简大气物理学和气象学Word文档格式.docx

1、水汽、杂质含量极少，大气水平运动为主。天气晴朗。 平流层利于高空飞行，原因：（1）天气晴朗；（2）大气水平运动为主，大气平稳。（三）中间层: 从平流层顶到85千米处。1 气温随海拔的升高而降低。这一层几乎没有臭氧。 2 对流运动显著。下部热上部冷。又称高空对流层。（四）热层：从中间层到500千米处。 特点：气温随海拔的升高而升高。该层有氧原子，吸收了波长小于0.175微米的紫外线。（四）外层（散逸层） 热层以上统称外层。厚度达20003000米，空气十分稀薄，受地球的引力小，一些一些高速运动着的空气分子可以挣脱地球的引力和其它分子的阻力散逸到宇宙空间。 电离层： 距地面 60-800高度范围，

2、大气处于电离状态，叫电离层。电离层能反射无线电波，我们能听到远处电台（收音机）的广播，就是电离层的作用。二 现代大气成分 低层大气由干洁空气、水汽和固体杂质组成。1干结空气是多种气体的混合物，其主要成分是氮气和氧气，氮气占体积的78 ，氧气占体积的21 。作用：氮是地球上生物体的基本成分；氧气是人类和一切生物维持生命活动所必需的物质。二氧化碳是植物光合作用的重要原料，也是温室气体，能吸收地面长波辐射，对地球具有“温室效应”（Green House Effect）；臭氧分布于平流层中，吸收太阳辐射中的紫外线，保护地球上的生物。二氧化碳含量分布特点：工业区多、农村少 同一地区冬季多、夏季少 夜间多

3、、白天少 阴天多、晴天少 2水汽（Water Vapor）:垂直和水平分布差异较大；大气中唯一能发生相变（固、液、气三态变化 ）的成分，来源于地面，含量变化。容积计约占05%。集中在对流层。水汽对天气的影响：水汽相变产生云、雾、露、霜、雨、雪、雹等天气现象。相变过程中放出或吸收热量，影响地面和空气的温度。水汽与气温及天气变化关系密切：大气运动中的水汽通过状态变化传输热量。 3 大气气溶胶粒子（大气杂质）: 悬浮在大气中的固体微粒和液体微粒。固体微粒： 固体杂质可充当水汽的凝结核，在云、雾、降水等的形成过程中起着重要的作用。在一定的天气条件下，气溶胶粒子常聚集在一起，形成霾、风沙浮尘等视程障碍现

4、象，使大气透明度变差；吸收、散射和反射地面和太阳辐射，影响大气温度 液体微粒：悬浮于大气 中的水滴和冰晶等水汽凝结物，聚集在一起，以云、雾形式出现，使能见度降低，且影响气候。三 水循环过程 -见必修一课本第三章四 大气静力平衡当某单位面积气柱内，垂直向下的重力与垂直向上的气压梯度力（垂直气压差）相平衡时，称大气处于静力平衡。大气既有水平运动，也有垂直运动，垂直方向上，大气受到重力作用，因此，近地面空气密度要比高空大气的密度大，气体压力也要高，而一般情况下垂直运动的加速度比重力加速度小得多，可忽略不计。所以如果将大气层分为无数层薄层，可以认为每一薄层大气受到的重力与垂直向上的气体压力（气压梯度力

5、）相平衡，称作静力平衡状态。静力学关系在大气静止或匀速垂直运动时是完全正确的，在实际大气中，除去垂直运动强烈的积云环流外，它也能成立，故得到广泛应用。但是在积云中由于垂直速度很大，云的运动往往并不是处于动力平衡的。公式表达式中，g是重力加速度，是大气密度，z是高度，p是气压。通常大气是处于静力平衡状态的，因此，可以从气压就大概知道高度，如在登山的时候，从气压计的示数换算出山的海拔高度。五 绝热过程、干绝热过程及递减率、湿绝热过程及递减率空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。1、绝热过程：当一个孤立系统得到dQ热量后，一部分用于增加内能dE（提高温度），另一部分用于气体体积膨胀，克服外压强作功d

