《气象学最后》PPT课件.ppt

1、气象学与气候学Meteorology and Climatology,本学科的研究对象主要包括三个, 即:气象学、天气学和气候学,（一）大气圈概述 （二）水圈、陆地、冰雪圈和生物圈概述,（一）主要气象要素 （二）空气状态方程,第一章引论,b. 气象学的研究对象 地球上的大气 其中主要内容有（P1）气 能 本 用 （大）气 大气一般的组成、范围、结构及各种 要素等 能（量） 大气现象的发生、发展及能量来源 本（质） 探求大气现象的本质及其变化规律； （应）用 将大气现象中的规律应用于实践,气象学（Meteorology）,气象学与气候学的发展简史,1.萌芽时期 2. 发展初期 3. 发展时期,大

2、气的垂直分层,2 大气的结构,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：,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）,太阳辐射,（一）什么是辐射,一、辐射的基本知识,二、太阳辐射,（二）物体对辐射的吸收、反射和透射,（三）辐射差额 （四）辐射的基本定律,（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的衰减 1、大气对太阳辐射的吸收 2、大气对太阳

3、辐射的散射 3、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 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,第一节 太阳辐射,（一）辐射与 辐射能,2、辐射能：通过辐射传播的能量，称为辐射能，也简称为辐射。太阳辐射就是以光速从太阳向四周发射的。,1、辐射：自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。 特点：辐射透过空间并不需要媒介物质，真空中也可以进行能量的传输,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,（四）辐射的基本定律 1、基尔霍夫定律 2、斯蒂芬

4、波尔兹曼定律 3、维恩定律,辐射的基本定律,基尔荷夫(kirchoff)定律(选择吸收定律),定律,在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(e,T) 与物体对该波长的吸收率(k,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。,E,T只是波长和温度的函数。,eK E(，T),斯蒂芬波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律,黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。即：,ET T 4,式中5.6710-8W.m-2.K-4为斯蒂芬波尔兹曼常数。,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得其表面温度。 物体温度愈高，其放射能力愈强。,mC/T

5、 或 m T=C,如果波长以nm为单位，则常数C2896nm K, 于是(3-6)式为：,维恩(Wien)位移定律,绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(m) 与其本身的绝对温度(T)成反比。即：,mT2896nmK,二、太阳辐射 （一）太阳辐射光谱和太阳常数 1、太阳辐射光谱：,太阳辐射中辐射能按波长的分布,可把太阳辐射看作为黑体辐射，斯玻定律和维恩定律都可应用于太阳辐射。 太阳辐射最强的波长为0.475m，相当于青光。,三个光谱区： 紫外线光谱区（波长小于0.4m） 可见光光谱区（波长在0.40.76m） 红外线光谱区（波长大于0.76m）。,太阳辐射,（一）什么是辐射,一、辐射的基本知识,

6、二、太阳辐射,（二）物体对辐射的吸收、反射和透射,（三）辐射差额 （四）辐射的基本定律,（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的衰减 1、大气对太阳辐射的吸收 2、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 （三）到达地面的太阳辐射 （四）地面对太阳辐射的反射,（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99%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太阳辐射能。,吸收作用,氧、臭氧、水汽和CO2,减弱方式,主要的吸收成分吸收具有的选择性,各成分的吸收波段,（2）散射分类 分子散射（雷莱散射）有选择性,

7、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。 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。波长较短的可见光为青蓝紫光，这是天空蓝色的原因。,粗粒散射没有选择性 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，使天空呈现灰白色，也叫漫射。,太阳辐射,（一）什么是辐射,一、辐射的基本知识,二、太阳辐射,（二）物体对辐射的吸收、反射和透射,（三）辐射差额 （四）辐射的基本定律,（一）太阳辐射光谱和太阳常数 （二）太阳辐射在大气中的衰减 （三）到达

8、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,（三）到达地面的太阳辐射,有两部分： 1、直接辐射：太阳以平行光线的形式直 接投射到地面上。 2、散射辐射：经过散射辐射后自天空投射到地面上。 二者之和称为总辐射。,（三）到达地面的太阳辐射,1、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：太阳高度角、大气透明度,（1）太阳高度角（h)：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，原因有两点,h越小，等量的太阳辐射散布的面 积就越大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小。, h越小，太阳

