第2章 大气的热能与温度

1、第一节 太阳辐射第二节 地面和大气辐射第三节 大气的增温和冷却 第四节 大气温度随时间的变化第五节 大气温度的空间变化辐射概述 物体对辐射的吸收、反射和透射 吸收率、反射率、透射率； 黑体、白体 基 尔 霍 夫 定 律 斯蒂芬（Stefan）-玻耳兹曼（Boltzman）定律 维恩（Wein）位移定律 在一定温度下，任何物体对于一定波长的放射能力e（，t）和吸收率K（，t）的比为一常数E（，t） E（，t）= e（，t）/ K（，t）。 该常数E（，t）仅与波长和温度有关，而与物体的性质无关。 对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。 对于同

2、一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。 基尔霍夫定律说明，不管什么物体，只要T、相同，它的放射率和吸收率的比值是一样的。E（，t）= e（，t）/ K（，t）=e0（，t）/1= e0（，t） 对于任何物体m而言，他在温度T时，对于某一波长的放射能力em（，t）与同温下对同波长的吸收率之比就等于黑体在同温度T下对同一波长的放射能力。 这样，基尔霍夫定律就把物体的放射、吸收与黑体的辐射能力联系起来，从而有可能通过研究黑体辐射来了解一般物体的辐射。 基尔霍夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体，对流层、平流层和地表均可看作是处于辐射平衡状态，因此可直

3、接应用这一定律。 由实验得知，物体的放射能力是随温度、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（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即ETb=T4 上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。式中=5.6710-8W/（m2K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。 黑体单色辐射极大值所对应的波长（m）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即mT=C （213）上式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低

4、，其辐射的波长则愈长。 太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱太阳辐射光谱太阳辐射中，辐射能按波长大小的分布。大气上界的太阳辐射光谱是在0.1-5微米的范围内，其中99%以上的能量集中在0.15-4微米之间，且主要分布在可见光和红外区，其中可见光占太阳辐射总量的50%，并以0.475微米附近的辐射能量最强，这一波长相当于青光；红外区占总能的43%，紫外区只占7%。太阳常数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1cm2的面积，1分钟获得的太阳辐射能。用IO来表示。大气对太阳辐射的吸收大气对太阳辐射的吸收水汽主要集中在红外区。太阳辐射因水汽的吸收可以减少4-15%。所以，大气因水汽直接

5、吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。臭氧在可见光区(0.6um)、紫外区(0.2-0.3um)都有较强的吸收带，但因大气中臭氧含量甚微，故大气因臭氧直接吸收太阳辐射而引起的增温不显著。CO2对太阳辐射的吸收仅在红外区的4.3微米处，该区域太阳辐射强度小，被吸收后对整个太阳辐射并无多大影响。结论：大气对太阳辐射的吸收带均位于太阳辐射光谱两端的低能区，大气成分对太阳辐射的减弱并不明显。也即大气因直接吸收了太阳辐射而引起的增温不明显。因此说，太阳辐射并不是低层大气的直接热源。1、当太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气质点时，波长越短，散射越强。这被称为分子散射或蕾利散射。解释现象：雨过天晴，天空呈蔚蓝色

6、。2、当太阳辐射遇到的是直径比波长要大的空气质点时，此时各波段的电磁波均被散射，这叫粗粒散射、米散射或漫射。解释现象：灰色而浑浊的天空云的反射最强，对太阳辐射的反射可达50-55%。低云厚云反射能力强。结论：结论：在吸收、散射和反射三种方式中，反射最主要，散射次之，吸收最少。就全球平均状况而言，太阳辐射有30%被反射和散射到宇宙空间，20%被吸收，50%可直接到达地面。解释现象：日出、日落，太阳四周呈红色。 太阳辐射经过大气层的吸收、反射和散射后剩余的50%就可到达地面。到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，

7、称为散射辐射，两者之和称为总辐射。 一、直接辐射二、散射辐射 三、总辐射 太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角太阳高度角和和大气透明度大气透明度。 太阳高度角太阳高度角的大小对太阳直接辐射的影响有两个方面 。高度大小不同，影响到太阳辐射投射到地面上的面积的大小。 太阳高度角的大小，还直接影响到太阳辐射通过大气层的厚度和大气质量。一般以太阳高度角为90（直射），在地面为标准气压（海平面压力为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，称为一个大气质量一个大气质量。 大气透明度大气透明度 在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全

8、一样，因为还受大气透明度的影响。 一个地区在一天中大气透明度的变化很小，所以影响直接辐射的主要因子是太阳高度角。 直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。同一地区，在一天当中日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。但是，有的地区夏季云量多，云层厚直接辐射的最大值在盛夏前后。不同地区，低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。 散射辐射也要受太阳高度、大气透明度的影响，同时与云量、海拔高度有关。在上述因子影响下，表现为随高度角增大而增大，

