《气象学与气候学教学课件》2周一.ppt
合集下载
相关主题
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
上节课重点回顾：
1、位势高度的物理意义
2、等压面、等高面
等压面上用等高线表示气压场型 等高面上用等压线表示气压场型
3、露点温度的含义及物理意义
露点越高，水汽含量越多，湿空气越接近饱和
4、太阳辐射在大气中的减弱 吸收、散射、反射
空气分子 云滴和尘埃
地面和大气辐射
地面和大气辐射的波长在3~120μm之间，属于红外或者远 红外辐射
ò ò=
T T0
c p0 p p
泊松方程
T ( p )0.288 T0 p0
物理意义(干绝热过程)： 1、T仅与P有关 2、p升高，T指数升高 3、气块上升，T指数下 降
干绝热直减率ϒd
定义：干空气或者未饱和湿空气块绝热上升单位距 离时温度的降低值，用ϒd=-dT/dz表示
dT RT dp cp p
给予同样的热量Q，陆地表面升温剧烈，而水面升温缓和 失去同样的热量Q，陆地表面降温剧烈，而水面降温缓和
陆地表面温度变化取决于热量差额 ΔQ=R+LE+P+A
陆地表面日变化：最高点通常在13:00前后，最低点发生在 日出时 年变化：与太阳辐射年变化曲线几乎平行，最高在7月，最 低在1月
水温日变化：海洋日变化较小，0.5°C以下，湖面或者大河 2~5°C
p RT
dp g
dz
dT g dz cp
g
d
=
-
dT dz
=
g cp
ϒd≈0.98K/100m
大气温度直减率
g = - ¶T
¶z
位温：气块沿干绝热过程移动到标准气压（1000hPa）处所具有的温度。
泊松方程中，取p0=1000hPa，T0=θ 得位温公式
T (1000)0.288
p
干绝热过程中，位温θ是保守不变的
海温日变化：最高点发生在15:00~16:00，最低点在日出后 不久 年变化：最高在8月，最低在2~3月，变幅比陆地要小得多
气温
大气主要靠地面热量向上传输而获得热量 传导：依靠分子运动将能量从一个分子传递给另一个分子 辐射：地面与大气、气团与气团之间的长波辐射 对流：暖空气上升，冷空气下沉 湍流：由于空气黏滞力而产生的不规则运动，近地面发生较多 蒸发和凝结：蒸发吸收热量，凝结释放热量
qs表示水汽的量
于是,
dQ1
Ldqs
c p dT
RT p
dp
dQ2
dQ1
-dqs
• 干绝热过程：升降气块内部无水相变化， 并且与外部无热量交换的过程。
dQ=0
于是
c p dT
RT p
dp
0
dT RT dp cp p
dT R dp =
T cp p
从初态p0、T0到状态p、T积分
T dT p R dp
地面及地气系统的辐射差额(收入-支出)
地面辐射差额：地面吸收的太阳辐射与地面有效辐射之差
R = (Q + D)(1- A) - e(sTs4 - Fa )
日变化、年变化、随纬度变 化、随天空状况变化P47-48
地气系统：把地面和对流层大气看成一个整体
高低纬地区之间的热量不均，靠洋流和气流，从低纬输送热量 到高纬，同时输送水汽
第二章作业： 2-2 2-6 2-9
第三章 大气热力学
热力学第一定律
能量守恒定律在理想气体中的应用
热量dQ
cv=0.716J/(gK)定容比热
内能mcvdT
作功pdV
公式： dQ mcvdT pdV
干空气的热力学第一定律
单位质量干空气(m=1),热力学方程简化为
dQ
=
cv dT
+
pd
1
r
(1)
理想气体状态方程
p RT
(2)
结合(1)和(2)，得到
RT dQ cpdT p dp
cp=cv+R=1.005J/(gK) 定压比热
饱和湿空气的热力学第一定律
• 凝结潜热：温度为t的单位质量水汽凝结为同温度的液体 释放的热量
L=2499.5-2.39t (单位：J/g)
水汽百度文库结释放潜热 dQ2=-Ldqs
地气系统的热量收支
地面温度和气温的变化
地面温度：由于地表性质（主要是水陆差异）不同，（1） 吸收的辐射能不同；（2）热量转换不同
