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文档简介
其次章气候系统的辐射过程与能量平衡第一节太阳辐射其次节地面和大气辐射第三节大气增温存冷却第四节大气温度随时间的变化第五节大气温度的空间变化第一节太阳辐射一、辐射的根本学问
〔一〕辐射与辐射能辐射:物体以电磁波的方式向四周放射能量,这种能量传播方式称辐射辐射能:辐射传播的能量称辐射能辐射通量密度:单位时间内通过单位面积的辐射能。辐射通量密度没有限定辐射方向,辐射承受面可以垂直射线或与之成确定角度辐射强度:单位时间内,通过垂直于选定方向的单位面积的辐射能。
〔二〕辐射光谱
辐射光谱:辐射能随波长分布的曲线〔三〕物体对辐射的吸取、反射和透射〔四〕有关辐射的根本定律1、基尔霍夫定律2、斯蒂芬-玻耳兹曼定律3、维恩位移定律二、太阳辐射〔一〕太阳辐射光谱与太阳常数太阳辐射光谱:太阳辐射能按波长的分布太阳辐射=黑体辐射太阳辐射波长范围:0.15—4.0um可见光:0.4—0.76um紫外线:<0.4um红外线:>0.76um太阳辐射最强的辐射波长:0.475um(青光〕太阳常数:日地平均距离时,大气上界垂直太阳光线的单位时间内单位积上获得的太阳辐射。〔二〕太阳辐射在大气中的减弱由于大气对太阳辐射的吸取、散射和反射,使太阳辐射穿过大气后发生了变化:1〕总辐射能明显减弱2〕太阳光谱变得极不规章3〕波长短的辐射能减弱得为显著
1、大气对太阳辐射的吸取
大气中某些成分选择性地吸取了太阳辐射。这些成分主要是:水汽、氧、臭氧、co2和固体杂质。水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸取带,但吸取最强的是在红外区,从0.93—2.85μm之间的几个吸取带。最强的太阳辐射能是短波局部,因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸取的能量并不多。据估量,太阳辐射因水汽的吸取可以减弱4%—15%。所以大气因直接吸取太阳辐射而引起的增温并不显著。大气中的主要气体是氮和氧,只有氧能微弱地吸取太阳辐射,在波长小于0.2μm处为一宽吸取带,吸取力气较强,在0.69和0.76μm四周,各有一个窄吸取带,吸取力气较弱。臭氧在大气中含量虽少,但对太阳辐射能量的吸取很强。在0.2—0.3μm为一强吸取带,使得小于0.29μm的辐射由于臭氧的吸取而不能到达地面。在0.6μm四周又有一宽吸取带,吸取力气虽然不强,但因位于太阳辐射最猛烈的辐射带里,所以吸取的太阳辐射量相当多。
二氧化碳对太阳辐射的吸取总的说来是比较弱的,仅对红外区4.3μm四周的辐射吸取较强,但这一区域的太阳辐射很微弱,被吸取后对整个太阳辐射的影响不大。此外,悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质,也能吸取一局部太阳辐射,但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多〔如有沙暴、烟幕或浮尘〕时,吸取才比较显著。由以上分析可知,大气对太阳辐射的吸取具有选择性,因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规章。由于大气中主要吸取物质〔臭氧和水汽〕对太阳辐射的吸取带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域,因而对太阳辐射的减弱作用不大。也就是说,大气直接吸取的太阳辐射并不多,特殊是对于对流层大气来说,太阳辐射不是主要的直接热源。2、大气对太阳辐射的散射太阳辐射遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时就要发生散射。
分子散射:质点的直径小于辐射波长选择性波长越短散射越猛烈对称性光学对称性
米散射:质点的直径大于辐射波长无选择性漫射偏不对称性3、大气对太阳辐射的反射
大气对太阳辐射有反射作用,尤其是云能猛烈地反射太阳辐射。
不同的云状、云厚对太阳辐射反射不同一般而言,高云反射率25%,中云反射率50%,低云反射率65%,淡薄的云10-20%,平均反射率50-55%。
总之,进入大气的太阳辐射30%被漫射和散射回宇宙空间,20%被大气吸取,50%穿过大气到达地面。由此也可见,太阳辐射并非大气的直接热源。
上述三种方式中,反射作用最重要,尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显,另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的局部;散射作用次之,形成了到达地面的散射辐射;吸取作用相对最小。以全球平均而言,太阳辐射约有30%被散射和漫射回宇宙,称之为行星反射率,20%被大气和云层直接吸取,50%到达地面被吸取。〔三〕到达地面的太阳辐射直射辐射:以平行光线到达地面的太阳辐射散射辐射:以散射光形式到达地面的太阳辐射总辐射:直射辐射与散射辐射之和。1、直射辐射
影响到达地面太阳直射辐射强弱的因子主要有二:
1)太阳高度角
2)大气透亮度大气质量数(m)、大气透亮系数(p)I/I0=p布格定律:I=Iopm直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化2、散射辐射影响到达地面太阳散射辐射强弱的因子主要有二:1)太阳高度角2)大气透亮度散射辐射也有显著的年变化、日变化和随纬度的变化3、总辐射影响到达地面太阳总辐射强弱的主要因子1)太阳高度角2)大气透亮度年变化、日变化和随纬度的变化
