气象学与气候学复习要点

气象学与气候学

第一章1.名词解释气象学：研究大气现象和过程（大气组成、范围、结构、温度、湿度、压强和密度等），探讨其演变规律和变化，并直接或间接用于指导生产实践为人类服务的科学。气候学：研究某一地区多年间大气的一般状态及其变化特征它既反映平均状况，也反映极端情况，是各种天气的多年综合。气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。气象要素是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压2、 简答题（1）大气结构及各层特点？对流层气温随着高度而降低。平均0.65°C/100米由于对流层主要从地面得到热量，因此气温随高度的增低。空气具有强烈的对流、乱流运动气象要素水平分布不均匀平流层（对流层顶到55km）温度随高度升高而增加在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或升，自25km以上气温随高度增加而明显上升，到平可达-3C左右，平流层这种气温分布的特征，主要是太阳紫外线的强烈吸收。没有强烈的对流运动水汽、尘埃含量很少中间层（平流层顶到85km）气温随高度增加迅速降低：顶界温度可降至-83C-113C，几乎成为大气层中的最低温。其原因是这里没有臭氧吸收太阳紫外辐射，而氮和氧等气体所能吸收的波长更短的太阳辐射又大部分被更上层的大气吸收了。因此，这里的气温随高度是递减的。有相当强烈的垂直运动：暖层（中间层顶到800km）温度随高度增加迅速上升：据探测，在300km高度上，气温可达1000C以上，这是因为所有波长＜0.175叩的紫外线辐射，都被该层中的大气物质所吸收的缘故。空气处于高度电离状态：散逸层（外层）（800km高度以上的大气层）整个大气层的最外一层，是大气圈与星际空间的过渡地带，没有明显的边界。这一层的气温也随高度的增加而升高。由于气温高，且距地较远，受地球引力作用很小，所以大气质点中某些高速运动的分子不断地向星际空间散逸，散逸层也由此而得名。（2）湿度的表示方法：1）水汽压（e）及饱和水汽压（E）水汽压（e）：大气中水汽产生的那部分压力。单位：hap饱和水汽压（E）：温度一定，单位体积空气中的水汽含量是有一定限度，空气达到此限度时为饱和湿空气，饱和湿空气中的水汽所产生的那部分压力，即最大水汽压。2）相对温度（f）表示方法：空气中的实有水气压e与同温度下饱和水气压E的百分比，用f表示。、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度等等。加而降微有上流层顶臭氧对f=e/E*100%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，当达到100%时，空气就达饱和状态，此时水汽就要开始凝结。3）饱和差（d）定义：在一定温度下，饱和水汽压E与实际空气中水汽压e之差称饱和差（d）。即d=E-e4）比湿（q）定义：在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值，称比湿（q）。其单位是g/g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数表示的即g/kgq=m水/（m水+m干） 或q=0.622*e/p5） 水汽混合比（Y） 水干定义： 一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比（Y）（单位:g/g）Y=m水/m干或y=0.622*e/（p-e）6） 露点（Td）定义：在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点（Td）。单位：。C或K地面、高空和地面天气图上风的表示方法空气的水平运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它有大小（风速），又有方向（风向），是一个向量。风向是指风的来向。地面风向用16方位表示；高空风向常用方位度数表示，即以0°（或360°）表示正北，90°表示正东，180°表示正南，270°表示正西。在16方位中，每相邻方位间的角差为22.5°。风速单位常用m/s、knot（海里〃小时，又称“节”）和km/h表示，其换算关系如下1m/s=3.6km/h1knot=1.852km/h 1km/h=0.28m/s1knot=1/2m/s气状态中P为压强，（3）天气图上风的表示方法气状态中P为压强，在地面天气图上，用下列图示来表示风，风尾长划风速为4米/秒，即风力为2级，短划风速为2米/秒。一个风旗，表示风力为8级。风尾和风旗均放在风杆的左侧。（4）干湿空方程表达式。气象上常用的状态方程为P=pRT，其东南风12级 西南风5（4）干湿空方程表达式。气象上常用的状态方程为P=pRT，其p为空气密度，R为比气体常数，T为气团的温度。对于一团干空气而言，Rd即干空气的比气体常数为Rd=0.287J/g.k。⑵湿空气的状态方程为：P=pRdT（1+0.378e/p）p为湿空气压强,e为水汽产生的压强皿题： 假设有两块压强、体积、温度均都相同的干空气和湿空气，谁更重一些?第二章基本概念：1、辐射三定律：④基尔荷夫定律：它的基本形式为：KXT=eXT它表明：①对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。