《气象学最后》PPT课件.ppt

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1、气象学与气候学Meteorology and Climatology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本学科的研究对象主要包括三个,即即:气象学、天气学和气候学气象学、天气学和气候学（一）大气圈概述（二）水圈、陆地、冰雪圈和生（二）水圈、陆地、冰雪圈和生物圈概述物圈概述一、气象学、气候一、气象学、气候学研究对象、任务学研究对象、任务和简史和简史二、气候系统概述二、气候系统概述（一）气象学与气候学（一）气象学与气

2、候学的研究对象和任务的研究对象和任务（二）气象学与气候学（二）气象学与气候学发展简史发展简史三、有关大气的物理三、有关大气的物理性状性状（一）主要气象要素（二）空气状态方程（二）空气状态方程第一章第一章引论引论b.b.气象学的气象学的研究对象研究对象 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（P1P1）气气能能本本用用（大）气（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 要素等要素等 能（量）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 本（质）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；（应）用（

3、应）用 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.发展时期大气的垂直分层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）太阳辐射太阳辐射（一

4、）什么是辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本知一、辐射的基本知识识二、太阳二、太阳辐射辐射（二）物体对辐射的吸收、反射（二）物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射差额（三）辐射差额（四）辐射的基本定律（四）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的（二）太阳辐射在大气中的衰减衰减1、大气对太阳辐射的吸收、大气对太阳辐射的吸收2、大气对太阳辐射的散射、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、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射n（三）到达地面的太阳辐射（三）到达地面的太阳辐射n1、直接辐射 2、散射辐射 3、总辐射n（四）地

5、面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射第一节第一节 太阳辐射太阳辐射（一）辐射与（一）辐射与辐射能辐射能2、辐射能：通过辐射传播的能量，称为辐射能：通过辐射传播的能量，称为辐射能：通过辐射传播的能量，称为辐射能：通过辐射传播的能量，称为辐射能辐射能辐射能辐射能，也简称为，也简称为，也简称为，也简称为辐射辐射辐射辐射。太阳辐射就是以光速从太阳向四周发射的。太阳辐射就是以光速从太阳向四周发射的。1、辐射：辐射：自然界中的一切物体都以自然界中的一切物体都以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电磁波电磁波的方式向四周放射的方式向四周放射的方式向四周放射的方式向四周放射能量，这

6、种传播能量的方式称为能量，这种传播能量的方式称为能量，这种传播能量的方式称为能量，这种传播能量的方式称为辐射辐射辐射辐射。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行能量的传输行能量的传输n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（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、维恩定律辐射的基本定律辐射的基本定

7、律辐射的基本定律辐射的基本定律 基尔荷夫基尔荷夫基尔荷夫基尔荷夫(kirchoffkirchoffkirchoffkirchoff)定律定律定律定律(选择吸收定律选择吸收定律选择吸收定律选择吸收定律)定律定律定律定律 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 e e,T,T,T,T)与物体对该波长的吸收率与物体对该波长的吸收率与物体对该波长的吸收率与物体对该波长的吸收率(k k k k,T,T,T,T)的比值，只是温度的比值，只是温度的比值，只是温度的

8、比值，只是温度和波长的函数，和波长的函数，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而与物体的其它性质无关而与物体的其它性质无关。E E E E,T,T,T,T只是波长和温度的函数。只是波长和温度的函数。只是波长和温度的函数。只是波长和温度的函数。e eK K E(E(，T T)斯蒂芬斯蒂芬斯蒂芬斯蒂芬波尔兹曼波尔兹曼波尔兹曼波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)(Stefan-Boltzmann)(Stefan-Boltzmann)(Stefan-Boltzmann)定律定律定律定律 黑体的总放射能力黑体的总放射能力黑体的总放射能力黑体的总放射能力（E E

9、 E ET T T T）与它本身绝对温度与它本身绝对温度与它本身绝对温度与它本身绝对温度（T T T T）的四次方成正比。即：的四次方成正比。即：的四次方成正比。即：的四次方成正比。即：E ET T TT 4 4式中式中式中式中5.67105.67105.67105.6710-8-2-8-2-8-2-8-2.K.K.K.K-4-4-4-4为为为为斯蒂芬斯蒂芬斯蒂芬斯蒂芬波尔兹曼常数波尔兹曼常数波尔兹曼常数波尔兹曼常数。可计算出黑体在可计算出黑体在T时的辐射强度，也可由黑体的辐射强度求时的辐射强度，也可由黑体的辐射强度求得其表面温度。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

