气象学第3章
《气象学》课程笔记
《气象学》课程笔记第一章绪论一、农业气象学的基本概念1. 定义：农业气象学是研究农业与大气环境相互关系的一门学科，它涉及到气象学、农业科学、生态学和环境科学等多个领域。
农业气象学的核心任务是研究大气环境对农业生产、农产品品质及农业生态环境的影响，以及农业生产活动对大气环境的反馈作用。
2. 研究内容：（1）农业气象条件对作物生长发育、产量和品质的影响：研究温度、降水、光照、风等气象因素对作物生长周期的影响，以及如何通过调控这些因素来优化农业生产。
（2）农业气象灾害的成因、规律及防御措施：分析干旱、洪涝、霜冻、高温热浪等气象灾害的成因，探讨其发生规律，并提出相应的防御和减灾措施。
（3）农业生态环境的气象问题：研究农业活动对气候变化的贡献，以及气候变化对农业生态环境的影响。
（4）农业气候资源分析与农业气候区划：评估不同地区的农业气候资源，进行农业气候区划，为农业生产布局提供依据。
（5）农业小气候及其调控技术：研究农田小气候的形成机制，探讨如何通过农业技术措施改善农田小气候，促进作物生长。
二、农业气象学的研究方法1. 观察法：- 实地观测：通过气象站、农田试验站等设施，对农业气象要素进行长期观测。
- 调查研究：对农业生产过程中的气象问题进行调查研究，收集一手资料。
2. 实验法：- 田间试验：在自然条件下，通过设置不同的处理，研究农业气象因素对作物的影响。
- 人工气候室试验：在人工控制的环境下，模拟不同的气象条件，研究作物生长响应。
3. 数值模拟法：- 气象模型：利用气象模型模拟大气环流，预测天气变化。
- 农业模型：结合作物生长模型和气象模型，预测作物产量和品质。
4. 统计分析法：- 相关分析：分析农业气象数据之间的相关性，找出影响作物生长的关键因素。
- 回归分析：建立农业气象要素与作物产量、品质之间的数学模型。
5. 遥感与GIS技术：- 遥感监测：利用遥感图像监测农业气象灾害、作物长势等。
- GIS分析：通过地理信息系统分析农业气象资源的空间分布及变化规律。
动力气象学第三章习题ALL01
动力气象学第三章课后题答案1. 什么是运动的尺度?什么是尺度分析方法？大气任何一类运动系统中，表征大气运动状态和热力状态的各物理场变量，其空间分布是不均匀的，也存在时间变化，这种时空变化都存在一定的范围。
为此可以用各物理场变量具有代表意义的量值来表示该系统的基本特征，称之为物理场变量的特征值，这也就是物理场变量的尺度。
物理场变量的尺度，只是从量级大小这个意义上来表征系统物理属性特征的。
尺度分析法是依据表征某类运动系统的运动状态和热力状态各物理量的特征值，估计大气运动方程中各项量级大小的一种方法。
根据尺度分析的结果，结合物理上的考虑，略去方程中量级较小的项，便可得到简化方程，并可分析运动系统的某些基本性质。
2. 为什么常根据运动的水平尺度对大气运动进行分类？基于以下三方面的原因常根据运动的水平尺度对大气运动进行分类：（1）地球大气垂直厚度远小于水平长度；（2）具有气象意义的运动系统的场变量的在水平方向上的变动尺度差别很大，可达几个数量级，并且大气运动的特征与水平尺度有密切关系；（3）大气某些变量在垂直方向的尺度依赖于变量的水平尺度，比如速度的垂直尺度。
3. 根据尺度分析的结果，说明中纬度大尺度运动有哪些基本特征？ 中纬度大尺度运动的基本特征有：（1） 在水平方向上，气压梯度力与科氏力基本是相平衡的，即运动的准地转性。
（2） 在垂直方向上，满足静力平衡近似。
（3） 运动准水平无辐散。
（4） 温度的局地变化主要是由温度平流和铅直运动决定的。
