1、气象学与气候学练习题第 1 页，共 9 页气象学与气候学练习题一 名词解释。 （30 分）1气候系统。气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。2相对湿度。相对湿度（f）：空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值，即 f=e/E100%，相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。3太阳常数。太阳常数：在大气上界，垂直于太阳光线的 1cm2 面积 1min 内获得的太阳辐射能量。I。 = 1370W/m2 4位势不稳定。位势不稳定：在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成
2、的气层不稳定，称位势不稳定。5冰晶效应。“冰晶效应”：在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的，如果当时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，会产生冰水之间的水汽转移现象，即水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。6平流冷却。平流冷却：暖湿空气流经冷的下垫面时，气流本身温度降低。若暖空气与冷地面温度相差较大，暖空气降温较多，也可能产生凝结。7高压脊。高压脊：简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。8东风波。东风波：是副高南侧（北半球）深厚东风气流受扰动而产生的波动。槽前吹东北风，为辐散下沉气流区，湿层较薄，只生成一些
3、小块积云或晴朗无云；槽后吹东南风，为辐合上升气流区，有大量水汽向上输送，湿层较厚，形成云雨。9切断低压。切断低压：是温压场结构比较对称的冷性气压系统。切断低压是西风带长波槽不断加深、南伸，直至槽南端冷空气被暖空气包围并与北方冷空气主体脱离而形成的闭合低压。10. 山谷风。山谷风：当大范围水平气压场比较弱时，在山区，白天地面风常从谷底吹气象学与气候学练习题第 2 页，共 9 页向山坡，晚上地面风常从山坡吹向谷地，即山谷风。二 计算题。 （20 分）1、温度为 12 的未饱和气块在气温直减率 r = 0.8 /100m 的气层中作向上运动，其温度按干绝热直减率变化，问气块上升 300m 后的温度是
4、多少，这时它周围空气的温度呢，并说明此气块的运动趋势，这时的气层的稳定情况如何？ 参考答案：气块温度 12-1*3 9c ；周围空气温度 12-0.8*3 9.6c ；气块将有返回原来位置（向下）的运动趋势，气层是稳定的。2、若未饱和湿空气流经 3000m 一座高山，已知山脚处 t。=20，对应的露点温度 Td=15，湿绝热直减率 rm=0.5/100m，干绝热直减率 rd=1/100m，试求：凝结高度是多少？高山顶温度是多少？气流越高山后在背风坡山脚处温度是多少？参考答案： 500m ； 2.5 ； 32.5 。三 图示题。 （20 分）1画出气压系统的基本型式图。气象学与气候学练习题第 3
5、 页，共 9 页2图示四种主要逆温形式的形成过程。 （一）辐射逆温 （二）湍流逆温 （三）平流逆温 （四）下沉逆温气象学与气候学练习题第 4 页，共 9 页四 问答题。 （30 分）1论述大气环流的基本模式与形成过程。太阳辐射的不均匀分布形成单圈环流；大气环流的基础是地表接收到的太阳辐射量的全球不均衡，低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，极地大气因净失热量不断冷却并收缩下沉，即形成了赤道低压带和极地高压带。对流层高层出现向极地的气压梯度，低层出现向低纬的气压梯度。若地球表面性质均一且没有地转偏向力，则气压梯度力的作用将使赤道和极地间构成一个大的理想的直接热力环流圈。加上地球自转作用形成三圈环
6、流；地球自转势必会产生地转偏向力，空气在流动中不可避免的受到其作用，高空流向两极的空气在运动过程中方向不断偏移，最终在南北纬 30附近变为东西向，这股东西向的气流阻碍了高空气流的运动，使得高空空气聚集在此被迫下沉（副热带高压带） ，下沉的空气到达地面后分为两支，一支向赤道流动，在地转偏向力作用下，北半球成为东北风（东北信风带） ，南半球成为东南风（东南信风带） ，而另一支则在地面向极地流动，北半球成为西南风（西南西风带） ，南半球成为西北风（西北西风带） 。由于向极地流动的气流来自低纬度地区相对暖而湿润，因此在南北纬 60附近遇到从极地流出的偏冷气流，出现抬升形成极锋（副极地低压带） ，被抬升
