气象学期末复习资料总结Word格式文档下载.docx
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理想气体的状态方程：
但温度不变时，空气的体积改变与气压成反比（波尔定理）；
当压力不变时，空气的体积与温度成正比（热膨胀原理）；
当体积不变时，体积的压力与温度成正比（查理定理）。
干空气状态方程：
干空气的密度随气压及温度而变化。
若温度一定，气压加大时，密度增大；
若在等压的情况下，温度升高时，密度减小。
水分循环：
本质是水三相的变化；
原动力是太阳辐射和地心引力；
在大气中随高度的增加，水汽含量减少。
空气湿度：
表示空气中水汽含量多少或潮湿程度的物理量。
其表示参量有水汽压与饱和水汽压、绝对湿度和相对湿度以及露点温度。
水汽压与饱和水汽压：
由空气中的水汽所产生的分压力为水汽压；
在一定温度下，从水面或冰面进入空气中的水分子数与从空气中进入水面或冰面水分子数相等的水汽压称为饱和水汽压。
饱和水汽压随温度的升高而增大。
饱和差：
是表示湿空气距离饱和的程度，是饱和水汽压与空气中实际水汽压的差。
绝对湿度和相对湿度：
单位体积湿空气中所含的水汽质量称为绝对湿度；
空气的实际水汽压与同一温度下的饱和水汽压之比叫相对湿度，用百分比表示。
相对湿度的大小表示空气接近饱和的程度。
当气温在16℃时，绝对湿度和水汽压在数值上相等。
露点温度：
湿空气在水汽含量不变条件下，等压降温达到饱和时的温度称为露点温度，也叫露点。
在气压一定时，露点的高低只与空气中水汽含量有关，水汽含量愈多，露点愈高。
同时气温降到露点是水汽凝结的必要条件。
大气气溶胶与气溶胶粒子：
大气气溶胶指大气与悬浮在其中的固体和液体微颗粒共同组成的多相体系。
气溶胶粒子指悬浮在大气中的固体、液体微粒，包括烟粒、尘埃、盐粒、矿尘等。
第二节 大气的垂直结构
大气按热力结构分层：
分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层五层。
对流层特征：
对流层上界随纬度和季节变化；
气温随高度增加而降低，每上升100m约降低0.65℃；
对流运动显著；
主要天气现象均发生在对流层；
气象要素水平分布不均。
平流层（对流层顶到55km左右）特征：
臭氧含量丰（20~25km）；
空气运动以水平运动为主，无明显的垂直运动；
水汽和尘埃含量少，空气干燥，晴朗少云，透明度好，气流平稳，适宜飞机航行；
在内部，25km以下气温不变或微变，25km以上气温随高度增加而显著升高，大约在30km左右温度随高度增加很快。
中间层（平流层顶到85km左右）特征：
气温随高度的增加迅速降低，顶部的温度是大气的最低温度；
空气有强烈的垂直运动；
水汽含量极少，几乎没有云层出现。
暖层（中间层顶到800km）特征：
气温随高度的增加迅速升高；
空气质点在强烈的太阳紫外线辐射和宇宙射线的作用下，处于高度电离状态；
该层也称热层、热成层或电离层。
散逸层（800km以上）特征：
是大气向星际空间的过渡带；
空气极度稀薄，温度随高度略有升高；
因引力小，空气粒子运动快，气体质点不断向星际空间逃逸。
第二章 大气的热能和温度
第一节 辐射的基本知识
辐射：
以电磁波形式向周围传递能量的方式称为辐射，无需介质作为媒介。
波（光）谱：
按波长次序排成的谱系。
可见光：
人能看见的波长在0.4~0.76um的波长。
长波与短波辐射：
太阳辐射称为短波辐射；
地面辐射和大气辐射称为长波辐射。
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。
灰体：
