简述大气降温的过程
简述大气降温的过程
在科学的海洋中，有着无数的知识等待我们去探索。
一、热平流原理从地面开始到大气层的顶端——对流层为止这一层温度是上下相同的，但有着不同的压力分布。热平流就是以这一特点而产生的。热平流是一种大规模的空气运动。假如没有它，世界上所有的地方都将陷入酷热之中。热平流可以自己产生或者是受其他因素影响而形成。热平流的强弱和温度、风速及湿度有关。 1、热平流强烈的天气状况会引起气温发生变化。 2、地面增温的情况取决于两个因素：一是空气密度；二是近地面层空气的运动。如果是密度较小的空气层，它将向上运动，在距地面10-15千米高度时，将变得比上层稀薄；反之，则向下运动。
大气的热量主要由太阳供给，而地面增温又需要大量的热量，故而高层大气和对流层上部的大气最容易受到地面影响，并随着地面温度的变化而变化。在20-30千米高度上，空气密度和气温随高度增加而降低，并形成逆温层，这样的气层就叫“逆温层”。当气温下降时，逆温层将消失，出现暖层。从地面开始至大气层的底端，也即对流层为止，这一层的气温是逐渐降低的，与热平流有明显的区别。大气的冷热主要决定于太阳辐射。但是，高层大气和对流层上部大气的降温却主要是受地面增温的影响。这一层大气的气温变化与热平流是不同的。热平流的情况往往导致中纬度地区下午出现雷暴、沙尘暴、龙卷风等天气现象。但在地球的两极，由于气候比较寒冷，很少发生热平流天气现象。在对流层以上的大气中，太阳辐射几乎可以忽略不计，
所以热平流很弱。
二、散热过程当空气因增温达到了一定的限度时，温度较高的空气层上升到大气层的高处，称为高空，温度较低的空气层下沉到大气层的低处，称为低空。在高空和低空中，存在着一个密度的差别，密度高的空气会自然地流向密度低的空气。而且，低空的空气因密度小，温度较高。当温度较低的空气与温度较高的空气进行热交换时，温度高的空气中的热量会被带走，使低空的温度降低，于是在高空和低空之间便产生了一个密度差异，也就是热力环流。在地球上，热力环流对天气和气候的影响十分重要。由于大气环流不仅具有降温作用，而且还具有增温作用，因此，热力环流可以改变气温，导致大气降温。
第三节 大气的增温和冷却
第三节大气的增温和冷却 一、海陆的增温和冷却的差异 1、在太阳辐射强度相同的条件下，海洋吸收的太阳能多于陆地。 （原因）—————————。 2、陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面，海水吸收的太阳能分布在较厚的水层中。（原因）------------------- 3、海面蒸发量大，失热多，水温不易升高。 4、岩石和土壤的比热小于水的比热。 二、空气的增温和冷却 （一）空气的非绝热变化 空气与外界交换热量的方式： 1、传导: 交换的热量很少。 2、辐射 （1）是地气间交换热量的主要方式。 （2）大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热。 3、对流 是对流层中热量交换的重要方式。 4、湍流 是摩擦层中气团间热量交换的重要方式。 5、蒸发（升华）和凝结（凝华） 是对流层下半层地气间及气团间潜热交换的方式。 总结： （1）地气间的热量交换主要是通过辐射。 （2）气团间的热量交换主要依靠对流和湍流，其次是通过蒸发和凝结。 （二）气温的绝热变化 1、绝热过程与泊松方程 （1）绝热过程： dQ=CpdT - RTdP/P = 0 CpdT = RTdP/P (2-30) 式（2-30）将气体的压力变化和温度变化联系了起来。 空气上升，压力减少，dP﹤0，CpdT﹤0，温度降低。 空气下沉，压力增加，dP﹥0，CpdT﹥0，温度升高。 （2-32） （2-32）式是干绝热方程，又叫泊松方程。
它给出了绝热变化时温度随气压变化的具体规律。 2、干绝热直减率(rd=1℃/100m) 绝热垂直减温率（绝热直减率）： 指空气块绝热上升单位距离时的温度降低值。 干绝热直减率： 指干空气和未饱和的湿空气上升单位距离时的温度降低值。 rd与r（气温直减率）的含义完全不同。 rd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，近于常数。 r是表示周围大气的温度随高度的分布情况。 r可以大于、小于或等于rd。 湿绝热直减率(rm) ： 饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的： （1）由气压变化引起的。 （2）由水汽凝结时释放潜热引起的。 有水汽凝结时，空气上升所引起的降温将比没有水汽凝结时要缓慢。 湿绝热直减率rm的表达式如下： （2-41） 当饱和湿空气上升时，dZ﹥0,dqs﹤0; 下降时，dZ﹤0,dqs﹥0。 所以，rm总小于rd。 rm﹤rd, rm不是常数，是气压和温度的函数。rm随温度升高和气压减小而减小。 饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。 因此，在气压一定的条件下，高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。 在气温一定的条件下，气压高时空气湿绝热直减率比气压低时大一些。 3、位温和假相当位温 （1）位温：把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度（1000hPa）处，这时所具有的温度称为位温， 根据泊松方程，位温的表达式如下： （2-24） 上式中，T、P分别为干绝热过程起始时刻的温度和气压。 在干绝热过程中，气块的位温不变。 在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。
简述大气降温的过程
