气象学最后学习.pptx

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1、章章 节节教教 学学 内内 容容一一引引 论论 二二大气的热能和温大气的热能和温度度三三大气中的水分大气中的水分四四大气的运动大气的运动五五气候的形成气候的形成六六气候带和气候型气候带和气候型本学科的研究对象主要包括三个,即:气象学、天气学和气候学第1页/共192页（一）大气圈概述（二）水圈、陆地、冰雪圈和生物圈概述一、气象学、气候学研究对象、任务和简史二、气候系统概述（一）气象学与气候学的研究对象和任务（二）气象学与气候学发展简史三、有关大气的物理性状（一）主要气象要素（二）空气状态方程第一章引论第2页/共192页b.b.b.b.气象学的气象学的气象学的气象学的研究对象研究对象研究对象研究对

2、象 地球上的大气地球上的大气地球上的大气地球上的大气 其中主要内容有其中主要内容有其中主要内容有其中主要内容有（P1P1P1P1）气能本用（大）气 大气一般的组成、范围、结构及各种大气一般的组成、范围、结构及各种大气一般的组成、范围、结构及各种大气一般的组成、范围、结构及各种 要素等要素等要素等要素等 能（量）大气现象的发生、发展及能量来源大气现象的发生、发展及能量来源大气现象的发生、发展及能量来源大气现象的发生、发展及能量来源 本（质）探求大气现象的本质及其变化规律；探求大气现象的本质及其变化规律；探求大气现象的本质及其变化规律；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

3、用于实践将大气现象中的规律应用于实践将大气现象中的规律应用于实践将大气现象中的规律应用于实践气象学（Meteorology）第3页/共192页气象学与气候学的发展简史气象学与气候学的发展简史1.萌芽时期2.发展初期3.3.发展时期发展时期第4页/共192页大气的垂直分层散逸层(外层)暖层 中间层 平流层 对流层 2 大气的结构第5页/共192页第6页/共192页对流层对流层 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

4、均匀：第7页/共192页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平流层（对流层顶到55km）第8页/共192页太阳辐射（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9页/共192页第一节第一节 太阳辐射太阳辐射（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：通过

5、辐射传播的能量，称为辐射能辐射能，也简称为，也简称为辐射辐射。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自然界中的一切物体都以电磁波电磁波的方式向四周放射的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为能量，这种传播能量的方式称为辐射辐射。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行能量的传输第10页/共192页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，简称黑体第11页/共192页（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

6、、维恩定律第12页/共192页辐射的基本定律辐射的基本定律 基尔荷夫基尔荷夫(kirchoff)(kirchoff)定律定律(选择吸收定律选择吸收定律)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在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(e e,T,T)与物体对该波长的吸收率与物体对该波长的吸收率(k k,T,T)的比值，只是温度的比值，只是温度和波长的函数，和波长的函数，而与物体的其它性质无关而与物体的其它性质无关。E E,T,T只是波长和温度的函数。只是波长和温度的函数。eK E(，T)第13页/共192页 斯蒂芬斯蒂芬波尔兹曼波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)(S

7、tefan-Boltzmann)定律定律 黑体的总放射能力黑体的总放射能力（E ET T）与它本身绝对温度与它本身绝对温度（T T）的四次方成正比。即：的四次方成正比。即：ET T 4式中式中5.67105.6710-8-8W.mW.m-2-2.K.K-4-4为为斯蒂芬斯蒂芬波尔兹曼常数波尔兹曼常数。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。物体温度愈高，其放射能力愈强。第14页/共192页 mmC/T C/T 或或 mm T=C T=C 如果波长以如果波长以nmnm为单位，则常数为单位，则常数C C2896nm2896nm K,K,于是于

8、是(3-6)(3-6)式为：式为：维恩维恩(Wien)(Wien)位移定律位移定律 绝对黑体的放射能力最大值对应的波长绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(m m)与与其本身的绝对温度其本身的绝对温度(T)(T)成反比。即：成反比。即：mmT T2896nmK 2896nmK 第15页/共192页二、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。第16页/共192页 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

9、外线光谱区（波长大于0.76m）。第17页/共192页太阳辐射（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第18页/共192页（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。第19页/共192页 吸收作用 氧、臭氧、水

