气象学全套课件

第一章大气环境概述生物是鱼大气是水地球大气层的重要性大气的成分、作用、比例大气层结构、特点其它星球的大气生命是宇宙中的奇迹没有地球大气，就没有生命地球大气的独特性表现在：其组成成份恰如其分的比例第一节大气的组成

干洁大气（即干空气）水汽悬浮在大气中的固液态杂质一、干洁大气

地球大气由三个部分组成:

干洁大气的定义及其成分变化：

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。

氮气（N2，），78%：

没有蛋白质，就没有生命

很稳定自然条件下,氮气只能通过闪电雷暴作成形成,通过降水过程被植物和土壤吸收利用。

氧气（O2），21%：

作用：

是人类和动植物维持生命活动的极为重要的气体；积极参与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）：

55～60km，含量极少。

20～25km，达最大值，形成臭氧层；

12～15km以上，含量增加特别显著；从10km向上，逐渐增加；近地面，含量很少；形成：O2+OO3

高层：紫外线大强，氧分子全分解了低层：紫外线大弱，无氧原子

作用：

对紫外线有着极其重要的调控作用。生命卫士

对高层大气有明显的增温作用。

二氧化碳（CO2）0.03%：

来源：

生物的呼吸、化石燃料的燃烧、有机物质的燃烧和分解、火山喷发作用等。

作用：

绿色植物进行光合作用不可缺少的原料。

强烈吸收红外辐射，产生“温室效应”。温室效应模式图二、水汽,<4%

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。

作用：

在天气气候变化中扮演了重要角色。水是生命之源

能强烈吸收红外辐射，产生“温室效应”。影响温度变化

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）。三、大气中的杂质

气溶胶粒子：

定义：

分类：液体质粒、固体质粒

固体质粒的来源：

有机质数量较少，大多为植物花粉、微生物和细菌等；

大气中沉降速率极小、尺度在10-4μm到100μm之间的固态和液态微粒。（PM2.5）

无机质数量较多，主要来源于：尘粒、烟粒、海洋中浪花飞溅的盐粒，流星飞逝后留下的灰烬，火山尘埃等。

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、雾及降水形成有重要意义。

第二节大气层的结构地面能量上传吸收紫外线吸收紫外线电离不易得到能量

对流层：

厚度变化空间：随纬度增加，厚度降低。低纬地区：平均厚度为17～18km；中纬地区：平均为10～12km；高纬地区：平均为8～9km；时间：夏季大于冬季。

特点：

主要天气现象均发生在此层。

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。

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；

在接近地面约30～50m高度以下的气层称为近地气层，常有雾形成。

中层：2-6km

空气运动以对流为主；

有中云和直展云出现，由云滴增大成雨滴的过程多在此层进行，因而是形成降水的重要气层。

上层：6km至对流层顶

对流层顶：对流层与平流层之间1-2km的过渡层

平流层：对流层顶～55km

空气运动以水平运动为主，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，适宜于飞机航行。

中间层：平流层顶～80km

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)：80～800km

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。二、大气上界

根据大气中极光出现的最大高度，大气上界的高度为1,000～1,200km。

另一种是以大气密度接近星际气体密度的高度作为标准，大气上界约在2,000～3,000km高度处。

其它星球的大气水星大气？金星大气

95%是CO2、少量水汽、氮气。大气压是地球的90倍，相当于地球海洋900米深处的压力。表面温度为480度。

火星大气

CO2，很稀薄，气压只有7hpa，因为没有水汽，也就没有云，得到的能量很易散失，表面温度为-60度。月球表面无大气，白天200度，夜间-170度大气与生物创造合适的生态环境光、温、湿度等防止紫外线、流星雨等，保护生物O2是代谢过程中必须的外星生物没有独特的大气，就没有生物的存在电磁波谱第一节辐射的基本知识名称波长范围紫外线100埃～0.4微米可见光0.4微米～0.76微米红外线近红外0.76微米～3.0微米中红外3.0微米～6.0微米远红外6.0微米～15微米超远红外15微米～1000微米微波毫米波1～10毫米厘米波1～10厘米分米波10厘米～1米色彩名称波长范围紫0.40～0.43微米蓝0.43～0.47微米青0.47～0.50微米绿0.50～0.56微米黄0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米红0.62～0.76微米不同电磁波的具体波长范围可见光波长范围电磁波“牵动”电子（使电子振动）红外线使分子振动，产生热效应微波加热原理化学药品保存与避光紫外线，看不见的“杀手”所有的物体都由分子、原子等带电粒子组成“振动”的强烈程度即是“温度”热辐射带电粒子的振动产生电磁波所有的带电粒子都在“振动”所有的物体都在辐射电磁波，且与温度有关辐射水面上球的振动会产生水波水波会使水面上的球振动，从而得到能量电磁波这种形式的能量。一、辐射及其特性辐射物体向外发射电磁波。任何物体(＞－273℃)都会向外发射电磁波，（也吸收外来电磁波）辐射能辐射是能量传递的基本方式分子热运动发射电磁波电磁波使分子运动热能辐射能热能黑体：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。灰体：只能部分吸收的物体。

二、辐射的基本定律基尔荷夫(kirchoff)定律(选择吸收定律)

定律在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射率(eλ,T)与物体对该波长的吸收率(aλ,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:…………(3-4)Eλ,T只是波长和温度的函数。

推论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，黑体的吸收能力最强，所以也是放射能力最强。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。斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律

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：ET＝σT4

…………(3-5)式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4为斯蒂芬—波尔兹曼常数。

意义物体温度愈高，其放射能力愈强。

普通物体（灰体）的辐射强度

E=εσT4

ε：辐射率λm＝C/T或λmT=C…………(3-6)

如果波长以nm为单位，则常数C＝2,897×103nm·K,于是(3-6)式为：维恩(Wien)位移定律

定律绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(λm)

与其本身的绝对温度(T)成反比。即：λmT＝2897×103nm·K不同温度下黑体辐射强度与温度的关系

意义物体的温度愈高，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。太阳辐射是短波辐射，人、地面和大气辐射是长波辐射。例如：太阳表面温度为6000K，最大辐射波长λmax=2897/6000=0.48μm

