气象学习题集(2011)-参考答案

1、 气象学习题集（习题集目的是加深同学对知识系统性理解，协助同学掌握知识要点。供学习时参考）1、什么是气象学，它的主要研究有那些？（P1）答：（1）观测和研究各种各样的大气现象、大气层与下垫面之间的相互作用及人类活动所产生的气象效应。（2）系统地、科学地解释这些现象、作用和效应，阐明它们的发生和演变规律。（3）根据所认识的规律分析、诊断和预测过去、现在和未来的天气、气候，为国民经济和人们的日常生活服务。（4）从理论和实践上探索和模拟人为天气过程、人为气候环境，为人工影响天气、气候提供科学依据。2、气象学发展主要经历了那些阶段？各阶段有什么重要成果，今后气象学的发展方向是什么？（P4-6）答：略3

2、、什么是大气？干洁大气？干洁大气中有那些主要成份？（P11）答：大气是包括悬浮其中的固态和液态微粒在内的混合物，由干洁大气、水汽、悬浮在大气中的固液态微粒三部分组成。大气中除去水汽和悬浮在大气中的固态、液态微粒以外的整个混合气体，称为干洁大气。干洁大气中最主要的成分是氮、氧和氩，其他气体如二氧化碳、氖、氦、氢和臭氧等。除二氧化碳和臭氧外，在自然条件下，各种条件无液化的可能，因此干洁大气是永久气体。4、臭氧和二氧化碳对气候的影响（综合）答：臭氧：大气臭氧层对紫外线有着极其重要的调控作用，能够强烈吸收太阳紫外辐射。从气象的角度来看，臭氧吸收太阳紫外辐射对高层大气有明显的增温作用，形成了平流层逆温，

3、在25km以上气温随高度增加而显著升高，在50km附近形成了一个暖区；从地面生物的角度来看，大气臭氧层有着极为重要的保护作用，避免大量的紫外线到达地面而对生物造成伤害，而透过的少量紫外线则能够对动植物形成有利的影响并杀灭一些有害病菌。大气臭氧层的耗损不仅会影响高层大气的物理、化学状态，而且还会带来严重的后果，过量的紫外线会伤害地面生物并损害高分子材料。二氧化碳：（1）二氧化碳是绿色植物进行光合作用不可缺少的原料；（2）二氧化碳能够强烈吸收地面和大气长波辐射并放射长波辐射，在一定程度上补偿地面因长波辐射而失去的热量，形成保温作用，即温室效应，是地面保持较高的温度。5、臭氧的时空分布与历史变化规律

4、。（P13）答：时空分布：臭氧在大气中的含量随时间和空间变化很大。在垂直方向上，近地面层大气中臭氧的含量很少，从10km高度以上臭氧的含量逐渐增加，在12-15km以上增加特别显著，到20-30km高度达到最大值，形成臭氧的最大浓度层，其在空气中的体积百分比可超过0.001%，再向上随高度的增加臭氧的含量逐渐减少，到了55-60km高度，臭氧的含量就微不足道了。大气中的臭氧主要集中在10-50km高度的大气层中，我们称之为大气臭氧层，地球大气中臭氧的90%都集中在大气臭氧层。在水平方向上，一般由赤道向两极增加。大气中的臭氧含量随季节而变化，最大值出现在春季，最小值出现在夏季。历史变化规律：长期

5、以来，尽管大气中臭氧的含量随时空变化较大，但其总量变化很小，直到20世纪80年代人们发现大气臭氧层在变薄，大气中的臭氧正在不断地耗损，并出现了南极臭氧黑洞和一些季节性的臭氧低值区，这使得臭氧减耗成为人类面临的重大环境问题之一。大气臭氧层的破坏主要是由于人类排放到大气中的氯氟碳化物、聚四氟乙烯、四氯化碳、甲基氯仿、溴甲烷等消耗臭氧层的物质所造成的。6、二氧化化碳时空分布与历史变化规律（P13-14）答：时空分布：二氧化碳大都集中在20km以下的气层中，在20km以上，大气中二氧化碳的含量显著减少。低层大气中的二氧化碳含量随时间和空间而略有变化，由于绿色植物光合作用对二氧化碳的消耗，在白天、晴天、

6、夏季时的二氧化碳浓度比黑夜、阴天、冬季要小。一般城市的二氧化碳含量较多，其在大气中所占的体积百分比可超过0.05%，而农村较少，一般低于0.02%。历史变化规律：1750年之前，二氧化碳在大气中所占的体积百分比基本维持在0.028%左右，但自工业革命以来，随着人类活动尤其是化石燃料消耗量的不断增长和森林植被的大量破坏，人为排放到大气中的二氧化碳大量增加，大气中二氧化碳的含量逐年上升，目前已上升到0.036%。大气中二氧化碳含量的变化，会带来明显的气候效应，近一个半世纪以来，由于大气中二氧化碳含量的增加，导致温室效应增强，地表和低层大气温度升高，气候变暖。7、大气垂直分层的依据有哪些？（P15）