10、汽和氧、臭氧、水汽和COCO2 2气体成分气体成分气体成分气体成分强吸收波段强吸收波段强吸收波段强吸收波段弱吸收波段弱吸收波段弱吸收波段弱吸收波段 使太阳能损耗使太阳能损耗使太阳能损耗使太阳能损耗氧氧氧氧200nm h2AO 08第32页/共192页（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。第33页/共192页 不同性质下垫面的反

11、射率不同性质下垫面的反射率种类种类反射率（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 深色土壤小于浅色土壤。深色土壤小于浅色土壤。潮湿土壤小于干燥土壤。潮湿土壤小于干燥土壤。新雪表面大于陈雪表面。新雪表面大于陈雪表面。第34页/共192页可见，即使到达地面的总辐射的强度一样，地表性质不同，所真正得到的太阳可见，即使到达地面的总辐射

12、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。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。第35页/共192页太阳辐射（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36页/共192页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

13、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 第37页/共192页（一）（一）地面、大气的辐射的概念及共性地面、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：第38页/共192页大气逆辐射：大气逆辐射：由大气到达地面的那部分长波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

14、部分因为刚好和地面辐射相反，故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。称大气逆辐射。（三）大气逆辐射和地面有效辐射1 1、大气逆辐射与大气的保温效应：大气逆辐射与大气的保温效应：第39页/共192页月球表面没有大气，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地方温度可达127127 ，夜晚则降到，夜晚则降到-183-183。1 1、大气逆辐射与大气的保温效应：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大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到

15、一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖的作用。补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖的作用。大气保温效应大气保温效应大气逆辐射的结果：大气对地面的保温作用第40页/共192页2、地面有效辐射、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（三）大气逆辐射和地面有效辐射第41页/共192页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

16、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、夜间风大时第42页/共192页地面和大气的辐射（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 第43页/共192页为正时地面有热量积累，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。

17、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：第44页/共192页地面和大气的辐射（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 第45页/共192页定义：大气得到的辐射能与大气失去的能量之差定义：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大气直接吸收的太阳辐射+

18、地面辐射地面辐射大气逆辐射大气逆辐射+大气辐射到宇宙空间大气辐射到宇宙空间得失得失整个大气层的辐射差额为整个大气层的辐射差额为负值负值，也就是说，大气是通过辐射能量来也就是说，大气是通过辐射能量来失去失去热热量的。量的。短波短波 长波长波 (二)大气的辐射差额：得得失失第46页/共192页地面和大气的辐射（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 第47页/共192页（三）地气 系统 的辐射差额如果将地面和大气看

19、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48页/共192页第三节、大气的 增温和 冷却一、海陆的增温和冷却的差异（自（自学、归纳）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49页/共192页第二章 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

20、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。却都较慢，且日较差和年较差都比陆地小。陆地是急性子，海洋陆地是急性子，海洋是慢性子。是慢性子。第50页/共192页 绝热与非绝热变化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

21、行热量交换。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。非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。二、空气的增温与冷却第51页/共192页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、空气的增温与冷却第52页/共192页二、空气的增热和冷却(一)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，当有温度差空气与地面之间，空气团与空

22、气团之间，当有温度差异时，就会因为传导作用而交换热量。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。第53页/共192页3.对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便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重要方式。4.

23、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。第54页/共192页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，时要吸收热量；相反，水汽在凝结水汽在凝结(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，而是被带到别处去凝结到别处去凝结(凝华凝华)，就会使

24、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。第55页/共192页第三节大气的 增温和 冷却一、海陆的增温和冷却的差异二、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56页/共192页2、干绝热过程(Adiabaticprocess)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

25、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 气温的绝热变化第57页/共192页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 高度后，其温度 为：第58页/共192页 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

26、有不同数值，即可以大于、小于或者等于 。gg第59页/共192页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。(Wetadiabaticprocess)。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。第60页/共192页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

27、升时，则 ；下降时，则 所以 总小于 。第61页/共192页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(stablestable)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(unstableunstable)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(neutralneutral)三、大气稳定度第62页/共

28、192页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第63页/共192页（）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 ，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当 ，若 ，层结是中性的。第64页/共192页同理，饱和湿空气作垂直运动时，温度按湿绝热直减率（）

29、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，层结中性第65页/共192页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 0（等温）或小于0 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。第66页/共192页 在

30、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第67页/共192页第四节 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、冬夏的交替，地面温度、气温也会出现相

31、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。第68页/共192页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太阳辐射地面温度地面温度大气（温度）大气（温度）短波短波长波长波最大值最大值1212点点1313点点14-1514-15点点原因原因太阳高度太阳高度角最大角最大1212点之后地面热量点之后地面热量仍然

