《气象气候资料》PPT课件.ppt

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1、气象学与气候学基础,大气组成和热能,一、大气的组成大气是一是由多种气体混合组成的气体及悬浮其中的液态和固态杂志所组成。可分为：1.干空气（干洁空气）：除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体，成为干洁空气。,干空气组成,干洁空气的气体成分(体积百分比),各组成成分的作用：氮气78%：生物体的基本组成成分氧气21%：人类和一切生物体维持生命活动的物质二氧化碳0.03%：绿色植物进行光合作用的基本原料和对地面起到保温作用气象意义：温室效应强烈吸收长波辐射，透过短波辐射臭氧：大量吸收太阳紫外线对地球上的生命起到保护作用，气象意义：强烈吸收紫外线,为什么南极臭氧洞出现在春季（910月）？科学家们推断：携

2、带北半球散发的氯氟烃的大气环流，随赤道附近的热空气上升，分流向两极，然后冷却下沉，从低空回流到赤道附近的回归线。在南极黑暗酷冷的冬季（6-9月份），下沉的空气在南极洲的山地受阻，停止环流而就地旋转，吸入冷空气形成“极地风暴漩涡”。旋涡上升至臭氧层成为滞留的冰晶云，冰晶云吸收并积聚氯氟烃类物质。当南极的春季来临（9月下旬），阳光照射冰云，冰晶融化，释放吸附的氯氟烃类物质。在紫外线的照射下，分解产生氯原子，与臭氧反应，形成季节性的“臭氧空洞”。因为北极没有极地大陆和高山，仅有一片海洋冰帽，形不成大范围的强烈的“极地风暴”，所以不易产生象南极那样大的臭氧洞。但是，北极上空的臭氧在不断地减少。,干洁大

3、气特点主要成份是氮、氧、氩其中氮、氧、氩三者和占大气总体积的99.96%。90公里以下主要成份和含量比例基本不变在自然条件下常维持气体状态平均分子量28.9963 平均密度1.293 kg/m3,2.水汽天气变化的主角,（1）来源：来自于近地面的蒸发、生物的蒸腾和呼吸（2）时空变化：随高度递减，水平分布不均，日变化明显（3）特征：常温下有三相变化（4）气象意义：吸收和释放潜热吸收地面辐射和大气辐射（保温），吸收少量太阳辐射反射太阳辐射（云层，有云，气温的日变化不明显）,3.气溶胶粒子,大气中悬浮着的各种固态和液态微粒（）来源自然：火山爆发、风起的土壤微粒等人为：燃烧排放的烟尘（）时空变化：随高

4、度递减，干燥地区多于湿润地区，冬多于夏（3）在气象上的作用降低能见度凝结核（云、雾）：是形成云、雾、降水的重要条件,二、大气垂直结构,分层依据：温度密度大气运动状况,1.对流层（12km左右）,对流层是大气圈中最下面的一层，与人类的关系最为密切。（1）厚度：对流层的平均厚度约为 12km，随纬度不同有所差别，极地：6 10km;中纬度：1012km;赤道：1618km。（）特征：温度随高度的增加而降低，每升高100m平均降温0.650C强烈垂直对流作用气象要素水平分布不均五个复层：贴地层、摩擦层、对流中层、对流上层、对流层顶，最重要的是摩擦层也叫行星边界层（污染气象）。,大气边界层,概念：贴近

5、地表面、受地面影响十分强烈的大气底部一层大气称大气边界层（摩擦层）。边界层又分为近地面层（厚度约50米至100米）和上部摩擦层（或称爱克曼层）。自由大气层：大气边界层上面的气层，通常不存在明显湍流，地面摩擦可以忽略故称为自由大气层。特点：边界层紧邻地面地表的不同性质明显影响边界层的大气运动气温垂直梯度大；边界层内通常都存在湍流气块在运动时受摩擦力的作用，故也常称边界层为摩擦层。,变化：其厚度随地点、时间而变化，薄时可为百米量级，最厚时可达二、三千米厚，平均而言，边界层厚度为1千米，即约为对流层的十分之一。日变化：中午、午后厚度大，厚度通常可达1500米左右。此时，近地面处排入大气的污染物，可迅

6、速地在较厚的大气中扩散混合，地面污染浓度较小，日落前后至清晨，地面降温，厚度小。此时，湍流较弱，湍流混合亦弱，污染物不容易扩散稀释,地面污染浓度增大。边界层除了有日变化外，还有受天气系统影响的非周期性变化其变化就比较复杂。,对流层,2.平流层：平流层位于对流层之上（对流层顶5055km）,特征：温度：气温随高度上升先是不变（等温层），而后增高。臭氧层：平流层的上部存在一厚度约为 20公里的臭氧层。强烈吸收 200 30O nm 的太阳紫外线,致使平流层上部的气层明显增温。气流：多处于平流流动，气流平稳。极少出现云、雨、风暴天气大气透明度好。,3.中间层（平流层顶85km）,特征：气温随高度升高

