热带地区的季节内变率有很强的季节性差异，在冬季主要表现为赤道地区向东传播的MJO(Madden-Julian Oscillation)，在夏季则有较强的区域性特征，如在热带西北太平洋(western North Pacific，WNP)地区，季节内尺度对流异常和气旋性环流相互反馈，共同向西北方向移动(Hsu and Wen，2001；Tsou et al.，2005).Lau和Lau(1990)发现，在天气尺度上，夏季WNP低层也常出现西北—东南向的气旋-反气旋相间的波列，并向西北方向传播.最近吴捷等(2013)研究表明，东亚夏季风季节内变率的主模态是类似东亚—太平洋型(East Asian Pacific，EAP)的经向波列(Huang and Li，1987; Chen and Zhai，2015)，他们的观测分析结果显示，前期位于热带WNP的对流异常和气旋性环流扰动会向西北方向移动并逐渐加强，从而在东亚地区激发三极型的EAP经向波列(图 1).能量学分析表明，由于夏季暖大陆与冷海洋之间存在纬向温度梯度和北风切变，该经向波列在垂直方向上向北倾斜，能从这种特殊的斜压基流中获得能量.由此，他们推断基本气流中北风垂直切变的斜压分量可能对EAP型低频经向波列的结构、发展和维持起重要作用.

图 1

Fig. 1

图 1 对逐候EAP指数(吴捷等，2013)超前滞后回归的OLR场(阴影，单位：W·m-2)、 850 hPa涡度场(等值线，单位：10-5s-1)和风场(矢量，单位：m·s-1) (a)—(e)分别表示-2、-1、0、+1、+2候(OLR场和风场均通过0.05显著性检验). Fig. 1 Regression coefficients of OLR(shaded，unit：W·m-2), 850 hPa vorticity (contour，unit：10-5s-1) and wind anomalies(vector，unit：m·s-1) (a) and (b) are for a lead of 2 and 1 pentad respectively; (c) is for the pentad which the event occurs; (d) and (e) are for a lag for 1 and 2 pentad respectively; OLR and wind anomalies′s significance pass the confidence level of 0.05.

不少工作从观测、理论分析和数值模拟等方面研究了亚洲季风区扰动的发展维持和基本气流之间的关系.Wang和Xie(1997)使用数值模式探讨了北半球夏季季节内振荡(简称BSISO)的发展演变过程，指出向西北方向传播的扰动受到夏季风环流和湿静力能分布的显著影响；Jiang等(2004)进一步指出，南亚季风区的垂直东风切变，是BSISO北传的重要原因；沈新勇等(2006)从理论上求解出，基本气流的水平切变对赤道大气的基本波动起到不稳定作用；王鹏飞等(2013)则使用数值模式验证了当基本气流为纬向均匀风场时，振荡的周期和传播速度会随着纬向气流变化而改变.然而目前专门针对东亚夏季海陆热力差异造成的纬向温度梯度和北风垂直切变对扰动发展演变影响这方面的研究还比较缺乏，相关推断需要通过数值试验加以证实.

已有一些工作利用简单的理论数值模式，通过定常加热强迫或初值扰动试验，研究大气中基本的动力过程.Jin和Hoskins(1995)使用一个斜压模式研究了在冬季基流中大气对热带加热的响应，验证了Gill型和射线理论(Hoskins and Karoly，1981)，并指出中高纬的响应是相当正压的，响应模态与热带加热所在位置有关.Hirota和Takahashi(2012)将外强迫均匀分布在北半球，证明东亚夏季的三极型是大气内部模.Hoskins和Jin(1991)研究了在不同基流中的热带初值扰动问题，指出在斜压不稳定基流中，对热带扰动的直接响应可持续12天左右，之后以斜压不稳定波动为主，而在印度洋和西太平洋上的扰动最后会产生太平洋北美型(Pacific North American，PNA)波列.高士欣等(2007)利用球面正压涡度方程模式，研究了基流和初始场对扰动发展的作用，发现南海夏季风爆发前后的正压不稳定是季风爆发的重要原因.这些研究已经探讨了基本气流对初始扰动发展的影响，但没能明确给出基本气流的特定部分，即正压和斜压分量对扰动发展的具体贡献.那么，WNP夏季风基本气流的正压和斜压分量会对扰动的发展和演变产生怎样的影响？海陆热力差异和北风垂直切变的斜压基流在低频经向波列形成和维持中起到怎样作用？这些问题需要通过数值试验进一步探讨.