9、辐射穿过的大气层越厚,O点的地平线,h1 h2,AO CO,太阳辐射被减弱也较多（吸收、 反射、散射等），到达地面的直 接辐射就较少。,（2）大气透明度,I为到达地面的太阳辐射强度 I0为太阳位于天顶时的大气上界的辐射强度,大气干净的程度。它取决于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少。这些物质越多，大气透明度越差。如西北的沙尘暴遮天蔽日，飞沙走石，白天尚需电灯透明度低，而大雨大雪后的天空是澄净的大气透明度高。,大气透明度可以用透明系数来表示（p）,实质上p表示太阳辐射穿过大气后的削弱程度，若p=0.8 就表示削弱了20% ，若=1则大气透明度为 最大。,综合考虑太阳高度角和大气透明度，可

10、用布格公式表示,到达地面的太阳辐射的多少，最主要是受到太阳高度角的影响。,P决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少；多，大气透明度差， P小，太阳辐射被减弱得多，到达地面的太阳辐射相应减少。,2、散射辐射：太阳高度角、 大气透明度,天空散射辐射就是大气对空中的太阳直接辐射进行散射及反射而产生的。 h 大，到达近地面的直接辐射增强，散射辐射也相应增强；h小，弱。（与直接辐射同向） 大气透明度，不好，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；好，减弱。（与直接辐射反向） 云：能强烈地增大散射辐射。 日、年变化，也主要决定于h的变化，一日内正午前后最强，一年内夏季最强。,太阳散射辐射随时间空间

11、的变化 规律：,太阳高度角（h),大 散射辐射强 小 散射辐射弱,大气透明度（p）,大 散射辐射弱 小 散射辐射强,3、总辐射,总辐射=直接辐射+散射辐射,二者都达到最大值,相等,只有散射辐射,直接辐射0,8,（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。 陆地表面对太阳辐射的反射率为10%30%。其中深色土浅色土；粗糙土平滑土；潮湿土干燥土。雪面的反射率很大为90%；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。,不同性质下垫面的反射率,深色土壤小于浅色土壤。,潮湿土壤小于干燥土壤。,新

12、雪表面大于陈雪表面。,可见，即使到达地面的总辐射的强度一样，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要原因之一。,太阳辐射,（一）什么是辐射,一、辐射的基本知识,二、太阳辐射,（二）物体对辐射的吸收、反射和透射,（三）辐射的基本定律,（一）太阳辐射光谱和太阳常数 （二）太阳辐射在大气中的衰减 （三）到达地面的太阳辐射 （四）地面对太阳辐射的反射,上节课回顾,第二节地面和大气的辐射,（一）地面、大气的辐射的概念及共性,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射,二、地面及 地-气系统的辐射差额,（二）地面和大气长波辐射的特点,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,（一）地面

13、的辐射差额 （二）大气的辐射差额 （三）地-气系统的辐射差额,（一） 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放射能量，地面吸收太阳辐射后（45%-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，这就是地面辐射。,大气对太阳辐射的吸收很少,但能强烈的吸收地面的辐射，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，叫大气辐射。,1、地面辐射：,2、大气辐射：,大气逆辐射：由大气到达地面的那部分长波辐射。 大气辐射中向下的那一部分因为刚好和地面辐射相反，故称大气逆辐射。,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,1、 大气逆辐射与大气的保温效应：

14、,月球表面没有大气，因而没有大气的保温效应，白天太阳辐射的地方温度可达127 ，夜晚则降到-183 。,1、 大气逆辐射与大气的保温效应：,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖的作用。,大气保温效应,大气逆辐射的结果：大气对地面的保温作用,2、地面有效辐射,地面辐射与大气逆辐射是经常存在的，地面放出辐射和地面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射。,F0,地面有效辐射,F0 在通常情况下为正，是地面通过长波辐射失去热量 F0 为负时（逆温、潮湿），是地面通过长波辐射获得热量,Eg,地面辐射,地面吸收的大气逆辐射,（

