地球物理流体动力学前言第一章精选PPT.ppt
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1、地球物理流体动力学前言第一章第1页,此课件共45页哦参考书:Geophysical Fluid Dynamics,Pedlosky,J.,Springer-Verlag 710(1979)Atmosphere-Ocean Dynamics,Gill A.E.Academic Press,504(1978)Introduction to Geophysical Fluid Dynamics,Benoit Cushman-Roisin,Prentice Hall,Englewood Cliffs,New Jersey 07632(1994,2009)Ocean Circulation Theory
2、,Pedlosky,J.,Springer-Verlag Berlin Heidelberg(1996)Atmospheric and Oceanic Fluid Dynamics:Fundamentals and Large-scale Circulation,G.Vallis,Cambridge University Press,Cambridge CB2 8RU,UK(2006)地球物理流体动力学导论,王斌、翁衡毅,王斌、翁衡毅,海洋出版社,(1981)第2页,此课件共45页哦前言前言大气和海洋运动在流体动力学性质上有很多共性,研究其一可以有助于理解另一个,研究其共性对于理解海洋和大气都
3、是一个很好的起点。但部分由于历史原因,主要集中在海洋和大气运动上,并且两者在大尺度运动上有更明显的共性。例如地转流(风)、热成风、锋面、气(涡)旋、Rossby波、Kelvin波等。这里定义的大尺度是指运动显著地受地球旋转运动显著地受地球旋转作用。一个判断大尺度运动的标准是Rossby数:第3页,此课件共45页哦第一章第一章 基础知识基础知识大尺度海洋-大气系统是怎样被驱动的?(仅考虑达到平衡态的基本过程)大气海洋之间的通量交换基本方程组和一些基本概念第二章 无粘无粘浅水理论浅水理论浅水模型、浅水方程组、位涡守恒:浅水理论、小振幅运动、等深层中的平面波、Poincare波和Kelvin波、Ro
4、ssby波、浅水理论的准地转尺度分析、准地转Rossby波、-平面、Rossby波机制、纬向流中的Rossby波、群速度、多时间尺度法、Rossby波的能量和能量通量、能量传播图、Rossby波的反射 第三章 摩擦和粘性流摩擦和粘性流湍流雷诺应力、Ekman层、边界层理论、有摩擦和地形的准地转位涡方程第四章层结流体的准地转运动层结流体的准地转运动方程组、层结流体中的Rossby波、Rossby波垂直模态 第4页,此课件共45页哦第一章第一章 基础知识基础知识 Fundamentals包括:大尺度海洋-大气系统是怎样被驱动的?(仅考虑达到平衡态的基本过程)大气海洋之间的通量交换 基本方程组和一些
5、基本概念 第5页,此课件共45页哦1.1 地球得到的能量地球得到的能量 The Amount of Enenrgy Received by the Earth 太阳辐射是大气、海洋运动的根本能源。太阳辐射为波长范围0.17-4m(短波),可见光0.39-0.75 m(或0.4-0.67m),占总能量的44%(或49%)。单位时间内地球接收的太阳总量为其中R为地球半径6371km,S为太阳常数1368(或1376)W m-2(大气上界日地平均距离(149,597,890 km)处与日光垂直平面上的太阳积分辐照度)。因为地球为球面,所以大气顶的平均积分辐照度为S/4=342 W m-2。第6页,此
6、课件共45页哦不是所有的太阳辐射都被地-气系统吸收,因为要被云、大气和地面反射一部分(约100 W m-2)。反射率平均为30%,随下垫面、云量等不同,所以实际地-气系统接收的太阳辐射为:大气中能吸收太阳短波辐射的主要成分有O3、O2(紫外部分),H2O、CO2和液态水(云)液态水(云)(红外部分),共吸收23%左右,其中云吸收约5%,云反射20%。各种反射率:厚云92%、薄云30%、海面50%、雪面90%。所以云和其它下垫面的反射云和其它下垫面的反射对于地球的辐射平衡是很重要的。第7页,此课件共45页哦1.2 辐射平衡模式辐射平衡模式 Radiative Equilibrium Models
7、若考虑太阳实际入射能量太阳实际入射能量(已经扣除行星反射)与地球辐射地球辐射达到平衡,而不考虑大气的作用,则由Stefans Law:地球表面温度应该为赤道270K,南极150K,北极170K。事实上,地表温度比此高很多,南北差异也没这么大。原因是:(1)大大气气的的存存在在影影响响地地表表温温度;度;(2)大大气气和和海海洋洋的的运运动动可可影影响响温度的南北差异。温度的南北差异。第8页,此课件共45页哦 1.3 温室效应温室效应 地面吸收了的太阳辐射的47%左右。为了达到热平衡,地面向外放射长波辐射,但同时又接收大气的逆辐射(96%)。地面为达到热平衡就要向外输出热量143%,其中辐射出1
