气象学最后课件

1、气象学最后课件气象学最后课件气象学最后课件（一）大气圈概述（二）水圈、陆地、冰雪圈和生（二）水圈、陆地、冰雪圈和生物圈概述物圈概述一、气象学、气候一、气象学、气候学研究对象、任务学研究对象、任务和简史和简史二、气候系统概述二、气候系统概述（一）气象学与气候学（一）气象学与气候学的研究对象和任务的研究对象和任务（二）气象学与气候学（二）气象学与气候学发展简史发展简史三、有关大气的物理三、有关大气的物理性状性状（一）主要气象要素（二）空气状态方程（二）空气状态方程第一章第一章引论引论气象学最后课件气气 能能 本本 用用（大）气（大）气 能（量）能（量） 本（质）本（质） （应）用（应）用 气象学最

2、后课件气象学最后课件大气的垂直分层大气的垂直分层散逸层(外层) 暖层 中间层 平流层 对流层 气象学最后课件对流层 对流层特点 对流层是大气的最下层，它的下界为地面，集中3/4大气，90%水汽，日常所见的大气现象均发生在此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。 气温随着高度而降低。平均065空气具有强烈的对流、乱流运动气象要素水平分布不均匀：气象学最后课件温度随高度升高而增加没有强烈的对流运动 水汽、尘埃含量很少平流层（对流层顶到55km）气象学最后课件太阳辐射太阳辐射（一）什么是辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本知一、辐射的基本知识识二、太阳二、太阳辐射辐射（二）物体对辐射的吸收、反射（二

3、）物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射差额（三）辐射差额（四）辐射的基本定律（四）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的（二）太阳辐射在大气中的衰减衰减1、大气对太阳辐射的吸收、大气对太阳辐射的吸收2、大气对太阳辐射的散射、大气对太阳辐射的散射 3、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射n（三）到达地面的太阳辐射（三）到达地面的太阳辐射n1、直接辐射 2、散射辐射 3、总辐射n（四）地面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射气象学最后课件2、太阳辐射就是以光速从太阳向四周发射的。太阳辐射就是以光速从

4、太阳向四周发射的。1、辐射：辐射：气象学最后课件n如果某物体能把投射其上的所有波长的辐射全部吸收，即其吸收率为1(a=0,t=0)，这种物体称为绝对黑体，简称黑体气象学最后课件（四）辐射的基本定律（四）辐射的基本定律1、基尔霍夫定律2、斯蒂芬波尔兹曼定律3、维恩定律气象学最后课件气象学最后课件可计算出黑体在可计算出黑体在T时的辐射强度，也可由黑体的辐射强度求时的辐射强度，也可由黑体的辐射强度求得其表面温度。得其表面温度。 气象学最后课件气象学最后课件二、太阳辐射二、太阳辐射（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数1 1、太阳辐射光谱：、太阳辐射光谱：太阳辐射中太阳辐射中辐射能按

5、波辐射能按波长的分布长的分布气象学最后课件 三个光谱区：三个光谱区： 紫外线光谱区（波长小于紫外线光谱区（波长小于0.4m） 可见光光谱区（波长在可见光光谱区（波长在0.40.76m） 红外线光谱区（波长大于红外线光谱区（波长大于0.76m）。）。气象学最后课件太阳辐射太阳辐射（一）什么是辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本知一、辐射的基本知识识二、太阳二、太阳辐射辐射（二）物体对辐射的吸收、反射（二）物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射差额（三）辐射差额（四）辐射的基本定律（四）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的（二）太阳辐射

6、在大气中的衰减衰减1、大气对太阳辐射的吸收、大气对太阳辐射的吸收2、大气对太阳辐射的散射、大气对太阳辐射的散射 3、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射（三）到达地面的太阳辐射（三）到达地面的太阳辐射（四）地面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射气象学最后课件（二）太阳辐射在大气中的衰减（二）太阳辐射在大气中的衰减 1、大气的吸收有选择性 占大气体积的占大气体积的99%以上的氮、氧对太阳辐射的吸收微弱，以上的氮、氧对太阳辐射的吸收微弱，而含量不多的水气、二氧化碳和臭氧可以吸收某些波段的而含量不多的水气、二氧化碳和臭氧可以吸收某些波段的太阳辐射能。太阳辐射能。

7、 气象学最后课件 气象学最后课件（2 2）散射分类）散射分类分子散射（分子散射（散射）散射）有选择性有选择性 如果太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气分子，则辐射的波如果太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，被散射愈厉害。长愈短，被散射愈厉害。因此，太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长因此，太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。较短的光被散射得较多。波长较短的可见光为青蓝紫光，波长较短的可见光为青蓝紫光，这是天空蓝色的原因。这是天空蓝色的原因。 气象学最后课件n粗粒散射粗粒散射没有选择性没有选择性n这种质点往往是直径较大的灰尘、冰晶

