气象学啰嗦.docx

1、气象学啰嗦第1章 绪论气象：在地球大气中每时每刻都在发生着风、云、雨、雪、雷电、旱涝、寒暑等等各种各样的自然现象， 这些现象统称为大气现象，简称为气象。气象学：研究大气中各种现象的成因和演变规律及如何利用这些规律为人类服务的科学。 气象学的研究对象：大气圈及大气圈与水土岩石圈、生物圈之间的相互作用。 气象工作的三个内容：服务气象，资源气象，安全气象近代气象科学的四次飞跃：第一次飞跃:气象仪器如温度表、雨量器、气压表等相继发明，导致对信风和全球大气环流的研究。第二次飞跃:无线电报发明，地面气象观测网产生，天气图诞生，V.Bjerknes创立了锋面学说，提出了著名的斜压概念和环流理论，从此天气学和

2、动力气象学形成并得到发展。第三次飞跃: 无线电探空仪的发明，高空观测的迅速建立，Rossby提出了长波动力学，创立了长波理论。 Lorenz提出奇异吸引子与混沌理论。准地转理论、适应理论、突变理论和不稳定理论等相继提出并应用，大尺度天气学进入成熟阶段。第四次飞跃:空间和地面大气遥感探测与气象信息技术系统日趋完善，大气科学试验正从局部的专业试验向全球的综合性试验过渡，气候研究正朝着更加广泛、更加综合的方向发展。第二章 地球大气第一节 大气的组成地球大气由三个部分组成:干结大气，水汽，悬浮在大气中的固液态杂质。干洁大气的定义：除去水汽及其他悬浮在大气中的固、液体质粒以外的整个混合气体。成分变化 ：

3、090km，主要成分和含量比例基本保持不变。90km以上，氮稍有减少,氧稍有增多,氩和二氧化碳明显减少,其中氧分子和氮分子开始离解 。v 各大气中气体的作用氮气（N2）：存在方式：以蛋白质的形式存在于有机体中。 作用：是有机体的基本组成部分，也是合成氮肥的基本原料。氧气（O2）：作用：是人类和动植物维持生命活动的极为重要的气体；积极参加大气中的许多化学过程； 对有机物质的燃烧、腐败和分解起着重要的作用。臭氧（O3）：时空变化：时间变化：最大值出现在春季，最小值出现在夏季。空间变化：水平：由赤道向两极增加。垂直： 5560km，含量极少；2025km，达最大值，形成臭氧层；1215km以上，含量

4、增加特别显著；从10km向上，逐渐增加；近地面，含量很少； 作用：对紫外线有着极其重要的调控制作用。对高层大气有明显的增温作用。 每年的9月16日为“国际保护臭氧层日”。二氧化碳（CO2）：时间变化：a) 白天、晴天、夏季时的二氧化碳浓度小于黑夜、阴天、冬季。 b) 工业革命前小于工业革命后。 垂直： 020km，含量最高；作用：绿色植物进行光合作用不可缺少的原料。强烈吸收长波辐射（地面辐射、大气辐射），使地面保持较高的温度，产生“温室效应”。2、水汽来源：主要来自江、河、湖、海、潮湿陆面的水分蒸发以及植物表面的蒸腾。时间：夏季多于冬季 空间：一般低纬多于高纬，下层多于上层。 作用：在天气气候

5、变化中扮演了重要角色。能强烈吸收地面放射的长波辐射并向地面和周围大气放出长波辐射，对大气起着“温室效应”。二、大气中的杂质( Aerosols & Pollutants)在大气中悬浮着的各种固体和液体微粒（包括气溶胶粒子和大气污染物质两大部分）。 气溶胶粒子：大气中沉降速率极小、尺度在10-4m到100m之间的固态和液态微粒。分类：液体质粒、固体质粒作用：吸收太阳辐射，使空气温度增高，但也削弱了到达地面的太阳辐射；缓冲地面辐射冷却，部分补偿地面因长波有效辐射而失去的热量；降低大气透明度，影响大气能见度；充当水汽凝结核，对云、雾及降水的形成有重要意义。 第二节 大气垂直结构对流层：特点：主要天气

6、现象均发生在此层。温度随高度升高而降低。（平均高度每升高100m，气温下降0.65。）空气具有强烈的垂直运动和不规则的乱流运动。气象要素的水平分布不均匀。厚度变化：空间：随纬度增加，厚度降低。时间：夏季大于冬季。分层：下层、中层、上层、对流层顶。下层（摩擦层或行星边界层）：0-2km摩擦作用、对流运动和乱流运动最强烈；中层：2-6km 空气运动以对流为主；形成降水的重要气层。上层：飞机飞行在此气层常出现结冰现象。对流层顶：气温随高度变化很小，甚至成为等温状态。能见度恶化平流层：25km以下，气温保持不变；25km以上，气温随高度增加而显著升高。空气运动以水平运动为主，无明显的垂直运动。 水汽和

