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8云量_图

时间:2020-10-15 20:21 来源:未知 作者:admin

  8,,云量_语文_小学教育_教育专区。(六)云量 ? 云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或 二者混合物的可见聚合群体。底部不与地 面接触。 ? 云的观测包括云量、云状、云高等 ? 云量指云遮蔽天空视野的成数。将地平以上全部 天空划分为

  (六)云量 ? 云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或 二者混合物的可见聚合群体。底部不与地 面接触。 ? 云的观测包括云量、云状、云高等 ? 云量指云遮蔽天空视野的成数。将地平以上全部 天空划分为10份,为云所遮蔽的份数即为云量。 ? 如:天空无云,或云量不到1/20,云量为0 天空一半为云所覆盖,云量为5 云布满天空,云量为10 天空被云所遮,但在云层中有少量空隙, 而空隙总量不到天空的1/20,则云量 记为 10 欧美有的国家将天空划为8份 (七)能见度 ? 单位:m、km ? 能见度是了解大气稳定度和垂直结构的根 据之一,能见度不好的区域一般标志大气 比较稳定或空中有逆温层;反之,是不稳 定的。从而可以鉴别气团、分析天气。 ? 由于现代交通运输事业的发展,能见度已 成为保证运输安全,特别是保证空中运输 安全的一个极为重要的因素了。 二、空气状态方程 ? 反映空气状态的方程,进一步而言,是反映空气在 发生变化时各要素之间相互关系的方程。 ? 空气状态常用ρ、V、P、T来表示, ρ =M/V,对于一定质量的空气而言(M一定), 它的V、P、T有密切关系,概括这些量的关系,就 可以得到空气状态变化的基本规律—状态方程。 基本公式,推导 1、理想气体的状态方程 ? 大量实验证明,常温常压下,一定质量气体 的P乘以V,再除以T,其商不变: ? P1V1/T1=P2V2/T2=···=PnVn/Tn,即 ? PV/T=常量 ? 凡严格符合这个方程的气体,称理想气体。 ? 实际上并不存在。在常温常压下,干(洁) 空气和未饱和的湿空气都十分接近理想气体, 可把它们当作理想气体处理。 下面求出“常量”: 讨论一摩尔的气体 (含有6.02×1023个该气体分子)(1mol的 任何气体在标准状态下体积是一样的)。 标准状态下: Po=1013.25hpa,To=273K,Vo=22.4升/摩尔=22.4L/mol PV = PoVo=R* T To R*= 1.01325×105Pa×2.24×10-4m3/mol 273K =8.31441Pa m3/mol·K≈8.31J/mol·K 这个值对1mol任何气体都适用,叫普适气体常数。 对于质量为M克的理想气体 ? 设1mol气体的质量为?(分子量)、体积为 V1,标准状态下,M克气体的体积为: ? V=M/ ? ·V1=M/ ?·R*T/P 或 ? PV=M/ ?·R*T ? 这是通用的质量为M克的理想气体的状态方 程,又叫门捷列夫—克拉珀珑方程。 ? 它表明气体在任何状态下P、V、T、M四个 量之间的关系。 在气象学中,常用单位体积的空气块作为研究对象 PV=Mμ ·R*T P= M V R* T μ R= R* μ ρ= M V P= ρRT R—比气体常数 可见:T一定时,P与ρ成正比; ρ一定时,P与T成正比。 分子运动论:气压大小决定于器壁单位面积上单位时间内受到 的碰撞次数及每次碰撞的平均动能大小。 ρ大,分子数量多,碰撞次数多,P大; T高,分子平均动能大,P大。 这种形式在气象上应用最广。 