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动， 其轨迹为顺时针旋转的近似惯性圆。②环境流场强迫台风按顺时针 路径移动。 台风逆时针打转主要由双台风的相互引导所造成。台风在气压 分布均匀， 环境气流很弱的流场里容易上出现摆动路径，在台风两侧基本 气流相互抵消的流场里也易出现摆动。 57 （5） 双台风互旋路径： 夏季太平洋上常常同时存在两个台风，当它们相距一定 距离时，通常会绕二者之间连线作逆时针旋转。 第九节 86、青藏高原的影响有哪些？ 答： （1）青藏高原的动力和热力作用； （2）青藏高原对 500 百帕副热带高压断裂 的作用； （3）青藏高原对南亚高压形成的作用； （4）青藏高原对东亚大槽形成的 作用； （5）青藏高原对亚洲冬季地面冷高压的影响。87、论述青藏高原的动力和 热力作用？ 答： 青藏高原对大气环流的动力作用主要是迫使气流绕行和爬坡。爬坡分量和绕 流分量所占的比重与地形本身的尺度、形状、气流的强弱以及气流与地形的相对 位置等因素密切相关。数值试检结果表明，在青藏高原的纯动力作用中，无论冬 夏绕流作用都比爬坡作用重要，但在冬季，爬坡作用相对增大。冬季，青藏高原 位于西风带里， 高原地区的西风气流强于夏季，风场的爬坡分量和绕流分量几乎 相当，但是爬坡作用仍比绕流作用对东亚槽形成的贡献小。夏季西风带北移，爬 坡分量远小于绕流分量， 绕流作用对高原东侧 500 百帕辐合线的形成有较大的贡 献，爬坡作用只是对高原南部的南支槽的形成贡献大些。另外，在青藏高原南 北两侧， 侧向摩擦作用表现得特别明显， 这种侧向摩擦削弱紧靠地形侧面的气流， 使水平切变增大和涡度场分布改变。 高原北侧多小高压系统和南侧多低压系统与 此有关。 青藏高原的热力作用， 主要是夏季起热原作用和冬季起热汇作用。这种巨大的热 源或热汇，作用于对流层中部，它对季风环流，对夏季 500 百帕副热带高压的断 裂和对 100 百帕南亚高压的形成和维持都有直接的影响。青藏高原的热力效应， 不仅具有同期的热力作用， 而且还具有滞后的热力作用。这种影响不仅表现在高 原本地区内， 而且还可远及我国东部地区，甚至通过遥相关机制影响到更远的地 区。 88、什么是“烟囱”作用？ 答：地形强迫抬升所造成的潜热上输称为“烟囱”作用。 89、青藏高原对东亚大槽形成的作用是什么？ 答： 冬季东亚大槽是海陆热力差异和青藏高原地形影响的产物。冬季青藏高原大 地形的动力作用远大于东亚加热场对东亚大槽的贡献。 冬季东亚加热场的主要贡 献是使海上热源西边的东亚大槽加深和大陆冷源上空高原以北地形脊减弱。 58 90、什么是高原低涡？ 答： 夏半年在青藏高原地区 400 百帕以下经常出现与低压相对应的气旋性涡旋环 流，人们称之为青藏高原低涡，简称高原低涡。这种低涡一般在 500 百帕流场上 最为明显。 91、高原切变线的形成？ 答：高原切变线一般呈现为横切变线和竖切变线两种形式。 横切变线多形成于高原热低压上空。高原热低压随高度而缩小，一般在 500 百帕 附近南北高压之间形成明显的切变线。 横向切变线也常由西风槽自西北向东南进 入高原后顺转而成。 竖切变线的形成与高原北侧西风带长波槽发展东移和伊朗 高压进入高原有关。 92、高原低涡的热力结构是怎样的？ 答：在高原初生的低涡中心具有暖性结构，一般称其为暖涡，成熟低涡中心附近 低层为冷中心，高层为暖中心。这种变化与随着低涡的发展而降水增强，使得低 层水滴蒸发而消耗热量和高层凝结潜热释放使其增温有关， 另外也与低层受冷空 气影响有关。