8、等。这种质点往往是直径较大的灰尘、冰晶等。各种波长的太阳辐射都要被散射。如：当各种波长的太阳辐射都要被散射。如：当空中存在较多的尘埃、或雾等粗粒时，太空中存在较多的尘埃、或雾等粗粒时，太阳辐射的长短波都被同等的散射，使天空阳辐射的长短波都被同等的散射，使天空呈现灰白色，也叫漫射。呈现灰白色，也叫漫射。气象学最后课件太阳辐射太阳辐射（一）什么是辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本知一、辐射的基本知识识二、太阳辐二、太阳辐射射（二）物体对辐射的吸收、反射（二）物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射差额（三）辐射差额（四）辐射的基本定律（四）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐

9、射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的衰减（二）太阳辐射在大气中的衰减（三）到达地面的太阳辐射（三）到达地面的太阳辐射 1、直接辐射 2、散射辐射 3、总辐射（四）地面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射气象学最后课件（三）到达地面的太阳辐射（三）到达地面的太阳辐射有两部分：有两部分：1、直接辐射、直接辐射：太阳以平行光线的形式：太阳以平行光线的形式直直 接投射到地面上。接投射到地面上。2、散射辐射、散射辐射：经过散射辐射后自天空：经过散射辐射后自天空投射到地面上。投射到地面上。二者之和称为二者之和称为总辐射总辐射。气象学最后课件（三）到达地面的太阳辐射三）到达地面的太阳辐射 1、直接

10、辐射、直接辐射太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的称为直接辐射太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的称为直接辐射其大小取决于两个条件：其大小取决于两个条件：太阳高度角、大气透明度太阳高度角、大气透明度（1）太阳高度角（）太阳高度角（h)：太阳光线和水平面的夹角。：太阳光线和水平面的夹角。太阳高度角不同时，地表面单位面积上获得的太阳辐射不同，原太阳高度角不同时，地表面单位面积上获得的太阳辐射不同，原因有两点因有两点气象学最后课件h越小，等量的太阳辐射散布的面越小，等量的太阳辐射散布的面 积积就越大，地表单位面积上所获得的太就越大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小。阳辐射就越小。气象学最后课

11、件 h越小，太阳辐射穿过的大气层越厚越小，太阳辐射穿过的大气层越厚O点的地平线点的地平线地球地球OACh2h1h1 h2AO 08气象学最后课件（四）地面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射投射到地面的辐射，并非完全被地面吸收，其中一投射到地面的辐射，并非完全被地面吸收，其中一部分被地面所反射。反射的多少，取决于地表面的部分被地面所反射。反射的多少，取决于地表面的性质和状态。性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率为陆地表面对太阳辐射的反射率为10%30%10%30%。其中深。其中深色土色土 浅色土；粗糙土浅色土；粗糙土 平滑土；潮湿土平滑土；潮湿土 干燥土。雪干燥土。雪面的反射率很大为面

12、的反射率很大为90%90%；水的反射率随太阳高度角的；水的反射率随太阳高度角的增大而减小；总的来说水面的反射率比陆面要小些。增大而减小；总的来说水面的反射率比陆面要小些。气象学最后课件种类种类反射率（反射率（%）种类种类反射率（反射率（%）干的新雪干的新雪8095棉花棉花2022一般雪面一般雪面6070甜菜甜菜1825污秽雪面污秽雪面4050马铃薯马铃薯1927干黑土干黑土14水稻田水稻田1722湿黑土湿黑土8牧草田牧草田1525新耕地新耕地17针叶林针叶林1015冬小麦冬小麦1623阔叶林阔叶林1520气象学最后课件n可见，即使到达地面的总辐射的强度一样，可见，即使到达地面的总辐射的强度一样

13、，地表性质不同，所真正得到的太阳辐射仍有地表性质不同，所真正得到的太阳辐射仍有很大差异，这也是地表温度分布不均匀的重很大差异，这也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。要原因之一。气象学最后课件太阳辐射太阳辐射（一）什么是辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本一、辐射的基本知识知识二、太阳辐二、太阳辐射射（二）（二）物体对辐射的吸收、反射物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射的基本定律（三）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的衰减（二）太阳辐射在大气中的衰减（三）（三）到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射（四）地面对太阳辐射的反射（四）

14、地面对太阳辐射的反射上节课回顾上节课回顾气象学最后课件第二节第二节地面和地面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统气系统的辐射差额的辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）（三）大气逆辐射和地面有效大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额 气象学最后课件（一）（一） 地面、大气的辐射的概念及共性

