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第1章绪论


气象学与气候学

主 讲 人:舒秋贵 授课对象:国土资源学院 第一章 教学目标 一、知识目标 1、了解本学科的研究内容及发展过程 2、了解本学科与其它学科之间的联系 二、能力目标

2012 地理科学专业 1.2 班 绪 论

1、通过学习使学生了解本学科在地理科学中的作用和地位 2、通过学习了解本学科在实际生产生活中的应用 三、德育目标 1、通过引论学习,学会用科学的观念看待本学科的研究内容 2、通过了解本学科在军事等方面的应用激发学生的学习兴趣 教学重点: 1、气象学、气候学、天气学的概念及所研究对象 2、本学科与其他学科的关系 教学用具: 多媒体课件 教学方法: 讲授法、谈话法 教学课时:2 学时 教学内容: 一、学习气象气候学的意义 出行前了解天气,自然界出现的各种天气现象产生的原因; 天气与健康的关系; 气象与农业、工业、旅游业、林业等的关系 二、气象学与气候学的研究对象 (一)气象学和气候学 1、气象学 (1) 气象: 简单地说,大气物理现象称气象。如风云雨雪、虹晕雷电、冷暖干湿。 (2 )气象学:研究发生于大气中的的一切物理现象和物理过程,探讨其演变规律和变 化,并应用于实践的科学。 (3)气象学研究的主要内容 把大气当作研究的客体,从定性和定量两方面来说明大气的特征; 研究导致大气现象发生和发展的能量来源、性质及其转化;

研究大气现象的本质,进而解释大气现象,寻求其发生、发展的规律; 应用上述规律,控制自然和改造自然、造福人类。 大气污染学,农业气象学、林业气象学、天气学、气候学等。 (4)气象学的分支 1) 天气学 ??某地某一瞬时或短时间内由各种气象要素综合所决定的大气状态称天气。 定量描述天气变化的特征量:如气温、湿度、气压、日照、降水、风向、风速、云等 称气象要素。 研究天气的变化规律和预告未来天气的一门科学,称天气学。 2) 气候学 ??某地长时间的大气状况,包括正常年份和特殊年份出现的大气状况称气候。例如:江西 历年平均气温 16.4-19.8℃(正常年份) ,1953 年 2 月 6 日彭泽县出现了-18.9℃(特殊年份) 。 ??研究气候的变化规律,综合分析和描述一地的气候特征的一门科学称气候学。 2、气候学 (1)大气污染学 ??近年来环保专业开设了这门课。 (2) 大气物理学 ??研究大气热力学、动力学、光学、电学、声学变化规律的一门科学。 属气象专业学习 范畴。 自然地理学研究自然地理环境各要素(气候、地貌、水文、土壤、植被和动物界等) 的特征、形成机制和发展规律,研究它们之间的相互关系,彼此之间物质循环和能量转化的 动态过程,从整体上阐明其变化发展规律, 。 气候学是研究气候系统的形成过程、 分布、 变化规律的科学。 而气候系统是由大气圈、 水圈(海洋) 、冰雪圈、岩石圈和生物圈等子系统构成的整体。气候学的基本任务就是阐明 它们之间的相互作用、相互制约的物理基础,掌握气候形成和分布的规律,并预测未来的气 候变化趋势及改造不利的气候条件。 气候学是气象学中与地理和环境科学关系密切的一门分支学科,属于自然地理学的 一个部门。 (3)天气与气候的区别 1)概念不同: 天气:某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态(温度、相对湿度气压等)和大 气现象(风、云、雨、雪、降水等)的综合。属于短时间内的微观现象 气候:是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下,在某 一时段内大量天气过程的综合。 不仅包括该地多年平均天气状况, 也包括某些年份偶尔出现 的极端天气状况。属于长时间宏观现象。 ①长时间:≥15 天 世界气象组织(WMO)规定:30 年味整编气候资料的时段长度的 最短年限,并以 1931-1960 年的气候要素的统计量作为可比较标准对于当前气候,规定用刚 刚过去的 30 年的平均值作为准平均,每过 10 年更新一次。 (姜世中编《气象学与气候学》 2010 年第一版 P2) ②不仅包括该地多年平均天气状况,也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。 2)各自研究的系统不同: 天气系统:仅是大气中所产生的天气现象,是个单纯的系统 气候系统:包括大气圈、水圈、冰雪圈、岩石圈(陆面) 、生物圈(动物、植物、人) 五个子系统( (姜世中编《气象学与气候学》2010 年第一版 P3),是个庞大的系统,各个 )

系统相互联系、作用,并决定着气候的长期平均状况。气候具有地方性的特点。 五个子系统分别是如何作用于气候的? 参考: (姜世中编《气象学与气候学》2010 年第一版 P3) 由气候系统的概念可知:现代的气候学已经不再是气象学或地理学的一个分支的经典气候 学,而是大气科学、海洋学、地球物理、地球化学、地理学、冰川学、地质学、天文学、生 物学等众多学科相互渗透、共同研究的交叉科学。 下列表述中,表示天气的有: A 三亚市某日的最高气温 30°C,最低气温 20°C ,午后有雷阵雨。 B 在中国,东部地区 7 月较为闷热;北方地区 1 月和 2 月多严寒天气; C 某市年平均气温为 25°C. D 昆明四季如春。??

下列词语中,表示气候的是 A 风雨交加 B 风和日丽 C 冬冷夏热

D 阴转多云?

(4)联系: 1)均为大气状况 2)多年天气特征综合为气候 三、气象学与气候学与其它学科的关系 自然地理学研究的对象是自然地理环境。自然地理环境是由大气、岩石、水和生物等圈层组 成的自然综合体。组成自然地理环境的上述诸要素是相互影响和相互制约的。 气候学属自然地理学的一个部门 (一)与区域地理学的关系 1、不同的自然地理环境形成不同的气候类型 2、气候条件不同,又改变着自然地理环境: 1、不同的自然地理环境形成不同的气候类型 例:东亚:海陆热力差异最大 (背靠最大的大陆—欧亚大陆,面对最大的大洋—太平洋) 形成冬季寒冷、干燥,夏季炎热多雨的季风气候。 美国东岸:陆地面积小,受墨西哥湾流影响,形成冬季温暖、降 水多,夏季凉爽潮湿的海洋性或大陆湿润性气候 2、气候条件不同,又改变着自然地理环境: 1 潮湿地区:植物、动物种类多,土壤发育良好,形成多层次的生物圈。 植物:直径 1 米的王莲、红木、从高大的乔木——低等的苔藓都有分布。 动物:大象、猴、猿、鳄等 2 干旱地区:动物、植物极其稀少,种类也单一。 植物:耐旱的沙枣类。 动物:穴居类、啮齿类、爬行类。 (二)与部门自然地理学的关系 1、气候条件不同,地貌类型不同。 岩溶地貌:地质条件:碳酸岩类 气象条件:高温、高湿、湿热天气。 例如:广西桂林、云南路南石林、贵州黄果树地区 冻土地貌:气温要有周期性的变化,导致岩体破坏、位移。 2、气候条件不同,土壤类型不同: 气候是影响土壤形成过程的最基本因素之一。它影响着成土的过程、方向、强度分布

等 热带——砖红壤:高温多雨、潮湿 1、腐殖质层 2、风化后的 AL2O3(约有十几米厚) 3、母质层 温带——暗红壤:冬季寒冷,夏季暖热多雨 1、枯枝落叶层 2、腐殖质层 3、沉积层(约有 2 米厚) 4、母质层 四、当今气象气候学研究热点 全球(环境)变化 Changing Earth: 气候全球变暖-生态环境全球变化-人类生存环境受到挑战和 威胁—如何应对? 优先研究内容之一 海-陆-气相互作用与水分循环和全球变化的关系 (1) 全球变化与海-陆-气相互作用及其模式和模拟; (2) 全球变化对我国区域水分循环的影响与内陆的干旱化对全球变化的影响。 五、气象气候学授课内容与学习任务 1.授课内容 气候学的气象基础------大气的组成、水、热和运动; 气候学的天气基础; 气候的形成、气候带和气候型的划分和分布规律,以及气候变化和人类活动对气候的影响。 2.本课程学习的任务 通过系统的学习,全面地掌握大气中的物理现象、物理过程和大气运动的基本原理; 了解天气演变和气候的形成、分布、变化的基本原理; 了解人类对天气、气候的影响和改造的基本原理; 了解气象气候因素在自然环境及经济环境中的作用及影响, 了解其在资源开发及社会经济活 动中它是一个不可忽视的因素之一; 通过气象学与气候学的学习使学生能够胜任未来的教师工作。 六、参考文献 1.《气象学与气候学》 ,周淑贞主编 高等教育出版社。 2.《气象学基础》 ,丁登山, 高等教育出版社 。 3.《现代天气学原理》 ,伍荣生,高等教育出版社。 4.《气候学》 ,罗汉民,气象出版社。 5.《现代气候原理》 ,潘守文等,气象出版社。 第二章 大 气概述 §1 大气的组成和结构 教学目标 一、知识目标 1.熟练掌握干洁空气的概念、成分及作用 2.掌握大气中的水汽、固体杂质的来源及分布 3.理解固体杂质、液体微粒的作用 4.熟练掌握大气垂直方向的五个分层,温度分布特点及原因

5.理解大气高度的划分 二、能力目标 1、通过阅读教材培养学生整理知识结构、提取重点知识、分析知识间内在联系的能力 2、通过读图填图表等方式培养学生分析问题的能力和逻辑思维能力 三、德育目标 初步认识大气对整个地理环境及人类活动的影响, 使学生树立正确的人地观, 激发学生 进一步探索大气环境的兴趣 教学重点: 1、大气中的主要成分在大气中的作用 2、大气的垂直分层及各层的主要特征 教学难点: 1、臭氧含量的变化及分布的原因,南极臭氧空洞出现的原因 2、大气逆温形成的原因分析及对气候的影响 教学用具: 多媒体课件 教学方法:导学法、讨论法 教学课时:2 学时 教学内容: 一、 大气的组成 1.干洁大气 除去水汽及其它悬浮的固体和液体质粒的混合空气。 干洁大气特点 90km 以下气体的组成成分比较稳定均匀,90km 以上大气各成分随时空发生变化; 在标准情况下密度为 1293g/m3 。 标准情况:气压为 1013.25hpa,温度为 0°C。 90km 以下气体的组成成分比较稳定均匀, 通常作为 “单一” 气体来处理, 其分子量为 28.966; 90km 以上受太阳太阳紫外线的照射发生离解,大气各成分随时空发生变化; 大气中几种主要气体简介 (1)氮气(nitrogen, N2) 大气中含量最大的气体成份,影响大气的密度、气压。 冲淡氧,使氧不至于太浓,氧化作用不至于太激烈。 氮是生物体的重要组成元素。 氮是生物体的重要组成元素,是肥料三要素之一 (2)氧气(oxygen, O2 ) 各种生命活动不可缺少的物质能吸收太阳辐射中的紫外线(ultraviolet, UV),使到达地面的紫 外线减少,同时影响大气的温度。 (3)臭氧的时空分布规律 来源: 主要是在太阳紫外线辐射作用下, 氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而成。 低层大气有机物的氧化和雷雨、闪电作用也能形成臭氧。 空间变化特点:10km 以下含量很少,20~25km 浓度最大,称为臭氧层(ozone layer) 时间变化特点: 随季节而变化,春季最大,夏季最小

臭氧的作用 能强烈地吸收太阳辐射中的紫外线(特别是对生物有很强伤害作用的波长小于 0.29 微米的 紫外线(ultraviolet, UV) ) 。 对人和地球上的生态系统起到了屏障和保护作用。 对高层大气有“加热”作用,使 10 至 50km 高度的气层温度增高。 分布特点:主要分布在 10~40km 高度处,极大值出现在 20~25km 附近,称为臭氧层。 作用:能吸收太阳紫外辐射的 99%,保护地面生物,是地球生命的“保护伞” 。 臭氧洞(ozone hole──一个重要的环境问题 80 年代初,在南极大陆发现了臭氧含量明显减少的大片区域,称为臭氧洞。 产生原因:人类活动释放的大量氟氯烃(CFC) ,在高层带电粒子的作用下离解出氯 离子 Cl- ,而 Cl-在以下过程中可起催化作用. 对人的伤害:皮肤癌、眼癌、青光眼、白内障等疾病的患病率大幅度上升。据估计,紫外线 透过率每增加 10%,这几种疾病的患病率可增加 20 至 60%。 (4)二氧化碳(carbon dioxide, CO2 ) 二氧化碳的作用 : 植物进行光合作用、制造有机物质的重要原料 ; 能吸收地面与大气的红外辐射(infrared, IR), 对地面具有保温作用 (称为温室效应(greenhouse effect) ) 。 含量的多少影响人体健康。 大气中二氧化碳的循环 (Cycle of carbon dioxide in the atmosphere) CO2 的生成:生物呼吸、有机物的分解、燃烧、火山爆发、海洋释放等。 CO2 的消失:植物光合作用(photosynthesis)、海洋吸收等。 大气中二氧化碳的变化规律 CO2 的日变化(diurnal variation):主要取决于光合作用 白天午后达最低值,日出前后达最高值 CO2 的年变化(annual variation) : 秋季达最低值,春季达最大值 CO2 的长期变化(long-term change) : 由于人类活动,大气中 CO2 浓度不断升高。在十七世纪工业革命前,全球平均大约为 280ppm,但现在则高达 380ppm. 大气中 CO2 浓度的年变化 由于 CO2 的温室效应(greenhouse effect),其浓度升高导致全球变暖。根据用各种气候数学 模型进行的模拟计算, CO2 倍增(相对于工业革命前的 270 至 280ppm)将使全球平均气 温上升 1.5 到 4.5℃。 未来的 100 年内全球平均气温可能上升 1.4 到 5.8 ℃。 这样大幅度的气 温变化必然会引发一系列重大的环境变化。 气候变暖的后果 影响全球水分平衡,引发极端气候现象频繁发生;如干旱、暴雨、龙卷风等 影响生物的生态适应性;影响农作物的产量和品质;冰雪消融,海平面上升 全球变暖将使北极、格陵兰岛、南极和高山上的积雪融化,导致海平面上升。据计算,如果 全球冰雪全部消融,全球海平面将上升约 69m! 水汽的特点 是唯一能在自然条件下发生相变(phase transformation)的物质,因此它是天气变化的最重要 的角色。

