气象学与气候学

平展型 扇型
漫烟型 熏烟型
波浪型
锥型
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爬升型 屋脊型
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大气温度随时间的变化
• 气温随时间的变化有两种周期：年变化和 日变化。 • 气温的周期性变化类似于正弦函数的变化， 因此可用与正弦函数类似的几个特征量来 表示其变化规律。 • 表示正弦函数的特征量有： • 平均值 • 振幅 • 位相
气象学与气候学 第二章 大气的热能和温度
大气温度的时间变化和空间分布
大气稳定度(atmospheric stability)
• 空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快 的过程； • 上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结，这是 大气中云、雾、雨、雪形成的最重要的原因； • 因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是看 大气中是否会产生上升运动； • 判断空气是否会产生上升运动，就要看空气在铅 直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。
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③用层结曲线（大气温度随高度变化曲线）和状态曲线（即上 升空气块的温度随高度的变化曲线）的分布来判断大气稳定度。
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稳定度的综合判定方法:
综合干空气和未饱和湿空气的判定方法，可归纳如下： <m 绝对稳定 m < <d 对干空气稳定，湿空气不稳定，此为条件性 不稳定； >d 绝对不稳定。 以上判定方法可用如下的数轴表示：
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由太阳直接辐射日总量的分布可知年较差的变化
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• 2.气温的非周期性变化(non-periodic variation of air temperature)
变化原因： 天气突变 大规模冷暖空气的活动
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大气温度的空间分布
• 气温垂直梯度： 气温随高度的分布，称为温度层结 (temperature stratification)。大气温度的铅直分 布一般用气温垂直梯度（气温直减率，vertical temperature gradient）来表示。 气温直减率（ ）：实际气层中高度每变化单位 高度时气温的降低值。 在对流层中，气温随高度 的升高而降低， >0 。 但 的值是随时、随地改变的，不是常数！ 请注意与d 、 m的区别！
∴
T T ' ( d ) dZ
………………………………………③
dZm' g
将③代入②式，得
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d F1 G T
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讨论： <1> d 0 气块上升时，dZ↗， F1 G 0 a 0 ，符合不稳定条件； 气块下降时，dZ↘。 F1 G 0 a 0 ，符合不稳定条件。 ∴ d 0 无论上升、下降均属于不稳定状态。 <2> d 0 气块上升， dZ↗， 气块下降，dZ↘。
F1 G 0 a 0
，稳定状态；
F1 G 0 a 0
，稳定状态。
在此状态下，不易扩散。 γ=0 等温；γ<0 逆温是稳定状态中更稳定的状态。 <3> d 0
F1 G 0 a 0 ，中性状态。 2006-9-30
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∴ 判断大气是否稳定：
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逆温
1、定义：温度随高度的增加而增加，此时 0 。 dZ 2、逆温与研究污染有关的因素： ①逆温层的消失时间； ②逆温层底的高度； ③逆温层的厚度； ④逆温的强度（温度随高度的变化情况）。 不同季节都应掌握上述数据。 逆温的最危险状况是逆温层正好处于烟囱排放口。 3、逆温形成的过程 形成逆温的过程多种多样，最主要有以下几种： ①辐射逆温（较常见）；②平流逆温；③锋面逆温； ④湍流逆温；⑤下沉逆温。
z
T 'T a g T
由此可见空气的稳定度取决于 气块与周围空气的温度差。
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0 , P0 , T0
0 , P0 , T0
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T ' ∴ RT ' RT ' => ' T
F1 G ' Vg ' m' T 'T g 1m ' g ' ' T
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大气稳定度(atmospheric stability)
• 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。 • 它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是 否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。假如有一团 空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动， 那末就可能出现三种情况： 1、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) ； 2、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 (unstable) ； 3、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) 。
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祝同学们假期快乐，注意安全!
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m
作业
• 写出等温大气压高方程的表达式，举例说 明其应用的方面。 • 求出气压为1000hPa，气温分别为30℃和 ﹣30℃的饱和湿空气的虚温差。说明虚温 差在高温，高湿时大，还是低温，低湿时 大？ • 为何湿绝热直减率小于干绝热直减率？ m 的大小与什么有关?如何通过 m ， d ， 判 断大气的层结稳定度?