[1]水陆比热不同：吸收同样的能量，水体的增温迟缓，陆 地的增温剧烈 [2]水陆透射性能不同：陆地吸收太阳辐射仅限于表层，而 较大一部分辐射透过水体表层深入水体内部 [3]水陆导热方式不同：陆地导热性能差，热量多集中在表 层，水体具有流动性，水平和垂直运动可以使热量迅速交 换 [4]水陆蒸发差异：水面水汽较多，大气逆辐射使得水面温 度降温较缓和
吸收波段 5-7μm和>18μm 13.5~16.5μm 8.3~10.6μm
地面有效辐射：地面所放射的辐射量与被地面所吸收的大气 逆辐射量之差
F = Fs - aFa = e(sTs4 - Fa )
影响因子：地面温度、地面性质、空气温度、湿度及垂直 分布和云况等
地面有效辐射强度随地面温度升高而增大，因此有效辐射 存在明显的日变化和年变化
湿绝热过程
• 凝结高度：未饱和湿空气块绝热上升至某一高度上开始发生凝结。 凝结高度的近似计算公式：
H=123(T0-Td0)
在凝结高度之下，dQ1=0，dQ2=0，仍是干绝热过程
• 湿绝热过程：饱和湿空气在升降过程中内部有水相变化，与外界无热量交换 的过程
地面热量平衡方程：R+LE+P+A=0
R为地面辐射差额 LE为潜热：L蒸发潜热，E蒸发量 P为感热：湍流显热交换 A为地表面与下层间的热传输量B和平流输送量C之和
年平均热量平衡方程
陆地， R+LE+P=0 沙漠， R+P=0 海洋， R+LE+P+C=0
R、LE、P、A的日变化和年变化，P49-51
气温是指气象观测所用的百叶箱 离地面1.5m高处的温度
气温日变化：最高值一般在14:00左右，最低值一般在日出前后 气温日较差：气温最高值与最低值之差，受纬度、季节、 下垫面性质、海拔高度、天气状况 气温年变化：陆地7月最高，1月最低；海洋8月最高，2月最低 气温年较差：一年中月平均气温的最高值与最低值之差，与纬 度、地表性质、天气情况有关
地面辐射：地面以自己的温度向外放射辐射能 Fs = esTs4
ε为地面对长波的比辐射率，与地表性质有关
大气辐射：大气吸收绝大部分的地面辐射，同时也放射辐射能 大气辐射一部分向上外逸到太空，另一部分向下到达地面（称 之为大气逆辐射）,大气逆辐射被地面吸收的部分为aFa
大气吸收地面长波辐射
成分
水汽、液态水 二氧化碳 臭氧
1、位势高度的物理意义
2、等压面、等高面
等压面上用等高线表示气压场型 等高面上用等压线表示气压场型
3、露点温度的含义及物理意义
露点越高，水汽含量越多，湿空气越接近饱和
4、太阳辐射在大气中的减弱 吸收、散射、反射
空气分子 云滴和尘埃
地面和大气辐射
地面和大气辐射的波长在3~120μm之间，属于红外或者远 红外辐射
ò ò=
T T0
c p0 p p
泊松方程
T ( p )0.288 T0 p0
物理意义(干绝热过程)： 1、T仅与P有关 2、p升高，T指数升高 3、气块上升，T指数下 降
干绝热直减率ϒd
定义：干空气或者未饱和湿空气块绝热上升单位距 离时温度的降低值，用ϒd=-dT/dz表示
dT RT dp cp p
给予同样的热量Q，陆地表面升温剧烈，而水面升温缓和 失去同样的热量Q，陆地表面降温剧烈，而水面降温缓和
陆地表面温度变化取决于热量差额 ΔQ=R+LE+P+A
陆地表面日变化：最高点通常在13:00前后，最低点发生在 日出时 年变化：与太阳辐射年变化曲线几乎平行，最高在7月，最 低在1月
水温日变化：海洋日变化较小，0.5°C以下，湖面或者大河 2~5°C
p RT
dp g
dz
dT g dz cp
g
d
=
-
dT dz
=
g cp
ϒd≈0.98K/100m
大气温度直减率
g = - ¶T
¶z
位温：气块沿干绝热过程移动到标准气压（1000hPa）处所具有的温度。
泊松方程中，取p0=1000hPa，T0=θ 得位温公式
T (1000)0.288
p
干绝热过程中，位温θ是保守不变的
海温日变化：最高点发生在15:00~16:00，最低点在日出后 不久 年变化：最高在8月，最低在2~3月，变幅比陆地要小得多
气温
大气主要靠地面热量向上传输而获得热量 传导：依靠分子运动将能量从一个分子传递给另一个分子 辐射：地面与大气、气团与气团之间的长波辐射 对流：暖空气上升，冷空气下沉 湍流：由于空气黏滞力而产生的不规则运动，近地面发生较多 蒸发和凝结：蒸发吸收热量，凝结释放热量
