1、一.定常波：定義：一 ， 、 、 ， . 、 、 、一 、,、 一一 * 把緯向平均環(huán)流偏差的時間平均定義為定常波，即A = A-A。它表示時間平均圖上的緯向偏差值，又稱定常渦旋項，主要反映大氣活動中心、高空平均槽脊以及季風等特征。其三維結(jié)構(gòu)主要用半球時間平均場的緯向不對稱分布和經(jīng)度-高度剖面圖表征。形成原因：定常波的形成主要是地形和非絕熱加熱分布不均勻性強迫的結(jié)果，兩者對于定常波的維持都是十分重要的。但熱力強迫和地形強迫產(chǎn)生的定常波有不同的結(jié)構(gòu)。熱力強迫的擾動尺度比 地形強迫的大，尤其是在對流層上部。它們的位相隨高度也有更顯著、更系統(tǒng)的向西傾斜。 對大氣環(huán)流的作用：定常波對熱量、西風動量、位

2、勢高度有經(jīng)向輸送作用：（1）熱量以50N為中心有很強的向北輸送，這與中緯度定常波槽脊隨高度有明顯的向西傾斜有關(guān)。向北的輸送有兩個最大值區(qū)，一在對流層上部和平流層下部，一在近地面附近。（2）動量通量分布的特征在 50N以南有向北的輸送，50N以北有向南的輸送。這種輸送特征與定常波槽脊在副熱帶有西南-東北傾 斜，在中高緯有東南一西北傾斜的特征有關(guān)。（3）因為地轉(zhuǎn)風對位能的經(jīng)向輸送沿緯圈的平均值為零，因此定常波對位能的輸送代表的是非地轉(zhuǎn)運動的作用。這種輸送的主要特點是在中緯度有明顯的向赤道輸送。定常的輸送與瞬變波的輸送相比一般較弱，v*2 和v2之差特別明顯。但是定常波的輸送在熱量、動量和渦度的局地

3、時間平均的收支中起著重要作用，因而定常波和瞬變波的相對重 要性不能只以上述方差和協(xié)方差量值來決定。北半球冬季定常波主要特征 ：（1） 200hPa高度場在高緯度和低緯度有不同的流型，中緯度有明顯的緯向動量向極通 量，這種向極通量表示有一個從高緯流型向低緯流型的EP通量。因此低緯度流型的波動部分是由較高緯度的波動所強迫。中高緯負值中心位于140E和70W在30N附近高度場分布有明顯突變現(xiàn)象，30N南北高度場有明顯反位相分布。（2）地形作用是確定北半球冬季急流層次上定常波的主脊和主槽位置的主要因子，而 熱力作用對維持高緯度洋面低壓起重要作用。比如， 500hPa高度場在西藏高原和落基山上 空有西北

4、氣流，氣候平均急流向極一側(cè)有明顯下游槽。海平面低氣壓位于高緯度海洋上，等壓線沿海面線密集。 GC吸值模擬中氣候平均海平面氣壓擾動可由下邊界熱力影響產(chǎn)生。（3）定常波垂直結(jié)構(gòu)。在較高緯度上位勢高度場隨高度向西傾斜，而且定常波傾斜向上伸展到平流層下部，這種西傾反映了定常波的熱量通量在各層上都是指向極地的。高度場中定常波振幅隨高度明顯增加直到對流層頂，這表明定常波的垂直結(jié)構(gòu)中有一個相當正壓分量（即隨高度沒有位相傾斜）。在對流層頂上，特別在低緯度，高度場振蕩的振幅隨高度增 加而減??；Z和T都與局緯有一明顯反位相分重。(4)在低于700hPa處，低層由定常波引起的向極熱量通量特別大，v和T之間的相關(guān)系數(shù)

5、達0.8左右。地面溫度場的極大值和極小值多數(shù)位于高度場中相應(yīng)值的兩邊約四分之一波 長處，而高度場表現(xiàn)出隨高度明顯西傾，這種特殊的低層結(jié)構(gòu)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：(1) 200hPa上，夏季定常波在30N附近達到最大振幅，在這個緯度上， 200hPa高度場的主 要特征是青藏高原和兩個大洋中部的低槽(即太平洋氣旋和大西洋氣旋)。其次，大西洋槽擴展到地中海；而北非和落基山存在高壓。(2)海平面氣壓場中，上述系統(tǒng)均反位相。這些系統(tǒng)的垂直結(jié)構(gòu)類似于熱帶天氣系統(tǒng)的垂直結(jié)構(gòu)。這是由于較暖的大陸和較冷的海洋之間的熱力對比。這種結(jié)構(gòu)在夏季定常波位勢高度及溫度的沿30

6、N經(jīng)度-高度剖面圖上也很明顯。而由200hPa高度場和海平面氣壓場來看， -熱帶型結(jié)構(gòu)的影響一直延伸到太平洋和歐亞大陸相當局的緯度。這兩個層次上的圖度場Z的位相是相反的。夏季定常波高低層的反位相可以認為是下墊面的加熱和冷卻作用，而熱帶型結(jié)構(gòu)伸展到較高緯度又并非是季風作用，因此在形成夏季定常波中分辨熱力和動力作用是困難的，尚待研究。(3)夏季定常波的垂直結(jié)構(gòu)有隨高度，向東傾斜的特征。這反映了夏季定常波地形強迫作 用不是主要的，而地形強迫作用主要表現(xiàn)在大地形上空是脊的形勢，在大地形的西側(cè)有明顯的短波槽。東傾特征在 500hPa上較明顯，200hPa、700hPa之間都有。槽脊的距離在 1000 公

7、里的量級，小于冬季特征半波長。北半球定常波的經(jīng)向結(jié)構(gòu)：(1)定常波動能的緯向分量是占主導地位的。這說明定常波的緯向尺度大于經(jīng)向尺度。(2)冬季緯向定常波動u*2的最強中心位于36N附近。在該緯度上恰是亞洲和北美東岸的 強急流以及歐洲和北美西部較弱的西風帶，在該緯度上也伴隨著較大的緯向動量的向極通 量。在10N附近具有定常波動u*2的第二極大值。這和定常波的緯向擾動深入到熱帶地區(qū) 有關(guān)，這個極大值是以西風動量的向南通量為特征的。(3)夏季，7月u的極大值在15N附近，位于對流層上部大洋中部槽區(qū)，V的極大值在35N附近，在40N以北夏季定常波動能比冬季小得多。(4)緯向動能u*2和經(jīng)向動能V*2都

8、是冬夏季較強，轉(zhuǎn)換季節(jié)較弱，而經(jīng)向分量冬季比 夏季更強。最大值中心隨季節(jié)位置有變化。二.瞬變波定義： 一 、 , 一 、 、 ._ _ _- 、-一 大氣變量A對時間平均的偏差稱為瞬變擾動，又稱瞬變渦旋項，即 A =A-A。其中又有_ , . . . . . . .A =A +A , A表示瞬時的緯圈平均對其多年平均值的偏差，稱為瞬變緯圈平均項或瞬變軸對稱（緯向平均）環(huán)流。就逐日相對于多年月平均而言，這部分主要反映指數(shù)循環(huán)過程；就逐年、逐月平均相對于多年平均而百，可以反映年際和季下變化。A表示瞬時偏差，稱為瞬變渦旋項或瞬變緯向波動。主要反映了天氣尺度系統(tǒng)，如移動性氣旋、反氣旋、鋒面、斜壓擾動等

