氣象學(xué)與氣候?qū)W復(fù)習(xí)重點

第一章 緒論

1. 天氣與氣候的區(qū)別（時間、空間尺度）

2. 氣象學(xué)發(fā)展歷程：氣象儀器、無線電報、無線電探空儀、遙感探測、自動氣象站

第二章 大氣的基本情況

1. 大氣組成：

干潔空氣（N2、O2、CO2、O3）、水分、懸浮雜質(zhì)

2. 大氣的垂直結(jié)構(gòu)（溫度、成分、電荷、大氣垂直運動）

a. 對流層：①氣溫隨高度增加而降低 ②垂直對流運動 ③氣象要素水平分布不均勻 ④主要大氣現(xiàn)象發(fā)生在此層

分層：貼地層、摩擦層、對流中層、對流上層、對流層頂

b. 平流層：①25km（臭氧層）以下，氣溫保持不變；25km以上，氣溫隨高度增加而顯著升高。(臭氧層能大量吸收太陽輻射

熱而使空氣溫度大大升高)

②空氣運動以水平運動為主，無明顯的垂直運動。

③水汽和塵埃含量極少，晴朗少云，大氣透明度好，氣流比較平穩(wěn)，適宜飛機航行。

c. 中間層：溫隨高度增加而迅速下降，并有強烈的垂直運動。

d. 熱層：氣溫隨溫度的增加而迅速增高；電離現(xiàn)象

e. 散逸層

3. 氣象要素：氣溫、氣壓、濕度、風(fēng)向、風(fēng)速、云量、降水量、能見度

a. 比濕：一團濕空氣中，水汽質(zhì)量與該團空氣總質(zhì)量（水汽與干空氣的質(zhì)量）的比值；

b. 露點：空氣水汽含量不變，氣壓一定時，使空氣達(dá)到飽和時的溫度,稱露點溫度

氣壓一定時，露點的高低只與空氣中水汽含量有關(guān)，水汽含量高，露點高；

實際大氣中，空氣經(jīng)常處于未飽和狀態(tài)，露點溫度比氣溫低

第三章 輻射系統(tǒng)

1. 輻射通量及輻射通量密度定義

輻射通量：單位時間通過任意面積上的輻射能量

輻射通量密度：單位面積上的輻射通量

2. 輻射規(guī)律（選擇）

a. 基爾荷夫定律(選擇吸收定律)：放射能力強（弱），吸收能力強（弱）

黑體吸收（放射）能力最強

同一物體，溫度T時它放射某一波長的輻射，同一溫度下也吸收這一波長的輻射。

b. 斯蒂芬—波爾茲曼定律：物體溫度越高，放射能力越強

c. 維恩位移定律：物體的溫度愈高，放射能量最大值的波長愈短，隨著物體溫度不斷增高，最大輻射波長向短位移。

太陽輻射是短波輻射；地面、大氣輻射是長波輻射。

3. 太陽輻射

u 太陽輻射光譜：可見光（50%）、紅外區(qū)（43%）、紫外區(qū)（7%）

u 太陽常數(shù)：指在日地平均距離條件下，在大氣上界，垂直于太陽光線的單位面積，單位時間內(nèi)獲得的太陽輻射能量。值為1370W/m2

1) 大氣上界的太陽輻射（天文輻射）

a. 影響因素：日地距離、太陽高度角、白晝長度

b. 天文輻射對熱量分布的影響

①　全球獲得太陽輻射最多的是赤道，隨緯度增高而減少。形成熱帶、溫帶、寒帶等氣候帶。

②　夏半年獲得天文輻射量最大值在20°～25°的緯帶上，由此向兩極減少，最小值在極地。

（原因：太陽高度角大，白晝長度大于赤道）

③　冬半年北半球獲得天文輻射最大在赤道。隨緯度增高而減少，到極點為零。高低緯度之間冬季氣溫差較大。

④　由于日地距離影響，南北半球天文輻射總量是不對稱的，南半球夏季各緯圈日輻射總量大于北半球夏季相應(yīng)各緯圈的

日輻射總量。相反，南半球冬季各緯圈日輻射總量小于北半球冬季相應(yīng)各緯圈的日輻射總量。

2) 穿過大氣層的太陽輻射（反射、散射、吸收）

a. 主要變化：

①　總輻射能有明顯地減弱

②　輻射能隨波長的分布變得極不規(guī)則

③　波長短的輻射能減弱得更為顯著

b. 散射作用（***）

①　分子散射：直徑比太陽輻射波長短的空氣分子發(fā)生的散射。波長越短，散射越強；如青藍(lán)色天

②　粗粒散射：波長較長的塵埃、水滴。粗粒散射沒有選擇性，光是可見光－灰白天空。

為何日出、日落時太陽呈紅色？

（1）為太陽高度不同，太陽光通過大氣的厚度也不同；

（2）大氣層愈厚則大氣的吸收、散射、反射作用也愈強，到達(dá)地面的太陽輻射愈少；

（3）太陽高度越小，日光垂直投射時穿過的大氣質(zhì)量就越大；

（4）日出、日落時，日光通過的大氣質(zhì)量數(shù)最大，短波光的散射增強，紅色光在太陽光中的比例增加。

故日出、日落 時太陽呈紅色。

3) 到達(dá)地面的太陽輻射

a. 影響因素：

①　太陽高度角越小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大，因而地表單位面積上所獲得的太陽輻射就愈?。?/p>

