1、单位：hap饱和水汽压（E）：温度一定，单位体积空气中的水汽含量是有一定限度，空气达到此限度时为饱和湿空气，饱和湿空气中的水汽所产生的那部分压力， 即最大水汽压。 2） 相对温度（f）表示方法：空气中的实有水气压e与同温度下饱和水气压E的百分比，用f表示。 f=e/ E *100%意 义：相对湿度直接反映了空气距离饱和的程度。相对湿度越大，越接近饱和，当达到100%时，空气就达饱和状态，此时水汽就要开始凝结。3） 饱和差（d）定 义 ：在一定温度下，饱和水汽压E与实际空气中水汽压e之差称饱和差（d）。即d=E-e4） 比湿（q） 在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质
2、量）的比值，称比湿（q）。其单位是g/g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数表示的即g/kg q=m水/（m水+m干） 或 q=0.622*e/p5） 水汽混合比（） 定 义： 一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比（） （单位：g/g） = m水/m干 或=0.622*e/（p-e）6） 露点（Td） 在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度， 称露点温度，简称露点（Td）。或K地面、高空和地面天气图上风的表示方法空气的水平运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它有大小（风速），又有方向（风向），是一个向量。
3、风向是指风的来向。地面风向用16 方位表示；高空风向常用方位度数表示，即以0（或360）表示正北，90表示正东，180表示正南，270表示正西。在16方位中，每相邻方位间的角差为22.5。风速单位常用m/s、knot（海里/小时，又称“节”，）和 km/h 表示， 其换算关系如下 1m/s=3.6km/h 1knot=1.852km/h 1km/h=0.28m/s 1knot=1/2m/s（3） 天气图上风的表示方法 在地面天气图上，用下列图示来表示风，风尾长划风速为4 米/秒，即风力为2级，短划风速为2米/秒。一个风旗，表示风力为8级。风尾和风旗均放在风杆的左侧。 东南风12级 西南风5级（
4、4） 干湿空气状态方程表达式气象上常用的状态方程为P=RT，其中P为压强，为空气密度，R为比气体常数，T为气团的温度。 对于一团干空气而言，Rd即干空气的比气体常数为Rd=0.287J/g.k。湿空气的状态方程为：P=RdT（1+0.378e/p） p为湿空气压强,e为水汽产生的压强 问题: 假设有两块压强、体积、温度均都相同的干空气和湿空气，谁更重一些？第二章基本概念：1、 辐射三定律：基 尔 荷 夫 定 律 ：它的基本形式为： KT=eT 它表明：对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。对于同一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐
5、射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。 基尔霍夫定律说明，不管什么物体，只要T、相同，它的放射率和吸收率的比值是一样的。 基尔霍夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来。斯蒂芬-玻耳兹曼定律：根据研究，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ETb=T4 上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。式中=5.6710-8W/（m2K4）为斯蒂芬-波 耳兹曼常数。维恩位移定律 ：黑体单色辐射极大值所对应的波长（m）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即mT=C 上式为维恩定律。 如果波长以微米为单位常数C=2896m
6、.K。则：mT=2896m.K 这表明：物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。2.蕾利（分子）散射：对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的。3.米散射（漫射）：如果太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但是这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射成为粗粒散射也成米散射。4大气逆辐射：大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射5.温室效应：大气逆辐射使地面因放射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温作用6.地面以及地气系统
7、辐射差额：我们把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额，辐射差额=收入辐射-支出辐射地面的辐射差额：:地面辐射能的与支出之差，称为地面的辐射差额。辐射差额数值的大小，可反映温度升降的程度。因此，地面温度与近地面空气温度的高低变化特点，在很大程度上决定于地面辐射差额的大小。 则得Rg=（Q+q）（1-a）-F0式中Rg 表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a 为地面对总辐射的反射率；F0 为地面的有效辐射。大气辐射差额：Ra=qa+F0-F Qa表示整个大气吸收的太阳辐射，F0和F分别表示地面及大气上界的有效辐射。地