7、而迅速降低,中间层顶温度可降至-83-113。对流运动强烈均质大气层8085km以下，成分基本不变,4.暖层（中间层顶800km）,该层的下部基本上是由分子氮所组成，上部是由原子氧所组成。原子氧可吸收太阳辐射出的紫外光。特征：温度是随高度增加迅速上升。大气处于高度电离状态。又称为电离层 由于太阳光和宇宙射线的作用，使得暖层中的气体分子 大量被电离。,North-and southern lights Extremely high temperatures(1000C)Ions dominate further up,5.散逸层（暖层以上）,气温很高，空气稀薄空气粒子可以摆脱地球引力而散逸均质大

8、气层8085km以下，成分基本不变,天空為什麼是藍色的?夕陽為什麼是紅色?,三、大气的热能,(一)辐射的基本知识(二)太阳辐射(三)地面和大气的辐射(四)辐射差额,(一)辐射的基本知识,1.辐射定义：自然界中的一切物体，只要温度高于-273 都可以以电磁波的形式不停的向外传送能量，这种传送能量的方式及其所传送的能量都叫辐射。太阳辐射就是以光速从太阳向四周发射的。（不像声音在120公里的稀薄大气中就不能传播了）有许多辐射使我们感觉不到的，我们四周的物体都向外辐射能量，火炉向四周传送的热量就是辐射的形式。,2.电磁波波长：范围有很大的差异，如宇宙射线的波长为10-10m;无线电波长可达几公里;根据

9、波长可将电磁波分为射线、X射线、紫外线、可见光(0.40.76m)、红外线、无线电波。太阳中心为2万多度。太阳表面温度6000K，太阳辐射最强的波长为0.457微米，称短波辐射，大气约250K，大气辐射称长波辐射 地面约300K，地面辐射称长波辐射,太阳辐射,1.太阳辐射光谱和太阳常数2.太阳辐射在大气中的削弱3.到达地面的太阳辐射4.地面对太阳辐射的反射,(二)太阳辐射（solar radiation）,1.大气上界的太阳辐射,(1)太阳辐射光谱：按太阳辐射光线的波长顺序而成的波谱叫做太阳辐射光谱。三个光谱区：紫外线光谱区（波长小于0.4m-7%）可见光光谱区（波长在0.40.76m-50%

10、）红外线光谱区（波长大于0.76m-43%）。,太阳辐射最强的波长是0.475m，相当于可见光的青光部分,2.太阳常数在大气上界，垂直于太阳光线的1cm面积上1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数。太阳常数是变动的，在13591418W/m3之间，确定量为1370W/m3。,2.太阳辐射在大气中的削弱,(1)吸收有选择性大气中吸收太阳辐射的主要成分：水汽、氮、氧、O3、NO2、固体杂质。O3：对太阳辐射能量的吸收很强，在0.20.3m之间为一个强的吸收带，0.6m有一宽吸收带水汽在0.932.85m之间有几个吸收带，水汽对太阳总辐射能的吸收并不多，占415%。二氧化碳：对太阳辐射的吸收比较弱

11、，仅对红外区4.3m附近的辐射吸收较强。氧的吸收能力较弱，在0.2m、0.69m、2.76m附近有几个吸收带。占大气体积的99%以上的氮、氧对太阳辐射的吸收微弱,大气对太阳辐大射的吸收是具有选择性的，吸收带均位于太阳光谱两端能量较小的区。臭氧-紫外辐射；水汽和二氧化碳主要-红外辐射。可见，大气吸收作用对太阳辐射减弱不大，大气因吸收太阳辐射而增温也不显著。所以太阳辐射并不是大气特别是对于对流层大气增温的直接热源。,(2)散射（a）分子散射（瑞利散射）有选择性如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子（），则发生分子散射。且散射能力与波长的四次方成反比，辐射的波长愈短，散射愈强烈,雨过天晴，天空呈蔚蓝

12、色，就是这个原因。,（b）粗粒散射没有选择性质点：直径较大的灰尘、冰晶等。对各种波长的太阳辐射都散射。如：当空中存在较多的尘埃、或雾等粗粒时，太阳辐射的长短波都被同等的散射，使天空呈现灰白色，也叫漫射。,1是大气上界太阳辐射光谱；2是臭氧层下的太阳辐射光谱；3是同时考虑到分子散射作用的光谱；4是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。,(3)反射无选择性云层、尘埃具有强烈的反射作用对各种波段的光都反射，因而呈白色。随着云层增厚反射能力也增强。高云平均反射25，中云平均反射50，低云平均反射65，很厚的云层反射可达90。

