气象学与气候学

1、气象学与气候学气象学与气候学Meteorology and Climatology 由于旱情持续，截至由于旱情持续，截至20102010年年2 2月月2828日，云南日，云南省蒙自县冷泉乡索本底等省蒙自县冷泉乡索本底等5 5个自然村近个自然村近200200户户人家只能靠本地接近干枯的山泉作饮用水和人家只能靠本地接近干枯的山泉作饮用水和生活用水。生活用水。云南今年遭遇云南今年遭遇5050年一遇的特大旱灾，年一遇的特大旱灾， 20102010年年2 2月月2 2日，昆明市石林县高石哨绿日，昆明市石林县高石哨绿塘子水库干旱的露出了池底。塘子水库干旱的露出了池底。2011年5月鄱阳湖成为大草原11月4

2、日，北京市气象台发布了暴雪红色预警信号。这是北京自有预警制度以来首个暴雪红色预警。目前全市降水量平均值达到55.6毫米，最大降水量为99.6毫米，达到北京市有气象记录以来“冬半年”最大值。持续时间超过40小时 据市气象台统计，整个降雨雪过程中，从3日8时至4日20时，全市平均降水量为56毫米，城区平均降水量为62毫米，东南部地区平均降水量为68毫米，降水量最大的是海淀凤凰岭，达到99.6毫米，积雪深度最大的是延庆站，达到47.5厘米。 绪论绪论 一、一、 研究对象和分科研究对象和分科二、二、 大气、天气、气候、气候系统概念大气、天气、气候、气候系统概念三、三、 研究方法研究方法四、发展简史四、

3、发展简史 0.1 0.1 气象学与气候学的研究对象和分科气象学与气候学的研究对象和分科1.大气科学的定义：大气科学的定义：研究大气中各种现象、过程的成因和时空分布规律，以及研究大气中各种现象、过程的成因和时空分布规律，以及如何利用这些规律为人类服务如何利用这些规律为人类服务2.研究对象：研究对象：主要是覆盖整个地球的大气圈；主要是覆盖整个地球的大气圈； 研究内容：研究内容：大气科学分支学科中大气探测学、大气物理学、大气化学、天气大气科学分支学科中大气探测学、大气物理学、大气化学、天气学、气候学的基础知识。学、气候学的基础知识。3. 学科分支学科分支 主要分支学科有大气探测、气候学、天气学、动力

4、气象学、大气物理学、大气主要分支学科有大气探测、气候学、天气学、动力气象学、大气物理学、大气化学、人工影响天气、应用气象学。化学、人工影响天气、应用气象学。 大气：大气：包围着地球的整个空气层包围着地球的整个空气层天气：天气：指某一地区在某一短时间内大气中气象要素（如温度、湿度等）和天气指某一地区在某一短时间内大气中气象要素（如温度、湿度等）和天气现象现象(如云、雾等如云、雾等)的综合。的综合。 气候：气候：某地在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动长期相互作用下所某地在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动长期相互作用下所产生的天气综合。产生的天气综合。 区别：时间尺度：天气短，气候长

5、区别：时间尺度：天气短，气候长 天气变化多端，气候比较稳定少天气变化多端，气候比较稳定少变变 气候具有显著的区域性，而天气不明显气候具有显著的区域性，而天气不明显 联系：气候以天气为基础，是天气的综合；天气是以气候不同为背景联系：气候以天气为基础，是天气的综合；天气是以气候不同为背景气候系统：气候系统：由大气圈、水圈、岩石圈、冰雪圈和生物圈组成的整个系统，以及由大气圈、水圈、岩石圈、冰雪圈和生物圈组成的整个系统，以及系统内各子系统之间一系列复杂的相互作用过程。系统内各子系统之间一系列复杂的相互作用过程。0.2 0.2 大气、天气、气候、气候系统概念大气、天气、气候、气候系统概念0.3 气象学和

