北大大气概论复习资料 - 图文

第8 章

1．热力环流是如何形成的？哪些天气系统属于热力环流？什么是焚风？焚风产生的原因有哪些？

已经知道因为热力差异，会造成高空气压梯度，而地面气压梯度则相反，因此造成了从热区吹向冷区的高空风，从冷区吹向暖区的地面风，如果考虑热的地方气流上升，冷的地方气流下沉，这样就组成了一个环流圈，称为热力环流。

许多地域性的风（局地环流）是热力环流，例如海陆风、山谷风和季风。

现在，凡是气流过山形成的干热风都已泛称为焚风。

其一，有降水时，潜热释放提供过山气流热能而使气温剧升， 其二，无降水时，空气自上层而来，经绝热压缩气温升高所致。

2. 三圈环流模型与实际大气环流在哪些方面不同？原因何在？极锋急流和副热带急流的平均位置在哪里？如何形成？

北半球的赤道与极地之间会形成三圈经向环流，在近地面形成三个纬向风带——极地东风带、中纬度盛行西风带和低纬度东北信风带，以及四个气压带——极地高压带、副极地低压带、副热带高压带与赤道低压带（或称赤道辐合带）。南半球的情况则与北半球的分布对称。

因巨大陆地的影响，三圈环流模型中的理想气压带出现分裂，在海洋上形成了一些在一年中变化小的气压系统，称为半永久性气压系统。在北半球冬夏季存在的半永久性气压系统有冰岛低压、阿留申低压、太平洋副热带高压和大西洋百慕大高压。其中，阿留申低压夏季减弱很多，仅变成亚洲大陆低压的一个低槽。其它出现在陆地上的系统，如西伯利亚高压、加拿大高压、亚洲和北美热低压等系统，因它们在一定季节中经常存在，称为季节性气压系统。南半球气压系统变化不大，在副热带地区有4个高压中，而副极地低压带则形成为一连续围绕地球的槽。

极锋急流形成于极锋的上方，因为沿极锋，南北两边温度梯度很大，这样建立起很陡的气压梯度，因而形成强西风。

副热带急流位于热带对流层顶和中纬度对流层顶之间的地区，位于12km（200hPa）上空副热带高压的北部边缘，哈德莱环流圈朝极地的一边。因为哈德莱环流圈使暖空气流向极地，于是在30?N附近的高空出现了一个南北向有极大温度差异的边界，形成了一个没有伸向地面的锋面结构——副热带锋。这里因为温度差异大，导致气压变化大，从而出现强风。

3. 什么是涌升流？它是如何形成的？

正常情况下，在热带太平洋，赤道地区盛行的东风信风从东太平洋高压向西吹向中心在印度尼西亚附近的低压，由于科氏力的作用，信风在南北半球均有指向高纬的分量，产生下层冷水涌升，称为赤道涌升。

第9 章

1. 冷暖气团的天气、各类锋面（冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋）的天气、锋面气旋控制下某地的天气状况如何？

热带海洋气团（mT）低层空气温暖而潮湿，通常不稳定。热带大陆气团（cT）产生于副热带干旱区，空气热而干燥，晴朗少云。

极地大陆气团（cP）气温低，空气干燥，低层稳定度高，天气晴朗，冬季多霜和雾。夏季受地面加热，天空容易出现表示晴好天气的淡积云。极地海洋气团（mP）最初具有与极地大陆气团类似的特性，但当移过较暖的水域时，它变得不稳定并具有较高的水汽含量，可能出现云和降水。

北极气团通常是冬季在冰雪覆盖的北极地表上形成，气团很冷可以向上延伸到很高的高度，水汽少，气层非常稳定。冬季入侵大陆时会带来暴风雪天气。

南极气团是南极大陆上形成的冷而干的气团，与北极气团相比，一般在所有季节它的下表面和内部大气温度都较低。

当热带气团进入赤道区并停留时就变性为赤道气团，但是这两种气团在对流层低层的大气物理特性没有明显的区别。这种气团形成的天气是湿热不稳定，天气闷热，多雷暴。

静止锋的显著特点是在锋两边地面风平行锋面吹，且方向相反。沿锋天气晴朗或部分有云。如果两气团干，则无降水。当暖湿气团在冷空气上面时，在广大区域会有大范围的云系和降水。我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，常常形成持续的阴雨天气。