6、w； 干绝热过程 ：干空气和未饱和湿空气做垂直升降运动时，称为干绝热过程。2、干绝热直减率和湿绝热直减率1）干绝热直减率干绝热过程中气块温度随高度的变化叫干绝热减温率。在干绝热过程中，气块每上升100米，气温约下降1 2）湿绝热直减率 饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升100m 减温1。但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热，加热气块。-温度降低幅度减小，不到1。所以饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的减温率恒比干绝热减温率小。饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，说明：饱和湿空气上升时，温度变化是由两方面作用造成的 气压降低膨胀作功， 潜热释放使气

7、块增加热量。 这两项作用相反，所以湿绝热过程的减温率比干绝热过程小。六 大气热力环流原理；参见必修一教材2.1七 大气水汽含量、相对湿度、露点；水汽含量（Q）称之为比湿，指湿空气中的水汽质量与湿空气的总质量之比。相对湿度，指空气中水汽压与相同温度下饱和水汽压的百分比。或湿空气的绝对湿度与相同温度下可能达到的最大绝对湿度之比。-即一定温度下空气中的水汽含量与饱和时空气中的水汽量之比。露点（Dew point），又称露点温度（Dew point temperature），在气象学中是指在一定气压之下，空气中所含的气态水达到饱和而凝结成液态水所需要降至的温度。在这温度时，凝结的水飘浮在空中称为雾、而

8、沾在固体表面上时则称为露，因而得名露点。八 饱和及饱和水汽压；饱和（saturation）是指在一定的温度和压强下，湿空气与水面或冰面之间保持动态平衡的状态。-即一定温度和压强下，空气中能容纳的水汽达到最大值。饱和水汽压（E）是水汽达到饱和时的水汽压强。饱和水汽压大小与温度有直接关系。随着温度的升高，饱和水汽压显著增大。空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要影响。高温时，饱和水汽压大，空气中所能容纳的水汽含量增多，因而能使原来已处于饱和状态的蒸发面会因为温度升高而变得不饱和，蒸发重新出现；相反，如果降低饱和空气的温度，由于饱和水汽压减小，就会有多余的水汽凝结出来。九潜热指在温度保持不变的条件下，物

9、质在从某一个相转变为另一个相的相变过程中所吸入或放出的热量。是一状态量。因任何物质在仅吸入（或放出）潜热时均不致引起温度的升高（或降低），这种热量对温度变化只起潜在作用，故名。理解-例如，液体蒸发时从周围吸收热量（汽化潜热），因为当液体扩张为气体时分子之间克服相互的吸引力需要能量。同样，固体在熔解时要吸收热量（熔解潜热）。物质的单位量所吸收或释放的热量称为比潜热;单位物质的量所吸收或释放的热量称为摩尔潜热。其值不仅因物质种类不同而异，而且也与温度或压力密切相关。按相变过程种类的不同，有气化潜热、熔化潜热和升华潜热等。同种物质在温度相同、方向相反的相变过程中所吸入或放出的潜热，其量值必相等，如气

10、化潜热总是等于凝结潜热。十 地球系统的能量收支 地球的能量的收入是太阳辐射，支出有大气辐射、地面辐射、大气反射、地面反射。 多年平均，收入=支出 地球的温度保持稳定十一短波及长波辐射；规律：自然界的各种物体，向外辐射的波长与其温度成反比，一般温度愈高其最强辐射的波长愈短，温度愈低辐射的波长愈长。 太阳的光球表面温度约6000K，太阳辐射中约有一半的能量分布在0.40.76微米的可见光区，其余一半大多在近红外区，少量在紫外区。太阳辐射能量的绝大部分（99.9以上）在0.154微米波段之间。辐射最强的波长为0.475微米，与地球的辐射相比，太阳辐射的波长短得多，故把太阳辐射称为短波辐射。 地球表面

