氣象學與氣候?qū)W重點

1、精選優(yōu)質(zhì)文檔-傾情為你奉上精選優(yōu)質(zhì)文檔-傾情為你奉上專心-專注-專業(yè)專心-專注-專業(yè)精選優(yōu)質(zhì)文檔-傾情為你奉上專心-專注-專業(yè)一氣候系統(tǒng)概念：P7 氣候系統(tǒng)是一個包括大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈在內(nèi)的，能夠決定氣候形成、氣候分布和氣候變化的統(tǒng)一的物理系統(tǒng)。氣候系統(tǒng)的五大子系統(tǒng)：大氣圈、水圈、陸地表面、冰雪圈和生物圈臭氧的形成與分布 P9臭氧層是指的中濃度相對較高的部分，其主要作用是吸收短波。主要由于在太陽短波輻射下，通過光化學作用，氧分子分解為氧原子后再和另外的氧分子結(jié)合而形成的。有機物的氧化和雷雨閃電的作用也能形成臭氧。分布：大氣中的臭氧隨高度、緯度等不同而變化，近地面含量極少。它

2、是在太陽紫外線輻射或閃電作用下，氧分子分解為氧原子后再和另外的氧分子結(jié)合而成的氣體。據(jù)觀測，臭氧含量隨高度的分布很不規(guī)則，近地面含量很少，從10km高度開始含量逐漸增加，12-15KM以上含量增加得特別顯著，在20-30km高度處達最大值，再往上，含量又逐漸減少，到55km高度就極少了。造成這一現(xiàn)象的原因是由于在大氣的上層中，太陽短波強度很大，使氧分子解離增多。因此，氧原子與氧分子相遇機會很少；即使臭氧在此處形成由于它吸收一定波長的紫外線，又引起自身分解，因此，在大氣上層臭氧的含量不多。到20-30km處，既有足夠的氧分子，又有足夠的氧原子，這給臭氧的形成提供了條件，故稱這一層為臭氧層。在低于

3、這一層的空氣中，太陽短波紫外線大大減少，臭氧分解也減弱，所以氧原子數(shù)量減少，以致臭氧形成減少。作用：臭氧能大量地吸收太陽紫外線，使臭氧層增暖，影響大氣溫度的垂直分布，從而對地球大氣環(huán)流和氣候的影響起著重要作用。同時，還對地面上的生物起著保護作用，使之免遭紫外線的傷害，少量紫外線可以起到殺菌治病的作用。P10對流層（地面對流層頂）對流層是大氣的最下層，它的下界為地面，集中3/4大氣，90%水汽，日常所見的大氣現(xiàn)象均發(fā)生在此層，也是對人類生活、產(chǎn)生最有影響的層次。對流層有三個特點：氣溫隨著高度而降低：由于本層的直接熱源是地面，愈近地面大氣獲得熱能愈多，溫度愈加高，其氣溫直減率主-0.65/100m

4、。對流運動顯著：對流的強度主要隨緯度和季節(jié)的變化而不同由于下墊面起伏較大，海陸分布不同，大氣受熱不均，暖的地上升，冷的地方下沉，引起對流。對流層的上界因緯度和季節(jié)不同而異，就緯度而言，低緯度：對流強，對流層較厚，平均厚度為17-18km，中緯度：夏季對流強，冬季對流較弱，平均厚度10-20km 主要受地表影響大高緯度：全年受到的太陽輻射最小，對流也最弱，對流層的厚度只有8-9km。氣象要素水平分布不均勻：溫度和濕度不同 由于對流層受地表的影響最大，而地表面性質(zhì)不同，使對流層中，溫度、濕度氣壓、能見度、風速等的水平分布是不均勻的。例如：陸地上的濕度比海洋上要小得多，白天陸地上的溫度要比海洋上高得

