4 干絕熱直減率ppt課件

第三節(jié)大氣的增溫和冷卻 一 海陸的增溫和冷卻的差異二 空氣的增溫和冷卻 一 氣溫的非絕熱變化 二 氣溫的絕熱變化1 氣塊的概念和基本假定2 絕熱過程 3 泊松方程 干絕熱方程 T T0 P P0 0 286 P0 T0 表示空氣塊的初始狀態(tài) P T 表示空氣塊最終的狀態(tài) 此方程表示了初態(tài)和終態(tài)之間的內(nèi)在聯(lián)系 即絕熱變化時溫度隨氣壓變化的具體規(guī)律 4 干絕熱直減率 一團干空氣或未飽和的濕空氣塊絕熱上升時 單位距離的溫度降低值 用 d表示 d dTi dZ d理論上計算出 d 1 0oC 100m 即在干絕熱過程中 氣塊每上升100m 溫度降低約1oC 氣塊每下降100m 溫度升高約1oC 若氣塊起始溫度為To 干絕熱上升 Z高度后 其溫度為 T To d Z 20oC 21oC 100m 干空氣升降時的絕熱變化 d與 氣溫直減率 的含義完全不同 1 d是氣塊本身的降溫率 是周圍大氣溫度隨高度的分布 2 d近似常數(shù) 可有不同數(shù)值 不是一個常數(shù) 0 65oC 100m只是平均值 它可大于 小于或等于 d 并隨高度而變化 5 濕絕熱直減率 補充 飽和濕空氣在與周圍沒有熱量交換而始終保持著飽和時所發(fā)生的過程 稱濕絕熱過程 為了研究方便 認為飽和濕空氣塊在絕熱上升過程中可能出現(xiàn)以下極端情況 認為氣塊絕熱上升時所產(chǎn)生的凝結(jié)物全部留在氣塊內(nèi) 隨氣塊一起上升 當氣塊從上升運動轉(zhuǎn)為下降時 絕熱增溫又會引起水滴的蒸發(fā) 以維持氣塊呈飽和狀態(tài) 由于氣塊絕熱上升過程中水汽凝結(jié)所得到的潛熱與氣塊絕熱下降過程中水滴蒸發(fā)所失去的潛熱相等 過程是可逆的 稱為可逆濕絕熱過程 這種極端情況相當于只有云而無降水的情況 飽和濕空氣塊絕熱上升時 單位距離的溫度降低值 以 m表示 m dTi dZ m設(shè)1克飽和濕空氣中含有水汽qs克 絕熱上升 凝結(jié)了dqs克水汽 所釋放出的潛熱為 dQ L dqs應用熱力學第一定律 得到濕絕熱方程 2 38 式 此式說明 飽和濕空氣上升時 溫度隨高度的變化是由兩種作用引起的 一種是由氣壓變化引起 另一種是由水汽凝結(jié)時釋放潛熱引起 由此推導得 m d L Cp dqs dZL 水汽的凝結(jié)潛熱 Cp 空氣的定壓比熱 dqs 水汽的凝結(jié)量 dZ 高度的變化量 飽和濕空氣絕熱上升時 一方面 同干空氣和未飽和濕空氣一樣 因膨脹作功消耗內(nèi)能而降溫 另一方面 又因絕熱冷卻作用 使氣塊中部分水汽凝結(jié)放出潛熱 使溫度降低值變小 所以 m d m d L Cp dqs dZ上升 dZ 0 凝結(jié) dqs0則dqs dZ 0所以 m d m是一個變量 是P T的函數(shù) 它隨氣溫的降低而增大因為溫度高 E大 空氣中水汽含量大 絕熱上升時凝結(jié)的水汽量就多 所釋放的潛熱就多 氣溫下降得少一些 如 20 19 1m3飽和空氣有1g水汽凝結(jié) 0 1 1m3飽和空氣只有0 33g水汽凝結(jié) 表2 4 它隨氣壓的降低而減小因為氣壓降低 密度減小 體積熱容量 物體升高1 所需的熱量 減小 由相等的潛熱供給空氣時 氣壓較低的空氣由于潛熱而增高溫度必然比氣壓較高的空氣為多 表2 4 由表2 4可看出 對 m影響最大的是溫度 如1000hpa 當溫度從20 改變到 20 