简述大气降温的过程 在科学的海洋中，有着无数的知识等待我们去探索。 一、热平流原理从地面开始到大气层的顶端——对流层为止这一层温度是上下相同的，但有着不同的压力分布。热平流就是以这一特点而产生的。热平流是一种大规模的空气运动。假如没有它，世界上所有的地方都将陷入酷热之中。热平流可以自己产生或者是受其他因素影响而形成。热平流的强弱和温度、风速及湿度有关。 1、热平流强烈的天气状况会引起气温发生变化。 2、地面增温的情况取决于两个因素：一是空气密度；二是近地面层空气的运动。如果是密度较小的空气层，它将向上运动，在距地面10-15千米高度时，将变得比上层稀薄；反之，则向下运动。 大气的热量主要由太阳供给，而地面增温又需要大量的热量，故而高层大气和对流层上部的大气最容易受到地面影响，并随着地面温度的变化而变化。在20-30千米高度上，空气密度和气温随高度增加而降低，并形成逆温层，这样的气层就叫“逆温层”。当气温下降时，逆温层将消失，出现暖层。从地面开始至大气层的底端，也即对流层为止，这一层的气温是逐渐降低的，与热平流有明显的区别。大气的冷热主要决定于太阳辐射。但是，高层大气和对流层上部大气的降温却主要是受地面增温的影响。这一层大气的气温变化与热平流是不同的。热平流的情况往往导致中纬度地区下午出现雷暴、沙尘暴、龙卷风等天气现象。但在地球的两极，由于气候比较寒冷，很少发生热平流天气现象。在对流层以上的大气中，太阳辐射几乎可以忽略不计，
所以热平流很弱。 二、散热过程当空气因增温达到了一定的限度时，温度较高的空气层上升到大气层的高处，称为高空，温度较低的空气层下沉到大气层的低处，称为低空。在高空和低空中，存在着一个密度的差别，密度高的空气会自然地流向密度低的空气。而且，低空的空气因密度小，温度较高。当温度较低的空气与温度较高的空气进行热交换时，温度高的空气中的热量会被带走，使低空的温度降低，于是在高空和低空之间便产生了一个密度差异，也就是热力环流。在地球上，热力环流对天气和气候的影响十分重要。由于大气环流不仅具有降温作用，而且还具有增温作用，因此，热力环流可以改变气温，导致大气降温。
(完整版)大气的受热过程与气温
精心整理 大气的受热过程与气温 一、准备知识 1.大气的垂直分层 臭氧层能过滤大部分对人体和生物有害的紫外线，仅剩下少量的紫外线到达地表
固体杂质很少凝结核，是成云致雨的必要条件 注：干洁空气比例基本不变；水汽一般夏季>冬季，低纬>高纬；固体杂质陆>海、城市>乡村、早晨和夜间>午后、冬季>夏季 3．（1）宇宙中的物体都在不断向外辐射能量，同时也在不断接受外界辐射的能量（温度高的物体主要表现为向外辐射，温度低的物体主要表现为接收辐射）物体的温度越高辐射能力越强。（2）长波辐射与短波辐射的相对性（见课本P28注释） 二、大气的受热过程 大气的受热过程影响着大气的热状况、温度分布和变化，制约着大气的运动状态。（一）大气受热过程三个环节 AA.太阳辐射穿过厚厚大气 （1）投射的纬度和季节决定了太阳辐射的强度和时间，决定了获得能量的基本格局。（2）大气的削弱作用 削弱三种方式①反射：参与的大气成分：云层和较大尘埃。特点：云层愈厚，云量愈多，反射作用愈强；例：多云。无选择性。②散射。参与的大气成分：空气和较小尘埃特点：一部分太阳辐射改变方向，无法到达地面。有选择性。③吸收。参与的大气成分：臭氧吸收紫外线。水汽和二氧化碳吸收红外线。
影响大气削弱作用的因素①太阳高度越大经过的路径越短被太阳削弱的越少，且太阳高度角大单位面积太阳辐射量大。②天气和气候（如阴雨天气白天对太阳辐射削弱作用强）③地形地势（地势高比同纬度昼长，太阳辐射经过的路径短且空气稀薄被大气削弱的少）④人为因素（如CO2氟氯烃排放、大气污染等） B.太阳辐射到达地面，地面反射和吸收，地面增温，地面辐射增强，地面以长波辐 10— C. 中的水汽和CO2的含量有关。 （二）、大气的受热过程-----气温的日变化、年变化 1.有关概念 气温是大气热力状况(冷热程度)的数值度量，一天观测3～4次(8、14、20、2点)
大气的受热过程
大气的受热过程 ∙能量来源： 太阳辐射是地球表面最重要的能量源泉。地面是近地面大气主要、直接的热源。 太阳辐射的波长范围是：0.15～4微米。 太阳辐射的能量主要集中：可见光（0.4～0.76微米） 太阳辐射——“短波辐射”，地面辐射——长波辐射，大气辐射——长波辐射受热过程： ①太阳辐射到达地球大气上界。 ②太阳辐射穿过大气层，大气对太阳辐射的削弱作用（吸收、反射和散射作用）。 ③太阳辐射到达地表。部分被地表反射，部分被地面吸收，从而使地面增温。 ∙大气对太阳辐射的削弱作用： ①吸收作用：具有选择性，水汽和二氧化碳吸收红外线，臭氧吸收紫外线，对于 可见光部分吸收比较少。 ②反射作用：无选择性，云层、尘埃越多，反射作用越强。例多云的白天温度不 太高。 ③散射作用：具有选择性，对于波长较短的篮紫光易被散射。例晴朗的天空呈蔚 蓝色等。 对地面的保温效应： ①地面吸收太阳短波辐射增温，产生地面长波辐射 ②大气中的CO2和水汽强烈吸收地面的长波辐射而增温 ③大气逆辐射对地面热量进行补偿，起保温作用。 影响地面辐射大小（获得太阳辐射多少）的主要因素： 纬度因素，太阳高度角的大小不同，导致地面受热面积和太阳辐射经过大气层的路程长短，是影响的主要因素，同时，它的大小受下垫面因素（反射率）和气象因素等的影响。 ∙逆温现象：
对流层由于热量主要直接来自地面辐射，所以海拔越高，气温越低。 一般情况下，海拔每上升1000米，气温下降6°C。 有时候出现下列情况：①海拔上升，气温升高；②海拔上升1000米，气温下降幅度小于6°C。这就是逆温现象。 逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。 A发生时稳定性特别强（不利于垂直运动），易出现大气污染 B最有利于逆温发生的条件是平静而晴朗的夜晚 C日出前后的逆温层最厚，日出后地面温度升高，逆温层慢慢消失。 逆温的类型： （1）辐射逆温： 经常发生在晴朗无云的夜间，由于大气逆辐射较小，地面辐射散失热量多，近地面气温迅速下降，而高处气层降温较少，从而出现上暖下冷的逆温现象。这种逆温现象黎明前最强，日出后逆温层自下而上消失.这种逆温现象主要发生在气温日较差的晴天晚上和黎明。地面热量辐射散失，越接近地面空气越冷，导致逆温。过程为： 图a为正常气温垂直分布情形；在晴朗无云的夜间，地面辐射冷却很快，贴近地面的气层也随之降温。离地面愈近，降温愈快，离地面愈远，降温愈慢，因而形成了自地面开始的逆温（图b）；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强（图c）；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失（图d、e）。辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。 （2）平流逆温： 暖空气水平移动到冷的地面或冷空气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或大气的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。这种逆温现象主要出现在中纬度沿海地区。 （3）地形逆温： 它主要由地形造成，主要发生在盆地和谷地中，由于山坡散热快，冷空气循山坡
