第二章 大气热能3

第二章大气的热能和温度△第一节太阳辐射要点：太阳辐射的基本知识。太阳辐射光谱和太阳常数的概念。△第二节地面和大气的辐射要点：地面、大气的辐射和地面有效辐射的概念和物理意义。地面及地—气系统的辐射差额。△第三节大气的增温和冷却要点：1、海陆增温和冷却的差异2、空气的增温和冷却3、气温直减率和干、湿绝热直减率的概念和大小。4、大气静力稳定度△第四节大气温度随时间的变化要点：掌握气温的日变化和年变化的概念和变化规律。△第五节大气温度的空间分布要点：全球气温的水平分布规律。对流层中气温的垂直分布规律及各种逆温形成机制。教学基本要求本章的重点是第一、二节，以辐射为线索，分析地气的辐射热交换过程，进一步探讨引起大气温度变化的物理原因及温度变化和分布对大气状态的影响。突出大气温度绝热和非绝热变化在成因和作用上的差异。并注意在天气及气候分析时加以引伸和应用。一、辐射的基本知识(一)、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。通过辐射传播的能量称为辐射能。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传播到地球的唯一途径。波长范围大约在0.15～120um之间(图2.1)。0.15～4um太阳辐射短波辐射4～120um地面、大气辐射长波辐射太阳、地面和大气间物质能量交换的波长范围0.15－120m。

其中：太阳辐射波长0.15－4m，习惯称短波辐射，地面、大气间（简称地－气系统）物质（辐射）能量交换波长4－120m，习惯称长波辐射。

太阳是地－气系统主要的能量来源。大气226.1J/cm2·a

表面T＝6000

ºK内部T＞2万度125.6×1036J／a＝35×1036万度电放出的能量5.44×1024J／a1／20亿辐射通量密度（E）单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度（E），单位是W/m2。入射辐射通量密度放射辐射通量密度大小反映辐射能力和放射能力辐射强度（I）单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积（对球面坐标系，即单位立体角）的辐射能，称为辐射强度（I）。其单位是W/m2或W/sr。它们之间的关系：I=E/cosθ温度升高，辐射的总功率就会增大，并且辐射的电磁波的波长将移向短波。例：铁棒的加热(二)辐射光谱为了进一步描述辐射能的性质，引入了一个能确定辐射能按波长分布的函数——单色辐射通量密度。它是波长与温度的函数。P22(三)物体对辐射的吸收、反射和透射：1=a+r+d。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。如干洁空气、水汽、雪面P23思考:为什么夏天晴朗的夜晚感觉凉爽,冬天感觉寒冷为什么夏天阴雨天的晚上感觉闷热,冬天感觉暖和(四)有关辐射的基本定律黑体:对外来辐射，不论波长如何，能全部吸收，而不透射与反射的理想物体。(1)最接近黑体的物体的吸收率为0.95(2)由于被任何波长的光照射时均呈黑色，故名黑体。它是最好的吸收体和放射体，其放射能力只与波长和温度有关。有关辐射的三个基本定律：基尔荷夫定律、斯蒂芬—玻尔兹曼定律、维恩位移定律

基尔荷夫定律（Kirchhoff）:KλT=eλT,p23

意义：①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;辐射能力强的物质，其吸收能力也强，黑体吸收能力最强，是最好的放射体②同一物体在温度T时它放射某一波长的的辐射,在同一温度下也吸收这一波长的辐射③该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，基尔荷夫定律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状态，因而可直接应用这一定律。思考:为什么大气主要以吸收地面辐射增温?斯蒂芬—玻尔兹曼定律（Stefan-Boltzman）物体的放射能力是随温度、波长而改变的。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—斯蒂芬－玻耳兹曼常数。

维恩位移定律（Wein）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λmT=C（C=2896μm·K）

因此，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短，反之亦然。（图2.3）

有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容易确定，因为它们把黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。即使对非黑体，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

（一）太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布。一太阳辐射

（一）太阳辐射光谱和太阳常数太阳常数：在日地平均距离（1.496×108）上，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm面积内1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用I°表示。多数文献采用1370W/m2。（二）太阳辐射在大气中的减弱实际上太阳向地表传递太阳辐射能量穿透大气层时，大气圈中的各种气体物质（O2