時 m值增大約一倍 而當溫度為20 時 氣壓從1000hpa改變到700hpa m值只減小0 06 100m 因此 當飽和濕空氣上升時 溫度愈來愈低 水汽凝結(jié)量很小 m逐漸增大而接近于 d O T H 濕絕熱線 干絕熱線 干絕熱線和濕絕熱線 1 d近于常數(shù) 約為1oC 100m 故干絕熱線呈一直線 2 m d 所以干絕熱線在左 濕絕熱線在右 同一高度上 Tm Td Tm Td 3 濕絕熱線下部 下陡上緩 上部 與干絕熱線平行 下面溫度高 m小 上面溫度低 m大 到高層水汽凝結(jié)愈來愈多 而空氣中水汽的含量愈來愈少 接近干空氣 m與 d相近 溫度 對數(shù)壓力圖 未飽和空氣在絕熱上升初期 溫度按干絕熱直減率 d 下降 到某一高度后 因冷卻而成為飽和空氣 再繼續(xù)上升 其溫度按濕絕熱直減率 m 下降 飽和濕空氣下降時 其溫度變化有兩種情況 若飽和濕空氣中含有水滴或冰晶 在它下降過程中 由于水滴的蒸發(fā)和冰晶的升華要消耗一部分熱量 因而增溫率小于 d 若飽和濕空氣中沒有水滴或冰晶 在它下降過程中 由于絕熱增溫 空氣由飽和狀態(tài)變?yōu)椴伙柡蜖顟B(tài) 其溫度要按干絕熱直減率 d 增溫 以上討論了絕熱變化和非絕熱變化 同一時間對同一空氣團而言 溫度的變化常是兩種原因共同引起的 當空氣團停留在某地或在地面附近作水平運動時 P變化小 氣溫的非絕熱變化是主要的 當空氣團作升降運動時 P變化快 氣溫的絕熱變化是主要的 三 空氣溫度的個別變化和局地變化 個別變化 單位時間內(nèi)個別空氣質(zhì)點的溫度變化 空氣質(zhì)點在大氣中不斷地改變位置 不易直接觀測 局地變化 某一固定地點空氣溫度隨時間的變化 如 氣象站不同時間的溫度觀測記錄 平流變化 由于空氣的移動所造成的某地溫度的變化 冷空氣向暖空氣方面流動的情形 稱為冷平流 使空氣溫度局地降低 暖空氣向冷空氣方面流動的情形 稱為暖平流 使空氣溫度局地升高 它們之間的關(guān)系 如 預報北京的溫度 蒙古國高空 西北氣流近地層 20 北京近地層 0 要考慮兩方面的作用 1 據(jù)空氣的移動 預計36小時后 蒙古冷空氣將移到北京 北京應下降20 平流變化 2 冷空氣移動過程中本身溫度的變化 個別變化 冷空氣南下時吸收下墊面的熱量 據(jù)估計 將升高10 所以 北京36小時后 降溫10 局地變化 平流變化 個別變化 以上為定性說明 教材上還作了定量分析 得到公式2 57 45 表明 溫度的局地變化決定于 1 空氣平流運動傳熱過程引起的局地氣溫變化 平流變化2 空氣垂直運動傳熱過程引起的局地氣溫變化 一般 上升 氣溫降低 下沉 氣溫升高 絕熱變化 3 熱流入量 非絕熱變化 收入 氣溫升高 支出 氣溫降低 個別變化 四 大氣靜力穩(wěn)定度 許多天氣現(xiàn)象的發(fā)生 都和大氣穩(wěn)定度有著密切的關(guān)系 一 大氣靜力穩(wěn)定度的概念 大氣中對流運動能否得到發(fā)展 對流發(fā)展的強弱與持續(xù)時間的長短 主要取決于大氣本身的層結(jié)狀態(tài) 層結(jié) 大氣中溫度和濕度等要素的垂直分布 通常以在靜止大氣中受到垂直方向沖擊力的一氣塊 在不同大氣層結(jié)的影響下所產(chǎn)生的不同的運動狀態(tài)來判斷大氣層結(jié)的穩(wěn)定情況 這種方法稱為氣塊法 大氣靜力穩(wěn)定度 大氣層結(jié)穩(wěn)定度 是指氣塊受任意方向擾動后 返回或遠離原平衡位置的趨勢和程度 