世纪气象云

 找回密码
 注册

QQ登录

只需一步,快速开始

查看: 11941|回复: 12
收起左侧

[科普知识] 气象教案

[复制链接]
发表于 2009-3-3 20:28 | 显示全部楼层 |阅读模式
绪论
§1气象学的概念

一、气象学的定义

    气象学:研究大气中所发生的各种物理现象和物理过程,探讨其演变规律和变化,并直接或间接用于指导实践为人类服务的学科。
    地球表面被一层厚厚的大气所包围,这层气体通常称为地球大气,简称大气。大气中不断地进行着各种各样的物理过程,如大气的增热与冷却、水分的蒸发与凝结等,伴随着各种物理过程便发生和出现了各种各样的物理现象,冷、热、干、湿、风、霜、雨、雪、雷电、华虹、晕等。
气象要素:定性或定量描述大气物理现象和状态所采用的特征量。
    如:气压、温度、湿度、降水、蒸发、风云、能见度、辐射以及各种天气现象。各种气象要素之间是相互联系、相互制约的。

二、气象学的研究领域

    气象学在发展的过程中形成了许多分支学科:天气学、气候学、大气物理学、动力气象学、应用气象学、大气探测学以及人工影响天气学等。
1、天气学:是一门研究大气中各种天气现象发生、发展的规律,并运用这些规律预报未来天气的一门学科。
    天气:是指一个地方瞬时或较短时间内的风、云、降水、温度、气压等气象要素的综合状态,也就是我们能够看到和感受到的对日常生产、生活产生影响的阴、晴、冷、暖、干、湿等大气现象。
2、气候学:是研究气候的特征及其形成和变化规律,综合分析评价各地气候资源及其与人类关系的学科。
    气候:是在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动的长时间相互作用,在某一时段内大量天气过程的综合,它不仅包括该地多年来经常发生的天气状况,而且包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。极端天气事件如干旱、暴雨洪涝、低温冷害、热浪、雪崩、台风、雷暴以及沙尘暴等。
*天气是代表一个较短时间,一般具有多变性,在同一时间内不同地区的天气不完全一样,同一地区不同时间内的天气也常常是不同的。5d-短期天气过程;5-10d-中期天气过程;10d -3个月-长期天气过程。
*气候是代表一个较长的时间,一般比较稳定,而且一个地方的气候特征受它所在的纬度、高度、海陆相对位置等影响较大。
3、大气物理学:是一门研究大气的物理现象,物理过程及其演变规律的科学。包括大气光学、辐射学、大气声学、大气电学、云雾物理学、微气象学等。
4、动力气象学:是一门应用物理学和流体力学定律,研究大气运动的动力过程、热力过程以及它们之间的相互关系。
5、应用气象学:将气象学的原理、方法和成果应用于人类社会经济活动的各方面,同各专业学科相结合而形成的边缘学科,它包括农业气象学、森林气象学、水文气象学、海洋气象学以及污染气象学等。
6、大气探测学:包括气象仪器学、卫星气象学、雷达气象学等。主要进行地面、高空和专业性的气象探测。

三、气象学的基本任务

    气象学不仅研究大气的变化规律,而且要根据所掌握的规律预测大气的变化和发展过程,使人们在生产实践中充分利用气象和气候资源,控制局部天气和改造小气候。

§2农林气象学的概念、任务及其研究方法

一、农林气象学的概念

农林气象学是研究农林业与气象条件之间关系及相互作用规律的一门学科,是应用气象学的重要组成部分。

二、农林气象学的基本任务

1、农林业气象监测
2、农林业气象情报和预报
3、农林业气象资源的开发利用与保护
4、农林业小气候的利用与调节
5、农林业气象灾害规律的掌握及灾害防御
6、农林业气象基础理论的研究

三、农林业气象学的研究方法
1、分期播种法
    主要是研究各种不同的气象条件对作物生长发育的影响,及作物对气象条件的要求的数量指标。
2、地理播种法
    气候条件不同,土壤条件、农业技术措施相同,进行平行观测。研究同一品种在不同气候条件下的生长发育。
*平行观测(联合观测): 气象观测和物候、农作物生长情况同时记录,以分析各种因子的影响。
3、地理分期播种法
4、人工气候实验法
5、气候分析法

§3农林气象学发展简史(自学)

§4大气的组成及垂直分布

一、大气的组成

    大气由多种气体、水滴、冰晶及其它固体杂质混合而成,按其成分可以概括为三大类:
1、干空气:大气中,除水分和固体杂质以外的整个混合气体,称为干洁空气,主要成分是N2 、O2、Ar约占总容积的99.97%。干洁大气中对人类活动影响比较大的成分是氮、氧、臭氧和二氧化碳。臭氧能强烈吸收紫外线,在距离地面20-25km的高度达到最大;二氧化碳属于温室气体,它能强烈吸收和放射长波辐射,对空气和地面有增温效应,多集中于大气底部20km以下的气层内。
2、水分:是大气中唯一可以发生相变的部分,以水汽、水滴和冰晶三种状态存在。水汽在相变过程中要吸收或放出潜热,所以大气中水汽含量的多少能直接影响地面和空气的温度,从而影响天气的变化;调节大气的湿度并完成热量的转移;大气中的水汽能强烈吸收长波辐射,参与大气的温室效应。
3、固体杂质:其中无机物质包括燃烧产生的烟粒,被风卷起的尘土、微粒、海洋中浪花溅起在空中水分蒸发后留下的盐粒,火山爆发后进入大气的火山灰,流星燃烧后的灰烬。有机杂质如植物的花粉、孢子、微生物。
    它的存在可使大气能见度变坏,但它能充当水汽凝结核,对云、雨的形成起重要作用;这些微粒还能吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热,对地面和空气温度也有一定的影响。

二、大气的垂直结构

    大气的底界是地球表面,但是其顶界是模糊的,地球和星际气体之间不存在一个截然的界面把它们分开,而是逐渐过渡的。为了实际的应用,仍可将大气划定一个大致的上界。一种是根据大气中物理现象极光出现的高度,作为大气的物理上界,高度约在1000-1200km。另一种是以大气密度接近星际气体密度的高度作为大气的上界,大气上界约在2000-3000km高度处。
    大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分、电荷等物理性质,同时考虑到大气的垂直运动等情况,可将大气分为五层。

1、对流层
    对流层是地球大气中最低的一层。对流层是非常薄的,不及整个大气层厚度的1%。但是,由于地球引力的作用,这一层却集中了整个大气3/4的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动,高、低层的空气进行交换,使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送,云、雾、雨雪等主要大气现象都出现在此层。对流层是对人类生产、生活影响最大的一个层次,也是气象学、气候学研究的重点层次。对流层厚度因纬度和季节的不同而不同:热带较厚,寒带较薄;夏季较厚,冬季较薄。赤道地区对流层厚度可达16~18千米,中纬度地区约10~12千米,两极地区约7~8千米。
    对流层有三个主要特征:由于对流层主要是从地面得到热量,①气温随高度增加而降低。平均而言,高度每增加100m,气温则下降约0.65℃,这称为气温直减率,也叫气温垂直梯度。由于地表面的不均匀加热,②有强烈的垂直对流运动和不规则的乱流运动。③气象要素水平分布不均匀:由于对流层受地表的影响最大,而地表面有海陆分异、地形起伏等差异,因此在对流层中,温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
    在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到1—2km高度。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中,地球表面的摩擦作用可以忽略不计。在对流层的最上层,介于对流层和平流层之间,还有一个厚度为数百米到1—2km的过渡层,称为对流层顶。这一层的主要特征是:气温随高度的增加突然降低缓慢,或者几乎不变,成为上下等温。

2、平流层
    自对流层顶到55km左右为平流层。其特点是:
①温度随高度增加得以迅速增高,造成显著的暖层。温度受地面影响很小主要与大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。虽然30km以上臭氧的含量已逐渐减少,但这里紫外线辐射很强烈,
②平流层内气流比较平稳,空气的垂直混合作用显著减弱。
③平流层中水汽和尘埃含量极少,大多数时间天空是晴朗的。
    有时对流层中发展旺盛的积雨云也可伸展到平流层下部。在高纬度20km以上高度,有时在早、晚可观测到贝母云(又称珍珠云)。平流层中的微尘远较对流层中少,但是当火山猛烈爆发时,火山尘可到达平流层,影响能见度和气温。

3、中间层
    自平流层顶到85km左右为中间层。气温随高度增加而迅速下降,并有相当强烈的垂直运动。
    原因:由于这一层中几乎没有臭氧,而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气(热层)吸收掉了。

4、热层
    热层又称热成层或暖层,它位于中间层顶以上,其特点如下:
①气温随高度的增加而迅速增高。这是由于波长小于0.175μm的太阳紫外辐射都被该层中的大气物质(主要是原子氧)所吸收的缘故。
    其中热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上,气温从向上增温至转为等温时,为其上限。这一层空气密度很小,在270公里高度处,空气密度约为地面空气密度的百亿分之一。
②在热层中空气处于高度电离状态,其电离的程度是不均匀的。
    据研究高层大气(在60km以上)由于受到强太阳辐射,迫使气体原子电离,产生带电离子和自由电子,使高层大气中能够产生电流和磁场,并可反射无线电波,从这一特征来说,这种高层大气又可称为电离层,正是由于高层大气电离层的存在,人们才可以收听到很远地方的无线电台的广播。

5、散逸层
这是大气的最高层,又称外层。
这一层中气温随高度增加很少变化。
由于温度高,空气粒子运动速度很大,又因距地心较远,地心引力较小,所以这一层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间,本层是大气圈与星际空间的过渡地带。

第一章 太阳辐射

    太阳辐射是地面的基本能量来源,太阳辐射通过下垫面引起大气的增温、冷却,地面和大气在获得太阳辐射的同时,本身也放射长波辐射,大气中的一切物理过程和物理现象,都是由太阳辐射、地面辐射和大气辐射供给能量而发生和发展的。

§1日地关系与季节形成

一、日地关系
    地球在太空中不停地进行着绕太阳的公转,同时又绕地轴自西向东的自转。
    地球公转的轨道面为一近圆形的椭圆,太阳位于椭圆的一个焦点上。在一年中地球距太阳最近的时间约在每年的1月3日,距离为1.47×108km,这时地球在轨道上的位置称为近日点;地球距太阳最远的时间约在每年的7月4日,距离为1.52×108km,这时地球在轨道上的位置称为远日点。
1、黄道:地球绕太阳公转的轨道是一个椭圆形的曲线,这个公转的轨道称为黄道。
2、二十四节气的形成
    在黄道上自黄经0°起按逆时针方向计算的角度称为黄经,自黄经0°起每隔15°定一节气(15天),全年共二十四节气,6个节气为一个季节。
*天文季节:从天文角度出发,以两分两至节气或按月份划分的季节,称为天文季节。其划分方法是:春分至夏至为春季;夏至到秋分为夏季;秋分到冬至为秋季;冬至到春分为冬季。以月份划分的季节是:3-5月为春季;6-8月为夏季;9-11月为秋季;12-2月为冬季。
*气候季节:以气候要素的分布关况为依据划分的季节。中国的气候季节最早是由张宝汗(1934)研究的。在《中国四季之分配》一文中,提出以候(五天)平均气温低于10℃为冬季,高于22℃为夏季,10-22℃之间为春秋过渡季,并划出各地四季的长短。

二、季节的形成
地球绕太阳公转有两个重要的特点:
1)地轴与地球公转轨道面始终保持66°33′的交角。黄道面与赤道面的夹角叫做黄赤交角。
2)地轴在宇宙空间的倾斜的方向始终保持不变。
思考:黄赤交角变大或缩小,直射点的范围会发生怎样的变化?

       这样,地球在公转时,有时北半球倾向太阳,有时南半球倾向太阳,引起太阳直射地球的位置不断改变(这样引起同一地点在直射点移动时接受到的太阳照射的强烈和太阳光线的角度不同)导致地面获得太阳能量发生周期性的变化,于是便产生了地球上的季节更替现象。
1、赤纬(δ):是太阳平行光线垂直照射地球表面时阳光所在的地理纬度。在一年中,赤纬变动于南北纬23.5°之间。在北半球取正+23.5°,南半球取负-23.5°。
1)春分日、秋分日太阳直射赤道,δ=0°。
2)北半球,夏至日太阳直射北回归线,δ=+23.5°。
3)北半球,冬至日太阳直射南回归线,δ=-23.5°。
    地球各地太阳辐射状况,除受太阳直射点的影响,此外还与太阳在天空中的位置有关。
2、太阳高度角(h):对于地球上的某个地点,太阳高度是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角。
太阳高度是决定地球表面获得太阳热能数量的最重要的因素。太阳高度角随着太阳时角ω,太阳赤纬δ和地理纬度φ的变化而变化。任意时刻的太阳高度角的计算公式: sin h=sin φ sin δ+cos φ cos δ cos ω
ω以当地时间的正午为零度,下午为负,上午为正,每小时15°(对于不在120度东经线上的任何地点,它的正午时间绝对不会是北京时间12时)。
ω=15°(t-12)
*t当地时间,12当地时间的正午而非北京时间
*北京时间-我国采用北京所在的东八时区的区时作为标准时间,称为北京时间。北京时间是东经120度经线的平太阳时,不是北京的当地平太阳时。北京的地理位置为东经116度21′,以120度经线为中心,向左,向右各7.5度之内的地区都以120经线的时间为准,北京时间比世界标准时间要早8小时。
*格林威治时间:地球一周被分成24等份,每一等份为一个时区。这样一个时区是经度15度。一天24小时,所以相差一个时区就相差一个小时。经度零度即子午线的时间为世界标准时间。由于子午线穿越伦敦附近的格林威治市,故称格林威治时间,这也是英国的标准时间。北京的经度是116度21分,所以在子午线往东第八个时区内。即东八时区。8×15=120,所以东八时区的区时为东经120度的时间,就是北京时间。
那么北京时间是在哪里进行计算和发布的呢?是来自陕西省蒲城县境内的国家授时中心(详细地址:陕西省西安市临潼区书院东路3号)。之所以选择这里,是考虑:陕西地处大陆腹地,离中国大地原点仅100公里,发射的时间信号便于覆盖全国;当地地质构造稳定,授时中心因地震等自然灾难被毁坏的系数极小;由于其重要性,建立在内陆地区比较安全。
*大地原点:亦称大地基准点,即国家水平控制网中推算大地坐标的起标点。大地原点是人为界定的一个点,利用它我们可以精确地知道自己的地理位置所在,也因此所谓的GPS全球定位系统才有意义。是科学家们勘察计算了很久才确定了这个原点。自此中国任何一寸土地都可以用精确的大地坐标标示。上个世纪70年代,中国决定建立自己独立的大地坐标系统。通过实地考察、综合分析,最后将我国的大地原点,确定在咸阳市泾阳县永乐镇石际寺村境内。
1)日升日落,同一地点一天内太阳高度角是不断变化的。日出日落时角度都为零度,正午时太阳高度角最大。正午时时角为0°,以上公式可以简化为:
对于北半球而言,H=90°-(φ-δ)
对于南半球而言,H=90°-(δ-φ)
2)赤道上,在春分日和秋分日的正午h=90°,一年中太阳高度角有两次最大和两次最小。
3)北回归线上,在夏至日正午h=90°,一年,正午太阳高度角有一次最大和一次最小。
4)北回归线以北的纬度无太阳直射,全年以夏至日最高,冬至日最低。
5)赤道与北回归线之间,一年中正午太阳高度角有两次最大和一次最小。