是自然界潜热(latent heat)最大的物质。 能吸收地面与大气的红外辐射,和二氧化碳一样对地面有保温效应。 2.大气中的水汽(water vapour, moisture) 雾、云、雨、雪、雹等天气现象都是水汽相变的产物。 大气中的水汽来源于地面的蒸发(evaporation)和植物蒸腾(transpiration) ,因凝结降水而返回 地面。处在不断的循环之中。 含量变化规律:随高度减少;与地理因素关系密切;随时间变化大 水汽的生消和分布:大气中变化较大的气体,一般低纬多于高纬。 3.气溶胶粒子(aerosol particle) 气溶胶粒子:悬浮在大气层中沉降速率很小的固体、液体微粒。 组成:有机物—花粉、微生物、细菌 无机物—灰烬、尘埃、小水滴等 作用:作为凝结核(condensation nucleus),使水汽凝结成水滴、冰晶,影响云、降水的形成; 能吸收辐射,影响着地面与近地层的温度变化。 4.大气污染物质(pollutant in the atmosphere) 大气污染物:由于人类或自然过程而产生的对生物有害的大气成分。 二、大气的结构 (一)大气层的厚度,即大气层顶的高度 气象学:把肉眼能够看到的大气现象的最大高度定义为大气层顶(或大气上界 upper limit of the atmosphere ) 。最大高度为 1200KM,该处偶然还能看到极光(polar light, aurora)现象。 物理学定义: 空气质点不能脱离地球引力场的作用而逃逸到宇宙空间去的最大高度。 不超过 3200km。 卫星技术实测: 把大气密度减小到与星际密度相同的高度定义为大气层顶; 卫星测量结果为: 2000-3000KM。 极光——是由太阳喷焰中发射的高能粒子与高层大气中的空气分子相撞, 使之电离, 并在地 球磁场的作用下,偏于两极上空而形成的一种光现象。 (二)大气质量及其铅直分布 (三) 大气的铅直结构(Vertical Structure of the Atmosphere) 大气在铅直方向上的物理性质有很大的变化,根据大气温度的垂直分布特点,并考虑密度、 电离状况等因素,可将大气分为五层。一. 对流层(troposphere) 二.平流层(stratosphere)三.中 间层(mesosphere)四.暖层(热层)(thermosphere)五.散逸层(exosphere) 1.对流层(troposphere) 厚度:随纬度、季节而不同, 0—12km(低纬 17—18km,中纬平均:10 — 12km,高纬 8 —9km;夏季高于冬季) 对流层的主要特点: (1)集中了 80%以上的大气质量和几乎全部的水汽 (2)温度随高度的升高而降低,平均每 100m 降低 0.65℃ (3)具有强烈的对流(convection)与乱流(turbulence)运动 (4)气象要素(meteorological element)的水平分布很不均匀 问题 为什么在对流层顶,低纬度温度(-85OC)小于高纬度(-53OC)? 对流层的分层 根据内部温度、湿度、气流运动和天气状况的不同划分为: 低层(摩擦层) :高度约 1 — 2km,特点:对流强,水汽多、粉尘多,气温日变化明显,湍 流明显。低云、雾、浮尘等出现频繁。

中层:低对流层— 6km,特点:云、雨、雪多产生于此层,受地面縻擦小,为自由大气层。 上层:中层-对流层顶(tropopause) ,特点:气温常在 0OC 以下,水汽少,云由冰晶、过冷 水滴组成,风速大。中纬度及低纬度地区常出现急流(风速 30 米/秒 的强风带) 2.平流层(stratosphere) (1)气温随高度而升高;平流层顶气温可达-3 —-17℃; (2)空气以水平运动为主,气流运行平稳,没有强烈的对流 ; (3)水汽和尘埃很少,很少有云,透明度好,适合高空飞行。 。 厚度从对流层顶向上,一直到 55km 左右为平流层。这一层集中了大气中的大部分臭氧,空 气密度很小。 3.中间层(mesosphere) 从平流层顶向上,到 85km 左右为中间层。其主要特点有: (1)温度随高度而迅速降低,顶部温度可达-83—-113℃; (2)有强烈的铅直运动,故又称为高空对流层 。 4.暖层(thermosphere) 从中间层顶向上,到大约 800km 左右为热层(又称热成层、暖层) 。其主要特点有: (1)气温随高度而升高;300km 处气温可达 1000℃,顶部可高达 2000℃; (2)空气在强烈的太阳紫外线与宇宙射线作用下处于高度电离状态,故又 称为电离层 (ionosphere) 温度随高度上升增加很快(氧原子吸收波长小于 0.175 微米的太 。 阳紫外线辐射); 5.散逸层 ( exosphere) 热层以上为外层(又称散逸层) ,是大气圈与星际空间的过渡带。其主要特点有: (1)空气非常稀薄 (2)温度随高度升高而升高。 (3)空气质点的运动速度很快,受到的地球引力很小,可逃逸到星际空间。 §2 大气的物理性状 教学目标 一、知识目标

1.熟练掌握各主要气象要素的定义、单位及公式 2.掌握干空气、湿空气的状态方程
3.能利用仪器准确测定主要的气象要素 二、能力目标 通过气象要素的学习,培养学生自己动手操作的能力及与同学的合作能力 教学重点: 1、主要气象要素的作用单位 2、学会使用测量仪器测量气象要素 教学用具: 多媒体课件 教学方法:导学法 教学课时:2 学时 一、气象要素

气温,气压,湿度,降水,风,云量,能见度 (一)气温 气温的单位:我国规定用摄氏度(℃)温标。在理论研究上常用绝对温标,以 K 表示。 绝对温标中一度的间隔和摄氏度相同,但其零度称为“绝对零度” ,规定为-273.15℃。 两种温标之间的换算关系:T=t+273.15≈t+273 三种温度之间的换算关系为:t℃= 5/9(t'℉一 32) TK=t℃+273.15 t'℉=9/5t℃+32 式中 t、t'及 T 分别为摄氏温度、华氏温度及绝对温度的数值。 (二)大气压力 ?在任何表面上(观测高度),由于大气的重量所产生的压力,叫做大气压。 ?现在通用单位:百帕(hPa),?1hPa=100Pa= 100N/m2 =1mb ?气压随高度指数递减 在气象上,气压通常用观测高度到大气上界单位面积上垂直空气柱的重量来表示。 一般情况下气压值用水银气压表测量。 气压的单位在气象上是用毫米水银柱高 (mmHg) 来表示。并规定气温在 0 ℃及标准重力加速度 g=9.80665 米/秒 2 下 760 毫米水银柱所 具有的压强为一个标准大气压,现在通用单位为百帕( 1atm=1013.25 百帕) 。 在国际单位制中,压强的单位是帕斯卡(Pa) 。定义 1 帕斯卡=牛顿·米-2。所以 1 个 大气压=1.35951 ×104×9.80665×0. 76 =1013.25 百帕气象上以前曾用毫巴作为气压的单 位,1 毫巴=1000 达因·厘米-2,因 1 帕斯卡=10 达因,厘米-2,所以 1 毫巴=100 帕斯卡 或 1 毫巴= 1 百帕(hPa) 。 (三)湿度 表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。大气湿度常用下述物理量表示: 1.水汽压和饱和水汽压 水汽压(e) :大气中的水汽所产生的那部分压力。 饱和水汽压(E) :在温度一定情况下,单位体积空气中的水汽含量达到最大限度(饱和状 态)时的水汽压。饱和空气的水汽压也叫最大水汽压。 温度是影响饱和水汽压的最主要的因素。 不同温度下的饱和水汽压饱和水汽压与温度的关系,可用马格奴斯(Magnus)半经验公式 表示(E0=6.1hPa): 2.相对湿度 相对湿度(f):空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值(用百分数表示) ,即 f = e/ E × 100% 相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。当其接近 100%时,表明当时空气接近于饱和。当 水汽压不变时,气温升高,饱和水汽压增大,相对湿度会减小。 相对湿度最高值出现在日出之前;最低值出现在午后(沿海地区除外,沿海地区最大值出现 在午后) 。 因饱和水气压随温度而变化,所以在同一水气压下,气温高时,相对湿度减小,空气干燥; 反之,相对湿度增大,空气潮湿。 3.饱和差 饱和差(d):在一定温度下,饱和水汽压与实际空气中水汽压之差。即 d=E-e d 表示实际空气距离饱和的程度。 在研究水面蒸发时常用到 d, 它能反映水分子的蒸发能力。 如果空气中水气含量不变,温度下降时,饱和差减小。反之,温度升高,饱和差增大。当空 气达到饱和时,饱和差为零。饱和差表明了空气距离饱和的程度。它的大小可以显示出水分 蒸发能力,故常用于水分蒸发。 (温度的升降引起饱和水汽压的升降)

4.比湿 比湿(q):在一团湿空气中,水汽的质量与该团空气总质量的比值。其单位是 g/g,或 g/kg。 只要其中水汽质量和干空气质量保持不变,不论发生膨胀或压缩,体积如何变化,其比湿都 保持不变。因此在讨论空气的垂直运动时,通常用比湿(不需要考虑温度变化引起饱和水汽 压的变化)来表示空气的湿度。 5.水汽混合比 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(单位:g/g) 意义:藉此因子了解潮湿未饱和空气中所含水汽 的多少。 6.露点 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) 。 思考:为什么露点可用来表示湿度? (四)降水 降水是指从天空降落到地面的液态或固态水,包括雨、雪、冰雹等。 降水量指降水落至地面后(固态降水则需经融化后) ,未经蒸发、渗透、流失而在水平面上 积聚的深度,降水量以毫米(mm)为单位。 (五)风 风:空气的水平运动。风是一个表示气流运动的物理量。风是向量:具有数值大小(风速) 和方向(风向) 。 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°。 风向符号及意义: 风杆上的横道叫做风尾。风杆上画有风尾的一端,即指示风向。第一道风尾为 4 米/秒,即 风力为 2 级。一个风旗,表示风力为 8 级。风尾和风旗均放在风杆的左侧。 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/h 1knot=1.852km/h 1km/h=0.28m/s 1knot=1/2m/s 风速的表示有时采用压力,称为风压。P=0.125V2 (六)云量 云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合物的可见聚合群体。 云量是指云遮蔽天空视野的成数。将地平以上全部天空划分为 10 份,为云所遮蔽的份数即 为云量。例如,碧空无云,云量为 0,天空一半为云所覆盖,则云量为 5。 (七)能见度 能见度指视力正常的人在当时天气条件下, 能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平 距离。单位用米(m)或千米(km)表示。 二、大气状态方程 1、 普适状态方程:联系质量、温度、体积、压强等物理量的关系式称为大气状态方程。 (1) 式中,R*为普适气体常数,其值为 8.3143×103J/(kmol·K),n 为气体分子量,Kg/Kmol 2、干空气状态方程 由式(1)变形得到: M R*
PV ? R* MT n

P?

V

?

n

?T

(2) 对于干空气而言,M/V 即为干空气的密度,R*/n 称为干空气的比气体常数(n=28.966),用 Rd 表示,其值为 287.04J/(kg·K) 用干空气的 Pd 代替,于是式(2)变为 ,P

?d ?

Pd Rd T

(3)

3、湿空气状态方程 同理,式(1)也适用于水汽。水汽的分子量为 18.016,进行同样的变形和运算后可得到 水汽的状态方程:

?w ?

e RwT

式中,e 为水汽压,Pa,Rw 水汽的比气体常数,其值为 461J/(kg·K) 。 一般情况下, 湿空气的密度等于水汽的密度和干空气的密度之和, 湿空气的压力等于干空气 的压力和湿空气的压力之和,二者用式表示:

? ? ?d ? ?w ?
于是

? P ? Pd ? e ?

? ? ?d ? ?w ?
?

