第二章 大气热能与温度.ppt

1、地球及大气的热状况、温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云和降水的形成。因此，大气的热能和温度成了天气变化的一个基本因素，同时也是气候系统状态及演变的主要控制因子。 本章介绍太阳辐射、地球和大气辐射，分析大气增温和冷却过程，讨论大气温度随时间变化和空间分布的一般规律。,第二章 大气的热能和温度,第一节 太阳辐射,第五节 大气温度的空间分布,第二节 地面和大气辐射,第三节 大气的增温与冷却,第四节 大气温度的时间变化,思考题,气象学与气候学,第一节 太阳辐射,自然界中一切物理过程和现象，乃至生命活动和现象，都直接 或间接地以辐射能为能源基础，辐射能包括太阳辐射、地面辐射和 大气辐射。,V

2、isible light,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射：物体以电磁波或粒子流形式向四周传递或交换能量的方式，传递交换的能量为辐射能。基本特点如下： （i）任何物体均能发出和吸收辐射，吸收辐射升温，反之降温。 (ii) 物体温度越高，辐射越强，波长越短；反之辐射越弱，波长越 (iii) 不同物体对不同波长的辐射具有不同的吸收、反射和散射特性。 (iv) 辐射具有波粒二象性。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射波动性：辐射以电磁波形式传播，波速(c)为光速，具有各种波长()和频率(f) ，会

3、发生反射、折射、散射和衍射等现象。主要结论如下： （i）辐射传播无需介质； (ii) 波长与频率成反比=c /f ； (iii) 短波辐射（如太阳辐射）和 长波辐射（如地面和大气辐射）。 (iv) 电磁波谱，包括射线、射线、 紫外线、可见光、红外线、无线电波等。,电磁波谱,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射粒子性：微观而言，辐射由一系列以光速运动的能量粒子（称为光子photons）组成的粒子流。主要结论如下： （i）光子无质量、无体积，以光速运动； （ii）每个光子能量EL与频率(f)成正比，即 EL = hf 比例系数为普朗克常数h，h=6.62610-34js

4、 (iii) 光子能量越高，则辐射频率越高，反之亦然。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射的度量,积分得球体的球面弧度：,（1）球面弧度（steradians, str） ：,球坐标系中，半径为r的球面上位 于天顶角 和方位角 处的立体 角微元d定义为：,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射的度量,（2）辐射强度（I）：沿一定方向单位 时间内垂直通过单位立体弧度角单位面积 单位波长的辐射能，亦称单色辐射强度， 单位为W m-2 str-1 m-1；,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射的度量,(4) 辐射通量

5、（F）：单位时间内通过单位面积单位波长的辐射能， 单位为W m-2 m-1。 （5）辐射通量与辐射强度的关系：,辐射通量（F）包括向下和向上两部分： 和,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射的度量,(6) 宽带辐射通量（F）：单位时间内通过单位面积的所有波长的辐射能，单位为W m-2。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,辐射的度量,(7)平行光辐射条件下，辐射通量与辐射强度的关系：,F,平行光线,I,a,b,c,推导：若能量无损耗， 则 F Sab=I Sbc F = I Sbc/Sab= I cos ,物体对辐射的作用,反射率：r=Qr/

6、Q0 吸收率：a=Qa/Q0 透射率：d=Qd/Q0 关系：r+a+d=1 规律：选择性，即物体的吸收率、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。 黑体（Black body）：a=1, r=d=0 灰体(Gray body)：d=0, a=1-r,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,普朗克函数（The Planck Function）：,黑体辐射强度I B (T ,)与其温度(T)和辐射的波长()之间具有如下的关系：,其中，h、k及c 依次为普朗克常数、Boltzmann常数及光速，,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,基尔霍夫(K

7、irchhoff)定律：,推论1：任何物体在一定温度(T)时对一定波长()的放射强度I(,T)与其吸收率(aT)之比，只是温度和波长的函数，即,推论2：任何物体在一定温度（T）下对一定波长（）的辐射强度IT等于其发射率(eT)与黑体辐射强度I B(，T)之积，即 I(,T)= eTIB(，T)。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,任何物体在一定温度(T)时对一定波长()辐射的吸收率(aT)等于其在同温度下对相同波长辐射的放射率（e,T），即,Stefan-Boltzmann定律：,将普朗克函数I B (,T)对波长()积分，得黑体宽带辐射强度（BT），即,上式称为St