（5） 运动系统是缓慢变化的。
4. 如何将运动方程组进行无量纲化？利用尺度分析中物理量的特征尺度，引进无量纲变量，将运动学方程组进行无量纲化。
5. 地转近似的充分条件是什么？试从物理上对这些条件给予说明。
根据水平运动方程的无量纲化方程（3.54）可知，地转近似的充分条件如下，01,1,1iR R ε1,1,1iR R ε它表明准地转平衡运动应是缓慢变化的大尺度运动，同时大气层结应是高度稳定的。
动力气象学第3章
（一）正压大气和斜压大气 “流体力学”中正压流体和斜压流体 ：
正压流体：密 气度 压仅 的仅 函 ＝ 是 f数 （P)， 斜压流＝ 体 f(P ： ,T,盐度 ）
力管项：
P
正压流体： 等压面平行于等容 面，力管项为0
斜压流体： 等压面与等容面相 交，力管项不为0
a) 中纬度大尺度运动：
f0~1 0 4s,V~110ms
L~106m
R0
V ~101 f0L
1
——准地转
b) 中纬度中小尺度运动：
f0~1 0 4s,V~110ms
L~105m
R0
V f0L
~100
——非地转
c) 热带大尺度运动：
f0~1 0 5s,V~110ms
L~106m
－－热力过程相对应；
（二）热成风
地转风，Z坐标：
Vg
1
f
k P，
取决于P－－与等压面的坡关度有
若不同高度上的等压都面平行，
则各高度上V的g都相等。
热成风为零，反之亦然
等压面上温度分布均匀
－－正压大气情形，密度仅仅和气压有关
P+与P-之间二个气 柱重量相同，密度 相同
－－高度也相同
对方程组进行尺度分析：
二、运动Байду номын сангаас程的尺度分析
u u u v u w u 1 p ~ fw f v 2 u t x y z x
V T
10-4
V2 L
10-4
VW H
10-5
f V 1 h P
0 L
气象学第三章
冷却雾 气团雾 雾 的 分 类 蒸发雾 混合雾
辐射雾 平流雾 上坡雾
锋面雾
辐射雾：夜间地面辐射冷却，使贴近地面气层变冷而 形成的雾，称为辐射雾，多见于大陆，尤以山 谷．盆地最多； 平流雾：指暖空气移到冷下垫面上形成的雾；我国沿 海春夏季节常见； 蒸汽雾：冷空气移动到暖水面上形成的雾；在北冰洋 的冬季比较常见； 上坡雾：潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾； 这里潮湿空气必须处于稳定状态，山坡坡度也不 能太大；常出现于我国青藏高原，云贵高原的东 部； 锋面雾：发生于锋面附近的雾，称为锋面雾；主要是 暖气团的降水落入冷空气层时，冷空气因雨滴蒸 发而达到饱和，水汽在锋面底部凝结而成．多见 于江淮一带；
有充足的凝结核：
1、来源：土壤微粒、风化岩石、火山微粒；工 业、失火烟尘；海水飞溅泡沫中的盐粒；流星、陨 石燃烧后的微尘。 2、作用： ①增大水滴的半径，降低饱和水汽压，快速饱和 ②增大水滴的体积，下降中不易蒸发掉 例：无核冰晶：3—5倍的饱和水汽压才能凝结；有 核冰晶：相对湿度小于100%也可以凝结
大气的四种降温过程
1.绝热冷却:空气上升时,因绝热膨胀而冷却,使气 温迅速降低,在较短时间内引起凝结现象,形成中雨 或大雨.空气上升愈快,冷却愈快,凝结过程愈强烈. 2.辐射冷却:空气本身因向外放散热量产生冷却.其 过程一般比较缓慢,水汽凝结量不多. 3.平流冷却:较暖的空气经过冷地面,由于不断把热 量传给冷的地表造成空气本身冷却. 4.混合冷却:温度相差较大且接近饱和的两团空气 混合时 ,混合后气团的平均水气压可能比混合前气 团的饱和水气压大,多余的水汽就会凝结.