8、14%。所以地面温度要高于无大气时的温度,地面有效辐射是18%,感热6%,潜热23%。大气中吸收和放射长波辐射的主要成分是云(占60%多)和温室气体(H2O、CO2、及CH4、S2O等微量成分)(占30%多)The Greenhouse Effect地面温度高于辐射平衡模式的结果是由于温室效应温室效应。大气的特性是只吸收少部分的太阳短波辐射少部分的太阳短波辐射,但却强烈吸收和强烈吸收和放射长波辐射放射长波辐射(3-120m)或(4-100m)。第9页,此课件共45页哦第10页,此课件共45页哦第11页,此课件共45页哦第12页,此课件共45页哦1.4 对流效应对流效应 Effects of C
9、onvection由于大气是在底部加热,形成垂直温度梯度,将导致垂直运动(对流)。对流不仅将热量带到上部,而且还携带水汽(地面蒸发)向上。即使在不发生相变的情况下也会改变辐射平衡(因为水汽是吸收长波辐射的最主要量),所以最终的平衡(对流的结果是减小垂直温度梯度)称作“辐射辐射-对流平衡对流平衡”。能否发生对流对流的判据是依赖于层结的递减率层结的递减率。当气块上升温度递减率温度递减率大于绝热直减率绝热直减率时,层结位能减少(释放)用于驱动对流。当大气中水汽含量超过所能容纳能力时,即相对湿度达到相对湿度达到100%时,水汽要发生凝结(释放潜热)产生云和降水,形成水循环。辐射平衡是以水汽的实测分布为
10、基础的。辐射平衡是以水汽的实测分布为基础的。第13页,此课件共45页哦水循环在大气能量平衡中有重要的作用:(1)云反射入射短波;(2)吸收长波,决定低层大气的温度;(3)凝结时将热量释放到大气,占对流所传输热量的75%;(4)影响大气中相对湿度的分布。在1.5-2公里高度上水汽含量为地面的一半,到5公里处仅为地面的十分之一。相对湿度平均来讲随压强高度线性递减,从地面77%到大气顶为零。相对湿度随季节变化不大,但实际水汽含量则随季节变化很大。第14页,此课件共45页哦1.5 水平梯度效应水平梯度效应 Effects of Horizontal Gradients太阳的经向不均匀加热也产生水平温度
11、梯度,这种温度梯度造成的流体运动又有削弱这种温度梯度的作用。这种运动正是本书所关注的大尺度运动。直觉上可以想象非均匀加热在热带引起上升,极地下沉,这就是Halley(1686)和Hadley(1735)提出的环流,现在称Hadley环流。同样在海洋也可形成相似的环流,所以热带所得到的多余热量在大气与海洋中都向极地输送。关于这种经圈环流对大气已有相对明确的描述,但对海洋还是缺乏理解。第15页,此课件共45页哦Hadley环流局限在热带,重要上升区在印度尼西亚印度尼西亚和亚马逊亚马逊和刚果盆地刚果盆地,在太平洋和大太平洋和大西洋西洋上升运动集中在热带辐合带(Inter-Tropical Conve
12、rgence Zone)一般在5oN-10oN(窄云带区),下沉在20o-30o。中纬度由于旋转作用大旋转作用大,南北向的温度、密度梯度产生的运动基本是东西向的,所以经向环流弱。但是由于这里斜压性强斜压性强,产生大量瞬时扰动瞬时扰动(气旋、反气旋),这些扰动有效地将能量向极地传送。第16页,此课件共45页哦1.6 辐射变化辐射变化 Variability in Radiative Driving of the Earth(1)太阳常数变化小于1-2%;(2)日变化;(3)季节变化(i)地轴与轨道的夹角23.4o;(ii)轨道是椭圆的,近日点1月2日,远日点7月2日(差3.5%)。10月-3月为
13、净得,其余时间为净失。南北半球由于海陆比例不同,对太阳辐射的季节变化的影响是非对称的。第17页,此课件共45页哦1.7 海洋和大气的差异海洋和大气的差异 Contrasts in Properties of Ocean and Atmosphere 海表面水的密度为1025 kg m-3,空气的密度为1.2-1.3 kg m-3,前者是后者的800倍,因此水-气界面是非常稳定的。海面波的振幅特征尺度为1m。两种介质除了白浪花(whitecaps and spray)外没有明显的交换方式。海洋与大气不同,它吸收太阳辐射很快,入射辐射在上10米米就吸收了80%。在海海岸附近岸附近有很多浮游物吸收率
14、更高。海洋对长波的吸收就更快,结果是长波辐射放射(吸收)仅发生在小于1mm的薄层内。地面压强为105Nm-2=105Pa=1bar,为单位面积上整个大气柱的重量(10m厚的水的重量)。单位面积上整个大气柱的质量为104 kg m-2。第18页,此课件共45页哦水的热容量约为空气热容量的4倍(后者为1004 J kg-1 K-1),因此单位面积2.5m厚的水柱的热含量就相当于整个大气柱的热含量(107 J m-2 K-1),即单位面积2.5m厚的水柱或整个大气柱升高1度需要的热量。这些热量可以用来蒸发4mm的水或融化30mm的冰。(107 J m-2 K-1=4 kg-2 Lv)热带地区的蒸发为
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