冷锋的典型天气特征是锋前进方向的前端，有锋里的积状云被高空风吹而延伸出的卷层云和卷云。在锋面附近，因暖空气上升剧烈形成积状云如高积云和积雨云等，积雨云会产生暴雨和强风，锋面气温骤降。在锋后，空气干冷，天气变晴，只有表示晴好天气的少量积云。

典型的暖锋天气：卷云逐渐被薄幕状的卷层云取代，然后天空云层加厚变低，我们看到高层云和云中太阳模糊的亮斑。高层云之后过来的是厚的雨层云，可以看到降雪，风也变大，气压缓慢降低。这时锋线大概距我们仍有数百公里，空中由雨层云也逐渐变成层云，但冷空气已经相当稀薄，空中小雪逐渐变成冻雨、雨和毛毛雨，较大地域会有小到中雨的天气。锋线靠近时，暖冷湿空气混合会产生雾。暖锋过境后，温度、露点升高，气压停止下降，降雨天气结束，层云和雾消失，天气变得晴好，只有少量的层积云，夏天空气潮湿时会有积雨云出现。夏季，当暖气团气层不稳定且湿度很大时，在暖锋中深厚的雨层云中常产生积雨云，伴有雷阵雨天气。当暖气团中水汽含量少时，锋上只会出现一些高、中云，很少有降水。

当冷式锢囚锋接近时，开始天气顺序和暖锋相似，高云降低并加厚为中、低云，在地面锋前有降水产生，气压下降。接着出现类似的冷锋天气，有大雨或阵雨，并伴随风的变化。在锢囚点附近天气最剧烈，随后天空变晴，气压上升，空气变冷。

当冷锋赶上暖锋，冷锋后冷空气不能抬起前面暖锋下更冷而重的空气，使冷锋骑在了暖锋的坡面上，即产生了暖式锢囚锋。与此联系的天气则类似暖锋天气。

总之，由于锢囚锋是由两条移动的锋面相遇而形成的，因此锢囚锋两侧均是降水区，锋上暖空气的抬升作用可以使降水进一步得到加强。

气旋：地面冷锋两侧有降水，接近暖锋的地方有阵性降水且降水区加宽。暖锋前有较宽的降水区，降水水区前部沿锋面移动方向云层增厚。

2. 简绘理想的锋面气旋和反气旋的垂直结构，并画出等压面图和水平流场示意图，并作简要说明。

3. 叙述锋面气旋的发展和消亡过程？它因何才能得以发展并加强？

一、极锋的一部分相当于静止锋，冷暖空气平行锋面吹，建立了气旋性风切变。

二、初生气旋：适当条件下形成波状结构(锋面波)。波动性气旋沿锋面形成和移动。绕气旋的环流使锋上的波状结构变形。 三、受高空风控制，系统向东或东北移动，并在12-24小时逐渐变成一个发展完全的开口波。开口波– 冷暖锋存在，但没有锢囚锋。波中最低气压中心位于两锋交界处。

四、中心气压非常低，围绕波的顶点可以有几条等压线环绕。当风吹向中心时，紧密的等压线导致较强的气旋性流动。风暴能量来自暖空气上升冷空气下沉，势能转化为运动动能。凝结以潜热形式为系统提供能量。当表面空气向低压中心辐合时导致了动能的增加。快速移动的冷锋逐渐靠近暖锋。

五、当开口波向东移动时，中心气压继续降低，风吹的更加强劲。快速移动的冷锋逐渐靠近暖锋，使暖区变得很小。最终，冷锋赶上暖锋，系统变为锢囚锋。这个时候，风暴通常最强，有大范围的云和降水。

