气象学讲课课件.doc

第一章 大气一、大气组成主要是干洁大气、水汽、气溶胶粒子。1、 干洁大气:不含水汽和气溶胶粒子的混合空气称为干洁大气。干洁大气中对人类影响较大的成分是N2，O2，O3和CO2。（1）N2和O2:它们是大气的主要组成部分，但N2利用率低。O2是维持人类及动植物生命活动的气体。（2）O3:含量很低，集中在20-25km的高空，形成臭氧层。可强烈吸收对生物有害的紫外线。(3)CO2：是植物生命活动离不了的气体，可吸收地面辐射，对气温影响较大。2、水汽：主要集中在低层大气中。低纬度地区多于高纬度地区；下层多于上层；夏季多于冬季。含量很少，但是天气变化的重要角色，云、雾、雨、雪的形成都与之有关。3、气溶胶粒子：悬浮于空气中的固体粒子。包括水滴、冰晶、烟粒、尘埃等。 可充当水汽凝结物，利于云、雨的形成；还可以吸收一部分辐射，对地温、气温有一定影响。二、 大气垂直结构从下到上有五层：对流层、平流层、中间层、热层、外大气层（散逸层）。 大气底界：即地球的表面。大气上界：即大气的顶界。 有2种划分方法：根据极光出现的高度估计，在10001100km；据人造卫星探测，约在3000km。（一）对流层是靠近地表的大气最低层。其厚度随纬度和季节的不同而有变化：低纬度平均为1718km，中纬度地区为1012km，高纬度只有89km。夏季厚、冬季薄。特点：（1）气温随高度升高而降低。 垂直递减率为：r= 0.65/100m。（2）空气具有强烈的对流运动。易形成云和降水（雨、雪等）。（3）温度、湿度等气象要素水平分布不均匀。主要是受地形影响所致。（二）平流层从对流层顶到55km的气层。主要特点：1、垂直气流显著减弱，气流多呈水平运动，故叫平流层。2、集中了大气中大部分O33、下部气温随高度变化小，上部气温随高度升高而显著增加。4、水汽和尘埃很少，大气能见度好。适合飞机航行。 （三）中间层从平流层顶到距地面85km 的高度。主要特点：1、温度随高度升高而迅速降低，其顶部可下降到-83。2、气流有强烈的垂直运动，故又称高空对流层。（四）热层（暖层） 从中间层顶到距地面约700km 的气层。特点：1、气温随高度升高而迅速升高（因吸收短波紫外线）。2、空气分子处于高度电离状态。（五）外大气层（散逸层） 从热层顶以上的大气层。 特点：受地球引力小，高速空气分子常逃到太空，宇宙空间粒子也常进入该层。第二章 辐射1 辐射的基本知识 一、概念 辐射：物体以电磁波或粒子的形式向外放射能量的现象。 通过辐射传递的能量叫辐射能。 辐射通量密度（辐照度）：单位时间、单位面积上发射或吸收的辐射能量。单位：W/m（瓦/米）二、辐射光谱 气象学研究的辐射波谱范围是0.1120 m,即紫外线、可见光和红外线波段。 太阳辐射波长范围在0.154 m，地面和大气辐射波长在3120 m，因此常把太阳辐射称为短波辐射，地球和大气辐射称为长波辐射，以4 m为分界线。 辐射的传播不需要中间介质。三、基本定律 1、斯蒂芬-波尔兹曼定律 黑体的辐照度（E）与其表面绝对温度（T）的四次方成正比。 E= s T4 s 是斯蒂芬-波尔兹曼常数 黑体：将投射到其表面上各种波长辐射能全部吸收的物体。 E= dsT4 d是灰体常数，在0.800.99之间。 两个公式都表明：物体温度越高，其辐射强度越强。2、维恩位移定律 黑体辐射光谱的极大值所对应的波长max与其绝对温度T成反比。 max=C/T C为常数，是2897。 表明：物体温度越高，它所辐射的具有最大能量的波长越短。2 太阳辐射一、太阳辐射光谱和太阳常数1、太阳辐射光谱 (1)定义：太阳辐射能随波长的分布。 2、太阳常数 当日地处于平均距离时，在被照亮的半个地球的大气上界，垂直于太阳光线，每秒每平方米的面积上，获得的太阳辐射能量叫太阳常数。 世界气象组织推荐取值1367w/。二、太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射在大气层中主要通过大气的吸收、散射和反射三种形式减弱。1、吸收作用 大气对太阳辐射的吸收具有较强的选择性，只吸收能量较小的紫外线、红外线，对可见光吸收很少。