地球表面的平均温度为288K，放射的最大辐射波λmax=2897/288=10μm辐射就是物体发射电磁波任何物体都在辐射温度越高，辐射越强，波长越短温度越低，辐射越弱，波长越长物体也吸收辐射，有选择性铁在常温下为黑色，高温下为白色？黑色的路面、墙面等的温度变化红外测温仪、夜视设备、红外感应等冷血动物（蛇等）太阳能的利用白炽灯，电流通过灯丝（钨丝，熔点达3000多摄氏度）时产生热量，使得灯丝的温度达2000摄氏度以上，灯丝在处于白炽状态时，就象烧红了的铁能发光一样而发出光来。灯丝的温度越高，发出的光就越亮。故称之为白炽灯。第二节太阳辐射一、太阳辐射光谱二、太阳辐射强度和太阳常数三、影响太阳辐射的天文因素四、大气层对太阳辐射的影响五、到达地面的太阳辐射六、太阳辐射的生理作用一、太阳辐射光谱

定义太阳辐射能随波长的分布曲线。大气上界的太阳辐射光谱图中：实线是大气上界的太阳辐射光谱；虚线是温度在6,000K时的黑体辐射光谱。

太阳辐射概述波长范围：大约在0.15-4微米之间。能量分布：波长较短的紫外光区7％波长较长的红外光区43％可见光区50％生理辐射或光合有效辐射太阳紫外线(UV)（选讲）具有较高的能量，波长越短，能量越高。UVC

0.2-0.29的紫外线对生物有杀伤作用，可杀死单细胞生物，降低人体免役力，伤害人眼的视网膜，致使失明，好在这部分紫外线基本上被大气中的O3吸收掉了，很少到达地面。UVB

0.29-0.32波段紫外线有少量到达地面，这部分紫外线能量也较高，可穿透人的皮肤，产生日灼，甚至皮肤癌（90%的皮肤癌与有关），有意思的是，UVB有利于维生素D的合成，而维生素D与人的健康关系密切。UVA0.32-0.4波段紫外线能量相对较低一些，可使皮肤变红，对免役系统有一定危害。紫外线作用下，皮肤细胞中会产生一些黑色素，黑色素可吸收紫外线，起到保护作用（白种人与日光，皮肤癌）。紫外线指数预报紫外线指数：中午前后到达地面的紫外线对人体可能造成的损害程度。用0至15表示。夜间为0，最强为15。

1级：0、1、2

2级：3、4

3级：5、6中等强度，有一定影响

4级：7、8、9较强，危害较大

5级：10以上，危害大，需预防二、太阳辐射强度和太阳常数太阳辐射强度（太阳辐射通量密度）太阳辐射强度及单位定义：单位时间内投射到单位面积上的太阳辐射能量。单位：W·m-2

太阳常数（S0）太阳常数及变化范围定义：当地球位于日地平均距离时(约为1.496×108km)，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：1325W·m-2

～1457W·m-2

我国采用的太阳常数值为1382

W·m-2

。太阳光量常数及范围定义：大气上界，太阳辐射产生的平均光照强度。范围：1.35×105～1.4×105lx

定义三、影响太阳辐射的天文因素：太阳高度角、太阳方位角和昼长太阳高度角（h）太阳光线与地表水平面之间的夹角。(0°≤h≤90°)

正午时刻h的计算公式h正午＝90°-φ+δ

δ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)。式中：φ为观测点纬度，δ为赤纬。

春分日或秋分日：δ＝0°

夏至日：δ＝23.5°

冬至日：δ＝-23.5°太阳方位角（A）

定义太阳光线在水平面上的投影和当地子午线的夹角。冬至日出方位日出东偏南正午正南日落西偏南夏至日出方位日出东偏北正午正南、天顶、正北日落西偏北

昼长的变化规律夏季昼长随纬度升高而加长，冬季昼长随纬度升高而缩短，春、秋分昼夜平分。相同纬度，昼长相同。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。光照时间光照时间＝可照时数＋曙暮光时间一般曙暮光随纬度升高而加长；夏季尤为显著。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。吸收作用

散射作用

反射作用四、大气层对太阳辐射的影响大气吸收大气反射吸收作用吸收后变为热能，可使气温升高吸收物质水气0.93～2.85微米之间臭氧0.2～0.3微米大气主体成份无吸收作用太阳辐射主体未被吸收太阳辐射不是大气直接热源

尘埃等眼对紫色不敏感水汽吸收最强的是在红外区，从0.93-2.85微米之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从总的太阳辐射能里所吸收的能量是不多的。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱4-15％。

氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射。在波长小于0.2微米处为一宽的吸收带，吸收能力较强；在0.69和0.76微米附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。

臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射的吸收很强。0.2-0.3微米为一强吸收带，使小于0.29微米的太阳辐射不能到达地面。

二氧化碳对太阳辐射的吸收比较弱，仅对红外区4.3微米附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射影响不大。散射作用辐射遇到大气中的质点，以此为中心向四面八方散开。只改变方向。类型分子散射粗粒散射散射质点：分子散射强度：与波长的四次方成反比高层大气，或天空晴朗蓝天、多彩天空的原因天空多尘埃、云雾时散射质点：粒子散射强度：与波长无关又称雷莱散射大海2014.10.8月全食Redmoon反射作用云层反射平均达50～55％大气中较大颗粒的埃尘散射作用指向天空的部分由直接辐射和散射辐射组成影响因素太阳高度角大气状况：云量、尘埃大气透明度等海拔高纬和低纬度地区，冬天和夏天，平原和高原，晴天和阴天太阳辐射的差异？五、到达地面的太阳辐射太阳高度角与辐射强度太阳高度角越大，辐射强度越强太阳高度角与辐射强度高度越小，路径越长，损失越少太阳直接辐射光谱与高度角的关系光谱成分0.551020305090紫外线00.41.02.02.73.24.7可见光31.238.641.042.44.43.45.3红外线68.861.058.056.54.52.50.0太阳辐射的生理作用l.波长大干1μm的辐射被植物吸收转为热能，不参与生化作用。2波长为0.72-1μm伸长起作用，其中0.7—0.8μm称为远红光，对光周期和种子形成有重要作用，并控制开花与果实颜色。3.波长为0.61—0.72μm的辐射(红、橙光)被叶绿素强烈吸收，光合作用最强4．波长为0.51—0.61μm的辐射(绿光)

