北大大氣概論復(fù)習資料

1、第8 章1熱力環(huán)流是如何形成的？哪些天氣系統(tǒng)屬于熱力環(huán)流？什么是焚風？焚風產(chǎn)生的原因有哪些？已經(jīng)知道因為熱力差異，會造成高空氣壓梯度，而地面氣壓梯度則相反，因此造成了從熱區(qū)吹向冷區(qū)的高空風，從冷區(qū)吹向暖區(qū)的地面風，如果考慮熱的地方氣流上升，冷的地方氣流下沉，這樣就組成了一個環(huán)流圈，稱為熱力環(huán)流。許多地域性的風（局地環(huán)流）是熱力環(huán)流，例如海陸風、山谷風和季風?，F(xiàn)在，凡是氣流過山形成的干熱風都已泛稱為焚風。其一，有降水時，潛熱釋放提供過山氣流熱能而使氣溫劇升，其二，無降水時，空氣自上層而來，經(jīng)絕熱壓縮氣溫升高所致。2. 三圈環(huán)流模型與實際大氣環(huán)流在哪些方面不同？原因何在？極鋒急流和副熱帶急流的平均

2、位置在哪里？如何形成？北半球的赤道與極地之間會形成三圈經(jīng)向環(huán)流，在近地面形成三個緯向風帶極地東風帶、中緯度盛行西風帶和低緯度東北信風帶，以及四個氣壓帶極地高壓帶、副極地低壓帶、副熱帶高壓帶與赤道低壓帶（或稱赤道輻合帶）。南半球的情況則與北半球的分布對稱。因巨大陸地的影響，三圈環(huán)流模型中的理想氣壓帶出現(xiàn)分裂，在海洋上形成了一些在一年中變化小的氣壓系統(tǒng)，稱為半永久性氣壓系統(tǒng)。在北半球冬夏季存在的半永久性氣壓系統(tǒng)有冰島低壓、阿留申低壓、太平洋副熱帶高壓和大西洋百慕大高壓。其中，阿留申低壓夏季減弱很多，僅變成亞洲大陸低壓的一個低槽。其它出現(xiàn)在陸地上的系統(tǒng)，如西伯利亞高壓、加拿大高壓、亞洲和北美熱低壓等

3、系統(tǒng)，因它們在一定季節(jié)中經(jīng)常存在，稱為季節(jié)性氣壓系統(tǒng)。南半球氣壓系統(tǒng)變化不大，在副熱帶地區(qū)有4個高壓中，而副極地低壓帶則形成為一連續(xù)圍繞地球的槽。極鋒急流形成于極鋒的上方，因為沿極鋒，南北兩邊溫度梯度很大，這樣建立起很陡的氣壓梯度，因而形成強西風。副熱帶急流位于熱帶對流層頂和中緯度對流層頂之間的地區(qū)，位于12km（200hPa）上空副熱帶高壓的北部邊緣，哈德萊環(huán)流圈朝極地的一邊。因為哈德萊環(huán)流圈使暖空氣流向極地，于是在30N附近的高空出現(xiàn)了一個南北向有極大溫度差異的邊界，形成了一個沒有伸向地面的鋒面結(jié)構(gòu)副熱帶鋒。這里因為溫度差異大，導(dǎo)致氣壓變化大，從而出現(xiàn)強風。3. 什么是涌升流？它是如何形成

4、的？正常情況下，在熱帶太平洋，赤道地區(qū)盛行的東風信風從東太平洋高壓向西吹向中心在印度尼西亞附近的低壓，由于科氏力的作用，信風在南北半球均有指向高緯的分量，產(chǎn)生下層冷水涌升，稱為赤道涌升。第9 章1. 冷暖氣團的天氣、各類鋒面（冷鋒、暖鋒、準靜止鋒和錮囚鋒）的天氣、鋒面氣旋控制下某地的天氣狀況如何？熱帶海洋氣團（mT）低層空氣溫暖而潮濕，通常不穩(wěn)定。熱帶大陸氣團（cT）產(chǎn)生于副熱帶干旱區(qū)，空氣熱而干燥，晴朗少云。極地大陸氣團（cP）氣溫低，空氣干燥，低層穩(wěn)定度高，天氣晴朗，冬季多霜和霧。夏季受地面加熱，天空容易出現(xiàn)表示晴好天氣的淡積云。極地海洋氣團（mP）最初具有與極地大陸氣團類似的特性，但當移

5、過較暖的水域時，它變得不穩(wěn)定并具有較高的水汽含量，可能出現(xiàn)云和降水。北極氣團通常是冬季在冰雪覆蓋的北極地表上形成，氣團很冷可以向上延伸到很高的高度，水汽少，氣層非常穩(wěn)定。冬季入侵大陸時會帶來暴風雪天氣。南極氣團是南極大陸上形成的冷而干的氣團，與北極氣團相比，一般在所有季節(jié)它的下表面和內(nèi)部大氣溫度都較低。當熱帶氣團進入赤道區(qū)并停留時就變性為赤道氣團，但是這兩種氣團在對流層低層的大氣物理特性沒有明顯的區(qū)別。這種氣團形成的天氣是濕熱不穩(wěn)定，天氣悶熱，多雷暴。靜止鋒的顯著特點是在鋒兩邊地面風平行鋒面吹，且方向相反。沿鋒天氣晴朗或部分有云。如果兩氣團干，則無降水。當暖濕氣團在冷空氣上面時，在廣大區(qū)域會有

6、大范圍的云系和降水。我國準靜止鋒主要出現(xiàn)在華南、西南和天山北側(cè)，常常形成持續(xù)的陰雨天氣。冷鋒的典型天氣特征是鋒前進方向的前端，有鋒里的積狀云被高空風吹而延伸出的卷層云和卷云。在鋒面附近，因暖空氣上升劇烈形成積狀云如高積云和積雨云等，積雨云會產(chǎn)生暴雨和強風，鋒面氣溫驟降。在鋒后，空氣干冷，天氣變晴，只有表示晴好天氣的少量積云。典型的暖鋒天氣：卷云逐漸被薄幕狀的卷層云取代，然后天空云層加厚變低，我們看到高層云和云中太陽模糊的亮斑。高層云之后過來的是厚的雨層云，可以看到降雪，風也變大，氣壓緩慢降低。這時鋒線大概距我們?nèi)杂袛?shù)百公里，空中由雨層云也逐漸變成層云，但冷空氣已經(jīng)相當稀薄，空中小雪逐漸變成凍雨

7、、雨和毛毛雨，較大地域會有小到中雨的天氣。鋒線靠近時，暖冷濕空氣混合會產(chǎn)生霧。暖鋒過境后，溫度、露點升高，氣壓停止下降，降雨天氣結(jié)束，層云和霧消失，天氣變得晴好，只有少量的層積云，夏天空氣潮濕時會有積雨云出現(xiàn)。夏季，當暖氣團氣層不穩(wěn)定且濕度很大時，在暖鋒中深厚的雨層云中常產(chǎn)生積雨云，伴有雷陣雨天氣。當暖氣團中水汽含量少時，鋒上只會出現(xiàn)一些高、中云，很少有降水。當冷式錮囚鋒接近時，開始天氣順序和暖鋒相似，高云降低并加厚為中、低云，在地面鋒前有降水產(chǎn)生，氣壓下降。接著出現(xiàn)類似的冷鋒天氣，有大雨或陣雨，并伴隨風的變化。在錮囚點附近天氣最劇烈，隨后天空變晴，氣壓上升，空氣變冷。當冷鋒趕上暖鋒，冷鋒后冷