大约有14%的太阳辐射被大气吸收变为热能。 通过臭氧、氧气吸收紫外线，二氧化碳、水汽、尘埃、云滴等吸收红外线。2、散射作用 （1）分子散射 空气分子和直径1，m大小仅表示太阳倾斜入射时大气光学路径为垂直入射时的倍数。 太阳高度角越大，大气量越小。 直接辐射Rsb随大气质量数的增大而减小。（3）大气透明系数a 定义：太阳光通过一个大气量后的辐射度与通过前的辐射度之比。 一般a1000nm 可转化为热能，影响植物体温和蒸腾作用，不参与光化学反应过程。（2）1000-720nm 只有伸长作用，700-800nm近红外光对植物光周期及种子形成有重要作用，并控制开花与果实颜色。 一般红外线的热效应使植物体温升高，促进植物的蒸腾及物质运输；外界温度越低，红外线热效应越大。 因此高原地区叶子温度高于气温3-5，可以补偿高原地区气温低这个不利因素。2、可见光辐射（3）720-610nm 红橙光，被叶绿素强烈吸收，光合作用最强。表现出强的光周期作用。 （4）610-510nm 绿光，叶片吸收很少，是弱活性带。 （5）510-400nm 蓝紫光，被叶绿素强烈吸收，表现出次强的光合作用和成形作用。3、紫外辐射 （6）400-320nm 起成形及着色作用，使颜色变深，叶片变厚等。 （7）320-290nm 对多数植物有害，可消毒土壤。 （8）290nm 可立即杀死植物，叫灭生性辐射。二、光照度与植物（一）光照强度对植物的影响1、光饱和点：在一定的光照强度范围内，光合作用随光合强度的增加而增强，当光照强度增加到某一数值后，光合作用不再增加，此现象叫光饱和现象，这个光照强度就是光饱和点。 2、光补偿点：植物的光合作用与呼吸作用达到相等时的光照强度。 作物群体的光饱和点与补偿点比单叶指标高，它不是一个常数，随着CO2含量、温度、土壤水分等因素而变化。依据光照强度对植物可划分为：喜阳植物和喜荫植物。最喜阳植物不存在光饱和现象，利于果实和种子的生长；喜荫植物在光强达到晴天的1/10时，光合作用就不增加，利于营养器官的生长。 喜阳植物有：水稻、小麦、玉米、棉花、荔枝、香蕉、椰子、桉树等。 喜荫植物有：茶叶、烟草、人参、龙眼、柑桔、田七、杉木等。 不同植物对光照要求不同，正确调节光照强度来提高对太阳能的利用，是作物栽培的重要课题之一。 “光呼吸”作用只在光合作用下发生，不产生能量，无益地消耗光合作用产生的有机物质。 C3植物：光呼吸作用很强，大大降低降低光合效率，如水稻、小麦、棉花。油菜等。 C4 植物：光呼吸作用很弱甚至没有，适宜条件下可高产。如玉米、高梁、甘蔗等。（二）光照时间对作物的影响 1、光照时间可照时数曙暮光 可照时数：日出到日落太阳可能照射的时间长度，即昼长。曙暮光时间：在日出和日落后，地平线下的太阳光线投射到太空中，经大气的散射、折射等投向地面的光，叫曙暮光。 2植物的光周期现象： （1）定义：昼夜交替、明暗变换及其时间长短对植物进入发育阶段（开花结实）的影响叫植物的光周期现象。（2）分类： 短日照植物：在植物发育前期，要在较短的白昼（1214h）白昼条件下，才能进入开花结实的植物。 例如：小麦、大麦、马铃薯、甜菜、豌豆、洋葱、白菜、油菜、胡萝卜、落叶松等原产高纬度的植物。 中性植物：这类植物对日照长短不敏感。 例如：西红柿、四季豆、黄瓜、茄子、荞麦等。 （3）植物的感光性 定义：植物对日照时间长短的反应特性。 感光性强即反应敏感，感光性弱即反应迟钝。第三章 温度1空气温度一、大气的热量传输 气温的非绝热变化：空气与外界有热量交换而引起的温度变化。 气温的绝热变化：空气与外界不发生热量交换，而是由外界压力的变化对空气做功，使空气体积变化而引起的温度变化。1、气温的非绝热变化 包括分子传导、辐射、流体流动热交换、潜热交换。（1）分子传导 分子传导：依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，而达到热量平衡的传热方式。 地面和大气是热的不良导体，通过这种方式传递的热量很少，其作用仅在贴地气层较为明显。