溶液面的饱和水汽压
溶液中溶质的存在使溶液内分子间的作用力大 于纯水内分子间的作用力，使水分子脱离溶液 面比脱离纯水面困难。 因此，同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯 水面要小（E溶<E水），且溶液浓度愈高，饱 和水汽压愈小。
气象学第三章
傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）： 图中19时
15
影响土温变化的因素 土壤本身的物理特性：
土壤含水量、热容量、导热率、导温率 土壤颜色、土壤机械组成及腐殖质
外界条件： 地形起伏、地面覆盖物 天气、气候条件 纬度、季节、太阳高度角
16
海陆增温和冷却差异
同样的太阳辐射下，海洋吸收的太阳能多于陆地吸收的太 阳能； 陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水吸收的 太阳能分布在较厚的水层中；
d
干中性湿 不稳 绝对不稳定
35
五、大气中的逆温
概念 逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温 直减率为负值的这种现象称为逆温。 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。
36
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。
28
绝热冷却
气块上升：体积↑，对外做功→内能↓→T↓→绝热冷却。 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（γ
d
）
在大气静力平衡的条件下，干空气和未饱和的湿
空气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。
d = 0.98℃/100m 1℃/100m
最低气温
日出前后 日出前后
19
2、日较差随高度的升高而减小。
雷达气象学之第三章(多普勒天气雷达探测原理和方法)
2、脉冲对处理法（PPP）
在一定假设条件下对每一个距离库内的连 续两个取样值作成对处理．从而获得平均 多普勒频率和频谱宽度。此法优点在于能 实时处理．并且有一定精度，但它不能得 到频率谱。
3、相干记忆滤波器（CMF）处理法
此法只需要一个线路，在不设置距离库的 情况下同时对雷达探测范围内各个距离上 作粗略的谱分析，并能用如PSI(平面切变 线是其)等直接显示出来。但它精度不高；
垂 直 风 廓 线
补充风符号
1.风向杆 表示风的 来向。 2.风羽每 条代表风 速4米/秒， 半条代表2 米/秒，三 角旗代表 20米/秒。
谱 宽
反 射 率
三、影响速度谱宽的气象因子
• 多普勒速度谱宽表征着有效照射体内不同 大小的多普勒速度偏离其平均值的程度， 实际上它是由散射粒子具有不同的径向速 度所引起的。对气象目标物而言，影响速 度谱宽的主要因子有四个：
• 显然，雷达有效照射体中粒子直径的差别 越大，由此造成的多普勒速度谱越宽。
• 因此速度的谱宽实际上也取决于降水粒子 的谱分布。
• 当雷达水平探测时，粒子的下落末速度在 雷达波轴上的径向分量为零，所以它对多 普勒速度谱宽没有任何影响。
• 而当雷达垂直指向探测时，粒子下落末速 度即为径向速度，故由此造成的谱曾宽作 用最大。
• 在实际工作中需要了解的是有效照射体内
平均的多普勒速度和速度谱宽度，根据以
上关系式，并注意到 f 2v 关系式，则平均
多普勒速度
v
,和速度谱方差
2 v
分别为：
v 1 v v dv
Pr
2 v
1 Pr
vv
2
v dv
径向速度谱密度、平均径向速度、径向速度 谱宽三者的关系示意图
天气学原理：第3章 气旋与反气旋3
负变压中心， 变压风辐合
负涡度平流造 成的附加反气 旋式流场
槽后脊前，借助西北风将
负相对涡度从大往小方向
输送，有负的相对涡度平
流，使得温带反气旋上空
槽后脊前固定点负相对涡
度增大，同时在水平地转
偏向力作用下伴随水平辐
合，引起低层地面质量增
加，温带反气旋加压
(
)，此反气旋加
强发展。
负涡度平流造 成的附加反气 旋式流场
在这过程中，低层地面加压， 有正变压中心产生，变压风辐 散，高层水平辐合导致下沉运 动。由于下沉绝热增温，此气 柱膨胀，高层等压面高度升高 （ ∂φ > 0 ），因此槽后脊前有正
面已为冷空气所占据，成为冷性涡旋，
气旋开始减弱
(1) 温压场特征
a. 温度场仍落后于高度场，但低 中心和冷中心更加接近，高空 图上出现闭合中心，涡度平流 减弱
b. 高空出现暖舌，等高线与等温 线夹角减小，温度平流变小，
c. 地面气旋中心也发展到最强阶 段，闭合等压线增多，气旋开 始锢囚，
（2）地面变压场特征 a.动力因子作用减弱。 b.热力因子作用也减小 c.地面摩擦影响增大，相对成为 主要因子
子使地面气旋发展，高空系统移 动。 b. 热力因子使地面气旋前部减
＋ ＋ －－
压，后部加压，地面气旋移动，高
空槽加深。
地面变压区
c.此时地面摩擦影响很小。
气象学第三章大气中的水分知识点
第三章大气中的水分1、动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。