15、三）大气逆辐射和地面有效辐射,影响地面有效辐射因子：地面温度、空气温度、空气湿度和云量.,地面温度高,有效辐射大,地面失热多,空气温度高,有效辐射小,地面失热少,空气湿度大,有效辐射小,地面失热少,云量大,有效辐射小,地面失热少,2、地面有效辐射,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,逆温、高海拔、夜间风大时,地面和大气的辐射,（一）地面、大气的辐射的概念及共性,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射,二、地面及 地-气系统的辐射差额,（二）地面和大气长波辐射的特点,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,（一）地面的辐射差额 （二）大气的辐射差额 （三）地-气系统的辐射差额,为正时地面有热量积累，地面温度将上

16、升 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,（一）地面的辐射差额：,地面吸收的辐射与放出的辐射之差。,即 地面的辐射差额=地面得到的能量地面失去的能量,地面得到的太阳辐射能+大气逆辐射,地面辐射,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=收入辐射支出辐射,地面的辐射差额：,地面和大气的辐射,（一）地面、大气的辐射的概念及共性,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射,二、地面及 地-气系统的辐射差额,（二）地面和大气长波辐射的特点,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,（一）地面的辐射差额 （二）大气的辐射差额 （三）地-气系统的辐射

17、差额,定义：大气得到的辐射能与大气失去的能量之差,大气直接吸收的太阳辐射+地面辐射,大气逆辐射+大气辐射到宇宙空间,得失,整个大气层的辐射差额为负值， 也就是说，大气是通过辐射能量来失去热量的。,短波,长波,(二)大气的辐射差额：,得,失,地面和大气的辐射,（一）地面、大气的辐射的概念及共性,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射,二、地面及 地-气系统的辐射差额,（二）地面和大气长波辐射的特点,（三）大气逆辐射和地面有效辐射,（一）地面的辐射差额 （二）大气的辐射差额 （三）地-气系统的辐射差额,（三）地气 系统 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出的辐射之差就是地气系

18、统的辐射差额 得: 地面吸收的太阳辐射能(Q+q)(1-a) 大气吸收的太阳辐射qa 失： 透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙空间 的能量F 得失：Rs= (Q+q)(1-a) +qa-F,第三节、 大气的 增温和 冷却,一、海陆的增温和冷却的差异（自学、归纳）,二、空气的增温 和冷却,非绝热变化： 几种基本形式,绝热变化,三、大气静力稳定度,第二章 大气的热能和温度,第三节 大气的增温和冷却,反射率：陆地反射率大，地面对太阳辐射量吸收少/水面反射率小，水面对太阳辐射量吸收多 透明率：陆面低透明率，降低地面对太阳辐射量吸收/ 热传递方式：单种方式，增加热量交换/ 海水有充足的水源，它的蒸发量

19、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 热属性：比热小，变温需要热量值小，变温迅速 水 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 海陆差异,结论：陆地受热快，冷却也快，温度升降变化大。海洋升温和冷却都较慢，且日较差和年较差都比陆地小。陆地是急性子，海洋是慢性子。,绝热与非绝热变化,绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。,非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。,二、空气的增温与冷却,1、气温的非绝热变化 （外界传递热量的方式）,传导 辐射 对流 湍流 蒸发 凝结,二、空气的增温与冷却,二、空气的增热和冷却,(一)

20、气温的非绝热变化 1.传导：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 。 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。,2.辐射：物体之间不停地以辐射方式交换着热量。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。,3.对流：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。通过对流、上下层空气互相混合，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

21、重要方式。 4.湍流：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。,5.蒸发(升华)和凝结(凝华)： 水在蒸发(或冰在升华)时要吸收热量；相反，水汽在凝结(或凝华)时，又会放出潜热。如果蒸发(升华)的水汽，不是在原处凝结(凝华)，而是被带到别处去凝结(凝华)，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

22、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。,2、干绝热过程(Adiabatic process) 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。 干绝热过程： 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。 大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的,气温的绝热变化,4、干绝热直减率 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。 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,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

23、起始温度为 ，干绝热上升 高度后，其温度 为：,与 比较 必须注意： 与 （气温直减率）的含义是完全不同的。 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； 而 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、小于或者等于 。,g,g,5、湿绝热变化过程、湿绝热直减率 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)。 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 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。 水汽既已是

