气象学与气候学-第二章复习过程

气象学与气候学-第二章教学目标了解气候形成辐射因素基本概念及基本原理；理解气候形成的热力因素及其转换机制；掌握大气中的各种热力过程状况及气温的时空分布特点。第二章气候形成的辐射和热力因素2教学要点重点气候形成的辐射因素基本概念、原理、热力因素及转换机制；大气中各种热力过程状况及气温的时空分布特点。难点：气候形成的热力因素及其转换机制。第二章气候形成的辐射和热力因素3引言气候形成的因素太阳辐射（SolarRadiation）：大气活动的能量之源，大气过程的主宰力量（外部因素）。大气环流（AtmosphericCirculation）：输送热量和水分的机制，是直接控制气候变化过程的因素（内部因素）。地理环境（GeographicalEnvironment）：下垫面的影响（大气直接的热源和水源）、人类活动的影响（释放能量、改变地表特性等）。第二章气候形成的辐射和热力因素4辐射基础知识辐射（Radiation）：自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量的方式。辐射能（RadiationEnergy）：通过辐射传播的能量，简称辐射。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传送到地球的唯一途径。辐射能通过电磁波的方式、以光速传播，其传播既不靠有形介质，也不靠对流。第二章气候形成的辐射和热力因素5辐射光谱（RadiationSpectrum）：辐射能随波长的分布函数。辐射能通过电磁波的方式传输，且电磁波的波长范围很广，从波长10-10m的宇宙射线，到波长达几km的无线电波，波谱极其宽广。气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。它们的波长范围大约在0.15～120m之间。各种辐射的波长范围第二章气候形成的辐射和热力因素6物体对辐射的吸收、反射、透射假设投射到物体上的总辐射为，被吸收的为，被反射的为，透过的为，根据能量守恒原理，则有关系式：吸收率（Absorptivity）：物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比。反射率（Reflectivity）：物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比。透射率（Transmissivity）：透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比。第二章气候形成的辐射和热力因素7三者的和等于1，即：，且都是0～1之间变化的无量纲量。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。辐射的基本定律基尔霍夫（GustavRobertKirchhoff）定律：物体的吸收和辐射能力之间，即吸收和辐射光谱之间，存在着一定的关系。第二章气候形成的辐射和热力因素8基本形式：该式表明：一定波长、温度下，物体的吸收率等于该物体同温度、波长的放射率。即对不同物体，辐射能力强，吸收能力也强，反之依然。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。同温度下，物体放射某一波长的辐射，也吸收该波长的辐射。第二章气候形成的辐射和热力因素某温度、波长的物体的辐射强度与其吸收率之比值等于同温度、波长时的黑体辐射强度。9辐射平衡条件下，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。所有物体，比值只是某波长（）和温度（）的函数。该式表明：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，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，极大简化了一般辐射的问题。第二章气候形成的辐射和热力因素同温度下，该规律适用各种波长的辐射体，因此基尔荷夫定律又可写成：适用性：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状态，因而可直接应用。10斯蒂芬－玻耳兹曼定律（Stefan-Boltzmannlaw）：黑体的辐射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。：斯蒂芬－玻耳兹曼常数，其值为。该式表明：高温物体在单位面积上放射的能量比低温物体多。第二章气候形成的辐射和热力因素11维恩（Wien）位移定律：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：若波长以微米为单位，则常数

，则：该式表明：物体温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体温度愈低，其辐射的波长则愈长；辐射体温度越高，所发光越“白”。第二章气候形成的辐射和热力因素12普朗克（Max

Planck）定律：理论上任何温度的绝对黑体都放射所有波长的辐射，但温度不同辐射能量集中的波段也不同，随着温度的下降，辐射能量集中的波段向长波波段偏移。温度升高时，各波段放射的辐射能量、积分辐射能力均增大，且能量集中的波段向短波方向移动。每一温度指标，都有辐射最强的波长，且随温度升高而减小。黑体辐射率随温度而变化。第二章气候形成的辐射和热力因素13主要内容2.1气候形成的辐射因素2.2气候形成的热力因素2.3全球气温带第二章气候形成的辐射和热力因素142.1气候形成的辐射因素2.1.1太阳辐射（SolarRadiation）第二章气候形成的辐射和热力因素大气热力状况表现为气候冷暖变化，实质反映了空气中热量收支状况，取决于太阳、地面、大气辐射及其热量交换和转化。相关概念太阳辐射：指太阳以电磁波的形式向外传递能量。太阳辐射能（

