气候学试题课件

第一节大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异1、影响因素①海陆反射率的不同：陆面对太阳光的反射率大于水面，所以海洋吸收的太阳能多于陆地。②透射率和传导方式的不同：陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。2、差异大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上则温度变化缓慢③蒸发情况的不同：海面蒸发量较大，失热较多，水温不易升高。陆地情况相反。④比热的不同：岩石和土壤的比热小于水的比热1、传导

依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一分子，从而达到热量平衡的传热方式。

2、辐射

是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。3、对流

当暖而轻的空气上升，周围冷而重的空气下降补充的升降运动称为对流。对流层中热量交换的重要方式。

（一）气温的非绝热变化4、湍流

空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。

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。能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。主要在对流层下半层起作用。（二）气温的绝热变化任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程叫绝热过程。大气中，作垂直运动的气块，其状态变化接近于绝热过程。

1、干绝热过程（1）含义：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，成为干绝热过程。（2）干绝热方程（泊松方程）：例：P0=1000hPa,T0=273K

则当气压为1050hPa时，T=276.7K

当气压为900hPa时，T=265K

湿绝热直减率（度/百米）气压-30℃-20℃-10℃0℃10℃20℃30℃10000.930.860.760.630.540.440.388000.920.830.710.580.500.41

7000.910.810.690.560.470.38

5000.890.760.620.480.41

3000.850.660.510.38

γm随温度升高和气压减小而减小！3、干、湿绝热线的比较

干绝热直减率近于常数，呈一直线，由于γm<γd，湿绝热线在干绝热线的右方，并且下部温度高，γm小，上部温度低，γm大，因此形成上陡下缓的曲线，到高空，水汽凝结越来越多，含量越来越少，两者相接近，趋于平行。干绝热线湿绝热线HT0γmγd同一时间对同一气团而言，温度的变化是绝热过程和非绝热过程两者共同作用引起的，一般而言，当空气停滞或在地面作水平运动时，非绝热变化是主要的；当气团作升降运动时，绝热变化是主要的。当空气气块温度比周围空气温度高，即Ti＞T,则它将受到向上的加速度；当空气气块温度比周围空气温度低，即Ti＜T，则受到向下的加速度；当空气气块温度和周围空气温度相同，即Ti=T，垂直运动不会发展。二、判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用气温直减率γ与上升空气块的干绝热直减率γd或湿绝热直减率γm的对比来判断。1、干空气稳定度的判断

当干空气或未饱和的空气块上升△Z高度时

当γ＜γd，若△Z＞0，则a＜0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当γ＞γd，若△Z＞0，则a＞0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当γ=γd，a=0，层结是中性的。2、湿空气稳定度的判断

同干绝热情况一致，当湿空气块上升△Z高度时

当γ＜γm，若△Z＞0，则a＜0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当γ＞γm，若△Z＞0，则a＞0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当γ=γm，a=0，层结是中性的

3、结论

（1）γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定（2）当γ＜γm时，由于γm＜γd，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当γ＞γd时则相反，因而称为绝对不稳定（3）当γd＞γ＞γm时，对于湿空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。称为条件性不稳定状态。三、不稳定能量

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叫作不稳定能量。气层提供给气块不稳定能的类型：1、不稳定型能量气块受到向上的冲击运动，温度高于周围大气的温度，气块不断向上运动，温差越大，不稳定能量越多，运动越明显。P0T++++AP0B层结曲线状态曲线正不稳定能量P0T——++++B层结曲线状态曲线E0潜在不稳定能量3、潜在稳定型能量

只要在P0高度上有较强的对流冲击力，使气块抬升到B点以上，上升气块的温度就高于周围气温，从而获得上升加速度，对流充分发展。—自由对流高度四、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。

某一气层，下层湿度大，上层湿度小，抬升过程中，所以下层气温的降低速度小于上层气温的降低速度，导致气层内部γ增大，当γ＞γm时，则不稳定。

第三节大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化

1、气温的日变化

近地层气温日变化的特征是：最高值，一般出现在午后14时左右；最低值，一般出现在日出前后。气温日较差（反映气温日变化的程度）：一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。日较差变化与纬度、季节等因素的关系：

日较差最大的地区在副热带，向两极减小

夏季大于冬季

海洋上小于大陆

盆地和谷地大于小山峰等凸出地形区

沙漠地区大，潮湿地区较小

阴天较小2、气温的年变化

北半球中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。气温年较差：一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。气温年较差随纬度增大而增大陆上气温年较差比海洋大一、气温的水平分布

1、等温线

等温线：水平面上气温相等的各点的连线。

（天气图上一般每隔4度画一根等温线，在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度，以便消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来）等温线稀疏，表示各地气温相差不大等温线密集，表示各地气温悬殊等温线平直，表示影响气温分布的因素少等温线弯曲，表示影响气温分布的因素多第四节大气温度的空间分布2、影响因素

影响气温分布的主要因素有：纬度、海陆位置和海拔高度

3、全球海平面平均气温分布特征（以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季）（1）赤道地区气温高，向两极逐渐降低（2）在北半球，等温线7月比1月稀疏（3）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反（4）南半球因海洋面积较大，等温线较平直（5）最高温度带冬季在5°—10°N处，夏季移到20°N左右（6）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。根据记录，世界上绝对最低气温出现在东西伯利亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为－69.8℃和－73℃，1962年在南极记录到新的世界最低气温为－90℃。世界绝对最高气温出现在索马里境内，为63℃。在我国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔自治区的吐鲁番，达到48.9℃。绝对最低气温在黑龙江省的漠河，1968年2月13日测得－52.3℃极端温度：－90℃，南极北极撒哈拉沙漠黄沙湮没的绿洲我国实测最低气温－53℃，黑龙江漠河漠河我国实测最高气温48.9℃，新疆吐鲁番火焰山二、对流层中气温的垂直分布

1、基本特征

在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的现象，称之为逆温。

2、辐射逆温

由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。3、湍流逆温

由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。

4、平流逆温

暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象

逆温层湍流层高度温度平流逆温的形成5、下沉逆温

当某一层空气发生下沉运动时，下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温由于人们焚烧化石矿物以生成能量或砍伐森林并将其焚烧时产生的二氧化碳等多种温室气体，由于这些温室气体对来自太阳辐射的可见光具有高度的透过性，而对地球反射出来的长波辐射具有高度的吸收性，也就是常说的“温室效应”，导致全球气候变暖。近100多年来，全球平均气温经历了冷－暖－冷－暖两次波动，总的看为上升趋势。进入八十年代后，全球气温明显上升。全球变暖的后果，会使全球降水量重新分配，冰川和冻土消融，海平面上升等，既危害自然生态系统的平衡，更威胁人类的食物供应和居住环境。全球变暖：冰川加速消融长江源——格拉丹冬雪山北极冰盖加速消融1北极冰盖加速消融北极冰盖加速消融2北极冰盖加速消融北极冰盖加速消融3北极冰盖加速消融★卫星照片揭示南极冰架

50亿立方冰体崩塌全过程原来空的海湾卫星照片揭示南极冰架2002年3月冰架崩落冰体充满海湾冰山向外漂移◆图瓦卢

南太平洋岛国图瓦卢，由九个环状珊瑚小岛构成，总面积只有26km2，最高海拔＜4.5m，总人口1.1万人。专家预言，如果地球环境继续恶化，在五十年之内，图瓦卢九个小岛将全部没入海