高中地理 最基础系列 大气的受热过程
考点5 大气的受热过程 1．大气受热过程 地面辐射是对流层大气热量的直接来源，太阳辐射是根本来源,大气的受热过程具体图解如下: 由图可知大气受热的过程： “太阳暖大地”：太阳辐射能是地球上最主要的能量来源，虽然需要穿过厚厚的大气，但大气直接吸收的太阳辐射能量很少，只有臭氧和氧原子吸收一部分波长较短的紫外线,水汽和二氧化碳吸收波长较长的红外线,而能量最强的可见光被吸收的很少，绝大部分透过大气射到地面，地面因吸收太阳辐射能增温。 “大地暖大气”：地面增温的同时向外辐射热量。相对于太阳短波辐射，地面辐射是长波辐射，除少数透过大气返回宇宙空间外，绝大部分被近地面大气中的水汽和二氧化碳吸收，使大气增温。 “大气返大地”：大气在增温的同时,也向外辐射热量,既向上辐射，也向下辐射,其中大部分朝向地面，称为大气逆辐射，大气逆辐射把热量还给地面，在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用. 1．大气保温作用的应用 （1)解释温室气体大量排放对全球气候变暖的影响 错误!→错误!→错误!→错误! (2)分析农业实践中的一些现象 ①我国北方地区利用温室大棚生产反季节蔬菜;②深秋利用烟雾防霜冻；③干旱半干旱地区果园中铺沙或鹅卵石不但能防止土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果的糖分积累等。 （3）利用大气的削弱作用原理分析某一地区太阳能的多寡.如 ①高海拔地区： ②内陆地区：
③四川盆地： 2．昼夜温差大小的分析 分析昼夜温差的大小要结合大气受热过程原理,主要从地势高低、天气状况、下垫面性质几方面分析. (1)地势高低：地势高→大气稀薄→白天大气的削弱作用和夜晚大气的保温作用都弱→昼夜温差大。 （2）天气状况：晴朗的天气条件下，白天大气的削弱作用和夜晚大气的保温作用都弱→昼夜温差大。 （3）下垫面性质：下垫面的比热容大→增温和降温速度都慢→昼夜温差小，如海洋的昼夜温差一般小于陆地。读下面大气受热过程图,回答(1）～（2)题. (1)使近地面大气温度升高的热量传递过程顺序是（) A．①—②—③ B．①—④—② C．②—③—④ D．③—④—② （2）影响近地面大气温度随高度升高而递减的是箭头( ） A．①B．②C．③D．④ 【答案】（1)B (2)B 1.气象谚语有“露重见晴天"的说法。就此现象，下列叙述正确的是 A。天空云量少，大气保温作用强 B.地面辐射强,地表降温慢 C。空气中水汽少，地表降温慢 D.大气逆辐射弱，地表降温快 【答案】D
大气受热过程原理
大气受热过程原理 考点热度★★★☆☆ 大气的受热过程 （1）两个来源 ①地球大气受热能量的根本A太阳辐射。 ②近地面大气主要、直接的热源：B地面辐射。 （2）两大过程 ①地面增温：大部分太阳辐射能够透过大气射到地面，使地面增温。 ②大气增温：地面被加热，并以长波辐射的形式向大气传递热量。 （3）两大作用 ①削弱作用：大气层中的水汽、云层、尘埃等对太阳辐射的吸收、反射和散射作用。 ②保温作用：C大气逆辐射对近地面大气热量的补偿作用。 特别提醒任何物体温度最高时，其辐射最强。就某一地区而言，地方时12点时，太阳辐射最强；地方时13点时，地面温度最高，地面辐射最强；地方时14点时，大气温度最高，大气辐射（包括大气逆辐射）最强。 考向一大气受热过程原理及其应用 1．大气的受热过程及其地理意义 大气通过对太阳短波辐射和地面长波辐射的吸收，实现了受热过程，而大气对地面的保温作用是大气受热过程的延续。具体图解如下。
2．大气保温作用的应用 （1）解释温室气体大量排放对全球气候变暖的影响 温室气 体排放增多→ 大气吸收 的地面辐 射增多 → 大气逆辐射 增强，保温 作用增强 → 气温升 高，全球 气候变暖 （2）分析农业实践中的一些常见现象 ①采用塑料大棚发展反季节农业，利用玻璃温室育苗等。塑料薄膜、玻璃能使太阳短波辐射透射进入棚内或室内，而地面长波辐射却不能穿透塑料薄膜或玻璃把热量传递出去，从而使热量保留在塑料大棚和玻璃温室内。 ②人造烟雾、浇水防冻。秋冬季节，我国北方常用人造烟雾来增强大气逆辐射，使地里的农作物免遭冻害。浇水可增加空气湿度，增强大气逆辐射；水汽凝结释放热量；水的比热容大，浇水可减小地表温度下降的速度和变化幅度，减轻冻害。 ③果园中铺沙或鹅卵石不但能防止土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果的糖分积累等。 （3）利用大气削弱作用原理分析某地区太阳能的多寡 ①高海拔地区（以青藏高原地区为例） 地势高→空气稀薄→大气的削 弱作用弱 →太阳能丰富 ②内陆地区（以我国西北地区为例） 气候较为干旱→ 晴天多、阴 雨天气少 → 大气的削 弱作用弱 →太阳能丰富 ③湿润内陆盆地（以四川盆地为例）
高考地理考点09大气受热过程原理含解析