一般称成熟低涡为冷涡。 第十章 东亚季风环流 1．季风是指近地面层冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象。 2．我国除新疆、柴达木盆地中部西部、藏北高原西部、贺兰山和阴山之北的内 蒙地区属大陆性气候区外。其他地区均属季风区。 3．赫洛莫夫规定，凡地面上冬（1 月）夏（7 月）盛行风向之间至少差 120°且 季风指数（I）达到一定百分率的地区为季风区。I〉40%的地区为季风区，I>60% 的地区为明显季风区，I<40%的地区为具有季风倾向的地区。亚、非和澳洲的热 带和副热带地区为连成一片的全世界最大的季风区。其中东亚季风区比较复杂， 南海—西太平洋一带为热带季风区、冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。东 亚大陆—日本一带为副热带季风区，冬季 30°N 以北盛行西北季风，以南盛行东 北季风；夏季盛行西南季风或东南季风。 4．东亚季风区与南亚季风区连在一起。
东亚夏季风与南半球的印尼—北澳冬季 风有着密切的联系。 59 5．东亚和印尼—北澳夏季风（北半球）环流系统的低空成员包括：澳大利亚冷 性反气旋，东亚地区向北越赤道气流、南海—西太平洋热带辐合带，西太平洋副 热带高压，梅雨辐合带，高空成员包括：南亚反气旋的东部脊、东风急流、东亚 地区向南越赤道气流、南半球高空副热带高压脊等。在这些环流系统的控制下， 存在三支底层季风气流：冬季东南季风、南海—西太平洋热带西南季风和东亚大 陆—日本副热带西南季风。 东亚地区的两支西南季风的北侧是两条辐合带，高层 为辐散带，相应的对应着两条季风雨带。 6．东亚夏季存在两个闭合的经向垂直环流。一个是从澳大利亚反气旋中辐散出 向北的气流在南海—西太平洋 ITCZ 中辐合上升，到高空后转向南流在澳大利亚 上空下沉再回到澳大利亚反气旋中， 构成闭合经圈环流， 称为热带季风经圈环流。 另一个与副热带季风相联系， 从副热带高压脊西侧向北的气流在副热带辐合带中 上升至高空后转向南流， 在华南沿海副热带高压脊中下沉，构成一个较小的闭合 经向环流，称为副热带季风经圈环流。 7．南海—西太平洋热带季风的气流主要来自南半球。东亚大陆—日本副热带季 风的气流由三部分组成， 即由副热带高压西南侧的东南气流、南海—西太平洋热 带西南季风和印度热带西南季风三股气流在副热带高压西侧汇合而成。 南海—西 太平洋 ITCZ 由单一的热带海洋气团所构成，不具锋面性质。副热带季风辐合带 由热带气团与北方极地大陆变性气团所构成，湿度对比明显，至少在高空有明显 的锋面结构。 8．东亚副热带夏季风有何热力性质？ 由于组成东亚副热带季风的三股气流均来自热带海洋上，含有丰富的水汽，当 它们进入大陆后， 又受到夏季大陆的辐射加热作用和副热带高压脊下的下沉增 温作用，温度升高，于是形成高温高湿的特性。 9．副热带夏季风的θ se 其所以高于热带夏季风主要是在大陆增温的结果，从水 se 汽含量来看二者差不多。另外，在 7、8 月 35°N 附近有一θ 密集带，这就是 梅雨锋带， 锋带以北为极地大陆变性气团， 这个密集带主要是湿度对比所形成的， 温度差异很小。因此，可以认为副热带夏季风具有高温高湿的热力性质，热带夏 季风具有高湿和较高温度的热力性质， 极地大陆变性气团具有高温低湿的热力性 质。另一方面，副热带季风由于从高空副热带高压脊下越过，上层干燥下层高温 60 高湿因而具有强的对流不稳定。 10．东亚与南亚夏季风有何不同？ （1）印度和中国的降水除少数地区外无明显的相关。但印度和东亚同纬度的 南海地区对流活动常是反相位的。 （2）印度夏季风由单纯的热带季风所组成，东亚夏季风包含热带季风和副热 带季风两部分，影响系统比较复杂。印度夏季风爆发于 6 月上、中旬，东亚夏季 风建立于 5 月中旬，比印度夏季风约早一个月。 （3） 大部分夏季风低压系统是在东亚季风区发生而后向西传播到印度季风区。 但从水汽输送来看，却是从印度季风区向东亚季风区输送并产生东亚季风降水。 （4）印度季风区的西南气流向东输送构成东亚副热带季风的一部分。对印度 夏季风影响很大的索马里急流的变化同样可以影响到东亚夏季风的变化。 11． 东亚冬季风与南半球印尼—北澳夏季风由密切的联系，东亚冬季风盛行时正 是印尼—北澳夏季风的盛行期。 东亚和印尼—北澳冬季风环流系统的低空成员包 括：亚洲大陆冷性反气旋、东亚向南越赤道气流、印尼—北澳夏季风辐合带或热 带辐合带以及澳大利亚热低压等，高空成员包括：南半球高空副热带高压脊，向 北越赤道气流和北半球高空副热带高压的西部脊。在这些环流系统的控制下，存 在两支季风气流，一支是从亚洲冷性反气旋内辐散出的东亚冬季风，30°N 以北 为西北季风，以南为东北季风。另一支是印尼—北澳夏季西北季风，它的气流来 自于北半球的东亚东北季风和北半球西太平洋副热带高压南侧的东北信风。 12． 东亚冬季风在北方爆发及侵入中国时称为寒潮，当其进一步向南海推进时称 为冷涌。一般认为当南海北部东北风大于等于 8 米/秒，深圳与黄石地面气压差 大于等于 8 百帕，且冷涌过程中东北风维持在 6 米/秒以上时，称为南海冷涌。 冷涌向南的传播路径主要有两条，一条是由东亚大陆沿海经台湾海峡进入南海； 一条是从中国大陆西部南下， 沿中南半岛的东海岸进入低纬度。从东路南下的冷 空气主要在海面上移
动，冷空气迅速变性增温增湿，逐渐失去其干冷的特性。从 西路南下的冷空气由于在陆地附近的海上移动，而且受冷洋流的影响，冷空气变 性很慢，保持更多的干冷特性。 13． 青藏高原大地形对冷涌向南传播具有重要的动力作用，它迫使冷涌从高原东 部南下，在低层东亚大陆沿海地区形成一条偏北风风速轴，称为冷空气输送带， 61 并使冷涌加强。 14．所谓季风的建立与撤退应包含两个概念：一是在季风区开始建立（撤退） ； 一是在整个季风区完全建立（撤退） 。对于整个季风区来说，冬（夏）季风的开 始建立也就是夏（冬）季风的开始撤退，冬（夏）季风的完全建立也就是夏（冬） 季风的完全撤退。 15． 由于北半球东亚季风与南半球印尼—北澳季风处于同一个季风环流系统，因 此，东亚冬（夏）季风的完全建立（撤退）也就是印尼—北澳夏（冬）季风的开 始建立（撤退） ，反之，印尼—北澳冬（夏）季风的完全建立（撤退）也就是东 亚夏（冬）季风的开始建立（撤退） 。 16．东亚冬（夏）季风的完全建立（撤退）与东亚冬（夏）季风的开始建立（撤 退） 都应以低层越赤道气流方向的转换为标志，也就是以过赤道的经向垂直环流 方向的转换为标志。 17． 南海—西太平洋热带西南季风是由南半球印尼—北澳冬季风越过赤道而建立 的，而大陆—日本副热带西南季风则是北半球低纬环流自身变化的结果。 18．东亚副热带夏季风的进退与东亚热带夏季风的进退有密切的联系。 东亚副热带季风的进退主要是指副热带季风北侧前沿的南北进退。 根据副热带季 风的温湿性质和风向，可以用θ se、露点温度特征线和西南风前沿等进行综合分 析。由于季风雨带与季风辐合带相对应，季风辐合带又是西南风的前沿，所以雨 带的位移也是季风进退的标志。 19． 