资环《气象原理与气候学》讲稿教案Word下载.docx
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悬浮在大气中的固态或液态的粒子,它可充当水汽凝结核,还可吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热,对地年和空气温度也有一定的影响。
(二)大气污染
1、概念
由于自然过程和人类活动的结果,直接或间接地把大气正常成分之外的一些物质和能量输入大气中,其数量和强度超出大气的净化能力,以至造成伤害生物、影响人类健康的现象。
2、种类
第一类是固体或液体的微粒,通称为气溶胶粒子,如烟尘、粉尘,含酸雾滴等。
直径在10um以上的粉尘称落尘,直径在10um以下的称为飘尘。
第二类是气态化合物,通称为化学污染物。
如能引起氧化危害的臭氧、过氧乙酰硝酸脂类、二氧化氮、氯等;
能引起还原危害的二氧化硫、硫化氢、一氧化碳等;
能引起碱性危害的氨以及能引起酸性危害的二氧化硫等物质。
3、形成环节
空气污染物由污染源排出,经过大气的运送扩散,到达污染对象。
二、大气的垂直结构
(一)根据不同高度气层的特点,可从地面到大气上界将大气层分为五层
对流层:
地表到高空12km左右
特点:
温度随高度升高而升降低,平均每升高100米,气温约下降0.65℃
有强烈的垂直运动和不规则的乱流运动
气象要素水平分布不均匀
1、平流层:
从对流层顶到55km高度
温度随高度的升高而升高
气流较平稳,平流运动较强,水汽灰尘较少
天空晴朗,透明度高,适合飞机的飞行
2、中间层:
从平流层向上至85km高度
温度随高度的升高而下降
垂直运动较强
3、暖层:
又称热层或电离层。
从中间层至800km高度
是无线电波发射的主要层次
4、散逸层:
又称外层。
暖层以上的大气层,大气圈与星际的过渡带。
(二)根据空气质点所受摩擦力的大小分两层
1、摩擦层:
在1-2km高度以下的气层
2、自由大气:
在1-2km高度以上的气层
三、主要气象要素:
用来表示大气中的物理过程,物理现象及大气状态的各种物理量统称为气象要素。
主要有气压,温度,湿度,降水量,蒸发,风,云,能见度,日照,辐射,以及各种天气现象。
(分别阐述)
第二章辐射
第一节日地关系及季节形成
一、日地关系
地球是一椭圆体,其赤道半径是6378.1km,它在太空中不停地绕太阳公转,同时又绕地轴自西向东进行自转,公转的轨道为一近圆形的椭圆,太阳位于椭圆的一个焦点上,在一年中地球距太阳最近的时间约在每年的1月3日,即近日点,最远的时间约在7月4日,即远日点。
若在北极星方向来看,地球的公转和自转方向均是逆时针的。
地球绕太阳公转有两个重要的特点:
一是地轴与地球公转轨道始终保持66度33分的交角
二是地轴在宇宙空间的倾斜方向始终保持不变
由于地球的公转,有时北半球倾向太阳,有时南半球倾向太阳,引起太阳直射地球的位置不断改变,导致地面获得太阳的能量发生周期性的变化,于是便产生了地球上季节更替的现象,地球各地的太阳辐射状况受太阳在天空中的位置的影响,太阳在天空中的位置可用太阳高度角和太阳方位角来表示
二、太阳高度角和方位角
(一)太阳高度角
太阳平行光线与水平面的交角称为太阳高度角,简称太阳高度
2、求算式:
正午时刻的简化公式为:
h=90–Ø
+δ
大庆的地理纬度是45度46分到46度55分,经度为124度19分到125度12分。
(二)太阳方位角
太阳光线在水平面上的投影与当地子午线间的夹角。
子午线:
为测量地球而假设的南北方向的线,即通过地面某点的经线,也叫子午圈。
三、昼夜形成和日照长短的变化
(一)在地球自转过程中,总是有半个球面朝向太阳,另半个球面背向太阳。
朝向太阳的半球称昼半球,背向太阳的半球称夜半球,昼半球和夜半球的分界线,叫晨昏线。
晨昏线与纬圈交割把纬圈分成两段圆弧,处于昼半球的弧段儿昼弧,处于夜半球的弧段称夜弧。
当地球自西向东自转时,昼半球的东侧逐渐进入黑夜,夜半球的东侧逐渐进入白天,由此形成了地球上的昼夜交替的现象。
(二)几个概念
1、可照时数:
在天文学上,某地的昼长是指从日出到日没太阳可能照射的时间间隔。
2、实照时数:
将一日中太阳直接照射地面的实际时数称为实照时数。
通常短于可照时数。