qs表示水汽的量
于是,
dQ1
Ldqs
c p dT
RT p
dp
dQ2
dQ1
-dqs
• 干绝热过程：升降气块内部无水相变化， 并且与外部无热量交换的过程。
dQ=0
于是
c p dT
RT p
dp
0
dT RT dp cp p
dT R dp =
T cp p
从初态p0、T0到状态p、T积分
T dT p R dp
地面及地气系统的辐射差额(收入-支出)
地面辐射差额：地面吸收的太阳辐射与地面有效辐射之差
R = (Q + D)(1- A) - e(sTs4 - Fa )
日变化、年变化、随纬度变 化、随天空状况变化P47-48
地气系统：把地面和对流层大气看成一个整体
高低纬地区之间的热量不均，靠洋流和气流，从低纬输送热量 到高纬，同时输送水汽
第二章作业： 2-2 2-6 2-9
第三章 大气热力学
热力学第一定律
能量守恒定律在理想气体中的应用
热量dQ
cv=0.716J/(gK)定容比热
内能mcvdT
作功pdV
公式： dQ mcvdT pdV
干空气的热力学第一定律
单位质量干空气(m=1),热力学方程简化为
dQ
=
cv dT
+
pd
1
r
(1)
理想气体状态方程
p RT
(2)
结合(1)和(2)，得到
RT dQ cpdT p dp
cp=cv+R=1.005J/(gK) 定压比热
饱和湿空气的热力学第一定律
• 凝结潜热：温度为t的单位质量水汽凝结为同温度的液体 释放的热量
L=2499.5-2.39t (单位：J/g)
水汽百度文库结释放潜热 dQ2=-Ldqs
地气系统的热量收支
地面温度和气温的变化
地面温度：由于地表性质（主要是水陆差异）不同，（1） 吸收的辐射能不同；（2）热量转换不同
[1]水陆比热不同：吸收同样的能量，水体的增温迟缓，陆 地的增温剧烈 [2]水陆透射性能不同：陆地吸收太阳辐射仅限于表层，而 较大一部分辐射透过水体表层深入水体内部 [3]水陆导热方式不同：陆地导热性能差，热量多集中在表 层，水体具有流动性，水平和垂直运动可以使热量迅速交 换 [4]水陆蒸发差异：水面水汽较多，大气逆辐射使得水面温 度降温较缓和
吸收波段 5-7μm和>18μm 13.5~16.5μm 8.3~10.6μm
地面有效辐射：地面所放射的辐射量与被地面所吸收的大气 逆辐射量之差
F = Fs - aFa = e(sTs4 - Fa )
影响因子：地面温度、地面性质、空气温度、湿度及垂直 分布和云况等
地面有效辐射强度随地面温度升高而增大，因此有效辐射 存在明显的日变化和年变化
湿绝热过程
• 凝结高度：未饱和湿空气块绝热上升至某一高度上开始发生凝结。 凝结高度的近似计算公式：
H=123(T0-Td0)
在凝结高度之下，dQ1=0，dQ2=0，仍是干绝热过程
• 湿绝热过程：饱和湿空气在升降过程中内部有水相变化，与外界无热量交换 的过程
地面热量平衡方程：R+LE+P+A=0
R为地面辐射差额 LE为潜热：L蒸发潜热，E蒸发量 P为感热：湍流显热交换 A为地表面与下层间的热传输量B和平流输送量C之和
年平均热量平衡方程
陆地， R+LE+P=0 沙漠， R+P=0 海洋， R+LE+P+C=0
R、LE、P、A的日变化和年变化，P49-51
气温是指气象观测所用的百叶箱 离地面1.5m高处的温度
气温日变化：最高值一般在14:00左右，最低值一般在日出前后 气温日较差：气温最高值与最低值之差，受纬度、季节、 下垫面性质、海拔高度、天气状况 气温年变化：陆地7月最高，1月最低；海洋8月最高，2月最低 气温年较差：一年中月平均气温的最高值与最低值之差，与纬 度、地表性质、天气情况有关
地面辐射：地面以自己的温度向外放射辐射能 Fs = esTs4
ε为地面对长波的比辐射率，与地表性质有关
大气辐射：大气吸收绝大部分的地面辐射，同时也放射辐射能 大气辐射一部分向上外逸到太空，另一部分向下到达地面（称 之为大气逆辐射）,大气逆辐射被地面吸收的部分为aFa
大气吸收地面长波辐射
成分
水汽、液态水 二氧化碳 臭氧