15、地面、大气的辐射的概念及共性宇宙中的任何物质，只要它的温度高于绝对零度时都能宇宙中的任何物质，只要它的温度高于绝对零度时都能放射能量，放射能量，地面吸收太阳辐射后（地面吸收太阳辐射后（45%-45%-反射掉）转变为反射掉）转变为热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射，热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射，这就是这就是地面辐射地面辐射。大气对大气对太阳辐射的吸收很少太阳辐射的吸收很少, ,但能强烈的但能强烈的吸收地面的辐吸收地面的辐射射，大气主要靠吸收地面辐射后升温，它也日夜不停的，大气主要靠吸收地面辐射后升温，它也日夜不停的向外放出辐射，叫向外放出辐射，叫大气辐射大气辐射。1

16、、地面辐射：、地面辐射：2、大气辐射：大气辐射：气象学最后课件（三）大气逆辐射和地面有效辐射气象学最后课件（三）大气逆辐射和地面有效辐射大气逆辐射的结果：大气逆辐射的结果：大气对地面的保温作用大气对地面的保温作用气象学最后课件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。F0地面有效辐射地面有效辐射F F0 0 在通常情况下为正，是地面通过长波辐射在通常情况下为正，是地面通过长波辐射失去失去热量热量F F0 0 为负时（逆温、潮湿），是地面通过长

17、波辐射为负时（逆温、潮湿），是地面通过长波辐射获得获得热量热量agEEF0EgaE地面辐射地面辐射地面吸收的大气逆辐射地面吸收的大气逆辐射（三）大气逆辐射和地面有效辐射气象学最后课件影响影响地面有效辐射地面有效辐射因子因子：地面温度、空气温度、空气湿度和云量地面温度、空气温度、空气湿度和云量. .地面温度高地面温度高有效辐射大有效辐射大agEEF0地面失热多地面失热多空气温度高空气温度高有效辐射小有效辐射小地面失热少地面失热少空气湿度大空气湿度大 有效辐射小有效辐射小地面失热少地面失热少云量大云量大有效辐射小有效辐射小地面失热少地面失热少2、地面有效辐射、地面有效辐射（三）大气逆辐射和地面有效

18、辐射逆温、高海拔、夜间风大时逆温、高海拔、夜间风大时气象学最后课件地面和地面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统气系统的辐射差额的辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）大气逆辐射和地面有效（三）大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额 气象学最后课件为正时地面有热量积累，地面温度将上升为正时

19、地面有热量积累，地面温度将上升为负时地面有热量亏损，地面温度将下降为负时地面有热量亏损，地面温度将下降为零时地温没有变化，处于辐射动态平衡状态为零时地温没有变化，处于辐射动态平衡状态（一）地面的辐射差额：（一）地面的辐射差额：地面吸收的辐射与放出的辐射之差。地面吸收的辐射与放出的辐射之差。即 地面的辐射差额地面的辐射差额=地面得到的能量地面得到的能量地面失去的能量地面失去的能量gR地面得到的太阳辐射能地面得到的太阳辐射能+大气逆辐射大气逆辐射地面辐射地面辐射gggEEaqQR)1)(0)1)(FaqQRg地面有效辐射地面有效辐射（Q+q太阳直接辐射和散射辐射）a为反射率a辐射差额辐射差额=收入

20、辐射收入辐射支出辐射支出辐射地面的辐射差额：地面的辐射差额：气象学最后课件地面和地面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统气系统的辐射差额的辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）大气逆辐射和地面有效（三）大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额 气象学最后课件)(gaEq )(FEa)()(F

21、EEqRagaaFFqRaa0)(0F0aR( (二二) )大气的辐射差额：大气的辐射差额：气象学最后课件地面和地面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统气系统的辐射差额的辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）大气逆辐射和地面有效（三）大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额 气象学最后课件（

22、三）地（三）地气气 系统系统 的辐射差额的辐射差额如果将地面和大气看作是一个系统那么收入的辐射和支如果将地面和大气看作是一个系统那么收入的辐射和支出的辐射之差就是地出的辐射之差就是地气系统的辐射差额气系统的辐射差额得得: : 地面吸收的太阳辐射能地面吸收的太阳辐射能(Q+q)(1-a)(Q+q)(1-a) 大气吸收的太阳辐射大气吸收的太阳辐射qqa a 失：失： 透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙空间透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙空间 的能量的能量FF 得得失：失：R Rs= (Q+q)(1-a) +q= (Q+q)(1-a) +qa a-F-F 气象学最后课件第三节、第三节、大气的大

23、气的 增温和增温和 冷却冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的二、空气的增温增温 和冷却和冷却非绝热变化：非绝热变化： 几种基本形几种基本形式式绝热变化绝热变化三、大气静力稳定度三、大气静力稳定度气象学最后课件第二章第二章 大气的热能和温度大气的热能和温度第三节第三节 大气的增温和冷却大气的增温和冷却 反射率反射率：陆地反射率大，地面对太阳辐射量吸收少：陆地反射率大，地面对太阳辐射量吸收少/ /水面反水面反射率小，水面对太阳辐射量吸收多射率小，水面对太阳辐射量吸收多透明率：透明率：陆面低透明率，降低地面对太阳辐射量吸收陆面低透明率，降低地面对太阳辐射量吸收/ /热传