24、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。 所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d。,湿绝热直减率 湿绝热直减率的表达式可写成 当饱和湿空气上升时， ，则 ； 下降时， ，则 所以 总小于 。,1、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。 若空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，则有可能出现三种情况： 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，对于该空气团而言是稳定的(stable) 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，对于该空气

25、团而言是不稳定的(unstable) 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性气层(neutral),三、大气稳定度,3、判断大气稳定度的基本方法 大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减率（ ）与上升空气块的干绝热直减率（ ）或湿绝热直减率（ ）的对比来判断。 考虑干绝热的情况：当起始温度为 的干空气或未饱和的湿空气块上升高度 时， 其温度变为 , 而周围的空气温度变为 。 因为起始温度相等,即 。则得判断稳定度的公式,（ ）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。 当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向相反，层结是稳定的； 当

26、，若 ，则 ，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的； 当 ，若 ，层结是中性的。,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 。 得 结论： 当 时，层结稳定； 当 时，层结不稳定； 当 时，层结中性,综上所述可以得出以下几点结论： 愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。如果 很小，甚至等于0（等温）或小于0（逆温），将会抑制对流发展。 当 时，不论空气是否达饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为绝对稳定；当 时则相反，因而称为绝对不稳定。 当 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；而对于作垂直运动的未饱和的空气来说，大气是处于稳定

27、状态的。这种情况称为条件不稳定状态。 如果知道了某地气层的 值，就可以利用上述判据，分析当时的大气稳定度。,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,第四节 大气温度随时间变化,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。 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。 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。 由于在热量收支平衡中，太阳辐射处于主

28、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。 气温还会因大气的运动而有非周期变化。,1. 气温的周期性变化,1、气温的日变化 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 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 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,太阳辐射,地面温度,大气（温度）,短波,长波,最大值,12点,13点,14-15点,原因,太阳高度角最大,12点之后地面热量仍然得大于失，温度还要上升

29、一段时间,大气接收地面辐射需要一个过程而不是瞬间,2、干绝热过程(Adiabatic process) 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。 干绝热过程： 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。 大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的,气温的绝热变化,4、干绝热直减率 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。 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,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

30、 高度后，其温度 为：,与 比较 必须注意： 与 （气温直减率）的含义是完全不同的。 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； 而 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、小于或者等于 。,g,g,5、湿绝热变化过程、湿绝热直减率 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)。 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 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。 水汽既已是饱和的，它会因为上升冷却

31、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。 所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d。,湿绝热直减率 湿绝热直减率的表达式可写成 当饱和湿空气上升时， ，则 ； 下降时， ，则 所以 总小于 。,1、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。 若空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，则有可能出现三种情况： 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，对于该空气团而言是稳定的(stable) 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，对于该空气团而言是不稳定的(uns

32、table) 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性气层(neutral),三、大气稳定度,3、判断大气稳定度的基本方法 大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减率（ ）与上升空气块的干绝热直减率（ ）或湿绝热直减率（ ）的对比来判断。 考虑干绝热的情况：当起始温度为 的干空气或未饱和的湿空气块上升高度 时， 其温度变为 , 而周围的空气温度变为 。 因为起始温度相等,即 。则得判断稳定度的公式,（ ）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。 当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向相反，层结是稳定的； 当 ，若 ，则 ，加速度与位

33、移方向一致，层结是不稳定的； 当 ，若 ，层结是中性的。,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 。 得 结论： 当 时，层结稳定； 当 时，层结不稳定； 当 时，层结中性,综上所述可以得出以下几点结论： 愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。如果 很小，甚至等于0（等温）或小于0（逆温），将会抑制对流发展。 当 时，不论空气是否达饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为绝对稳定；当 时则相反，因而称为绝对不稳定。 当 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。这种情况称为条件

34、不稳定状态。 如果知道了某地气层的 值，就可以利用上述判据，分析当时的大气稳定度。,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,第四节 大气温度随时间变化,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。 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。 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。 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、

35、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。 气温还会因大气的运动而有非周期变化。,1. 气温的周期性变化,1、气温的日变化 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 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 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,太阳辐射,地面温度,大气（温度）,短波,长波,最大值,12点,13点,14-15点,原因,太阳高度角最大,12点之后地面热量仍然得大于失，温度还要上升一段时间,大气接收地面辐