2、蒸发潜热是在恒定温度下，使水由液态转为气态所需的热量。
3、饱和水汽压随温度的升高而增大。
4、有时水在0℃以下，甚至是在﹣20℃～﹣30℃以下仍不结冰，处于这种状态的水称为过冷却水。
5、若云中冰晶与过冷却水同时存在，而且当时的实际水汽压结余两者饱和水汽呀之间，就会产生冰水之间的谁其转移现象。
水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。
这就是“冰晶效应”。
6、同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面消，而且溶液浓度越高，饱和水汽压越小。
7、“凝结增长”：云雾中的水滴有大有小，大水滴曲率小，小水滴曲率大。
如果实际水汽压介于大小水滴的饱和水汽压之间，也会产生水汽的蒸发现象。
小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结而不断增大。
8、影响饱和水汽压的因素：●温度●蒸发面的性质●蒸发面形状9、影响蒸发的因素：●水源●热源●饱和差●风速与湍流扩散10、大气中水汽凝结的条件：●有凝结核或凝华核的存在●大气中水汽要达到饱和或过饱和状态11、凝结核：大气中能促使水汽凝结的微粒。
12、使空气达到过饱和的途径有两种：●暖水面蒸发●空气的冷却：绝热冷却、辐射冷却、平流冷却、混合冷却。
13、露、霜概念14、形成露和霜的气象条件是晴朗微风的夜晚。
15、霜冻：是指在农作物的生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的低温。
16、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。
雾凇的种类：●晶状雾凇●粒状雾凇17、雾是悬浮于近地面空气中IDE大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1㎞的物理现象。
形成雾的基本条件是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。
18、根据雾的形成条件，可将雾分为：●气团雾：冷却雾、蒸发雾、混合雾（冷却雾又分为辐射雾、平流雾、上坡雾）●锋面雾19、辐射雾是由地面辐射冷却使贴地面气层变冷而形成的。
气象学第三章
（三）饱和差（E-e）
蒸发速度与饱和差成正比。严格 说，此处的E应由蒸发面的温度算出， 但通常以一定气温下的饱和水汽压代 替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。
（四）风速与湍流扩散
大气中的水汽垂直输送和水平扩散 能加快蒸发速度。无风时，蒸发面上的 水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢， 饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍 流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅 速散布到广大的空间，蒸发面上水汽压 减小，饱和差增大，蒸发加快。
1、水相变化的物理过程 从分子运动论看，水相变化是水的各相之间分子交换的过程。例如，在水和 水汽两相共存的系统中，水分子在不停地运动着。在水的表面层，动能超过脱离 液面所需的功的水分子，有可能克服周围水分子对它的吸引而跑出水面，成为水 汽分子，进入液面上方的空间。同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能受水 面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向不断改变，其中有些向水面飞去而重新落 回水中。单位时间内跑出水面的水分子数正比于具有大速度的水分子数，也就是 说该数与温度成正比。温度越高，速度大的水分子就越多，因此，单位时间内跑 出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分子数则与系统中水汽的浓度有关。水 汽浓度越大，单位时间内落回水中的水汽分子也越多。 起初，系统中的水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水中的 水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。 蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大，水汽压也就增大了，这时分子碰撞的 机会增多，落回水面的水汽分子也就增多。如果这样继续下去，就有可能在同一 时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水 汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平 衡（因为这时仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，只不过进出水面的分子 数相等而已）。动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。