5、多。 在對流層內(nèi)，按氣流和天氣現(xiàn)象分布特點又可分為三層。下層：又稱行星邊界層或摩擦層或擾動層。它的范圍自地面到2km高度。下層受地面強烈影響摩擦作用、湍流交換十分明顯，各氣象要素具有明顯的日變化（使大氣渾濁度增大）。由于本層的水汽、塵粒含量多，因而低云、霧、霾、浮塵等出現(xiàn)頻繁。 中層：從摩擦層頂?shù)?km左右高度。這一層受地表影響較小，氣流的狀況基本上可以表征整個對流層空氣運動的趨勢。大氣中的云和降水現(xiàn)象大都產(chǎn)生在這一層。上層：從6km高度到對流層頂。由于這一層離地面更遠，受地表影響更小，水汽含量極少，氣溫常在0以下，各種云多由冰晶和過冷水滴組成。在中、低緯度地區(qū)上層，常有風速30m/s的強風帶

6、出現(xiàn)。 此外，在對流層和平流層之間有一個厚度為數(shù)百米至1-2km的過渡層，稱為對流層頂。此層主要特征是：氣溫隨高度增加變化很小，甚至無變化。這種溫度的垂直分布抑制了對流作用的發(fā)展，上升的水汽、塵粒多聚集其下，能見度變壞。對流層頂?shù)臏囟仍诘途暥鹊貐^(qū)平均為-83，在高緯度地區(qū)約為-53。為什么在對流層頂，低緯的溫度低于高緯的？參考：對流層頂，低緯的溫度低天于高緯，是因為：（1） 在對流層頂，溫度的平均分布取決于輻射、湍流對流交換過程，對流層頂附近的溫度與對流層頂?shù)母叨扔忻芮械年P(guān)系；（2） 對流層頂愈高，溫度隨高遞減的層次就愈厚，對流層頂?shù)臏囟纫簿陀?；?） 低緯地區(qū)對流旺盛，對流層頂高度為18-

7、19KM，而高緯地區(qū)對流層頂只有9-10KM， 故對流頂，低緯溫度低于高緯。相對濕度（f）：空氣中實際水汽與同溫度下飽和水汽壓百分比。 意義：相對濕度直接反映了空氣距離飽和的程度。相對濕度越大，越接近飽和，當達到100%時，空氣就達飽和狀態(tài)，此時水汽就要開始凝結(jié)。露點（Td）：當空氣中水汽含量不變且氣壓一定時，降低溫度，使未飽和空氣達飽和時具有的溫度，稱之露點?？諝鉅顟B(tài)方程： 空氣狀態(tài)有氣壓、密度、體積、絕對溫度來表示。（一）理想氣體狀態(tài)方程： PV/T=R(常量) 在通常大氣和壓強條件下未飽和濕空氣和干空氣都十分接近理想氣體 當空氣質(zhì)量為Mg時， PV=（M/）R*T P=M/VR*/T P

8、=RT 其中R*/=R比氣體常數(shù)（二）干空氣狀態(tài)方程： 干空氣d=28.96代入R*/d=Rd 則P=RdT(三)濕空氣狀態(tài)方程 P=RdT（1+0.378e/p）二有關(guān)輻射的基本定律 輻射：自然界中的一切物體都以電磁波的方式向四周放射能量的方式稱為輻射。通過輻射傳播的能量稱為輻射能，也簡稱為輻射斯蒂芬隨這溫度的升高，黑體對各波長的放射能力都相應(yīng)地增強。根據(jù)研究，黑體總的放射能力與它本身的絕對溫度的四次方成正比波耳茲曼定律黑體的輻射能力與其表面的絕對溫度的四次方成正比，表達式為：E=T4（二）維恩位移定律：黑體的單色輻射強度極大值所對應(yīng)的波長是隨溫度的升高而逐漸向波長較短的方向移動的。根據(jù)研究