9、系統(tǒng)。瞬變擾動的強度和特征取決于取樣或平均時間間隔。瞬變擾動的強度一般用某一種物理量的均方根或方差來表示。對大氣環(huán)流的作用：瞬變渦旋是由時間平均氣流的不穩(wěn)定產(chǎn)生的。它的主要作用是進行順梯度的水平熱輸送，以此減少水平溫度梯度（或斜壓分量）。中緯度瞬變渦動 動量的主要作用是增強 時間平均氣流的正壓分量和補償?shù)孛婺Σ磷饔谩Ｗ杂纱髿庵兴剿沧儨u動通量的凈局地作用是耗散性的。這不僅對緯向平均的時間平均氣流是如此，對定常波也是如此。瞬變渦動的斜壓過程（熱通量）在瞬變渦動與時間平均氣流的相互作用上超了正壓過程（動量和渦度通量），但這并不意味著兩者在瞬變擾動的內(nèi)部動力學及氣流的每日局地變化上也 是如此。E-P

10、通量：在研究瞬變渦度與平均氣流的相互作用時，可以在y, p平面上定義一個向量* *I* _ * _E =E（y）j E（p）k =-u vv，1p來討論水平瞬變渦度動量通量和熱量通量對緯向平均時間平均氣流的影響，這個向量稱為E-P通量。其中 必表示A的緯向平均項， A為A的緯向偏差項，-U V 為渦動動量的經(jīng)向通量， fv 9 為渦動熱量的經(jīng)向通量。E-P通量中以熱量通量為主，決定了 E-P通嘰量的垂直分量。而動量通量決定了 E-P通量的水平分量，在大部分地區(qū)是負的（輻合） ，這 會使東風加速。E-P通量的散度等于位渦的經(jīng)向瞬變輸送， 即有：g，E =v* q*,其中q* 為準地轉(zhuǎn)位勢渦度。渦

11、動熱輸送的基本特征：（1）熱量通量向量是順梯度的（從高值平均溫度到低值平均溫度），也即減小平均溫度梯度。這些通量趨于向亞洲東北部和加拿大東北部輻合，而在較暖的海洋上輻散，其作用是分別破壞該處定常溫度場的負距平和正距平。因為時間平均的溫度場的緯向偏差代表了定常波的有效位能，因而瞬變熱輸送可以看作是這些波動能量平衡中的消耗機制。（2）瞬變渦動熱輸送主要是由 無輻散風部分完成的。在300hPa,在海洋東部和鄰近大陸區(qū)， 瞬變渦動熱輸送是沿著平均溫度線方向的。 這種情況下，北美西部和西歐地區(qū)有明顯的向赤 道方向的經(jīng)向輸送，即逆梯度輸送。在這兩個地區(qū)擾動更常處于衰減階段，而非增長階段。300hPa無旋的

12、渦動熱輸送主要是順平均溫度梯度的，雖其量值只是850hPa層白4 40%左右，3但只有無旋部分對熱量輸送的輻散輻合才是重要的。(3)冬季700hPa上，北美和亞洲東岸出現(xiàn)南面冷卻、北面加熱的偶極性分布，而其間的零 線大致分別對應(yīng)兩個主要的風暴路徑。因而可知：發(fā)展的移動性氣旋在產(chǎn)生垂直其路徑的熱通量，并在其南側(cè)造成冷卻、北側(cè)造成加熱上起著十分重要的作用。(4)冬季700hPa水平渦動熱輸送的輻合圖上，輻散區(qū)主要由低頻擾動(1090天)引起，這與風暴路徑情況不同(主要由天氣尺度擾動引起)。(5)中緯度對流層的瞬變渦動的垂直輸送與有效位能向動能的轉(zhuǎn)換有關(guān)。TW和T7有很好的相關(guān)，這種情況與斜對流的概

13、念一致(暖空氣向北上升，冷空氣向南并下沉)，因而兩者在兩個氣旋生成區(qū)都有很大的值。(6)在北美、亞洲兩支急流入口區(qū)和風暴路徑區(qū)，最大的向北熱能量位于近地面附近。在200hPa有較弱的次最大值。由急流入口區(qū)和風暴路徑區(qū)向東，向極地的熱通量輸送強度增 加。大陸西部為明顯的三層結(jié)構(gòu)，在850hPa和200hPa有最強的向極地熱輸送。對于緯向平均分布，300hPa有最小值，這主要是由大陸 500-250hPa層中有向赤道(負的)的熱輸送引 起。其它輸送量的基本特征：(1)瞬變渦動對 動量水平輸送的通量散度分布依地區(qū)而異。在北美西部和西歐時間平均的 緯向氣流較弱的地區(qū)，西風動量的渦動通量趨于輻合；反之，

14、定常氣流較強的東亞地區(qū)，通量趨于輻散。但在平均急流的風速最大值區(qū)附近，渦動動量通量的作用比平均氣流對緯向動量的平流要小。瞬變渦動的動量輸送對平均氣流的強迫作用在對流層上部和平流層下部有最大值，常常能使平均副熱帶急流北移，并且在抵消由地面摩擦造成的平均渦源渦匯的作用上也很重要。北美急流入口區(qū)有強的向極地輸送，最大值位于急流軸偏北一些的地方。亞洲急流入口區(qū)的輸送要弱得多。動量通量強烈的向 45N附近的風暴路徑軸區(qū)輻合。大陸西部在中緯度角動量有強的向極輸送。對于緯向平均分布，在對流層上部有強的向北輸送，這是由大陸西岸和海洋風暴路徑以南地區(qū)的向極地輸送共同引起的。(2)瞬變渦動對位勢高度的水平輸送的通

15、量向量是順著牛2等值線的，并且以順時針方向圍繞位勢脈動的最大值的中心分布。此外，這些通量向量的量值應(yīng)正比于巾2場水平梯度的絕對值。在急流入口區(qū)和風暴路徑區(qū)，對位勢高度的輸送在40N以北是向極地的，以南是向赤道的，在大陸西部主要是向赤道輸送的。對于緯向平均分布， 輸送值很小，這是因為經(jīng)向輸送的地轉(zhuǎn)分量當對一緯圈平均時其值為零。(3)瞬變渦動對位渦的水平輸送與熱量、動量通量有關(guān)。在對流層頂附近，瞬變渦動對位 渦的輸送趨于向地面氣旋上方的地區(qū)輻合，而從地面反氣旋上方區(qū)向外輻散。位渦輸送的緯向平均值主要表現(xiàn)為向極地輸送。最大值出現(xiàn)在40N和對流層頂附近。在急流入口區(qū)相應(yīng)于最大緯向風速區(qū)位渦是向赤道輸送

16、的。風暴路徑區(qū)的中緯度地帶、大陸西岸對流層頂附近是向極地輸送。三.鋒生 局地鋒生 在局地坐標系中，當某一屬性（如溫度）在某時刻沿鋒面兩側(cè)的梯度隨時間而增大的現(xiàn)象叫 作局地鋒生。可導致鋒生的物理過程：（1）水平變形場。氣流在一個方向上伸長，同時在另一個方向收縮。（2）水平切變運動。（3）垂直變形場，在一個水平方向上的收縮和可引起補償?shù)拇怪蔽灰?。?）垂直運動分布的不均勻。（5）地面摩擦。（6）湍流和混合作用。（7）非絕熱加熱，包括潛熱釋放，感熱加 熱（主要在地面）和輻射過程。四.低空急流定義：低空急流（LLJ）指對流層中下部，風速最大值在12或16m/s以上，一般可達 15 25m/s的急流，它