本文提出一种对夏季基本气流正压和斜压分量进行分解和重建的方法，利用一个线性斜压模式(Linear Baroclinic Model，LBM)的湿版本，在热带WNP地区给出气旋性扰动进行初值试验，研究初始扰动在不同基本气流中的发展演变过程，探讨基本气流的各个分量所起的作用.

目前大气环流模式(AGCMs)变得日益复杂和精细，然而使用一些简单的线性模式反而更有利于透彻地理解大气中基本的动力过程.本文使用Watanabe和Kimoto(2000，2001)发展的在基本气流场上线性化的原始方程模式，简称LBM，模式水平分辨率为T42，垂直方向上使用σ坐标，共有20层.其中，干模式的变量包括涡度(ζ)、散度(D)、温度(T)和表面气压的对数(π=lnPs)，若令扰动X≡X(ζ，D，T，π)，模式动力方程可表示为

Watanabe和Jin(2002，2003)进一步考虑异常对流加热和环流相互作用，发展了湿LBM模式，此时强迫场为海温异常(SSTA)，在模式内部由于海温异常而产生异常对流加热，方程(1)可表示为

最近，LBM模式被广泛应用于热源强迫和遥相关的研究中.Annamalai和Sperber(2005)利用LBM模式研究BSISO的三个分量区域热源的相互影响；Lu和Lin(2009)则通过LBM干模式的定常加热强迫试验发现，东亚副热带地区的异常降水及热源强迫可以反过来维持EAP这种经向遥相关型.Zuo等(2013)利用LBM湿模式研究了北大西洋海温三极子对东亚夏季风的作用.本文利用LBM模式的湿版本进行初值扰动试验，研究不同斜压基流下WNP地区扰动的演变特征.

在LBM模式的初值试验中，需要给出涡度、散度、温度、海平面气压等变量的扰动场.为了保证初始扰动的各个变量场具有动力学一致性，在热带WNP地区给定垂直第一斜压模的扰动涡度场，按照地转关系下推算出扰动温度场(公式3)，二者的水平分布和垂直廓线如图 2所示.公式(3)为

图 2

Fig. 2

图 2 初始气旋扰动的涡度场(等值线，单位：10-5s-1，σ=0.7)和温度场(阴影，单位：℃，σ=0.3)的(a)水平分布和(b)扰动中心(170°E，15°N)的垂直廓线 Fig. 2 The initial cyclone perturbation vorticity(contour，unit：10-5s-1，σ=0.7)and temperature(shaded，unit：℃，σ=0.3) (a) horizontal distribution and (b) vertical profile at (170°E，15°N)

为了研究基本气流不同分量在WNP初始扰动的传播、形态和维持中所起到的作用，我们对基本气流进行分解和重建，孤立出可能的影响因子，进而推断EAP型经向波列发展维持的动力学机制.

通常可将基本气流(用A表示)分解为正压(barotropic，BO)和斜压(baroclinic，BC)两部分，即 ，其中正压分量 分别为大气层顶和地表气压)，斜压分量用A′表示；也可将基本气流分解为纬向平均(Zonal Mean，ZM)和纬向偏差(Zonal Anomaly，ZA)两部分，即A=[A]+A^*，其中纬向平均分量 ，N为纬向格点数，A^*表示纬向偏差分量.从而可将夏季(6—8月)气候平均基本气流A(i，j，k)(i，j，k分别表示纬向、经向和垂直方向)分解为以下四个部分，即：