（2）辐射 辐射是物体之间根据各自温度高低通过辐射交换热量的传热方式。 大气主要靠吸收地面长波辐射而增热，地面也吸收大气逆辐射，空气团之间也可以通过辐射交换能量。（3）流体流动热交换 有对流、乱流（湍流）、平流三种对流：暖空气上升，冷空气下降，这种升降运动叫对流。是对流层中热量交换的重要方式。湍流：空气的不规则运动叫湍流。在空气层间发生摩擦或沿粗糙不平的下垫面运动产生。对近地层小气候的形成起主要作用。平流：大规模空气的水平运动叫平流。是水平方向传递热量的主要方式。（4）潜热交换 是水汽在蒸发或凝结时吸收或放出的热量。 大气中水汽集中在5km以下大气层中，故潜热交换主要发生在对流层下半层。 地面和大气之间热量交换，以辐射为主。 在气层内，以对流和湍流为主，其次是潜热交换。 在不同纬度和地区之间的热量交换以平流为主。 2、空气绝热变化 绝热冷却：气块上升时体积膨胀对外做功而降温。 绝热增温：气块下沉时体积减小，外界对其做功而增温。 对于垂直运动的气团，其温度变化取决于气团内水汽含量的多少，所以绝热变化又分为干绝热变化和湿绝热变化两种。（1）干绝热变化： 定义：干空气或未饱和的湿空气，在绝热上升或下降过程中的温度变化。 干绝热直减率rd：干绝热过程中其温度随高度的变化率，大概地，rd=1/100m（2）湿绝热变化 定义：饱和湿空气，在绝热上升或下降过程中温度变化。 湿绝热直减率rm：湿绝热过程中其温度随高度的变化率，平均值rm=0.5/100 m 为什么rm rd? 在湿绝热变化中，气块上升降温时，水汽遇冷凝结，放出潜能，使气块降温缓和，降温幅度小于干绝热变化；下降增温时，气块内水汽受热蒸发，要消耗部分潜能，故增温幅度也小于干绝热变化，因此rm 0的期间叫农耕期。 5-早春作物开始播种，喜凉作物和树木停止或恢复生长。5的期间叫作物生长期。 10-春季喜温作物开始生长，喜凉作物开始迅速生长。秋季喜温作物停止生长。10的期间为喜温作物生长期。 15-喜温作物积极生长，早稻适宜移栽。15的期间是喜温作物安全生长期。 20-水稻安全抽穗、开花的指标，热带植物正常生长。20 为热带作物生长期。2、积温及其对作物生长发育的影响 积温即某一时段内逐日平均气温总和。 农业气象中常用活动积温和有效积温表示。 (1)活动温度：高于生物学下限温度（B）的日平均温度。ti 活动积温：生物某一生育期或全生育期中活动温度的总和。 (2)有效温度：活动温度与生物学下限温度（B）之差。（ti-B） 有效积温：生物某一生育期或全生育期中有效温度的总和。积温在农业上的应用 （1）积温是作物与品种特性的重要指标之一。 在种子鉴定书上标明该作物品种从播种到开花、成熟所需的积温，可为引种与品种推广提供重要依据，避免引种与推广的盲目性。 （2）积温是热量资源的主要标志之一。 根据积温的多少，可确定作物在某地能否成熟，并预计能否高产。 通过积温分析可为各地确定种植制度提供依据。 （3）农业气象预报服务 可作为物候期预报、收获期预报、病虫害发生发展时期预报等的重要依据。 假设作物生育期所需要的积温是A，其生育期下限温度是B，完成该生育期需N天，则活动积温可以写成：Y=A+N B 若气象台预报未来某时段平均温度是T,则Y=N T，所以 Y=A+N B=N T 求出:N=A/(T-B)第四章 水分1 大气湿度一、空气湿度的表示方法 1、绝对湿度 定义：单位体积空气中所含的水汽质量，也叫水汽密度。 表示空气中水汽的绝对含水量，常由水汽压计算得到。 2、水汽压（）和饱和水汽压（E） 水汽压：空气中水汽所产生的压强。 饱和水汽压：空气中水汽达饱和时的水汽压。w 它与温度、物体状态、蒸发面形状、液体浓度有关。w 饱和水汽压随温度的升高而增大。 干湿球温度表测湿原理 当空气中水汽未达到饱和时，湿球表面的水分就不断蒸发，湿球因蒸发耗热而降温，当蒸发所消耗的热量与从周围空气中获得的热量平衡时，湿球温度不再下降，干湿球温度就有一个差值。差值越大，说明空气湿度越小；差值越小，说明空气湿度越大。3、相对湿度（f） 定义：空气中实际水汽压（）与同温度下饱和水汽压（E）的百分比。 