气象学与气候学复习重点.pdf
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1、气象学与气候学复习重点第一章绪论天气与气候的区别(时间、空间尺度)气象学发展历程:气象仪器、无线电报、无线电探空仪、遥感探 测、自动气象站第二章大气的基本情况大气组成:干洁空气(N2、02、C02、03)、水分、悬浮杂质大气的垂直结构(温度、成分、电荷、大气垂直运动)对流层:气温随高度增加而降低垂直对流运动气象要素 水平分布不均匀主要大气现象发生在此层分层:贴地层、摩擦层、对流中层、对流上层、对流层顶平流层:25km(臭氧层)以下,气温保持不变;25km以上,气温随高度增加而显著升高。(臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高)空气运动以水平运动为主,无明显的垂直运动。水汽?口尘埃含量极
2、少,晴朗少云,大气透明度好,气流比较平稳,适 宜飞机航行。中间层:温随高度增加而迅速下降,并有强烈的垂直运动。热层:气温随温度的增加而迅速增高;电离现象散逸层3.气象要素:气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见 度比湿:一团湿空气中,水汽质量与该团空气总质量(水汽与干空 气的质量)的比值;露点:空气水汽含量不变,气压一定时,使空气达到饱和时的温 度,称露点温度气压一定时,露点的高低只与空气中水汽含量有关,水汽含量高,露点 m 实际大气中,空气经常处于未饱和状态,露点温度比气温低辐射系统辐射通量及辐射通量密度定义辐射通量:单位时间通过任意面积上的辐射能量辐射通量密度:单位面积上的辐射通
3、量辐射规律(选择)基尔荷夫定律(选择吸收定律):放射能力强(弱),吸收能力强(弱)黑体吸收(放射)能力最强同一物体,温度T时它放射某一波长的辐射,同一温度下也吸收这一波 长的辐射。斯蒂芬-波尔兹曼定律:物体温度越高,放射能力越强维恩位移定律:物体的温度愈高,放射能量最大值的波长愈短,随着物体温度不断增高,最大辐射波长向短位移。太阳辐射是短波辐射;地面、大气辐射是长波辐射。太阳辐射太阳辐射光谱:可见光(50%)、红外区(43%).紫外区(7%)太阳常数:指在日地平均距离条件下,在大气上界,垂直于太阳 光线的单位面积,单位时间内获得的太阳辐射能量。值为1370W/m2大气上界的太阳辐射(天文辐射)
4、影响因素:日地距离、太阳高度角、白昼长度天文辐射对热量分布的影响全球获得太阳辐射最多的是赤道,随纬度增高而减少。形成热带、温带、寒带等气候带。夏半年获得天文辐射量最大值在20。25。的纬带上,由此向两极 减少,最小值在极地。(原因:太阳高度角大,白昼长度大于赤道)冬半年北半球获得天文辐射最大在赤道。随纬度增高而减少,到 极点为零。高低纬度之间冬季气温差较大。由于日地距离影响,南北半球天文辐射总量是不对称的,南半球 夏季各纬圈日辐射总量大于北半球夏季相应各纬圈的日辐射总量。相反,南半球冬季各纬圈日辐射总量小于北半球冬季相应 各纬圈的日辐射总量。穿过大气层的太阳辐射(反射、散射、吸收)主要变化:总
5、辐射能有明显地减弱辐射能随波长的分布变得极不规则波长短的辐射能减弱得更为显著散射作用(*)分子散射:直径比太阳辐射波长短的空气分子发生的散射。波长 越短,散射越强;如青蓝色天粗粒散射:波长较长的尘埃、水滴。粗粒散射没有选择性,光是 可见光-灰白天空。为何日出、日落时太阳呈红色?(1)为太阳高度不同,太阳光通过大气的厚度也不同;(2)大气层愈厚则大气的吸收、散射、反射作用也愈强,到达地面的 太阳辐射愈少;(3)太阳高度越小,日光垂直投射时穿过的大气质量就越大;(4)日出、日落时,日光通过的大气质量数最大,短波光的散射增强,红色光在太阳光中的比例增加。故日出、日落时太阳呈红色。到达地面的太阳辐射影