②　太陽高度角越小，太陽輻射穿過大氣層越厚，被削弱越多，到達(dá)地面的直接輻射越少；

b. 大氣透明系數(shù)：透過一個大氣質(zhì)量(m＝1)后的太陽輻射強度 (S1)與透過前的太陽輻射強度(S0)之比

c. 太陽總輻射強度：太陽直接輻射+散射輻射

影響因子： 太陽高度角 太陽總輻射與太陽高度呈正相關(guān)關(guān)系。

大氣透明度 大氣透明度差，到達(dá)地面的太陽直接輻射減少，故太陽總輻射減少。

大氣質(zhì)量 大氣質(zhì)量愈大，到達(dá)地面的太陽總輻射愈少

緯度、海拔、坡度坡向、云

4. 地面、大氣輻射

a. 地面輻射：由地面發(fā)射，指向大氣的輻射。

b. 大氣輻射

①　定義：大氣向外的輻射

②　大氣對長波輻射的吸收具有選擇性

大氣窗口（8-11μm的地面輻射，大氣吸收率很?。?/p>

③　影響因素：溫度、絕對濕度和云況、海拔

c. 大氣、地面輻射區(qū)別與特點

①　區(qū)別：前者有選擇性（大氣窗口）；前者方向為四面八方，后者向上

②　特點：地面平均溫度約為300K（27℃），對流層大氣的平均溫度約為250K（－17 ℃ ），故其熱輻射中95％以上的能

量集中在3－120μm范圍內(nèi)（紅外輻射）。其輻射能最大段波長在10－15μm范圍內(nèi)，所以把地面和大氣的輻

射稱長波輻射。

d. 大氣逆輻射

①　定義：大氣輻射指向地面的部分

②　作用：保溫、減少溫差

第四章 大氣的熱力學(xué)過程

1. 熱量交換方式

a. 非絕熱

①　傳導(dǎo)：當(dāng)氣團之間有溫度差異時發(fā)生傳導(dǎo)作用交換熱量。但地面和大氣均為不良導(dǎo)體，所以傳導(dǎo)交換的熱量很少。

②　輻射： 物體之間以各自的溫度以輻射方式交換熱量。大氣主要吸收地面長波輻射而增溫，同時也吸收大氣放出的長波輻射，這樣它們之間通過長波輻射的方式不停交換熱量。氣團之間也一樣。

③　對流：當(dāng)暖而輕的空氣上升時，周圍冷空氣下來補充，這種升降運動即對流。通過對流，上下層空氣相互混合，熱量不斷交換。對流層熱量交換的主要方式。

④　湍流：空氣不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流。湍流交換是摩擦層主要熱量交換方式。湍流交換也稱顯熱交換，因為它傳遞的熱量直接導(dǎo)致空氣溫度升高。

⑤　蒸發(fā)和凝結(jié)：水蒸發(fā)時要吸收熱量，相反，水汽凝結(jié)放出潛熱。通過蒸發(fā)和凝結(jié)使地面和大氣、氣團之間發(fā)生潛熱交換。水的蒸發(fā)和凝結(jié)進(jìn)行的熱量交換稱為潛熱交換。

u 一般，溫度變化通常是幾種作用共同影響。 地面與空氣之間，主要是輻射，氣團之間主要依靠對流和湍流，其次通過蒸發(fā)、凝結(jié)的潛熱交換。

b. 絕熱

①　干絕熱：指升、降氣塊內(nèi)部沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程

②　濕絕熱：飽和濕空氣在上升過程中

③　絕熱直減率：氣塊絕熱上升單位距離時的溫度降低值

*干絕熱直減率是氣塊本身的降溫率，近似于常數(shù)；氣溫直減率表示周圍大氣的溫度隨高度的分布情況，有不同數(shù)值。

*

<

*P78例5

2. 判斷大氣的穩(wěn)定性

a. 大氣穩(wěn)定度定義：指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠(yuǎn)離平衡位置的趨勢和程度，是衡量氣塊是否易于發(fā)生垂直運動。

b. 判定方法：①氣壓相同條件下（同一高度），冷的氣團重而較穩(wěn)定；反之，暖的氣團輕容易上升而不穩(wěn)定。

②

（

為周圍空氣氣溫直減率，

為上升氣塊干絕熱直減率，

為上升高度）

加速度方向與上升方向一致，氣塊不穩(wěn)定；不一致，氣塊穩(wěn)定

（

<

——絕對穩(wěn)定；

>

——絕對不穩(wěn)定；

——條件不穩(wěn)定）

c. 逆溫

①　定義：大氣上層溫度高于下層的現(xiàn)象。

②　作用：阻礙空氣垂直運動的發(fā)展，使近地面大量的煙、塵、水汽凝結(jié)物聚集到它的下面，能見度變壞

③　形成條件：逆溫層按形成條件可分為輻射逆溫、湍流逆溫、平流逆溫、下沉逆溫、鋒面逆溫。

3. 空氣局地變化的原因

a. 起因：空氣平流運動引起的局地氣溫變化、空氣溫度的個別變化

b. 影響因素：①平流運動（冷平流、暖平流）

②鉛直運動（絕熱）：一般情況下， γd>γ, 上升運動時ω<0，氣壓減小，溫度降低，

出現(xiàn)下沉?xí)r， ω>0,氣壓增大，溫度升高；

γd ＝γ ，空氣垂直運動不引起局地氣溫變化；

③非絕熱熱量交換

第五章 大氣中的水分

1. 飽和水汽壓

a. 概念：溫度一定條件下，單位體積空氣中的水汽量有一定限度，如果水汽含量達(dá)到此限度，空氣呈飽和狀態(tài)，稱飽和空氣。飽和空氣的水汽壓稱飽和水汽壓。