1.608 ( P ? e) ? e P?e e P e ? ? ? (1 ? 0.378 ) Rd T R wT 1.608 R d T Rd T P

P R d T (1 ? 0.378 e / P )
Tv ? T (1 ? 0.378 e / P)

此时,如果引进一个虚设的物理量,即虚温(TV) ,使

代入上式,湿空气的状态方程可写为

? ? P /( Rd Tv )
虚温的物理意义:在同一压强下,干空气密度等于湿空气密度时,干空气应有的温度。 虚温和实际温度之差为:

?T ? Tv ? T ? 0.378

e ?0 p

水汽压 e 越大,差值越大。在地层大气,尤其是在夏季,e 值较高,这时必须用湿空气状态 方程,但在高空,e 较小,这时可用干空气状态方程。

第三章 大气热能和温度
§1 辐射的基本知识
教学目标: 一、知识目标 了解辐射、辐射光谱,辐射三定律 二、能力目标:

培养读图分析问题的能力 教学重点: 辐射光谱与辐射三定律的意义 教学用具: 多媒体课件 教学方法:讲授法、图表分析法 教学课时: 2 学时 教学内容:

一.辐射与辐射能
1.概念: 物体以电磁波或粒子的形式向外放射能量的方式叫做辐射(radiation) ,放射的能量叫做辐射 能(radiation energy) ,也简称辐射。 太阳不停的以辐射的形式向外放出能量。 2.辐射能的量度 (1)辐射通量 单位时间内通过任一表面的辐射能,单位为 W 或 J/S。分入射辐射通量和放射辐射通量。 (2) 辐射通量密度 单位时间内通过单位面积的辐射能,单位为 W/M2。分入射辐射通量密度和放射辐射通量密 度,表征辐射能力或放射能力 (3) 辐射强度 单位时间内与辐射能流方向相垂直的单位面积上的辐射能。单位 W/M2。 二、辐射光谱(radiation spectrum) 辐射能量按波长的分布就是辐射光谱 气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射,它们的波长范围大约在 0.15~120 μ m 辐射能是以电磁波的形式传输的。波长范围较广,其中电磁波中肉眼看得见的、波长为 0.4-0.76 微米的部分为可见光。 从理论上来说,辐射的波长可以从 0 到∞,但可以测出的辐射的波长范围约为 10-10 到 1010 μ m 三.物体对辐射的吸收、反射和透射 设投射到某一物体上的辐射能为Q,被 该物体吸收(absorption)Qa,反射(reflection)Qr,透 射(transmission) Qt,根据能量守恒定律 ,应有: Qa+Qr+Qt=Q 用 a、 t 分别表示上式左边的三项,a、 t 分别称为吸收率 r、 r、 (absorptivity) 、 反射率 (reflectivity) 和透射率(transmissivity) 即: a+r+t=1 黑体与绝对黑体 如果物体对某种波长的吸收率为 1,则这种物体对该种波长为黑体(black body) 。 如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都等于 1,则这种物体就叫做绝对黑体 (absolute black body) 。 四.辐射的基本定律 1.基尔霍夫(Kirchhoff)定律 任意物体的在某一温度 T 时对波长λ 发射能力 Iλ ,T 与绝对黑体的发射能力 Iλ ,T,b 之比称 为该物体的放射率ε λ T:

ε λ T= Iλ ,T/ Iλ ,T,b 基尔霍夫定律:任何物体在某一温度 T 时对波长λ 的辐射的发射率等于对同一波长的辐射 的吸收率:

k?T ? ? ?T

k?T 为吸收率, ? ?T 发射率
不同的物体,辐射能力强,其吸收能力也强,反之---



k?T ? ? ?T ? I?T /I?Tb


I?T ? k?T I?Tb

上式表明,基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来,从而有可能通过对 黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射。 对流层和平流层大气以及地球表面都可认为是处于辐射平衡状态,因而可直接应用这一定 律。 2.斯蒂芬-波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律 绝对黑体的总放射能力与其表面温度的四次方成正比。即: ETB=σT4 ζ 为斯蒂芬-波尔兹曼常数,其值为 5.67×10-8 W/m2·K4。 如太阳表面温度为 6000°K,而地球表面的平均温度为 288°K,因而,太阳表面单位面积 上放射的能量要比地球表面放射的能量大几百万倍。 如太阳表面温度为 6000°K,而地球表面的平均温度为 288°K,因而,太阳表面单位面积 上放射的能量要比地球表面放射的能量大几百万倍。 3.维恩(Wein)定律 绝对黑体辐射能力最大值所对应的波长λ max 与绝对黑体的绝对温度 T 成反比,即: λ max=C/ T 其中 C 为维恩常数,当波长以μ m 为单位时,其值为 2896μ m·K。 例如,太阳放射的最大辐射波长 0.5 微米,而地球放射的最大辐射波长为 10 微米。 辐射的规律小结 (1)辐射能力强的物体,其吸收辐射的能力也强;反之,辐射能力弱的物体,吸收能力也弱。 黑体吸收能力最强,放射能力也最强。 (2)温度较高的物体单位面积放射的总能量,要比温度低的物体放射多。 (3)物体温度愈高,其放射的最大辐射的波长愈短;反之,物体的温度愈低,其放射的最大 辐射波长愈长。 §2 太阳辐射 教学目标: 一、知识目标

1、熟练掌握太阳辐射、太阳辐射光谱、太阳常数的概念,大气对太阳辐射吸收的特 点,影响直接辐射的因素 2、掌握太阳辐射波长、大气对太阳辐射的散射、到达地面的太阳总辐射及影响因素 二、能力目标: 1、培养读图、绘图分析问题的能力 2、培养运用大气热力性质的知识解释实际问题的能力 三、德育目标: 1、认识大气热力作用对地球生态环境的影响,增强环保意识 2、保护大气层,防止臭氧层的破坏和全球变暖趋势的发展 教学重点: 1、大气对太阳辐射的削弱过程 2、影响直接辐射的因素 教学用具: 多媒体课件 教学方法:讲授法、图表分析法 教学课时: 2 学时 教学内容: 1.太阳辐射光谱定义 太阳辐射中辐射能按波长的分布,称为太阳辐射光谱。 一. 太阳辐射光谱 2.太阳辐射光谱的能量分布 大气上界太阳辐射能 99%集中 在 0.15~ 4μ m,其中: 紫外线区:λ < 0.4μ m 占 7% 可见光区:0.4≤λ ≤0.76μ m,占 50% 红外线区: λ >0.76μ m, 占有 43% 可见光部分能量所占比例最大,辐 射能量最大值对应的波长为: λ max = 0.475μ m 二、太阳辐射强度和太阳常数 1.太阳辐射强度(I) 单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能,单位:焦耳/厘米 2.分。 影响到达大气顶的 I 的因素:太阳高度角,日地距离,日照时间 太阳高度角(solar altitude) (h) :太阳直射光与地表面测点切线间的夹角。 太阳高度角 h:h 越大, I 也越大;h 越小, I 也越小。 日地距离: I 与日地距离平方成反比。南半球冬夏温差大于北半球。 日照时间: I 与日照时间成正比。 2.太阳常数(Solar Constant, So) 日地平均距离时, 在大气上界垂直于太阳光线的平面上, 单位时间单位面积接受的太阳辐 射量。

RSC=1367W· -2 m 三、大气对太阳辐射的削弱作用 1.大气对太阳辐射的吸收 吸收太阳辐射的物质:主要是 O2,O3,CO2,H2O 等 O2 吸收? <0.2 m 的紫外线,主要发生在高层大气 μ O3 吸收紫外线, 在 0.2-0.3 μ m 在强烈的吸收带,使? <0.3 m 的紫外线不能到达地面, μ 能减少太阳总能量的 4% CO2 主要吸收红外线,强度较弱 H2O 主要吸收红外线,吸收量占 13% 尘埃、水滴也可吸收部分太阳辐射 特点 1) 大气对太阳辐射的吸收具有选择性; 2) 大气吸收太阳辐射占总量的 24%; 3) 平流层以上气层主要是 O2,O3 吸收紫外线,吸收率接近于 1;平流层以下主要是水汽和 CO2 对红外线的吸收; 4) 整个大气层对可见光的吸收率约为 0.1,而太阳辐射能量集中在可见光区;因此,低层大 气因吸收太阳辐射而增温是很少的,太阳辐射不是对流层的直接热源。

2.大气对太阳辐射的散射 散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波冲击时,引起质点中的电子振动,而向四面 八方放射电磁波。 (1)分子散射----雷利(Rayleign)散射

当散射质点很小,其半径 a 远小于波长, 即 a<< ? 时,散射强度与波长的 4 次方成反比 ~雷利散射定律,即:

e? ?

c

?4

其中 e? 为单位容积空气对某波长入射光的散射率,c 为常数 意义:辐射波长愈短,受到质点的散射作用愈强。 ∴分子散射具有选择性 即:分子散射主要是散射短波辐射 为什么晴朗天空呈蓝色? 例:紫光 ? =0.44,红光 ? =0.7, 即:??Z≈0.63 ?H 紫光的散射率为:

c

?z

4

?

c 6.4 ? 4 4 0.16?H ?H

蓝紫光散射率比红橙光要大得多。这就是晴朗天空呈蓝色的原因。 (2)粗粒散射(米散射, Mie scattering) 质点半径与波长 ? 接近时的散射为粗粒散射 特点: 粗粒散射与波长无关,对各波长的散射能力相同 ∴大气较混浊时,大气中悬浮较多的的尘粒与水滴时,天空呈灰白色 3.大气云层及微粒对太阳辐射的反射 云层与大颗粒尘埃能将太阳辐射反射回太空。 反射对波长没有选择性。云的反射率与云厚、云状及云量等因素有关,一般来说云 的平均反射率约为 0.50 ─ 0.55。 被云层反射的太阳辐射占总量的 23% 四、 到达地面的太阳辐射 太阳辐射被大气减弱后,分两部分到达地面: 太阳直接辐射(direct solar radiation):以平行光的形式直接投射到地平面的太阳辐射。 太阳散射辐射(Diffuse/scattered radiation):经大气质点散射后,自天空各个方向投射到地面 的太阳辐射。 直接辐射与散射辐射之和称为太阳总辐射。 1、直接辐射(direct solar radiation) (S) :太阳光以平行光线形式直接投射到地面的辐射。 影响直接辐射的因素有: (1)太阳高度角 (2)大气透明度 I= I0 Pm 布格公式(Bouguer) P 为透明系数,即透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比:m 为大气质 量数。 太阳高度角从两方面影响直接辐射: (1)h 越小,等量的太阳辐射散布的面积就愈大,因而在地表单位面积上所获得的太阳辐 射就愈小; (2)h 越小,太阳辐射穿过的大气层愈厚。 在相同大气质量下,受大气透明度的影响,太阳辐射也不完全一样。 2、散射辐射(Diffuse/scattered radiation)(D):太阳光经散射后到达地面的部分。 影响散射辐射的因素: (1)太阳高度角大,入射辐射量多,散射辐射也相应地增强; (2)透明度差,参与散射作用的质点多,散射辐射也强; (3)云量大,散射辐射大。 3、总辐射(global radiation) (W) :W=S+D (1)影响太阳总辐射的因素 太阳高度角越大,W 越大; 云量越多,W 越小 (2)总辐射的时空分布规律 夜间几乎为零,日出后逐渐上升,中午最大;一年中夏季大,冬季小。 一般纬度越低,总辐射越大,反之越小

世界年总辐射量最小值在南北半球的极区,最大值在非洲东北的沙漠地带。 五、地面对太阳辐射的反射 影响地面反射率 r 的因子有: 1)地表性质 如地面颜色、土壤湿度、粗糙度、植被、积雪等。 2)太阳高度角 地面吸收太阳总辐射:W(1-r) 因此,即使总辐射的强度一样,不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍然有很大的差异,这 也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。 一般地:陆地表面的 r 约为 10%~30%,且随着太阳高度的减小而增大,深色土比浅色土小, 粗糙土比平滑土小; 水面随着太阳高度角和平静度而变,太阳高度角愈小,其反射率愈大,波浪起伏的水面, 其平均反射率为 10%,对陆地稍小。 §3. 地面和大气辐射 教学目标: 一、知识目标 1、熟练掌握地面有效辐射及影响因素、地面辐射差额、大气逆辐射等概念 2、熟练掌握大气保温的形成原因及对地面的影响 3、掌握地面辐射、大气辐射、大气窗、保温效应、辐射差额等概念 二、能力目标: 1、培养读图、绘图分析问题的能力 2、培养运用地面有效辐射的知识解释实际问题的能力 教学重点: 1、地面的有效辐射及影响因素 2、大气的保温效应与温室效应的区别与联系 教学用具: 多媒体课件 教学方法: 导学法、讲授法、动画分析 教学课时: 2 学时 一、地面和大气的辐射 1. 地面辐射 R0(terrestrial radiation/Long-wave radiation-up) (1) 地面辐射波谱 地面的平均温度约为 288K,其辐射 95%以上集中在 3~80 μ m ,其最大能量的波长约为 10 μ m。因此,地面辐射都是红外辐射。相对于太阳辐射而言,都是长波辐射 (long-wave radiation) 。 (2) 地面辐射的作用 是对流层大气的直接热源,也是主要热源。 给大气提供能量,因为地面的辐射中的大部分能被大气中的二氧化碳和水汽吸收。这是大气

中能量的一个重要来源。 2. 大气辐射 (1)大气辐射光谱:主要集中在 4~120 μ m,最大能量的波长为 15 μ m。 (2)大气逆辐射 RA(atmospheric counter radiation /long-wave radiation-down) : 投向地面的大气 辐射。其值主要受大气温度、湿度、云量、海拔高度等因素的影响。 (3)大气逆辐射的作用:温室效应 温室效应(greenhouse effect/ atmospheric effect)产生的原因: 大气对太阳短波辐射吸收很少,能让大量的太阳辐射到达地面; 大气能强烈地吸收地面的长波辐射,使地面失热不致过多,同时又向地面放射大气逆辐射。 由于大气的温室效应,使近地面的平均温度提高了 38℃ 3. 地面有效辐射 (1) 地面有效辐射(Re)定义 地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差,叫做地面有效辐射(terrestrial effective radiation) 。 即地面净损失的长波辐射。 Re=R0-δ RA δ 为地面的相对吸收率。 在没有太阳辐射的情况下,地面的温度状况主要由地面有效辐射决定。地面有效辐射越大, 地面的降温速度也就越快。 (2) 地面有效辐射的影响因素(P33) 地面温度,空气温度,空气湿度,云,海拔高度,风(白天、晚上) ,地表性质 思 考 题 为什么多云的夜晚较无云的夜晚气温高? 二、地面净辐射(terrestrial net radiation) 地面既吸收辐射,又放出辐射。 1、概念:在一定时期内,地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射差值,又叫地面辐射差额或 辐射平衡(radiation balance) 。 Rn=W(1-r)-Re 地面获得的、用以增温或冷却的净辐射 2、Rn 的时空分布 日、年变化: 日变化(diurnal variation of terrestrial net radiation) :Rn 白天为正值,夜间为负值;由 正转为负值时在日落前一小时;由负转正值时在日出前一小时。 年变化(Annual variation of terrestrial net radiation) :一年中,一般夏季 Rn 为正,冬季为 负.最大值出现在较暖的月份,最小值出现在较冷的月份.随纬度而异。纬度越低,Rn 保持正 值的月份越多;纬度越高,Rn 保持正值的月份越少。 地理分布: 由于海洋表面的反射率小,故海洋上的 Rn 比陆地大; 地面热量收支 净辐射将转换成热能,用于以下方面: 感热(Sensible heat)通量(H):即通过湍流热交换传给大气;

