高等天气学

高等天气学

1996

1、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族发展的物理因子，进行简单的解释。 （位势倾向方程，其余略）

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）

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W A 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，这是影响全球气候形成和异常的一个主要原因。 （主要成就有哪些方面）

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：纬向平均环流的偏差的时间平均定义为定常波，即*[]A A A =-。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，*2[]v 和'2[]v 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；*Z 和*T 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，*v 和*

T 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*Z 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*2[]u 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*2[]u 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*u 的极大值在15N 附近，位于对流层上部大洋中部槽区，*v 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*2[]u 和经向动能*2[]v 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E －P 通量关系，指出E －P 通量关系适用的条件范围，并说明剩余环流的意义。

1997

7、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。

8、描述亚洲季风活动中的低频振荡特征。

30－50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。这中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 。

30－50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。30－50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。

30－50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10－20N，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3－5m/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30－50天振荡以及经向传播的30－50天振荡，而且还存在10－20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）

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60－70km。（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下沉高度之下的时候。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。

北半球的阻塞高原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。

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）

1998

13、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）

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？

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）

16、什么叫ENSO事件？什么叫厄尔尼诺现象？并叙述厄尔尼诺现象同热带西太平洋有关现象的关系。（略，厄尔尼诺现象同热带西太平洋有关现象的关系）

17、大气角动量输送和收支研究是为了说明什么问题？你认为仅用角动量输送和收支，能很好说明高空西风急流的维持吗？如果不能应如何对高空急流的维持做出最好的解释？（略）

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18、从尺度分析角度着手说明中尺度系统的基本动力特征。（中尺度系统尺度分析，其余略）（1）空间尺度小，生命期短。水平100－200km，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。

19、试述热带地区大尺度运动的特征（与中高纬比）。（至少说出三条）

特征尺度：610L m =，110/U m s =，510m τ=，4

10D H m == 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，即辐散环流。（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）

20、什么是厄尔尼诺（Elnino ），拉尼娜(Lanina)现象。说出它们对全球环流与气候的可能影响。

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El 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El Nino 事件，又称La Nina 。根据El Nino 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7－8月。根据El Nino 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，翌年冬春增暖过程结束。

【南方涛动是一种行星尺度的振荡现象，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瓜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。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，Hadley 环流加强，而Walker 环流减弱，赤道东太平洋SST 增暖甚至出现El Nino 事件。】

ENSO 是厄尔尼诺(El Nino)和南方涛动（Southern Oscillation ）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（El Nino）和冷水事件（La Nina）；而且这种现象和事件的发生又都有3－7年的准周期性，因此近年ENSO又叫ENSO循环，即暖状态（包括El Nino和低SOI特征）和冷状态（包括La 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暖，并且暖区由西向东扩展。

一次典型的ENSO发展过程可分为三个阶段：

（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－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 Nino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面高度急剧减小，而沿美洲西海岸，海平面高度增加，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有着重要影响：

（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，其上升支主要位于积云对流活动区的印度尼西亚上空。但当El Nino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，El Nino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 Nino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，El Nino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围干旱。El Nino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。

现简要说明ENSO循环对我国气候及东亚季风也有重要作用。

El Nino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 Nino多对应东北温度偏低，主要是发生El Nino时，东北上空常有低压槽活动。El Nino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 Nino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，华北降水降水；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Hadley加强，中纬度的Ferrel反环流加强，因此El Nino年在35～65N，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 Nino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 Nino年，冬季风偏强。

21、叙述角动量输送（水平与垂直）的机制及在风系分布中的作用以及这种输送机制对风系分布解释的使用范围。（略）

22、制约气旋发展的物理因子有哪几种？并说明这些物理因子在气旋发展的不同阶段所可能起的作用？（不同物理因子在气旋发展的不同阶段所可能起的作用，其余略）

23、近二、三十年来天气学发展的特点是什么？试论今后天气学发展的趋势（可发表考生本人的见解）。

2000

24、叙述北半球冬季地面及500hPa上平均环流场的特征。（略）

25、叙述大气低层的基本锋生过程，你认为春季我国江淮流域锋生可能与哪些因子有关？

26、说出青藏高原对亚洲地区大尺度环流在热力、动力学上的影响。

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，高原地面都是个热源，也即全年从高原地面都有不同形式的热量向大气输送。从地面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，从地面蒸发的潜热可忽略不计。在冬季则以地面有效辐射为最大，湍流感热输送次之。

（2）全年平均高原大气是个热源。3－9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（12－2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）在高原西部（半干旱地区）有极大的感热通量，在6月达最大值。因为高原抬高的感热源可用于直接加热对流层中上部大气。与西部相比，高原东部的地面感热通量要小得多，但它在6月之前仍超过降水的潜热释放。这表明在季风或雨季到来之前，高原上以感热加热为主。在夏季（7、8月），降水潜热释放略大于地面感热通量。由于地面感热通量分量

