气象气候学复习整理Word下载.docx
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对于干空气和未饱和湿空气来说，称干绝热直减率。
湿绝热直减率：
饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率
大气稳定度：
是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。
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，这样造成的气层不稳定，称位势不稳定。
蒸发潜热：
蒸发过程中，较大动能的水分子脱出液面，使液面温度降低。
如果保持其温度不变，必须自外界供给热量，这部分热量等于蒸发潜热。
当水汽凝结时，这部分潜热又将全部释放出来，即凝结潜热
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。
凝结增长：
大小水滴同时存在时，由于曲率和温度不同使大小水滴的饱和水汽压不同。
若实际水汽压介于大小水滴的饱和水汽压之间，小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结而不断增大。
露点温度：
在空气中水汽含量不变，气压稳定，使空气冷却达到饱和时的温度。
单位气压高度差：
表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。
气团：
气象要素（温度、湿度和大气静力稳定度等）在水平分布上比较均匀的大范围空气团。
锢囚锋：
当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，冷锋后的冷气团与暖锋前的冷气团相接触形成的锋。
寒潮：
冷性反气旋南移造成冷空气袭击，如果冷空气十分强大，如同寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气活动，称为寒潮。
白贝罗风压定律：
地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。
在北半球，背风而立，高压在右，低压在左，南半球相反，此称为白贝罗风压定律
二.简答题
1.臭氧的分层、变化
分布：
在近地面层臭氧含量很少；
从10km高度开始逐渐增加达最大值，再往上则逐渐减少，到55km高度上极少。
形成：
主要是由于在太阳短波辐射下，通过光化学作用，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而形成的。
原因：
①在低层空气中，太阳短波紫外线大大减少，氧分子的分解也就大为减弱，所以氧原子数量减少，以致臭氧形成减少。
②在20~30km高度这一层中，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这就造成了臭氧形成的最适宜条件，故这一层又称臭氧层；
③在大气的上层，太阳短波强度很大，致使氧分子离解增多，因此氧原子和氧分子相遇的机会很少，即使有少量臭氧形成，由于它吸收一定波长的紫外线，又引起自身的分解，因此在大气上层臭氧的含量不多；
影响：
①臭氧能大量吸收太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。
②同时它还形成一个“臭氧保护层”，使得到达地表的对生物有杀伤力的短波辐射（波长小于0.3μm）大大降低了强度。
2.水汽的作用与温室效应
①在大气温度变化的范围内，它可以凝结或凝华为水滴或冰晶，成云致雨，落雪降雹，成为淡水的主要来源。
②水的相变和水分循环把大气圈，海洋陆地和生物圈紧密联系在一起，而且对大气运动的能量转换和变化，以及对地面和大气温度都有重要影响。
③对温室效应影响大。
水汽能强烈吸收地面放射的长波辐射，并对地面和周围大气放出长波辐射，属于温室气体。
3.对流层的特征、分层
特征：
①气温随高度增加而降低。
②垂直对流运动显著→对流层厚度的时空变化；
水汽、能量及杂质的向上输送，利于成云致雨；
③受地表影响大，受地表面海陆分异、地形起伏等差异，气象要素（温度、湿度等）水平分布不均匀。
分层：
行星边界层（摩擦层）、自由大气、对流层顶层（温度降低缓慢或几乎不变）
4，太阳辐射光谱穿过大气层之后变化的表现和原因。
太阳辐射光谱：
太阳辐射中辐射能按波长的分布。
主要变化：
①总辐射能有明显的减弱；
②辐射能随波长的分布变得极不规则；
③波长短的辐射能减弱的更为显著。
大气对太阳的吸收、散射与反射
5.判断大气稳定度的基本方法
用周围空气的气温直减率（γ）与上升空气块的干绝热直减率（γd）或湿绝热直减率（γm）的对比来判断。
①γ愈大，大气愈不稳定；
γ愈小，大气愈稳定；
②当γ＜γm时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态，当γ＞γd时则相反。
③当γd＞γ＞γm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；
对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。