13、平均为50%55%从全球平均状况来看：约50%到达地面被吸收。,3.到达地面的太阳辐射,到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。,大小取决于两个条件：,太阳高度角,大气透明度,取决于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少。大雨大雪后、冷空气过后大气透明度高。,总辐射=直接辐射+散射辐射,h越小，等量的太阳辐射散布的面积就越大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小,h越小，太阳穿过的大气层越厚，被吸收、散射、反射的能量越多，太阳辐射被减弱较多，到达地面的太阳辐射也就较少。

14、,直接辐射,太阳高度角（h),大 辐射强小 辐射弱,大气透明度（p）,大 辐射强小 辐射弱,(2)散射辐射,太阳高度角（h),大 散射辐射强小 散射辐射弱,大气透明度（p）,大 散射辐射弱小 散射辐射强,在一年中总辐射强度(指月平均值)在夏季最大，冬季最小。总辐射随纬度的分布一般是纬度愈低，总辐射愈大；反之就愈小。最大值在北纬20度附近据研究，我国辐射年总量最高地区在西藏，为212252Wm2；青海、新疆和黄河流域次之，而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为119.4159.2W m2。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大，长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总

15、辐射量也大。西藏青海、新疆、黄河流域长江流域、华南地区,4.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。雪面的反射率很大约为60，洁白的雪面甚至可达90。,即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大的差异。这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一,对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为10。总的来说水面的反射率比陆面要小。水的反射率随太阳高度角的增大而减小,当太阳高度角超过60时，平静水面的反射率为2，高度角

16、306，1035，558，279.8，1。,.地面和大气辐射,1）地面辐射：地面吸收太阳辐射后转变为热能后，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。,2）大气辐射：大气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。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的，吸收很少，却能强烈地吸收地面的长波辐射升温放射长波辐射，辐射是地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间相互交换热量，也将热量向宇宙间散发。,3）地面辐射与大气辐射的共同特点：地面、对流层的大气平均温度约为288-300K，其辐射最大短波长在1015m范围内。地气系统热辐射中95以上的能量

17、集中在3120m的波长范围内，所以地面和大气的辐射称为长波辐射。,太阳辐射 6000K 0.23.0m 短波辐射地面大气辐射 3120 m 长波辐射,大气辐射的特点：（1）大气对长波辐射的吸收大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收物质：水气、液态水、二氧化碳、和臭氧，他们对长波辐射的吸收同样具有选择性。,（2）大气窗口：在812 m，大气中的各种物质吸收地面长波辐射最弱，这个波段的辐射不受阻挡畅通无阻的进入宇宙空间，而其他波段被大气中的物质吸收，这个波段叫做大气窗口。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，地面辐射有20%的能量经过这个窗口射向宇宙空间。,大气逆辐射与地面有效辐射 1.大气逆辐

18、射与大气保温效应大气逆辐射：大气辐射指向地面的部分。大气的保温效应（花房效应、温室效应）：由于大气逆辐射的存在，使地面实际损失的能量比它以长波辐射的能量要少一些，这种现象就叫。,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127，夜晚则降到-183。,空气与外界热量交换的方式,传导辐射对流湍流蒸发凝结,1）传导,空气是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，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，当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，其作用仅在贴近气层中，空气密度大，单位距离

19、内的温度差异也较大。,2）辐射,物体之间依各自的温度以辐射方式交换热量的传热方式。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，这样它们之间就可以通过长波辐射的方式不停的交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。,3）对流,当暖而轻的空气上升时，周围的冷空气便下来补充，这种升降运动，称为对流。通过对流，上下层空气相互混合，热量也就随之交换，使低层的热量传递到较高的层次。这是对流层中热量交换的重要方式。,4）湍流,空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是由于空气粘滞力产生的。在总的按平均速度的气流中，产生许多不规则的涡漩，它们方向不定，有时向上，有时向下

20、，有时和总的气流方向相反。湍流运动过程中，把它在原始位置的属性如热量、水分等带到新的位置上，相邻的空气团之间发生混合，从而引起热量、水分等属性的交换。湍流热交换比分子热交换效率大得多，比分子热传导大几千倍到几万倍，是摩擦层中热量交换的重要方式。湍流热交换也称为显热交换，因为它传递的热量直接导致空气温度的升高。,）蒸发（升华）和凝结（凝华）,水在蒸发或冰在升华时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华)时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），就会使热量得到传递。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。水的蒸发和凝结进