10、射能力愈强。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。mmC/T C/T 或或或或 mm T=C T=C 如果波长以如果波长以如果波长以如果波长以nmnmnmnm为单位，则常数为单位，则常数为单位，则常数为单位，则常数C C C C2896nm K,2896nm K,2896nm K,2896nm K,于是于是于是于是(3-6)(3-6)(3-6)(3-6)式为：式为：式为：式为：维恩维恩维恩维恩(Wien)(Wien)(Wien)(Wien)位移定律位移定律位移定律位移定律 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绝对黑体的放射能力最大值对应的波

11、长绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(m m m m)与与与与其本身的绝对温度其本身的绝对温度其本身的绝对温度其本身的绝对温度(T)(T)(T)(T)成反比。即：成反比。即：成反比。即：成反比。即：mmT T2896nmK 2896nmK 二、太阳辐射二、太阳辐射（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数1 1、太阳辐射光谱：、太阳辐射光谱：太阳辐射中太阳辐射中辐射能按波辐射能按波长的分布长的分布可把太阳辐射看作为黑体辐射，可把太阳辐射看作为黑体辐射，斯斯玻定律和维恩定律都可应用玻定律和维恩定律都可应用于太阳辐射。于太阳辐射。太阳辐射最强的波长为，相当于太阳辐射最强的波长为，相当

12、于青光。青光。三个光谱区：三个光谱区：紫外线光谱区（波长小于）紫外线光谱区（波长小于）可见光光谱区（波长在）可见光光谱区（波长在）红外线光谱区（波长大于）。红外线光谱区（波长大于）。太阳辐射太阳辐射（一）什么是辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本知一、辐射的基本知识识二、太阳二、太阳辐射辐射（二）物体对辐射的吸收、反射（二）物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射差额（三）辐射差额（四）辐射的基本定律（四）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的（二）太阳辐射在大气中的衰减衰减1、大气对太阳辐射的吸收、大气对太阳辐射的吸收2、大气对太阳辐

13、射的散射、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、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（三）到达地面的太阳辐射（四）地面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射（二）太阳辐射在大气中的衰减（二）太阳辐射在大气中的衰减 1、大气的吸收有选择性 占大气体积的占大气体积的99%以上的氮、氧对太阳辐射的吸收微弱，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。太阳辐射能。吸收作用吸收作用 氧、臭氧、水汽和氧、臭氧、水汽和氧、臭氧、水汽和氧、臭氧、水汽和COCOCO

14、CO2 2 2 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（四）地面对太阳辐射的反射（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分被地面所反射。反射的多少，取决于地表面的性质和状态。和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率为陆地表面对太阳辐射的反射率为10%30%10%30%。其中深色。其中深色土土 浅色土；粗糙土浅色土；粗糙土

15、平滑土；潮湿土平滑土；潮湿土 干燥土。雪面干燥土。雪面的反射率很大为的反射率很大为90%90%；水的反射率随太阳高度角的增；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。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不同性质下垫面的反射率不同性质下垫面的反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

16、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。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。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。新雪表面大于陈雪表面。新雪表面大于陈雪表面。n可见，即使到达地面的总辐射的强度一样，地可见，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差异，这也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。之一。太阳辐射太阳辐射（一）什么是

17、辐射（一）什么是辐射一、辐射的基本一、辐射的基本知识知识二、太阳辐二、太阳辐射射（二）（二）物体对辐射的吸收、反射物体对辐射的吸收、反射和透射和透射（三）辐射的基本定律（三）辐射的基本定律（一）太阳辐射光谱和太阳常数（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的衰减（二）太阳辐射在大气中的衰减（三）（三）到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射（四）地面对太阳辐射的反射（四）地面对太阳辐射的反射上节课回顾上节课回顾第二节第二节地面和地面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射

18、二、地面及二、地面及 地地-气系统的气系统的辐射差额辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）（三）大气逆辐射和地面有效大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额（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，放射能量，地面吸收太阳辐射后（地面吸收太阳辐射后（45%-45%-反射掉）转变为反射掉）转变为热能后，使地面增温，然后