17、在850hPa或700hPa （1.53km）最明顯，是一種動量、熱量和水汽的高度集中 帶。它與暴雨、颶線、龍卷、雷暴等天氣有密切關(guān)系。特征：（1）很強的超地轉(zhuǎn)風。在夏季，對流層氣壓梯度和溫度梯度都很小，這種溫壓場結(jié)構(gòu)所造成的熱成風不足以維持急流軸以下很強的風的垂直切變。一般情形下，實際風速超過地轉(zhuǎn)風20%以上。這種超地轉(zhuǎn)風特性與暴雨的發(fā)生有密切關(guān)系。（2）有明顯的日變化。低層風速一般在日落時開始增大， 而到凌晨日出之前達到最大值，這時風的垂直切變也最大，急流結(jié)構(gòu)最清楚。急流在夜間加強的現(xiàn)象常用來解釋雷暴和暴雨常出現(xiàn)在夜間的觀測事實。（3）小的Ri數(shù)分布。在低空急流區(qū)內(nèi)，里查遜數(shù)（Ri）往往很

18、小，甚至為負值，這有利于對流或中尺度天氣的發(fā)展。（4）強風速中心的傳播。在一次暴雨過程中，可觀測到幾個風速最大值中心沿 急流軸向下游傳播，每一個風速最大值幾乎由一垂直環(huán)流圈伴隨，風速最大值前部為上升運動，后部為下沉運動，隨著風速最大值的傳播，熱量和水汽的中尺度最大值也沿急流軸傳播。一般認為沿LLJ軸傳播的中尺度風速脈動或風速最大值甚至比低空急流本身更為重要。 分類：（1）大尺度的準定常急流或強風速帶。如北美落基山以東急流、東非沿岸索馬里急流。（2）與地形無關(guān)，而與中緯度系統(tǒng)（如鋒面、氣旋、低渦、高空急流中心等）有關(guān)的低空急流。這種急流主要出現(xiàn)在冷鋒前或低壓中心南側(cè)，有時在暖鋒前。（3）與激烈的

19、強對流活動和暴雨有關(guān)的中尺度急流。急流主要出現(xiàn)在900 600hPa, 一般在暴雨帶南側(cè)通過，常表現(xiàn)為大尺度急流帶中的強風速中心，其日變化不明顯。如梅雨鋒上的低空急流。 一般認為這種急流是暴雨或?qū)α骰顒拥慕Y(jié)果，由于水平動量的垂直混合過程造成。作用：（1）通過低層暖濕平流的輸送產(chǎn)生位勢不穩(wěn)定層結(jié)。（2）在急流最大風速中心的前方有明顯的水汽輻合和質(zhì)量輻合或強上升運動，這對強對流活動的連續(xù)發(fā)展是有利的。（3）在急流軸之左前方是正切變渦度區(qū)，有利于對流活動發(fā)生。（對暴雨和強對流天氣的作用）五.暴雨形成的各項物理條件一般情況下這些條件應(yīng)包括位勢不穩(wěn)定；逆溫層；低空濕舌或水汽輻合； 釋放不穩(wěn)定的機制，如低

20、層輻合區(qū)、重力波、密度流、地形抬升等；低層和高層急流；風的垂直切變、卷 入等。在上述熱力和動力條件中低空急流和邊界作用十分重要。一般日降水量達到或超過50mm的降水稱為暴雨，暴雨發(fā)生發(fā)展的物理條件是源源不斷的充分的水汽供應(yīng)，大氣飽和比濕相當高；持續(xù)而強烈的上升運動和大氣層結(jié)的不穩(wěn)定， 因為如此大的垂直運動只有在不穩(wěn)定能量釋放時才能形成。大中小各種尺度天氣系統(tǒng)和下墊面特別是地形的有利組合可產(chǎn)生較大的暴雨。對不同歷時、不同籠罩面積的暴雨起主導作用的是不同尺度的天氣系統(tǒng)。小系統(tǒng)積雨云是產(chǎn)生暴雨的降水單體。它的水平尺度為幾公里， 生命史僅1030分鐘，降水強度很大，籠罩范圍小。中尺度系統(tǒng)有若干個積雨云

21、的對流活動，形成雨帶，水平尺度為10300公里，持續(xù)時間為幾小時，雨量可達到每小時10毫米以上，產(chǎn)生暴雨區(qū)。天氣系統(tǒng)可多次產(chǎn)生中尺度系統(tǒng)和雨帶，水平尺度在1000公里上下，持續(xù)時間約半天到3天，形成大范圍雨帶。此外，組成大氣環(huán)流主要因子的行星尺度系統(tǒng)，影響大范圍降水區(qū)的穩(wěn)定或移動，決定暴雨區(qū)水汽的輸送，對長時間大面積的持續(xù)暴雨有重要影響。 中國大范圍暴雨： 中國大范圍暴雨的天氣系統(tǒng)主要有西風帶低值系統(tǒng)和低緯熱帶天氣系統(tǒng)。前者包括鋒、氣旋、切變線、低渦和槽等，影響全國大部分地區(qū)。后者包括臺風（熱低壓）、東風波和熱帶輻合帶，主要影響華南和東南沿海各地，但個別深入內(nèi)地的臺風也能產(chǎn)生特大暴雨。此外，在

22、干旱半干旱的局部地區(qū)熱力性雷陣雨也可以造成短時小面積的特大暴雨。 中國的持續(xù)性特大暴雨常在下列兩種天氣形勢下發(fā)生：（1）高空為緯向環(huán)流型， 副熱帶高壓從北太平洋西伸，中緯度西風帶上多小擾動，高緯度烏拉爾山和鄂霍次克海附近常有阻塞高 壓。每當西風帶上有一個小低壓槽過境時，就下一場暴雨，而當連續(xù)有幾次小低壓槽過境時，便造成持續(xù)性暴雨，如長江流域的梅雨期暴雨和華南前汛期暴雨。（2）高空為經(jīng)向環(huán)流型，副熱帶高壓偏北，日本海上有一副熱帶高壓單體，中緯度西風帶南北風的分量較大，長波槽在日本高壓和青藏高壓之間。 西南地區(qū)的低渦常沿長波槽前的西南氣流北上，在日本海高壓西側(cè)的長波槽產(chǎn)生持續(xù)暴雨。六.Elnino

23、、Lanina和南方濤動定義：厄爾尼諾是一種海洋現(xiàn)象，一般它是指南美沿岸海洋水溫的異常增暖，通常在秘魯和智利沿岸地區(qū)同時有暴雨出現(xiàn)。目前一般用（010S, 18090W）區(qū)域的平均海表水溫來代表赤道東太平洋的SST。當赤道東太平洋 SST持續(xù)出現(xiàn)較大的正距平時，即稱為發(fā)生了日Nino事件；當赤道東太平洋 SST持續(xù)出現(xiàn)較強的負距平時，則稱發(fā)生了反日Nino事件，又稱La Nina。根據(jù) 日Nino事件開始的時間可將其分為春季型和秋季型，春季型多開始于5月，秋季型多開始于 78月。根據(jù)日Nino持續(xù)的時間可分為1年型（持續(xù)時間為 1年）和持 續(xù)型（持續(xù)2年時間）。一般地，秋季型也常為持續(xù)型。一般