24、递方式：热传递方式：单种方式，增加热量交换单种方式，增加热量交换/ /海水有充足的水源，它的蒸发量大，失热较多，水温不易升海水有充足的水源，它的蒸发量大，失热较多，水温不易升高。海面之上水汽较多，故气温不易下降。陆面正好相反高。海面之上水汽较多，故气温不易下降。陆面正好相反 热属性：热属性：比热小，变温需要热量值小，变温迅速比热小，变温需要热量值小，变温迅速 水水 比热大，变温需要热量值大，变温缓慢比热大，变温需要热量值大，变温缓慢一、不同地面的增温和冷却一、不同地面的增温和冷却 海陆差异海陆差异气象学最后课件二、二、空气的空气的增温增温与与冷却冷却气象学最后课件1、气温的非绝热变化、气温的非

25、绝热变化（外界传递热量的方式）（外界传递热量的方式）传导传导辐射辐射对流对流湍流湍流蒸发蒸发凝结凝结二、二、空气的空气的增温增温与与冷却冷却气象学最后课件二、空气的增热和冷却二、空气的增热和冷却 (一一)气温的非绝热变化气温的非绝热变化 1.传导传导：就是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另就是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一分子，从而达到热量平衡的传热方式一分子，从而达到热量平衡的传热方式 。 空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会因为传导作用而交换热量。就会因为传导作用而交换热量。2.辐射辐射：物体之间不停

26、地以辐射方式交换着热量。物体之间不停地以辐射方式交换着热量。大气主要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，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。气象学最后课件3.对流对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降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，称为对流来补充，这种升降运动，称为对流。通过对流、上下层空气互相混合，

27、热量也就随之得到交换。使低层的热量传递到较高的层次，这是对流层中的热量交换的重要方式。4.湍流湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称乱流空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是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。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。 气象学最后课件5.5.蒸发蒸发( (升华升华) )和凝结和凝结( (凝华凝华) )：水在蒸发水在蒸发( (或冰在升华或冰在升华) )时要吸收热量；相反，水时要吸收热量；相反，水汽在凝结汽在凝结( (或凝华或凝华) )时，又会放出潜热时，又会放出潜热。如果蒸发。如果蒸发( (升华

28、升华) )的水汽，不是在原处凝结的水汽，不是在原处凝结( (凝华凝华) )，而是被带到别处去，而是被带到别处去凝结凝结( (凝华凝华) )，就会使热量得到传送。，就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。因此，通过蒸发(升华)和凝结(凝华)，也能使地面和大气之间，空气团与空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽王要集中在5公里以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。气象学最后课件第三节第三节大气的大气的 增温和增温和 冷却冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的增温二、空气的增温和冷却和冷却非绝热变化：非绝

29、热变化： 几种基本形式几种基本形式绝热变化绝热变化三、大气静力稳定度三、大气静力稳定度气象学最后课件n2、干绝热过程(Adiabatic process) n在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换，即 时的状态变化过程，叫做绝热过程。n干绝热过程：n将升、降的气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。n大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的 0dQ气温的绝热变化气温的绝热变化气象学最后课件n4、干绝热直减率n气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率，简称绝热直减率。n对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以 表示，即d()idddTdz )

30、100/98. 0(100/98. 0mmKCgpd或实际工作中取 ,这就是说，在干绝热过程中，气块每上升100m，温度约下降1。如果气块的起始温度为 ，干绝热上升 高度后，其温度 为：01/100dCm气象学最后课件n 与与 比较比较n必须注意：必须注意： 与与 （气温直减率）的含义（气温直减率）的含义是完全不同的。是完全不同的。 n 是干空气在绝热上升过程中气块本身的是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数；降温率，它近似于常数；n而而 是表示周围大气的温度随高度的分布是表示周围大气的温度随高度的分布情况。可以有不同数值，即可以大于、小情况。可以有不同数值，即可以大于、小于或

31、者等于于或者等于 。dddd气象学最后课件n5、湿绝热变化过程、湿绝热直减率n饱和湿空气的上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。 (Wet adiabatic process)。n饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以 表示。当饱和湿空气在做绝热上升温度受到两方面的影响q气团中的干空气上升体积膨胀降温，也是每上升100m 温度降低1 C。 q水汽既已是饱和的，它会因为上升冷却而发生凝结，凝结就要放热，所以放出的热量加热气块又使温度有所回升。 q所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d。m气象学最后课件n湿绝热直减率n湿绝热直减率的表达式可写成n当饱和湿空气

