斜压波

斜压波（barocline wave）是一系列天气系统中的一种波动，它因为大尺度流场的不稳定而自发生成并存在于不稳定流场中。以上内容由全国科学技术名词审定委员会审定公布

斜压波斜压波与锋面系统

斜压波及其锋面系统是中纬度的最重要天气系统, 其演变与发展动力学过程一直是大气动力学重要研究问题，特别是斜压波发展导致的锋面系统的动力学研究更是受到关注, 成为一个热点问题。中纬度锋面系统的结构及其动力学特征依赖于斜压波的演变特征。位于大气低层的锋面一般称为地面锋或低层锋, 与位于对流层中上层的锋面系统相比较, 地面锋具有明显不同的动力学特征。地面锋除了受到高空大尺度过程强迫的影响作用外, 还要受到与地面有关的过程如边界层摩擦、非绝热加热、湍流动量与热量通量、地形等的影响作用。

到目前为止关于地面锋的研究已取得了不少进展, 揭示出许多与经典锋面结构理论明显不同的观测事实, 如发现锋面有重力流特征, 锋面的多尺度特征等。20世纪70年代由Hoskins 及其合作者提出的半地转锋生模式能较好地描述非地转作用对于大气锋生的影响作用。

斜压波斜压波的发展

斜压波干大气无地表拖曳

干大气无地表拖曳情形下，斜压波发展及其地面锋锋生过程的特征：

（1）至 24 h, 由于斜压波的发展, 出现了一个典型的宽广斜压区, 随着时间增加, 该斜压区不断加深并向东移动；

（2）至 48 h已形成明显的冷、暖锋区, 同时冷、暖锋相互正交, 构成“T-bone”结构；

（3）地面暖锋在 24~48 h的一天中锋区很快变窄, 并围绕低压中心气旋性地弯曲伸长, 逐渐形成“bent-back”结构；

（4）暖空气沿着暖锋向低压中心方向推移, 逐渐收缩为一条伸向低压中心的暖舌, 至60 h暖舌在低压中心附近断裂, 出现了一个孤立的暖心；

（5）地面冷锋在 48~60h期间迅速加强, 锋生的速度比暖锋快, 并逐渐向东南方移动。

斜压波干大气有地表拖曳

干大气有地表拖曳(DryD)情况下斜压波的演变与发展及其地面锋形成过程.由于存在地表拖曳过程, 相应其斜压波发展、演变及其地面锋形成与无地表拖曳情况下相比有较大的差异.

（1）在此过程中暖锋出现时间比冷锋早, 在48 h已形成明显的锋区, 随后锋区围绕低压中心伸展, 在 84 h前后形成了“bent-back”结构.

（2）冷锋区在60 h 逐渐形成，与暖锋相正交形成“T-bone”结构. 随着系统发展, 暖锋逐渐向东北方向移动, 冷锋向东南方向移动.

（3）与无地表拖曳的DryNoD情况相比， 冷锋在DryD中位移较小, 以至于 96 h 时冷暖锋相交组成的“T-bone” 结构在 DryNoD 中已经消失, 但 DryD 中仍然维持.

（4）在 48 h 暖区开始收缩形成一条沿暖锋向低压中心附近伸展的暖舌, 60 h 暖舌在低压中心附近出现气旋性弯曲, 但此后暖舌不再伸长, 至96 h仍未出现与 DryNoD 中类似的暖心。

加入地表摩擦拖曳后, 整个斜压波系统发展变得缓慢, 同时锋生速度减慢, 从而造成暖锋无法阻挡西北方向入侵的冷空气, 阻碍了低压中心附近孤立暖心的形成, 同时暖舌也被分隔为两个顶端。干大气中地表拖曳对地面冷锋结构及锋生速度具有较大影响。

非地转风场结构在有、无地表拖曳力情形下完全不同. 当无地表拖曳力存在时, 非地转风由低压区向高压区运动, 其纬向分量与地转风纬向分量风向相同, 且冷锋锋前风速小于锋后风速, 这有助于冷锋区等位温线密集, 相应增强了冷锋强度. 而在加入边界层地表拖曳力后, 非地转风的流向转为由高压区流向低压区, 且冷锋锋前的非地转风为偏北风,而锋后为偏南风, 不利于等位温线密集及冷锋锋生。

地表拖曳力减缓斜压波系统的发展, 从而导致地面锋锋生速度减慢, 且不利于暖锋的“bent-back”结构形成, 减弱了暖锋对西北方向入侵的冷空气的阻挡作用, 不利于气旋低压中心附近的孤立暖心形成, 同时暖舌也被分隔为两个顶端, 形成了两条平行冷锋, 从此意义而言, 地表拖曳具有锋消效应. 另一方面, 从锋生函数特征来看, 地表拖曳力可以导致非常强的非地转流, 从而能够延长冷锋锋生过程维持时间, 有利于冷锋强度增大. 这表明地表拖曳对冷锋锋生的作用是双向的. 同时, 边界层地表拖曳也能够改变锋区的垂直结构, 造成边界层内锋面垂直于地面, 自由大气中的锋区斜率增大。