三、昼夜的形成与变化
1、昼夜的形成
在地球自转的过程中,总有半个球面朝向太阳,另半个球面背向太阳。朝向太阳的半球称昼半球,背向太阳的半球称夜半球,昼半球和夜半球的分界线,叫晨昏线。晨昏线与纬圈交割把纬圈分成两段圆弧,处于昼半球的弧段称为昼弧,处于夜半球的弧段称为夜弧。当地球自西向东自转时,昼半球的东侧进入黑夜,夜半球的东边进入白天,由此形成了地球上的昼夜交替。
2、昼夜的变化
1)春分日、秋分日地球各地昼夜均是12小时。
2)从春分到秋分日的夏半年,北半球各地可照时间长于12小时,而且纬度越高,白昼越长,夏至日白昼达一年中的最长,在北极圈内可出现极昼现象。
3)从秋分到春分的冬半年,北半球各地可照时间短于12小时,而且纬度越高,白昼越短,冬至日白昼达一年中的最短,在北极圈内可出现极夜现象。
4)赤道上终年昼夜等分。
3、昼长(可照时间、天文日照时间):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。(太阳光线直接照射地面)昼长计算不讲
各地日出日落时间可从中国科学院国家授时中心 http://www.time.ac.cn查出来。
广州市(北纬23°06′)在夏至日这一天,日出时间为05:43 ,日落时间为19:16 (授时中心给出的东八区时间)。昼长约为14个小时。
呼和浩特市(北纬40°48′)在夏至日这一天,日出时间为05 :03,日落时间为20:09 (授时中心数据) ,昼长约为15个小时。
2)由于云、雾等天气现象,或地物障碍的影响,使太阳光实际照射的时间减少,每日太阳光实际照射地面的时间叫实照时数。
3)曙暮光时间: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,但地面仍可得到大气的散射光,称为曙暮光。
4)光照时间=可照时间+曙暮光时间
5)日照百分率:实照时数/可照时数×100%

§2太阳辐射

一、辐射的基本知识
1、辐射与辐射能
    自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量,这种传播能量的方式称为辐射,通过辐射传播的能量称为辐射能。辐射是能量传播方式之一,也是太阳能传播到地球的唯一途径。
    辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广,从波长10-10μm的宇宙射线,到波长达几千米的无线电波。气象学所研究的波长范围从0.15-120μm。太阳辐射是一种短波辐射,既有光效应,又有热效应,主要波长范围0.15-4μm,肉眼看得见的是从0.4-0.76μm的波长,这部分称为可见光。地面和大气逆辐射的主要波长范围为3-120μm,称为长波辐射。
2、辐射能的度量
1)辐射通量(φ):也叫辐射功率.电磁波能量的传输率,即表示单位时间内通过空间某一个面的辐射能。J/s.w
2)辐射通量密度(E):单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度(E),单位是W/m2。
辐射通量密度没有限定辐射方向,分为入射通量密度和放射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱,故称之为辐射能力或放射能力。
3)光通量密度(E1):单位面积上通过或到达的光通量。单位为lm•m-2,或lx
*光通量指人眼所能感觉到的辐射能量,它等于单位时间内某一波段的辐射能量和该波段的相对视见率的乘积。人眼对于不同的波长光的视觉灵敏度是不同的。一般来说,人眼对黄绿光最为敏感。对红光、紫光就比较迟钝,而对红外光、紫外光就没有视觉反应。一般是取人眼对波长0.55μm的黄绿光的视见率为1,而其它可见光的视见率大部分小于1。一个物体所发出的电磁辐射视觉效果的好与坏,不仅仅决定于其中的可见光成分的多少,而且还决定于不同视见率光波成分的相对比例
2、物体对辐射能的吸收、反射与透射.
投射到物体上的辐射并不能被全部吸收,其中一部分被反射,一部分可能透过物体。
物体吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。
α+r+t=1
3、辐射的基本定律
    黑体——对外来辐射,不论波长如何,能全部吸收,而不透射与反射的理想物体,由于被任何波长的光照射时均呈黑色,故名黑体,是最好的吸收体和放射体,其放射能力只与波长和温度有关。
1) 基尔荷夫定律
    当热量平衡时(温度不变),物体对于某一波长的辐射能力与物体对该波长的吸收率之比为一恒量。其比值为绝对黑体在同一温度下对同一波长的辐射能力。基尔荷夫定律把一般物体辐射、吸收和黑体辐射联系起来,从而有可能通过黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射,极大地简化了一般辐射的问题。
2)斯蒂芬-波耳兹曼定律
物体的放射能力是随温度、波长而改变的。黑体的辐射能量与其表面绝对温度的四次方成正比。E = σT4   σ—斯蒂芬波耳兹曼常数,σ=5.67×10-8W•m-2•K-4。
3)维恩位移定律
黑体辐射能力极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。
如果波长以微米为单位,则常数C=2896μm•K   = 2896μm•K。  因此,物体的温度愈高,辐射能力最大值所对应的波长愈短,即黑体辐射最大辐射能力的波长随温度升高而向短波方向移动。

二、太阳辐射
1、太阳辐射光谱和太阳常数
1)太阳辐射光谱:太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射光谱的能量分布-紫外线区占6.3%,可见光区占52.1%,红外线区占41.6%。
2)太阳常数(s0):当日地处于平均距离时,在大气上界,垂直于太阳光线的1㎝2面积内,1min内获得的太阳辐射能量,称太阳常数。大致为1370W/m3。
2、太阳辐射在大气中的减弱
太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有:总辐射能有明显的减弱;辐射能随波长的分布变得极不规则;波长短的辐射能减弱的更为显著。原因有以下几个方面:
1)大气对太阳辐射的吸收。
大气中吸收太阳辐射的主要成分有:水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质对太阳辐射的选择性吸收,太阳辐射被大气吸收后转变成热能。
⑴二氧化碳、水汽的吸收带在红外线区,对太阳辐射的减弱作用不大。
⑵臭氧在波长0.2-0.3μm的紫外线区有很强的吸收带,能使太阳辐射总能量减少2%。
⑶氮气和氧在小于0.2μm处有微弱的吸收。
⑷悬浮在大气中的水滴、杂质等也能吸收太阳辐射,但作用很小,当有沙暴、火山爆发时才会有比较显著的吸收。
综上所述:大气对可见光的吸收几乎是透明的。可以认为,低层大气不是主要直接吸收太阳辐射而增温的。
2)大气对太阳辐射的散射
大气吸收所引起的辐射减弱,主要发生在紫外、红外与微波区,而大气的散射对太阳辐射的减弱主要发生在可见光区。
散射:大气中的各种分子、尘粒、云滴等微小质点,能把入射的电磁波向四面八方发射,这种现象叫散射。散射并不像吸收那样把辐射能转变成热能,而是改变辐射的方向,使辐射一部分返回宇宙。
⑴分子散射:散射质点的直径比入射辐射的波长小时,散射的强度与其波长的四次方成反比,所发生的散射称为分子散射。分子散射具有选择性,对蓝紫光的散射能力最强,比对红光的散射约大8倍,也就是说对红光的透射率大。
晴天时,大气中的水汽、尘埃等杂质很少,大气散射以分子散射为主,太阳辐射中波长较短的蓝紫光被散射的多,呈许多的蓝紫光散射中心,所以晴朗的天空呈蔚蓝色。
(2)粗粒散射:太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射,没有选择性,辐射的各种波长都同样地被散射。因此,浮尘天气时天空呈灰白色。
3)大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射。
大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性,所以反射光呈白色,云的反射作用最为显著,
总之,太阳辐射有30%被散射或漫射回宇宙,20%被大气的云层直接吸收,50%到达地面被吸收。
3、影响太阳辐射在大气中减弱的因素
太阳辐射通过大气时受到减弱的程度,主要取决于太阳辐射在大气中经过的路径长短和大气透明程度。
1)大气光学质量(m):太阳辐射穿过大气层的路径长短可以用大气质量来表示。太阳辐射倾斜照射时太阳光线在大气中的路程是垂直入射时路程的倍数。
    太阳辐射穿过大气的路程愈长,它被减弱的愈多,反之愈少。
    假设:当太阳位于天顶时,光线垂直到达海平面(标准大气压)时所穿过的大气路径定为一个大气质量,斜穿或不在海平面上、气压不等于标准大气时m>1。
    从图中我们可以看出,当太阳光线倾斜入射时,所经大气路径的长短可由太阳高度角推算m=1/ sin h。
2)大气透明系数( p):以阳光透过一个大气质量后的太阳辐照度与透过前辐照度之比。P=sm/sm-1   ,P值表明辐射通过大气后的削弱程度,
举例:当太阳位于地平线时,太阳高度比较低,太阳辐射的路程长,太阳光谱中可见光部分波长较短的蓝紫光散射较多,波长较短的红橙光被削弱的少,所以地平线上的太阳呈现红色。
3、当大气透明系数为P,太阳辐射穿过m个大气质量后,到达与太阳光线垂直的面上的太阳辐射通量密度可由P=sm/sm-1  推导出,当m=1时,P=s1/s0 ,s1=s0•P当m=2时,P=s2/s1,s2=s0•P2 ,以此类推,sn=s0•Pn,当穿过m个大气质量后,sm=s0•Pm (贝尔减弱定律)
三、到达地面的太阳辐射(Q)
    到达地面的太阳辐射由两部分组成:一是以平行光线的形式直接投射到地面上的太阳直接辐射(s′);二是经散射后自天空投射到地面的散射辐射(D)
1、太阳直接辐射(s′)
s′=sm•sinh= s0•Pm•sinh= s0•Pcsch•cosE(朗伯余弦定律)
       太阳高度角主要影响太阳辐射以散布的面积。散布的面积大,单位面积的水平面所获得的太阳辐射能就愈小。太阳高度角和大气透明系数是影响太阳直接辐射的主要因子。
2、散射辐射(D):经过散射后经天空投射到地面上的太阳辐射。
假设散射辐射有一半返回太空,另一半不虑大气的吸收作用到达水平面上,散射辐照度为: D=1/2 sinh•s0(1-pm)
散射辐射的强弱和太阳高度角及大气透明度有关,太阳高度角增大时,到达近地面层的直接辐射增强,散射辐射也相应地增强,反之亦然。大气透明度主要影响参与散射的质点的多少。
3、Q= s′+ D
阴天时,日出前后,地面接受的太阳辐射主要是散射辐射。
4、地面吸收的太阳总辐射
Q(1-r) r为地面反射率。

§3地面、大气辐射和地面净辐射
    太阳辐射虽然是地球上的主要能源,但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少,而水、陆、植被等地球表面却能大量吸收太阳辐射,并经转化供给大气、从这个意义来说,下垫面是大气的主要热源。
一、地面辐射和大气辐射
    地面能吸收太阳的短波辐射,同时按其本身的温度向外放射长波辐射,大气对太阳短波辐射吸收很少,但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大气也按其本身的温度,向外放射长波辐射。
    长波辐射:波长大于4μm的辐射,它只有热效应,而没有光效应,因此也称为热辐射。我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。地面和大气辐射的波长范围在红外区(3-120μm)。
1、大气对长波辐射的吸收
1)大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳。
2)大气对长波辐射的吸收除8-12μm外,吸收率近于1,因此地面辐射有20%透过这一波段射向宇宙空间,把这一波段称为“大气窗口”。根据维恩位移定律:地面辐射能力最大的波长为9.7μm。
2、大气逆辐射和地面有效辐射
1)大气逆辐射(G);大气长波辐射指向地面的部分,大气逆辐射使地面因放射辐射而损失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效应。
2)地面有效辐射(F):表示地面与大气在长波辐射交换过程中地面能量的得失,在数值上等于地面放射的长波辐射(μ)与地面吸收的大气逆辐射之差。
3)地面有效辐射(F):表示地面与大气在长波辐射交换过程中地面能量的得失,在数值上等于地面放射的长波辐射(μ)与地面吸收的大气逆辐射之差。F=μ-G
        通常情况下,地面温度高于大气温度,所以F为正值,这意味着地面经常失去热量,只有在逆温及空气湿度很大的情况下,F才有可能为负值,这时地面才能通过长波辐射的交换获得热量。
影响有效辐射的主要因子:
地面温度;空气温度;地面与空气温度的差值;云状云量;空气湿度;海拔高度。
二、地面辐射差额(净辐射、辐射平衡)
    地表面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得热量,同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而丢失热量,地球表面既有辐射能的收入,也有辐射能的支出。地面能量的收支情况,是由短波和长波辐射收支作用的总和来决定的。
1、地面辐射差额(R)
    某段时间内单位面积地表面所吸收的太阳总辐射和其有效辐射之差。
R = (s′+D)(1-r)-F
当阴天时s′=0,R = D(1-r)-F;夜间短波收入为0, R =-F
2、净辐射的变化
1)日变化
    白天,(s′+D)(1-r)> F ,R为正值,太阳的短波辐射起主导作用,地面升温,最大值略偏于正午。
    夜间,地面得不到太阳辐射,所以R =-F,地面以长波支出而损失热量,地面降温。
    日出后1-1.5h由负值转为正值,日落前1-1.5h由正值转为负值。
2)年变化
    夏季为正,冬季为负,最大值出现在6月份(或7月份),最小值出现在12月份,与正午太阳高度角的年变化一致.我国大致在39°N以南的地区,各月净辐射值都为正值; 39°N以北的地区,冬季的某些年份净辐射为负值,而且纬度越高,负值时间越长。全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值,只有在高纬度和某些终年积雪区才是负值,就整个地球表面来说是收入大于支出的。
问题:如何测太阳辐射日总量?