32、上升时， ，则 ；n下降时， ，则 n所以 总小于 。()ismmdpdTdqLdzCdz 0,0sdzdq0sdqdz0,0sdzdq0sdqdzmd气象学最后课件n1、大气稳定度n是指气块受任意方向扰动后，返回或远是指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。离原平衡位置的趋势和程度。n若空气受到对流冲击力的作用，产生了若空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，则有可能出现三种向上或向下的运动，则有可能出现三种情况：情况：q如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空回原来高度的趋势，这时的气层，

33、对于该空气团而言是稳定的气团而言是稳定的( (stablestable) )q如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的空气团而言是不稳定的( (unstableunstable) ) q如空气团被推到某一高度后，既不加速也不如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层性气层( (neutralneutral) ) 三、大气稳定度气象学最后课件n3、判断大气稳定度的基本方法 n大气是否稳定，

34、通常用周围空气的气温直大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减率（减率（ ）与上升空气块的干绝热直减率）与上升空气块的干绝热直减率（ ）或湿绝热直减率（）或湿绝热直减率（ ）的对比来判）的对比来判断。断。n考虑干绝热的情况：当起始温度为考虑干绝热的情况：当起始温度为 的的干空气或未饱和的湿空气块上升高度干空气或未饱和的湿空气块上升高度 时，时，n其温度变为其温度变为 , ,n而周围的空气温度变为而周围的空气温度变为 。n因为起始温度相等因为起始温度相等, ,即即 。则得判断。则得判断稳定度的公式稳定度的公式dmz0iidTTz0TTz 00iTTdagzT气象学最后课件 n（ ）的符号，决定了加

35、速度a与扰动位移的方向是否一致，即决定了大气是否稳定。n当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；n当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；n当 ，若 ，层结是中性的。dd0z 0ad0z 0ad0adagzT气象学最后课件n同理，饱和湿空气作垂直运动时，温度按湿绝热直减率（ ）递减，有 ；而周围空气的温度为 。n得n结论：n当 时，层结稳定；n当 时，层结不稳定；n当 时，层结中性m0iimTTz0TTz magzTmmm气象学最后课件n综上所述可以得出以下几点结论： n 愈大，大气愈不稳定；愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。愈小，大气愈稳定。如果如果 很小

36、，甚至等于很小，甚至等于0 0（等温）或小于（等温）或小于0 0（逆（逆温），将会抑制对流发展。温），将会抑制对流发展。n当当 时，不论空气是否达饱和，大气总是时，不论空气是否达饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为处于稳定状态，因而称为绝对稳定绝对稳定；当；当 时时则相反，因而称为则相反，因而称为绝对不稳定。绝对不稳定。n当当 时，对于作垂直运动的饱和空时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；而对于作垂气来说，大气是处于不稳定状态的；而对于作垂直运动的未饱和的空气来说，大气是处于稳定状直运动的未饱和的空气来说，大气是处于稳定状态的。这种情况称为态的。这种情况称为条件不稳定状态

37、条件不稳定状态。n如果知道了某地气层的如果知道了某地气层的 值，就可以利用上述值，就可以利用上述判据，分析当时的大气稳定度。判据，分析当时的大气稳定度。 mdmd气象学最后课件 在铁塔上观测的气温资料如下表所示，试计算 大气温直减率，并判断该层大气稳定度1.5-10高度Z/m1.510气温t/o2524.8气象学最后课件第四节 大气温度随时间变化n地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。n从长时间平均来看，热量得失相当，所以地面平均温度保持不变。但在某一段时间里，热量收入可能比支出得多，地面因有热量累积而升温；而当热量支出大于收入时，地

38、面将出现降温过程。n地面温度的变化会通过非绝热过程传递给大气，大气温度也会相应变化。n由于在热量收支平衡中，太阳辐射处于主导地位，因此，随着日夜、冬夏的交替，地面温度、气温也会出现相应的日变化和年变化，这是周期性变化。n气温还会因大气的运动而有非周期变化。气象学最后课件 1. 气温的周期性变化n1、气温的日变化n由于地球自转，太阳辐射、辐射差额都有一个日变化的周期。这种周期性的变化又造成气温在一日中有升有降的循环n气温日较差：一天中气温的最高值与最低值之差，称之气温日较差n近地层气温日变化的特征是： 1）在一日内有一个最高值，一般出现在14时左右；一个最低值，一般出现在日出前后气象学最后课件第

39、三节第三节大气的大气的 增温和增温和 冷却冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的增温二、空气的增温和冷却和冷却非绝热变化：非绝热变化： 几种基本形式几种基本形式绝热变化绝热变化三、大气静力稳定度三、大气静力稳定度气象学最后课件n2、干绝热过程(Adiabatic process) n在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换，即 时的状态变化过程，叫做绝热过程。n干绝热过程：n将升、降的气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。n大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的 0dQ气温的绝热变化气温的绝热变化气象学最后课件n4、干绝热直减率n气块