SolarRadiantEnergy）：指太阳辐射所传递的能量。15第二章气候形成的辐射和热力因素太阳辐射光谱（

SolarRadiantSpectrum）：指太阳辐射能按波长的分布(见P119图4.7)。颜色波长范围（m）紫0.40～0.43蓝0.43～0.47青0.47～0.50绿0.50～0.56黄0.56～0.59橙0.59～0.62红0.62～0.76太阳辐射能量分布：可见光区占50%；红外光区占43%；紫外光区占7%。能量集中在0.15～4.0

m

。16太阳每秒钟由于核聚变反应而损耗的质量，大约为400万吨。按照这种消耗速度，太阳在50亿年的漫长时间中，只消耗了0.03%（总质量：1.989×1027吨）的质量。第二章气候形成的辐射和热力因素太阳组成及其辐射能量来源组成：太阳是一个巨大炽热的气体球，主要成分是氢和氦。能量来源：核聚变反应，高温、高压下，4个氢原子核经过一连串的核聚变反应，合成1个氦原子核，即：17第二章气候形成的辐射和热力因素太阳、地面和大气辐射根据维恩位移定律：太阳表面温度约6000K，最大放射能力对应的波长为0.457μm，相当于可见光是青光部分；地面、大气的温度则低得多（250～300K）其辐射波长主要在3～120μm之间，所以太阳辐射为短波辐射，地面、大气辐射为长波辐射。18第二章气候形成的辐射和热力因素大气上界的太阳辐射太阳高度（）、日地距离（）和可照时数（）是影响大气上界太阳辐射决定因素。太阳高度：即太阳高度角，指太阳光线与地平面之间的夹角，也称太阳在当地的仰角。郎伯定律：太阳辐射强度（）与太阳高度的正弦成正比。19第二章气候形成的辐射和热力因素太阳常数（）：指大气上界垂直于太阳光线的单位面积上1min内获得的太阳辐射能量，约1370W/m2或8.16J/(cm2·min)。相对稳定的常数，依据太阳黑子的活动稍有变化(年变化幅度1%左右)。主要影响气候变化，对短期的天气变化影响不大。地球上同一时刻不同纬度、同一纬度不同时刻的太阳高度均不相同，影响地球获得太阳能量的时空分布不同，从而产生各地不同天气和气候。20第二章气候形成的辐射和热力因素日地距离：水平面上的太阳辐射强度与日地距离的平方成反比；近日点比远日点（即年变化）约多7％。单纯考虑该因素可使北半球冬季比南半球冬季暖4℃，所以南半球的冬夏温差比北半球大。可照时数：指没有天气气象影响的条件下，日出到日没太阳的可能光照时数。太阳辐射强度与其成正比，且夏强冬弱。不同时空尺度，大气上界获得太阳辐射量不同，引起大气有规律的运动（实现对部分不均的能量进行输送、重新配置），形成各地不同气候特点。21第二章气候形成的辐射和热力因素天文辐射及其分布特点定义：指由于太阳对地球的天文位置（纬度

、太阳赤纬

、日地距离）而确定的到达地球大气上界的太阳辐射量。特点大小因纬度、时间而变化(P119表4.4)。全年、冬半年赤道获得最多，随纬度增中而减小；冬半年比夏半年递减快；夏半年最大值在20～25°N的纬度带，所以说热赤道北移(P119表4.5；P120图4.8)。年较差，随纬度增加而增大；赤道地区和两极附近水平梯度都比较小，中纬度则较大(P120图4.9)。22第二章气候形成的辐射和热力因素极圈内在极夜期间为零；极昼期间大于赤道。天文气候（

