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冷空气爆发
主要翻译自2006年《The Asian monsoon》4.5 Cold waves and cold surges
南亚东北季风
南亚的冬季环流，有时也不太准确地被称为南亚东北季风,其地表主要被中亚的大陆高压控制(是西伯利亚高压45N, 105E的西南延申)，其西北-东南朝向气压脊经过巴基斯坦北部与恒河平原南部。高压南部逐渐落入赤道槽区域。
ITCZ位于南印度洋近赤道区域8-10S，但由于北印度洋近赤道区域的暖水，使得Andaman Sea（位于中南半岛西部）到阿拉伯海东南部存在一个比ITCZ弱一些的辐合带。由有组织的独立云团构成的小云带出现在这个弱辐合区域。当这些云系位于北半球近赤道槽区域并向西移动时，会在斯里兰卡东海岸、印度半岛最南端以及马尔代夫造成降水。更特殊少见的是，在孟加拉湾南部可能会产生一个热带气旋，例如1999年2月4-6日所发生的那样。1999年的冬季非常湿润，北半球近赤道槽也相当活跃，与气旋涡旋相关的云团尺度扰动从马来西亚西部出发，途径孟加拉湾南部，向马尔代夫移动。这些区域近地表的气流较弱，且在25N以南为东北风。
副热带脊随高度向南移动（850hPa层位于22-25N，200hPa层则位于5-8N），这表明南亚对流层中高层均被西风流动控制。巴基斯坦北部及印度区域的副热带脊偶尔会因冬季扰动（也叫西部扰动 western disturbances）的传播通道而分支。西部扰动是南亚北部冬季期间主要的瞬变系统。一直以来，学者们都认为他们起源于地中海和里海。他们与热带外风暴系统的区别在于：热带外风暴系统有很完整的锋面结构，向东北方向移动；而西部扰动则不具有任何锋面结构，多数属于固囚系统，但对南亚北部非常重要。他们与中纬度西风急流中经过65-70E的槽相关联。
青藏高原南脊、对流层高层的南支副热带急流经过恒河平原，最后在中国南部与北支副热带急流汇合。冬季和夏季风未开始前的副热带急流的纬度位置一般会有5-10度的波动，该波动对南亚背板的天气过程有显著影响，尤其在季风未开始前和季风结束后。大尺度环流与地形的特殊结合可以在巴基斯坦引起弱的气旋环流，偶尔是低压系统，反过来也会在印度西部引起低压。从阿拉伯海到孟加拉湾都会发生水汽入侵，而对流层中上层西风槽前的辐散环流有利于湿空气上升，随后在巴基斯坦的喜马拉雅区域及印度西北部下雪，而在山脚下和周围平原区域则下雨。降水有时候会从西向东扫过整个恒河平原。尽管南亚冬季降水占全年降水的比例很小，但印度北部的降雪为印度河和恒河提供水源，同时也对该区域的冬季农作物有重要影响。
因此，北部的西部扰动和北半球近赤道槽内、以云团尺度气旋环流形式出现的东风波是南亚区域冬季、影响小范围天气的主要瞬变扰动。冬季的天气一般都比较凉爽和干燥，巴基斯坦南部、印度北部和中部、印度半岛南部、孟加拉国以及尼泊尔中部和南部的天气则相对宜人。他们偶尔会被西部扰动所影响，造成多云和降水的天气，随后变冷、多雾。斯里兰卡和马尔代夫的天气也是很好的，只有偶尔会被云团扰动或东风波影响，从而飘过阵雨。
西部扰动 western disturbances经过巴基斯坦后，印度西北部从北到西北都会有冷风。剩下的西部扰动水汽、冷空气、晴天就会导致印度-巴基斯坦多雾天气的出现。这种雾天事件的持续事件和水平尺度在过去两个年代的冬季显著增长。在有些冬季，雾天事件可以持续10-20天，覆盖从巴基斯坦到印度孟加拉邦西部2000km的距离。雾天事件持续事件增长和大范围的覆盖已经成为了这个区域航空行业的一个重要的扰动因子。
冷波 cold wave是由冬季经过的西部扰动造成的。在扰动后方，巴基斯坦北部和印度有冷平流。该冷平流向东、向南传播，空气从喜马拉雅下泄到平原地区，地表迅速降温，在晴天时期，最低温度可以比正常情况低4-8摄氏度。平原北部的白天温度也可以降低到10-12摄氏度，并被持续的雾天加重。起源于山丘北部的冷波可以在1-2天内到达平原北部，2-4天内到达印度中部和东部，有时会在4-6天内到达印度半岛南部（15N）。可以持续3-5天的冷波会造成巴基斯坦、印度中北部及恒河区域由天气寒冷导致的死亡。
印度的冷波一般12月开始，1月达到峰值，3月减弱。其中有50%的冷涌发生在1月。印度的冷波和中东亚的冷涌是两个不同的东西，尽管他们产生时的环流情况类似，都是在热带外东移扰动后方的冷平流及增强高压的影响下产生。但印度-巴基斯坦的冷波的冷空气来源于副热带或中纬度，而东亚冷涌的冷空气则来源于极地。除此之外，Indo-Pakistan西部和中部的喜马拉雅群山也能阻挡冷空气的入侵。