3、曙暮光:
在日出前与日没后的一段时间内,虽然太阳直射光不能直接投射到地面上,但地面仍能得到高空大气的散射光,使昼夜的更替不是突然的,天文学上称为晨光和昏影,总称为晨昏影,一般习惯上则称之为曙光和暮光。
4、光照时间:
把包括曙暮光在内的日长时间称为光照时间。
四、季节的形成及二十四节气
1、季节的形成:
主要是由于太阳辐射随时间变化的结果,一年内地球每日在公转轨道上的位置不同,一地不同时期获得太阳辐射能量不同,温度不同,地球公转一周,恰好是寒来暑往的一年四季。
在气侯资料统计中,把阳历的3、4、5月划分为春季;
6、7、8月划分为夏季;
9、10、11月划分为秋季;
12、1、2月划分为冬季。
2、二十四节气:
春雨惊春清谷天,夏满芒夏暑相连,
秋处露秋寒霜降,冬雪雪冬小大寒。
每月两节日期定,前后相差一两天,
上半年在六廿一,下半年在八二三。
第二节辐射的基本知识
一、辐射与辐射能
1、概念:
自然界中的一切物体,只要其温度在绝对零度以上,都时刻不停地以电磁波或粒子的形式向外放射能量,这种放射能量的方式称为辐射,通过辐射传播的能量称为辐射能。
2、性质:
波动性:
辐射的波动性可用波长、频率表示,关系式为
λ·
μ=C
粒子性:
辐射的粒子学说内容:
电磁辐射由具有一定质量能量和动量的微粒子组成,这些微粒称为量子,每个量子所具有的能量与其频率成正比,或说与波长成反比。
关系式为
E=h·
μ或E=C/λ
二、表征辐射特性的物理量
1、辐射通量:
单位时间内通过或到达任一面积的辐射能。
2、辐射通量密度:
单位时间内通过或到达单位面积的辐射能。
辐出度:
放射体表面单位时间单位面积上所放出的辐射能。
辐照度:
单位时间照射到单位面积物体表面的辐射能。
3、光通量密度:
单位面积上通过或到达的光通量。
光照度:
单位面积上接收的光通量。
三、物体对辐射的吸收、反射和透射
1、概念
吸收率(a):
物体吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
反射率(r):
物体反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
透射率(t):
透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比。
三者关系:
a+r+t=1
2、分类根据物体对辐射的吸收率
黑体:
如果某种物体在任何温度下,对任何波长的入射辐射能的吸收率都等于1,则称之为绝对黑体,简称黑体。
灰体:
如果某种物体的吸收率为小于1的常数,并且不随波长而改变,称之为灰体。
白体:
如果某种物体的反射率等于1,即吸收率等于零,则称之为白体。
四、辐射的基本定律
(一)斯蒂芬——波耳兹曼定律
黑体的辐射能力与其表面的绝对温度的四次方成正比,表达式为:
E=σT4
(二)维恩位移定律
黑体辐射能力最大值所对应的波长与其表面绝对温度成反比,表达式为:
λmax=C/T。
(三)基尔霍夫定律:
当热量平衡(即温度不变)时,物体对于某一波长的辐射能力与物体对该波长吸收率之比为一恒量。
该定律指出,辐射能力强的物体,吸收能力也强,反映了辐射能力和吸收率的关系。
第三节太阳辐射及其穿过大气层时的减弱
一、概念:
太阳时刻不停地以辐射的方式向宇宙空间放射出巨大的能量,从太阳放射出来的光,热能量总
称为太阳辐射能,简称太阳辐射或太阳能。
二、大气上界的太阳辐射
(一)太阳辐射光谱和太阳常数
1、太阳辐射光谱:
太阳辐射经色散分光后按波长大小排列的图案,称为太阳辐射光谱。
太阳辐射光谱主要分为紫外区、可见光区、红外区三部分。
分别约占太阳辐射总能量的7%、50%、43%。
2、太阳常数:
在大气上界,当日地间处于平均距离时,垂直于太阳光线平面上,单位面积、单位时间内所接受的太阳辐射能,称为太阳常数。
通常用“I。
”表示,其最佳值为1367±
7W/m2,多数文献上采用1370W/m2。
(二)天文辐射及其影响因素
太阳辐射在大气上界的时空变化与分布是由太阳与地球间的天文位置决定的,又称天文辐射。
2、影响因素
(1)日地距离:
地球上接收到太阳辐射的强度与日地间距离的平方成反比。
(2)太阳高度:
朗伯定律
I'=Isinh
其中I':