潜热(Latent heat)通量(LE): 即蒸发(蒸腾)耗热量; 土壤热通量(G):即从地面传到土壤的热通量。 因此有地面热量平衡方程: Rn= H+LE+G 三、地-气系统的辐射平衡 1、概念——地-气系统辐射能净收入就是地-气系统的辐射平衡。包括地面及大气吸收的太 阳辐射能减去返回宇宙的地面和大气的长波辐射能 2、随纬度分布规律 350N~350S 之间为正值,在这范围以外的中高纬度地区为负值。 RS 的这样分布,说明热带和副热带地区有热量盈余,而温带和寒带地区在热量亏损,因此 必然会发生从赤道到两极的输送,这种能量的输送主要由大气环流和海上洋流来实现。 §4 大气的增温与冷却 教学目标: 一、知识目标 1、熟练掌握干空气绝热直减率、湿空气直减率及应用范围,大气稳定度的概念和判断 方法,大气的不稳定能量 2、掌握大气的非绝热变化的几个方面 二、能力目标: 1、通过分析干绝热的过程和湿绝热的过程图,培养学生读图分析总结问题的能力 2、通过大气不稳定能量的学习培养学生的理论应用能力 教学重点: 1、干空气和湿空气的大气稳定度的判断方法 2、干绝热直减率与湿绝热直减率的应用范围 教学难点: 影响湿绝热直减率的因素分析 教学用具: 多媒体课件 教学方法:谈话式教学法、讲授法、图表分析 教学课时: 2 学时 教学内容: 一、水、陆表面的增热和冷却的差异 (1)吸收太阳辐射的能力不同,水体吸收太阳辐射的能力比陆地强。 (陆对太阳的反射率为 15%-30%,而水面的为 10%-20%) (2)透射太阳辐射不同,水体对太阳辐射基本上是透明的,除红色光和红外线之外,可见 光和紫外光都可透射到水体深层, 使太阳辐射分散到较厚的水层中。 而地面对太阳光则是不 透明,太阳辐射热集中在陆地的表面上; (3)传递能量的方式不同,陆地一般都先靠分子的热传导,且导热率低,而水体能流动, 有平流、对流、湍流、波浪、洋流。 (4)比热(热容量——单位质量的物体,每升高 1℃时,所需要的热量)不同,岩石和土 壤的比热(一般地为 0.8374j/g.k)小于水的比热(纯水的比热为 4.1868j/g.k);

(5)水分蒸发耗热状况不同,水体水分供应充足,蒸发耗热量大,失热多,使地面温度不 易升高, 而水体上的空气因水分蒸发而具有较多的水汽, 以致有较大的吸收长波辐射的能力, 使空气温度增温,又以逆辐射形式还于水面,使水面及附近大气不易强烈降温,水体上空, 云量多,使热量双不致于急剧散失,故大水体及附近地区温度变化和缓。 二、空气的增热和冷却 空气内能变化有两种形式。 1、大气的非绝热过程 空气与外界有热量交换而引起的状态变化过程。 空气与外界的热量交换方式有: 传导 流动 辐射 潜热 (1)辐射(radiation): 这是地球和太阳、 地球与宇宙空间之间能量交换的唯一方式, 也是地面和大气之间能 量交换的重要方式。 (2)传导 (conduction) : 物体通过分子的碰撞将热能从一个分子传递给另一个分子, 分子排列得越紧密, 热量 传递得越快,其传导能力取决于热导率。 传导是土壤中热交换的唯一方式,但在大气中传导的作用不大,因为空气是热的不 良导体。 (3)流体运动(fluid flow) : 空气与水等流体一样, 可以通过流动将热量从一个地方传向另一个地方, 完成 不同地点间的热交换。空气的流动方式有: 对流:空气的垂直运动叫对流。分热力对流和动力对流。 平流:空气的水平流动叫平流。 湍流:空气的不规则运动叫湍流,也叫乱流或紊流。产生湍流的原因也有热力和动力两种。 (4)潜热(latent heat)交换: 水从一种相态变为另一种相态时伴随着潜热的交换,如下图所示。 2. 空气温度的绝热变化(adiabatic change) : 绝热过程:空气块在与外界没有热量交换时的状态变化过程。 在大气中,空气块在作上升或下沉运动的过程中,所经历的气压会发生变化,根据状态 方程,其温度必然也要发生变化。 气块上升时,气压降低,空气膨胀,对外作功,消耗内能,气温降低。 气块下沉时,气压升高,周围空气对气块压缩作功,使其内能增加,从而气温升高。 (1)干空气的绝热变化 干空气(也包括未饱和的湿空气)的绝 热变化叫干绝热变化(dry adiabatic change) 。 泊松公式: T/T0=(P/P0)0.288 泊松方程表明,气块温度的变化唯一决定于气压的变化。气压降低时,温度降低,这是因为 气压降低,气体膨胀对外作功消耗热能,从而降低温度: 例:气块初始状态时 T0=273K,P0=1000hpa,求当气块气压变为 1050hPa 和 900hPa 时,T 分别是多少?

干绝热递减率(dry adiabatic lapse rate):气块(干空气或未饱和空气)绝热上升单位距离时 的温度降低值。 ,用γ d 表示 ?d = 0.98℃/100m ? 1℃/100m 干空气在下沉时,气温升高,每下沉 100m,气温升高 1℃。 将绝热方程(2.30)(见课本 38 页)两边同除以 dz,并整理得到:
? dT RT dp ?? ? dz C p P dz

假设气块满足准静力条件,即气块的气压与四周大气的气压相等,根据静力学基本方程:
dP ? ? ?g dz

再运用状态方程,得到
rd ? ? dT RTi g Ti ? ?g ? ? dZ Cp?RT Cp T

并注意到 T/T1≈1。干绝热直减率

rd ?

g 9.8m / s 2 ? ? 0.98 K / 100 m C p 1005 m 2 ( s 2 ? k )

(2)湿绝热变化 饱和的湿空气在作垂直运动时的绝热变化叫湿绝热变化(moist adiabatic change) 。 饱和的湿空气在作绝热上升时, 一方面与干空气一样体积膨胀对外作功而冷却, 另一方面因 温度下降而发生凝结,释放的潜热缓和了气块的冷却,使气块比干空气降温慢。 湿绝热直减率(moist adiabatic lapse rate) 饱和湿空气块每上升单位距离温度的变化称为湿绝热直减率(moist adiabatic lapse rate) ,用 ?γ m 表示: ? γ m= 0.3~0.7℃/100m ? 0.5 ℃/100m 饱和湿空气在下沉时,气温升高,如果带着水滴,每下沉 100m,气温升高 0.5 ℃。 ?γ m 不是定值,而是温度和压力的函数,随温度升高和气压降低而减小。

? ?? ?
m

L dq ? d Cp dz

问题 1:γ m 随温度升高和气压降低而减小,为什么? 问题 2:γ m 与γ d 哪个大,为什么? 问题 3:若 rm=0.6℃/100m,山脚下的温度为 20℃,到达 1000 米处空气达到饱和,若山高 为 1500m, 则饱和高度点及山顶上的温度各是多少?背风山脚下的温度是多少?迎风坡与背 风山坡的温差是多少?请说明此温差产生的原因及影响? 三、大气稳定度(atmospheric stability) 1.大气稳定度问题的提出: 空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快的过程; 上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结,这是大气中云、雾、雨、雪形成的 最重要的原因; 因此,判断大气中是否会产生云雾,主要就是看大气中是否会产生上升运动; 判断空气是否会产生上升运动, 就要看空气在铅直方向上位置稳定的程度, 即 大气稳定度。 2.大气稳定度的概念 概念: 大气稳定度:周围大气使气块返回或远离起始位置的趋势和程度。 3.大气稳定度的分类 (1)稳定(stable):当气块受到铅直方向的扰动后,如果气块具有返回原位置的加速度,则 这时的大气是稳定的。 (2) 不稳定(unstable) : 当气块受到铅直方向的扰动后, 如果气块具有远离原位置的加速度, 则这时的大气是不稳定的。 (3)中性(neutral):当气块受到铅直方向的扰动后,如果气块自身产生的加速度为 0,则这 时的大气处于中性稳定状态。 气块在受到扰动后上升 z 高度后自身产生的加速度取决于气块受到的合力。 气块受到的合力为浮力与重力之差: F= mg-m’g =(ρ -ρ ’) V g 4.大气稳定度的判定方法 ? 合力产生的加速度:

a?

F F ???' ? ? g m ? 'V ? 'V

用状态方程 p ? ? RT 代入得:

a?

T '? T g T

由此可见空气的稳定度取决于气块与周围空气的温度差。 现分别考虑干空气和饱和湿空气的情况。 (1)干空气 T = T0- ? z T’ = T0- ? d z

对加速度表达式

a?

? ??d
T

g

由此可知:

? >? d ? <? d
?

a>0,气块加速向上,不稳定 a<0,气块返回原位置,稳定 a=0,合力为零,中性

? =? d

此处讨论的均为 z 大于 0 的情况,即位移为正值。如果 z 小于 0,即位移为负值,则,a>0 为 稳定,a<0 为不稳定。即位移方向与加速度方向相反为稳定,相同为不稳定。 例:某地在 200 米处气温为 19.9℃,在 1300 米处气温为 7.8℃。试求 200~1300 米气层中干 空气块的大气稳定度。 解:据题意先求出γ : γ =(19.9-7.8)/(1300-200)=1.1/100 米 再进行比较判断:γ d =1℃/100 米 γ >γ d ∴在 200~1300 米的气层中,对干空气块是不稳定状态。 (2)饱和湿空气 T = T0-γ z T’ = T0-γ m z

a?

? ??m
T

g

由此可知: γ >γ m γ <γ m a>0,气块加速向上,不稳定 a<0,气块返回原位置,稳定

?γ =γ m a=0,合力为零,中性 稳定度的综合判定方法: 综合干空气和未饱和湿空气的判定方法,可归纳如下: γ <γ m 绝对稳定 ?γ m <γ <γ d 对干空气稳定,湿空气不稳定,此为条件性不稳定; γ >γ d 绝对不稳定。 四、大气的温度(Temperature) 气温的时空变化 (一)气温的时间变化 气温随时间的变化有两种周期:年变化和日变化 表示温度变化的特征量: 平均温度(mean temperature):日平均温度、年平均温度 日较差(diurnal range) :一天中气温最高值与最低值之差 。 年较差(annual range) :一年内最热月与最冷月的月平均温度之差。 1.气温的周期性变化 原因:太阳辐射的周期性变化 (1)气温的日变化(diurnal variation) : 近地层气温的变化主要取决于下垫面温度的变化,变化特点有: 最高温度出现在 14 时左右,最低气温出现在日出前后位相比地面落后,且随高度的升高而 推迟。1.5m 高处日最高温度出现在 14~15 时左右,最低气温出现在日出前后。 振幅随高度的升高而减小。 (为什么?) 影响气温日较差的因素 1) 纬度(latitude) 日较差随纬度增高而减小。因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少。赤道 地区降水多,所以日较差最大地区在副热带。 2) 季节(season) 夏季大、冬季小,但最大在初夏(夏至日夜间时间短,降温少) ,最小在 冬季 3) 地形(geographical relief) 凸地变幅小,凹地变幅大,因为凹地白天散热慢,夜间有效辐射 强 4) 下垫面性质(features of underlying surface) 水面上日较差小,陆地上大 5) 天气(weather) 晴天日较差大于阴天 地形:白天谷地、盆地等因与地脚接触面比平地更广,增温强烈,加之空气流动少,热不易 流失,因此温度较高。夜间冷空气沿坡地下滑聚集在谷地,同时由于地面辐射冷却强烈,气 温很低,因此日较差较大。凸出的地面因贴地层空气与较高层的空气自由交流.受地面影响 较小.出此气温昼夜变化较小。 2、气温的年变化:以一年为周期的气温变化。 夏季气温高,冬季气温低,年最高气温出现在夏至后 7 月或 8 月,年最低气温出现在冬至后 的 1 月或 2 月。 气温年较差随纬度、地表性质、地形、高度而不同:低纬小于高纬、海洋小于陆地;植被好 的小于植被差的,凸地小于凹地;云雨多的地方小于云雨少的地方,海拔愈高年较差愈小。 (二)大气温度的空间分布 1、气温的水平分布 气温水平梯度:单位距离内气温的变化值。 气温分布的影响因素主要有:纬度、海陆、高度等。 冬、夏地球表面平均温度分布的特征

(1)等温线总体趋势与纬圈平行;由赤道向两极递减。北半球夏季温差小,冬季温差大。 (2)同纬度,夏季海面气温小于陆地,冬季相反;南半球等温线较北半球平直; (3)最高温度带不在赤道上,冬季在 50~150N 处,夏季移动到 200N 左右。这一带平均温 度 1 月和 7 月均高于 240C,故称为热赤道。 (4)气温最低值,南半球不论冬夏在南极,北半球夏季在极地,冬季在东西伯利亚和格陵 兰地区在地球各纬线上平均最高气温的各点连线称为热赤道。 热赤道不在赤道上, 而在赤道 之北。 这是因为北半球的陆地面积较海洋面积大得多、 吸收太阳辐射亦多, 增温强烈的缘故。 热赤道的位置冬季在北纬 4°~10°左右;夏季在北纬 20°左右。 2.对流层气温的垂直分布(vertical distribution) (1) 正温分布 气温垂直梯度 气温随高度的分布,称为温度层结(temperature stratification)。大气温度的铅直 分布一般用气温垂直梯度(气温直减率γ ,vertical temperature gradient)来表示。 在对流层中,气温随高度的升高面降低, 但γ 的值是随时、随地改变的,不是常数,平均 气温直减率 0.650C/100 米。 一般而言,夏季和白天气温直减率大,冬季和夜晚气温直减率小。 (2)逆温(temperature inversion)分布 逆温:在对流层中气温随高度升高而增高的现象。 发生逆温现象的气层为逆温层。根据逆温形成原因将逆温分为 辐射逆温(radiation inversion)、 平流逆温(advection inversion) 湍流逆温(turbulence invertion) 下沉逆温(subsidence inversion) 锋面逆温(frontal inversion) 农业生产中, 常利用逆温层内气流铅直运动弱的特点, 选择上午喷洒农药和进行叶面施肥以 提高药效及肥效。特别是晴天逆温更显著,贴近地面温度,可比 2 米上的气温低 3~5℃, 故冬季对甘薯、萝卜等晒干加工时,为防冻应将晒制品搁放在稍高处。 有关逆温的危害: 城市上空气温高于近地面 (逆温) 大气垂直运动受阻,污染物汇集于地面, , 扩散较难,加重了污染。 3.气温的非周期性变化 (non-periodic variation of air temperature) 变化原因:天气突变,大规模冷暖空气的活动