表现为低光合作用与弱成形作用。

5．波长0.4—0.51μm的辐射(蓝、紫光)被叶绿素强烈吸收，表现强的光合作用与成形作用

6.波长0.315—0.4μm的辐射起成形作用，如使植物变矮、叶片变厚等。7.波长0.28—0.315μm的辐射对大多数植物有害。8.波长小于0.28μm的辐射能立即杀死植物。

第三节、

地面和大气辐射一、地面辐射二、大气辐射三、地面有效辐射四、地面净辐射五、大气温室效应一、地面辐射1～30μm主要在10μm附近如地面温度15℃时：

E=εσT4=0.9×5.67×10-8×2884

=346.7(w/m2)

λmax=2897/T=2897/288=10（μm）一般，波长＞4μm称长波辐射波长＜4μm称短波辐射

二、大气辐射辐射主体：co2、水气、云、尘埃等大气逆辐射：大气辐射中向下的那一部分大气天窗：大气在8～12μm吸收率很小是地表失去能量的通道影响因素三、地面有效辐射是地表实际失去的辐射能即地面辐射－大气逆辐射地表温度，越高，辐射力越强空气温度，越高，大气逆辐射越强空气湿度，越大，有效辐射越小天空云量，越多，有效辐射越小海拔高度，越高，有效辐射越大定义：四、地面净辐射RR＝（S＋D）×（1－a)-F0S：直接辐射D：散射辐射a:反射率F0：地面有效辐射到达地面的太阳辐射地面得到的太阳辐射又称地面辐射差额、辐射平衡意义：影响因素R是地面净得到或净失去的辐射能，对天气和气候有重在意义。R＞0，净得到辐射能R＜0，净失去辐射能R＝0，辐射能收支平衡到达地面的太阳辐射下垫面反射特征大气状况海拔高度五、大气温室效应地球辐射平衡温度：地球得到的太阳辐射能与地球失去的辐射能应相等，否则会升温或降温理论上地球均温为-18℃实际为+15℃，通过升温，使失去的能量与得到的平衡这是大气温室效应的结果温室效应原因玻璃阻隔室内外空气热交换短波辐射易进，长波不易出大气温室效应：短波辐射易进，长波不易出大气的温室效应是必要的问题在于温室效应的增强大气中，O2、N2等不是温室气体CO2、H2O、CH4等，凡是由不同原子组成的化合物都是温室气体温室气体吸收能量，经碰撞传给O2、N2等1、名词解释：黑体、灰体、辐射、辐射能、电磁波谱、净辐射、辐射差额、地面辐射、地面有效辐射、大气逆辐射、分子散射、漫反射、短波辐射、长波辐射、近红光、远红光、近红外光、远红外光、黑体、太阳常数、光合有效辐射、太阳高度角、方位角、昼长2、物体辐射的基本规律？3、太阳辐射的波长范围？可分为几部分？各部分能量比例？4、大气对太阳辐射有哪些影响？5、比较高原和平原、高纬和低纬、冬天和夏天、中午和早上的太阳辐射。6、地面有效辐射及影响因素？7、地面净辐射及影响因素？8、太阳辐射与植物生长发育的关系？9、为什么天气晴朗时天空呈蓝色，而浑浊时呈灰白色？日出日落时太阳呈红色？10、大气温室效应的原理？大气天窗？11.如何理解“所有的物体都会发光”？12.微波炉加热食物的原理是什么？13.紫外线为何可用于消毒？14.昼长的时空变化规律？15.正午太阳高度角的计算公式？16.广州“二分”、“二至”日出、日落、正午的太阳方位。17.海口“二分”、“二至”日出、日落、正午的太阳方位。我们唯一的家园地球只是太阳的百万分之一大小银烛秋光冷画屏，轻罗小扇扑流萤天阶夜色凉如水，卧看牵牛织女星杜牧《秋夕》参宿四三星高照，新年来到地球：太阳可装下100万个地球！表面温度15℃太阳：8分钟，表面温度6000℃天津四：

1740光年，太阳半径106倍，光度强6万倍牛朗星：

16光年，太阳半径1.7倍，光度强10.5倍，8000℃织女星：

26.4光年，太阳半径3倍，10000℃，发蓝白光牛朗发一个电报给织女，需16年才能收到天狼星：

8.7光年，太阳半径1.8倍，11000℃，蓝白光，天空最亮星参宿四（猎户座）

：太阳半径900倍！3000℃，红光，红超巨星一、地表热量收支二、地面和土壤温度变化五、低温霜冻及防御六、温度与农业三、空气温度变化四、空气温度的绝热变化与大气稳定度第一节地表热量收支温度的重要性温度的物理意义热特性参数热交换方式地表热收、支温度：分子或原子运动速度的标志动能、热能、内能热闹冷静一、物质的热属性

热容量

定义：

在一定过程中，物体温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

分类：质量热容量（比热、比热容）容积热容量

质量热容量：

定义：单位质量的物质，温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

单位：J/(kg·℃)(或J/(g·℃))

容积热容量：

定义：单位体积的物质，温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

单位：J/(m3·℃)(或J/(cm3·℃))

土壤热容量土壤成分容积热容量（J/（㎝3·℃））土壤矿物质土壤有机质水空气1.9252.7084.1860.0013

在土壤的组成物质中，空气的热容量最小，水的热容量最大，固体成分介于两者之间。

导热率（热导率）

定义及单位：

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积的热流量。土壤成分导热率（W/（㎝·℃））土壤矿物质土壤有机质水空气0.02930.019970.006280.0002093土壤中固体成分的导热率最大，水居中，空气最小。

土壤导热率

土壤导热率影响因子：

土壤含水量

土壤孔隙度二、热量收支(交换)方式

辐射热交换

分子传导热交换

流体运动热交换

潜热交换

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。地表得到、失去热量的主要方式

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。

土壤中热量传递方式，土温的变化与分布木地板与瓷地板温感差异静止空气的导热性分子热传导：通过分子碰撞传递热能导热性能与分子的排列相关气体<<固体几种常见材料的导热率物质导热率(w/m•℃)物质导热率(w/m•℃)静止空气0.023(20℃时)木0.08干土0.25湿土2.1水0.6(20℃时)冰2.1铁80银427