2、干空气状态方程 ? P= ρdRdT ? Rd=R*/μ =8.31/28.97 =0.287 J/g·K 3、湿空气状态方程 含有水汽的空气称为湿空气。 P= ρ’R’T, P—湿空气的总压强, ρ’—湿空气密度 R’=R*/μ’ , μ’—湿空气的分子量,因湿空气中水汽含量是变化 的,所以μ’是变量,R’也是变量,上式不能直接用。 因为P= ρRT,所以ρ=P/RT ρ’= ρw+ ρd= e + P-e RwT RdT Rw为水汽的比气体常数 Rw=R*/ μw=8.31/18=0.4615 J/gK Rw与Rd的换算关系: Rw= R* = μw μd μw R* μd =1.608 Rd ρ’= e 1.608RdT + P-e RdT = P e RdT(1-0.378 P ) P ρ= RdT(1+0.378e/P) P= ρRdT(1+0.378e/P) ? 为了让湿空气状态方程的形式与理想 气体状态方程一致,引进一个假想的 温度—虚温(Tv) ? Tv=T(1+0.378e/P) ? P= ρRdTv ? 干、湿空气状态方程中都是Rd,可简 记作R P= ρRT P= ρRTv 状态方程在气象上的重要作用 ? 气象领域内有大量问题必须要用状态方程 来描述、计算,在气象上再没有哪一种关 系式比它更基本和重要了。 ? 大气密度(ρ)是一个在气象上非常重要的 状态参量,但无法直接测量,它只能通过 状态方程用容易观测的气压(P)和气温 (T)计算出来。 小结 ? 气候系统包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪 圈和生物圈五个子系统。 ? 主要讲述大气成分、大气结构和大气的物理性 状。 ? 空气是各种气体的混合物,大气成分及其比例 在90km以下基本上是不变的;水汽是大气中唯 一可以发生相变的成分,是天气变化的主角, 它随高度的升高而很快减少,大都集中在2— 3km以下的气层中;水汽、臭氧、CO2和各种 杂质,影响大气温度的分布和变化。 ? 根据大气的物理性质和垂直运动,可在 垂直方向上把大气分为五层,其中对流 层集中了绝大部分空气质量和水汽,是 天气变化最复杂的层次。 ? 气象要素表征了大气的宏观物理状态, 包括气温、气压、湿度等。 ? 空气状态方程表明了定量气体的压力、 体积、温度之间的关系。 第二章 大气的热能和温度 本章:重点、难点 ? 大气的热能和温度是天气变化的一 个基本因素,也是气候系统状态及 演变的主要控制因子。 ? 观测表明,大气的冷暖变化,在空 间上分布很不均衡,在时间上有周 期性和非周期性变化。这些变化是 如何发生的?能量来自哪里? ? 地球上能量的基本来源是太阳辐射。 能量的传输方式:三种 ? 1、传导:指热或电从物体的一部 分传到另一部分,靠物质的分子运 动传递 ? 2、对流:是物体本身实质上的转 移 ? 3、辐射:电磁能通过媒质或真空 传递的唯一转移形式 ? 传导和对流交换需要一定的分子作 媒介,在真空里热量就无法传递。 ? 太阳与地球的距离十分遥远,在这 漫长的距离中,绝大部分空间是真 空地带, ? 太阳能依传导和对流的形式传递是 不可能的,唯一传递能量的形式就 是辐射。 第一节 太阳辐射 ? 一年中整个地球可由太阳获得 5.44×1024J的辐射能量 一、辐射的基本知识 ? (一)辐射与辐射能 ? 在物体中,带电粒子在原子或分子内部的振动 可以产生电磁波。由于带电粒子作热运动时具 有加速度,而且有不同的频率,因而发出各种 不同波长的电磁波。 ? 自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周 放射能量。 ? 辐射就是以各种各样电磁波的形式放射或输送 能量。 ? 由辐射传播的能量称为辐射能,也简称辐射。 