b. 影響因素：①溫度

（i） 隨著溫度的升高，飽和水汽壓按指數(shù)規(guī)律迅速增加

（ii) 空氣溫度的變化，對蒸發(fā)和凝結(jié)有著重要的影響已飽和的空氣，T升高，E增加—不飽和---重新蒸發(fā)不

飽和空氣，T減少，E減少—飽和---凝結(jié)

（iii）飽和水汽壓隨溫度的改變量，在高溫時比低溫時要大。（高溫飽和空氣中形成的云要濃厚，夏季容易發(fā)生暴雨）

②蒸發(fā)面性質(zhì)

（i） 冰面和過冷卻水面的飽和水汽壓

一般，水低于0度結(jié)冰，但實驗和對云霧觀測發(fā)現(xiàn)，水可以存在于0度以下的溫度不結(jié)冰－過冷卻水。

冰面和過冷卻水飽和水汽壓也遵循按指數(shù)規(guī)律變化。

冰面飽和水汽壓比過冷卻水要小;

冰是固體，冰分子要脫出水面的束縛比水分子脫出水面的束縛更難。

***冰晶效應(yīng)：水滴會因不斷蒸發(fā)而不斷縮小，冰晶會因不斷凝結(jié)而增大，這就是冰晶效應(yīng)，對降水的形成有重要意義。

在云中，冰晶和過冷水滴相處在一起的機會是很多的，如果當(dāng)時的實有水汽壓處于兩者的飽和水汽壓之間，就會有冰和水之間水汽轉(zhuǎn)移現(xiàn)象，在這種情況下，實有水汽壓比水 滴的飽和水汽壓小，對水滴來說是未飽和的，水滴就出現(xiàn)蒸發(fā)。但實有水汽壓比冰晶水汽壓大，對于冰晶來說是過飽的，冰晶上要出現(xiàn)凝華。因此，水滴不斷蒸發(fā)而減小，冰晶因不斷凝華而增大，這種冰水之間的水汽轉(zhuǎn)移現(xiàn)象就稱為冰晶效應(yīng)。