7、尘埃含量极少，晴朗少云，大气透明度好，气流比较平稳，适宜于飞机航行。中间层：气温随高度增加迅速下降，顶部气温可降至-83以下。空气有强烈的垂直运动，故又称之为“高空对流层”。 热成层(热层、暖层、电离层)：气温随高度增加迅速上升。空气质点在太阳紫外辐射和宇宙高能粒子作用下，产生电离现象。散逸层：这一层中的大气物质具有向星际空间散逸的特性，是大气圈与星际空间的过渡地带。气象要素：表示大气状态和特征的物理量和物理现象。第3章 辐射（重点）辐射：物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式。辐射能：物体以辐射的方式传递交换的能量。特性：波粒二象性v 基尔荷夫(Kirchoff)定律(选择吸收定

8、律) 在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(e,T) 与物体对该波长的吸收率(a,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。即:E,T只是波长和温度的函数。推论：1.对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体的吸收能最强，所以它也是最强的放射物体。2.对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。v 斯蒂芬波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律 黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。即：意义：物体温度愈高，其放射能力愈强。 v 维恩(Wien)

9、位移定律绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(m) 与其本身的绝对温度(T)成反比。即：意义：1.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，最大辐射波长由长向短位移。2.太阳辐射是短波辐射，人、地面和大气辐射是长波辐射。辐射通量及单位：定义：单位时间通过任意面积上的辐射能量。单位：Js-1或W光通量及单位：定义：表征辐射通量而产生光感觉的量。单位：流明（lm）照度及单位：定义单位面积上接受的光通量。单位： lx，音译为勒克斯，1 lx=1 lmm-2黑体：对于投射到该物体上所有波长的辐射都能全部吸收的物体称为绝对黑体。第二节 太阳辐射太阳辐射强度：定义：单位时间内投射到单位

10、面积上的太阳辐射能量。单位：Wm-2太阳常数 （S0）定义：当地球位于日地平均距离时(约为1.496108km)，在地球大气上界投射到垂直于太阳光线平面上的太阳辐射强度。变化范围： 1325 Wm-2 1457 Wm-2 我国采用的太阳常数值为1382 Wm-2 。随太阳活动变化而变化。太阳光量常数：定义大气上界，太阳辐射产生的平均光照强度。范围：1.351051.4105lxv 太阳高度角、太阳方位角和昼长太阳高度角：太阳光线与地表水平面之间的夹角。(0h90)式中：为观测点纬度，为赤纬，是时角。 的含义：太阳直射点纬度(即太阳直射光线与赤道平面之间的夹角)。 正午时刻h的计算公式：太阳方位

11、角 （A）：太阳光线在水平面上的投影和当地子午线的夹角。计算公式：日出日没时（h=0）：v 可照时数、实照时数和日照百分率 可照时数（昼长）定义：不受任何遮蔽时每天从日出到日落的总时数。单位：小时、分计算公式：实照时数：地面上用日照计实际测量的日照时数。日照百分率：光照时间：光照时间可照时数曙暮光时间曙暮光：在日出前和日落后，太阳光线在地平线以下0 6时，光通过大气散射到地表产生一定的光照强度，这种光称为曙光和暮光一般曙暮光随纬度升高而加长；夏季尤为显著。3、大气对太阳辐射的减弱（1）减弱方式：1.吸收作用 主要的吸收成分：氧、臭氧、水汽和CO2气体成分强吸收波段弱吸收波段氧<200nm

12、的紫外光690760nm的可见光臭氧200320nm的紫外光600nm的可见光水汽9301500nm的红外光（三个强吸收带）600700nm的可见光（三个弱吸收带）2.散射作用：当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。v 雷莱分子散射定律当大气干洁，质点半径小于200nm时，散射值与入射光波长的四次方成反比。意义：入射光波长愈短，散射能力愈强。漫射：当大气混浊，质点半径10,000nm时，入射光的各种波长具有同等散射能力，散射系数不再随波长改变，称之为漫射。反射作用 ：参与反射作用的物质。大气中较大的尘粒和云滴、云层（2）减弱因素：大气质量(m)，