AstronomicalClimate）：也称太阳气候（

SolarClimate），指由天文辐射所决定的气候。它是不计大气影响而仅由日地天文关系和太阳能量的直接传递关系所形成的地球上的假想气候。天文辐射决定了世界气候分布的基本轮廓太阳辐射在大气中的减弱过程23第二章气候形成的辐射和热力因素吸收（Absorption）：指投射到介质上的辐射能的一部分被转化为物质本身的内能或其他形式的能量。O2主要吸收紫外辐射(<0.26m)；大气吸收的选择性O3主要吸收紫外辐射(0.22～0.32m)；水汽主要吸收红外辐射(0.93～2.95m)；CO2主要吸收远红外辐射(＞4.3m)；尘埃、水滴对太阳辐射的吸收甚微。24第二章气候形成的辐射和热力因素散射（Cattering）：电磁波同大气分子或气溶胶等发生相互作用，使入射能量以一定规律在各方向重新分布的现象。类型分子散射（RayleighScattering）：亦称瑞利散射，粒子直径必须远小于入射光波长（＜波长/10）时，散射强度与入射光线波长四次方成反比，且具有选择性（波长较短的蓝紫光）。25第二章气候形成的辐射和热力因素散射的光线在光线前进方向和反方向上的程度是相同的，而在与入射光线垂直的方向上程度最低。粗粒散射（CoarseGrainScattering）：亦称米散射（MieScattering）或漫射（Diffusion），指电磁波遇到直径比其波长大一些的质点(称粗粒)发生的散射，无选择性。影响：各个波长的波都会被散射，但散射的强弱和空间分布与散射粒子的直径、入射的波长有关。26第二章气候形成的辐射和热力因素现象：室内无直射阳光也觉明亮；雨后，大气中水汽、尘埃减少，以分子散射为主，天空呈现蔚蓝色；当大气中水汽、尘埃比较多时，各种波长的光都散射，天空呈现灰白色；晨昏时，阳光斜射低层大气，水滴、灰尘等大质点多，红橙光散射多，出现“霞光”；没有大气的散射，即使太阳再光亮耀眼，对于地球上的观测者来说，除了能看见闪闪发光的太阳光外，天空将是一片漆黑。思考：虹和晕27第二章气候形成的辐射和热力因素发现号航天飞机28第二章气候形成的辐射和热力因素晕（Halo或icebow）：指由于悬浮在大气中的冰晶把太阳光（日晕）或月光（月晕）折射或反射而形成的光学现象。29第二章气候形成的辐射和热力因素反射（Reflection）：太阳辐射穿过大气时，被大气中的云层和较大尘埃将其一部分反射到宇宙空间去，从而削弱到达地面的太阳辐射的现象。反射的物质主要是大气中的云和颗粒较大的尘埃、水滴等气溶胶粒子，云的反射作用最强，平均反射率为50%~55%，取决于云的厚度，而尘埃反射很少。阳伞效应：亦称反射效应，指大气中的颗粒物质反射和吸收太阳辐射，使地表获得太阳辐射减少，引起地表和近地气温降低。30第二章气候形成的辐射和热力因素成因：自然、人为原因。前者如火山喷出大量尘埃和海水浪花飞溅将各种盐分带入大气中；后者如工业、交通运输和生活中燃烧化石燃料排放的烟尘。此外，农业生产、植被破坏等，产生许多灰尘由地面进入大气环境，使悬浮在大气中的颗粒物大大增加。影响：地面接受太阳辐射能减少且阴、雾天气增多，影响城市交通等。思考：温室效应？31第二章气候形成的辐射和热力因素三种减弱作用中，反射作用最大，散射次之，吸收最小，其共同作用使到达地面的太阳辐射只有大气上界的一半。到达地面的太阳辐射两部分：太阳直接辐射（：指太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的辐射）和散射辐射（：经过散射后自天空投射到地面的辐射），二者之和为总辐射（）。32第二章气候形成的辐射和热力因素反射辐射：指总辐射被地面反射的部分，即。直接辐射（DirectRadiation）影响因素：太阳高度、大气透明度，按郎伯定律和质量削减规律变化。太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积愈大，地表单位面积上所获得直接辐射愈小；太阳辐射穿过的大气层愈厚，太阳辐射被减弱的越多，到达地面的直接辐射越少。大气透明度取决于大气中云滴、烟雾和杂质尘粒，它们愈多，大气透明程度愈差，太阳辐射减弱愈强，到达地面的直接辐射愈少，可用贝尔（Beer）削减定律表示。日变化：见课本P121图4.1133第二章气候形成的辐射和热力因素

：大气透明度系数；

：大气质量。年变化主要受云量、大气透明度的影响。干燥地区，即使纬度高，直接辐射也不少；云量较多的地区，即使纬度低，直接辐射也不多。如：直接辐射年总量在重庆不足呼和浩特的1/2。散射辐射（ScatteredRadiation）影响因素：太阳高度、大气透明度、云天状况、海拔高度等（见课本P121图4.12）。太阳高度大，辐射量多散射辐射多；大气透明度差时，散射辐射的质点多，散射辐射强，反之则弱；海拔越高，大气中散射质点越少，散射辐射越小。34第二章气候形成的辐射和热力因素总辐射（GlobalRadiation）影响因素：影响直接、散射辐射的因素。即太阳高度、大气透明度、海拔高度、云等。日变化：早晚总辐射小，中午大。年变化：夏季大，冬季小；纬度愈低，总辐射愈大（见课本P122图4.13、表4.6）。中国总辐射分布：西藏最多；新疆、青海和黄河流域次之；长江和大部分华南地区云雨多，总辐射量少。35第二章气候形成的辐射和热力因素地面对太阳辐射的反射地面反射辐射（GroundReflectivityRadiation）：指到达地面的太阳总辐射中，被地面反射回大气的部分总辐射。影响因素：地面的性质（水面、陆面）、状态（颜色深浅、粗滑、干湿）。地面反射率（GroundReflectivity）：指以向上的反射辐射总通量与入射辐射总通量的比值，表示地面反射能力的大小。地面反照率（GroundAlbedo）：指总的反射辐射通量与入射辐射通量之比，包括包括平面反照率、几何反照率、邦德反照率（球面反照率）等。不同性质地面的反射率见课本P122表4.736第二章气候形成的辐射和热力因素37第二章气候形成的辐射和热力因素地球行星反射率：指由空气质点的逆辐射、反射、云的反射，以及地面反射所组成的整个地面的反射率（全球平均约为31%）。2.1.2地面辐射和大气辐射地面温度约300K，对流层大气的平均温度月250K，其辐射能重要集中在3～120m的红外光波长度范围内，属红外辐射，与太阳辐射相比属长波辐射。地面辐射概念：指地面以电磁波的方式向大气传递能量，波长3～80μm长波辐射（9.6μm能量最大）。38第二章气候形成的辐射和热力因素作用：白天，地面吸收的太阳辐射多于放射的辐射而增温；夜间没有太阳辐射，地面因辐射而降温。大气窗（