19、日夜不停的向外放射辐射，热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射，这就是这就是地面辐射地面辐射。大气对大气对太阳辐射的吸收很少太阳辐射的吸收很少,但能强烈的但能强烈的吸收地面的辐射吸收地面的辐射，大气主要靠吸收地面辐射后升温，它也日夜不停的向，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，叫外放出辐射，叫大气辐射大气辐射。1、地面辐射：、地面辐射：2、大气辐射：大气辐射：大气逆辐射：大气逆辐射：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部分因为刚好和地面

20、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，故大气辐射中向下的那一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。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：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：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

21、可达地方温度可达地方温度可达地方温度可达127 127 127 127，夜晚则降到，夜晚则降到，夜晚则降到，夜晚则降到-183-183-183-183。1 1 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：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一定的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。补偿

22、，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保温效应大气保温效应大气逆辐射的结果：大气逆辐射的结果：大气对地面的保温作用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面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射地面有效辐射。F0地面有效辐射地面有效辐射F F0 0 在通常情况下为正，是地面通过长波辐射在通常情况下为正，是地面通过长波辐射失去失去热量热量F F0 0 为负时（逆温、潮湿），是地面通过长波辐射为负时（

23、逆温、潮湿），是地面通过长波辐射获得获得热量热量Eg地面辐射地面辐射地面吸收的大气逆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影响影响地面有效辐射地面有效辐射因子因子：地面温度、空气温度、空气湿度和云量地面温度、空气温度、空气湿度和云量.地面温度高地面温度高有效辐射大有效辐射大地面失热多地面失热多空气温度高空气温度高有效辐射小有效辐射小地面失热少地面失热少空气湿度大空气湿度大 有效辐射小有效辐射小地面失热少地面失热少云量大云量大有效辐射小有效辐射小地面失热少地面失热少2、地面有效辐射、地面有效辐射（三）大气逆辐射和地面有效辐射逆温、高海拔、夜间风大时逆温、高海拔、夜间风大时地面和地

24、面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统的气系统的辐射差额辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）大气逆辐射和地面有效（三）大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额 为正时地面有热量积累，地面温度将上升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，地面温度将下降为负时地面有热量亏损，

25、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：（一）地面的辐射差额：地面吸收的辐射与放出的辐射之差。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的辐射差额=地面得到的能量地面得到的能量地面失去的能量地面失去的能量地面得到的太阳辐射能地面得到的太阳辐射能+大气逆辐射大气逆辐射地面辐射地面辐射地面有效辐射地面有效辐射（Q+q太阳直接辐射和散射辐射）a为反射率a辐射差额辐射差额=收入辐射收入辐射支出辐射支出辐射地面的辐射差额：地面的辐射差额：地面和地面和大气的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐

26、射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统的气系统的辐射差额辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）大气逆辐射和地面有效（三）大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额 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

27、的太阳辐射大气直接吸收的太阳辐射大气直接吸收的太阳辐射+地面辐射地面辐射地面辐射地面辐射大气逆辐射大气逆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大气辐射到宇宙空间大气辐射到宇宙空间得失得失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失去失去热热热热量的。量的。量的。量的。短波短波短波短波 长波长波长波长波 (二二)大气的辐射差额：大气的辐射差额：得得得得失失失失地面和地面和大气

28、的大气的辐射辐射（一）地面、大气的辐射的概念（一）地面、大气的辐射的概念及共性及共性一、地面、大气一、地面、大气的辐射和地面有的辐射和地面有效辐射效辐射二、地面及二、地面及 地地-气系统的气系统的辐射差额辐射差额（二）地面和大气长波辐射的特二）地面和大气长波辐射的特点点（三）大气逆辐射和地面有效（三）大气逆辐射和地面有效辐射辐射（一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额（二）大气的辐射差额（二）大气的辐射差额（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额（三）地（三）地气气 系统系统 的辐射差额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如果将地面和大气看作是一个系统那么收入的

29、辐射和支出的辐射之差就是地出的辐射之差就是地气系统的辐射差额气系统的辐射差额得得:地面吸收的太阳辐射能地面吸收的太阳辐射能(Q+q)(1-a)(Q+q)(1-a)大气吸收的太阳辐射大气吸收的太阳辐射qqa a 失：失：透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙空间透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙空间 的能量的能量FF 得得失：失：R Rs=(Q+q)(1-a)+q=(Q+q)(1-a)+qa a-F-F 第三节、第三节、大气的大气的增温和增温和冷却冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异（自（自（自（自学、归纳）学、归纳）学、归纳）学、归纳）二、空气的二、空气的增温增温和冷却和冷

