气象学与气候学复习重点.docx
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1、气象学与气候学复习重点 第一章绪论天气与气候的区别(时间、空间尺度)气象学发展历程:气象仪器、无线电报、无线电探空仪、遥感探测、自动气象站第二章大气的基本情况大气组成:干洁空气(N2、02、C02、03 )、水分、悬浮杂质大气的垂直结构(温度、成分、电荷、大气垂直运动) 对流层:气温随高度增加而降低垂直对流运动气象要素水平分布不均匀主要大气现象发生在此层 分层:贴地层、摩擦层、对流中层、对流上层、对流层顶平流层:25km (臭氧层)以下,气温保持不变;25km以上, 气温随高度增加而显著升高。(臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高)空气运动以水平运动为主,无明显的垂直运动。概念:温度
2、一定条件下,单位体积空气中的水汽量有一定限度, 如果水汽含量达到此限度,空气呈饱和状态,称饱和空气。饱和空气的 水汽压称饱和水汽压。影响因素:温度(i)随着温度的升高,饱和水汽压按指数规律迅速增加(ii)空气温度的变化,对蒸发和凝结有着重要的影响已饱和的空气,T 升高,E增加一不饱和-重新蒸发不饱和空气,T减少,E减少一饱和-凝结(iii)饱和水汽压随温度的改变量,在高温时比低温时要大。(高温饱 和空气中形成的云要浓厚,夏季容易发生暴雨)蒸发面性质(i)冰面和过冷却水面的饱和水汽压一般,水低于0度结冰,但实验和对云雾观测发现,水可以存在于0度 以下的温度不结冰-过冷却水。冰面和过冷却水饱和水汽
3、压也遵循按指数规律变化。冰面饱和水汽压比过冷却水要小;冰是固体,冰分子要脱出水面的束缚比水分子脱出水面的束缚更难。*冰晶效应:水滴会因不断蒸发而不断缩小,冰晶会因不断凝结而增 大,这就是冰晶效应,对降水的形成有重要意义。在云中,冰晶和过冷水滴相处在一起的机会是很多的,如果当时的实有 水汽压处于两者的饱和水汽压之间,就会有冰和水之间水汽转移现象, 在这种情况下,实有水汽压比水滴的饱和水汽压小,对水滴来说是未 饱和的,水滴就出现蒸发。但实有水汽压比冰晶水汽压大,对于冰晶来 说是过饱的,冰晶上要出现凝华。因此,水滴不断蒸发而减小,冰晶因 不断凝华而增大,这种冰水之间的水汽转移现象就称为冰晶效应。(i
4、i)溶液面的饱和水汽压同样温度下,溶液面饱和水汽压比纯水面要小,溶液浓度越高,饱和水 汽压越小,越容易凝结。这种作用对在可溶性凝结核上形成云或雾很重要。蒸发面形状温度同时,凸面平面凹面,且凸面的曲率越大,饱和水汽压越大, 凹面的曲率越大,饱和水汽压越小。大气水分发生三相转换的条件达到饱和水汽压:辐射冷却、平流冷却、绝热冷却、水平混合冷却凝结核地表水汽凝结现象露:定义:露是凝结在地表或地物上的微小水滴,它由潮湿的 空气与较冷的物体表面相接触形成的,这时较冷的物体表面应不低于0c形成露的有利条件:天空无云或有很薄的高云而有微风的夜间,这时 可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行霜:定义:霜是白色具有晶
5、体结构的水汽凝华物。形成霜的有利条件:与露相似不同点在于地面温度,一个0度以上, 一个0度以下。霜与霜冻的区别:(1)有霜时农作物不一定遭受霜冻之害,霜冻是 温度急剧下降引起植物受冻现象。(2 )有霜冻时也可以有霜出现(白霜),也可以无霜出现(黑霜)雾淞雾淞是水汽在树枝、电线和地物凸出表面上形成的凝华物,多见于寒冷而湿度高的天气条件之下。雨淞:雨淞是在地表或地物迎风面上形成的透明的或呈毛玻璃状 的紧密水层。(过冷却雨)大气水汽凝结现象雾定义:是悬浮在空气中的小水滴或冰晶,当水平能见度降到1KM 以下时,称为雾有利条件:近地层空气水汽充沛,冷却过程,凝结核;风力微弱, 大气稳定分类:辐射雾、平流