AtmosphericWindow）：地面辐射的大部分被云、雾、水汽和二氧化碳等吸收，但可穿过大气层进入宇宙空间波长为8.4~12μm的部分的波段。大气辐射概念：指大气以电磁波的方式向四面八方发射长波辐射，波长范围为7~120μm（15μm能量最大）。影响因素：大气温度、湿度和云天状况。气温越高，水汽和液态水含量越多，大气辐射能力越强。39第二章气候形成的辐射和热力因素大气的保温效应大气逆辐射：指向下指向地面部分的大气辐射，与地面辐射方向相反。大气保温效应：大气中的水汽、CO2等能透过太阳辐射，但强烈吸收地面辐射，并通过大气逆辐射返回地面，使地面不至于因辐射失热过多，对地面起到保温作用，亦称温室效应（GreenhouseEffect）、花房效应。40第二章气候形成的辐射和热力因素2.1.3地面有效辐射和辐射平衡地面有效辐射（SurfaceEffectiveRadiation）概念：指地面辐射（）与地面吸收的大气逆辐射（）之差。

：地面有效辐射；

：地面相对吸收率。大气温度通常低于地面，比大气逆辐射强，为正值，说明在地面与大气之间的长波辐射交换中，地面净失热量。影响：地面温度、空气温度、湿度及云天状况。41第二章气候形成的辐射和热力因素一般地，当其它条件相同时，地面温度越高，越强；气温越低，空气湿度越小，云量越少，弱，越强，地面损失热量越多。云多可减少，使地面降湿少，所以农业上长用人工熏烟的方法预防霜冻。地面净辐射（SurfaceNetRadiation）概念：指一定时期内，地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射之差，也称地面辐射差额、地面辐射平衡。

：地面净辐射；

：地面反射率。为正值，表示净得热量，地面增温；反之地面降温。42第二章气候形成的辐射和热力因素时空变化（TemporalandSpatialVariation）日变化：白天，净辐射随太阳高度而增大，地面净得热量；夜间，净辐射为负值，地面净失热量。年变化：随纬度而不同。纬度越低，净辐射保持正值的时间越长，净得热量多；纬度越高，净辐射保持正值的时间越短，净得热量越少。地气系统净辐射（Earth-AtmosphereNetRadiation）概念：指一定时间内地气系统辐射能收入与支出的差值。

：地气系统净辐射；

：大气吸收的太阳辐射；：地气系统长波射出辐射。43第二章气候形成的辐射和热力因素纬度变化（P124图4.14）随纬度而变化，从低纬到高纬，由正变到负，符号转换发生在纬度35°附近。使高低纬度之间气温产生差异，形成气压梯度力，推动大气环流和洋流，使高低纬之间进行热量和水分的水平输送，影响各地的气温和降水。影响44第二章气候形成的辐射和热力因素2.1.4地面热量平衡地面热量平衡及其方程式地面热量平衡（SurfaceHeatBalance）：指地面净辐射与其转化成其他形式的热量收入与支出的守恒。

：地气之间潜热交换（：蒸发潜热；蒸发量或凝结量）；

：地气之间的显热（感热）交换；：地面与下层间的热量传输与平流输送之和，年均为0。途径45第二章气候形成的辐射和热力因素净辐射为“＋”：地面温度升高，盈余的热量以湍流感热和蒸发潜热的形式向大气输送，使地面和大气在垂直方向进行感热和潜热交换；通过大气环流和洋流进行水平方向的感热和潜热输送；同地表（或海面）以下的土层（或水层）进行热量交换，改变其温度分布。净辐射为“－”：地面温度降低，亏损的热量通过湍流感热或水汽凝结潜热从空气中获得，或由土壤（或海水）下层向上输送。地区差异：干燥沙漠地区，

