气象学与气候学重点

气象学与气候学重点一气候系统概念：P7统一的物理系统。气候系统的五大子系统：大气圈、水圈、陆地外表、冰雪圈和生物圈P9臭氧层是指大气层的平流层中臭氧浓度相对较高的局部，其主要作用是吸取短波紫外线。雨闪电的作用也能形成臭氧。分布：大气中的臭氧随高度、纬度等不同而变化，近地面含量极少。它是在太阳紫外线辐射或闪电作用下，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而成的气体。据观测，臭氧含量随高度的分布很不规章，近地面含量很少，从10km高12-15KM以上含量增加得特别显著，在20-30km高度处达最大值，再往上，含量又渐渐削减，到高度就极少了。造成这一现象的缘由是由于在大气的上层中，太阳短波强度很大，使氧分子解离增多。因此，氧层臭氧的含量不多。到20-30km处，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这给臭氧的形成供给了条件，故称这一形成削减。：臭氧能大量地吸取太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的影响起着重要作用。同时，还对地面上的生物起着保护作用，使之免遭紫外线的损害，少量紫外线可以起到杀菌治病的作用。P10〔地面——对流层顶〕3/490%水汽，日常所见的大气现象均发生在此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。对流层有三个特点：①气温随着高度而降低-0.65℃/100m。②对流运动显著：对流的强度主要随纬度和季节的变化而不同对流层的上界因纬度和季节不同而异，就纬度而言，17-18km，中纬度：夏季对流强，冬季对流较弱，平均厚度10-20km 地表影响大高纬度：全年受到的太阳辐射最小，对流也最弱，对流层的厚度只有8-9km。③气象要素水平分布不均匀：温度和湿度不同的。例如：陆地上的湿度比海洋上要小得多，白天陆地上的温度要比海洋上高得多。在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。2km明显，各气象要素具有明显的日变化〔使大气浑浊度增大。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等消灭频繁。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。0℃以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速＞30m/s1-2km加变化很小，甚至无变化。这种温度的垂直分布抑制了对流作用的进展，上升的水汽、尘粒多聚拢其下，能见度变坏。对流1气象学与气候学重点层顶的温度在低纬度地区平均为-83℃，在高纬度地区约为-53℃。为什么在对流层顶，低纬的温度低于高纬的？参考：对流层顶，低纬的温度低天于高纬，是由于：对流层顶愈高，温度随高递减的层次就愈厚，对流层顶的温度也就愈低；18-19KM9-10KM，故对流顶，低纬温度低于高纬。相对湿度〔f：空气中实际水汽与同温度下饱和水汽压百分比。意义：相对湿度直接反映了空气距离饱和的程度。相对湿度越大，越接近饱和，当到达100%时，空气就达饱和状态，此时水汽就要开头分散。露点Td空气状态方程：空气状态有气压、密度、体积、确定温度来表示。〔一〕抱负气体状态方程：PV/T=R(常量) 和压强条件下未饱和湿空气和干空气都格外接近抱负气体当空气质量为Mg时，PV=〔M/μ〕•R*T P=M/V•R*/μ•T P=ρRT其中R*/μ=R——比气体常数〔二〕干空气状态方程：干空气μd=28.96代入R*/μd=Rd 则P=ρRdT(三)湿空气状态方程P=ρRdT〔1+0.378e/p〕二有关辐射的根本定律称为辐射〔一〕斯蒂芬——随这温度的上升，黑体对各波长的放射力量都相应地增加。依据争论，黑体总的放射力量与它本身的绝对温度的四次方成正比E=σT4〔二〕维恩位移定律：黑体的单色辐射强度极大值所对应的波长是随温度的上升而渐渐向波长较短的方向移动的。 依据研究，黑体的单色辐射强度极大值所对应的波长与其确定温度成反比。黑体辐射力量最大值所对应的波长与其外表确定温度成反比，表达式为：λmax=C/T。C=2896μm*K上式说明，物体的温度越高，其单色辐射极大值所对应的波长越短；反之，物体的温度越低，其辐射的波长则越长。〔三〕基尔霍夫定律：争论黑体与灰体的关系〔即温度不变〕时，物体对于某一波长的辐射力量与物体对该波长吸取率之比为一恒量。该定律指出，辐射力量强的物体，吸取力量也强，反映了辐射力量和吸取率的关系。说明〔1〕在肯定波长、肯定温度下，一个物体的吸取率等于该物体同温度、同波长的放射率。