36、射需要一个过程而不是瞬间,第三章 大气中的水分,第一节 蒸发和凝结,一、水相变化 二、饱和水汽 三、影响蒸发的因素 四、湿度的时间变化和分布 五、大气中水汽凝结的条件,一、地面的水汽凝结物 二、近地面层空气中的凝结 三、云,一、降水的种类 二、降水的形成 三、降水的分布,第三节 降水,第二节 地表面和大气中的凝结现象,2、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的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程， 反之，如果单位时间内落回水中的水汽分子比跑出水面的水分子多，系统中的水汽有一部分变成了水

37、，就称为凝结过程。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。,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，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平衡,动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。,3、水相变化的判据,假设N 为单位时间内跑出水面的水分子数，n 为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：,Nn 蒸发（未饱和） N=n 动态平衡（饱和） Nn 凝结（过饱和）,Ee 蒸发 E=e 动态平衡 Ee 凝结,根据大量经验数据绘制 水的三种状态分别存在于不同的温

38、度和压强下 水只存在于0以上的区域，冰只存在于0以下的区域，水汽虽然可存在0以上及以下的区域，但其压强却被限制在一定值域内 三个区域水汽、水、冰三相共存点（A）,纯水（平水面）的位相平衡图,表示水与水汽处于动态平衡时水面饱和水汽压与温度的关系。,蒸发线（OA）,线上K 点所对应的温度和水汽压是水汽临界温度和临界压力，高于临界温度时就只能有气态存在了，因此蒸发线在K 点中断。,表示冰与水汽平衡时冰面上饱和水汽压与温度的关系。,升华线（OB）,二、饱和水汽压,2、饱和水汽与蒸发面性质的关系 1）冰面和过冷却水面的饱和水汽压 过冷却水： 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，有时

39、水在0以下，甚至在-20-30以下仍不结冰，处于这种状态的水称过冷却水。过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压并不一样。 冰面和过冷水面的饱和水汽压仍与温度成指数关系(OB、OB) 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E过冷却水E冰 二者在不同温度下的差值（表）,在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的，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“冰晶效应”，该效应对降水的形成具有重要意义。,冰晶效应,五、水汽凝结的条件,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。

40、 二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。,第二节 地表面和大气中的凝结现象,一、地面的主要凝结现象 露、霜、雾凇、雨凇,1、露(dew)和霜(frost),水汽小水滴,(露),贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴,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1km的物理现象。如果能见度在110km范围内，则称为轻雾。,二、近地面层空气中的凝结雾,近地面空气中水汽充沛； 有使水汽发生凝结的冷却过程； 凝结核的存在。,1、形成雾的基本条件,根据雾形成的天气条件，可分为气团雾及锋面雾两类。 气团雾在气团内形成，锋面雾是锋面活动的产物。 根据气团雾的形成条件，又可分为冷却雾、蒸发

41、雾及混合雾三种。 根据冷却过程的不同，冷却雾又分为辐射雾、平流雾及上坡雾等。其中又以辐射雾和平流雾最常见。,2、 雾的种类,辐射雾是由地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的。有利于形成辐射雾的条件是：,（1）辐射雾,空气中有充足的水汽； 天气晴朗少云； 风力微弱（13m/s）； 大气层结稳定。,“早晨地罩雾，尽管晒稻谷”、“十雾九晴”说的就是辐射雾,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,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的大气柱的重量,单位截面,大气上界,第三章大气的运动,现行气压单位: 百帕，HPa,1Pa =1N/m,曾用气压单位: 毫巴（mba

42、）；汞高（mmHg）,1mb =1HPa,1mmHg =1.333HPa,当选定温度为0，纬度为45的海平面作为标准时，海平面气压为1013.25hPa，相当于760mm 的水银柱高度，称此为1 个标准大气压。, 标准大气压,二、气压随高度的变化,任何地方的气压值总是随着海拔高度的增高而递减。,据实测，近地层中高度每升100m，气压平均下降12.7HPa,确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，一般是应用静力学方程和压高方程,气压随高度的变化,P2P1 PG gV g（z2z1） gz 取z0 大气静力学方程 dPgdz 方程气压随高度递减的快慢取决于 空气密度（）和重力加速度（g）的变化

