中山大学大气科学基础期中复习

1、大气科学基础期中复习,大气科学基础,大气圈的基本结构,大气演变的描述 基本气象要素,大气内最基本的热力、动力及相态变化过程,静力学和大气动力学基础,大气热力学,辐射过程,大气水分的相态变化,主要内容： 绪论 大气概述、气象要素的特征、变化和分布 大气静力学 大气动力学基础 太阳、地面和大气的辐射,大气概述,大气圈的组成 基本情况以及温室气体 大气圈的结构 垂直分层以及各层的特点,从地面到100千米高度的大气可看为三个部分组成： 干洁大气：不包含水汽和气溶胶粒子的纯净大气 水汽： 气溶胶质粒：悬浮于空气中的液体和固体粒子,Water vapor has several very importan

2、t functional roles on our planet: 1. It redistributes heat energy on the Earth through latent heat energy exchange. 2. The condensation of water vapor creates precipitation that falls to the Earths surface providing needed fresh water for plants and animals. 3. It helps warm the Earths atmosphere th

3、rough the greenhouse effect.,气溶胶粒子对辐射的吸收和散射、云雾降水的形成、大气污染以及大气光学与电学现象的产生都具有重要的作用。 气溶胶粒子的来源可分为人工源和自然源两大类。,大气的物理性质和化学性质无论在水平方向还是在垂直方向上都是不均匀的 按照大气的化学成分划分，大气垂直方向可分为均质层和非均质层 按照大气的压力结构划分，大气垂直方向可分为气压层和逸散层 按照大气的电离结构划分，大气可分为电离层和磁层 按照温度变化划分，大气在垂直方向可分为：对流层、平流层、中间层、热层以及外层,Vertical change in average global atmosph

4、eric temperature,气象要素的特征、变化和分布,影响温度变化的因子（辐射加热、潜热加热以及与周围的热量交换） 温度的时间演变特征 温度的空间分布特征,温度,大气中常见的气压型 全球气压分布的基本特征,气压,影响风的因子（科氏力、地转风、摩擦力的作用等） 山谷风和海陆风 全球风系（及其与气压型的联系）,风,Temperature of absolute zero, the ice point of water, and the stream point of water using various temperature measurement scales,converts te

5、mperature from Fahrenheit to Celsius and vice versa : Celsius = (Fahrenheit - 32) * 5/9Fahrenheit = Celsius * 9/5 + 32 converts temperature from Celsius to Kelvin Kelvin=Celsius +273,摄氏、华氏以及开氏温度的相互转换,影响局地气温变化的因子,太阳辐射加热 冷暖平流 凝结、蒸发潜热 云覆盖,冷（暖）平流,空气的温度平流空气平流运动传热过程引起局地气温变化称为温度平流,warm,cold,T1,T2,T3,T4,war

6、m,cold,T1,T2,T3,T4,如果风向与水平温度梯度的交角小于900暖平流,如果风向与水平温度梯度的交角大于900冷平流,气温的空间变化,热带地区温度高，中高纬度地区温度低 夏季海洋比陆地温度低，冬季海洋比陆地温度高 海洋上温度分布相对均匀 由于下垫面的不均匀，形成了许多的冷暖中心（如：西伯利亚、格陵兰等是冷中心；澳大利亚、非洲等地形成暖中心） 山脉南麓气温高，北麓气温低,天气图中最常见的5种气压形势,高压,低压,鞍型场,槽线,脊线,全球气压分布特征,全球气压带的分布特征是由太阳辐射、地球自转效应、海陆分布等因子决定的。 总体而言，可分为四大气压带，即：极地高压带(Polar High

7、)、副极地低压带(Subpolar Low)、副热带高压带(Subtropical High)、赤道低压带(Equatorial Low) 由于由于海陆分布的差异，上述的气压带并不随纬度均匀分布，在海平面气压图上表现为永久性和季节性的大气活动中心,海平面气压场上的大气活动中心 半永久性活动中心 太平洋副高、大西洋副高、冰岛低压、阿留申低压、格陵兰高压 季节性活动中心 西伯利亚高压、北美高压、亚洲热低压、北美低压 为什么半永久性活动中心出现于海洋，而季节性活动中心出现于大陆？,地球自转作用三圈环流的形成,赤道地区受热上升的气流，流向极地；在地球自转偏向力的作用下，逐步变为偏西气流，阻滞了空气的北