13、 大气透明系数(P)大气质量(m) ：太阳光通过大气路径的长度与大气铅直厚度之比。大气质量m随太阳高度的增高而减小，当太阳高度低时，m值的增大特别迅速。大气透明系数(P)：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，即：到达地面的太阳辐射强度到达地面的太阳总辐射由太阳直接辐射强度和天空辐射强度组成。太阳直接辐射强度定义单位时间内以平行光形式投射到地表单位水平面积上的太阳辐射能。影响因子：大气透明系数(P )、大气量( m )和太阳高度角（h）影响，此外，纬度、海拔、坡度坡向和云量有间接或直接的影响。 第3节 地面辐射差额一、地面辐射(Ee)：地面昼夜不

14、停的向外放射辐射能，称为地面辐射(Ee)。 白天夜间二、大气辐射：大气辐射：大气向外的辐射。大气逆辐射(Ea)：大气辐射中传向地面的辐射。三、地面有效辐射(E0)：地面辐射与被地面吸收的大气逆辐射之差。亦称净红外辐射温室效应：大气中各种微尘和二氧化碳成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强大气逆辐射，对地面有保温和增温作用，这种现象称为大气温室效应。大气阳伞效应：大气中微尘和二氧化碳的增加，犹如在阳光下撑了一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用，这种现象称之为大气阳伞效应。五、地面辐射差额(B)：在单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出的辐射之差，称为地面

15、辐射差额(R)。也称地面净辐射。 地面辐射平衡公式：第4章 温度第1节 热量收支热量平衡过程：地球表面吸收太阳辐射能后，会通过各种热量收支方式，产生能量的转换和输送而达到平衡，这样的物理过程称为热量平衡过程。1、物质的热属性热容量： 在一定过程中，物体温度变化所需吸收或放出的热量。分类：1.质量热容量（比热、比热容）：单位质量的物质，温度变化所需吸收或放出的热量。 单位：J/(kg)(或J/(g)2.容积热容量定义：单位体积的物质，温度变化所需吸收或放出的热量。单位：J/(m3)(或J/(cm3) 导热率（热导率）定义：指物体在单位厚度间、保持单位温度差时，其相对的两个面在单位时间内通过单位面

16、积的热流量。单位： J/（mS）(或/（m）)热流量方程： 方程的意义：当其他条件相同时，导热率大的物质，热流量大，传热速度快；反之则小。导温率定义：单位容积的物质，通过热传导，由垂直方向获得或失去焦耳（J）的热量时，温度升高或降低的数值称为导温率。 单位：2 /S(或2 /S)计算公式： ：导温率，：导热率，：容积热容量。2、热量收支(交换)方式1.辐射热交换：任何温度在绝对零度以上的物体，通过辐射的放射和吸收而进行的热量交换方式。 2.分子传导热交换：物质通过分子碰撞，所产生的表现为热量传导的动能交换方式。3.流体流动热交换：流体在各个方向上流动时，热量随流体流动而输送的热量交换方式。 根

17、据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。 对流：定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。包括热力对流，动力对流作用：使上下层空气混合，产生热量交换。平流： 定义：流体在水平方向上的流动。作用：对大规模的热量传递和缓和地区之间、纬度之间温度的差异起着很大作用。 乱流（湍流）：定义：流体在各方向上的不规则运动。包括热力乱流，动力乱流。近地气层乱流强度时空变化：陆地比海面强，山地比平原强，白天比夜间强，夏季比冬季强潜热交换：物质在进行相态变化时所发生的热量交换。3、热量收支(平衡)活动层（作用层）： 能够调节自身内部及相邻其它物质层的辐射、热量、水分分布完全吸收的物质层。 凡是辐射能、热能和水分交

18、换最活跃，从而能调节邻近气层（或土层）的辐射收支、温度高低或湿度大小的物质面。 活动面（作用面）：凡是辐射能、热能和水分交换最活跃，从而能调节邻近气层（或土层）的辐射收支、温度高低或湿度大小的物质面。 农田内、外活动面（作物封行后）：外活动面：作物最密集的部位。内活动面：地面地面热量收支：地表面昼夜热量收支平衡方程： 地表层昼夜热量收支平衡方程：第二节 地面和土壤温度表征温度变化的几个物理量较差：指一定周期内，温度最高值与最低值之差。日较差：一日内最高温度与最低温度之差。年较差：一年中最热月平均温度与最冷月平均温度之差。绝对年较差：年极端最高气温与极端最低气温之差。位相：最高温度与最低温度出现