气象学与气候学复习题第三章
第三章大气水分一.填空题：1.在常温常压下，大气中的物质只有有三态变化，其他物质由于气温高于其温度，而以形态存在。
2.温度愈高，饱和水汽压，随着温度升高，饱和水汽压按规律迅速。
3.不同温度下的空气，降低同样的温度，高温时的饱和空气凝结水量比低温时。
4.当T= 时，E过冷=E冰。
5.冰晶效应的条件是。
6.大小水滴共存时，产生水汽转移现象的条件是。
7.空气达到过饱和的途径有、。
8.空气冷却的类型有、、。
9、近地面的空气因与冷地面接触而降温到露点以下，如果 >0℃时，则在地面或地面物体凝结成，称为露；如果 <0℃，则水汽直接在地面或地面物体上凝结成称为霜。
10、形成露和霜的条件是的夜晚。
11、霜冻是指在农作物生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的。
农业上要预防的是而不是霜。
12、出现白霜时，气温比露点温度，即出现也出现。
13、出现黑霜时，气温比露点温度，只有而无。
14、雾凇是形成于树枝上、电线上或其它地物迎风面上的白色疏松的。
根据其形成条件和结构可分为两类：和。
15、雨凇是形成在地面或地物迎风面上的的紧密冰层。
它主要是降到温度低于的地面或地物上冻结而成的。
如果它是由非过冷却雨滴降到冷却得很厉害的地面或地物上而形成的时候，一般这种雨凇很薄而且存在的时间不长。
16、雾是悬浮于近地面空气中的，使水平能见度小于的物理现象。
17、云是指漂浮在空中的，由组成的中的水汽凝结物。
18、下午出现淡积云是的预兆。
19、早上出现浓积云是的预兆。
20、谚语“瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是指透光高积云或透光层积云出现后，。
21、降水是指从云中降落到地面的和水，常见的有。
21习惯上把半径小于 um的水滴称为云滴，半径大于 um的水滴称为雨滴。
标准云滴的半径是 um，标准雨滴的半径是 um。
22、使云滴增大的过程主要包括：和。
实际上，云滴的增长是这两种过程同时作用的结果。
动力气象学第三章 尺度分析和P坐标系下运动方程组
u Vu*,t Tt*
这里的q是广义的，不仅包括气象要 素，还包括方程各项。
比较物理量的大小，可以比较特 征量的大小。
如：已知：
u Vu*,t Tt*
则：
u t
V T
u * t *
V 是 u 的特征量，u* 是其无量纲量。
T t
t *
在中纬度大尺度大气运动，各物理 量的特征量为：
V ~ 101 ms1;W ~ 102 ms1; L ~ 106 m; H ~ 104 m
V T
10-4
V2 L
10-4
VW H
10-5
f V 1 h P
0 L
f 0W
0
V
H2
10-3 10-6 10-3 10-6
－－ms-2
其中：
2u
2u x 2
2u y 2
2u z 2
~V V V L2 L2 H 2
v u v v v w v 1 p fu 2v t x y z y
u x
v y
U L
3、两个变量乘积的数量级一般为变量数量级的乘积。
4、在一个方程式中，数量级最大项至少要有两项。如果方程中只有一 个最大项，不是各项量级估计不正确，就是原方程不成立。
尺度分析的基本步骤
一、写出方程中各项的特征值 二、根据运动的类型写出各项的数量级 三、略去小项、保留大项得到各级近似简化
m s
L ~ 106 m
R0
V f0L
~ 101 1
特征惯性力很小，加速度很小，可忽略
⑴ 分子粘性力可以忽略 不考虑分子粘性和湍流粘性 ——“自由大气”
分子粘性很小 短期天气过程不计； 气候学中不能忽略！
高层：层流，分子、湍流粘性力可略－自由大气； 低层：湍流粘性力重要，分子粘性力可略 －湍流边界层
中尺度气象学第三章
与强降水相联系的重力波一般是振幅较大， 存在时间较长的重力波。
（3）观测方法 微压计（10μbar以下） 卫星 雷达 气象飞机 声学探测法
典型的对流层中尺度 重力波包括大振幅的 不规则型和振幅较小 的较规则型。
重力波产生的天气条件
逆温层或稳定层存在 明显的风速垂直切变 Ri<0.5（ 有时Ri<0.25） ，Ri越小 重力波振幅越大。
V f t D 0 t V p t p
fD t D 2 f t 2 C 2 t p p
发展即重力波振幅将时垂直扰动就会继续的能量大于为克服稳定假如由平均运动转换来重力所作功的值因此上升空气微团克服易发生重力波稳定中性风的垂直切变大成立条件当垂直风切变较小时即里查森数较大时小扰动不随时间指数增长即基本气流对小扰动是稳定的其能量转换过程与基本气流为常数时的情况是一样的
第三章 自由大气非对流性中尺度环流
Gaussian-shaped ridge, wiridge, width 100 km
From Carmen J. Nappo, Atmospheric Gravity Waves, Academic Press
Propagating gravity waves
Ro
小,接近地转, 大,非地转 是地转调整产生重力波的动力条件 可能出现大振幅中尺度重力波
Ro 0.5
Ro=2p / fT
产生重力波的条件是Ri<1/4.
