高等天气学题.doc

高等天气学19961、试用简明的涡度方程或位势倾向方程中各项说明制约温带气旋发展的物理因子，进行简单的解释。（位势倾向方程，其余略）制约气旋发展的物理因子主要有：涡度平流，温度平流，凝结潜热，摩擦，辐射和地形。根据地面气压系统的发展方程：上式中，假定是对无辐散层的，略去的作用，是热成风涡度，是非绝热加热率，平均号代表地面到无辐散层高度的气压加权平均值，是p坐标系中的垂直速度。地面气压系统的发展，是与无辐射层上的涡度平流以及地面到无辐散层间的平均温度平流、平均温度绝热变化和非绝热变化的拉普拉斯有关。在正涡度平流区，有，即无辐散层上正涡度输送区将使地面涡度增加，相应气压降低。温度平流项又可称厚度平流项（）。在平均暖平流区，在平均冷平流区，故在暖平流最强的地区，因而使，而在冷平流最强的地区，有，前者有利于气旋的生成发展，后者不利于气旋的生成发展。绝热变化项代表大气层结和垂直速度分布对地面相对涡度变化的作用。对未饱和情况，通常，当时，。在最强上升运动处，气柱变冷最多，因而，这使，这不利于气旋的生成发展。同理，稳定层结下，下沉运动最强处，使，有利于气旋的生成发展。非绝热项表明，在热源地区（），有，则，即有热源区或加热区，非绝热作用使气旋生成和发展。冷源地区有利于反气旋生成发展。2、解释中尺度对流复合体（MCC）的定义，并说明它的主要特点。（略）P414,P416 参考后半部分17题MCC定义：尺度A：小于320C的红外温度的云区面积必须大于106km2。尺度B：小于520C的温度的内部冷云区的面积开始时：尺度定义A和B首先满足。生命期：满足尺度定义A和B的时期6小时。最大范围：连续的冷云区（红外温度）达到最大尺度。外形：椭圆形，在最大范围时刻偏心率。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。3、什么叫“大气遥相关”，给出热带地区热源强迫所构成的几种大气遥相关型。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）是指热带印度洋和热带东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。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。另一方面，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，如基于行星波在球面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4、试述热带地区在全球大气环流中的重要性，近二十年来热带气象学（包括热带大气环流及大气系统）主要成就有哪些方面（请说出三种以上）？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，这是影响全球天气与气候形成和异常的一个主要原因。（主要成就有哪些方面）热带气象学所研究的内容主要有以下三个方面：大气环流热带大气环流的形成和变化，是热带大气本身的动力和热力特性、海陆热力差异、青藏高原等大地形的动力和热力作用，以及南北半球环流相互作用等因子共同作用的结果。天气系统探测和理论研究的结果，发现了热带地区许多新的天气系统。这些不同的空间和时间尺度的天气系统及其相互影响，是热带气象学研究的重点。5、叙述定常波形成的原因，及定常波在大气环流中的作用。【定常波：时间平均值的纬向偏差的定义为定常波，即。它表示时间平均图上的纬偏值，又称常定涡旋项，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高度剖面图表征。】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重要的。但热力强迫和地形强迫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。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东北倾斜，在中高纬有东南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，和之差特别明显。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面低压起重要作用。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槽。海平面低气压位于高纬度海洋上，等压线沿海面线密集。