8、上，在300附近积聚下沉；下沉到达地面后一支回流赤道，形成了Hadley环流圈；另一支继续北上，与极地下沉的南流气流在600附近汇合上升；上升到高空一支南流形成中纬度Ferrel环流圈；一支北流形成极地环流圈。,与三圈环流相对应，是所谓的“三风四带”，即： 极地东风(Polar Easterlies) 中纬度西风(Westerlies) 低纬度信风(Trades) 极地高压带(Polar High) 副极地低压带(Subpolar Low) 副热带高压带(Subtropical High) 赤道低压带(Equatorial Low) 赤道低压带又称为热带辐合带(InterTropical Co

9、nvergence Zone)，简称ITCZ，它是南北半球两支信风在赤道地区汇合而形成的低气压区,大气中水汽的含量虽然不多，却是大气中极其活跃的成分，在天气和气候中扮演着重要的角色。大气中的水汽含量有很多种测量方法，日常生活中人们最关心的是水汽压、绝对湿度和相对湿度。 水汽压（e）是大气压力中水汽的分压力，和气压一样用百帕来度量。以前气压和水汽压常以水银柱的毫米数来测度，1百帕0.75008毫米水银柱。在一定温度下空气中水汽达到饱和时的分压力，称为饱和水汽压(E)。饱和水汽压随着气温的升高而迅速增加。 绝对湿度(a)指单位体积湿空气中含有的水汽质量，也就是空气中的水汽密度，单位为克/厘米3或千

10、克/米3。绝对湿度不容易直接测量，实际使用比较少。 相对湿度(f)指空气的水汽压e与同一温度下的饱和水汽压E之比，以百分数表示。相对湿度的大小表示空气接近饱和的程度。当f=100时，表示空气已经达到饱和；未饱和时，f100；过饱和时f100。相对湿度的大小不仅与大气中水汽含量有关，而且还随气温升高而降低。,描述湿度变化的物理量,比湿（q）:水汽质量与同一容积中空气的总质量的比值，单位为克/克或者克/千克。表达式： 混合比（r）：水汽质量与同一容积中干空气质量的比值，单位为克/克或者克/千克。表达式：,饱和差（d）:在某一温度下，饱和水汽压与实际水汽压之差，表达式： 露点温度(Td)：. 保持空

11、气中的水汽含量不变，而使之降低温度，当水汽因降温而达饱和时之温度，即 为露点温度。露点温度也可用来表示水气含量的多寡，露点温度愈高，则表示空气中水气含量愈多。,大气静力学,大气静力学方程 静止大气中的力（重力和重力位势） 静力学方程: 静力平衡过程 压高公式静力学方程的积分形式 均质大气、等温大气、多元大气以及标准大气 压高公式的应用（计算不同高度的气压、天气系统的垂直结构）,什么是大气静力学？,大气静力学研究静止大气所受到的作用力以及在力的作用下质量和压强分布规律的科学称为大气静力学,大气静力学基本方程,静止大气中的力 静力学方程 为什么大尺度大气满足静力平衡条件,静力学方程得到的推论,dz

12、0时dp0，说明气压随高度是下降的 由于g随高度的变化很小，所以气压随高度下降的快慢主要取决于密度。大气层低层密度大，气压随高度下降快；大气层高层密度小，气压随高度下降的慢 将静力学方程从任意高度z积分到大气上界，得,表明任意高度z处的气压等于从该高度到大气上界的单位截面积气柱所受的重力。,均质大气的压高公式,所谓均质大气，即假定大气密度不随高度变化（密度为常数）的大气。对静力学方程积分：,均质大气压高公式,等温大气的压高公式,气温不随高度变化的大气称为等温大气,积分后可得,多元大气的压高公式,温度随高度线性递减的大气，称为多元大气。当温度的垂直递减率为,时，z高度处的温度可表示为,这样，静力

13、学方程,可表示为,上式积分后可得,多元大气中，气压随高度变化与温度的垂直递减率有关，温度随高度递减得快，气压随高度递减得也快。,压高公式的应用,1、利用压高公式可以计算出不同高度的气压值 2、利用压高公式分析天气系统的垂直结构,到底哪种类型的气旋、反气旋能延伸到较高的高度呢？,深厚系统：暖高压、冷低压（冷涡） 浅薄系统：冷高压、热低压 另外 气旋中心随高度向冷区倾斜 反气旋中心随高度向暖区倾斜,上述现象可以用压高公式进行解释,温度高时，同一等压面位势高度增加的快,低压系统向冷区倾斜,高压系统向暖区倾斜,浅薄的热低压,浅薄的冷高压,影响风的因子,气压梯度力 Coriolis力 摩擦力,The c