、O3

、CO2…）和水汽、固体等物质均会不同程度的吸收和散射一部分太阳辐射能量，因此真正到达地表的太阳辐射量远小于太阳常数值。减弱特征：P26①总辐射能有明显地减弱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.吸收：整个大气对太阳辐射的吸收只占24%，一般集中在对流层以上，对流层热源主要来源于地面。吸收物质：水汽、氮、氧、O3、CO2、固体杂质。P262.散射：（1）散射：太阳辐射遇到空气分子、尘粒和云滴等质点向四面八方散开的现象。（2）大气散射范围:能量较强的可见光范围内(图2.6)（3）分子散射和粗粒散射：分子散射(蕾利散射)：如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则发生分子散射。且辐射的波长愈短，散射愈强烈，散射能力与波长的四次方成正比；质点散射对于其光学特性来说是对称的球形，有选择性，入射方向及相反方向上的散射是垂直方向上的散射量的1倍。粗粒散射(米散射、漫射)：太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射，没有选择性，辐射的各种波长都同样地被散射，不对称散射，入射方向上的散射是相反方向和垂直方向的散射量的2.37和2.85倍。

思考:晴天大气以什么散射为主?阴天呢?3.反射：

大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色。云的反射作用最为显著，云的反射能力随云状和厚度而不同，平均反射率50～55％。云层越低反射越强,云层越厚反射越强现象:夏天有云的白天温度比晴天低反射率：到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射，反射部分占辐射量的百分比，即反射率4.总结：(1)反射大于散射，大于吸收p28(2)全球平均而言，太阳辐射有30%被反射或漫射回宇宙（行星反射率），20%被大气的云层直接吸收，50%到达地面被吸收。思考:为什么雨后天晴时，天空多呈现青蓝色？当天空中存在较多尘埃或雾粒时，天空为什么会呈现灰白色？晴天傍晚天空呈红色？（三）到达地面的太阳辐射经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是太阳辐射总量，称为总辐射1.直接辐射：太阳以平行光直接投射到地面的辐射。影响因素:太阳高度角、大气透明度变化：显著的年变化、日变化和随纬度变化·太阳高度角（h⊙）

概念——太阳光线与地平面之间的夹角。用h⊙表示，见图（1）。

图（1）图（2）太阳高度角对辐射的影响图（1）一天中，中午太阳光线最强，早

晚太阳光线较柔和。人们常用“骄阳似火”形容夏季中午的太阳。

·图（2）太阳高度角（h⊙）愈小，太阳辐

射强度愈弱，单位时间、单位面积地表上获得太阳辐射热能（直接辐射）愈少；相反愈多。

·

大气质量:在地面标准气压时,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.

大气质量与太阳高度角的关系:大气透明系数: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.影响因素:水汽、凝结物、尘粒杂质布格公式:I=I0pm直接辐射的变化日变化：年变化：全年夏季太阳直接辐射最强，冬季最弱。纬度变化：全球赤道地区地表获辐射热能最多，极地最少，其它纬度介于两者之间。2.散射辐射

影响散射辐射值大小、强弱的二个主要因素仍为太阳高度角和大气透明度。I/I0=p

·大气透明度不好时，参与散射作用的水汽、尘埃、水汽凝结物质多，散射作用强，反之则弱。据观测：2－3km高度，散射辐射量仅为海平面1／5。为什么？

·太阳高度角愈大，散射辐射值愈大，相反愈小。

·一天内，中午前后散射辐射最强；一年内，夏季最强。

实际大气一般以直接辐射为主，散射为辅。

峨嵋宝光条件:空气湿度大;太阳位于地平附近;山顶晴朗,山下云雾.原因:云雾滴对太阳光散射,衍射,形成光环3.总辐射（Q0）P30

概念——直接辐射与散射辐射之和。

表达式：Q0＝S+D

单位：千焦耳（KJ）/cm2·a

·日变化：

年变化：全年冬季最小，夏季最大。

·最大值在20ºN－20ºS赤道带附近.气候上称该纬度为热赤道。为何？我国总辐射值大小，受地形、天气气候不同影响，呈非规律分布。•西藏（藏北高原、柴达木等地）最高