占优势，净加热在高原西部是很大的，结果西部地区对整个高原净热平衡的贡献为主，而高原东部的贡献则要小得多。

（2）在高原西部，大气平均垂直运动是弱上升，整层的干燥率（0.5C/d）相对加热率（1-3C/d）很小。加热率的强度在500hPa以上层中要比近地面层大。加热、干燥率的这种分布表明干的热对流（未饱和）是非常重要的，这种对流从加热的地表面上升一直伸透入到对流层上部；在高原东部，大气上升运动很显著，峰值在400hPa，加热率的垂直剖面表明在150－500hPa深厚的对流层中有强的加热，近地面有弱的冷却。同时干燥率整层为正，量级约是西部的2倍（在300hPa达1C/d）。这表明在高原东部加热的约一半是由潜热释放造成。

（3）高原东部大气的热源峰值在400－500hPa，92.5E处，相应有水汽汇出现，峰值约4K/d；高原西部大气的热源峰值为5.5K/d，位于200－250hPa层中，相应的水汽汇和源很弱，并位于低层；在高原以南是非常深厚的强加热层，这与喜马拉雅山南坡、阿萨姆和孟加拉地区的强季风雨有关。最大加热率高度（6K/d）位于500hPa，与最大水汽汇（5.7K/d，800hPa）高度相距约300hPa，这表明这个地区的季风雨对流非常强。

高原热力影响：

（1）在高原地区，地面层平均系统在冬季是个闭合冷高压，夏季是个闭合热低压。冬季高原上的闭合冷高压与蒙古和西伯利亚的冷高压在平均图上是两个独立的系统。夏季高原上的热低压和印度的热低压在平均图上也是两个独立的系统。从而产生了高原季风。高原上的季风一方面自成系统，另一方面也对亚洲的冬夏季风有重要影响。有时冬季平均图上两个独立的冷高压和夏季平均图上两个独立的热低压也时时打通，使得亚洲冬季的东北季风和夏季的西南季风吹上高原，在冬季高原上发生寒潮，在夏季大量水汽吹上高原。在冬季围绕高原地面的冷高压是个低压带，在夏季围绕高原上的热低压是个高压带。

【高原上夏季的中低层主要有两种天气系统：一是高原高压，这是一种动力性暖高原；另一种是切变线、低涡等。夏季高层系统是反气旋和青藏高压，一般是以热力性质为主，它在100hPa达到最强，范围最大、最稳定，对北半球环流影响很大。一般当上空（200hPa）是高压，中低层（500hPa）也是高压时，高压上是干季；当是上高下低时，高压上常是雨季。】（2）青藏高压是夏季北半球的主要活动中心，它的生成与维持在很大程度上与高原及其邻近地区热源的作用有关。在冬季这个高压主要位于东南亚－菲律宾近赤道地区上空，与那里冬季最强大的热源相一致。这种情况可持续到5月。6月份其中心迅速移到孟加拉湾北部地区，7、8月又跳到高原及其邻近地区，以后在这些位置上成准周期振荡（最常见的是14天振荡）。它们的活动与其它系统，尤其是西风带有明显的关系。一般可分为东部型和西部型，其特征如下：a、东部型环流。西风槽在60－90E之间。东部主要高压强大而稳定，中心位置在90E以东。此时降水分布大致是长江中下游、川东、贵州也少雨，而川西、西北、华北多雨。b、西部型环流。西风槽在90－130E之间。主要高压中心在100E以西。此时降水分布是长江中下游、川东、贵州、华北多雨，川西、西北少雨。

【青藏高压东西振荡的原因尚不清楚。一方面反映了西藏高原的热力作用，主要与高原及高原东侧地区潜热、感热的分布有关。另一方面认为是与中高纬长波的调整，特别是西风槽与青藏高压之间的相互作用有关。100hPa计算可大致推得高压东西型转换机制。即，热源（冷源）产生和维持高层上升辐散（下沉辐合）气柱，在上升辐散（下沉辐合）气柱的顶部产生负涡度（正涡度），使高压增强（减弱）。根据冷热源实际分布，当高原西部地面的感热增加、东部减弱时，100hPa高压中心跟着自东向西移动，由东部型变成西部型。反之，当高原地面的感热发生相反的变化，尤其是高原东边有强烈的潜热发生时，100hPa高压中心也相应自西向东移，由西部型变为东部型。】

【西藏高压的季节进退。无论从气候平均或个例分析上都发现，当西藏高压向北移动时，同时在阿拉伯半岛有高压中心移向伊朗－阿富汗上空和高原西部，并且这个高压中心比东部移来的中心更强、位置更偏北。在多年200hPa的流场夏季平均图上，亚洲上空实际存在两个强大的高压中心，一个在50E，一个在85－90E，并且西部的一个更强一些。这表明西藏高压应被看作整个对流层上部反气旋环流带的一个成员，只是受高原的作用而在局地增强；另一方面不应过份强调高原的热力作用对西藏高压形成的作用。】