14、omplete equation (Ignoring frictional effects),Scale analysis,Even though the equation has been simplified by excluding Frictional effects and combining the Centrifugal force with the Gravitational force, it is still a complicated equation. To further simplify, a process known as Scale analysis is e

15、mployed. We simply assign typical scale values to each element and then eliminate those values which are SIGNIFICANTLY smaller than the rest,Simplified Equation of Motion,大气中的平衡运动,（1）地转风 （2）梯度风 （3）热成风,（1） 地转风,地转风是在水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡的风，无加速度、无摩擦的空气水平运动,Geostrophic Wind,L,H,980 mb,984 mb,988 mb,PGF,Co

16、,V,Eventually the Coriolis and PGF balance each other. Since there is no unbalanced force, there is no acceleration. The wind continues to move at constant speed in a straight line (remember, no Friction). This is called:,Geostrophic Wind,地转风公式,地转风的矢量公式：,风压定律（白贝罗定律）,地转风与等压线平行，在北半球，地转风指向气压梯度力的右方，在南半球

17、，地转风指向低压梯度力的左方。即背风而立，北半球低压在左，高压在右；南半球相反，低压在右，高压在左，这就是风压定律或称白贝罗定律。,（2） 梯度风,地转风只解释了大气作等速直线运动的情况，但大气的运动通常是曲线运动。 无切向加速度，无摩擦的大气水平运动称为梯度风。,The balance of forces that create a gradient wind in the Northern Hemisphere (PGF = pressure gradient force; CF = Coriolis force; Ce = centripetal force; http:/regents

18、/Regents/physics/phys06/bcentrif/ ). In this diagram, CF = Ce + PGF for the low, and PGF = CF + Ce for the high.,梯度风方程,梯度风是水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力三者相平衡时的风。,（3） 热成风,由于温度水平分布不均匀引起的地转风随高度会发生变化 热成风是上层地转风与下层地转风的矢量差 用水平位势梯度表示的地转风公式,热成风方程,热成风的方向,在给定的两个等压面之间，只要有平均温度的水平梯度存在，就必定有热成风，这时地转风一定随高度而变。,热成风方向与

19、气层的水平平均温度梯度相垂直。在北半球，热成风指向水平平均温度梯度的右方，在南半球，热成风指向水平平均温度梯度的左方；换言之，背热成风而立，在北半球，低温区在左，高温区在右；南半球反之。,热成风的方向,(1) 摩擦对风的影响 (2) 局地风环流,大气边界层中的风,为什么低气压往往与降水等天气相伴随？而高气压区却总是晴朗天气？,因为低气压区伴随着上升运动，而高气压区却总是下沉运动。,为什么低气压往往伴随着上升运动？而高气压区却总是下沉运动？,自由大气的大尺度运动是准地转运动，亦即是地转偏向力和气压梯度力的平衡。 在北半球，地转偏向力与风向垂直，且偏向右侧 因此，在北半球，低气压对应着逆时针的气旋

20、运动；高气压对应着顺时针的反气旋运动,边界层中风向与水平气压场的关系： 在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方，南半球反之。,边界层摩擦作用使气旋区辐合上升，反气旋区辐散下沉,局地风环流,局地热力效应所产生的环流 山谷风 海陆风,第三章 太阳、地面和大气的辐射,1 辐射的基本知识 2 太阳辐射 3 地面和大气辐射 4 地面、大气及地气系统的辐射平衡 5 温室气体效应,1 辐射的基本知识,（1）辐射和辐射能 （2）辐射光谱 （3）物体对辐射的吸收、反射和透射 （4）辐射的基本定律,辐射：以电磁波传递能量的过程 热辐射：由于热的原因而发生的辐射,热辐射是电磁波，它有一般电磁波的共性，即它是

21、以光速在空间传播的。有下列关系成立：,式中：C 速度 f 频率 波长,（1）辐射和辐射能,辐射，指物体以电磁波形式传播能量的过程，通过辐射过程传播的能量成为辐射能。 所有物体，只要它的温度高于绝对0度，都要以电磁波形式向外辐射能量； 辐射能的传播不需要介质； 辐射能在传播过程中会被吸收或者被反射； 物体在辐射过程中会消耗能量：消耗本身内能或者需要外界供给能量； 传播辐射能的电磁波具有不同的波长。,热辐射（温度辐射），物体减少本身的内能或者是物体吸收外界传来的热量而产生的辐射。,太阳辐射的波长范围主要在0.15-4微米 太阳短波辐射 地面和大气的辐射波长范围在3-120微米 地面长波辐射、大气长