（ii) 溶液面的飽和水汽壓

同樣溫度下，溶液面飽和水汽壓比純水面要小，溶液濃度越高，飽和水汽壓越小，越容易凝結(jié)。

這種作用對在可溶性凝結(jié)核上形成云或霧很重要。

③蒸發(fā)面形狀

溫度同時，凸面>平面>凹面，且凸面的曲率越大，飽和水汽壓越大，凹面的曲率越大，飽和水汽壓越小。

2. 大氣水分發(fā)生三相轉(zhuǎn)換的條件

①達(dá)到飽和水汽壓：輻射冷卻、平流冷卻、絕熱冷卻、水平混合冷卻

②凝結(jié)核

3. 地表水汽凝結(jié)現(xiàn)象

a. 露：①定義：露是凝結(jié)在地表或地物上的微小水滴，它由潮濕的空氣與較冷的物體表面相接觸形成的，這時較冷的物體表

面應(yīng)不低于0°c

②形成露的有利條件：天空無云或有很薄的高云而有微風(fēng)的夜間，這時可使輻射冷卻在較厚的氣層中充分進(jìn)行

b. 霜：①定義：霜是白色具有晶體結(jié)構(gòu)的水汽凝華物。

②形成霜的有利條件：與露相似不同點在于地面溫度，一個0度以上，一個0度以下。

③霜與霜凍的區(qū)別：（1）有霜時農(nóng)作物不一定遭受霜凍之害，霜凍是溫度急劇下降引起植物受凍現(xiàn)象。

（2）有霜凍時也可以有霜出現(xiàn)（白霜），也可以無霜出現(xiàn)（黑霜）

c. 霧?。红F凇是水汽在樹枝、電線和地物凸出表面上形成的凝華物，多見于寒冷而濕度高的天氣條件之下。

d. 雨凇：雨凇是在地表或地物迎風(fēng)面上形成的透明的或呈毛玻璃狀的緊密水層。（過冷卻雨）

4. 大氣水汽凝結(jié)現(xiàn)象

a. 霧

①　定義：是懸浮在空氣中的小水滴或冰晶，當(dāng)水平能見度降到1KM以下時，稱為霧

②　有利條件：近地層空氣水汽充沛，冷卻過程，凝結(jié)核；風(fēng)力微弱，大氣穩(wěn)定

③　分類：輻射霧、平流霧、蒸發(fā)霧、上坡霧、鋒面霧

b. 云

①　定義：懸浮在自由大氣中的水汽凝結(jié)物

②　形成條件：充足水汽、凝結(jié)核、絕熱冷卻

5. 降水

a. 定義：由云中降到地面上的液態(tài)水或固態(tài)水

b. 形成條件：①宏觀條件：水汽充足、凝結(jié)核、上升運動

②微觀條件：云滴凝結(jié)增長，云滴沖并增長

***云滴凝結(jié)增長：冰水云滴共存（冰晶效應(yīng)）、冷暖云滴共存、大小云滴共存

***云滴沖并增長：當(dāng)云滴在不穩(wěn)定的上升氣流帶動下做各向運動，大小不同的云滴其運動速度的差異，造成相互碰撞而合并，是云滴增大形成降水的主要途徑。

c. 形成過程

①　水成云形成的降水

水成云：當(dāng)云層穩(wěn)定時，一般不產(chǎn)生降水，即使形成降水，也多為均勻、持續(xù)的小雨或毛毛雨。

當(dāng)云層不穩(wěn)定時，易形成降水。

②　冰成云形成的降水

冰成云：高度較高，水汽含量較少，下降過程長，易被蒸發(fā)，而形成雨或雪，因此冰成云除了在冬季或高原地區(qū)可能形成一些降水外，一般不形成降水。

③　混合云形成大降水

混合云：冰晶處于過飽和狀態(tài)，水滴想冰晶轉(zhuǎn)移輸送水汽，水滴縮小而冰晶增大形成雪花。雪片降落到高于零度的氣層中，便融化成雨。

第六章 氣壓變化和大氣的水平運動

1. 氣壓隨高度變化

a. 決定因素：（1）大氣柱高度；

（2）大氣柱空氣密度；

b. 變化規(guī)律：（1）氣壓隨海拔高度增高而遞減；

（2）密度大，氣壓降低快；

2. 氣壓隨時間變化

氣壓變化的原因（空氣柱重量增減）

①　熱力因子：溫度的升高或降低引起空氣體積膨脹或收縮、密度的變化以及伴隨的氣流輻合和輻散造成的質(zhì)量增多或減少。

②　動力因子：水平氣流的輻合和輻散；不同密度氣團的移動；空氣的垂直運動

3. 大氣的水平運動

a. 空氣的運動是在力的作用下產(chǎn)生的。

①　作用于空氣的力除重力之外，還有由于氣壓分布不均產(chǎn)生的氣壓梯度力

水平氣壓梯度力是空氣產(chǎn)生水平運動的直接原因和動力

②　由于地球自轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的地轉(zhuǎn)偏向力（南左北右）

? 物體靜止時，不受地轉(zhuǎn)偏向力作用。

? 地轉(zhuǎn)偏向力的方向同物體運動方向相垂直，它只能改變物體運動方向，不能改變運動速度大小。

? 地轉(zhuǎn)偏向力大小同風(fēng)速成正比，同緯度的正弦成正比。在赤道為零。

③　由于空氣層之間的運動產(chǎn)生的摩擦力（在摩擦層起作用，在自由層可以忽略）

④　空氣做曲線運動產(chǎn)生的慣性離心力（只改變物體運動方向，不改變運動速度）

b. 自由大氣中的空氣運動

地轉(zhuǎn)風(fēng)：氣壓梯度力和地轉(zhuǎn)偏向力平衡時，空氣的等速直線水平運動。

梯度風(fēng)：氣壓梯度力、地轉(zhuǎn)偏向力、慣性離心力三力平衡

熱成風(fēng)：水平溫度梯度引起的風(fēng)隨高度的改變量。風(fēng)順著等溫線方向，在北半球，背風(fēng)而立，高溫在右，低溫在左。

第七章 大氣環(huán)流

1. 三風(fēng)四帶示意圖（太陽輻射、地球自轉(zhuǎn)的作用）掌握

2. 地表性質(zhì)對大氣環(huán)流作用

a. 海陸分布影響

海陸熱力性質(zhì)差異——完整緯向氣壓帶分裂成閉合的高低壓——冬夏海陸間熱力差異——海陸間大氣流動，形成季風(fēng)

***東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)在成因和現(xiàn)象上有何差異？它們的氣候特征如何？

東亞季風(fēng)：

東亞季風(fēng)由海陸熱力差異而引起，亞洲東部瀕臨廣闊的太平洋，居于世界最大的海洋和大陸之間，溫度梯度和氣壓梯度的季節(jié)變化經(jīng)其他任何地區(qū)都顯著。

冬季，亞洲大陸為冷高壓盤踞，高壓前緣的偏北風(fēng)就成為亞洲東部的冬季風(fēng)；夏季，亞洲大陸為熱低壓所控制，同時太平洋高壓西伸北進(jìn)，因此高低壓之間的偏南風(fēng)就成為亞洲東部的夏季風(fēng)，東亞季風(fēng)對我國，朝鮮、日本等地區(qū)的天氣，氣候影響大，冬季風(fēng)盛行時，這些地區(qū)的氣候特征為低溫，干燥和少雨，夏季風(fēng)盛行時，這些地區(qū)的氣候特征為高溫，濕潤和多雨。

南亞季風(fēng)：

南亞季風(fēng)主要是由行星風(fēng)帶季節(jié)移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影響。