〔四〕地面对太阳辐射的反射地面反射率:a=Q反/Q到达地面的太阳总辐射其中一局部被反射。地面反射率取决于地面的性质和状态。陆地平均反射率约为10—30%。土壤颜色、潮湿程度、起伏等影响反射率。雪面、水面不同状态也影响反射率。其次节地面和大气的辐射水面、陆面、植被等地球外表吸取了大量的太阳辐射,并经转化传给大气。下垫面是大气的直接热源。
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
〔一〕地面和大气辐射的表示太阳辐射能量集中在波长0.15—4.0um,而地面和大气的辐射集中在3.0—120.0um,因此我们称太阳辐射为短波辐射,地面和大气辐射称为长波辐射。
〔二〕地面、大气长波辐射的特点1、大气对长波辐射的吸取大气窗口2、大气中长波辐射的特点
〔三〕大气逆辐射和地面有效辐射1、大气逆辐射和大气保温效应-23c------15c-------38c大气保温效应2、地面有效辐射物理意义影响因子:地面温度、空气温度、空气湿度、云况年变化、日变化二、地面及地气系统辐射差额辐射差额=收入辐射–支出辐射〔一〕地面的辐射差额Q+q+Q反-Ea+Eg-
Rg=(Q+q)(1-a)–Fo当Rg>0时,即地面收入的太阳辐射大于地面有效辐射,地面有热量收入。当Rg<0时,即地面收入的太阳辐射小于地面有效辐射,地面有热量亏损。地面辐射差额有明显的日变化、年变化和地理纬度变化。〔二〕大气的辐射差额大气辐射差额可以是整层大气的辐射差额,也可以是某一层大气的辐射差额。
Ra=qa+Fo-F&
式中F&总是大于Fo的,并且qa一般小于F&-Fo,所以整个大气层的辐射差额是负的。大气要维持热平衡,还要靠其它方式获得热量,如对流和潜热输送。〔三〕地-气系统辐射差额假设把大气看为一个整体,其辐射差额为:
Rs=Rg+Ra=(Q+q)(1-a)–Fo+qa+Fo-F&=(Q+q)(1-a)+qa-F&
就个别地区而言,地-气系统辐射差额可以是正的,也可以是负的。但对整个系统来说,这一辐射差额多年平均应为零。由于观测说明,整个地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。
分析图2-17第三节大气的增温存冷却一、海陆的的增温存冷却
海陆的热力差异:反射率吸取辐射的活动层及热量传递方式水源供给比热〔热容量〕二、空气的增温存冷却〔一〕气温的非决热变化1、传导2、辐射3、对流4、湍流5、蒸发〔升华〕和分散〔凝华〕〔二〕气温的绝热变化1、绝热过程与泊松方程
气象学上,任意气块与外界无热量交换时的状态变化过程称绝热过程。绝热过程中无水的相变,称绝热过程。热力学第确定律:假设有dQ热量加到一个孤立气体系统,则dQ可分为两局部,即dE增加系统内能和dW对外所作的功。dQ=dE+dW
其中:dE=CvdT,dW=PdVCv定容比热,dT温度变化,P压力,dV体积变化。
则有:dQ=CvdT+PdV
利用状态方程PV=RT,微分PdV+VdP=RdT,则PdV=RdT-VdP代入dQ,有:dQ=CvdT+RdT–VdP由于V=RT/P,同时设Cp=Cv+R
dQ=CpdT–(RT/P)dP由于是绝热过程,dQ=0则:0=CpdT–(RT/P)dP即:CpdT=RT〔dP/P),Cp(dT/T)=R(dP/P)对此方程进展积分,积分范围P0~P,T0~T。得泊松方程。2、干绝热直减率和湿绝热直减率
运用热力学第确定律、状态方程和静力学方程推导rd、rm。干空气或未饱和空气:rd=g/Cp=9.8/1005=0.98k/100m=1C/100mrd是常数饱和空气:rm=rd+(L/Cp)(dqs/dz)当dz>0,dqs<0,则(dqs/dz)<0;当dz<0,dqs>0,则(dqs/dz)<0.rm是变量,是气压和温度的函数。分析表2-4四、大气稳定度〔一〕大气稳定度的概念大气稳定度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。一团空气受对流冲击产生垂直运动,分三种状况:受力移动,渐渐减速,并有返回原来位置的趋势,稳定;受力移动,渐渐加速,并有远离原来位置的趋势,不稳定;受力移动,既不加速,也不减速,中性。
准静力学条件:P=Pi,Ti、Di与T、D不等。
单位体积空气受两个力的作用:浮力Dg,重力Dig。合力:f=Dg-Dig单位质量空气的加速度:a=(Dg-Dig)/Di现将状态方程D=P/RT、Di=Pi/RTi和P=Pi代入a=(Ti–T)g/T实际上,空气是否稳定准备于气块温度与四周大气温度的比较。〔二〕推断大气稳定度的根本方法大气是否稳定,通常用rd或rm与r的比较来推断由于T=To-rd$Z、Ti=Tio-rd$Z,由于起始高度一样To=Tio
a=g$Z(r-rd)/T
(r-rd)的符号准备了加速度a与扰动位移$Z的方向是否全都,亦准备了大气是否稳定。
当r<rd,假设$Z>0,则a<0,加速度与位移方向相反,层结稳定。当r>rd,假设$Z>0,则a>0,加速度与位移方向全都,层结不稳定。当r=rd,a=0,层结是
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