6、响因素:太阳高度角越小,等量的太阳辐射散布的面积就愈大,因而地表 单位面积上所获得的太阳辐射就愈小;太阳高度角越小,太阳辐射穿过大气层越厚,被削弱越多,到达 地面的直接辐射越少;大气透明系数:透过一个大气质量(m=1)后的太阳辐射强度(S1)与透过前的太阳辐射强度(SO)之比太阳总辐射强度:太阳直接辐射+散射辐射影响因子:太阳高度角太阳总辐射与太阳高度呈正相关关系。大气透明度大气透明度差,到达地面的太阳直接辐射减少,故太阳总 辐射减少。大气质量大气质量愈大,到达地面的太阳总辐射愈少纬度、海拔、坡度坡向、云地面、大气辐射地面辐射:由地面发射,指向大气的辐射。大气辐射定义:大气向外的辐射大气对长波
7、辐射的吸收具有选择性大气窗口(8-llpm的地面辐 射,大气吸收率很小)影响因素:温度、绝对湿度和云况、海拔大气、地面辐射区别与特点区别:前者有选择性(大气窗口);前者方向为四面八方,后者 向上特点:地面平均温度约为300K(27),对流层大气的平均温 度约为250K(-17 ),故其热辐射中95%以上的能量集中在3-120pm范围内(红外辐射)。其辐射能最大段波长在10-15“m范围内,所以把地面和大气的辐射称长波辐射。大气逆辐射定义:大气辐射?旨向地面的部分作用:保温、减少温差大气的热力学过程热量交换方式非绝热传导:当气团之间有温度差异时发生传导作用交换热量。但地面 和大气均为不良导体,所
8、以传导交换的热量很少。辐射:物体之间以各自的温度以辐射方式交换热量。大气主要吸 收地面长波辐射而增温,同时也吸收大气放出的长波辐射,这样它们之 间通过长波辐射的方式不停交换热量。气团之间也一样。对流:当暖而轻的空气上升时,周围冷空气下来补充,这种升降 运动即对流。通过对流,上下层空气相互混合,热量不断交换。对流层 热量交换的主要方式。湍流:空气不规则运动称为湍流,又称乱流。湍流交换是摩擦层 主要热量交换方式。湍流交换也称显热交换,因为它传递的热量直接导 致空气温度升高。蒸发和凝结:水蒸发时要吸收热量,相反,水汽凝结放出潜热。通过蒸发和凝结使地面和大气、气团之间发生潜热交换。水的蒸发和凝 结进行
9、的热量交换称为潜热交换。一般,温度变化通常是几种作用共同影响。地面与空气之间,主 要是辐射,气团之间主要依靠对流和湍流,其次通过蒸发、凝结的潜热 交换。绝热干绝热:指升、降气块内部没有发生水相变化,又没有与外界交 换热量的过程湿绝热:饱和湿空气在上升过程中绝热直减率:气块绝热上升单位距离时的温度降低值*干绝热直减率是气块本身的降温率,近似于常数;气温直减率表示周 围大气的温度随高度的分布情况,有不同数值。*P78 例 5判断大气的稳定性大气稳定度定义: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,是衡量气块是否易于发生垂直运动。判定方法:气压相同条件下(同一高度),冷的气团重而较稳
10、 定;反之,暖的气团轻容易上升而不稳定。(为周围空气气温直减率,为上升气块干绝热直减率,为上升高度)加速度方向与上升方向一致,气块不稳定;不一致,气块稳定(绝对不稳定;条件不稳定)逆温定义:大气上层温度高于下层的现象。作用:阻碍空气垂直运动的发展,使近地面大量的烟、尘、水汽 凝结物聚集到它的下面,能见度变坏形成条件:逆温层按形成条件可分为辐射逆温、湍流逆温、平流 逆温、下沉逆温、锋面逆温。空气局地变化的原因起因:空气平流运动引起的局地气温变化、空气温度的个别变化影响因素:平流运动(冷平流、暖平流)铅直运动(绝热):一般情况下,yd y,上升运动时3 0,气压增大,温度升高;yd=y,空气垂直运
