简述大气降温的过程
2022届高考知识点总结 大气(一)大气的受热过程
1、大气的组成干洁空气：①主要成分N2：生物体的基本成分O2：维持生物活动的必要物质②次要成分CO2：光合作用的基本原料；对地面保温O3：吸收紫外线，使地球上的生物免遭过量紫外线的伤害水汽：成云致雨的必要条件；对地面保温固体悬浮物：凝结核，成云致雨的必要条件2、人类活动对大气成分的影响燃烧矿物燃料导致大气中二氧化碳含量增加；广泛使用电冰箱、空调导致大气中氯氟烃含量增加，使大气中臭氧总量减少3、大气的分层对流层：上部冷，下部热，有利于对流运动。
气流上升过程中气温降低，水汽凝结，易成云致雨。
云雾雨雪都发生在对流层。
平流层：上热下冷，不易对流，以平流为主，适合航空飞行。
平流层的臭氧（尤其是在30千米以上）吸收大量紫外线使得大气增温，导致平流层气温随着高度升高而升高高层大气：空气密度很小，在2000-3000千米的高空，空气经常散逸到宇宙空间，被认为是大气的上界。
存在若干电离层，电离层能够反射无线电波，对无线电通信具有重要影响。
4、大气受热过程太阳暖大地：大部分太阳辐射到达地面，地面吸收后增温大地暖大气：地面增温后形成地面辐射，大部分地面辐射的热量被大气吸收，使大气增温大气还大地：大气增温后形成大气辐射，其中向下的部分称为大气逆辐射，它把大部分热量还给地面大气的两个热源：①地球大气受热能量的根本来源：太阳辐射；②近地面大气主要、直接的热源：地面辐射。
5、大气的两大作用（1）大气对太阳辐射的削弱作用①吸收作用：其有选择性，对流层大气中的二氧化碳、水汽、云和浮尘，可直接吸收红外线；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，云层越厚，反射作用越强。
在夏季多云的白天，气温不是很高。
③散射作用：具有选择性，波长较短的蓝紫光易被大气分子散射，所以晴朗的天空呈蔚蓝色。
（2）大气对地面的保温作用大气在增温的同时，也向外辐射长波辐射。
大气辐射除一小部分向上射向宇宙空间外，大部分向下射向地面，其方向与地面辐射方向相反，故称大气逆辐射。
酒泉市一次大范围强降温大风天气过程分析
酒泉市一次大范围强降温大风天气过程分析作者：于海跃张文军来源：《安徽农学通报》2016年第04期摘要：2014年10月10～12日，酒泉市出现了大幅度降温大风天气。
从成因分析：这次强降温天气过程是由于北方冷空气不断堆积产生强的气压梯度风，由北部强大的冷高压所造成的温度梯度和气压梯度力形成[1]。
500hPa前期受极涡分裂影响，在乌拉尔山形成一低涡中心，由于贝加尔湖北侧阻塞高压影响，该低涡稳定少动，新地岛附近洋面冷空气北下堆积，后期阻塞高压崩溃，系统开始快速东移影响该地区，导致这次降温吹风天气。
该文利用常规观测资料、NCEP1°×1°再分析资料、欧洲中期数值预报中心分析场等资料，重点分析此次强降温天气过程发生的环流背景、成因及影响系统，并对秋季出现强风、低温、降水等天气的预报着眼点进行讨论和总结。
关键词：强降温；无降水；过程分析；酒泉市中图分类号 P457.3 文献标识码 A 文章编号 1007-7731（2016）03-04-114-041 天气实况2014年10月10～12日，酒泉市出现大幅度降温天气，48h内全市最低气温下降4.2～9.5℃（见表1），其中玉门下降幅度最大，达9.5℃；全市一致有平均5～6级西北风，马鬃山极大风速达20.0m/s；冷空气过后48h后，气温普遍降到0℃以下，其中玉门镇最低降到-4.6℃，地面最低气温玉门达-7.3℃。
此时正是秋收收尾阶段，虽然没有降水，但降温还是给工农业生产带来了一定影响。
2 环流分析2.1 形势场分析 10月8日20时500hPa欧亚大陆呈一槽一脊形式，在东欧偏北地区形成一高压脊，脊前冷空气南下在乌拉尔山地区集聚形成一冷涡，低涡中心值518gpm，冷中心气温-36℃（见图1左），冷涡西部有最大40m/s的偏北风。