40、绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率，简称绝热直减率。n对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以 表示，即d()idddTdz )100/98. 0(100/98. 0mmKCgpd或实际工作中取 ,这就是说，在干绝热过程中，气块每上升100m，温度约下降1。如果气块的起始温度为 ，干绝热上升 高度后，其温度 为：01/100dCm气象学最后课件n 与与 比较比较n必须注意：必须注意： 与与 （气温直减率）的含义（气温直减率）的含义是完全不同的。是完全不同的。 n 是干空气在绝热上升过程中气块本身的是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数；降温率，它近似于

41、常数；n而而 是表示周围大气的温度随高度的分布是表示周围大气的温度随高度的分布情况。可以有不同数值，即可以大于、小情况。可以有不同数值，即可以大于、小于或者等于于或者等于 。dddd气象学最后课件n5、湿绝热变化过程、湿绝热直减率n饱和湿空气的上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。 (Wet adiabatic process)。n饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以 表示。当饱和湿空气在做绝热上升温度受到两方面的影响q气团中的干空气上升体积膨胀降温，也是每上升100m 温度降低1 C。 q水汽既已是饱和的，它会因为上升冷却而发生凝结，凝结就要放热，所以放出的热量加

42、热气块又使温度有所回升。 q所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d。m气象学最后课件n湿绝热直减率n湿绝热直减率的表达式可写成n当饱和湿空气上升时， ，则 ；n下降时， ，则 n所以 总小于 。()ismmdpdTdqLdzCdz 0,0sdzdq0sdqdz0,0sdzdq0sdqdzmd气象学最后课件n1、大气稳定度n是指气块受任意方向扰动后，返回或远是指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。离原平衡位置的趋势和程度。n若空气受到对流冲击力的作用，产生了若空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，则有可能出现三种向上或向下的运动，则有可能出现三种情况

43、：情况：q如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是稳定的气团而言是稳定的( (stablestable) )q如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的空气团而言是不稳定的( (unstableunstable) ) q如空气团被推到某一高度后，既不加速也不如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中减速，这时的气

44、层，对于该空气团而言是中性气层性气层( (neutralneutral) ) 三、大气稳定度气象学最后课件n3、判断大气稳定度的基本方法 n大气是否稳定，通常用周围空气的气温直大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减率（减率（ ）与上升空气块的干绝热直减率）与上升空气块的干绝热直减率（ ）或湿绝热直减率（）或湿绝热直减率（ ）的对比来判）的对比来判断。断。n考虑干绝热的情况：当起始温度为考虑干绝热的情况：当起始温度为 的的干空气或未饱和的湿空气块上升高度干空气或未饱和的湿空气块上升高度 时，时，n其温度变为其温度变为 , ,n而周围的空气温度变为而周围的空气温度变为 。n因为起始温度相等因为起始

45、温度相等, ,即即 。则得判断。则得判断稳定度的公式稳定度的公式dmz0iidTTz0TTz 00iTTdagzT气象学最后课件 n（ ）的符号，决定了加速度a与扰动位移的方向是否一致，即决定了大气是否稳定。n当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；n当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；n当 ，若 ，层结是中性的。dd0z 0ad0z 0ad0adagzT气象学最后课件n同理，饱和湿空气作垂直运动时，温度按湿绝热直减率（ ）递减，有 ；而周围空气的温度为 。n得n结论：n当 时，层结稳定；n当 时，层结不稳定；n当 时，层结中性m0iimTTz0TTz mag

46、zTmmm气象学最后课件n综上所述可以得出以下几点结论： n 愈大，大气愈不稳定；愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。愈小，大气愈稳定。如果如果 很小，甚至等于很小，甚至等于0 0（等温）或小于（等温）或小于0 0（逆（逆温），将会抑制对流发展。温），将会抑制对流发展。n当当 时，不论空气是否达饱和，大气总是时，不论空气是否达饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为处于稳定状态，因而称为绝对稳定绝对稳定；当；当 时时则相反，因而称为则相反，因而称为绝对不稳定。绝对不稳定。n当当 时，对于作垂直运动的饱和空时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；而对于作垂气来说，大气是处于不稳

47、定状态的；而对于作垂直运动的未饱和的空气来说，大气是处于稳定状直运动的未饱和的空气来说，大气是处于稳定状态的。这种情况称为态的。这种情况称为条件不稳定状态条件不稳定状态。n如果知道了某地气层的如果知道了某地气层的 值，就可以利用上述值，就可以利用上述判据，分析当时的大气稳定度。判据，分析当时的大气稳定度。 mdmd气象学最后课件 在铁塔上观测的气温资料如下表所示，试计算 大气温直减率，并判断该层大气稳定度1.5-10高度Z/m1.510气温t/o2524.8气象学最后课件第四节 大气温度随时间变化n地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量