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；和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，和之间的相关系数达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：（1）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）海平面气压场中，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经度高度剖面图上也很明显。而由200hPa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面的加热和冷却作用，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，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都是冬夏季较强，转换季节较弱，而经向分量冬季比夏季更强。最大值中心随季节位置有变化。】6、写出瞬变波与平均流相互作用的EP通量关系，指出EP通量关系适用的条件范围，并说明剩余环流的意义。（P27）在研究瞬变涡度与平均气流的相互作用时，可以在y，p平面上定义一个向量来讨论水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。其中为涡动动量的经向通量，为涡动热量的经向通量。E-P通量中热量通量为主，决定了E-P通量的垂直分量。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。适用范围：准地转条件E-P通量的散度等于位涡的经向瞬变输送，即有：，其中为准地转涡度。剩余流函数*代表代表在E，摩擦和加热作用下为维持地转平衡所必需的环流。19977、从海气相互作用的观点，叙述海洋在全球气候变化中的重要性。（1）对地球大气系统热力平衡的影响（2）对水循环的影响（3）对大气运动的调谐作用（4）对温室效应的减缓作用8、描述亚洲季风活动中的低频振荡特征。3050天低频振荡的向北传播在季风区，尤其南亚季风区最明显，在南海、菲律宾和西太平洋地区也很明显。这种低频振荡的存在可能与印度洋和西太平洋的大范围对流加热有关。这种扰动无论是云量、高度场和风场都表现有从赤道到喜马拉雅山地区明显的向北传播。即，扰动起源于印度洋赤道地区，消失于西藏高原南麓。这种扰动的经向传播与季风活跃和中断期的交替变化有密切关系。当扰动从赤道向北传播到30N时，在气压场上表现为一列槽脊区的经向传播。其传播速度为0.75纬度/d，经向尺度为3000km左右，槽线与云区相对应，脊线处一般是无云的。因而随着扰动的向北传播，对任一地区会带来交替的天气变化。风场也表现有类似的经向传播，其振幅为3-6m/s。3050天低频振荡的另一种位相传播是向东传播。这些向东传播的赤道波在西太平洋地区振幅最大，并且这种低频振荡的向东传播是全球性的，是一种行星尺度的波动，全年存在。向东传播的相速度为80经度/d左右。大约在50天左右的时间可围绕地球一周。在季风区这种波最明显，并且还具有向北传播的趋势。3050天的低频振荡除了向东和沿经向传播以外，在某些季节、地区以及层次也存在向西的位相传播。它们常从太平洋中部开始，一直可到达东亚和南亚季风区。3050天的低频振荡是一种全球现象，纬向波数为1，它们的振幅不仅在夏季季风区明显，而且在50N和50S的对流层上部也有很大的振幅。在北半球冬季，太平洋中部似也是低频振荡的一个源区。这种低频扰动有两个源区，一是在夏季季风区，主要表现从赤道向喜马拉雅山区的经向传播；一是在北半球冬季的东太平洋赤道地区，从这里扰动向北传播。在季风区，低频振荡的活动有明显的季节变化，这种变化与季风活动有密切的关系。低频风最大值最先出现在春季马来西亚和中印半岛地区，这个地区在5月初季风即已爆发，这说明了季风的振荡可能与季风活动有关。夏季，低频振荡向北扩展，在1020N，从阿拉伯海到太平洋地区纬向风振荡有较大的振幅，其值在35m/s。秋季季风区低频振荡的振幅显著减小。在季风区不但存在着向东传播的行星尺度的3050天振荡以及经向传播的3050天振荡，而且还存在1020天向西传播的气压脉动。这些低频波都影响季风的活动。低频振荡可明显地影响季风活动（中断和活跃期的交替）。如，在整个夏季季风时期，气压距平都是向北移动的。当一个低压距平移入季风区时，夏季季风雨爆发；当一个高压距平从赤道区移来时，季风中断。另外，上述低频波到达印度中部时，这些波中的一些可以出现锁相现象。季风的中断和活跃期也可表现为两种低频系统的锁相关系。