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1、谢谢大家 干绝热线 湿绝热线 注意 干湿绝热直减率指单独气块团随垂直高度变异出现的气温变化情况 气温直减率指整层大气含对流层随垂直高度变异出现的气温变化情况 温度层结 概念指在地球表面上方大气的温度随高度变化的情况或者说是在垂直地球表面方向的气温分布它决定了大气的稳定度 焚 风 空气温度的个别变化和局地变化 个别变化空气质点本身温度随时间的变化 局地变化空间固定时空气温度随时间的变化 平流变化由于空气的移动所造成的某地温度的变化 局地变化 平流变化个别变化 3大气稳定度 定义大气在垂直方向上稳定的程度 反映其是否容易对流 定性描述 外力使气块上升或下降 气块去掉外力 气块减速有返回趋势稳定 气
2、块加速上升或下降不稳定 气块停在外力去掉处中性 不稳定条件下有利于扩散 温差判别法 温度直减率对比性质法 不稳定 稳定 呈中性 不稳定 稳定 呈中性 3大气稳定度 大气稳定度的判据 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 m d 绝对稳定 绝对不稳定 条件性不稳定 干稳湿中性 干中性湿不稳 4逆温 概念大气上层温度高于下层的现象 它阻碍大气气流向上发展对天气有一定影响 气温在垂直方向上的分布状况主要受地面性质季节昼夜长短和天气条件变化影响 几种逆温形成过
3、程 辐射逆温 概 念 地面强烈辐射冷却形成的逆温 形成条件晴朗无云无风或微风2ms 3ms夜风 厚 度数十米数百米 出现季节大陆全年可见冬季强夏季弱 天 气常为晴天预兆有时也出现浓雾不散现象 湍流逆温 定义-由于空气的湍流混合而形成的逆温 形成过程 平流逆温 概 念暖空气平流到 冷地表上形成 的逆温 形成条件暖气块团运动速度较大 出现季节冬季最常见 平流逆温形成过程图 下沉逆温 概 念整层空气下沉压缩增温形成的 逆温 形成条件山地区域或空气块团作下沉运 动的高气压区内 厚 度较大 出现季节冬季 其他逆温 锋面逆温 冷暖空气相遇时较轻暖空气爬到冷空气上方在冷暖空气交界面附近即锋面附近出现的逆温称
4、为锋面逆温 融雪逆温 在积雪地区因暖空气流经冰雪表面产生融冰融雪现象而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量从而使贴近地层的气温较低形成逆温这种逆温称为融雪逆温 地形逆温 在山区夜间由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温称为地形逆温 2大气对太阳辐射的散射 太阳辐射通过大气遇到空气分子尘粒云滴等质点时都要发生散射 但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能而只是改变辐射的方向使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播开来因而经过散射之后有一部分太阳辐射就到不了地面 散射作用 散射 当太阳辐射通过大气时遇到大气中的各种质点太阳辐射能的一部分散向四面八
5、方称为散射 分类 由入射辐射波长 与散射质点的相对大小r将散射分为分子散射蕾利散射米散射和漫射 r 时分子散射 r 时米散射 r 时漫射 雷利分子散射定律 当大气中粒子的直径比波长小得多的时候散射强度与入射光波长的四次方成反比即 定律 意义 入射光波长愈短散射能力愈强 为什么晴朗的天空呈现青蓝色 为什么傍晚的夕阳偏橘红色 米氏散射 当大气中粒子的直径与辐射的波长相当时发生的散射 米氏散射值与入射光波长的二次方成反比即 散射在光线前进方向比后方向更强方向性比较明显 云雾的粒子大小与红外线07615m的波长接近所以云雾对红外线的散射主要是米氏散射 漫射 当大气中粒子的直径比波长大得多的时候入射光的
6、各种波长具有同等散射能力散射强度不再随波长改变称之为漫射 为什么云雾呈白色 3大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射 大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去其中云的反射作用最为显著主要发生在云层的顶部 云的反射能力随云状和云的厚度而有很大的不同高云反射率约为25中云为50低云为65稀薄的云层也可反射1020随着云层增厚反射增强厚云层反射可达90一般情况下云的平均反射率为5055 在上述三种方式中以反射作用最为重要散射作用次之吸收作用最小 以全球平均状况而言太阳辐射约有30因反射和散射回宇宙空间20被大气直接吸收50到达地面 到达地面的太阳辐射 到达地面的太阳辐射有两部分一
