引言

天气图上绘制的气压场、高度场等物理量场基本呈现波状分布，可以认为是不同尺度波动叠加，其中较大尺度的Rossby波，波长可以达到10⁶ m左右，除此之外，大气中还包含声波、重力波、惯性波和其他中小尺度的波动。当大气具有稳定层结时，小扰动的出现会形成浮力振荡，振荡传播后就形成重力波，而在科氏力作用下形成的惯性振荡，传播后形成了惯性波^[1]。由于大气环流中包含了不同时空尺度的波动和天气系统，在大气环流研究过程中，常采用不同的方法对大气环流进行分解。第一种是用传统平均把物理量分解成基本态和扰动态；第二种是用奇函数分解或者EOF分解、奇异值分解；第三种就是对物理量进行时空滤波，常见的滤波方法有Barnes滤波和巴特沃斯滤波等等。第一种方法是最基本最简单常见的方法，由这种方法得到的基本态与扰动态之间的相互作用引起了很多学者的思考和探究。物理量的平均态被看成流，偏离平均的扰动态被看成波，波流相互作用属于两种尺度之间的相互作用，它的研究主要侧重两个方面：一方面是基本气流对波动发展的影响，另一方面是波动对基本气流的反馈作用。研究的切入点大致从两个大的方面，一方面是大气波动学中E-P通量和波包理论的应用，另一方面是大气能量学的应用。近几年来，大气能量学的研究已从两种尺度之间的能量转换跃升到三种尺度之间的能量转换，不同尺度之间的能量转换代表了不同尺度系统之间的相互作用。本文拟从这几个方面对大气中多尺度相互作用的研究进展做简单概述。

1 E-P通量 1.1 E-P通量的理论发展

关于大气波动的研究，大多是假设波动是叠加在基本气流之上的，即V = V + V′，V代表基本气流，V′ 代表波动。很多学者以此为出发点，不断丰富和完善了波作用方程和E-P通量的实际应用。关于扰动与基本气流的相互作用的研究是从行星波动量通量及热量通量的角度开始的。1961年，Eliassen等^[2]考虑到定常基本气流是理想情况，而一般的基本气流存在垂直切变，所以提出了行星波在垂直切变气流中传播的能量通量矢量，被广泛用于研究Rossby波的垂直及侧向传播，但切变气流中的能量是不守恒的。1976年，Anderew等^[3]在β平面近似下从位涡度方程出发推导了波作用守恒方程，方程中包含波作用量和波作用通量，波作用通量在没有强迫和摩擦条件下是守恒的，它比能量守恒更具有优越性，在垂直切变气流中具有守恒性，不仅适用行星波的传播与演变，还能用于数值模拟的格式设计。Anderew和Melntyre^[3]提出的波作用通量与Eliassen和Palm提出的能量通量矢量有一定的相关性，其中还引入了剩余环流分量，被称为广义的E-P通量。

局地坐标系中β平面近似下的波作用方程简化公式如下：

$ \frac{{\partial \xi }}{{\partial t}} + \nabla \cdot F = S $

(1)

$ \xi = \frac{1}{2}\overline {{{q'}^2}} /\frac{{\partial \bar q}}{{\partial y}} $

(2)

$ F\left( {{F_{\left( y \right)}},{F_{\left( p \right)}}} \right) = \left\{ { - \overline {u'v'} ,\frac{f}{{\overline {{\theta _p}} }}\overline {v'\theta '} } \right\} $

(3)

其中，q表示基本气流的位涡，q′表示扰动位涡，θ′表示位温，$\overline {u'v'} $和 $\overline {v'\theta '} $分别表示纬向波动在南北方向上的动量通量和热量通量；S表示非绝热加热和摩擦耗散等，ξ是波作用量，F是波作用通量。对于闭合系统，波作用方程守恒。从方程中可以看出，波作用通量即E-P通量的辐合辐散会引起波能量或位涡随时间的变化，从而影响波的发展或消亡。

但是Anderew和Melntyre推出的波作用方程仅适用于β平面近似下的局地情况，对于行星尺度的波动来说，β平面近似下的波作用方程不够准确，所以Ed⁃ mon等^[4]推导了球坐标系下的波作用方程，他假设的前提条件是科氏参数随纬度的变化相对于局地科氏参数来说是小量。在低纬地区，科氏参数随纬度的变化∆f较大，局地科氏参数f 相对较小，因此，Edmon等推导了球坐标系下的波作用方程在低纬地区不成立。1984年，黄荣辉^[5]指出在球坐标系中必须考虑科氏参数随纬度的变化，即要考虑非地转分量对位势涡度的经向输送。