低槽底部两侧没有阻塞低压形成，该系统规律东移，速度较快，酒泉市处在槽底西南气流中，受浅温度脊控制；到9日20：00（见图1右），该低槽已经移动至新疆中部，乌鲁木齐风速加大到32m/s，此时500hPa酒泉与乌鲁木齐气温相差7℃。
云降水物理学
云降⽔物理学云降⽔物理学第⼀章、云雾形成的物理基础1、掌握⽔汽达到饱和的条件增加⽔汽和降温2、了解⼤⽓中主要降温过程⼀、绝热降温（冷却）：设⼀湿空⽓块，在它达到饱和以前绝热上升100⽶，温度⼤约降低0.98℃(⼲绝热递减率) 露点温度⼤约降低0.15～0.20℃，⽐⽓温降低慢得多。
所以只要空⽓上升得⾜够⾼，空⽓温度最终会降低到等于其露点温度，这时湿空⽓达到饱和，这个⾼度称为抬升凝结⾼度，再上升冷却就会发⽣⽔汽凝结，从⽽形成云。
由于凝结释放潜热，含云湿空⽓的温度上升冷却率(湿绝热递减率)就要变⼩，变⼩的程度视空⽓温度和湿度、⽓压等状态⽽异。
在空⽓暖湿的情况下，它⼤约是⼲绝热递减率的⼀半多⼀些(0.6℃/100⽶左右)。
在⽓温很低（⽔汽很少）的场合，例如在对流层上部或⾼纬度地区，这两种递减率相差不⼤。
上升绝热膨胀冷却：（1）热⼒性：对流抬升：积状云（2）动⼒性：地形抬升：层状云、上坡雾锋⾯抬升，多形成层状云重⼒波（开尔⽂-赫姆霍兹波）：波状云（3）热⼒+动⼒：低空辐合：ICTZ热⼒、动⼒两者可以互相转化，如热⼒上升的云可因上空稳定层阻挡⽽平衍为稳定性云，动⼒抬升的云可因潜热释放⽽产⽣对流。
⼆、⾮绝热降温：（1）辐射降温：单纯由辐射冷却形成的云很少在云层形成后，由于云体的长波辐射很强，云顶强烈冷却，可使云层加厚，并在地⾯长波辐射使云底增暖的联合作⽤下使云层内形成不稳定层结⽽使云变形，层状云系中夜间有时会激发对流云活动，⼀些强对流风暴系统夜间常常加强或猛烈发展与云顶辐射冷却效应有关。
此外，辐射冷却可形成辐射雾、露、霜（2）（等压）⽔平混合降温：两空⽓团作⽔平混合，不会都是降温的其中较暖的⼀部分空⽓因混合⽽降温考虑两个同质量、未饱和的⽓块，温度分别为-10oC与10oC，混合⽐分别为1.6g/kg、7.6g/kg。
混合之后，温度变为0oC，混合⽐变为4.6g/kg。
0oC时的饱和混合⽐为3.8g/kg。
因此，两⽓块混合之后，变为过饱和。
大气污染的气象过程
热力湍流——温度垂直分布不均（不稳定）
03
04
在气温垂直分布呈强递减时，热力因子起主要作用，在中性层结情况下，动力因子起主要作用。
湍流扩散比分子扩散快105~106倍。
05
1.3.1 湍流与雷诺数
1.3 大气湍流
U——平均流动速度
L——流动特征长度
v——运动学粘滞系数
雷诺数：
Re<Re*(1000~2320)——层流
01
Re>Re**(12000~13800)——湍流
02
Re*<Re<Re**——即可以是层流也可以湍流
03
雷诺数：
大气湍流运动的强弱取决于平均动能转变为湍能的速率以及湍能消耗的速率。
以湍能消耗率和湍能补充率的比值定义一个无因此参量Rf称为通量查理孙数：
1.3.2 查理孙数
定义查理孙数（Ri）为：
当湍能消耗率大于湍能补充率，即Ri＞KMz/KHz时，湍能将减弱；
01
当湍能消耗率小于湍能补充率，即Ri＜KMz/KHz时，湍能将增强；
02
当湍能消耗率等于湍能补充率，即Ri=KMz/KHz时，湍流将维持原状；
03
临界查理孙数(KMz/KHz)：
01
小湍涡具有各项同性的性质。
高频湍流主要是由动力作用引起的；
气压梯度力：由于气压分布不均匀而作用于单位质量空气上的力, 其方向由高压指向低压。
科氏力（地转偏向力）：由于地球自转运动而作用于地球上运动质点的偏向力。
名词解释：
1.1 低层大气的温度与大气稳定度
近地层大气中温度随高度分布规律受下垫面影响极大
一般说来，太阳辐射愈强、云量愈少、风速愈小、土壤导热性愈差则气温的垂直变化愈大。
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）3．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。