8、空氣不能抬起前面暖鋒下更冷而重的空氣，使冷鋒騎在了暖鋒的坡面上，即產(chǎn)生了暖式錮囚鋒。與此聯(lián)系的天氣則類似暖鋒天氣?？傊?，由于錮囚鋒是由兩條移動的鋒面相遇而形成的，因此錮囚鋒兩側(cè)均是降水區(qū)，鋒上暖空氣的抬升作用可以使降水進一步得到加強。氣旋：地面冷鋒兩側(cè)有降水，接近暖鋒的地方有陣性降水且降水區(qū)加寬。暖鋒前有較寬的降水區(qū)，降水水區(qū)前部沿鋒面移動方向云層增厚。2. 簡繪理想的鋒面氣旋和反氣旋的垂直結(jié)構(gòu)，并畫出等壓面圖和水平流場示意圖，并作簡要說明。3. 敘述鋒面氣旋的發(fā)展和消亡過程？它因何才能得以發(fā)展并加強？一、極鋒的一部分相當于靜止鋒，冷暖空氣平行鋒面吹，建立了氣旋性風切變。二、初生氣旋：適當條件

9、下形成波狀結(jié)構(gòu)(鋒面波)。波動性氣旋沿鋒面形成和移動。繞氣旋的環(huán)流使鋒上的波狀結(jié)構(gòu)變形。三、受高空風控制，系統(tǒng)向東或東北移動，并在12-24小時逐漸變成一個發(fā)展完全的開口波。開口波 冷暖鋒存在，但沒有錮囚鋒。波中最低氣壓中心位于兩鋒交界處。四、中心氣壓非常低，圍繞波的頂點可以有幾條等壓線環(huán)繞。當風吹向中心時，緊密的等壓線導(dǎo)致較強的氣旋性流動。風暴能量來自暖空氣上升冷空氣下沉，勢能轉(zhuǎn)化為運動動能。凝結(jié)以潛熱形式為系統(tǒng)提供能量。當表面空氣向低壓中心輻合時導(dǎo)致了動能的增加。快速移動的冷鋒逐漸靠近暖鋒。五、當開口波向東移動時，中心氣壓繼續(xù)降低，風吹的更加強勁?？焖僖苿拥睦滗h逐漸靠近暖鋒，使暖區(qū)變得很小

10、。最終，冷鋒趕上暖鋒，系統(tǒng)變?yōu)殄d囚鋒。這個時候，風暴通常最強，有大范圍的云和降水。六、第五步形成的強烈風暴逐漸消散：因為錮囚鋒的兩側(cè)是冷空氣。沒有了暖濕上升空氣提供的能量，原風暴系統(tǒng)逐漸消散死亡。波動性氣旋的生命周期為幾天到一周以上。波動性氣旋發(fā)展的解釋：發(fā)展氣旋的斜壓波動理論。假設(shè)一個短波通過這個區(qū)域，擾動的流場見右圖。這樣在流場中建立了不穩(wěn)定條件(暖空氣上升、冷空氣下沉)，稱為斜壓不穩(wěn)定。1. 高空氣流支持隨斜壓不穩(wěn)定的建立，空氣的水平垂直運動加強了氣旋性風暴的形成。冷暖平流加深了波動并與垂直運動相聯(lián)系。2. 急流的作用：強輻散導(dǎo)致彎曲的急流。在輻散區(qū)下面是上升的空氣、云和發(fā)展的中緯度氣旋

11、風暴。急流在地面氣旋上空移走空氣，而給地面反氣旋提供空氣。彎曲的急流將使中緯度氣旋向東北方向移動，而反氣旋向東南方向移動。急流在地面氣旋形成發(fā)展過程中具有輔助作用。對于一個加強的風暴，必須有高層配合，即低壓槽位于地面低壓的西側(cè)。當短波擾動了高層氣流，就引起了不同的溫度平流區(qū)，導(dǎo)致了高空槽的加深。同時，極鋒急流形成波，并向發(fā)展的風暴南側(cè)輕微擺動。當這些條件存在時，輻合和輻散區(qū)，連同上升和下沉空氣，提供了風暴生長的能量轉(zhuǎn)化，使氣旋風暴加強。第10 章1. 普通雷暴單體的結(jié)構(gòu)和天氣與超級單體的主要差異有哪些？在夏季散落分布的雷暴稱普通雷暴(或氣團雷暴)，因為它們是在遠離天氣鋒面的暖濕氣團中發(fā)展生成。

12、這些雷暴生命期短暫并很少產(chǎn)生強風和大的冰雹。單個普通雷暴（氣團雷暴）的生命期約為12小時，經(jīng)歷發(fā)展、成熟和消散三個階段。第一階段也稱為積云期，是指從淡積云向濃積云發(fā)展的階段。云下有潮濕空氣進入云中，云內(nèi)都是有組織的上升氣流。隨上升氣流入云的水汽凝結(jié)而釋放大量的潛熱，導(dǎo)致云內(nèi)溫度高于環(huán)境溫度，并使云內(nèi)上升氣流進一步增強。成熟期是從濃積云向積雨云過渡的階段。由于受對流層頂阻擋和高空氣流的作用，云體頂部向四周延展而呈砧狀，因為高空強風使云頂冰晶向水平擴展。云的前部和上部仍以上升氣流為主，在降水粒子的拖曳下云內(nèi)出現(xiàn)有組織的下沉氣流。一些風暴中，足夠大的上升氣流可以向上進入穩(wěn)定大氣，這種情形稱為上沖。成

13、熟期出現(xiàn)閃電、雷鳴和大雨（偶爾有小冰雹）。伴隨降水的強、冷下沉氣流導(dǎo)致地面強陣風，并在地面向四周擴散，形成與周圍暖空氣分界的陣風鋒。消散期從云中下沉氣流占主導(dǎo)作用時開始。在云的低層，下沉氣流阻礙了上升氣流，并切斷了風暴的能量供應(yīng)。在雷暴成熟期后的1530分鐘內(nèi)，雷暴逐漸消散。缺少了暖濕空氣的支持，云滴不再形成。從云中只能降下小雨，并伴隨微弱的下沉氣流。超級單體雷暴是一個旋轉(zhuǎn)雷暴，比通常的單體更巨大（尺度可達50km）、更持久（可維持一小時以上，曾觀測到壽命長達78小時），并帶來更為強烈的天氣，例如葡萄大小的冰雹、具有危害性的地面風和大而持續(xù)時間長的龍卷。而且，超級單體具有一個近于穩(wěn)定的、有高度

14、組織的上升和下沉氣流完美配合的環(huán)流，并與環(huán)境風的垂直切變有密切關(guān)系。這時，高空風速往往很強，并導(dǎo)致強烈的風切；此外，風向也隨高度變化，即從地面的南風轉(zhuǎn)向到高空的西風。這種情形下，上升氣流從風暴云右側(cè)傾斜進入云體后，因風向的變化引起水平旋轉(zhuǎn)，于是，氣流便螺旋式上升進入云體。正是超級單體的這種旋轉(zhuǎn)特性導(dǎo)致了龍卷的形成。2. 雷暴云為什么帶電？敘述云地間閃電的放電過程。有兩種具有代表性的起電理論，感應(yīng)起電理論和溫差起電理論。(1) 感應(yīng)起電理論觀測和研究表明，晴天的低層大氣中存在著垂直向下方向的靜電場，即地表面帶負電荷，大氣相對于地面始終帶正電荷。因此，在雷暴形成過程中，在大氣電場感應(yīng)作用下，降水粒