表达式：f（E）100%w 当e=E时,f =100%，空气达饱和,叫饱和状态；w 当eE时,f E时,f 100%且无凝结现象发生,叫过饱和状态。 相对湿度与气温和水汽含量有关。w 1）水汽含量不变时，f与温度成负相关;w 2）温度不变时，f与水汽含量正相关。4、饱和差（d） 饱和差：饱和水汽压与同温度下实际水汽压之差。即 d= E-ew 表示：在一定温度下，空气中水汽含量与饱和水汽含量的差距。 当空气中水汽含量不变时，d与气温正相关 常用于研究水面蒸发时。5、露点温度（td）空气中水汽含量和气压不变时，降低温度，使水汽达到饱和时的温度叫露点温度。 气压一定时，露点温度高低只与空气中水汽含量有关。水汽含量高，露点就高。 它反映了空气中实际含水量的多少。二、空气湿度的时间变化 （一）水汽压的变化 1、日变化： （1）单峰型（海洋型）： 一天中有1个最大值（1415时）和1个最小值（在日出前）。多出现在地面不缺水的湿润地区（海洋、大陆的冷季等）。 因为水汽压的大小直接取决于当地蒸发量，白天温度高，蒸发量多，水汽压也大；夜间温度低，蒸发量小，水汽压也小。 (2)双峰型（大陆型） 一天中有2个最高值和2个最低值。最高值在：910h，2122h；最低值在：日出之前，1415h。 多出现于地面水分缺乏的干燥地区（沙漠、大陆的暖季）。 为什么会出现这种变化呢？P93因为水汽压要受蒸发量和乱流的双重影响。日出后地面增温，蒸发加快，使水汽压逐渐增大，同时由于地表增温，乱流交换加强，近地气层的水汽被传输到上层空间，使低层水汽压减小。所以在午后乱流最强时出现次低值，而乱流充分发展之前的910时出现次高值。下午乱流减弱，低层水汽又逐渐增大，到2122时以后，地面辐射冷却蒸发减弱，甚至有凝结现象发生，所以2122时出现最大值，清晨出现最小值。 2、年变化： 与气温变化相似，主要取决于蒸发量的多少。 陆地上，最大值在7月，最小值在1月。 海洋上，最大值在8月，最小值在2月。（二）相对湿度的变化： f=（e/E）100% 1、日变化： 随气温升高而减小。温度增高时水汽压地表蒸发会加强，使空气中的实际水汽压增大，但e没有E增大的快，故相对湿度变小。 最大值出现在气温最低的日出之前，最小值出现在气温最高的1415h。 2、年变化：与气温相反。 一般地，冬季最大，夏季最小，这主要是温度影响饱和水汽压的结果。 但在季风区，夏季最大，冬季最小，因夏季风来自潮湿的海洋，冬季风来自干燥的内陆。2 水汽凝结和降水一、水汽凝结的条件 1、空气中水汽达到饱和或过饱和 即：f=e/E100% 1 通过以下途径实现：w a、温度一定时，增加大气中水汽含量。w b、使含有水汽的空气降温到露点以下。w 大气降温方式主要有：绝热降温、辐射降温、平流降温、混合降温。 2、要有凝结核存在二、水汽凝结物（一）地面上的凝结物1、露、霜 当露点温度0，凝结形成的水滴叫露；当露点温度0，凝结形成的白色冰晶叫霜。 常出现在晴朗、微风的夜晚。 因为：晴天利于辐射冷却，微风可以把已经发生过凝结的空气带走，使新鲜的潮湿空气补充过来，形成较强的露或霜。夏末秋初，近地层湿度大，晴朗微风天气多，夜晚时间长，利于辐射冷却，常形成露。2、雾淞和雨淞 雾淞是雾滴凝附在地物表面的白色松脆状固态水。又叫树挂。 常形成于有雾、地面严寒的天气条件下。 雨淞是过冷却雨滴降到0以下的地面或物体上冻结而成的光滑透明的冰层。又叫冻雨。（二）近地气层中的凝结物雾 是悬浮于近地层的水汽凝结物。 使大气水平能见度显著降低。 分为辐射雾、平流雾、平流辐射雾 3种。以前两种为主。（1）辐射雾：由于地面强烈辐射冷却使空气中水汽达到饱和时形成的雾。（2）平流雾：暖湿空气移到冷的下垫面上、冷却降温形成的雾。（3）平流辐射雾：平流及辐射因子共同作用而形成的雾，又叫混合雾。雾的优缺点： 优点：寒冷季节减弱地面有效辐射，减轻冻害，对茶、麻等生长有利。 缺点：减少日照，高湿利于病虫害发生，海雾使沿海植物遭受盐害，阻碍交通等。 （三）自由大气中的凝结物云 1、定义 云：悬浮在空中、距离地面有一定高度的水汽凝结物。 常以水滴、过冷却水滴、冰晶的形式存在，习惯上叫云滴。