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1、第四章 大气的热力学过程,气温非绝热变化空气与外界有热量交换，称为非绝热变化；气温绝热变化空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。垂直运动（绝热变化）水平运动（非绝热变化）,气块（团）,气块（团）,一、大气垂直运动中的热力学过程,（一）气温的非绝热变化：,空气与外界有热量交换，热量交换方式主要有五种：1.热传导：依靠分子的微观热运动来传递热量。空气密度小，导热系数小，所以分子热传导只能影响到紧贴地面的一薄层，对较大规模的热量传递来讲可忽略不计。,2.辐射：辐射是地面和大气之间热量传递的主要方式，但在完全没有空气运动时，地面辐射传热所及的高度也只是离地面较近的气层内。,因空气块运动而进行的热量交换
2、。按促使空气运动的不同原因可分对流、湍流 3、.对流：对流层中热量由低层向高层传送的重要方式。大气层不稳定时，对流热交换的高度可达对流层顶。对流在夏季和午后较强，而冬季和清晨较弱。,4、湍流：空气的不规则运动称湍流。湍流交换的热量远远大于分子传导交换的热量。湍流不仅在热交换中起重要作用，蒸发、扩散等的大小也取决于湍流运动,5、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），就会使热量得到传送。热量传递和蒸发使大气获得热量，引起大气的温度变化。这是大气温度变化的
3、一个方面，叫非绝热变化,（二）气温的绝热变化,1、绝热过程与泊松方程：当一个孤立系统得到dQ热量后，一部分用于增加内能dE，另一部分用于气体体积膨胀，克服外压强作功dw；dQ=dE+dw 当气压不变时,气体体积不变，叫等容过程，作功为零。增加的热量全部用来提高温度增加内能，此时,可以证明：,或上式是热力学第一定律在气象中的常用形式。该式说明：气块的温度变化与外界所施热量有关，得热增温；失热降温。气块的温度变化与气压变化有关。当所施热量一定时，体积被压缩，增温剧烈，体积膨胀消耗热量，升温缓慢，或降温,绝热过程：当 dQ=0时（2.29）式将成为：a、干绝热过程：干空气和未饱和湿空气做垂直升降运动
4、时，称为干绝热过程。干绝热方程（泊松方程）对（2-30）式从初态（T0、P0）到终态（P、T）积分可得干绝热方程：干绝热过程中，温度变化完全取决于气压的变化。,Cp=1.005 J/gKR=0.287J/gK,2、干绝热直减率和湿绝热直减率1）、干绝热直减率,干绝热过程中气块温度随高度的变化叫干绝热减温率。用 表示。按定义可推导得（过程略）：d=0.98/100m 气象工作中常把d看作常数,近似有 d=1/100m 说明在干绝热过程中，气块每上升100米，气温约下降1,必须注意：d 与（气温直减率）的含义是完全不同的。d 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；而是表示周围大气
5、的温度随高度的分布情况。大气中随地-气系统之间热量交换的变化，可有不同数值，即可以大于、小于或等于d如果气块的起始温度为T0，干绝热上升Z 高度后，其温度T 为 T=T0-dZ,2）湿绝热直减率,饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升100m 减温1。但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热，加热气块。所以饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的减温率恒比干绝热减温率小。饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以m 表示。,饱和湿空气的垂直运动过程称为湿绝热过程。湿绝热方程：说明：饱和湿空气上升时，温度变化是由两方面作用造成的 气压降低膨胀作功，潜热释放使气块增
6、加热量。这两项作用相反，所以湿绝热过程的减温率比干绝热过程小。,湿绝直减率m 的表达式可写成：因为 总有,左图为干、湿绝热线的比较，干绝热线直减率近于常数，故呈一直线；而湿绝热线，因md，故在干绝热线的右方，并且下部因为温度高，m 小，上部温度低，m 大，这样形成上陡下缓的一条曲线。到高层水汽凝结愈来愈多，空气中水汽含量便愈来愈少，m 愈来愈和d 值相接近，使干、湿绝热线近于平行。,3.位温和假相当位温,引入位温的意义：比较不同气块间的热力性质。定义：把不同高度的气块按干绝热过程移动到1000百帕等压面，气块在这个高度的温度称为位温，用表示。表达式：式中，T、P 分别为干绝热过程起始时刻的温度
7、和气压,位温的意义和保守性：位温高的气块是暖气块，位温低的是冷气块。干绝热过程是可逆的，位温是不变的。气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。这是位温的重要性质。只有在干绝热过程中才具有保守性。,假相当位温se,在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。大气中的水汽达到凝结时，假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物便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se 表示，,根据定义式中，q 是气块在1000hPa 处，1g 湿空气所含水汽量