投射到单位面积的水平面上的太阳辐射
I:
投射到垂直于太阳辐射的单位面积上的太阳辐射
(3)白昼长度:
T/
=458.4,
(日地相对距离)=b/a,b为该时刻的日地距离,a为地球公转轨道的平均半径,
为时角。
三、太阳辐射在大气中的减弱
到达地面的太阳辐射光谱与大气上界相比产生的主要变化:
1、总辐射能有明显地减弱
2、辐射能随波长的分布变得极不规则
3、波长短的辐射能减弱得更为显著
(一)大气吸收作用
太阳辐射穿过大气层时,大气成分中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质有选择吸收一定波长辐射能的特性,致使到达地面的太阳辐射能量被减弱,光谱发生改变。
(二)大气的散射
光通过密度或折射率不均匀分布的介质时,除在光的传播方向外,在其它方向也可见到光,这种现象称为散射,在传播方向之外的光称为散射光。
2、分类:
根据散射质点的直径和入射辐射的波长之间的大小关系
分子散射(瑞利散射):
若散射质点的直径小于入射辐射的波长,此时的散射有选择性:
散射能力与波长的四次方成反比。
粗粒散射(漫散射):
若散射质点的直径比入射辐射的波长大得多,此时的散射无选择性。
3、为什么天空有时呈蔚蓝色,有时呈乳白色。
晴朗的天空,大气中的水汽、尘埃等杂质少,大气散射以分子散射为主,分子散射能力与投射质点上辐射波波长的四次方成反比,即入射辐射波长愈短,愈易被散射,所以晴朗的天空呈蔚蓝色。
当大气中水滴、灰尘等杂质多时,大气的散射以漫射为主,漫射能力与波长无关,即各种波长同等地被散射,故天空呈现乳白色。
(三)大气的反射
太阳辐射进入大气层后,会被云层和较大颗粒的尘埃所反射,使一部分太阳辐射返回宇宙空间去,从而削弱到达地面的太阳辐射,其中以云的反射作用最显著,云层愈厚,云量越多,反射作用愈强,反射对各种波长无选择性。
(四)太阳辐射通过大气后减弱的一般规律
1、大气光学质量(
)
在地面为标准气压(1013hPa)时,太阳光垂直投射到地面所经路程中单位截面积的空气柱的质量,称为一个大气光学质量,通常用太阳辐射通过大气路径的长度与大气在垂直方向上的厚度的比值表示。
公式为m=csch
2、大气透明度(
用大气透明系数来表示,它是指透过一个大气光学质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比,即
3、布格(Bouguer)公式
I为到达地面的太阳辐射强度;
I0为太阳常数
就全球平均而言,太阳辐射约有31%被散射,24%被吸收,45%到达地面。
四、到达地面的太阳辐射
总辐射:
经过大气削弱后,投射到地面上的太阳辐射称为总辐射。
由两部分组成:
太阳直接辐射和散射辐射
(一)太阳直接辐射(Sˊ)
太阳以平行光线的形式直接投射到地面的辐射。
2、影响因素:
太阳高度:
随其增大而增大
大气透明度:
随大气透明系数增大而增大
海拔高度:
纬度:
随其增大而减小
(二)散射辐射(D)(天空辐射)
被大气质点散射后,自天空各个方向投射到地面的辐射。
在干洁大气中,随其增大而增大
随大气透明系数增大而减小
云的作用:
云能增加散射辐射
下垫面:
随下垫面反射率增大而增大
在碧空情况下,随其增大而减小。
但在全天有云时相反
三、总辐射(Q)
晴天时Q=Sˊ+D
阴天时Q=D
四、总辐射的变化特点
1、日出以前,地面上只有散射辐射,日出后,随着太阳高度的增加,直接辐射和散射辐射逐渐增加,总辐射增加。
2、大气透明系数大,太阳辐射削弱小,直接辐射大,散射辐射小。
3、云况对总辐射的影响很大。
有云时总辐射减小。
4、总辐射随纬度的分布一般是,纬度愈低,总辐射愈大。
5、总辐射的年变化特征是,一般在一年中总辐射强度(指月平均值)在夏季最大,冬季最小。
但受当地气候特征的影响,各地很不一致。
6、海拔高度高,大气对直接辐射的削弱减小,总辐射增加。
五、日照与日照百分率
太阳光在一天中实际的照射时数称日照,以小时为单位。
日照百分率=实际照射时数/可照时数×
100%,大小说明一地的光能与降水充足与否。
六、地面对太阳辐射的反射
(一)影响因素:
1、土壤颜色:
白色表面较黑色表面具有更强的反射能力,绿色植物对黄绿光反射率较大
2、土壤湿度:
反射率随其增大而减小
3、粗糙度:
4、太阳高度:
反射率随其增大而减小
不同性质地面的反射率(%)如下表:
地面
反射率
砂土
29~35
黑钙土(干)
14
干草地
29
粘土
20
黑钙土(湿)
8
小麦地
10~25
浅色土
22~32
耕地
新雪
84~95
深色土
10~15
绿草地
26
陈雪
46~60
(二)地球行星反射率
1、太阳辐射受到云层的反射
2、空气及其中的尘埃、烟尘、盐粒等散射回宇宙空间的部分
3、地面的反射
整个地球上这三部分反射率之和构成了地球行星反射率。
就全球平均状况而言,进入大气的太阳辐射约有30%被反射或散射返回宇宙空间,约20%被大气直接吸收,50%到达地面。
第四节地面和大气的辐射
一、地面辐射、大气辐射和地面有效辐射
(一)地面辐射
地面吸收太阳辐射,同时按其本身的温度向外放射称地面辐射。
地面温度:
下垫面性质:
新雪的相对辐射率最大
(二)大气辐射
大气主要吸收地面辐射,同时按其本身的温度放出辐射,称大气辐射。
2、影响因素:
气温:
随其增加而增加
大气的水汽含量和云的状况:
3、大气逆辐射:
大气辐射朝向四面八方,其中一部分外逸到宇宙空间,另一部分投向地面,投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。
4、大气的温室效应(花房效应):
由于大气对太阳短波辐射吸收很少,易于让大量太阳辐射透过而到达地面,同时大气又能强烈吸收地面长波辐射,使地面辐射不易逸出大气,大气还以逆辐射返回地面一部分能量,从而减少地面的失热,大气对地面的这种保暖作用,称为大气的保温效应,习惯称温室效应。
5、大气之窗:
大气对8—12um波段的吸收率最小,透过率最大,这一波段的地面辐射可以直射宇宙空间,故称大气之窗。
(三)地面有效辐射(F。
地面发射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。
随其增大而增加
大气温度和湿度:
土壤表面性质:
平滑的比粗糙的表面小,潮湿的比干燥的表面大
云和二氧化碳量:
随其增加而减少
风的作用:
在夜间风大时,有效辐射减小
(四)长波射出辐射
概念:
地面长波辐射被云体和大气层吸收了绝大部分,有一小部分透过大气层射入宇宙空间;
云和大气层也向宇宙空间放出长波辐射,这两部分进入宇宙空间的长波辐射之和,是地球—大气系统进入宇宙空间的热辐射,称为长波射出辐射。
二、辐射差额
物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。
(一)地面净辐射(Rg):
指某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差值,又称地面辐射差额或地面辐射平衡。
地面辐射平衡方程:
1、白天晴天时:
Rg=(Sˊ+D)(1-r)-F。
2、白天阴天时:
Rg=D(1-r)-F。
3、夜间:
Rg=-F。
(二)大气的辐射差额(主要指整个大气层的辐射差额)
大气辐射平衡方程:
(其中,qa表示整个大气层所吸收的太阳辐射,F。
,F分别表示地面及大气上界的有效辐射)。
2、白天阴天或夜间时:
Ra=F。
-F
(三)地气系统的辐射差额
把地面和大气看成一个整体,其辐射能的净收入为:
R=(Sˊ+D)(1-r)+qa-F
就个别地区来说,地气系统的辐射差额既可为正,也可为负。
但就整个地气系统说,这种辐射差额的多年平均应为零。
(四)地气系统辐射差额的地理分布
全球地气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射,低纬度明显多于高纬度。
这是因为天文辐射量本身有很大的差别,另一方面是高纬度冰雪面积广,反射率特别大,所以由热带到极地间太阳辐射的吸收值随纬度的增高而递减的梯度甚大。
在赤道附近稍偏北处因云量多,减少了地面对太阳辐射的吸收率。
通过到达地表的年平均总辐射分析表明,年平均总辐射最高值并不出现在赤道,而是位于热带沙漠地区。
从长期的平均情况来看,高纬及低纬度地区的温度变化是很小的。
这说明必定有另外一些过程将低纬地区
盈余的热量送到高纬地区。
这种热量的输送主要是由大气及海水的流动来完成的。
三、天文气候带
由天文辐射所决定的气候称为天文气候。