9、，黑體的單色輻射強度極大值所對應(yīng)的波長與其絕對溫度成反比。黑體輻射能力最大值所對應(yīng)的波長與其表面絕對溫度成反比，表達式為：max=C/T。上式稱維恩位移定律，如果波長以微米為單位，C=2896m*K上式表明，物體的溫度越高，其單色輻射極大值所對應(yīng)的波長越短；反之，物體的溫度越低，其輻射的波長則越長。（三）基爾霍夫定律：研究黑體與灰體的關(guān)系當熱量平衡（即溫度不變）時，物體對于某一波長的輻射能力與物體對該波長吸收率之比為一恒量。該定律指出，輻射能力強的物體，吸收能力也強，反映了輻射能力和吸收率的關(guān)系。表明（1）在一定波長、一定溫度下，一個物體的吸收率等于該物體同溫度、同波長的放射率。黑體吸收能力最

10、強，因此也是最好的放射體。（2）同一物體在溫度T時它放射某一波長的輻射。那么，在同一溫度下也吸收這一波長的輻射。太陽輻射在大氣中的減弱分子散射：條件：太陽輻射遇到直徑比波長小的空氣分子特點：有選擇性;質(zhì)點散射對于其光學特性來說是對稱的球形。粗粒散射：條件：太陽輻射遇到直徑比波長大的空氣分子特點：無選擇性；質(zhì)點散射對于其光學特性來說是不對稱的，且散射質(zhì)點越大偏對稱程度越大（一）大氣對太陽輻射的吸收：大氣吸收作用太陽輻射穿過大氣層時，大氣成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質(zhì)等物質(zhì)有選擇吸收一定波長輻射能的特性，致使到達地面的太陽輻射能量被減弱，光譜發(fā)生改變。（二）大氣對太陽的散射概念：太陽輻

11、射通過大氣時，遇到大氣的各種質(zhì)點，太陽輻射能的一部分則以電磁波的形式從這些質(zhì)點向四面八方傳播開，這種現(xiàn)象稱為大氣的散射。分類：根據(jù)散射質(zhì)點的直徑和入射輻射的波長之間的大小關(guān)系分子散射：若散射質(zhì)點的直徑小于入射輻射的波長，此時的散射有選擇性。粗粒散射：若散射質(zhì)點的直徑比入射輻射的波長大得多，此時的散射無選擇性。（三）大氣的云層和塵埃對太陽輻射的反射：大氣中云層和較大顆粒的塵埃能將太陽輻射中一部分能量反射到宇宙空間去。其中云的反射作用最為顯著，太陽輻射遇到云時被反射一部分或大部分。上述三種方式中，反射作用最重要，尤其是云層對太陽輻射的反射最為明顯，另外還包括大氣散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；

12、散射作用次之，形成了到達地面的散射輻射；吸收作用相對最小。以全球平均而言，太陽輻射約有30被散射和漫射回宇宙，稱之為行星反射率，20被大氣和云層直接吸收，50到達地面被吸收。大氣輻射概念：大氣主要吸收地面輻射，同時按其本身的溫度放出輻射，稱大氣輻射。大氣逆輻射：大氣輻射指向地面的部分稱。大氣逆輻射使地面因放射輻射而消耗的能量得到一定的補償，由此可看出大氣對地面有一種保溫作用。地面有效輻射概念：地面放射的輻射（Eg）與地面吸收的大氣逆輻射（Ea）之差，以F0 表示，則F0=Eg-Ea影響地面有效輻射的因子有：地面溫度，空氣溫度，空氣溫度和云況有效輻射小的情況: 濕熱條件下，有云覆蓋，空氣渾濁度大

13、，夜間有風，有逆溫，平滑地面，植物覆蓋。有效輻射大的情況: 海拔高度高，近地層氣溫隨高度顯著降低。海陸增溫和冷卻的差異及其原因差異：大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大。而海洋上則溫度變化緩慢。如大洋中，年最高及最低氣溫的出現(xiàn)要比大陸延遲一兩個月。原因：二者對太陽輻射的吸收和反射不同在同樣的太陽輻射強度之下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能，這是因為陸面對太陽光的反射率大于水面。平均而論，陸面和水面的反射率之差約為10 20。換句話說，同樣條件下的水面吸收的太陽能比陸面吸收的太陽能多1020。能量分布的厚度不同陸地所吸收的太陽能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太陽能分布在較厚的層次。