它表示在大氣層中的個別空氣塊是否安于原在的層次 是否易于發(fā)生垂直運動 即是否易于發(fā)生對流 假如有一團空氣受到對流沖擊力的作用 產(chǎn)生了向上或向下的運動 則可能出現(xiàn)以下三種情況 1 氣團受力移動后 逐漸減速 a 0 并有返回原高度的趨勢 這時的氣層對該氣團而言是穩(wěn)定的 2 氣團一離開原位就逐漸加速 a 0 并有遠離原高度的趨勢 這時的氣層對該氣團而言是不穩(wěn)定的 3 氣團被推到某一高度后 既不加速也不減速 a 0 這時的氣層對該氣團而言是中性氣層 注意 大氣靜力穩(wěn)定度只是用來描述大氣層結(jié)對于氣塊的垂直運動起什么影響 加速 減速或等速 的一個概念 這種影響只有當氣塊受到外界的沖擊力以后才能表現(xiàn)出來 它并不表示大氣中已經(jīng)存在的垂直運動狀態(tài) 大氣靜力穩(wěn)定度與大氣中對流發(fā)展的強弱密切相關(guān) 例如 在穩(wěn)定的大氣層結(jié)下 對流運動受到抑制 常出現(xiàn)霧 層狀云 連續(xù)性降水或毛毛雨等天氣現(xiàn)象 而在不穩(wěn)定的大氣層結(jié)時 對流運動發(fā)展旺盛 常出現(xiàn)積狀云 陣性降水 雷暴及冰雹等天氣現(xiàn)象 所以分析大氣靜力穩(wěn)定度對天氣預報和大氣污染預報具有重要意義 下面計算加速度a PiTi i PioTio io Z PoTo o PT 氣塊擾動前后的狀態(tài) 當氣塊處于平衡位置時 具有與四周大氣相同的氣壓 溫度和密度 即Pio Po Tio To io o 當它受到擾動后 就按絕熱過程上升 經(jīng) Z后其狀態(tài)為Pi Ti i 而這時四周大氣的狀態(tài)為P T 根據(jù)準靜力條件有Pi P 而Ti T i PiTi i 浮力 g 重力 ig 單位體積氣塊受力示意圖 單位體積氣塊受到兩個力的作用 一是四周大氣對它的浮力 g 方向垂直向上 另一是本身的重力 ig 方向垂直向下 二者的合力稱為層結(jié)內(nèi)力 以f表示 f g ig 單位體積V 1 PT 據(jù)牛頓第二定律 f ma m v i g ig ia 所以a i i g 由 P RT i Pi RTi及P Pi代入 則 a Ti T T g 此式是判別穩(wěn)定度的基本公式 a Ti T T g 當空氣塊溫度比周圍空氣溫度高 即Ti T時 a 0 它將受到一向上的加速度 當空氣塊溫度比周圍空氣溫度低 即Ti T時 a 0 它將受到向下的加速度 當空氣塊溫度與周圍空氣溫度相同 即Ti T時 a 0 垂直運動將不會發(fā)展 綜上所述 某一氣層是否穩(wěn)定 實際上就是某一運動的氣塊比周圍空氣輕還是重的問題 比周圍空氣重 傾向于下降 輕則傾向于上升 一樣重 則既不傾向于下降也不傾向于上升 空氣的輕重決定于P和T 在P相同的情況下 空氣的相對輕重問題 實際上就是T的問題 P RT 一團空氣比周圍空氣冷一些 則重一些 則傾向下降 這一氣層是穩(wěn)定的 反之 這團空氣比周圍空氣暖一些 則輕一些 傾向上升 這一氣層是不穩(wěn)定的 若氣團與周圍溫度相同 輕重一樣 氣層中性 上式僅表示氣塊處于空間某一層次的情況 若要知道氣塊在整層空氣中運動的情況 就得逐層加以判別 這樣使用不方便 因此需要找出與大氣層結(jié) 大氣中的溫度 濕度隨高度的分布狀況 它可以利用無線電探空儀等儀器測知 相聯(lián)系的穩(wěn)定度判據(jù) 二 