然而，在一个异常活跃的西部扰动的影响下，低层气流相当快地从伊朗及其邻近地区通过巴基斯坦俾路支省的低山丘和印德帕基斯坦的锡瓦利克山丘排出。它还入侵了阿拉伯海北部，导致北部阿拉伯海、毗邻巴基斯坦和印度西部的北风加强。阿拉伯海大部分地区的东北风脉动是在西方扰动的后方造成的，与中国海域的冷潮具有相似的特征，但强度较小。
尽管南亚大部分地区10到11月为干燥时间，但在印度半岛南部、斯里兰卡经常会有显著降水，尤其是在这些地区的东海岸以及马尔代夫。在印度，这些降水被认为是东北季风，而在斯里兰卡则被认为第二季风。然后，在12月底，当东北季风最强且完全控制印度洋北部时，雨季却停止了。东北季风降水为印度泰米尔纳德邦提供了50%的降水（相对于年降水）。
东亚冷空气
东亚冬季最盛行的天气过程是冷空气的爆发，该过程以蒙古地区极端干冷空气的入侵为标志，相关的气象变化为：大风、温度骤降、霜、冻雨、暴风雪甚至沙尘暴。天气过程的剧烈程度取决于冷空气的寒冷程度、天气系统和环流结构、局地地形特征。
冷空气或冷波的爆发与东亚冬季风活动密切相关。东亚冬季风的空气从巨大的西伯利亚高压吹出，经过东亚大陆，进入低纬度成为冷涌。随后在新加坡、印度尼西亚等地穿越赤道流入南半球，从而加强南半球ITCZ。因此东亚冬季风是亚澳季风系统的重要组成部分，反映了该季风系统内部的半球相互作用。此外，东亚冬季风也是冬季东亚和西北太平洋局地Hadley环流的一部分，以急流入口区左侧广泛的下沉运动为特色。
东亚冬季风一般在11月到12月简历，4到5月撤退。如前所述，季风的简历和撤退过程都比较剧烈。在冬季风期间，可以观察到被10-20天低频振荡调控的active-break cycles。冬季风的活跃期一般与冷空气或冷波的爆发相关。冬季风的活跃过程一般可以分为三个阶段：爆发、向南移动、与中低纬系统相互作用。一般将影响中高纬区域天气的冬季风活动定义为冷波，而将入侵低纬区域的冬季风活动定义为冷涌。冷波的频率和强度的长期变化是减弱，这与东亚冬季风的长期变化一致。
在中国，冷波依据严重性可以分为四级（括号内是平均每年冬季的发生次数）：
- 全国范围的冷空气爆发 nationwide outbreak of cold air
- 区域冷空气爆发 regional outbreak of cold air（1和2加起来6.3）
- 严重冷空气 severely cold air （4.2）
- 中等冷空气 cold air of moderate intensity（8.8）
Guo（1994）指出西伯利亚高压的强度对中国冬季温度的变化起到关键作用，尽管冬季风向南的扩张也很重要。自1980s，西伯利亚高压强度减弱，但向南的扩张却增强。因此，中国北部的显著升温及南部的弱增温可以用年代际变化来解释，
冷空气爆发的特征与西伯利亚高压的形成、增强、向南扩张、变形及耗散密切相关。一般来说，发生在东亚的冷高压通道大约每隔4天发生一次。从一定程度上来说，西伯利亚高压强度可以反映冷空气强度。西伯利亚高压发展的物理机制可以从两个角度来看：大尺度环流调整、区域状况。从区域角度来看，长波辐射导致的辐射冷却可以在对流层中引起下沉运动，从而引起中高层的质量辐合及底层质量辐散，从而导致西伯利亚高压增强。该理论机制与西伯利亚高压所在对流层大气是一个深厚冷柱（热汇）的实事一致。然而xie等人（1992）认为冷却效应是由绝热上升运动导致的。
很多学者都对西伯利亚冷高压进行过追踪，一般其路径可以分为以下五类（最后三种路径是比较常见的）：
- 东北路径。高压从西伯利亚东部出发，向西南移动到达贝加尔湖和蒙古。这类路径比较少见
- 北部路径。高压从泰梅尔半岛（亚洲最北半岛）出发向东南方向移动，到达蒙古西部。
- 西北路径I。高压从喀拉海（北冰洋边海）出发向东南方向移动，知道蒙古西部
- 西北路径II。高压起源于欧洲北部，翻越乌拉尔山北部，到达西伯利亚，随后和路径3汇合。
- 西部路径。高压起源于欧洲西部，随后向东移动，穿过我国新疆或者蒙古西部
进入我国的西伯利亚高压路径主要有两种：
- 从源地向东南方向扩张到贝加尔湖，经过黄河中段、中国北部和黄河下游，最后到日本南部或中国南方。
- 从蒙古向东扩张，经过中国东北、日本海。
当冬季风达到中国南部、南海以及赤道太平洋西部，他可以进一步增强并变成底层盛行东北风。这些更强的底层北风或东北风就是冷涌。冷涌爆发时间通常定义为：24-48小时内发生以下一个或几个变化：
- 香港的地表温度下降5摄氏度或更多
- 中国内部和沿海区域地表气压梯度增加5hPa
- 南海地表盛行北风的速度超过5m/s
Ding(1990)根据1000hPa和850hPa北风速度大于5m/s并持续两天为标准统计了东亚地区冷涌的气候态情况。发现，若以1000hPa风速为依据，冷涌最大发生频率位于南海，其次是菲律宾东部，但后者的频率只有前者的一半。若用850hPa风速为依据，南海冷涌的发生频率显著减少，只有用1000hPa风速统计时的一半，最大频率移到了马来西亚和印度尼西亚。西北太平洋的冷涌活动几乎消失。到700hPa高度时，南海和西北太平洋冷涌完全消失。上述现象表明冷涌是一个浅薄现象，越靠近地表，其强度和频率均增大。