物体吸收率小于1，且不随波长而改变的物体。
温度与辐射的关系：
物体温度越高，其放射能力越强，放射能量最大值的波长也越短。
第二节 太阳辐射
太阳辐射是地球的主要能量来源。
太阳黑子数有周期变化，最长周期为13.3年，最短周期是7.3年，平均周期为11年。
太阳常数：
指当地球位于日地平均距离（1.496×
108km）时，大气上界垂直于太阳光线的平面上，单位面积单位时间内接受的太阳辐射能量，用I0表示，I0＝（1367±
7）W/m2。
太阳辐射在大气中减弱主要受到吸收、散射和云层的反射作用的削弱。
大气对太阳辐射的吸收：
在平流层以上主要是氧气和臭氧对紫外线的吸收，平流层以下主要是水汽对红外线的吸收，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，并削弱了20％的太阳辐射，但太阳辐射不是大气的直接热源。
散射：
大气各种质点（空气分子、尘埃、云雨等），部分入射辐射能偏离原方向以质点为中心线四面八方传播的现象。
只改变方向，使原方向辐射减弱。
空气分子散射有选择性，气溶胶粒子散射没有选择性。
空气分子散射：
当散射质点的直径比入射辐射的波长小时，所发生的散射。
粗粒散射：
当散射质点的直径与入射辐射的波长差不多或更大时，所发生的的散射，也叫漫射、米散射和气溶胶颗粒散射。
霾：
大气中悬浮大量细小烟粒尘埃或盐粒时，天空浑浊并且呈浅蓝色或微黄色的现象。
阳伞效应：
大气中云和气溶胶对太阳辐射的强烈散射和反射作用，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用，称为阳伞效应或反射效应。
到达地面的太阳辐射由太阳直接辐射和散射辐射两部分组成。
影响太阳直接辐射的因素：
太阳高度角、大气透明度、纬度、海拔高度、坡度坡向和云量等。
大气透明度：
大气对太阳辐射的透射程度。
散射辐射：
太阳辐射被大气散射后，向下到达地面的那部分辐射称为天空辐射或散射辐射。
散射辐射的年总量随纬度的变化不大。
总辐射：
到达地表的太阳直接辐射和散射辐射。
影响散射辐射的因素：
太阳高度角、大气透明度和云量。
地气系统的反射分类：
地面的反射；
由空气分子、水汽分子、小水滴和尘埃等散射而返回宇宙空间的大气向上的反射；
云层上表面的反射。
第三节 地－气系统的长波辐射
下垫面是大气的直接热源。
地面辐射：
地面吸收太阳辐射的同时，按其自身的温度向外放出辐射能的现象即地面辐射。
大气辐射：
大气在吸收地面长波辐射的同时，按其自身的温度向外放出辐射能的现象。
大气窗口：
波段在8~12um，吸收率最小，透明度最大的波段。
大气逆辐射：
指向地面的大气辐射部分称为大气逆辐射。
温室效应：
大气强烈吸收地面的长波辐射而增热，并以大气逆辐射的形式返回给地面一部分，对地表有保温效应的现象。
地面有效辐射：
地面放射的辐射与地面吸收的辐射之差。
通常，地面温度高于大气温度时，地面有效辐射为正值；
地面有效辐射取决于地表温度、湿度以及天气状况等；
全球有效辐射年总量最大值出现在热带大陆的沙漠地区。
第四节 辐射差额
辐射差额：
物体收入辐射能与支出辐射能的差值，也称净辐射。
地气系统辐射差额：
基本特征是赤道净输入，两极净输出；
纬度35˚附近是正负的转折点。
第五节 大气的增温和冷却
下垫面：
在热量、动量和水汽交换过程中，与大气相互作用的地球表面。
海陆热力性质差异：
水体与陆地比热不同；
水体与陆地对太阳辐射的吸收率和反射率不同；
水体与陆地的导热方式不同；
水相变化差异（海洋是大气的热量存储器和调节器）。
空气内能变化是引起温度变化的根本原因。
非绝热变化：