（3）对经向环流的影响。冬季，青藏高原上空是个冷源，且这个冷源位于对流层大气的中部，这就大大加强了季风区的哈得莱环流的强度，使其在青藏高原的经度范围内最强大，一直向北伸展到30N左右，而越往东此环流圈越弱，到太平洋中部已悄十分明显了。因而冬季北半球平均的哈得莱环流可能主要是大陆上的现象。夏季，青藏高原是一个巨大的热源，高空上空以上升运动为主，相应通过高原的经圈环流与冬季显著不同。整个看来，存在一支巨大的季风环流圈，其北支上升气流可达40－45N。下沉主要在南半球。在高原的南北两侧还有两个较小的经向环流圈。高原南侧的经圈环流高达200hPa以上，北侧的环流圈较小，到300hPa。这两上环流圈只出现于青藏高原的经度范围内，说明它们是高原加热的结果。

（4）对西风急流的影响。4－6月高原上感热加热增强，5月份是高原感热加热最强的月份，也是高原上空大气温度增值最大的月份。正是在高原加热的影响下，使高原上空气温急增，高原南部经向温度梯度减弱，从而导致高空西风具有突然北撤的突变性质。虽然东亚西风急流突然减弱北撤的现象在整个北半球都存在，但变化时间以青藏高原内陆地区最早，这就反映了高原地区的特殊性。青藏高原处西风急流北撤也引起其它天气过程的相应变化：a、副热带西风急流突然从高原南侧跳到高压北侧，与此同时，对流层上部反气旋移到西藏高原，东风急流在高原以南建立；b、与此同时，西南季风爆发，这使印度西岸季风雨开始出现，在华东长江流域极锋北移，长江流域梅雨和日本雨季同时爆发。一般，印度季风的爆发几乎与高压西风急流北跳同时发生，但有的年份并不如此，这说明季节变化的年际变率可能是很显著的。

高原动力作用：

（1）所谓大地形的动力作用包含三个主要内容：第一是纯粹由机械阻挡气流引起的，这可以认为是纯粹的动力作用；第二是地形造成的抬高的冷热源引起，这实际上可归为热力作用；第三是由大地形造成摩擦分布不均匀而引起的。青藏高原大地形的动力作用关系到东亚西风急流的形成，东亚大槽的形成等问题。

（2）数值试验表明：夏季，青藏高原纯动力的影响主要表现在对气流分支的绕流作用。35N以北两槽一脊的平均形势，东亚槽的强度和位置、高原上的低压系统以及其北侧的高压带都与绕流作用有密切的关系。而爬坡作用是次要的，但它对副热带高压的断裂可能有较大的贡献。冬季，单纯的爬坡作用或绕流作用都不能正确地反映出地形对环流的影响。在高原主体部分，流场上表现为明显的反气旋弯曲，形成槽区。高原东侧的槽是移动性的，并且这种槽的移动与高原东北部西北气流中新生的低槽发展有关。这有些类似东亚大槽的发展过程。南支槽主要是绕流作用的贡献，而高原西部的反气旋环流看起来像是绕流和爬流两者非线性相互作用的结果。

（3）冬夏地形动力作用的差别。a、夏季，高原的动力作用对其北侧的高压带、高原上的低压带有重要作用和影响。冬季，高原上的高压脊、拉萨的温度脊等系统与动力作用关系密切。冬季高原的动力作用应比夏季更为重要。而夏季高原的影响可能主要表现在热力作用上。b、冬夏模拟结果的差别来自初始的纬向平均场，因此说明高原地形纯动力影响与环流条件存在着相互的作用。c、夏季，高原作用主要表现在对气流的绕流上，而冬季，高原的作用在爬流和绕流两个方面都很重要。这表现为弱气流流过高原时以绕为主，强气流通过高

原时爬也很重要。

（4）高原的动力作用无论是冬夏在高原地区主要表现在对流层中、下部，但高原作为一个整体对大气所产生的动力影响可以向上传播得甚高。

（5）青藏高原的摩擦作用十分显著，在500hPa 以下均为极弱的风，因而与机械阻挡作用类似，由于摩擦作用一定程度上影响中纬度系统不能越过高原而向南延伸。这表现在对流层下部印度北部东移的气旋（反气旋）环流经常要有迅速减弱或消亡。

（6）青藏高原的东北边界处有背风气旋和反气旋出现，700hPa 最清楚。但向南移动的地形引起的反气旋（气旋）环流在青藏高原东南边界附近消失，这是由于高原的机械阻挡作用阻止沿山脉南缘主要低空扰动向东移动的结果。