考点09 大气受热过程原理 考点热度★★★☆☆ 大气的受热过程 （1）两个来源 ①地球大气受热能量的根本来源：A太阳辐射。 ②近地面大气主要、直接的热源：B地面辐射。 （2）两大过程 ①地面增温：大部分太阳辐射能够透过大气射到地面，使地面增温。 ②大气增温：地面被加热，并以长波辐射的形式向大气传递热量。 （3）两大作用 ①削弱作用：大气层中的水汽、云层、尘埃等对太阳辐射的吸收、反射和散射作用。 ②保温作用：C大气逆辐射对近地面大气热量的补偿作用。 特别提醒任何物体温度最高时，其辐射最强。就某一地区而言，地方时12点时，太阳辐射最强；地方时13点时，地面温度最高，地面辐射最强；地方时14点时，大气温度最高，大气辐射（包括大气逆辐射）最强。 考向一大气受热过程原理及其应用 1．大气的受热过程及其地理意义 大气通过对太阳短波辐射和地面长波辐射的吸收，实现了受热过程，而大气对地面的保温作用是大气受热过程的延续。具体图解如下。
2．大气保温作用的应用 （1）解释温室气体大量排放对全球气候变暖的影响 温室气 体排放增多→ 大气吸收 的地面辐 射增多 → 大气逆辐射 增强，保温 作用增强 → 气温升 高，全球 气候变暖 （2）分析农业实践中的一些常见现象 ①采用塑料大棚发展反季节农业，利用玻璃温室育苗等。塑料薄膜、玻璃能使太阳短波辐射透射进入棚内或室内，而地面长波辐射却不能穿透塑料薄膜或玻璃把热量传递出去，从而使热量保留在塑料大棚和玻璃温室内。 ②人造烟雾、浇水防冻。秋冬季节，我国北方常用人造烟雾来增强大气逆辐射，使地里的农作物免遭冻害。浇水可增加空气湿度，增强大气逆辐射；水汽凝结释放热量；水的比热容大，浇水可减小地表温度下降的速度和变化幅度，减轻冻害。 ③果园中铺沙或鹅卵石不但能防止土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果的糖分积累等。 （3）利用大气削弱作用原理分析某地区太阳能的多寡 ①高海拔地区（以青藏高原地区为例） 地势高→空气稀薄→大气的削 弱作用弱 →太阳能丰富 ②内陆地区（以我国西北地区为例） 气候较为干旱→ 晴天多、阴 雨天气少 → 大气的削 弱作用弱 →太阳能丰富
【新教材】2022年高中地理鲁教版必修一学案：第二单元 第一节 第2课时大气的受热过程(含解析)
第2课时大气的受热过程 一、地面的增温过程 1.能量来源:地球表层最主要的能量来源是太阳辐射。 2.地面增温: 二、大气的增温过程 1.地面辐射:地面吸收太阳辐射增温,同时向外辐射热量,其能量主要集中在红外线部分,属于长波辐射。 2.大气增温:
三、大气逆辐射的保温作用 把辐射方式和类型连线。 判断下列说法的正误。 ①太阳辐射是低层大气主要的热量来源。(×) ②太阳辐射是短波辐射。(√) ③大气对太阳辐射的吸收具有选择性。(√) ④太阳辐射毫无阻碍的到达地面使地面增温。(×) 大气逆辐射只有晚上存在吗? 提示:大气逆辐射是大气辐射的一部分,是始终存在的,白天辐射更强。只是白天由于太阳辐射的影响,考虑问题时主要侧重于大气对太阳辐射的削弱作用;晚上,由于没有太阳辐射,近地面气温主要受大气逆辐射强弱的影响,因而容易产生只有晚上存在的误解。
下图是大气对地面的保温作用示意图,图中数字代表太阳辐射、地面辐射、大气辐射和大气逆辐射。 ①大气逆辐射②大气辐射 ③地面辐射④太阳辐射 能力大气受热过程原理的应用 1.大气的受热过程原理图解: 【特别提醒】数字法记忆大气的受热过程 一个原因:太阳辐射。 两种作用:削弱作用和保温作用。 三个环节:太阳暖大地、大地暖大气、大气还大地。
四种辐射:太阳辐射、地面辐射、大气辐射、大气逆辐射。 2.昼夜温差大小的分析: 分析昼夜温差的大小要结合大气受热过程原理,主要从地势高低、天气状况、下垫面性质几方面分析。 3.利用大气的削弱作用原理分析某地太阳能的多寡: (1)青藏高原。 (2)内陆地区。 (3)四川盆地。 4.大气的保温作用原理在生产生活中的应用: (1)解释温室气体大量排放对全球变暖的影响。
大气降温过程的主要类型
大气降温过程的主要类型 大气降温是指大气温度下降的过程，通常是由于冷空气的侵入或者天 气系统的影响所导致的。大气降温的主要类型包括辐射降温、对流降温、地面降温和平流降温。 辐射降温是指夜间或者晴朗天气中，地表向空间辐射热量，导致地表 温度下降，从而引起大气温度下降的过程。这种降温方式通常发生在 夜间，当太阳下山后，地表向空间辐射的热量会迅速散失，导致地表 温度迅速下降。此时，地表的温度低于空气的温度，空气会受到地表 的冷却作用，从而导致大气温度下降。 对流降温是指由于大气中的热量不均匀分布，导致空气的上升和下沉，从而引起大气温度下降的过程。这种降温方式通常发生在白天，当太 阳照射地表时，地表受到太阳辐射的加热，从而导致地表温度升高。 此时，地表的温度高于空气的温度，空气会受到地表的加热作用，从 而导致大气温度升高。但是，当空气中的水汽达到饱和状态时，就会 形成云和降水，从而导致大气温度下降。 地面降温是指由于地表的冷却作用，导致大气温度下降的过程。这种 降温方式通常发生在夜间或者晴朗天气中，当地表向空间辐射热量时，地表温度会迅速下降。此时，地表的温度低于空气的温度，空气会受
到地表的冷却作用，从而导致大气温度下降。 平流降温是指由于空气的水平运动，导致大气温度下降的过程。这种 降温方式通常发生在天气系统的影响下，当冷空气和暖湿空气相遇时，会形成锋面，从而导致空气的水平运动。此时，冷空气会向暖湿空气 的上方移动，从而导致大气温度下降。 总之，大气降温的主要类型包括辐射降温、对流降温、地面降温和平 流降温。了解这些降温方式对于预测天气和应对气候变化具有重要意义。
大气降温过程的主要类型
大气降温过程的主要类型 一、层雾降温 层雾降温是大气中常见的降温过程之一，它主要是由于冷空气下沉形成的。当冷空气下沉到一定高度时，空气中的水蒸气会凝结成水滴，形成层状云或雾。这种降温过程在气象学中被称为逆辐射。 层雾降温常见于夜晚或早晨，当地表辐射能量释放后，地面温度迅速降低，使得近地层空气变得冷却。冷空气下沉并将水蒸气凝结成雾滴，导致低层大气温度明显下降。 层雾降温的特点包括： •温度下降迅速，降温幅度较大。 •形成层状云或雾，能见度下降。 •多发生在无风或风速较小的条件下。 二、辐射冷却 辐射冷却是大气降温的另一种重要类型，它主要是由于物体的辐射能量损失导致的。当地表温度高于周围环境温度时，物体会向周围环境辐射热能，使得大气温度下降。 辐射冷却的过程中，温度较高的物体向周围环境辐射热能，而较低温度的空气会取代原来的温暖空气，导致大气温度下降。这种过程在晴朗的夜晚或干燥的冬季经常发生。 辐射冷却的特点包括： •对天气晴朗和干燥的条件要求较高。 •温度下降较为缓慢，降温幅度一般较小。 三、对流降温 对流降温是大气中的一种常见降温过程，它主要是由于空气的垂直运动所导致的。当地表受到强热力作用时，空气被加热并上升，然后通过冷却下沉的过程，使得大气温度下降。