11、的平均温度为300K（27），对流层大气的平均温度为250K（23），在这样温度条件下，地面辐射能主要集中在480微米的波长范围内，对流层中大气的辐射能主要集中在3120微米的波长范围内，都是不能直接看见的红外线辐射，地面和大气辐射的波长比太阳辐射的波长要长得多，故把地面和大气的辐射称为长波辐射。十二 太阳常数 就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米面积内，1分钟内获得的太阳辐射量，采用1380W/m2平方米，有周期性变化，可能与太阳黑子的活动周期有关，在太阳黑子多的年份，紫外线某些波长的辐射强度大。十三 反射率到达地面的总辐射中，有一部分被地面反射回大气，称为地面反射辐射

12、。地面反射能力的大小，以向上的反射辐射总通量与入射辐射总通量的比值来表示，称为地面反射率。地面反射率的大小取决于地面的性质和状态。一般来说，深色土壤的反射率比浅色土壤小，潮湿土壤的反射率比干燥土壤小，粗糙表面的反射率比平滑表面小，陆地表面的平均反射率为1035%，新雪面反射率最大，可达95%。冰的反射率为50%，-南极洲气温低的原因之一。水面反射率随太阳高度角而变，太阳高度角愈小反射率愈大。对波浪起伏的水面来讲，反射率平均为710%左右。因此，即使总辐射强度一样，不同性质的下垫面得到的太阳辐射仍然有很大差别，这是地面温度分布不均匀的原因之一。十四 不同大气成分对短波和长波辐射的散射和吸收；颗粒

13、较大的物质，水滴、大的尘埃的散射没有选择性，阴天，天空白色或者灰蒙蒙的。十五温室效应；温室效应是大气保温效应的俗称。大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表受热后向外辐射出的大量长波辐射线却被大气吸收并保存，这样就使地表与低层大气温作用类似于栽培农作物的温室的保温作用，故名温室效应（green house effect）。自工业革命以来，人类向大气中排入的二氧化碳等吸热性强的温室气体逐年增加，大气的温室效应也随之增强，其引发了一系列问题已引起了世界各国的关注。十六 云和类型和特征看云识天气 低云：云底距地面 高度小于2500米，积云、积雨云、层积云、层云、雨层云五属。 中云：-2500-5000米

14、，高层云、高积云两属。高云：-大于5000米，卷云、卷层云、卷积云三属。 积雨云是由浓积云演变而成，云体浓厚庞大垂直发展旺盛，很像耸立的高山，顶部已冰晶化，呈白色，毛丝般的纤维结构，云顶随云的发展逐渐展平成砧状。积雨云的底部显得十分阴暗，常有雨幡下垂或伴有碎雨云。 积雨云是对流云发展到极盛阶段，常产生较强的阵性降水，并伴有大风、雷电等现象，有时还出现强的降雹（叫冰雹云），有时有龙卷风产生。-降水机率大十七 大气边界层结构及其日变化；大气最底层，靠近地球表面、受地面摩擦阻力影响的大气层区域。大气流过地面时，地面上各种租糙元，如草、沙粒、庄稼、树木、房屋等会使大气流动受阻，这种摩擦阻力由于大气中的

15、湍流而向上传递，并随高度的增加而逐渐减弱，达到某一高度后便可忽略。此高度称为大气边界层厚度，它随气象条件、地形、地面租糙度而变化，大致为3001000米。森林与耕地，哪儿风速小？在大气边界层内，风速、温度和湿度都有明显的日变化，这种日变化随高度减弱。从流体力学的角度来看，大气边界层有如下特点：（1）风速随高度增加而逐渐增大，风向与等压线的夹角随海拔升高而减小，因为摩擦力逐渐减小。到大气的边界层厚度时夹角为零。-即风向平行于等压线（2）风向偏转：在北半球，由于地球自转产生的科里奥利力（地转偏向力）的作用，地面风向与等压线成一夹角，顺着地面附近风的方向看，风向随高度的增加逐渐向右偏转，而在大气边界