8、-气系统的辐射差额：单独地去研究地面或大气辐射差额是很麻烦的，但如果把地面和大气看作一个系统（整体）来研究就方便的多。其总辐射差额为：Rs=（Q+q）（1-a）+qa-F 地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。在S、N35之间为正值，在此范围之外的中高纬地区为负值。 也就是说在低纬地区有热量盈余，高纬有热量亏损。如果高低纬之间没有热量交换，那么低纬地区的温度将因为有热量盈余而不断升高，高纬则下降。但多年观测表明，高、低纬地区的温度变化非常微弱。因此，高低纬间必然存在着热量交换，其中热量输送者正是大气运动和海水运动 。7.干绝热直减率:干空气块上升或下降单位距离时的温度变化值，称干绝
9、热直减率，以d表示 。0.98 /100m8.湿绝热直减率：饱和湿空气在垂直方向上上升或下降单位距离的温度变化值，用m来表示。二，1.大气稳定度的含义及判断方法大气稳定度：气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。表示大气层是否易于发生对流运动。大气稳定度的判断的方法：大气稳定度判断的结论：愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及很小的气层称为阻挡层。当m时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当d时则相反，因而称为绝对不稳定。 当dm时，对于作垂直运动的饱和
10、空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。2.全球海平面气温分布的特点赤道地区气温高，向两极逐渐降低，冬季北半球的等温线在海洋上，大致凸向极地，而夏季相反。南半球海洋面积大，等温线较平直。三太阳辐射、大气、大地之间的转换方法太阳照射地球时，太阳光照射在地面上，带来能量形成太阳辐射，一部分被地面吸收，一部分被大气吸收，被地面吸收的使地面增温，这就是“太阳暖大地”。大气吸收一部分太阳辐射后，也会形成辐射，一部分射向地面，这就是“大气还大地”；一部分射向外太空。地面吸收热量也会发生辐射，一部分辐射射向宇宙空间，一部分被大气
11、吸收，这就是“大地暖大气”。（个人提供，仅供参考）第三章、 大气中的水分1、水相变化的判据。答：（1）分子物理学判据：假设N为单位时间内跑出水面的水分子数，n为单位时间内落回水中的水汽分子数，则得到水和水汽两相变化和平衡的分子物理学判据，即：Nn 蒸发（未饱和）N=n 动态平衡（饱和）Ne 蒸发（未饱和） E=e 动态平衡（饱和） Ee 凝结（过饱和）2、影响蒸发的因素。（1）水源：没有水源就不可能有蒸发，因此开旷水域、雪面、冰面或潮湿土壤、植被是蒸发产生的基本条件。在沙漠中，几乎没有蒸发。（2）热源：蒸发必须消耗热量，蒸发在很大程度上决定于热量的供给。（3）饱和差（E-e）：蒸发速度与饱和差
12、成正比。（4）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。除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土壤的结构、湿度，植被的特性等。海洋上的蒸发还应考虑水中的盐分。3、大气中水汽凝结的条件。一是有凝结核的存在，二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。4、大气上升运动的四种方式及形成的云。（1）热力对流。指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动。由对流运动所形成的云多属积状云。（2）动力抬升。指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。这种运动形成的云主要是层状云。（3）大气波动。指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气波动产生的云主要属于波状
13、云。（4）地形抬升：指大气运行中遇到地形阻挡，被迫抬升而产生的上升运动。这种运动形成的云既有积状云，也有波状云和层状云，通常称之为地形云。5、人工降雨的方式。（1）人工影响冷云降水（2）人工影响暖云降水。（P78）第四章一、名词解释1.地转风：在自由大气平直等压线的气压场中，当气压梯度力和地转偏向力相平衡时，自由大气中空气作等速、直线的水平运动风，称为地转风。2.梯度风：在自由大气中，当空气作曲线运动时，除了气压梯度力和地转偏向力之外，还有惯性离心力,这三个力达到平衡时的风，叫做梯度风。当空气作直线运动时，所受的惯性离心力等于零，梯度风即变成地转风，因此地转风是梯度风的一个特例。3.热成风：
14、由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风。二、论述题1.写出静力学方程并说明方程的意义。 如图示，在整个大气柱中截取面积为1厘米，厚度为Z的薄气柱 ，设高度Z1处的气压为P1，高度Z2处的气压为P2，空气密度为，重力加速度为g。在静力平衡条件下，Z1面上的气压P1和Z2面上的气压P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即P2-P1=-P= -g（Z2-Z1）= -gZ式中负号表示随高度增高，气压降低。若Z趋于无限小，则上式可写成-dP=gdZ，上式是气象上应用的大气静力学方程。意义：气压随高度递减的快慢取决于空气密度（）和重力加速的（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一