趋于0，几乎全部通过湍流显热与大气进行交换；潮湿地区，较大，地面净辐射主要用于蒸发，乱流显热交换弱，大气增温不明显。地面热量平衡决定着活动层及贴地气层的增温与冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化过程，是气候形成的重要因素。46第二章气候形成的辐射和热力因素地球能量平衡模式从全球长期看，地球能量收支平衡（342.8W/m2）。同时，地面、大气各自作为一个整体，都保持能量平衡。47主要内容2.1气候形成的辐射因素2.2气候形成的热力因素2.3全球气温带第二章气候形成的辐射和热力因素48第二章气候形成的辐射和热力因素2.2气候形成的热力因素2.2.1气候系统的能量种类温度与热量温度（Temperature）：指表示物体冷热程度的物理量，是物体分子运动平均动能大小的度量，表示热量的一个指标。热量（Heat）：指的是由于温差的存在而导致的能量转化过程中所转化的能量。热传递的过程中，实质上是能量转移的过程，它是能量转换的一种量度。49第二章气候形成的辐射和热力因素气温（AirTemperature）：指表示空气冷热程度的物理量，实质上是空气内能大小的表现。国际标准单位：摄氏度(℃)。通常气象上的气温是在离地1.5m高的百叶箱中测定，我国规定在北京时间02、08、14、20时四次定时进行地面气温观测。气象业务中，还要观测高空大气的温度，如：500和100hPa等各等压面高度的气温。常用探空气球定时（08、20时）观测。50第二章气候形成的辐射和热力因素51第二章气候形成的辐射和热力因素全球长期的能量保持平衡，但地球热量分布不均匀，通过大气的水平运动、垂直运动以及水相变化进行输送和调节。52第二章气候形成的辐射和热力因素大气中的基本能量能量形式：位能、动能、内能、湍能、潜热能和感热能等，静止大气主要是内能和位能。位能（PotentialEnergy）：亦称势能，指物体在万有引力(包括重力)、弹性力等势场中，因所在的位置不同而具有的能量。动能（KineticEnergy）：指物质运动时所得到的能量，通常被定义成使某物体从静止状态至运动状态所做的功。它的大小定义为物体质量与速度平方乘积的一半。53第二章气候形成的辐射和热力因素内能（InternalEnergy）：指物体或若干物体构成的系统(简称：系统)内部一切微观粒子的一切运动形式所具有的能量总和。由分子热运动决定，可用热力学方程描述。或：比气体常数，干空气（）为；

：热功当量；：定容比热，干空气的值为；：定压比热，干空气的值为。含义：该式称为热力学第一定律（气象学）

，当空气温度变化相同但过程不同时，所需热量并不相同，54第二章气候形成的辐射和热力因素等压过程所需热量比等容过程多；空气温度变化，不仅与热量交换有关，也与其自身压强、体积变化有关。湍能（TurbulenceEnergy）：指湍流速度涨落方差与流体质量乘积的1/2，有分量湍能和总湍能之分，是流体不规则运动所具有的能。潜热能（LatentHeatEnergy）：指系统中所有水汽全部凝结所释放的热量。感热能（SensibleHeatEnergy）：指大气动力学中，单位质量空气微团所具有的焓（Entropy：单位质量的物质所含的全部热能）。55第二章气候形成的辐射和热力因素影响：

