搜索
中尺度气象学（第二版）课后习题第一章中尺度天气系统的特征1.什么是“中尺度”？Ligda，Emanuel，Orlanski和Pielke等怎样定义“中尺度”？目前，“中尺度”一般被描述性地定义为时间尺度和水平空间尺度比常规探空网的时空密度小，但比积云单体的生命期及空气尺度大得多的一种尺度。Ligda（1951）最早提出“中尺度（mesoscale）”这一概念。他根据对降水系统进行雷达探测所积累的经验指出，有些降水系统，太大以致不能由单站观测全，但又太小以致即使在区域天气图上也不能显现，他建议把具有这种尺度的系统称为“中尺度系统”。Emanuel把具有状态比L/D=Uz/f和时间尺度T=f-1的运动定义为“中尺度”运动（L水平尺度，D垂直尺度亦即不稳定层厚度，Uz纬向风垂直切变尺度，f科氏参数）。Orlanski（1975）根据观测和理论的总和分析结果，提出了一个比较细致的尺度划分方案，即：天气系统可粗分为大、中、小尺度三类，其中大尺度系统可再分为α、β两类，中尺度和小尺度系统则可分别分为α、β、γ三类，相邻两类的空间尺度相差1个数量级。按照这种划分，中尺度成了一个范围很宽的尺度，即2～2000km。小至某些通常称为小尺度的系统如雷暴单体等，大至某些通常称为大尺度的系统如锋、台风或飓风等都可以包括在中尺度的范围内。但其核心则为20～200km的系统，即β中尺度系统。β中尺度系统具有典型的中尺度特性，而α和γ中尺度系统则分别兼有大尺度和小尺度的特性。Pielke（1984）提出，典型的中尺度也可以定义为符合以下判据的一种特殊尺度：①其水平尺度足够大，以至于可以适用静力平衡关系；②其水平尺度足够小，以致地转偏向力项相对于平流项和气压梯度力项时小项。2.α、β、γ中尺度系统在性质和对强天气形成的作用方面有什么不同？按Orlanski的划分标准，中尺度系统的水平尺度在2×100～2×103km之间，时间尺度在几十分钟至几天之间。这是一个很宽的范围，因此中尺度系统不仅区别大、小尺度系统，而且大小不同的中尺度系统之间也具有性质的差别。一半来说，水平尺度为20～200km的β中尺度系统是中尺度系统的核心，具有典型的中尺度系统特性，而α和γ中尺度系统则分别兼有大、小尺度系统的特性。由连续方程和尺度分析可知，对于α、β、γ中尺度系统，垂直速度的量级分别为10-1m/s、100m/s和101m/s，这都比大尺度垂直运动大一到几个量级。相应地，中尺度的散度、涡度也要比大尺度的散度、涡度大一到几个量级。很多天气现象的强度都是与散度、涡度、垂直速度的强度相联系的，例如在水汽条件相同的情况下，降水强度一般与垂直速度成正比。所以强降水常常与中尺度运动，特别是与β中尺度系统密切相关，因为它们既有较强的垂直运动，又有较长的生命期，所以降水强度较大，总降水也较大。3.通过对地转偏向力和浮力的相对重要性以及质量场和风场的适应过程等方面的讨论可知，对中尺度系统的分析和对大尺度系统的分析方法应有什么不同？通过对地转偏向力和浮力相对重要性的分析可见，大尺度运动是地转和静力平衡的运动，小尺度运动是非地转、非静力和湍流运动，而中尺度运动则介于两者之间。大的中尺度运动可视为准地转和准静力平衡运动，小的中尺度则可视为非地转和非静力平衡运动；而典型的中尺度运动，则可能是非地转和准静力平衡的。这时形成的流场，即使在没有摩擦作用的情况下（在行星边界层以上），也与梯度风和地转风关系有本质的不同。所以在中尺度分析中，用地转风和梯度风作为实际风的近似已不合适，而流体静力近似一般仍能有效地表示气压的垂直分布。但是要强调指出，流体静力假设的正确性同时与天气系统的尺度和大气的稳定度以及风速大小有关。当大气比较稳定，风速较小时，流体静力假设对较小尺度的系统也是适用的。但是风速增大，热力稳定度减小时则流体静力假设的正确性便减小，以致不适用。对大尺度运动而言，一般是风场适应质量场，而中尺度运动中则为质量场适应风场。4.为什么一般不直接使用原始方程组讨论中尺度运动？