流体运动热交换

流体在各个方向上流动时，热量随流体运动而输送的热量交换方式。

空气、水体热交换效率远高于分子热传导根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。

定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。

作用：使上下层空气混合，产生热量交换。

定义：流体在水平方向上的流动。

分类：

对流：

分类：热力对流动力对流

平流：

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。

分类：热力乱流动力乱流水的蒸发潜热=600cal/g熔解热=80

潜热交换物质在进行相态变化时所发生的热量交换。水分蒸发吸收地表热量能量“潜伏”在水气分子中水气分子在空气中凝结为云时，放出热量是地表和大气热量交换的重要途径是气象过程的重要动力，如台风、雷电等。

地表层昼夜热量收支平衡方程：Q

-Q

RLEPBLERPB（白天）（夜间）地表层热量收支示意图白天：R-P-B-LE=Q夜间：-R+P+B+LE=-Q三、地表热量收支(平衡)地表能量收支差Q

Q>0升温Q<0降温Q=0不变地表净辐射能R感热通量P

进入空气的热能进入土壤的热能B潜热通量LE进入空气，暂不表现地表热平衡方程：Q=R－（P+B+LE）不考虑地表厚度，Q=0，则R=P+B+LE表明地表能量来源与分配关系地表吸收辐射能，升温，产生温差，热量向上、向下传低层空气受热，产生对流、乱流潜热受水分影响大，对温度影响大地表：能量转换之处，能量之源头影响温度变化的关键介面地表辐射降温地表降温低层空气降温地表浅层降温水气凝结上层空气降温地表深层降温第二节地表和土壤温度

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的时间差。

一、地表温度周期性变化

一天中地面最高温度、地面最低温度出现在地面热量收支相抵（平衡）的时刻。

一般，最高温度出现在（）最低温度出现在（）二、土壤温度的变化

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40～80㎝，平均为60㎝。

日恒温层的影响因子：天气、纬度、季节、土壤热特性

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。

土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落后越多。

土壤温度位相：

日土温垂直分布

日射型（受热型）：土壤温度垂直分布图中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

影响地表温度变化的主要因素

地表特性：水体、陆地差异等

地形因素：山岗与山谷的温差，乱流

天空云量：影响辐射能的收、支

海拔因素：影响辐射能的收、支

大气湿度：影响辐射能的收、支水面温度：日凉夜暖，夏凉冬暖水的热容量大，导热性好，海面温度不易升、降。水分蒸发要消耗大量热能,使水升温的热量就更少了阳光可透入水中约100米深，分布较均匀，表层温度较低，温差小，进入空气中的热量就少。云雾较多、湿度大，也对温度有缓和作用。因此，海洋上或受海风影响的地区，白天凉爽，夜间暖和；夏季凉爽。冬季暖和大的水体如水库或湖边邻近区，夏季也是比较凉爽的，冬季少霜冻害海洋性气候形成的重要原因沙漠温度：日热夜冷，夏热冬冷沙子疏忪，热容量小，导热性能差沙漠云少、湿度小蒸发消耗少，加热地表、空气的热量多辐射被表层全部吸收，加大温差升温快降温快阳光强烈夜间地表辐射强大陆性气候形成的重要原因地形起伏结论：凸地温差＜凹地温差山岗温差＜山谷温差原因：凸地乱流热交换强、凹地弱夜间冷空气下沉，积聚在凹处白天：辐射能强，收多、温度更高夜间：辐射支出多，温度更低温差更大白天：辐射能收入少、温度更低夜间：辐射支出少，温度降低少温差更小第四节空气温度

对流层气温的垂直变化：-0.65度/100米气温的垂直分布气温的日变化

近地气层的空气温度变化

空气热量的主要来源：下垫面，非直接吸收太阳光能

空气中热量交换的方式：

对流层气温的垂直变化

各个层次上的气温直减率

整个对流层平均气温直减率：0.65℃/hm

对流层上层：0.65~0.75℃/hm

对流层中层：0.5~0.6℃/hm

对流层下层：0.3~0.4℃/hm

绝热与非绝热变化绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。

近地层气温的日变化

极值温度出现的时间：最高气温：最低气温：

影响气温日较差的因子：与地表温度类似

下垫面性质：水面、陆地、水泥面、草地等天气状况：晴天、阴天、风、湿度等地形因素：山顶、山谷、峡谷、洼地、盆地海拔因素：

近地层气温的垂直分布无风晴天：中午前后，低层温度高，高层低气层不稳定，易对流，生风（成云致雨）

夜间，低层温度低，高层高气层稳定，静风阴天、风大：温差小，上下差别小第四节、空气温度绝热变化与大气稳定度大气逆温层大气静力稳定度干绝热变化与湿绝热变化

干绝热变化

干空气或未饱和的湿空气，没有水的相态变化

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（γd=1度/100米）

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

在上升或下降的过程中，有水的相变，从而释放或吸收热量使空气块的内能发生变化。

湿绝热过程中的温度变化率。γm不是常数。比γd小

湿绝热变化

湿绝热直减率（γm

）大气层静力稳定度

处在静力平衡状态中的大气层，受外力因子扰动后，有返回或远离原来平衡状态的趋势，称为大气层静力稳定度。大气层稳定度与天气变化、环境质量高度相关。

中性状态

不稳定状态

远离原来平衡状态

稳定状态能返回原来平衡状态1000米2000米3000米10℃0℃20℃10℃18℃2℃R＝0.8/100米更冷更热大气层稳定扰动方向高度（m）10020030013℃12℃11℃13℃12℃11℃13℃12℃11℃γ=0.8γ=1.0γ=1.211.2℃12.0℃12.8℃11.0℃12.0℃13.0℃10.8℃12.0℃13.2℃G>FG<FG=FG=FG>FG<FA:γ<γd稳定B:γ=γd中性C:γ>γd不稳定合力方向