8、上式可以看出se 是气压、温度和湿度的函数。,设有一气块，其温、压、湿分别为（P、T、q）。在绝热图表上温度、压力始于A 点，这时气块是未饱和的，令其沿干绝热线上升到达凝结高度B 点，这时气块达到饱和；当气块再继续上升时，就不断地有水汽凝结，这时它将沿湿绝热线上升降温。当气块内水汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到1000hPa，此时气块的温度就是假相当位温se。,二、大气静力稳定度,（一）大气稳定度的概念许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切关系。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，
9、即是否易于发生对流。,大气层结大气中温度、湿度随高度的分布 1.大气层结稳定度的概念：表示大气层对扰动气块产生作用的趋势和程度。在静止大气中，某一气块儿受到扰动在垂直方向产生一定位移后，将有三种情况可能发生：有返回原来位置的趋势稳定大气 更加远离平衡位置 不稳定大气。静止在新的位置达到平衡 中性大气。,（二）判断大气稳定度的基本方法 1、判断原理（阿基米得浮力原理）式中Ti空气块温度比，T周围空气温度，a为加速度当：Ti T时，a 0，不稳定大气；Ti T时，a 0，稳定大气；Ti=T时，a=0，中性大气；Ti与T相差越大，加速度就越大，因此暖气块会上升，冷气块会下降。,2.用温度直减率判断
10、干绝热过程：假设：初始气块与周围大气的温度是 T0，气块的减温率是 d，周围大气的减温率是，有：Ti=T0-dZ T=T0-Z可推出：a=(d）gZ/T,d 时，a 0，不稳定大气 d 时，a 0，稳定大气；=d 时，a=0，中性大气。,d,-P,d,T,T,-P,T,d,不稳定大气,稳定大气,中性大气,现举例说明：设有A、B、C 三团空气，均未饱和，其位置都在离地200m的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，即1/100m。而周围空气的温度直减率分别为0.8/100m、1/100m 和1.2/100m，则可以有三种不同的稳定度（图225）：,湿绝热过程：类似有 a=（m）g Z
11、/T 当：m 时，不稳定大气；m 时，稳定大气；，=m 时，中性大气。,m,d,条件不稳定,m,d,绝对不稳定,T,T,T,m,d,1,2,绝对稳定,Z,Z,Z,1、当：md时，称为条件不稳定。（干稳定，湿不稳定）2、当dm，绝对不稳定大气。（夏季午后多见，易产生雷雨天气）3、当：m时，必有 md，称为绝对稳定大气。（等温和逆温时属此类情况）。越大，气层越不稳定；越小，气层越稳定。,（三）不稳定能量的概念,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。我们常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结曲线，根据压高公式，气压是高度
12、的单位函数，因此常把E 坐标变换为P 坐标，例如T-lnP 坐标（图227）。,蓝线：表示层结曲线红线：状态曲线,TlogP图,气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：1.不稳定型 气块受到某种冲击向上运动时，气块的温度始终高于周围大气的温度，气块将不断加速向上运动，温差愈大，气层能提供气块加速的不稳定能愈多，这种作用愈明显，这时，状态曲线位于层结曲线右边，这种情况在实际大气中很难持久地维持，因此也很少出现。,2.稳定型,若状态曲线在层结曲线左边时，当A 点的空气块受对流冲击力作用上升后，空气块的温度Ti 始终低于周围空气的温度T。不能造成对流。这种状态曲线和层结曲线所构成的面积，叫做负
13、不稳定能量面积（简称负面积）。这一类型的气层叫稳定型，对流运动很难出现在这种大气层中。（气层等温或逆温）,3.潜在不稳定型某一上升空气块的状态曲线，不完全在层结曲线的左方或右方，而是这两条曲线相交于B，交点B 以下为负面积，交点以上为正面积。这时，只要P0 高度上有较强的对流冲击力，足以迫使这一块空气抬升到B 点以上，上升空气块的温度就会高于周围大气的温度，从而获得向上的加速度，使对流得到发展，故称这一类型的气层为潜在不稳定型。,（四）位势不稳定在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气层不稳定，称为位势不稳定。例如，某一气层的在初始时小于
14、m，因此气层是绝对稳定的。如果该气层的下层水汽含量比较大，上层水汽含量少，在气层的抬升过程中，气层下部的空气很快达到饱和，并沿m 继续降低气温，而该气层的上部仍以d 的递减率降温，,通常在大气下层，m 比d 要小得多，因此气层的下部降温速度要比上层慢，气层的将不断增大，经过一段时间后，有可能m 或d，气层将由稳定骤然变得很不稳定。在低纬度地区的海面上，这种情况经常出现，,稳定度对垂直运动的影响,层结稳定时，垂直运动受到抑制，水汽尘埃以及污染物聚集在低层，不易向上扩散，在工业区易形成污染，易形成雾、霾等天气现象。层结不稳定时，对流、湍流强，水汽尘埃等易向上扩散，污染轻，对天气的影响：层结不稳定时