冬季，亞洲大陸為冷高壓盤踞，高壓南部的東北風(fēng)就成為亞洲南的冬季風(fēng)，但由于亞洲南部遠(yuǎn)離高壓中心，并且有青藏高原陰擋，加上印度半島面積小，陸海間熱力差異小，氣壓梯度力，故冬季風(fēng)盡管干燥，但勢力比東亞的冬季風(fēng)弱；夏季，南亞位于赤道低壓內(nèi)，從南半球越過赤道的東南信風(fēng)，受地轉(zhuǎn)偏向力的影響轉(zhuǎn)向為西南季風(fēng)，再加上海陸熱力差異的存在使南亞夏季風(fēng)來得急，勢力比東亞夏季風(fēng)強，氣候特征炎潮濕多雨。

b. 高大地形的影響（以青藏高原為例）

①動力作用（機械阻擋作用）：青藏高原海拔高、面積大，占據(jù)對流層中低部，猶如大氣海洋中的一個巨大島嶼，對于冬季層結(jié)穩(wěn)定而厚度又不大的冷空氣是一個較難越過的障礙。從西伯利亞西部侵入我國的寒潮一般都是通過準(zhǔn)噶爾盆地，經(jīng)河西走廊、黃土高原而直下東部平原，這就導(dǎo)致我國東部熱帶、副熱帶地區(qū)的冬季氣溫遠(yuǎn)比受西藏高原屏障的印度半島北部為低。冬季西風(fēng)氣流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分別沿高原繞行。從冬季北半球700hPa 與500hPa 月平均氣溫圖上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北側(cè)暖于東北側(cè)，高原南半部，則東南側(cè)暖于西南側(cè)，這顯然是受到上述分支冷暖平流的影響所致。因西風(fēng)在高原西側(cè)發(fā)生分支，于是高原西北側(cè)為暖平流，西南側(cè)為冷平流，繞過高原之后，氣流輻合，東北側(cè)為冷平流，東南側(cè)為暖平流。同時，夏季青藏高原對南來暖濕氣流的北上，也有一定的阻擋作用，不過暖濕氣流一般具有不穩(wěn)定層結(jié)，比冷空氣易于爬越山地。青藏高原阻滯作用對氣溫的影響，不僅出現(xiàn)在對流層低層，并且波及到對流層中層。
②熱力作用：從青藏高原的地面氣溫看來，具有如下特點：（1）地球的第三極地：青藏高原由于海拔高，氣溫特別低，它雖位于副熱帶、暖溫帶的緯度上，但冬夏皆比同緯度東部平原平均氣溫低18—20℃。（2）氣溫日、年較差大：青藏高原上地面氣溫日較差比同緯度東部平原地區(qū)和四川盆地都大，比同高度的自由大氣更大，氣溫年較差亦比同高度的自由大氣為大，但因海拔高聳，比同緯度東部平原則稍小。（3）氣溫季節(jié)變化急，春溫高于秋溫：青藏高原上春季升溫強度大，特別是當(dāng)積雪消融之后，雨季未到之前，高原因受強烈的日射，增溫甚快，秋季降溫速度亦快，春溫高于秋溫。以上這些情況都說明高原氣溫具有大陸性氣候的特征。

③季風(fēng)：由于青藏高原與四周自由大氣的熱力差異，所造成冬夏相反的盛行風(fēng)系，稱為高原季風(fēng)。冬季高原上出現(xiàn)冷高壓，冬季出現(xiàn)熱低壓，其水平范圍低層大，高層小，其厚度夏季比冬季大。風(fēng)的季節(jié)變化，一般是高原北側(cè)開始最早，高原上次之，高原東側(cè)再次，高原南部最遲。高原季風(fēng)對環(huán)流和氣候影響很大，首先它使我國冬夏對流層低層的季風(fēng)厚度增大。其次，高原季風(fēng)的更大影響還在于它破壞了對流層中部的行星氣壓帶和行星環(huán)流。

第八章 天氣系統(tǒng)

低緯地區(qū)以對流天氣為主；

中緯地區(qū)以鋒面和氣旋為主；

高緯低空冷高壓等為主。

1. 氣團

a. 定義：指氣象要素（主要指溫度、濕度和大氣穩(wěn)定度）水平分布比較均勻、垂直分布相似的大范圍的空氣團。

b. 形成條件：①范圍廣闊、性質(zhì)均一的下墊面②合適的流場

c. 分類：冰洋氣團、熱帶氣團、極地氣團、赤道氣團

暖氣團、冷氣團

暖氣團一般含有豐富的水汽，容易形成云雨天氣。

冷氣團一般形成于干冷天氣。

2. 鋒

a. 定義：冷暖氣團的交綏地帶

b. 根據(jù)鋒在移動過程中冷暖氣團所占的主次地位可將鋒分為：冷鋒、暖鋒、準(zhǔn)靜止鋒、錮囚鋒。

c. 天氣現(xiàn)象

①　第一型（緩行）冷鋒天氣：典型云序：雨層云—高層云—卷層云—卷云；降水主要發(fā)生在地面鋒后（雨層云）內(nèi)，風(fēng)速大，高空槽過后，降水逐漸停止。降水寬度比暖鋒窄，約為150—200Km。

②　第二型（快行）冷鋒天氣：積狀云系：積雨云—高積云；因而云系和降水主要發(fā)生在地面鋒線（積雨云）附近，為對流性降水。降水寬度窄，約為 10～100Km 。天氣特征：常帶來狂風(fēng)暴雨現(xiàn)象。