669－794KJ/cm2·a

•青海、新疆、内蒙、黄河流域（西北、华北）次之

501－669KJ/cm2·a

•长江流域和大部分华南地区

376－501KJ/cm2·a

•四川盆地最少

376KJ/cm2·a

高原与平原比较——

原因：高原—海拔高；

平原—大气透明度差。

例呼和浩40°49′N367.3KJ/cm2·a

重庆29°47′N164.5KJ/cm2·a

原因：气候条件不同。4.反射辐射（Qr）

概念——表示物体反射辐射情况。一般用反射（照）率表示。

反射辐射（Qr）与总辐射（Q0）之比称为反照（射）率（r）。单位：％

表达式：r＝Qr／Q0×100％

•反射率愈大，地表吸收的辐射热能愈少，地表温度愈低；反之则愈高。

•地表状况不同决定着反照（射）率值的大小，它又是决定地表温度分布不均一的重要原因之一。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10％—30％。其中深色土比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土比干燥土反射能力小。雪面的反射率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可达90％。水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。当太阳高度角超过60°时，平静水面的反射率为2％，高度角30°时为6％，10°时为35％，5°时为58％，2°时为79.8％，1°时为89.2％。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为10％。因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。特别要注意的是：即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。第二节地面和大气辐射大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和显热转化供给大气。下垫面是大气的直接热源，大气获得能量的具体结构为：1·对太阳辐射的直接吸收2·对地面辐射的吸收3·潜热输送4·显热输送一、地面辐射、大气辐射、地面有效辐射1、地面和大气辐射的表示：地面吸收太阳短波辐射——升温——放射长波辐射。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的，吸收很少，却能强烈地吸收地面的长波辐射——升温——放射长波辐射，地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间相互交换热量，并也将热量向宇宙间散发。

Eg、Ea分别表示地面和大气的辐射能力，T地面和大气的温度，δ和δˊ分别称地面和大气的相对辐射率又称比辐射率。其大小为地面或大气辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比值，在数值上等于吸收率。一、地面辐射、大气辐射、地面有效辐射辐射能量：

Eg=δσT4

（Ea=δ′σT4)

式中：Eg为地表面的辐射能量;δ为地表面的相对辐射率。如地面温度为15℃，以δ=0.9，则可算得：

Eg＝0.9×5.67×10-8×（288）4

＝346.7W/㎡长波辐射

当地面温度为15℃，根据维恩定律可算得：λm=C/T=2896/288=10μm即该温度下地面最强的辐射能位于波长10um左右的光谱范围中地面平均温度约为300K（≈10μm），对流层的大气平均温度约250K（≈15μm），其辐射最大的波长在10—15μm范围内。因为地气系统热辐射中95％以上的能量集中在3—120μm的波长范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。1、大气对长波辐射的吸收

（1）大气对长波辐射的吸收具有选择性。

大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气温度、压强等有关，大气中水汽、液态水、二氧化碳和臭氧对长波辐射的吸收起重要作用，他们对长波辐射具有选择性。P32

1.大气中长波辐射的特点。长波辐射在大气中的传播过程与太阳辐射的传播有很大不同。A、太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射。B、长波辐射在大气中传播时，不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射。C、长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。因为r﹥φ(长波辐射的波长大于气体分子和尘粒的尺度，散射作用非常弱)3、大气逆辐射和地面有效辐射（1）大气逆辐射和大气保温效应。大气逆辐射定义：大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用，大气的存在使近地面温度提高了38℃。如果没有大气,近地面的温度是-23℃，实际近地面的均温是15℃。（2）地面有效辐射。定义：地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气辐射（δEa）之差称为地面有效辐射，以F0表示。F0=Eg－δEa影响因素：地面温度、空气温度、空气湿度、云、地面性质、海拔高度等湿热＜干冷条件，云覆盖＜晴朗天空条件，空气混浊＜空气干洁。变化规律：有效辐射具有明显的日变化和年变化，日变化12-14时最大，清晨最小；年变化也与温度的年变化相似，夏季最大，冬季最小，但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。东北、华北、西北地区有效辐射春季最大，高海拔地区有效辐射大。二、地面及地－气系统的辐射差额