假设z→z+Δz层为静力稳定层，有风随高度的变化
Z+△z U+△U
z:U z z : U U
气象学与气候学 第三章2 ppt课件
我国降水的地理分布
1、从东南向西北减少。 （夏季风向：东南——西北）
2、迎风坡多，被风坡少。
27
人工影响降水
（一）人工影响冷云降水：散布干冰、碘化银，形 成冰晶； （二）人工影响暖云降水：散布盐粒，形成大水滴。
28
波状云的厚度不大，一般为几十米到几百米，有时可达1000— 2000m。在它出现时，常表明气层比较稳定，天气少变化。谚语 “瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是 指透光高积云或透光层积云出现后，天气晴好而少变。但是系统 性波状云，像卷积云是在卷云或卷层云上产生波动后演变成的， 所以它和大片层状云连在一起，表示将有风雨来临。“鱼鳞天， 不雨也风颠”就是指此种预兆。
1
三、云
定义：飘浮在空中的，由水滴、冰晶或过冷却水滴组成的大气中的水汽凝 结物。 条件：充足的水汽e >E；充足的凝结核 分类：
按温度分：冷云（T<0℃）、暖云(T>0℃） 按成分分：冰成云(由冰晶组成)、水成云（由水滴或过冷却水滴组成）、 混合云（由冰晶和过冷却水滴组成） 按上升气流分：积状云、波状云、层状云 按高度和形态分：十种
点 范围小，常伴有 多，背风坡降水稀 范围广，强度 多为暴雨，且伴
暴风、雷电
少
小
有狂风、雷电
分 赤道地区常年发 山地迎风坡 布 生，中低纬地区
夏季午后
多分布于中纬 热带洋面上 地带
24
降水的时间变化
日变化：1、大陆型 2、海洋型
25
降水的地理分布
1、赤道多雨带：——全球最多雨地带； 2、南北纬15-30°少雨带——副高控制 3、中纬多雨带:——气旋、锋面活跃 4、高纬少雨带：——温度低，蒸发弱
9
动力气象学第3章自由大气中的平衡流场
2.固定时刻等压面方程为 p ( x, y, z ) =常值，由此可求等压面高度 z z ( x，y ) ，相应等压面在
x 方向坡度为 tan i z / x p ， y 方向坡度为 tan j z / y p ，等压面最大坡度
tan p z ，设 Vg 20m / s ，试求 30 N 处等压面最大坡度。
其矢量形式为 Vg
1 M k f
4.当罗斯贝数 Ro 0.1时，取地转风近似的相对误差是多大？ 解：在梯度风平衡流场中，取地转近似 2 V2 1 p ，即 V fV fV g fV 0 RT n RT
43
所以
Vg V Vg
Vg fR T
~
41
答：当我们取地转风、梯度风、热成风概念时，就可以利用它们来核校实测风场、气压场、 温度场的分析是否协调一致。此外，根据单站探空给出的实测风铅直分布，可以估计出各层 中温度平流的性质，地转风和热成风概念已成为天气分析的基础，无论在理论研究和实际天 气分析中都有着广泛的应用。 8.有经验的预报员， 在无气象资料时， 将地面风向与高空云层移动方向进行比较就能决定气层 中是暖平流还是冷平流，你能对此作出解释吗？ 答：地转风随高度逆时针转动，于此相伴随的是冷平流；地转风随高度逆时针转动，于此相 伴随的是暖平流。 9.试从物理上说明，在梯度风平衡条件下，高压中的水平气压梯度的大小要受到限制，相应的 梯度风也要受到限制，且有 VG 2Vg
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（二）辐射粒子性
辐射与物质间相互作用时表现为粒子性。 辐射粒子学说认为，电磁辐射是由具有一定质量、能量和 动量的微粒子（或称光量子）流组成，每个光量子的能量 （ EL ）与其频率或波长的关系式为： EL=h f=h V/λ (3-2) 式中：h=6.626× -34J· 10 s,称为普朗克常数。 此式说明，光量子能量高的物体，其辐射频率高，辐射 波长短；反之，则频率低，波长大。 为什么太阳辐射是短波辐射？地面辐射是长波辐射？
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右图（3-3）：不同温度下黑 体辐射强度与波长的关系。
由图可见： 随着温度的升高，黑体对各 波长的放射能力都相应的增强， 因而物体放射的总能量也会显 著的增大。
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维恩（Wien）位移定律 该定律认为：绝对黑体的放射能力最大值对应的波长与其 本身的绝对温度成反比，即： （3-6）
360°所需的时间为365天5小时48秒46分。 在北极星的方向看，地球饶太阳公转的方向也是逆时针旋 转的。
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近日点：在一年中地球与太阳之间的距离是不断变化的，地 球距太阳最近点的位置称近日点，距离约为 1.47× 8km，出 10 现在1月3日。 远日点：地球距离太阳最远的位置称远日点，距离约为 1.52× 8km，出现在7月4日。 10
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由上式讨论北半球各地日出、日没时的太阳方位角：