2、云的形成：(要有3个基本条件) a、充足水汽，b、足够凝结核，c、使水汽凝结或凝华的冷却条件。 形成云的主要原因：空气的上升运动。3、云的分类：P106 按云底高度和形状分为高、中、低三族。 低云：多由水滴组成，高度6km。一般不产生降水。冬季北方的卷层云偶有降雪。三、降水 （一）降水条件 1、使云滴充分增大。 通过2种过程完成：凝结增大，云滴碰并增大。 2、空气中有丰沛的水汽。人工降水：用人为的方法，增加云中的冰晶或使云中的冰晶和水滴增大而形成的降水。 1、用飞机把过冷却剂（干冰或其它化学药品）播撒在云中。 2、在云内播撒吸湿性好的凝结核（如食盐、碘化银、氯化钙、尿素等），使云滴之间相互合并，形成大水滴，迅速降水。 （二）降水的种类 降水可以分为：雨、雪、霰、雹。(三)降水的表示方法 1、降水量：从云中降落到地面未经蒸发、渗透和流失的水层厚度（包括融化的固态降水） 通常以mm为单位。 又分日总量、旬总量和年总量等。2、降水强度 降水强度：单位时间内的降水量。 常取10min，1h或1d为时间单位。 降水等级划分：四、节水农业 节水农业是通过灌溉措施和农业措施两条途径加以实现的。 节水节能的灌溉措施有：喷灌、微喷灌、滴灌、渗灌、保水剂、抗蒸腾剂等 。 农业措施主要指加强对农田水分的管理，增加土壤的蓄水保墒及对降水的渗透能力，提高土壤有效含水量及其利用效率，将有限的水量用在农业增产上。 如深耕、少耕、免耕法，棉花覆膜法、秸杆还田法等。 滴灌 滴灌是利用一套低压管道系统以及分布在作物根部或埋入土壤内的滴头，将通过管道系统运过来的水一滴滴的经常而缓慢地滴在根系附近局部土层，使植物根系生长层内土壤经常保持适宜的土壤水分状况。需要时还可加入可溶性肥料，经管道系统进入田间。 第五章 气压与风第一节 气压与气压场 一、气压及其变化 （一）气压及其单位 1、气压：单位面积上所承受的大气压力。 2、单位：Pa(帕斯卡)、hPa(百帕) 1hPa 100Pa1mb(毫巴)3/4mmHg 1标准大气压760mmHg1013.2hPa（二）气压的变化 1、气压随时间的变化 （1）气压的周期性变化 主要有日周期和年周期。 地面气压的 日变化有单峰、双峰和三峰等型式，最常见的是双峰型，即一天中有一个最高值、次高值和一个最低值、一个次低值，见图5.1 气压日变化和气温日变化、大气潮汐密切相关。 气温高时，低层空气受热上升使地面减压；温度低时，空气收缩，气压升高。 因气温对气压的影响需要经历一段时间，所以气压极值出现的时间落后于气温。双峰型 表现规律：一般是清晨气压升高，910时出现最高值，以后气压下降，到1516时出现最低值，此后又逐渐升高，到2122时出现次高值，以后再度下降，到次日34时出现次低值。 形成原因： A、一日间增温和降温交替所产生的大气半日振动周期。 B、由日月引力引起的大气潮汐有关。气压年变化 A 大陆型：一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，年较差较大，并由低纬向高纬逐渐增大。见图5.2 B 海洋型：一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。 C 高山型：一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季。高山型形成原因 夏季因大气受热，整个大陆上的空气膨胀，使高山区地面上的大气增加，故气压较高；冬季大气冷却下沉，使高山区空气减少，故气压较低。 我国青藏高原地区的气压年变化就属于此类型。（2）气压的非周期性变化 是指气压变化不存在固定周期的波动。如:大气南北向的水平运动。 在中高纬地区气压系统活动频繁，使其非周期性变化比低纬度明显。如：寒潮来前，气压升高；冷空气一过，气压降低。气压非周期性变化是天气将变的征兆。 气压变化是周期性变化和非周期性变化的综合表现。2、气压随空间的变化 （1）气压的垂直变化 气压随高度的增高而降低。 大气净力学方程：dP=- dZ “”表示高度上升、气压递减。 