对于同一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。基尔霍夫定律说明，不管什么物体，只要T、人相同，它的放射率和吸收率的比值是一样的。基尔霍夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来。斯蒂芬-玻耳兹曼定律：根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。即£^=。丁4上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。式中O=5.67X10-8W/（m2.K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。维恩位移定律：黑体单色辐射极大值所对应的波长（入m）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，艮RmT=C上式为维恩定律。如果波长以微米为单位常数C=2896pm.K。则：入mT=2896pm.K这表明：物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。蕾利（分子）散射：对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的。米散射（漫射）：如果太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但是这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射成为粗粒散射也成米散射。大气逆辐射：大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射温室效应：大气逆辐射使地面因放射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温作用地面以及地气系统辐射差额：我们把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额，辐射差额=收入辐射-支出辐射地面的辐射差额：：地面辐射能的与支出之差，称为地面的辐射差额。辐射差额数值的大小，可反映温度升降的程度。因此，地面温度与近地面空气温度的高低变化特点，在很大程度上决定于地面辐射差额的大小。 则得Rg=（Q+q）（1-a）-F0式中Rg表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a为地面对总辐射的反射率；F0为地面的有效辐射。⑵大气辐射差额：Ra=qa+F0-F8Qa表示整个大气吸收的太阳辐射，F0和F8分别表示地面及大气上界的有效辐射。地-气系统的辐射差额：单独地去研究地面或大气辐射差额是很麻烦的，但如果把地面和大气看作一个系统（整体）来研究就方便的多。其总辐射差额为：Rs=（Q+q）（1-a）+q-F8地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。在S、N35。之间为正值，在a此范围之外的中高纬地区为负值。也就是说在低纬地区有热量盈余，高纬有热量亏损。如果高低纬之间没有热量交换，那么低纬地区的温度将因为有热量盈余而不断升高，高纬则下降。但多年观测表明，高、低纬地区的温度变化非常微弱。因此，高低纬间必然存在着热量交换，其中热量输送者正是大气运动和海水运动。干绝热直减率:干空气块上升或下降单位距离时的温度变化值，称干绝热直减率，以Yd表示。0.98°C/100m湿绝热直减率：饱和湿空气在垂直方向上上升或下降单位距离的温度变化值，用Ym来表示。二，1.大气稳定度的含义及判断方法 m大气稳定度：气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。表示大气层是否易于发生对流运动。大气稳定度的判断的方法：a=g口="=g=AZP. Ty大气稳定度判断的结论：⑴Y愈大，大气愈不稳定；Y愈小，大气愈稳定。如果Y很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及Y很小的气层称为阻挡层。⑵当Y<Ym时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；地>Yd时则相反，因而称为绝对不稳定。⑶当Yd>Y>Ym时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。全球海平面气温分布的特点赤道地区气温高，向两极逐渐降低，冬季北半球的等温线在海洋上，大致凸向极地，而夏季相反。南半球海洋面积大，等温线较平直。三.太阳辐射、大气、大地之间的转换方法靠火气耐地面的保温作用部分被大气吸收，被也会形成辐射，一部分射向地面，太阳照射地球时，太阳光照射在地面上，带来能量形成太阳辐射，一部分被地面吸收，地面吸收的使地面增温，这就是“太阳暖大地”。大气吸收一部分太阳辐射后，这就是“大气还大地”一部分射向外太空。地面吸收热量也会发生辐射，一部分辐射射向宇宙空间，一部分被大气吸收，这就是“大地暖大气”。（个人提供，仅供参考）部分被大气吸收，被也会形成辐射，一部分射向地面，第三章、 大气中的水分1、水相变化的判据。