自然地理学4.2

1、第四章 气候第二节 大气形成的辐射和热力因素 一 气候形成的辐射因素 辐射与辐射能 辐射自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。 通过辐射形式传播的能量称为辐射能。 辐射能通过电磁波的方式传播的，电磁波的波长范围很广，从波长10-10um的宇宙射击线，到波长达几千米的无线电波。（一）太阳辐射 太阳辐射-太阳以电磁波的形式向外传递能量。 太阳辐射所传递的能量，称太阳辐射能。 太阳辐射光谱太阳辐射中辐射按波长的分布，称为太阳辐射光谱。 大气上界太阳辐射光谱在0.15um的范围； 太阳辐射中99%的能量在0.154um的范围，其中 0.40.76um为可见光区，

2、0.76um的为红外区，0.4um为紫外区。 太阳辐射能主要分布在可见光区和红外光区，其中，可见光占太阳辐射总能量的50%，并以0.47um附近最强，红外区占43%； 紫外区的太阳辐射能很少，只占7%。 太阳常数在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1min内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数。1. 影响太阳天文辐射的因素：1）太阳高度角（H）是太阳直射光与地表面测点切线间的夹角。假设等量的太阳光热直射在AC面上，其辐射强度为I0斜射在AB面的辐射强度为I。，于是IAB= I。AC则I=AC/ABI。=sinh. I。得：H越大，I也越大；H越小，I也越小。2）日地距离：I与日地距离平方成

3、反比。I=1/b2 .I。sinh，b为某时刻的日地距离。南、北半球冬夏的温差不同，南半球夏季（1月）近日，获得太阳辐射多于北半球夏季（7月）；南半球冬季（7月）远日，获得太阳辐射少于北半球冬季（1月）。因而南半球冬夏温差大于北半球。 3）日照时间日照时间成正比。北半球夏季，昼长夜短，可照时间长，太阳辐射到达量大；冬季，昼短夜长，可照时间短，太阳辐射到达量少。南半球正好相反。 天文辐射随纬度、季节的分布情况春秋分时，赤道最多；夏至时，90ON最多；冬至时，90OS最多。全年和冬半年获得太阳辐射最多的是赤道，随纬度增高而减小，到极点达最小；冬半年递减比夏半年快；夏半年太阳辐射量最大值在20O25

4、O的纬度带。所以热赤道北移。 ）太阳辐射年较差随纬度增高而增大；赤道地区和两极附近太阳辐射量的水平梯度都比较小，而中纬度水平梯度较大； ）极圈内有极昼极夜现象；极夜期间。太阳辐射为零，极昼期间，极圈内太阳辐射大于赤道，北半球夏至日，极地的太阳辐射量比赤道大0.365倍。 2. 太阳辐射在大气中的减弱 大气对太阳辐射的吸收：大气对太阳辐射的吸收是有选择性的，主要集中在太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因此大气直接吸收的太阳能并不多，对大气来说太阳辐射不是主要直接热源。 大气对太阳辐射的散射：只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心四面八方传播因而经过散射同部分太阳辐射就到不了地面。 大气的云层和

5、尘埃地太阳辐射的反射。反射能力取决于云的厚薄；大气浑浊度越大，对太阳辐射的削弱也越大。3. 到达地面的太阳辐射（总辐射）：（ 1）直接辐射（S）：太阳光以平行光线形式直接投射到地面的辐射。影响直接辐射的因素有：A）太阳高度角： B）大气透明度：S=I0Pm,其中m为大气质量数。（ 2）散射辐射（D）：太阳光经散射后到达地面的部分。影响散射辐射的因素：太阳高度角、透明度、云量A）太阳高度角大，入射辐射量多，散射辐也相应地增强；B）透明度差，参与散射作用的质点多，散射辐射也强；C）云量大，散射辐射大。总辐射（W=S+D） 1）影响太阳总辐射的因素： 太阳高度角越大，W也越大； 云量越多，W越小（因

6、为云量多时，直接辐射减小的幅度在于散射辐射增加的幅度） 2）总辐射的时空分布规律： 总辐射，在夜间为零，日出后逐渐上升，中午最大；一年中夏季大，冬季小。 一般是纬度越低，总辐射越大，反之越小。 世界年总辐射量最小值在南北半球的极区，最大值在非洲东北的沙漠地带。4、地面对太阳辐射的反射： 到达地面的太阳辐射只有一部分被地面吸收，另一部他则被地面反射出去。地面对入射太阳辐射的反射取决于地面的反射率（r）。而r又取决于地面的性质。一般地：陆地表面的r约为10%30%，且随着太阳高度的减小而增大，深色土比浅色土小，粗糙土比平滑土小； 水面随着太阳高度角和平静度而变，太阳高度角愈小，其反射率愈大，波浪起