§4太阳辐射与农业生产

    太阳辐射是地球上生物有机体的主要能量源泉,植物的光合作用使得所有的有机体与太阳辐射之间发生了最本质的联系,太阳辐射以光合效应、热效应和形态效应对植物的生长发育产生影响。
    太阳辐射的光谱成分、光照度、光照时间以及植物利用太阳能的多少,影响着植物的生长发育、产量的高低,以及植物的地理分布。
一、太阳辐射光谱对植物的作用
1、不同光谱成分对植物的作用
    种子的形成、开花及果实着色;植物的成形;光周期现象,光合作用的强弱等等。
2、光合有效辐射
    太阳辐射中对植物光合作用有效的光谱成分称为光合有效辐射。光合有效辐射的波长范围与可见光接近。
二、光照度与植物生长发育
    光照度通过影响植物的光合作用来影响植物的生长发育。光合作用与光饱和点,光合作用与光补偿点。
    强光有利作物生殖器官的发育,相对的弱光照有利于营养生长。
三、光照时间与植物生长发育
1、植物的光周期
    光周期是植物生长发育对昼夜长短的不同反应。即白天光照和夜间黑暗的交替与它们的持续时间对植物开花有很大的影响,称为光周期现象。根据光照长短与开花的关系可将植物分为三类:长日性植物;短日性植物;中间性植物。
2、光照时间与作物引种
    作物引种要遵循气候相似的原则。
四、光能利用率及提高途径
1、光能利有率:是指单位土地面积上作物收获物中所贮存的能量与同期投射到该单位面积的太阳辐射能或光合有效辐射之比。
Eu=△W•H/∑Q 其中,Eu为光能利用率;H为单位干物质燃烧时释放的能量,也称折能系数,△W为测定期间单位土地面积上干物质的增量;∑Q是同期的总辐射或光合有效辐射总量。
2、提高光能利用率的途径
1)充分利用生长季;2)选育高效的作物品种;3)采取合理的栽培技术措施;4)提高叶片的光合效率;5)加强田间管理,改善作物群体的生态环境。

第二章  温度

§1土壤和空气的热量交换方式和热特性

一、热量交换方式
1、分子热传导:是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子,地气、空气团之间有温度差异时,就会以传导方式交换热量。除贴地气层中较为明显外,空气和地面作为不良导体,以传导方式传热很少。
2、辐射:是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热,同时,地面也吸收大气放出的长波辐射。空气团之间,也可以通过长波辐射而交换热量。
3、对流:当暖而轻的空气上升时,周围冷而重的空气便下降来补充,这种升降运动,称为对流。是对流层中热量交换的主要方式。(热力对流、动力对流)对流是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。
4、湍流:空气的不规则运动称为湍流,又称为乱流。是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。湍流是摩擦层中热量交换的主要方式。
5、平流:大范围的空气的水平运动。是空气在水平方向上热量的主要转移方式,其结果可以缓和地区之间、纬度之间的温度差异及热量状况。(寒潮)
6、潜热转移:气象学把因水的相变而引起的热量转移称潜热转移。如蒸发和凝结。

二、热特性
1、热容量
    重量热容量:单位质量的物质温度变化1℃所吸收或放出的热量,称为重量热容量或比热(C),单位是J/(kg. ℃。
    容积热容量(热容量)Cr:单位体积的物质温度变化1℃时,所吸收或放出的热量,称容积热容量(热容量)。单位J/cm-3•1℃-1。
    热容量大的物质受热升温或失热后降温都比较缓和。水的热容量>土壤固体热容量>空气热容量,土壤的热容量是变化的,因土壤含水量和孔隙度是变化的。土壤湿度增加C增加;土壤孔隙度增加,C减小。干燥疏松的土壤与紧密粘重的土壤相比,热容量前者小于后者。
    冬季寒潮来临前,通过灌水提高土壤热容量,达到防冻的目的。春季时,通过翻耕土壤,降低热容量,提高白天土壤温度。
2、土壤导热率λ:当物体不同部位之间存在温差时,就会产生热量的传递,热流的方向总是由高温指向低温。土壤导热率是单位距离(厚度1m)内,温度相差1℃时,在单位截面上,每秒钟所通过的热量,单位J•m-1•s-1•℃-1。
    在其他条件相同时,土壤导热率越大,热量越容易传入深层或从深层得到热量,其表面温度升降愈缓和。土壤固体导热率>水的导热率>空气导热率。影响土壤导热率大小的因子是土壤含水量和土壤孔隙度。潮湿而紧实的土壤与干燥疏松土壤相比,白天表面增温和夜间降温要缓和。
3、导温率 K:表示物体传递热量和消除层次间温度差异的能力。
    其他条件相同时,物体的K越大,温度波由物体表面向里或由里向物体表面传播越快,温度变化涉及的深度越深,各深度温度差异消除的越快。

§2 土壤的热量收支和土温

一、土壤表面的热量收支(裸地)
四项:以辐射方式进行的热量交换R = D(1-r)-F即净辐射;
      地面与下层土壤间热量交换B-分子热传导;
      地面与近地气层之间的热量交换P-乱流;
      通过水分的蒸发与凝结进行的热量交换LE-潜热转移。
R=B-P-LE(把地面看作是一个几何平面得来)实际上土壤和空气,土壤和下层土壤之间的能量交换是一定的土壤厚度间进行的。上述的B可分解为Q-表层土壤的热量收支和B′-下层土壤的热量收支。
1、白天,从日出后的一小时到日没前一小时左右,R为正值。地面吸收的R转变成热能后,温度高于邻近气层和下层土壤,于是以乱流方式进入空气的热容量P和以分子热传导方式进入下层土壤的热通量B′,还有用于土壤水分蒸发随水汽进入空气中的LE部分。热量平衡方程:Qs=R-B′-P-LE
2、夜间,地面辐射差额为负,地面因辐射冷却,温度低于邻近的气层和下层的土壤,于是空气及下层土壤有热通量P和B′流向地表面,同时近地面的水汽因辐射冷却降温凝结(当空气温度下降到露点温度时,大概在凌晨2-3点左右)放出热时LE还给地面。热量平衡方程:Qs=-R+B′+P+LE
Q:是表面层土壤在单位时间内净收或支出的热量,Q为正值,地表面得热升温。Q为负值,地表面失热降温。

二、土壤温度的变化
太阳辐射的周期性日变化和年变化,使得土壤温度也相应的表现出周期性的日变化和年变化。温度的这种周期性的变化特征,可以用较差和位相来描述。较差又称变幅,是指一个周期内,最高温度与最低温度的差值。位相又称时相,是最高温度与最低温度出现的时间。
1、土温的日变化
1)土温在一昼夜内随时间发生的连续性变化,叫土温的日变化。
2)地表的最高温度出现在午后13时左右,比太阳辐射最大值出现的时间落后,正午时刻太阳辐射达到最大值,但地面热量的积累并未达到最大值,还有热量积累,Q1仍为正值,所以土温继续上升,约到午后13左右达到最大值,此时 Q1为零。土壤表面的热量积累达最大值,出现最高温度。地面温度的高低,并不直接决定于吸收太阳辐射能的多少,而取决于储存热量的多少。
3)最低温度出在次日将近日出时,13时以后,土表得热少于失热,温度逐渐下降,Q值为负值,地面不仅无热量积累,而且消耗原来贮存的热量,因此,地面温度下降,日落后太阳辐射完全断绝,Q值的绝对值越来越大,将近日出时,土壤表面经过一整夜的冷却,通过长波辐射失去的能量越来越少,几乎完全由分子热传导、水相变化送来的热量予以补偿,土壤表面热量积累达极小值。故而出现最低温度。
4)随土壤深度的增加,土温日较差变小,位相也逐渐落后。土壤日变变化化深度可达1m左右,1m 深度以下,土温无日变化。
5)土温日较差大小的影响因子:
夏季土温日较差大于冬季;内陆上土温日较差大于沿海;随纬度升高,土温日较差变小(正午太阳高度角随纬度的增高而减小);晴天土温日较差大于阴天;有作物覆盖的土壤比裸地的土壤温度日较差小。
2、土温的年变化
1)在中、高纬度地表温度最高值出现在7月,最低值出现在1月,分别落后于太阳辐射最强和最弱值的月份一个月。
2)随纬度的升高,土温年较差越大,与土温日较差随纬度的升高而减小恰好相反,这是由于太阳辐射的年变化是随着纬度的增加而变大。
3)低纬度地区,太阳辐射的年变化不大,所以土温的年变化也不大。
4)一年中土温无变化的深度为年变化恒温层深度,在这个深度以下的层次叫常温层。
5)中纬度地区位相落后大约为20-30d/1m。
三、土温的铅直变化
由于土壤中各层热量昼夜不断地进行交换,使得土壤温度的垂直分布也具有一定的特点:
1、日射型(受热型)白天获得热量,由地表向下传输,随深度的增加温度递减。(13时)
2、辐射型(放热型)夜间放射热量,热量由土壤深处向上传输,温度自上而下递增。(01时)
3、过渡型
1)清晨过渡型:辐射型向日射型转变,上层开始升温,下层仍为辐射型。(09时)
2)傍晚过渡型:日射型向辐射型转变,上层开始辐射降温,下层仍保持日射型。(19时)
四、土温对植物的影响
大多数作物根区温度在20-30℃时生长最快。
1、土温影响植物根系对水分和养分的吸收;
2、土温影响植物块根、块茎;
3、土温影响种子发芽、出苗;
4、土温影响昆虫的发生。

§3 空气温度的变化
    低层空气的热量主要来自下垫面,因此空气温度的变化与下垫面温度变化具有相同的日、年周期变化规律,辐射是气温周期性变化的主要驱动因素。而且这种变化在50m以下的近地气层表现得更为显著。此外,在大范围空气的水平运动影响下,空气温度还会产生非周期性变化。
一、气温的周期性变化
1、气温的日变化
    大气边界层的温度主要受地表面增热和冷却作用的影响而发生变化。白天,当地表面接收了太阳辐射能而逐渐增热,通过辐射、分子运动、乱流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气,使边界层大气温度随之升高;夜间,地表因放射长波辐射而冷却,使边界层温度也随之降低。因而引起边界层大气温度的日变化。
1)近地层气温的日变化的特征是:一天中出现两个极值,一般情况下午后14-15时出现最大值,早晨日出以后随着太阳辐射的增强,大气中吸收了地面放出的热量,气温也随着上升,到了正午太阳辐射达到最强。正午后,太阳辐射强度减弱,但地面得到的热量比失去的热量还是多些,所以地温继续上升,长波辐射继续加强,气温也随着不断的升高,到午后一定时刻,地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而小于失去的热量,地温开始下降,地温由上升转为下降的时刻通常在午后13时左右,由于地面的热量传递给空气需要一定的时间,所以最高气温出现在午后14时左右,随后气温便逐渐下降,一直下降到清晨日出前后,大气储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后而不是半夜。
1)影响气温日变化的因子
⑴纬度-随纬度的增加,气温日较差减小,热带12℃、温带8-9℃、极圈3-4℃;⑵季节-在中、高纬度地比较明显,一般夏季气温日较差大于冬季,一年中气温日较差最大值出现在春季而不是夏季。⑶地形-日较差凸出地形小于平原、平原小于凹地。 凸出地形因风速较大,乱流作用较强,经常受到日变化不大的高层空气的调剂。低凹地形,空气与地面接触面积大,加之通风不良,与较高层大气的交换作用弱,且夜间常为冷空气泻流汇合之地,气温日较差较平地大。⑷下垫面性质-陆地上气温日较差大于海洋,而且距海愈远,日较差愈大;有植被的地区,气温日较差小于裸地。⑸天气状况-明朗干燥地区的日较差大于阴天潮湿的地区。⑹海拔高度-海拔高度越高,气温日较差越小。
2、气温的年变化
1)气温的年变化与地面温度年变化十分相似,一年中有一个最高值和一个最低值。
    大陆上的最高值出现在7月,最低值出现在1月。海洋上推后一个月,分别是8月和2月。
2)影响气温年变化的因子
    气温年较差:一年中最热月和最冷月平均气温之差。
⑴纬度 气温年较差随纬度的增高而增大;与太阳辐射年变化一致。
⑵距海远近 距海近的地方受海洋影响大,气温年较差小,越向大陆中心受海洋的影响越小,年较差越大。
海拔高度、地形的影响与对日变化的影响相似。

二、气温的非周期性变化
    气温除具有周期性的日、年变化之外,在空气大规模的冷、暖平流运动的影响下,还会产生非周期性变化。在中、高纬度地区尤为明显。
    气温的非周期性变化,可以加强或减弱甚至改变气温的周期性变化。实际上,一个地方气温的变化是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。