7、答：（1）大气温度随高度分布特点作为分层依据的热力学分层（2）根据大气的电离特性（3）根据大气的气体成分随高度变化9、根据大气温度分布特点,大气垂直可分为几个主要的层次？（P15）答：可将整个地球大气层分为五层，自地球表面向上依次为对流层、平流层、中间层、热成层和散逸层。10、对流层有什么特点？（P17）答：（1）对流层大气的温度随高度的升高而降低。（2）对流层空气具有强烈的铅直方向上的对流运动和不规则的乱流运动，故被称为对流层。（3）大气中的云、雾、雨、雪等主要天气现象都发生在对流层中，故对流层又被称为天气层。（4）对流层的各种气象要素水平分布不均匀。11、平流层有什么特点？（P18）答：平

8、流层是指从对流层顶向上到50km高度的大气层。在平流层中，由于大气中对太阳紫外辐射的强烈吸收，温度随高度的增加而升高，平流层下部的温度随高度变化不大，平流层上部的温度随高度增加升高较快，到平流层顶，温度已升至接近oc。平流层大气的对流运动十分微弱，空气以水平运动为主，故被称为平流层。由于平流层中气流比较平稳，水汽和尘埃含量较少，大气透明度很好，是航空飞行的理想层次。12、为什么天空是蓝色的？为什么蓝天日数可作为一地空气质量好坏的指标之一？（P23）答：晴朗的天空是蔚蓝色的，天气俞晴朗，蓝色俞澄澈，这是大气对太阳光散射的结果。人眼所感觉到的天空颜色，是到达地面的各种波长的散射光呈现的综合色。天气

9、晴朗时，大气中的散射现象以选择性散射为主，而选择性散射的强度与入射波长的4次方成反比，因此，对于到达地面的散射光而言，红光由于波长较大而贡献较小，紫光则虽然波长较短被大气吸收较多而贡献也较小，贡献较大的是介于红光和紫光之间的色光。同时，在太阳辐射光谱中，最大辐射能力所对应的波长为0.475微米，即青蓝光，并且人眼最敏感的色光偏向于绿光。因此，在晴朗的天气条件下，人们所看到的天空呈现蔚蓝色。空气质量差的地方，空气中尘埃和小水滴较多，粗粒散射加强，而粗粒散射对不同波长色光的散射程度差异较小，因此天空的蓝色会变淡。阴雨天气时，大气中的散射现象以粗粒散射占优势，故天空呈现乳白色或灰白色。13、大气散射

10、的现象有哪些（P23）答：（1）蔚蓝天空（2）霞光（3）曙暮光14、物体的吸收率、透射率和反射率之间的关系如何？（P35）答：辐射吸收：以吸收率（absorptivity）a表示反射：以反射率r（reflectivity）表示透射：以透射率d（transmissivity）设投射到该物体表面上的总辐射量为Q，被吸收，反射，透射的能量分别为0Q，Q，Q，则a=Q/Q、r=Q/Q、d=Q/Q，它们之和为1，即：a+r+d=1arda0r0d015、基尔荷夫定律的主要结论是什么？（P37）答：在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力与物体对该波长的吸收率的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其

11、他性质无关，即：e/a=E式申:e入表示物体对该波长的放射能力；a表示物体对该波长的吸收率；E只是波长和温度的函数。当温度和波长一定时，E为常数。根据这一定律,入，T入，T可以推出两点结论：（1）对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体的吸收能力最强，所以它也是最强的放射物体。（2）对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。16、斯蒂芬-波尔兹曼定律的结论是什么？（P37）答：黑体的总放射能力与它本身的绝对温度（absolutetemperature）的四次方成正比。EtPT4称为斯蒂芬-波尔兹

12、曼定律，o=5.67X10-8W/（m2X&）为斯蒂芬-波尔兹曼常数。说明物体温度俞高，其放射能力愈强。17、维恩位移定律的结论是什么？（P38）答：这一定律指出绝对黑体的放射能力最大值对应的波长（入m）与其本身的绝对温度成反比，即：入m=C/T或入mT=C表明：物体的温度俞高，放射能量最大值的波长愈短。凡是高温物体，其放射能力最大值的波长多为短波，如太阳辐射；凡是低温物体，其放射能力最大值的波长多为长波，如人，地面辐射和大气辐射。18、什么是太阳常数？太阳常数与其它常数相比有什么特点？（P38-39）答：在地球大气上界，日地平均距离（约为1.496X108km）上投射到垂直于太阳光线平面上太

13、阳辐射强度称为太阳常数（solarconstant），以S表示，目前0我国采用的太阳常数值为1382W/m2。太阳常数并不是恒定不变的，它随着太阳活动（太阳黑子数等）变化而发生变化。它随太阳黑子（sunspot）数增加而增大，随太阳黑子数减少而减少；但变化很小，其值在1325W/m2-1457W/m2之间。由于太阳辐射通过大气层到达地面时，能量总是要减弱，所以在地面上测得的太阳辐射强度总是小于太阳常数。19、地球上所获得的太阳辐射与什么因子有关？（P39）答：主要和太阳高度角和昼长有关。20、什么是太阳高度角？写出太阳高度角的计算公式，并说明每个字母的意义。（P39）答：太阳高度角（h,sol