24、的厄爾尼諾事件是冬春形成， 到年底發(fā)展最盛，翌年冬春增暖過程結(jié)束。南方濤動：南方濤動是一種行星尺度的振蕩現(xiàn)象，用來描述熱帶東太平洋和熱帶印度洋地區(qū)氣壓場變化的蹺蹺板現(xiàn)象，其最大的振幅出現(xiàn)在波數(shù)1中。具體地說，太平洋一些臺站的氣壓和印度與爪哇的降水有同時增加的趨勢，而此時印度地區(qū)的氣壓減小。換言之，相對于平均值，當太平洋氣壓是高的情況下，從非洲到澳大利亞的印度洋地區(qū)氣壓是低的。降水的變化方向與氣壓相反，當太平洋一些臺站氣壓升高時，在該處降水減小，而印尼一帶氣壓降低，降水增加。（1）南方濤動與赤道太平洋的降水有密切關(guān)系，在 SO的正位相階段（南美氣壓升高，澳 大利亞氣壓降低）赤道太平洋的臺站降水一

25、般偏少，是干期，而在負位相階段情況大致相反。（2）南方濤動與中東赤道太平洋的海表溫度有密切關(guān)系。SO指數(shù)與秘魯沿岸海溫呈反相關(guān)，這是聯(lián)系日Nion和SO及其有關(guān)現(xiàn)象的依據(jù)。一般用南方濤動指數(shù)（SOI）描寫SO。它實際上是東太平洋與印度洋地面氣壓的差值。目 前最常用的SOI是塔希堤和達爾文之間的標準海平面氣壓差。SOI為負數(shù)表示東太平洋氣壓低于印度洋氣壓，SOI為正數(shù)表示東太平洋氣壓高于印度洋氣壓；而負SOI往往同赤道東太平洋SST的持續(xù)正異常相聯(lián)系。一般在高 SOI時期，赤道東太平洋和秘魯沿岸的 SST相對 偏冷，熱帶主要降水區(qū)位于印度尼西亞地區(qū)，沿赤道的Walker環(huán)流較強，經(jīng)向Hadley

26、環(huán)流偏弱，東南信風較強。相反，在低 SOI期，東南信風較弱，赤道中太平洋有最強降水中心， Hadley環(huán)流加強，而 Walker環(huán)流減弱，赤道東太平洋 SST增暖甚至出現(xiàn) 日Nino事件。ENSO現(xiàn)象：ENSO是厄爾尼諾（El Nino）和南方濤動（Southern Oscillation ）的合稱，因為兩者之間有 非常好的相關(guān)關(guān)系，是大尺度海氣相互作用的突出反映。當赤道東太平洋 SST出現(xiàn)正（負） 距平時，南方濤動指數(shù)往往是負（正）值。 ENSO既包含有高SOI和低SOI的特征，又包 括赤道東太平洋白暖水事件（ 日Nino）和冷水事件（La Nina）;而且這種現(xiàn)象和事件的發(fā)生 又都有3 7

27、年的準周期性，因此近年 ENSO又叫ENSO循環(huán)，即暖狀態(tài)（包括 日Nino和低SOI特征)和冷狀態(tài)(包括 La Nina和高SOI特征)的循環(huán)出現(xiàn)。厄爾尼諾事件的SST異常分為兩類，其一主要在太平洋東部(秘魯沿岸)增暖，并且暖區(qū)向西擴展；其二主要在 赤道中東太平洋出現(xiàn)大范圍增暖，并且暖區(qū)由西向東擴展。ENSO發(fā)展過程：(1)先兆階段，春初南美沿岸出現(xiàn)增暖前的時段。盛行于熱帶太平洋的偏東信風在北澳大 利亞一印尼低壓區(qū)輻合， 上升并造成顯著的云量和降水。在高空空氣向東回流并在干冷的東南太平洋高壓區(qū)下沉，此即為瓦克環(huán)流。曰Nino發(fā)生的前兆之一是瓦克環(huán)流的高空支東移， 即移到新幾內(nèi)亞與日界線之間的

28、地區(qū)。同時澳大利亞達爾文港的地面氣壓上升，日界線以西的信風減弱，日界線附近的表層水略有增暖，印度尼西亞的降水開始減少，但日界線附近降水增加。ENSO事件的另一先兆是ITCZ南移。(2)異常條件發(fā)展階段。此階段最明顯特征是初期出現(xiàn)在秘魯和厄瓜多爾的異常條件向西 擴展。在11月和1月之間，ENSO達到成熟階段，這時在熱帶太平洋大部分地區(qū)出現(xiàn)異常 暖的表層海水和特別弱的信風，ITCZ的位置比正常偏南，哈得萊環(huán)流加強。 在日界線以西，西風在瓦克環(huán)流的上升支輻合，這時它已經(jīng)移向中太平洋地區(qū)。中太平洋地區(qū)的降水和整個對流層大氣溫度特別高。海洋中有大量熱量損失于大氣中，并且赤道與10N間的強海流把表層暖水從

29、西太平洋帶向東，這種情況下，西太平洋的溫躍層厚度和海平面高度急劇減小， 而沿美洲西海岸，海平面高度增加，并在兩半球向極地方向傳播。(3)回復到正常條件。在南美沿岸，異常條件的振幅在ENSO爆發(fā)后幾個月開始減少。異常條件的衰減首先出現(xiàn)在熱帶東南太平洋，以后向西傳播，直到ENSO爆發(fā)后18個月，在整個熱帶太平洋建立。(4)總結(jié)上述過程的三個特點：A、在厄爾尼諾發(fā)生前期，西、中熱帶太平洋的東風減弱或轉(zhuǎn)變?yōu)槲黠L，同時在中太平洋有弱的增溫；B、在秘魯沿岸首先出現(xiàn)明顯增溫，隨后在東太平洋東風減弱；C、秘魯沿岸的增溫向西傳播，可達中太平洋。ENSO循環(huán)對全球和區(qū)域氣候變化的重要影響：(1)對熱帶大氣環(huán)流的影

30、響。在正常情況下，沿赤道的東西向Walker環(huán)流，其上升支主要位于積云對流活動區(qū)的印度尼西亞上空。但當日Nino發(fā)生時，其上升支東移到了日界線附近，降水區(qū)也從印度尼西亞東移到了那里。日Nino期間，會導致Hadley環(huán)流增強，北半球地面有明顯的北風距平，而南半球有南風距平。同時， 日Nino發(fā)生時對應(yīng)赤道輻合帶 ITCZ 向赤道推進，并進而影響西太平洋臺風活動，并使西太平洋副高偏南，強度偏弱。曰Nino還對QBO有一定影響。(2)對中高緯度大氣環(huán)流的影響。研究表明，曰Nino發(fā)生后很容易激發(fā) PNA型遙響應(yīng)，對流層上層和平流層低層的緯向風發(fā)生明顯變化，高緯度西風減弱，副熱帶西風增強。由于ENS

31、O的發(fā)生造成了大氣環(huán)流，特別是熱帶大氣環(huán)流的嚴重持續(xù)異常，因而對全球氣 候變化產(chǎn)生重要影響。首先，由于赤道東西向環(huán)流的異常，造成哥倫比亞、厄瓜多爾和秘魯?shù)鹊氐某掷m(xù)大雨，河水流量猛增，發(fā)生嚴重的洪澇災(zāi)害；同時， 曰Nino的發(fā)生往往造成南 亞、印度尼西亞和東南非洲以及澳大利亞，特別是其東南部的大范圍干旱。曰Nino事件的發(fā)生常給北美西岸地區(qū)造成頻繁的強風暴活動，導致嚴重的暴雨和風暴。 ENSO循環(huán)對我國氣候及東亞季風的重要作用：El Nino情況下，多對應(yīng)西太平洋臺風較少?？赡茉蚴?曰Nino使得西太平洋臺風源區(qū)有異常下沉運動，對流活動受到抑制，副高位置偏南，ITCZ也偏南，西太平洋溫度較低等