由于空气与外界有热量交换而引起的气温的升或降，称为非绝热变化。
绝热变化：
做垂直上升或下沉运动的空气在升降过程中，与外界无热量交换，而是由于外界压力的变化使空气膨胀或压缩引起气快体积变化而做功，所引起的空气温度的降低或升高，称为绝热变化。
非绝热变化状态下地面与空气的热量交换和传递方式主要有：
辐射、平流、对流、乱流、潜热交换和传导。
潜热输送：
通过水相的变化，伴随着的热量传输，称为潜热输送。
潜热即物质（相变）变化过程中，在温度没有变化的情况下，吸收或释放的能量。
感热输送：
由于地面的辐射收入总是大于支出，多余的热量以潜热、感热输送的方式输送给大气，感热指地表与大气间的温差造成的热流，是热能的一种方式，温度越高，感热越大。
干绝热过程：
干空气或未饱和的湿空气做垂直升降运动时，既没有与外界交换热量，又没有发生水相变化的过程。
绝热垂直减温率：
气块绝热上升单位距离时间的温度降低值。
干绝热递减率：
干空气或未饱和湿空气绝热上升单位距离时的温度降低值。
大气静力稳定度：
处于静力平衡状态中的空气块受到垂直方向的扰动后，大气层结使气块具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，也称大气稳定度。
气温的分布通常用等温线图来表示。
等温线：
就是指同一平面上气温相等的各个点平滑曲线连接起来的线。
气温的影响因素：
纬度、季节、地形、下垫面性质和天气状况。
气温的空间分布：
等温线大部分趋于接近东西向排列，气温从赤道向两极递减；
在北半球，冬季等温线比夏季密集；
北半球冬季等温线在大陆上凸向赤道，海洋上凸向极低，夏季相反；
赤道地区为高温带，称为热赤道；
冷极在南极，热极在索马里境内。
逆温：
对流层中出现的气温随高度升高而降低的反常现象。
逆温按成因分类：
辐射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温、地形逆温、锋面逆温和融雪逆温。
第三章 大气动力学基础
第一节 气压的时空分布
等压线：
把一定时间内气压相等的地点在平面上连接起来的封闭曲线。
等压面：
气压相等的面。
气压场：
气压的空间分布即气压场。
气压场的基本型式：
低气压、低压槽、高气压、高压脊和鞍形气压区。
低压槽：
由低压延伸出的狭长区域。
高压脊：
由高压延伸出的狭长区域。
气压：
单位面积上所承受的空气住的总质量。
气压变化的原因：
一个地方气压变化的根本原因是其上空空气柱质量的增多或减少。
表现形式为热力原因，即空气柱温度升降所引起的空气住质量的变化，一般温度上升，空气膨胀，密度减小，空气辐散，气压降低，反之气压升高；
动力原因，即由大气运动引起的空气柱的变化，分为水平辐合和辐散运动以及垂直运动两种方式。
地面气压日变化以双峰型最普遍，日较差随纬度的增加而减小，年变化与地理纬度、海陆性质、海拔高度等自然地理条件有关。
第二节 大气的水平运动
风：
空气相对于地面的水平运动即为风。
风是一个矢量，既有大小又有方向。
风对于大气中水分、热量的传输，天气的形成有重要影响。
作用于空气的力：
有水平气压梯度力、摩擦力、地转偏向力和惯性离心力。
水平气压梯度力（G）：
垂直于等压面，由高压指向低压的一个向量是水平气压梯度。
其决定空气的运动方向和速度。
等压线越密集，水平气压梯度越大，反之越小。
单位质量空气在气压场中由于水平气压分布不均匀所受到的力为水平气压梯度力。
水平气压梯度力是形成风的原动力。
水平地转偏向力（A）：
由于受到地球自转的影响，地球表面水平运动的物体发生方向偏转的力。
地转偏向力总是与空气运动方向垂直，只改变风的方向不改变速度；