14、araltitudeangle）是太阳光线与地表水平面之间的最小夹角。h在0-90之间变化。太阳高度角愈小，等量的太阳辐射能光束所散布的面积愈大,地表单位面积上所获得太阳辐射能就愈少。设透过m个大气量投射在垂直于太阳光的ABCD面上的辐射强度为Sm,投射到水平面ABCD面上的辐射强度为Sm，显然，ABCD和ABCD面上获得的总辐射能量应该是相等的。故有SmABCD=SmABCDSm=SmABCD/ABCD=Smsinh式中表明：水平面得到的太阳辐射与太阳高度角正弦成正比。h=0时最小，h=90最大。一天中早晨和傍晚，h小，水平面上得到太阳能少；正午，h大，水平面上得到的太阳能多。一年中冬季h小

15、，夏季大，所以，太阳辐射能冬季少，夏季多。太阳高度角随时间、地点而不同。地球上任意纬度，一年中任意一天，一天中任意时刻的太阳高度角由下式计算：sinh二sin申sin。+cos申cos。cos3式中：屮为观测点纬度（latitude）;。为观测时间的太阳倾角（solardeclination）,亦称赤纬，即太阳直射点纬度（太阳直射光线与赤道平面之间的夹角）。随观测日期变化于南回归线（23.5S）至北回归线（23.5N）之间。即：春分（vernalequinox）日（21/3）或秋分（autumnalequinox）日（23/9）,。=0；夏至（summersolstice）日（22/6）,。=

16、23.5。即23.5N；冬至（wintersolstice）日（22/12），。=-23.5，即23.5S。可从天文年历查出，也可用近似公式求算：。=23.5sinN，式中N以度为单位，实际是距春分日或秋分日最近的总天数。春分日至秋分日取正值，否则，取负值。式中3是时角（hourangle），简单地说是用角度表示的时间，正午3=0；上午30,每15为1h。如上午9时，3=-45。正午时：3=0，cos0=1，即：sinh二sin屮sin。+cos申cos。二cos-。）=sin（90-申+。），所以正午h=90-申+。21、什么是太阳方位角？写出太阳方位角的计算公式，并说明每个字母的意义。（P

17、34）答：太阳方位角是太阳光线在水平面上的投影和当地子午线的夹角。它表示太阳在天空中的方位。太阳方位角随时间地点而不同，地球上任意纬度，一年中任意一天，一天中任意时刻的太阳方位角由下式计算：cosA=（sinhsin申-sin。）/coshcos申正南A=0，正南以西A0,正南以东AE0，故B0，地面辐射差额为正值，由于白天是太阳短波辐射起主导作用，所以B的变化与太阳直接辐射的变化趋势是一致的，即靠近正午时到达最大值。夜间地面没有太阳辐射，即S+D=0，故B=-E0,这时地面有效辐射起决定性的作用，由于地面辐射经常是超过它所吸收的大气逆辐射，即E00，所以B0，则表示气温随高度的增加而降低；若

18、Y0，则表示气温随高度的增高而增高。Y的绝对值越大，表示气温随高度的不同差异越大。应该指出：气温垂直梯度Y和干绝热直减率Y及湿绝热直减率Y是完全不同的dm概念，Y和Y是指气块在升降过程中，气块本身温度的变化率，Y则表示实际dm大气中温度随高度的分布，也有人称其为环境空气的垂直温度梯度。绝热直减率：在空气微团绝热上升时，其温度T随高度Z增高而降低的变化率。绝热直减率分干绝热直减率和湿绝热直减率两种，但一般情况下，常指前者。干绝热直减率：在大气静力条件下(即气块的气压时时都与周围大气的气压处于平衡)，干空气和未饱和湿空气的这种作干绝热升降运动而引起气块的温度随高度的变化率(Yd=-dT/dz),称

19、为干绝热直减率(dryadiabaticlapserate)。据计算，Y=0.98C/hm，实际工作中取Y=lC/hm，这就是说，在干绝热过程中，气孔dd每上升或下降100m约下降或升高1摄氏度。湿绝热过程：湿绝热过程中的温度变化率，称为湿绝热直减率（wetadiabaticlapserate）,用Y表示。因饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作m用引起的：一种是由气压变化引起的，另一种是由水汽凝结时释放潜热引起的。当空气上升时，气压使温度降低，水汽凝结造成温度身高；当空气下降时，气压使温度使温度升高，蒸发使温度降低，这两种过程相互作用，使得有水汽凝结时，空气的升降所引起的温度升降将比没

20、有水汽凝结时要缓慢。47、什么叫空气的绝热变化？干绝热变化和湿绝热变化？（P78）答：空气的绝热变化：空气与外界没有热量交换，只是由于外界压力变化使空气膨胀或压缩，也会引起内能的变化。这种与外界未发生热量交换而引起的变化，称为绝热变化（Adiabaticprocess）。当气块在下降过程中，因外界气压增大，外界对气块做功，在绝热的条件下，所做的功只能用于增加气块的内能，因而气块温度升高。这种因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。反之为绝热冷却。空气是干空气或未饱和的湿空气（没有水汽凝结），与外界之间无热量交换时（dQ=0）的状态变化过程，称为空气的干绝热过程或变化（dryadiabati