32、，不利于臺風的產(chǎn)生。曰Nino多對應(yīng)東北溫度偏低， 主要是發(fā)生 日Nino時，東北上空常有低壓 槽活動。日Nino事件發(fā)生的年份多對應(yīng)華北降水偏多。統(tǒng)計結(jié)果表明ENSO與東亞夏季風之間，大致存在這樣的關(guān)系：曰Nino對東亞夏季風有減弱的作用，對應(yīng)西太平洋副高偏南，呈帶狀西伸，西太平洋臺風偏少， 華北降水增多；相反，La Nino對東亞夏季風有增強作用， 對應(yīng)西太平洋副高偏北。但ENSO只是影響東亞夏季風及夏季氣候的一個因素，很難看到100%的對應(yīng)關(guān)系，而且這種影響還存在階段。 日Nino年冬季中國東部地區(qū)的氣溫多比常年 偏高，東亞冬季風偏弱。對大氣環(huán)流的診斷分析表明，曰Nino情況下，赤道東太

33、平洋的 SST正距平使北半球的 Hadley力口強，中緯度的 Ferrel反環(huán)流加強，因此 日Nino年在3565N, 冬季將出現(xiàn)明顯的南風異常及異常的向北熱量輸送，尤其在低層更明顯。 北半球中緯度地區(qū)緯向西風增強以及對流層低層南風的增大，一般都不利于極地冷空氣向南爆發(fā)。對于東亞地區(qū)，大多數(shù)日Nino年東亞有明顯的異常高壓脊維持，高空鋒區(qū)位置偏北，因而不利于寒潮 向南爆發(fā)，東亞冬季風偏弱；反之， La Nino年，冬季風偏強。七.中尺度對流復合體(MCC )定義：尺度A:小于32C的紅外溫度的云區(qū)面積必須大于106km2。尺度B:小于52C的溫度的內(nèi)部冷云區(qū)的面積 之5M104km2,開始時：

34、尺度定義 A和B首先滿足。生命期：滿足尺度 定義A和B的時期之6小時。最大范圍：連續(xù)的冷云區(qū)(紅外溫度E-32 口 C )達到最大尺度。外形：橢圓形，在最大范圍時刻偏心率三0.7。結(jié)束時：尺度定義 A和B不再滿足。成熟MCC結(jié)構(gòu)的主要特征：(1)在對流層下半部(尤其在 700hPa以下)相對流入從各方進入系統(tǒng)。(2)中層相對氣流很弱，因為系統(tǒng)近于與中層氣流一起移動。在對流層上部，系統(tǒng)周圍的 相對氣流是輻散的，下風處比上風處弱得多。(3)最強的對流單體經(jīng)常出現(xiàn)在系統(tǒng)的右后象限，有時具有線狀排列，取向與系統(tǒng)的運動 方向一致。(4)在平均中尺度上升區(qū)也出現(xiàn)大范圍的弱降水和陣雨區(qū)，通常在強對流區(qū)左側(cè)。

35、MCC出現(xiàn)在偏南低空風最大值前端的強暖平流和強輻合區(qū)中。(6)在淺薄邊界層中，系統(tǒng)是冷心的，中層大部地區(qū)是暖心，再向上在對流層上部和平流層下部又是冷心。（7）上述熱力結(jié)構(gòu)在邊界層產(chǎn)生一中高壓，其上為中低壓，對流層上部為中高壓。中低壓的作用是增強流入，而高空中高壓可使系統(tǒng)北緣之高度梯度增加，形成強反氣旋曲率流出的急流帶。八.大氣遙相關(guān)定義：大氣遙相關(guān)是指某個區(qū)域的大氣環(huán)流的變化與遠距離的某些區(qū)域的氣象要素場有很強的相 關(guān)關(guān)系。在地面氣壓場上表現(xiàn)為一些大氣活動中心之間的相反變化關(guān)系即濤動，如南方濤動（SO）是指印度洋和南太平洋氣壓變化的呈相反關(guān)系的現(xiàn)象，即印度洋上各站（如達爾文港）氣壓下降時，太平

36、洋各站的氣壓及爪哇降水增加的趨勢。北大西洋濤動（ NAO）,冰島低壓與北 大西洋高壓氣壓變化呈現(xiàn)相反關(guān)系，即當冰島低壓加深（中心氣壓下降）時，北大西洋高壓加強（中心氣壓上升）；反之，當冰島低壓減弱中心氣壓上升時，北大西洋高壓也減弱中心 氣壓下降。還有北太平洋濤動。 產(chǎn)生原因：在對流層中層500hPa高度場，取一些基點與所有格點求相關(guān)，可以看到一些正負相間的波 列，這些波列有的類似于射線沿著某種大圓路徑走向排列，發(fā)源于熱帶地區(qū)而后向東轉(zhuǎn)向與某一緯圈相切，再向后彎曲進入熱帶地區(qū)，如 PNA太平洋北美型、EA大西洋東部型、EUP 歐亞-太平洋型；有的呈現(xiàn)為偶極子類型，如WA大西洋西部型、 WP太平洋

37、西部型。 這些波列表現(xiàn)為大氣對一切持續(xù)的局地強迫作用在行星尺度上的響應(yīng)，對地形有很強的依賴性， 而氣候平均定常波的存在是這種相關(guān)結(jié)構(gòu)的成因之一。一方面遙相關(guān)對外源強迫如熱帶海表溫度異常可以有極其明顯的響應(yīng)，例如赤道東太平洋SST的異常將形成比較穩(wěn)定的遙相關(guān)型，如PNA、EUP等。另一方面，大氣內(nèi)部的非線性相互作用也是激發(fā)遙相關(guān)型的重要原 因，如基于行星波在球面上的二維能量頻散理論可以較好地解釋遙相關(guān)的大圓路徑，而時間平均氣流的不穩(wěn)定發(fā)展也是重要的原因之一。熱帶地區(qū)熱源強迫所構(gòu)成的幾種大氣遙相關(guān)型：南方濤動，PNA也與赤道東太平洋 SST有一定關(guān)系。九.熱帶大氣重要性：（1）熱帶是整個大氣的水汽

38、、熱量和角動量源。（2）熱帶大氣和擾動與中高緯的大氣和擾動有明顯的相互作用，不能將這兩個地區(qū)的環(huán)流視為完全孤立的。（3）熱帶地區(qū)是地球上主要的海洋區(qū)，海氣相互作用以及遙相關(guān)最顯著，這是影響全球氣候形成和異常的一個主要原因。10特征尺度：L =106m , U=101m/s, i=105m, D = H=104m動力學特征：（1）天氣尺度熱力學變量的相對變化比中緯度的準地轉(zhuǎn)運動約小一個量級。（2）天氣尺度運動是水平無輻散的， 高低層流場的垂直耦合很弱； 行星尺度系統(tǒng)是有輻散的， 在垂直方向 有密切的關(guān)聯(lián)，即輻散環(huán)流。（3）存在著不同類型大尺度低頻變化的流型或波動。如對于緯向波數(shù)為1的情況有向西和