7、的空气到达高空后也分为两支，一支向南流动汇入副热带高压上层，另一支则向北继续流动补充因下沉而减少的极地高压上层空气，从极地高压下沉的空气流向低纬度，同样受到地转偏向力的作用，北半球形成东北风，南半球则为东南风（极地东风带） ，于是这就形成了我们通常所说的三圈环流。下垫面不均匀性破坏了环流的纬向地带性。海洋与陆地的热力性质有很大差异。夏季，陆地形成相对热源，海洋形成相对冷源；冬季，陆地形成相对冷源，海洋形成相对热源。冷热源分布直接影响到海陆间的气压分布，使完整的纬向气压带分裂成一个个闭合的高压和低压。同时，冬夏海、陆间的热力差异引起的气压梯度驱动着海陆间的大气流动，这气象学与气候学练习题第 5
8、页，共 9 页种随季节而转换的环流是季风形成的重要因素。北半球陆地辽阔，海陆东西相间分布。冬季，大陆是冷源，纬向西风气流流经大陆时，气流温度逐渐降低，到大陆东岸降到最低；气流东流入海后，因海洋是热源，气温不断升温，直到海洋东缘温度升到最高，即大陆东岸成为温度槽，大陆西岸形成温度脊。夏季，温度场相反，大陆东岸为温度脊，大陆西岸为温度槽。根据热成风原理（在自由大气中，随着高度的增高，高层风总是越来越趋向于热成风） ，与温度场相适应的高空气压场则是：冬季大陆东岸出现低压槽，西岸出现高压脊，夏季时相反。地形起伏，尤其是大范围的高原和高大山脉对大气环流的影响非常显著，其影响包括动力作用和热力作用两方面。
9、当大规模气流爬越高原和高山时，常常在高山迎风侧受阻，造成空气辐合，形成高压脊；在高山背风侧，则利于空气辐散，形成低压槽。东亚沿岸和北美东岸，冬半年经常存在的高空大槽，虽然其形成同海陆温差有关，但同西风气流爬越巨大青藏高压和落基山的动力减压亦有一定关系。如果地形过于高大或气流比较浅薄，则运动气流往往不能爬越高大地形，而在山地迎风面发生绕流或分支现象，在背风面发生气流汇合现象。地形对大气的热力变化也有影响。如青藏高原相对于四周自由大气来说，夏季时高原面是热源，冬季时是冷源，这种热力效应对南亚和东亚季风环流的形成、发展和维持有重要影响。夏季极冰的冷源作用改变了太阳总辐射所形成的夏季经向辐射梯度，使对
10、流层大气的夏季热源仍维持在低纬，冷源维持在高纬极区。2论述台风的结构，天气，形成和消亡以及移动路径。 热带气旋是形成于热带海洋上、具暖心结构的强烈气旋性涡旋。台风（飓风）：地面中心附近最大风速32.6m/s（风力 12 级以上） 。 台风大多数发生在南、北纬 520的海水温度较高的洋面上，主要发生在8 个海区。北半球台风主要发生在海温比较高的 710 月，南半球发生在高温的13 月。 （1）结构：台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋，发展成熟的台风，其低层按辐合气流速度大小分为三个区域： 外圈（大风区） ，自台风边缘到涡旋区外缘，半径约 200300km，主要特点是风速向中心急增，风力可达 6 级
11、以上。 中圈（涡旋区） ，从大风区内缘到台风眼壁，半径约 100km，是台风中对流和风雨最强烈区域，破坏力最大。 内圈，又称台风眼区，半径约 530km。多呈圆形，风速迅速减小或静风。气象学与气候学练习题第 6 页，共 9 页 台风流场的垂直分布，大致分为三层： 低层流入层：从地面到 3km，气流强烈向中心辐合，最强流入层出现在1km 以下的行星边界层内。 上升气流层：从 3km 到 10km 左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在 700300hPa 之间达到最大。 高空流出层：大约从 10km 到对流层顶（1216km） ，台风中的水平气压梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力
12、的合力，便出现向四周外流的气流。 （2）天气：发展成熟的台风云系，由外向内有： 外螺旋云带（大风区）：由层积云或浓积云组成，以较小角度旋向台风内部。云带常常被高空风吹散成“飞云” 。 内螺旋云带（漩涡区）：由数条积雨云或浓积云组成，直接卷入台风内部，并有降水形成。 云墙（台风眼壁） ，由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带。云顶高度可达 12km 以上，好似一堵高耸云墙，形成狂风、暴雨等恶劣天气。 眼区，气流下沉，晴朗无云天气。如果低层水汽充沛，逆温层以下也可能产生一些层积云和积云，但垂直发展不盛、云隙较多、一般无降水。 （3）台风的形成 大多数学者认为台风是由热带弱小扰动发展起来的。
13、当弱小的热带气旋性系统在高温洋面上空产生或由外区移来时，因摩擦作用使气流产生向弱气旋内部流动的分量； 将洋面上高温、高湿空气辐合到气旋中心，并随上升运动输送到中、上部凝结，释放潜热，加热气旋中心上空的气柱，形成暖心。 暖心的反馈作用又使空气变轻，地面气压下降，气旋性环流加强。 环流加强进一步使辐合上升量加大，向上输送的水汽增多，水汽凝结释放的潜热继续促使对流层中上部加热，地面气压继续下降，如此反复循环，直至增强成台风。 台风形成和发展的重要机制是台风暖心的形成；而暖心的形成、维持和发展需要有合适的环境条件以及产生热带扰动的大气流场： 广阔的高温洋面 大气层结不稳定成为台风形成、发展的重要前提条