冷空气爆发期间，亚洲-太平洋区域行星尺度环流会在几天内经历一个显著的短期变化。Ramage（1971）认为冷涌在中国南方海岸的出现，会通过南海对流增强东亚局地Hadley环流。南海对流层上层的流出气流也沿着赤道加速，从而加强东部和西部的Walker环流。此外，在冷空气爆发期间，行星环流的快速东移使得200hPa强辐散环流也向东移动，这使得行星尺度上升运动移到赤道太平洋中部，导致Walker环流减弱，赤道东部太平洋对流和降水增强。
东亚沙尘暴依据成为一个重要的环境问题，因为它可以在大气中释放和运输大量气溶胶。沙尘暴的起源和移动与冬季风活动密切联系，其中冷波可以成为沙尘暴的一个触发机制。沙尘暴一般主要发生在春季和夏季早期，主要起源于我国北方、西北的干旱、半干旱地区，例如甘肃、内蒙古中部、新疆南部。沙尘暴发生频率的年代际变化：1950s到1970s，沙尘暴的发生频率很高。然而自那以后，其发生频率显著降低直到1996年，于东亚冬季风、冷涌、地表风速减弱时期一致。最近几年沙尘暴发生频率的轻微增加被认为是由于中国北部、西部部等地区的极端干旱气候导致的。由于这些地区降水量的显著降低，土壤变得又干又软，从而为沙尘暴的发生发展提供了必要条件。
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东亚冬季风
主要翻译自2006年《The Asian monsoon》第三章
虽然亚洲冬季风和夏季风都是由于热力差异导致的，但两者之间的差异依旧很大。，例如：
- 亚洲冬季风的热源离赤道更近，从而使得科氏力的影响减弱。
- 亚洲冬季风跨越的径向范围大，使得热带与热带外存在较强的相互作用。
亚洲冬季风热带底层由东北信风控制（由于最大热源移到澳洲北部）。热带外底层由东北风控制，这是由西伯利亚高压Siberian-Mongolian high导致的。其中西伯利亚高压是一个很强的地表冷高压。当该地表冷高压向东南方向移动，靠近中国海岸线和太平洋西部时，就会爆发强冷空气。这些强冷空气可以在短时间内到达热带，带去温度变化，一般称之为“冷涌”cold surge。因此在亚洲冬季风期间，中高纬度的斜压发展可以对热带地区产生很强的影响。
冬季，最重要的热源位于海洋性大陆和澳大利亚北部。东亚强斜压系统和冷涌与该热源的相互作用能影响东亚急流，进而影响西太平洋到北美的天气。有研究表明海洋性大陆热源的突然爆发会产生向下游传播的波列，进而影响欧洲风暴轴的发展。然而在数值模拟中，西太平洋、海洋性大陆、澳大利亚的冬季模拟存在较大误差，这可能是因为模式对这些地区的热源描述存在误差。他们认为海洋性大陆上的冷偏差是导致热带印度洋、太平洋、北美和欧洲东北部模拟误差的主要原因。
冬季平均环流
中纬度冬季平均环流
东亚冬季风一般是11月到次年3月，其强度可以影响中国东部、韩国、日本等区域的温度和降水。地表由冷的西伯利亚高压、阿留申低压、强径向温度梯度控制。西伯利亚高压的中心强度常用来表示东亚冬季风强度。以温度骤降和风速增大为特征的冷涌事件是亚洲冬季风一个显著的瞬变活动。冷涌也会影响海洋性大陆的对流以及南半球的季风发展。
对流层中层，东亚长波槽位于日本，在槽南部存在副热带急流，槽上游存在辐合区。对流层高层，急流核位于日本南部。总的来说，东亚冬季是一个强斜压区域，以强垂直风切变和贯穿整个对流层的冷平流为标志。
很多研究表明青藏高原的地形作用对维持东亚冬季风的底层流场配置和高层急流起到重要作用。此外也有学者认为海陆热力对比也是东亚冬季风的主要驱动因子，其中西北太平洋强对流降水产生的潜热加热时主要的热源，大陆由于辐射冷却、下沉运动及持续的冷平流而形成一个冷盖，属于热汇。
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高原涡客观识别
Tibetan Plateau Vortices (TPVs)高原涡是发生在高原地区500hPa的一种浅薄的中尺度alpha气旋系统，垂直范围2-3km，水平范围400-800km，生命期一般为1-3天，是高原上产生降水的主要系统。其风场和高度场的关系不完全满足地转平衡特征。
当出现有利的环流形势时，会有部分低涡移出高原，引发下游地区一次大范围的暴雨、雷暴等灾害性天气过程。东移TPV会在下游产生有利于西南涡（the southwest vortices）发展的环境。此外，TPV与西南涡耦合亦会导致暴雨【1】。例如