对流降温的过程中，暖空气通过上升与冷空气交替，从而使大气中的温度下降。这种过程在天气不稳定、对流活跃的情况下较为明显。 对流降温的特点包括： •温度下降较为迅速，降温幅度一般较大。 •多发生在晴朗的天气、短暂降雨后和压力槽通过的情况下。 四、冷锋降温 冷锋降温是大气中的一种重要降温过程，它主要是由于冷锋的活动所引起的。冷锋常常伴随着冷空气的南下移动，当冷空气与暖空气相遇时，暖空气会被迅速抬升并冷却，导致大气温度下降。 冷锋降温的过程中，冷空气迅速推进，迫使暖空气上升，然后冷却下沉，导致大气温度的明显下降。这种过程在冷锋区域具有明显的降温效果。 冷锋降温的特点包括： •温度下降幅度较大，降温迅速。 •常常伴随着降水天气。 五、冷空气团降温 冷空气团降温是大气中一种常见的降温过程，它主要是由冷空气的活动所引起的。冷空气团一般由一块较冷的空气形成，并向着低层大气中移动，当冷空气与暖空气相遇时，暖空气被迫上升形成云或雨，导致大气温度下降。 冷空气团降温的过程中，冷空气团推进并与暖空气交汇，使得暖空气上升冷却，导致大气温度下降。这种过程在冷天气条件下较为常见。 冷空气团降温的特点包括： •温度下降幅度较大，降温迅速。 •常常伴随着降水天气。 结论 大气降温过程的主要类型包括层雾降温、辐射冷却、对流降温、冷锋降温和冷空气团降温。不同类型的降温过程具有不同的特点和发生条件，对我们的日常生活和气象预测都具有重要的影响。在了解这些降温过程的基础上，我们可以更好地理解和预测大气的变化，为我们的生活和工作提供更为准确的参考。
空气降温计算公式
空气降温计算公式 【原创实用版】 目录 1.空气降温计算公式的概述 2.空气降温计算公式的推导过程 3.空气降温计算公式的应用实例 4.空气降温计算公式的优缺点分析 正文 【空气降温计算公式的概述】 空气降温计算公式是一种用于计算空气降温的数学公式，可以帮助我们了解空气在降温过程中温度的变化情况。在气象学、空调工程等领域具有广泛的应用。 【空气降温计算公式的推导过程】 空气降温计算公式的推导过程较为复杂，涉及到气体物理学、热力学等领域的知识。在此，我们简单介绍一下空气降温计算公式的推导过程。 假设空气为一种理想气体，其摩尔质量为 M，比热容为 Cv，空气的初始温度为 T1，最终温度为 T2，空气的初始压强为 P1，最终压强为 P2。根据气体状态方程 PV=nRT，我们可以得到： P1/T1 = P2/T2 根据热力学第一定律，气体内能的变化ΔU = Q - W，其中 Q 为吸收的热量，W 为对外做功。在此过程中，气体对外做的功可以忽略不计，因此： ΔU = Q = nCv(T2 - T1) 根据气体内能的定义，内能 U = nCvT，所以：
CvT2 - nCvT1 = nCv(T2 - T1) 因此，我们可以得到空气降温的计算公式： ΔT = (T1 - T2) / (1 + (T1 / T2)) 【空气降温计算公式的应用实例】 例如，在夏季，我们希望通过空调降低室内温度，此时我们可以利用空气降温计算公式来预测空调开启后的降温效果。假设室内初始温度为30℃，我们希望降低到 26℃，此时可以代入公式计算： ΔT = (30 - 26) / (1 + (30 / 26)) ≈ 3.7℃ 因此，开启空调后，室内温度预计会降低约 3.7℃。 【空气降温计算公式的优缺点分析】 空气降温计算公式的优点在于能够较为准确地预测空气降温的过程，有助于分析和优化空调等设备的运行效果。然而，该公式的推导过程较为复杂，对非专业人士而言不易理解。
简述大气降温的过程
简述大气降温的过程 地面热量的收入大于散失，使大气保持一定的稳定。这就是大气自身的调节作用。 大气层的运动有对流运动和平流运动两种形式。从海洋上吹来的风带来了海洋上的水汽，这些水汽随着风到达陆地后就在那里聚集起来。当风吹过海面时，由于海水的蒸发，水汽便被蒸发到空中，成为云，这样的云被称为水汽云，简称水汽。水汽在高空遇到冷空气，就会凝结成雨或雪降落下来，这就是对流降水。水汽降落到地面以后，就会变成以前所说的云。云内的水汽逐渐增多，到了某个程度，就变成了雨滴或雪花，形成了降水。不同的云由于其内部结构的差异，降水的形态也各不相同。如有的云由于空气不易对流，就可能积累大量水汽而不降雨。我们常见的就是这类云，云下面的雨就是这样形成的。水汽从空中降落到地面，常要经过一系列的变化，它们之间相互影响，共同完成降水过程。 另外大气降温还有蒸发增湿、凝结、凝华等过程。由于气温下降，水汽容易变成露珠，故有时下雨时地面上的水点、霜线、冰针和雪花也能明显地看出来。在晴朗无云的夜晚，大地与高空之间的温度差较大，所以靠近地面的空气膨胀上升，高空的空气冷却下沉。这样，近地面的空气因密度减小而上升，高空的空气因密度增大而下沉。这种现象叫做热力环流。由于热力环流，近地面的冷空气流入高空，高空的暖空气流向低空，从而形成低压槽、高压脊。在气压梯度力的作用下，形成了大气的水平运动——风。由于风向是不断变化的，因此低
压区和高压区的范围也是不断变化的。风在地球上空的运动就形成了风带。这样就能更好的促进大气中的水汽和热量交换。这样既能增加大气的水汽含量，又能防止蒸发，对降雨的增多十分有利。除此以外，对流运动、凝结、凝华等过程也都是大气调节的重要方面。 我觉得物理学太神奇了！像大气降温这么复杂的事情竟然会存在，真是不可思议啊！ 我觉得物理学太神奇了，当我们认识到，大气降温是在地球表面和高层大气之间的热量交换的基础上发生的，没有热量的输入和输出，就没有大气的冷暖。通过学习，我知道了大气的一些性质，如：密度、比热容、大气的热量、光等等。我希望能够掌握它们。这样我们就能更加精确的观测天气，让天气预报更加准确。
气象学复习模拟练习题