14、這是因為陸地表面的巖石和土壤對于各種波長的太陽輻射都是不透明的，而水除了對紅色光線和紅外線可以說是不透明的外，對于紫外線和波長較短的可見光線來說，卻是相當透明的。二者的導(dǎo)熱方式不同。陸地所得太陽能主要依靠傳導(dǎo)向地下傳播，而水還有其他更有效的方式，包括波浪、洋流和對流作用。這些作用使得水的熱能發(fā)生垂直的和水平的交換。因此，陸面所得太陽輻射集中于表面，一薄層，以致表面急劇增溫，也就加強了陸面和大氣之間的顯熱交換；反之，水面所得太陽輻射分布在較厚的一個層次，以致水溫不易增高，也就相對地減弱了水面和大氣之間的顯熱交換。砂所得的太陽輻射，傳給空氣的約占半數(shù)，而水所得的太陽輻射，傳給空氣的不過0.5。水汽

15、含量不同海面有充分水源供應(yīng)，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，也使得水溫不容易升高。而且，空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸收地面輻射的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。巖石和土壤的比熱小于水的比熱。氣溫的絕熱變化絕熱過程：大氣中所進行的各種過程，通常伴有不同形式的能量轉(zhuǎn)換。在能量轉(zhuǎn)換過程中，空氣的狀態(tài)要發(fā)生改變。在氣象學上，任一氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。當某一氣團在與外界沒有任何熱量交換的情況下，做上升運動，如果該氣團體積不變上升到某一處，則其內(nèi)部的壓強會比周圍大氣的要高，氣團為了與外界大氣相平衡，氣塊體積要膨脹，在膨脹的過程中克服外

16、界壓力而做功，氣團做功所消耗的能量取自氣團內(nèi)部，因此使氣塊溫度降低，以上過程稱為氣溫的絕熱冷卻。 反之，氣團作下沉運動時，若與外界沒有熱量交換的情況下，由于外界氣壓比起團內(nèi)部氣壓高，會壓縮氣塊使氣團體積縮小，同時氣團內(nèi)氣體被壓縮做功，內(nèi)能增加，溫度上升，這種現(xiàn)象稱為絕熱增溫。干絕熱過程：1、概念：將升、降氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作干絕熱過程。研究中，大氣的垂直運動過程可近似看作是絕熱的。2、干絕熱方程(亦稱泊松方程)：T/T0=（P/PO）0.286從方程中可以看出,在干絕熱過程中氣塊溫度的變化唯一決定于氣，壓的變化,當氣壓降低時,溫度也降低,反之亦然。3、干

17、絕熱直減率：氣塊絕熱上升單位距離時的溫度降低值，稱絕熱直減率。對于干空氣和未飽和濕空氣來說，則稱干絕熱直減率。以rd表示，實際工作中取其值為1.0/100m。注意：rd與r的含義是完全不同的。rd是干空氣在絕熱上升過程中氣塊本身的降溫率，它近似于常數(shù)，而r是表示周圍大氣的氣溫隨高度的分布情況。r可以有不同數(shù)值，即可大于、小于或者等于rd。濕絕熱過程1、概念：飽和濕空氣在上升過程中，與外界沒有熱量交換，該過程稱為濕絕熱過程。2、濕絕熱直減率：飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱為濕絕熱直減率，以rm表示。其不是常數(shù)，但rm總小于rd。原因如下：因在濕絕熱過程中，氣塊上升冷卻引起凝結(jié)，釋放潛熱，對氣塊的