黑体吸取力量最强，因此也2气象学与气候学重点〔2〕T时它放射某一波长的辐射。那么，在同一温度下也吸取这一波长的辐射。太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射在大气中的减弱分子散射：条件：太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子;质点散射对于其光学特性来说是对称的球形。粗粒散射：条件：太阳辐射遇到直径比波长大的空气分子特点：无选择性；质点散射对于其光学特性来说是不对称的，且散射质点越大偏对称程度越大：大气吸取作用太阳辐射穿过大气层时，大气成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质有选择吸取肯定波长辐射能的特性，致使到达地面的太阳辐射能量被减弱，光谱发生转变。〔二〕大气对太阳的散射这种现象称为大气的散射。射有选择性。粗粒散射：假设散射质点的直径比入射辐射的波长大得多，此时的散射无选择性。〔三〕大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射：大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一局部能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一局部或大局部。30％被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20％被大气和云层直接吸取，50％到达地面被吸取。大气辐射概念：大气主要吸取地面辐射，同时按其本身的温度放出辐射，称大气辐射。大气逆辐射：大气辐射指向地面的局部称~。大气逆辐射使地面因放射辐射而消耗的能量得到肯定的补偿，由此可看出大气对地面有一种保温作用。概念：地面放射的辐射〔Eg〕与地面吸取的大气逆辐射〔δEa〕F0F0=Eg-δEa影响地面有效辐射的因子有：地面温度，空气温度，空气温度和云况有效辐射小的状况:湿热条件下，有云掩盖，空气浑浊度大，夜间有风，有逆温，平滑地面，植物掩盖。有效辐射大的状况:海拔高度高，近地层气温随高度显著降低。海陆增温顺冷却的差异及其缘由延迟一两个月。缘由：①二者对太阳辐射的吸取和反射不同3气象学与气候学重点均而论，陆面和水面的反射率之差约为10—20％。换句话说，同样条件下的水面吸取的太阳能比陆面吸取的太阳能多10—20％。②能量分布的厚度不同来说，却是相当透亮的。③二者的导热方式不同。0.5％。④水汽含量不同空气本身有较大的吸取地面辐射的力量，也就使得气温不易降低。陆地上的状况则正好相反。气温的绝热变化学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。量取自气团内部，因此使气块温度降低，以上过程称为气温的绝热冷却。缩小，同时气团内气体被压缩做功，内能增加，温度上升，这种现象称为绝热增温。干绝热过程：1、概念：将升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。争论中，大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的。(亦称泊松方程)：T/T0=〔P/PO〕0.286从方程中可以看出,在干绝热过程中气块温度的变化唯一打算于气，压的变化,当气压降低时,温度也降低,反之亦然。3、干绝热直减率：rd表示，1.0℃/100m。rdr是表示四周大气的气温随高度的分布状况。rrd。湿绝热过程1、概念：饱和湿空气在上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。2、湿绝热直减率：rmrmrd。缘由如下：rmrd。：指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度推断大气稳定度的根本方法大气是否稳定，通常用四周空气的温度直减率〔γ〕与上升空气块的干绝热直减率〔γ 〕或湿绝热直减率〔γ 〕的比照d m来推断。4气象学与气候学重点考虑干绝热的状况：当干空气或未饱和的空气块上升△Z 高度时，其温度为T=T-γ △Z；而四周的空气温度为i io dT=Tγ△Z。由于起始温度相等，即T=T〔2·59〕式，则得0 i0 0〔r－r〕的符号，打算了加速度aZdr＜r△Z＞0，则a＜0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；dr＞r△Z＞0，则a＞0，加速度与位移方向全都，层结是不稳定的；dr=ra=0，层结是中性的。d气温的水平分布气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是通过地面上气温相等各地的连线。