其大小与风速和纬度的正弦成正比；
赤道上没有地转偏向力。
惯性离心力（C）：
惯性离心力的方向与运动方向垂直。
摩擦力（R）：
使空气运动减速的力。
摩擦力对空气运动的影响随高度增加而减弱。
自由大气中，可以不考虑摩擦力的作用，因此，当空气作直线运动时，只需考虑水平气压梯度力和地转偏向力的作用；
当空气做曲线运动，还需考虑惯性离心力的作用。
地转风：
自由大气中，平直等压线情况下，水平气压梯度力与水平地转偏向力相平衡时，空气的等速、直线水平运动称为地转风。
白贝罗风压定律：
地转风的方向平行于等压线，在北半球，背风而立，高压在左，低压在右；
南半球相反。
地转风的特点：
在纬度和空气密度一定时，地转风风速与水平气压梯度成正比，即等压线愈密集，风速愈强，相反越小；
同一纬度，并在各高度上水平气压梯度相同时，地转风随高度增加而增大；
在气压梯度和密度相同时，地转风的风速与所在纬度的正弦成正比。
梯度风：
在自由大气中，空气质点做曲线运动时，水平气压梯度力、地转偏向力及惯性离心力三个力达到平衡时的风称为梯度风。
梯度风的方向平行于等压面，且遵循宝贝罗风压定律。
热成风：
在自由大气中，由于水平温度梯度而引起的上、下层地转风的向量差称为热成风。
热成风实质上就是地转风随高度的该变量，主要用于描述地转风随高度变化的快慢程度。
白贝罗风压定律（在摩擦层中）：
在摩擦层中，风斜穿等压线，由高压吹向低压，在北半球，背风而立，右后方为高压，左前方为高压；
第三节 大气环流
大气环流的成因：
太阳辐射，对大气系统加热不均匀是产生大规模天气运动的根本原因，是大气环流的原动力；
地球自转，是全球大气环流形成和维持的重要因子；
地表性质不均匀，使低层大气环流复杂化，并使中高层大气环流出现平均槽、脊的趋势；
地面摩擦影响，是大气环流中纬向环流和经向环流形成与维持的重要因子。
单圈环流：
假设地球不自转，地表性质均一，太阳直射赤道。
此时引起大气运动的因素是高低纬度之间的受热不均。
因而在终年炎热的赤道地区，大气受热膨胀上升，在终年严寒的两极地区，大气冷却收缩下沉。
这样，在高空，赤道形成高气压，气压梯度力的方向指向极地，大气由赤道上空流向两极上空。
在近地面，赤道形成低气压，两极形成高气压，气压梯度力的方向指向赤道，大气由两极流回赤道。
因此，在同一半球，赤道和极地之间形成了单圈闭合环流。
三圈环流：
地球的自转，假设地表性质均一，太阳直射赤道，则引起大气运动的因素是高低纬之间的受热不均和地转偏向力。
从北半球来看，赤道地区上升的暖空气，在气压梯度力作用下，由赤道上空向北流向北极上空（南风）移动，受地转偏向力影响，由南风逐渐右偏成西南风，在30˚N附近上空堆积，于是产
生下沉气流，致使近地面气压升高，形成副热带高气压带。
近地面，在气压梯度力作用下，大气由副热带高气压带向南北流出。
向南的一支流向赤道低压，在地转偏向力影响下，由北风逐渐右偏成东北风，称为东北信风。
同理南半球也会形成东南信风，东北信风与南半球的东南信风在赤道附近辐合上升，在赤道与副热带地区之间便形成了低纬环流圈。
近地面，从副热带高气压向北流的一支气流，在地转偏向力的作用下逐渐右偏成西南风即盛行西风。
从极地高气压带向南流的气流（北风）在地转偏向力影响下逐渐向右偏形成东北风，即极地东风。
较暖的盛行细分与寒冷的极低东风在60˚N附近相撞，在近地面形成暖锋（极锋）。
暖而轻的气流爬升到冷而重的气流之上，形成了副极地上升气流。
上升气流到高空，又分别流向南北，向南的一支气流在地转偏向力的影响下，由北风逐渐右偏成东北风，在30˚N附近与来自赤道的高空西南风相撞形成冷锋，加强了副热带高气压带高空的下沉气流，进一步升高副热带高气压带的气压，于是在副热带地区与副极地地区之间构成中纬度环流圈；