9、暴雨发生发展过程的物理条件有哪些？（略）（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（如低空辐合区、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。中尺度雨团或雨带总是在一定的天气尺度背景下生成的。这些背景包含两方面的条件：一是使中尺度系统得以不稳定发展的环境条件；另一是不稳定发展的触发条件。(1)不稳定发展的环境条件对称不稳定当大气处于弱的层结稳定状态时，虽然在垂直方向上不能有上升气流的强烈发展，但在一定条件下可以发展斜升气流。这种机制称为对称不稳定。它可以用来解释与锋面相平行的中尺度雨带的形成和发展。所谓对称稳定度实际上是大气中垂直方向上的静力稳定度和水平方向上的惯性稳定度相结合而产生的一种大气在倾斜方向运动的稳定度判据。在潮湿大气中大气静力稳定度的判据是条件不稳定中性稳定惯性稳定度的判据是：惯性不稳定中性惯性稳定因此，对称不稳定的判据可表示为：对称稳定中性对称不稳定风速垂直切变和水平切变愈大，等绝对角动量面的倾角愈小，等相当位温面倾角愈大，对称不稳定的水平尺度范围愈宽。中、高纬低空急流和高空急流附近存在足够大的和比较容易发生对称不稳定。低纬绝对涡度小，当上式可见，在低纬也易发生对称不稳定。(2)暴雨中尺度系统的触发条件当天气尺度系统所形成的不稳定环境条件已具备时，只要存在使大气抬升的触发条件，中尺度雨团、雨带及与其相伴的中尺度系统即可生成。这些触发条件有：锋面抬升，露点或干锋抬升；能量锋与系统的触发；地形抬升作用；近地层加热的不均匀性；重力波的抬升作用；雷暴前方伪冷锋的抬升作用；海陆风辐合抬升。10、什么叫平流层爆发性增温，举出两种它的成因说。SSW是高层大气中的一种明显的不规则变化。这种现象主要发生在盛冬平流层和中层，随着短时期内温度急剧增加，环流和风场也发生明显的调整。一般爆发性增温分为两类：强增暖类和弱增暖类。若10hPa或10hPa以下层中，纬向平均温度从60纬度向极地增加及有关的环流反向（即极涡崩溃，西风环流变为东风环流），则称为强增温过程。弱增暖过程虽可达到相近的增温值，但并不出现环流的崩溃。还有另一种增暖，不属于上述两类中的任何一种，它是由阿留申反气旋的向北推进引起的，也可能使60N以北的温度梯度反向，这种叫加拿大增暖（C.W.）。若冬末或春初的增暖使冬季环流破坏并不再恢复，而发展成夏季环流，则称为最后一次增暖（F.W.）。增暖时温度变化有如下特征：（1）平流层隆冬发生的增暖所引起的变化不限于平流层中，而扩展到中层上部。在不同的层次可同时出现反号的温度变化。（2）增暖时的温度上升开始出现在6070km。（3）在增暖最大值区（即温度波最大值区），在温度波增幅的几天内，平流层顶下降20km，同时平流层顶附近的温度迅速上升到+30C的峰值。这期间中层上部以及平流层下部出现冷却。（4）增暖最大值出现之后，平流层顶进一步下降，平流层上部（现位于30-40km）开始缓慢地增暖，而中层上部仍然是冷的，中层下部变冷。（5）在强增暖时，如果极涡崩溃，则增暖在5周左右时间内到达平流层下部，由于30-60km层的冷却使暖的平流层顶破坏，中层上部变为增暖。分析表明，波1的增幅，同时波2达最小值是这些冬季强增暖爆发的特征先决条件。成因说：（1）认为涡动热输送是造成平流层增暖的主要机制。计算表明，平流层低层高纬增温值和感热输送值两者之间的相关系数达0.8以上。在增暖期，感热输送效率最高，有的可超过0.9，动量涡动输送效率虽比热量涡动输送效率小，但几乎都为负值，即动量向南输送，这是有利于东风的建立。缺点：涡动动量输送效率较低，是否能完成这种西风的反向还值得进一步研究。爆发性增暖期间，温度的最大值由上向下传播，并且伴随着极地涡旋的破坏或分裂，环流场发生反向，任何一个理论必须解释这些基本事实，而涡动输送学说实际上只能说明部分。（2）增暖是垂直向上传播的波动与纬向平均气流相互作用的结果。（3）用共振理论说明平流层对于对流层中的行星波振荡的响应。这种理论是说明平流层增暖和对流层阻塞形势间联系的一个理论基础。理论认为整个对流层和平流层的定常行星波的异常增强可能是由于一种线性共振，它发生在平流层极夜急流中心下降到正常高度之下的时候。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。（对平流层环流的影响）11、北半球的阻塞高压最容易出现在什么位置？你认为阻塞现象是属于长波的不稳定发展还是基本流的变异？并说明理由。