球坐标系中β平面近似下的波作用方程简化公式如下：

$ \frac{{\partial {\xi _m}}}{{\partial t}} + \nabla \cdot F = S $

(4)

$ {\xi _m} = \frac{1}{2}a\cos \phi \overline {q{'}_m^2} /\frac{{\partial \bar q}}{{a\partial \phi }} $

(5)

$ F = \left( {{F_{\left( \phi \right)}},{F_{\left( p \right)}}} \right) = \left\{ { - a\cos \phi \overline {u'v'} ,\frac{{fa\cos \phi }}{{\overline {{\theta _p}} }}\overline {v'\theta '} } \right\} $

(6)

其中a是地球半径，ϕ 是纬度。

波动对基本气流的反馈作用方程：

$ \frac{{\partial \bar u}}{{\partial t}} - f{{\bar v}^ * } = \frac{1}{{{\rho _o}}}\nabla \cdot F $

(7)

波作用通量和波作用量之间在还存在这样的关系式：

$ F = {c_g} \cdot \xi $

(8)

其中v^*表示经向剩余环流。此方程反映了扰动气流对基本气流的反馈作用。E-P通量大于零，即辐散，会使得基本西风气流加速；反之，使得基本西风气流减速。E-P通量的方向和波群速度方向平行，从上式可以看出，E-P通量的方向一定程度上也能代表波能量的传播方向。

1989年，高守亭等^[6]认为Anderew和Melntyre推出的波作用方程仅适用于浅对流情况，不适用于分析锋面和急流等斜压系统，推出了能反映层结效应的广义E-P通量。段安民等^[7]考虑了非绝热效应，利用准地转理论推导了E-P通量，证明了波能关系与洛伦兹能量循环有着很强的一致性；他还诊断了北半球各个纬度波动的传统E-P通量在不同季节的情况，得出春夏秋季的E-P通量诊断需要考虑非绝热加热效应。

1.2 E-P通量的应用

黄荣辉^[5]利用E-P通量分析出冬季行星定常波的两支波导，一支是向极地传播的波导，另外一支是中纬度低层向低纬度高层传播的波导。除此之外，黄荣辉^[8]还利用E-P通量诊断了平流层爆发性增温，通过波动对基本气流的反馈作用来判断是否有加速运动，东风气流有利于爆发性增温现象的发生。邹捍等^[9]研究了北半球阻塞形式在建立和维持过程中行星波的E-P通量变化，发现高纬低层的基本气流由东风转成西风后，使得行星波向上传播，与基本气流发生相互作用，使西风气流强度减弱，高层的东风强度逐渐大于西风强度，系统移速减慢，北半球阻塞形式得以形成和维持。高守亭等^[6]考虑了大气的斜压性，比较了广义E-P通量和E-P通量的诊断效果，发现一般的E-P通量在诊断基本气流的风速时，误差较大，广义E-P通量诊断结果更好。高守亭等^[10]还发现寒潮爆发过程中E-P通量的辐合使得急流加速，大气动力作用加强，减弱了斜压能量，使得高空波动振幅减小，强度减弱，这充分体现了波与流的相互作用。魏民等^[11]定量和定性地分析了500hPa东西风在四次季节过度时的角动量情况和E-P通量的变化，发现它们随季节的变化而变化。张凤等^[12]计算了跨赤道行星波的E-P通量，结果得出只有在东半球西风急流中的行星波才会向上传播，准定常行星波的定常部分不能跨过赤道上空零风线，但瞬变部分可以跨过赤道上空的零风线。黄辉等^[13]通过计算梅雨期间的波作用量和波作用通量来诊断西太平洋副热带高压的变动，研究表明西太副高的波能量是辐合的，副高脊线与E-P通量辐合带比较吻合，并且副高的强度和位置变化与E-P通量的辐合强度和位置密切相关，而E-P通量的辐合强度和位置主要受副高南北侧气流的影响。张恒德等^[14]在分析了E-P通量和西太副高的基础上，还研究了副高位置与中国夏季降水的相关性，从而发现了E-P通量与降水的相关性，E-P通量辐合越强，东亚地区降水就越异常。姚文清等^[15]对比了江淮流域夏季E-P通量在旱涝年的情况，结果表明旱涝年E-P通量的辐合带分布有明显差异，形成了有利于降水或者干旱的有利条件，对江淮流域夏季的气候变化有重要影响。赵玉娟等^[16]着手研究青藏高原及其周围地区波动的E-P通量的分布与变化特征，分析出E-P通量的极值中心位于高原南部，高原上波能量极值中心的强度和位置也具有明显的季节变化。施春华等^[17]用欧洲中心资料分析了不同形式下E-P通量的差异及特点。