三、气温的垂直变化
    气温随高度增加而降低,是对流层的基本特征之一。
1、气温垂直递减率(气温直减率、气温垂直梯度г):高度每变化100m,气温变化的值。其单位是℃/100m。在对流层中,г的平均值为0.65℃/100m。气温随高度的分布称为温度层结。气象学上规定,当г为正值时,表示气温随高度的增加而降低,г为负值时,表示气温随高度的增加而增加。
2、对流层中的逆温现象
1)逆温:在一定条件下,对流层中会出现气温随高度的增高而增高的现象,称为逆温现象。
        当逆温发生时,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,阻碍了空气垂直向上发展。
2)逆温的种类:
根据其形成的原因可划分为:
⑴辐射逆温:地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
    在晴朗无风或微风的夜晚,地面辐射冷却,贴近下垫面的气层也随之降温,越靠近下垫面的空气,降温越快,而距下垫面较远的空气,降温较少,于是便形成了自地面开始的逆温层,黎明前后强度达到最大。
    形成辐射逆温的有利条件
    天气条件-晴朗微风或仅有高云存在时的天气,风速2-3m/s最为适宜。
    低云能强烈减弱地面有效辐射,不利于降温。风速过大,会加强空气的垂直混合作用。完全无风时,只能形成很薄的逆温层。
    地形和土壤条件-山谷或洼地有利于辐射逆温的产生,导热性能差的土壤容易形成逆温。
⑵平流逆温:暖空气平流到冷的下垫面上,使下层空气冷却而形成的逆温。
    逆温的强度取决于暖空气与冷的下垫面之间温差的大小,温差越大,平流逆温的强度越强。平流逆温可以出现在一天中的任何时刻,有时可以连续几昼夜。

§4 空气的绝热变化

    空气的冷热程度实质上是空气内能的大小的表现。空气内能变化既可以是空气与外界的热量交换引起(通过分子热传导、辐射、对流、湍流、潜热转移等方式进行的非绝热变化),也可由外界的压力变化对空气做功,导致空气膨胀或压缩而引起(绝热变化)。
一、空气的绝热变化
    空气块在铅直运动中与外界不发生热量交换,也就是无热量输入,也无热量输出,但由于体积的膨胀和收缩而发生的绝热冷却和绝热增温的变化,称为空气的绝热变化。
    空气块在做绝热上升和下降过程中,温度变化的辐度因空气块水汽含量不同而异。
1、干绝热直减率
    气块绝热升降单位距离(100m)时的温度变化值,称绝热垂直递减率。对于干空气和未饱和的湿空气来说,则称干绝热直减率,以rd表示。≈ 0.98℃/100m
       在实际工作中rd=1℃/100m,在干绝热过程中,空气块每上升100m,温度约下降1℃。 rd 与r(气温直减率)的含义是不同的。rd 是干空气在绝热升降过程中气块本身的变温率,它近似于常数;而r是表示周围大气的温度随高度的分布情况。
2、湿绝热直减率:饱和湿空气绝热升降单位距离(100m)时的温度变化值,称为湿绝热直减率,以rm表示。rm不是常数,而是气压和温度的函数,一般要小于rd,其平均值为0.5℃/100。

二、大气静力稳定度
    大气中的对流运动,有时发展的十分剧烈,有时受到抑制或减弱。空气垂直运动的强弱,决定于大气稳定度。
1、大气稳定度的有关概念
1)大气稳定度:是指空气块受任意方向的扰动后返回或远离平衡位置的趋势或程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原来的层次,是否易于发生对流。
2)气块受任意方向扰动后,可能出现三种情况:
    受力后位移减速,有返回原高度的趋势,这时的气层对该气团是稳定的;
    受力后位移加速,有远离起始高度的趋势,这时的气层对该气团是不稳定;
    受力后位移不加速也不减速,这时的气层对该空气团而言是中性气层。
2、判别大气稳定度的基本方法
    某一气层是否稳定,实际上就是某一运动的空气块与周围空气相比是轻还是重的问题。比周围空气重,倾向于下降,比周围空气轻,上升。空气的轻重取决于气压和气温,在气压相同的情况下,两团空气的相对轻重问题,实际上是气温的问题。
    大气是否稳定,用周围空气的温度直减率(r)与上升气块的干绝热直减率(rd)或湿绝热直减率(rm)的对比来判断。
1)r愈大,大气愈不稳定,r愈小,大气愈稳定。r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。
2)当r<rm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r>rd时则相反,称绝对不稳定。
3)rd>r>rm时,对饱和空气来说,大气是处于不稳定状态的,对作垂直运动的未饱和空气来说,大气又是处于稳定状态的,称为条件性不稳定状态。
4) r=rm时,对于作湿绝热升降运动的气块而言,大气是中性的,而对于干空气或未饱和湿空气而言,大气是稳定的。
5)r=rd时,对于作干绝热升降运动的气块而言,大气是中性的,而对于饱和湿空气而言,大气是不稳定的。

§5 生物学温度、界限温度和积温
    适宜的温度是作物生存及生长发育的重要条件之一,一方面温度影响植物的生长、分布;另一方面,还影响植物的发育速度;此外,温度对植物病虫害的发生、发展有很大的影响。温度主要从强度、变化和持续时间三个方面对植物产生影响。
一、植物生命活动的基本温度
    植物要在自然界得以生存并繁衍下去,首先要在生命存在的前提下才能进行生长、发育。对绝大多数植物而言,维持生命的温度一般在-10-50℃;生长的温度在5-40℃之间;发育的温度在10-35℃之间。
    对于植物的每个阶段又都有3个基本温度;简称三基点温度,即最适温度、最低温度和最高温度。
二、温周期现象
    据研究,植物生长和产品品质,在有一定昼夜变温的条件下比恒温条件要好,这种现象称为“温周期现象”。
三、界限温度
    具有生物学普遍意义的,标志着某种物候现象或农事活动的开始、终止及转折的日平均温度。农业上常用的界限温度有:0℃、5℃、10℃、15℃、20℃。物候现象:生物长期适应温度条件的周期性变化,形成与此相适应的生长发育节律。这种现象叫物候现象。

四、积温
1、积温:作物的生长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,某一时段内逐日平均气温的总和称为积温。
2、积温的种类
1)活动积温Y:高于生物学下限温度的日平均温度称为活动温度。一段时间内活动温度的总和称为活动积温。
生物学下限温度(B):某作物或作物品种开始发育的下限温度称为生物学最低温度,又称为生物学零度。Y=∑ti (ti>B,当ti≤B时,ti计为零) ti-B为有效温度。
2)有效温度A:作物或林木某一生长发育期或整个生长发育期内全部有效温度之和。
A=∑(ti-B)( ti>B,当ti≤B时ti-B计为零)
3)负积温:冬季一段时间内低于0℃的日平均温度的总和。

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-3-3 22:31 编辑 ]
 楼主| 发表于 2009-3-3 20:41 | 显示全部楼层

tom超版收

第五章 天气与气象灾害

§1几种主要的天气系统
    天气是一定区域短时间内的大气状态及大气现象的综合。天气变化一般时间比较短,具有多变性.天气的变化可以分为两种:一种是由太阳辐射和地球运动等天文因素所引起的周期性变化。如气象要素的日变化和年变化等。另一种是天气系统的移动、变化所引起的非周期性变化。如冷空气的活动引起降温等灾害性天气。
    天气系统的实质是尺度不同、强度不等的冷暖气流间的扰动。尺度越大的系统,生命史越长;尺度越小的系统,生命史越短,较小系统往往是在较大尺度系统的孕育下形成、发展起来的,而较小系统发展、壮大以后,又给较大系统以反作用,彼此相互联系,相互制约,关系错综复杂。
    各类天气系统,都是在一定地理环境中形成、发展和演变,都具有一定地理环境的特性。
    比如极地和高纬地区,终年严寒、干燥。这一环境特性成为极地和高纬地区的高空极涡(高空极涡是指极高的空气涡漩,高空极高的等压面上中心高度较低的空气涡漩。一般多出现在5500米或较高的高度上。涡就象流水中出现的涡漩,在北半球涡内气流成反时针方向流动。且有上升运动,如水汽充沛常造成雷雨天气)、低槽和低空冷高压系统形成、发展的必要条件。赤道和低纬地区,终年高温、潮湿,大气处于不稳定状态,是对流天气系统(雷暴、龙卷风、飑线)形成、发展的重要基础。中纬度处于冷暖气流交汇地带,不仅冷、暖气团频繁交替,而且锋面、气旋系统得以形成、发展。
一、气团
1、气团:是占据广大空间,在水平方向上物理属性(温度、湿度、大气稳定度等,在同一气团内温度水平梯度一般小于1-2℃/100km)比较均匀,在铅直方向上的变化(大气稳定度、天气现象)也比较一致,在它的控制下有大致相同的天气特点的大块空气。暖气团一般含有丰富的水汽,容易形成云雨天气。冷气团一般形成干冷天气。冷暖气团的天气特征在不同的季节、流经不同下垫面可能有所差别。
2、气团的形成和变性
1)气团形成的条件
    一是要有大范围性质比较均匀的下垫面:在冰雪覆盖的地方形成冷而干气团;在水汽充沛的热带海洋上形成暖而湿的气团;在沙漠或干燥大陆上形成干而热的气团。
    二是还必须有使大范围空气能较长时间停留在均匀的下垫面上的环流条件
    比如缓行的高压系统,在其控制下不仅能使空气有充足时间同下垫面进行热量和水分交换,以获得下垫面属性,而且高压中的低空辐散流场利于空气温度、湿度的水平梯度减小,趋于均匀化,成为有利于气团形成的环流条件
2)气团的变性
   气团在源地形成后,要离开它的源地移到新的地区,随着下垫面性质以及大范围空气的垂直运动等情况的改变,它的性质也将发生相应的改变。气团在移动过程中性质的变化,称为气团的变性。变性的快慢和变性程度的大小,取决于流经地区下垫面性质与气团源地下垫面性质差异的大小。一般来说,冷气团移到暖的地区变性较快,暖气团移到冷的地区则变冷较慢。活动在我国境内的气团,大多是从其它地区移来的变性气团,其中最主要的是极地大陆气团和热带海洋气团。其次是热带大陆气团和赤道气团。
3)气团天气
极地大陆气团:它来源于西伯利亚、蒙古地区,也称变性西伯利亚气团。全年活动于我国,以冬季最为活跃,在它的控制下,低温、干燥、天气晴朗,多霜、雾。夏季常活动于我国的长坡以北和大西北地区,在它的控制下天气晴朗,凉如初秋。
热带海洋气团:它来自热带太平洋和南海,又称热带太平洋气团。全年活动于我国,以夏半年最为活跃,夏季除西藏高原和新疆外影响我国的大部分地区。在它的控制下,清晨晴朗,午后常有雷阵雨。与极地大陆气团交绥是构成我国盛夏区域性降水的主要原因。
    春季上述两种气团在我国分据南北并相互推移造成多变天气。
    秋季极地大陆气团势力加强不断南扩,而热带海洋气团则不断向我国东南方海上退缩,两气团交绥,常造成秋雨,直至极地大陆气团占优势时,我国大部分地区出现秋高气爽的天气。
    热带大陆气团来自欧亚大陆和中亚。夏季影响我国西部地区,天气酷热久旱无雨。
    赤道气团夏天影响我国的华南、华东和华中地区,天气潮湿闷热而多雷雨。
下面是我国省区地理位置的划分:
华东:上海、江苏、浙江、安徽、江西
华南:广东、福建、广西、海南
华北:北京、天津、河北、山东、河南、内蒙古
华中:湖北、湖南
西南:四川、重庆、贵州、云南、西藏
东北:辽宁、吉林、黑龙江
西北:陕西、甘肃、宁夏、青海、新疆
二、锋(温带地区重要的天气系统)
1、锋:当大气中冷暖气团相遇时,在其交界面上有一个过渡带,与气团相比它可以看作是一个平面-锋面,锋面与地面的交线称为锋线,锋面与锋线统称锋。
锋在空间总是倾斜的,并随高度的上升向冷空气一侧倾斜。锋是冷-暖气团的过渡带,因而锋面两面侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素有明显差异,可以把锋看作是大气中要素的不连续面。在气团内部水平气温梯度小,其量级一般约为 1℃~2℃/100km,而在锋区内,水平温度梯度大,水平温度梯度的量级为 10℃/100km。
2、锋的分类与锋面天气
    根据锋面两侧冷暖气团的移动方向及结构状况,锋可以分为下列四种:
1)暖锋:暖气团在锋的移动过程中起主导作用,推动锋向冷气团一侧移动的锋。
2)冷锋:是冷气团推动锋面向暖气团方向移动的锋。暖气团被抬升上滑,锋面坡度较大,冷暖两方中,冷气团占主导的地位。
    根据冷锋移动速度的快慢,可将冷锋分为两种类型:一型冷锋(缓行冷锋);二型冷锋(急行冷锋)
3)准静止锋:锋面很少移动或移动缓慢,冷暖气团的势力相当,或锋面受地形阻挡,锋面呈现准静止状态的锋。
4)锢囚锋:由于冷锋移动速度较暖锋快,冷锋赶上暖锋,将暖锋抬离地面,近地面冷、暖锋合并而形成的锋。
插入图片
暖锋天气示意                  空气的垂直运动情                 
暖锋锋面天气:
云系:锋前 Ci卷云-Cs卷层云-As高层云-Ns雨层云。暖锋降水主要发生在雨层云内,宽度在锋线前200--400公里,属连续性降水。
插入图片
一型冷锋天气示意                 空气的垂直运动情况
一型冷锋的锋面天气;
当暖气团比较稳定的、水汽比较充沛时,产生的云系与暖锋相似,但出现的次序相反。雨区锋线后,多为连续性降水。但当锋前暖气团不稳定时,在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。
插入图片
夏季二型冷锋天气示意               空气的垂直运动情况
夏季二型冷锋的锋面天气:
在地面锋线附近形成强烈的积雨云,出现雷暴和阵性降水天气,云雨区很窄,这种冷锋过境时,往往出现暴雨,雷电交加,但时间很短,锋线过后不久,天气转晴。
插入图片
冬季二型冷锋
冬季二型冷锋锋面天气:
锋前出现Ci-Cs-As-Ns。锋前有不宽的连续性降水,锋后常有大风和风沙天气。
插入图片
准静止锋
准静止锋的锋面天气:
降水区很宽,有时在某一地区来回摆动,造成该地区阴雨连绵的天气。江南的梅雨季节降水就多是由于准静止锋造成的。
插入图片
暖式锢囚锋                   冷式锢囚锋
暖式锢囚锋:暖锋前冷空气比冷锋后的冷空气更冷,称为暖性锢囚锋。
冷式锢囚锋:冷锋后的冷空气比暖锋前的冷空气更冷,称为冷性锢囚锋
锢囚锋锋面天气:锢囚锋的两侧均为降水区,且降水较强,
三、气旋与反气旋
1、气旋
    中心气压低四周气压高的水平空气涡旋,叫做气旋。地面流场 (北半球)反时针方向水平辐合,(南半球)顺时针方向水平辐合。高空气流水平辐散。中间呈气旋式旋转上升。
    范围:以最外围闭合等压线来确定。
    强度:以中心气压值或气旋区内最大风速值来表示。中心气压值降低,说明气旋在增强,反之,说明气旋在减弱。
    天气:气旋影响时常常出现阴雨天气和大风等 。
2、锋面气旋 :气旋内有锋面存在时,称为锋面气旋。主要活动在中高纬度,多见于温带地区 。
插入图片            
    如图所示,这是一个低气压区域,根据北半球风向的画法可确定它的东部吹偏南风,西部吹偏北风。低气压向外延伸的狭长区域称为低压槽,如同地形上的山谷。图中 AB、CD为两条槽线。锋面一般形成于地面气旋的低压槽中。图中气旋东部偏南风来自较低的纬度,气温较高,当它向北移动时,遇到较高纬度的冷空气就形成了暖锋(图中CD附近)。同样的,气旋西部气流是来源于北方高纬度地区的偏北风,南下会遇到较低纬度的暖空气而形成冷锋(图中AB附近),这样地面天气系统中的锋面气旋便形成了。北半球的气旋是一个按逆时针方向流动的旋涡,它同样也带着已生成的锋面随气流呈逆时针方向移动
影响我国的锋面气旋多发生在青藏高原以东的地区,北部有东北低压、蒙古气旋、黄河气旋,南部有江淮气旋和东海气旋。(具体天气情况见p111)
3、反气旋
    中心气压高,四周气压低的水平空气涡旋,叫做反气旋。地面流场:北半球顺时针水平辐散;南半球反时针水平辐散。高空流场水平辐合。 中间是以反气旋式旋转下沉。
   范围:在地面天气图上以最外围一条闭合等压线的直径表示。
   强度:用中心气压值或反气旋内最大风速表示。中心气压值升高说明反气旋在加强;降低说明反气旋在减弱。
   天气:晴朗少云,风力静稳为主。   
分类(按热力结构):
   冷性反气旋:(冷高压):是指中心温度比四周低的反气旋。与气压系统的空间结构相结合。
   暖性反气旋:(暖高压):是指中心温度比四周高的反气旋。
影响我国的反气旋
蒙古高压(冷性反气旋):冬半年影响我国的主要天气系统。常出现寒潮天气。
西太平洋副热带高压:太平洋副高多呈现东西扁长形状,中心有时只有一个,有时有数个.夏季时一般分裂为东、西两个大单体,位于西太平洋的称西太平洋高压。西太平洋副高是对我国夏季天气影响最大的一个天气系统。在它的控制下将产生干旱、炎热、无风天气。它还通过与周围天气系统相互作用形成其它类型天气。因此,它的位置、强度的变化对我国主要是东部的雨季、旱涝以及台风路径等产生重大的影响。
西太平洋副高对我国沿海天气的影响及其季节移动规律:               
我国降水带的南北移动同太平洋副高的季节活动相一致,通常降水带位于副高脊线以北5---8个纬距处,其走向大致和脊线平行。
2--4月,副高脊线稳定在18°--20°N,华南地区出现阴雨天气。
6月,脊线越过20°N,雨带位于长江中下游和日本一带,正是“梅雨”季节开始时期。 7月,脊线越过25°N,降水带从长江流域北上到黄淮流域。长江中下游的梅雨结束,开始被西太平洋副高所控制,天气炎热少雨,如果副高强大,控制时间长久,将造成严重干旱现象,出现“酷暑伏旱”天气。
7月底8月初,脊线越过30°N,华北和东北进入雨季。 9月上旬,副高脊线开始向南回跳,雨带也自北南移。
实际上,若副高的南北季节性移动出现异常的话,就造成一些地区干旱,另一些地区水涝的反常天气。