15、子（雨滴或冰粒）中出現(xiàn)電荷分離，即粒子上半部帶負電，下半部帶正電。當降水粒子在重力場中降落時，會出現(xiàn)兩種情況：一種是降水粒子的下半部與中性云粒子（小云滴和小冰晶）相碰后又彈離，彈離的云粒子將帶走極化降水粒子下部的部分正電荷，從而使降水粒子攜帶凈負電荷。另一種是降水粒子的下半部沿途選擇性地捕獲大氣負離子而帶有凈負電荷，云中大量正離子則受到極化降水粒子下半部所帶正電荷的排斥而留在云中。經(jīng)過重力分離，較輕的大氣正離子或帶正電荷的云粒子隨上升氣流到達云體上部形成正荷電區(qū)，攜帶凈負電荷的較重的降水粒子則因重力沉降而聚集在云體下部，形成負荷電區(qū)。前者稱為碰撞彈離起電機制，后者稱為選擇捕獲大氣離子起電機制。

16、(2) 溫差起電理論該起電機制的物理基礎(chǔ)是20世紀40年代發(fā)現(xiàn)的冰的熱電效應(yīng)。冰的分子中有一小部分處于電離狀態(tài)，且溫度較高時，H+和OH的濃度也較高。若冰的兩端維持穩(wěn)定的溫差，則高溫端的離子將向低溫端擴散，且H+在冰晶中的擴散比OH快得多，結(jié)果使冷端具有相對多的H+，從而形成冰的冷端為正，熱端為負。當具有不同溫度的兩塊冰在一定條件下接觸后再分離時，溫度較低的將帶正電荷，溫度較高的將帶負電荷。云中存在兩種溫差起電機制，一種云中冰晶與下落的雹粒碰撞時因摩擦增溫引起，對雹粒，增溫局限于與冰晶接觸的尖突部分，這里相對升溫較高；而冰晶表面細密光滑，有較大的接觸面積，從而升溫較低。結(jié)果可使雹粒帶負電，冰晶

17、帶正電。另一種是當云中較大的過冷水滴與下落的雹粒碰凍時，過冷水滴表面首先凍結(jié)而形成冰殼，隨后內(nèi)部凍結(jié)并釋放凍結(jié)潛熱，形成一內(nèi)熱外冷的徑向溫度梯度，致使外殼帶正電，內(nèi)部帶負電。過冷水滴凍結(jié)的瞬間，因體積膨脹而使外殼破碎，這使得飛離的冰屑帶正電，雹粒帶負電。經(jīng)過重力分離，攜帶正電荷的較輕的冰晶和冰屑隨上升氣流到達云體上部，并在云體上部形成正電荷區(qū)；攜帶負電荷的雹粒則因重力沉降而聚集在云體下部形成負電荷區(qū)。前者稱為摩擦溫差起電機制，后者碰凍溫差起電機制。云地閃電過程是將云內(nèi)的負電荷輸送到地面、地面的正電荷輸送到云內(nèi)的放電過程。絕大多數(shù)的云地放電過程是這種電荷輸送方式。閃電過程可分為梯級先導(dǎo)、回擊、直

18、竄先導(dǎo)、二次回擊和直竄先導(dǎo)，甚至三次以上回擊和直竄先導(dǎo)等放電階段。云地閃電從云內(nèi)開始，沿某一路徑，沖向云底再到地面的放電過程可分幾步進行。每次放電通過約50m的距離，然后停頓約50ms，接著再放電前進約50米左右和停頓約50ms，不斷重復(fù)向地面以梯級形式推進。這種梯級先導(dǎo)閃電非常迅速，通常人眼是分不清的。當梯級先導(dǎo)的末端接近地面時，沿著突出的物體從地面來的正離子流向上與之會合。會合后，大量電子流向地面，沿梯級先導(dǎo)路徑，直徑數(shù)厘米的較大較耀眼的回擊閃電從地面向上沖到云中。這種先導(dǎo)和回擊組成的一次放電過程稱為閃擊。人的眼睛沒法分解閃擊過程中的先導(dǎo)和回擊，看到的只是一道連續(xù)的閃光。在第一次閃擊過后，

19、空氣中放電過程的離子通道建立了。盡管有時只有一次閃擊，但多數(shù)情況下，是沿已建立的離子通道，在大約數(shù)十毫秒的間隔，先導(dǎo)雷擊重復(fù)出現(xiàn)。這種后來的先導(dǎo)稱為直竄先導(dǎo)。它向下進行得更快，因為現(xiàn)在路徑上的電阻變小了。當先導(dǎo)閃電接近地面時，從地面到云中的第二次回擊要比第一次弱。一般情況下，一次放電過程會有34次閃擊，即包括34個先導(dǎo)，每個都伴隨一次回閃。閃電過程非常短暫，人的眼睛很少能分清單個閃擊，因而閃電看以來就是連續(xù)閃爍的樣子。3. 舉出一些龍卷形成的原因。如何進行龍卷的監(jiān)測？一種理論認為，從風暴中產(chǎn)生龍卷，上升氣流一定要旋轉(zhuǎn)。因為強雷暴可形成于強垂直風切的區(qū)域，導(dǎo)致了上升氣流在風暴右后方（例如東行風暴

20、的西南部）出現(xiàn)氣旋式旋轉(zhuǎn)。這些上升、旋轉(zhuǎn)的氣柱稱為中氣旋，它是一個低壓渦旋，在超級單體風暴中它的直徑可達1015km。它向下可伸出云底，形成云底緩慢旋轉(zhuǎn)的墻云（wall cloud）。墻云的出現(xiàn)是風暴中將要出現(xiàn)龍卷的不祥征兆。當空氣從各個方向沖進低壓渦旋，如果有足夠水汽，這些空氣擴展、冷卻凝結(jié)為一個可見的云，即漏斗云。同時，中氣旋垂直伸展和水平收縮（直徑24km），使得旋轉(zhuǎn)的空氣加速向上。漏斗云下的空氣被吸入核心，快速冷卻和凝結(jié)，漏斗云也就向下延伸到地面，龍卷就出現(xiàn)了。漏斗外緣的空氣旋轉(zhuǎn)向上，而龍卷的中心空氣是向地面的低壓下沉。當空氣下沉時，加熱引起云滴蒸發(fā)，導(dǎo)致中心處是無云的區(qū)域。另一種理論

21、認為，邊界層的風切（上部西風，下部東南風）導(dǎo)致出現(xiàn)接近南北方向伸展的水平旋轉(zhuǎn)氣流，從南看過去，氣流繞水平軸順時針旋轉(zhuǎn)。這些由旋轉(zhuǎn)氣流組成的管子稱為渦管。在雷暴發(fā)展過程中強上升氣流作用，渦管被帶進風暴中，成為兩個垂直旋轉(zhuǎn)的渦管，在一定條件下可以出現(xiàn)兩個龍卷風，即一個是氣旋式的，另一個是反氣旋式的。這種理論不能說明有時出現(xiàn)的強龍卷是如何從這些弱的渦管中發(fā)展起來的。也有人認為，渦管被帶進風暴后，南邊的一個就成為可以滋生龍卷的中氣旋。人們可以通過看和聽來防備龍卷。觀測雷暴低部旋轉(zhuǎn)情況，這些旋轉(zhuǎn)部位逐漸降低變成墻云。墻云是出現(xiàn)龍卷的征兆，從墻云中出現(xiàn)的小而快速旋轉(zhuǎn)的漏斗伸向地面形成龍卷。此外，從幾公里外