8、efan-Boltzmann定律。表明物体温度越高，其放射能力越强。,因黑体辐射为各向同性，根据辐射通量和辐射强度的关系，得黑体辐射通量FT，为。,推论： 根据Stefan-Boltzmann定律计算的温度称为等效黑体温度或亮度温度（Brightness temperature）TB。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,Wien定律：,黑体辐射的光谱强度（单色辐射能力）最大值对应的波长（m）与其热力学温度(T)成反比，,其中，常数C=2897103 nm K,太阳辐射(短波辐射): T=6000K, 则m=480nm; 地球辐射(长波辐射): T=288K, 则m=1

9、0.1103nm;,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,一、辐射基本知识,太阳辐射,地球辐射,太阳常数(S0)：,当日地平均距离时，大气上界垂直于太阳光线的单位面积上单位时间内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数S0，S0=1380W/m2。 由于地球与太阳间的天体运动，大气上界的实际太阳辐射强度是有所变化的。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳光谱：,波长范围：0.15m4m 可见光0.40.76m，50%； 红外线0.76m，43%； 紫外线0.4m，7%。,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳辐射通过大气层时的减弱：,第一节 太阳辐射,

10、第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，因此，到达地球表面的太阳辐射强度要远小于太阳常数。,太阳辐射通过大气层时的减弱：,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,大气对太阳辐射的吸收 选择性：大气只吸收特定波段的太阳辐射。O2强烈吸收200nm、O3 强吸收带200nm320nm及弱吸收带600nm、CO2主要吸收红外线（2.5/ 4.3/14.7m）、H2O吸收红光和红外线，0.722m间有多个吸收带,另外 吸收带包括23m、47m。 特点：大气直接吸收太阳辐射比例很小，约占19%。但是，大气能强 烈吸收地面红外辐射，8103nm13

11、103nm波段除外，该波段即所谓的 “红外窗口（IR Windows）”。,红外窗口,太阳辐射通过大气层时的减弱：,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,大气对太阳辐射的散射 定义：太阳辐射遇到大气分子或杂质粒子等时转向各个方向传播； 特点： 分子散射（Rayleigh散射）：有选择性。 波长越短，散射越强，故晴天为蔚蓝色； 粒子散射（或米散射）：无选择性。散 射系数不随波长而变，又称漫散，雨或 雾天天空为乳白色正是米散射结果。,太阳辐射通过大气层时的减弱：,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,大气对太阳辐射的反射 定义：太阳光线遇到大气中云层或较大尺度的

12、颗粒时而改变传播 方向； 特点：无选择性，平均反射率为5055。地-气系统平均反射率 约30%，称为行星反射率(Albedo) 云高越低，反射越强； 云量越多，反射越强； 云层越厚，反射越强。,太阳辐射通过大气层时的减弱：,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳辐射减弱的定量表示：取决于大气厚度和粒子含量，前者以大气光学质量(m)表示，后者以大气透明度系数(P)表示。,a)大气光学质量m：以太阳光通过大气的路径长度与大气层垂直厚度之比表示。随太阳高度角减小而增大。,太阳辐射通过大气层时的减弱：,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳辐射减弱的定量表示

13、：,b)大气透明度系数P：太阳辐射透过一个大气质量数后，其强度与通过前的强度之比。,整理得Bouguer-Lambert定律：,表明地表太阳辐射强度随P增大而增大、随m增加而减小。,Sm,到达地面的太阳辐射通量,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳辐射经过大气的吸收、反射和散射后，约有51%到达地面， 这部分辐射包括两部分： 太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射/ Direct solar radiation (S) ； 经过大气散射后投射到地面的，称为散射辐射/Diffuse radiation (D)， 两者之和称为总辐射/Total incom

14、ing solar radiation or Insolation (K)， 即,K = S+D,到达地面的太阳辐射通量,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳直接辐射： 以平行光线直接投射到地面上的 太阳辐射。直接辐射通量S为,主要影响因素是太阳高度角h和大 气透明度P。,直接辐射有显著的年变化、日变 化和随纬度的变化。,到达地面的太阳辐射通量,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳散射辐射：散射辐射的强弱也与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，散射辐射也就相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱；