③　暖鋒天氣：產(chǎn)生廣闊而深厚的層狀云系，且越接近地面鋒線，云層越厚。典型的云序為：卷云— 卷層云 — 高層云— 雨層云 降水主要發(fā)生在地面鋒前的雨層云內(nèi)，多為連續(xù)性降水。降水強度小，雨區(qū)范圍廣，約為300—400Km。夏季：如暖空氣層結(jié)不穩(wěn)定且濕度很大，產(chǎn)生積云或積雨云，伴有雷雨天氣。

④　準(zhǔn)靜止鋒天氣：云區(qū)和降水區(qū)更為寬廣，降水強度小，持續(xù)時間長，可造成綿綿不斷的陰雨天氣。由于準(zhǔn)靜止鋒運動特別緩慢，常常來回擺動，陰雨天氣持續(xù)較長。如長江流域的梅雨季節(jié)。

⑤　錮囚鋒天氣：是兩條運動的鋒合成而成，天氣特征仍然 保留著原來兩條鋒的鋒面天氣特征。錮囚鋒降水不但保留原來鋒面降水的特點，而且由于錮囚作用使上升運動發(fā)展，暖空氣被抬升到錮囚點以上，利于云層變厚，降水增強，雨區(qū)擴大。

3. 溫帶氣旋和反氣旋

a. 氣旋和反氣旋

1）氣旋是指在同一高度上中心氣壓比四周氣壓低的水平渦旋，北逆南順。（低氣壓）

2）反氣旋指在同一高度上中心氣壓比四周氣壓高的水平渦旋，北順南逆。（高氣壓）

b. 天氣現(xiàn)象

①　鋒面氣旋：

氣旋前方是寬闊的暖鋒云系和連續(xù)性降水天氣；氣旋后方是比較狹窄的冷鋒云系和降水天氣；在暖鋒天氣的前方和冷鋒天氣的后方是冷氣團天氣；氣旋中部為暖氣團所控制，如果水汽充足，大氣層結(jié)不穩(wěn)定，可出現(xiàn)層云和層積云，并有毛毛雨等現(xiàn)象，有時還出現(xiàn)霧。如果氣團干燥，只能形成一些薄云而無降水。

②　冷性反氣旋（寒潮）：冷性反氣旋南移時，造成一次冷空氣襲擊，若冷空氣十分強大，如圖寒冷潮流滾滾而來，給流經(jīng)地區(qū)造成強烈降溫、霜凍、大風(fēng)等災(zāi)害性天氣，這種大范圍的強烈冷空氣移動，成為寒潮。

寒潮天氣：劇烈降溫和霜凍，大風(fēng)和風(fēng)沙，降水

4. 副熱帶高壓

西太平洋副高活動及其對我國天氣影響

①　季節(jié)性活動規(guī)律：

a) 位置、強度：從冬季到夏季，向北偏西移動，強度增強；從夏季到冬季，向南偏東移動，強度減弱。

b) 活動型式：穩(wěn)定少動（冬季）、緩慢移動（北上）、迅速跳躍（北上、南下）

c) 移動過程：北進(jìn)時，伴隨短暫的南退；南退時，伴隨短暫的北進(jìn)－南北震蕩現(xiàn)象。且北進(jìn)時移速慢，歷時長；南退時移速快，歷時短。

②　非季節(jié)性活動規(guī)律 ：半個月左右的副高偏強或偏弱趨勢及一周左右的副高西伸東退、北進(jìn)南縮的周期變化。這種變化主要受副高周圍天氣系統(tǒng)影響引起。如青藏高壓、熱帶氣旋等影響。

③　影響：對我國夏季天氣影響最大的天氣系統(tǒng)西太平洋副高位置和強度影響東南季風(fēng)從太平洋向大陸輸送水汽的路徑和數(shù)量。 北測是北上暖濕氣流與南下冷氣流交綏地帶，氣旋和鋒面活動頻繁。形成陰雨和暴雨天氣。

5月：副高脊線位置在15°N 附近，雨帶在華南地區(qū)－連陰雨－江南雨帶。

6月：副高脊線位置在20°N 附近，雨帶在長江流域－梅雨（霉雨）

7月：副高脊線位置在25°N 附近，雨帶在淮河流域－長江流域伏旱

8月：副高脊線位置在28°N附近，雨帶在黃河流域－華北、東北進(jìn)入雨季

9月：副高脊線位置在25°N附近，雨帶在淮河流域－秋雨，長江流域秋高氣爽

10月：副高脊線位置在20°N附近，雨季和秋高氣爽天氣結(jié)束，環(huán)流轉(zhuǎn)入冬季形式，南支西風(fēng)建立，副高影響減弱

副高位置迅速北跳，在長江流域停留時間短，沒有典型的梅雨過程，形成“空梅”，帶來長江流域干旱。

副高位置停滯不前，在長江流域停留時間過長，引發(fā)連續(xù)降雨過程，造成長江流域洪澇。

5. 臺風(fēng)