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。
大气分层及对流层大气受热过程讲解
D
2．下列图示的四种情况，昼夜温差最小的是
A．① B．② C．③ D．④
C
B 3．下列图示的四种情况，昼夜温差最小的是
下图为青藏高原三江源地区太阳辐射量空间分布示意图。
C 读图完成25、26题。 4.到达该地区的太阳辐射能主要集中在
A.红外线波段B.紫外线波段C.可见光波段D.x射线波段
5.图中ab沿线云量基本一致，但太阳辐射量差异明显，
H
F
到
大气吸收太阳辐射
C
达
地
面
太 阳
B
辐 射
G
大
气
吸 收
地
面
辐
射
D
地面辐射
大气逆辐射
短波辐射
长波辐射
（2）大气保温作用的成因（表现）：
1、大气吸收地面辐射，阻止 地面热量散失。
2、大气逆辐射把热量还给地 面，补偿热量损失。
大气的保温作用对人类进行生产活动的启示作用研究
玻璃温室原理
玻 璃
温
室
参阅教材P46—P47回答： １、温室内气温高于室外的原因是什么？ ２、江南地区培育早稻秧苗，为防寒潮、倒春寒带来的低温
分析P44表格，指 1、从臭氧、二氧化碳 出太阳辐射经过大和水汽的吸收作用可 气各层时都有哪些知大气对太阳辐射的 部分被吸收？ 吸收具有什么特性？
高
（选择性）
层 大 气
吸收紫外光波长小于0.175 2、为什么说大气直 接吸收的太阳辐射能
量是很少的？
平 流
臭氧大量吸收紫外光 （大气对太阳辐射
层
中能量最强的可见
（二）平流层
1、范围：
对流层顶至50~55千米高空
2、气流特点： 平流运动为主
云降水物理学
云降水物理学第一章、云雾形成的物理基础1、掌握水汽达到饱和的条件增加水汽和降温2、了解大气中主要降温过程一、绝热降温（冷却）：设一湿空气块，在它达到饱和以前绝热上升100米，温度大约降低0.98℃(干绝热递减率) 露点温度大约降低0.15～0.20℃，比气温降低慢得多。
所以只要空气上升得足够高，空气温度最终会降低到等于其露点温度，这时湿空气达到饱和，这个高度称为抬升凝结高度，再上升冷却就会发生水汽凝结，从而形成云。
由于凝结释放潜热，含云湿空气的温度上升冷却率(湿绝热递减率)就要变小，变小的程度视空气温度和湿度、气压等状态而异。
在空气暖湿的情况下，它大约是干绝热递减率的一半多一些(0.6℃/100米左右)。
在气温很低（水汽很少）的场合，例如在对流层上部或高纬度地区，这两种递减率相差不大。
上升绝热膨胀冷却：（1）热力性：对流抬升：积状云（2）动力性：地形抬升：层状云、上坡雾锋面抬升，多形成层状云重力波（开尔文-赫姆霍兹波）：波状云（3）热力+动力：低空辐合：ICTZ热力、动力两者可以互相转化，如热力上升的云可因上空稳定层阻挡而平衍为稳定性云，动力抬升的云可因潜热释放而产生对流。
二、非绝热降温：（1）辐射降温：单纯由辐射冷却形成的云很少在云层形成后，由于云体的长波辐射很强，云顶强烈冷却，可使云层加厚，并在地面长波辐射使云底增暖的联合作用下使云层内形成不稳定层结而使云变形，层状云系中夜间有时会激发对流云活动，一些强对流风暴系统夜间常常加强或猛烈发展与云顶辐射冷却效应有关。
此外，辐射冷却可形成辐射雾、露、霜（2）（等压）水平混合降温：两空气团作水平混合，不会都是降温的其中较暖的一部分空气因混合而降温考虑两个同质量、未饱和的气块，温度分别为-10oC与10oC，混合比分别为 1.6g/kg、7.6g/kg。
混合之后，温度变为0oC，混合比变为4.6g/kg。
0oC时的饱和混合比为3.8g/kg。
因此，两气块混合之后，变为过饱和。
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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。