21、cprocess）。未饱和的湿空气上升时，先按干绝热过程降温，到达凝结高度后水汽达饱和时就开始出现凝结。如果饱和气块继续上升，其凝结出来的水滴或冰晶不脱离原气块，始终跟随气块上升或下降。由于气块水分总量不变，凝结释放的潜热又全部保留在气块内部，因此，过程沿相反方向进行时，气块的垂直增温率与上升时的递减率相同，称为可逆的饱和过程，简称湿绝热过程或变化。48、什么叫大气静力稳定度？（P79）答：大气静力稳定度是表示大气层结对气块能否产生对流的一种潜在能力的度量。必须注意，它并不是表示气层中已经存在垂直运动，而是用来描述大气层结对于气块在受外力扰动而产生垂直运动时，会起什么影响（加速、减速或等速）。

22、这种影响只有当气块受到外力扰动后才能表现出来。49、什么是绝对稳定？绝对不稳定？大气稳定度是如何确定？（P81）答：当YY时，比如YY时，必然YY，无论空气是否达到饱和，大气总dm处于不稳定状态，因而称为绝对不稳定。当YdYYm时，对于饱和空气来说,大气是处于不稳定状态的；对于未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。可见要判断大气是否稳定，不但要分析环境温度的垂直分布，而且要分析湿度的垂直分布。在条件性不稳定的情况下，如果有足够的外力因素，使湿空气上升到使空气达饱和的高度以上，这时空气按湿绝热条件作用，气层变为不稳定。50、什么是大气逆温？逆温有几种？逆温的影响？

23、（综合）（P81）答：在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温直减率为负值的这种现象称为逆温，发生逆温的气层称为逆温层。逆温按其形成的原因，可分为辐射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温等。当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状态，阻碍了空气垂直运动向上发展，因而又称阻塞层。51、大气稳定度对空气污染物的扩散有何意义？（综合）答：略。52、什么是实际水汽压？饱和水汽压？（P90-91）答：空气中由水汽所产生的分压强称为水汽压（actualvapourpressure），用e表示。空气中水分含量多，水汽压就大，反之，水汽压则小。水汽压的单位是帕斯卡（

24、Pa）或百帕（hPa）。在一定温度下，一定体积空气中能容纳的水汽分子数是有一定限度的。如果水汽含量恰好达到该温度条件下的最大限度，这时的空气称为饱和空气，此时的水汽压为饱和水汽压，用E表示。如果空气中的水汽含量低于这个限度值，这时的空气称为未饱和空气。如果空气中水汽含量超过这个限度值，则称为过饱和空气。过饱和空气是不稳定的，一般来说，在过饱和空气中，超过限度的那部分水汽会发生凝结，使之重新回到饱和状态。显然，未饱和空气的水汽压小于该温度下的饱和水汽压。53、常用的描述湿度的物理量有哪些？答：水汽压、相对湿度、比湿、饱和差、露点温度、绝对湿度、混合比。54、影响饱和水汽压的因素有那些？（P91-

25、92）答：温度和蒸发面的性质、状况。55、马格努斯半经验饱水气压的计算公式，知道每个字母的意义（P91）答：E=EX10（at/b+t）0式中：E为0C时的饱和水汽压，其值为6.11hPa；t为蒸发面温度；a、b为两0个经验参数，平水面：a=7.45,b=237.3；平冰面：a=9.5,b=265.056、什么是相对湿度？什么是饱和差？（P92）答：传统上，把空气中的实际水汽压与同温下饱和水汽压的比值，用百分数来表示，称为相对湿度（relativehumidity），用f或r表示。它用以表示空气潮湿程度。同温下的饱和水汽压和实际水汽压之差，称饱和差（saturationdeficiency）,

26、用d表示。表达式：d=E-e；饱和差的大小直接反应了空气离饱和的程度。57、水面蒸发的公式，水面蒸发和什么因素有关，并说明每个字母代表的意义（P95-96）答：在实验室条件下，水面蒸发速率，主要取决于饱和差，通常以下式表示：W=A（E-e）式中：W表示水面蒸发速率；E-e为饱和差；A为比例系数，对于静止状态的空气和在恒温条件下，A由空气中水汽的扩散系数决定，如在0C时，A=0.22cm2/s。从上式看出：E=e时，蒸发量为零（处于动态平衡）；Ee时，蒸发量大于零（处于蒸发过程）；Ee时，蒸发量小于零（处于凝结过程）。蒸发面的温度愈高，E愈大，饱和差（E-e）也愈大，则蒸发速率越大。如果考虑气压

27、的影响，道尔顿公式可改写为：W=A（E-e）/P式中：P为气压；A是与风速有关的比例系数。在自然条件下，水面蒸发要比上述情况复杂得多，必须对外界因子的全部影响予以考虑，如对流、乱流、蒸发面上空气的干湿程度等。58、土壤蒸发有什么特点？（P96-97）答：土壤蒸发是指土壤水分汽化并向大气扩散的过程。比较复杂，它除和上述气象因子有关外，还和土壤结构和土壤水分含量有关。土壤中的水变为水汽逸出土壤表面，是通过两种不同过程来完成的。一种是蒸发直接发生在土壤表面。这种情况发生在土壤潮湿、土层中充满水分或者下层土壤通过毛管向土表输送水分的速度等于蒸发速度的时候。这时土壤蒸发和同样条件下水面的蒸发速度几乎相同