基本方程组一般不直接用来讨论中小尺度天气问题，因为：①在方程中包含了大、中、小尺度运动以及声波等气象噪声；②对不同尺度的运动，方程中各项量级不同，可以简化；③方程中的非线性项表现了气象要素场之间的相互作用，对中尺度天气问题来说是重要的。但其中某些项，如气压梯度项，可以通过对密度的适当假设，而将其线性化，从而是问题简化。5.简化方程式应用了哪些规则？简化方程时，做了以下近似处理：①大气密度在水平方向变化很小，所以以ρ代替ρ，从而使气压梯度力项线性化；②在垂直方向的运动方程中，考虑了由密度扰动引起的浮力；③假定大气运动是准不可压缩的，从而略去了由于空气压缩性而产生的声波。6.什么是Boussinesq布辛内斯克近似？简化方程时，做了以下近似处理：①大气密度在水平方向变化很小，所以以代替，从而使气压梯度力项线性化；②在垂直方向的运动方程中，考虑了由密度扰动引起的浮力；③假定大气运动是准不可压缩的，从而略去了由于空气压缩性而产生的声波。上述近似处理称为Boussinesq布西内斯克近似或对流简化。在推到上述方程组时，假定流体运动只限制在一薄层内。因此这一简化方程组一般适用于研究像积云对流、海陆风环流、边界层急流中的重力波活动等发生在浅层内的中尺度运动。7.Boussinesq布辛内斯克近似与滞弹性近似的连续方程有什么区别？它们各适用于描述什么运动？在处理深对流问题时，把连续方程中的项略去而在绝热方程中仍保留该项，把这种近似处理称为滞弹性近似或隔音假设。和Boussinesq近似方程组相比，滞弹性近似的主要区别之一，就是在连续方程中考虑了项的作用，因此这种近似适用于研究深层运动。滞弹性近似可以看做是广义的Boussinesq近似。Boussinesq近似、滞弹性近似和原始方程组主要区别在于对密度的处理。它们也分别被称为非弹性、滞弹性和全弹性方程组。它们在不同情况下被应用来解决中尺度问题。第二章地形性中尺度环流1.地形波一般可以分为哪些基本类型？它们发生的背景条件是什么？常见的地形波分为四种基本类型：①层状气流；②驻涡气流；③波动气流；④转子气流。不同类型的出现，主要依赖于不同的风型：在小风的条件下，出现层状气流的情况。这是一种平滑的浅波，波动只发生在山脉上空的浅层内，向上很快消失。这种波动通常称为山脉波。当山顶高度以上风速较大时则可能在山脉背风坡形成半永久性的涡动，其上则有气流的平滑浅波。这种半永久性的涡动便叫做驻涡。当风速随高度增大时，则可在背风坡出现波动气流。这种波动称为背风波。背风波可以伸展到对流层上层和平流层。地面观测和卫星云图上常可发现在山脉下风方有波状云存在，这种云通常是由背风波造成的，而当在垂直方向由风速极大值出现时，则会形成转子气流。驻涡和转子时背风波的特殊形式。2.背风波有什么特征？按照观测事实，背风波的发生需要什么大气条件？观测表明，背风波一般具有以下一些特征：①波长：背风波的波长可在1.8～70km之间，一般为5～20km左右。波长一般随高度而变，高层较长，低层较短。波长还随风速而变，风速越大，波长越长。②播幅：波幅指流线（通常用等熵线代表）的峰、谷之间的距离。背风波的波幅可在几百米至2km之间。一般在0.3～0.5km。波幅和波长无一定联系。当波长和山脉形状配合时，振幅最大。有的背风波振幅很大，可达6km以上。大振幅的背风波称为水跃型背风波。③垂直速度：背风波的垂直速度一般为2～6m/s，最大可达15m/s。一般来说，波长为13km左右的背风波，其垂直速度最大。背风波往往出现在一定的大气条件下。对给定的障碍物，背风波的出现依靠两个大气特征，即：静力稳定度和风。一般来说，当背风波发生时，最稳定的高度正好是山顶的高度。由此可见，空气受山脉扰动的层是明显稳定的，至少对强背风波来说是如此。而且，背风波最大的振幅一般出现在静力稳定度最大的层次。较强的风垂直切变有利于形成背风波。