判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法 對比 d m 1 干空氣和未飽和濕空氣的穩(wěn)定度判據(jù) 當氣塊上升 Z高度時 氣塊的溫度為 Ti Ti0 d Z周圍空氣溫度為 T T0 Z起始溫度相等 Ti0 T0 所以 a g d T Z 當 d時 a 0 則層結(jié)是穩(wěn)定的 當 d時 a 0 則層結(jié)是不穩(wěn)定的 當 d時 a 0 則層結(jié)是中性的 13 12 11 13 12 11 13 12 11 100m 200m 300m 11 2 12 0 12 8 11 0 12 0 13 0 10 8 12 0 13 2 d d d 0 8 1 0 1 2 ABC 高度 層結(jié)曲線 大氣溫度隨高度變化曲線狀態(tài)曲線 上升空氣塊的溫度隨高度變化曲線 ZZ1TiTZ0T d Ti T重 沉穩(wěn)定 ZZ1TiTZ0T d Ti T中性 ZZ1TTiZ0T d Ti T輕 升不穩(wěn)定 2 飽和濕空氣的穩(wěn)定度判據(jù) 當氣塊上升 Z高度時 氣塊的溫度為 Ti Ti0 m Z周圍空氣溫度為 T T0 Z起始溫度相等 Ti0 T0 所以 a g m T Z 當 m時 a 0 則層結(jié)是穩(wěn)定的 當 m時 a 0 則層結(jié)是不穩(wěn)定的 當 m時 a 0 則層結(jié)是中性的 3 幾點結(jié)論 1 愈大 大氣愈不穩(wěn)定 愈小 大氣愈穩(wěn)定 如果 很小 甚至等于0 等溫 或小于0 逆溫 將是對流運動的障礙 所以習慣上常將逆溫 等溫及 很小的氣層稱為阻擋層 2 當 m時 不論空氣是否達到飽和 大氣總是處于穩(wěn)定狀態(tài) 因而稱為絕對穩(wěn)定 當 d時 則相反 稱為絕對不穩(wěn)定 3 當 d m時 對于作垂直運動的飽和空氣而言 層結(jié)是不穩(wěn)定的 對于作垂直運動的未飽和空氣而言 層結(jié)是穩(wěn)定的 這種情況稱為條件性不穩(wěn)定狀態(tài) 若知道了某地某氣層的 值 就可分析當時大氣的穩(wěn)定度 應該注意的是 大氣層結(jié)曲線的 值并不時處處相等的 因此氣塊法只能判斷較薄氣層 此時才能假定 是常數(shù) 的層結(jié)穩(wěn)定度 另外 氣塊法的穩(wěn)定度判據(jù)是在以下兩個假定條件下得到的 氣塊在升降過程中不與周圍空氣發(fā)生質(zhì)量 能量的交換 即其狀態(tài)變化是絕熱的 周圍大氣沒有升降運動 即周圍大氣是靜止的 這些假定顯然與大氣的實際情況不完全符合 所以 氣塊法只能做到定性正確 但由于氣塊法簡便易做 所以在實際工作中常應用它 另外 穩(wěn)定氣層雖不利于對流的發(fā)展 但絕不能認為對流在其中不能發(fā)展 如果在起始高度上有強烈的局部增溫 盡管當時 m 氣塊的垂直加速度仍然可以大于零 相反 在 d的氣層中 如果沒有沖擊力 氣塊不會產(chǎn)生對流 更不會發(fā)展對流 第四節(jié)大氣溫度隨時間的變化 氣溫的變化可分為周期性變化和非周期性變化兩大類 由地球的自轉(zhuǎn)和公轉(zhuǎn)引起的氣溫變化 在時間上是以一日或一年為周期的 所以叫氣溫的周期性變化 由于大氣的水平運動所引起的沒有明顯周期的變化 稱為氣溫的非周期性變化 一 氣溫的周期性變化 一 氣溫的日變化大氣邊界層 摩擦層 的溫度主要受地表面增熱與冷卻作用的影響而發(fā)生變化 如 白天 