向北的一支气流在北极地区下沉,是在副极地地区与极地之间构成了高纬度环流圈。
由于副极地上升气流使近地面的气压降低，于是形成了副极地低气压带。
同理，南半球同样存在着低纬（哈德莱环流）、中纬（费雷尔环流）、高纬（极地环流）三个环流圈。
因此，在近地面，共形成了7个气压带、6个风带。
第四节 季风和海陆风
海陆风：
在沿海地区和邻近的海域或岛屿，由于海陆表面受热不均而形成的白天由海面吹向陆地，夜间由陆地吹向海面的风。
季风：
大范围地区近地面层冬夏盛行风相反或近乎相反且气候特征明显不同的现象。
季风形成与维持的影响因子：
海陆热力性质差异；
行星风带的季节移动；
高大地形的作用；
南北半球气流的相互作用。
季风的分类：
赤道季风、热带季风、副热带季风和温带季风。
我国季风区可分为热带季风区、副热带季风区和温带季风区。
东亚季风、南亚季风和东南亚季风的比较
季风区
分布
成因
冬季风
夏季风
源地
风向
特点
降水
东亚季风
我国东部、日本和朝鲜半岛等地
海陆热力性质差异
西伯利亚、蒙古
西北风
强，寒冷干燥
西太平洋副高，西太平洋
东南风
弱，温暖、湿润和多雨
梅雨锋，雨量华北集中于夏季风最强盛期，而长江流域和华南在最强盛七前
南亚季风
印度半岛、阿拉伯海、孟加拉海和我国西南地区
行星风带季节性移动和海陆热力性质差异
东北风
弱，低温干燥
马斯克林高压，印度洋
西南风
强，温暖、湿润和多雨
季风槽，雨量集中于夏季风最盛期
东南亚季风
中南半岛、中国南海和菲律宾等地
澳大利亚高压，印度洋
第四章 水汽凝结物与降水
第一节大气中的水相变化
饱和水汽压的影响因素：
蒸发面的温度、性质、蒸形状和曲率。
影响蒸发的因素：
温度、湿度、气压、风速、蒸发面性质、蒸发面形状以及含盐度。
大气中水汽凝结的条件：
空气中水汽达到饱和或过饱和状态；
凝结核、凝华核的作用。
空气达到饱和的途径：
通过蒸发，增加空气中的水汽，使水汽压大于当时的饱和水汽压；
通过冷却作用，减少饱和水汽压，是其小于当时的实际水汽压。
即暖水面蒸发和空气冷却（绝热冷却、辐射冷却、平流冷却和混合冷却）。
也可以是两者的共同作用。
露和霜：
是空气中的水汽直接凝结在地面或地物上的水汽凝结物。
露：
露点温度在0℃以上，在近地面或地物上出现的微小水滴。
霜：
露点温度在0℃以下，水汽直接在地面或地物上凝华成白色的冰晶。
露和霜的形成条件：
晴朗微风的夜晚。
晴朗夜晚有利于地面或地物迅速辐射冷却，微风有利于辐射冷却在较厚的气层中充分进行，使贴地空气得到更换，有足够多的水汽得到凝结。
对于霜，在冷平流以后或洼地上集聚冷空气时，都有利于其形成。
雾凇：
是形成于树枝上、电线上或其他地物迎风面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。
包括晶状和粒状两种。
雨凇：
是过冷却的液态降水碰到温度低于0℃的地面物体后直接冻结而成的毛玻璃状或透明的坚硬冰层，外表光滑或略有隆突。
雾：
悬浮于近地面空气中的大量小水滴或冰晶的可见聚合群体，底部接触地面。
雾的形成条件：
近地面空气中水汽充沛。
有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。
雾的分类：
根据浓度分为雾、轻雾（霭）；
根据组成分为水雾和冰雾；
根据成因分为辐射雾、平流雾和平流辐射雾。
云的形成条件：
有充足的水汽；
有凝结核的存在；
使空气中水汽发生凝结或凝华的冷却过程。
云的分类：
积云，像棉花一样堆积起来的云；