判断方法对于干空气γ

＜1，大气层稳定γ

＞1，大气层不稳定γ

＝1，中性状态(一般情况γ<=>0.6。)简言之：下热上冷不稳定，如夏季，中午等轻重相反则稳定，如夜间，清早大气中的逆温层

逆温层

在一定条件下，气温随高度的升高而增加的大气层称为逆温层。

阻塞层

当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状态，阻碍了空气垂直运动向上发展，因而又称阻塞层。

逆温的分类（按成因）

辐射逆温、湍流（即乱流）逆温、平流逆温、下沉逆温、地形逆温、锋面逆温和融雪逆温等。

辐射逆温

定义：夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷却形成的逆温。

厚度：一般为200～300ｍ。高纬地区冬季有时可达2,000ｍ左右。

出现时间：大陆上常年都可出现，以冬季最强，夏季最弱。

湍流逆温

定义：由于空气的湍流混合而形成的逆温。

形成过程高度温度BACDE逆温层湍流混合层（γ<γd）（湍流减弱层）AB:气层原来的气温分布CD:湍流混合后的气温分布DE:逆温层的气温分布

平流逆温

定义

暖空气平流到冷的地面上，会发生接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地面的影响小，降温较少，产生逆温。

冷的下垫面暖空气暖空气

下沉逆温h1h2下沉（辐散）h1>h2

定义

因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。

形成过程

其他逆温

锋面逆温

冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方，在冷暖空气交界面附近（即锋面附近）出现的逆温，称为锋面逆温。

逆温层冷空气暖空气

融雪逆温

在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这种逆温称为融雪逆温。

暖空气吸热融雪冰雪面

地形逆温

在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温，称为地形逆温。冷空气暖空气冷空气暖空气

逆温的实际应用

农业上常利用逆温层防寒避冻；工业上避开逆温出现的时间来排放污染物质。

逆温层容易带来雾霾天气，造成大气污染。霜冻：温暖季节温度降到0℃以下，造成植物伤害的现象。霜冻类型辐射型平流型平流辐射型秋霜、春霜，初霜、终霜霜冻防御霜与霜冻第五节低温霜冻及防御辐射型霜冻因地表辐射降温而形成，又称地霜、晴霜、静霜，地温低于气温。晴朗少云、干燥微风或无风山谷、低洼地沙性土壤易出现辐射型霜冻利地表辐射不利上下层空气热交换利冷空气积聚热容量小热导性差平流型霜冻因冷空气南下而形成，又称风霜地温高于气温。范围大、持续时间较长偏北向、背阳、迎风坡地冷空气易进难出的地形冷空气易出难进的地形背风向阳面较重较轻平流辐射型冷空气过后常晴朗干燥，利于辐射降温平流降温辐射降温霜冻防御辐射型平流型调节地表热特性（镇压、水）包扎、覆盖（透明、非透明）选合适地形选合适的播种期、品种烟雾选合适地形选合适的播种期、品种防风应急第六节温度与农业（自习）三基点温度界限温度积温及应用温度调节措施低温霜冻及防御三基点温度在最适温度下植物生长发育迅速而良好。在最低和最高温度下植物停止生长发育，但仍维持着生命。（最高与最低的受害和致死温度）①最适温度较接近最高温度，而离最低温度较远，②最高温度多在30--40℃之间，除炎热气候地区外，长时间维持30--40℃的机会不太多，③最低温度常会遇到。所以在生产实践中，作物布分和产量受低温的限制，比高温的限制要多些。界限温度具有普遍意义，标志某些重要物候现象或农事活动之开始、终止或转折点的温度叫做农业界限温，简称界限温度。0℃--土壤冻结与解冻，冬小麦秋季停止生长与春季开始生长(有人采用3℃)。

5℃--早春作物播种，多数树木开始生长。

10℃--喜温作物开始播种与生长。

15℃--喜温作物开始积极生长。

20℃--些热带作物开始生长。各地区常针对当地农事活动或重要物候现象，确定某些补充的界限温度，如以3℃代表小麦返青，12℃代表杂交水稻播种等等。温度日变化对作物的影响温度日较差：一日内最高与最低温度之差，是重要的气候指标。日较差大时，即：白天温度较高，有利于光合作用，夜间温度较低，有利于减少呼吸消耗，糖分积累日较差大时，往往阳光充足，空气湿度较小，有利于光合

作用、蒸腾作用进行，病虫害较少，因而产量高，品质好。如新疆的瓜果、棉花，埃及的棉花等，积温活动积温

是在某时期内活动温度的总和，活动温度

指大于生长下限温度的日平均温度，例如，水稻的生物学下限温度为10℃，即只有当温度高于10℃时才能生长发育，如果某天的日平均温度为9℃，则活动温度等于0℃，如果为15℃则活动温度就是15℃。有效积温

作物在某时期内有效温度的总和。有效温度日平均温度与生物学下限温度之差例如，水稻的生物学下限温度为10℃，如果某天的日平均温度为15℃，则有效温度就是15-10=5℃积温理论植物完成一定的发育阶段，需要一定的累积温度。例如设一玉米品种从发芽到成熟，需要2000度积温，如果此期间平均温度为20℃，则需要100天，如果为25℃，则需80天，15℃时需120天即温度越高，生长发育速度越快，完成生长发育周期所需时间越短；温度越低，生长发育速度越慢，完成发育周期所需的时间越长。同一品种，春播和夏播时，成熟期可能相差30天以上，就是这个原因。天气暖和的年份，果树开花就比较早，气候较冷的年份，则开花时期明显推后。在花卉栽培中，根据积温理论来调控开花时期是一种有效方法。积温应用

作为作物与品种特性的重要指标之一。在种子鉴定书上标明该作物品种从播种到开花、成熟所需的积温，为引种与品种推广提供重要的依据，避免引种与推广的盲目性。如果用天数来表示,某品种从播种到成熟需要多少天,则在不同的地区和季节可有很大差异,实用价值就不大。预测预报与调控可来预报开花期、适当播种期、收获期以及病虫害发生时期。在杂交制种、病虫害预测预报等方面很有用。作为农业气候分析与区划的重要依据之一9大气静力稳定度？如何判断？10逆温层定义、影响？11什么是气温的绝热变化？原理是什么？12干绝热变化、湿绝热变化？土温、气温的垂直分布规律、类型？第一节空气湿度