六、第五步形成的强烈风暴逐渐消散：因为锢囚锋的两侧是冷空气。没有了暖湿上升空气提供的能量，原风暴系统逐渐消散死亡。波动性气旋的生命周期为几天到一周以上。

波动性气旋发展的解释：发展气旋的斜压波动理论。假设一个短波通过这个区域，扰动的流场见右图。这样在流场中建立了不稳定条件(暖空气上升、冷空气下沉)，称为斜压不稳定。

1. 高空气流支持随斜压不稳定的建立，空气的水平垂直运动加强了气旋性风暴的形成。冷暖平流加深了波动并与垂直运动相联系。

2. 急流的作用：强辐散导致弯曲的急流。在辐散区下面是上升的空气、云和发展的中纬度气旋风暴。急流在地面气旋上空移走空气，而给地面反气旋提供空气。弯曲的急流将使中纬度气旋向东北方向移动，而反气旋向东南方向移动。急流在地面气旋形成发展过程中具有辅助作用。

对于一个加强的风暴，必须有高层配合，即低压槽位于地面低压的西侧。当短波扰动了高层气流，就引起了不同的温度平流区，导致了高空槽的加深。同时，极锋急流形成波，并向发展的风暴南侧轻微摆动。当这些条件存在时，辐合和辐散区，连同上升和下沉空气，提供了风暴生长的能量转化，使气旋风暴加强。

第10 章

1. 普通雷暴单体的结构和天气与超级单体的主要差异有哪些？

在夏季散落分布的雷暴称普通雷暴(或气团雷暴)，因为它们是在远离天气锋面的暖湿气团中发展生成。这些雷暴生命期短暂并很少产生强风和大的冰雹。

单个普通雷暴（气团雷暴）的生命期约为1～2小时，经历发展、成熟和消散三个阶段。第一阶段也称为积云期，是指从淡积云向浓积云发展的阶段。云下有潮湿空气进入云中，云内都是有组织的上升气流。随上升气流入云的水汽凝结而释放大量的潜热，导致云内温度高于环境温度，并使云内上升气流进一步增强。成熟期是从浓积云向积雨云过渡的阶段。由于受对流层顶阻挡和高空气流的作用，云体顶部向四周延展而呈砧状，因为高空强风使云顶冰晶向水平扩展。云的前部和上部仍以上升气流为主，在降水粒子的拖曳下云内出现有组织的下沉气流。一些风暴中，足够大的上升气流可以向上进入稳定大气，这种情形称为上冲。成熟期出现闪电、雷鸣和大雨（偶尔有小冰雹）。伴随降水的强、冷下沉气流导致地面强阵风，并在地面向四周扩散，形成与周围暖空气分界的阵风锋。消散期从云中下沉气流占主导作用时开始。在云的低层，下沉气流阻碍了上升气流，并切断了风暴的能量供应。在雷暴成熟期后的15～30分钟内，雷暴逐渐消散。缺少了暖湿空气的支持，云滴不再形成。从云中只能降下小雨，并伴随微弱的下沉气流。

超级单体雷暴是一个旋转雷暴，比通常的单体更巨大（尺度可达50km）、更持久（可维持一小时以上，曾观测到寿命长达7～8小时），并带来更为强烈的天气，例如葡萄大小的冰雹、具有危害性的地面风和大而持续时间长的龙卷。而且，超级单体具有一个近于稳定的、有高度组织的上升和下沉气流完美配合的环流，并与环境风的垂直切变有密切关系。

这时，高空风速往往很强，并导致强烈的风切；此外，风向也随高度变化，即从地面的南风转向到高空的西风。这种情形下，上升气流从风暴云右侧倾斜进入云体后，因风向的变化引起水平旋转，于是，气流便螺旋式上升进入云体。正是超级单体的这种旋转特性导致了龙卷的形成。