四、切变线
    是指在1500m的高度上(即850hpa等压面上)由于空气的流向流速的显著差异,使流体发生切变的线状地带。在气压场上与切变线相对应的是一条东西向的横槽或两高压间的鞍形场。
    线的两侧风存在明显的气旋性切变由于切变线是一种风的不连续线,往往会使空气辐合上升。所以,常能形成云雨天气。是造成夏半年我国降水的一个重要天气系统。
五、高空槽(脊)
    在自由大气中,西风带气流在水平方向上主要呈波状运行,其波谷和波峰对应低压槽和高压脊,分别称为高空槽(脊)。
    高空槽开口朝北,槽线大多为东北-西南走向。槽前盛行  
    暖湿西南气流,有利于气旋的发展,多风雨天气,槽后脊前为干冷的西北气流,使地面高压增强,天气晴好。

§2主要灾害性天气过程

一、 寒潮
1、寒潮的定义及标准
    强烈的冷高压活动带来强冷空气侵袭,如同寒冷的潮流滚滚而来,给我国广大地区带来剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气,这种大范围的强烈的冷空气活动,称为寒潮。
  为此中央气象台又对上述标准作了补充规定:长江中下游及其以北地区48小时内降温10℃以上,长江中下游最低气温Tmin≤4℃,陆上三个大区有5级以上大风,渤海、黄海、东海先后有7级以上大风,作为寒潮警报标准。如果上述区域48小时内降温达14℃,其余同上时,则作为强寒潮警报标准。
2、寒潮的源地及路径
    源地:新地岛以东和以西的洋面,欧亚大陆。
路径:
1)中路  冷空气从关键区经蒙古到达我国河套附近南下,直达长江中下游及江南地区。
2)东路  冷空气从关键区经蒙古到我国华北北部,在冷空气主力继续东移的同时,低空的冷空气折向西南,经渤海侵入华北,再从黄河下游向南可达两湖盆地。
3)西路 冷空气从关键区经新疆、青海、西藏高原东南侧南下,对我国西北、西南及江南各地区影响较大。
3、寒潮天气与灾害
寒潮实质是一强大的冷高压,中心气压可达1050-1070hap,冷高压的前缘为一条冷锋,即寒潮冷锋。天气-北方寒潮天气的主要特征是偏北大风,剧烈降温,降水较少,有时伴有风沙和暴风雪。南方寒潮天气的主要特征是剧烈降温还有较多的降水。
   灾害-冻害和风害。
二、冰雹
1、冰雹是从旺盛的积雨云中降落到地面上的固体降水物,是一种圆形或不规则的透明与不透明相间的冰球或冰块。其直径一般只有5-20mm,有的可达30mm。
2、冰雹形成的条件
        冰雹的形成多数与冷空气的活动直接联系。它形于冷锋、切变线和高空槽脊及冷涡西部,而以冷锋附近出现的机会最多。
1)对流云发展要特别旺盛;
2)对流云中要有一定数量的冰核存在;
3)对流云中要有时强时弱的上升气流;
4)对流云中要有丰富的水汽。
3、人工防雹
1)撒播催化剂 2)爆炸法
三、台风
1、台风:发生在热带海洋上的一种具有暖中心结构的强烈气旋性涡旋或热带气旋。在西太平洋上称为台风;在大西洋、加勒比海、和东太平洋上称为飓风;在印度洋上称为热带风暴。
2、台风形成的条件:一是比较高的海洋温度;二是充沛的水汽;三、要有足够的地转偏向力。
3、热带气旋的分级:
1)中心风力<8级称为热带低压 2)风力8-9级热带风暴
3)风力10-11级强热带风暴 4)风力≥12级台风或飓风(12-13级-台风,14-15级-强台风,16级以上-超强台风)
4、台风的结构和天气
1)台风眼区 气流下沉,天气晴好,风力小,时有降水。
2)涡旋区 为最大风速区有强烈的上升气流,中台风中天气最坏的区域。
3)外围大风区
5、台风的危害
1)狂风 2)暴雨 3)海浪和海潮
台风的命名规则
    据专家介绍,西北太平洋地区是世界上台风(热带风暴)活动最频繁的地区,每年登陆我国就有六、七个之多。多年来,有关国家和地区对出没这里的热带风暴叫法不一,同一台风往往有几个称呼。我国按其发生的区域和时间先后进行四码编号,前两位为年份,后两位为顺序号。设在日本东京的世界气象组织属下的亚太区域专业气象台的台风中心,则以进入东经180度、赤道以北的先后顺序编号。美国关岛海军联合台风警报中心则用英美国家的人名命名,国际传媒在报道中也常用关岛的命名。还有一些国家或地区对影响本区的台风自行取名。为了避免名称混乱,有关国家和地区举行专门会议决定,凡是活跃在西北太平洋地区的台风(热带风暴),从去年起一律使用亚太14个国家(地区)共同认可、具有亚太区域特色的一套新名称,以便于各国人民防台抗灾、加强国际区域合作。
    这套由14个成员提出的140个台风名称中,除了香港、澳门各有10个外,祖国大陆提出的10个是:龙王、(孙)悟空、玉兔、海燕、风神、海神、杜鹃、电母、海马和海棠。专家们介绍说,第5号台风威马逊,是泰国命名的,含义是“雷神”;第6号台风查特安是美国人给取的名,意思是“雨”;第8号热带风暴“娜基莉”,是柬埔寨一种花的名字。据悉,热带风暴加强后就会成为台风。
    专家们说,早在18世纪,澳大利亚气象学家突发奇想,开始用女性名给台风起名,作为一种荣誉或纪念,赠予自己的女友、爱妻或是受冷遇的政治家。这一做法在欧美各国迅速流行。1949年,大西洋第一个飓风被命名为“哈里”,因为飓风袭击佛罗里达州时,美国总统哈里斯•杜鲁门正在那里视察;不久,又一更疯狂的飓风扫荡了佛罗里达,人们便把她尊称为总统夫人“贝斯”。某年台风季节,墨西哥湾同时跳出两个台风,分别取名为“艾丽丝”和“巴巴拉”。这对小姊妹引来了一场前所未有的大洪水。结果,反对用女性名给台风取名的运动风起云涌,信件和呼声几乎淹没了报界和天气局。尽管如此,但是固执的气象学家们仍坚持这一做法,许多国家一直沿用到70年代末。1979年的赛西尔飓风,则是美国历史上第一次用男性名字命名的台风。有趣的是,目前所使用的西太平洋台风的名称依然很少有灾难的含义,大多具有文雅、和平之意,如茉莉、玫瑰、珍珠、莲花、彩云等等,似乎与台风灾害不大协调。有关专家认为,台风不仅仅会带来狂风骤雨,有时也会造福人类。高温酷暑季节,台风的光临可解除干旱和酷热,因此起个文雅的名字也无妨。不过,台风委员会另有规定,如果某个台风确实犯下滔天大罪,有关成员可以提出换名申请,从而把这个恶魔永远钉在灾难史的耻辱架上。
附:西北太平洋和南海热带气旋命名表
序号 英文名 中文名 名字来源 意 义
1-1 Damrey 达维 柬埔寨 大象、1-2 Longwang 龙王 中国 神话传说中的司雨之神
1-3 Kirogi 鸿雁 朝鲜 一种侯鸟,在朝鲜秋来春去
1-4 Kai-tak 启德 中国香港 香港旧机场名
1-5 Tembin 天秤 日本 天秤星座 、1-6 Bolaven 布拉万 老挝 高地
1-7 Chanchu 珍珠 中国澳门 珍珠、1-8 Jelawat 杰拉华 马来西亚 一种淡水鱼
1-9 Ewiniar 艾云尼 密克罗尼西亚 传统的风暴神(Chuuk语)
1-10 Bilis 碧利斯 菲律宾 速度、1-11 Kaemi 格美 韩国 蚂蚁
1-12 Prapiroon 派比安 泰国 雨神 、
1-13 Maria 玛莉亚 美国 女士名(Chamarro语)
1-14 Saomai 桑美 越南 金星 、2-1 Bopha 宝霞 柬埔寨 花儿名
2-2 Wukong 悟空 中国 孙悟空
2-3 Sonamu 清松 朝鲜 一种松树,能扎根石崖,四季常绿
2-4 Shanshan 珊珊 中国香港 女孩儿名 、2-5 Yagi 摩羯 日本 摩羯星座
2-6 Xangsane 象神 老挝 大象 、2-7 Bebinca 贝碧嘉 澳门 澳门牛奶布丁
2-8 Rumbia 温比亚 马来西亚 棕榈树
2-9 Soulik 苏力 密克罗尼西亚 传统的Pohnpei酋长头衔
2-10 Cimaron 西马仑 菲律宾 菲律宾野牛、2-11 Chebi 飞燕 韩国 燕子
2-12 Durian 榴莲 泰国 泰国人喜爱的水果
2-13 Utor 尤特 美国 飑线(Marshalese语) 、2-14 Trami 潭美 越南 一种花
3-1 Kong-rey 康妮 柬埔寨 高棉传说中的可爱女孩儿
3-2 Yutu 玉兔 中国 神话传说中的兔子
3-3 Toraji 桃芝 朝鲜 朝鲜深山中的一种花
3-4 Man-yi 万宜 中国香港 海峡名,现为水库 、3-5 Usagi 天兔 日本 天兔星座
3-6 Pabuk 帕布 老挝 大淡水鱼 、3-7 Wutip 蝴蝶 澳门 一种昆虫
3-8 Sepat 圣帕 马来西亚 一种淡水鱼
3-9 Fitow 菲特 密克罗尼西亚 一种美丽芬香的花(Yapese语)
3-10 Danas 丹娜丝 菲律宾 经历 、3-11 Nari 百合 韩国 一种花
3-12 Vipa 韦帕 泰国 女士名字
3-13 Francisco 范斯高 美国 男子名(Chamarro语)
3-14 Lekima 利奇马 越南 一种水果
4-1 Krosa 罗莎 柬埔寨 鹤、4-2 Haiyan 海燕 中国 一种海鸟
4-3 Podul 杨柳 朝鲜 一种在城乡均有种植的树
4-4 Lingling 玲玲 中国香港 女孩儿名
4-5 Kajiki 剑鱼 日本 剑鱼星座 、4-6 Faxai 法茜 老挝 女士名字
4-7 Vamei 画眉 澳门 一种鸟、4-8 Tapah 塔巴 马来西亚 一种淡水鱼
4-9 Mitag 米娜 密克罗尼西亚 女士名字(Yap语)
4-10 Hagibis 海贝思 菲律宾 褐雨燕 、4-11 Noguri 浣熊 韩国 狗
4-12 Ramasoon 威马逊 泰国 雷神
4-13 Chataan 查特安 美国 雨(Chamorro语)
4-14 Halong 夏浪 越南 越南一海湾名 、5-1 Nakri 娜基莉 柬埔寨 一种花
5-2 Fengshen 风神 中国 神话中的风之神 、5-3 Kalmaegi 海鸥 朝鲜 一种海鸟 5-4 Fung-wong 凤凰 中国香港 山峰名 、5-5 Kammuri 北冕 日本 北冕星座
5-6 Phanfone 巴蓬 老挝 动物、5-7 Vongfong 黄蜂 澳门 一类昆虫
5-8 Rusa 鹿莎 马来西亚 鹿
5-9 Sinlaku 森拉克 密克罗尼西亚 传说中的Kosrae女神
5-10 Hagupit 黑格比 菲律宾 鞭子、5-11 Changmi 蔷薇 韩国 花名
5-12 Megkhla 米克拉 泰国 雷天使
5-13 Higos 海高斯 美国 无花果(Chamarro语)、5-14 Bavi 巴威 越南 越南北部一山名
6-1 Maysak 美莎克 柬埔寨 一种树、6-2 Haishen 海神 中国 神话中的大海之神 6-3 Pongsona 凤仙 朝鲜 一种美丽的花
6-4 Yanyan 欣欣 中国香港 女孩儿名
6-5 Kujira 鲸鱼 日本 鲸鱼座 、6-6 Chan-hom 灿鸿 老挝 一种树
6-7 Linfa 莲花 澳门 一种花、6-8 Nangka 浪卡 马来西亚 一种水果
6-9 Soudelor 苏迪罗 密克罗尼西亚 传说中的Pohnpei 酋长
6-10 Imbudo 伊布都 菲律宾 漏斗、6-11 Koni 天鹅 韩国 一种鸟
6-12 Hanuman 翰文 泰国 有趣的猴子、6-13 Etau 艾涛 美国 风暴云(Palauan语) 6-14 Vamco 环高 越南 越南南部一河流 、7-1 Krovanh 科罗旺 柬埔寨 一种树
7-2 Dujuan 杜鹃 中国 一种花 、7-3 Maemi 鸣蝉 朝鲜 一种蝉
7-4 Choi-wan 彩云 中国香港 天上的云彩、7-5 Koppu 巨爵 日本 巨爵星座
7-6 Ketsana 凯萨娜 老挝 一种树 、7-7 Parma 芭玛 澳门 澳门的一种烹调风格 7-8 Melor 茉莉 马来西亚 一种花
7-9 Nepartak 尼伯特 密克罗尼西亚 著名的勇士(Kosrae语)
7-10 Lupit 卢碧 菲律宾 残酷、7-11 Sudal 苏特 韩国 水獭
7-12 Nida 妮妲 泰国 女士名字 、7-13 Omais 奥麦斯 美国 漫游(Palauan语)
7-14 Conson 康森 越南 古迹、8-1 Chanthu 灿都 柬埔寨 一种花
8-2 Dianmu 电母 中国 神话中的雷电之神、8-3 Mindule 蒲公英 朝鲜 一种小黄花 8-4 Tingting 婷婷 中国香港 女孩儿名 、8-5 Kompasu 圆规 日本 圆规星座
8-6 Namtheun 南川 老挝 河 、8-7 Malou 玛瑙 澳门
8-8 Meranti 莫兰蒂 马来西亚 一种树
8-9 Rananim 云娜 密克罗尼西亚 喂,你好(Chuukese语)
8-10 Malakas 马勒卡 菲律宾 强壮, 有力 、8-11 Megi 鲇鱼 韩国 鱼
8-12 Chaba 暹芭 泰国 热带花 、8-13 Kodo 库都 美国 云(Marshalese语)
8-14 Songda 桑达 越南 越南西北部一河流
9-1 Sarika 莎莉嘉 柬埔寨 雀类鸟 、9-2 Haima 海马 中国 一种鱼
9-3 Meari 米雷 朝鲜 回波、9-4 Ma-on 马鞍 中国香港 山峰名
9-5 Tokage 蝎虎 日本 蝎虎星座
9-6 Nock-ten 洛坦 老挝 鸟 、9-7 Muifa 梅花 澳门 一种花
9-8 Merbok 苗柏 马来西亚 一种鸟
9-9 Nanmadol 南玛都 密克罗尼西亚 著名的Pohnpei 废墟
9-10 Talas 塔拉斯 菲律宾 锐利 、9-11 Noru 奥鹿 韩国 狍鹿
9-12 Kularb 玫瑰 泰国 一种花
9-13 Roke 洛克 美国 男子名(Chamarro语)
9-14 Sonca 桑卡 越南 一种会唱歌的鸟
10-1 Nesat 纳沙 柬埔寨 渔夫、10-2 Haitang 海棠 中国 花
10-3 Nalgae 尼格 朝鲜 有生气,自由翱翔
10-4 Banyan 榕树 中国香港 一种树
10-5 Washi 天鹰 日本 天鹰星座、10-6 Matsa 麦莎 老挝 女人鱼
10-7 Sanvu 珊瑚 澳门 一种水生物 、10-8 Mawar 玛娃 马来西亚 玫瑰花
10-9 Guchol 古超 密克罗尼西亚 一种香料(调味品)(Yapese语)
10-10 Talim 泰利 菲律宾 明显的边缘 、10-11 Nabi 彩蝶 韩国 蝴蝶
10-12 Khanun 卡努 泰国 泰国水果
10-13 Vicente 韦森特 美国 女士名(Chamarro语)
10-14 Saola 苏拉 越南 越南最近发现的一种动物