将全球气候按纬度分为七个纬度气候带,它反映了全球气候的基本轮廓。
1、赤道带(南北纬10°
之间)
2、热带(10-25°
N)
3、副热带(25-35°
4、温带(35-55°
5、副寒带(55-60°
6、寒带(60-75°
7、极地带(75-90°
第三章大气的热力学过程
第一节气垂直运动中的热力学过程
热力学第一定律在大气中的表达式(根据能量守恒定律):
dQ=CpdT–RTdp/p
dT=dQ/Cp+RTdp/Cpp
式中dQ单位质量空气由于辐射、湍流等引起的热量变化;
Cp是空气的定压比热,对于单位质量的干空气,实测Cp=1.005J/g.k;
R为比气体常数,对干空气来说,比气体常数Rd=0.287J/(g.k)。
由上式可看出,空气温度的变化不仅与空气的热量交换有关,而且和本身的气压变化有关。
一、空气的增温和冷却
由空气与外界进行热量交换引起内能变化,称非绝热变化,如气温的日变化和年变化。
在气象学上,任一气块与外界之间无热量交换,即dQ=0时的状态变化过程,叫做绝热过程。
(一)干绝热过程:
将升、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,称作干绝热过程。
研究中,大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的。
2、干绝热方程(亦称泊松方程):
T/T0=(P/PO)0.286
从方程中可以看出,在干绝热过程中气块温度的变化唯一决定于气压的变化,当气压降低时,温度也降低,反之亦然。
3、干绝热直减率:
气块绝热上升单位距离时的温度降低值,称绝热直减率。
对于干空气和未饱和湿空气来说,则称干绝热直减率。
以γd表示,实际工作中取其值为1.0℃/100m。
注意:
γd与γ的含义是完全不同的。
γd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率,它近似于常数,而γ是表示周围大气的气温随高度的分布情况。
γ可以有不同数值,即可大于、小于或者等于γd。
(二)湿绝热过程
饱和湿空气在上升过程中,与外界没有热量交换,该过程称为湿绝热过程。
2、湿绝热直减率:
饱和湿空气绝热上升的减温率,称为湿绝热直减率,以γm表示。
γm不是常数,随温度升高和气压减小而减小,这是因为气温高时,饱和空气的水汽含量大,每降温1℃,水汽的凝结量比气温低时多。
但γm总小于γd。
原因如下:
因在湿绝热过程中,气块上升冷却引起凝结,释放潜热,对气块的降温有补偿作用,而气块在下沉增热时,空气块中携带的云滴蒸发,由于蒸发耗热,下沉时的增温也比干绝热增温少,故γm总小于γd。
(三)位温和假相当位温
1、位温:
空气在干绝热过程中,把各层中的气块都循着干绝热过程订正到一个标准高度,即1000hpa处,这时所具有的温度称为位温,以Ө表示。
T和p分别干绝热过程起始时刻的温度和气压。
2、假相当位温:
假设水汽一经凝结,其凝结物即脱离原上升的气块而降落,而把潜热留在气块中来加热气团,这种过程称为假绝热过程。
当气块中含有的水汽全部凝结降落时,所释放的潜热,就使原气块的位温提高到了极值,这个数值称为假相当位温,用Өse来表示。
四、大气的稳定度
(一)概念:
气块受到作任何方向扰动后,大气层结(即温、湿度的垂直分布)使它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度,叫大气垂直稳定度,又叫大气静力稳定度或层结稳定度。
是空气块的温度;
T是周围空气的温度。
1、当
>T时,气块将受到一向上的加速度而上升
2、当
<T时,将受到向下的加速度
3、当
=T时,垂直运动将不会发展
(二)静止大气中,假如空气块受到外力作用,空气块运动情况
1、空气块逐渐减速,大气层结使其具有返回平衡位置的趋势,称这种大气是稳定的。
2、空气加速向上、向下运动,大气层结不能使其返回原来平衡位置,称之为不稳定的。
3、空气块被推到任何高度,都能与周围空气达到平衡,既不继续运动,也不返回原来的位置,称之为中性大气。
(三)判断大气稳定度的基本方法
γ愈大,大
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