Feng et al. (2014) describe a TPV event that lasted from 19 to 24 July 2008 in which a TPV moved off the TP and traveled northeastward all the way to the coast of the Yellow Sea within five days. They report that this TPV caused heavy precipitation along its path, especially in Sichuan province, where the maximum 24-h accumulated precipitation at one station reached 288.4 mm (roughly a quarter of the average annual precipitation at that location) 【2】.
Also, many heavy rainfall events, such as those during 14–15 July 1979 in the Sichuan basin (Wang and Orlanski, 1987), 20–22 July 1998 near Hubei (Bei et al., 2002), 21–26 July 2010 in Sichuan (Xiang et al., 2013), and 10–13 June 2008 in South China (Chen et al., 2015), have shown that vortices emanating from the TP play an important role 【3】.因此有必要研究TPV的结构、发展机理、路径预报等等。 以往的研究认为高原涡的产生和发展与地表热力和动力作用及对流潜热加热作用有关。积云对流产生的感热结合大气低频振荡对TPV的产生和发展也有重要作用。Li et al (2014) 认为TPV的年际变率与水汽输送与潜热释放有关。也有认为TPV的热力结构与热带气旋类似。 (Li and Jiang, 2000; Li Guoping et al., 2011)
以往关于TPV的研究，主要通过500hPa天气及人工看图的方式对TPV活动进行统计（当500hPa风场中有气旋性环流出现时，然后根据气旋中心判断高原涡中心或者500hPa等压面有闭合等高线的低压中心），这种人工识别可以结合当时天气情况的分析和预报员经验，但工作量极大并具有很大的主观性，导致统计结果的差异很大。
因此，将客观识别技术结合高分辨率再分析资料来统计研究TPV成为趋势。目前已看到好几篇论文运用不同的识别技术来统计TPV，基本有以下几种方法（按发表时间排列，个人觉得第四种方法是最复杂的）：
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ECMWF数据python批量下载语法
#!/usr/bin/env python from ecmwfapi import ECMWFDataServer server = ECMWFDataServer() server.retrieve({ "class": "ei", "dataset": "interim", "date": "1995-11-01/to/1995-11-30", "expver": "1", "grid": "0.75/0.75", "levelist": "700/750/775/800/825/850/875/900/925/950/975/1000", "levtype": "pl", "param": "131.128/132.128", "step": "0", "stream": "oper", "time": "18:00:00", "type": "an", "target": "output", })各参数说明：https://confluence.ecmwf.int/display/UDOC/Identification+keywords#Identificationkeywords-param
expver: Identifies the experiment version. Each experiment or model run is assigned a unique code (version). Production data is assigned 1 or 2, and experimental data in Operations 11, 12 ,… IFS research experiments run by ECMWF or by Member States have a four character experiment identifier.