四、干热风
1、干热风:天气是高温、低湿并伴有一定风力的大气干旱现象。它是影响我国麦区的主要气象灾害之一。
2、干热风天气指标:
日最高气温≥30℃,最小相对湿度≤30%,风速≥3m/s
五、干旱
干旱是指某地因长期无雨或少雨,土壤不能满足农作物对水分的需求致使作物的生长受到抑制或死亡的农业气象灾害。
    干旱按其发生的原因可分为土壤干旱、大气干旱和生理干旱
一、霜冻
1、霜冻是指在温暖的时期,温度在短时间内下降到足以使用作物遭受伤害或者死亡的低温天气。
2、霜和霜冻的区别
    霜是由于帖地气层中地物表面温度或地面温度下降到0℃以下,空气中的水汽达到饱和状态而直接在物体表面或地表面上所形成的白色结晶。它是一种天气现象,取决于温度的高低,它得作物的存在与否没有关系。
霜冻发生时,也可能有霜,也可能没霜,但必须有作物。霜冻是一种生物学现象。
3、霜冻的标准
中央气象台把地面最低温度降到0℃以下时作为预报出现霜冻的标准。
4、霜冻的种类
1)按霜冻发生的季节可分为秋霜冻和春霜冻
    秋霜冻是指秋季作物正趋成熟时的霜冻,此时出现的霜冻,使作物生长停止,导致产量和品质下降。秋季最早一次霜冻的到来,称为初霜冻。初霜冻来临越早,对作物的危害也越大。
    春霜冻是指春季发生的霜冻,这时冬小麦开始返青,拔节,喜温作物已播种出苗,北方大部分果树正值开花期,遭受霜冻会带来重大损失,特别是春季最晚一次霜冻害,危害更为严重,这次霜冻称为终霜冻。
    无霜期:终霜冻至初霜冻之间的日期为无霜冻。由于大多数作物当温度低于0℃即遭受霜冻,所以,农业气候学常用地面最低温度大于0℃
2)按霜冻形成的原因可分为平流霜冻、辐射霜冻和平流辐射霜冻。
5、影响霜冻形成的因子
1)天气条件
    在明朗、无风、低湿的条件下容易发生霜冻。
2)下垫面性质
    地形越闭塞,霜冻的危害程度越大。迎风坡与背风坡;山坡的位置;山坡的朝向;土壤的热特性等等。
6、防御霜冻的物理方法
    熏烟法、灌水法、覆盖法、喷雾法、直接加热法、空气混合法。
二、冷害
1、冷害;是指在作物生长期内,温度短期或长期降低到作物的生物学零度以下,使作物生育延迟,甚至发生生理障碍,导致减产歉收,这种以低温为主的灾害,叫做低温冷害。
2、冷害与霜冻的区别
    霜冻是短时间低温并引起作物伤害或死亡,一般土壤和作物表面温度多在0℃或以下。低温冷害指持续时间较长的低温,引起作物生育期延迟或生理机能受到障碍,温度都在0℃以上,有时甚至在接近20 0℃的条件下,也可使作物遭受危害,东北地区农民称之为“  哑巴灾”。
三、大风、龙卷风、沙尘暴
1、大风
    是指风力大到足参危害农业生产及其他经济建设的风。中央气象台以平均风力达6级或以上,作为发布大风的标准。
2、龙卷风
    是从强烈发展的积雨云底部下垂的高速旋转着的、形状像一只漏斗,又似象鼻的云柱。
3、沙尘暴
    是指大量尘土沙粒被风吹起,使空气混浊,水平能见度小于1km的现象,又称沙暴或尘暴。如果水平能见度在1-10km之间则称为浮尘或扬沙天气,一般而言,浮尘多由外地而来,扬沙则基本来处本地。
    沙尘暴的形成必须满足三个基本条件:一是要有沙尘源;二是要有大风;三是要有大气的热力不稳定。
4、草原上的黑灾、白灾
    黑灾是指牧区冬半年积雪过少或无积雪带来的畜牧气象灾害。白灾是指冬半年牧场积雪过深,掩埋牧草而造成的家畜灾害。