是空气密度； 是重力加速度，它随高度变化很小。 所以气压随高度递减的快慢主要取决于空气密度。 如果研究的气层高度变化大，气柱上下层温度、密度变化显著时，就要用压高公式来计算较大范围的气压随高度的变化关系。压高公式：Z=Z2-Z1 =18400(1+tm)log(P1/P2)Z两地高度差， tm两地平均温度， P1低处气压， P2高处气压，膨胀系数1/273。 已知某点海拔高度Z1和气压P1 、另一点的气压P2 、两点间平均温度tm和膨胀系数 ，就可以求出另一点的高度Z2（2）气压的水平分布 因各地温度不同、空气密度不同，故气压的水平分布不均匀。二、气压场 1、概述 气压场：气压的空间分布状况。 等高面：高度处处相等的面。 等高面上气压相等各点的连线叫等压线，绘制出等高面上的等压线分布图就可以看出等高面上气压场的形势。 目前我国绘制的地面天气图是高度为0的海平面气压场图。规定每隔2.5Pa画一条等压线。 等压面：空间气压相等的点组成的面。 等压面不是一个平面而是一个曲面。下凹部位对应着水平面上的低压区域，上凸部位对应着水平面上的高压区域。 2、海平面气压场基本型式： （1）低压：由闭合等压线构成中心气压比四周低的区域。 在天气图上是：中心气压最低，由内向外逐渐增高的闭合等压线区。 在北半球，低压区内空气逆时针旋转，叫气旋。 （2）低压槽：从低压区延伸出来的狭长区域。 槽线：槽内等压线弯曲最大处连线叫槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。 在槽内气流也是气旋式旋转。 （3）高压：由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域。 在天气图上：中心气压最高，由内向外逐渐降低的闭合等压线区。 在北半球，高气压区内空气按顺时针方向旋转，叫反气旋。 （4）高压脊：从高压区延伸出的狭长区域。 在天气图上是：一组未闭合等压线向气压较低一方突出的部分。脊内等压线弯曲最大处连线叫脊线。在脊内气流也是反气旋式旋转。 （5）鞍型场 两个高压和两个低压之间的气压场叫鞍型场。 鞍型场又叫变形场，预示着有剧烈天气的发生。第二节 空气的水平运动风 风是矢量，有方向和大小，常多变。风向是风的来向，常用16个方位来表示。风速是单位时间内空气水平移动的距离。 在气象观测中规定：风速感应器距地面高度1012米，采用2分钟内平均风速和最多风向作为该时刻的实测风。 风能引起空气质量的输送，同时也造成热量及水汽等的传输交换，是天气变化和气候形成的重要因素。一、作用于空气的力1、水平气压梯度力（G） 气压梯度：单位距离内气压减低的数值。 气压梯度力：把空气块从气压高的地方推向气压低的地方的力。 G1/. P/N 。是空气密度，P是气压差， N是 等压线间垂直距离。 水平气压梯度力是形成风的原动力。 水平方向上气压分布不均匀，是因为水平方向上温度分布不均匀造成的。 若空气只受水平气压梯度力的作用产生风时，则风向和水平气压梯度的方向一致，风速应越来越大，但实际上风向和水平气压梯度的方向不一致，风速也没有越来越大，说明还有其它力作用在运动的空气上。2、水平地转偏向力（A） A是因地球自转而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力。 在北半球，它垂直指向空气块运动方向的右方，使之向右偏，但只改变运动方向，不改变速度的大小。在南半球向左偏。 A2V. .sin V为风速， 为地球自转角速度，为观测点的地理纬度。 随纬度增大而增大。在极地最大，等于2V ；在赤道最小，等于零。 只有当空气运动时才有A，静止时无A。3、惯性离心力（C） 当空气块作曲线运动时，受惯性离心力作用，它使空气块因惯性而离开它的曲率中心，其方向与运动方向垂直。 Cv/r v为风速, r为运动轨迹的曲率半径。 一般其值很小。4、摩擦力（R） 摩擦力与地表的粗糙程度、地形起伏有关。 RkV k为摩擦系数，V为风速，“”表示与风向相反。二、自由大气中的风 1、地转风 在自由大气中，当气压梯度力与水平地转偏向力相平衡时，空气的水平匀速直线运动形成的风叫地转风。 