16、层外缘，与地转风的风向一致（即平行于等压线） （3）风的日变化： 近地面，白天风速增大，午后风速最大，之后减小，夜间风速小，清晨最小。 而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。-下层风干扰上层的风。 海陆差异：海洋的摩擦力小于陆地，故海上的风速比陆地大，风向与等压线的夹角比陆地小。十八 大气水平运动：基本力（气压梯度力、科氏力、摩擦力）、地转风、热成风1气压梯度力：垂直于等压线，由高压指向低压。大小与等压线疏密有关2科氏力，科里奥利力，即地转偏向力（1835年法国气象学家科里奥利提出，一个假想的力）：北半球右偏，南半球左偏，赤道。无偏转，纬度越高越大。使水平运动的物体发生偏向。摩擦力：内摩

17、擦力和外摩擦力。内摩擦力指在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互作牵制的力，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称湍流摩擦力，数值很小，往往不予考虑；外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面（地球表面）对空气的阻力，大小与空气运动的速度和摩擦系数（地面性质）成正比，如林地与耕地不同。近地面层（地面至3050米）最为显著，高度愈高，摩擦力作用愈弱，到12千米以上即前面的大气层边界厚度以上，摩擦力的作用可以忽略不计，所以，把此高度以下的气层称为摩擦层，此层以上称为自由大气层（无摩擦力）。地转风：在大气运动的水平方向上，压力梯度力和科里奥利力大气动力学相平衡下的大气风场（

18、即高空风）。地转风是指自由大气中空气的水平等速直线运动，是指无加速度、惯性离心力不起作用2 情况下的运动。在这种运动中，只有水平气压梯度力和地转偏向力起作用。地转风是自由大气中水平气压梯度力和地转偏向力相平衡时的空气的水平运动。地转风是平衡运动，它受到的合外力等于零，没有加速度。空气运动平行于等压线，人背风而立（北半球），高压在右，低压在左。南半球相反，左边高压，右边低压。-怎么记？600百帕598百帕596百帕594百帕水平气压梯度力北半球风向南半球风向 思考：1一架飞机在我国上空飞行，其右边（左边）是高压，飞机是顺风还是逆风飞行？在澳大利亚上空呢？ 2近地面的风，受哪三个力？风向如何？背风

19、而立，哪边是高压、低压？了解-热成风：热成风就是地转风在坐标系中的垂直变化率，通常称作热成风关系。所谓热成风是指地转风在两个气压面之间的差别。之所以叫热成风，是因为这种地转风的垂直变化率是由在等压面上的温度水平梯度所决定，即由水平方向上的冷热不均匀所产生。十九 中纬度常见天气现象：气团、锋面（冷锋、暖锋）、气旋和反气旋、槽、脊、急流、地面及高空辐合辐散的配置关系1、气团、锋面（冷锋、暖锋）、气旋和反气旋、槽、脊 -见人教版必修一2.3了解-2、急流：（jet）是指风速30m/s 以上的狭窄强风带。是大气环流中的一个重要特征。在天气图上观察到的急流带环绕地球自西向东弯曲延伸达几千千米，水平宽度约

20、上千千米，垂直厚度达几千米到十几千米。根据急流的形成区域和结构不同可分为极锋急流、副热带急流、热带东风急流和极夜急流。按急流出现的高度不同，一般可分为高空急流和低空急流。高空急流高空急流是指出现在对流层顶附近或平流层中的一股强而窄的气流。一般指风速大于或等于30米/秒的强风带。在这股强气流中，风速的水平切变 为100公里5米/秒，垂直切变为每公里5-10米/秒。高空急流长度可达几千公里，宽约几百公里，厚约几公里。3 急流区大多与对流层上层水平温度梯度很大的锋区相对应，因而也和天气系统的发生、发展有密切关系。在对流层上层已经发现有下列三种急流（温带急流、副热带急流和热带东风急流）。另外，平流层里