28、，主要受气象条件的影响。另一种是水分在土壤中某层次进行蒸发之后，水汽通过土壤的孔隙到达表层逸出土表。这种情况发生在土壤表层变干、下层土壤水分输送不到土表或者毛管水上升速度小于蒸发速度时。这时的蒸发速度比同样条件下水面的蒸发速度小，且气象因子对蒸发的影响也开始减小。此时，蒸发速度主要决定于土壤含水量和土壤结构。与疏松粗粒土壤相比，紧密粒细土壤毛细管丰富，毛管水上升的高度高，使较深层的土壤水分也能上升到土表蒸发。所以土粒细小而紧密的土壤，有利于第一种过程的蒸发，蒸发速度大。但在土壤表层变干后，由于疏松且孔隙大的土壤有利于水汽扩散，这时的蒸发速度反而大。所以要防止土壤水分蒸发，保持土壤有效水分，在土

29、壤变干以前可以耙松表土，以切断毛细管，使土壤水分的蒸发由第一种过程变为第二种过程，以保持下层的土壤水分。但表土耙松后，孔隙增大，又利于第二个过程的蒸发进行，因此，为了进一步保持土壤水分，在表土耙松后，再进行镇压，将松土层压紧。这样既切断了毛细管，又减少了表层的孔隙度。除此之外，凡是影响土壤湿度的各种因子都能影响土壤水分蒸发，如地形、坡向、颜色、土质、植被覆盖等。59、空气中水汽凝结的条件是什么？（P98-99）答：（1）水汽达到饱和或过饱和；（2）有凝结核存在。60、雾的分类和形成原因。（P99）答：当近地气层的温度下降到露点温度以下，空气中的水汽凝结成小水滴或凝华成冰晶，弥漫在空气中，使水平

30、能见度小于1km的现象即为雾。如水平能见度大于1km、小于10km，则称为轻雾或霭。按成因的不同，常见的雾有以下两种：辐射雾和平流雾辐射雾：夜间，由于地面辐射冷却，使近地气层温度降低到露点温度以下而形成的雾称为辐射雾。平流雾：暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却，气温降低到露点温度以下而形成的雾，即为平流雾。61、人工降水主要的措施是什么？冷云和暖云降水的区别？（P104-105）答：（1）干冰法（2）碘化银法冷云降水：冰晶效应是冷云降水的物理基础。有时冷云没能产生有效降水是由于缺少足够的冰晶之故。暖云降水：重力碰并是暖云降水的物理基础，暖云中大小水滴共存是发生重力碰并过程的重要条件。62、什么是

31、标准大气压？答：在标准条件（气温为0C时，45N或45S的海平面上）下，大气对单位面积上所施加的力称为一个标准大气压，其数值为1013.25hPa。63、作用于空气质点上力有那些？（P117）答：1、由于气压分布不均而产生的气压梯度力；2、因地球自转而产生的地转偏向力；3、由空气层之间及空气与地面之间存在相对运动时而产生的摩擦力；4、当空气作曲线运动时而产生的惯性离心力及因地球重力场作用而产生的重力等。64、气压梯度力在水平和垂直方向的比较。答：气压梯度力是由于空间气压分布不均而作用于空气块上的力。它在水平方向上的分力称水平气压梯度力，它的方向是垂直于等压线，由高压指向低压的，其大小为这个方向

32、上单位距离内气压的改变量-AP/AN,N为水平面上两条等压线间的垂直距离，AP为相应的气压差，式中负号表示气压梯度的方向是从高压指向低压。水平气压梯度力的方向同样是由高压指向低压，其大小与水平方向气压梯度成正比，与空气密度成反比。在大气中，气压梯度力的垂直分量比水平分量要大得多。但重力与垂直气压梯度力始终处于准平衡状态，所以在垂直方向上一般不造成强大的上升气流。水平气压梯度力虽小，由于没有其他力同它相抵，故常能造成较大的空气水平运动。所以说水平气压梯度力是形成风的动力，它使空气沿力的方向由高压向低压作加速运动，直到有其他力与它平衡为止。65、地转偏向力的计算公式（P120）,地转偏向力的作用规

33、律。（P120）答：公式：A=2V3sin屮A：水平地转偏向力；V：移动速度；3:绕地轴转动的角速度；屮：纬度规律：（1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，静止时不受地转偏向力的作用。（2）在北半球，地转偏向力垂直指向物体运动方向的右方，使物体向原来运动的右方偏转；南半球则相反，使物体向原来运动的左方偏转。（3）地转偏向力只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动的速度。（4）水平地转偏向力的大小与风速及所在纬度的正弦成正比。在风速相同的情况下，地转偏向力随纬度的增高而增大。赤道上地转偏向力等于零。66、水平气压梯度力和垂直气压梯度力的差异。（P117）答：见64题。67、什么叫地转

34、风？表达式是什么？（P122）答：地转风是指自由大气中空气作等速直线的水平运动，是气压梯度力和地转偏向力达到相互平衡时的风。地转风的方向与水平气压场之间的关系遵从白贝罗定律：在北半球，人背风而立，低压在左，高压在右，南半球相反。A=G,即2Vwsin屮二P/（ANp）V二P/（2ANp3sin屮）g68、什么叫梯度风？表达式是什么？影响梯度风大小的因子。（P123）答：在自由大气中，当空气质点作曲线运动时，除了受气压梯度力和地转偏向力的作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。在北半球：在低压区中，气压梯度力指向中心，地转偏向力和惯性离心力都自中心指向外缘。三力平衡时