空气湿度：空气中水气含量的多少或潮湿程度。湿度参量：水气压相对湿度饱和差露点湿度的变化湿度与温度的关系

一、空气湿度参量

水汽压（e）反映空气中水汽含量的多少水汽含量

水汽压e

定义：空气中水汽的分压强。单位：百帕(hPa)1百帕(hPa)=100帕斯卡(Pa)一、空气湿度参量

水汽压（e）反映空气中水汽含量的多少水汽含量

水汽压e

定义：空气中水汽的分压强。单位：百帕(hPa)1百帕(hPa)=100帕斯卡(Pa)

标准状态下，海平面气压为1000hpa时，氧气产生的分压为210hpa,氮气780hpa,水气10hpa。大气中的水气压多在40hpa以下。水气越多，产生的水气压越大。

饱和水汽压（E）反映空气的最大水汽容纳能力饱和水汽压取决于温度定义：饱和湿空气中水汽的分压强。影响因子：EET

温度

T

E

蒸发面性质

E过冷却水＞E冰蒸发面形状

E凸面＞E平面＞E凹面

液体含盐度含盐度

E

当空气容纳的水气达到最大限度时达到饱和。气温愈高，空气中所能容纳的水气也愈多。1立方米的空气，气温在4℃时，最多能容纳的水气量是6.36克；气温20℃时，最多能容纳的水气量是17.30克。如果空气中所含的水汽多于一定温度条件下的饱和水气量，多余的就会凝结出来，变成小水滴或冰晶。

相对湿度（f）定义：空气的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比值。反映空气的相对潮湿程度，应用广泛。

露点温度（Td

）定义：

对于含有水气的湿空气，在不改变气压和水气含量的情况下，降低温度而使空气达到饱和状态时的温度。EeTTTdeE（T,e）反映空气中水汽含量的多少，水汽含量

露点温度Td

露点(dewpoint)：气压不变，降温至水气饱和时的温度。低于0℃时称为霜点。露点高时，水气量多，反之则少。露点与夜间最低度有关：温度降至露点时，水气凝结放出大量潜热，缓冲温度进一步降低，因而可用于预测最低度。温度露点差越大，湿度越小，反之越大。

饱和差（d

）定义：同一温度下饱和水汽压与实际水汽压之差。d=E-e

反映空气的潮湿程度。影响因子：

温度不变，E不变：水汽含量

e

d

水汽含量不变，e不变：温度

E

d

水汽含量、温度二、空气湿度的时间变化

水汽压的时间变化

日变化单波型（海洋型）

海洋、沿海地区、冬季大陆e时间日出前14时影响因子：蒸发强度双波型（大陆型）

夏季内陆、沙漠地区e时间日出前14时10时22时影响因子：蒸发强度乱流强度

年变化e时间冬季夏季影响因子：蒸发强度

相对湿度的时间变化绝大多数地区：与气温的日变化反相时间r夜昼T

地面水分蒸发强度

e

T

E

并且E

比e

快因此T

r

同理T

r

近海地区及其它大型水体的周围（晴朗稳定的天气条件下）与气温的日变化同相r时间夜昼海陆风（水陆风）昼：吹海风，潮湿夜：吹陆风，干燥

日变化相对湿度与温度

水气数量一定时，温度越高，饱和水气压越大，相对湿度则越小，相反，温度越低，饱和水气压越小，相对湿度则越大。

凝结现象出现在温度较低的傍晚、夜间、清晨。

空气中的绝对含水量比较稳定，而温度易变三、空气湿度与温度的关系绝对湿度与温度

温度越低，饱和水气压越小，所含水气的绝对量越少，故极地的冷空气如-40℃时，几乎没有水气，南下温度升高时，相对湿度会非常小。

冬季空气中的水气量少（绝对湿度小），室内温度高时，相对湿度会很小，因而室内植物需要多浇水。黄河之水哪里来？热水表面有蒸汽？冷水表面有没有？室温水面？？蒸发为何会有降温效应？海水蒸发比淡水快或慢？大气中大、小水滴共存时，小的会变小，大的会变大？大气中冰晶、水滴共存时，冰晶会变大，水滴会变小？水面蒸发的规律（道尔顿定律）？冰面会蒸发吗？第二节蒸发和蒸散一、水面蒸发

日蒸发量

定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。

单位：mm／日;1g／cm2·日＝1mm／日

道尔顿蒸发公式d＞0时，W＞0，蒸发过程d＝0时，W＝0，动态平衡d＜0时，W＜0，凝结过程

影响水面蒸发速率的因子

温度：T

E

d

W

湿度：e

d

W

气压：P

W

风：风速

W

蒸发面性质：W过冷却水＞W冰

蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹面

含盐度：含盐度

W

OOO分子引力半径理论：水分子要蒸发出来，需克服分子引力半径范围内的分子引力。受到引力小

E大受到引力大

E小水滴越小越凸越易蒸发水滴越大趋平蒸发慢大小水滴共存则小的越小大的越大同样的湿度，对小水滴可能不饱和，大的饱和冰面E＜水面冰晶、水滴共存时，水滴会减小，冰晶增大冷暖云滴共存时，冷的增大，暧的减小冰面蒸发＜水面二、土壤蒸发

土壤蒸发定义土壤水分汽化并向大气扩散的过程。

土壤蒸发的两种过程

快速蒸发：蒸发直接发生在土壤表面。水分充足时，水沿毛细管上升到土壤表面后进行蒸发，受气象因素影响。

慢速蒸发：水分在土壤中某层次进行蒸发之后，水汽通过土壤的孔隙达表层溢出土表。水分充不足时，蒸发是在土壤中进行，水汽通过土壤的孔隙扩散出去。与孔隙度大小等有关。

影响因子土壤因子、气象因子宁夏石头瓜土壤质地对土壤蒸发的影响

紧密土壤毛管丰富，利于第一过程进行。蒸发速度比疏松土壤大。疏松土壤有利于第二种过程的进行，蒸发速度比紧密土壤大。防止土壤中水分的蒸发相关措施首先应该耙松土壤表层，切断毛管，使土壤水分蒸发，由第一种过程转变为第二种过程，来削弱蒸发速度；但是当土壤耙松之后，又对第二种过程的进行提供了有利的条件。因此，这时为了防止土壤水分蒸发，须在耙松之后再加以镇压，把耙松土层的上层压紧，减小土壤上层的孔隙度，以限制第二种过程的顺利进行。这样既削弱了第一过程，又削弱了第二过程；就可以有效的防止土壤水分的蒸发。此外，影响土壤的水分和热状况的因素，如土壤质地、色泽、斜坡的方位及倾斜度，以及植物覆盖、地膜覆盖等，都能有力地影响土壤蒸发情况。第三节凝结和凝结物一、凝结条件