21、也发现了极夜西风急流。2（1）温带急流温带急流又称极锋急流，位于南北半球中高纬度地区的上空，是与极锋相联系的西风急流。急流的平均高度在冬季约810km，夏季约911km，平均厚度约310km。急流的位置经常在变动，冬季平均位于4060N 间，甚至伸展到更低纬度（图442）。夏季平均位置北移到70N附近。温带急流的中心最大风速一般4555m/s，甚至达105m/s。一般是冬季强、夏季弱。急流轴有明显的分支和汇合现象。（2）副热带急流副热带急流又称南支西风急流，位于200hPa 上空副热带高压的北缘，同副热带锋区相联系，是一支相当强大而稳定的急流。急流轴位于2532N 的1113km 的高空，位置

22、比较稳定，夏季向高纬推移1015 个纬距。冬季中心最大风速约5060m/s，强中心风速可增至100150m/s，甚至可达200m/s。夏季风速减半。其分支、汇合现象以东亚最清楚。（3）热带东风急流热带东风急流主要出现在夏季北半球亚洲、非洲副热带对流层顶附近（100150hPa）处的一支急流，盛夏其平均位置在北纬1020间，最大风速平均3040m/s，个别达50m/s，风向稳定，强中心在阿拉伯海上空。（4）平流层极夜西风急流平流层极夜西风急流，简称极夜急流。在冬半球的平流层里，由于极地长期处于黑夜，大气因辐射而冷却，但在中、低纬度地区平流层中的臭氧，却直接吸收太阳的紫外辐射而增温，形成了很强的温

23、度梯度，产生了直接经圈环流。在科里奥利力作用下，向极地流动的气流逐渐向右偏，在极地区域5060公里上空，形成了一支西风急流，它向下可延伸到2030公里高度处，因此在50百帕等压面的图上，就可见到这支急流。1急流低空急流低空急流在我国经常出现的是低空西南急流，一般出现在3000-1500米的中低空。一般有12米/秒左右的强西南风，有时可高达16米/ 秒，其平均长度1000-2000公里左右，宽度约数百公里。对我国有较大影响的低空急流-西南风低空急流，常在华南前汛期和江淮梅雨期间出现。由于西南风低空急流可从海洋上输送大量暖湿空气到我国华南、江淮等地区。因此，常在低空急流左侧附近出现大暴雨。二十 热

24、带常见天气现象：台风（飓风）、热带辐合带1台风（飓风）见人教版必修一2.3ITCZ：热带辐合带（Intertropical Convergence Zone. ITCZ） 是南北两半球信风气流形成的辐合地带，又称为赤道辐合带。由于辐合带区的气压值比附近地区的低，也称为赤道低压带或赤道槽等。它是热带地区主要的、持久的、具有行星尺度的大型天气系统，其生消、强弱、移动和变化，对热带地区长、中、短期天气变化影响极大。 二十一 认识天气图；认识卫星云图；气象分析及预报；沙尘暴符号？S, 横箭头二十二 极端灾害性天气：雷暴、飑线、龙卷-对流性天气系统1雷暴常出现在春夏之交或炎热的夏天，大气中的层结处于不稳

25、定时容易产生强烈的对流，云与云、云与地面之间电位差达到一定程度后就要发生放电，有时雷声隆隆、耀眼的闪电划破天空，常伴有大风、阵性降雨或冰雹，雷暴天气总是与发展强盛的积雨云联系在一起。在天气预报中，人们常常说雷雨大风等强对流天气，就是指伴有强风或冰雹这种雷暴天气。由于雷暴的发生发展与积雨云联系在一起，从雷暴云的出现到消失，它有很强的局地性和突发性，水平范围小，只有几公里或十几公里，在时间尺度小，上也仅有2-3小时，因此，这种中小尺度天气系统在预报上有一定的难度。强雷暴是一种灾害性天气，雷电会引起雷击火险，大风刮倒房屋，拔起大树，果木蔬菜等农作物遭冰雹袭击后损失严重，甚至颗粒无收，有时局地暴雨还引