15、常出现积状云，阵性降水，如雷暴、冰雹等天气现象。,三、空气温度的局地变化,空气平流运动引起的局地气温变化空气铅直运动引起的局地气温变化非绝热热量交换引起的局地气温变化（上面提到的五种交换方式）,第四节大气温度随时间的变化,一、气温的周期性变化（一）气温的日变化,（1）日变化 概念 一天内的气温变化。气温日较差=Tmax Tmin 最大特点为一天中有个日最高值，有个日最低值。,为什么气温最高值不出现在正午12点，而在14点？地表哪个纬度气温日变化大？为什么？海上日较差大陆，山地上比山下平原、山间谷 地和盆地，高原平原,气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最
16、大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为12，温带约为89，极圈内为34。日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。,（二）气温的年变化,地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。T年较差=T月maxT月min气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。气温年较差是高纬大于低纬，陆地大于海洋。,为什么大陆上最高值不出现在6月份，而在7月份；海洋上在8月份？地表哪个纬度气温年变化大？为什 么？(高纬)海上年较差平原(3)非周期变化(52),根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。1.赤道型它的特征是一年中有两个最高
17、值，分别出现在春分和秋分以后，两个最低值出现在冬至与夏至以后。这里的年较差很小，在海洋上只有1左右，大陆上也只有510左右。,2.热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5，在陆地上约为20左右。,3.温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7 月。一个最低值出现在冬至以后的1 月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为1015，内陆一般达4050，最大可达60。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8 月，最低值出现在2 月。,4.极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年
18、较差很大是其特征。,二、气温的非周期性变化,气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。,第五节 大气温度的空间分布 1.气温的水平分布 a）等温线分布与温度场等温线稀疏：表示温差小，温度分布均匀；反之气温变化大。等温线平直：表示影响因素少，弯曲性大，影响因子多，分布复杂。等温线东西排列：表示温度随纬度而变，纬度影响为主。,等温线与海岸线平行：表示主要受海洋影响。等温线凸向低温方向：表示暖舌：此处气高于周围。等温线凸向高温方向：表示冷舌：此处气温低于周围。,b）世界气温分布特征 北半球等温线7月份比1月份稀
19、疏，说明7月份北半球南北温差小，而1月份北半球南北温差大。冬季北半球等温线在大陆上凸向赤道，海上凸向极地，夏季相反，说明冬季大陆上温度较海上低，夏季大陆温度高于海洋。最高温度带在1020N附近，称热赤道。冬季大陆比海上冷，夏季大陆比海上热。,为消除高度影响，显现纬度、海陆（海陆分布、洋流）因素，将绘制的等值线图中的温度值统一校正到海平面高度。赤道地区气温高、向两极逐渐降低。冬季等温线密集，夏季等温线稀疏，表明冬季南北温差大，夏季南北温小。,等温线并不与纬度圈平行，而发生很大的弯曲，仅在南半球洋面上与纬度圈平行，反映了地表性质不同对气温的影响以及大规模洋流和气块的热量输送的显著影响。如：北大西洋
20、受墨西哥暖洋流影响，冬季1月0等温线向北延伸到70 N。欧亚大陆受西伯利亚寒流的冷气块影响，0等温线向南伸展到30 N40 N附近。,全球气温最高的热赤道与地理赤道不吻合，它的位置随太阳直射点移动而变化,夏季20 N 左右，冬季在5 N10 N,显示了云量对太阳总辐射的影响。南半球不论冬夏最低气温都出现在南极；北半球夏季最低气温出现在极地，冬季最低气温出现在西伯利亚东部。问题：大气圈中各处受热不同形成了气温分布不均，它对气候系统的进一步影响的物理过程。,一月份海平面气温（）分布,七月份海平面气温（）分布,二、对流层中气温的垂直分布1、对流层中温度的垂直分布有三种类型 温度随高度递减。一般出现在
21、晴朗的白天风不太大时。温度随高度递增。这种现象一般出现在少云、无风的夜晚。温度随高度基本不变。这种情况常出现于多云天和阴天。,2、气温垂直分布 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。,几种逆温形成过程（一）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2m/s 3m/s）、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。,（二）湍流逆温,出现高度：混合层顶部，距地面几百米附近。形成原因：乱流混合的结果。,（三）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,（四）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 实际大气中，逆温现象常由以上几种过程同时 组合形成。,