定義：發(fā)展強盛的熱帶氣旋

形成條件：

①　 廣闊的高溫洋面：大氣層中溫度、濕度越大帶來的大氣層結(jié)不穩(wěn)定；一般海溫高于29～30℃；

②　 合適的緯度（地轉(zhuǎn)參數(shù)值）：產(chǎn)生地轉(zhuǎn)偏向力的地方使輻合氣流演變?yōu)樗戒鰷u，加強氣旋性環(huán)流。

③　 氣流垂直切變要?。豪跐摕峋奂Ｈ缥魈窖笙募?。

④　 合適的流場：西太平洋和南海地區(qū)，臺風(fēng)起源于赤道輻合帶

消亡條件：高溫高濕空氣不能繼續(xù)供給，低空輻合、高空輻散流場不能維持以及風(fēng)速鉛直切變增大等

第九章 下墊面對氣候的影響

1. 海陸差異對氣候的影響

a. 海陸差異對氣溫、降水、風(fēng)向的影響

①　海洋“熱惰性”：增溫慢、降溫慢；熱量存儲器，溫度調(diào)節(jié)器

陸地“熱敏性”：冬冷夏熱，敏感

②　海洋蒸發(fā)量大與陸地：冬季，海洋遠(yuǎn)大于陸地；夏季差異不大。

空氣濕度：冬季，海洋大于陸地；夏季，差異不明顯

③　海上空氣潮濕，只要有適當(dāng)?shù)钠搅鲗⑴瘽窨諝獯邓偷奖容^冷的海面，下沉空氣變冷，極易達(dá)到飽和而凝結(jié)成平流霧，所以在海上，尤其是冷洋流表面，霧日極多。

④　海上——氣旋雨、鋒面雨

陸上——氣旋雨、對流雨、地形雨

b. 海陸風(fēng)：沿海地帶晝夜熱力狀況的不同硬氣的以24小時為周期的有規(guī)律的氣流稱為海陸風(fēng)。晝間陸地溫度高，海洋溫度低，地面上空氣從海洋流向大陸，稱為海風(fēng)。夜間陸地溫度低，海洋溫度高，低層空氣從陸地流向海洋，形成陸風(fēng)。

2. 海洋性氣候和大陸性氣候的特征

海洋性氣候

大陸性氣候

氣溫日較差

小

大

氣溫年較差

小

大

年氣溫相時

最熱月 ：8月；最冷月：2月

最熱月：7月；最冷月：1月

春秋溫度差

氣溫變化和緩，春來的遲，夏去得亦遲；春溫低于秋溫

氣溫變化急劇；春來快，夏去得亦快；春溫高于秋溫

降水變率

降水均勻，變率小

降水集中夏季，變率大

3. 厄爾尼諾、ENSO

通常，赤道南北兩側(cè)的低緯度地區(qū)是屬于信風(fēng)帶的范圍，在太平洋東部的厄瓜多爾和秘魯沿岸地區(qū)，正是盛行東南信風(fēng)，表層水在風(fēng)和地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，產(chǎn)生離岸流，大量水流涌向太平洋西岸，從而使海面傾斜，為了保持水體平衡，深層較冷的海水便涌上來補充，因此這一帶海面溫度低，大氣穩(wěn)定，降水稀少，氣候干燥，是有名的赤道干旱帶。而在海洋里，由于深層海水富含營養(yǎng)物質(zhì)，它的上涌為上層魚類生長提供了極為有利的條件，因而，魚類資源十分豐富，形成世界著名的秘魯漁場。異常年份，在圣誕節(jié)前后，會有一支較弱的表層暖流沿厄瓜多爾和秘魯北部沿岸向南伸展到6oS，使海水溫度升高，沿岸的上升水流勢頭減弱，甚至消失，從而影響到那里的海洋動物和魚類，使秘魯漁場大幅度減產(chǎn)，而沿岸干旱少雨的陸地卻連續(xù)大雨，形成洪澇災(zāi)害，科學(xué)界將之稱為“厄爾尼諾現(xiàn)象”。

與厄爾尼諾事件密切相關(guān)的環(huán)流還有南方濤動（Southern Oscillation，簡作SO）、沃克（Walker）環(huán)流和哈德萊（Hadley）環(huán)流。南方濤動是指南太平洋副熱帶高壓與印度洋赤道低壓這兩大活動中心之間氣壓變化的負(fù)相關(guān)關(guān)系。即南太平洋副熱帶高壓比常年增高（降低）時，印度洋赤道低壓就比常年降低（增高），兩者氣壓變化有“蹺蹺板”現(xiàn)象，稱之為濤動。 所謂ENSO現(xiàn)象，并不是哪一個半球的行為，而是兩半球大氣環(huán)流作用下，低緯度大氣-海洋相互作用的現(xiàn)象，其形成原因尚有待于進(jìn)一步的研究。

4. 地形起伏對氣候的影響（以青藏高原為例）見第七章

5. 山谷風(fēng)

山谷風(fēng)是由于山地?zé)崃σ蜃有纬傻?，白天因坡地上空氣比同高度上的自由大氣增熱強烈，于是暖空氣沿坡上升，成為谷風(fēng)，谷地上面較冷的自由大氣，由于補償作用從相反方向流向谷地，稱為反谷風(fēng)。夜間由于山坡上輻射冷卻，使 鄰近坡面的空氣迅速變冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成為山風(fēng)，谷底的空氣因輻合而上升，并在谷地上面向山頂上空分流，稱為反山風(fēng)開民與白天相反的熱力環(huán)流。