30、却非绝热变化：非绝热变化：几种基本形几种基本形式式绝热变化绝热变化三、大气静力稳定度三、大气静力稳定度第二章第二章 大气的热能和温度大气的热能和温度第三节第三节 大气的增温和冷却大气的增温和冷却 反射率反射率：陆地反射率大，地面对太阳辐射量吸收少：陆地反射率大，地面对太阳辐射量吸收少/水面反水面反射率小，水面对太阳辐射量吸收多射率小，水面对太阳辐射量吸收多透明率：透明率：陆面低透明率，降低地面对太阳辐射量吸收陆面低透明率，降低地面对太阳辐射量吸收/热传递方式：热传递方式：单种方式，增加热量交换单种方式，增加热量交换/海水有充足的水源，它的蒸发量大，失热较多，水温不易升海水有充足的水源，它的蒸发

31、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：热属性：比热小，变温需要热量值小，变温迅速比热小，变温需要热量值小，变温迅速 水水 比热大，变温需要热量值大，变温缓慢比热大，变温需要热量值大，变温缓慢一、不同地面的增温和冷却一、不同地面的增温和冷却 海陆差异海陆差异结论：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

32、较差都比陆地小。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。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，海洋陆地是急性子，海洋陆地是急性子，海洋是慢性子。是慢性子。是慢性子。是慢性子。绝热与非绝热变化绝热与非绝热变化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，绝热变化：空气内能变化过程中，绝热变化：空气内能变化过程中，绝热变化：空气内能变化过程中，未与未与未与未与外界进行热量交换。外界进行热量交换。外界进行热量交换。外界进行热量交换。非绝热变化：空气内能变化过程中，非绝热变化：空气内能变化过程中，非绝热变化：空气内能变

33、化过程中，非绝热变化：空气内能变化过程中，与与与与外界进行热量交换。外界进行热量交换。外界进行热量交换。外界进行热量交换。二、二、空气的空气的增温增温与与冷却冷却1、气温的非绝热变化、气温的非绝热变化（外界传递热量的方式）（外界传递热量的方式）传导传导辐射辐射对流对流湍流湍流蒸发蒸发凝结凝结二、二、空气的空气的增温增温与与冷却冷却二、空气的增热和冷却二、空气的增热和冷却(一一)气温的非绝热变化气温的非绝热变化 1.传导传导：就是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另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一分子，从而达到热量平衡的传热方式 。空气与地面之

34、间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，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。就会因为传导作用而交换热量。2.辐射辐射：物体之间不停地以辐射方式交换着热量。物体之间不停地以辐射方式交换着热量。大气主要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。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.对流对流：当暖而轻的空气上升时

35、，周围冷而重的空气便下降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.湍流湍流：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。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，水时要

36、吸收热量；相反，水汽在凝结汽在凝结(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)，而是被带到别处去，而是被带到别处去凝结凝结(凝华凝华)，就会使热量得到传送。，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。第三节第三节大气的大气的增温和增温和冷却冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增

37、温和冷却的差异二、空气的增温二、空气的增温和冷却和冷却非绝热变化：非绝热变化：几种基本形式几种基本形式绝热变化绝热变化三、大气静力稳定度三、大气静力稳定度n2、干绝热过程(Adiabaticprocess)n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。n干绝热过程：n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。n大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的 气温的绝热变化气温的绝热变化n4、干绝热直减率n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。n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

38、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：n 与与 比较比较n必必须须注注意意：与与 （气气温温直直减减率率）的的含含义义是是完全不同的。完全不同的。n 是是干干空空气气在在绝绝热热上上升升过过程程中中气气块块本本身身的的降降温率，它近似于常数；温率，它近似于常数；n而而 是是表表示示周周围围大大气气的的温温度度随随高高度度的的分分布布情情况况。可可以以有有不不同同数数值值，即即可可以以大大于于、小小于于或或者等于者等于 。ggn5、湿绝热变化过程、湿绝热直减率n饱和湿空气的上升过程中，与外界没有热

39、量交换，该过程称为湿绝热过程。(Wetadiabaticprocess)。n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q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。q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。q所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d。n湿绝热直减率n湿绝热直减率的表达式可写成n当饱和湿空气上升时，则 ；n下降时，则 n所以 总小于 。n1、大气稳定度n是指气块受任意方向扰动后，返回或远离是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平