9、随大气透明度变小而增大，随云量增多而增多，随海拔增大而减小。 地面获得的总辐射一般来说是随着太阳高度的增大而增大随大气透明度的提高而增大。 一天中，日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（

10、指月平均值）在夏季最大，冬季最小。 总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，总辐射愈大。反之就愈小。 太阳总辐射大时，地面获得的热量就多，地面温度就高，所以地面温度的年际变化实质上就是太阳总辐射的年际变化。 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。 地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率约为1030。一、地面和大气的辐射 二、地面有效辐射三、地面及地-气系统的辐射差额 地面和大气一方面要吸收太阳辐射，同时也依据其本身的温度时刻不停的向外放出辐射。 地面的平均温度为300K（27），对流层的平均温度约为250K（-23）。在这样的温度

11、下，地面和大气的辐射主要集中在3120m的波长范围内，这些都是用肉眼直接看不到的红外辐射。 太阳辐射波长的波长范围为0.154m，地面辐射和大气辐射要比太阳辐射长的多。因此地面和大气辐射为长波辐射，太阳辐射为短波辐射。 长波辐射是地面和大气之间进行热量交换的重要方式，大气直接吸收的太阳辐射很少，仅占整个大气层太阳辐射的24%，所以大气主要靠地面的长波辐射而增温。 地面有效射是指地面通过长波辐射向外放出的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（Ea）之差，以F0 表示，则F0=Eg-Ea (220)。地面有效射也即地面通过长波辐射实际损失的热量。由于地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着

12、通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。 地面有效辐射的大小，同地面温度和底层大气温度之间差值有关，差值越大，有效辐射也越大。同时地面有效辐射的大小还与大气湿度、云况和云量等有关系。云不仅能强烈吸收地面辐射，同时也能强烈的向地面放出辐射，以增强大气逆辐射，从而缓解地面失热的程度。正因如此，在冬季有云的夜晚通常比无云的夜晚要暖一些。在冬季，释放“人造夜幕弹”防霜冻的原理也即如此。P32 2、大气中长波辐射的特点（一，二，三） 辐射差额辐射差额=收入辐射收入辐射-支出辐射支出辐射 在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或

13、降温产生。辐射差额为零时，物体的温度保持不变。地面的辐射差额地面辐射能的与支出之差，称为地面的辐射差额。辐射差额数值的大小，可反映温度升降的程度。因此，地面温度与近地面空气温度的高低变化特点，在很大程度上决定于地面辐射差额的大小。 1 1、地面辐射差额表达式：、地面辐射差额表达式：Rg=（Q+q）（1-a）-F0 （221） 式中Rg 表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a 为地面对总辐射的反射率；F0 为地面的有效辐射。 一天中，地面辐射的差额白天为正值，夜间为负值。由负值转到正值的时刻一般在日出后1h左右，由正值转到负值的时

14、刻一般在日落前1h左右。 年变化随纬度而异，纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多，反之愈少。 我国大部分地区处中纬度地带，其辐射差额的年际变化随纬度和地理条件而异。就全国而言，夏季辐射差额大，冬季小。但在个别地区也有差异，如昆明的辐射差额的最大值出现在湿季来临前的春末夏初。（干季热季湿季） 单独地去研究地面或大气辐射差额是很麻烦的，但如果把地面和大气看作一个系统（整体）来研究就方便的多。其总辐射差额为：R5=（Q+q）（1-a）+qa-F （223） 地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。在S、N35之间为正值，在此范围之外的中高纬地区为负值。 也就是说在低纬地区有热量盈余，高纬有

15、热量亏损。如果高低纬之间没有热量交换，那么低纬地区的温度将因为有热量盈余而不断升高，高纬则下降。但多年观测表明，高、低纬地区的温度变化非常微弱。因此，高低纬间必然存在着热量交换，其中热量输送者正是大气运动和海水运动 一、海陆的增温和冷却的差异海陆的增温和冷却的差异水面与陆面的比热不同 水面和陆面对太阳辐射的吸收和反射不同 水面和陆面的导热方式不同。 海水对太阳辐射基本上是透明的 海水有充足的水源，它的蒸发量大，失热较多，水温不易升高。海面之上水汽较多，故气温不易下降。陆面正好相反 1、在同样的太阳辐射强度之下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能，这是因为陆面对太阳光的反射率大于水面。平均