48、。n从长时间平均来看，热量得失相当，所以地面平均温度保持不变。但在某一段时间里，热量收入可能比支出得多，地面因有热量累积而升温；而当热量支出大于收入时，地面将出现降温过程。n地面温度的变化会通过非绝热过程传递给大气，大气温度也会相应变化。n由于在热量收支平衡中，太阳辐射处于主导地位，因此，随着日夜、冬夏的交替，地面温度、气温也会出现相应的日变化和年变化，这是周期性变化。n气温还会因大气的运动而有非周期变化。气象学最后课件 1. 气温的周期性变化n1、气温的日变化n由于地球自转，太阳辐射、辐射差额都有一个日变化的周期。这种周期性的变化又造成气温在一日中有升有降的循环n气温日较差：一天中气温的最高

49、值与最低值之差，称之气温日较差n近地层气温日变化的特征是： 1）在一日内有一个最高值，一般出现在14时左右；一个最低值，一般出现在日出前后气象学最后课件第第三三章章 大大气气中中的的水水分分第一节第一节 蒸发和凝结蒸发和凝结一、水相变化一、水相变化 二、饱和水汽二、饱和水汽三、影响蒸发的因素三、影响蒸发的因素四、湿度的时间变化和分布四、湿度的时间变化和分布五、大气中水汽凝结的条件五、大气中水汽凝结的条件一、地面的水汽凝结物一、地面的水汽凝结物 二、近地面层空气中的凝结二、近地面层空气中的凝结 三、云三、云一、降水的种类一、降水的种类二、降水的形成二、降水的形成三、降水的分布三、降水的分布第三节

50、第三节 降水降水第二节第二节 地表面和大气中地表面和大气中的凝结现象的凝结现象气象学最后课件2 2、水相变化的物理过程、水相变化的物理过程 从分子运动论看：水相变化是水的各相之从分子运动论看：水相变化是水的各相之间分子交换的过程间分子交换的过程水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水中水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水中的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是是蒸发过程蒸发过程，反之，如果单位时间内落回水中的水汽分子比跑出水面的反之，如果单位时间内落回水中的水汽分子比跑出水面的水分子多，系统中的水汽有一部分变成

51、了水，就称为水分子多，系统中的水汽有一部分变成了水，就称为凝结凝结过程过程。与此相似，可定义冻结过程与融解过程，凝华过程。与此相似，可定义冻结过程与融解过程，凝华过程与升华过程。与升华过程。气象学最后课件 在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水汽分子含量都不再改变，分子恰好相等，系统内的水量和水汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平衡叫做动态平衡 动态平衡时的水汽称为动态平衡时的水汽称为饱和水汽饱和水汽，当时的水汽压称，当时的水汽压称为为饱和

52、水汽压饱和水汽压。气象学最后课件3 3、水相变化的判据、水相变化的判据 假设假设N N 为单位时间内跑出水面的水分子数，为单位时间内跑出水面的水分子数，n n 为为单位时间内落回水中的水汽分子数，则得到水和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：水汽两相变化和平衡的分子物理学判据，即：N Nn n 蒸发（未饱和）蒸发（未饱和）N=n N=n 动态平衡（饱和）动态平衡（饱和）N Nn n 凝结（过饱和）凝结（过饱和）E Ee e 蒸发蒸发E=e E=e 动态平衡动态平衡E Ee e 凝结凝结气象学最后课件n根据大量经验数据根据大量经验数据绘制绘制n水的三

53、种状态分别水的三种状态分别存在于不同的温度存在于不同的温度和压强下和压强下n水只存在于水只存在于0以上的以上的区域，冰只存在于区域，冰只存在于0以下的区域，水汽虽然以下的区域，水汽虽然可存在可存在0以上及以下以上及以下的区域，但其压强却被的区域，但其压强却被限制在一定值域内限制在一定值域内n三个区域三个区域水汽、水汽、水、冰水、冰三相共存点三相共存点（A）纯水（平水面）的位相平衡图纯水（平水面）的位相平衡图气象学最后课件 表示表示水与水汽水与水汽处于动态平衡时水处于动态平衡时水面饱和水汽压与温度的关系。面饱和水汽压与温度的关系。 蒸发线（蒸发线（OA）线上线上K 点所对应的温度和水汽压点所对应

54、的温度和水汽压是水汽是水汽临界温度临界温度和和临界压力，临界压力，高高于临界温度时就只能有气态存在于临界温度时就只能有气态存在了，因此蒸发线在了，因此蒸发线在K 点中断。点中断。 气象学最后课件表示表示冰与水汽冰与水汽平衡时冰面上平衡时冰面上饱和水汽压与温度的关系。饱和水汽压与温度的关系。升华线（升华线（OB）气象学最后课件二、饱和水汽压二、饱和水汽压2 2、饱和水汽与蒸发面性质的关系、饱和水汽与蒸发面性质的关系1 1）冰面和过冷却水面的饱和水汽压）冰面和过冷却水面的饱和水汽压过冷却水：过冷却水： 通常，水温在通常，水温在0时开始结冰，但是试验和对云雾的直接观测发现，时开始结冰，但是试验和对云