26、起山洪爆发、泥石流等地质灾害2飑线是指范围小、生命史短、气压和风发生突变的狭窄强对流天气带-（飑打一条线，降雨是一片地区云雨区）。即冰雹天气。它来临时会出现风向突变、风力急增、气压猛升、气温骤降等强天气现象。从天气雷达图上看，飑线就像糖葫芦一样，穿起一串 雷暴或积雨云。在飑线附近，除了风、气压、气温的猛烈变化外，通常还可能伴有雷电，暴雨、冰雹和龙卷风等剧烈的天气过程。飑线主要发生在炎热的季节里，发生之前多属晴热天气，气温较高，风力微弱，风向杂乱，空气温度大，天气闷热，具备雷雨条件，且多发生在下午至晚上。综合说来，飑线是位能量大、破坏力强的强对流家族（雷电、冰雹、龙卷风）成员，不能对它掉以轻心。

27、3龙卷：即龙卷风。自积雨云底部伸出来的漏斗状的涡旋云柱。龙卷伸展到地面时引起的强烈旋风，称为龙卷风。龙卷有时悬挂在空中，有时伸延到地面。出现在陆地上的，称陆龙卷，出现在海面上的，称海龙卷。龙卷是一种强烈旋转的小涡旋，中心气压很低，一般比同高度四周低几十百帕。强龙卷中心附近的地面气压可降至400百帕以下，极端情况可达200百帕。由于中心气压很低、气压梯度极大，引发出强大风速和上升速度，-吸力很强。 世界上最多的是美国，每年平均500个，我国主要在华南、华东，集中在春、夏初。二十三 大气环流：大气三圈环流、季风环流，大气活动中心-参见人教版必修一2.2大气活动中心即冬、夏季影响气候和天气的高、低气

28、压中心。冬季影响我国的天气的主要是陆地上的亚洲高压（西伯利亚高压）和太平洋上的阿留申低压，形成冬季风；夏季影响我国天气的主要是太平洋上的夏威夷高压（或西太平洋副高）和陆地上亚洲低压，形成夏季风。二十四 气候系统的自然变化：厄尔尼诺和南方涛动1厄尔尼诺参见人教版必修一3.2 某些年份，赤道附近太平洋中东部海面温度异常升高的现象。正常年份，由于上升流和秘鲁寒流影响，水温较低，附近岛屿上生活着企鹅。这种异常现象一般发生在圣诞节前后，耶稣叫圣婴，西班牙语“EL nino”。 影响：（1）气候：南太平洋东岸地区，气候由干旱少雨变为多雨，如秘鲁；赤道附近的太平洋西岸地区气候由原来 的湿润多雨变为干旱少雨，

29、如澳大利亚东部沿海地区。（2）渔业：秘鲁渔场鱼类减少，原因是信风减弱，上升流减弱，营养盐类少，浮游生物减少，食物减少。-原因有待探讨？ 拉尼娜现象，也叫反厄尔尼诺现象。现象相反。水温异常偏低。影响：气候：南太平洋东部气候更加干旱，南太平洋西部气候更加湿润，降水更多。2 南方涛动：（Southern Oscillation）指发生在东南太平洋与印度洋及印尼地区之间的反相气压振动，即负相关关系。是热带环流年际变化最突出、最重要的现象之一。即当南太平洋副热带高压比常年增高（降低）时，印度洋赤道低气压比常年降低（升高），两者的气压关系呈“跷跷板”现象，称之为波动。 上面两种现象可能存在必然的联系。两者合称ENSO，是热带太平洋的主要气候变率，对全球气候有巨大的影响。用海气相互作用观点来分析，厄尔尼诺和南方涛动其实是自然界中同一物理现象在两个方面的体现，体现在海洋中即为厄尔尼诺现象，反映在大气中即为南方涛动现象。二十五 全球变暖的观测事实和成因：参见人教版必修一2.4 海陆风、山谷风形成原理； 参