1.3 E-P通量在中尺度方面的应用

一般情况下E-P通量理论只适用于大尺度行星波，很少有研究将E-P通量理论用于中小尺度系统。中尺度系统的发展受基本气流切变的影响，由于基本气流的切变与波流相互作用密切相关，所以中尺度系统的发生发展对波流相互作用的研究有一定的作用。1998年，丁一汇等^[18]将E-P通量理论引入到中尺度对称扰动的动力学模型，定义了新概念“倾斜E-P通量”，倾斜E-P通量包含了中尺度扰动动量和热量通量的经向和垂直输送。冉令坤等^[19]利用多时间尺度方法，直接推出适用于高空急流区的纬向基本气流局地变化方程，在推导过程中没有引入剩余环流，没有考虑大气的斜压性，并诊断分析了一次寒潮过程中纬向基本气流的变化。

2 波包理论 2.1 波包的数学表示

E-P通量理论的研究中，通常用平均气流的偏差来表示波动。而另一部分学者用简谐波的形式来表征波动^[20]，公式如下：

$ \begin{array}{*{20}{c}} {S\left( {x,t} \right) = A\cos \theta = A\cos \left( {kx - \omega t} \right) = }\\ {A\cos k\left( {x - ct} \right) = A{e^{i\left( {kx - \omega t} \right)}}} \end{array} $

(9)

$ \theta = \frac{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}}}{L}x - \frac{{2{\rm{ \mathsf{ π} }}}}{T}t = kx - \omega t = kx - ckt = k\left( {x - ct} \right) $

(10)

其中，A为振幅，L为波长，T为周期，k为波数，ω为圆频率，c 为波速或相速。

大气中的波动不是简单的简谐波，它由许多不同强度的简谐波叠加在一起，形成波包，波包的数学表示如下：

$ S\left( {x,t} \right) = {A^ * }\left( {x,t} \right){e^{i\left( {kx - \omega t} \right)}} $

(11)

波包与简谐波最大的区别是波包的振幅随时空变化，振幅的传播速度称为群速度。

2.2 WKBJ方法^[21]

缓变波包中含有两种明显不同的振动尺度，一种是局地振动周期，另一种是波包振幅演变的时间尺度，则可以把波包表示成快变量(x, y, t)和慢变量(X, Y, T )的函数：

$ X = \varepsilon x,Y = \varepsilon y,T = \varepsilon t\;\;\;\varepsilon \ll 1 $

(12)

$ \psi = \eta \left( {X,Y,T} \right){e^{i\theta \left( {x,y,t} \right)}} $

(13)

$ k = \partial \theta /\partial x,l = \partial \theta /\partial y,\omega = - \partial \theta /\partial t $

(14)

$ \frac{\partial }{{\partial x}} = \varepsilon \frac{\partial }{{\partial X}},\frac{\partial }{{\partial y}} = \varepsilon \frac{\partial }{{\partial Y}},\frac{\partial }{{\partial t}} = \varepsilon \frac{\partial }{{\partial T}} $

(15)

$ \frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial {t^2}}} = \left[ { - {\omega ^2}\eta - i\varepsilon \left( {2\omega \frac{{\partial \eta }}{{\partial T}} + \eta \frac{{\partial \omega }}{{\partial T}}} \right) + {\varepsilon ^2}\frac{{{\partial ^2}\eta }}{{\partial {T^2}}}} \right]{e^{i\theta }} $

(16)

$ \frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial {x^2}}} = \left[ { - {k^2}\eta + i\varepsilon \left( {2k\frac{{\partial \eta }}{{\partial X}} + \eta \frac{{\partial k}}{{\partial X}}} \right) + {\varepsilon ^2}\frac{{{\partial ^2}\eta }}{{\partial {X^2}}}} \right]{e^{i\theta }} $

(17)

$ \frac{{{\partial ^2}\psi }}{{\partial {y^2}}} = \left[ { - {l^2}\eta + i\varepsilon \left( {2l\frac{{\partial \eta }}{{\partial Y}} + \eta \frac{{\partial l}}{{\partial Y}}} \right) + {\varepsilon ^2}\frac{{{\partial ^2}\eta }}{{\partial {Y^2}}}} \right]{e^{i\theta }} $