7、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 季节变化 全年夏季最大冬季最小 纬度愈低总辐射愈大 反之就愈小 最大值在20 oN20 oS赤道带附近 气候上称该纬度为热赤道 总辐射 纬度变化 我国年总辐射值大小受地形天气气候不同影响呈非规律分布 西藏藏北高原柴达木等地最高 212252Wm2 青海新疆内蒙黄河流域 西北华北 次之 15922123W m2 长江流域和大部分华南地区 11941592W m2 四川盆地最少 地面对太阳辐射的反射 概念表示物体反射辐射情况一般用反射照率表示 反射辐射Qr与总辐射Q0之比称为反射
8、率r 单位 表达式r Qr Q0 100 反射率愈大地表吸收的辐射热能愈少地表温度愈低反之则愈高 地表状况不同决定着反照射率值的大小它又是决定地表温度分布不均一的重要原因之一 深色土壤小于浅色土壤 潮湿土壤小于干燥土壤 新雪表面大于陈雪表面 不同性质下垫面的反射率 种类 反射率 种类 反射率 干的新雪 8095 棉花 2022 一般雪面 6070 甜菜 1825 污秽雪面 4050 马铃薯 1927 干黑土 14 水稻田 1722 湿黑土 8 牧草田 1525 新耕地 17 针叶林 1015 冬小麦 1623 阔叶林 1520 由此可见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
9、大差异这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一 地面辐射和大气辐射 太阳辐射虽然是地球上的主要能源但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少而水陆植被等地球表面 又称下垫面 却能大量吸收太阳辐射并经转化供给大气从这个意义来说下垫面是大气的直接能源即地面的长波辐射才是大气的直接能源 大气逆辐射 大气逆辐射与大气保温效应 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大气的保温效应 地面有效辐射 地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射以F0表示 1 常为正值2影响因子3日变化和年变化
10、 2气温的垂直变化 气温非绝热绝热变化 空气内能的变化是引起气温变化的根本原因 空气内能变化包含两方面内容一是由于空气块和外界有热量交换引起了气温的升降称非绝热变化另一是空气与外界没有热量交换而是由于外界压力的变化引起了气温的升降称绝热变化 气温非绝热绝热变化 气温非绝热变化气温绝热变化 垂直运动绝热变化 水平运动非绝热变化 气块团 气块团 气温非绝热变化 概念单独空气块团在运动过程中与外界发生热量交换引起的气温变化一般发生在空气块团作水平运动过程中 空气与外界通过以下5种方式交换热量 a传导 空气依靠分子的热运动将能量从一 个分子传递给另一分子达到热量 平衡的传热方式 地面与空气气块与气块间
11、出现温 度差异时会以传导方式交换热量 地面和大气为不良导体通过传导 方式传导热量很少仅限于贴进地 表的大气层中较为明显 b 辐射 大气主要以吸收地面长波辐射而增温地面也吸收大气放出的长波辐射进行热量交换 c 对流 暖而轻的空气上升迫使周围冷而重的空气给予补充的升降运动称为对流是上下层对流层空气交换热量的重要方式 d 湍流乱流 空气不规则的运动称为湍流或乱流在空气层之间发生相互摩擦或空气流经高低不平的地表时产生是摩擦层对流层下层中热量交换的重要方式 同一时间的某气块团温度变 化常常是以上五种作用共同结果产生只是 那个为主或次需依实际情况有所不同 如地气之间以辐射形式为主 气块团之间以对流和湍流为主其次通过蒸发凝结等方式交换热能 e 蒸发升华或凝结凝华 水在蒸发冰在升华时要吸收热量水汽在凝结凝华时要放出潜热不在原处发生蒸发升华或凝结凝华现象会使气块热量得到传送 气温绝热变化 绝热过程任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程 干绝热过程当升降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纯干洁空气不饱和的含水汽的气团常发生干绝热变化 湿绝热过程饱和湿空气的绝热变化过程 a 干绝热直减率rd b 湿绝直减率rm 湿绝热直减率 随气温降低而增大 随气压降低而减小 降水precipitation 降水从天空降落到地面的液态或固态水包括雨毛毛雨雪雨夹雪霰冰粒和冰雹等 降水量降水融化后