22、波辐射,Suns energy 0.35 m； Earths energy 350 m,This accounts for about half of the suns output. About 10% is UV, and 40% is infrared.,Earths output focus on thermal infrared.,辐射通量、辐射通量密度、辐射强度和辐射亮度物理意义,辐射通量：单位时间灯泡的总辐射能量（W） 辐射通量密度：单位时间单位面积的辐射能量（ Wm-2） 辐射强度：单位时间单位立体角的辐射能量（ Wsr-1） 辐射亮度(L)：选定方向上，单位立体角中单位面积的

23、辐射通量,（2）辐射光谱,辐射能，以电磁波的形式传播的。对于一个辐射体，它所发射的辐射能可以包含各种各样的波长。,为了准确地描述辐射能的性质，需要引入一个能确定辐射能按照波长分布的函数辐射光谱,设一物体的辐射通量密度为F，在波长至+d的辐射能力为dF，则：,F是单位波长间隔内的辐射出射度，它随波长而变，称为分光辐射出射度，或称为单色辐射通量密度，又称为辐射能随波长的分布函数。不同的辐射体有不同的分布函数。辐射体全波长的辐射能可由积分得到：,（3）物体对辐射的吸收、反射和透射,70,光辐射大家是熟悉的。当一束光投在一物体上后，一部分被吸收，一部分被反射，还有一部分穿过物体。热辐射也有同样的性质。

24、 投射辐射为Q, 如图，其中：,吸收：Q 反射：Q 穿透：Q,辐射能守恒：,或：,Q,吸收比(率)：,反射比(率)：,穿透比(率)：,（3）辐射的基本定律,Kirchhoffs Laws Planck Radiation Law（黑体辐射） The Wien and Stefan-Boltzmann Laws （黑体辐射）,任何0K以上温度的物体都会发射各种波长的电磁波，这种由于物体中的分子、原子受到热激发而发射电磁波的现象称为热辐射。热辐射具有连续的辐射谱，波长自远红外区到紫外区，并且辐射能按波长的分布主要决定于物体的温度。下面介绍热辐射的一些基本定律。,Kirchhoffs Laws,基尔

25、霍夫定律，研究热辐射的基础，它说明了一定温度下物体辐射能力与吸收率之间的关系； 基尔霍夫定律表明，在辐射平衡条件下，任一物体的单色辐射能力与物体对该波长的吸收率之比值，是一个温度与波长的普适函数，而与物体的性质无关：,如果该物体对某一波长为黑体，吸收率等于1，这样普适函数就和黑体的辐射能力相等。因此，基尔霍夫定律也可以表达为：任何物体的辐射能力与其吸收率之比等于相同温度下的黑体辐射能力。 基尔霍夫定律的意义：把物体的吸收率、放射率和黑体辐射联系在一起。,Planck Radiation Law,The primary law governing blackbody radiation is t

26、he Planck Radiation Law, which governs the intensity of radiation emitted by unit surface area into a fixed direction (solid angle) from the blackbody as a function of wavelength for a fixed temperature.,对应任一温度，单色辐射出射度随波长连续变化，且只有一个峰值，对应不同温度的曲线不相交。因而温度能唯一确定单色辐射出射度的光谱分布和辐射出射度（即曲线下的面积） 单色辐射出射度随温度的升高而增大

27、 单色辐射出射度的峰值随温度的升高向短波方向移动,The Wien and Stefan-Boltzmann Laws,The Wien Displacement Law, and the Stefan-Boltzmann Law are illustrated in the following equations.,对普朗克公式积分可得,对普朗克函数求波长曲线极值可得,2 太阳辐射,（1）太阳光谱和太阳常数 （2）大气上界的太阳辐射 （3）太阳辐射在大气中的衰减 （4）到达地面的太阳辐射,（1）太阳光谱和太阳常数,太阳辐射能量随波长的分布称为太阳辐射光谱 根据Stefan-Boltzmann

28、定律推算太阳表面温度约为6000K。 根据Wien位移定律可以计算出太阳辐射能力峰值所对应的波长为0.475微米（相当于青光部分） 太阳的全部辐射能中，波长在0.15-4.00微米之间的占99%以上。紫外光区（0.76微米）占43%。因此，太阳辐射被称为短波辐射。,太阳光谱,太阳辐射光谱,(2) 大气上界的太阳辐射,太阳辐射在大气上界的时空变化是由太阳和地球间的天文位置决定的，又称为天文辐射。除太阳本身的变化外，太阳在大气上界辐射量主要取决于日地距离、太阳高度和白昼长度3个因子。,日地距离因子的影响,假定太阳辐射能恒定不变，我们有,r0日地平均距离 S0太阳常数 r太阳到大气层上界的实际距离