15、般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高度递减得快，反之则递减的慢。2.气压变化的原因有哪些？ 水平气流的辐合与辐散：空气运动的方向和速度常不一致。 水平气流的辐合：各点空气向着同一点或同一线集聚，而且前面空气质点运动速度慢，后面运动速度快，结果这个区域里空气质点会逐渐聚积起来，引起气压升高。 水平气流的辐散：各点空气都背着着同一点或同一线散开，而且前面空气质点运动速度快，后面运动速度慢，结果这个区域里空气质点会逐渐向周围流散，引起气压降低。 不同密度气团的移动：不同性质的气团，密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团密度大，则该地上空气柱中质量会增多
16、，气压随之升高。反之该地气压就要降低。 空气垂直运动：当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时，气柱中总质量没有变化，地面气压不会发生变化。但气柱中质量的上下传输，可造成气柱中某一层次空气质量改变，从而引起气压变化。3.论述并作图表示气压场的基本形式。（一）低气压简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹陷，形如盆地。（二）低压槽简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。（三）高气压简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低，空间等压
17、面类似山丘，呈上凸状，（四）高压脊简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。（五）鞍形气压场简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。4.作用于空气的力有哪些，对大气各起什么作用？水平气压梯度力：把存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力，称为水平气压梯度力 。气压分布不均产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势。 它用G 表示：G=-p/N（两条等压线间的气压差/两条等压线之间的垂直距离）/空气的密度。负号表示方向是由高压指向低压。地转偏向力：由于地球转动而使
18、在地球上运动的物体发生方向偏转的力，称为地转偏向力。在北半球它指向运动物体的右方，在南半球相反。 其公式为：A=2V sin 地转偏向力的大小同风速和所在纬度的正弦成正比。在风速相同情况下，则随纬度增高而增大。赤道上地转偏向力等于零；两极地转偏向力最大。惯性离心力：当空气作曲线运动时，还受惯性离心力c作用。惯性离心力方向与空气运动方向相垂直，并自曲线路径的曲率中心指向外缘，其大小与空气运动线速度V的平方成正比，与曲率半径r成反比。摩擦力：运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都会相互作用，产生阻碍气流运动的力，称为摩擦力。气层间的阻力，称为内摩擦力，主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变。地面
19、对气流运动的阻力，称为外摩擦力。摩擦力总是和运动方向相反，使空气运动速度减小，地转偏向力也相应减小。 摩擦力的大小在大气的各不同高度是不同的。以近地面层（地面至30-50M）为最大，高度愈高，作用愈弱，到1-2 km以上，其影响可忽略不计。此高度以下的气层称为摩擦层（或行星边界层），此层以上称为自由大气。上述四种力，对于空气运动的影响不同。气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，其它三种力，只存在于空气中，使空气运动方向或速度发生改变。如讨论赤道附近的空气运动时，可不考虑地转偏向力的影响；如空气作近似直线运动时，可不考虑惯性离心力；在讨论自由大气中的空气运动时，可不考虑摩擦力的作用。5.大气环流
20、形成的主要因素。（一）太阳辐射作用：大气运动需要能量，而能量几乎全来源于太阳辐射的转化。（二）地球自转作用：大气是在自转的地球上运动着，地球自转产生的偏转力迫使运动空气的方向偏离气压梯度力方向。（三）地面性质作用：地球表面是一个性质不均匀的复杂的下垫面。从对大气环流影响来说，海陆间热力性质的差异所造成的冷热源分布和山脉的机械阻滞作用，都是重要的热力和动力因素。（四）地面摩擦作用：大气在自转地球上运动着，与地球表面产生着相对运动。相对运动产生着摩擦作用，而摩擦作用和山脉作用使空气与转动地球之间产生了转动力矩（即角动量）。角动量在风带中的产生、损耗以及在风带间的输送、平衡，对大气环流的形成和维持具