第十章 人類活動對氣候的影響

1. 人類活動對氣候的影響

a. 大氣成分改變對氣候的影響

①　溫室氣體排放：CO2濃度增加使全球變暖

原因：溫室氣體增多：二氧化碳等溫室氣體增多毀林開荒，特別是熱帶森林的破壞

危害：海平面上升，危及沿海低地國家、地區(qū)

引起世界各地區(qū)降水和干濕狀況的變化，導(dǎo)致世界各國經(jīng)濟結(jié)構(gòu)的變化

防治措施：提高能源利用技術(shù)、效率，采用新能源； 加強國際間的合作

②　臭氧層耗竭

原因：太陽活動等自然因子的影響； 氟氯氫等化合物的排放

危害：直接危害人體健康，如使皮膚癌等增多

對生態(tài)環(huán)境、農(nóng)林牧漁業(yè)造成破壞

防治措施：禁止氟氯氫等消耗臭氧物質(zhì)的排放； 加強國際間的合作

③　人為硫污染和酸雨

酸雨的概念：一般把PH值小于5.6的雨水稱為酸雨。PH<4.5的稱為重酸雨。

危害：使河湖水酸化，影響魚類生長繁殖甚至死亡

使土壤酸化，危害森林和農(nóng)作物生長

危及人類健康

腐蝕建筑物和文化古跡

防治措施：最根本的途徑是減少人為硫氧化物和硝酸的排放；

有效措施是研究煤炭中硫的綜合開發(fā)和利用

④　人為氣溶膠變化及其氣候效應(yīng)

對溫度的影響：陽傘效應(yīng)

增加地氣系統(tǒng)對太陽輻射的吸收

是地面長波輻射的強吸收體，即溫室效應(yīng)

影響云量，增加云的反射率和吸收率

對云雨天氣的影響：水汽充足，云雨量增加

水汽量較少，可使云滴數(shù)量增加，但云滴減小，而使降水量減少

b. 下墊面改變及其影響

（1）植被覆蓋率減少使空氣變得干燥，溫差增大，降水減少，旱澇災(zāi)害加劇，沙漠面積擴大，生態(tài)環(huán)境惡化。

（2）海洋石油污染導(dǎo)致了“海洋沙漠化效應(yīng)”。

（3）改變下墊面對氣候的有益影響表現(xiàn)在灌溉設(shè)施的大量修建、防護(hù)林的建設(shè)，增加了空氣的濕潤度，減小了溫差，減弱了風(fēng)沙災(zāi)害，改善了局地氣候。

（4）城市是人類活動的密集地，人類對氣候的影響最為深刻：

A）大量的熱釋放和下墊面輻射性質(zhì)的變化形成熱島效應(yīng)。

城市規(guī)模越大，熱島效應(yīng)越強（長三角城市發(fā)展，熱島、污染連成片）。

城市人口、能源與建筑密度影響熱島效應(yīng)

B）氣溶膠粒子增加形成渾濁島效應(yīng)。

第一，城市大氣中的污染物比郊區(qū)多

第二，城市大氣中因凝結(jié)核多，低空的熱力湍流和機械湍流又比較強，因此其低云量和以低云量為標(biāo)準(zhǔn)的陰天日數(shù)遠(yuǎn)比郊區(qū)多

第三，城市大氣中因污染物和低云量多，太陽直接輻射大大削弱，散射粒子多，太陽散射輻射比干潔空氣強

第四，城市能見度小于郊區(qū)

C）下墊面粗糙度增加，凝結(jié)核增多和熱島環(huán)流——濕島和雨島效應(yīng)。

濕島：夜晚城市風(fēng)速小，空氣層結(jié)穩(wěn)定，降溫快，凝露量大于郊區(qū)

雨島：大氣環(huán)流弱，城市熱島環(huán)流所產(chǎn)生的局地氣流輻合上升，有利于對流雨發(fā)展

城市下墊面粗糙度大，影響降水移動速度，城市降水時間延長

城市空氣凝結(jié)核多，有利于云雨形成和暴雨產(chǎn)生。

D）大面積的水泥下墊面減少了下墊面向大氣中水汽輸送——干島效應(yīng)。

白天：（1）城市綠地面積小，蒸發(fā)蒸騰作用強，底層大氣水汽少；

（2） 城市下墊面湍流垂直交換作用強，底層水汽輸送到高層

E）由熱島效應(yīng)產(chǎn)生熱島環(huán)流——城市風(fēng)，它加重了城區(qū)污染。

第十二章 氣候變化

氣候變化的規(guī)律性特征

（1）地質(zhì)時期的溫度變化：地質(zhì)時期，地球氣候發(fā)生過三次大冰期和大間冰期，三次大冰期分別是：震旦紀(jì)大冰期、石炭-二疊大冰期、第四紀(jì)大冰期

（2）歷史時期的溫度變化：人類歷史發(fā)展的5000年中，可劃分為四次溫暖時期和四次寒冷時期

（3）近代氣候變化特征：20世紀(jì)以來，大致以40年代為界，前期是世界性氣候的增暖期，后期至70年代氣候變冷，進(jìn)入70年代后，氣候又趨變暖，到1980年以后，世界氣候增暖的形勢更為突出