29、S到达大气层上界的太阳辐射,大气上界与阳光垂直的表面上太阳辐射强度与日地距离平方成反比。,（3）太阳辐射在大气中的衰减,可以看出，到达地表的太阳辐射同大气上界的太阳辐射具有很大的差别。这是因为太阳辐射通过大气时，大气对辐射有吸收、散射、反射等作用，太阳光谱中不同的波长将受到不同程度的削弱，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面。,太阳辐射在大气中的散射,光通过密度或折射率分布不均的介质时，除光的传播方向外，在其它方向也可见到光，这种现象称为散射，在传播方向以外的光称为散射光。 瑞利散射（分子散射），太阳辐射遇到直径比其波长小的空气分子发生的散射。瑞利散射是有选择性的，波长越短散射越强。太阳

30、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。雨后天晴，天空呈青兰色就是因为辐射中青兰色波长较短，容易被大气散射的缘故。,粗颗粒散射（米散射），太阳辐射遇到悬浮在空气中的烟尘、水滴等比波长尺度大的颗粒时所发生的散射。粗颗粒散射是没有选择性的，各个波长的辐射都同样的被散射，因此也称为漫散射。如空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色的。,太阳辐射在大气中的反射 大气中云层和较大颗粒的埃尘能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去。反射对各波长没有选择性，所以反射光呈白色。 其中反射最明显的是云。不同的云量，不同的云状，云的不同厚度所发生的反射

31、是不同的。高云平均反射25，中云平均反射50，低云平均反射65，很厚的云层反射可达90。笼统地讲，云量反射平均达5055。,(4) 到达地面的太阳辐射,到达地面的太阳辐射包括了直接投射到地面上的直接辐射和以散射的形式到达地面的散射辐射两部份 直接辐射 太阳以平行光线的形式，投射到地面上的那一部份辐射能，称为直接辐射。通常以到达水平面上的太阳直接辐射的辐照度来表示直接辐射的大小。 由于太阳常数变化很小，及日地距离的变化影响不大，所以太阳直接辐射的大小主要是由太阳高度角和大气透明度所决定的。,散射辐射 太阳辐射在通过大气时受到散射，其中散射向地面的那一部份能量以及云层等向地面反射的一部份太阳辐射，

32、统称为天空漫射辐射，习惯上称为散射辐射。所以散射辐射可以说是地平面上每单位时间在单位面积上接收到的来自天空一切方向的散射辐射及反射的短波辐射量。,总辐射 同时到达地面（水平面）的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为总辐射。 显然，总辐射量的大小决定于直接辐射和散射辐射。也就是说它与太阳高度角、大气透明系数、云量等因子有关，但主要决定于直接辐射。,地面对太阳辐射的反射 直接辐射和散射辐射到达地面时，将要受到地面的反射。 对于研究地面的辐射能收入来说，必须知道地面的反射辐射的能力。地面的反射辐射能力可以用反射率来表示。对于不同性质的下垫面，其反射率的大小是不一样的。,3 地面和大气辐射,（1）地面和大

33、气的长波辐射 （2）大气对长波辐射的吸收 （3）大气逆辐射和地面有效辐射 （4）射出长波辐射,（1）地面和大气的长波辐射,地面辐射，由地面发射的指向大气的电磁波辐射。它大部分被大气吸收，只有小部分直达宇宙空间。 大气辐射，大气发射的长波辐射，它一部分向下到达地面，一部分被周围大气吸收，只有小部分到达宇宙空间。,式中，和分别地面和大气的相对辐射率，又称为比辐射率。因为地球表面和大气不是严格的黑体，因此要乘上和这两个系数。,Stefan-Boltzmann Law,不同性质下垫面的相对辐射率,地面的平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约为250K，在这样的温度下，它们的热辐射， 95以上的能

34、量集中在3120m的波长范围内。都是属于肉眼不能直接看见的红外辐射。其辐射能最大所对应的波长在1015 m范围内。地面和大气的辐射称为长波辐射。,（2）地面和大气长波辐射的特点,大气对长波辐射的吸收,大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质的分布有关，而且还与大气的温度、压强等有关。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、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样具有选择性； 水汽对长波辐射的吸收最为显著，除812微米波段的辐射外，其它波段都能吸收，并以6微米附近和24微米以上波段的吸收最强。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作用更强一些，厚度大的云层，同黑体相仿，所以可把云体表面当作黑体表面；,（3）大气逆辐射和地面有效辐射,大气逆辐射