18、降溫有補償作用，而氣塊在下沉增熱時，空氣塊中攜帶的云滴蒸發(fā)，由于蒸發(fā)耗熱，下沉時的增溫也比干絕熱增溫少，故rm總小于rd。大氣穩(wěn)定度：指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離平衡位置的趨勢和程度判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法大氣是否穩(wěn)定，通常用周圍空氣的溫度直減率（）與上升空氣塊的干絕熱直減率（d）或濕絕熱直減率（m）的對比來判斷?？紤]干絕熱的情況：當干空氣或未飽和的空氣塊上升Z高度時，其溫度為Ti=Tio-dZ；而周圍的空氣溫度為T=T0-Z。因為起始溫度相等，即Ti0=T0，以此代入（259）式，則得（rrd）的符號，決定了加速度a與擾動位移Z的方向是否一致，亦即決定了大氣是否穩(wěn)定。當rrd，若Z0，

19、則a0，加速度與位移方向相反，層結(jié)是穩(wěn)定的；當rrd，若Z0，則a0，加速度與位移方向一致，層結(jié)是不穩(wěn)定的；當r=rd，a=0，層結(jié)是中性的。氣溫的水平分布 氣溫的分布通常用等溫線圖表示。所謂等溫線就是通過地面上氣溫相等各地的連線。等溫線的不同排列表示不同的氣溫分布特點，如等溫線稀疏，則各地氣溫相差不大；等溫線密集，表示各地氣溫懸殊；等溫線平直，表示影響氣溫分布的因素較少；等溫線的彎曲，表示影響氣溫分布的因素較多；等溫線的東西方向，表示溫度因緯度而不同，即以緯度為主要因素；等溫線和海岸平行，表示氣溫因距海遠近而不同，即以距海遠近為主要因素等等影響氣溫分布的主要因素：緯度、海陸和高度對流層中氣溫

20、的垂直分布 輻射逆溫 由于地面強烈輻射冷卻而形成的逆溫，稱為輻射逆溫。 圖2-33中a為輻射逆溫形成前的氣溫垂直分布情形；在晴朗無云或少云的夜間，地面很快輻射冷卻，貼近地面的氣層也隨之降溫。由于空氣愈靠近地面，受地表的影響愈大，所以，離地面愈近，降溫愈多；離地面愈遠，降溫愈少，因而形成了自地面開始的逆溫(圖233b)；隨著地面輻射冷卻的加劇，逆溫逐漸向上擴展，黎明時達最強(圖233中c)；日出后，太陽輻射逐漸增強，地面很快增溫，逆溫便逐漸自下而上地消失(圖233中d、e)。 湍流逆溫 由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫，稱為湍流逆溫。其形成過程可用下圖說明。圖2-34中AB為氣層原來的氣溫分布

21、，氣溫直減率(y)比干絕熱直減率 (yd)小，經(jīng)過湍流混合以后，氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。這是因為湍流運動中，上升空氣的溫度是按于絕熱直減率變化的，空氣升到混合層上部時，它的溫度比周圍的空氣溫度低，混合的結(jié)果，使上層空氣降溫；空氣下沉時，情況相反，會使下層空氣增溫。所以，空氣經(jīng)過充分的湍流混合以.后，氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。圖中CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。這樣，在湍流減弱層(湍流混合層與未發(fā)生湍流的上層空氣之間的過渡層)就出現(xiàn)了逆溫層DE平流逆溫：暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會發(fā)生接觸冷卻的作用，愈近地表面降溫愈多；而上層空氣受冷地表面的影響小，降溫較少

22、，于是產(chǎn)生逆溫現(xiàn)象。這種因空氣的平流而產(chǎn)生的逆溫，稱平流逆溫(圖)。 但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用不能分開。因為既是平流，就具有一定風速，這就產(chǎn)生了空氣的湍流，較強的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞，使逆溫層不能與地面相聯(lián)，而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降得更低，逆溫也愈加明顯。下沉逆溫：如圖2-36所示，當某一層空氣發(fā)生下沉運動時，因氣壓逐漸增大，以及因氣層向水平方向的輻散，使其厚度減小(hh)。如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內(nèi)各部分空氣的相對位置不發(fā)生改變，這樣空氣層頂部下沉的距離要比底部下沉的距離為大，所以，其頂部空氣的絕熱增溫要比底部多。于是可能有這樣的情況