6.辐射逆温及产生过程
辐射逆温：
由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
a：
逆温形成前的气温垂直分布情形；
ｂ：
在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温；
由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈剧烈，因而形成了自地面开始的逆温；
c：
随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强；
d、e：
日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失。
7.下沉逆温及形成过程
下沉逆温：
因整层空气下沉而造成的逆温。
①当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，及气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（h′＜h）。
②若气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。
③当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。
因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。
8.蒸发雾产生和平流雾的形成原理
蒸发雾（暖水面蒸发）：
当冷空气流经暖水面时，由于水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比冷空气的饱和水汽压大得多，通过蒸发可使冷空气达到过饱和，并产生凝结，产生蒸发雾。
平流雾、海雾（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，则产生凝结，产生平流雾。
9.霜和霜冻的区别和联系
区别：
①霜是水汽直接在地面或地物上凝华成白色的冰晶。
②霜冻是在农作物生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的低温。
联系：
①有霜时农作物不一定遭受霜冻之害。
②有霜冻时可以有霜出现；
也可以没有霜出现（黑霜）。
10.霜和露的区别、形成条件
傍晚或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地表面的气层随之降温，当其温度降到露点以下，即空气中水汽含量过饱和时，在地面或地物的表面就会有水汽的凝结/凝华。
如果此时的露点温度在0℃以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露；
如果露点温度在0℃以下，则水汽直接在地面或地物上凝华成白色的冰晶，称为霜。
形成条件：
一定的水汽；
晴朗、微风的夜晚。
①夜间晴朗有利于地面或地物迅速辐射冷却。
②微风可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行，而且可使贴地空气得到更换，保证有足够多的水汽供应凝结，无风时可供凝结的水汽不多。
③风速过大时由于湍流太强，使贴地空气与上层较暖空气发生强烈混合，导致贴地空气降温缓慢，不利于露和霜的生成。
11.温度场对称系统和不对称系统（综合运用）
对称系统：
暖低压（青藏/南亚高压500Pha以上为高压、台风）、冷高压（冷气反气旋）、暖高压（阻塞高压）、冷低压（阻塞低压）
不对称系统：
副热带高气压带对流层中下层高压中心随高度向暖区偏移，高压中心与高温中心不完全重合，高压脊线不垂直；
对流层中上层，地表海陆热力差异影响大为减弱，，高压中心和暖中心基本重合，高压脊线大体垂直。
12.大气环流形成主要因素及形成过程
主要因素：
（1）太阳辐射，太阳辐射对大气系统加热不均是大气产生大规模运动的根本原因。
（2）地转偏向力，地球自转产生的偏转力迫使运动空气的方向偏离气压梯度力方向，使得直接热力环流圈无法形成和维持。
（3）地表性质作用。
地球表面是一个性质不均匀的复杂下垫面。
海陆间热力差异所造成的冷热源分布不均及山脉阻滞作用，都是影响大气环流的重要热力和动力因素。
形成过程：
单圈环流模式（直接热力环流圈）
①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。
②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。
经圈环流（三圈环流）
①水平方向上气流由高压流向低压，赤道高空气流流向高纬，但由于受地转偏向力，逐渐偏转，到了南北纬30度，附近偏转为西风，不能继续北流，被迫下沉，近地面形成高压（副热带高压带）。
②近地面气流由副热带高压带和极地高压带流向两侧，其中由副热带高压带流向高纬的暖气流与来自极地高压带的冷气流相遇在南北纬60度附近形成极锋，气流爬升，近地面形成低压，既副极地低压带。
③南北纬60度附近低空形成低压，高空则为高压，分别流向高纬和低纬，形成中纬环流和高纬环流，高中纬环流形成。