39、向東傳播的重力波、向東傳播的凱爾文波、向西傳播的混合Rossby波（MY波），以及正壓和斜壓的 Rossby波。（4）熱平衡有明顯的地理差異。（5）積云對流及其垂直輸送的重要作用。（6）輻散環(huán)流。（與中高緯比）（1）天氣尺度熱力學變量的相對變化比中緯度的準地轉(zhuǎn)運動約小一個量級，原因是由于熱帶運動對于氣壓梯度場的不平衡會作出迅速的調(diào)整，這種調(diào)整受地轉(zhuǎn)旋轉(zhuǎn)作用的約束（f較小）較小。因而低緯行星尺度的運動與中高緯天氣尺度運動十分相似。這說明，在熱帶，甚至靠近赤道地區(qū)行星尺度系統(tǒng)（如季風環(huán)流，南方濤動等）比天氣尺度系統(tǒng)（如熱帶云團或熱帶 擾動）的變化大一個量級左右。（2）天氣尺度運動是水平無輻散的，行

40、星尺度系統(tǒng)是有輻散的。由于熱帶天氣尺度系統(tǒng)的無輻散性，過去一些人認為這種的發(fā)展與來自中緯度的側(cè)向強迫作用有關(guān)。實際上這種機制并不是必要的。熱帶天氣尺度擾動的發(fā)展完全有可能從熱帶行星尺度運動系統(tǒng)取得能量。例如可以注意到，對流性天氣尺度的擾動（包括熱帶氣旋）常在特定的地理區(qū)域形成，這些區(qū)域正好對應(yīng)于行星尺度流型的上升區(qū)，如西太平洋、西大西洋地區(qū)等。（3）存在著不同類型大尺度低頻變化的流型或波動。用經(jīng)典的潮汐理論不少人對行星尺度、 緩慢變化的熱帶大氣進行了研究。在不同的環(huán)境條件和強迫作用下（如不同的非絕熱加熱）得到了一些不同類型的大尺度流型或波動。這些波型與觀測十分相近。例如對于緯向波數(shù)1的情況，人

41、們發(fā)現(xiàn)在熱帶存在著向西和向東傳播的重力波、向東傳播的開爾文波、向西傳播的合Rossby波（或者叫M-Y波）以及斜壓和正壓的 Rossby波?；虚_爾文波與混合 Rossby 波尤其重要。（4）熱平衡有明顯的地理差異。在熱帶從氣候特征上大致可分為三種不同的地區(qū)：一是沙漠 或干旱地區(qū)，如沙特阿拉伯地區(qū)；三是季風區(qū)，如南亞及孟加拉灣地區(qū)；三是熱帶海洋，它 的氣候特征處于一和二之間，如阿拉伯海地區(qū)。非絕熱加熱被絕熱加熱補償，由此產(chǎn)生了下沉或上升運動。進而又導致低層輻散、高層輻合（對沙漠區(qū)）或低層輻合、高層輻散（對季風區(qū)）。在高層，從季風區(qū)流出的氣流在沙漠區(qū)上空輻合，以后下沉，低空輻散，再輻合入季風區(qū)并

42、產(chǎn)生上升氣流，從而形成熱帶的輻散環(huán)流。阿拉伯海的情況下好處于上兩種條件之 間。11（5）積云對流及其垂直輸送的重要作用。積云對流是熱帶大氣經(jīng)常觀測到的現(xiàn)象，大部分熱 帶降水都來自對流云。在許多熱帶天氣系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)和發(fā)展中積云對流都起著極其重要的作 用，尤其是深厚的對流系統(tǒng)。在研究熱帶擾動的收支和數(shù)值預(yù)報時，對流是非常重要的，積 云加熱以及積云對熱量、水汽、動量和渦度的垂直輸送是必須考慮的物理機制。熱帶地區(qū)大尺度環(huán)流的主要表現(xiàn)及特征：熱帶地區(qū)行星尺度的輻散環(huán)流有兩種形式：一種哈得萊型，出現(xiàn)在經(jīng)向剖面中；另一種是瓦克型或東西型，出現(xiàn)在緯向平面中。夏季輻散環(huán)流特征：（1）全球最強的輻散風區(qū)在菲律賓及其

43、鄰近海區(qū)（15N, 122E）。一支緯向氣流從上述巨大的輻散中心流向西南，越過赤道到達莫桑比克海峽輻合中心，另一支氣流向西流入到埃及和阿拉伯半島北部地區(qū)；從西太平洋巨大的輻散中心向東，氣流流入到東太平洋的輻合區(qū)，此即瓦克環(huán)流的高空支。（2）在美洲和大西洋地區(qū)， 還有一個明顯的緯向環(huán)流，氣流從中美州向西流入到東太平洋的輻合中心，同時又向東流入到東大西洋的輻合中心。（3）第三個輻散區(qū)位于西非上空。（4）菲律賓處的流出中心氣流也向南北流出，最后分別在華北到西伯利亞及南印度洋到西南太平洋下沉，從而形成行星尺度的經(jīng)向輻散環(huán)流（哈得萊型）。從菲律賓流出的高空輻散氣流作為西風帶向東并輻合入熱帶北太平洋，而作

44、為東 風帶流向西并輻合入阿拉伯和阿拉伯海西部地區(qū)。輻散環(huán)流是熱力直接的，對 200hPa的準靜止的行星波（如超長波1和2）可以制作動能。一般認為有效位能首先轉(zhuǎn)換成輻散風動能，以后再轉(zhuǎn)換為旋轉(zhuǎn)風動能。大尺度氣流的一個主要特征是輻散風動能總是很小。這意味著從有效位能向輻散風動能的轉(zhuǎn)換量總是等于輻散風 動能向旋轉(zhuǎn)風動能的轉(zhuǎn)換量。換言之，輻散風動能在這個過程中起著一種極重要的存儲或催化作用。全球三維輻散環(huán)流：冬季特征：（1）在1月，主要上升區(qū)位于印尼附近的冬季風區(qū)，馬爾加什島以北的熱帶氣旋 活動帶及巴西。相應(yīng)的主要下沉區(qū)位于中國一西太平洋一西南印度洋，南大西洋和東南太平洋。一般下沉發(fā)生在 30N附近。

45、（2）在北半球冬季主要哈得萊環(huán)流的上升支在5s附近，下沉支在30N附近，造成這支哈得萊環(huán)流圈的因子主要是亞洲冬季風。另一個哈得萊環(huán)流是在5S上升，30S下沉，與澳大利亞季風有關(guān)的環(huán)流圈，因而澳大利亞季風是北半球冬季南半球哈得萊環(huán)流圈的一個有機組成部分。澳大利亞北部的降水變率與印尼-澳大利亞北部輻散環(huán) 流上升云的周期性經(jīng)向移動有關(guān)。澳大利亞大部分地區(qū)的輻散風屬于南半球哈得萊環(huán)流圈。夏季特征：（1）上升區(qū)位于阿薩姆-孟加拉地區(qū)，相應(yīng)有三支下沉氣流：太平洋的東西或瓦克環(huán)流的下沉支，西南印度洋的季風下沉區(qū)和地中海及沙漠熱低壓的下沉區(qū)。（2）與非洲季風有關(guān)的輻散環(huán)流比較局地性，在西非5N附近為上升支，東