（7）阻塞高压

27、亚洲夏季风的主要成员（影响系统）都有哪些？并说明印度季风与东亚季风的异同。

亚洲夏季风的主要成员：（1）北半球夏季风时的马斯克林高压。（2）北半球夏季印度北部的季风槽。（3）北半球夏季时东非的跨赤道低空急流，即索马里急流。（4）北半球夏季印度北部的季风雨与云区。（5）对流层上部北半球夏季的西藏高压。（6）北半球夏季的热带东风急流。 （印度季风与东亚季风的异同）

28、描述夏季长江流域持续暴雨的大环流形势。你能说出1998年该地区持续暴雨过程环流形势的基本特征吗？

2001年（3月）

29、叙述以下现象的定义及它们的主要特征

爆发性气旋 中尺度对流复合体 低空急流 太平洋－北美型（PNA ）遥相关 （略）

地转平衡：自由大气中，水平气压梯度力与科氏力二者的平衡称为地转平衡，相应的空气水平运动称为地转风。有地转风公式：

1g h p f ρ

=-??V k

30、试述平流层爆发性增暖过程的特征及相应的环流变化。 （略）

31、定常波形成的主要原因是什么？并叙述冬季北半球定常波的基本特征。 （略）

32、用文字叙述、图示或公式来讨论高空急流轴大风中心前后的次级环流。 （略）

33、大气中存在着哪几种基本的波动？它们有何天气意义？

（1）超长波：大气中存在水平尺度L 与地球平均半径a 相当的所谓行星尺度运动。行星尺度运动的典型就是超长波。超长波指沿纬圈的数目在1－3左右的由Rossby 参数引起的大气波动，其波长占120－180个经度，在中纬度波长在10000公里左右。它在对流层上层

和平流层中最为显著。超长波的基本尺度：710L m = ，410D H m == ,10/U m s =,

610L s U

τ==

（2）长波：中高纬度的西风带上，对流层中上层的环流场中波长为3000～8000公里的波动。它是当西风气流发生南北扰动，由科里奥利力随纬度变化（即β效应）而产生的具有行星尺度的Rossby 波动，绕纬圈波数达4～7波。长波的发生、发展、移动和变化，对天气系统（如气旋、锋等）的强弱、移动以及未来的天气变化都有十分重要的作用。长波的强度随高度增加而增加，在对流层顶达到最强。发展中的长波其温度场常常落后于高度场，使得长波脊后有暖平流，长波槽后有冷平流，导致斜压不稳定发展。长波是频散波，长波的能量以大于波动移动的速度传到下游，因此可利用这个特征预报上游长波向下游的位置和强度。当长波槽脊强烈发展时，振幅不断加大，长波脊中出现的高压中心有时从脊中分离出来而形成阻塞高压。

（3）开尔文波：它实际上是大气中当不存在经向风速而只有纬向风切变时，在赤道附近存在的一种向东传播的大尺度重力波，其波长约为20000－40000公里，相速约为25m/s ，周期为15天的扰动。

（4）重力波：略

（5）惯性重力波：具有一定层结的大气在重力和科里奥利力的作用下产生的波动，是中尺度大气运动的主要波动。

（6）Rossby-重力混合波：在中纬度，惯性重力波的位相速度比Rossby 小的位相速度大得多，因此在中高纬两种波容易区别出来。然而在低纬度地区f 较小，特别在赤道上0f =，但是β仍有一定的值，两种波很难区别，这两种不同性质的波动在一定条件下交错在一起，这种由重力和β效应共同作用下形成的混合波为Rossby-重力混合波。

2001年（10月）

34、名词解释：

定常波 （略） 低频波：

瞬变波：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 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，可以反映年际和季节变化。*'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、锋面、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。

瞬变涡旋是由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。

重力波：在具有一定层结（空气密度或气温具有一定垂直分布）的大气中，空气在重力和垂直惯性力的作用下，围绕某一平衡位置将产生振荡现象，这种振荡向四周传播形成波动，

称为重力波，是一种横波。分为重力外波和重力内波两类，其中重力内波是小尺度大气运动的主要波动。

传统罗斯贝波：是大气水平扰动在Rossby 参数df dy

β≡作用下，对相对涡度变化起的调节作用进而产生的一种波动，实际大气对流的中层和上层，气压场和流场呈现的波型就认为是Rossby 波。波长达几千公里，沿纬圈的数目在3－5个，波速接近于风速大小。它又被称为大气长波或行星波。