它遵循白贝罗风压定律：在北半球，背风而立，高压在右，低压在左。南半球相反。2、梯度风 在自由大气中，空气质点作曲线运动时，当气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力达到平衡时，空气的等速圆周运动形成的风，叫梯度风。 它同样遵循白贝罗风压定律。 在低压区，空气沿等压线逆时针方向作圆周运动。在高压区，空气沿等压线顺时针方向作圆周运动。北半球低压区 假设等压线为一组同心圆，在北半球低压区内，空气质点在地转偏向力A和惯性离心力C的合力与气压梯度力G达到平衡时，即GAC，则空气沿等压线逆时针方向作圆周运动.北半球高压区 在高压区内，气压梯度力G和惯性离心力C的合力与地转偏向力A平衡时，即GCA，空气沿等压线按顺时针方向作圆周运动。3、摩擦层中的风 在平直等压线的气压场中，风斜穿过等压线，由高压吹向低压。 摩擦风与气压场的关系如右图 风压定律：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方；南半球相反。 在弯曲等压线的气压场中，风速减小，风向偏向低压一方，在北半球低压区内的空气沿逆时针方向由外向内流；而高压区内则按顺时针方向由内向外流。第三节 大气环流 大气环流：地球上各种规模大气运动的综合表现。 形成大气环流的主要因素：太阳辐射在地球上的不均匀分布、地球自转、海陆分布、地形条件等。一、三圈环流 （一）单圈环流 赤道和低纬度地区空气受热膨胀上升，从高空流向极地；极地和高纬度地区空气遇冷收缩下沉，从低空流回赤道，这样就形成了单圈环流。（二）三圈环流：只受太阳辐射和地球自转影响形成的环流。 行星风带：全球范围内呈带状分布的气压带和风带。 三圈环流形成了“三风四带”，即：三个风带和四个气压带。 三个风带是：东北信风带、西风带、极地东风带。 四个气压带是：赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压带。（三）大气活动中心 因海陆分布和地形条件的影响，使带状气压带断裂或变形而形成的高、低压中心就叫大气活动中心。 在北半球夏季，高压中心在太平洋夏威夷群岛和大西洋亚速尔群岛，低压在印度和北美大陆；冬季，高压在西伯利亚和加拿大，低压在冰岛和阿留申群岛。 影响我国的大气活动中心主要有：冬季有西伯利亚冷高压和蒙古冷高压，夏季有太平洋高压及印度热带低压。 二、季风 1、季风 大范围盛行的风系随着季节而改变的风叫季风。 形成原因：海陆热力差异、行星风带随季节移动。 我国是典型的东亚季风区，冬季盛行冬季风（西北风、北风、东北风），夏季盛行夏季风（西南风、南风、东南风）。 冬季陆地受蒙古冷高压、海洋受阿留申低压和赤道低压控制，夏季陆地受印度热带低压、海洋受太平洋副热带高压控制。三、地方性风 与地形或地表性质有关的局部地区的风叫地方性风。 常因地形的动力作用或地表的热力作用引起。 常见的地方性风有：海陆风、山谷风、焚风、峡谷风等。1、 海陆风 海陆风：沿海地区发生的昼夜间风向转换的风。 特点：白天风从海洋吹向陆地，叫海风，夜晚风从陆地吹向海洋，叫陆风，总称为海陆风。 白天，陆地比海洋增温快，陆地上的空气受热上升，海洋上的空气下沉，并在低空流向陆地，形成海风。夜晚则相反，风从陆地吹向海洋，形成陆风。2、 山谷风 山谷风：山区出现的昼夜间有风向转换的风。 特点：白天风从山谷吹向山坡，叫谷风；夜间风从山坡吹向山谷，叫山风，总称为山谷风。 白天，山坡比山谷增温快，山坡上空气受热上升，形成低压，而山谷内空气下沉，气压较高，出现了气压梯度，形成谷风；同理，夜间山坡比山谷降温快，形成山风。3、焚风 焚风是一种过山后性质变得暖热、干燥的地方性风。 成因：湿热空气团运行中遇到高山被迫抬升，发生绝热冷却，到一定高度后水汽迅速凝结产生降水；当气流越过山顶后，发生绝热增温，所以下沉到山谷里的气流，不仅高温而且湿度小。 