6、雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾云定义:悬浮在自由大气中的水汽凝结物形成条件:充足水汽、凝结核、绝热冷却降水定义:由云中降到地面上的液态水或固态水形成条件:宏观条件:水汽充足、凝结核、上升运动微观条件:云滴凝结增长,云滴冲并增长*云滴凝结增长:冰水云滴共存(冰晶效应)、冷暖云滴共存、大小 云滴共存*云滴冲并增长:当云滴在不稳定的上升气流带动下做各向运动,大 小不同的云滴其运动速度的差异,造成相互碰撞而合并,是云滴增大形 成降水的主要途径。形成过程水成云形成的降水水成云:当云层稳定时,一般不产生降水,即使形成降水,也多为均匀、 持续的小雨或毛毛雨。当云层不稳定时,易形成降水。冰成云形成的降水冰成云:高
7、度较高,水汽含量较少,下降过程长,易被蒸发,而形成雨 或雪,因此冰成云除了在冬季或高原地区可能形成一些降水外,一般不 形成降水。混合云形成大降水混合云:冰晶处于过饱和状态,水滴想冰晶转移输送水汽,水滴缩小而 冰晶增大形成雪花。雪片降落到高于零度的气层中,便融化成雨。第六章气压变化和大气的水平运动气压随高度变化决定因素:(1)大气柱高度;(2 )大气柱空气密度;变化规律:(1)气压随海拔高度增高而递减;(2)密度大,气压降低快;气压随时间变化气压变化的原因(空气柱重量增减)热力因子:温度的升高或降低引起空气体积膨胀或收缩、密度的 变化以及伴随的气流辐合和辐散造成的质量增多或减少。动力因子:水平气
8、流的辐合和辐散;不同密度气团的移动;空气 的垂直运动大气的水平运动空气的运动是在力的作用下产生的。作用于空气的力除重力之外,还有由于气压分布不均产生的气压 梯度力水平气压梯度力是空气产生水平运动的直接原因和动力由于地球自转而产生的地转偏向力(南左北右)物体静止时,不受地转偏向力作用。地转偏向力的方向同物体运动方向相垂直,它只能改变物体运动 方向,不能改变运动速度大小。地转偏向力大小同风速成正比,同纬度的正弦成正比。在赤道为 零。由于空气层之间的运动产生的摩擦力(在摩擦层起作用,在自由层可以忽略)空气做曲线运动产生的惯性离心力(只改变物体运动方向,不改变运动速度)自由大气中的空气运动地转风:气压
9、梯度力和地转偏向力平衡时,空气的等速直线水平运动。梯度风:气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力三力平衡热成风:水平温度梯度引起的风随高度的改变量。风顺着等温线方向, 在北半球,背风而立,高温在右,低温在左。第七章大气环流三风四带示意图(太阳辐射、地球E下沉L /中副极地低压带/纬 / 西 /风)f 1 II一副热带高压带16/ /东/北信/风/ - 赤道低压带X %、南、信、风、下沉尸71、纬、西、中/副极地低压带、风/患专的作用)掌握7旋-锋面降水获高压中的3汗沉气流、环流)N/ h/锋面降水地表性质对大气环流作用海陆分布影响海陆热力性质差异完整纬向气压带分裂成闭合的高低压冬夏 海陆间热力差异
10、海陆间大气流动,形成季风*东亚季风和南亚季风在成因和现象上有何差异?它们的气候特征如 何?东亚季风:东亚季风由海陆热力差异而引起,亚洲东部濒临广阔的太平洋,居于世 界最大的海洋和大陆之间,温度梯度和气压梯度的季节变化经其他任何 地区都显者。冬季,亚洲大陆为冷高压盘踞,高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬 季风;夏季,亚洲大陆为热低压所控制,同时太平洋高压西伸北进,因 此高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风,东亚季风对我国,朝 鲜、日本等地区的天气,气候影响大,冬季风盛行时,这些地区的气候 特征为低温,干燥和少雨,夏季风盛行时,这些地区的气候特征为高温, 湿润和多雨。南亚季风: 南亚季风主要是