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，使地面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，对其控制下的地区驻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；而在西部一般为暖平流和上升运动，较暖而多云雨。其一般特征定义为：在地面图上和500hPa等压面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部阿拉斯加地区和大西洋东部到欧洲西北部。阻塞高压的发展和维持理论有：（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。阻高特点：（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。当前关于大气环流中阻塞形式形成的几种理论解释：关于阻塞形式的动力学，一类是基于阻塞形式的全球特性，研究阻塞流型和纬向环流型之间的转换。大气多平衡态理论和共振理论，属于这个范畴。另一类是突出阻塞形式的局地特征，研究阻塞高压和切断低压的形成机理，包括各种非线性理论，如涡动对时间平均流的激发，孤立波和偶极子理论等。 多平衡态理论：Charney认为大气环流的多平衡态问题是大气阻塞环流和纬向环流存在和转换的理论基础：描写外源和地形作用下的非线性大气运动的方程其定常解就相当于大气运动的一种准定常流型，或准平衡态。每一个平衡态都有其自身的稳定性。那些稳定的平衡态才足够维持时间来产生某类天气过程。平衡态R接近于共振西风条件，在这种次共振的稳定平衡态条件下，拨在跨越山脊处具有最大的拖曳作用，在地形影响下，波动便可由纬向基流提供能量，产生大振幅的扰动，出现低指数阻塞环流。而平衡态Z远超共振稳定平衡态。这种情况下，山脉的拖曳作用比较小，波动从基流中得到能量少，扰动振幅就比较弱，纬向基流比较强，出现弱波动的高指数纬向环流。多平衡态问题还是有争议的问题，某些条件有待深入研究，但是在非线性作用下会出现大振幅的平衡态却是比较可信的。 共振理论：大气阻塞形式的建立往往都是大尺度扰动在某些地区异常发展所至，或是说大尺度波动急剧增幅的结果。基于非线性共振理论，由于大气中存在地形及热源强迫波，如果移动性槽脊波的频率（波数）与地形的频率（波数）满足共振条件，那么槽脊的振幅增大，频率变慢，可能发展成阻塞环流形式；但如果不能满足共振条件，槽脊的振幅和频率将不会有大的改变，也就不会形成阻塞形式。 孤立波理论：在地球流体运动过程中，往往会出现一种生命史很长而结构持续稳定的大振幅孤立系统，可用孤立波来描写：以定常速度移动却不改变波形的局地性扰动来描写这类系统。利用非线性有限振幅情况下的rossby孤立波模型来解释大气阻塞现象，非线性问题的解其第一特征模相当于一个线性定常rossby波，它对于解的纬向结构是不可接受的；而第二特征模的异常流函数成反对称偶极子流型，在节点北侧是反气旋环流，南侧是气旋性环流。这里所求得的第二特征模无论是偶极子流型还是垂直结构特征都同大气中观测到的阻塞形式有相当好的一致性。 天气尺度涡旋的激发：无论是正压还是斜压情况，天气尺度的涡动强迫同样对阻塞形式的建立和维持起着重要作用，尽管有耗散因子的存在，涡动强迫作用却维持了极典型的阻塞流型存在。Yeh在阻高发展的局地条件的讨论中指出，正涡度不断向脊的南端输送，负涡度不断向脊的北部输送，可导致阻高及相应的切断低压的形成；而这种类型的涡度输送的发生直接同地转偏差的局地分布有关。偶极子理论：在阻塞形式下，往往会出现反气旋和气旋性涡旋长时间同时并存的情况。这种长时间并存的涡旋对，在流体力学上称为偶极子，这类形式的阻塞即偶极子阻塞。偶极子理论可以很好的描写大气中偶极型阻塞的结构特征；在一定条件下，位势涡度源的强迫（表示瞬变涡旋的作用）可以激发产生类似大气中偶极子型阻塞的环流形式，因此，偶极子理论在一定意义上可对大气中的偶极型阻塞环流给予动力学解释。大气低频变异中的波流相互作用(阻塞形势)（高守亭等，1998）阻高是低频异常中主要现象之一。在大西洋上,1947年1月后期到该年3月份、1962年12月末到来年3月曾出现阻高持续异常并在东太平洋上1976年12月到1977年2月份也出现阻高异常。图6给出了用NCEP资料(19821994年)绘制的1月份500hPa平均流场。可以较清楚地看出北半球平均流场具有明显的波动性,而南半球平均流场基本上是平直的。这说明平均流场因受海、陆等因子的影响本身就会出现波动型的运动。所以这种大的低频变异实属于基本流波型的变异。正是如此,阻塞高压又可称为阻塞流型。本文初步看法是,因为阻高是平均流的变异,所以如同Shutts(1983)等人的看法一样,最适合的应称阻高为阻塞流,这反映它应属于流的一部分而区别于波。