35、天气学诊断速度的垂直分量有哪几种方法？其各自的优缺点如何？

36、以暴雨为例，说出中尺度系统发生的物理条件。 （略）

37、什么叫阻塞形势，阻塞形式形成或发展的特点是什么？

38、说明亚洲季风的基本成员及它们在亚洲季风活动中的作用。 （略）

2002（3月）

39、用文字或数学表达式给出以下气象名词的含义：

大气活动中心：略

Ekman 螺线：描写大气边界层内风矢随高度变化的一种模式分布，按此模式，风向随高度增大并向右旋转（在北半球），风速随高度增加而增大，不同高度的风矢量末端的连线为一螺线，称为Ekman 螺线。由于在大气边界层中，空气质点的流动主要受到气压梯度力、科里奥利力和湍流粘性力的作用，由此从大气动力方程组出发，假设湍流交换系数K 等于常数，而且气压梯度力不随高度变化，得出风廓线公式为：

az e v z v az e u z u az g az g sin )()

cos 1()(--=-=，式中21)2/(K f a =

位势涡度：位势涡度在某种意义上是绝对涡度与涡度有效厚度的比值的一个度量，且其在绝热、无摩擦运动中具有守恒性，即有：C p

f =??+θζ)(，这里有效厚度正是以气压单位度量的两个位温面之间的距离。在均质不可压的流体中，位温守恒定理可简单地写成：

C z

f =+δζ。位涡守恒对大气的大尺度运动是一个很重要的制约，如使常定西风气流越过山脉时，在贴近山脉的东侧形成气旋性的流型，并在下游交替出现一系列的脊和槽。

Walker （瓦克环流）：对观测资料的研究表明，低纬度地区经向风速要比相应的纬向风速小的多，行星尺度运动主要表现为东西向的环流系统。菲律宾附近及以东的西太平洋暖池与赤道东太平洋的冷水域形成强烈的温度对比，造成了一个在西太平洋印度尼西亚海洋上大气对流强烈，以上升为主，而在赤道东太平洋冷水域上空大气下沉运动的闭合东西向环流圈，称为Walker 环流。

上游效应：上游某地区长波系统发生某种显著变化后，其能量以很快速度（即群速大于

波动本身的移动速度和基本气流的速度）先于波动本身到达下游，并影响到下游地区长波系统的变化称为上游效应。如上游波动振幅增大（槽脊加深），其相邻下游波动也加深。 温度平流：由于空气运动而引起的温度局地变化，即T V ??- ，称为温度平流。若风从冷区吹向暖区（0>?T ），是冷平流；相反，当风从暖区吹向冷区则是暖平流。

40、简述热带大气环流的动力学特征。 （略）

41、论述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面特别是地形的有利组合可产生较大的暴雨。

对不同历时、不同笼罩面积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10~30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10～300公里，持续时间为几小时，雨量可达到每小时10毫米以上，产生暴雨区。天气系统可多次产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面积的特大暴雨。

中国的持续性特大暴雨常在下列两种天气形势下发生：（1）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风量较大，长波槽在日本高压和青藏高压之间。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。

42、什么是定常波？什么叫瞬变波？各自对大气环流的作用如何？ （略）

43、叙述高空急流入口区及出口区的次级环流及这种次级环流对低层天气系统的可能影响？

高空急流不是一种围绕地球的均匀气流。一般它的很强的风速是集中在一些急流风速最大中心或急流带中，急流带之间风速很弱。这些急流带沿急流轴一个个地向下游传播，由于急流带前进速度比风速要小得多，因而当空气穿过急流带时，在上风方速度就会增大，在下风方速度会减小。不计粘性项，du/dt 的运动方程为 ()g ag du f v v fv dt

=-=

式中g v 是地转风的经向分量。在高空急流入口区，du/dt 为正，因而有()0g v v ->或0ag v >这表明所有在入口区运动的气块会得到向左偏（面向急流下流）的非地转风分量。结果在急流北侧产生高空辐合，急流南侧产生高空辐散。进而北侧出现下沉气流，南侧出现上升气流。低层大气会随之发生质量调整，产生与高层相反的辐散辐合区和北风，从而形成垂直环流。在即在急流入口区存在一直接力管环流。在急流内，风向量的方向与等风速线方向一致，du/dt 近于零，()g v v -或ag v 近于为零，气块的运动不再发生偏转。在急流出口区，du/dt 为负值，则有()0g v v -<或0ag v <，即空气块的运动向右偏转，这导致在急流的出口区产生一间接环流。因而通过急流带移动的空气是按某种形式的惯性圆运动的。