等温线的不同排列表示不同的气温等温线和海岸平行，表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等影响气温分布的主要因素：纬度、海陆和高度对流层中气温的垂直分布辐射逆温由于地面猛烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。图2-33中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随2—33c)；日出后，太阳2—33d、e)。湍流逆温2-34AB分布，气温直减率(y(yd)小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将渐渐接近于干绝热直减率。这是由于湍流运动中，上升空气的温度是按于绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比四周的空气温度低，混合的结CDDE5气象学与气候学重点暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却的作用，愈近地外表降温愈多；而上层空气受冷地外表的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温。湍流作用常使平流逆温的近地面局部遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。下沉逆温：2-36小(h”＜h)。假设气层下沉过程是绝热的，而且气层内各局部空气的相对位置不发生转变，这样空气层顶部下沉的距离要比部的温度高于底部的温度，而形成逆温。2—37A测点相对于地面锋线的位置有关，观测点距地面锋线愈近，逆温高度愈低。三自然界中的某些物质可以气态、液态和固态的形式存在，依据系统论的观点，每一个状态成为一个相，水的三种状态被称为水的三相。水的三相之间可以相互转化，但这种转化是有条件的。〔在临界温度之上，实行任何方式都不会使气态变为液态。而且还常低于水的冻结温度，因此水汽是大气中唯一能由一种相转变为另一种相的成分:N为单位时间内跑出水面的水分子数，n为落回水中的水分子数。N>n蒸发(未饱和N<n分散〔过饱和〕N=n动态平衡〔饱和〕以饱和水汽压：水和水汽的变化：E>e蒸发(未饱和)E<e分散〔过饱和〕E=e动态平衡〔饱和〕冰和水汽的变化：6气象学与气候学重点Es>e升华Es<e凝华Es=e动态平衡动态平衡与水汽压这时水和水汽之间就到达两相平衡，这种平衡叫动态平衡。动态平衡时的水汽压称为饱和水汽压。在云中，冰晶和过冷却水共存的状况是很普遍的，假设当时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水之间的水义。溶液面的饱和水汽压自然界中的不少物质可容于水所以自然水通常是含有溶质的溶液。溶液中溶质的存在使溶液内分子间的作用力大于纯水内分且溶液浓度愈高，饱和水汽压愈小。饱和水汽压与蒸发面外形的关系E>E>E大气中水汽分散的条件核或凝华核的存在。二是大气中水汽要到达饱和或过饱和状态。分散核引力也大，从而有利于水汽分子在其外表的分散，使其成为水汽分散核心。空气中水汽的饱和或过饱和时的实际水汽压。暖水面蒸发空气的冷却绝热冷却 2.辐射冷却3平流冷却4混合冷却7气象学与气候学重点空气中水汽的饱和或过饱和空气的冷却T--->E减小饱和水汽压主要靠空气冷却。大气的冷却方式主要有如下三种：压减小，空气至肯定高度就会消灭过饱和状态。这一方式对于云的形成具有重要作用。下时，水汽压就会超过饱和水汽压产生分散。辐射雾就是水汽以这种方式分散形成的。相差较大，暖空气降温较多，也可能产生分散。混合冷却：当温差较大，且接近饱和的两团空气水平混合后，也可能产生分散。在上述几种过程中，冷却通常是主要肯定高度上，因而绝热冷却就成为主要的了。影响饱和水汽压的因素：蒸发面的温度，性质，外形水面的分子相等。蒸发面的性质:对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍旧是按指数规律递减。所不同的是冰是固体，冰分子要脱出冰面的束缚要比水分子脱出水面的束缚要困难。C．蒸发面的外形：温度一样时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之凹面最小。而且凸面的曲率越大，饱和水汽压越大;凹面的曲率越大，饱和水汽压越小。黄昏或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地外表的空气层也随之降温，当空气中水汽含量过饱和时，在地面00C，则分散物为疏松构造的白色冰晶，称为霜。