季风是下垫面附近的大气现象，影响季风形成的基本因子主要是下垫面附近 的热力因子。包括三个基本因子： （1）太阳辐射的经向差异（2）海陆热力差异（3）青藏高原与大气之间的热力 差异 除了上述的三个基本因子之外，其他还有许多因子对季风的形成也有重要作用， 如海冰与其他下垫面之间的热力差异、降水引起的凝结潜热释放、高原大地形的 动力作用等。 20． 亚洲热带季风区 7 月份平均热源大值带及最强中心位于热带季风辐合带，主 要是由对流性降水凝结潜热释放所造成的， 冷源区主要位于南半球是大气长波辐 射冷却所造成的。 东亚副热带季风区的热源大值带位于华北—日本，主要是对流 62 性降水所造成的， 冷源区位于西太平洋副热带高压控制的地区，是由大气长波辐 射冷却和感热交换所造成的。 21． 南海—西太平洋热带季风经向垂直环流与东亚大陆—日本副热带经向垂直环 流是由两对与其相对应的热源（汇）所维持的。维持东亚冬季风经向垂直环流的 热源（汇）是亚洲大陆的冷源和印尼—北澳地区的热源。 22． 亚洲热带季风环流基本特征的最初建立，主要是由海陆热力差与太阳辐射的 经向差共同决定的。对流凝结潜热的释放是加强和维持季风环流的重要因子。 东亚副热带季风的基本特征也是由海陆热力差和太阳辐射经向差共同决定的。 23. 青藏高原对东亚季风有何重要作用？ 青藏高原对东亚季风的建立、维持与传播有重要的作用。对东亚夏季风来说 主要是热力作用。对东亚冬季风来说，青藏高原的动力作用是主要的，青藏高原 对东亚冬季风的动力作用还表现在对高空西风带的分支。冬季高空西风带南移， 受高原阻挡分为南北两支。 并有利于北支西风气流在高原东侧沿海一带形成东亚 长波槽，引导低层冷空气南下。南支西风带则在孟加拉湾处生成南支槽，当南支 槽活跃东移时，有利于我国南方冬季锋生和降水。 总结上述，青藏高原对东亚季风有重要作用。对夏季风来说，以热力作用为 主，有利于夏季风环流的建立和维持；对冬季风来说，以动力作用为主，影响冬 季风的向南传播。 24．对 105°E 以东大陆地区而言，从南海输入到大陆的水汽至少有一半以上是 来自太平洋和南海赤道地区。 对于整个南海地区，夏季水汽主要来自赤道地区和 西太平洋。对于整个中国东部地区来说，水汽主要来自南边界，即南海，其次是 西边界。 25．所谓大气振荡是指大气环流的周期性变化。一般指时间尺度小于 7-10 天的 大气振荡为高频振荡；大于 7-10 天小于一个季度的大气振荡为低频振荡，也称 季节内变化； 以年为周期的振荡称为季节变化，年以上的大气振荡称为甚低频振 荡。 低频振荡直接同大范
围天气和气候异常有关，它和季节变化相结合可以影响 季风的建立与撤退的年际变化，它对高频振荡具有明显的调控作用。 26．低频振荡的传播 （1）纬向传播 63 准 40 天低频振荡在各纬度上的传播方向是不同的，在赤道上向东传，在副 热带地区大多数低频扰动是向西传播的。 此外，低频振荡的纬向传播还具有显著的年际变化，即使在赤道地区，低频 振荡也并非总是向东传播的，有时是准静止的或向西传播的。 （2） 经向传播 低频振荡除了纬向传播特性之外，还表现出明显的经向传播特征，尤其是在 南亚和东亚夏季风区。 （3） 南北半球低频环流相互作用 低频振荡的经向传播可以引起南北半球低频环流的相互作用。 27． 东亚和印尼—澳大利亚北部冬夏季风建立和撤退的具体日期往往决定于低 频振荡的位相。 低频振荡不仅可以决定季风建立和撤退的具体日期，而且还可大 致决定对流天气扰动群体发生发展的时段。 28．准 40 天振荡与副热带季风及其雨带的两次跳跃和 3 次停滞有关。