19、的时间差。2、土壤温度的变化时间变化：日变化日恒温层（土温日不变层）：土壤温度日较差为零时的深度。日恒温层深度：一般深度约为4080，平均为60。日恒温层的影响因子：纬度、季节、土壤热特性土壤温度位相：土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落后越多。土壤温度的年变化年恒温层（年温度不变层）：土壤温度的年较差为零时的深度。影响因子：纬度 垂直分布： 日分布 日射型（受热型）：图中13时 辐射型（放热型）：图中01时 上午转变型（由辐射型向日射型过渡）：图中07时 傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）：图中19时年分布：放热型、受热型和过渡型。 影响土温变化的因素 ：土壤本身的物理特性：土壤湿度

20、，土壤颜色，土壤机械组成及腐殖质；外界条件： 地面覆盖物，地形和天气条件第3节 水体的温度1、水体热量传播的特点 水体中的辐射特点：1.水体反射率小于陆地2.水体吸收率达于陆地3.太阳辐射能在水体中传播，不同深度水体的传播情况遵循比尔定律。即 4.水体易吸收长波，散射短波，水中悬浮物散射长波。水体中的热量平衡特性：热量平衡公式 ：R0=H+LE+Q+AR0：水体净辐射量，H：水面与大气热量交换的感热通量密度；LE：水体的潜热通量密度；Q：水体热储存变量；A：因水体流动产生的水平方向的热输送通量密度。 特性:海洋热量平衡主要输出项是水体蒸发潜热。海洋可以通过洋流来在水平方向传送热量。第4节 空气

21、温度一、大气中的热量交换方式：平流、对流、乱流、潜热交换。平流：主宰季节更替和天气冷暖变化。对流：是对流性降水的主要原因。乱流：对一些低云和雾的生消起重要的作用。潜热交换：对气温的升降、大气中水分的三态相变起着不可替代的作用。2、空气温度的时间变化空气内能变化表达式：U=W+Q绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。影响气温日较差的因子：纬度，季节，地形，下垫面性质，天气状况。影响气温年较差的因子：纬度，距海远近，地形，天气状况四、空气绝热变化气温直减率：定义：气温随高度变化的程度。 表达式： Z：两高度高度差，T两高度相应的气温差；负号表示气温垂直分布的方向。 的绝对值越大，气温

22、随高度变化差异越大。空气干绝热变化：热力学第一定律任一孤立系统由状态微小变化至状态时，从外界吸收的热量d，等于该系统内能的变化d和对外作功d之和。 干绝热过程：空气是干空气或未饱和的湿空气（没有水汽凝结），与外界之间无热量交换时（dQ=0）的状态变化过程。干绝热过程可引起空气绝热增温和绝热冷却。绝热增温：当空气块下降过程中，因外界气压增大，外界对气块作功，在绝热的条件下，所作的功只能用于增加气块的内能，因而气块温度升高。这种因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。绝热冷却：当空气块上升过程中，因外界气压减小，气块体积膨胀，对外作功，在绝热的条件下，作功所需的能量，只能由其本身内能来负担，因

23、而气块温度下降。这种因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热冷却。干绝热直减率（d ）：在大气静力平衡的条件下，干空气和未饱和的湿空气因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变化率，称之为干绝热直减率。湿绝热过程：饱和湿空气在上升或下降的绝热变化过程中，会产生水的相变，从而释放或吸收热量使空气块的内能发生变化，称此过程为湿绝热过程。大气静力稳定度：处在静力平衡状态中的大气，空气因受外力因子的扰动后，大气层结（温度和湿度的垂直分布）有使其返回或远离原来平衡位置的趋势或程度称之为大气静力稳定度大气静力稳定度的判断：通常用气温直减率（）与上升气块的干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）的对比来判断

24、。愈大，大气愈不稳定；md时，大气为绝对稳定； m阴天，陆地海洋 年变化一般北半球中纬度地区，冬季最大，夏季最小；我国大部份地区春季是冷暖空气交替时期，所以春季风最大。第七章 大气环流第一节 大气环流模式大气环流：大范围（全球范围）的大尺度大气运动的基本（平均）状况及其随时间和空间的变化过程。影响因子：太阳辐射地球自转地球表面的不均匀性单圈环流，三圈环流。二：大气活动中心：永久性的活动中心、半永久性的活动中心、 季节性活动中心。半永久性大气活动中心：北半球冬季近地层两个低压中心：冰岛低压，阿留申低压。高压：大西洋副热带高压和太平洋副热带高压。三、急流（高空急流）：指风速30ms以上的狭窄强风带。第二节 季 风 季 风：大范围地区盛行风向和气压系统明显的季节变化，并 且天气、气候也随之发生明显的变化。冬、夏风向的季节性反转和干、湿期的季节性交替。特点： 盛行风向随着季节变化而有很大差异，甚至