6、气候学的研究方法 气象观测：地面观测、高空观测、遥感技术天气与气候分析：天气气候图分析、四维分析、统计分、诊断分析天气与气候的数值模拟1. 萌芽时期萌芽时期 ：十六世纪中叶以前十六世纪中叶以前 感性认识和经验形成阶段，萌芽时期我国和希腊是露过锋芒的，气象学与天文学感性认识和经验形成阶段，萌芽时期我国和希腊是露过锋芒的，气象学与天文学是混在一起的，可以说具有天象学的性质。是混在一起的，可以说具有天象学的性质。 我国发展：殷商的我国发展：殷商的“卜旬卜旬”、涉及物候的典籍、汉唐观测天气的仪器；、涉及物候的典籍、汉唐观测天气的仪器； 国外发展：希腊亚里斯多德著国外发展：希腊亚里斯多德著气象学气象学。

7、2. 发展初期：发展初期：十六世纪中叶到十九世纪末十六世纪中叶到十九世纪末 气象观测阶段：温度表（伽利略）、气压表（托里拆利）气象观测阶段：温度表（伽利略）、气压表（托里拆利） 主要研究成果：关于海平面上风压关系定律、气旋模式和结构、大气中光电现象和主要研究成果：关于海平面上风压关系定律、气旋模式和结构、大气中光电现象和云雨形成的初步解释，大气环流的若干现象解释等云雨形成的初步解释，大气环流的若干现象解释等 0.4 气象学与气候学的发展简史气象学与气候学的发展简史3. 发展时期：发展时期：二十世纪以来二十世纪以来 早期：二十世纪五十年代前早期：二十世纪五十年代前气象学方面：锋面学说、长波理论、

8、降雨学说气象学方面：锋面学说、长波理论、降雨学说气候学方面：气候型、气候分类法气候学方面：气候型、气候分类法近期：二十世纪五十年代以后近期：二十世纪五十年代以后电子计算机和新技术，如雷达、激光和人造卫星等的使用电子计算机和新技术，如雷达、激光和人造卫星等的使用 气象学方面：大规模观测试验、数值模拟试验；气候学的科学革命气象学方面：大规模观测试验、数值模拟试验；气候学的科学革命我国气象学、气候学的奠基人竺可桢（我国气象学、气候学的奠基人竺可桢（1928年在南京北极阁建立气象台）。年在南京北极阁建立气象台）。 气象卫星气象卫星竺可桢竺可桢多普勒天气雷达站多普勒天气雷达站卫星云图对流云云顶越高温度越

9、低副高第第1章章 大气的成分、状态与结构大气的成分、状态与结构 一、一、 大气的组成大气的组成二、二、 大气的垂直结构大气的垂直结构1.1 大气的成分大气的成分（干空气、水汽、气溶胶粒子和污染物质）（干空气、水汽、气溶胶粒子和污染物质） 1. 干洁空气干洁空气（1）定义：指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个）定义：指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个混合气体。混合气体。（2）成分）成分（附图） 氮（地球上生命体的基本成分）氮（地球上生命体的基本成分） 氧（维持生命的活动）氧（维持生命的活动） 氩（惰性气体）氩（惰性气体） 氮氮+氧氧+氩氩=99.95%干洁空气的组成结构干洁空气的组

10、成结构 二氧化碳（光合作用；大气保温效应）二氧化碳（光合作用；大气保温效应） 臭氧（地球生命的保护伞：强烈吸收太阳辐射中的紫外线）臭氧（地球生命的保护伞：强烈吸收太阳辐射中的紫外线）图大气臭氧浓度随高度的变化大气臭氧浓度随高度的变化图各高度上氧和氮的组成比例各高度上氧和氮的组成比例2. 水汽水汽（唯一发生相变的大气成分）（唯一发生相变的大气成分）（1）来源：陆面、水面蒸发和植物蒸腾）来源：陆面、水面蒸发和植物蒸腾 （2）含量）含量: 占整个地球总水量的占整个地球总水量的0.001% （3）重要性：产生天气变化的重要因素，直接影响地面和低）重要性：产生天气变化的重要因素，直接影响地面和低层大气的

11、温度。层大气的温度。 3. 固态、液态微粒固态、液态微粒（气溶胶粒子，影响大气和地面温度，但对成云（气溶胶粒子，影响大气和地面温度，但对成云致雨起到重要作用）致雨起到重要作用） 4. 大气污染物质大气污染物质（粉尘、一氧化碳、二氧化硫、一氧化氮、硫化氢等）（粉尘、一氧化碳、二氧化硫、一氧化氮、硫化氢等） 1.2 大气的垂直结构（按热力结构分层）大气的垂直结构（按热力结构分层）1.2.1 对流层（对流层（012km）温度随高度递减（平均每100米下降0.65 ）；有强烈的对流运动； 气象要素水平分布不均匀。1.2.2 平流层（平流层（1255km）气温随高度增加而显著递增； 水汽、杂质极少，透明