露和霜的区分：露点温度不同，露的Td>0,Td<0。分散方式不同，露为分散，霜为凝华。形态不同，露为液态，霜为固态。形成露和霜的有利大气条件是晴朗微风的夜晚。到达足够的冷却程度，因而不利露、霜的形成。－雾凇是形成于树枝上、电线上或其它地物迎风面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。雨凇是形成在地面或地物迎风面上的透亮的或毛玻璃状的严密冰层。分类：依据雾淞形成的条件和构造，可将雾淞分为两类：8气象学与气候学重点晶状雾淞，当地面物体的温度低于过冷却雾滴和空气温度时，近地面空气中的水汽凝华在物体上形成晶状雾淞。▲形成：往往在有雾、微风或静稳以及温度低于－15℃时消灭。是由过冷却雾滴不断蒸发变成水汽再凝华在物体外表上形成。▲特征：晶体与霜相像，构造松散，稍有震惊就会脱落。粒状雾淞，由过冷却雾滴遇到冷的物体外表后，快速冻结而成。粒状雾淞多消灭在浓雾、风大的严冬日子里。▲形成：往往在风速较大，气温在－2－－7℃时消灭，由过冷却的雾滴被风吹过，遇到冷的物体外表快速冻结而成。通讯、输电线路等有肯定影响。雨淞①概念：形成在地面或地物迎风面上的透亮或毛玻璃状的严密冰层。②形成：主要由过冷却雨滴降到低于0℃的地面或地物上冻结而成。是透亮的外表光滑或略有突起的严密冰层。假设雨滴不是过冷却雨滴，所形成的雨淞很薄且寿命短。③特征：破坏性很大，能压断电线、折损树木，对交通运输、电讯、输电以及农业生产都有很大影响。雨淞分散在电线、树枝等物体上，当冰层较厚时常压断电线和树枝，对交通运输、电讯及农林业生产都有很大影响。近地面空气中的分散物雾的形成缘由：暖的空气与冷的下垫接触。雾的种类：辐射雾 、平流雾、平流辐射雾各种云的形成积状云三类：淡积云、浓积云和积雨云。这三种云的形成与云梯组成与对流上升所能到达的高度有直接关系。几个高度：0℃等温线高度之下时，形成的就是：升速度不大，云中遄流较弱。0℃等温线高度之上，而在冻结高度之下则形成空气对流上限到达分散高度，但云顶在0度等温线下。由水滴组成，上升气流速度不大〔5米每秒，在强风或强湍流的作用下云体会裂开成为碎积云。假设云顶高度在冻结高度之上，这是形成的则为0度等温线。顶部由过冷却水滴组成，上升气流强15-20米每秒，外貌似花菜。翻滚电闪雷鸣暴雨倾盆。是一种阵性降水。9气象学与气候学重点对流上升更旺盛，云顶可伸展到冻结线以上。最高可达平流层。顶部冻结为冰晶，消灭丝缕状构造，在高空风吹拂下，向水平方向开放成砧状、鬃状。上升气流速度到达20-30米每秒，最快可达60米每秒。湍流格外猛烈。总之，积状云是具有孤立、分散底部平坦的特点？〔提问〕旺盛，往往可进展为积雨云。黄昏对流减弱，积雨云渐渐消散，有时可以演化为伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。假设暖湿气流运动速度快，与地形阻挡，也形成积状云。到底层状云是在有肯定坡度的锋面上形成，所以锋面上不同部位上空所形成的云的云体厚度差异很大。层状云是均匀幕状的云层，常具有较大的水平范围，其中包括卷层云、卷云、高层云及雨层云。〔几百米-2023米〕云体由冰晶组成〔1000-3000米〕顶部为冰晶，主体局部由冰晶和过冷却水组成〔3000-6000米〕顶部为冰晶，中部由冰晶和过冷水组成，底部由水滴组成。层状云是由于空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面上的上升运动引起的。这种系统性的上升运动，通常水平范围大，上升速度只有0.1—1m/s，因持续时间长，能使空气上升好几千米。例如当暖空气向冷空气一侧移动时，由于二者密度不同，稳定的暖湿空气沿冷空气斜坡缓慢滑升，绝热冷却，形成层状云〔图3·9〕。云的底部同冷暖空气交绥的倾斜面〔又称锋面〕大体吻合，云顶近似水平。在倾斜面的不同部位，云厚的差异很大。最前面的是卷云和卷层云，其厚度最薄，一般为几百米至2023m，云体由冰晶组成。位于中部的是高层云，其厚度一般为1000—3000m，顶部多为冰晶组成，主体局部多为冰晶与过冷却水滴共同组成。最终面是雨层云，其厚度一般为3000—6000m，其顶部为冰晶组成，中部为过冷却0℃，故为水滴组成。从上述的系统性层状云形成中可以看到，在降水降临之前，有些云可以作为征兆。如卷层云，通常消灭在层状云系的前农谚“日晕三更雨，月晕午时风”就是指此征兆。降水的形成过程就是水滴-增大成雨滴雪花及其他降水物的过程。〔水汽分散成雨雪等〕过程。从其机制来分析，某一地区降水的形成，大致有三个过程。首先是水汽由源地水平输送到降水地区，这就是水汽条件。最终是云滴增长变为雨滴而下降，这就是云滴增长的条件。10气象学与气候学重点于降水的微观过程，主要打算于云物理条件。人工影响降水〔一〕人工影响冷云降水：散布干冰、碘化汞，形成冰晶〔二〕人工影响暖云降水：散布盐粒，形成大水滴水。