练习 1 课时

“辐射”复习题 一、名词解释题: 1. 辐射: 2. 太阳高度角: 3. 太阳常数: 4. 大气质量数: 5. 直接辐射: 6. 总辐射: 7.大气逆辐射: 8.地面有效辐射: 9.地面辐射差额 二、填空题: 1. 常用的辐射通量密度的单位是 (1) 。 2. 不透明物体的吸收率与反射率之和为 (2) 。 3. 对任何波长的辐射,吸收率都是 1 的物体称为 (3) 。 4. 当绝对温度升高一倍时,绝对黑体的总辐射能力将增大 (4) 倍。 5. 如果把太阳和地面都视为黑体,太阳表面绝对温度为 6000K,地面温度为 300K,则太 阳表面的辐射通量密度是地表面的 (5) 倍。 6. 绝对黑体温度升高一倍时,其辐射能力最大值所对应的波长就变为原来的 (6) 。 7. 地面温度越高,地面向外辐射的能量越 (7) 。 8. 地面有效辐射随空气湿度的增大而 (8) ,随地面与空气温度之差的增大而 (9) ,随风速 的增大而 (10) 。 9. 地面吸收的太阳总辐射与地面有效辐射之差称为 (11) 。 三、选择题 1. 晴朗的天空呈蓝色,是由于大气对太阳辐射中蓝紫色光________较多的结果。 A. 吸收; B. 散射; C. 反射; D.透射。 2. 在大气中放射辐射能力最强的物质是________。 A. 氧; B. 臭氧; C. 氮; D. 水汽、水滴和二氧化碳。 3. 当地面有效辐射增大时,夜间地面降温速度将____。 A. 加快; B. 减慢; C. 不变; D. 取决于气温。 四、判断题: 1. 对绝对黑体,当温度升高时,辐射能力最大值所对应的波长将向长波方向移动。 2. 白天气温升高主要是因为空气吸收太阳辐射的缘故。 3. 太阳直接辐射、散射辐射和大气逆辐射之和称为总辐射。 4. 对太阳辐射吸收得很少的气体,对地面辐射也必然很少吸收。 5. 北半球热带地区辐射差额昼夜均为正值,所以气温较高。 六、问答题: 1. 太阳辐射与地面辐射的异同是什么? 2. 为什么大气中部分气体成分对地面具有“温室效应”? 3. 什么是地面有效辐射?它的强弱受哪些因子的影响?

第 四 章





§1 水相变化, §2 饱和水汽压, §3 蒸发与湿度

教学目标 一、知识目标 1.熟练掌握水相变化判据 2.熟练掌握影响饱和水汽压的因素,大气中的水汽凝结条件 3.掌握水的蒸发及影响因素,空气湿度的时空变化 二、能力目标 1、通过学习饱和水汽压与温度的关系可以判断大气中水汽状态 2、通过大气中的水汽蒸发影响因素可以分析大气湿度的时空变化规律 教学重点: 1、饱和水汽压与温度的关系 2、大气中水汽的蒸发与大气湿度时空变化 教学用具: 多媒体课件

教学方法: 讲授法、导学法、谈话法 教学课时:4 学时

§1 水相变化
一、水相变化的物理过程

1.水汽压(e)和饱和水汽压(E) 水汽压(water vapour pressure) :大气中的水汽所产生的压力; 饱和水汽压(saturation/equilibrium vapour pressure) :在温度一定的情况下,单位体积空气中 的水汽达到该体积空气中最大容纳水汽量,空气呈饱和状态,这时的空气称饱和空气,饱和 空气的水汽压称饱和水汽压,也叫最大水汽压。 2.水的三相变化

二、水相变化的判据
气象上常用饱和水汽压和实际水汽压的比较: E>e 蒸发(未饱和) E=e 为动态平衡(饱和) E<e 凝结(过饱和)

§2 饱和水汽压
实际水汽压(water vapour pressure)与饱和水汽压(saturation/equilibrium vapour pressure)的对 比情况可知蒸发面的蒸发、凝结或动态平衡状态 (1)物态 同温度下冰面 E 冰<E 水 饱和水汽压 E 的影响因素 (2)蒸发面形状 (3)云中水滴大小 云中水滴大小不一, 曲率不同, 若实际水汽压介于大小水滴的 E 之间时 (E 大<e<E 小), 小水滴因蒸发而缩小,大水滴因凝结而增大。 (4)蒸发面浓度 当蒸发面浓度的不同,也会影响 E 的大小。因为浓度大的液体表面水分子占据的面积 小,且溶质对溶剂的分子吸引力比溶剂间的吸引力大,单位时间内逸出的水分子就少。 (5)温度 这是影响饱和水汽压的最主要的因素。
不同温度下的饱和水汽压 温度(℃) E(hPa) -30 0.5 -20 1.2 -10 2.9 0 6.1 10 12.3 20 23.4 30 42.5

饱和水汽压与温度的关系,可用马格奴斯(Magnus)半经验公式表示(E0=6.1hPa):

E ? E0 ? ? t /( ? ?t ) 10
式中,α 、β 为经验常数,对水面而言,分别为 7.63 和 241.9,对冰面,分别为 9.5 和 265.5。 t 为温度

§3 蒸发与湿度
一.水面蒸发(Evaporation)
蒸发速率(W0 ):单位时间单位面积上蒸发的水量。单位有 mm/d 和 g/cm2·d,二者的关 系是: 1g/cm2· d=10mm/d 水面蒸发速率可用道尔顿(Dalton)蒸发公式表示:

W?A

E ?e p

其中 E 为水面温度下的饱和水汽压,e 为空气中的实际水汽压,P 为气压,A 为与风速有关 的常数。 E=e 时,蒸发量为零(处于动态平衡);E>e 时,蒸发量小于零(处于凝结过程)。蒸发面温度愈高,E 愈迅速增大,(E-e)也愈增大,蒸发速率加大。 蒸发速率与气压成反比。但在一般自然条件下,大气压影响比较小。 影响蒸发速率除了温度、饱和差和气压外,风速是个重要因子。当无风时,水分是靠分子扩散 作用而蒸发;当有风时,蒸发面温度虽不变,但因空气乱流交换加强,使得空气中水汽压大为减 小,增强了蒸发过程。 此外,蒸发速率还与蒸发面的性质、形状以及水的含盐度有关。如水面蒸发速率比冰面快,凸 面的比平面的快,平面的比凹面的快,盐度愈大,蒸发速率愈小。 可见,自然界中蒸发过程是十分 复杂的。 水面蒸发速率的影响因素 根据道尔顿蒸发公式:

W?A

E ?e p

可知:水面蒸发速率的主要影响因素为: 1.水面温度 2.饱和差 温度越高,蒸发越快; 饱和差愈大,蒸发越快;

3.气压 气压越小,蒸发量越大; 4. 风速 风速越大,蒸发量也越大; 另外,还与溶质浓度和蒸发面的性质、形状有关,浓度越大,蒸发量越小。水面蒸发速率比

冰面快,凸面的比平面的快,平面的比凹面的快

二.空气湿度的时空变化
1. 空气湿度的空间变化 水汽压的垂直变化 水汽主要集中在对流层的下部,且随高度上升而迅速降低。水汽压随高度的变化可近似 用下式表示:

ea ( z ) ? ea 0 ? ? z / ? 10
其中 ea(z)为高度 Z(m)水汽压, ea0 为地面的水汽压,β 为经验常数,一般取 5000m。 2. 空气湿度的时间变化 (1)水汽压的日、年变化 日变化 海洋型:地面水分充分供应,乱流不强的地区 水汽压与气温变化一致:eMax~14:00,emin~日出前 大陆型:地面水分供应不够充分,或乱流较强的地区,水汽压变化曲线为双峰型: eMax~9:00-10:00,21:00-22:00(蒸发加强而湍流作用弱)emin~日出前(温度最低) , 14:00-15:00(湍流最强) 年变化 与温度变化一致:eMax~7-8 月,emin~1-2 月 (2)相对湿度的变化 从相对湿度的定义可知: 相对湿度随饱和水汽压的增大而减小, 而饱和水汽压又随温度的升 高而迅速增大,因此相对湿度一般随温度的升高而减小。 相对湿度的日变化 几乎与温度的变化相反。但沿海地区最高值出现在午后;最低值出现在日出之前; 相对湿度的年变化 一般来说冬季最大,夏季最小。但在季风气候区,相对湿度夏季最大,冬季最小。

§4 水汽凝结与大气降水
教学目标 一、知识目标 1.熟练掌握大气中的水汽凝结条件 2、熟练掌握露、霜、雾淞、雨淞、雾、云等的概念;雾的形成 条件;云的形成条件及分类 3、掌握各类雾的形成、云的特点 4.熟练掌握降水形成的微观条件,人工降水的原理 5.掌握降水的类型和分布

二、能力目标 通过全球降水分布的学习,了解水资源的分布状况,能结合当地的具体情况分析水资 源对其生产、生活的影响能力 教学重点: 1、通过学习可以解释大气中各种水汽凝结现象形成的能力 2、雾的形成条件及雾的类型 3、云的形成条件及各种云的特点 4、人工降水的原理

教学用具:

多媒体课件

教学方法: 讲授法、启发法 教学课时:4 学时 教学内容:

一.凝结(condensation)条件

(一)空气中的水汽达到过饱和 : 根据道尔顿蒸发公式,要产生凝结(W<0) ,实际水汽压 e 必须大于饱和水汽压 E,即达到 过饱和。要达到过饱和,一般有两种途径: (1)增加空气中的水汽含量,增大 e ; (2)冷 却降温,使饱和水汽压 E 减小。 辐射冷却 晴朗无风或微风的夜晚,有效辐射强烈使近地气层降温至露点温度以下; 接触冷却(平流冷却) 暖空气流到冷的下垫面,近地气层降温至露点温度以下;

绝热冷却 空气上升绝热冷却至露点温度以下; 混合冷却 两团温差大、但都接近饱和而未饱和的空气混合后有可能达到饱和。例如,A 气 块 ea =6.0hPa, t=0℃, B 气块 e =23.0hPa, t=20℃,都未饱和,如两气块质量相等,混合后 e =14.5hPa, t=10℃,达到了过饱和。 思考题 1、为什么晴朗无风的早晨常有露水? 2、为什么冬季英国境内雾日多? 3、为什么迎风坡多雨? (二)凝结核(condensation nucleus) 凝结核(或凝华核)就是在水汽凝结过程中起核心作用的固态与液态的质点。 作用机制: 1. 作为水汽分子相互吞并的媒介,它们对水的吸附力比水汽分子的相互吞并力要强; 2. 降低了液滴上的饱和水汽压,有利于凝结。

二.地面和大气中的凝结物(condensate)

(一)地面上的凝结物 1. 露与霜(dew and frost) (1)概念 地面与地物表面辐射冷却,其表面温度降至空气露点 td 以下,贴地气层中的水汽碰到地 面就凝结成小水滴,当 td>0℃,凝结物为露水,td<0℃,凝结物为霜。 (2)形成条件 贴地空气湿度要大; 有利于辐射冷却的天气条件,如晴朗无风或微风的夜晚和早晨。 (为什么?) (3)露的降水量 在温带地区夜间露的降水量约相当于 0.1-0.3mm 的降水层, 但在许多热带地区多露之夜可有 相当于 3mm 的降水量,平均约 1mm。 露的量虽有限,但对植物很有利。 (4)霜和霜冻的区别及霜冻的预防 霜——指白色固体凝结物。

霜冻——指在农作物生长季节里, 地面和植物表面温度下降至足以引起农作物遭受伤害或 者死亡的低温。 有霜时农作物不一定遭受伤害。 预防霜冻尤其是早霜冻和晚霜冻对农作物的威胁,主要采用熏烟、浇水、覆盖等预防措施。 2.雾凇与雨淞 雾凇(rime) 附着于地物迎风面上的白色疏松的凝结物,由过冷却雾滴被风吹到地物表面

后迅速冻结而成。分粒状和晶状两种。粒状出现在-2 至-7 ℃,晶状出现在 -15 ℃左右。 (二)近地气层中的凝结物—雾(Fog) 1.概念 雾是悬浮在近地气层中的微小水滴或冰晶的聚合物, 它常使能见度减小(<1000m)。

2.雾的形成条件 A)近地面空气中水汽充足; B)有使水汽发生冷却过程; c)有凝结核(如果有凝结核,则雾可在相对湿度小于 100%时形成) 。 3.雾的类型 根据成因分: A)辐射雾 (radiation fog) :夜间地面有效辐射强烈使贴地气层冷却达到饱和而形成,日出 后消失。 有利条件:水汽充足,晴朗微风 常出现在秋冬季节无云的夜间, “十雾九晴” ,预示着晴天。水汽较充沛的山谷、盆地多见。 B)平流雾(advection fog) :多见于沿海地区、海面、冷暖流交汇处。 暖湿空气流到冷的 下垫面而逐渐冷却形成的雾。一般范围比较大,可于任何时候出现。 有利条件:地面与空气的温差较大,暖空气的湿度大,适宜的风向(由暖向冷)和风速 (2-7m/s)(发展一定强度的湍流,使雾达到一定厚度) , ,层结稳定。 春季较多,农谚“春雾一日晴” ,说明它预兆阴雨天。 C)蒸汽雾:冷空气移到暖水面形成。 (河、湖烟雾) D)上坡雾 E)锋面雾 (三)自由大气中的凝结物—云(cloud) 1.概念 云是悬浮在自由大气中的水汽凝结物的聚合体,其底部不与地面接触,且有一定的 厚度。它与雾没有本质的差别,只是出现的高度不同。