param: Specifies the meteorological parameter of a field.
stream: Identifies the forecasting system used to generated the data when the same meteorological types are archived. For example, oper is used for the Operational Atmospheric model and wave for the Wave model. Both models produce Analysis and Forecast data types.
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气旋比较计划
热带气旋的特点是：他们很少发生，对称，移动缓慢，结构清晰。这使得热带气旋比较容易识别和追踪。
而中纬度气旋的发生频率高，形状和结构多变，不对称，水平尺寸从100-1000km不等，移动速度多变。加上热带外气旋经常会发生合并和分离，使得气旋的追踪变得复杂化。此外，气旋发生的天气环境多变。中纬度气旋的这些特点使得目前对气旋没有一个统一的定义，也使得气旋的辨认与追踪方法多样。基于天气图人工统计的气旋轨迹自然是最好的轨迹。但由于某些区域的数据缺失以及气旋发展的复杂性，使得人工统计不可避免地存在分析者的主观选择。因此关于具体的气旋轨迹没有一个正确答案。
此外，尽管仔细的手动跟踪可能被认为是最优的，但要量化几十年来所有气旋的活动，这显然是不可行的，而应用自动检测和跟踪方法来重新分析数据是必不可少的。尽管自动化的方案具有客观性和可重复性，但他们对气旋特征的不同理解，使得不同的算法得到的结果在某些方面非常相似，但在其他方面可能非常不同。因此气旋客观识别和追踪方法还有一个类似于AMIP的比较计划，IMILAST。
设定的标准是气旋的生命史不短于24h。针对该计划有一个介绍网页并提供了14种追踪方法计算得到的气旋数据。但这些追踪方法往往使用不同的物理量来追踪气旋，导致结果的可对比性很弱。根据对气旋的不同理解，常用海平面气压和底层大气相对涡度来辨认和追踪气旋。
- 涡度场正比于气压的二阶导，因此它更聚焦于小尺度过程，背景环流对其的影响较小，可以辨认处于早期阶段的气旋，此时他们还没有形成闭合等压线（最小气压中心没有出现），是辨认天气系统较好的选择。涡度与风场有关，包含更多高频信息。但是在高分辨数据中，该变量有很多噪音（因为锋面系统也可以识别），因此需要光滑或降低分辨率。但是，如果地转涡度是基于海平面气压计算的，其依然依赖于一个插值场。
- 径向风是气压的一阶导，因此是否remove background field对追踪结果的影响不像对海平面气压那么大。同时，该变量也不像涡度那么强调小尺度特征。此外，考虑经向风的一个显着优势是它包含了斜压生长的基本成分：向极的暖空气（正V，对应气旋东部的上升运动）和向赤道的冷空气（负V，对应气旋西部的下沉运动）。但用径向风表征气旋时，需要同时追踪其最大值和最小值，也就是径向风绝对值的最大值，这也能更好地与带通滤波方差的结果相对应。
- 海平面气压与质量场有关，更多反映低频尺度信号。其低值更容易与天气尺度气旋相联系，但该变量容易受到大尺度系统影响（例如当某一气旋移动到周围有大尺度低压系统的区域，例如冰岛低压，其气压会进一步降低，但这并不意味着该气旋真的增强了），也会受到强的背景流影响，例如副热带急流增强时，快速移动的天气过程容易被背景流掩盖，直至该天气过程出现显著发展。因此，用未滤波的海平面气压来辨认和追踪气旋，容易受大尺度特征控制，得到缓慢移动的系统。此外，海平面气压是插值场，其值对插值方法及模式中的地形精度有关。
- 对于500hPa，850hPa位势高度，依然会出现与海平面气压相同的问题，因为它也受大尺度过程的控制。
使用不同的变量场来辨认气旋会导致气旋中心的位置不同。在西风流场中基于涡度辨认的气旋中心往往位于气压最低值的向赤道一侧。然而移动的涡旋最大值不一定常常伴随着气压最小值。