电磁波的波长范围很广:10-10μm km P22:图2.1 宇宙射线 γ射线 x射线 紫外线 波长 紫蓝青绿黄橙红 除了可见光外,肉眼都不能看见,但用仪器可以测量出来。 气象学着重研究的是:太阳、地球、大气的热辐射 0.15~120 μm 其中:太阳辐射 0.15~4 μm 短波辐射 地面和大气辐射 3~120 μm 长波辐射 两个概念(一般性了解): ? 辐射通量密度(E) ? 辐射强度(I) ? 单位时间内通过单 位面积的辐射能量 ? 点辐射源在单位立 体角内所放射的辐 射通量 ? 入射辐射通量密度 ? 通过垂直于选定方 ? 放射辐射通量密度: 辐射能力/放射能 向上的单位面积的 辐射能 力 ? E 与 I 关系密切 (二)物体对辐射的吸收、反射和透射 入射辐射 Qo 反射 Qr Qa 吸收 能量守恒:Qa+Qr+Qd=Qo 透射 Qd Qa / Qo +Qr / Qo +Qd / Qo =1 a + r + d =1 吸收率 反射率 透射率 分别表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力 ? 物体的a、r、d具有随辐射波长和物 体性质而改变的特性,这种特性称 为物体对辐射吸收、反射和透射的 选择性。 ? 如: ? 干洁空气,对红外线 ? 水汽,对红外线强烈吸收, a大 ? 雪面,对太阳辐射反射率大, r大;对 地面、大气辐射全部吸收, a=1 ? 某种物体,如能把投射来的所有波长的 辐射全部吸收, a =1, r =0, d =0,这 种物体称为黑体。该物体被任何波长的 光照射时均呈黑色。 ? 黑体是理想的辐射体,实际上自然界并 不存在真正的黑体,但是为了研究方便, 在一定条件下(例如在一定的波长范围 内),可以把某些物体近似地看成黑体。 (三)有关辐射的基本定律 1,基尔荷夫定律:1859年,基尔荷夫通过实验得出的定律,它 说明物体的放射能力与吸收率之间的关系。 设有一个空腔(真空恒温器),内壁为黑体,内 部为真空,与外界无物质与能量交换,温度为T T 在其中用绝热线悬挂一个非黑体物体,温度亦为T 设内壁放出的黑体辐射为 IλTb 非黑体的辐射强度为 IλT,吸收率为 K λT (1) 内壁与非黑体之间将达到辐射平衡,或:内壁支出与收入相等 IλTb = IλT + (1- K λT ) IλTb K λT = I λT / IλTb 放射率:某物体的辐射强度与黑体 在该温度下辐射强度之比 e λT = I λT / IλTb 所以: K λT = e λT 这是基尔荷夫定律的一种表达式 K λT = e λT 它表明: 1、辐射能力强的物质,吸收能力也强;辐射 能力弱的物质,吸收能力也弱。 2、同一物体在温度为T时放射某一波长的辐 射,那么在同一温度下也吸收这一波长的辐射。 ? 上式还可写成:I λT / K λT = IλTb ? 这是基尔荷夫定律的另一种表达形式 ? 它表明: ? 某温度、某波长的一个物体的辐射强度 与其吸收率之比值等于同温度、同波长 时的黑体辐射强度。 ? 在同温度条件下,这条规律适用各种波 长的辐射体,因此基尔荷夫定律又可写 成: ? I T / K T = ITb ? 上面讨论表明: ? 在辐射平衡条件下,一物体在某波长的 辐射强度和对该波长的吸收率之比值与 物体的性质无关,这一比值只是某波长 λ和温度T的函数。 基尔荷夫定律 ? 表明了物体放射能力和吸收率之间的关系。 ? 把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起 来,从而有可能通过对黑体辐射的研究来了 解一般物体的辐射,极大地简化了一般辐射 的问题。 ? 适用于处于辐射平衡的任何物体。 ? 对流层和平流层大气以及地球表面都可认为 是处于辐射平衡的,因而可直接应用这一定 律。 2、斯蒂芬—玻耳兹曼定律 ? 由实验得知,物体的放射能力是随温度和波长而改 变的。 ? 随着温度的升高,黑体对各波长的放射能力都相应 地增强,因而物体放射的总能量也会显著增大。 ? 黑体的总放射能力与它本身的绝对温度 的四次方成正比: ? ETb=σT4 , σ为斯—玻常数。 ? 可计算出黑体在T时的辐射强度,也可 由黑体的辐射强度求得其表面温度。 3、维恩位移定律 ? 黑体最大放射能力所对应的波长与其绝对温度成 反比 ? λmT=C , C—常数 ? 表明:物体的温度愈高,其辐射能力极大值所对 应的波长愈短;物体的温度愈低,其辐射能力极 大值所对应的波长愈长。 ? 当T=6000K时, λm=0.475微米,相当于青光部分。 ? 有此三个基本定律,绝对黑体的辐 射规律就容易确定。 ? 对非黑体,只要知道它们的温度和 吸收率,利用基尔荷夫定律,它们 的辐射能力也可以确定。 二、太阳辐射 ? 太阳是一个炽热的气态球体,其表面温度 为6000K左右,而内部的温度估计高达107K, ? 它不断以电磁波形式向四周发射光和热, 总称为太阳辐射。 (一)太阳辐射光谱和太阳常数 ? 太阳辐射中辐射能按波长的分布,称太阳 辐射光谱。 ? 可把太阳辐射看作为黑体辐射,斯—玻定律 和维恩定律都可应用于太阳辐射。 ? 太阳辐射最强的波长为0.475μm,相当于青 光。 ? 为什么太阳不是以青色为主,而看起来偏黄? ? 太阳辐射光谱曲线μm为中峰线,其余均衡分布在两侧; 而是大部分次强波长在波长偏长的黄、红一 侧,所以看起来偏黄。 ? 三个分区: ? 紫外区, 0.15~0.4 μm,7% 可见光区,0.4~0.76 μm,50% 红外区, 0.76~4 μm, 43% 太阳常数: ? 就日地平均距离而言,在大气上界,垂直于 太阳光线的一平方厘米的面积内,一分钟内 获得的太阳辐射能量,I0 ? 数值不一致 1957年;1380 W / m2 ( 1.98卡/厘米2·分) 1981年:1367 W / m2 ( 1.95卡/厘米2·分) 1987年:1370 W / m2 ? 有周期性变化:1~2% 与太阳黑子的活动周期有关。 (二)太阳辐射在大气中的减弱 ? 太阳辐射通过大气圈,然后到达地表。 ? 由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和 反射作用,使投射到大气上界的太阳辐射不 能完全到达地面,所以在地表获得的太阳辐 射强度比 I0 小。 ? 主要变化: 1,总辐射能明显减弱 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 1、大气对太阳辐射的吸收 ? 水汽:曲线,可见光区、红外区 最强的太阳辐射能是短波部分,水汽吸收 能量并不多,4~15% ? 氧:<0.2μm,0.69 μm、0.76 μm ? 臭氧:量少,但吸收强;平流层;曲线 μm, ? 二氧化碳:弱, 4.3μm, ? 杂质:量甚微 ? (1)选择性,穿过大气的太阳辐射 光谱变得极不规则; ? (2)吸收对太阳辐射的减弱作用不 大;即大气直接吸收的太阳辐射并 不多,特别是对于对流层大气而言, 太阳辐射不是主要的直接热源。 2、大气对太阳辐射的散射 ? 质点:空气分子、尘粒、云滴 ? 只改变辐射的方向,使太阳辐射以 质点为中心向四面八方传播,经过 散射,一部分太阳辐射就到不了地 面。 散射分为两种: ? 1、分子散射(蕾利散 射):质点直径<波长 ? 2、粗粒散射(米散 射):质点直径>波长 ? 有选择性,散射能力与 波长的四次方成反比 ? 即波长愈短,散射能力 愈强 ? 大气对长波光线的透明 度较好,对短波光线的 透明度很差, ? 如:雨后天晴,青蓝色 ? 曲线 ? 无选择性,辐射的各种 波长都同样地被散射, ? 如:空气较混浊时,灰 白色 ? 