7、伏的水面，其平均反射率为10%，对陆地稍小。（二）地面辐射和大气辐射。1、地面辐射：地面以电磁波的方式向大气传递能量。 其大小取决于地面温度。2、大气辐射：大气靠吸收（其吸收具有选择性）地面长波辐射而增温。大气获得热量后，以电磁波的方式昼夜不断地向四面八方发射长波辐射，其辐射能力取决于大气温度、湿度和云量状况。气温越高，水汽和液态水的含量愈多，大气辐射能力越大。3、大气的保温效应（温室效应）：大气逆辐射是大气辐射中指向地面的那部分辐射。大气逆辐射几乎被地面全部吸收，这就使得地面因辐射所损耗的能量得到一定的补偿，因而大气对地面有保温作用。（三）地面有效辐射和辐射平衡1、地面有效辐射（F0）地面辐

8、射Eg与地面吸收的大气逆辐射EA之差，称为地面有效辐射。即F0=Eg- EA，为地面的相对吸收率。 影响的F0因素。A）地温上升时，Eg也上升，当湿度、云等条件不变时，则F0上升；B）气温上升，EA也上升，当湿度、云等条件不变时，则F0下降；C）云量增多，大气逆温辐射增强，则F0减弱，地面损失热量少，地面降温少。故F0的大小，可作为预报地面最低温度及霜冻的重要依据。2、地面净辐射（Rg）（）概念：在一定时期内，地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射这差值。即RgS+D（r）F0（）Rg的时空分布）日、年变化：日变化：Rg白天为正值，夜间为负值；由正转为负值时在日落前一小时；由负转正值时在日出前一小时

9、。Rg年变化：随纬度而异。纬度越低，Rg保持正值的月份越多；纬度越高，Rg保持正值的月份越少。）地理分布：由于海洋表面的反射率小，故海洋上的Rg比陆地大；Rg在海、陆上均为正值，仅在长期有冰雪覆盖地区才为负值。3、地气系统净辐射（RS）（1）概念地面和大气吸收的太阳辐射减去返回宇宙的地面和大气的长波辐射。 RS=（S+D）（-r）+q（）随纬度分布规律：350N350S之间为正值，在这范围以外的中高纬度地区为负值，RS的这样分布，说明热带和副热带地区有热量盈余，而温带和寒带地区在热量亏损，因此必然会发生从赤道到两极的输送，这种能量的输送主要由大气环流和海上洋流来实现。（四）地面热量平衡 1、地

10、面热量平衡及其方程式 地面净辐射只表示地面以辐射形式获得或损失能量，当（1）净辐射为正值时，表示有能量盈余，一方面地面温度升高，另一方面盈余的热量以湍流显热或蒸发潜热的形式向空气输送，以调节空气温度并供给空气水分，使地面和大气在垂直方向上进行显热和潜热的交换，通过大气环流和洋流进行水平方向的显热或潜热输送。还有同地表（海面）以下的土层进行热量交换，改变土壤（或海水）温度的分布。（2）净辐射为负值时，则地面温度降低，所亏损的热量通过湍流或水汽凝结潜热从空气中获得，使空气降温，或由土壤（或海水）下层向上输送。2. 地面热量平衡及其方程式 地面热量平衡地面净辐射击与其转换成其他形式的热量收入与支出的

11、守恒，称为地面热量平衡。 Rg +LE+P+A=0， 其中：LE为地面与大气间的潜热交换（L为蒸发潜热，E为蒸发量或凝结量），P为地面与大气的显热交换，A为地面与下层间的热量传输与平流输送之和。二、 气候形成的热力因素（一）、气候系统的能量系统 1、地球的热量： 地球的热量主要由太阳能转换而来，一般不仅与温度变化有关，而且还与压力、密度等状态参数变化有关。 大气的热量主要来自于地球表面，地球接受太阳辐射的同时，本身又放射热辐射，影响地面和大气的温度。全球长期平均而言，热量是保持平衡的，但在不同纬度、不同高度、不同性质的地表、不同的天气条件，各地区的热量收支不同。地球热量分布是不均匀，要通过大气

12、的水平运动、垂直运动以及水相变化来进行输送。2、大气中的基本能量及其转换过程 （1）基本能量：大气中的能量有位能、动能、内能、湍能、潜热能、显热能。对于静止大气而言，主要是内能和位能 (2)各种能量的转换过程 （3）大气动能的消耗与补偿 大气运动由于湍流作用和磨擦力的影响，动能要转变为湍能，继而变为热能而耗散。如果没有动能的补充，大气就将在几天之内停止运动。但实际上大气是在不停地运动着，而且整个大气的动能并不出现显著的变化，这意味着消耗了的动能是不断得到补充的，这种补充主要是由位能和内能转变而来，而乱流热量是补充大气动能消耗的主要因素之一 （二）、海陆表面的增热和冷却 1、水陆热力性质的差异

