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1、气象学与气候学复习重点第一章 绪论1. 天气与气候的区别（时间、空间尺度）2. 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1. 大气组成：干洁空气（N2、O2、CO2、O3）、水分、悬浮杂质2. 大气的垂直结构（温度、成分、电荷、大气垂直运动）a. 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b. 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
2、平运动为主，无明显的垂直运动。 水汽和尘埃含量极少，晴朗少云，大气透明度好，气流比较平稳，适宜飞机航行。c. 中间层：温随高度增加而迅速下降，并有强烈的垂直运动。d. 热层：气温随温度的增加而迅速增高；电离现象e. 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a. 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；b. 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，露点高； 实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温低第3章 辐射系统1. 辐射通量及辐
3、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量2. 辐射规律（选择）a. 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。 b. 斯蒂芬波尔兹曼定律：物体温度越高，放射能力越强c. 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。3. 太阳辐射u 太阳辐射光谱：可见光（50%）、红外区（43%）、紫外区（7%）u 太阳常数：指在日地平均
4、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/m1) 大气上界的太阳辐射（天文辐射）a. 影响因素：日地距离、太阳高度角、白昼长度b. 天文辐射对热量分布的影响1 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。2 夏半年获得天文辐射量最大值在2025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）3 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。4 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
5、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。2) 穿过大气层的太阳辐射（反射、散射、吸收）a. 主要变化：1 总辐射能有明显地减弱2 辐射能随波长的分布变得极不规则3 波长短的辐射能减弱得更为显著b. 散射作用（*）1 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2 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
6、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。3) 到达地面的太阳辐射a. 影响因素：1 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；2 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；b. 大气透明系数：透过一个大气质量(m1)后的太阳辐射强度 (S1)与透过前的太阳辐射强度(S0)之比c. 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
7、 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4. 地面、大气辐射a. 地面辐射：由地面发射，指向大气的辐射。b. 大气辐射1 定义：大气向外的辐射2 大气对长波辐射的吸收具有选择性大气窗口（8-11m的地面辐射，大气吸收率很小）3 影响因素：温度、绝对湿度和云况、海拔c. 大气、地面辐射区别与特点1 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2 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3120m范围内（红外
8、辐射）。其辐射能最大段波长在1015m范围内，所以把地面和大气的辐 射称长波辐射。d. 大气逆辐射1 定义：大气辐射指向地面的部分2 作用：保温、减少温差第4章 大气的热力学过程1. 热量交换方式a. 非绝热1 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，所以传导交换的热量很少。2 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。3 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
9、。对流层热量交换的主要方式。4 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。5 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的热量交换称为潜热交换。u 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。b. 绝热1 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2 湿绝热：饱和湿空气在上升过程中3 绝热直减率：气块绝热上升单位距离
10、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52. 判断大气的稳定性a. 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。b. 判定方法：气压相同条件下（同一高度），冷的气团重而较稳定；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）c. 逆温1 定义：大气上层温度高于下层的现象。2 作用：阻碍空气垂直运动的发展，使近地面大量
11、的烟、尘、水汽凝结物聚集到它的下面，能见度变坏3 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。3. 空气局地变化的原因a. 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b. 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， d, 上升运动时0,气压增大，温度升高； d ，空气垂直运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1. 饱和水汽压a. 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。b. 影响因素：温度 （i）
12、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增加不饱和-重新蒸发不 饱和空气，T减少，E减少饱和-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
13、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，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。2. 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