(18)

将η用小参数ε做近似展开：

$ \eta = {\eta _0} + \varepsilon {\eta _1} + {\varepsilon ^2}{\eta _2} + {\varepsilon ^3}{\eta _3} + \Lambda $

(19)

将上述方程代入到需要求解的方程，按照ε的同次幂进行整理，并令ε的同次幂项为0，最后进行求解，分别得到快波和慢波的演变方程。上述方法通常是波包理论中常见的研究方法。

2.3 波包理论的应用

1980年，曾庆存等^[21]介绍了小扰动方程及其求解方法，即上述WKBJ方法，再引入波函数，推导了快波波包（重力惯性波）和慢波波包（涡旋波）随时间的演变方程，研究发现快波在发展时波长变短，在减弱时波长变长，而慢波在发展时波长变长，在减弱时波长变短，说明在实际大气中波长较长的快波没有波长较短的快波显著；除此之外，曾庆存还提出了一种专门对慢波有效的方法。1981年，卢佩生等^[22]在正压大气准地转模式中分别探讨了扰动和长波的演变，提出扰动发展的判据是扰动总能量和平均振幅同时增长；在急流南侧，导式波增强，波长变长，曳式波减弱，波长变短；在急流北侧，导式波减弱，波长变短，曳式波增强，波长变长。这些结果可以很好地解释大气中槽和脊发展时扰动加宽，减弱时扰动减小。1985年，曾庆存^[23]分别在正压条件和斜压条件下研究了Rossby波包的增强和衰减演变过程，结果发现波包的空间尺度随波包强度的增强而增大，随波包强度的减弱而减小；在正压条件下，增强的波动趋向急流区传播，减弱的波动背向急流区传播；而在斜压条件下，增强的波动在垂直方向上趋向急流轴传播，减弱的波动背向急流轴传播；波动相对于基本气流的位置影响波动的发展和结构；在强波基本气流的作用下形成的Rossby波包在斜压条件下增强，而在正压条件下减弱。由于中国的地形西高东低，地形多种多样，像青藏高原这样的大地形对天气系统的影响至关重要。所以在研究波流相互作用的过程中需要考虑地形效应，秦曾灏^[24]用WKBJ方法分析一个正压准地转大气模式时添加了地形效应，探讨了扰动在地形影响下的频率和频散关系，发现如果东西向山脉无限长并且基本气流是定常的，那么波作用量守恒，且向南或向北传播的能量都能加强下游系统；在地形高度廓线呈气旋性弯曲处，导式波波长缩短，曳式波波长伸长，在反气旋弯曲处，导式波波长伸长，曳式波波长缩短；地形对扰动动能没有直接影响，扰动的结构决定扰动的发展。张立凤等^[25]在球坐标系中用正压涡度方程对Rossby波的波谱进行了计算和分析，发现在基本气流角速度存在切变时，球面Rossby波才会出现连续谱；基本气流角速度不变时，只有离散谱；若出现东风或者西风急流，既存在连续谱，也存在离散谱；其中连续谱的谱函数具有局地性，在某个纬度会出现跳跃。

以上的研究都围绕着大尺度背景，孙立潭等^[26]开始着眼于中高纬中尺度范围，适用于中尺度运动的方程组是准动量无辐散模式^[27]，再利用WKBJ方法推导了中尺度下波包的频散关系式，在基本气流定常且满足热成风平衡的条件下，扰动波包的能量是守恒的，若基本气流不满足定常，符合热成风平衡，扰动波包就会对称发展，这属于基本气流的热成风适应过程。吴勇等^[28]也着重研究了中尺度扰动波包的发展问题，研究背景为中低纬度过渡地区，推导过程中引入了第二科氏力参数，结果表明潜热释放时，扰动波包发展，反之则减弱。过渡地区扰动波包的发展包含了中高纬波包的发展条件，这与张可苏的研究较为一致，扰动波包的发展还与基本气流梯度的经向切变有关；过渡地区基本气流的作用要靠第一科氏力参数和第二科氏力参数来完成。先前的研究大多是假设了基本气流是平直气流，这是比较理想的情况。周伟灿等^[29]猜测非平直气流中的中尺度扰动波包的对称发展与平直气流中不一样，在自然坐标系下用非静力平衡模式推导了波包方程，分析了基本气流为非平直气流时，曲率涡度的垂直切变对扰动波包的发展有直接的贡献，扰动波包能量发展的主要来源是非梯度风平衡下非热成风空间分布的不均匀性。沈新勇等^[30]在前人研究的基础上，考虑了耗散项和扩散项，对波包的发展有着重要的影响。