凝结发生的条件空气达到饱和或过饱和状态，并有凝结核存在。

空气的饱和或过饱和

实现方式：增大水汽含量：e

e＞E

降低温度：T

T＜Td

大气中常见的降温过程：③混合冷却④绝热冷却①辐射冷却②接触冷却

凝结核

定义：

在水汽凝结过程中起凝结核心作用的固态、液态和气态的气溶胶质粒。

分类：吸湿性凝结核非吸湿性凝结核二、凝结物

地面凝结物露、霜、雾凇、雨凇

露和霜：辐射冷却的产物，形成在晴朗无风的夜间和清晨。露：贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴。Td＞0℃霜：贴地层空气中的水汽在地面发生凝华而形成的小冰晶。Td＜0℃热容量小、导热率小、粗糙的地表易形成露和霜。

雾凇∨和雨凇∽雾凇：附着在树枝及物体迎风面上的白色的疏松的凝结物。分类晶状雾凇（小冰晶）粒状雾凇（小冰粒）雨凇：过冷却雨滴落地后冻结而形成的光滑而透明的冰层。whenthedewisonthegrass,rainwillnevercometopass.whengrassisdryatmorninglight,lookforrainbeforethenight!霜重见晴天严霜见毒日雾兆晴天

形成露、霜的天气条件露形成时要释出潜热，所以有多量的露时，常使温度下降和缓，不致发生霜冻。为植物提供水分，干热天气里，露有利于植物的复苏，在干旱地区，露是重要的水分来源。作物由于结露而潮湿，病菌易于繁殖，引起病害的发生。水果面上沾有大量露珠，则常使果面产生锈斑，损坏水果品质。

露的有关影响

近地层大气中的凝结物雾：飘浮在近地层空气中的小水滴和小冰晶。雾的分类：浓度轻雾（霭）＝能见度1～10km

雾≡能见度＜1km组成冰雾：小冰晶水雾：小水滴成因辐射雾：辐射冷却，晴朗微风和夜间和清晨。平流雾：接触冷却，冷暖空气大规模运动时。平流辐射雾（混合雾）地形雾蒸发雾辐射雾是当地面和空气由于辐射冷却而形成的。通常发生于晴朗微风潮湿的夜里。太阳出来以后，它就逐渐消散。在低洼的地方(谷地、河岸洼地及盆地等)，雾的发生比较频繁。因为这些地方比较湿润而夜间又比较冷．最强烈的辐射雾一般是发生于春天或秋天。平流雾是在暖湿的空气流到冷地面上时形成的。各个时刻都可以形成，并且在风速相当大的时候也能存在。雾的能见度在0.5-1公里大雾的能见度在100-500米浓雾时能见度小于100米蒸汽雾上坡雾遮蔽太阳影响作物体同化过程有利于病原菌的繁殖使农作物徒长，体质虚弱极易受病虫之侵害在干旱的地区和季节，雾露是植物的唯一水源雾对交通、航空、航海等都有很大影响雾中取水空气中取水

雾的有关影响霾（Haze)是指大量极细微的干尘粒均匀浮游在空中，使水平能见度小于10公里的混浊现象。(烟霞）霾使远处光亮物体微带黄、红色，黑暗物体微带蓝色。霾的形成与污染物的排放密切相关，城市中机动车尾气以及其它烟尘，停留在大气中，当逆温、静风等不利于扩散的天气出现时，就形成霾。雾都与霾都市雾与霾是有差别的

霾与雾、云不一样，没有明显的边界霾粒子分布比较均匀，尺度小，0.001到10μm，平均1－2μm，肉眼看不到霾散射波长较长的光较多，呈黄色或橙灰色。雾由水滴或冰晶构成，比霾粒子大，肉眼可见，白色，湿度100%单位：微克/立方米

PM2.5大气中粒径小于2.5μm

的颗粒物（气溶胶）。对空气质量和能见度有重要的影响。粒径小，富含大量有毒、有害物质且在大气中的停留时间长、输送距离远，对人体健康和大气环境质量的影响大。可通过呼吸道至肺部沉积，对人体危害大

。2012年2月，国务院同意发布新修订的《环境空气质量标准》增加了细颗粒物监测指标。PM2.5危害PM10以上，会被挡在鼻子外面PM2.5至10之间的颗粒物，能够进入上呼吸道，但部分可通过痰液等排出体外，另外也会被鼻腔内部的绒毛阻挡，对人体健康危害相对较小PM2.5，不易被阻挡。吸入后会直接进入支气管，引发包括哮喘、支气管炎和心血管病等方面的疾病。

PM2.5危害

每人每天平均吸入约1万升空气，进入肺泡的微尘可迅速被吸收、不经过肝脏解毒直接进入血液循环分布到全身；损害血红蛋白输送氧的能力。人体的生理结构决定了对PM2.5没有任何过滤、阻拦能力，PM2.5对人类健康的危害却随着医学技术的进步，逐步暴露出其恐怖的一面。

N95口罩：N95口罩理论上能够过滤95％颗粒物，可以抵御PM2.5颗粒侵入。普通的棉布口罩或一次性口罩基本没有作用。中央气象台有一条铁的纪律：坚决不说“雾霾”（一般，有雾没霾，有霾没雾）张云，王云，李云，赵云，陈云，马云，庭前闲看花开花落，云卷云舒闲云野鹤神马都是浮云，烟云云是什么？什么组成？如何来、去？曾经沧海难为水云是自由大气中的凝结物云是天上的雾，雾是地上的云按高度分类高云（5000米以上）：冰晶中云（2000-5000米）：冰晶、过冷水滴、水滴低云（2000米以下）：水滴按成因分类积云类：淡积云、浓积云、积雨云层云类（锋面云系）层积云（波状云）