至于山脉背风面的驻波一般出现在下列条件下：①气流所越过的山脊时长山脊或山岳地带，而不是孤立的山峰；②在山的迎风侧，低层大气稳定，到高层稳定度减小；③风向在垂直山脊方向30°以内，并且随高度基本无变化；④山脊高度上的风速要超过某一临界值（约为10m/s），风速从山脊到对流层顶随高度增大。3.按照Scorer理论，背风波的发生需要什么条件？与观测事实是否一致？根据Scorer两层模式，产生背风波需要l2向上足够地减小，而且不连续。因此低层的高值l2有利于背风波的形成。很多实例都验证了这一结论。Scorer参数：其中是稳定度参数，，为位温，g为重力加速度，U为风速，一般来说右端第二项远小于第一项，故：4.下坡风的产生要求有怎样的大气条件？一般认为下坡大风的产生要求有稳定的低层大气以及高低层大气的Scorer参数具有一定的差值，并须具有相应的斜坡地形条件。下坡风发生的有利天气形势通常是，高空为一深厚的冷槽，草签有较强的冷平流。地面图上山脉两侧通常有较大温差和气压差。5.什么叫做尾流？什么叫做大气涡街？大气涡街的结构有哪些特点？一般把处在相对于气流运动的实体背后的湍流区叫做尾流。在一定条件下，尾流中还会产生出一些列的涡旋，它们一个接一个地向下游传播，这种在尾流中发生的涡旋列叫做涡街。大气中存在的涡街现象称为大气涡街。涡街一般是由两排近于平行的涡旋组成，一排中的涡旋位于另一排之上两个相邻涡旋的中点上。在同一排上的涡旋具有类似的环流，而在另一排上的涡旋的环流则正好相反。最初排出的涡旋，其直径与障碍物的尺度相当，随着向下游移动，涡旋的直径不断增大。6.什么叫做城市热岛强度和极限风速？它们与城市规模有什么关系？城市热岛强度与天气条件有何关系？对天气和环境有何影响？在城市中，有大量建筑物以及频繁的人类活动，因此热传导率和热容高于郊区和农村，造成城郊之间的温差，这种作用类似于海洋热岛效应，通常称为城市热岛效应。在出现热岛的时刻，如果风速较小，热岛将随盛行气流移向下风方向。当风速大至一定值，由于在强通风条件下，热量很快被带走已经动力交换作用加大，因此使热岛强度减弱以至消失。这个使热岛现象消失的临界风速值，称为极限风速。极限风速的大小一般来说与城市的规模成正比例。城市规模越大，城市热岛现象越显著。城市热岛现象可以引起从郊区吹向城市的“乡村风”，并在城市上空形成气旋式的辐合上升气流，在几百米的上空又从城市向郊区流出，形成城市热岛环流。城市热岛环流可以使污染物在城市上空聚集，形成烟幕。城市热岛环流还可以使城市及郊区的降水量等气象要素的分布受到影响。7.海陆风发生时间和强度演变以及风向变化有什么规律？海陆风风向的变化受哪些因子的影响？海陆风发生时间和强度演变通常有明显规律。一般来说，中午12时前后，开始吹海风，15时前后海风最强；夜间03时前后，开始吹陆风，凌晨06时前后陆风最强。海陆风风向随时间的变化也有明显的规律性。在北半球一般随时间顺时针旋转，南半球在相反，呈逆时针旋转。海陆风风向的变化可能受多种因此影响，有时是复杂的。在不同情况下，海陆风风向有时可以随时间顺时针旋转，有时也可以随时间逆时针旋转，有时旋转快，有时旋转慢。根据海陆风风向旋转率方程，海陆风由中尺度气压梯度项、大尺度项、摩擦项及非线性项决定。8.海陆风对天气有什么影响？海陆风的作用可以造成温度等各种气象要素的明显变化。海陆风发生时，其前沿会形成类似于锋面的气象要素不连续线，称为海风锋或陆风锋。它们可以起到触发强对流天气的触发机制的作用。特别是两条海（陆）风锋相遇，或一条海（陆）风锋与另一条不连续线相遇时，可能形成锢囚的形势，这时候便可以造成十分猛烈的灾害性天气。9.海陆风研究有哪些应用方面？环境评估。10.山谷风发生时间和强度演变有什么规律？白天风由谷里向上坡上吹，叫做出谷风或谷风，夜间则由山坡向谷里吹，叫做进谷风或山风。斜坡风形成的机制和海陆风类似，都是由热力引起的。设斜坡上的空气在除湿条件下时平静、无云的。白天，斜坡地面吸收辐射热量加热地面，因此在斜坡附近的空气比统一海拔高度的自由大气温度要高。结果，在较冷的自