43、。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。,大气静力学方程,气压随高度变化的定量关系,将大气状态方程 代入上式,将 Rd , g 值代入，并将 T 换成摄氏温标 t ，可得：,实际工作中使用气压高度差（h），表示铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值，等于铅直气压梯度的倒数。,1HPa,1HPa,100m,100m,铅直气压梯度 单位高度气压差,气压高度差,dz,相同气压条件下，气柱的温度愈高，密度愈小，气压随高度递减得愈缓慢，单位气压高度差愈大；反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小,同压下，单位气压高度差与温度成正比。,相同气温条件下，

44、气压值愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快，单位气压高度差愈小；反之，气压愈低的地方单位气压高度差愈大。,同温下，单位气压高度差与气压成反比。,通常，大气总处于静力平衡状态，当气压不太厚和要求精度不太高时，可以粗略估算大气与高度间的定量关系，或者用于将地面气压订正为海平面气压。 如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著，该式难以直接应用，需采用适合于较大范围气压随高度变化的关系式，即压高方程。,某气象站海拔高度是40m，本站气压为1000hpa，气温为0，计算h值和海平面气压,h8m/hpa，即高度每升高8m，,2）气压随时间变化的原因 空气柱质量的变化主要是由

45、热力和动力因子引起。 热力因子：温度升降引起的空气体积的膨胀或收缩，从而使空气的密度发生变化。 动力因子：大气运动所引起的气柱质量变化 1、水平气流的辐合和辐散。 2、不同密度气团的移动冷、暖平流空气的垂直运动： 3、气柱内某高度上密度变化,2、气压随时间变化的原因,1）水平气流的辐合和辐散 由于空气水平运动的结果而导致某一区域内空气质量逐渐聚集起来（流散开来）的现象。 辐合气压升高；,2、气压随时间变化的原因,2）不同密度气团的移动冷、暖平流 不同性质的气团，密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团密度大，则该地上空气柱中质量会增多，气压随之升高。反之该地气压就要降低。 冷平流气压升高；

46、暖平流气压降低。,2、气压随时间变化的原因,3）空气的垂直运动：气柱内某高度上密度变化,不变,升高,降低,地面气压的年变化 大陆夏季出现最低值，冬季出现最高值。 海洋夏季出现最高值，冬季出现最低值。气压年较差小于同纬度大陆。 高山区夏季出现最高值，冬季出现最低值。,第二节气压场 气压的空间分布称为气压场。 一、气压场的表示方法 (一) 等压线和等压面 气压的水平分布形势通常用等压线或等压面来表示。 表示水平面气压场的情况通常是用等压线。气压相等的各点的连线，称为等压线。等压线按一定气压间隔（如2.5hPa或5hPa）绘出，构成一张气压水平分布图。若绘制的是海平面的等压线，就是一张海平面气压分布

47、图。,（一）温压场对称系统,由于温压场配置重合，所以该系统中 水平面上等温线与等压线是基本平行的。,系统中包括：暖性高压 冷性低压 暖性低压 冷性高压,三、气压场的空间结构,什么是单位气压高度差？,复习：,单位气压高度差,气压每改变1hpa所需要上升或下降的高度 单位：m/hpa,同压下，单位气压高度差与温度成正比。,1、暖性高压,高压中心区为暖区，四周为冷区， 等压线和等温线基本平行，暖中 心与高压中心基本重合。,N G,平面图上的暖高压,单位气压高度差（h）与温度（T） 成正比；,温度愈高，等压面间的间距愈大，,暖高压因中心部位温度高于四周， 其高层等压面较低层向上凸得多，而 且愈向高空伸

48、展，向上凸出得愈多。,暖高压不仅伸展的高度很高，而且 还随高度增高而加强。,剖面图上的暖高压,2、冷性低压,低压中心区为冷区，四周为暖区， 等压线和等温线基本平行，冷中心与 低压中心基本重合。,L D,平面图上的冷低压,单位气压高度差（h）与温度（T） 成正比；,温度愈低，等压面间的间距愈小，,冷低压因中心部位温度低于四周， 其高层等压面较低层向下凹得多，而 且愈向高空伸展，向下凹陷得愈多。,冷低压不仅伸展的高度很高，而且 还随高度增高而加强。,剖面图上的冷低压,1、暖性低压,低压中心区为暖区，四周为冷区， 等压线和等温线基本平行，暖中心与 低压中心基本重合。,N D,平面图上的暖低压 （低空