16、而论，陆面和水面的反射率之差约为10 20。换句话说，同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多1020。2、陆地所吸收的太阳能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的层次。这是因为陆地表面的岩石和土壤对于各种波长的太阳辐射都是不透明的，而水除了对红色光线和红外线可以说是不透明的外，对于紫外线和波长较短的可见光线来说，却是相当透明的。3、陆地所得太阳能主要依靠传导向地下传播，而水还有其他更有效的方式，包括波浪、洋流和对流作用。这些作用使得水的热能发生垂直的和水平的交换。因此，陆面所得太阳辐射集中于表面，一薄层，以致表面急剧增温，也就加强了陆面和大气之间的显热交换；反之，水面所

17、得太阳辐射分布在较厚的一个层次，以致水温不易增高，也就相对地减弱了水面和大气之间的显热交换。砂所得的太阳辐射，传给空气的约占半数，而水所得的太阳辐射，传给空气的不过0.5。4、海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，也使得水温不容易升高。而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收地面辐射的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。5、海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，也使得水温不容易升高。而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收地面辐射的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。6、岩石和土壤的比热小于水的比热。岩石和

18、土壤的比热小于水的比热。以上差异造成的结果： 海陆热力过程的特点是互不相同的。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大；而海洋上温度则变化缓慢，如大洋中年最高最低气温的出现要比大陆延迟一两个月。 空气内能变化的原因空气内能变化的原因：一是空气与地面和太阳有热量交换，因而引起空气内能的增减；二是做升降运动的气块在升降过程中，同周围大气间热量交换很少，但由于体积的大小随气压的变化而变化，进而影响到内能的增减。这两种形式都可导致空气内能的增减，进而导致气温的升降。一般将前者称为气温的非绝热变化，把后者称为气温的绝热变化。 非绝热变化是引起对流层大气温度变化的根本原因，绝热变化只发生在某一做升降运动的气块

19、中，对整个对流层大气来讲没任何影响。因而非绝热变化和绝热变化两者性质不同。 二、空气的增温和冷却空气的增温和冷却 气温的非绝热变化是通过地面和大气之间的热量交换来完成的。 空气与外界交换热量有如下几种方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发、凝结（包括升华、凝华） 1. 传导地面和大气均为热的不良导体交换热量少主要局限于贴地气层中，因为密度大，单位距离温差大2. 辐射地面和大气之间：长波辐射气团和气团之间：长波辐射3. 对流下层暖轻空气上升上层冷重空气下沉对流层热量交换重要方式4. 湍流湍流：空气的不规则运动成因：空气层与空气层/粗糙地面间的摩擦摩擦层中热量交换的重要方式5. 蒸发（升华）、凝结（

20、凝华）蒸发/升华：吸热凝结/凝华：放热对流层下半层（0-5km）起作用 绝热变化是指气块与外界无热量交换的情况下，由于内部能量的转化而引起的温度变化。这种变化一般出现在垂直运动的气块中。 气温的绝热变化又视气块内有无水的三态变化而分为两种情况：一是如果气块在升降过程中无水的三态变化，与外界无热量交换，这叫干绝热变化；二是如果气块在垂直运动过程中有水的三态变化，则叫湿绝热变化。 干绝热方程干绝热方程 干绝热直减率干绝热直减率:干空气块上升或下降单位距离时的温度变化值，称干绝热直减率，以d表示 空气质点上升，P减小，T降低2. 湿绝热直减率相对于饱和湿空气而言饱和湿空气在垂直方向上上升或下降单位距

21、离的温度变化值，用rm来表示。气温直减率、干绝热直减率和湿绝热直减率的区别：气温直减率：为整个对流层的平均气温直减率；r=0.6/100m干绝热直减率：为干空气块做绝热升降运动时的气温直减率，是气块内部本身的温度变化。d=1 /100m湿绝热直减率：为湿空气块做绝热升降运动时的气温直减率， rm可能大于r，也可能小于r，但永远小于d湿绝热直减率rm恒小于d的原因饱和湿空气绝热上升，若仅膨胀降温，则rm=d饱和湿空气上升冷却凝结释放潜热，加热气块。rm随温度升高和气压减小而减小。 表表24给出不同温度和气压下给出不同温度和气压下m的值。由表可见，的值。由表可见，m随随温度升高和气压减小而减小。这

22、是因为气温高时，空气的饱和温度升高和气压减小而减小。这是因为气温高时，空气的饱和水汽含量大，每降温水汽含量大，每降温1水汽的凝结量比气温低时多。例如，水汽的凝结量比气温低时多。例如，温度从温度从20降低到降低到19时，每立方米的饱和空气中有时，每立方米的饱和空气中有1g的水的水汽凝结；而温度从汽凝结；而温度从0降到降到1时，每立方米的饱和空气中只时，每立方米的饱和空气中只有有0.33g的水汽凝结。这就是说饱和空气每上升同样的高度，的水汽凝结。这就是说饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。因此，在气压一在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。因此，在气压一定的条件下，