3 多尺度能量相互作用

Lorenz^[31]提出将大气物理量分解成平均量和扰动量，推导了平均能量方程和扰动能量方程，形成了洛伦兹能量循环图，不同的学者在此基础上做了一些改变。1957年，Saltzman^[32]将傅里叶级数引入能量方程；2001年，Iwasaki^[33]提出了等熵坐标系中的能量循环；2010年，Murakami^[34]又提出了球坐标系中的能量循环；前人们的这些探索不断丰富了对大气能量学的研究，重建了经典的能量循环图。通常情况下，平均能量被看成是基本气流的能量，扰动能量被看成是波动或扰动系统的能量，平均能量与扰动能量之间的能量联级过程被看成是基本气流和天气系统之间的相互作用过程。以上的研究都是基于两种尺度之间的能量相互作用。2011年，Hsu等^[35]在研究季节振荡与天气尺度扰动的相互作用过程中提出将物理量用巴特沃斯滤波法分成三种尺度，时间尺度大于90 d的为背景场，时间尺度在10~90 d的为季节振荡，低于10 d的为天气尺度扰动，为了研究季节振荡与天气尺度扰动之间的相互作用推导了涡动动能方程。2016年，Liang^[36]提出了多尺度能量和涡度分析方法（MS-EVA），该方法已被成功运用在一些工程问题和海洋问题上。2018年，沈新勇等^①也将物理量用Barnes滤波法滤出三种尺度，分别为大尺度、α中尺度和β中尺度，利用z坐标系中的运动方程和热力学方程推导了这三种尺度的动能和位能方程，方程中包含了不同尺度之间动能与位能的转换，即不同尺度系统之间的相互作用。

① 沈新勇, 沙莎, 李小凡.一次梅雨锋暴雨过程中多尺度能量相互作用的研究Ⅰ.理论分析[J].大气科学, 2018, 42 (4).(待出版)

4 台风和梅雨锋暴雨过程中多尺度系统相互作用

任素玲等^[37]用数值模式模拟得出大尺度系统副热带高压的形态对台风路径的影响较大，台风也能影响Rossby波向中高纬度的传播。背景场的差异使得台风能量传播不同，对中高纬环流和副热带高压的影响也不尽相同。程正泉^[38]对低空急流、西风槽、季风、大陆高压和台风周围的残涡或小涡等环境因子影响台风暴雨进行了系统全面的综述，得出台风获得的能量主要来自于与中纬度西风带和低纬度季风急流的相互作用。武麦凤等^[39]着重研究了西北涡与台风的远距离相互作用，台风使得西北涡的热力和动力结构发生改变，继而强度发生变化，同时西北涡的强度也会对台风暴雨的强度产生反馈作用。Wang等^[40]用Liang^[36]提出的新方法MS-EVA对一次高纬台风过程中的物理量场进行分离，并对多尺度动能和有效位能进行分析，解释了在台风生成、维持和消亡过程中台风与大尺度和小尺度之间的相互作用。