对于海平面气压和涡度，极值可以直接辨认。但对于其他场，例如温度，只有在去除背景场后才能辨认出与天气系统相关的极值。事实上，即便对于地表气压，对于低压系统移入冰岛低压是否是周围环流造成的假象存在争议。对于冰岛低压是与大尺度强迫相关的背景行星尺度结构，还是移入该区域的天气尺度低压集合，存在争议。相对站得住脚的观点是介于两者之间。
与径向风相比，涡度更强调小尺度，因此用径向风追踪得到的气旋量级弱而涡度追踪得到的气旋量级强，表明这里的气旋尺度较小。
涡度可以用来追踪更小尺度的气旋。高方差的地区往往对应于高强度或高频率的气旋，且更多是前者。当某个区域，方差很大，但追踪密度或强度比较弱，表明很多系统缺乏系统性的移动。当方差很弱，但追踪密度或强度比较强时，表明该地区的系统很小且移动快速，即其能量低于2天，或者其能量大于6天。
Neu et al. 2013的论文中得到的一些结论：
- 关于强气旋活动的频率、生命史、年际变率及趋势，不同探测方法得到的结果相对一致。但不同方法预测的强气旋活动在生成、消亡等方面依然存在差异。
- 气旋传播速度估计的准确性也是一个需要研究的点，因为有些方案无法识别快速移动的物体。
- 对于短生命期、浅薄、移动缓慢的气旋，不同方法探测到的频率分布存在很大差异，因为他们的探测对方法很敏感。
- 北半球的分布差异比南半球大，尤其在陆地上
- 与气候变化影响分析特别相关的一个重要结果是线性趋势分布的一致性，具有强烈趋势的区域与大多数方法表现出良好的一致性，至少在符号上是一致的。当试图将气旋活动的真正趋势从自然变率和方法的不确定性分开时，这是一个重要的考虑因素，因此需要量化长期趋势的统计意义
- 另一个关键的结果是，到目前为止，很难清楚地将已确定的气旋特征的差异与不同方案的特征联系起来。
参考文献：
Neu et al. 2013: IMILAST – a community effort to intercompare extratropical cyclone detection and tracking algorithms. Bull. Amer. Meteor. Soc., 94, 529–547
Hoskins, B., and K. I. Hodges, 2019: The annual cycle of Northern Hemisphere storm tracks. Part I: Seasons. J. Climate, 32, 1743–1760, https://doi.org/10.1175/JCLI-D-17-0870.1.
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Linux记录程序交互过程
平时安装或调试一个软件时，总会需要记录程序输出信息或交互过程以便后期查看学习。
# 重定向 ls ./ > ./file1 #将ls程序的标准输出写到file1文件中 ls ./ 2> ./file1 #将ls程序的错误输出写到file1文件中 ls ./ &> ./file1 #将ls程序的标准输出和错误输出都写到file1文件中 ls ./ 1> ./file1 2> ./file2 #将ls程序的标准输出写到file1文件中，将错误输出写到file2文件中 #单箭头>，表示以覆盖的方式输出到文件中 #双箭头>>，表示以追加的方式输出到文件中，不会覆盖之前的内容然而常用的重定向功能只能记录程序的标准输出或错误输出，不能记录用户与程序的交互过程，此时发现一个比较好用的命令
script output_file.txt。加入参数-a会把会话记录附加到output_file.txt文件后面，保留先前的内容。该命令会启动一个子shell，并将用户键入的所有内容、运行的任何程序的所有输出以及这些程序产生的任何错误保存到一个输出文件中。最后通过键入
exit命令退出 script 模式并关闭输出文件。script 命令产生的文件通常包含控制字符，即退格、回车、用于显示某些提示的特殊字符以及您编辑前一个 shell 命令时使用的字符等等。可以使用文本编辑器清理script输出文件，网上有各种清理脚本可用。
参考：https://www.ibm.com/developerworks/cn/aix/library/au-screenshots1/index.html