11、由行星风带季节移动而引起的,但也有海陆热力差异的 影响。冬季,亚洲大陆为冷高压盘踞,高压南部的东北风就成为亚洲南的冬季 风,但由于亚洲南部远离高压中心,并且有青藏高原阴挡,加上印度半 岛面积小,陆海间热力差异小,气压梯度力,故冬季风尽管干燥,但势 力比东亚的冬季风弱;夏季,南亚位于赤道低压内,从南半球越过赤道 的东南信风,受地转偏向力的影响转向为西南季风,再加上海陆热力差 异的存在使南亚夏季风来得急,势力比东亚夏季风强,气候特征炎潮湿 多雨。高大地形的影响(以青藏高原为例)动力作用(机械阻挡作用):青藏高原海拔高、面积大,占据对流层 中低部,犹如大气海洋中的一个巨大岛屿,对于冬季层结稳定而厚度
12、又 不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮 一般都是通过准璃尔盆地,经河西走廊、黄土高原而直下东部平原,这 就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印 度半岛北部为低。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支,分别沿 高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清 楚地看出,在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧,高原南半部, 则东南侧暖于西南侧,这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因 西风在高原西侧发生分支,于是高原西北侧为暖平流,西南侧为冷平流, 绕过高原之后,气流辐合,东北侧为冷平流,东南侧为暖平流。同时, 夏季青藏高原
13、对南来暖湿气流的北上,也有一定的阻挡作用,不过暖湿 气流一般具有不稳定层结,比冷空气易于爬越山地。青藏高原阻滞作用 对气温的影响,不仅出现在对流层低层,并且波及到对流层中层。热力作用:从青藏高原的地面气温看来,具有如下特点:(1)地球 的第三极地:青藏高原由于海拔高,气温特别低,它虽位于副热带、暖 温带的纬度上但冬夏皆比同纬度东部平原平均气温低1820o( 2 ) 气温日、年较差大:青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区 和四川盆地都大,比同高度的自由大气更大,气温年较差亦比同高度的 自由大气为大,但因海拔高耸,比同纬度东部平原则稍小。(3 )气温 季节变化急,春温高于秋温:青藏高原上春
14、季升温强度大,特别是当积 雪消融之后,雨季未到之前,高原因受强烈的日射,增温甚快,秋季降 温速度亦快,春温高于秋温。以上这些情况都说明高原气温具有大陆性 气候的特征。季风:由于青藏高原与四周自由大气的热力差异,所造成冬夏相反的 盛行风系,称为高原季风。冬季高原上出现冷高压,冬季出现热低压, 其水平范围低层大,高层小,其厚度夏季比冬季大。风的季节变化,一 般是高原北侧开始最早,高原上次之,高原东侧再次,高原南部最迟。 高原季风对环流和气候影响很大,首先它使我国冬夏对流层低层的季风 厚度增大。其次,高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行 星气压带和行星环流。水汽和尘埃含量极少,晴朗少云,大