在此基础上, 进一步考虑湿物理过程作用后的地表拖曳对锋面结构与锋生影响作用. 湿大气中产生的非绝热加热过程可加速地面锋的锋生过程, 尤其利于暖锋锋生速度的加强. 地面雨带分布在地面锋区周围, 无论有无地表拖曳力的影响, 降水最大中心都出现在上升区西侧. 雨带的分布受到地表拖曳过程的影响, 地表拖曳力能够减缓对流上升运动导致的地表能量的迅速耗散, 当大气低层湿度场很强并伴随着上升带出现时, 对流发展旺盛, 此时地表拖曳对低层水汽与能量的束缚作用相对较弱, 表现为雨带水平分布在有无地表拖曳力时类似. 当低层湿度场减弱, 则地表拖曳力的作用逐渐体现, 表现为减缓了地表水汽与能量的迅速耗散, 并且在锋后边界层中产生摩擦辐合上升区, 这些小的上升区逐渐东移到冷锋前, 补偿了锋前上升带的强度, 有利于冷锋降水的维持。

斜压波模拟斜压波

在非线性平衡条件背景下, 利用一个理想的二维斜压基本流叠加上一个三维平衡扰动场构成模式初始场, 这种理想的初始场, 可以模拟出斜压波快速发展.。具体处理思路为,首先给定一个二维平均位涡与三维扰动位涡分布,然后利用位涡反演方法反演出其二维平衡的斜压纬向流场、位温场以及三维平衡的扰动风场与位温场,将两个平衡场累加作为模式的初始场, 这种初始场非常有利于中纬度斜压波的快速发展.。

近年来利用原始方程模式模拟斜压波的结果表明, 无论是否考虑地表拖曳力，也无论基本态选取何种形式，都存在一种温、压场的基本特征：低压区深厚但范围狭窄, 高压区浅薄但范围宽广; 暖锋形成于低压中心附近且不同程度地沿着低压中心呈气旋性卷曲, 而冷锋在低压系统与高压系统之间形成, 随着时间发展向西南方横向伸展并逐渐向南弯成拱形。

斜压波斜压波的不稳定性

斜压波的稳定性问题是研究天气系统发展的重要理论方法之一。斜压波的稳定性理论常用的有地转风线性随高度增加且下边界条件取垂直速度为零的Eady模式。

（1）摩擦和地形对Eady波影响的同时考虑

风线性随高度增加的Eady模式，前人考虑边界层摩擦引起的垂直速度的影响时是将边界层顶垂直速度在下边界处引人, 显然此下边界应是边界层顶,只是为处理方便将此高度取为零。我们亦如此处理,但改变Eady问题中取下边界处U=0的做法。既然下边界处垂直速度是边界层顶的w, 则下边界处U就不能为零。

在不稳定带增 宽的部分,其y值（波增长率）均很小, 且随离y高值中心的距离的增加衰减很快, 除接近 原来R（摩擦力）=0时的不稳定带的边缘部分以外, 大部分区域其y值均可忽略不计。

（2）一般化Eady问题中摩擦和地形的影响

地转风对高度不是线性增加的一般化Eady问题。一般化Eady波中考虑地形和摩擦时，其结果中保持了地形和摩擦各自作用的影响，摩擦影响的特征同Eady波，但地形影响与Eady波有差别。

在实 际大气中风的铅直增长到对流层上部逐渐变慢,若把整层大气一起考虑，近似地说，主要是相应于∈<0的情况，有的研究指出对阿尔卑斯背风气旋的发展来讲,与山南侧斜压波动的发展密切有关。

实际大气中扰动的发展有各种原因，边界层影响只是一种，不一定是主要的。例如暖下垫面的加热作用可能是某些气旋发展的重要原 因，但这时较大的边界层摩擦可能抵消了一部分加热的影响。另一方面，全球气旋的高发生频率区有不少是在大洋上，洋面上z_o小，容易造成不稳定增长亦可能是原因之一。

（3）斜压不稳定的科学意义

①从理论上证明了最常见的天气尺度扰动是斜压不稳定引起的；

②给出了斜压不稳定的波长，数千公里 ；

③斜压不稳定的波一定是后倾的，即温度波的位相落后于流场的波；

④解决了波的发展机理问题（长波理论只解决波的移动问题，没解决波的发展问题）。

斜压波正斜压波

正斜压波是中纬度最为典型的一种天气扰动,其发展演变对中纬度高空槽、地面低压等系统有着非常重要的影响作用,而同样不同尺度地形扰动对于天气系统有着重要影响作用。