进一步从质量和动量相互调整的观点来分析上述垂直环流的产生，并由此推论高低空急流及其垂直环流之间的关联。在急流带高度，气压梯度力和风的水平变化达最大值，平流惯性项比变压风项大，在高层可产生横向的非地转风分量。在高空急流入口区，会合的流线和地转风向下游增加，通过上述平流惯性过程，可产生横越急流带、指向气旋性一侧的非地转风。在出口区，疏散的流线和地转风向下游减速，产生指向反气旋一侧的非地转风。由上述横向分量产生的对流层上部的横向质量输送可强迫低层变压风的产生，这实际上是横向环流在低层的回流支。由于在低层速度很小，并且地转风向下游的加速度或减速现象也减小，变压风在加速低层气块产生非地转风上成为主要的因子。在高空急流带入口区下方，对流层上部的质量输送，可减小对流层下部等熵面的坡度（因为左侧θ面下降，气压增加，右侧θ面上升，气压下降）和减小ψ（蒙哥马利流函数）的梯度，则可产生一指向气流右侧的非地转风分量。在出口区下方上部对流层的质量输送可增加等熵面坡度和ψ梯度，引起非地转风指向气流之左侧。这些上下对流层的非地转风分量代表前述的直接和间接环流的横向分量。

上述垂直环流可解释低空急流的形成。在急流出口区，由于上述的上下层质量调整在间接环流的回流支，气压梯度力增加，结果变压风增加。这支偏南的变压风基本说明了实际观测到的经向非地转风向量的加剧，是低空急流的重要组成部分。另一方面又可强迫u 有相应的加速。因为g u 由于气压梯度力加大而增加，故agi v 和u 的增加就造成了低空急流的形成，它指向东北方向，与高空急流带有明显的交角。因为质量调整产生了变压风，故高低空急流带是通过两层质量调整耦合在一起，而这种质量调整又与急流中心的传播有关。这个过程强调了低空动量的产生是三维质量－动量调整过程的结果。另外，由质量－动量调整在高空急流出口区发展的低空急流与某些夜间低空急流的成因不同，后者与边界层中的过程密切有关。

高低空急流带的相互作用是有组织的强风暴系统在高空急流的出口区中发展的一个重要因子。低空急流的变压风分量正交于高空急流轴，它是低空急流所以与高空急流成一明显交角的主要原因。但随着高度增加，在中上对流层，惯性平流项的作用不断增大，这造成风随高度的顺转及水汽和感热输送的差别，也即低空急流迅速地在低层向北输送水汽和感热到风暴的初生区，而高空急流带的向下伸展，在对流层中部向东输送干冷空气，这种不同输送的结果是产生对流不稳定（地面－500hPa ）、降低自由对流高度和抬高潜在不稳定层上方的平衡高度。所有这些都有利于深对流风暴的形成。这种通过由传播的急流带引起的互相质量－动量调整而造成有利于深对流条件的概念，可为强天气预报送气提供理论根据。

有时，高低空强迫可以同时作用在同一地区，依它们垂直取向差异，会产生显著不同的次级环流。比如，考虑一个高空急流的出口区与地面冷锋相迭加的情况。由于地面冷锋前缘

有低空急流，当一冷锋和低空急流位于高空急流出口区前方时，高低空地转变形的相对位置使急流出口区的热力间接环流位于地面锋直接环流上方，但这时急流环流的下沉支正好位于低层锋面上升支之上，这阻止在锋前方有深厚上升运动发展。另一方面，高空急流锋的对流稳定层结也阻止深对流的发展。随着高空急流的东移，最后高空急流处于地面锋和低空急流上方，这种高低空急流相交的分布是一种启动对流和位势不稳定释放的典型形势。这时高空急流次级环流的上升支正好与地面锋垂直环流的上升支上下重合，从而在地面锋前缘形成一深厚上升运动空气层。这是锋前位势不稳定层的一种启动机制，能产生深而强烈的对流活动。由急流次级环流上升支触发的对流，一旦发展起来，通过凝结潜热释放产生的非绝热加热作用和垂直动量输送等可使急流加强及引起非地转偏差。

2002（10月）

44、叙述以下各气象现象的定义和它们的基本特征：

ENSO事件（略）

平流层QBO现象：指平流层下层（17－35km）存在着大尺度垂直传播的波扰动，其周期从几天到几周。这些扰动迭加在平均纬向流场上，使其表现出低频的非季节性振荡，其周期略大于2年。振荡特征：纬向上对称的西风和东风状态有规律地周期性更替，其周期变化范围约为26－30个月。这种纬向风场的变化首先出现在30km以上的高度，然后以1km/d 的速度向下传播。在30－23km下传期间其振幅不发生变化，但到23km以下，振幅就迅速地减小。这种振荡对赤道对称，最大的振幅约为20m/s，半宽约12个纬度。

CISK：第二类条件不稳定（Conditional Instability of Second Kind），简称CISK，是指低纬积云群与大尺度运动间的相互作用，从而使得大尺度扰动和热带气旋处于不稳定发展的过程。其物理本质是：在对流层低层，由于摩擦的作用，产生向低压中心的大尺度水平辐合，同时，伴有水汽堆积并通过Ekman抽吸作用，使处于条件不稳定的湿空气强迫抬升，产生有组织的积云对流。由于水汽凝结潜热的释放，使低压上空温度比四周空气高，因而有