能力的产生（太阳辐射）、转换（潜热、感热交换和长波辐射）与消耗（下垫面摩擦）是大气运动产生与维持的主要原因，故也是气候形成和变化的主要方面。表示方法：

等高线表征位能，气流线、等风速线表征动能，等温线表征内能，等比湿线表征潜热能。大气中各种能量转化过程一定的大气能量状态，有一定的温、压、湿等气候要素，各种天气、气候特征有大气中各种不同能量状态组成。56第二章气候形成的辐射和热力因素辐射能与内能：大气和地面吸收太阳辐射能增温，辐射能转变成了内能。同时，大气和地面又不断向空间放出长波辐射而降温，减少内能，所以该过程可逆。地面与大气：地面吸收太阳辐射能，通过长波辐射、湍流交换及蒸发凝结的潜热交互等过程，使空气膨胀或收缩，引起位能变化。由于空气的可压缩性，起变化变化可逆。内能与位能：引起大气的运动，此时，内能和位能转变为动能，或反之，其转变可逆；增加大气水平方向不均匀性，产生浮力和气压梯度力，导致大气垂直57第二章气候形成的辐射和热力因素和水平运动，形成环流和辐合、辐散过程，完成内能、位能与动能之间的转变。摩擦力作用消耗动能，使其转变为内能。动能转变为湍能：大气运动尺度大、动力不稳定，常伴有涡旋发生，运动中湍流作用和地面摩擦力的影响，动能转变为湍能，其转变不可逆。若没有位能的补充，全部动能会逐渐转变为湍能，使有规则的大气运动停止，此现象称为基本运动能量的耗散。58第二章气候形成的辐射和热力因素大气动能的消耗与补偿耗散：大气运动由于湍流作用和摩擦力的影响，动能转变为湍能，继而变为热能而耗散。补偿：若大气运动没有动能补充，大气将在几天内停止运动，但事实并非如此。因此，动能得到不断补充，其主要提供者是位能和内能，而乱流热通量是其补充主要因素之一。大气动能的消耗，仅为地球吸收太阳辐射能的1/200。虽然消耗的快，但由于太阳辐射能、湍流热交换量对内能和位能的补偿，所以其消耗仅为大气获得能量的很少一部分。大气中的位能和内能转化为动能，足以维持大气的运动。59第二章气候形成的辐射和热力因素2.2.2海陆表面的增热和冷却水陆热力性质差异水面和陆面比热容不同，陆面比热容小，比水面升温快，降温也快。二者热力性质差异主要表现在：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，大约多10～20%；对太阳辐射反射率不同，陆面平均为15～30%，而水面为10～20%。透射太阳辐射不同：水体对太阳辐射基本透明（除红色光和红外线），可见光、紫外线可透射到水体深层；陆地几乎不具备透射力，太阳辐射只能加热地表。60第二章气候形成的辐射和热力因素传递能量方式不同：陆地热传导差（分子传导），热量集中在表层，以致地表急剧增温，加强了陆面和大气之间的感热交换；水体热传导快（对流、湍流、洋流等流体传导），热量可传达深层，所得太阳辐射分布在较厚的层次，以致水温不易增高，相对减弱了水面和大气之间的感热交换。据测算，陆面所得的太阳辐射传给大气的约占1/2，而水体所得的太阳辐射传给空气的不足0.5％。比热（热容量）不同：水远大于岩石和土壤，因此水体的温度变化远小于陆地。61第二章气候形成的辐射和热力因素水分蒸发耗热状况不同：水体水分供应充足，蒸发耗热大，表面温度不易升高；因其上空水汽多，吸收长波辐射能力强，而使空气增温并以逆辐射形式返还水体，使得水体及其附近的大气不易强烈降温，上空云量也多，热量不致急剧散失，所以温度变化和缓。陆地水分不足，尤其是干燥地区，蒸发耗热少，大部分热量用于增高地面及近地层空气的温度。海陆表面的增热和冷却地球上海洋占70.9%，陆地占29.1%，且海陆热力性质的差异大。62第二章气候形成的辐射和热力因素影响：陆地受热快，冷却也快，气温升降剧烈，变化幅度大；海洋受热慢，气温升降缓和，变化幅度小。结果：一般来说，冬季大陆温度低于同纬度的海面，最冷月出现在1月，海洋则在2月；夏季陆地温度高于同纬度的海面，最热月出现在7月，海洋则出现在8月；年最高、最低温出现时间海洋比陆地落后1~2个月。根据分子运动论，空气的冷热程度只是一种现象，其实质上是空气内能大小的表现。空气获得热量时，2.2.3空气的增热和冷却63第二章气候形成的辐射和热力因素分子运动加剧，内能增加，气温也就升高；反之，分子运动速度减慢，内能减小，气温也随之降低。非绝热变化（Non-adiabaticChange）：指由空气与外界热量交换而引起的空气内能变化。绝热变化（AdiabaticChange）：指空气与外界没有热量交换，由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起的空气内能变化。大气中的非绝热过程空气与外界相互交换热量，引起气温变化，其主要方式有：传导、辐射、对流与乱流、水相变化。64第二章气候形成的辐射和热力因素传导（Conduction）：指依靠分子热运动，热量从一个分子传给另一个分子。空气与地面之间、气团之间、空气之间，其条件是它们之间有温差。由于地面和大气是热的不良导体，故传导作用在空气分子密度大和气温梯度大的贴地气层边界明显。辐射（Radiation）：地气间热量交换的重要方式，比传导作用大4000倍。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面吸收大气长波辐射，实现地气系统之间热量的交换；空气团之间通过长波辐射进行少量的交换热量。65第二章气候形成的辐射和热力因素对流（Convection）与乱流（TurbulentFlow）对流：指由于地表性质差异、受热不均等所引起的空气大规模有规则的升降运动。乱流：也称湍流，指由于地表性质差异、受热不均等所引起的空气小规模不规则的旋涡运动。影响：使空气在垂直方向（对流、乱流）和水平方向（乱流：相邻气团间）进行热量交换，热量分布均匀，是近地层热量交换的重要方式。水相变化（WaterPhaseChange）：指水的状态变化，通过相变释放、吸收热量，引起气温变化。66第二章气候形成的辐射和热力因素水在蒸发（或冰在升华）时吸收热量，水汽在凝结（或凝华）时，会放出潜热。若蒸发（升华）的水汽，不在原处凝结（凝华），而被带到别处凝结（凝华），就使热量得到传送。例如：从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了高层的大气。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），能使地气间、空气团间发生潜热交换。此作用主要发生在对流层下半部（5km），即水汽集中部分。一般情况下，地面和空气之间的热量交换，以辐射为主；气层之间以对流和乱流为主；传导作用仅限于近地气层；当有大量水分相变时，潜热交换也不可忽视。67第二章气候形成的辐射和热力因素大气中的绝热过程气温的绝热变化：指气块与外界没有热量交换，由于外界压力变化，气块膨胀或收缩作功，引起内部能量转换所产生温度状态变化过程。干绝热过程：指干空气或未饱和的湿空气块，在垂直运动过程中，气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量，只因体积膨胀（或收缩）做功引起内能增减和温度变化过程。绝热过程：指气块在上升降运动中与周围空气没有热量交换的状态变化过程，包括干（湿）绝热过程。68第二章气候形成的辐射和热力因素遵循泊松方程（干绝热方程）