多尺度系统相互作用在梅雨锋暴雨过程中最为显著。行星尺度、天气尺度和中小尺度系统的共同作用造成了持续性梅雨锋暴雨过程。前人们对梅雨锋暴雨大尺度系统的研究也较为成熟。Ding^[41]认为锋区和季风会进行相互作用，有利于梅雨锋暴雨的形成。南亚高压、西太副高和阻塞形式是暴雨形成的环流背景，对流层中层东移的槽脊系统与低层的低涡系统相配合，高空急流和低空急流上下耦合，共同触发了强暴雨的发生发展^[42-47]。随着大量研究工作的开展，较大尺度的天气系统对梅雨锋暴雨的影响已经被研究得较为透彻。影响暴雨最直接的系统是中尺度对流系统^[48]，这也成了国内外学者广泛研究的重点。陶诗言^[49]提出梅雨锋上可能存在两种不同性质的降水，一种是在大尺度系统背景下形成的，比如静止锋和切变线；另一种是由梅雨锋上东移的中尺度扰动引起的。周海光等^[50]研究了几种中尺度系统的动力结构，发现β中尺度和γ中尺度涡旋是影响暴雨的最直接的系统，暴雨的发展主要由它们共同引起，暴雨减弱阶段主要是由β中尺度辐合线引起。施曙等^[51]对1986年长江中游地区的一次梅雨过程进行了诊断分析，发现梅雨锋雨带大致与低层正涡度带吻合，再加上高层为负涡度控制，形成了强烈的水汽通量辐合中心和较强的上升运动，加速了中低压的形成。寿绍文等^[52]也发现梅雨锋上降水强度与中尺度涡管的强度密切相关。除此之外，中尺度系统中的热力作用——释放的潜热使得中尺度气压梯度力增大，产生中尺度低空急流^[53]。Ninomiya等^[54]也研究得出梅雨锋上的暴雨由嵌套在α中尺度气旋内的β和γ中尺度扰动引起，并具有明显的多尺度特征。以上研究表明大尺度系统和中尺度系统在暴雨的发展过程中都起着很重要的作用。张红等^[55-56]等研究得出中尺度系统都是在有利的大尺度环境场下酝酿产生的。对流层中低层大尺度与中尺度系统之间的相互作用使得中尺度系统迅速发展。它从大尺度环境场基本气流中获取能量，中尺度系统发展之后也会反馈于大尺度背景场。黄明政等^[57]发现对流层上部大尺度环流的变化使得低层的西南涡和气旋开始发生发展，再配合高空槽的抽吸作用，导致上升运动加强，西南涡进一步发展，最终导致暴雨发生。梅雨锋及切变线的加强激发了中尺度对流的发展，上升运动加强，释放潜热，释放的潜热又加强了梅雨锋强度^[45]。

近几年来，Fu等^[58]开始从能量学的角度去定量分析梅雨锋暴雨过程，他们首先利用Kucharski等^[59]推导的能量方程分析了一次梅雨锋暴雨过程中的能量转换过程，研究表明在能量联级过程中平均动能减少意味着背景气流直接作用于涡旋气流，平均动能增加表明涡旋气流反馈于背景气流。之后，Fu等^[60]再利用球坐标^[33]中的能量方程对比了2010年梅雨期长江中下游两次持续暴雨过程中的能量转换过程，定量分析了与降水相关的涡旋气流和背景场之间的相互作用，研究发现不同的层次，能量循环有不同的特征。对于背景气流，斜压能量转换和能量输送占主导地位。对于涡旋气流，在对流层上层，有效位能转化为动能，通过斜压能量转换，高空急流得以维持；在对流层中层，能量输送控制着涡旋气流的演变；在对流层低层，动能维持着低空急流。他们的研究不但解释了背景气流是如何孕育中小尺度系统，也阐明了中小尺度系统对背景气流的反馈作用。沙莎等^②定量地分析了一次暴雨过程中各个尺度能量的变化以及它们之间的相互作用对暴雨强度的影响，研究发现：在整个暴雨过程中，跨尺度之间的斜压能量转换包括位能向动能的能量转换和动能向位能的能量转换。同尺度之间的斜压能量转换总是单向的，且量值较大，动能的强度主要靠位能向动能的能量转换来维持。斜压能量转换的多少影响着暴雨的强弱。大尺度斜压能量转换在中高层比较强，中尺度斜压能量转换在低层较强，尤以β中尺度变化最为显著，β中尺度扰动是影响暴雨强度的关键系统。

② 沙莎, 沈新勇, 李小凡.一次梅雨锋暴雨过程中多尺度能量相互作用的研究Ⅱ.实际应用[J].大气科学, 2018, 42 (4).(待出版)

5 结论

大气中多尺度相互作用涉及的范围和方面较广，这里只是从E-P通量、波包理论和能量学的角度做了一个研究进展的简单描述。均匀基本气流和非均匀基本气流下的相互作用、正压大气和斜压大气条件下的相互作用、绝热和非绝热条件下的相互作用、正压大气和斜压大气有无地形效应条件下波包与基本气流的相互作用、波流相互作用中中尺度扰动波包的发展、多种尺度动能和有效位能之间的能量转换等都有了丰硕的研究成果。夏季长江中下游地区梅雨天气和中低纬台风的研究内容也不断丰富和发展了多尺度系统相互作用的研究。综上所述，大气中多尺度相互作用对大尺度天气系统和中小尺度对流天气的发生发展都有非常重要的影响，能够揭示某些天气现象的物理机制，比如平流层爆发性增温现象、北半球阻塞形式的形成和维持原因、寒潮爆发过程和西太平洋副热带高压变动以及与中国降水的相关性等，研究多尺度相互作用有着特别重要的现实意义。