12、度好；空气以平流为主，气流稳定。1.2.3 中间层（中间层（5580km）气温随高度增加迅速降低； 对流运动强烈（又称为上对流层）。 1.2.4 暖层（暖层（80800km） 温度随高度增加而迅速增高；空气处在高度电离状态（又称为电离层）。 1.2.5 散逸层（暖层以上）散逸层（暖层以上）空气极其稀薄，温度高；空气质点运动速度快，大气质点不断逃逸到宇宙太空。大气大气分层分层高度高度(km)气温气温变化变化原因原因气流运气流运动特征动特征与人类的关系与人类的关系对对流流层层012递减递减地面为主要直地面为主要直接热源接热源对流运动显对流运动显著著影响人类一系列的生产、生影响人类一系列的生产、生活

13、活动活活动平平流流层层1255递增递增靠臭氧层吸收靠臭氧层吸收紫外线增温紫外线增温以平流运动以平流运动为主为主人类生存环境的天然人类生存环境的天然屏障，利于高空飞行屏障，利于高空飞行中中间间层层55-80递减递减离地面热源远离地面热源远、臭氧少、臭氧少对流运动强对流运动强烈烈无线电通讯（无线电通讯（D层）层）暖层暖层（电离层）（电离层）80800递增递增氮、氧吸收太氮、氧吸收太阳紫外线辐射阳紫外线辐射空气密度很空气密度很小小无线电通讯（无线电通讯（ E、F层）、人层）、人造卫星造卫星散逸层散逸层800以上以上略有递略有递增增空气极其稀薄空气极其稀薄空气质点运空气质点运动速度很快动速度很快受地球

14、引力很小受地球引力很小大气分层结构比较大气分层结构比较按磁特性分层：中性层、电离层、磁层按化学成分分层：均质层，非均质层第第2章章 大气的热能和温度大气的热能和温度 一、一、 辐射的基本知识辐射的基本知识二、二、 太阳辐射太阳辐射三、地三、地气系统长波辐射气系统长波辐射四、辐射差额四、辐射差额五、大气的增温和冷却五、大气的增温和冷却2.1辐射的基本知识辐射的概念电磁波普（图21）辐射能的特征量物体对辐射能的作用热辐射的基本定律：基尔荷夫定律；普朗克定律；斯蒂芬玻尔兹曼定律；维恩位移定律2.2 太阳辐射2.1太阳辐射光谱的太阳常数太阳辐射光谱太阳常数：在日地平均距离条件下，地球大气上界垂直于太阳

15、光线的面上所接受的太阳辐射通量密度，称为太阳常数。以S.表示，单位为W/m2。太阳常数是一个相对稳定的常数，依据太阳黑子的活动变化，他所影响到的是气候的长期变化，而不是短期的天气变化。2.2太阳辐射在大气中的减弱大气对太阳辐射的吸收大气对太阳辐射的散射1.散射的本质2.散射的分类云层和尘埃对太阳辐射的反射反射作用是大气中的云层和尘埃，具有反光镜的作用，可以把投射其上的太阳辐射的一部分，又反射回宇宙空间。阳伞效应阳伞效应是由烟尘增多形成的。人类的生产与生活活动，导致大气中的烟尘越来越多。悬浮在大气中的烟尘，一方面将部分太阳辐射反射回宇宙空间，削弱了到达地面的太阳辐射能，使地面接受的太阳能减少；另

16、一方面吸湿性的微尘又作为凝结核，促使周围水汽在它上面凝结，导致低云、雾增多。这种现象类似于遮阳伞，因而称“阳伞效应”。阳伞效应的产生使地面接受太阳辐射能减少且阴、雾天气增多，影响城市交通等。2.3到达地面的太阳辐射有两部分：有两部分：直接辐射直接辐射：太阳以平行光线的形式直：太阳以平行光线的形式直 接投射接投射到地面上。到地面上。散射辐射散射辐射：经过散射辐射后自天空投射到地面：经过散射辐射后自天空投射到地面上。上。二者之和称为二者之和称为总辐射总辐射。1、直接辐射直接辐射：太阳高度（角）、大气透明太阳高度（角）、大气透明度度（1）太阳高度角（）太阳高度角（h）：太阳光线与水平面间的太阳光线与