：干绝热过程温度和气压的初态；

：终态。该式表明：干空气在绝热上升过程中，温度随气压的降低指数递减。绝热垂直递减率：指气块绝热上升单位距离时的温度降低值。干绝热直减率（）：指干空气和未饱和的湿空气绝热上升单位距离时温度的降低值。69第二章气候形成的辐射和热力因素实际工作中可取。湿绝热过程：指饱和湿空气做垂直运动时的绝热变化过程。湿绝热上升，温度的降低，饱和气块中水汽会发生凝结，释放潜热使气块增温，补偿部分因气块上升膨胀做功消耗的内能。相反，饱和湿空气绝热下降时，气块中水滴蒸发或冰晶升华要消耗内能。70第二章气候形成的辐射和热力因素饱和湿空气上升时，

，

，则

，

；下降时，，，则，，因此，总小于。湿绝热直减率（）：指饱和湿空气绝热上升单位距离时的温度降低值。

：垂直运动距离；

：单位质量饱和湿空气水汽变化量。

由于饱和湿空气的水汽含量随气温和气压而变，即气压和温度的函数，所以不是常数，而是气压和温度的函数。随气温升高和气压减少而减少。71第二章气候形成的辐射和热力因素大气静力稳定度（AtmosphericStaticStability）大气层结（AtmosphericStratification）：指大气温度和湿度的垂直分布。相关概念大气温度层结（AtmosphericTemperatureStratification）：指大气中温度的垂直分布。气温直减率（TemperatureLapseRate）：也称气温铅直梯度（），指垂直方向上，大气层内每升高单位距离气温的降低值。它因时、因地、因高度而异，对流层平均为0.65℃/100m。72第二章气候形成的辐射和热力因素大气层结稳定度（AtmosphericStratifiedStability）：即大气静力稳定度，指大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块返回或远离起始位置的趋势和程度。大气温度层结情况：稳定、不稳定和中性稳定（Stabilization）：指大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块返回起始位置的趋势。不稳定（Non-Stabilization）：指大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块远离起始位置的趋势。中性（Neutral）：指大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块随移而安。73第二章气候形成的辐射和热力因素静力稳定度判定方法：气块法稳定气层：气块在受扰后，有一铅直虚位移，若气块到达新位置后有返回原来位置的趋势，则为稳定气层。中性气层：气块在受扰后，有一铅直位移，若气块到达新位置后既无离开又无返回原来位置的趋势，则为中性气层（随遇平衡）。74第二章气候形成的辐射和热力因素不稳定气层：气块在受扰后，有一铅直虚位移，若气块到达新位置后有离开原来位置的趋势，则为不稳定气层。层结情况产生条件绝对不稳定：指大气层结对干（湿）绝热过程都不稳定。绝对稳定：指大气层结对干（湿）绝热过程都稳定。条件性不稳定：指大气层结对湿绝热过程稳定，而对干绝热过程不稳定。绝对不稳定：；绝对稳定：；条件性不稳定：。75第二章气候形成的辐射和热力因素问题解析设A、B、C为未饱和气块，初始时刻均位于200m的高空，升降运动时，其温度均按（1℃/100m）变化。周围空气的分别取0.8、1、1.2（图：左、中、右，单位℃/100m），判断其稳定状态。绝对不稳定的大气，很大，多发生在炎热的夏季白天，热雷雨多因此而产生；绝对稳定的大气，很小，甚至，出现逆温，垂直运动受到抑制，容易产生大气污染；条件性不稳定，是自然界中常见的现象。76第二章气候形成的辐射和热力因素气温：指大气冷热程度的数值度量，单位摄氏温度（℃）或热力学温度（K）。2.2.4大气温度的时空变化大气温度的时间变化它主要是由地球的自转和公转引起的周期性变化，以及大气运动引起的非周期性变化。气温的日变化气温日变化：指一天内气温高低的周期性变化。77第二章气候形成的辐射和热力因素气温日较差：亦称日振幅，指日最高气温和最低气温的差值，随纬度、季节、下垫面性质、形态、高度和天气状况而异。一般随纬度升高日较差减小（因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少）；夏季日较差大，冬季日较差小，但最大在春季；山地变幅小，凹地变幅大（因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强）；水面上日较差小，陆地上大；随高度增加而减小，且极值出现的时间随高度而落后；沙土、深色土和干松土壤上比黏土、浅色土和潮湿土壤上大；裸地较植被覆盖地面的大；晴天大于阴天等。78第二章气候形成的辐射和热力因素气温的年变化：指以一年为周期的气温变化。年最高气温出现在夏至后的7或8月，年最低气温出现在冬至后的1或2月。年较差影响因素：随纬度增高而增大，随海拔高度增加而减少；大陆大海洋小；内陆大沿海小。年较差：指一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差。年变化作用：反映了气候上的冷暖，是划分气候季节的重要指标。我国多以候（5日为一候）平均温度作为分季标准。非周期性变化：指由于大规模的气流交替变化引起气温非周期性的变化。79第二章气候形成的辐射和热力因素某地气温变化，是周期性和非周期性变化共同作用的结果。分类根据气温年较差的大小和最高、低温出现的月份，气温年变化分为：赤道型、热带型、温带型和极地型。类型最高、低温出现时间年较差赤道型两个高、低分别值在春、秋分和冬、夏至前后小热带型一个高、低值分别在夏至和冬至以后不大，但大于赤道型温带型一个高、低值分别在夏至和冬至以后1～2个月（大陆落后1个月，而海洋2个月）。且随纬度增高而增大极地型冬长而冷，夏短而凉，一个高、低值分别在8月初和冬季末很大，极圈附近最大80第二章气候形成的辐射和热力因素我国根据候平均温度分为：春秋季（10～22℃）、冬季（<10℃）、夏季（>22℃）。大气温度的空间分布大气温度在水平、垂直方向的分布不均匀。纬度决定天文辐射的达到量；大气成分决定辐射削减和气温的垂直分布；海陆分布决定热量平衡各分量的大小和变化。全球平均辐射平衡自赤道向两极递减，引起气温也向两极递减，极赤温差计算值为83℃，实测值为48℃。81第二章气候形成的辐射和热力因素影响因素：主要有纬度、海陆和高度。绘制等温线图时，常把温度订正到同一高度（海平面），消除其影响，使纬度、海陆及其他因素（地形起伏、大气环流、洋流等）更明显表现。等温线：平直表示气温分布的影响因素较少，而弯曲表示其影响因素较多；密集表示各地气温相差不大，而稀疏表示各地气温悬殊；沿东西向平行排列表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素，而其与海岸平行表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素。水平分布表示方法：等温线（