35、，即G=A+C，低压区的梯度风应按逆时针方向沿等压线吹，在南半球与此相反。在高压区中，气压梯度力和惯性离心力自中心指向外缘，三力平衡时：G+C=A，由此可见，在北半球，高压区内的梯度风是沿等压线按顺时针方向吹；在南半球正好相反。69、什么是自由大气层，自由大气层的风有什么特点？（P121）答：地面向上2km以上的大气，由于不受地面摩擦力的影响，称为自由大气。在自由大气中，由于摩擦力对空气运动的作用可以忽略不计，因而空气运动的规律比在摩擦层中要简单些。当自由大气中的空气作直线运动时，只考虑水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用；当空气作曲线运动时，除这两个力以外，还必须考虑惯性离心力的作用。除赤道

36、地区以外，自由大气中的风，基本上都是沿着等压线或等高线吹的。在北半球，观测者背风而立时，高压总是位于右方，低压总是位于左方；南半球相反。70、摩擦层中的风的变化规律是什么，其变化受什么因素影响？（P125）摩擦层风对农业的影响（P126）答：1、风的日变化：风速日变化的状况大体是：近地面层白天午后风速最大，夜间和清晨风速小，摩擦层上层则是白天午后风速小，夜间风速大。白天地面受热不均，气层逐渐变得不稳定，乱流逐渐发展，上下层空气间的动量交换增强，结果使下层空气的运动加速，而上层空气的运动减速，上下层风速差值减小，午后乱流发展最强时，下层风速达到最大值，上层风速则达最小值。夜间，乱流减弱，下层风速

37、迅速变小，上层风速迅速增大，两者差异增大，恢复原来的状态，形成有规律的日变化。2、风的年变化：在北半球中纬度地区，一般风速的年最大值出现在冬季，最小值出现在夏季。3、风随高度的变化：摩擦层中，在气压场随高度不变的前提条件下，由于摩擦力随高度升高而减小的影响，其风速随高度升高风速增大，风向右转。若将各高度上风速向量投影在同一水平面上，并把矢量终点用平滑曲线连起来，这条曲线称为爱克曼螺线。到摩擦层顶时，由于摩擦力小到可以忽略不计，所以风速接近于地转风速，风向与等压线平行。71、大气活动中心的分类，影响我国的主要大气活动中心有那些？（P135）答：北半球冬季近地层有两个低压中心，一个在大西洋北部的冰

38、岛附近，称为冰岛低压；一个在太平洋北部的阿留申群岛附近，习惯称为阿留申低压。往南一些，在大西洋东部和太平洋东部各有一个高压，它们地处副热带地区，分别叫做大西洋副热带高压和太平洋副热带高压，简称“副高”。这两个低压中心和两个高压中心，都是半永久性大气活动中心。夏季，北半球的四个半永久性活动中心仍然存在，不过这时两个低压活动中心要比冬季弱一些，位置稍向东移；两个高压活动中心则比冬季强，一直伸展到大洋的西部。东亚地区在1月份有一个大的高压中心，其中心位置在蒙古和西伯利亚附近。因此，又称之为蒙古高压或西伯利亚高压。它的范围和强度都超过了上述的两个高压中心，但它是一个季节性的产物，到了夏季，这里是一个广

39、阔的低压区，高压无影无踪了，低压的中心在印度次大陆的塔尔沙漠附近，因此，又称为印度低压、塔尔低压或季风低压。影响我国的主要大气活动中心有蒙古高压、太平洋副热带高压和印度低压。72、影响大气环流的因素有哪些，三圈环流和单圈环流是怎么形成的？答：因素：1、太阳辐射因素；2、地球自转因素；3、地表性质作用；4、地面摩擦作用；5大气本身的特殊性质。三圈环流形成过程：1、低纬环流：由于赤道地区气温高，气流膨胀上升，高空气压较高，受水平气压梯度力的影响，气流向极地方向流动。又受地转偏向力的影响，气流运动至北纬30度时便堆积下沉，使该地区地表气压较高，又该地区位于副热带，故形成副热带高压。赤道地区地表气压较

40、低，于是形成赤道低气压带。在地表，气流从高压流向低压，形成低纬环流。2、中纬环流和咼纬环流：在地表，副热带咼压地区的气压较咼，因此气流向极地方向流动。在极地地区，由于气温低，气流收缩下沉，气压高，气流向赤道方向流动。来自极地的气流和来自副热带的气流在60度附近相遇，形成了锋面，称作极锋。此地区气流被迫抬升，因此形成副极地低气压带。气流抬升后，在高空分流，向副热带以及极地流动，形成中纬环流和高纬环流。3、三圈环流理论：三圈环流理论（tricellulartheory），在气象学中指逐渐被废弃的有关地环风系的模式，它表示在南北半球各有3个平行的风圈或风带。在气象学中指逐渐被废弃的有关地环风系的模式