當?shù)乇砦仗栞椛淠芏饾u增熱 通過輻射 分子運動 湍流及對流運動和潛熱輸送等方式將熱量傳遞給邊界層大氣 使大氣溫度隨之升高 夜間 地表因放射長波輻射而冷卻 使邊界層大氣溫度隨之降低 因而引起邊界層大氣溫度的日變化 地表面對邊界層大氣溫度的影響與地表性質(zhì)有關(guān) 冷暖洋流也影響洋面上空的大氣 大氣中的水平運動與垂直運動都會引起局地氣溫的變化 1 特點 P51圖2 30一個最高值 14點左右一個最低值 日出前后 由于日出時間隨緯度和季節(jié)不同 因而最低溫度出現(xiàn)的時間是不完全相同的 為什么最高氣溫不出現(xiàn)在正午日射最強的時候 12點 而在午后兩點鐘左右呢 大氣的熱量主要來源于地面 地溫的高低決定于地面儲存熱量的多少 日出后 隨著太陽輻射的增強 地面吸收太陽短波輻射所得到的熱量 愈來愈大于地面因長波輻射而失去的熱量 地面熱量盈余 地溫升高 地面長波輻射隨之增強 大氣吸收了地面長波輻射后 氣溫也上升 直到正午 一直如此 正午以后 太陽輻射強度開始減弱 但地面得到的熱量仍比失去的多 收入仍大于支出 所以地溫繼續(xù)升高 長波輻射繼續(xù)加強 氣溫也隨之仍然繼續(xù)升高 午后一點 13時 左右 地面失熱比得到多 地溫開始下降 由于地面熱量傳遞給空氣需要一定的時間 所以最高氣溫出現(xiàn)在14時左右 氣溫下降至日出以前地面儲存的熱量減至最少為止 2 氣溫日較差 一天中氣溫的最高值與最低值之差 它的大小可反映氣溫日變化的程度 影響因子 1 緯度 低緯 高緯 熱帶12 溫帶8 9 極圈內(nèi)3 4 因太陽高度角的日變幅隨緯度增加而減小 2 季節(jié) 夏 冬 中緯最顯著 如重慶七月9 6 一月5 1 中緯 正午太陽高度角隨季節(jié)而有較大差異 夏季正午太陽高度角比冬季大得多 熱帶 由于正午太陽高度角終年少變 氣溫日較差隨季節(jié)變化很小 極地 由于冬季有很長一段時間是極夜 夏季很長一段時間是極晝 太陽輻射的日變化隨季節(jié)變化的程度不大 所以氣溫日較差隨季節(jié)變化也不大 3 地形 凹地 凸地 山谷 山峰 因為在凹陷地方 空氣體積受到一定限制 而且空氣與四周坡地相接觸 所以白天空氣迅速增熱 而夜間又強烈變冷 此外 夜間冷卻的空氣由四周順坡而下 匯集谷地 凹陷處風力微弱 空氣與自由大氣的交換也進行得很緩慢 相反 在凸出地形頂部 空氣交換便利 白天從自由大氣不斷地流來新鮮空氣 因此丘頂空氣的增熱就受到限制 夜間 由于與土壤接觸而變冷的空氣順斜坡流至低地 而為來自周圍自由大氣中較暖的空氣所代替 所以氣溫下降不強烈 4 地表性質(zhì) 一般說來 溫度變化劇烈的表面 氣溫日較差也較大 陸 海 內(nèi)陸 沿海 沙漠地區(qū) 潮濕地區(qū) 旱田 水田 沙土 粘土 深色土 淺色土 裸露地面 有植被的地方 植被稀疏的地方 植被覆蓋度大的地方 5 天氣狀況 晴 陰 P51圖2 31有云層存在 則白天地面得到的太陽輻射少 最高氣溫比晴天低 而在夜間 云層覆蓋又不易使地面熱量散失 最低氣溫反而比晴天高 氣溫的日變化與農(nóng)業(yè)生產(chǎn)有密切關(guān)系 它可以影響農(nóng)作物的生長發(fā)育速度 有機物質(zhì)積累 產(chǎn)品質(zhì)量和產(chǎn)量等 對大部分農(nóng)作物來說 以白天氣溫在22 32 和夜間氣溫在12 20 這樣的日變化為宜 白天的溫度有利于加強光合作用 制造較多的有機物質(zhì) 夜間的溫度有利于降低呼吸作用 