15、大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。 太阳散射辐射也具有日和年变化，一日内正午前后最强，一年内夏季最强。,到达地面的太阳辐射通量,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,太阳总辐射： 日变化：日出前，总辐射中只有散射辐射；日出后，直接辐射和散射辐射逐渐增加，但前者增加得较快；当太阳高度升到约等于8时，直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为50时，散射辐射值仅相当总辐射的1020；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；以后二者又按相反的次序变化。,年变化：总辐射强度（月平均值）夏季最大、冬季最小。,地理分布：纬度愈

16、低，总辐射愈大。反之就愈小。,太阳高度角(h)对总辐射的影响,定义：太阳光线与地表水平面之间的夹角，变化范围090；,影响：若不考虑大气影响，则地面太阳辐射通量(S)与太阳高度角(h)关系为,特点： 日变化， h早晚最小，中午最大； 年变化，h冬至最小，夏至最大； 地理变化，h高纬度较小，低纬度较大。 计算公式：略,总辐射的日、年变化,到达地面的太阳辐射通量,第一节 太阳辐射,第二章大气的热能和温度,二、太阳辐射,地面对太阳总辐射的反射： 投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表对太阳辐射的反射率称为行星反射率/Albedo (r)。决定于地表面的性质和状态 ，

17、约为1030。,太阳总辐射减去地面反射部分后称为净太阳辐射或短波辐射/Net short- wave radiation，用K*表示，,K* =K(1-r )=(S+D) (1-r ),地面辐射,第二节 地面和大气辐射,第二章大气的热能和温度,一、地面、大气辐射、地面有效辐射,定义：地面吸收了净太阳短波辐射后，按其本身温度不断地向外放射的辐射能。,波长：地面辐射波长范围为380m，最大单色辐射强度的波长为10m，因此，地面辐射又称长波辐射/Terrestrial Longwave Radiation (L) 。,特点： 地面辐射绝大部分被大气（水汽和二氧化碳等温室气体）所吸收，只有小部分（81

18、3m）透过大气层进入太空，形成所谓的“红外窗口”； 白天，地面吸收的太阳总辐射大于地面辐射，故地面升温； 夜晚，没有太阳辐射，地面辐射使地面降温。,红外 窗口,地面辐射与大气窗,大气辐射,第二节 地面和大气辐射,第二章大气的热能和温度,一、地面、大气辐射、地面有效辐射,定义：大气按其本身温度不断地向外放射的辐射能，其向下部分称为大气逆辐射/Longwave atmospheric counter-radiation (L) 。,波长：95以上的能量集中在3120m 的波长范围内（红外辐 射），其辐射能最大段波长在1015m 范围内，因此大气辐射和地面辐射一样也为长波辐射。,特点： 大气逆辐射极

19、大部分被地面所吸收，使地面辐射降温程度大大减小，形成所谓的“温室效应/Greenhouse effect ”； 大气辐射向上的部分是地球大气系统向外支出热量，以保持地球热量平衡的主要途径。,地面有效辐射,第二节 地面和大气辐射,第二章大气的热能和温度,一、地面、大气辐射、地面有效辐射,定义：地面辐射（ L ）与其吸收的 大气逆辐射（ L ）之差(为吸收率)， 称为地面有效辐射/Net Longwave Radiation， 若用L*表示，则,L*= L - L,地面有效辐射的影响因子：地面温度，空气温度，空气湿度和云况。,有效辐射通常为正，即下垫面通过有效辐射向大气供热，但有效辐射 的日变化和

20、年变化不是很明显。,地面辐射差额,第二节 地面和大气辐射,第二章大气的热能和温度,二、地面及地-气系统的辐射差额,定义：地表面吸收的太阳总辐射（K*）与地面有效辐射（L*）之差，称为地面辐射差额/Net Radiation，若用Q*表示，则,Q*= K* - L* = （S+D）(1-r) -（ L - L）,特点： 日变化白天Q*0，地面升温；夜晚Q*0，地面热盈余；高纬度Q*0，地面热亏损； 随天气状况而变晴天，白天Q*正值越大、夜晚负值越大； 阴天，白天Q*正值越小、夜晚负值越小,地面辐射差额日变化,地面辐射差额随纬度变化,大气辐射差额,第二节 地面和大气辐射,第二章大气的热能和温度,二