41、，它表示在南北半球各有三个平行的风圈或风带。三圈环流理论自T.伯杰龙最先提出（1928），后由C.G.罗斯贝作进一步发挥，用它代替乔治哈得来在1735年所提出的哈得来环流模式。哈得来模式表示在南北半球各有一个单一环流，在低空空气向西并向赤道流动，在高空空气向东并向极地流动。三圈环流理论假定在每个半球上各有两个哈得来环流，一个出现在近赤道地区，一个出现在近极地区域。在两个环流之间是费雷尔环流，在费雷尔环流圈中，地面空气向东并向极地流动，高空则向西并向赤道流动。三圈环流理论较好地解释了地表面所观测到的风系：热带东风信风带，中纬度西风带和极地东风带。但是，这个理论与下列事实不一致：在高空中纬度西风带

42、不是改变方向，而是风速变得更强；其次，在热带高空气常常很弱，或根本不存在；并且在三圈环流中向极地输送的能量不如热带大气从太阳辐射中得到的能量为多。此外，三圈环流理论不能解释大气中角动量的输送。由于在热带和极地，东风带的流动方向和地球自转的方向相反，地面摩擦使其速度减慢（相对于地面），并不断地从地球获得角动量；又因为东风带的速度保持不变，因此必须把获得的角动量同时传递给中纬度西风带。中纬度向东吹的风速快于地球转动的速度，地面摩擦使其速度减慢并失去角动量传给地球；这样，它们也继续保持比较稳定的速度。怎样完成这种动量传递，三圈环流理论不能解释特别清楚。现在有人认为，完成这种动量传递的中纬度是高低气压

43、系统，即扰动，和长的驻波。单圈环流：单圈环流形成的前提是：假定地球表面结构均匀，也不自转。赤道地面由于气温高，空气膨胀上升，使垂直气压梯度变小；极地地面由于气温低，使气压垂直梯度变大。因此，在赤道上空的气压比同一水平面上的极地为高，形成由赤道向极地的气流。赤道上空由于空气流出，气柱质量减少，地面形成低压；极地上空因有空气流入，空气积聚下沉，地面形成高压。于是在低层就形成了由极地流向赤道的气流。这样就形成了赤道与极地间理想的单一经向闭合环流圈，通常称之为单圈环流或一圈环流。73、什么叫季风、季风和海陆风的区别有哪些？答：季风：季风(monsoon)，由于大陆及邻近海洋之间存在的温度差异而形成大范

44、围盛行的，风向随季节有显著变化的风系，具有这种大气环流特征的风称为季风。区别：季风：季节性变化，一般冬夏相反。由大气环流季节性变化和海陆分布引起。范围大。海陆风：海陆热力性质差异引起，日变化，范围小。74、季风的形成原因有那些？(P140-142)答：1、海陆性质不同形成的热力差异；2、行星热源的分布和极冰的作用；3、赤道辐合带；4、行星风带。75、东亚季风和印度季风的区别有哪些？(P138)答：1、印度由于北面有喜马拉雅山脉和青藏高原为屏障，冬季风并不明显，夏季风强于冬季风；中国冬季则受北方冷空气影响强烈，冬季风强于夏季风；印度夏季风来得很快，气候学上叫做季风爆发，说明它迅速地到来。中国夏季

45、风到来很慢。4月初夏季的东南季风已始见于广东沿岸，但到6月底才到华北北部和东北诸省。相反，中国冬季风却来得很快，大约不到一个月，即能扩展到最南地区。2、印度的降水量和中国华北一样，都是集中在夏季风最强的季节。但中国的长江流域和华南却不一样，雨量最集中的时期不是在夏季风最盛期，而是在最盛期之前。这主要是这两个区域降雨的原因不同所造成的。印度的北面、印度半岛的西岸、东岸和内地多山脉，潮湿的气流沿山坡上升而下雨，故降水一般出现在夏季风区内部，多地形雨性质。中国东部季风区，山脉不高，降雨主要靠北方来的冷空气和南方来的暖湿空气相遇汇合，暖空气抬升在冷空气之上，凝结成云而形成。所以，降雨主要不是在夏季风区

46、内部，而是在冬、夏季风交界的地区出现。76、海陆风、山谷风、焚风的形成及其对局地环境的意义。(P143-144)答：海陆风：沿海地区和岛屿上，由于海陆热力性质的不同，一天之中使风向发生有规律的变化。白天，陆地增温比海洋快，陆地上的气温比海上高，因而形成局地环流，下层风由海洋吹向陆地，称海风；夜间，陆地降温快，地面冷却，而海面降温慢，海面气温高于陆地，于是产生了与白天相反的热力环流，下层风自陆地吹向海洋，称为陆风。这种以一天为周期而转换风向的风系，称海陆风。山谷风：在山区，白天日出后，山坡较热，其上空气增温快，而同一高度的山谷上空的空气距地面较远，增温较慢，于是暖空气沿山坡上升，风由山谷吹向山坡

47、，称谷风。夜间辐射冷却，气温迅速降低，而同一高度山谷上空的空气冷却较慢，于是山坡上的空气沿山坡下滑，形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，称山风。这种以一日为周期而转换风向的风系，称山谷风。焚风：焚风是一种翻越高山，沿背风坡向下吹的干热风。当空气翻越高山时，迎风坡被迫抬升，空气冷却，起初按干绝热直减率（lC/100m）降温，空气湿度达到饱和时，按湿绝热直减率（0.5C/100m）降温，水汽凝结，产生降水，降落在迎风坡上。空气越过山顶后，沿背风坡下降，此时，空气中的水汽含量大为减少，下降的空气按干绝热直减率增温。已致背风坡气温比迎风坡相同高度上的气温高得多，湿度显著减小，从而形成相对干