其中 和分别表示正压纬向平均和纬向偏差部分，反映整层积分后纬向平均的风场和纬向偏差风场分布；[A]′(j，k)表示斜压分量的纬向平均部分，反映出纬向平均的风场垂直切变，主要包含了高低层的西风垂直切变；A′^*(i，j，k)表示斜压分量的纬向偏差部分，在东亚地区集中反映了海陆热力差异及其造成的北风垂直切变.对温度场T(i，j，k)分解则与风场有所不同，在每一层上需保留全球均一的基本场T_gl(k)，满足密度随高度递减，此外对每一层的温度进一步分解为纬向平均场[T](j，k)和纬向偏差场T^*(i，j，k)，即：

模式中的基本场包括纬向风(U)、经向风(V)、温度(T)、表面气压(Ps)和水汽(Q)等5个变量，这里不讨论水汽和地形的分布影响，因此仅改变U、V、T三个变量.考虑静力平衡和热成风关系，对夏季气候平均的U、V、T进行如下重建：

表 1(Table 1)

表 1 控制和敏感性试验方案设计 Table 1 The basic state design of control and sensitive experiment 类型 基本气流(简称) 方程(5)系数 特征 a b c d 控制试验 原始基流(CTL) 1 1 1 1 高低层的流函数和风场如图3所示，大陆和海洋上空高低层系统相反，低层分别为季风低压和副热带高压，高层则为南亚高压和北太平洋洋中槽. 敏感性试验1 正压基流(BO) 1 1 0 0 如图4，整层平均的西风急流较弱，主要位于中纬度地区约40°N附近，在青藏高原北侧和北太平洋中部有西风急流中心，而在热带和副热带地区则以东风为主，东西风的临界线约在30°N附近. 敏感性试验2 正压加斜压纬向平均(BOBCZM) 1 1 1 0 在正压的基本气流上加上斜压纬向平均部分，高低层切变如图5a所示，风场为完全的纬向风切变，等温线与纬圈相平行，满足热成风原理.中纬度地区西风切变较强，在热带则以弱的东风切变为主，等温线很稀疏. 敏感性试验3 正压加斜压纬向偏差(BOBCZA) 1 1 0 1 在正压的基本气流上加上斜压纬向偏差部分，高低层切变如图5b所示，经向风的垂直切变更加明显，500hPa青藏高原上空表现为一个暖中心，而在北太平洋中东部则为冷中心，在东亚地区有明显的纬向温度梯度和北风切变，在印度洋上空为东风切变. 敏感性试验4 改变基本气流斜压纬向偏差(BOBCZMZAn) 1 1 1 n n取0.1~1.5，调整海陆温差和东亚地区的北风垂直切变以及季风槽中辐合气流的大小.

表 1 控制和敏感性试验方案设计 Table 1 The basic state design of control and sensitive experiment

图 3

Fig. 3

图 3 夏季(6—8月)气候平均的(a)850 hPa和(b)200 hPa流函数(等值线，单位：106 m2·s-1)和风场(矢量，单位：m·s-1) Fig. 3 Climatology summer mean (a) 850 hPa and (b) 200 hPa streamfunction (contour，unit：106 m2·s-1)and wind(vector，unit：m·s-1)

图 4

Fig. 4

图 4 正压基流(BO)的风场(矢量，单位：m·s-1)和纬向风(等值线)，阴影为纬向风小于0的区域 Fig. 4 Barotropic(BO)basic flow，wind(vector，unit：m·s-1) and zonal wind (contour)， where zonal wind less than 0 is shaded

图 5

Fig. 5

图 5 基本气流的(a)斜压纬向平均(BCZM)和(b)斜压纬向偏差(BCZA)部分，矢量为200 hPa与850 hPa垂直风切变(单位：m·s-1)，等值线为500 hPa温度偏差(单位：℃) Fig. 5 The vertical wind shear(vector，unit：m·s-1)between 200 hPa and 850 hPa and temperature anomalies(contour，unit：℃) at 500 hPa， (a) is baroclinic zonal mean part(BCZM)and (b) is baroclinic zonal anomaly part (BCZA)of basic state