21、行的热量交换称为潜热交换，因为只有在水分发生相变时，才能吸收或释放热量，由于大气中的水汽要集中在km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。,气温的非绝热变化：空气与外界有热量交换，当空气获得热量时，内能增加，气温升高；空气失去热量时，内能减小，气温降低。,4.3 气温的绝热变化 当某一气团在与外界没有任何热量交换的情况下，做上升运动-降压-膨胀-克服外界压力而做功-消耗内-气块温度降低，以上过程称为气温的绝热冷却。反之，气团作下沉运动升压-气块压缩体积缩小外界对气体做功-内能增加-温度上升，这种现象称为绝热增温。,P,P-P,P-P,P+P,P+p,绝热冷却,绝热增温,气温的

22、绝热变化,干绝热方程：,注意空气团的大小,4.3.1 干绝热变化及干绝热直减率,当一团干空气或未饱和的湿空气与外界没有任何热量交换做升降运动，且气块内没有任何水相变化时的温度变化过程叫干绝热变化。,干绝热直减率（d）-干空气或未饱和的湿空气，气块绝热上升（或下沉）单位距离时温度降低（或升高）的数值。,Yd=1C/100m,注意：,原因：,气温直减率是大气温度随着距离地面越来越远得到的热量越来越少。干绝热直减率是干空气在绝热上升或绝热下降运动过程中由于做功气块本身的温度变化,1/100m,异同,干绝热直减率,气温直减率,4.3.2 湿绝热变化及湿绝热直减率,湿绝热变化过程：饱和湿空气的绝热上升（

23、或下沉）过程湿绝热直减率（m）：饱和湿空气块上升单位距离使温度降低的数值。（下沉升高）m1C 是一个变数温度受到两方面的影响(1)气团中的干空气上升体积膨胀降温，也是每上升100米温度降低1C。（2）水汽已饱和，它会因为上升冷却而发生凝结，凝结就要放热，所以放出的热量使气团温度有所回升。因此，降温幅度要小于d。,d=1C/100m,To,To-d=To-1,To,To-1C+T=,m=1C-T,To-(1C-T),湿绝热直减率是气压和温度的函数,在体积、气压相等的情况下，温度高的饱和空气含水量大，降低同样的温度，要比温度低的饱和空气凝结出更多的水分，意味着放出更多的热量来。,例如:20C19C

24、 饱和空气凝结出1克水/立方米 0C-1C 饱和空气凝结出0.33克水/立方米,高温 凝结水多 放热多（T 大）m=1C-T m小 低温 凝结水少 放热少（T 小）m=1C-T m大,结论：当两块饱和空气气压相同，容积相等而气温不同时，气温高的Ym小，温度变化不大。气温低的Ym大，温度变化较大。,气压大小对湿绝热直减率的影响,P大,P小,假设温度相同，则两团饱和空气所含的水汽是相同的的，按湿绝热上升时因温度降低产生的凝结潜热是相等的，对于空气密度大小不同的气团，相同的热量引起的增温作用会不同。P 大 等量的热量引起的升温要小些（T小）m=1C-T m大 P 小 等量的热量引起的升温要大些（T大

25、）m=1C-T m小结论：温度相等情况下，气压高的饱和空气m大，气压低的m小,4.3.3 干湿绝热线的比较：,（1）d近似于常数，故是一直线。（2）m是一个变量，所以是一个曲线。湿绝热直减率曲线始终在干绝热线的右方。mT（干）m是一条下陡上缓的曲线。因为大气层下层温度高，m小随高度上升温度下降慢；大气层上部温度低m大，随着高度上升温度下降快。（3）到了高层，两条线近于平行。温度越降越低，水汽凝结越来越多，空气团中的水汽含量越来越少，当水汽为零时，饱和空气也就变为干空气，则m=d，从而使两条线近于平行。,太阳辐射,一、辐射的基本知识,二、太阳辐射,（一）太阳辐射光谱和太阳常数（二）太阳辐射在大气中的削弱（三）到达地面的太阳辐射（四）地面对太阳辐射的反射,地面和大气的辐射,一、地面和大气辐射,1、都是长波辐射2、大气对长波辐射的吸收大气窗口3、大气逆辐射 大气对地面的保温作用,二、地面的有效辐射,三、地面的辐射差额（正）大气的辐射差额（负）地气系统的辐射差额（零）,热量平衡,大气的增温和冷却,一、非绝热变化,二、绝热变化,干绝热变化和干绝热直减率湿绝热变化和湿绝热直减率气温直减率、干、湿直减率的比较,大气与外界热量交换的形式,