曲线、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射 ? 云的反射作用最显著 ? 无选择性,反射光呈白色 ? 反射率,云状、云厚: 高云 — 25% 中云 — 50% 低云 — 65% 稀薄的云层 — 10~20% 厚 — 90% 一般 — 50~55% ? P26 曲线相比,发生了很多变 化,原因就在于大气对太阳辐射有一 定的吸收、散射和反射作用。 ? 三种方式中: 反射作用:最重要 散射作用:次之 共约30%,行星反射率 吸收作用:最小,约20% ? 到达地面:约50% (三)到达地面的太阳辐射 有两部分: 直接辐射:太阳以平行光线的形式直 接投射到地面上。 散射辐射:经过散射辐射后自天空投 射到地面上。 二者之和称为总辐射。 1、直接辐射: 太阳高度(角)、大气透明度 (1)太阳高度角(h): 太阳光线与水平面间的 夹角;h不同, 地表单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。 a,h越小,等量的太阳辐射散布的面 积就越大,地表单位面积上所获得 的太阳辐射就越小。 设AB单位面积上每分钟所受 到的太阳辐射能为 I’ C S h S’ B A 垂直 I 则 I’·S’ = I·S 而 S/S’ = AC/AB = sinh 所以 I’ = S/S’ ·I = I sinh 朗伯(白)特定律 I 一定,地面获得的辐射量大小I’ 与 h 有关。 b,h越小,太阳辐射穿过的大气层越厚 h1 h2 AO CO A C O点的地平线 O 地球 太阳辐射被减弱也较多(吸收、 反射、散射等),到达地面的直 接辐射就较少。 一个大气质量: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。 h 不同,大气质量数不同;大气质量数随h减小而增大。 P29 表 2·1 不同太阳高度角时的大气质量数 h 90° 60 ° 30 ° 10 ° 5° 3° 1° 0 ° m1 1.15 2.0 5.6 10.4 15.4 27.0 35.4 (2)大气透明度 ? 用透明系数(p)表示 ? 指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐 射强度之比。 ? 即当太阳位于天顶处,在大气上界太阳辐射通量为 I0,而到达地面后为I,则: p = I / Io ? P 表明辐射通过大气后的削弱程度,如:p = 0.7, 表示削弱了30% ? P决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质 的多少;多,大气透明度差, P小,太阳辐射被减 弱得多,到达地面的太阳辐射相应减少。 ? 直接辐射有明显的年变化、日变化和随 纬度的变化。 ? 主要由 h 决定: ? 随纬度的变化:低纬地区一年四季 h 都 很大,地表得到的直接辐射比中、高纬 地区大得多。 ? 日变化:日出、日落时,h最小,直接 辐射最弱;中午,h最大,直接辐射最 强。 ? 年变化:夏季最强,冬季最弱。 2、散射辐射:太阳高度角、 大气透明度 ? 天空散射辐射就是大气对空中的太阳直接辐射进行 散射及反射而产生的。 ? h 大,到达近地面的直接辐射增强,散射辐射也相 应增强;h小,弱。(与直接辐射同向) ? 大气透明度,不好,参与散射作用的质点增多,散 射辐射增强;好,减弱。(与直接辐射反向) ? 云:能强烈地增大散射辐射。P29图2·11 ? 日、年变化,也主要决定于h的变化,一日内正午 前后最强,一年内夏季最强。 3、总辐射 变化规律,比太阳直接辐射和散射辐射要复杂些, 它是二者变化规律的综合。但在晴朗的日子里,它的 强弱主要由太阳直接辐射决定。 