23、高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。定的条件下，高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。 3. 位温和假相当位温位温：不同层的气块以干绝热过程订正到同一高度（1000hPa）的温度；恒定不变。假绝热过程：气块中水汽一凝结即脱离原上升气块，释放的潜热则留在原上升气块中加热气团。假相当位温：气块中水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，使原气块位温升高到的一极值。三、气温的个别变化和局地变化个别变化：单位时间个别空气质点温度变化。分绝热/非绝热变化局地变化：某一地点气温随时间的变化局地变化=平流变化+个别变化定义：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。大气稳定度的判断 基本公式 大气稳

24、定度的判断方法 结论：愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及很小的气层称为阻挡层。当m时，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d时则相反，因而称为绝对不稳定。 当dm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。 一、气温的周期性变化日变化年变化二、气温的非周期性变化特点1：1天中有1个气温最大值和1个最小值，最大值出现在午后2点钟左右，最小值出现在日出前后。 变化的原因变

25、化的原因特点2：气温的日较差大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。自副热带最大向两极减小夏季大于冬季海洋上小于大陆盆地谷地大，凸地小沙漠大，潮湿区小变化规律变化规律：北半球陆地、海洋最热月分别是7月、8月；最冷月分别是1月、2月。气温年较差：一年中月均温最高/低值之差。取决于纬度、海陆分布。低纬区小，高纬区大同一纬度，陆地大 气温的变化还时刻受着大气运动的影响，所以有些时候，气温的实际变化情形，并不像上述周期性变化那样简单。例如3月以后，我国江南正是春暖花开的时节，就常常因为冷空气的活动有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。这种非周期性变化. 思考思

26、考：非周期的重要性如何？非周期的重要性如何？ 一、水平分布二、对流层中气温的垂直分布影响水平分布的因素水平分布的描述全球海平面气温分布特征垂直分布情况逆 温（一）等温线排列特点反映的气温分布特点：稀疏：温差小密集：温差大平直：影响因素少弯曲：影响因素多东西向：纬度为主要影响因素1. 海岸向：距海远近为主要影响因素影响分布的因素影响分布的因素 太阳辐射 海陆分布 大气环流 海拔高度 水平分布水平分布：P54-551、赤道向两极递减；北半球等温线七月比一月稀疏。2、冬季北半球等温线大陆上南凸，海洋上北凸；夏季相反。南半球等温线海洋平直，陆地同北半球。3、最高温不在赤道，而在5-10度（冬季）和20

27、度（夏季）。4、南半球冬夏最低温均在南极；北半球夏季最低温在北极，冬季最低温在东西伯利亚和格陵兰。 1、在南北半球的平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。在北半球，等温线7月比1月稀疏。这说明北半球1月南北温度差大于7月南北温度差，这是因为1月太阳直射点位于南半球，北半球的高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短；而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此1月北半球南北温差较大。7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致7月北半球南北温差较小。 2、冬季北半球的

28、等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。例如最突出的暖洋流和暖气团是墨西哥湾暖洋流和其上面的暖气团，使位于60N以北的挪威、瑞典1月平均气温达0-15，比同纬度的亚洲及北美洲东岸气温高1015。盛行西风的40N处，在欧亚大陆靠近大西洋海岸，由于海洋影响，1月平均气温在15以上；在亚洲东岸受陆上冷气团的影响，1月平均气温在-5以下。大陆

29、东西岸1月份同纬度平均气温竟相差20以上。在北纬40度处的北美洲西岸1月平均气温靠近10，在东面大西洋海岸仅为0，相差亦达10。至于冷洋流对气温分布的影响，在南美洲和非洲西岸也是明显的。此外，高大山脉能阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。例如，我国的青藏高原、北美的洛矶山、欧洲的阿尔卑斯山均能阻止冷空气不向南而向东流动。3、最高温度带并不位于理想赤道上，冬季在5一10N处，夏季移到20N左右。这一带平均温度1月和7月均高于24，故称为热赤道。 热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，同时北因为这个时期太阳直射点的位置北

30、移，同时北半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。 4、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。 根据现有记录，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。 对流层气温垂直分布情况：r=0.65/100mR为变量，在不同层次上r值并不同。逆温辐射逆温平流逆温湍流逆温锋面逆温下沉逆温020高度温度高度温度高度温度0201 1、辐射逆温现象形成过程、辐射逆温现象形成过程傍晚傍晚黎明前黎明前日出后日出后中午中午对流运动对流运动,有利有利污染物扩散污染物扩散对流运动抑制对流运动抑制,