第六章 气候与农业气候资源
§1 气候形成要素
    气候对自然环境、人类社会、经济活动影响很大,气候是指在一个较长的时段内天气的统计状况。是在太阳辐射、下垫面性质以及大气环流的相互作用于下形成的,把它们称之为气候形成要素。
一、太阳辐射在气候形成中的作用
1、太阳辐射总量变化特点
1)太阳辐射热量分布是因纬度而异的。全年获得太阳辐射最多的是赤道,随着纬度的增高,辐射量便渐次减少,最小值出现在极点,仅及赤道的40%。
2)夏半年获得太阳辐射量最大值在20°-50°的纬度,由此向两极逐渐减少,最小值在极地。
3)冬半年获得太阳辐射最多的是赤道,随着纬度的增高,正午太阳高度角和每天白昼的时间都迅速递减,所以太阳辐射量也迅速地递减下去,到极点为零。
4)太阳辐射量的南北差异,不仅随冬半年、夏半年而有不同,在同一时间内随纬度也亦有不同,在两极和赤道附近太阳辐射量的水平梯度都较小,而以中纬度45°-55°间的水平梯度最大,所以在中纬度环绕整个地球可有温度水平梯度有很大的锋带和急流现象。
5)夏半年与冬半年的太阳辐射的差值是随纬度的增高而增大的。表现在气温的年较差是高纬度大,低纬度小。
6)在极圈以内有极昼极夜现象,在极夜期间太阳辐射为零。在一年内一定时期中到达极地的天文辐射量大于赤道。
2、地面净辐射变化特点
    净辐射平均日总量随纬度的增加而减少。赤道最多,北极最少,在北纬40°N附近为0。
二、大气环流在气候形成中的作用
    大气环流是太阳辐射在地球表面分布不均匀的产物,大气环流是影响气候形成和变化的基本因素。通常,高低纬度之间和海陆之间的热量交换和水文交换是由大气环流过程来完成的,使一地气候不仅受到当地太阳辐射和下垫面条件的作用,而且还受到其他方面的影响,形成不同的气候类型。
    地球上除了大气运动使低纬度向高纬度输送热量外,海水运动也在进行着热量输送。
    由于海陆热力性质不同而产生的季风环流,对于海陆之间的水分和热量交换起着很大的作用。
    此外,气旋和反气旋也是大气环流中的大规模扰动,它们右以促使不同性质的气团做大范围的移动,造成大量的热量和水分交换,使地球上南北及海陆之间温度和水分差异变得和缓,同时也使各地具有不同的气候特点。
三、下垫面状况对气候的影响
1)海陆分布对气候的影响
(1)海洋是热量的存储器和调节器
(2)海陆分布对气温的影响陆空
    海陆冷热源的作用反映在海陆表面上空的温度有明显的差异。由于对流层大气中的热能主要来自于下垫面,而海气之间与陆气之间的热量交换不同,因而导致了海陆气温的显著差异。
(3)海陆分布对大气水分的影响
2)洋流对气候的影响
    洋流是海洋中的海水经常朝着一定方向的有规律的大规模流动,也叫海流式漂流。洋流有冷暖之分。暖流是指从低纬度流向高纬度,其温度比流经地方的水温高的洋流;冷洋流是指从高纬度流向低纬度,其温度比流经地方的水温低的洋流。洋流对气候的影响,除它在高、低纬度之间的热量输送中起重要作用外,还造成大陆东西气温以及降水的差异。
3)地形对气候的影响
    地形对于气候的影响有两个方面;一是地形地势本身所形成的气候特点;另一个是高原和山系对邻近地区气候的影响。
四、人类经济活动对气候的影响
    人类活动影响气候的主要途径有二:一是在工农业生产中排放至大气中的温室气体和各种污染物质,改变了大气的化学组成;二是在农牧业发展和其他活动中改变下垫面的性质。
1、下垫面性质的改变对气候的影响
    植被、灌溉、海洋污染
2、人类活动形成的特殊气候-城市气候
    城市气候是在区域气候背景上,经过城市化扣,在人类活动影响下形成的一种特殊的局地气候。
    城市气候的特征可归纳为城市浑浊岛、热岛效应。
§2气候带和气候型
    为使错综复杂的世界气候系统化,便于人类更好地研究、比较与了解各地气候的主要特点和形成规律,有利于对气候资源的认识、开发和利用,需要对世界气候进行分类研究。
    气候带与气候型的划分有多种方法,概括起来可分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。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。一般是先从辐射和环流来划分气候带;然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与环流相结合来确定气候型。
    由于某一气候带或某一种气候型是逐渐转变为另一气候带或气候型的,两者之间的分界是渐变的过渡带,不能截然划清。所以地图上画的气候界限是相对的气候过渡带,而不是绝对的界限,但这个界线还是必要的。
    同时一地的气候是在不断变化着的。各个气候带和气候型的特征,仅仅是其近代气候的平衡状态。围绕着平衡状态的扰动是客观存在的。必须注意其气候距平和气候异常,特别是大气环流的变化,在地区之间有一定的“遥相关型”,如厄尔尼诺现象即其一例。
    柯本气候分类法是以气温和降水两个气候要素为基础,并参照自然植被的分布而确定的。全球气候分为热带多雨气候带、干燥气候带、温暖气候带、寒冷气候带和极地气候,然后根据降水量在各带之中又划分为若干气候型。再将上一些具体指标划分出气候带副型。
    古希腊学者根据地理纬度划分而成的天文气候带,即:热带,南、北温带、南、北寒带共五带。
一、气候带
    常见的是把天文气候带和柯本分类结合,并综合诸多因素把全球划分为如下11个气候带:
1、赤道气候带
    赤道气候带地跨赤道两侧南北纬度10°之间,又称赤道带或赤道无风带。
    终年高温,很少变化,年平均气温为25-30℃,赤道气候带为地球上平均降水量最多的地带,多对流性降水和雷阵雨,而且分配均匀,无明显的干燥季节。
2、热带气候带
    本气候带位于纬度10°到回归线之间,温度接近赤道气候,但气温年较差较大,有热、雨、凉三个季节,降水量一般在1000-1500mm之间,愈近赤道愈多,愈远离赤道愈少。全年有明显的干季。
3、副热带气候带
    本气候带大体在回归线至纬度33°之间,因为它处于副热带高压和信风控制下,雨量稀少,多沙漠。气温年较差和日较差均较赤道气候带和热带气候带大。空气干燥。
4、暖温带气候带
    暖温带一般是指纬度35°-45°之间的地带,受行星带季节性的南北移动,夏季,它在副热带高压控制和影响下,具有副热带气候的特点;冬季在盛行西风控制下,气旋过境频繁,具有冷温带气候的特点。所以气候带的大陆西岸夏干冬湿。大陆东海岸的气候,一般均具有季风性,以夏季降水为多。
5、冷温带气候带
    本气候带指的是纬度45°到极圈的西风盛行带。在大陆西岸常年盛行西风的向岸风,并受暖洋流的影响,气候具有海洋性。由此向东,海洋性渐趋不明显,逐渐变为大陆性。
6、极地气候带
    本气候带在亚欧和北美大陆限于北极圈以北,在海洋上偏南10个纬度。在南半球因为大陆面积小,它在低纬方向的界限在45°-50°S之间。本气候带最热朋月平均气温在10℃以下,其中最热月月平均气温不足0℃者,为冰原气候;在0-10℃者,可以生苔原植物,称为冻原气候。
二、气候型
    在同一气候带内,可因陆地、海洋、高山、平原、沙漠等地理环境和环流特性不同的气候类型,而在不同的气候带中在相似的地理位置上也可出现相似的气候类型。如海洋性气候、大陆性气候、季风气候、地中海气候等。
1、海洋性气候和大陆性气候
    这两个不同型气候之间的差异主要是由于地面特性不同造成的。气候学上将海洋中心出现的气候特征称为海洋气候,内陆腹地出现的气候特征称为大陆气候。而与海洋气候和大陆气候相似的气候称为海洋性气候和大陆性气候。
    海洋气候具有温和少变,多云雨的气候特征。
    大陆气候是远离海洋的大陆内部气候。夏季高温多雨,冬季严寒晴朗。大陆气候以亚洲最盛。
2、季风气候和地中海气候
    季风气候是大陆气候和海洋气候的混合型,夏季有来自海洋的气团,使海洋性气候特征突出,冬季有来自大陆的极地大陆气团而突出了大陆性气候的特征,因而季风气候特点是夏季高温多雨,冬季寒冷干燥。
    地中海气候的主要特征是夏季高温干旱,冬季温和多雨。
3、高山气候与高原气候
    高原上气温年较差和日较差比较大,高原凹地更大。高山昼夜温差小。山地降水在迎风坡降水量随高度升高而增加。高原是抬高了的平地,降水量随高的长高而减少。
4、草原气候与沙漠气候
    都属于大陆性气候,沙漠气候是大陆气候的极化。草原气候分为温带草原气候和热带草原气候。前者冬寒夏暖,年降水量不超过450mm。后者夏季湿热,冬温干燥。年降水量在200-750mm之间,干湿季节分明。
    沙漠气候以空中水汽少,太阳辐射强,昼夜温差大,成云致雨几率小。

§3中国气候特征

    我国位于世界最大的大陆亚欧大陆的东南部,幅员辽阔,南北跨度约50个纬度,致使我具有从赤道气候到冷温带气候之间的多种气候。东西跨度61个经度,包括了沿海的湿润地带至内陆的沙漠地带。同进我国地形极为复杂,有平原、盆地、丘陵、高山和高原。地势西高东低,呈阶梯状分布。另外,我国东部又与世界上最大的海洋-太平洋相邻。这样的地理条件使我国形成了四大特点:季风发达、大陆性强、温度差异大、降水复杂化。   
一、季风发达
    在上述地理条件下,使我国海陆热力差异非常大,加之行星风带的季节性移动的影响,使我国成为季风极为明显的国家。其特征主要表现在风的季节性变换、气温和降水的变化等方面。
1、季风气候特点表现在风的季节变换上
    我国冬季盛行西北、北和东北风,统称冬季风;夏季盛行东南、南和西南风,统称夏季风。
2、季风气候特点表现在温度分布上
    冬季,亚洲大陆在全球最强大的蒙古高压和太平洋上阿留申低压的作用下,形成由陆地吹向海洋的冬季风,使西伯利亚冷气团在偏北气流引导下不断南下,受其影响,我国大部分地区普遍寒冷干燥,成为世界上同纬度地区最冷的地方。夏季,大陆内部是印度低压,太平洋上的副热带高压强盛,于是形成由海洋吹向在陆的夏季风,盛行东南季风和西南季风。东南风来自太平洋,西南风来自印度洋。来自方广阔的副热带和热带海洋的夏季风,带来大量潮湿温暖的空气,使各地夏季风气候具有高温、湿润和多雨特点。从温度来看,炎热的程度用于同纬度其他地区。
3、季风气候特点表现在降水上
    我国降水的水汽,主要要依靠季风输送,这使我国降水表现出以下特点:
1)年降水量的分布总的趋势是由东南沿海向西北内陆逐渐减速减少。
2)雨季起止日期和季风进退日期基本一致的。
    在华北地区夏季风始于7月上旬,止于9月上旬,雨季始于7月上旬,止于8月未。
3)各地降水季节分配并不一致
    大部分地区降水集中在夏季风盛行时期,少数地区四季降水均匀。华北和东北夏雨最多,春旱严重。
1)降水量年际变化大是季风气候的一个特点
二、大陆性强
    我国气候受大陆的影响远甚于海洋,因此气候的大陆性超过了海洋性,特别是以广大的内陆为甚。衡量海陆对气候影响的强弱,可以用大陆度。在表述大陆度时,通常根据气温年较差值为依据。
    我国气温年较差的分布总的形势是北方大南方小,年较差等值线大体与纬圈平行且大于同纬度全球平均值。 因气温年较差随纬度的增高而增大,所以,不同纬度的气温年较差还不能直接用来比较两地气候大陆性程度的大小。为了消除纬度对气温年较差的影响,波兰学者焦金斯基采用大陆度的公式为:K=1.7A/sinф-20.4其中A为某地气温年较差多年平均值,ф为地理纬度。大陆度一般变化于是0-100之间。0为最强海洋性气候,100为最强大陆性气候。我国大陆度的分布也是南方小北方大。大陆度最小分布在台湾省南端、海南省南缘,大陆度不到20。内蒙古和东北为70-80。
三、温度差异大
    我国温度时空变化和分布的特点,可以概括为:时间变化差异多,空间分布差异大。
1、温度时间变化差异多
    春秋升降北方快于南方;四季气温日较差一般来说北方春季大最,长江流域春秋相近,华南沿海秋大于春;年平均气温日较差,北方大于南方,内陆大于沿海,长江流域因四川盆地多云雾,似有沿海大于内陆的趋势。云南高原因地势较高,陆地面积又较大,致使气温日较差较华南沿海为大。
2、温度空间分布差异大
四、降水复杂
1、年降水量的水平分布
    我国年降水量分布的主要特点是东南多,西北少,从东南向西北递减。等雨量线大体呈东北-西南走向。
2、年降水量的季节分配
    一年中的降水大都集中在夏季,冬季降水极少。
3、降水量的年变化
    我国的降水的复杂性还表现在降水变率很大。
    我国冬冷夏热,冬干夏雨,雨热同期是我国和季风气候优越性的表现。

§4气候变迁
    地球形成为行星的时间尺度约为50±5亿年。据地质沉积层的推断,约在20亿年前地球上就有大气圈和水圈。学术界所公认的气候周期变化有:大冰期与大间冰期气候:亚冰期气候与亚间冰期气候:副冰期与副间冰期气候:寒冷期(或小冰期)与温暖期(或小间冰期)气候:世纪及世纪内的气候变动:时间尺度为几年到几十年。
    从时间尺度和研究方法来看,地球气候变化史可分为三个阶段:地质时期的气候变化、历史时期的气候变化和近代气候变化。地质时期气候变化时间跨度最大,从距今22亿—1万年,其最大特点是冰期、间冰期(回暖期)交替出现。历史时期气候一般指1万年左右以来的气候。近代气候是指最近一、二百年有气象观测记录时期的气候。