日变化 年变化 日出前:散射辐射 与直接 日出后:h增大,直接辐射和散射辐射 辐射基 逐渐增加,直接辐射增加快 本一致, h=8o: 直接辐射=散射辐射 夏季最 h=50o : 散射辐射:10~20%; 大,冬 直接辐射:80~90% 季最小。 中午: 直接辐射和散射辐射均达最大值 中午后;二者按相反次序变化 云的影响可使这种规律受到破坏。 随纬度的分布 ? 一般:纬度越低,总辐射越大;反之,小。 ? P30表2·2 ? 1、可能总辐射,随纬度降低而增加;低纬, h大,总辐射大,最大值在赤道。 ? 2、有效总辐射,小了很多,可见云层的影 响很大。 ? 3、有效总辐射,一般随纬度降低而增加, 但最大值不在赤道,而在20oN,因赤道附近 云多,太阳辐射减弱得也多。 我国年辐射总量分布 ? 最高地区在西藏,青海、新疆、黄河流域次 之,长江流域与大部分华南地区反而少。 因为: ? 西藏海拔高度大(青藏高原,世界屋脊), 太阳辐射穿过大气层到达高原表面所经路程 短,空气稀薄,被削弱得少。 ? 西北、华北气候干燥,晴天多。 ? 长江流域与大部分华南地区,气候湿润,阴 雨天多、云量多。 (四)地面对太阳辐射的反射 ? 投射到地面的太阳辐射并非完全被地面所 吸收,其中一部分被地面所反射。 ? 反射率决定于地表性质和状态。 ? 陆面:10~30%, 深<浅(P31表) 湿<干(P31表) 粗糙<平滑 ? 雪面:大,60%,46~95% (P31表) ? 水面:平静程度、h的大小;小于陆面反射 率 ? 可见,即使到达地面的总辐射的强度一样, 地表性质不同,所真正得到的太阳辐射仍 有很大差异,这也是地表温度分布不均匀 的重要原因之一。 第二节 地面和大气的辐射 ? 如上节所述,大气对太阳辐射 直接吸收很少,而下垫面却能 大量吸收太阳辐射(如陆面对 太阳辐射的反射率约为 10%~30%,吸收率约为 70%~90%;水面吸收率更 大。),并经转化供给大气。 ? 所以我们说下垫面是大气的直 接热源。 一、地面、大气的辐射和 地面有效辐射 ? 地面可吸收太阳短波辐射,同时它不断向外 放射长波辐射。 ? 大气对太阳短波辐射几乎是透明的,吸收很 少,但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大 气也向外放射长波辐射。 ? 通过长波辐射,地面和大气之间,气层之间, 交换热量,也将热量向宇宙空间散发。 (一)地面和大气辐射的表示 ? 地面和大气不是绝对黑体 Eg= δσT4 Ea= δ’σT4 ? Eg—地面的辐射能力,Ea—大气的辐射能力, T—地面和大气的温度, ? δ—地面的相对辐射率 / 比辐射率, δ’—大气 的相对辐射率 /比辐射率 ? 与T、 δ有关。 ? 如地面温度为150C,δ 为0.9,则: Eg=0.9x5.67x10-8x(15+273)4=346.7 W/m2 ? 地面平均温度约为300K λ m =C/T =2896/300 =9.65 μ m ≈10μ m ? 地面最强辐射能位于10μ m左右光谱范围内 ? 对流层大气的平均温度约为250K λ m =C/T =2896/250 =11.6μ m ? 它们的热辐射中95%以上的能量集中在3~120 μm的 范围内(红外辐射);其辐射能最大段波长在10~15 μm范围内,所以称长波辐射。 ? 复习思考题 ? 6、可见光的波长范围是多少? ? 7、太阳辐射通过大气时发生哪些变化?为什 么? ? 8、为什么在纬度相差不大的不同地区,接受 太阳总辐射强度差别也不大,可是地表温度会 出现相差显著的现象? ? 作业题: ? 5、大气对太阳辐射的散射有什么规律?用此 解释雨后天空呈青蓝色、空中尘粒较多时天空 呈灰白色。 ? 6、太阳高度角是如何影响直接辐射的?

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