气象学复习模拟练习题 气象学复习模拟练习题 第一节大气的组成和热能 1、什么是干洁空气？（P82） 通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气，简称干空气。 2、什么是一个大气压？（P86） 气象学把温度为0℃、纬度为45°的海平面气压作为标准大气压，称为1个大气压，相当于1013.25 hPa。 3、气压随高度的变化与气温和气压条件的关系。(P87) 气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。 从下表3-3可以看出： ①在气压相同条件下，气柱温度愈高单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小，即暖区气压垂直梯度比冷区小； ②在相同气温下，气压愈高单位气压高度差愈小，气压垂直梯度愈大。 因此，地面高气压区，气压随海拔上升而很快降低，上空往往出现高空低压。地面暖区气压常比周围低，而高空气压往往比同高度的邻区高；地面冷区气压常比周围高，而高空气压往往比周围低。 内容需要下载文档才能查看内容需要下载文档才能查看 4、什么是“标准大气”？（P90） 人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量为28.9644kg/kmol，且处于静力学平衡和水平成层分布。 5、太阳辐射能由哪些组成？（P91） 太阳辐射能主要是波长在0.4一0. 76 um的可见光，约占总能量的50%；其次是波长大于0.76 um的红外辐射，约占总辐射能的43%；波长小于0.4 um的紫外辐射约占7%。
6、什么是太阳辐射强度？（P91） 表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。 7、什么是太阳常数？（P91） 在日地平均距离（D= 1.496×108 km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射称为太阳常数（用S0表示）。 8、为什么天空有时候是蔚蓝色的，有时候又是灰白色的？（必考）（P91-92） 散射和反射作用受云层厚度、水汽含量、大气悬浮微粒粒径和含量的影响很大。晴空时起散射作用的主要是空气分子，波长较短的蓝紫光被散射，使天空呈蔚蓝色；阴天或大气尘埃较多时起散射作用的主要是大气悬浮微粒，散射光长短波混合，天空呈灰白色。 9、到达地面的太阳辐射包括哪些？什么是散射辐射？什么是总辐射？（P92） （1）经大气削弱后到达地面的太阳辐射包括两部分： 一是直接辐射，二是散射辐射。 （2）经大气散射后到大地面部分的太阳辐射，称为散射辐射。 （3）直接辐射和散射辐射之和即是太阳辐射总量，称为总辐射。 10、总辐射的日变化和年变化是什么？（P92） 总辐射有明显的日变化和年变化。 一天之内，夜间总辐射为零，日出后逐渐增加，正午达最大值，午后逐渐减小。但云的影响可改变正常的日变化。 一年之内，夏季总辐射最大，冬季最小。总辐射的纬度分布，一般是纬度愈低总辐射愈大；纬度愈高总辐射愈小。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在20°N附近。 11、什么是“大气窗”？（P93） 波长为8.5一12 um的辐射称为“大气窗”。 12、什么是大气辐射？什么是大气逆辐射？（P94） （1）大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。 （2）大气辐射中一部分向下投向地面，即是大气逆辐射。
简述大气降温的过程
简述大气降温的过程 在这些现象中，最重要的就是大气的冷却了。下面我就来简述一下吧！ 2.4。 0 ℃和-10 ℃的水温表示的是相同的，也就是说，当它们相差1 ℃时，人的体感温度可以相差近30 ℃！ 2.5。 0 ℃的水蒸气向1 ℃的水凝结成水时，需要放出209kJ/kg 的热量；而1 ℃的水蒸气向0 ℃的水凝结成水时，需要吸收167kJ/kg 的热量。这说明水蒸气的温度越高，能够放出的热量就越多，凝结成水的过程中需要吸收的热量就越少。根据这个关系，可以知道，水的凝固点跟水的含盐度有关。当含盐量越高时，凝固点就越低。 2.6。水到达凝固点时，不仅会结冰，还会结成冰晶。所谓“晶体”，其实就是比原来大的小颗粒。晶体的熔化点较低，能够放出更多的热量，所以能够把外界给予的热量转换为内能，从而使冰变得坚硬起来。这也就是冬天里河面上的“厚冰”多于平常的原因了。冰晶的密度比水小，只有在和水接触时才会结合在一起。我国北方的冬天非常寒冷，南方却很温暖，就是因为北方经常吹来干燥的西风，而南方却经常吹来湿润的东南风，两者正好抵消。 2.7。地球上的温度有规律地分布着。北极是地球上最冷的地方，但它却是离太阳最近的地方；赤道附近是最热的地方，也是离太阳最远的地方。根据地球公转和自转形成的时间差异，各地的白天黑夜出现时间并不一样：由于白天黑夜的交替时间在一年中只有6小时25分钟，而不是24小时制中的0时至23时，所以地球上的季节变化与
24小时制的计算有所不同。夏至日的白昼达17小时12分钟，而冬至日则只有9小时50分钟。由此看来，我们所在的地区实际上并不处于夏季或冬季，因为这里的日照时间每年都是7小时15分钟，而不是24小时制中的12小时或14小时。 2.8。同样是在冬天，雪在空中落下的快慢不一样。物理学中将其称为“比重”，即单位质量物体的重力。下雪时，在0 ℃以下的雪中，悬浮在空中的水的质量比在空气中的水质量轻。因此，下雪时，由于空气中的水遇冷，使空气变重，雪花就容易从空中飘落下来。而在温度相对较高的地方，例如，室内的暖气流，或者雨过天晴后积聚在树枝、屋顶、玻璃上的水滴，这些都不受重力作用，会像棉絮一样附着在上面，难以落下。
气象学