11、动不引起局地气温变化;非绝热热量交换第五章大气中的水分饱和水汽压概念:温度一定条件下,单位体积空气中的水汽量有一定限度,如果水汽含量达到此限度,空气呈饱和状态,称饱和空气。饱和空气的 水汽压称饱和水汽压。影响因素:温度(i)随着温度的升高,饱和水汽压按指数规律迅速增加(ii)空气温度的变化,对蒸发和凝结有着重要的影响已饱和的空气,T 升高,E增加一不饱和-重新蒸发不饱和空气,T减少,E减少一饱和-凝结(iii)饱和水汽压随温度的改变量,在高温时比低温时要大。(高温饱 和空气中形成的云要浓厚,夏季容易发生暴雨)蒸发面性质(i)冰面和过冷却水面的饱和水汽压一般,水低于0度结冰,但实验和对云雾观测发
12、现,水可以存在于0度 以下的温度不结冰-过冷却水。冰面和过冷却水饱和水汽压也遵循按指数规律变化。冰面饱和水汽压比过冷却水要小;冰是固体,冰分子要脱出水面的束缚比水分子脱出水面的束缚更难。*冰晶效应:水滴会因不断蒸发而不断缩小,冰晶会因不断凝结而增 大,这就是冰晶效应,对降水的形成有重要意义。在云中,冰晶和过冷水滴相处在一起的机会是很多的,如果当时的实有 水汽压处于两者的饱和水汽压之间,就会有冰和水之间水汽转移现象,在这种情况下,实有水汽压比水 滴的饱和水汽压小,对水滴来说是未 饱和的,水滴就出现蒸发。但实有水汽压比冰晶水汽压大,对于冰晶来 说是过饱的,冰晶上要出现凝华。因此,水滴不断蒸发而减小
13、,冰晶因 不断凝华而增大,这种冰水之间的水汽转移现象就称为冰晶效应。(ii)溶液面的饱和水汽压同样温度下,溶液面饱和水汽压比纯水面要小,溶液浓度越高,饱和水 汽压越小,越容易凝结。这种作用对在可溶性凝结核上形成云或雾很重要。蒸发面形状温度同时,凸面平面凹面,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。大气水分发生三相转换的条件达到饱和水汽压:辐射冷却、平流冷却、绝热冷却、水平混合冷却 凝结核地表水汽凝结现象露:定义:露是凝结在地表或地物上的微小水滴,它由潮湿的 空气与较冷的物体表面相接触形成的,这时较冷的物体表面应不低于0c形成露的有利条件:天空无云或有很薄的高云而有微风
14、的夜间,这时 可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行霜:定义:霜是白色具有晶体结构的水汽凝华物。形成霜的有利条件:与露相似不同点在于地面温度,一个0度以上,一个0度以下。霜与霜冻的区别:(1)有霜时农作物不一定遭受霜冻之害,霜冻是 温度急剧下降引起植物受冻现象。(2)有霜冻时也可以有霜出现(白霜),也可以无霜出现(黑霜)雾淞雾淞是水汽在树枝、电线和地物凸出表面上形成的凝华物,多见于寒冷而湿度高的天气条件之下。雨淞:雨淞是在地表或地物迎风面上形成的透明的或呈毛玻璃状 的紧密水层。(过冷却雨)大气水汽凝结现象雾定义:是悬浮在空气中的小水滴或冰晶,当水平能见度降到1KM 以下时,称为雾有利条件:近地层空
15、气水汽充沛,冷却过程,凝结核;风力微弱,大气稳定分类:辐射雾、平流雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾云定义:悬浮在自由大气中的水汽凝结物形成条件:充足水汽、凝结核、绝热冷却降水定义:由云中降到地面上的液态水或固态水形成条件:宏观条件:水汽充足、凝结核、上升运动微观条件:云滴凝结增长,云滴冲并增长*云滴凝结增长:冰水云滴共存(冰晶效应)、冷暖云滴共存、大小 云滴共存*云滴冲并增长:当云滴在不稳定的上升气流带动下做各向运动,大 小不同的云滴其运动速度的差异,造成相互碰撞而合并,是云滴增大形 成降水的主要途径。形成过程水成云形成的降水水成云:当云层稳定时,一般不产生降水,即使形成降水,也多为均匀、持续的小雨