有很多证据可以支持这一看法,其中最有说服力的是Lejenas等人(1992)18的论文,其标题是移动的行星波和阻塞流,他们详细分析了西移的1波及2波与阻塞流的关系,指出1波对阻塞流的贡献大于2波,并给出西移的1波脊同阻塞流相遇的例子(图8)。同时我们认为有3个主要因素对阻塞流的形成(或说低频变异的形成)起主要作用。其一是阻塞流上游的低槽加深及东移。这一原因在两大洋阻塞的形成中都有较清楚的反应。从图1中可看出东亚大槽区的平均范围在160E以西。但从图2可以看出在东太平洋阻塞异常时,东亚大槽区的范围东扩到180且有加深,以致于使槽前的暖平流明显加强北推以促使东太平洋暖性阻塞的形成。同样北美东海岸大槽的加深支配着大西洋上的阻高异常,这一点只要对比图1与图9便可看得清楚。由以上图形的对比,可知起着“上游效应”作用的东亚大槽区的东扩及加强,以及北美东岸大槽的加深对两大洋上阻高的形成起着重要的作用。其二是海-气之间的相互作用。蒋全荣和JMWallace(1991)19计算了冬半年11月至来年4月的月平均500hPa高度场与大西洋上纽芬兰岛附近的海温(TAN)和百慕大群岛附近的海温(TAS)之间的同时相关(资料年限为19501979年),得到如图10的结果。从相关图中可以看出,在信息区内大西洋海温与500hPa高度场成明显的正相关。可见大西洋上中、高纬的温度正距平对在该区域大气中阻塞形成起着相当的作用。实际上, 大气对海洋上热力强迫的响应,其时间尺度仅为几天至几周,因此从气候角度看,可以认为大气对海温变化的热力强迫响应是同时的。太平洋上的低频变异同赤道太平洋海温异常有关。首先根据李崇银(1993)的研究,大气对赤道东太平洋地区SST异常的遥响应主要是3060d的低频遥响应,且在中、高纬度大气中激发出了明显的3060d的振荡,而这种低频振荡又存在着两个比较稳定的基本低频遥相关型。一个称为EAP型(欧亚太平洋型);另一个是PNA型(太平洋北美型)(图11)。图11中的PNA型同太平洋赤道海温异常有着遥响应的关系。这是因为实际大气中典型的PNA类型的合成就恰恰构成了如图2那样的典型的低频变异。因此,东太平洋阻塞异常可以看成典型的PNA型。而已有大量的研究表明:大气对于赤道太平洋的热力响应可产生PNA型的遥相关(Webster,1981)21。同时,12月至次年2月是海洋同大气耦合最好的时期,可见东太平洋阻塞异常同样是同海洋-大气相互作用有着密切的关系。这一点从图13中可以得到进一步的证实。其三是1波、2波西移对阻塞流形成的贡献。对高纬度,由于B效应较小以及斜压性相对也较弱(斜压性最强在中纬度)。所以罗斯贝波的振幅比较小,且在高纬地区的阻塞流是呈相当正压结构。所以我们难以接受所谓斜压共振弯曲促使阻塞流形成的观点。但我们的确认为波、流相互作用对阻塞流的维持是尤其重要的。1波的西移对太平洋阻塞的形成以及2波的西移对大西洋阻塞的形成有促进作用,而其他短波的作用可能不是重要的。12、简述基本锋生过程，你认为春季我国江淮流域的锋生可能同那几个因子有关？为什么？（略）P117 参考后半部分9题199813、说明热带地区行星尺度辐散环流的特征，并说明它的成因。（成因，其余略） 参考期末试题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；另一种是沃克型或东-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（15N，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辐散环流（哈得莱型）。从菲律宾流出的高空辐散气流作为西风带向东流并辐合入热带北太平洋，而作为东风带流向西并辐合入阿拉伯和阿拉伯海西部地区。（冬季辐散环流特征）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西太平洋西南印度洋，南大西洋和东南太平洋。一般下沉发生在30N附近。（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这云将要哈得莱环流圈。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，它们是哈得莱环流和东西环流的重要部分，对南半球副热带急流的强度和变化有重要作用。】14、如果不存在青藏高原，亚洲夏季风场将会发生怎样的变化？亚洲季风将会是怎样的情况？ 参考后半部分（1）7月，青藏高原南缘低层的南风最强，并沿南坡向上伸展，这引起强迫抬升运动。在高原北侧也有强迫上升，因为北风是从北坡吹上来的，这两支辐合气流的分界线大致与对流层上部西藏高压的位置是一致的。