49、）,单位气压高度差（h）与温度（T） 成正比；,温度愈高，等压面间的间距愈大，,暖低压因中心部位温度高于四周， 等压面凹陷程度随高度升高而逐渐减 小，最后趋于消失。 若温压场结构不变，随高度继续增 加，暖低压就会变成暖高压系统。,剖面图上的暖低压,2、冷性高压,高压中心区为冷区，四周为暖区， 等压线和等温线基本平行，冷中心与 高压中心基本重合。,L G,平面图上的冷高压 （低空）,单位气压高度差（h）与温度（T） 成正比；,温度愈低，等压面间的间距愈小，,冷低压因中心部位温度低于四周， 等压面凸起程度随高度升高而逐渐减 小，最后趋于消失。 若温压场结构不变，随高度继续增 加，冷高压就会变成冷低

50、压系统。,剖面图上的冷高压,由上可见，地面上的暖高压和冷低压都随高度增高而加强，一直伸展到500hpa等压面高度上仍然维持闭合等高线，这类系统称为深厚系统。 如西太平洋副热带高压，就是暖高压；我国东北的冷涡，就是冷低压。 地面的暖低压和冷高压都随高度增高而减弱，到某一高度后就消失了。它们只存在于低空，称为浅薄系统。 如西伯利亚冷高压；,（三）温压场不对称系统,指地面的高、低压系统中心同温度场冷暖中心配置不相重合的系统。 这种气压系统，中心轴线（同一气压系统在各高度上的系统中心的连线）不是铅直的，而发生偏斜。,二、影响大气环流的因素,1、太阳辐射的作用,2、地球自转的作用,3、地表性质的作用（海

51、陆分布、地形）,4、地面摩擦的作用,最基本的因子,第三节 大气的水平运动和垂直运动,空气无时无刻不在运动着。 它的运动可分为水平运动和垂直运动两个分量。 垂直运动与出现在广阔区域并能持续几天以致几十天之久的水平运动相比，一般是很不显著的。 大气相对于地面的水平运动通常称为风。 它对于大气中水分、热量的传输和天气、气候的形成、演变起着重要作用。,空气的运动是在力的作用下产生的。 作用于空气的力有： 重力（g） 由于气压分布不均而产生的气压梯度力（G） 由于地球自转而产生的地转偏向力（A） 由于空气层之间、空气与地面之间存在相对运动而产生的摩擦力（R） 由于空气作曲线运动时产生的惯性离心力（C）

52、这些力在水平分量之间的不同组合，构成了不同形式的大气水平运动。,（一）气压梯度力,气压梯度 是一个向量： 方向：垂直于等压面，由高压指向低压 大小：为这个方向上单位距离内气压的改变量 GN=P/N GN气压梯度， P两等压面间的气压差， N两等压面间的垂直距离 由于N是从高压指向低压，沿着N为正的方向上，气压总是降低的，因此P恒为负值，但气压梯度取正值，所以P/N前加一负号。,气压梯度（GN= P/N） 可以分解为 水平气压梯度( P/n）和 垂直气压梯度( P/Z）两个分量。,P3 P2 P1,GN,垂直,水平,（二）地转偏向力,若空气只受到气压梯度力的作用，则应沿着气压梯度力的方向作加速运

53、动。 事实并非如此。 风往往与气压梯度力的方向不是相互平行，而是接近于相互垂直，而且风速也不是越来越大， 说明空气质点还要受到其它力的作用。,由于地球不停地自转，地球上的物体相对于地球发生位移时，物体就要受到一种惯性力的作用，这种力就叫地转偏向力。 又叫科里奥利力，简称科氏力。 科氏力只有在物体对于转动的地球发生运动时才产生，它不是物体相互作用的力，而是使物体运动状态发生变化的一种假想力。 为了说明这个问题，可以根据惯性原理，用直观的图示法来理解： 因为地球是一个球面，所以经纬线网都是弧线。 当地球自转时，具有一定运动速度的物体依其惯性保持运动方向，地球上的观察者就会感到物体发生了偏转。,只是