55、雾的直接观测发现，有时水在有时水在0以下，甚至在以下，甚至在-20-30以下仍不结冰，处于这种状以下仍不结冰，处于这种状态的水称态的水称过冷却水过冷却水。过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压。过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压并不一样。并不一样。n冰面和过冷水面的饱和水汽压仍与温度成指数关系冰面和过冷水面的饱和水汽压仍与温度成指数关系(OB(OB、OB)OB)n冰面表面的饱和水汽压小于同温度下的过冷水面的饱和水汽压冰面表面的饱和水汽压小于同温度下的过冷水面的饱和水汽压二者在不同温度下的差值（表）二者在不同温度下的差值（表）气象学最后课件 在云中，在云中，冰晶和过冷却水共存冰晶和过冷却

56、水共存的情况是很普遍的，如果当的情况是很普遍的，如果当时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。这就是因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应冰晶效应”，该效应对降水，该效应对降水的形成具有重要意义。的形成具有重要意义。冰晶效应冰晶效应气象学最后课件 五、水汽凝结的条件五、水汽凝结的条件 大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：一是有凝结核或凝华核的存在。一是有凝结核或凝华核的存在。二是大气中水汽要

57、达到饱和或过饱和状态。二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。气象学最后课件 第二节第二节 地表面和大气中的凝结现象地表面和大气中的凝结现象一、地面的主要凝结现象一、地面的主要凝结现象露、霜、雾凇、雨凇露、霜、雾凇、雨凇 1、露、露(dew)和霜和霜(frost) 辐射冷却辐射冷却0TTd傍晚傍晚/夜间夜间水汽水汽小水滴小水滴( (露露) )气象学最后课件 雾是悬浮于近地面空气中的大量雾是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于水滴或冰晶，使水平能见度小于1km的物理现象。如果能见度在的物理现象。如果能见度在110km范围内，则称为轻雾。范围内，则称为轻雾。 二、近地面层空气中的凝结

58、二、近地面层空气中的凝结雾雾 气象学最后课件 近地面空气中水汽充沛；近地面空气中水汽充沛；有使水汽发生凝结的冷却过程；有使水汽发生凝结的冷却过程；凝结核的存在。凝结核的存在。1、形成雾的基本条件、形成雾的基本条件气象学最后课件 根据雾形成的天气条件，可分为根据雾形成的天气条件，可分为气团雾气团雾及及锋面雾锋面雾两类。两类。气团雾气团雾在气团内形成，在气团内形成，锋面雾锋面雾是锋面活动的产物。是锋面活动的产物。根据根据气团雾气团雾的形成条件，又可分为的形成条件，又可分为冷却雾、蒸发雾及混合冷却雾、蒸发雾及混合雾三种。雾三种。根据冷却过程的不同，根据冷却过程的不同，冷却雾冷却雾又分为又分为辐射雾、

59、平流雾及上辐射雾、平流雾及上坡雾等坡雾等。其中又以辐射雾和平流雾最常见。其中又以辐射雾和平流雾最常见。 2、 雾的种类雾的种类气象学最后课件 辐射雾是由地面辐射冷却使贴辐射雾是由地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的。有利于地气层变冷而形成的。有利于形成辐射雾的条件是：形成辐射雾的条件是：（1 1）辐射雾辐射雾空气中有充足的水汽；空气中有充足的水汽；天气晴朗少云；天气晴朗少云；风力微弱（风力微弱（13m/s）；）；大气层结稳定。大气层结稳定。 “早晨地罩雾，尽管晒稻谷早晨地罩雾，尽管晒稻谷”、“十雾九晴十雾九晴”说的就是辐射雾说的就是辐射雾气象学最后课件气象学最后课件气象学最后课件一、气压及其单位

60、一、气压及其单位第一节 气压随高度和时间的变化气压指大气的压强气压指大气的压强即静止大气中任意高度上的气即静止大气中任意高度上的气压值等于其单位面积上所承受压值等于其单位面积上所承受的大气柱的重量的大气柱的重量第三章大气的运动气象学最后课件现行气压单位现行气压单位: 百帕，百帕，HPa1Pa =1N/m 曾用气压单位曾用气压单位: 毫巴（毫巴（mba）；汞高（）；汞高（mmHg）1mb =1HPa 1mmHg =1.333HPa 气象学最后课件当选定温度为当选定温度为0，纬度为，纬度为45的海平面作为标准时，海平的海平面作为标准时，海平面气压为面气压为1013.25hPa，相当于，相当于760