15、气透明度好,气流比较平稳,适 宜飞机航行。中间层:温随高度增加而迅速下降,并有强烈的垂直运动。热层:气温随温度的增加而迅速增局1 ;电禺现象散逸层3.气象要素:气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见比湿:一团湿空气中,水汽质量与该团空气总质量(水汽与干空 气的质量)的比值;露点:空气水汽含量不变,气压一定时,使空气达到饱和时的温 度,称露点温度气压一定时,露点的高低只与空气中水汽含量有关,水汽含量高,露点 金 IrJ ,实际大气中,空气经常处于未饱和状态,露点温度比气温低辐射系统辐射通量及辐射通量密度定义辐射通量:单位时间通过任意面积上的辐射能量辐射通量密度:单位面积上的辐射通量天气
16、系统低纬地区以对流天气为主;中纬地区以锋面和气旋为主;高纬低空冷高压等为主。气团定义:指气象要素(主要指温度、湿度和大气稳定度)水平分布 比较均匀、垂直分布相似的大范围的空气团。形成条件:范围广阔、性质均一的下垫面合适的流场分类:冰洋气团、热带气团、极地气团、赤道气团暖气团、冷气团暖气团一般含有丰富的水汽,容易形成云雨天气。冷气团一般形成于干冷天气。锋定义:冷暖气团的交绥地带根据锋在移动过程中冷暖气团所占的主次地位可将锋分为:冷锋、 暖锋、准静止锋、锢囚锋。天气现象第一型(缓行)冷锋天气:典型云序:雨层云一高层云一卷层云 一卷云;降水主要发生在地面锋后(雨层云)内,风速大,高空槽过后, 降水逐
17、渐停止。降水宽度比暖锋窄,约为150200Km。第二型(快行)冷锋天气:积状云系:积雨云一高积云;因而云 系和降水主要发生在地面锋线(积雨云)附近,为对流性降水。降水宽 度窄,约为10100Km。天气特征:常带来狂风暴雨现象。暖锋天气:产生广阔而深厚的层状云系,且越接近地面锋线,云 层越厚。典型的云序为:卷云一卷层云一高层云一雨层云降水主 要发生在地面锋前的雨层云内,多为连续性降水。降水强度小,雨区范 围广,约为300400Kmo夏季:如暖空气层结不稳定且湿度很大, 产生积云或积雨云,伴有雷雨天气。准静止锋天气:云区和降水区更为宽广,降水强度小,持续时间长,可造成绵绵不断的阴雨天气。由于准静止
18、锋运动特别缓慢,常常来 回摆动,阴雨天气持续较长。如长江流域的梅雨季节。锋天气:是两条运动的锋合成而成,天气特征仍然保留着原来两条锋的锋面天气特征。锢囚锋降水不但保留原来锋面降水的特点, 而且由于锢囚作用使上升运动发展,暖空气被抬升到锢囚点以上,利于 云层变厚,降水增强,雨区扩大。温带气旋和反气旋 气旋和反气旋1)气旋是指在同一高度上中心气压比四周气压低的水平涡旋,北逆南顺。(低气压)2)反气旋指在同一高度上中心气压比四周气压高的水平涡旋,北顺南 逆。(高气压)天气现象锋面气旋:图例、一Cu 一积区二 Cb 一 积雨云 As 漫层区 St 层云 Ns 一而层云 Cs 一卷层云 Ci 一二云 S
19、c一层积云 r 阴天 匚二雨天气旋前方是宽阔的暖锋云系和连续性降水天气;气旋后方是比较狭窄的 冷锋云系和降水天气;在暖锋天气的前方和冷锋天气的后方是冷气团天 气;气旋中部为暖气团所控制,如果水汽充足,大气层结不稳定,可出 现层云和层积云,并有毛毛雨等现象,有时还出现雾。如果气团干燥, 只能形成一些薄云而无降水。冷性反气旋(寒潮):冷性反气旋南移时,造成一次冷空气袭击, 若冷空气十分强大,如图寒冷潮流滚滚而来,给流经地区造成强烈降温、 霜冻、大风等灾害性天气,这种大范围的强烈冷空气移动,成为寒潮。寒潮天气:剧烈降温和霜冻,大风和风沙,降水副热带高压西太平洋副高活动及其对我国天气影响季节性活动规律
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