下垫面不均匀性破坏了环流的纬向地带性。
13.锋生与锋消（图示空气垂直运动影响锋生与锋消）
①水平气流辐合、辐散
②空气垂直运动
上升运动使上升空气发生绝热降温，下沉运动使下沉空气发生绝热增温。
绝热增温和降温对锋生、锋消的影响还应考虑当时大气中温度垂直分布状态。
当大气温度直减率大于干绝热直减率时，有利于锋消；
小于时有利于锋生。
实际大气中，特别是对流层中层的垂直运动都是暖空气上升，冷空气下沉，在无凝结现象发生的情况下，一般是不利于锋生而利于锋消。
③空气热量交换:
锋两侧冷暖气团和下垫面进行热量交换
14.主要天气系统天气特征（未删减）：
（1）大气长波：
波长较长、振幅较大、移动较慢、维持时间较长的波动。
天气状况：
槽（波谷）前是暖平流，槽后是冷平流。
槽前对应着大范围辐合上升运动和云雨区，槽后对应着大范围辐散下沉运动区和晴朗天空。
（2）阻塞高压
简称阻高，是温压场比较对称的深厚的暖性高压。
西风带长波槽和脊在经线方向上不断增强，直至暖脊被冷空气包围，并与南面暖空气主体分离，所形成的闭合
高压区。
由于它占据范围很大，又稳定少动，因而它的出现和维持阻碍着西风气流和天气系统的东移，并常常引起西风气流分支和绕流现象，故称阻塞高压。
它发生在暖空气活跃，冷空气也较强的地区和季节，有明显的地区性和季节性（春秋季最多）。
对中国的天气影响很大：
当其稳定时，中国长江中下游多连阴雨天气。
减弱崩溃时，常引起中国的寒潮爆发。
阻高控制下的天气一般是晴朗的，但阻高的不同部位由于运行气流属性的差异，形成的天气有所不同。
东部盛行偏北气流，有冷平流和下沉运动，天气以冷晴为主。
西部盛行偏南气流，有暖平流和上升运动，天气较暖且多云雨。
南北两侧多稳定的西风气流，并常伴有短波活动，天气时阴、时晴。
（3）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。
它常和阻塞高压相伴生成，并位于阻高的东南或西南侧，与阻高共同构成了大气环流中阻塞形势。
切断低压大多发生在冷、暖空气都比较活跃的季节和地区，以春、秋季较多；
我国东北地区春末夏初出现的切断低压，称东北冷涡。
切断低压内的天气因部位不同而有差异。
低压前部（东和东南侧）因低层有冷暖空气交汇，常有锋面气旋波动发生，有云雨天气出现；
后部（西侧）因不断有冷空气南下，常有冷锋和切变线（风向和风速分布的不连续线）生成，有阵性降水出现。
（4）冷性反气旋和寒潮
冷性反气旋发生于极寒冷的中纬和高纬地区，以冬季最多见。
其势力强大、影响范围广泛，往往给活动地区造成降温、大风和降水天气。
亚洲大陆面积广大，北部地区冬半年气温很低，南部又有青藏高原和东西走向的高大山脉阻挡冷空气南下，因而成为北半球冷性反气旋活动最为频繁、发展最为强大的地区。
冷性反气旋在其发展、增强时期常常静止少动，但当高空形势改变时，会受高空气流引导而移动。
当其南移时，就造成一次冷空气袭击，如果冷空气十分强大，如同寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气活动，称为寒潮。
寒潮南下侵入我国时，伴随着大风而来的是温度的骤降，降温还可引起霜冻、结冰。
降水主要产生在寒潮冷锋附近，在我国淮河以北，由于空气比较干燥，很少降水；
移到淮河以南后，暖空气比较活跃，含有水分增多，大多能形成雨雪。
（5）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。
西太平洋西部的东风波往往影响到我国华南、长江中下游和东亚地区，带来大雨和大风天气；
发展较强的东风波可能出现闭合环流，使气压降低，中心风力增大和降水加强；
东风波在适当条件下还可以发展成热带气旋。
15.西太平洋副高
西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性:
冬季位置最南，夏季最北，从冬到夏向北偏西移动，强度增大；
自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。
冬季，副高脊线位于15°
N附近。
随着季节转暖，脊线缓慢地向北移动。
大约到6月中旬，脊线出现第一次北跳，越过20°
N，在20°
~25°
N间徘徊。
7月中旬出现第二次跳跃，脊线迅速跳过25°
N，以后摆动于25°
~30°
N之间。
约在7月底至8月初，脊线跨过30°
N到达最北位置。
9月以后随着西太平洋副高势力的减弱，脊线开始自北向南迅速撤退。
9月上旬脊线第一次回跳到25°
10月上旬再次回跳到20°
N以南地区，从此结束了一年为周期的季节性南北移动。
对我国的影响:
西太平洋副高北侧（尤其西北侧）是北上暖湿气流与中纬度南下冷气流相交绥的地带，气旋和锋面系统活动频繁，常常形成大范围阴雨和暴雨天气，成为我国东部地区的重要降水带。
该降水带通常位于西太平洋副高脊线以北5—8个纬距，并随副高作季节性移动。
2—5月，主要雨带位于华南；
6月雨带位于长江中下游和淮河流域，使江淮一带进入梅雨期；
7月中旬雨带移到黄河流域，而江淮流域处于高压控制下，进入伏旱期，天气酷热、少雨；
如果副高强大，控制时间长久，将造成严重干旱。
副高南侧为东风带，常有东风波、热带风暴甚至台风活动，产生大量降水，因此7月中旬后，华南又出现一次雨期。