40、衡位置的趋势和程度。原平衡位置的趋势和程度。n若空气受到对流冲击力的作用，产生了向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：上或向下的运动，则有可能出现三种情况：q如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返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气团而言是稳定的(stablestable)q如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有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空气团而言是不稳定

41、的(unstableunstable)q如空气团被推到某一高度后，既不加速也不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减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层性气层(neutralneutral)三、大气稳定度n3、判断大气稳定度的基本方法 n大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减率（率（）与上升空气块的干绝热直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（）或湿绝热直减率（）或湿绝热直减率（）的对比来判断。）的对比来判断。n考考虑虑干干绝绝热热的的情情况况：当当起起始始温温度度为为 的的干干空气或未饱和的湿空气块上升高度空气

42、或未饱和的湿空气块上升高度 时，时，n其温度变为其温度变为 ,n而周围的空气温度变为而周围的空气温度变为 。n因因为为起起始始温温度度相相等等,即即 。则则得得判判断断稳稳定度的公式定度的公式 n（）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。n当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；n当 ，若 ，则 ，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；n当 ，若 ，层结是中性的。n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 。n得n结论：n当 时，层结稳定；n当 时，层结不稳定；n当 时，层结中性n综上所述可以得出以下几点结

43、论：n 愈愈大大，大大气气愈愈不不稳稳定定；愈愈小小，大大气气愈愈稳稳定定。如如果果 很很小小，甚甚至至等等于于0 0（等等温温）或或小小于于0 0（逆逆温温），将会抑制对流发展。，将会抑制对流发展。n当当 时时，不不论论空空气气是是否否达达饱饱和和，大大气气总总是是处处于于稳稳定定状状态态，因因而而称称为为绝绝对对稳稳定定；当当 时时则相反，因而称为则相反，因而称为绝对不稳定。绝对不稳定。n当当 时时，对对于于作作垂垂直直运运动动的的饱饱和和空空气气来来说说，大大气气是是处处于于不不稳稳定定状状态态的的；而而对对于于作作垂垂直直运运动动的的未未饱饱和和的的空空气气来来说说，大大气气是是处处于

44、于稳稳定定状状态的。这种情况称为态的。这种情况称为条件不稳定状态条件不稳定状态。n如果知道了某地气层的如果知道了某地气层的 值，就可以利用上述值，就可以利用上述判据，分析当时的大气稳定度。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高度Z/m1.510气温t/o2524.8第四节 大气温度随时间变化n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。n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

45、于收入时，地面将出现降温过程。n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。n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。n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n1、气温的日变化n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n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n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太阳辐射

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

47、而不是瞬过程而不是瞬间间间间第三节第三节大气的大气的增温和增温和冷却冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的增温二、空气的增温和冷却和冷却非绝热变化：非绝热变化：几种基本形式几种基本形式绝热变化绝热变化三、大气静力稳定度三、大气静力稳定度n2、干绝热过程(Adiabaticprocess)n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。n干绝热过程：n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。n大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的 气温的绝热变化气温的绝热变化n4、干绝热直减率n气块绝热上升单位距

48、离时的温度降低值，称绝热垂直减温率，简称绝热直减率。n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：n 与与 比较比较n必必须须注注意意：与与 （气气温温直直减减率率）的的含含义义是是完全不同的。完全不同的。n 是是干干空空气气在在绝绝热热上上升升过过程程中中气气块块本本身身的的降降温率，它近似于常数；温率，它近似于常数；n而而 是是表表示示周周围围大大气气的的温温度度随随高高度度的的分分布布情情况况。可可以以有有不不同同数数值值，即即可可以以大大

49、于于、小小于于或或者等于者等于 。ggn5、湿绝热变化过程、湿绝热直减率n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)。n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q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。q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。q所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d。n湿绝热直减率n湿绝热直减率的表达式可写成n当饱和湿空气上升时，则 ；n下降时，则 n

50、所以 总小于 。n1、大气稳定度n是指气块受任意方向扰动后，返回或远离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。原平衡位置的趋势和程度。n若空气受到对流冲击力的作用，产生了向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：上或向下的运动，则有可能出现三种情况：q如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返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气团而言是稳定的(stablestable)q如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离