17、水平面间的 夹夹角；角；h不同，不同，地表单位面积上所获得的太地表单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。阳辐射也就不同。h越小，等量的太阳辐射散布的面越小，等量的太阳辐射散布的面 积就越大，积就越大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小h h越小，太阳辐射穿过的大气层越厚越小，太阳辐射穿过的大气层越厚地球地球O O点的地平线点的地平线O OA AC Ch2h2h1h1h1 h2h1 h2AO COAO F0，qaF -F0， Ra是负值大气要维持热平衡，还要靠地面以对流及潜热释放等来输送一部分热量给大气。61（三）地（三）地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额如

18、果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为如果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为Rs=（Q+q）（）（1-a）+qa- FQ+q是是到达地面的太阳总辐射到达地面的太阳总辐射qa大气所吸收的太阳辐射大气所吸收的太阳辐射F大气上界的有效辐射大气上界的有效辐射a为地面对总辐射的反射率为地面对总辐射的反射率就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以为负。就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以为负。但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。因整个但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。因整个地地球和大气的平均温度球和大气的平均温度多年来是多

19、年来是没有什么变化没有什么变化。6263地气系统辐射差额地气系统辐射差额第五节 大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的增温和冷却二、空气的增温和冷却 三、空气温度的个别变化和局地变化三、空气温度的个别变化和局地变化四、大气静力稳定度四、大气静力稳定度65一、海陆的增温和冷却的差异一、海陆的增温和冷却的差异同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多能多1020; 陆地陆地所吸收的太阳能分布在所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上很薄的地表面上，而，而海海水水所吸收的太阳能分布在所吸收的太阳能分布在较厚的水层较厚

20、的水层中中; 海面海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得，这也使得水温不容易升高水温不容易升高。 岩石和土壤的比热岩石和土壤的比热小于水的比热小于水的比热。 66 空气内能变化既空气内能变化既可由空气与外界有热量交换可由空气与外界有热量交换而引起而引起；也；也可由外界压力的变化对空气作功，可由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起使空气膨胀或压缩而引起。 空气与外界有热量交换，称为空气与外界有热量交换，称为非绝热变化非绝热变化； 空气与外界没有热量交换，称为空气与外界没有热量交换，称为绝热变化绝热变化。 二、空气的增温和冷却二、

21、空气的增温和冷却 67一、非绝热变化（五种方式）一、非绝热变化（五种方式）68二、绝热变化二、绝热变化绝热变化有两个过程：绝热变化有两个过程：（1）绝热增温过程：）绝热增温过程：气块下降、吸热，温度升高的过程。气块下降、吸热，温度升高的过程。（2）绝热冷却过程：）绝热冷却过程：气块上升、放热，气温下降的过程。气块上升、放热，气温下降的过程。 上升上升空气的空气的降温降温作用和作用和下沉下沉空气的空气的增温增温作用主要是由于作用主要是由于空气的空气的绝热膨胀绝热膨胀和和绝热压缩的结果绝热压缩的结果。69（一）干绝热变化和干绝热过程（一）干绝热变化和干绝热过程1、干绝热过程：气块在升降过程中无水相

22、变化，即与外界无热量、干绝热过程：气块在升降过程中无水相变化，即与外界无热量交换的过程。交换的过程。规律：规律： T/T0 =(P/P0)0.286 泊淞方程泊淞方程其中：其中： T0 、T：干空气初、终态的温度：干空气初、终态的温度 P0 、P：干空气初、终态的气压：干空气初、终态的气压意义：干绝热变化过程中，温度随气压的变化呈指数降低。意义：干绝热变化过程中，温度随气压的变化呈指数降低。 702.2.干绝热直减率和湿绝热直减率干绝热直减率和湿绝热直减率 气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率绝热垂直减温率（简称绝热直减率）。（简称绝热直减