7月下旬到8月初，主要雨带移至华北、东北地带。
9月上旬起副高脊线开始南撤，降水带也随之南移。
16.台风
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，地面中心附近最近风力达12级以上称台风。
台风大多数发生在南、北纬5°
~20°
的海水温度较高的洋面上。
北半球台风主要发生在海温比较高的7~10月，南半球发生在高温的1~3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200~300km，主要特点是风速向中心急增，风力可达6级以上。
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5~30km。
多呈圆形，风速迅速减小或静风。
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700~300hPa之间达到最大。
高空流出层：
大约从10km到对流层顶（12~16km），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
机理：
大多数学者认为台风是由热带弱小扰动发展起来的。
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。
条件：
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：
①广阔的高温洋面:
大气层结不稳定成为台风形成、发展的重要前提条件。
②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。
③气流铅直切变要小:
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。
④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）台风的减弱与消亡原因：
①高温、高湿空气不能继续供给；
②低空辐合、高空辐散流场不能维持；
③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。
17.台风与龙卷风比较（不确定）
（1）大小：
台风直径远大于龙卷风
（2）持续时间：
台风更大，龙卷风生存时间只有几分钟或几十分钟
（3）可预报性：
台风更具有可预报性，从热带气旋形成到成为台风需要一定时间，而龙卷风顷刻形成，持续时间短，破坏力大
（4）旋转方向：
台风规模大，受地转偏向力影响作气旋式旋转，在北半球逆时针旋转；
龙卷风旋转方向在同一半球有气旋式也有反气旋式旋转。
18.厄尔尼诺现象
厄尔尼诺是指在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸到赤道东太平洋向西至日界线附近的海面温度异常增温现象。
成因：
厄尔尼诺是指大范围的海水异常现象，即赤道太平洋中部和东部海洋表层海水持续异常增温的现象。
当洋流运动异常或大气环流变化而导致赤道东风和东南信风减弱时，赤道太平洋海面西高东低的温度分布将会被破坏，赤道逆流使东太平洋补充表层的下层冷海水减少，表层海水温度上升，形成厄尔尼诺现象。
导致日界线附近海域和南美太平洋沿岸哥伦比亚、厄瓜多尔和秘鲁等地异常多雨；
抑制西太平洋和北大西洋热带风暴生成，使得东北太平洋飓风增多；
使热带西太平洋降雨减少，造成南亚、印度尼西亚、马来西亚、东南亚和澳大利亚等地大范围的严重干旱；
导致加拿大西部、美国北部出现暖冬，是美国南部动机潮湿多雨。
对我国气候的影响
①使来自东南部海洋上的夏季风强度减弱，造成夏季降雨带的位置偏南，出现南方暴雨成灾、北方干旱少雨的异常现象；
②长江中下游地区进入梅雨期偏晚；
③东部地区秋季容易出现北少南多的降雨分布；
④容易出现暖冬；
⑤在西北太平洋和南海地区生成的热带气旋或台风数量偏少。
19.南方涛动及与厄尔尼诺现象的关系
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。
关系：
在厄尔尼诺期间，东南太平洋气压明显减弱，西太平洋气压增强。
拉尼娜期间整改好相反。
气象上将二者合称ENSO。
20.海陆风
白天，风从海洋吹向陆地；
夜晚，风从陆地吹向海洋，这种风叫海陆风。
海风：
白天在日照下，陆地增温快，陆上气温比临近海上高，陆上暖空气膨胀上升，到某一高度上，因其气柱质量增多，气压比海洋上同一高度平面上为高，等压面向海洋倾斜，空气由大陆流向海洋。
因此在下层地面陆地的空气质量减少，地面气压因而下沉，而海洋因上层有大陆空气的流入，空气质量增多，海面气压升高，于是在下层产生自海洋指向陆地的水平气压梯度力形成海风。
陆风：
夜间，陆地辐射冷却比海面快，陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上同高度的气压低，等压面由海洋向陆地倾斜，地面气压比海面气压高，下层风由陆地吹向海洋。
21.季风
大范围地区的盛行风随季节而有显著变化的现象，称为季风。
这种随季
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