2.云的形成条件 (A)有充足的水汽; (B)有足够多的凝结核; (C)要有冷却过程,主要是上升运动绝热冷却。 大气上升运动主要的四种方式: A)热力对流; 3.云分类 按云底的高度分: 高云:6000 米以上;中云:2000~6000 米;低云:2000 米以下 按形成云的上升气流特点分: 积状云,层状云,波状云。 (如何形成的?) 积状云的形成:局地对流上升运动形成; 层状云的形成:整层空气的滑升或抬升而形成; 波状云的形成:空气上升处形成云(或云层加厚) ,空气下沉处则无云形成 我国于 1972 年出版的《中国云图》将云分成 3 族 11 属 积状云形成:缘于空气的热力对流 积状云的变化与天气 日变化:通常,上午多由淡积云发展为浓积云,下午发展为积雨云,傍晚逐渐消散。 (夏天 多见) 可能发展为积雨云,为雷雨的预兆。 下午仍是淡积云,天气? 天气较好(淡积云是晴天的预兆) 。 如果早上很早出现浓积云,天气? 云量 天空被云遮蔽的程度叫云量。 通常将整个天空划分为 10 等份:<0.5 份时,云量为“0” 。云块占全部天空的 1/10 时, 云量为“l” ;云块占天空 2/10 时,云量为“2” ,余类推。 全凭目测云块占据天空的面积来估计 全球分以下几个云量带: 赤道多云带(原因:空气对流且多水汽) ; B)动力抬升(两种性质的气团) C)大气波动; D)地形抬升。

纬度 20~30 度少云带(原因:下沉气流) ; 中高纬多云带(原因:气团、锋面活动频繁)

三、降水

1.降水的形成 在大气中,云比降水出现的机会要多得多,这是因为,形成降水需要足够大的 云滴,云滴(小于 100μ m)只有大于 100μ m,才可能克服上升气流的顶托与空气阻力,同 时在下降的过程中不至于被蒸发掉而到达地面产生降水。 由云滴增长为雨滴,主要是通过凝结增长和冲并增长两种过程。 (1)凝结增长 水汽分子在云滴表面凝结而使云滴增长的过程。在两种情况下对凝结增长过程很有利。 冰晶与水滴共存 (冰晶效应)。 大小水滴共存 (2)碰并增长 由于不同大小的水滴或冰晶的下降速率不同,加之乱流的作用,云中水滴或冰晶 互相碰撞、合并,不断增大,到一定大小,就下降成为雨滴(大于 100μ m ) 。 冰晶与水滴共存, 由于冰晶上的水分子不易逸出, 加之冰面的饱和水汽压小于水面的饱和水 汽压,所以这时冰晶增大,水滴减小 大小水滴共存 由于大水滴的引力大,表面的饱和水汽压较小,所以这时大水滴增大,而小 水滴减小。 2.降水的表示方法 (1)降水量(amount of precipitation):指从大气中降落到地面未经蒸发、渗漏和流失而在水 平面上积聚的水层厚度(固态降水指融化后的厚度) ,单位为毫米。 (2)降水强度(rain intensity) :指单位时间内的降水量。时间单位通常取 10 分钟、1 小时 或 1 日。 3.降水的类型 (1)按降水性质分 连续性降水:时间长,强度大 阵性降水:时间短,强度大,范围小

毛毛状降水:是极小的滴状液体降水,落在水面上没有波纹。 雨:从云层中降落到地面的液态水 雪:从云层中降落到地面的冰晶 霰:白色不透明的小冰粒 雹:从积雨云中降落的、由透明和不透明的冰层相间的球状冰粒。 (3)按降水的形成原理分: 地形雨,对流雨(热雷雨),气旋雨: 台风雨 , 锋面雨) ( (4)按降水强度划分 降水等级按下表划分:
小雨 中雨 大雨 暴雨 大暴雨 特大暴雨

≤10.0

10.1~25.0

25.1 ~50.0

50.1 ~100.0

100.1 ~200.0

>200.0

降雪可按下表划分为小雪、中雪大雪。
小雪 中雪 大雪

≤2.4

2.5~5.0

>5.0

4、人工影响云雨 指整个云体有一部分或全部温度处于 0 度以下、 由冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云。 中 纬度地区(我国北方,冬末春初) 暖云——整个云体温度大于 0℃,我国南方夏季的浓积云,层积云多属于这种云。 (1)冷云的人工降水:根据冰水共存的冰晶效应原理,通过人工方法产生冰晶。常用方法: 撒播干冰,撒播碘化银等拟冰晶物质 (2) 暖云的人工降水 主要是设法造成大小水滴共存的条件。常用方法:撒播吸湿性的物

质(如食盐等) ,或播撒大水滴。 (3) 产生乱流的方法 常用爆炸、搅动气流等方法,在云中产生乱流,加快冲并增长过程。 5、降水变率 定义:

Cv ?

距平数 ?100% 平均数

平均数:某地多年平均降水量; 距平数:当年降水量与平均数之差。 我国 Cv 值一般北方大于南方。 意义:Cv 愈大,降水愈不稳定,往往反映该地区旱涝灾害频率较高。 6.降水的空间分布 (1)赤道附近多雨带:年降水量约 2000~3000mm (2)副热带少雨带(150~300) :一般<500mm。 (3)中纬度多雨带: 东海岸受季风影响,年降水量 500 ~ 1000mm; 西海岸受西风影响,年降水量可达 3000 ~5000mm; 大陆内部则形成大面积的沙漠; (4)高纬度少雨带:一般<300mm。 7.干湿评价 (1)干湿评价指数-润湿系数 润湿系数 k 定义:K=P/E P:降水量;E 蒸发量 (2)干燥度(aridity index) 一地一定时段内的水面可能蒸发量与同期降水量的比值,叫做干燥度(K)K=E/P 式中的 E 表示在当地气候条件下在地面或农田充分供水时的蒸发量,称为蒸发力(或 称潜在蒸散,蒸发势) 农业上可将干燥度划分为以下等级: K<0.99 1.5<K<3.99 湿润 半干旱 1.0<K<1.49 半湿润 K>4.0 干旱

练习课,1 课时

“第四章

大气中的水分”

练习题

一、名词解释题: 1. 饱和水汽压(E): 6. 干燥度: 二、填空题: 1. 低层大气中的水汽,随着高度的升高而 2. 蒸发量是指一日内由蒸发所消耗的 3. 相对湿度的日变化与温度的日变化 。 。 2. 相对湿度(U): 3. 饱和差(d): 4. 露点温度(td ): 5. 降水量:

7. 降水变率

8. 辐射雾:

4. 使水汽达到过饱和的主要冷却方式有 (4) 冷却、接触冷却、 (5) 冷却和 (6) 冷却。 5. 空气中水汽含量越多,露点温度越 (7) 。空气中的水汽达到饱和时,则相对湿度是 (8) 。 三、判断题: 1. 当气温高于露点温度时,饱和差则等于零。 2. 相对湿度在一天中,中午最大,早上最小。 3. 甲地降水相对变率较乙地同时期的相对变率大,说明甲地降水量比乙地多。 4. 形成露时的露点温度在零上,出现霜时的露点温度在零下。 5. 当干燥度小于 0.99 时,为湿润,大于 4 为干燥。 四、选择题: 1. 当饱和水汽压为 8hPa,相对湿度为 80%,则水汽压为( ①6.4hPa, ②4.6hPa, ③8.0hPa, ④4.0hPa )。 )。

2. 当相对湿度为 100%时,则( ①气温高于露点,饱和差=0;

②气温=露点,饱和差大于零; ③气温=露点,饱和差=0; ④气温低于露点,饱和差小于零。 3. 中午相对湿度变小,主要因为气温升高,从而使( )。 ①e 增大,E 不变; ②E 比 e 更快增大

③E 减小,e 更快减小; ④蒸发量增大,E 降低。 五、简答题: 1. 何谓降水变率?它与旱涝关系如何? 2. 相对湿度的日、年变化规律如何? 六、计算题: 1. 当饱和差为 1hPa,相对湿度为 80%,求饱和水汽压是多少? 2. 当气温为 15.0℃时, 饱和水汽压为 17.1hPa, 在气温为 26.3℃时, 饱和水汽压为 34.2hPa, 现测得气温为 26.3℃,水汽压为 17.1hPa,试求相对湿度和露点是多少? 3. 温度为 20℃, 水汽压为 17.1hPa 的一未饱和气块, 从山脚海平处抬升翻越 1500m 的高山, 求该气块到达山背风坡海平面处的温度和相对湿度, (已知 rd =1℃/100 米, rm=0.5℃/100 米, 且温度为 10℃,15℃,20℃,25℃时的饱和水汽压分别为 12.3,17.1,23.4,31.7hPa,忽略 未饱和气块升降时露点的变化)。 4. 温度为 25℃,水汽压为 22hPa 的空气块,从迎风坡山脚处向上爬升,已知山高 1500 米。 试求空气块到达山顶处的凝结高度、山顶处的温度和相对湿度。气温为 19℃和 25℃的饱和 水汽压依次是 22.0hPa 和 31.7hPa,忽略空气上升时露点的变化。 5 某地在 200 米处气温为 19.9℃, 1300 米处气温为 7.8℃。 在 试求 200~1300 米气层中干空 气块的大气稳定度。

第六章

天气系统

§1 气团和锋

教学目标

一、知识目标 1、熟练掌握气团的定义、分类、形成条件;锋的定义、分类、冷暖锋天气特征。 2、掌握气团的变性;锋的温压场特征。 二、能力目标 1、培养学生利用天气图分析判断天气状况的能力 2、培养学生运用本节知识解决实际问题的能力及绘图能力 教学重点: 1、气团的形成条件及产生的天气特点 2、锋的分类及绘图、锋面天气的分析 教学难点:锋面气旋的形成及产生的影响 教学用具: 多媒体课件

教学方法: 讲授法、辅导法 教学课时:2 学时 教学内容: 1. 气团的概念 气团:气团是指占据广大空间、水平方向上物理属性比较均一的大块空气。 一般在气团内部,水平温度梯度小于 5 至 7℃/千公里,而在气团之间,温度梯度可达 10 至 15℃/50 公里。 2.气团的形成条件: 一般形成于高、低纬度大面积性质均一的下垫面 ,空气运动缓慢(一般在反气旋控制下有利) 。

一.气团(air mass)
3.气团的变性(transformation of air mass): 气团在移动的过程中,性质会发生变化,称为气团变性,变性后的气团称为变性气团。 B)变性的程度: 一般情况下冷气团移到暖的地区变暖快 原因:层结不稳定 暖气团移到冷的地区变冷慢 原因:层结稳定。 A)变性的方式: 通过辐射、湍流、蒸发、凝结过程来实现。

4. 气团的分类 (1)热力分类: 冷气团(cold air mass) :气温低于相邻气团,或者向着比自身温度高的方向移动的气团。 暖气团(warm air mass) :气温高于相邻气团,或者向着比自身温度低的方向移动的气团。 根据出现的地理位置和下垫面性质的不同分为以下几类: (2)地理分类 纬度 北极 冰洋海洋气团 Am 极地 极地海洋气团 Pm 热带 热带海洋气团 Tm 赤道 赤道气团 E

海洋

大陆

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各类气团的特征及出现地区见教材表 5.2。

5. 影响中国的主要气团 (1)极地大陆气团(变性西伯利亚气团) :来自西伯利亚、蒙古等地,冬季影响我国各地,夏 季影响仅能达到我国北方与西北地区,偶尔亦能达到黄淮流域。在其控制下,一般辐射冷却 强烈,气温低,天气晴朗。 (2)热带海洋气团(热带太平洋气团) :来自热带太平洋和南海。在夏季,除西北部分地区外, 全国其它各地均可受其影响;冬季则仅影响华南与西南地区,有时也可影响到华东、长江以 南地区。夏季,当有垂直运动发展时,出现对流性天气。

(3)热带大陆气团:来自欧洲大陆、西亚等副热带地区。在夏季影响我国西部地区,有时也 可影响到华北,其天气一般炎热而干燥,地面气温高,气层不稳定,但因其水汽含量少,故 天气晴朗少云。 (4)赤道气团:来自印度洋上赤道附近地区。夏季可影响到我国华南地区直至长江流域,并造 成长江流域及其以南地区大量的降水。 各个季节影响中国的气团 冬季气团

夏季气团

春秋季气团 春秋季影响我国的气团仍然是极地大陆气团和热带海洋气团。 两者一个逐渐增强, 一个逐渐 减弱。 春季,气温逐渐上升,极地大陆气团逐渐减弱,而热带海洋气团逐渐增强。两者分据南 北,频繁地互相交绥,造成多变的天气。随着夏季的到来,全国大部分地区逐渐为热带海洋 气团所控制。 秋季,气温逐渐降低,而热带海洋气团逐渐减弱,极地大陆气团迅速增强,只需大约 一个多月的时间就可在全国大部分地区占优势。但在高空,南方仍为副热带高压,两种高压 重叠,出现秋高气爽的天气。