1、气温垂直梯度（γ）（气温直减率）是指高度每变化100m，气温变化的度数。单位是℃·(100m) -1, γ=﹣ΔT／ΔZ （二）大气稳定度：概念：大气稳定度是指气块受任意方向扰动后返回或远离平衡位置的趋势和程度。 判别式 ①r越大，大气越不稳定；当r＞rd时，为绝对不稳定。 ②r越小，大气越稳定。当r＜rm时，为绝对稳定状态。 如果r很小（r≤0）,它将阻碍对流的发展，所以习惯上常将逆温以及r很小的气层称为阻挡层。 ③当rm＜r＜rd时，对饱和空气来说，大气是处于不稳定状态；对于末饱和空气来说，大气是处于稳定状态。这种情况，总起来说大气是处于条件性不稳定状态。④r=rd（rm）:大气是中性的。 1、积温的定义 作物的生长发育是在一定的温度下开始的，而且是在累积了一定的温度总数后完成的。这个一定的温度总数就叫做积温（accumulated temperature）。 2、积温的种类 (1)活动积温：作物的某一生育期或全生育期中所有活动温度的总和，即为活动积温，表达式可写为： Aa= i(ti＞B) (用于农业气候资源分析） n：生育期日数 ti：该生育期每天的平均气温 B：作物发育的下限温度（生物学零度） Aa：生育期内的活动积温 ti＞B为高于下限温度的日平均温度即活动温度，为该生育期始日至终日（i-N）之和。 （2）有效积温：作物的某一生育期或全生育期中有效温度的总和为有效积温。则有效积温的求算式为： Ae= (ti－B) 式中：Ae为生育期内的有效积温 如果以T表示生育期间的平均气温，B仍为下限温度，n为生育期日数，则有效积温还可写为如下表达式： Ae=n(T-B)（与植物有关的热量分析） 第三章大气中的水分 第一节空气湿度 表示空气中水汽含量的多少（即空气的潮湿程度）的物理量称为空气湿度（humidity）。一、空气湿度的表示方法： （一）水汽压（e）---- hPa（百帕）或mmHg（毫米水银柱高） 大气中水汽所产生的分压强叫水汽压(vapour pressure)。 水汽压的大小和空气中水汽含量的多少有关，当空气中的水汽含量增多时，水汽压就相应地增大，反之，水汽压减小。所以，用水汽压的大小可表示空气中水汽含量的多少。 T↑,e↑（蒸发多）；T↓，e↓（蒸发少）。 （二）饱和水汽压（E）---- hPa（百帕）或mmHg （毫米水银柱高） 在一定温度条件下，单位体积的空气中所能容纳的水汽数量有一个最大的限度，此时空气中的水汽压叫做饱和水汽压(saturation vapour pressure)。
高三二轮复习：大气受热过程(附带气温的描述和影响因素)
大气受热过程 一、大气分层 名称对流层平流层高层大气 高度0—12km12—50km50km以上 气流状况上升和下沉平流 现象天气现象飞机航天器 1、两个来源 地球大气受热能量的根本来源：太阳辐射。 近地面大气主要、直接的热源：地面辐射。 2、两大过程 地面增温：大部分太阳辐射能够透过大气射到地面， 使地面增温。 大气增温：地面被加热，并以长波辐射的形式向大 气传递热量。 3、两大作用 削弱作用：大气层中的水汽、云层、尘埃等对太阳辐射的吸收、反射和散射作用。 保温作用：C大气逆辐射对近地面大气热量的补偿作用。 特别提醒：任何物体温度最高时，其辐射最强。就某一地区而言，地方时12点时，太阳辐射最强；地方时13点时，地面温度最高，地面辐射最强；地方时14点时，大气温度最高，大气辐射（包括大气逆辐射）最强。 三、大气受热过程原理的应用 1、大气保温作用原理的应用 （1）温室气体大量排放带来全球气温升高 温室气体（CO₂、甲烷等）→排放增多→吸收地面辐射增多→气温升高→全球变暖 （2）分析农业实践中的一些现象： ①采用塑料大棚发展反季节农业，利用玻璃温室育苗等。塑料薄膜、玻璃能使太阳短波辐射透射进入棚内或室内，而地面长波辐射却不能穿透塑料薄膜或玻璃把热量传递出去，从而使热量保留在塑料大棚和玻璃温室内。
②人造烟雾、浇水防冻。秋冬季节，我国北方常用人造烟雾来增强大气逆辐射，使地里的农作物免遭冻害。浇水可增加空气湿度，增强大气逆辐射；水汽凝结释放热量；水的比热容大，浇水可减小地表温度下降的速度和变化幅度，减轻冻害。 ③果园中铺沙或鹅卵石不但能防止土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果的糖分积累等。 2、利用大气削弱作用原理分析某地区太阳能的多寡 （1）高海拔地区 地势高→空气稀薄→大气的削弱作用弱→太阳能丰富 （2）内陆地区（如我国西北地区） 气候较为干旱→晴天多、阴雨天气少→大气的削弱作用弱→太阳能丰富 （3）湿润内陆盆地（如四川盆地） 3、昼夜温差大小的分析 主要从大气的削弱作用和保温作用去分析。 （1）地势高低，地势越高，大气越稀薄，那么大气的保温作用和削弱作用都弱，同时光照时间更长，白天气温更高，昼夜温差大。 （2）天气状况，晴朗的天气，云层较薄，大气的保温作用和削弱作用都弱，昼夜温差大。 （3）下垫面的性质差异不同，会造成比热容的大小不同。地面是大气的直接热源，比热容大的地方，地面增温速度和降温速度慢，昼夜温差小；比热容小的地方，地面的增温速度和降温速度都快，昼夜温差大。 （4）海陆位置。靠海近，温差小，深居内陆，温差大 （5）地形因素：山风倒灌（河谷、高大山脉的地方）、盆地保温。 四、逆温现象 1、逆温现象的表现 一般情况下，气温随海拔升高而降低，大约每升高1 000米，气温下降6℃，但有时会出现气温随海拔升高而上升的现象，即出现了逆温现象（如下图所示B、C之间）。
2023年老高考地理一轮复习练习6 冷热不均引起的大气运动
考点规范练6冷热不均引起的大气运动 考点一大气的受热过程 （2021广东茂名5月模拟）杨柳是我国三大造林树种之一，杨柳既可提供生态防护效益,又可快速生产 木材,目前我国杨柳栽培面积世界第一。杨柳是杨柳科植物的统称，雌雄异林，每到春季，其炸株的种 子依次成熟，附着在种子上的种毛形成飞絮，造成一个地区持续40天左右的杨柳絮漫天飞舞的景象。 因大而积栽种杨柳，近年来我国北方的飞絮已形成了“飞絮灾害"。2021年华北地区杨柳絮大规模飘 飞时间比常年略偏早，并于2021年4月6日发布了“2021年杨柳絮预警地图''（下图）。读图，完成1~2 题。 L 与图中“飞絮灾害”出现早晚关联度最小的是（）纬度因素B.天气变化状况C.地势高低起伏D.杨柳品种差异下列容易使“飞絮灾害”日期推迟的天气是（） A. 晴热高温 B.低温阴雨 C.焚风天气 D.风沙弥漫（2021四川眉山三诊）地气温差是指近地面与大气之间的温差，地温与气温变化是导致地气温差变化 的直接因素,降水、蒸发、湿度与地气温差有较强的相关性，其长期变化与气候背景变化和城市化过 程有关。地气温差大小与PM”具有一定的相关性。下图为成都地区2014年地面与大气之间温差 的季节日变化。据此完成3~5题。 成都地气温差的最大值出现在一天中14:00前后的主要原因是（）太阳辐射差异最大B.地面辐射差异最大C.大气辐射差异最大D.地气热力差异最大 2. 城市化过程会导致地气温差减小的主要原因是中心城区①空气对流减弱②空气湿度减小③蒸发能力提高④大气降水增多A.①④B.①②C.②③D.③④ 推测成都一天中大气PM2.5 浓度最高的地气温差/°C 地气温差/°C ~20 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 北京时间/时 季季季季 春夏秋冬