23、率）。 对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率干绝热直减率d.71干绝热直减率7273湿绝热过程湿绝热过程湿绝热直减率湿绝热直减率74湿绝热直减率湿绝热直减率1g饱和湿空气中含有水汽qsg，绝热上升，凝结了dqsg水汽，所释放出的潜热为：dQ-Ldq L表示水汽的凝结潜热, 负号表示当有水汽 凝结得到热量时，水汽减少 。 75湿绝热过程热力学第一方程为：湿绝热过程热力学第一方程为：76湿绝热递减率：湿绝热递减率：7778 干、湿绝热线的比较，干、湿绝热线的比较，干绝热线干绝热线直减率近于常数，故直减率近于常数，故呈一呈一直线直线； 湿绝热线湿绝热线

24、，因，因md，故在干，故在干 绝热线的绝热线的右右方方，并且下部，并且下部因为温度高，因为温度高，m小，上部温度低，小，上部温度低，m大，这样形成大，这样形成上陡下缓上陡下缓的一条曲线。的一条曲线。 到到高层水汽高层水汽凝结愈来愈多，空气中水汽含量便凝结愈来愈多，空气中水汽含量便愈来愈少愈来愈少，m愈来愈和愈来愈和d值相接近，使值相接近，使干、湿绝热线近于平行干、湿绝热线近于平行。 79（三）气块的状态变化（三）气块的状态变化80位温位温由于温度在气块运动过程中，不是一个守恒量，为了便于比较处于由于温度在气块运动过程中，不是一个守恒量，为了便于比较处于不不同高度上同高度上的的两气块的热状况两气

25、块的热状况，假设把气块都，假设把气块都按绝热过程按绝热过程移到移到同一高度同一高度（或等压面），（或等压面），就可以就可以进行比较进行比较了。了。取这一标准高度为取这一标准高度为1000hpa,这时所具有的温度称为位温，以这时所具有的温度称为位温，以表示，表示，由泊松方程可得：由泊松方程可得：位温在干绝热过程中具有保守性，即气块在循干绝热升降时，其位温位温在干绝热过程中具有保守性，即气块在循干绝热升降时，其位温恒定不变。恒定不变。286.0CRP1000TP1000TP81假相当位温假相当位温在湿绝热过程中，由于有潜热释放或消耗，位温是变化的。在湿绝热过程中，由于有潜热释放或消耗，位温是变化的

26、。假设有极端的一种情况，水汽凝结后即脱离气块而降落，潜热留在气假设有极端的一种情况，水汽凝结后即脱离气块而降落，潜热留在气块中加热了气块，该过程为块中加热了气块，该过程为假绝热过程假绝热过程。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，这个数值称为位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温假相当位温，用se表示。 PseCLq 82假相当位温假相当位温se的含义的含义A点，这时气块是未饱和的，点，这时气块是未饱和的，令其沿干绝热线上升到达凝令其沿干绝热线上升到达凝结高度结高度B点点气块达到饱和；当气块再

27、继气块达到饱和；当气块再继续上升时，就不断地有水汽续上升时，就不断地有水汽凝结，这时它将沿湿绝热线凝结，这时它将沿湿绝热线上升降温上升降温 当气块内水汽全部凝结降落后，再当气块内水汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到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此时气块的温度就是假相当位温se83 假相当位温假相当位温se是关于温、压、湿的一个综合是关于温、压、湿的一个综合物理量，对于干绝热，湿绝热和假绝热过程，物理量，对于干绝热，湿绝热和假绝热过程，都守恒都守恒84三、空气温度的个别变化和局地变化三、空气温度的个别变化和局地变化 个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变

28、化个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化局地变化：固定地点大气温度随时间的变化局地变化：固定地点大气温度随时间的变化局地变化和个别变化之间的关系：局地变化和个别变化之间的关系： 85cosTVTVhhhh温度平流温度平流86四、大气静力稳定度四、大气静力稳定度 （一）大气稳定度的概念（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。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先的层次，是趋势和程度。它表

29、示在大气层中的个别空气块是否安于原先的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。大气稳定度有三种类型大气稳定度有三种类型：稳定：无论上升或下降，最终回到原位。稳定：无论上升或下降，最终回到原位。不稳定：加速远离原位。不稳定：加速远离原位。中性：随欲而安。中性：随欲而安。 87空气层的空气层的与空气块的与空气块的m、d的关系的关系 88单位体积气块受到两个力一是四周大气对它的浮力g，方向垂直向上；另一是本身的重力ig，方向垂直向下，两力的合力称为层结内力，以f表示之，加速度a即由该力作用而产生的。 gTTTaPP,RTP,RTPgaggaggfiii