23、，當下沉到某一高度上，空氣層頂部的溫度高于底部的溫度，而形成逆溫。鋒面逆溫：對流層中，冷暖空氣相遇，暖空氣密度小，爬到冷空氣的上面，兩者之間形成一個傾斜的過渡區(qū)鋒面。在鋒面上，如果冷暖空氣的溫度差比較顯著，也可出現(xiàn)逆溫，這種逆溫稱為鋒面逆溫，如圖237所示，右邊是鋒的剖面，上面繪有等溫線；左邊是A點上空氣溫垂直分布的情形。 由于鋒是從地面向冷氣團上方傾斜的，因此鋒面逆溫只能在冷氣團所控制的地區(qū)內(nèi)觀測到。而且，鋒面逆溫的高度與觀測點相對于地面鋒線的位置有關(guān)，觀測點距地面鋒線愈近，逆溫高度愈低。三水相變化：自然界中的某些物質(zhì)可以氣態(tài)、液態(tài)和固態(tài)的形式存在，按照系統(tǒng)論的觀點，每一個狀態(tài)成為一個相，水

24、的三種狀態(tài)被稱為水的三相。水的三相之間可以相互轉(zhuǎn)化，但這種轉(zhuǎn)化是有條件的。 物質(zhì)從氣態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)橐簯B(tài)的必要條件之一就是溫度必須低于它本身的臨界溫度（在臨界溫度之上，采取任何方式都不會使氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)）。水的臨界溫度tk=374。大氣中的水汽基本集中在對流層和平流層內(nèi)，該處大氣的溫度不但永遠低于水汽的臨界溫度，而且還常低于水的凍結(jié)溫度，因此水汽是大氣中唯一能由一種相轉(zhuǎn)變?yōu)榱硪环N相的成分水相變化的判據(jù):以水分子數(shù)：設(shè)N為單位時間內(nèi)跑出水面的水分子數(shù)，n為落回水中的水分子數(shù)。Nn 蒸發(fā)(未飽和) Ne蒸發(fā)(未飽和)Ee升華 Ese凝華Es=e動態(tài)平衡動態(tài)平衡與水汽壓由于水分子不斷的跑出和落回，如果繼續(xù)下去

25、，就有可能在同一時間內(nèi)，跑出水面的水分子與落回水面的水分子恰好相等，這時水和水汽之間就達到兩相平衡，這種平衡叫動態(tài)平衡。動態(tài)平衡時的水汽壓稱為飽和水汽壓。在云中，冰晶和過冷卻水共存的情況是很普遍的，如果當時的實際水汽壓介于兩者飽和水汽壓之間，就會產(chǎn)生冰水之間的水汽轉(zhuǎn)移現(xiàn)象。水滴會因不斷蒸發(fā)而縮小，冰晶會因不斷凝華而增大。這就是“冰晶效應(yīng)”，該效應(yīng)對降水的形成具有重要意義。溶液面的飽和水汽壓自然界中的不少物質(zhì)可容于水所以天然水通常是含有溶質(zhì)的溶液。溶液中溶質(zhì)的存在使溶液內(nèi)分子間的作用力大于純水內(nèi)分子間的作用力，使水分子脫離溶液面比脫離純水面困難。因此，同一溫度下，溶液面的飽和水汽壓比純水面要?。?/p>

26、E溶E平E凹大氣中水汽凝結(jié)的條件水汽由氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)的過程稱為凝結(jié)。水汽直接轉(zhuǎn)變?yōu)楣虘B(tài)的過程稱凝華。大氣中水汽凝結(jié)或凝華的一般條件是：一是有凝結(jié)核或凝華核的存在。二是大氣中水汽要達到飽和或過飽和狀態(tài)。（1）凝結(jié)核大氣中能促使水汽凝結(jié)的微粒稱為凝結(jié)核。大氣中存在著大量濕性微粒物質(zhì)，他們比水汽分子大的多，對水分子吸引力也大，從而有利于水汽分子在其表面的凝結(jié)，使其成為水汽凝結(jié)核心。（2）空氣中水汽的飽和或過飽和一是通過蒸發(fā)，增加空氣中的水汽，使水汽壓大于飽和水汽壓；二是通過冷去作用，減少飽和水汽壓，使其小于當時的實際水汽壓。暖水面蒸發(fā)空氣的冷卻絕熱冷卻 2.輻射冷卻 3平流冷卻 4混合冷卻空氣中水汽的