21、有重要作用。六论述并作图三圈环流图，并说明形成过程。由于地球时刻不停地自西向东自转着，此时若假设地表性质均一，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。以北半球为例，说明此时大气运动情况。 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），受地转偏向力影响，由南风逐渐偏转成西南风，到30N附近上空时，风向偏转到与等压线平行，变成了西风。这样气流就不能继续向北流向北极，而是变成自西向东运动了。由于赤道地区上空的空气源源不断地流过来，又不能继续北进，便在30N附近上空堆积，空气密度加大产生下沉气流，这样使得低空气压增高，形成副热带高气压带。在低空，气压梯度
22、力的方向是由副高指向赤道低气压带，大气在向南流动过程中逐渐向右偏转，形成了东北信风。这样在赤道与30N之间形成一个低纬度环流圈。 近地面，副热带高气压带一部分气流向赤道低压带流去。另一部分气流向北流，在地转偏向力影响下，由南风逐渐向右偏形成西南风，也叫盛行西风。与此同时，从极地高气压带向南流的气流，逐渐向右偏形成东北风，又叫极地东风。盛行西风与极地东风这两支冷暖不同的气流，在60N附近相遇，形成上升气流，在低空形成副极地低压带。上升气流到高空，一部分流向副热带高气压带上空为补充副热带高气压带下沉气流的来源。这样在30N与60N之间形成一个中纬环流圈。 北纬60附近的上升气流，另一部分流向极地上
23、空，补充极地高气压带下沉气流。这样在60N与极地之间形成一个高纬环流圈。在南半球，同样存在着低纬、中纬、高纬三个环流圈。由于南半球的地转偏向力使气流向左偏转，所以环流的方向与北半球不同。第五章名词解释1、天气系统：通常是指引起天气变化和分布的高压、低压和高压脊、低压槽等具有典型特征的大气运动系统。2、气团变形：气团变形后，随着环流条件的条件的变化，由源地移行到另一新的地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的属性也随之发生相应的变化，这种气团原有的物理的属性的改变过程称为气团变形。3、副热带高压：在南、北半球副热带地区，经常维持着沿纬圈分布的高压带。副热带高压带受海陆沿纬圈分布的影响，常
24、断裂成若干个高压单体，称副热带高压，简称副高。简答题1、气团定义、形成条件及其气团分类？定义：是指气象要素在水平分布上比较均匀的大范围空气团。形成条件：一是范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。二是有一个能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。分类：地理分类法：（根据气团源地的地理位置和下垫面的性质进行的分类）冰洋大陆气团 冰洋海洋气团 极地大陆气团 极地海洋气团 热带大陆气团 热带海洋气团 赤道气团热力分类法：（根据气团与流经地区下垫面间热力对比进行的分类）暖气团 冷气团2、锋的定义及类型？锋是冷、暖气团相交绥的地带，该地带冷、暖空气异常活跃，常常形成广阔的云系和降水天气，有时还出现大风、降
25、温和雷暴等剧烈天气现象。类型：（根据峰两侧冷暖气团移动方向和结构状况）冷锋 暖锋 准静止锋 锢囚锋第六章1.气候系统的属性气候系统的属性可以概括为一下四个方面：热力属性，包括空气、水、冰和陆地表面的温度；动力属性，包括风、洋流及与之相联系的垂直运动和冰体运动；水分属性，包括空气湿度、云量及云中含水量、降水量、土壤湿度、河湖水位、冰雪等；静力属性，包括大气和海水的密度和压强、大气的组成成分、大洋盐度及气候系统的几何边界和物理常数等。这些属性在一定的外界条件下，通过气候系统的内部物理过程，化学过程和生物过程而相互作用着，关联着，并在不同的时间尺度内变化这，形成不同时期的气候特征。2.气候形成和变化
26、可归纳为那几个因子？气候的形成和变化可归纳为以下诸因子：太阳辐射宇宙地球物理因子环流因子（包括大气环流和洋流）下垫面因子（包括海陆分布、地形与地面特性、冰雪覆盖）人类活动的影响。第七章 气候带和气候型1.气候带与气候型的划分气候带与气候型的划分概括起来可分为实验分类法和成因分类法两大类。实验分类法是根据大量观测记录，以某些气候要素的长期统计平均值及其季节变化，来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本、桑斯威特、沃耶伊柯夫和杜库恰夫等分别为这一类的代表成因分类法是根据气候形成的辐射因子、环流因子和下垫面因子来划分气候带和气候型。一般实现从辐射和环流
27、来划分气候带；然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子相结合来确定气候型这一派的学者最著名的有阿里索夫、弗隆、特尔真和斯查勒等。一、柯本气候分类法柯本气候分类法是以温度和气候两个要素为基础，并参照自然植被的分布来确定的。他首先把全球气候分为、五个气候带，其中ZCDE为湿润气候，B为干旱气候，各带之中又化分为若干气候性。气候带气候型A热带Af热带雨林气候Am热带疏林草原气候Aw热带季风气候B干带Bs草原气候Bw沙漠气候C温暖带Cs夏干温暖气候（又称地中海气候）Cw冬干温暖气候Cf常湿温暖气候D冷温带Df常湿冷温气候Dw冬干冷温气候E极地带ET苔原气候EF冰原气候二、斯查勒气候分类法斯查勒认为天气是气候的基础，而天气特征和变化又受气团、锋面、气旋和反气旋所支配。他根据气团源地、分布、锋的位置和它们的季节变化对全球气候分为三大带，再按桑斯威特气候分类原则计算可能蒸发量Ep和水分平衡的方法，用年总可能蒸发量Ep、土壤缺水量D/、土壤储水量S和土壤多雨水量R等项来确定气候带和气侯型的界限，将全球分为三个气候带，13个气候型和若干副型，高低的气候则另为一类。三、气候分类法评议柯本气候分类法的优点是系统分明，各气候类型有明确的气温或雨量界限，易于分辨；符号简单，便于应用，便于借助计算机自动分类和检索；所用的气温和降水量指标是经过大量实测资料的统计分析，联系自然植被而