2. 雷暴云为什么带电？叙述云地间闪电的放电过程。

有两种具有代表性的起电理论，感应起电理论和温差起电理论。 (1) 感应起电理论

观测和研究表明，晴天的低层大气中存在着垂直向下方向的静电场，即地表面带负电荷，大气相对于地面始终带正电荷。

因此，在雷暴形成过程中，在大气电场感应作用下，降水粒子（雨滴或冰粒）中出现电荷分离，即粒子上半部带负电，下半部带正电。当降水粒子在重力场中降落时，会出现两种情况：一种是降水粒子的下半部与中性云粒子（小云滴和小冰晶）相碰后又弹离，弹离的云粒子将带走极化降水粒子下部的部分正电荷，从而使降水粒子携带净负电荷。另一种是降水粒子的下半部沿途选择性地捕获大气负离子而带有净负电荷，云中大量正离子则受到极化降水粒子下半部所带正电荷的排斥而留在云中。

经过重力分离，较轻的大气正离子或带正电荷的云粒子随上升气流到达云体上部形成正荷电区，携带净负电荷的较重的降水粒子则因重力沉降而聚集在云体下部，形成负荷电区。前者称为碰撞弹离起电机制，后者称为选择捕获大气离子起电机制。

(2) 温差起电理论

该起电机制的物理基础是20世纪40年代发现的冰的热电效应。冰的分子中有一小部分

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处于电离状态，且温度较高时，H+和OH的浓度也较高。若冰的两端维持稳定的温差，则

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高温端的离子将向低温端扩散，且H+在冰晶中的扩散比OH快得多，结果使冷端具有相对多的H+，从而形成冰的冷端为正，热端为负。当具有不同温度的两块冰在一定条件下接触后再分离时，温度较低的将带正电荷，温度较高的将带负电荷。

云中存在两种温差起电机制，一种云中冰晶与下落的雹粒碰撞时因摩擦增温引起，对雹粒，增温局限于与冰晶接触的尖突部分，这里相对升温较高；而冰晶表面细密光滑，有较大的接触面积，从而升温较低。结果可使雹粒带负电，冰晶带正电。另一种是当云中较大的过冷水滴与下落的雹粒碰冻时，过冷水滴表面首先冻结而形成冰壳，随后内部冻结并释放冻结潜热，形成一内热外冷的径向温度梯度，致使外壳带正电，内部带负电。过冷水滴冻结的瞬间，因体积膨胀而使外壳破碎，这使得飞离的冰屑带正电，雹粒带负电。

经过重力分离，携带正电荷的较轻的冰晶和冰屑随上升气流到达云体上部，并在云体上部形成正电荷区；携带负电荷的雹粒则因重力沉降而聚集在云体下部形成负电荷区。前者称为摩擦温差起电机制，后者碰冻温差起电机制。

云地闪电过程是将云内的负电荷输送到地面、地面的正电荷输送到云内的放电过程。绝大多数的云地放电过程是这种电荷输送方式。闪电过程可分为梯级先导、回击、直窜先导、二次回击和直窜先导，甚至三次以上回击和直窜先导等放电阶段。

云地闪电从云内开始，沿某一路径，冲向云底再到地面的放电过程可分几步进行。每次放电通过约50m的距离，然后停顿约50?s，接着再放电前进约50米左右和停顿约50?s，不断重复向地面以梯级形式推进。这种梯级先导闪电非常迅速，通常人眼是分不清的。当梯级先导的末端接近地面时，沿着突出的物体从地面来的正离子流向上与之会合。会合后，大量电子流向地面，沿梯级先导路径，直径数厘米的较大较耀眼的回击闪电从地面向上冲到云中。这种先导和回击组成的一次放电过程称为闪击。人的眼睛没法分解闪击过程中的先导和回击，看到的只是一道连续的闪光。

在第一次闪击过后，空气中放电过程的离子通道建立了。尽管有时只有一次闪击，但多数情况下，是沿已建立的离子通道，在大约数十毫秒的间隔，先导—雷击重复出现。这种后来的先导称为直窜先导。它向下进行得更快，因为现在路径上的电阻变小了。当先导闪电接近地面时，从地面到云中的第二次回击要比第一次弱。一般情况下，一次放电过程会有3～4次闪击，即包括3～4个先导，每个都伴随一次回闪。闪电过程非常短暂，人的眼睛很少能分清单个闪击，因而闪电看以来就是连续闪烁的样子。

3. 举出一些龙卷形成的原因。如何进行龙卷的监测？

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