''0

T w ，从而使有效位能转换为扰动动能使大尺度扰动处于不稳定发展的过程；在低压上空温度增高的同时，地面气压下降，则增强指向低压中心的气流，又由于绝对角动量守恒，也使切向风速加强，这就使低压扰动也处于不稳定发展的过程。这样，低层辐合，强迫抬升，凝结增温，地面气压下降……，往复循环，造成积云对流与低压环流间的正反馈，促使大尺度扰动和热带气旋同时发展。

ITCZ：赤道辐合带出现在热带对流层低层，在流场上表现为一条连贯的南北两个半球的偏信风汇合区，在地面气压场上表现为一个低压槽，故又称“赤道槽”。它是热带环流中十分重要的行星尺度系统。

特征：（1）辐合带一般不在赤道上，常位于离赤道一定纬度的地方。1月位于17S－18N，7月在2N－27N之间。在东半球辐合带的位置变化最大，这是由于北半球南亚和北非的夏季风和南半球夏季南非和澳大利亚的季风造成。（2）辐合带在海洋地区纬向位置的季节变化比在大陆上要小。在海洋上约为10－15度，而在大陆上为20－25度。在大洋的东部辐合带位置变化最小。（3）在北太平洋，辐合带位于赤道与15N之间，在9－10月其位置最北。在北大西洋，辐合带位于赤道与10N之间，其最北位置也是9－10月。在印度洋，赤道辐合带位于10S－10N之间。（4）陆地上的辐合带一般与太阳加热的季节进程一致。（5）海洋上的辐合带一般出现在暖SST（海表温度）区域。（6）所有变量分布对辐合带几乎是对称的，并且季节变化不明显，这表明辐合带的作用全年不变。A、气压在辐合带槽线处最低，经向

风吹向槽内的，相应出现辐合。气流的稳定度很小。B、暖心结构明显，最暖的层次在对流层中上部。与温度距平一致，比湿距平表现为明显的湿区。C、高压位于赤道辐合带上部，低压位于对流层下部。上部对应于流出层，下部对应于流入层，其间的无辐散层在500hPa 左右。D、湿静力能量在对流层中部有最小值。在700hPa以下为位势不稳定层。

可能的形成机制：（1）海温的作用。ITCZ的位置几乎就是在赤道地区的海温最大轴线上。数值模拟也表明，ITCZ总是移向海温较高的区域。（2）CISK机制。与热带气旋发生类似，当低层辐合带南侧的西南风大，形成辐合和气旋性涡旋时，在边界层摩擦辐合的作用下，出现上升运动，凝结潜热释放，加强了低层的辐合，可使对流云系进一步发展，如此反复作用而形成辐合带。（3）边界层临界纬度机制，实际发生的扰动的角频率若与科氏参数相同，则在该纬度处将产生很大的上升运动，有助于形成辐合带。

45、东亚冬季风的特征及其主要成员是什么？冬季风以怎样的过程表现它的活跃与中断？

东亚冬季风的主要成员：（1）北半球冬季的西伯利亚高压。（2）北半球冬季时的印度尼西亚的季风槽。（3）北半球冬季的对流层下部的季风涌。（4）北半球冬季时马来西亚南部和印度尼西亚的降水与云区。（5）对流层上部北半球冬季的西太平洋高压。（6）北半球冬季的副热带急流。

冬季风也有明显的中期变化，即有活跃期和不活跃期（中断期）。每个时期有5－8天。在活跃期，在华南沿海地区的最低1－2km出现非常强的冷涌，而中断期的特征是在南海出现异常的持续地面南风。

在活跃期开始，许多行星尺度的环流系统几乎同时加强，包括高空槽东移，华南沿岸冷涌爆发，热带对流区辐散环流加强以及太平洋和印度洋瓦克环流加强，东亚局地哈得莱环流的高空回流支也加强，这又使东亚急流中心加强，同时西亚急流明显减弱。在冷涌的中断期，中纬度环流都表现出相反的变化。热带的变化虽不明显，但也有相反变化的趋势。【这种冷涌活跃与不活跃期热带响应在组织程度上的差别表明，冬季的热带大气似是由中纬所强迫而不是反之，至少在东亚和太平洋地区是如此。在北半球夏季，澳大利亚附近的南半球急流也以短期的增强，这与北半球热带地区对流的增强是同位相的。因而热带对流是通过增强的南北半球的哈得莱环流来影响冬半球的急流。】

46、环境风场的垂直切变以怎样的物理过程影响中尺度系统的发生发展？

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，有些大雷暴或强雨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之一。

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。（对中小尺度系统运动和暴雨的影响）

47、试述青藏高原对亚洲夏季风活动的影响。

（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10－12C。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6－7km（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。】