13、（1）吸收太阳辐射的能力不同，水体吸收太阳辐射的能力比陆地强。（陆对太阳的反射率为15%-30%，而水面的为10%-20%） （2）透射太阳辐射不同，水体对太阳辐射基本上是透明的，除红色光和红外线之外，可见光和紫外光都可透射到水体深层，使太阳辐射分散到较厚的水层中。而地面对太阳光则是不透明，太阳辐射热集中在陆地的表面上； （3）传递能量的方式不同，陆地一般都先靠分子的热传导，且导热率低，而水体能流动，有平流、对流、湍流、波浪、洋流。 （4）比热（热容量）不同； （5）水分蒸发耗热状况不同，水体水分供应充足，蒸发耗热量大，失热多，使表面温度不易升高，而水体上的空气因水分蒸发而具有较多的水汽，以致

14、有较大的吸收长波辐射的能力，使空气温度增温，又以逆辐射形式还于水面，使水面及附近大气不易强烈降温，水体上空，云量多，使热量不致于急剧散失，故大水体及附近地区温度变化和缓2、海陆表面的增温和冷却 冬季：大陆最冷月出现在1月，而海洋出现在2月， 夏季：大陆最热月出现在7月，而海洋出现在8月。 由于水陆热力性质不同，陆地获得热量时，因热量集中在表面薄层，导致温度急升；相反，陆地失热时，难以得到地表下层热量的补偿和大气的调节，致使温度急降。故大陆受热快，冷却也快，气温升降剧烈。而海洋受热慢，气温升降缓和，变化幅度小。（三）空气的增热和冷却 空气增热时，分子运动加剧，内能增加，温度升高，空气冷却时，分子

15、运动速度减慢，内能减少，温度下降 ,有两种形式。 1、大气中的非绝热过程 空气与外界互相交换热量，引起气温变化，其方式有：传导、辐射对流与遄流和水相。 2、大气中的绝热过程 气块与外界无热量交换的情况下，由于外界压力变化，使气块膨胀作功，引起内部能量转换所产生的温度变化 2、大气中的绝热过程 （1）干绝热过程和泊松方程 A）干绝热过程干空气或未饱和的湿空气进行垂直运动时，外界没有热量交换，只因体积膨胀（或收缩）作功引起内能增减和温度变化过程。 B)松泊公式：T/T0=(P/P0)0.286 干绝热递减率（ rd）气块（干空气或未饱和空气）绝热上升时，单位距离时的温度降低值。（2）湿绝热过程饱和

16、湿空气作垂直运动时的绝热变化过程。湿绝热递减率（rm）饱和湿空气块绝热上升单位距离时的温度降低值 rm是一个变量，是气压、温度的函数。 rdrm3、大气静力稳定度（1）大气稳定度的概念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。（2）大气层结：大气中的温度、湿度随高度的分布。（3）空气团受对流冲击的作用后，产生三种现象。（1） 空气团受对流冲击的作用后，产生三种现象。C）中性气层：如气团被推到某一高度后，既不加速也不减速。起始位位置B）空气团稳定：周围大气有使它返回原来位置的趋势。A）空气团不稳定：周围大气使它更加远离原来位置起始位置（1） 稳定度的判 如下图为气块扰动前后的状态

17、根据牛顿第二定律：F=ma=f-mgP，T，P0，T0，0平衡不平衡P，T，P0，T0，0ZP，T，单位体积受力分析浮力g重力，g4、大气静力稳定度的判据方法 大气是否稳定通常用周围空气的温度直减率r与上升空气块的干绝热直减率rd或湿绝热直减率rm的对比来判断。（1）干空气和未饱和空气的稳定度判断 当rrd时，大气层结无论对干绝热过程或湿绝热过程都是不稳定的，故称为绝对不稳定； 当rrm ,层结不稳定 r= rm ,层结中性 当rmrrd时，大气层结对干绝热过程来说是稳定的，对湿绝热过程都是不稳定的，故称为条件性不稳定；（四）、大气温度的时空变化： 1、大气温度的时间变化 （1）、气温的日变化：这种以一日为周期的变化，称为气温的日变化。 气温的日较差日最高气温与日最低气温之差。 气温日较差随纬度、季节、地表性质、形态、高度和天气状况而不同。 （2）、气温的年变化：以一年为周期的气温变化，称为气