二.锋(front)
1. 锋的概念 冷、暖气团之间狭窄的过渡带,称为锋(冷、暖不同性质之间的交锋) 锋包括锋面与锋线。 锋面:两个气团的界面(过渡区的厚度与气团的水平尺度相比是很小的,可看作一个面,称 为锋面) 锋线:锋与地面的交线。 2.锋的空间结构 靠近暖气团一侧的界面叫锋的上界, 靠近冷气团一侧的界面叫锋的下界。 上界和下界的水平 距离称为锋的宽度。 3.锋的三大特征 (1)锋面有坡度 在冷气团一侧,冷空气密度大,呈锲状钻入暖气团的下方,使锋面向冷区倾斜。锋面的倾斜 程度称为锋面坡度(一般为 1:70 至 250) 。由于有坡度,可使暖空气沿倾斜面上升,为云雨 天气的形成提供有利条件。 (2)气象要素有突变:气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小,而锋两侧的气象要素 的差异很大。 ① 温度场:水平方向:锋区内水平温度梯度远较锋区两侧气团内的水平温度梯度大;垂直 方向:有锋面逆温现象。 ② 气压场:锋处于气压槽中,等压线通过锋面有指向高压的折角,锋处在低压槽中。 ③ 锋附近风场:风在锋面两侧有明显的逆向转变,即由锋后到锋前,风向呈逆时针方向变 化。 (3)锋面附近天气变化剧烈:锋面附近一般为阴雨天气 纬度 北极 极地 热带 赤道

海洋

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大陆

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4.锋的类型 两种分类方法: 根据锋在移动过程的情况分: ①冷锋(cold front) :是冷气团向暖气团方向移动的锋。暖气团被迫而上滑,锋面坡度较大, 冷暖两方中,冷气团占主导的地位。 ②暖锋(warm front) :是暖气团向冷气团方向移动的锋。暖气团沿冷气团向上滑升,锋面坡 度较小,冷暖两方中,暖空气占据主导地位。 ③准静止锋:是冷暖气团势力相当,使锋面呈来回摆动;或由于地形阻挡,锋移动很慢。这 种锋称准静止锋。 ④锢囚锋:是冷锋追上暖锋,将地面空气挤至空中,地面完全为冷空气所占据,造成冷锋后 面冷空气与暖锋前部的冷空气相接触的锋面。 锢囚锋的类型: 中性固囚锋:前后冷气团无多大差别而形成的固囚锋。 根据组成锋的气团地理类型分为: ①冰洋锋是冰洋气团和极地气团之间形成的锋,处于高纬地区,势力较弱,位置变化不大; ②极锋是极地气团和热带气团之间形成的锋,冷暖交绥强烈,位置变化大,对中纬地区 影响很大。 ③热带锋是赤道气流和信风气流之间形成的锋, 由于两种气流之间的温差小, 以气流辐 合为主,可称为辐合线。夏季移至北半球,冬季移至南半球。多出现在海上,是热带风暴的 源地。 5.锋面天气 暖锋天气: 层状云系。典型云序为: 卷云(Ci) 、卷层云、 (Cs) 、高层云(As) 、雨层云(Ns) 。 暖锋降水主要发生在雨层云内,多是连续性降水。 降水宽度:一般 300~400km 纬度 北极 极地 热带 赤道

海洋

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大陆

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冷锋天气:分一型冷锋(缓行冷锋)和二型冷锋(急行冷锋) : 一型: 云系的分布序列与暖锋相反,云系和雨区主要位于地面锋后。云区和雨区都比暖锋窄些,且 多稳定性降水。 夏季,我国西北、华北等地,冬季我国南方地区出现的冷锋天气多属这一类型。 二型: 夏季,冷锋的地面锋线附近发展积雨云和雷暴、甚至冰雹等对流性不稳定天气; 冷锋过境时,狂风大作,大雨倾盆,但历时短暂,锋线过后,天空豁然晴朗。 地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、积云。 锋后冷空气移动速度远较暖气团为快,它冲击暖气团并迫使产生强烈上升。而在高层,因暖 气团移速大于冷空气, 出现暖空气沿锋面下滑现象, 由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近, 更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。 准静止锋天气 准静止锋天气一般分为两类: 一类是云系发展在锋上,并有明显降水,如我国华南准 静止锋。天气和一型冷锋相似,只是云雨区更宽,为连 续性降水。 “清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的 写照。江淮流域初夏时的梅雨天气也与此相关。 另一类是主要云系发展在锋下,并无明显降水。例如昆明、南岭准静止锋。南下冷空气被山 脉所阻、干性暖空气滑升形成。锋上无大规模云系和降水;锋下冷气团变性,沿山坡滑升容 易形成层积云或不厚的雨层云,常伴有连续性降水。 主要出现在我国华南、西南和天山北侧,以冬半年为多。 固囚锋天气:天气仍保留着原来两条锋的天气特征。 降水增加、降水区扩大。原因:由于锢囚作用,上升运动进一步发展,暖空气被抬升到锢囚 点以上,使云层变厚,降水增加。 冬春季节,我国东北多出现冷式固囚锋;华北地区多出现暖式固囚锋。

§2 气旋和反气旋

教学目标 一、知识目标 1、熟练掌握气旋与反气旋的概念、强度、分类;锋面气旋的结构与天气;寒潮的定义、 源地、路径、天气、条件。 2、掌握气旋与反气旋的形成、锋面气旋的形成. 3、 熟练掌握北半球副高强度的特点,西太平洋副高的季节活动规律对我国东部天气的影 响;副高各部份的天气,梅雨的概念. 4、掌握副高的形状,季节活动规律,梅雨的天气特征及成因. 二、能力目标 1、培养学生利用天气图分析判断天气状况的能力 2、培养学生运用本节知识解决实际问题的能力及绘图能力 3、培养学生利用天气图分析判断天气状况的能力 4、培养学生运用本节知识解决实际问题的能力及绘图能力 教学重点: 1、锋面气旋的形成及天气特征 2、寒潮的形成及危害 3、副热带高压和季节性活动规律 4、副高的活动对我国东部降水的影响 教学难点: 1、气旋与反气旋的形成 2、副高的季节性活动对我国东部雨带活动的影响 教学用具: 多媒体课件

教学方法: 讲授法 教学课时:2 学时 教学内容: 一、气旋 1、气旋的概念

在北(南)半球,大气中水平气流呈逆(顺)时针旋转的大型涡旋称为气旋(cyclone) 。 气旋一般是与低压相联系的。 气旋与天气:气旋中空气逆时针由外向内旋转,气旋中空气辐合上升,绝热冷却,水汽 凝结,成云致雨。因而气旋中一般为阴雨天气。

2、气旋和反气旋的空间结构

3.气旋和反气旋的分类与天气 (1)气旋的分类:温带气旋、热带气旋 (A)温带气旋也叫锋面气旋(frontal cyclone) :具有锋面结构的低压 (B)热带气旋也叫无锋面气旋(frontal cyclone) :形成于热带海洋上, 具有暖心结构, 强烈的 气旋性涡旋。 (2)不同气旋的天气 1)锋面气旋(frontal cyclone) 的天气:气旋前方:暖锋天气;气旋后方:冷锋天气;气旋 中部:暖气团天气。如果暖气团暖湿,可出现层云、层积云,并下毛毛雨,有时还出现雾; 如果干燥,只能生成一些薄云而没有降水。 锋面气旋的生成和发展 ①冷空气南侵,暖空气向北扩展,②锋面波动振幅加大,地面上闭合等压线增多③波动 进一步加大,锢囚出现④暖空气被冷空气包围并抬离地面,出现冷性涡旋。 2)无锋面气旋(frontal cyclone) 的天气 (1)热带气旋 形成于热带海洋,具暖心结构、强烈的气旋性涡旋。往往带来狂风、暴

雨,破坏力极大。按国际规定根据强度的不同可分为:台风(飓风) 、热带风暴、热带低气 压。 (2)地方性气旋 局部地区增温较快,其上的空气膨胀,密度减小,因此地面气压降低, 形成热低压气旋。地方性气旋一般尺度较小,内部上升气流较弱,当空气较潮湿时,会出现 云雨天气,甚至可出现雷暴。 二、反气旋(anticyclone) 1. 反气旋 在北(南)半球,大气中水平气流呈顺(逆)时针旋转的大型涡旋。反气

旋一般是与高压相联系的。 反气旋与天气:北半球反气旋中空气顺时针由内向外旋转,中间空气下沉,绝热增温。 因而反气旋中一般为晴朗少云的天气。 2.反气旋类型及天气 类型:按热力结构可分为冷性反气旋和暖性反气旋。 (1)冷性反气旋:即冷高压,它发生于中高纬度地区。 天气:天气干冷、云雨不易形成,但东部边缘,因偏北风南下出现冷锋,气温较低,风 速大,云层较厚,有时还有降水。 冬季在亚欧大陆北部为一强大的高压, 称为蒙古高压或西伯利亚高压。 这是冬季世界上最强 大的高压。 形成原因: 1)冬季大陆上冷却速度快,十分寒冷,空气下沉,成为高压; 2)有利于空气堆积、停滞的地形作用。青藏高原、蒙古高原等高大的地形阻挡了冷空气 的南下,使大量的冷空气堆积成为高压。 (2)副热带高压(暖性反气旋) 特性: 1)呈椭圆形,长轴大致与纬度圈平行; 2)动力系统形成的暖性深厚系统,常年存在; 3)夏季强(西伸北进) ,冬季弱(南退、东移) ; 形成:副热带高压带受海陆沿纬圈分布的影响,断裂成若干个高压单体。 天气:晴朗炎热。 在纬度为 30°附近地区为副热带高压带。在北太平洋上,这个高压带是一个稳定少变 的大型天气系统。其强度随季节而变,夏强冬弱。 太平洋副热带高压在我国简称副热带高压或副高, 是对我国天气气候影响最大的天气系 统之一。 2. 太平洋副热带高压(subtropical high pressure) 内部:有较强的下沉气流,所以为晴朗少云、炎热微风的天气。 西北侧:副高西北侧的暖湿气流与西风带的干冷气流相邻,形成锋面。因此该区水汽充 沛,暖湿气流沿锋面上升,形成大雨带,这是我国东部最重要的一条大雨带。 南侧:盛行东风,常有台风、热带风暴、热带低压等天气系统。 副高与中国东部大雨带的移动 雨带的形成 在中国东部,副高的西北侧的偏南暖湿气流与西风带的干冷气流相交绥,

形成静止锋大雨带,这是对中国东部广大地区影响最大的雨带。 雨带位置 一般在副高西北侧,与副高中心脊线相距 8 到 10°(纬距) 。 雨带移动规律 与副热带高压的位置密切相关。从春到夏向北推进;秋季向南退缩。

但雨带的北进不是连续的,而是时进时退,有时停滞,有时迅速北跳。 西太平洋副高脊线与雨带的规律性移动 ①4 月起:脊线开始活动 ②5 月下旬~6 月中旬:稳定在 20°N 以南,华南出现雨季; ③6 月中旬:开始第一次北跳,相对稳定在 20~25°N,华南雨季结束,长江流域和日 本进入梅雨季节; ④7 月上旬:第二次北跳,徘徊在 25~30°N,长江流域梅雨结束,进入夏伏旱期,天 气酷热、少雨;黄河流域开始进入雨季; ⑤7 月底 8 月初:第三次北跳,跃过 30°N 到达最北位置,华北、东北进入全面雨季, 而江、淮在副高控制下出现伏旱,脊线的北跳,使在 25~30°N 以南的海面上,处于副高 南侧东风急流内,不断有台风等热带天气系统侵入而造成台风雨 ⑥9 月上旬起脊线开始南撤, 第一次回跳到 25°N 附近, 长江中下游出现秋高气爽天气, 华南则开始秋雨; ⑦ 10 月上旬再次加跳到 20°N 以南,从此结束了一年周期的季节性南北移动。 (2)西太平洋副高非规律性移动 受副高周围天气系统活动的影响,在副高北进的季节里,出现短暂的南退;或南撤的季节里 出现短暂北进。副高活动的异常会造成中国反常的天气;98 年长江特大洪水,就是副高的 异常导致的。

§3
教学目标

常见的高空天气系统

一、知识目标 了解西风槽、脊、东风波高空切变线、低涡的概念,及相应天气 二、能力目标 能分析槽、脊不同部位的天气。 教学用具: 多媒体课件

教学方法: 讲授法 教学课时:1 学时 教学内容:

一.西风槽(trough)、脊(ridge)和东风波 1. 西风槽脊 在副高北侧的,3km 以上西风带。西风气流中常常产生波动,形成槽和脊。

西风波 V 型槽:西风带南面为为高压,北面为低压(副高以北) 东风波为倒 V 型槽,压力北高南低,副高以南。 槽前脊后:气流由南向北流动,温度不断下降;与两侧空气相比为暖湿空气,有上升运动, 这两个因素都会空气产生凝结降水现象,所以一般为阴雨天气。 槽和脊各部位的天气 槽后脊前:气流由北向南流动,温度不断升高;与两侧空气相比为干冷空气,有下沉运动, 由于这两个因素,一般为晴朗天气。 2. 东风波 副热带高压南侧的低纬度热带地区,有深厚的东风气流,在东风气流中自东向

西移动的低压槽,称东风波。 气流和天气:槽的形状为倒 V 形,与西风槽相反,又称“倒槽” 。槽线呈南北向或东北─西 南向,槽前(西部)吹东北风,槽后(东部)吹东南风;槽线附近,降水开始。 出现季节:多出现于盛夏,因为这时副高脊线位置偏北,其南侧被深厚的东风气流所控制。

二、高空切变线和低涡
1. 切变线(shear line) 在 850hPa 或 700hPa 等压面图上风向风速发生气旋性变化的不连续 线。在其附近,气流辐合上升,多为阴雨天气。常有以下几种类型。