21、、地面及地-气系统的辐射差额,定义：整个大气层的辐射差额(Qa*)等于其吸收的太阳短波辐射(Sa)和地面有效辐射(L*)减去向太空的长波辐射（L ），,Qa*= Sa + L* - L = Sa (L - L*),特点：由于大气直接吸收的太阳短波辐射很少，整个大气层的辐 射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其它的方式，例 如对流及潜热等来输送一部分热量给大气。,地-气系统的辐射差额,第二节 地面和大气辐射,第二章大气的热能和温度,二、地面及地-气系统的辐射差额,定义：若将地面和大气看作为一个整体，其辐射差额(Qe*)等于地面辐射差额与大气辐射差额之和，即等于地面、大气吸收的太阳短波辐射

22、 (K*+Sa) 减去大气上界的长波辐射（L ）：,Qe* = Q* + Qa* =K*+Sa -L ,特点：整个地气系统多年平均， Qe*= 0；35N35S间, Qe*0 ； 35N以北和35S以南， Qe*0。因此，为维持能量平衡，需将低纬地区盈余的热量输送至高纬地区，这种热量的输送主要是由大气环流和海洋环流来完成。,地面有效辐射 L*= L - L = 390-324 = 66 地面辐射差额 Q*=K* - L* = 168 - 66 =102 大气辐射差额Qa*=Sa+L*-L= 67+66-235= -102 地气系统辐射差额Qe*=Q*+Qe*=K*+Sa-L =168+67-2

23、35=0,全球年均地面太阳辐射分布 Annual global distribution of insolation (Kcal/cm2),全球年均地面辐射差额分布 Annual global distribution of net radiation (Kcal/cm2),全球地-气热交换 Global distribution of sensible heat,全球蒸发潜热分布 Global distribution of latent heat.,反射率不同 陆面反射率比水面的大约 1020；,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,一、海陆的增温和冷却的差异,热传导差异 海水

24、易流动、热传导快；,蒸发量差异 海面蒸发远大于陆面蒸发；,热容量差异 海水热容量远大于陆地。,海陆热力差异对大气温度影响 海陆热力过程的差异决定了陆地上气温变化大而快，海洋上气温变化小而慢。因此，某地方气温的变化很大程度上取决于其是否临近大片水域（海洋或湖泊等），而陆地对于一地区天气和气候的这种热力影响称为大陆度（Continentality）。,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,一、海陆的增温和冷却的差异,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,空气温度反映了其内能变化，可由热量交换引起或外界压力作功引起。前者气温变化称为非绝热变化(Diaba

25、tic process)，如辐射、分子/湍流传导、对流/平流、蒸发/凝结潜热；后者气温变化称绝热变化(Adiabatic process)，如绝热膨胀（上升）/压缩（下降）。,（一）气温的非绝热变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,辐射（Radiation）：如前所述，近地面大气对太阳短波辐射直接吸收很少，主要通过吸收地面有效辐射(L*)而增温。白天随着太阳高度角增大， L*逐渐增大，气温随之上升；夜晚随地面温度下降， L*逐渐减小，气温也随之下降。,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,热传导（Conduction ）

26、：空气与下垫面、相邻空气层之间，通过分子热运动进行的热量交换，又称感热交换/Sensible Heat Transfer (H)。单位时间里通过单位面积向上（下）输送的热量 H 为,其中，k为热扩散系数，CV为空 气定容比热， 为气温垂直梯 度a空气密度。 当 0，向上输热； 当 0，则H0，向下输热。,（一）气温的非绝热变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,对流/平流（Convection/Advection）：空气垂直运动/水平运动所引起的热量输送。若不考虑空气的压缩性，则对流（垂直）和平流（水平）引起的热通量分别为,其中，u和w分别为x和z方向的空