48、而热的风，称焚风。焚风无论隆冬还是盛夏，无论白昼还是夜晚均可在山区出现。它有利也有弊。初春的焚风可以促使积雪消融，有灌溉效用；夏末的焚风可促使粮食和水果早熟。但强大的焚风容易引起北方小麦空粒、瘪粒现象，在林区易造成森林火灾。77、什么叫天气系统？（P146-147）气团的定义、气团的分类和气团变性（P148-149）？答：天气系统是指在气压、风、温度、湿度等主要气象要素的空间分布上，具有一定结构特征并能产生一定天气的大气运动系统。如气团、锋、气旋、反气旋、高空槽脊、低空切变线等。天气是由天气系统所造成的，天气系统是各种天气现象的制造者和携带者。气团（airmass）是指气象要素（主要是温度、湿

49、度和大气稳定度）水平分布比较均匀，垂直分布基本一致的大范围的空气团。气团的分类方法主要有地理分类和热力分类两种。地理分类：地理分类法是根据气团源地的地理位置和下垫面性质来对气团进行分类的。首先根据气团源地的地理纬度将北（南）半球的气团分为四个基本类型，分别是冰洋气团、极低气团、热带气团和赤道气团，在根据气团源地的下垫面性质将气团进一步分为大陆气团和海洋气团。热力分类：热力分类法是根据气团与所经下垫面或者气团与相邻气团的温度进行对比来划分的，将气团分为暖气团和冷气团两种类型。大气总是处在不断的运动之中，随着大气环流条件的变化，气团离开源地移动到与源地性质不同的新的下垫面时，通过与下垫面之间进行热

50、量和水分的交换，从而使得气团原来的物理属性逐渐发生改变，这种气团物理属性的变化我们称之为气团的变性。78、锋及其分类？（P152-153）答：锋面和气旋是中纬度地区最典型的两种天气系统，中纬度地区的许多天气现象都与锋面、气旋有关。大气锋面是天气学中最经典的概念之一，也是中纬度地区最重要的天气系统之一。在大气科学中，一般把冷、暖两种不同性质的气团之间的过渡区称为锋区。锋区在空间上呈倾斜状态，随高度向冷气团一侧倾斜，其下方为冷气团，上方为暖气团，在这个狭窄的倾斜带中，温度场和风场等都出现显著的变化。锋区具有一定的宽度，其宽度随着高度的增加而增大，在近地面层一般为几十公里，而在高层则可达200-40

51、0km。由于锋区的宽度与气团的水平尺度相比是很小的，因此通常把锋区看作是一个几何面，称为锋面，锋面的倾斜程度称为锋面的坡度，锋面与地面的交线称为锋线。习惯上我们把锋面和锋线统称为锋，并以地面天气图上的锋线来表示锋所处的位置。锋的分类根据着眼点的不同，主要有一下三种分类方法：1、根据锋在移动过程中冷、暖气团所占的主、次地位，可将锋分为冷锋、暖锋准静止锋和锢囚锋。2、根据锋的伸展高度，可将锋分为对流层锋、地面锋和高空锋。3、根据锋面两侧气团源地的地理位置不同，可将锋分为冰洋锋（北极锋）、极锋和热带锋（副热带锋）。79、副热带高压活动与我国夏季降水的关系。（P165，综合）答：由于我国东部地区的主要

52、降水带就位于副高的北侧，通常在副高脊线以北6-10个纬距处，因此副高的位置与中国雨带的位置有着密切的关系，副高的季节性南北移动决定了我国东部地区各地雨季的起止和持续时间。平均来讲，当副高脊线位于20N以南时，雨带位于华南地区，为华南前汛期雨季；当副高脊线徘徊于20-25N时，雨带位于江淮流域，为江淮流域梅雨季节；当副高脊线位于25-30N时，雨带位于黄淮流域，为黄淮雨季；当副高脊线越过30N，雨带到达东北地区，东北雨季开始。但是当副高的季节性南北移动出现异于常年的不正常变动时，往往造成我国东部地区的旱涝灾害。如1954、1991、1998年副高脊线长时间徘徊于20-25N，雨带长期稳定在江淮流

53、域，造成江淮流域夏季洪涝；而1958、1978、1983年副高脊线很快越过20-25N到达30N附近，雨带基本上未能在江淮流域稳定停留，使江淮地区长期处在副高的控制之下，造成江淮地区出现旱灾。80、什么叫华南前汛期，降水有什么特点？(P176-177)答：华南地区位于武夷山-南岭一线以南，为热带季风气候，是我国年平均气温最高，雨季最长并且雨量最充沛的区域。华南地区的雨季为4-10月中旬，可分为两个阶段，一为每年4-6月的华南前汛期，一为每年7月中旬以后的华南后汛期，华南后汛期是由台风等低纬度热带天气系统所造成的，通常又称为台风汛期。每年4-6月为华南前汛期，这一时期的降水主要发生在副热带高压北侧的西风带中。4月初华南地区的降水量开始缓慢增大，5月中旬雨量迅速增大进入华南前汛期盛期。5月中旬前雨带位于华南地区北部，主要是北方冷空气入侵形成的锋面降水，5月中旬后受东亚季风影响