22、可以聽到多數(shù)龍卷的清晰的咆哮聲，這是龍卷接觸地面后發(fā)出的聲音。因為龍卷造成的災(zāi)害，必須有效地進行龍卷的監(jiān)測。在美國，遙控飛機、多普勒雷達等先進設(shè)備已經(jīng)被使用，通過計算機數(shù)據(jù)處理后，預(yù)測未來數(shù)小時的龍卷是否出現(xiàn)，并向公眾發(fā)布龍卷預(yù)警。第11章1. 從溫度、風和氣壓來說明北半球臺風的空間結(jié)構(gòu)。南半球的臺風與北半球的有何不同？云系結(jié)構(gòu)：螺旋狀對流云帶、臺風眼壁云墻、臺風眼晴空區(qū)流場結(jié)構(gòu)：低空氣旋式輻合流入、高空反氣旋彎曲流出、螺旋式上升、臺風眼內(nèi)下沉熱力結(jié)構(gòu)：暖性；臺風眼外，濕絕熱；臺風眼內(nèi)干絕熱，暖心。南半球的臺風與北半球的旋轉(zhuǎn)方向不同。2. 比較臺風和中緯度鋒面氣旋的主要特征的差異。比較臺風和龍

23、卷風的平均尺度和強度，你認為哪個破壞力更強，為什么？臺風的災(zāi)害體現(xiàn)在哪些方面？臺風對人類有益處嗎？臺風：正壓，氣團內(nèi)，無鋒，暖心，熱帶海洋生成；鋒面氣旋：斜壓，氣團間，有鋒面，中緯度大陸或海洋生成。綜合上述，自行回答！臺風的災(zāi)害，主要表現(xiàn)在大風、風暴潮、暴雨、洪水、龍卷風和下?lián)舯┝鞯戎T方面。有。3. 熱帶的天氣特征是什么？與中緯度的天氣有何不同？熱帶天氣中哪些條件適合臺風生成？臺風形成的必要條件是什么？列舉一些初始擾動形成的例子。簡述臺風的生命史。簡述臺風形成的對流理論，它有哪些不足？因為熱帶一年溫暖，溫度的日變化和季節(jié)變化很小，天氣也就沒有四季的特征。熱帶季節(jié)的差異主要表現(xiàn)在降水上，可分為干

24、濕季節(jié)。當赤道輻合帶（ITCZ）移到這一區(qū)域時，云和降水增多。在干季，降水是不規(guī)則的，一段時間大雨會持續(xù)幾天，可能緊隨其后的是極端干旱的一段時間。熱帶風一般從東、東北或東南吹來。熱帶海平面氣壓變化也很小。在熱帶海域這樣的天氣中，太陽輻射對海面加熱強烈，海面溫度升高，海水蒸發(fā)，使水面的空氣不穩(wěn)定產(chǎn)生上升運動，因此可產(chǎn)生雷暴，周圍空氣從四面八方匯聚。由于地轉(zhuǎn)偏向力的作用，這些匯聚的空氣就成了逆時針轉(zhuǎn)動的渦旋了，有時候，渦旋就會加強成長為臺風。臺風形成的必要條件至少必須有4個方面。(1) 臺風形成首先要求存在一個初始擾動，最常見的初始擾動場的就是輻合氣流形成的渦旋、熱帶輻合帶中的波動和東風波等。這些

25、熱帶弱渦旋中心部位，氣壓低于周圍地區(qū)，配合高層冷空氣，于是渦旋周圍濕空氣流向中心并因為大氣不穩(wěn)定上升凝結(jié)，釋放大量凝結(jié)潛熱，提供了渦旋繼續(xù)增強的能源動力。(2) 臺風形成需要暖性洋面。臺風內(nèi)部氣體分子之間的運動摩擦會消耗巨大的能量，必須靠廣闊熱帶海洋上釋放的潛熱來提供。另外，臺風中心氣壓低，導(dǎo)致中心水面上涌翻騰（類似涌升流），可影響表面之下60m深處，因而需要洋面以下約60m厚度的海水溫度在26.5以上。(3) 科氏力效應(yīng)有利于氣旋性渦旋的生成。因為赤道附近科氏力小，因而一般在赤道附近南北緯各5度之內(nèi)，觀測不到臺風。如果臺風與下墊面之間沒有摩擦，空氣輻合時角動量守恒，因此，因為地轉(zhuǎn)效應(yīng)作用，即

26、使在開始大的半徑Ri處氣流沒有旋轉(zhuǎn)，當它們向臺風中心輻合到較小半徑Rf處時，就獲得切向速度，氣流就開始旋轉(zhuǎn)，當氣流繼續(xù)向中心輻合并旋轉(zhuǎn)，離心力開始逐漸起作用，這時可用梯度風公式描述臺風切向風速u，旋轉(zhuǎn)繼續(xù)加強到一定程度，與增大的離心力相比，科氏力就可以忽略，這時就是向內(nèi)的氣壓梯度力和向外的離心力達到平衡。使用旋衡風公式可得到距臺風中心100km之內(nèi)的臺風切向風速， 在北半球的夏季，由南半球過來的空氣在低緯度地區(qū)和熱帶地區(qū)的東風會合而形成熱帶輻合區(qū)。該地區(qū)不但有大尺度的抬升，而且也有相當?shù)男D(zhuǎn)，是形成臺風的主要地區(qū)之一。(4) 整個對流層風的垂直切變要小。對流層風速垂直切變的大小，決定著一個初始

27、熱帶擾動中分散的對流釋放的潛熱能否集中在一個有限的空間之內(nèi)。如果垂直切變小，上下層空氣相對運動很小，則凝結(jié)釋放的潛熱始終加熱一個有限范圍內(nèi)的氣柱，使之很快增暖形成暖心結(jié)構(gòu)，初始渦旋能迅速發(fā)展形成臺風。反之，如果上下切變大，潛熱將被很快輸送出擾動區(qū)的上空，不能形成暖心結(jié)構(gòu)，也不可能形成臺風。雷暴周圍空氣從四面八方匯聚。由于地轉(zhuǎn)偏向力的作用，這些匯聚的空氣就成了逆時針轉(zhuǎn)動的渦旋了，有時候，渦旋就會加強成長為臺風。熱帶輻合帶（ITCZ）是一個低壓帶，赤道信風向這里輻合。有時候，當沿ITCZ形成一個波動時，一個低壓區(qū)就會發(fā)展起來并加強為臺風。有時候，從高緯度移到熱帶的鋒面上產(chǎn)生的低壓系統(tǒng)也可發(fā)展為臺風

28、。此外流線被赤道弱低壓槽影響成為熱帶波或東風波。其波長約2500m，以1020km的速度從東向西運動。在槽東邊，東南信風使氣流輻合上升產(chǎn)生雷暴和陣雨。有時候，東風波中輻合區(qū)加強會成長為臺風。從熱帶擾動起始發(fā)展到臺風風力達12級的這段時間，就是臺風的形成階段。隨后是臺風的加深階段，即臺風繼續(xù)加深，一直到中心氣壓達到最低，風力等級出現(xiàn)最大的這段時間。在這之后的一段時間內(nèi)，中心氣壓不再加深，臺風中心附近等壓線密集的范圍擴大，臺風風力大于12級的范圍也在擴大，這段時間是臺風的維持階段。在維持一段時間后，臺風開始了它的衰亡階段，臺風因不同的原因逐漸減弱為強熱帶風暴、熱帶風暴和熱帶低壓直至消亡。如果臺風停