2. 低涡(vortex) 出现在中纬度中层大气中,是强度较弱、范围较小(一般几百公里)的冷性 低压。 特点: (1)它在 850hPa 和 700hPa 图上比较明显,大多有冷中心配合。 (2)低涡中有较强的辐合上升气流,可产生云雨天气,尤其在低涡东部和东南部上升气流 最强,云雨天气更为严重。 (3)低涡经常出现在我国西北和西南地区,分别称为西北涡和西南涡,前者以夏半年多见, 后者一年四季都可出现,以春末夏初最多。 西南涡(south-western vortex):出现在青藏高原东南侧的较小的气旋性涡旋。 天气:与一般气旋类似,中间有上升气流,在移动过程中可给沿途造成雷阵雨或暴雨天气。 由于四川西南部西南涡较多,所以这里阴沉天气较多,为全国雨日最多的地区。雨区主要分 布在低涡的中心区和低涡移向的右前方 (常是副高前缘的低空急流所在, 水汽充足, 风速大, 常有气流辐合上升运动)

§4 灾害性天气

教学目标 一、知识目标 了解水分异常引起的气象灾害,温度异常引起的气象灾害,气流异常导致的气象灾害 二、能力目标 能分析各灾害天气的形成原因,尤其是台风的形成及危害。 三、德育目标 进一步认识大气对整个地理环境及人类活动的影响, 学生能形成正确的人地观, 激起 进一步探索大气环境的兴趣 教学用具: 多媒体课件

教学方法: 讲授法,讨论法

教学课时:2 学时 教学内容:

一、水分异常引起的气象灾害
1.干旱 (1)干旱的概念 指长时期降水偏少,造成空气干燥,土壤缺水,水源枯竭,影响生物正常

生长发育而减产的一种农业气象灾害。干旱是我国最严重的农业气象灾害 注意, 干旱气候不等于干旱灾害。 前者指最大可能蒸发量比降水量大得多的一 种气候。 干旱灾害则是指某一具体时段降水量比多年平均降水量显著偏少而发生的危害, 其 发生遍及全国,特别是在北方。 (2)干旱天气的形成原因 干旱天气都是在高压长期控制下形成的。 春旱 是在移动性的冷高压控制下形成的。主要影响北方地区。 伏旱 秋旱 在副热带高压控制下形成。主要影响长江中下游地区 地面为蒙古高压,高空为副高脊。可影响全国大部分地区。

冬旱 在蒙古高压控制下形成,影响北方大部地区。 2.连阴雨天气 连阴雨天气:是指持续时间在 3 至 5 天或以上的降水天气过程,在降水期间内,可间有阴天 或晴天。 特点:降水范围大,强度一般为小、中雨,也可有大、暴雨,多由静止锋造成。 我国长江流域及其以南地区连阴雨天气较多,北方较少。 (1)春季连阴雨 在长江中下游及其以南地区(特别是江南到南岭以北) ,一般年份春季都有一段时间的连绵 阴雨天气。其天气特点是:雨区范围广,持续时间长。 出现连阴雨天气的环流类型: 乌拉尔山阻塞高压型 高空高压脊不断加强北伸,形成高空闭合暖高压,叫阻塞高压。它能 使西风南移且稳定少变, 与副高西北侧暖湿气流交绥, 使形成连阴雨的环流形势维持很长的 时间。 (2) 梅雨天气 ①梅雨 每年初夏(6 至 7 月) ,我国宜昌以东的江淮流域地区(26 至 34°N)有一段连阴 雨天气, 这时正值江南梅子成熟时节, 因而这段时间的连阴雨称为梅雨。 又因为降水时间长, 空气湿度高,各种物品容易生霉,故又称为“霉雨” 。 进入梅雨称入梅,梅雨结束称为出梅,各地入、出梅的时间有很大的差异,大体上南部早、 北部迟。

②梅雨期的大气环流 青藏高原以南的西风急流消失,高原以北为西风急流,在中国北方形成宽广的低槽,其中不 断有小股冷空气经河西走廊南下; 太平洋副热带高压脊线在 20 至 25°N 之间,其西北侧的偏南暖湿气流与西风带的气流在江 淮流域相遇,形成静止锋; 在 50 到 70°N 一般有两个阻塞高压,一个在乌拉尔山,一个雅库茨克,这两个阻高使东亚 的环流形势变得十分稳定。 ③梅雨天气与农业生产 梅雨天气特点 是雨量充沛,空气湿度大,云量多,日照少,风力微弱,降水多属连续性, 大雨和暴雨也比较频繁。 对农业生产之“利” 梅雨季节正值江淮流域作物生长最旺盛、需水最多的时期,这时梅

雨带来较多的降水,对农业生产十分有利;使高温季节推迟,对农作物的生长和成熟都很有 利。 对农业生产之“弊” 梅雨量的多少、入出梅的早晚年际变化很大,对农业生产带来不利

的影响。雨量过大则造成洪涝,雨量过小或空梅则成旱灾;入梅太早影响夏收,出梅过迟又 影响早稻的收割。 3. 冰雹 冰雹大多形成于急行冷锋的锋面上,雹粒经过多次上升下降过程而逐渐增大。

二、温度异常引起的气象灾害
(一)低温灾害 1.冷空气活动过程 活动在我国的冷空气,一般都是由蒙古高压南下(或从蒙古高压中分裂一股小高压南 下)造成的。在冷高压南下时,其前部(东南方)为冷空气向南入侵的偏北气流区,与前面 的暖空气之间为一条冷锋。 我国地处亚欧大陆的东岸,加之青藏高原等地形的作用,为冷空气南下的必经之地,所 以各个季节冷空气的活动都比较频繁。 2.冷空气活动天气特点 (1) 降温 降温的幅度与冷空气的强度、移动速度等因素有关。 (2)大风 由于冷高压前方冷锋的作用,在冷空气来临时一般都伴随着大风天气 在冷锋过境时大多伴随着雨雪天气。 在天气比较干燥的北方,由于空气中水汽含量少,在冷锋过境时往往不

(3)雨雪天气 (4)风沙天气

会出现降水,只会引起风沙天气。 3. 冷空气活动引起的低温灾害 (1)寒潮 指势力强大的冷空气南下,给广大地区带来剧烈的降温、冻害、大风等气象灾

害。这种大范围的强冷空气活动,就称为寒潮。中国气象局规定,一次冷空气入侵,使气温 在 24 小时内下降 10℃以上,同时最低气温在 5 ℃以下,才叫做寒潮。 (2) 霜冻 冷害 在植物生长季节里, 温度下降到植物的生物学零度以下、 0℃以上使植物遭受的危害, 叫做冷害。 寒害 特指热带作物所受的低温危害。

(二)高温灾害 热浪 我国的热浪产生的原因主要有两种: 局地下垫面受热剧烈升温 如新疆吐鲁番盆地,7 月平均气温 32.4℃,极端最高达 47.6℃。 副热带高压持续控制 如夏季在长江流域,常出现湿热天气,7 月平均气温在 28 ℃以上, 最高气温可达 40 ℃。 三、气流异常引起的气象灾害 1.大风 风速大于等于 17m/s(8 级)以上的风为大风。 主要有:雷暴大风,龙卷风,台风和热带风暴。 2.雷暴大风─飑线(squall line) 雷暴大风: 又称飑线, 是一种很窄并伴有雷暴大雨和强风的对流性天气, 常出现在强冷锋前, 以下午 6 时到夜间 12 时较多。 特点: 风速大,一般在 20m/s 以上,全盛阶段平均风速 10 级以上,阵风超过 12 级,具有巨大破坏 力; 常出现在强急行冷锋前的剧烈上升运动带;移动快,一般速度可达 60km/h 以上, 生命史:一般 6~9h,初生阶段 3~5h,有 6 级左右大风并伴雷雨。全盛阶段历时 1~2h, 风向突变,风速骤增,气压剧升,温度剧降,破坏力很大。消散阶段历时 2h 左右,风速减 小,雷雨强度降低,气压渐降,气温渐升,天气转好。 3.台风和热带风暴 (1)台风和热带风暴标准 从 1989 年 1 月 1 日起,我国统一采用国际标准。

名称 台风 (Typhoon) 强热带风暴 (Severe tropical storm)

最大风速 >32.6 米/秒,12 级

24.5-32.6 米/秒,10-11 级

热带风暴 (Tropical storm) 热带低压 (Tropical depression) (2)台风和热带风暴的命名

17.2-24.4 米/秒,8-9 级

<17.2 米/秒,6-7 级

对出现在赤道以北、150°E 以西的热带风暴和台风,我国原采用编号的方法标记。但国际 上一般用命名的方法标记。 我国从 2000 年 1 月 1 日起, 采用国际上通用的方法对每一个热带风暴和台风进行命名, 同时仍继续沿用编号。 1998 年 12 月 1 日至 7 日在菲律宾举行的台风委员会第 31 届会议, 同意台风研究协调小 组 (TRCG) 提出的西北太平洋和南海热带气旋命名方案, 决定新的热带气旋命名方法从 2000 年 1 月 1 日开始执行。 台风命名表共有 140 个名字,分别由亚太地区的柬埔寨、 中国、 朝鲜、 中国香港、澳门、 日本、老挝、马来西亚、密克罗尼西亚联邦、菲律宾、韩国、泰国、美国和越南提供。每个 国家或地区提供 10 个。 台风和热带风暴警报标准 发布的信息 属性 远离或尚未影响到预报责任区时,根据需要可以发布“消息”, 消息 报道编号热带气旋的情况, 警报解除时也可用 “消息”方式 发 布 预计未来 48 小时内将影响本责任区的沿海地区或登临时发布 警报 预计未来 24 小时内将影响本责任区的沿海地区或登临时发布 紧急警报

警报

紧急警报

(3)台风和热带风暴形成条件和形成过程 形成条件: 高温高湿的洋面,存在不稳定的大气层结 海面水温超过 26.5℃,蒸发量大 有一定的地转偏向力 只有在纬度高于 5°的地区才能出现台风 气流垂直切变小,凝结潜热很快形成暖心结构,保证初始扰动地面气压不断降低。 (4)台风和热带风暴的铅直结构和天气 地面天气图上,为一强烈发展的低压。 (5)台风和热带风暴水平结构 台风在水平方向上可分为三个区:

台风眼区:半径约 5 到 30km,位于台风中心,中间气流下沉,天气晴好 涡旋区 半径约 50 到 100km,也可达 200 km 以上,为狂风暴雨区,是台风中天气最恶劣、 破坏最严重的地区 外围大风区 半径约 400 到 600km。

(6)台风和热带风暴的利弊 台风的破坏性 狂风 暴雨 能将树木、庄稼连根拔起 ,毁坏建筑物,威胁航空、航海和其它交通; 可造成洪涝,毁坏堤坝。如 1975 年 8 月河南林庄台风过境时 6 小时降水达 830mm,

不少地区达到 1005.4mm/日。 台风之利 在伏旱地区,台风降水可解除旱情。 在高温酷暑季节,台风可带来宜人的凉风。 4.龙卷风(Tornado/Twister) 龙卷风形成的原因目前还不很清楚。 (1)从理论分析和数值模拟,可以认为龙卷风的形成与急行冷锋中强烈的升降气流和风速 切变有关。 (2)地面受热不均引起空气上下强烈对流,上升气流水汽凝结发展成积雨云,对流过程中 形成涡旋。

练习课 1 学时

“第六章 天气系统”练习题
一、名词解释 气团:暖锋:冷锋:静止锋:气旋:反气旋: 寒潮:干旱:梅雨: 二、填空题: 1. 一气团移往某地后,本身温度逐渐升高,这个气团被称为 (1) 气团。冬季影响我国的主 要气团是 (2) 、 (3) ,夏季除此之外还有 (4) 、 (5) 。 2. 在 (6) 系统长期稳定控制下易发生干旱。按季节划分,长江中下游的干旱主要有 (7) 和 (8) 。 3. 我国寒潮的标准是:一次冷空气入侵,使当地气温在 24 小时内下降 (9) 以上,同时最低 温度在 (10) 以下。寒潮的主要特点是 (11) 和 (12) 。 4. 长江中下游(或湖北省)梅雨出现时间一般在 (13) ,副高脊线位于 (14) °N 附近,梅雨 区出现在副高的 (15) 。 5 静止锋的形成是因 (16) 和 (17) 相遇时势均力敌, 或受 (18) 阻滞, 而使锋面在原地少动

或来回摆动,产生降水的时间 (19) ,范围 (20) 。 6. 在北半球中纬度地区,高空槽、脊移动方向是自 (21) 向 (22) ,槽前脊后盛吹 (23) 风, 附近有 (24) 气流,天气多 (25) 。 7. 台风的天气区由 (26) , (27) , (28) 三部分组成,其中 (29) 天气最恶劣。 三、判断题: 1. 在北半球,高气压系统中的气流是逆时针辐散的,对应为晴好天气。 2. 出现霜时必定有霜冻,而出现霜冻时不一定有霜。 3. 低压与气旋是同一种天气系统的不同名称。 4. 气团是在气旋、反气旋等天气系统长期控制下形成的。 5. 切变线是指在 850hPa 或 700hPa 高空,温度出现的不连续线。 四、选择题: 1. 冬季影响我国大部分地区的主要气压系统是____。 A. 蒙古高压和印度低压 B. 蒙古高压和阿留申低压; C. 太平洋副热带高压和阿留申低压; D. 太平洋副热带高压和印度低压; 2. 下列地区中,____是既多秋雨又多梅雨的地区。 A. 四川盆地 C. 两湖地区 B. 华南沿海 D. 长江下游

3. 湖北省秋季出现秋高气爽天气时,地面和高空分别受____控制。 A. 极地大陆气团和热带大陆气团 B. 极地大陆气团和热带海洋气团 C. 赤道海洋气团和热带海洋气团 D. 热带海洋气团和极地大陆气团 4. ____的天气有利于夜间辐射霜冻的形成。 A. 晴朗、大风 C. 土壤潮湿、多云 B.微风、多云 D.晴朗、微风

五、简答题: 1. 为什么锋面附近常常是阴雨天气? 2. 为何“槽前脊后”是阴雨天气,而“槽后脊前”是晴好天气? 3. 简述副高不同部位的天气特点。 4. 台风的结构及天气特征 六、综合论述题: 试述副高脊线位置的季节变化与我国东部雨带的关系。


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