32、得大于失，温仍然得大于失，温度还要上升一段时度还要上升一段时间间大气接收地面大气接收地面辐射需要一个辐射需要一个过程而不是瞬过程而不是瞬间间第69页/共192页第三节大气的 增温和 冷却一、海陆的增温和冷却的差异二、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70页/共192页2、干绝热过程(Adiabaticprocess)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 气温的绝热变化第71页/共192页4、

33、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 高度后，其温度 为：第72页/共192页 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 。gg第73页/共192页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

34、程称为湿绝热过程。(Wetadiabaticprocess)。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。第74页/共192页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 。第75页/共192页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

35、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(stablestable)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(unstableunstable)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(neutralneutral)三、大气稳定度第76页/共192页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。

36、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第77页/共192页（）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 ，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当 ，若 ，层结是中性的。第78页/共192页同理，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，层结中性第79页/共192页综上所述可以得出以下几点结论

37、：愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果 很小，甚至等于0 0（等温）或小于0 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。第80页/共192页 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第81页/共19

38、2页第四节 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、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。第82页/共192页1.气温的周期性变化1、气温的日变化由于地球自转，太

39、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太阳辐射地面温度地面温度大气（温度）大气（温度）短波短波长波长波最大值最大值1212点点1313点点14-1514-15点点原因原因太阳高度太阳高度角最大角最大1212点之后地面热量点之后地面热量仍然得大于失，温仍然得大于失，温度还要上升一段时度还要上升一段时间间大气接收地面大气接收地面辐射需要一个辐射需要一个过程而不是瞬过程而不是瞬间间第8

40、3页/共192页第第三三章章 大大气气中中的的水水分分第一节 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第84页/共192页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

41、，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。第85页/共192页 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。第86页/共192页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 凝结第87页/共192页根据大量

42、经验数据绘制水的三种状态分别存在于不同的温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）的位相平衡图第88页/共192页 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。第89页/共192页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）第90页/共192页二、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

43、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：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冰面和过冷水面的饱和水汽压仍与温度成指数关系(OB(OB、OBOB)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E E过冷却水过冷却水E E冰冰二者在不同温度下的差值二者在不同温度下的差值（表）（表）第91页/共

44、192页 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。冰晶效应第92页/共192页 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。二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。第93页/共192页 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)辐射冷却0TTd傍晚/夜间水汽小水滴(露)l l贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小

45、水滴贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴第94页/共192页 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 第95页/共192页 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、形成雾的基本条件第96页/共192页 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、雾的种类第97

46、页/共192页 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”说的就是辐射雾第98页/共192页第99页/共192页第100页/共192页一、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单位截面大气上界大气上界第三章大气的运动第101页/共192页现行气压单位:百帕，HPa1Pa=1N/m 曾用气压单位:毫巴（mba）；汞高（mmHg）1mb=1HPa 1mm

47、Hg=1.333HPa 第102页/共192页当选定温度为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。标准大气压第103页/共192页二、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。大气柱厚度随海拔升高而变小大气柱密度随海拔升高而变小据实测，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第104页/共192页气压随高度的变化气压随高度的变化单位截面单位截面大气上界大气上界P P1 1P P2 2G Gz z2 2z z

48、1 1 P2 P2P1 P1 PPGG gVgV g g（z z2 2z z1 1）g gz z 取取z0z0 大气静力学方程大气静力学方程 dPdP g gd dz z方程气压随高度递减的快慢取决于方程气压随高度递减的快慢取决于空气空气密度（密度（）和重力加速度（）和重力加速度（g g）的变化。）的变化。重力加速度（重力加速度（g g）随高度的变化量一般很小，）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因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气空气的密度的密度。大气静力学方程大气静力学方程气压随高度变化的定量关系第105页/共192页将大气状态方程 代入上式铅直气压梯度或单位高度

49、气压差，表示每升高1个单位高度所降低的气压值。100m100m第106页/共192页将 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。1HPa1HPa100m100m铅直气压梯度单位高度气压差气压高度差dzdP=h第107页/共192页相同气压条件下，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。第108页/共192页相同气温条件下，气压值愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快

50、，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。第109页/共192页通常，大气总处于静力平衡状态，当通常，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。订正为海平面气压。如果研究的气层高度如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著显著，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，该式难以直接应用，需采用适合于较