46、南大西洋15S附近為下沉支。該下沉區(qū)也與中美洲附近的強上升區(qū)密切有關(guān)。（3）鄰近中美洲（10N附近）的東太平洋地區(qū)對流活動很強，主要上升運動區(qū)位于此。這支輻散環(huán)流的下沉支在南太平洋和南大西洋,12它們是哈得萊環(huán)流和東西環(huán)流的重要部分，對南半球副熱帶急流的強度和變化有重要作用。十.平流層爆發(fā)性增溫（SSW）定義：SSW是高層大氣中的一種明顯的不規(guī)則變化。這種現(xiàn)象主要發(fā)生在盛冬平流層和中層，隨 著短時期內(nèi)溫度急劇增加，環(huán)流和風場也發(fā)生明顯的調(diào)整。一般爆發(fā)性增溫分為兩類： 強增暖類和弱增暖類。若 10hPa或10hPa以下層中，緯向平均溫度從 60緯度向極地增加及有關(guān) 的環(huán)流反向（即極渦崩潰，西風環(huán)

47、流變?yōu)闁|風環(huán)流），則稱為強增溫過程。弱增暖過程雖可達到相近的增溫值， 但并不出現(xiàn)環(huán)流的崩潰。還有另一種增暖，不屬于上述兩類中的任何一種，它是由阿留申反氣旋的向北推進引起的，也可能使60N以北的溫度梯度反向，這種叫加拿大增暖（C.W.）。若冬末或春初的增暖使冬季環(huán)流破壞并不再恢復，而發(fā)展成夏季環(huán)流，則稱為最后一次增暖（F.W.）。 變化特征：（1）平流層隆冬發(fā)生的增暖所引起的變化不限于平流層中，而擴展到中層上部。在不同的 層次可同時出現(xiàn)反號的溫度變化。（2）增暖時的溫度上升開始出現(xiàn)在60- 70km o （3）在增暖最大值區(qū)（即溫度波最大值區(qū)），在溫度波增幅的幾天內(nèi)，平流層頂下降20km,同時平

48、流 層頂附近的溫度迅速上升到 +30C的峰值。這期間中層上部以及平流層下部出現(xiàn)冷卻。（4）增暖最大值出現(xiàn)之后，平流層頂進一步下降，平流層上部（現(xiàn)位于30-40km）開始緩慢地增暖，而中層上部仍然是冷的，中層下部變冷。（5）在強增暖時，如果極渦崩潰，則增暖在 5周左右時間內(nèi)到達平流層下部，由于 30-60km層的冷卻使暖的平流層頂破壞，中層上部變 為增暖。 先決條件：波1的增幅，同時波2達最小值是這些冬季強增暖爆發(fā)的特征先決條件。 成因：（1）認為渦動熱輸送是造成平流層增暖的主要機制。計算表明，平流層低層高緯增溫值和 感熱輸送值兩者之間的相關(guān)系數(shù)達0.8以上。在增暖期，感熱輸送效率最高，有的可超

49、過0.9,動量渦動輸送效率雖比熱量渦動輸送效率小，但幾乎都為負值，即動量向南輸送，這是有利于東風的建立。缺點：渦動動量輸送效率較低，是否能完成這種西風的反向還值得進一步研 究。爆發(fā)性增暖期間，溫度的最大值由上向下傳播，并且伴隨著極地渦旋的破壞或分裂，環(huán) 流場發(fā)生反向，任何一個理論必須解釋這些基本事實，而渦動輸送學說實際上只能說明部分。（2）增暖是垂直向上傳播的波動與緯向平均氣流相互作用的結(jié)果。（3）用共振理論說明平流層對于對流層中的行星波振蕩的響應(yīng)。這種理論是說明平流層增 暖和對流層阻塞形勢間聯(lián)系的一個理論基礎(chǔ)。理論認為整個對流層和平流層的定常行星波的異常增強可能是由于一種線性共振，它發(fā)生在平

50、流層極夜急流中心下降到下沉高度之下的時13候。缺點：對流層中阻塞形勢的發(fā)生比平流層增暖要頻繁得多，并且也常是一種區(qū)域性的現(xiàn)象，非行星尺度現(xiàn)象。因此雖然阻塞形勢也可能是平流層增暖的一個必要的先兆，但肯定不是一個充分條件。十一.北半球阻塞高壓定義：阻塞高壓：大氣長波顯著加強， 長波槽不斷向南加深，長波脊不斷向北伸展，這樣長波脊中 ?？尚纬砷]合的暖高壓，為阻塞高壓。同時在阻塞一側(cè)或兩側(cè)可形成孤立的閉合的冷低壓，稱為切斷低壓。兩者往往可同時出現(xiàn)。 它們的形成與維持阻擋著上游波動向下游傳播，破壞了下沉的西風帶環(huán)流，使地面上的氣旋和反氣旋移動受到阻擋，這種環(huán)流形勢又稱為阻塞形勢。這是一種穩(wěn)定的形勢，可維持

51、相當長的時間，對其控制下的上下游大范圍地區(qū)的環(huán)流天 氣過程有重要影響。在阻塞高壓直接控制下的天氣一般是晴朗少云，其東部常有冷平流和下沉運動，天氣以冷晴為主；而在西部一般為暖平流和上升運動，較暖而多云雨。其一般特征定義為：在地面圖上和 500hPa等壓面圖上必須同時出現(xiàn)閉合等值線，而且在 500hPa圖上， 阻塞高壓將西風急流分為南北兩支；阻塞高壓中心位于30N以北；持續(xù)時間至少不少于 5天。北半球的阻塞高壓最易出現(xiàn)太平洋東部阿拉斯加地區(qū)和大西洋東部到歐洲西北部。發(fā)展和維持理論：（1）依靠運動尺度間的正壓相互作用使高壓系統(tǒng)增幅和維持，包括多平衡態(tài)理論、共振理論等。（2）強調(diào)熱力作用在產(chǎn)生阻塞高壓

52、的大尺度振幅和持續(xù)中的重要性。（3）較小尺度波動或渦動（或次網(wǎng)格尺度運動）對阻塞高壓的發(fā)展作用。（4）孤立波理論、偶極子理論、包絡(luò)Rossby孤立子理論。 特點：（1）阻塞作用是高緯現(xiàn)象。（2）阻塞波強度隨緯度增加。（3）阻塞波速度隨緯度減少。（4） 阻塞波生命期隨緯度增加。阻塞高壓建立的特點：1、在阻塞高壓形成的上游地區(qū)，有較強的冷空氣向南爆發(fā)，與冷空氣相聯(lián)系的低槽明顯加深， 致使槽前出現(xiàn)較強的暖平流與明顯的暖舌。于是暖平流與負的熱成風渦度平流輸入前面的高脊，使高脊不斷發(fā)展。2、僅有高脊發(fā)展，還不會出現(xiàn)閉合的阻高中心，還必須在高脊西側(cè)有槽向東南伸展，成為西北-東南走向的槽，高脊東側(cè)的槽向西南

53、發(fā)展，成為東北-西南走向的槽，這樣，高脊才會斷開，成為阻塞中心。這種槽的斜伸，常與冷平流造成的負變高相聯(lián)系。3、從阻高建立時期各等壓面之間配合示意圖看來，在平流層下部200hPa的脊線上和脊線以西，為冷平流。而在500hPa的脊線上和脊線以西為暖平流。這種冷暖平流隨高度的分布，根據(jù)位勢傾向方程的厚度平流（或溫度平流）隨高度的變14，一一一 0升高，有利于高壓脊的發(fā)展。:t，、一 cx?、_ ，.-.、_、.化項 _（ _vq） 0 ,等壓面局度.:p2P十二.中尺度系統(tǒng)基本動力特征：（1）空間尺度小，生命期短。水平100 200km,垂直10km左右，生命史一般在幾小時到十幾小時；（2）具有較