在西藏高原以南，200hPa以上北风盛行，在17N，150hPa附近有最大值（4m/s）。这支北风气流代表沿90E季风环流圈的高空回流支，与强纬向东风有关，它在100hPa，17N处有25m/s的最大值，在这支东风急流下方是低层西风，在13N，850hPa超过13m/s。这种上下相反的气流产生了明显的东风切变，这表明对流层温度从高原附近向南到赤道区减小。（2）Murakami等的8层二维数值模式试验表明：在没有山脉的情况下，计算的低层西风最大值不到5m/s，高层东风最大值不到10m/s。如果包括山脉，低层西风急流超过10m/s，高空东风急流大于25m/s。这肯定了西藏高原对季风环流的强烈影响。（3）Hahn和Manabe的三维全球模式试验表明：在M模式（有山脉）中，在季风爆发时期副热带急流迅速地移过西藏高原。没有山脉时副热带急流不突然北跳到其夏季的位置，而是在5、6月相当慢地北移。在7月稳定在比M模式约偏南10纬度上。在M模式中，西藏高原上出现温度最大值，与观测一致。在无山脉模式（NM）中，高原上的温度比M模式中约低1012C。这表明对流层中部的热源在M模式中是被维持在高原之上，结果在高原近地面形成暖心低压，高空形成暖心高压。M模式和NM模式的加热场有显著差别。在M模式中，潜热在高原上变得很重要，而NM模式中，以感热为主。实际上，一般如果考虑山脉作用，地表面的感热加热作用变得要不显著。在M模式中，尤其在西藏高原坡地上，出现更大的降雨量，并且印度的大部分地区所得到的降水量也比NM模式中多。（4）郭晓岚、钱永甫研究表明：高原上温度场和环流场的巨大日变化主要由于西藏高原激起。在夜间，高原上以及南北坡300hPa以下以下沉运动为主；而在白天，夜间的下沉运动由强上升气流代替。高原更南面，在日夜期间，低层为强南风，其上为明显的北风。一天的平均环流场与实际观测到的7月平均经圈环流很相似。【对亚洲冬季风的影响。（1）冬季，西藏高原对这种冬季风环流是一种热汇，同时对西风气流也具有重要的机械作用。低层西风在高原西端分裂成南北两支。高空急流是在高原南侧，而不是在高原上最强。当低层气流流到高原西端时，平均风分裂成两支气流。南支气流比北支略弱。两支气流在高原以东约120E处汇合成一支强气流。其间有一个极弱的风速区从东坡向下游一直伸展1000km左右，在这个最弱的风速区有一对涡，反气旋涡旋在北，气旋性涡旋在南，在高原西端附近也有类似的现象，但不如下游清楚。（2）在500hPa，主要的西风气流在25N和45N仍有明显的分支，而直接在高原之上，500hPa冬季平均最弱(10m/s)。这些极弱的风表明高原上有显著的摩擦作用。高原上行星边界层顶可达67km（距海平面）。这种较高的行星边界层可起到把亚洲山脉的垂直和水平范围扩大的作用。300hPa上的冬季平均风在高原上也是弱的，这说明西藏高原的机械作用可扩展到300hPa，也表明泰勒柱现象可发生在西藏高原上。（3）在200hPa上，最强的风并不在西藏高原上，而在喜马拉雅山南缘。冬季平均气流的这些特征不能用绝对位涡守恒原理来解释。在200hPa高度可观测到在喜马拉雅山以南急流向东有明显加速。70E以东，这种向东加速与来自热带的明显偏南气流有关。而偏南气流可能对应于热力直接的、局地哈得莱环流的上升支。哈得莱环流是与北侧冷的大陆和高山与南侧暖的洋面和赤道降水间的加热差有关。数值试验表明，在高原以西的这个地区南北垂直环流是热力间接的。在高原以东存在着热力直接的南北方向垂直环流，主要的下沉气流中心在40N，105E，700hPa为流出，200hPa为流入。在高原东端，200hPa辐散气流主要是偏南风，来自22.5N,95E的高原辐散中心，这些偏南的高层辐散风在高原南侧造成了200hPa急流的向东加速。这些高层的偏南辐散风来自最强的赤道降水区，因而100E以东局地哈得莱环流的特征是：来自赤道暴雨区的对流层上部偏南辐散气流和高原东北附近的强对流层下部的回流气流（季风涌），这支气流是下沉的。（4）南北大槽在接近西藏高原时一般分裂为两部分。北部继续沿50N向东传播，南部沿高原南侧缓慢东移。东移槽的这种分裂现象主要是由高原机械作用引起，热力作用不一定会引起分裂。西藏高原即使在200hPa也能影响东亚波动的活动。（5）在季风涌中，北风和低温的相关表明感热是向北输送的，这常出现在西藏高原的背风侧。高原由于机械阻挡作用也能强烈地影响感热输送。起源于孟加拉湾地区的大量热通量通过西藏高原的东南部向北到华中，其中的一部分又沿着高原东北流向西北，可到塔克拉玛干沙漠。】15、什么叫低空急流？它对夏季中尺度系统的发生发展将起什么样的作用？（略） 见后半部分12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