29、留在暖水面上，它如同一個漂浮的旋轉(zhuǎn)的軟木塞，可以維持很長時間。但是，大多數(shù)臺風持續(xù)時間短于一周。大多數(shù)臺風是在海上消失的。臺風在海上消失的原因很多，其中有的是通過冷水區(qū)和失去供熱源而逐漸減弱并消失；有的是由于臺風移入強盛的副熱帶高壓范圍之內(nèi)，下沉氣流破壞了臺風的環(huán)流，因而臺風減弱消失，有的是因為有強冷空氣從臺風北部侵入，導(dǎo)致臺風減弱填塞。有些臺風北移進入西風帶后，如有冷空氣從臺風西北部侵入，則臺風有可能演變成溫帶鋒面氣旋。臺風登陸后也會消失。臺風登陸后，由于能量來源枯竭，加之地面摩擦輻合作用增強，使低層空氣質(zhì)量的輻合大大超過高層的輻散，導(dǎo)致中心氣壓上升，因而臺風減弱消失。對于臺風形成的理論，最

30、典型的和有代表性的是對流理論（也稱為第二類條件不穩(wěn)定理論，簡稱CISK理論）和熱機理論。對流理論認為，臺風形成時，雷暴必須變得有組織，以便驅(qū)動系統(tǒng)的潛熱能夠被限制在一個有限的區(qū)域內(nèi)。如果沿ITCZ或沿東風波，雷暴組織起來，而且信風逆溫弱，那么臺風誕生的舞臺就可建立。如果高層空氣不穩(wěn)定，臺風發(fā)展的可能性就會加強。這種不穩(wěn)定可由從中緯度移向風暴區(qū)的高空冷槽引起。一旦這種形勢建立，積雨云會快速發(fā)展并生長成巨大的雷暴云。雖然高層空氣開始冷，但由于凝結(jié)過程釋放的巨大潛熱被迅速加熱。當這股冷空氣變成較暖的空氣時，雷暴上部產(chǎn)生高壓區(qū)。高層空氣開始向外運動，遠離發(fā)展的雷暴區(qū)。高層空氣輻散伴隨氣層加熱，使得表面

31、氣壓下降，形成一個小的表面低壓區(qū)。表面空氣開始反時針旋轉(zhuǎn)，并吹向低壓區(qū)。當向里運動時，它的速度增加（角動量守恒）。風使海面變粗糙，增加了運動空氣的摩擦阻力。這種增加的摩擦力導(dǎo)致氣流輻合，并在風暴中心周圍的空氣上升。上升的空氣，從波浪起伏的洋面攜帶更多的水汽和熱量，供給雷暴更多燃料并釋放更多熱量，這樣導(dǎo)致表面氣壓降低更多。中心附近低壓產(chǎn)生較大摩擦，導(dǎo)致輻合加強和更多的上升空氣。上升空氣產(chǎn)生更多的雷暴，釋放更多的熱量，使表面氣壓降的更低，風也更強。這樣一個正反饋的連鎖反應(yīng)機制建立了，即空氣上升導(dǎo)致中心氣壓降低，中心氣壓降低導(dǎo)致更多的空氣上升，反復(fù)直到一個成熟的臺風誕生。只要高層流出多于地面流入，風

32、暴就會加強，表面氣壓就會降低。由于系統(tǒng)內(nèi)，氣壓受向上伸展的暖空氣控制，風暴只會加強到一定程度?？刂埔蜃邮撬疁睾蜐摕後尫?。因此，當風暴完全成熟后，它將耗盡所有可供的能量，空氣溫度不再上升，氣壓將不再降低。當中心附近輻合空氣超過頂部流出時，表面氣壓開始增加，風暴逐漸消失。對流理論突出了積云對流的作用，抓住了水汽凝結(jié)釋放潛熱是臺風發(fā)展的主要能源這一本質(zhì)，因此它對熱帶氣旋的發(fā)展過程做出了較為合理的解釋。但是，對于低層原先存在的低壓擾動是如何發(fā)生的，該理論沒有給出解釋，這是一個需要進一步研究的問題。熱機理論認為，臺風系統(tǒng)象一個熱機，它從海面吸收熱量，轉(zhuǎn)變?yōu)榕_風發(fā)展需要的功（動能或風），然后在臺風頂部通過

33、輻射冷卻放熱離開。臺風形成發(fā)展所需的能量取決于海面和頂部的絕對溫度，臺風的最大強度也是由洋面和云頂?shù)臏囟炔町悰Q定的。洋面越暖，臺風的最低氣壓就越低，而且風就越大。在臺風中，旋轉(zhuǎn)渦旋從海面帶感熱和潛熱進入上面空氣中。水越暖、風越大，傳輸?shù)母袩岷蜐摕峋驮蕉?。因為，當空氣向風暴中心運動時，靠近眼壁時風速增加，傳輸能量的速率增大。同樣，大風導(dǎo)致蒸發(fā)率提高，傳輸效率也會增加。在眼壁附近，暖濕空氣上升，水汽凝結(jié)形成云。云中潛熱的釋放，導(dǎo)致眼壁區(qū)域氣溫比遠離風暴中心同樣高度處的氣溫高許多。這種形勢導(dǎo)致高層水平氣壓梯度，促使空氣向外運動，以積雨云的云砧形式吹離風暴中心。在風暴頂部，云向太空輻射紅外能量。因此，

34、在臺風中，熱量從海洋表面帶來，轉(zhuǎn)化為動能或風，在頂部通過輻射冷卻散失。第12章1. 煤煙型煙霧、光化學(xué)煙霧、臭氧洞和酸雨是如何形成的？各有什么危害？SO2，無色有臭味氣體，主要是由燃燒含硫化石燃料而來（如煤和石油），主要源地包括煤、石油燃燒，硫化物金屬礦冶煉等。但是，它也可在火山噴發(fā)自然進入大氣，或從海洋飛沫中的硫酸鹽粒子。呼入肺中，高濃度的SO2可使呼吸問題加重，如哮喘、支氣管炎和肺氣腫。大量的SO2會對某些植物造成傷害，如生菜、菠菜等，有時在葉子上產(chǎn)生漂白的痕跡，減少了產(chǎn)量。SO2易在大氣中固體顆粒物煙塵（含鐵、銅或鎂等）的催化下，或雷電作用下，會被氧化成二次污染物SO3，在濕空氣中，成為

35、高腐蝕性的硫酸H2SO4。隨降雨落到地面，就會造成酸雨。英國在20世紀30年代起多次出現(xiàn)的倫敦煙霧（煤煙型煙霧），主要成分就是上述反應(yīng)形成的硫酸霧。從工廠和家庭因燃煤排出的SO2和煙塵等，在冬季氣溫較低、逆溫、低風速和高濕度的大氣條件下，形成組成為氣溶膠顆粒物、SO2和硫酸霧等的黃色煙霧。這種煙霧主要在工業(yè)化大城市產(chǎn)生它會刺激人的呼吸道，甚至導(dǎo)致死亡。倫敦最嚴重的一次發(fā)生在1952年12月59日，近4000市民死亡。光化學(xué)煙霧的主要成分是O3，它是在太陽光照射下產(chǎn)生化學(xué)反應(yīng)（光化學(xué)反應(yīng)）形成的。雖然NO與O3反應(yīng)生成NO2，但研究表明，在有有機物存在時，NO與活潑的有機物反應(yīng)生成NO2，從而阻

36、止了NO破壞O3，使O3濃度增加。光化學(xué)煙霧是由汽車排氣引起的，開始于20世紀50年代汽車發(fā)達的大城市，主要是O3、PAN（硝酸過氧酰酯類）、醛類、NOx和碳氫化合物等組成的藍色煙霧。發(fā)生在氣溫較高的夏秋季節(jié)，在白天大氣逆溫、低風速、低濕度和強日光下形成。它對眼睛和呼吸有刺激作用，嚴重可導(dǎo)致死亡。1952年發(fā)生洛杉磯光化學(xué)煙霧污染事件。污染物質(zhì)進入平流層后，使得O3的自然平衡受到破壞。主要的污染氣體是NOx和有機物氟利昂（CFCs）。這些污染物可以逐漸擴散進入平流層，或者通過對流層頂斷裂處，也可以隨雷暴突破平流層低層而進入。NO對臭氧的破壞是循環(huán)反應(yīng)，同樣，CFCs進入平流層中層，紫外能量使其