层云，像一层灰纱一样布满天空的云；
卷云，像一缕缕卷发的云；
雨云，会带来降雨的云。
第二节 降水
降水：
从空气降到地面上的液态或固态水，称为降水。
降水的分类：
按降水连续性分为连续性降水、阵性降水和毛毛状降水；
按降水强度分为小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨、小雪、中雪、大雪等；
按降水形态分为雨、雪、雹、小冰丸（小雹、冰粒）和冰雹；
按降水成因分为对流雨、地形雨、锋面雨和台风雨。
降水的形成条件：
宏观条件是充沛的水汽和空气的上升运动；
微观物理条件是云滴凝结或凝华增长和云滴相互冲并增长。
（个人理解：
要使气块能够抬升并冷却凝结；
要有较多的凝结核。
）
人工影响云雨原理：
改变云的胶性稳定状态；
通过释放能量影响大气运动。
人工降雨催化：
冷云催化（降温使空气水分子迅速达到饱和状态即冷却凝结）和暖云催化（增加凝结核吸收空气水分子，增加云层含水量和水滴饱和度）。
降水的地理分布：
赤道多雨带；
南北纬20˚~30˚少雨带；
中纬度多雨带；
高纬度少雨带。
干燥系数：
一地某时段内最大可能蒸发量与同期内降水量之比值。
第五章 天气系统
天气系统：
指大气中具有一定结构特征，并能引起天气变化的各种尺度的系统，包括锋面、气旋、反气旋、台风、龙卷风、高空槽脊、低空急流等。
第一节 中、高纬度天气系统
气团：
温度和湿度等物理性质水平分布比较均匀的大范围空气块称为气团。
气团形成条件：
大范围性质均匀的下垫面；
有利于空气在均匀下垫面上停滞或缓行的环流条件。
冷暖气团的比较：
从气温、密度、湿度和气压方面比较。
锋：
指冷暖气团之间形成的狭窄而又向冷气团倾斜的过渡带。
冷锋和暖锋：
冷气团主动向暖气团移动的锋是冷锋；
暖气团主动向冷气团移动的锋称为暖锋。
锋面：
是一个具有三维结构的天气系统。
锋的分类：
冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。
锋面特征：
锋面具有一定的宽度和长度；
锋面通常为一个斜面；
暖气团在锋面之上，冷气团在锋面之下；
锋面与地面交线为锋线，两者合称为锋；
由于锋面两侧气团性质的差异，所以在锋面附近通常会形成降水、刮风等天气。
冷暖锋过境比较
锋面分类
冷锋
暖锋
概念
冷气团主动移向暖气团
暖气团主动移向冷气团
降水区
集中在锋后
主要在锋前
天气特征
过境前
气温高，气压低，天气晴朗
气温低，气压高，天气晴朗
过境时
阴天、大风、降温、降雨、降雪等天气
多连续性降雨
过境后
气温降低，气压升高，天气转晴
气温升高，气压降低，天气转晴
实例
我国夏季午后的暴雨、冬季寒潮、冬春沙尘暴、一场秋雨一场寒等
春夏季节南方降水、一场春雨一场暖等
气旋和发气旋是从流场提出的概念，高压和低压是从气压场提出的概念，让着本质上所反映的是一回事。
气旋：
在同一高度上中心气压比四周气压低的、占有三度空间的水平涡旋，又称低压。
反气旋：
在同一高度上中心气压比四周气压高的、占有三度空间的水平涡旋，又称高气压。
第二节 低纬度天气系统
副热带高压的成因：
赤道附近的大气比其他纬度的大气受热更多，形成上升运动，到高空后流向高纬。
受地转偏向力作用，向高纬流去产生向东的分量，纬度越高向东的分量越大而向极分量越小，因而在副热带地区对流层高层产生辐合下沉气流，引起对流层中下层气压升高形成高压。
这支下沉气流是哈德莱环流的下沉支，除它之外，费雷尔环流的下沉支也作用于副热带地区，在它们的共同作用下形成副热
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