历年自然地理学考研真题
历年自然地理学考研真题(02~11) 2002年自然地理学 一. 简答题（54） 1. 简述地球大小的地理意义（6） 2. 简述李四光地质学包括哪几种构造体系？（6） 3. 大气降温过程有哪几种途径？（8） 4. 简述大气经向三圈环流中的信风环流圈（Hadley 环流圈）的形成过程（6）。 5. 拉梅奇（Ramage,1971）所绘制的全球季风分布图，其判别季风的主要依据是什么？（8） 6. 太阳天文辐射量的大小主要取决于哪些因素？（6） 7. 简述地球上水循环的“海陆循环”过程。（6） 8.简析绿色植物对美化环境有哪些主要作用？（8） 二.论述题（46） 1. 试论述全球气温水平分布的基本特点。（15） 2. 简析我国土地沙化的基本情况，我国西部大开发中应特别注意什么问题？为什么？（13） 3. 试分析生态系统中的各个组分（成分）在生态系统中的主要功能。（18） 2002年中国自然地理 一. 简答题（67） 1. 中国的气候特征。9） 2. 中国地貌的基本特征。9） 3. 中国东部湿润区植被分布的纬度地带性变化。6） 4. 我国水系内外流域的分界线。9） 5. 我国生物海岸的类型及分布。4） 6. 四川盆地的地貌分区。9） 7. 云贵高原的区域特征。8） 8. 秦岭--淮河以北温带土壤的干湿带性分布规律。9） 二. 论述题（33） 1. 第四纪以来中国自然地理环境的巨大变化。（18） 2. 西北地区区域开发与整治的主要方向 2003年自然地理学 一.简答题（82） 1.地球表面有那些特征？（9分） 2.什么叫三圈环流？它是怎样形成？（12） 3.简述海底扩张说的要点。（12） 4.生态系统中能量的怎样流动的？（12） 5.马克耶夫亚欧大陆理想自然带分布有哪些基本特点？（10） 6.自然区划应遵循哪些基本原则？什么是自上而下的方法？（15） 7.什么叫自然综合体？（6） 8.什么叫生物多样性？（6） 二.论述题（68分）
《气象学与气候学》综合复习资料
《气象学与气候学》综合复习资料 气象学与气候学（提纲版） 一部分 1、天气：某一地区，在某一瞬间或某一时间内大气中的大气状态（气温、气压、温度）和大气现象（风、云、雾、降水等）的综合。是瞬时的、多变的、不稳定的。 2、饱和水汽压（E）：空气中的水汽压不能无限制地增加，在一定的温度下，如果水汽压增大到某一个极限值，空气中水汽就达到饱和，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，叫饱和水汽压，即最大水汽压。 3、地面辐射：地球表面在吸收太阳辐射的同时，又将其中的大部分能量以辐射的方式传送给大气。地表面这种以其本身的热量日夜不停地向外放射辐射的方式，称为地面辐射。 4、露：傍晚或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地表面的空气层也随之降温，当空气中水汽含量过饱和时，在地面或地物的表面就有水汽的凝结物，如果此时的露点温度在0度以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露。 5.、地方性风：因地表受热不均和地形动力（局部环境差异）作用产生的地方性气流运动称为局地环流或地方性风。 6、台风：当地面中心附近最大风速大于或等于32.6m/s的热带气旋称为台风，热带气旋是形成于热带海洋上，具有暖中心结构、强烈的气旋性涡旋。 7、气候：一个地区在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动长时间作用下，在某一时段内大量天气过程的综合，是时间尺度较长的大气过程。 8、气候系统：气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。 9、绝热过程：大气中所进行的各种过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改变。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。 10、气团：气团是指一定范围内，水平方向上气象要素相对比较均匀均匀的大块空气。在同一气团中，各地气象要素的重点分布几乎相同，天气现象也大致一样。气团的水平范围可达几千公里，垂直高度可达几公里到十几公里，常常从地面伸展到对流层顶。 11．季风：以一年为周期，大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，风向不仅有季节改变，且方向的变化在120度以上。 12.城市热岛效应：城市气温经常比其四周郊区为高，在气温的空间分布上，城市气温高，好像一个“热岛”矗立在农村较凉的“海洋”之上，这种现象称为城市热岛效应或城市热岛。 二部分 1、大气结构：是指大气在垂直方向上的分层和水平方向上气象要素分布的不均匀性。 包括：对流层、平流层、中间层、热层、散逸层。 2、地面有效辐射：地面辐射与大气逆辐射是经常存在的，地面放出辐射和地面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射。 地面有效辐射的变化规律： 日变化：中午前后达到最大值以后逐渐变小，到早晨达到最小 年变化：夏季大，冬季小，但由于水汽和云的影响，最大值出现在春季。 影响地面有效辐射的因子有：