东亚地区 冬季冷空气活动具有两种主要周期振荡，即单周和准 40 天周期振荡，弱冷空气 活动具有单周振荡，强冷空气活动具有准 40 天的周期振荡。 29． 东亚夏季风环流系统的准双周振荡，研究较多的准双周振荡的环流系统是南 亚高压，高压中心位于 100°E 以西时称为西部型，反之称为东部型。南亚高压 在高原上空时主要为热力性质高压，其低层多为低压控制盛行上升气流，多对流 性降水天气，副热带高压与南亚高压具有成反向摆动的准双周周期变化。 30． 无论高层与低层或是东亚副热带季风环流系统与热带季风环流系统均具有 显著的准双周振荡， 且各环流系统成员振荡之间具有密切的联系。维持上述准双 周循环的主要动力， 是维持东亚热带季风和副热带季风的两对冷热源，而将各个 季风环流系统成员联系在一起的主要机制则是热带季风与副热带季风的相互作 用。 第十一章 天气诊断分析 1 客观分析方法包括：水平插值方法、垂直插值方法、平滑滤波和尺度分离。 2 常规的气象台站是离散的和不规则分布的。 64 3 水平插值方法，内插法包括：主观内插法和客观内插法。 客观内插法常用的有：有限元法和逐步订正法。 4 垂直插值方法有：拉格朗日法、样条函数法。 5 空气的水平运动叫做风。 6 水平流场的三种基本分析方法： （1）用直角坐标系中风的分量来表示。 （2）用等风速线和等风向线来表示。 （3）将风场分解成旋度风和散度风两部分。 旋度——流函数，散度——势函数。 流函数和势函数都是标量。 7 地转风：假定地转偏向力与气压梯度力平衡时空气水平等速直线运动。 在中纬度自由大气中，地转风近似于实测风。 8 流线是处处和风矢量相切的线。 流线不能交叉但可分支，流线的稀疏表示风速大小。 9 流线图上三种基本流场形式： （1）相对均匀的气流 （2）奇异线：间断线、渐近线 （3） 奇异点： 即流场中的静风点， 此点风速为零： 尖点、涡旋（汇、源） 、中性点。 10 流线的分析方法：直接法、等风向法。 11 涡度：衡量空气质块旋转运动强度的物理量。单位：1/秒，逆时针旋转为正， 顺时针旋转为负。 12 散度：衡量速度场辐散、辐合强度的物理量。单位为：1/秒，辐散为正，辐 合为负。 旋度风是无散的，散度风是无旋的。 13 垂直运动的重要作用： （1）大气中的凝结和降水过程与上升运动有密切关系； （2）大气层结不稳定能量需在一定的上升运动条件下才能释放出来，从而形 成对流天气。 （3）垂直运动造成的水汽、热量、动量、涡度等物理量的垂直输送对天气系 统的发展有很大影响。 65 （4）大气中的能量转换主要通过垂直运动才得以实现。 14 风的方向即水汽输送方向。 15 水汽通量：表示水汽输送强度的物理量。 定义：单位时间内流经某一单位面积的水汽质量。单位：克/秒。 16 水汽通量散度：表示输送来的水汽集中程度的物理量。 定义：在单位时间里，单位体积（底面积 1 平方厘米，高 1 百帕）内汇合进 来或者辐散出去的水汽质量。` A>0，辐散；A<0，辐合。单位：克/（秒·厘米 2·百帕） 17 凝结率：单位时间内，单位质量空气块中水汽的凝结量。 18 降水率：单位时间诶降落在地面单位面积上的总降水量，或称降水强度。 19 在进行诊断分析时，常常需要将已知的风向（α ）和风速（ V ）转换成东西 风速分量（u）和南北风速分量（v） ，计算公式为： （ u ? V sin( ? ? 1800 ), v ? V cos(? ? 1800 ). ） 20 降水的形成过程就是潮湿空气绝
热上升而有水汽凝结的过程。 66