14、件。 合适的地转参数值 热带扰动的发展、壮大，需要依靠一定的地转偏向力使辐合气流逐渐变为气旋性的水平涡旋，并使气旋性环流加强。 气流铅直切变要小气象学与气候学练习题第 7 页，共 9 页 为使潜热聚积在同一铅直气柱中而不被扩散出去，基本气流的铅直切变要小。 合适的流场 大气中积蓄的大量不稳定能量能否释放出未转化为台风的动能，同有利流场的诱导关系密切。 （4）台风的消亡 台风减弱及消亡的主要原因： 高温、高湿空气不能继续供给； 低空辐合、高空辐散流场不能维持； 风速铅直切变增大。 台风的消失有三种情况： 一是台风登陆后消失：登陆后，高温、高湿空气得不到源源补充，失去了维持强烈对流所需热源。 同时
15、低层摩擦加强，内流气流加强，台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。 二是在海上减弱消失：由于台风移入强盛的副热带高压范围之内，下沉气流破坏了台风的环流，因而台风减弱消失； 或台风移到温带后，有强冷空气从台风北部侵入，导致台风填塞减弱（登陆后也可能出现类似情况） 。 三是演变成锋面气旋：台风进入西风带后，如有冷空气从台风西北部侵入，则台风有可能演变为锋面气旋。 （5）移动和路径 台风移动的方向和速度取决于作用于台风的外力。外力是台风外围环境流场对台风涡旋的作用力，北半球主要是副热带高压南侧东风带的引导力。因而台风基本上自东向西移动。 北太平洋西部地区台风移动路径大体有三条： 西移路径：当北太平洋高压
16、脊呈东西走向，而且强大、稳定时，或北太平洋副高不断增强西伸时，台风从菲律宾以东洋面向西移动，经过南海在我国海南岛或越南一带登陆。 西北路径：当北太平洋高压脊线呈西北-东南走向时，台风从菲律宾以东洋面向西北方向移动，穿过硫球群岛，在我国江浙或横穿台湾海峡在浙、闽一带登陆。这条路径对我国影响范围较大，尤其华东地区。 转向路径：北太平洋副高东退海上时，台风从菲律宾以东海区向西北方向气象学与气候学练习题第 8 页，共 9 页移动，然后转向东北方向移去，路径呈抛物线型。对我国东部沿海地区及日本影响较大。3论述南方涛动的整个活动过程。 南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变
17、化的负相关关系。即南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低压就比常年降低（增高） ，两者气压变化有“跷跷板”现象。 为了定量地表示涛动振幅的大小，采用南太平洋塔希堤岛（14305W，1753S）的海平面气压（代表南太平洋副热带高压）与同时期澳大利亚北部的达尔文港（13059E，1220S）的海平面气压（代表印度洋赤道低压）差值，经过一定的数学处理来计算南方涛动指数（SOI） 。 将历年赤道东太平洋海面水温 SST（010S ， 180W 向东至 90W）与同时期南方涛动指数 SOI 进行对比，发现厄尔尼诺/南方涛动（合称为 ENSO）事件的主要特征是： 当赤道东太平洋海水温度 SS
18、T 出现异常高位相（增暖）时，南方涛动指数SOI 却出现异常低位相（塔希堤岛气压与达尔港文气压差值减小） 。 当赤道东太平洋海水温度 SST 连续三个月正距平在 0.5以上或其季距平达到 0.5以上，即可认为出现一次厄尔尼诺事件，达到上述数值的负距平时，则为反厄尔尼诺事件。 在涛动的低指数时期，赤道低气压主体减弱，但前端向东伸展，此时南、北太平洋上副热带高压减弱，并向较高纬度移动；结果导致信风减弱，赤道西风发展，此时有利于赤道西太平洋暖水的向东扩展和输送；同时赤道东太平洋冷水上翻的现象亦相应减弱乃至停止，造成中、东太平洋海面水温升高，出现厄尔尼诺事件。在海面高水温作用下，低层大气湿度加大，湿不
19、稳定得以发展； 因此沃克环流发生变化，其上升分支向东移，西太平洋对流减弱，中、东太平洋对流发展。原先的南半球赤道东太平洋干旱带变为多雨带，印度洋和西太平洋的雨量却大为减少。 在低纬度涛动低指数时期，在海面温度增暖作用下，副热带与赤道间海水温度的经向差别增大，必然导致哈德莱环流加强；该加强环流的下沉分支，将产生副热带高压由弱变强的趋势；该过程发展到一定程度时，将出现南方涛动指数由低向高转变。气象学与气候学练习题第 9 页，共 9 页 在低纬度涛动的高指数时期，赤道低压主体加强，但其东端西撤；南北太平洋副高加强且向赤道靠拢，由于经向气压梯度大，必然导致信风加强。 在强离岸风作用下，赤道东太平洋海水上翻现象强烈发展，且向西平流，造成大范围海面降温，低层大气变干，层结稳定；赤道主要对流区萎缩在西太平洋，沃克环流上升分支西移，东太平洋又出现少雨气候。 同样，在高指数时期，赤道低水温又使海面经向温度梯度变小，促使哈德莱环流减弱，从而使副热带高压减弱，产生由高指数向低指数的转变。 实现整个过程转变所需要的时间，即南方涛动的平均周期，约为 40 个月左右。近百年来出现的 ENSO 主要振荡周期在 27 年内变化，峰值为 4 年左右。