所承受的方法，因云的性质不同，有以下几种：〔一〕人工影响冷云降水方法有二种，一种是在云中投入冷冻剂，如干冰〔即固体二氧化碳〕，另一种方法是引入人工冰核〔凝华核或冻结核〕。目前人们认为碘化银是一种格外有效的冷云催化剂。〔二〕人工影响暧云降水暖云内不行能有冰晶效应，促使降水形成起打算作用的是水滴大小不均匀和冲并过程。一：引入稀释性核如食盐;二：引入;三：引入外表活性物质转变水滴的外表张力状态，以利于形成大水滴并促使其裂开加速链锁反响，形成降水。四气压随高度的变化㈠气压变化的根本缘由：P=ρgh 气压发生变化的根本缘由是空气质量的变化气压变化的根本缘由在于空气的密度和大气柱的厚度。㈡静力学方程：dp=-ρgdzh=8000〔1+t/273〕/P (m/hpa)㈢压高方程〔P84-86〕 位势高度：单位质量的物体从海平面抬升到Z高度时，抑制重力所做的功，又称重力位势，单位是位势米。气压系统的空间分布㈠温压场对称系统〔地面温度中心和气压中心重合〕暖性高压：双高 深厚系统11气象学与气候学重点冷性低压：双低 深厚系统冷性高压：温度低气压高 统暖性低压：温度高气压低 统㈡温压场不对称系统〔地面温度中心和气压中心不重合〕地面低压中心轴线随高度上升不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度上升不断向暖区倾斜。.地转风：地转风系指自由大气中空气作等速、直线的水平运动。判别：地转风是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速的、直线的水平运动。高压在其左方，此称风压律。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，当这三个力到达平衡时的风，就称为梯度风。平衡时的风叫梯度风。心作顺时针旋转。南半球则相反。热成风的概念：由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在铅直方向上的速度矢量差。等温线与等压线平行时风的变化状况：依据风随高度变化状况可分为两类：一类是高压区与高温区相对应的系统，其低层风向与热成风风向全都，因而其风速随高度渐渐增大，风向不转变。另一类是高压区与12气象学与气候学重点180度转变，同热成风风向全都。等温线与等压线相交风向与热成风向愈接近。热成风向愈接近。平均纬向环流：平均水平环流：指纬向气流受到扰动(山脉阻挡和海陆分布不均等)而进展起来的槽、脊和高、低压环流平均经圈环流：即三圈环流，是指在南北向沿经圈的垂直 ，由风速的平均北、南重量和垂直重量构成的平均环流圈。低纬环流圈，是一个直接热力环流圈，也叫哈得莱环流圈。中纬环流圈，是一个间接热力环流圈，也叫费雷尔环流圈。高纬环流圈，是一个直接热力环流圈，也叫极地环流圈。五主要系统：气团、锋面、气旋与反气旋、高压脊与低压槽天气系统总是处在不断生、进展和消亡过程中，在不同进展阶段有其相对应的天气现象分布。因而一个地区的天气和天气变化是同天气系统及其进展阶段相联系的，是大气的动力过程和热力过程的综合结果。：是指气象要素〔主要是温度、适度和大气静力稳定度〕在水平分布方向上大范围的空气团。性质——水平范围大，垂直范围也大，水平温度梯度小，天气变化小。形成条件:a.范围宽阔、地表性质比较均匀的下垫面。13气象学与气候学重点

b.有一个能使开空气物理属性水平方向均匀化的环流场〔比方缓行的高压系统〕在具备了上述两个条件下，通过大气中各种尺度的湍流、大范围系统性垂直运动以及蒸发、分散和辐从而形成气团。气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移行到另一的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的转变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有物理属性的转变过程称为气团变性。规律：变性的快慢和变性程度的大小取决于：流经地区下垫面性质与气团源地下垫面性质差异离开源地时间的长短空气运动状态的变化同时，不同气团变性的难易也是不同的。则不易变冷。干气团简洁变湿，湿气团不简洁变干。气团的变性是常常的，确定的。而气团的形成只是不断变性过程中的一个相对稳定阶段。气团分类的方法有两种，即地理分类法和热力分类法。锋:锋由两种性质不同的气团相接触形成的三度空间天气系统。其水平范围与气团水平尺度相当，长达几百千米到几千千米。1〕成和保持是地球偏转力作用的结果。〔2〕温度场：锋区的水平温度梯度比锋两侧的单一气团内的温度梯度大得多是其次个特征。时便产生折角，折角尖端指向高压一方，锋落在低压槽中。风场：锋四周的风场是同气压场相适应