一、地质时期的气候变化
    地球古气候史的时间划分,采用地质年代表示。在漫长的古气候变迁过程中,反复经历过几次大冰期气候。即震旦纪大冰期、石炭二迭纪大冰期和第四纪大冰期。这三个大冰期都具有全球性的意义,发生的时间也比较确定。震旦纪以前,还有过大冰期的反复出现,其出现时间目前尚有不同意见。在大冰期之间是比较温暖的大间冰期。
1、震旦纪大冰期气候。
    震旦纪大冰期发生在距今约6亿年前。这些地方曾经发生过具有世界规模的大冰川气候。在我国长江中下游广大地区都有震旦纪冰碛层,表示这里曾经历过寒冷的大冰期气候。而在目前黄河以北地区震旦纪地层中分布有石膏层和龟裂纹现象,说明那里当时曾是温暖而干燥的气候。
2、寒武纪—石炭纪大间冰期气候。
    发生在距今约3—6亿年前。当时整个世界气候都比较温暖,特别是石炭纪是古气候中典型的温和湿润气候。当时森林面积极广,最后形成大规模的煤层,树木缺少年轮,说明当时树木终年都能均匀生长,具有海洋性气候特征,没有明显季节区别。在我国石炭纪时期,全国都处于热带气候条件下,到了石炭纪后期出现三个气候带,自北而南分布着湿润气候带、干燥带和热带。
3、石炭二迭纪大冰期。
    石炭二迭纪大冰期发生在距今2—3亿年。从所发现的冰川迹象表明,受到这次冰期气候影响的主要是南半球。在北半球除印度外,目前还未找到可靠的冰川遗迹。这时我国仍具有温暖湿润气候带、干燥带和炎热潮湿气候带。
4、三迭纪—第三纪大间冰期气候。
    三迭纪—第三纪大间冰期发生在距今约2亿到200万年前,包括整个中生代的三迭纪、侏罗纪、白垩纪,都是温暖的气候。到新生代的第三纪时,世界气候更趋暖化,共计约为2.2亿年。在我国三迭纪的气候特征是西部和西北部普遍为干燥气候。到侏罗纪,我国地层普遍分布着煤、粘土和耐火粘土等,由此可以认为我国当时普遍在湿热气候控制下。侏罗纪后期到白垩纪是干燥气候发展的时期,当时我国曾出现一条明显的干燥气候带。西起新疆经天山、甘肃,向南伸至大渡河下游到江西南部都有干燥气候下的石膏层发育。到了新生代的早第三纪,世界气候更普遍变暖,格陵兰具有温带树种,我国当时的沉积物大多带有红色,说明我国当时的气候比较炎热。晚第三纪时,东亚大陆东部气候趋于湿润。晚第三纪末期世界气温普遍下降。喜热植物逐渐南退。
5、第四纪大冰期气候。
    第四纪大冰期约从距今200万年前开始直到现在。当冰期最盛时在北半球有三个主要大陆冰川中心,即斯堪的那维亚冰川中心:冰川曾向低纬伸展到51°N左右;北美冰川中心:冰流曾向低纬伸展到38°N左右;西伯利亚冰川中心:冰层分布于北极圈附近60°—70°N之间,有时可能伸展到50°N的贝加尔湖附近。估计当时陆地有24%的面积为冰所覆盖,还有20%的面积为永冻土,这是冰川最盛时的情况。在这次大冰期中,气候变动很大,冰川有多次进退。根据对欧洲阿尔卑斯山区第四纪山岳冰川的研究,确定第四纪大冰期中有5个亚冰期。在中国也发现不少第四纪冰川遗迹,定出4次亚冰期。在亚冰期内,平均气温约比现代低8°—12℃。在两个亚冰期之间的亚间冰期内,气温比现代高。北极约比现代高10℃以上,低纬地区约比现代高5.5℃左右。覆盖在中纬度的冰盖消失,甚至极地冰盖整个消失。在每个亚冰期之中,气候也有波动,例如在大理亚冰期中就至少有5次冷期(或称副冰期),而其间为相对温暖时期(或称副间冰期)。每个相对温暖时期一般维持1万年左右。目前正处于一个相对温暖的后期。
据研究,在距今1.8万年前为第四纪冰川最盛时期,一直到1. 65万年前,冰川开始融化,大约在1万年前大理亚冰期(相当于欧洲武木亚冰期)消退,北半球各大陆的气候带分布和气候条件基本上形成为现代气候的特点。
二、历史时期的气候变化
    自大理亚冰期至现在约今1万年左右的时期开始,全球进入冰后期。近1万年雪线升降幅度并不小,它表明这期间世界气候有两次大的波动:一次是公元前5 000年到公元前1500年的最适气候期,当时气温比现在高 3-4℃(雪线升高表示温度上升);一次是15世纪以来的寒冷气候(雪线降低表示温度下降),其中1550—1850年为冰后期以来最寒冷的阶段,称小冰河期,当时气温比现在低1-2℃。中国近5000年来的气温变化(虚线)大体上与近5000年来挪威雪线的变化相似。根据对历史文献记载和考古发掘等有关资料的分析,可以将5000年来我国的气候划分为4个温暖时期和4个寒冷时期。
     综上所述可见在近5000年的最初2000年中,大部分时间的年平均温度比现在高2℃左右,是最适气候期。从公元前1000年的周朝初期以后,气候有一系列的冷暖变动。其分期的特征是:温暖期愈来愈短,温暖的程度愈来愈低。从生物分布可以看出这一趋势。例如,在第一个温暖时期,我国黄河流域发现有象;在第二个温暖时期象群栖息北限就移到淮河流域及其以南,公元前659—627年淮河流域有象栖息;第三个温暖时期就只在长江以南,例如,信安(浙江衢县)和广东、云南才有象。而5000年中的四个寒冷时期相反,长度愈来愈大,程度愈来愈强。从江河封冻可以看出这一趋势。在第二个寒冷时期只有淮河封冻的例子(公元225年),第三个寒冷时期出现了太湖封冻的情况(公元1111年),而在第四个寒冷时期在17世纪(如公元1670年)长江也出现封冻现象。
    气候波动是全球性的,虽然世界各地最冷年份和最暖年份发生的年代不尽相同,但气候的冷暖起伏是先后呼应的。
    历史时期的气候,在干湿上也有变化,不过气候干湿变化的空间尺度和时间尺度都比较小。中国科学院地理所曾根据历史资料,推算出我国东南地区自公元元年至公元1900年的干湿变化。

三、近代气候变化特征
    南半球各季皆有增暖现象,北半球的增暖仅出现在冬、春和秋三季,夏季气温并不比1860—1870年代暖。本世纪以来我国气温的变化与北半球气温变化趋势基本上亦是大同小异的。因此从上世纪末以来,我国气温总的变化趋势是上升的,这在冰川进退、雪线升降中也有所反映。20世纪我国降水的总趋势大致是从18、19世纪的较为湿润时期转向较为干燥的过渡时期。
    由于降水的区域性很强,各地降水周期的位相很不一致,本世纪30年代是少雨时期,50年代是多雨时期,60年代和70年代降水量又明显偏少。
全球地质时期气候变化的时间尺度在22亿年到1万年以上,以冰期和间冰期的出现为特征,气温变化幅度在10℃以上。冰期来临时,不仅整个气候系统发生变化,甚至导致地理环境的改变。历史时期的气候变化是近1万年来,主要是近5000年来的气候变化,变化的幅度最大不超过2-3℃,大都是在地理环境不变的情况发生。近代的气候变化主要是指近百年或20世纪以来的气候变化,气温振幅在0.5-1.0℃之间。

第七章小气候与农业小气候

§1 小气候形成的物理基础

    在小范围内地面状况和性质不同的地段,由于它们的辐射特性、贴地层的交换和水分交换过程的不同而形成的气候 ,称为小气候。农业小气候是广义的农业生产(大农业)所形成的的各种小气候并与农业生产紧密相关,主要是由于下垫面的性质不同或人为设施改变而形成的各种类型小气候。除农业小气候外,还包括林业(园林)、设施农业、畜牧、水产养殖、地形等各种类型小气候。
    大气候是决定于大地形、地理纬度、距海远近和大气环流等因素,是宏观的;而小气候则决定于小地形和环境,如地形方位、坡度坡向、土壤植被性质,以及周围有无林木、池塘、灌溉渠、建筑物等。小气候特征是在大气侯背景下形成的,它们之间的关系是局部与总体、特殊与一般的关系。我们在研究某地的小气侯特征时,应当对当地的大气侯条件作必要的了解,以便加深对小气候形成原因和小气侯特征的理解。
    小气候的主要特点:气象要素具有明显的日变化;气象要素具有明显的脉于水平动性;气象要素垂直梯度远大于水平梯度;垂直梯度也具有明显的日变化。小气候的主要特点往往受到空气平流的影响。
一、小气候形成的物理基础
1、能量交换的层面
1)作用面:又称活动面,是小气侯学中经常使用的基本概念。所谓活动面是指能借助于辐射作用吸收热量和放出热量,从而调节邻近气层或土壤层温、湿度状况的物质面。如地球表面、冰雪表面、水面、作物表面等。在农田中,作物处于幼苗时,土表是吸收和放射辐射的主要场所, 是邻近气层和土层热量变化的源地,这时农田活动面就是土壤表面.在作物封行后,原先在土表发生的过程抬升到作物茎叶最密集的部位,成了邻近其上的气层和其下作物层热量变化的源地,这时农田活动面就是作物茎叶最密集的面,称为农田外活动面,它的位置约在植株高度的2/3处;而地面成了辐射交换的次要场所,称为内活动面。此时农田小气候条件与裸地相比差异悬殊。
2)作用层:实际上吸收短波辐射同时进行长波辐射交换和热交换的不仅在作用面的表面,而是某一个层。我们把能够全部吸收净辐射引起自身温度年变化和日变化的一层称为作用层或活动层。
    不同物质的活动层,对短波辐射和长波辐射的吸收各不相同,活动层的厚度也不一样。活动层的厚度取决于活动面的种类、状态以及到达活动面的辐射的性质。例如就短波辐射而言,由于透射能力较大,所以一般土壤作用层厚度为十分之几厘米,雪被几十厘米,水体则可达几米到几十米;对长波辐射来说,其透射能力较弱,对雪被和水体而言,作用层厚度仅为几分之一毫米。在农田中,不论短波辐射还是长波辐射,作物层就是农田活动层。
3)边界效应:从小气侯角度看就是指农田边行能获得较多的光照和较好的通风,使得作物在较好的光照和CO2,供给的条件下形成比里行更高的产量。这已被大量实践所证实。实行间作和套种能改善田间小气候,扩大边界效应就是其主要效应之一。边界地带是一种类型小气侯向另一种类型小气候过渡的区域。
2、小气候形成的物理基础
1)小气候形成的能量基础
    地面辐射平衡是大气侯形成的重要因子,也是研究地面热量平衡的基础。地面辐射平衡的表达式为, R=(S′+D)(1-r)-F(裸地活动面)。在上述各分项中,受活动面影响最大的是反射率。由于活动面的性质不同,使其获得的能量产生差异,进而引起温度状况不同。可见,地面净辐射是形成小气候的能量基础,而下垫面状况和性质不同,会引起辐射收支的差异,从而形成了各种类型的小气候。
2)农田活动面的热量平衡
    从第二章温度一章我们可知,裸地活动面的热量收支方程:R=P+B+LE。对于农田热量平衡由于活动面性质的不同,热量收支方程要复杂的多。RT=P+B+LEC+IA+QC+QT。式中:RT 为农田活动面的净辐射;P为农田活动面与大气乱流热交换; B为活动面与下层土壤间的热交换; LEC 为农田蒸散耗热;IA 为作物净光合作用消耗的热量;QC 为叶片积累的热量(I为同化单位质量二氧化碳所消耗的热量,A为单位时间、单位面积上同化二氧化碳的数量);QT为叶片与株茎内部的热交换。由于IA ,QC,  QT很小可以忽略不计,上式可简化为:RT=P+B+LEC
3)小气候形成的动力基础
    乱流运动是小气候形成的动力基础。由于近地层空气运动具有高度的乱流性,乱流交换使近地层中热量、动量、水汽和二氧化碳等从高值区向低值区输送,输送的结果使其空间(垂直、水平)分布趋于一致。这种乱流交换的强弱,主要取决天空气的乱流扩散能力和近地层中温度、湿度、二氧化碳的垂直梯度。
    活动面的乱流热通量、水汽通量和co2通量分别表示为:
    乱流热通量:p= -ρCpk1△T/△Z(1)
    水汽通量:E= -ρk20.622/p′.△e/△z(2)
    co2通量:F co2=- fk3△C/△z (3)
    式中,ρ为空气密度,地面附近等于0.0013g.cm3k1 、k2 、k3分别为热交换系数、乱流水汽交换系数和乱流co2交换系数,单位为cm2.s-1 或m2.s-1;Cp为空气的定压比热,等于1.008J.g-1.℃-1;f 由ppm换算成g.cm-3 的换算系数,等于1.67×10-9g.cm-3ppm-1; △T/△Z、△e/△z、△C/△z分别为温度、水汽和co2浓度的垂直梯度;p′为大气压力。
    从(1)中可以看出,乱流热通量p与乱流热交换系数k1及温度梯度△T/△Z成正比,k1越大,表示 乱流越强,空气块对热量的输送能力越强;温度梯度越大,表示上下层间温度分布越不均匀,温度高的一层把热量输送到温度低的一层,使之趋于平衡。温差为正,意味着下层温度比上层高,热量由地面向上输送;反之温差为负,则有热量由上层向下输送。一般在白于P为正,夜间为负。

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-3-3 23:26 编辑 ]
发表于 2009-3-3 20:55 | 显示全部楼层
LZ用心可嘉,支持推广基础理论h:66

不过请不要大段草率复制,建议先大致了解整体内容,然后按照章节内容分割成若干楼,然后标出关键点的词句,加一些承上启下的语句或者调整文章的次序(有些内容不是很连贯,最好可以安排循序渐进),最好结合图片,而且有时用自己理解的话来概括叙述基础理论更好。

一来让读者醒目易懂,二来把原本枯燥乏味的理论变得引人入胜,三来可以及时发现里边或许存在的一些错误(教科书都不能保证全对,何况是网络上的资料),避免误导认真阅读的读者,从而最大程度发挥了这种帖子的意义。

相关范例可以看一下:http://www.21cma.net/thread-3148-1-1.html《各种天气系统的知识普及》

这样操作不光是对于他人,对于自己也能得到提高h:20

PS:相关内容可以参考

http://www.21cma.net/thread-1418-1-11.html(气象学原理)

http://www.21cma.net/thread-112-1-14.html(天气与气候 第一章:简介)

http://www.21cma.net/thread-113-1-14.html(如何观测大气)

http://www.21cma.net/thread-138-1-14.html(大气层的成因与垂直结构)

[ 本帖最后由 tom.hp 于 2009-3-3 23:38 编辑 ]

评分

1

查看全部评分

发表于 2009-3-3 21:01 | 显示全部楼层
基本上是我学过的哦
 楼主| 发表于 2009-3-3 21:04 | 显示全部楼层
发完后也感觉有些仓促!图片好象不全,可能是不支持.请删掉吧!以免误人.
发表于 2009-3-3 21:10 | 显示全部楼层

不要紧,你把刚才的按照原样先发上来,然后我来处理,谢谢!!
发表于 2009-3-3 21:23 | 显示全部楼层
老师不要删贴哦,我还想找时间再复习下呢
发表于 2009-3-3 23:37 | 显示全部楼层
恩,大致看完了LZ教案,写得非常好,把我们论坛百科版的气象基础知识基本都包罗进去了(这里不再具体罗列),显然花了很多心思,虽然版面安排有待改进,但是的确是不可多得的佳作,对于启发性和引导性来说,不光是新手入门,就是对于资深看了以后,也会“温故而知新”,本帖加精华3。

PS:某些瑕疵我已经略作修改,其他希望LZ,在上课过程中逐步补充完善h:66
 楼主| 发表于 2009-3-4 00:48 | 显示全部楼层
希望不要误导了别人才好,更希望大家来补充.
发表于 2009-3-4 01:39 | 显示全部楼层
多谢啦~这篇写的最详细了~又学到好多~
3、当大气透明系数为P,太阳辐射穿过m个大气质量后,到达与太阳光线垂直的面上的太阳辐射通量密度可由P=sm/sm-1  推导出,当m=1时,P=s1/s0 ,s1=s0•当m=2时,P=s2/s1,s2=s0•2 ,以此类推,sn=s0•n,当穿过m个大气质量后,sm=s0•Pm (贝尔减弱定律)
这段好像有点问题……不知道怎么搞的……
您需要登录后才可以回帖 登录 | 注册

本版积分规则

Archiver|手机版|世纪气象云 | | | 关于我们

GMT+8, 2019-5-26 17:08 , Processed in 0.126458 second(s), 20 queries .

Powered by Discuz! X3.4

© 2001-2017 Comsenz Inc.

快速回复 返回顶部 返回列表