16、或毛毛雨。当云层不稳定时,易形成降水。冰成云形成的降水冰成云:高度较高,水汽含量较少,下降过程长,易被蒸发,而形成雨 或雪,因此冰成云除了在冬季或高原地区可能形成一些降水外,一般不 形成降水。混合云形成大降水混合云:冰晶处于过饱和状态,水滴想冰晶转移输送水汽,水滴缩小而 冰晶增大形成雪花。雪片降落到高于零度的气层中,便融化成雨。第六章气压变化和大气的水平运动气压随高度变化决定因素:(1)大气柱高度;(2)大气柱空气密度;变化规律:(1)气压随海拔高度增高而递减;(2)密度大,气压降低快;气压随时间变化 气压变化的原因(空气柱重量增减)热力因子:温度的升高或降低引起空气体积膨胀或收缩、密度的 变
17、化以及伴随的气流辐合和辐散造成的质量增多或减少。动力因子:水平气流的辐合和辐散;不同密度气团的移动;空气 的垂直运动大气的水平运动空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力除重力之外,还有由于气压分布不均产生的气压 梯度力水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力由于地球自转而产生的地转偏向力(南左北右)物体静止时,不受地转偏向力作用。地转偏向力的方向同物体运动方向相垂直,它只能改变物体运动 方向,不能改变运动速度大小。地转偏向力大小同风速成正比,同纬度的正弦成正比。在赤道为 零。由于空气层之间的运动产生的摩擦力(在摩擦层起作用,在自由 层可以忽略)空气做曲线运动产生的惯性离心力(只
18、改变物体运动方向,不改 变运动速度)自由大气中的空气运动地转风:气压梯度力和地转偏向力平衡时,空气的等速直线水平运动。梯度风:气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力三力平衡热成风:水平温度梯度引起的风随高度的改变量。风顺着等温线方向,在北半球,背风而立,高温在右,1 第七章大气环流三风四带示意图(太阳辐射、副极地低压带/一八纬/西,念J/东/北信/肾户赤道低压带 V 南、信、_-一一副热带高压带一 下沉纬、西 XX./副极地低压带、氐温在左。地球自转的作用)掌握 环流;N风,_0。)网对流降水网,/1/下沉气流旋-锋面降水地表性质对大气环流作用海陆分布影响 海陆热力性质差异一一完整纬向气压带分裂成
19、闭合的高低压一一冬夏 海陆间热力差异海陆间大气流动,形成季风*东亚季风和南亚季风在成因和现象上有何差异?它们的气候特征如 何?东亚季风:东亚季风由海陆热力差异而引起,亚洲东部濒临广阔的太平洋,居于世 界最大的海洋和大陆之间,温度梯度和气压梯度的季节变化经其他任何 地区都显者。冬季,亚洲大陆为冷高压盘踞,高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬 季风;夏季,亚洲大陆为热低压所控制,同时太平洋高压西伸北进,因 此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风,东亚季风对我国,朝 鲜、日本等地区的天气,气候影响大,冬季风盛行时,这些地区的气候 特征为低温,干燥和少雨,夏季风盛行时,这些地区的气候特征为高温,湿润
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