气象学与气候学：第二章 大气的热能和温度

1、传导对流湍流辐射潜热空气与外界热量交换方式第二章 大气的热能和温度第二章 大气的热能和温度大气内部始终存在着三对基本矛盾 冷与暖 制约着大气运动状况 影响着云和降水的形成 干与湿 高气压与低气压能量来自何处？这种变化是怎样形成的？第一节 太阳辐射一、辐射的基本知识（一）辐射与辐射能第一节 太阳辐射一、辐射的基本知识（一）辐射与辐射能可见光：0.4-0.76m气象学着重研究的波长范围：0.15-120m第一节 太阳辐射一、辐射的基本知识（一）辐射与辐射能辐射通量密度E:单位时间内通过单位面积的辐射能量，单位是W/m2辐射强度I：单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能量，单位是W/m2

2、辐射强度与辐射通量密度的关系为 I=E/cos（二）辐射光谱 物体的辐射能随波长的变化曲线称为辐射光谱曲线。（三）物体对辐射的吸收、反射和透射 a+r+d=1，物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。（四）有关辐射的基本规律基尔荷夫定律 在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率等于该物体同温度、同波长的放射率。同一物体在温度T时它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。某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比等于同温度、同波长时的黑体辐射强度。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

3、波长和温度的函数。基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来。基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。（四）有关辐射的基本规律斯蒂芬-玻尔兹曼定律 物体的放射能力是随温度、波长而改变。 （四）有关辐射的基本规律斯蒂芬-玻尔兹曼定律 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 根据上式可以计算黑体在温度T时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。（四）有关辐射的基本规律 维恩位移定律 黑体单色辐射极大值所对应的波长（ ）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。（四）有关辐射的基本规律维恩位移定律 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

4、愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。 根据研究，黑体单色辐射极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即二、太阳辐射（一）太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱0.15-4m，占99%以上可见光线（0.4-0.76m），占太阳辐射总能量的50%红外线（0.76m），占43%紫外线（T，则它将受到一向上加速度而上升；反之，将受到向下的加速度；而Ti=T，垂直运动将不会发展。三、大气静力稳定度（一）大气稳定度的概念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趋势和程度。（二）判断大气稳定度的基本方法当 0，则a ，若 0，则a0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当 = ，a

5、=0，层结是中性的。（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三点结论 愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。当 时则相反，因而称为绝对不稳定。当 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。 （三）不稳定能量的概念 气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：不稳定型 稳定型 潜在不稳定型 （四）位势不稳定 在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，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。四、空气温度的个别变化和局地变化概念 气温的

6、局地变化是平流变化和个别变化之和。热流量方程：小结 在近地面，不考虑垂直运动。地面和大气间的热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因子；冷暖气团运动引起的温度平流是气温非周期变化的主要因子。 在高层大气中，非绝热因子起的作用较小。 第四节 大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化（一）气温的日变化气温日较差的大小与纬度、季节有关，日较差最大的地区在副热带，向两极减小。日较差夏季大于冬季。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。阴天的气温日较差比晴天小。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。（一）气温的日变化一、气温的周期性变化（二）气温的年变化 气温

7、年较差的大小与纬度、 海陆分布等因素有关。二、气温的非周期性变化第五节 大气温度的空间分布一、气温的水平分布 影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。二、对流层气温的垂直分布一、气温的水平分布在全球平均气温分布图上，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1月北半球南北温差大于7月。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。最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在50-100处，夏季移到200N左右。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

8、伯利亚和格陵兰地区。二、对流层中气温的垂直分布 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，整个对流层的气温直减率平均为0.65100米。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.50.6100米，上层平均为0.650.75100米。对流层下层(由地面至2公里)的气温直减率平均为0.30.4100米。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质，季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。二、对流层中气温的垂直分布 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逆温现象。造成逆温的

9、条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气湍流混合、空气下沉增温等。(一)辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的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。夏季夜短，逆温层较薄，消失也快；冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还有沿斜坡流入低谷和盆地的作用，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。（二）湍流逆温 由于低层空气的湍流混合而形成的逆温（三）平流逆温 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却的作用，愈近地表面降温愈多；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。(一)辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温（四