在垂直切变的基本气流中，具有特定垂直结构(如在西风垂直切变的基本气流中向西倾斜)的扰动能将平均有效位能向扰动有效位能转换，这个过程称之为斜压能量转换(C_P)过程，可分解为两个部分(公式6)，分别是在西风垂直切变中扰动向北输送热量引起的能量转换(C_Px)和在北风垂直切变中扰动向东输送热量引起的能量转换(C_Py).Lindzen和Farrell(1980)利用斜压不稳定波动的最大增长率定义了斜压不稳定指数，在此基础上，根据Holton(1994)的推导减去了西风切变的临界值，计算了两个斜压性指数I_bx(公式7a)和I_by(公式7b)，分别表征西风和北风切变的斜压不稳定性，公式分别为

下面的几组试验均在LBM模式的湿版本中完成.首先进行控制试验，将初值扰动放入原始基本气流中，研究扰动的发展演变过程，如图 6所示，图中矢量为波作用通量(Wave Activity Flux，WAF)，表征Rossby波能量的频散方向(Takaya and Nakamura，2001).在低层，异常气旋性环流和降水中心首先出现在扰动给定的热带WNP地区，之后气旋型环流向西移动，在低层其Rossby能量向极向东频散，在其下游出现类似沿大圆路径的波列；当气旋性环流移动到WNP季风槽附近时，强度增强，能量从热带对流中向东北方向频散，东亚地区维持类似EAP型的经向遥相关波列，在日本附近有弱的负降水异常和反气旋环流，在鄂霍茨克海附近也有气旋性环流；之后，热带的异常气旋向西北方向移动并减弱，负降水异常维持在我国长江流域，从菲律宾西北侧到海洋大陆地区(Marine Continent，MC)形成西北—东南向波列.模式积分第13~25天，低纬度的气旋继续向西北方向移动，波列呈西北—东南向，由于该试验是初值扰动试验，在没有外源维持的条件下，该线性模式的Rayleigh摩擦和Newtonian衰减作用会对初始扰动形成严重阻尼，扰动振幅不断衰减(图略).进一步计算Wang和Fan(1999)定义的季风指数，即两个区域平均的(5°N—15°N，90°E—130°E)和(22.5°N—32.5°N，110°E—140°E)的850 hPa纬向风之差，其30天的时间序列如图 7所示，指数在第7天达到正峰值，第16天达到负的峰值，反映出初始扰动的发展演变具有低频而非天气尺度特征，但由于模式的阻尼作用指数振幅在积分后期扰动不断减小.综上，控制试验可较好的反映出WNP夏季风中气旋扰动的低频传播特征和主要形态，如扰动向西北方向传播、在WNP季风槽加强(Xie and Wang，1996)、在东亚地区形成经向三极型波列以及在WNP-MC形成的西北—东南向的波列等(Li，2006)，因而可以通过进一步的敏感性试验研究基本气流对气旋扰动的影响.

图 6

Fig. 6

图 6 控制试验中850hPa的扰动涡度场(等值线，单位：10-5s-1)、波作用通量(矢量，单位：m2·s-2)和降水(阴影，单位：mm·day-1)的演变过程 (a) 积分第1天； (b) 积分第5天； (c) 积分第9天； (d) 积分第13天. Fig. 6 The perturbation vorticity(contour，unit：10-5s-1)，wave activity flux (vector，unit：m2·s-2) at 850 hPa and precipitation (shaded，unit：mm·day-1) evolution in control experiment (a, b, c and d are for day 1,5,9 and 14 respectively)

图 7

Fig. 7

图 7 控制试验中东亚夏季风指数(Wang and Fan，1999；Wang et al.，2008)的时间序列 Fig. 7 The time series of East Asian summer monsoon index(Wang and Fan，1999； Wang et al.，2008)in the control experiment

进一步对积分第9天经向波列的垂直结构和能量转换进行诊断分析，如图 8a和b所示，在垂直方向上，该经向波列中纬地区的负涡度异常向西倾斜，而整体则具有向北倾斜的斜压结构，Rossby波能量在中低层向北频散而在高层则向南频散.斜压性指数表明(图 8c和d)，基流中西风垂直切变的斜压性大值区主要位于中纬度西风急流附近，而东亚大陆和海洋分界处的北风垂直切变的斜压性较强.从整层积分的斜压能量转换上看，该经向波列在中纬地区从西风切变的基流和在日本北部到东亚中低纬地区从北风切变的基流中获得能量，通过斜压过程维持和发展，与观测分析的结果较为一致.