当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，气流的横切面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进，从而形成强风，称峡谷风。 第四节 风与农业 一、风的作用 二、风的调节：植树造林等第六章 天气及灾害性天气1 天气系统天气系统：在一定范围内具有相似天气特征的系统。主要的天气系统有：气团、锋面、气旋与反气旋一、气团定义：在水平方向上物理性质比较均匀、范围较大的空气块 。1、形成与变性 （1）气团的形成要具备2个条件： 大范围性质较均匀的下垫面（又叫气团源地）。如广阔的海洋、巨大的沙漠、冰雪覆盖的大陆等。 合适的环流条件。稳定的环流（如反气旋）使空气能长久地缓行在温、湿均匀的下垫面上，逐渐获得与地面相适应的温、湿特性。如冬季西伯利亚地区被一个不大移动的冷高压控制，高压中下沉气流向四周移动，使空气性质趋于一致从而形成干冷气团。 （2）气团的变性：气团离开源地后其物理性质随时间变化的过程。该气团也叫做变性气团。2、分类 热力分类： 暖气团：T气T下 冷气团：T气T下 暖气团中云比较零散，无大的降水，只有小雨或毛毛雨，常有雾，夏季多雷暴。 冷气团中常有对流云，产生阵性降水，但雨量不大。3、影响我国的气团 主要有2个：来自西伯利亚和蒙古的极地大陆气团和源于热带太平洋、南海的热带海洋气团，其次是极地海洋气团、赤道气团、热带大陆气团。它们在不同的季节活动，因此我国四季天气各不同。二、锋 1、定义： 锋：2 种不同性质气团之间的狭窄而又向冷气团一侧倾斜的过渡带。 锋与气团相比，可近似地看作一个面，叫锋面，锋面与地面的交线，叫锋线。 因冷空气重，暖空气轻，二者相遇时暖空气作上升运动，发生绝热冷却并凝结成云，产生降水。所以在锋面附近形成云、雨、风等天气，叫做锋面天气。 因锋面是性质不同的2种气团的交界面，故在锋面2侧，气压、温度、风等气象要素差异较大，易形成剧烈天气变化，例如：雷雨、大风、冰雹等。2、锋的分类及天气 根据锋的移动方向，可分为：冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。不同的锋，表现出不同的天气。（1）暖锋 暖气团向冷气团方向移动的锋叫暖锋。 特点：坡度小，移动慢，暖气团常沿锋面爬升到高空，当水汽充足时，常形成广阔的云系和降水区。自高空到地面，相继出现卷云卷层云高层云雨层云。离地面越近，云层越厚。 雨区在暖锋前方冷气团一侧，多为连续性降雨，降雨宽300400km，夏季还可出现暴雨天气。 在我国较少出现，春、秋季一般在东北和长江中下游地区活动。（2）冷锋 冷气团向暖气团方向移动的锋叫冷锋。 冷锋过境后，一般气温下降，气压上升，常有大风、大雨、雪、风沙等天气出现，一年四季均可出现，冬季的寒潮即典型的冷锋天气。 根据冷锋移速和天气特征，又可分为缓行冷锋和急行冷锋两种。A、缓行冷锋： 移速慢，坡度小，暖空气沿锋面平稳上升，在锋面上形成云系及降水，云系与暖锋相似，但雨区出现在锋线后面冷气团一侧。降水也多为连续性降水。锋线过境时，风速增强，风向转变；锋线过境后，气压上升，风速减弱，温度下降。云系：雨层云、高层云、卷层云、卷云。B、急行冷锋： 移速快，坡度大。在地面附近,冷空气前进速度大于暖气团后退速度， 迫使暖气团产生强烈的上升运动，当暖气团内水汽充足时,常形成积雨云和积云。降水呈阵性，降水区宽度几十公里。春末夏初时,常出现雷暴和冰雹天气。 但因坡度大，移速快，故云、雨区窄，持续时间短，锋面一过境，气压升高，天气转晴。 冬季入侵我国的寒潮，多为急行冷锋，带来霜冻及降雪天气。（3）准静止锋 冷暖气团势均力敌，锋面移动不显著的锋叫准静止锋。一般6h内锋面移动小于1纬度。 我国的准静止锋多由冷锋演变而成，其天气与缓行冷锋相似。但其坡度小，暖空气可达到很远的地方，故云雨区较宽，降水强度不大，持续时间长，阴雨天连绵不断。（4）锢囚锋 冷锋追上暖锋或两冷锋相遇，将暖空气抬离地面而形成的锋叫锢囚锋。 锢囚锋仍保留原来两种锋面天气特征，因锢囚时暖空气进一步抬升，使云层增厚，降水增强，锋两侧都是雨区，降水区域扩大。 锢囚锋多出现在东北和华北的冬春季节。