自由大气中的凝结物水汽凝结物悬浮在自由大气中形成云。

定义：

分类：

发生学分类积状云（对流云）层状云波状云成因淡积云第四节降水一、降水的特征量降水：从天空降落到地面的固态或液态的水汽凝结物。

降水量和降水强度降水量：从大气降落到地面的未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的水层厚度。单位：毫米日降水量、旬降水总量、月降水总量、年降水总量降水强度：单位时间内的降水量。单位：mm／10分钟、mm／小时、mm／日

降水变率用于反映一个地区降水的变化情况（稳定程度）。Ri

某地某年某时期的实际降水量R0

该地同期的多年平均降水量降水绝对变率（降水距平）＝Ri－R0降水平均绝对变率（降水平均距平）＝——————∑|Ri－R0|n降水相对变率＝————×100﹪Ri－R0R0降水平均相对变率＝————————×100﹪∑|Ri－R0|／nR0二、降水的种类雨阵雨毛毛雨雪阵雪雨夹雪阵性雨夹雪霰米雪冰粒冰雹,

降水分类：降水性质连续性降水主要降自雨层云间歇性降水主要降自层积云和高层云阵性降水主要降自积雨云毛毛状降水（毛毛雨）主要降自层云降水成因对流雨地形雨锋面雨台风雨雨和毛毛雨雪和冰针霰和米雪雨夹雪冰粒（冻雨）冰雹降水形态降水体雨雪霰霰米雪雹冰粒夏季、热带对流性降水雷雨、阵雨雷、闪电、冰雹阵性、局部性时间、强度地形雨气旋雨锋面雨

降水强度（mm／24h）雪小雪＜2.5中雪2.5～5.0大雪＞5.0雨小雨0.1～10.0中雨10.1～25.0大雨25.1～50.0暴雨50.1～100.0大暴雨100.1～200.0特大暴雨＞200.0三、降水的形成充分的水汽供应和空气的绝热上升运动。云滴的增长凝结过程碰并过程乱流碰并重力碰并凝结增长扩散转移水汽的扩散转移过程：冷暖云滴之间：H2OE暖＞e＞E冷暖冷大小云滴之间：H2OE小＞e＞E大小大过冷却水滴与冰晶之间：（冰晶效应）H2OE水＞e＞E冰水冰三、干燥度

定义一个地区某时期的水面可能蒸发量与同期的降水量的比值。

干燥系数W0

水面可能蒸发量，R

降水量

干湿区的划分指标干湿状况年降水量mm干燥度K湿润＞800K＜1.00半湿润500～8001.00～1.49半干燥250～5001.50～3.49干燥＜250K≥3.50意义防火救灾等。原理用致冷剂如干冰（固体CO2)，迅速降温，使空气中的水气凝结出来。增加凝结核如碘化银等。

人工降水名词解释：水气压、饱和水气压、饱和差、相对湿度、绝对湿度、露点、辐射雾、平流雾湿度和温度有何关系？哪些天气条件利于露、雾、霜的形成？露、雾对农业有什么影响？大气中大、小水滴共存时，小的会变小，大的会变大？大气中冰晶、水滴共存时，冰晶会变大，水滴会变小？水面蒸发的规律（道尔顿定律）？土壤蒸发分几阶段？影响因素是什么？如何减少土壤水分的蒸发？雾与霾的区别？PM10、PM2.5、PM1？PM2.5的危害？宇宙中最伟大的物质超级明星第一节气压和气压场一、气压二、气压场地面气压场（海平面气压场）高空气压场（500、750、800hpa等压面图）

国际标准单位：帕（帕斯卡Pa）和百帕（百帕斯卡hPa）

1hPa＝100Pa＝100N／m2

标准大气压（0℃，45°N／S，海平面上）

P0＝760mm汞柱＝1013.25hPa第一节气压和气压场一、气压（大气压强）P单位面积上所受到的大气压力。单位面积上空气柱的重量。气压的单位气压场：表示气压在同一水平面上的分布状况

二、气压场地面气压场（海平面气压场）海平面：海拔高度等于0的等高面用等压线表示气压场的类型：高压：高压脊：脊线：低压：低压槽：槽线：表示高空某一水平高度上气压的分布状况地面气压场，表示海拔高度=0米的水平面上的气压分布

海拔高度=5500米？海拔高度=3000米？海拔高度=1500米？高空气压场500hpa等压面平均海拔高度=5500米700hpa等压面平均海拔高度=3000米850hpa等压面平均海拔高度=1500米高空气压场：用等压面上的等高线表示地面气压场：用等高面上的等压线表示理想条件下等压面为平面ABC

等压面与水平气压的关系等压面

PA＝PB＝PC＝PHA＜HB＜HC

等高面

Ha＝Hb＝Hc＝HZAa＜ZBb＜ZCc

Pa＜Pb＜PcABCabcZAaZBbZCc等压面HP等高面500hpa等压面图500hpa等压面图700hpa等压面图850hpa等压面图第二节空气的水平受力水平方向作用于空气的力水平气压梯度力G水平地转偏向力A惯性离心力C摩擦力R一、水平气压梯度力（G）水平气压梯度力是形成风的原始动力F1F2气压梯度力G

二、水平地转偏向力（科里奥利力、科氏力）AOAB

OBxyOAx’y’B以圆盘外为参照系以圆盘为参照系

地转偏向力的方向：与运动方向垂直北半球指向运动方向的右侧南半球指向运动方向的左侧

F＝2V

水平地转偏向力AA＝2Vsin

＝2

／24小时

＝7.29×10-5秒-1

静止V＝0A＝0

赤道

＝0A＝0

北极

＝90°A＝2V

作用于单位质量物体上的科里奥利力F

cossin

地转(偏向)力由于地球自转而产生的惯性力只使风向偏转不改变风速北半球向右偏转南半球向左偏转纬度越高地转力越大赤道为0风速越大地转力越大eg静止同步不同步赤道1675km/h北纬50°1077km/h北半球向右偏转始终向右A南半球向左偏转始终向左A

三、惯性离心力（C）曲率中心曲率半径rCV

惯性离心力的方向：

与运动方向垂直由曲率中心指向外缘

作用于单位质量物体上的惯性离心力CC＝——

静止V＝0C＝0

直线运动r＝∞C＝0V2r四、摩擦力（R）

摩擦力的方向：

与运动方向相反

摩擦力RR＝－KV

K摩擦系数摩擦层R≠0