也就是说： 一年中只有春分日和秋分日，太阳从正东方升起，在正西 方落人地平线下； 从春分到秋分的北半球夏半年内，太阳是从东偏北方向升 起，在西偏北方向落入地平线下，越接近夏至日，日出、 日落的方位越偏北； 从秋分后到第二年春分的北半球冬半年内，太阳是从东偏 南方向升起，在西偏南方向落入地平线下，越接近冬至日， 日出、日落的方位越偏南。
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三、辐射的基本定律 基尔荷夫（kirchoff）定律（选择吸收定律） 在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力与物体 对该波长的吸收率的比值，只是温度和波长的函数，而与物 体的其他性质无关，即： （3-4） 式中：eλ,T 、aλ,T 分别为物体在温度为T时对波长为λ的辐 射的放射能力与吸收率；Eλ,T是波长和温度的函数，与物体的 性质无关。当温度和波长一定时为常数。
日地平均距离为1.496× 8km。可见地球上温暖与寒冷季节 10 不是因为距离太阳远近的缘故。
地球饶太阳公转的两个特点： 一是地轴与地球公转轨道面始 终保持66° 33’的夹角，称为夹角不变；二是地轴在宇宙空间 的倾斜方向始终保持不变(永远指向北极星方向)也叫指向不 变。这“两个不变”是地球上形成昼夜长短的根本原因。
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（三）辐射的度量和单位 辐射通量和辐射通量密度 辐射通量：是单位时间通过任意面积的辐射能量，单位为J· s 或W。 辐射通量密度：是单位面积上的辐射通量，其单位为J/（s· 2） m 或W/m2，即辐射强度，为单位时间内通过单位面积的辐射能量。 光通量和光通量密度 光通量：是表征辐射通量而产生光感觉的量，单位为流明 （lm）。 光通量密度：单位面积上的光通量，单位为流明/m2(lm/m2) 。 照度：单位面积上接受的光通量称照度。其单位为lx. 1lx=1lm/m2
求温度为37℃的物体的辐射强度和最大辐射波长。
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第二节
日地关系和季节的形成
一、日地关系 地球在自转的同时，围绕太阳公转。 地球自转：地球围绕地轴（通过北极点、地心、南极点连 一起的一根假象的轴线）自西向东自转一周所用的时间为23 小时56分46秒。 从北极星的方向来看，地球自转是逆时针方向的。 地球公转：地球公转的速度平均为29.7km· ，公转一周 s-1
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日照长短与季节
同一纬度在不同季节里，其昼夜长短是不同的。 在北半球，自春分日以后至秋分日之前(夏半年)昼长大于 12h，夏至日达最大； 春分日和秋分日各为12h； 秋分日以后到春分日之前(冬半年)昼长小于12h ，冬至日达 员短。 南半球则与上述情况相反。在赤道地区，终年昼长均为12h。
（3-7）
式中： h⊙取值在0～90°之间。 太阳高度角大小影响地面接受太阳辐射的多少。www.theCompany Logo
δ ：赤纬，是太阳的平行光线垂直照射地球表面所在的纬度 值，数值上等于阳光直射点所在地理纬度，北半球取正值， 南半球取负值。 当太阳直射赤道时， δ =0，定为春分或秋分。 当太阳直射点到达最北端时，δ =+23.5°，为北半球的夏至。 当太阳直射点到达最南端时，δ =-23.5°，为北半球的冬至。 δ 可从天文年历查出，也可用近似公式求算。 δ =23.5sinN° （3-8） 式中： N°以度为单位，实际是距春分日或秋分日最近的总天数。 春分日至秋分日取正值，否则取负值。 ω0为所求算时间的时角，正午ω0 =0，上午ω0 <0，下午ω0>0， 15°为1h。
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由（3-8）推导出正午时刻太阳高度角的公式： （3-9）
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从上表看出： 在北回归线以南至赤道范围，一年中有两天正午太阳直射 (h⊙ ＝90° )。以赤道为例，分别是春分日和秋分日。 在北回归线上，只有夏至日正午太阳直射地面。
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图3-5 昼夜的形成
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（二）日照长短的变化
日照长短与纬度
夏至日阳光直射北回归线，北半球昼弧长、夜弧短，昼长
夜短，且随纬度增加白昼增长，黑夜缩短，至北极圈范围 内终日为昼。南半球则相反。 冬至日阳光直射南回归线，北半球夜弧长、昼弧短，夜长 昼短。且随纬度增加白昼缩短，黑夜增长，至北极圈范围 内终日为夜。南半球恰好相反。 在春秋分时，阳光直射赤道，此时分光面与地轴在同一平 面上，南、北半球各纬度昼弧、夜弧相等，昼夜长短均相 等。