答：（1）分子物理学判据：假设N为单位时间内跑出水面的水分子数，n为单位时间内落回水中的水汽分子数，则得到水和水汽两相变化和平衡的分子物理学判据，即：N>n蒸发（未饱和）N=n动态平衡（饱和）N<n凝结（过饱和）（2）饱和水汽压判据：E>e蒸发（未饱和）E=e动态平衡（饱和）E<e凝结（过饱和）2、影响蒸发的因素。答：（1）水源：没有水源就不可能有蒸发，因此开旷水域、雪面、冰面或潮湿土壤、植被是蒸发产生的基本条件。在沙漠中，几乎没有蒸发。（2） 热源：蒸发必须消耗热量，蒸发在很大程度上决定于热量的供给。（3） 饱和差（E-e）:蒸发速度与饱和差成正比。（4）风速与湍流扩散：大气中的水汽垂直输送和水平扩散能加快蒸发速度。除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土壤的结构、湿度，植被的特性等。海洋上的蒸发还应考虑水中的盐分。3、 大气中水汽凝结的条件。答：一是有凝结核的存在，二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。4、 大气上升运动的四种方式及形成的云。答：（1）热力对流。指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动。由对流运动所形成的云多属积状云。（2） 动力抬升。指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。这种运动形成的云主要是层状云。（3） 大气波动。指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气波动产生的云主要属于波状云。（4） 地形抬升：指大气运行中遇到地形阻挡，被迫抬升而产生的上升运动。这种运动形成的云既有积状云，也有波状云和层状云，通常称之为地形云。5、 人工降雨的方式。答：（1）人工影响冷云降水（2）人工影响暖云降水。（P78）第四章一、名词解释地转风：在自由大气平直等压线的气压场中，当气压梯度力和地转偏向力相平衡时，自由大气中空气作等速、直线的水平运动风，称为地转风。梯度风：在自由大气中，当空气作曲线运动时，除了气压梯度力和地转偏向力之外，还有惯性离心力这三个力达到平衡时的风，叫做梯度风。当空气作直线运动时，所受的惯性离心力等于零，梯度风即变成地转风，因此地转风是梯度风的一个特例。热成风：由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风。二、论述题写出静力学方程并说明方程的意义。如图示，在整个大气柱中截取面积为1厘米，厚度为AZ的薄气柱，设高度Z1处的气压为P1，高度Z2处的气压为P2,空气密度为p，重力加速度为g。在静力平衡条件下，Z1面上的气压P1和Z2面上的气压P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即P2-P1=-AP=-pg（Z2-Z1）=-pgAZ式中负号表示随高度增高，气压降低。若^Z趋于无限小，则上式可写成-dP=pgdZ，上式是气象上应用的大气静力学方程。4意义：气压随高度递减的快慢取决于空气密度（p）I和重力加速的（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高度递减得快，反之则递减的慢。 图4-2空气静力平衡圈气压变化的原因有哪些？.水平气流的辐合与辐散：空气运动的方向和速度常不一致。水平气流的辐合：各点空气向着同一点或同一线集聚，而且前面空气质点运动速度慢，后面运动速度快，结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来，引起气压升高。水平气流的辐散：各点空气都背着着同一点或同一线散开，而且前面空气质点运动速度快，后面运动速度慢，结果这个区域里空气质点会逐渐向周围流散，引起气压降低。.不同密度气团的移动：不同性质的气团，密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团密度大，则该地上空气柱中质量会增多，气压随之升高。反之该地气压就要降低。.空气垂直运动：当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时，气柱中总质量没有变化，地面气压不会发生变化。但气柱中质量的上下传输，可造成气柱中某一层次空气质量改变，从而引起气压变化。论述并作图表示气压场的基本形式。（一） 低气压简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹陷，形如盆地。（二） 低压槽简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。（三） 高气压简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低，空间等压面类似山丘，呈上凸状，（四） 高压脊简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。（五） 鞍形气压场简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。1012./

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