Isotherm：地面上气温相等的各地点的连线，其疏密、走向等可反映气温空间分布特点）。82第二章气候形成的辐射和热力因素83第二章气候形成的辐射和热力因素全球气温分布特点随纬度增高而递减：北半球1月（冬季）等温线比7月（夏季）密集，说明北半球南北温差冬季大于夏季，南半球相反。海陆差异：北半球冬季等温线在大陆凸向赤道，海洋凸向极地，反映同一纬度，陆地冷与海洋，夏季相反；南半球因海洋面积大，等温线相对平直。最高温不在赤道：冬季在5°～10°N，夏季在20°N左右，这一带冬夏月平均气温均高于24℃，称热赤道。洋流影响：大陆中纬度西岸气温比同纬度东岸高，太平洋和大西洋北部。冬季大陆沿岸，等温线急剧向北极凸出，反映了黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥暖流的巨大增温作用；夏季84第二章气候形成的辐射和热力因素北半球等温线沿非洲和北美洲西岸向南凸，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响，南半球也有类似特点。冷极：南半球不论冬夏都在南极；北半球仅夏季在北极附近，而冬季现在东西伯利亚和格陵兰地区。最低出现在东西伯利亚的维尔霍扬斯克（－69.8℃）和奥伊米亚康（－73℃），1962年南极新的世界最低为－90℃；最高出现在索马里境内，为63℃。我国最高出现在新疆的吐鲁番，达到49.6℃；最低出现在黑龙江省的漠河，1968年2月13日测得－52.3℃，珠穆朗玛峰出现过－60℃。极端绝对气温85第二章气候形成的辐射和热力因素全球1月海平面气温（℃）的分布86第二章气候形成的辐射和热力因素全球7月海平面气温（℃）的分布87第二章气候形成的辐射和热力因素全球洋流的分布88第二章气候形成的辐射和热力因素垂直分布表示方法：垂直分布曲线、纬向和经向垂直剖面的等温线分布。总体特征是气温随高度而降低，平均气温直减率为0.6