（二）太阳方位角（A） 太阳方位角（solar azimuth）：太阳光线在水平面上的投影 和当地子午线的夹角，称太阳方位角，它表示太阳在天空中的 方位。 地球上任意纬度，一年中任意一天，一天中任意时刻的太阳 方位角由下式计算： （3-10）
式中：正南A=0，正南以西A>0,正南以东A<0。正东时 A=90°， 正西时A=+90°，正北为±180°。 日出日没时， h⊙ =0，则上式变为： （3-11）
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三、昼夜的形成与日照长短的变化
（一）昼夜的形成 地球的自转形成了昼夜交替。
在地球自转过程中，总有半个球面向太阳，半个球面背向 太阳，向阳的半球叫昼半球，这里是白昼；背光的半球一片 黑暗，叫夜半球，这里是黑夜。
昼半球和夜半球分界面称为分光面(晨昏线)，分光面与纬圈 交割把纬圈分为两个圆弧，处于昼半球的弧段称昼弧，处于 夜半球的弧段称夜弧(图3-5)。
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长波辐射 短波辐射 根据波长相对长短，称太阳辐射为短波辐射，地面和大气 辐射为长波辐射。 电磁波谱：将各种不同辐射波的波长从小到大依次排列成 一个谱，这个谱叫电磁波谱。
图3-1 各种辐射的波长范围
第三章 辐射
辐射的基本知识 日地关系和季节形成 太阳辐射 到达地面的太阳辐射 地面净辐射 太阳辐射与农业生产
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第一节 辐射的基本知识
一 、辐射及其特性 辐射与辐射能： 物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方 式称为辐射，传递交换的能量称为辐射能。 辐射具有波粒二象性。 （一）辐射波动性 辐射的传播过程表现为波动性。 物体时刻不停地放射和吸收电磁波，其波长（λ）、频率 （ｆ）、波速（v）三者关系为： v =λｆ （3-1） 式中： v的单位为m/s,通常取光速v为3×108 m/s；ｆ的单位 为赫兹（Hz）或千赫(kHz) ；λ 的法定单位为纳米（nm）。
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图3-4 地球公转与二十四节气划分
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二、太阳高度角和方位角
（一）太阳高度角（h⊙）
太阳高度角（ solar elevation）：太阳光线与地表水平面之 间的夹角，简称太阳高度。 太阳高度角随时间（δ ：赤纬，ω 0：时角)地点（φ ：地理 纬度）而改变。 任一时刻的太阳高度角h⊙可用下式求算：
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结论： 对于不同性质的物体，放射能力强的物体，吸收能力也较 强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱。 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—波尔兹蔓（Stefan-Bolzmann）定律 根据研究得到：黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的 四次方成正比，即： （3-5）
在北回归线以北的纬度无太阳直射，全年太阳高度以夏至 日最高，冬至日最低；
北回归线以南至赤道范围，最低也是冬至日。
太阳高度随纬度分布，基本上是随纬度增加而递减的。各 纬度太阳高度的日变化规律比较一致，都是正午时刻最大， 日出和日没时为零。
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二、物体对辐射的吸收、反射和透射
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吸收率（a）:物体所吸收的辐射能量与投射到该物体表面上 的总辐射量之比。 反射率（r）：物体所反射的辐射能量与投射到该物体表面 上的总辐射量之比。 透射率（d）：物体所透射的辐射能量与投射到该物体表面 上的总辐射量之比。 吸收率、反射率和透射率之和为1，即： a＋r＋d=1 （3-3） 物体的吸收率、反射率和透射率的大小，随着物体的性 质和辐射的波长而改变。
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几个时间概念 可照时间：是指在没有地形、地物等遮蔽的条件下，太阳中 心从东方地平线升起到西方地平线落下，一天可能照射的最 大小时数(理论最大日照时效)。 实照时数：某地一天中实际照射的小时数。 日照百分率：一地的实照时数与可照时数的百分比。 曙光和暮光：在日出前日落后的一段时间内，虽然太阳直射 光不能直接投射到地面上，但地面仍能得到大气的散射光， 使昼夜更替不至突然，天文学上称为晨光和昏影，也称曙光 和暮光。在曙暮光时间内也有一定的辐照度和光照度，但无光 合作用，主要影响植物光周期现象；同时减缓因日出、日落使 大气及植物升温、降温的幅度。 光照时间=可照时间+曙暮光时间 Company Logo