图 8

Fig. 8

图 8 控制试验积分第9天(a)35°N—45°N平均(b)110°E—150°E平均的涡度场(等值线，单位：10-6s-1)和波作用通量(矢量，单位：m2·s-2，其中垂直方向上扩大10倍); (c)为500 hPa上的斜压性指数Ibx(阴影，单位：10-6s-1)和整层积分的斜压能量转换CPx(等值线，单位： W·m-2)，(d)为Iby和CPy Fig. 8 Control experiment at day 11，the perturbation vorticity(contour，unit：10-5s-1)and wave activity flux(vector，unit：m2·s-2，vertical vector is enlarge for 10 times)，(a)35°N—45°N meridional mean，(b)110°E—150°E zonal mean，(c)is baroclinic index (Ibx，shaded，unit：10-6s-1) at 500 hPa and vertical integral baroclinic energy conversion(CPx，contour，unit：W·m-2) and (d) is for Iby and CPy

为了探讨基本气流不同分量对扰动发展演变的影响，进行以下几组敏感性试验.首先，将模式中的基本气流改为正压，即高低层风场保持一致(图 4)，没有水平温度梯度和垂直风切变，考察扰动在只包含正压不稳定的基本气流中的发展演变情况.如图 9所示，在正压基流中，初始的热带扰动同样向西传播，但迅速衰减，在菲律宾附近对流未能发展起来，扰动也局限于30°N以南的东风区(图 9).由此，正压基流的敏感性试验表明，扰动很难仅通过正压过程获得足够的能量.

图 9

Fig. 9

图 9 同图 6，但基本气流只包括正压部分(BO) Fig. 9 As fig.6, but the basic state is only consist of the barotropic component(BO)

在该部分试验中，设置模式中的基本气流为正压加上斜压的纬向平均部分(BOBCZM，表 1)，即在正压基流中加入了纬向平均的垂直风切变和温度梯度，如图 5a所示，考察中纬度地区的垂直西风切变和热带地区的东风垂直切变对扰动发展演变的作用.但这种基流中缺少了低层WNP季风槽的纬向汇合气流和高低层的经向风垂直切变.在积分的前期，扰动发展过程与控制试验类似，热带WNP地区的气旋扰动向西移动，同时向极向东频散Rossby波能量(图 10).但是与控制试验相比，热带的气旋扰动移动较快，并未在菲律宾附近停滞和加强，而是继续向西移动到印度洋上，东亚沿岸也未能出现明显的三极型经向波列.总体而言，扰动强度强于正压基流中扰动的强度，但仍明显弱于控制试验.这说明热带地区的东风垂直切变的基本气流能为扰动提供一定的能量，但东亚地区的经向波列无法形成，因而可以推断低层WNP季风槽中的东西风汇合气流是扰动在此停滞、加强的重要原因，东亚地区经向风垂直切变也对经向波列的形成有重要作用.