54、強的垂直運動。渦度和散度的量級一般比天氣尺度大一個量級，可以造成強烈對流活動的發(fā)生；（3）氣象要素的梯度大。變溫和變壓可以達到很大的值，故能造成強烈的天氣；（4）非地轉(zhuǎn)平衡。加速度項與地轉(zhuǎn)偏向力和氣壓梯度力具有相同的量級，因 此一般不能在中尺度系統(tǒng)中運用地轉(zhuǎn)風關(guān)系；（5）非靜力平衡。風場的垂直切變對中尺度系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展的影響：40年代，一般認為風垂直切變阻礙雷暴或積雨云發(fā)展。因為在切變作用下垂直發(fā)展的云向 下風方傾斜，而不能直立。在這種情況下由于對流上升的路徑加長，環(huán)境空氣混合入對流空氣的作用增強。另外相繼的空氣不容易走相同的路徑以形成有利于以后對流上升的環(huán)境。因而通過這些作用使對流受到抑制。

55、50年代后觀測表明，有些大雷暴或強風暴在強垂直切變或高空急流存在的環(huán)境下發(fā)展，并 能直立維持相當長的時間， 這表明垂直切變對積云或小積雨云和對強對流系統(tǒng)的影響是不同 的。對于強風暴垂直切變不但不是阻礙發(fā)展的因子，而且是增強風暴的因子。在出現(xiàn)強熱力不穩(wěn)定的層結(jié)下，風的垂直切變是有助于雷暴組織成持續(xù)性的強雷暴。風的垂直切變是區(qū)別強風暴動力學與積云動力學的基本條件之一。一般風的垂直切變對強風暴有四個方面的作用：（1）在切變環(huán)境中使上升氣流傾斜，這使上升氣流中形成的降水質(zhì)點能夠脫離出上升氣流，而不致會因施帶作用減弱上升氣流的浮力。（2）可以增強中層干冷空氣的吸入，加強風暴中的下沉氣流和低層冷空氣外流。

56、以后通過強迫抬升使流入的暖濕空氣更強烈的上升，從而加強對流。（3）造成一定的散度分布， 有利于風暴在順切變處不斷再生，使雷暴向前傳播。（4）能產(chǎn)生流體動力學壓力。 在風暴右側(cè)有利于新的對流單體增長。基本特征：（1）空間尺度小，生命期短。中尺度系統(tǒng)的水平尺度一般在100 200km,其垂直尺度為10km左右，因而 H/L = 1/10,而大尺度為 1/100,小尺度為1。中尺度的生命史一般在幾小 時到十幾小時，而天氣尺度在12-24小時或以上。小尺度生命史一般在1小時以下。（2）具有較強的垂直運動。 中尺度系統(tǒng)的渦度和散度的量級一般比天氣尺度大一個量級，即散度104s,，渦度10s。有些強烈的中

57、尺度系統(tǒng)散度可達10s。垂直運動量級在幾十厘米/秒到1米/秒，垂直運動較強，可造成強對流活動。（3）氣象要素的梯度大。氣壓可達1 3hPa/100km ,溫度3oC/10公里。因而變壓和變溫可達很大的值。（4）非地轉(zhuǎn)平衡。中尺15度系統(tǒng)中，由于加速度項與地轉(zhuǎn)偏向力和氣壓梯度力具有相同的量級，因而在中尺度分析中一般不能運用地轉(zhuǎn)風關(guān)系來調(diào)整等壓線和流線（或風場）分析。風向和等壓線有明顯交角，甚至相垂直的情況。（5）非靜力平衡。颶線特征：颶線的水平尺度為 150300km ,生命期為410個小時。在颶線中尺度系統(tǒng)中，氣壓梯度可達13hPa/100km,有明顯的水平梯度， 達5C/10km,颶線過境，

58、氣壓涌升1hPa/12min, 與這種大的氣象要素梯度相聯(lián)系的是強烈的天氣現(xiàn)象，沿颶線經(jīng)?？梢钥吹酱箫L、強雷暴、強降水、冰雹等天氣現(xiàn)象，有時還出現(xiàn)下?lián)舯┝骰螨埦恚瑤頌?zāi)害性的破壞。有利于颶線產(chǎn)生的環(huán)境條件是：大氣層結(jié)呈條件不穩(wěn)定，低層水汽充沛；中層有干、冷空氣入侵；高、低空存在急流并恰當耦合以及大氣中具有某種動力機制以釋放不穩(wěn)定能量（如低空急流、重力波等）。中尺度系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展的主要物理條件位勢不穩(wěn)定層結(jié)，并常有逆溫層存在；低層有濕舌或強水汽輻合；有使不穩(wěn)定釋放的機制；常有低空急流存在； 強的風垂直切變；中層有干冷空氣入侵；低空輻合和上升運動，地形等（位勢不穩(wěn)定層結(jié)：雷暴或強風暴系統(tǒng)是一種熱對流

59、現(xiàn)象，而對流運動的主要作用是浮力。浮力越強產(chǎn)生的上升運動越強，雷暴的垂直發(fā)展越高?？諝馍仙母×χ饕a(chǎn)生在位勢不穩(wěn)定的層結(jié)中。因而要形成雷暴或強風暴系統(tǒng)必須有明顯的位勢不穩(wěn)定層結(jié)。位勢不穩(wěn)定是指對流不穩(wěn)定和條件不穩(wěn)定的結(jié)合,抬升或降水的蒸發(fā)使其達到飽和，定。逆溫層：逆溫層或穩(wěn)定層的存在,這時考慮的是一深厚氣層。 在這樣一種層結(jié)中， 只要通過建立的溫度遞減率超過濕絕熱遞減率，就會出現(xiàn)位勢不穩(wěn)暫時把低空濕層與對流層上部的干層分開，這樣能使風暴發(fā)展所需的高靜力能量得以積累。最后由于某種機制使逆溫層破壞或除去，則會出現(xiàn)爆發(fā)性的強對流活動，使層積云或矮小的積云自由地向上滲透形成高大的積雨云。低層濕舌和水

60、汽輻合：由于低層水汽輻合經(jīng)?？稍斐梢粭l明顯的濕舌，這在中低層天氣圖分析中常?？吹?。濕舌實際上是在對流層下部的一條狹窄的暖濕輸送帶。也是一條高靜力能量舌。在850hPa和700hPa尤其明顯。濕舌與暴雨和強風暴天氣有密切的關(guān)系，幾乎大多數(shù)暴雨和強天氣出現(xiàn)時都有濕舌存在。強對流系統(tǒng)常常在濕舌的西側(cè)開始爆發(fā)，以后向南向東傳播。由于濕舌的作用在供應(yīng)水汽和建立不穩(wěn)定層結(jié)中的重要作用，目前有人把低空濕舌的存在看作是風暴發(fā)展的一個必要條件。地形：對暴雨的作用主要有三個方面：1、地形對過山的氣流有動力抬升和輻合作用，如喇叭口狀的地形；2、地形對中小尺度系統(tǒng)的影響。地形在一定的氣流或條件下會生成中小尺16度渦旋