27、飽和或過飽和1.暖水面蒸發(fā)-增加大氣中水的含量2.空氣的冷卻降溫T降-E變大減小飽和水汽壓主要靠空氣冷卻。大氣的冷卻方式主要有如下三種：（1）絕熱冷卻：指空氣在上升過程中，因體積膨脹對外做功而導(dǎo)致空氣本身的冷卻。隨著高度升高，溫度降低，飽和水汽壓減小，空氣至一定高度就會出現(xiàn)過飽和狀態(tài)。這一方式對于云的形成具有重要作用。（2）輻射冷卻：指在晴朗無風的夜間，由于地面的輻射冷卻，導(dǎo)致近地面層空氣的降溫。當空氣中溫度降低到露點溫度以下時，水汽壓就會超過飽和水汽壓產(chǎn)生凝結(jié)。輻射霧就是水汽以這種方式凝結(jié)形成的。（3）平流冷卻：暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面時，將熱量傳遞給冷的地表，造成空氣本身溫度降低。如果暖空氣

28、與冷地面溫度相差較大，暖空氣降溫較多，也可能產(chǎn)生凝結(jié)。（4）混合冷卻：當溫差較大，且接近飽和的兩團空氣水平混合后，也可能產(chǎn)生凝結(jié)。在上述幾種過程中，冷卻通常是主要的。對形成霧來說，由于凝結(jié)出現(xiàn)在貼近地面的氣層中，因此輻射冷卻、平流冷卻是主要的；對形成云來說，由于凝結(jié)是在一定高度上，因而絕熱冷卻就成為主要的了。由此可見，即使總輻射的強度一樣，不同性質(zhì)的地表真正得到的太陽輻射，仍有很大差異，這也是導(dǎo)致地表溫度分布不均勻的重要原因之一。影響飽和水汽壓的因素：蒸發(fā)面的溫度，性質(zhì)，形狀A(yù). 蒸發(fā)面的溫度：飽和水汽壓隨溫度升高而增大，飽和水汽壓按數(shù)規(guī)律增大且隨溫度的改變量在高溫時比低溫時大指。因為蒸發(fā)面溫

29、度升高時，水分子平均動能增大，單位時間內(nèi)脫出水面的分子增多，落回水面的分子數(shù)才和脫出水面的分子相等。B. 蒸發(fā)面的性質(zhì):對于冰面和過冷卻水面，飽和水汽壓仍然是按指數(shù)規(guī)律遞減。所不同的是冰是固體，冰分子要脫出冰面的束縛要比水分子脫出水面的束縛要困難。C蒸發(fā)面的形狀：溫度相同時，凸面的飽和水汽壓最大，平面次之凹面最小。而且凸面的曲率越大，飽和水汽壓越大;凹面的曲率越大，飽和水汽壓越小。露和霜：傍晚或夜間，地面或地物由于輻射冷卻，使貼近地表面的空氣層也隨之降溫，當空氣中水汽含量過飽和時，在地面或地物的表面就有水汽的凝結(jié)物，如果此時的露點溫度在0度以上，在地面或地物上就出現(xiàn)微小的水滴，稱為露。若地面溫度低于0C，則凝結(jié)物為疏松結(jié)構(gòu)的白色冰晶，稱為霜。露和霜的區(qū)別：露點溫度不同，露的Td0,霜的Td大陸性氣候。 2、年內(nèi)變化：海洋性氣候變化小，冬季較多；大陸性氣候變化大，夏季較多。 3、降水類型：海洋性氣候以氣旋雨為主，變率??；大陸性氣候以對流雨為主，變率大。 4