图 10

Fig. 10

图 10 同图 6，但基流为正压加斜压纬向平均部分(BOBCZM) Fig. 10 As fig.6, but the basic state is the barotropic add baroclinic zonal mean component (BOBCZM)

在敏感性试验2中，我们探讨了纬向平均的东风和西风垂直切变对扰动的影响，与控制试验对比发现，纬向平均的垂直风切变不能解释东亚地区经向三极型波列的形成.下面则孤立出基本气流中的经向风垂直切变部分，讨论其对扰动发展演变的影响.设置模式中基流为正压加上斜压的纬向偏差部分(BOBCZA，表 1)，孤立出东亚地区东西向的温度梯度和北风垂直切变这种特殊的斜压基流(图 5b).初始扰动的演变如图 11所示，气旋扰动首先向西移动并纬向拉长，与控制试验类似，能量向东北方向频散，在北侧形成反气旋环流，此外，扰动在西移的过程中北传也较为明显.特别注意到在积分第9天(图 11c)，在东亚沿岸出现与控制试验一致的纬向拉长的经向波列，在菲律宾以北、日本中部和鄂海附近分别有气旋、反气旋和气旋环流，Rossby波能量从菲律宾附近向北频散，与EAP遥相关型类似.此后，该波列的中低纬异常环流并没有如控制试验所示向西移动减弱，而是继续在东亚地区维持，位置略有北移.由此可见，东亚地区基流中特殊的东西向的温度梯度和北风垂直切变是东亚地区经向波列形成和维持的关键因素.

图 11

Fig. 11

图 11 同图 6，但基流为正压加斜压纬向偏差部分(BOBCZA) Fig. 11 As fig.6, but the basic state is the barotropic add baroclinic zonal anomaly component (BOBCZA)

取第9天的扰动场，进一步分析东亚地区经向波列的垂直结构和能量转换特征.如图 12所示，与控制试验一致，该经向波列在垂直方向同样具有向北倾斜的斜压结构，波长约为30个纬距，在中低层，Rossby波能量向北频散，在高层则向南频散.整层积分斜压能量转换C_Py表明，该经向波列可在中纬度地区从北风切变的基流中获得能量.也就是说，扰动能将热量从暖大陆向冷海洋输送，减小海陆温度梯度即平均有效位能，增大了扰动有效位能.由此可以推断，东亚地区特殊的纬向温度梯度和北风垂直切变是经向斜压波列形成的重要因素，热带地区的低频扰动通过激发该经向波列对中纬度地区的环流和降水产生影响.

图 12

Fig. 12

图 12 基流为BOBCZA时积分第9天(a)110°E—150°E平均的涡度场(等值线，单位：10-6s-1)和波作用通量(矢量，单位：m2·s-2，其中垂直方向上扩大10倍),(b)为500 hPa上的斜压性指数Iby(阴影，单位：10-6s-1)和整层积分的斜压能量转换CPy(等值线，单位： W·m-2)，虚线方框为图13计算平均动能和能量转换选取的区域 Fig. 12 Sensitive experiment(basic state is BOBCZA)at day 9，(a)the 110°E—150°E zonal mean perturbation vorticity(contour，unit：10-5s-1) and wave activity flux (vector，unit：m2·s-2， vertical vector is enlarge for 10 times)，(b)is baroclinic index (Iby， shaded， unit：10-6s-1) at 500 hPa and vertical integral baroclinic energy conversion (CPx，contour，unit：W·m-2)(Dot box is area for fig.13 to calculate kinetic energy and energy conversion)

上述敏感性试验表明，基本气流的斜压纬向偏差部分(图 5b)，即低层WNP季风槽中纬向汇合气流和东亚地区北风垂直切变，是扰动在季风槽中停滞、加强和东亚地区形成经向波列形成的重要因素.那么，如果线性改变斜压基流中的纬向偏差部分的大小(BOBCZMZAn，表 1)时，此时扰动的发展及能量转换特征如何？扰动是否能从更加不稳定的基流中获得更多能量？扰动能量是否也呈线性变化？