37、分解成Cl原子，進而與O3進行循環(huán)反應(yīng)，估計1個Cl原子在與其他物質(zhì)化合清除前，可破壞多于10萬個臭氧分子。而溴化合物分解成的溴原子的破壞了更大，是氯化合物的10倍以上。研究已經(jīng)證實春季南極洲O3劇烈減少，其元兇歸結(jié)于上述污染物的破壞。這些污染物除了來自地面排放的致冷劑CFCs和NOx等外，大型噴氣飛機高空頻繁飛行也會放出大量NOx，核爆炸也會將大量含NOx的污染物送入平流層。平流層臭氧濃度季節(jié)性大幅度減少的情況，如同一個空洞，稱為南極臭氧洞。平流層臭氧是要我們?nèi)ケＷo的。因為它吸收太陽紫外輻射，有效地保護了地球居民。小于0.3微米的紫外輻射能量大會引起皮膚癌，小于0.26微米的輻射損害DNA中

38、的傳遞遺傳信息的脫氧核糖核酸。平流層臭氧濃度的減少導(dǎo)致的后果還包括：眼睛白內(nèi)障和太陽灼傷驟增；人的免疫系統(tǒng)受抑制；紫外輻射對農(nóng)作物和動物有不利影響；海洋浮游植物生長減緩；平流層變冷導(dǎo)致氣流方式改變，影響O3的生成和損耗。硫氧化物或氮氧化物的氣體分子或懸浮粒子，在陽光、水汽和其它氣體的參與下，經(jīng)過一系列復(fù)雜的化學(xué)反應(yīng)，首先形成較小的硫酸滴（H2SO4）和硝酸滴（HNO3）等酸性粒子。在一定的條件下，它們作為凝結(jié)核，可形成霧滴，造成酸霧；或可形成云滴并繼續(xù)長大產(chǎn)生降水，就是酸雨。酸雨的危害是多方面的，它可對人體健康、生態(tài)系統(tǒng)合建筑設(shè)施等都有直接或潛在的危害。例如可使慢性咽炎、支氣管哮喘等發(fā)病率增加

39、；使得建筑物、金屬部件等受到損傷；農(nóng)業(yè)減產(chǎn)；森林死亡；土質(zhì)惡化和湖泊水酸化等等。2. 天氣預(yù)報的主要方法有哪些？形勢預(yù)報，以天氣系統(tǒng)為對象，預(yù)報它們的生消、移動和強度的變化，它主要是依據(jù)天氣圖以及天氣概念和模型，進行定性的、經(jīng)驗性的預(yù)報。主要有趨勢法和相似法兩種預(yù)報方法。由于天氣形勢與天氣現(xiàn)象之間有密切的關(guān)系，因此根據(jù)形勢預(yù)報，可以作出氣象要素預(yù)報。這也是當前臺站進行天氣預(yù)報的主要預(yù)報方法，它包括形勢預(yù)報和氣象要素預(yù)報，稱為天氣學(xué)預(yù)報方法。趨勢法是根據(jù)前段時間天氣系統(tǒng)的運動狀態(tài)，來推斷未來天氣系統(tǒng)會移向那里以及狀態(tài)如何變化。最常用的是外推法。相似法是另外一種形勢預(yù)報方法。依據(jù)是目前天氣圖上存在

40、的特征，非常象過去某段時間產(chǎn)生某種天氣現(xiàn)象的特征，預(yù)報員就可以根據(jù)以前的天氣事件進行當前的天氣預(yù)報。但實際上，現(xiàn)在的天氣過程不會與過去的天氣過程完全一致，所以在用相似法進行預(yù)報時，還要分析當前天氣系統(tǒng)的特征，過去的天氣系統(tǒng)只作為一種參考。統(tǒng)計預(yù)報是用概率論和統(tǒng)計學(xué)中的一些方法，尋找天氣現(xiàn)象之間的相互關(guān)系及其演變規(guī)律，并用于天氣預(yù)報的一種定量方法。它用途廣泛，可用作短、中和長期不同時效的天氣預(yù)報。統(tǒng)計預(yù)報中的模式輸出量法（MOS），是日常天氣預(yù)報的主要方法之一，非常類似相似法對氣象要素的預(yù)報，只需要將模式輸出量代替由相似法得到的當前天氣信息。概率預(yù)報常用于降水的預(yù)報，預(yù)報的概率表示在預(yù)報區(qū)域內(nèi)任

41、何隨機的地點有多大的降水可能。數(shù)值天氣預(yù)報的原理是，建立描述大氣溫度、氣壓和水汽等將如何隨時間變化的方程式（數(shù)學(xué)模式），將觀測所得的氣象要素（或稱變量）作為大氣某一時刻的狀態(tài)（即方程式的初值），采用數(shù)值計算方法，計算出氣象要素在未來時刻的分布，也就預(yù)報了大氣未來的狀態(tài)。3. 數(shù)值天氣預(yù)報是如何實現(xiàn)的？為什么這種預(yù)報有時會失??？在進行數(shù)值天氣預(yù)報時，預(yù)報區(qū)域在水平方向要劃分為許多網(wǎng)格點（即格點），在空間垂直方向則劃分許多層。為了進行數(shù)值求解，首先必須確定變量的初始狀態(tài)。全球常規(guī)氣象觀測網(wǎng)、衛(wèi)星、飛機和雷達的觀測資料，經(jīng)過客觀分析，即可獲得初始時刻的大氣各層每個格點上的分析值。這種分析過程由高速計

42、算機完成，然后繪制地面和高空圖。氣象學(xué)家根據(jù)天氣狀況的分析，訂正可能出現(xiàn)的一些誤差。在進行數(shù)值求解時，根據(jù)大氣的數(shù)學(xué)模式編制計算機程序，將初值（如溫度、氣壓、水汽、風和空氣密度等）代入方程式，放入計算機進行計算。因為每一個變量隨時間變化，所以還要設(shè)置計算機計算的時間步長，例如10分鐘。從初始時刻起，計算機會計算預(yù)報區(qū)域內(nèi)，10分鐘后每層各個格點的變量值。計算結(jié)果可以再次充當初值，使計算機重新解方程組，這樣將預(yù)測第二個10分鐘后的天氣。這樣重復(fù)求解過程，一直到未來希望的時間為止，一般是12、24或48小時，即短期預(yù)報。隨后，計算機打印這些信息，畫出等壓線或等高線來確定氣壓系統(tǒng)的未來位置。最后代表

43、將來某一時間大氣狀態(tài)的天氣圖稱為形勢預(yù)報圖，預(yù)報員就是使用這些圖為工具來預(yù)報天氣的。此外，計算機利用虛擬現(xiàn)實的可視化技術(shù)，還可將計算結(jié)果以三維動畫或立體圖形式真實顯現(xiàn)出來，更便于預(yù)報員對天氣系統(tǒng)的演變有直觀的了解和深入的認識。數(shù)值模式不能代表真實的大氣，它只是將實際大氣理想化；而且，它無法詳細說明影響大氣的許多因子，如水、冰和局地地形與天氣系統(tǒng)的相互作用等。在進行初值準備時，即使可以獲得全球每天有數(shù)千觀測站的資料，但仍有觀測空白的區(qū)域，特別是海洋和高緯度地區(qū)，這樣有可能會漏掉某些天氣現(xiàn)象。在數(shù)值求解時，一方面，大多數(shù)模式不是全球模式，因此邊界的誤差會影響到其它格點；另一方面，采用了較大的格點和