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• 气温的周期性变化 (1)气温的日变化(diurnal variation) : 近地层气温的变化主要取决于下垫面温度 的变化，变化特点有： 1、位相比地面落后，且随高度的升高而 推迟。1.5m高处日最高温度出现在14~15 时左右，最低气温出现在日出前后。 2、振幅随高度的升高而减小。
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辐射日总量 (J/m2· d)
地面太阳辐射日总量的时空分布
(设透明系数a=0.7，用数值积分法计算)
纬度 0 10
20
30
40 50 60
70 90 80
冬至
春分
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夏至
秋分
冬至
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•
年较差的影响因素： 1、纬度： 这是对气温年较差影响最大的 因素。一般来说，气温年较差随纬度的升 高而增大。 原因：太阳辐射的年变化幅度随纬度的 增高而增大。因为一年中昼夜长短的变化 幅度随纬度增大。 2、海陆分布 3、海拔 4、气候干 湿 5、雨季
T T0 dT
m ' g ……②
设气块在起始位置高度的温度和环境温度相同，均等于 T 0，于是：
T ' T0 dT '
将 d
dT ' dT dZ 与 dZ 代入上式有：
T ' T0 d dZ ，T T0 dZ （对于未饱和空气干空气按 γd 变化）
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dT
• 辐射逆温(radiation inversion)：晴朗微风的 夜晚，地面因强烈的有效辐射而降温，形 成温度上高下低的现象。 • 平流逆温(advection inversion) ：暖空气流 到冷的下垫面上而形成的逆温 。 • 下沉逆温(subsidence inversion) ：由于空 气下沉，绝热增温而形成的逆温。 • 锋面逆温(frontal inversion) ：在冷暖空气 的过渡带形成的逆温。
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• 影响气温日较差的因素： 1) 纬度(latitude)：日较差随纬度减小。因高纬度 白天气温低、夜间有效辐射少。 2) 季节(season) ：夏季大、冬季小，但最大在春 季，最小在冬季 3) 地形(geographical relief)：凸地变幅小，凹地 变幅大，因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强 4) 下垫面性质(features of underlying surface)： 水面上日较差小，陆地上大 5) 天气(weather)：晴天日较差大于阴天
m 条件性不稳定 d
绝对稳定 干稳湿中性
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干中性 湿不稳
绝对不稳定
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不稳定能量
• 不稳定能量就是气层中可使单位质量空气 块离开初始位置后作加速运动的能量。 • 气层能提供给气块的不稳定能可分为下述 三种情况：
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大气稳定度对大气污染的影响
• 大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱 排出的烟羽形状不同。下面是与稳定度有关的五种典型烟流：
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• 类似地可引出表示温度变化的特征量： • 平均温度(mean temperature)：日平均温度、年 平均温度 • 振幅(amplitude) — 又叫变幅、较差(range)，即 一个周期中最高值与最低值之差。 • 日较差(diurnal range) ：一天中气温最高值与最 低值之差 。 • 年较差(annual range) ：一年内最热月与最冷月 的月平均温度之差。 • 位相(phase)：温度最高值与最低值出现的时间 。
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判断大气稳定度的基本方法
气块在受到扰动后上升z高度后自身产生的加 速度取决于气块受到的合力。 气块受到的合力为浮力与重力之差： F= mg-m’g =(－’) V g , P, T 单位质量气块所受的力就是加速度，所以合 力产生的加速度：
’, P’, T’
用状态方程代入：
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• (2)气温的年变化(annual variation) 特点： 回归线以外的地区为单波型：最高为7月, 最低为1月,海上落后一个月； 回归线之间赤道附近地区为双波型：最高 为4、10月，最低为7，1月。 原因：太阳直射点的季节变化，在赤道附 近地区，一年有两次太阳直射。
对于未饱和空气、干空气，可利用 d 0 来判断； 而对饱和空气而言，用 m 0 来判别，
一般实验时用此法，但不实用，实际应用中常用另一种方法。 ②用位温梯度判别
d ∵ Z T
Z 0， d 时，气层稳定 ∴ 0， d 时，气层不稳定 Z Z 0， d 时，气层中性