48、说明气象学中斜压波的表现及它对东亚天气的影响。

2003（3月）

49、试述西太平洋副热带高压的活动与我国长江流域与华北地区夏季旱涝天气的关系。

副热带高压内部盛行下沉气流，故天气晴好，所以当副高长时间控制某一地区时，往往造成该地区干旱少雨。西太平洋副热带高压北侧是中纬度西风带，也是副热带锋区之所在，副高西部的偏南气流可以从海面上带来充沛的水汽，并输送到锋区的低层，在副高的西到北部边缘形成一暖湿输送带，向副高北侧的锋区源源不断地输送高温高湿的气流。当西风带有低槽或低涡移经锋区上空时，在系统性上升运动和不稳定能量释放所造成上升运动的共同作用下，使充沛的水汽凝结而产生大范围的降水形成雨带，并通常伴有暴雨。根据统计，雨带位置一般在副高脊线之北6～10个纬距处，其走向大致与脊线平行。

西太平洋副高的活动与我国长江流域和华北地区夏季旱涝天气关系密切。首先，副高的季节性活动与雨带位置有一定对应关系。平均地说，副高脊线位于20N 以南时，雨带位于华南，称为华南雨季；当副高徘徊在20～25N 时，雨带位于江淮流域，为江淮梅雨季节；当脊线位于25～30N ，雨带推至黄淮流域，黄淮雨季开始；当副高脊线越过30N ，华北雨季开始。

副高位置的不正常变动往往会造成各地区的旱涝。比如1954，1980，1991年副高脊线长时间徘徊在20～25N ，雨带稳定在江淮流域，造成该地区夏季洪涝。而当1978，1983年副高脊线很快越过20～25N 到达30N 附近，江淮长时间处于副高控制之下而导致干旱，华北降水增多。

总的来说，当副高偏南，多对应长江流域夏季降水偏多；甚至洪涝灾害；而当副高偏强，位置偏北，多对应华北夏季降水偏多，而长江流域由于在副高控制之下，易发生干旱灾害。

50、以某一个中尺度天气为例（如冰雹、暴雨、飑线）说明中尺度系统的主要特征。

中尺度系统的五个基本特征：（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 ＝1/10，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12－24小时或以上。小尺度生命史一般在1小时以下。（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~4110s --，涡度~41

10s --。有些强烈的中尺度系统散度可达3110s --。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1－3hPa/100km ，温度3o C/10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。

飑线特征：飑线的水平尺度为150～300km ，生命期为4～10个小时。在飑线中尺度系统中，气压梯度可达1～3hPa/100km ，有明显的水平梯度，达5oC/10km ，飑线过境，气压涌升1hPa/1~2min ，与这种大的气象要素梯度相联系的是强烈的天气现象，沿飑线经常可以看到大风、强雷暴、强降水、冰雹等天气现象，有时还出现下击暴流或龙卷，带来灾害性的破坏。有利于飑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） （暴雨特征）

51、给出平均情况下低纬度Walker （瓦克）环流的主要特征。

瓦克环流是指南美与西太平洋赤道地区空气的交换，是一种行星尺度的东西向的辐散环流，出现在纬向平面中。对观测资料的研究表明，低纬度地区经向风速要比相应的纬向风速小的多，行星尺度运动主要表现为东西向的环流系统。菲律宾附近及以东的西太平洋暖池与赤道东太平洋的冷水域形成强烈的温度对比，造成了一个在西太平洋印度尼西亚海洋上大气对流强烈，以上升为主，而在赤道东太平洋冷水域上空大气下沉运动的闭合东西向环流圈，称为Walker 环流。

52、E －P 通量的基本意思是什么？在二维E －P 通量矢量中由哪两个分量组成，通常以哪一个分量的作用为主？E －P 通量散度同准地转位涡有何关系？

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

]}[][][{)()(****θθu f v u k p E j y E E p

，-=+= 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][**v u -为涡动动量的经向通量，][][**θθu f p

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。

E-P 通量的散度等于位涡的经向瞬变输送，即有：*]*[q v E =?，其中*q 为准地转涡度。

53、说出制约温带气旋发展的主要物理因子，利用传统的Pettersen 气旋发展理论来叙述一种气旋自身发展过程。

制约温带气旋发展的物理因子有：（1）涡度平流。（2）温度平流。（3）凝结潜热。气旋内大范围降水释放的大量潜热对垂直运动有明显的增强作用，以此增加气旋区内的低层辐合和高层辐散，导致气旋加强。潜热释放作为气旋内的一种热源对风暴发展的重要性，对温带气旋内总的能量收支有重要贡献。在温带气旋中，有效位能是逐渐变为动能的。由于潜热主要在暖空气中释放，故能制作有效位能，以后再通过能量转换变为动能。释放的凝结潜热只有在气旋开始发展后出现凝结时才起作用。因而释放的潜热不是启动气旋的发生，而不是影