44、時間步長，對一些小尺度的大氣現(xiàn)象難免就會在計算中漏掉，相反則會加大計算量；此外，初值的誤差也會在數(shù)值求解時，隨計算機的運算而逐漸放大。第13章1. 氣候系統(tǒng)有哪些重要的反饋過程？哪些具有不確定性？氣候變化是因為維持氣候系統(tǒng)的平衡關(guān)系發(fā)生了變化，這種變化通過維持氣候系統(tǒng)狀態(tài)的氣候過程的變異來實現(xiàn)，即通過水、熱、物質(zhì)和動能的輸送，控制著海陸表面和大氣的相互作用，在氣候系統(tǒng)中引起一系列的反饋過程，其中水汽、冰雪、云和海洋反饋過程對氣候變化最為重要。水汽溫室效應(yīng)反饋是最重要的一種反饋。大氣中的水汽作為溫室氣體之一有效地保持了地球表面的溫度，如果氣候緩慢變暖，會使更多的水汽從海洋和陸面上蒸發(fā)出來，從而增

45、強了溫室效應(yīng)，使氣溫增加更多，因此水汽反饋是正反饋。如果不抑制，海水將會蒸發(fā)完，出現(xiàn)失控的溫室效應(yīng)。氣候系統(tǒng)中有許多抑制和平衡辦法來抵消這種反饋的變化。例如溫度升高，正比于絕對溫度的4次方的紅外輻射也增強，因此減慢了溫度的升高。冰雪反射率反饋是雙向性的正反饋。當溫度升高時，冰雪覆蓋減少，地表反射率減小，吸收的太陽輻射增加，因而溫度進一步升高；當溫度降低時，冰雪覆蓋增多，地表反射率增大，吸收的太陽輻射減少，因而溫度進一步降低，兩種情況都是正反饋。同樣，溫度降低的冰雪正反饋，如果無限制發(fā)展下去，會產(chǎn)生失控冰期。但其它機制可以調(diào)節(jié)降溫的大小，抵消了這種反饋的變化。云地面溫度反饋可能是正反饋，也可能是

46、負反饋。一方面，云可以反射掉入射的部分太陽能，減少了地氣系統(tǒng)可能獲得的有效能量，使地球變冷，稱為陽傘效應(yīng)；另一方面，云具有溫室氣體的作用，通過吸收其地球下墊面的紅外輻射，同時自身也放出紅外輻射，從而減少了地氣系統(tǒng)向空氣損失的能量，稱為被毯效應(yīng)。一般來講，高云由冰晶組成，可以使太陽輻射通過，但其溫度低向太空輻射的紅外能量少，因而具有被毯效應(yīng)，使系統(tǒng)增溫。低云由水滴組成，反射太陽輻射多，而且云頂相對較暖，它們輻射從地球吸收的很多能量，因而常導(dǎo)致降溫。例如，氣候變暖時，地面溫度升高，水蒸發(fā)增多，低云增多，反射增強，地面吸熱減少，于是變暖減慢，此時云反饋是負反饋。研究表明，總體來說，目前云對我們星球有

47、凈的冷卻效果。若無云，則大氣會變暖。云量和云的結(jié)構(gòu)等對氣候變化的影響是復(fù)雜而敏感的，地面溫度通過反饋作用使云的狀態(tài)發(fā)生變化的機制，還未完全弄懂，仍然是繼續(xù)探討的問題之一。海洋CO2反饋作用對氣候變化存在著不確定性。如果氣候變暖海水升溫，將促使海上的浮游植物生長，并吸收大氣中的二氧化碳，從而減少的溫室氣體，減緩了氣候變暖，這是負反饋。同時，因為海水升溫，使得海水能容納的二氧化碳含量減少，使得溫室氣體二氧化碳增多，又促進了氣候變暖，這是正反饋。此外，海洋具有極大的熱容量，可以通過有效地調(diào)節(jié)熱量的收支和傳輸，減緩氣候變暖?？傊?，氣候系統(tǒng)內(nèi)部各成員之間、氣候要素之間的相互作用和反饋過程很多，沒有一個是

48、獨立的，不能孤立考慮一個而忽略其它過程，這樣就造成了氣候變化的復(fù)雜性。海洋CO2反饋作用、云地面溫度反饋作用等都對氣候變化存在著不確定性。2. 如何進行氣候重建？主要使用了哪些資料和技術(shù)？古氣候的研究只能用代用資料（proxy data）。代用資料是已知歷史時期的生物或地質(zhì)結(jié)構(gòu)，從中可以提取過去氣候的信息；也可以是史料，從中獲得氣候信息的證明。主要的代用資料包括：海洋湖泊沉積物、冰芯、樹木年輪、珊瑚年層和史料記錄等。年代測量一般采用14C年代測定法。海洋或湖泊的沉積物，由鉆空機獲得和分析，它包含有從前生活在表面附近的海洋生物殘骸的沉積物。因為某些生物要在適宜的溫度下，并要求相對窄的溫度范圍才能

49、生存，沉積物中生物的分布和類型可顯示海面水溫或湖泊水溫。殘骸中生物碳酸鈣殼（含氧原子）中的氧同位素比值18O/16O，可以定量反映溫度及冰川變化。海水中大部分的氧原子核由8個質(zhì)子和8個中子組成，這樣的氧原子原子量為16。但有約千分子一的氧原子核會多含有2個中子，這樣的氧原子的原子量為18。在水的蒸發(fā)過程中，輕的水分子H216O較H218O更易于蒸發(fā)。在寒冷的冰期里，大陸冰蓋擴展，大量的低16O含量的淡水被固定在冰蓋中，大洋中的18O含量顯著增高，因此同期海洋生物的殼中的18O含量也顯著增高。以現(xiàn)代大洋中平均的氧同位素比值為標準，根據(jù)不僅可以估計生物生存時期的溫度，而且可以對全球冰川的變化進行推

50、斷。其中下標“S”表示標準值。根據(jù)這種方法，科學(xué)家重建了過去不同時期的地球海面溫度。冰芯，南極和格陵蘭至今還保存著千米以上的冰蓋，從中提取的垂直冰芯，可以提供了過去溫度變化的信息。在溫度足夠低的情況下，一年中降雪量多于融化雪的量，因而會造成連續(xù)的降雪積累，慢慢積壓結(jié)晶成冰蓋。因為冰是由O和H組成，通過檢查氧同位素在冰芯中的比例，可以獲得過去溫度及溫度出現(xiàn)的時間。一般來說，當雪下時空氣越冷，融化蒸發(fā)越少，因此冰芯中16O濃度越高，d18O也隨之降低。在中高緯度，溫度下降1，d18O降低0.7。此外，冰芯中殘留的古代氣泡，經(jīng)過分析后可以確定過去大氣的組成及其變化（見圖）；冰芯中顯示層狀結(jié)構(gòu)的厚薄，

51、反映每年的降水量的多寡；冰芯中的化學(xué)成分和微粒含量，記錄了過去大氣氣溶膠和地球沙漠化的狀況；冰芯中的火山灰則記錄了火山活動的歷史等等。樹木年輪，樹木生長受季節(jié)影響，春季的木質(zhì)細胞大而顏色淡，秋季的木質(zhì)細胞小而顏色深，這樣每年的樹木生長的狀況顯示為一淡一深組成的一圈年輪。年輪環(huán)的寬度與當年的降水和溫度變化有關(guān)。珊瑚，海洋珊瑚生長也象樹木年輪一樣，其骨骼有不同的密度帶，但它是受海水的溫度和鹽度影響。因為珊瑚一般多生活在島嶼的河流入海處，珊瑚骨骼中的鹽度變化可反映島嶼的降水氣候。珊瑚的年層寬度與海溫和營養(yǎng)有關(guān)，根據(jù)其寬度可以確定海溫變化。但要準確反映海溫，需要分析珊瑚中的氧同位素。氧同位數(shù)比的相對差