令n=0.1~1.5依次取15个值进行该组敏感性试验，结果表明，当n从0.1增大到0.5时，850 hPa的西风扩展到我国南海地区，WNP季风槽的纬向风辐合变得明显，此时，气旋扰动会在季风槽西部停滞并加强，而不是一直西移到印度洋上(图 10)，但东亚地区的经向波列尚不明显；当n取0.6~1.2时，扰动的演变与控制试验较为一致；当n=1.5时，即扩大斜压纬向偏差部分1.5倍时，东亚地区海陆温差变大，扰动会形成更加明显的经向波列.进一步分析n不同取值时，东亚地区(100°—160°E，0°—70°N)第9天整层积分扰动动能KE和斜压能量转换C_Py(图 13)，发现依次增大斜压基流的纬向偏差部分时，即随着东亚地区北风垂直切变的斜压性增强，扰动能通过斜压过程获得更多能量，扰动动能也随之增大，二者的变化基本保持一致，说明扰动动能的增强是斜压能量转换增大的结果.需要注意的是，KE和C_Py并不是随着n的增大而线性增加，而是呈e指数增长，特别的当n>1时，KE和C_Py的增长非常迅速.这提示我们，在气候变化的背景下，如果基本气流发生微小的改变，天气或季节内扰动的强度可能会发生剧烈的变化.

图 13

Fig. 13

图 13 线性增加改变基本气流的斜压纬向偏差部分(BCZA，方程5中的系数d)时东亚地区(100°E—160°E，0°N—70°N)第9天平均的整层积分扰动动能KE(折线，单位：J·m-2)和斜压能量转换CPy(柱状，单位：W/(kg·m2)) Fig. 13 The East Asian(100°—160°E，0°—70°N)area mean vertical integral perturbation energy (KE，line，unit：J·m-2) and baroclinic energy conversion(CPy，color bar，unit：W/(kg·m2))at day 9 when change zonal anomaly part of baorclinic flow linearly

本文利用一个线性斜压模式(LBM)，在热带WNP地区给出初始气旋扰动，研究其在不同基本气流中的演变特征，探讨了基本气流各个斜压分量的作用，进一步揭示东亚夏季风中EAP型低频经向波列发展维持的机制，初步得到以下结论：

(1)本文不同于传统的对基本气流的分解方法，将风场分解为正压纬向平均、正压纬向偏差、斜压纬向平均和斜压纬向偏差等四个部分，对温度场也进行类似的分解(公式4)，并对各部分赋予不同的系数进行重建(公式5)，可孤立出基本气流中感兴趣的部分，并满足基流的静力平衡和热成风平衡关系.

(2)在控制试验中，初始气旋扰动的发展演变过程可较好地反映出扰动向西北方向传播、在WNP季风槽附近停滞增强、在东亚地区出现经向波列和在南海到MC地区形成西北—东南向波列等特征，与对观测资料诊断分析中气旋扰动发展演变过程基本一致.

(3)改变基本气流斜压性的敏感性试验表明：正压基流不能为西传的初始扰动供给足够的能量；热带地区的东风垂直切变可为赤道Rossby波的发展提供一定的能量；WNP季风槽中的纬向辐合气流是扰动停滞并发展的重要原因；海陆热力差异导致的东亚地区纬向温度梯度和北风垂直切变，是EAP型低频经向波列在东亚地区形成和维持的重要因素，使其在垂直上向北倾斜，通过斜压过程从基流中获得能量.当线性增大海陆热力差异时，扰动能从基本气流获得更多能量，扰动动能增强.

(4)本文通过数值试验强调了夏季风基本气流中斜压纬向偏差部分的重要意义，证明了海陆热力差异导致的东西温度梯度和垂直北风切变是东亚地区EAP型低频经向波列形成的重要因素，该经向波列可以通过斜压过程从基流中获得能量从而发展和维持.其意义在于，热带WNP西传的扰动可通过激发该波列对中纬度地区的环流和降水异常产生重要影响.同时，基本气流中斜压纬偏部分线性增大引起的扰动能量的迅速增强，提示我们在气候变化的背景下，基本气流细微的变化可能会造成天气或季节内扰动的强度产生剧烈的响应，极端事件发生的概率也随之增大.

(5)本文研究表明，EAP型经向波列的结构受到基流控制，可能是这种特殊的斜压基流下的优势模态，其波长约为30个纬距.然而，本文使用到的模式是线性模式，那么非线性过程是否也在扰动的发展演变和EAP型波列的形成过程中起到重要作用？这还需要进一步研究.