54、为了要在一个非惯性系里以牛顿运动定律解释所观察到的现象而引进的一个假想力。 经计算，对单位质量而言（m=1）， 偏向力：A=2v v小球的运动速度， 圆盘转动的角速度。 表明： 偏向力的大小与小球运动速度和圆盘转动的角速度成正比。 偏向力的方向垂直于转动轴，也垂直于小球运动方向，也指向其右侧。,在北半球的任意纬度处： 地球自转轴与地平面的垂直轴的交角小于90，地平面绕其垂直轴的转动，此转动角速度如图所示： AB与地球自转轴平行，表示绕地轴转动的角速度， AC表示在地平面垂直轴方向的分量，为sin。 据圆盘转动所得公式，可得任意纬度上作用于单位质量运动空气上的偏向力为： A=2v sin ,在北

55、极，对单位质量的空气来说，它所受到的地转偏向力与空气运动方向垂直，并指向它的右方，大小等于2v。,赤道上没有水平地转偏向力的产生。,（三）惯性离心力,当空气作曲线运动时，空气质点时刻受到一个离开曲率中心沿曲率半径向外的作用力， 这个力是空气为保持惯性方向运动而产生的，所以叫惯性离心力。,O,r,A,C,V,上述四个力对空气运动的影响是不一样的： 一般来说，气压梯度力G是最基本的力，它是使空气产生运动的直接动力； 其他的力是在空气开始运动后才产生和起作用的： A=2Vsin C=V2/ r R=KV,而且所起的作用根据具体情况而不同： 对于低纬地区特别是赤道附近的空气运动，地转偏向力A的数值很小

56、，可不予考虑； 空气作曲线运动时要考虑惯性离心力C，而空气运动近于直线时，可忽略不计； 摩擦力R在摩擦层中起作用，而讨论自由大气中的空气运动时，则不予考虑。 A、C、R虽然不能使空气由静止状态转变为运动状态，但却能影响空气运动的速度或方向。 G和g，既可改变空气运动状态，又可使空气由静止状态转变为运动状态。,二、自由大气中的空气水平运动,据观测，在自由大气中，空气的大范围运动有如下特点： 1、空气运动加速度通常很小，空气作等速运动； 2、铅直气流一般不强，运动近于水平； 3、摩擦力影响不明显，风大体沿等压线吹。 所以当自由大气中的空气作直线运动时，只要考虑G和A的作用就够了；而当空气作曲线运动

57、时，还必须考虑C的影响。,（一）地转风,空气不同的水平运动形式，是由其受力情况所决定的。 当自由大气中是平直等压线的气压场时，只有气压梯度力G和地转偏向力A影响空气运动，（无C、R？） 当这两个力处于平衡时，空气的水平运动就是地转风。,地转风的形成：,在平直等压线的气压场中，原来静止的单位质量空气，由于G的作用，由高压向低压运动。 当空气一开始运动时，A立即产生，并迫使运动的气流向右偏转(北半球)； 在G的不断作用下，空气的运动速度愈来愈大，随之增大的A使风向右偏的程度也愈来愈大。 最后，A增大到与G大小相等、方向相反时，空气就沿着等压线作等速直线运动，这种水平运动就是地转风， 以Vg表示。,

58、地转风的方向：,从图中可看出，地转风的方向（平行于等压线）与水平气压场之间存在着如下关系： 在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球相反。 此称风压律（白贝罗风压定律） 南、北半球的不同，是由A的方向不同引起的。,由上式可以得出如下结论： 1、在纬度和空气密度一定时，地转风风速与气压梯度力成正比，即等压线愈密集，风速愈强；等压线愈稀疏，风速愈小。 2、若两地的气压梯度、纬度相同，地转风的风速与空气密度成反比。即空气密度愈大的地区，风速愈小；空气密度愈小的地区，风速愈大。,地转风的大小：,3、在气压梯度、密度相同时，地转风的风速与所在纬度的正弦成反比。因而低纬度地转风速度比高纬度要大。 但实际上，由于低纬度的气压梯度通常很小，地转风速很小。 在赤道附近，地转偏向力通常过小，无法与气压梯度力平衡，因而无法形成地转风。 在中、高纬度地区，气压梯度力比较大，所以风速比低纬度地区大得多。,地转风风速实际上是由所在的