52、值d18O每減少0.22，相當于海溫上升1。史料，歷史文獻資料記錄了十分豐富的、歷史上的人類物質(zhì)文化活動和自然環(huán)境狀況，例如各種自然現(xiàn)象、物候的記載以及雨雪天氣等的記錄。從這種代用資料可以獲取十分有價值的過去氣候演變的證據(jù)，3. 影響氣候變化的因子主要有哪些？形成氣候的因子有兩類，這兩類也是造成氣候變化的因子，即內(nèi)部因子和外部因子。內(nèi)部因子主要指氣候系統(tǒng)內(nèi)部各成員之間復(fù)雜的反饋作用，而氣候系統(tǒng)對外部因子沒有反饋作用。外部因子包括太陽輻射的變化、地球運動的變化、大陸漂移和火山活動和人類活動的影響等。第14章1. 空氣分子、愛根核、霾粒子、霧滴、云滴和雨滴的平均半徑（單位m）分別為0.0001、0

53、.01、0.1、1、10 和1000，它們對于波長為0.5m 的藍綠光的散射屬于瑞利散射、米散射或幾何光學(xué)散射中的哪種？大氣分子、水滴和冰晶，通過反射、折射、衍射和散射分別可以引起什么光學(xué)現(xiàn)象。瑞利散射（Rayleigh scattering）也稱分子散射，其發(fā)生條件是a0.1，即d0.032l。大氣中空氣分子尺度為0.00010.001mm，它遠小于光的波長（0.40.76mm），因此空氣分子對光的散射屬于瑞利散射。米散射（Mie scattering）發(fā)生的條件0.1a50，即d的范圍是0.032l16l。大氣中氣溶膠、煙霧和云滴等的尺度是0.0110mm，它們相對于可見光就是米散射。白晝

54、天藍： 光在傳播中如果遭遇微小的粒子，就會產(chǎn)生散射。粒子越小，散射的光越在短波的范圍。 空氣中充滿了氧和氮的分子，它們的大小甚至比短波的波長還短，散射出來的光都在紫、藍、綠的范圍。在白天時，陽光經(jīng)過比較薄的大氣層，散射的結(jié)果就呈現(xiàn)到處都是藍色的情景。黃昏天紅：黃昏或日出時分，因為陽光必須穿過比較厚的大氣層，藍色的色素已經(jīng)在前面被散射殆盡了，只剩下紅、橙、黃等比較偏紅的顏色，所以天色看起來是橘紅色的。云：外觀白色。不下雨的云主要由云滴（小水滴）所組成，云滴比分子大許多，大致為20微米大小的云滴可以散射出各種光，但云是一團紊亂的對流體，云滴的分部也是非常雜亂的，向四面八方散射的各種顏色的光，加在一

55、起就成了白色。而再大一點的云滴或水滴已經(jīng)足夠構(gòu)成反射的條件，白色的陽光被反射出去後當然是白色的。厚云：灰黑色。當陽光射入云里面時，如果云里面都是比較細小的云滴或雨滴的話，就會產(chǎn)生散射或反射，使穿透的陽光減少，大的雨滴還吸收太陽光，所以越到云的底部，光線越弱。霾：灰蒙蒙。霾是由空氣中的懸浮粒子散射可見光而造成的現(xiàn)象。懸浮粒子有灰塵、鹽粒、水滴甚至於有火山灰等，在乾燥的大氣中它們大致是在0.1 微米左右，會散射黃、紅色光，使得天空不再是湛藍的顏色。霧：白茫茫。霧和云滴的成因類似的，水滴大約是在1微米左右，對可見光構(gòu)成米散射，故散射的是白色的光，白茫茫一片。也由於光在霧中散射掉了，因此相隔遠的物體的

56、光線隨著距離而減弱，所以變得模糊。越濃衰減越嚴重，物體發(fā)射的光還沒到達人的眼睛就被散射殆盡，而看不見了。云隙：萬箭光芒。在早晨或傍晚，光由云的裂縫瀉漏出來。稱為曙暮輝，是由於陽光被懸浮在空氣中的粒子（例如霧滴）散射所致，又由於通常在清晨和黃昏時才可以看到，故名。星星：閃爍。由於折射，星星看起來的位置比原來的位置高。如果這時大氣的密度因為空氣在移動（風）的緣故而發(fā)生變化，折射就會變化，而使得星星看起來位置也改變了。當這種情形一直持續(xù)的話，就會發(fā)生星星看起來是在閃爍的樣子。2. 根據(jù)懸浮氣溶膠粒子尺度的不同，試分析霞的顏色。當旭日東升或夕陽西下時，天邊常會出現(xiàn)五彩繽紛的色彩，這就是霞（sunglo

57、w）。按出現(xiàn)時間分別稱為朝霞（sunrise glow）和晚霞（sunset glow）。按出現(xiàn)的位置與太陽的關(guān)系分為反射霞和透射霞，反射霞出現(xiàn)在太陽相對的位置上，而透射霞出現(xiàn)在太陽相同位置上。當天邊有云時，云也會染上顏色。從地平線向上，顏色順序按從紅到紫排列，有時個別彩色可能不明顯。霞的形成和天空藍色的道理一樣，是由于空氣分子的散射作用而造成的。日出和日落前后，陽光被較厚的近似水平的大氣層分子散射，紫色和藍色的光就減弱得最多，在地平線上空幾乎只有波長較長的黃、橙、紅色光了。這些光線再經(jīng)地平線上空的塵埃等氣溶膠粒子、云粒子等散射后，那里的天空和云看起來也就帶上了綺麗的色彩。霞的色彩與大氣懸浮粒

58、子的尺度有關(guān)，可依據(jù)米散射理論（圖*Qs）去具體分析（習題），因此霞就不一定是紅霞了，甚至出現(xiàn)藍霞或綠霞。霞的不同色彩的出現(xiàn)，則反映了懸浮物氣溶膠粒子的大小分布不同。諺語“早霞不出門，晚霞行千里”里說的是反射霞，早霞出現(xiàn)在有云的西方，預(yù)示未來天氣系統(tǒng)東移；晚霞出現(xiàn)在東方，說明西方無云，西邊晴好的天氣也將隨時間逐漸移來。3. 華、22暈和彩環(huán)都是圓環(huán)形光學(xué)現(xiàn)象，它們在特征和形成原因上有何不同？蛾眉寶光和露面寶光有何差異？3.1 華華是當天空中有薄的云層存在時，圍繞日月的色彩內(nèi)紫外紅有序排列的光環(huán)。華可以有好幾圈，當中的亮斑稱為華蓋。華是我們面向太陽或月亮時看到的，其形成可用光的衍射理論來解釋。根據(jù)夫瑯和費圓孔衍射特征，太陽或月亮平行光（波長l）被直徑為d的云滴衍射后，圍繞太陽或月亮會出現(xiàn)明暗相間的光環(huán)，這就是華。亮環(huán)亮度極大值分別對應(yīng)=1.635，2.679，3.699，。其中q是距離太陽中心的角距離（角半徑）。因為衍射角q分布與光波長有關(guān)，紅光衍射角要大于