30、iiiiiii准静力条件 当空气块温度比周围空气温度高，即当空气块温度比周围空气温度高，即Ti T，则它将受到一向上加速度而上升；反之，当，则它将受到一向上加速度而上升；反之，当TiT，将受到向下的加速度；而，将受到向下的加速度；而Ti=T，垂直运动将不会发展。垂直运动将不会发展。 89（二）判断大气稳定度的基本方法（二）判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（）与上升空气块的干）与上升空气块的干绝热直减率（绝热直减率（d）或湿绝热直减率（）或湿绝热直减率（m）的对比来判断。）的对比来判断。ZTgaTTZTTZTTgTTTad

31、0i00di0ii周围的温度气块的温度（ ）的符号，决定了加速度）的符号，决定了加速度a与扰动位移与扰动位移Z的方向是否一的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。致，亦即决定了大气是否稳定。当当d，若，若Z0，则，则a0，加速度与位移方向相反，层结，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；是稳定的；当当d，若，若Z0，则，则a0，加速度与位移方向一致，层结，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；是不稳定的；当当=d，a=0，层结是中性的。，层结是中性的。9091 利用层结的位温随高度的分布也可以判定层结的稳定与否。ZPPCTRZTT1Z1ZPP1CRZTT1Z1ln1000CRlnPCRlnTln

32、)lnPln1000(CRlnTlnP1000TPPPPPCRPdddddPPPTZZTTZZTTZZTT1Z1CgRTPgPCTRZPPCTRRTPggZP922、饱和湿空气的判据：、饱和湿空气的判据：rrm时，大气层结不稳定时，大气层结不稳定933、结论、结论94（三）不稳定能量：（三）不稳定能量：95影响正不稳定能量大小的因素影响正不稳定能量大小的因素963、不稳定能量的类型、不稳定能量的类型（1）绝对不稳定型：）绝对不稳定型： 在起始高度以上，各高度上的气块温度大于气层的在起始高度以上，各高度上的气块温度大于气层的温度，气块才能自由上升。温度，气块才能自由上升。97（2）绝对稳定型）绝

33、对稳定型 98 （3）潜在不稳定型：）潜在不稳定型：层结曲线与状态曲线相交于层结曲线与状态曲线相交于B（自由对流高度）（自由对流高度）99习题1）试述绝热变化与非绝热变化区别与联系。）试述绝热变化与非绝热变化区别与联系。2）试推导干绝热和湿绝热直减率。）试推导干绝热和湿绝热直减率。3）如何有效地判断大气的稳定度？）如何有效地判断大气的稳定度？气温的时空分布气温随时间的变化气温的空间分布水平分布垂直分布气温最随时间的变化气温的日变化：气温日变化指一天内气温高低的周期性变化。这种变化离地面愈近愈明显。大陆上最高气温一般出现在14时左右，最低气温一般在日出前。正午以后，太阳辐射虽开始减弱，但地面获得

34、的太阳辐射热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，直到太阳辐射热量开始少于地面辐射失去的热量时，即由盈余转为亏损的时刻，地面温度达最高值。地面将热量传给空气还需一定时间，故最高气温出现在14时左右。夜间地面热量亏损，气温降低，直到日出前地面储存热量减至最少，故最低气温出现在清晨5时左右。这一天中气温最高值与最低值之差叫做气温日较差影响因子纬度：低纬正午太阳高度角最大，高纬正午太阳高度角最小；所以低纬气温日较差最大，中纬次之，高纬最小。据统计热带地区的平均日较差约为12，温带约为89，极圈内为34。季节：在一年中，夏季太阳高度最大，冬季最小所以夏季日较差最大冬季最小，这一变化在中纬

35、地区最明显。但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。地形：凹下的地形（盆地和谷地），在白天空气与地面的接触面比平地大，因而空气增温强烈，再加上地形闭塞，通风不良，热量不易扩散，所以白天凹地比平地气温高；夜间冷空气在凹地内堆积，气温低。因此，凹地气温日较差最大，平地要小。在春秋两季凹地很容易受霜冻的危害（俗语：霜打洼地）由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。下垫面的性质：海洋上日较差小于大陆。天气情况：有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小（气温年变化：气温年变化，指一年中气温高低的周期性变化。地球上绝大部分地区，在一