27、 气运动速度。,（一）气温的非绝热变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,蒸发潜热（Latent Heat Transfer (LE)：下垫面上水分（主要是海洋）蒸发时吸收其热量，这部分热量以潜热形式随水汽向上输送，在高空当水汽凝结时，潜热释放，从而大气间接地从下垫面或周围空气获得热量。,（一）气温的非绝热变化,H=LE,其中，L为蒸发潜热，J/kg，E为蒸发量mm， 为单位换算系数。,（二）气温的绝热变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却, 绝热过程： 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(Ad

28、iabatic process) 。 气块内部没有发生水相变化的绝热过程，称作干绝热过程(Dry adiabatic process)。 气块内部有发生水相变化的绝热过程，称作湿绝热过程(Wet adiabatic process)。,（二）气温的绝热变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,干绝热方程（ Poisson方程）：,热力学第一定律：dQ = dU+dW 状态方程：P=RT 两边微分得 ：Pd+dP=RdT 代入并整理得：dQ=CpdT-RTdP/p 定容比热与定压比热关系：CP=CV+R,Poisson方程：,dQ=0,（二）气温的绝热变化,第

29、三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,干绝热直减率（ ）：干绝热过程中，气块温度随高度的递减率。,所以：,P*P,证明：,（二）气温的绝热变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,二、空气的增温和冷却,湿绝热直减率（ ）：湿绝热过程中，气块温度随高度的递减率。,可证明：,T0、P0,T、P,z0,T0,T,z,T,T,L蒸发潜热，qs饱和比湿， 因此， 同时， 不是常数，是气温和气压的函数。,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,三、气温的个别变化和局地变化,（一）气温的个别变化,热力学第一定律：,热流量方程：,热流率：,气温个别变化：

30、 表示某一（运动）空气质点（微团）气温随时间的变化率。,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,（二）气温的局地变化,令,故,由于， 为速度分量，,对时间求导，得,气温局地变化：固定空间点处气温度随时间的变化率， 。,三、气温的个别变化和局地变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,气温局地变化：,结论：气温局地变化=个别变化+平流变化+对流变化,三、气温的个别变化和局地变化,（二）气温的局地变化,平流变化： = -（10-（-20）= -30C,个别变化：= -10-（-20）= 10C,局地变化：= 10-30= -20C,36小时后北京气温为 T36=T0+T=1

31、0-20=-10,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,气温局地变化方程（考虑绝热变化效应）：,平流（风速）变化项,对流-绝热变化项,热流量 变化项,气温 局地变化,三、气温的个别变化和局地变化,（二）气温的局地变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,温度平流变化项：,三、气温的个别变化和局地变化,（二）气温的局地变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,若上升，0，则,若下降，0，则,若上升，0，则,若下降，0，则,三、气温的个别变化和局地变化,（二）气温的局地变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度, 温度热流变化项：,若 dQ/dt

32、 0，则 ，即局地气温升高；,若 dQ/dt 0，则 ，即局地气温降低；,三、气温的个别变化和局地变化,（二）气温的局地变化,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,（一）大气静力稳定度概念,四、大气静力稳定度,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：不稳定、稳定、中性。,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,（二）判断大气稳定度的基本方法,四、大气静力稳定度,直接判断法,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,四、大气静力稳定度,间接判断法干空气,（二）判断大气稳定度的基本方法,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,四、大气静力稳定

33、度,T0,z0,T,a,c,T,（二）判断大气稳定度的基本方法,间接判断法饱和湿空气,第三节 大气的增温和冷却,第二章大气的热能和温度,四、大气静力稳定度,（二）判断大气稳定度的基本方法,大气稳定度三种情形,第四节 大气温度随时间的变化,第二章大气的热能和温度,一、气温的周期性变化,（一）日变化,特点：昼高夜低，最高和最低温度， 最高气温出现在14点左右，最低气温 出现在清晨4点左右。 日较差：一日中最高气温与最低气 温之差。低纬高纬；陆上海上；夏季冬季；晴天阴天；低海拨高海拨。,第四节 大气温度随时间的变化,第二章大气的热能和温度,一、气温的周期性变化,（二）年变化,特点：夏高冬低，月平均气温有一个最高 值和一个最低值。陆地：北半球七月最高、 一月最低，南半球相反；海洋：比陆地迟 后一个月左右。 年较差：一年中月平均最高气温与月平均 最低气温之差。高纬低纬； 陆海；低海拔高海拔； 年变化类型