減少有機物質(zhì)的消耗 增加糖分和蛋白質(zhì)的積累 因而農(nóng)作物子實飽滿 品質(zhì)較好 易獲得優(yōu)質(zhì)高產(chǎn) 二 氣溫的年變化 1 特點 12個月的月平均氣溫 絕大部分地區(qū) 一個最高值 北半球 陸 7月 海 8月一個最低值 北半球 陸 1月 海 2月不在太陽輻射最強的一天 北半球夏至 6月21 22日最弱的一天 北半球冬至 12月21 23日而是要落后1 2個月 2 氣溫年較差 一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差 影響因子 緯度 高緯 低緯 與日較差相反 赤道附近 晝夜長短幾乎相等 最熱月和最冷月熱量收支相差不大 氣溫年較差很小 愈到高緯地區(qū) 冬夏區(qū)分明顯 氣溫年較差很大 P52圖2 32海陸 陸 海 據(jù)氣溫年較差的大小及最高 最低值出現(xiàn)的時間 可將全球分成四種類型 1 赤道型 曲線1兩個最高值 兩個最低值 年較差很小2 熱帶型 曲線2一個最高值 一個最低值 年較差不大3 溫帶型 曲線3一個最高值 一個最低值 年較差較大4 極地型 曲線4 5一個最高值 一個最低值 年較差很大 二 氣溫的非周期性變化 指在時間上沒有像周期性變化那樣有規(guī)律的氣溫變化 可以發(fā)生在一日和一年的任何時間 而且大多是由氣團的交替 空氣的平流所引起的 變化幅度和時間沒有一定的周期 在中 高緯 氣溫的非周期性變化非常明顯 溫帶地區(qū) 春秋兩季這種擾亂更加顯著 例如 我國3 4月份是江南春暖花開 水稻育秧的好季節(jié) 但常因冷空氣南下 氣溫突然下降 出現(xiàn) 倒春寒 常引起爛秧 如2005年3月初 武漢溫度似初夏 但3月11日下雪 秋季 正是秋高氣爽的時候 也常會因為暖空氣的來臨而出現(xiàn) 小陽春 或 秋老虎 天氣 熱帶地區(qū)下午的雷雨 可以打亂一天中最高氣溫出現(xiàn)的時間 實際上 某地氣溫的變化是周期性變化和非周期性變化共同影響的結(jié)果 從總的趨勢和大多數(shù)情況來看 氣溫日變化和年變化的周期性還是主要的 第五節(jié)大氣溫度的空間分布 一 氣溫的水平分布 氣溫的水平分布通常用等溫線圖表示 等溫線 地面上氣溫相等地點的連線 即同一等溫線上 各處溫度相等 等溫線的不同排列表示氣溫分布的不同特點 稀疏 相差不大 密集 懸殊平直 影響因素少 彎曲 影響因素多東西向 緯度 與海岸平行 海陸 等溫線圖有兩種 一是海平面等溫線圖 它是消除高度影響的氣溫分布圖 氣溫的主要影響因素 緯度 海陸 高度繪圖時常把溫度值訂正到海平面上 將高山 高原的氣溫按當?shù)氐钠骄鶜鉁刂睖p率 訂正到海平面 把緯度 海陸及其它因素更明顯地表現(xiàn)出來 地理科學經(jīng)常采用這種等溫線圖 二是實際等溫線圖 就是根據(jù)各地的實際氣溫值繪制的等溫線圖 它清楚地表示出一個地區(qū)的溫度分布 在生產(chǎn)實際中被廣泛應用 等溫線的間隔 因需要而不同 有1 2 4 5 10 等 在垂直于等溫線的方向上 單位距離 經(jīng)線上一度 即111km 有時也取100km 溫度的變化 稱為水平溫度梯度 P54圖2 33 P55圖2 34 1月 北半球冬季 南半球夏季7月 北半球夏季 南半球冬季最上面 最下面各一排數(shù)字 經(jīng)度最左邊 最右邊外側(cè)各一列數(shù)字 緯度赤道0o 北半球取的面積大一些 南半球取的面積小一些 粗實線 等溫線 等溫線兩端