辐射差额（R）＝收入辐射－支出辐射收入辐射>支出辐射时辐射差额为正，温度上升（白天）。

•收入辐射<支出辐射时辐射差额为负，温度降低（晚上）。

•收入辐射=支出辐射时辐射差额为零，温度无变化（日落前或日出后1小时左右）1、地面的辐射差额：单位时间、单位水平面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差称为地面的辐射差额：Rg=(Q+q)(1－a)－F0Rg大于零，地面有热量的积累Rg小于零，地面有热量的亏损影响因素：反射率、地面性质、地理环境、气候条件等变化规律①地面辐射差额具有日变化和年变化，一般夜间为负，白天为正，日出后1h由负值转为正值，日落前1－1.5h由正值转为负值，夏季为正，冬季为负。②辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。同一纬度上，陆地的年振幅大于海洋，全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值，只有在高纬度和某些终年积雪区才是负值，就整个地球表面来说是收入大于支出的。不同纬度辐射差额的变化

（二）大气的辐射差额：

Ra=qa+F0－F∞qa吸收的太阳辐射，F0地面有效辐射，F∞大气上界的有效辐射。注：整个大气层的辐射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其它方式输送一部分热量给大气。3、地—气系统的辐射差额如果把地面和大气看作一个整体，其辐射能净收入为：Rs=（Q＋q）(1－a)+qa－F∞就整个系统来讲，这种辐射差额的多年平均应为零，也就是说整个地－气系统吸收的能量和放出的能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。观测表明，地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。南北纬35之间为正根据太阳、地面、大气辐射以及物质吸收特点分析大气层气温的垂直变化规律？地—气系统各纬度的辐射收支地－气系统的辐射平衡辐射平衡的变化辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少第三节大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异

陆地海洋1、吸收的太阳能少，反射率高1、吸收的太阳能多10－20％2、岩石和土壤对太阳辐射不透明，吸收的2、海水对紫外线和可见光透明，所以吸收的太阳太阳能分布在很薄的地表上，地表急剧升温能分布在较厚的水层中。热能的水平与垂直交加剧了地表和大气的热交换，有一半热量传换及蒸发量大，失热较多，水温不易升高减少了给大气。与大气间的湿热交换，只占0.5％3、土壤的比热小于水的比热，因此受热快，3、比热是地表的5倍，因此温度变化缓慢。.冷却也快，温度升降变化大。二、空气的增温与冷却

如绝热冷却过程：气体上升P减小体积膨胀对外做功消耗内能T降低

增温：空气获得热量，内能增加，气温升高降温：空气失去热量，内能减小，气温降低空气内能变化：①空气与外界有热量交换引起②外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩引起1、气温的非绝热变化

气温的非绝热变化：与外界的热交换而引起的状态变化（1）传导：空气是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，地气、空气团之间有温度差异时，就会以传导方式交换热量。除贴地气层中较为明显外，空气和地面作为不良导体，以传导方式传热很少。（2）辐射：是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。（3）对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称为对流。是对流层中热量交换的主要方式。（4）湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称为乱流。是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。湍流是摩擦层中热量交换的主要方式。（5）蒸发（升华）和凝结（凝华）：水在蒸发时吸收热量，在凝结时放出潜能。水气地面升华，空中凝结，从而实现热量在地气间的交换。地气之间：辐射

气团之间：对流和湍流为主，再就是包括蒸发和凝结的潜热交换2、气温的绝热变化气象学上，任意气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，气温的绝热变化如作垂直运动的气块（1）绝热过程与泊松方程P38在绝热过程中热力学第一定律可以写成dQ=dE+dwdE＝CVdTdW=PdVdQ＝CVdT＋PdV利用状态方程PV=RT，对它进行微分则有PdV＋VdP=RdT

干绝热过程：当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程

当系统是绝热变化时，即dQ＝0时

当空气质点上升时，压力减小，dP＜0，CpdT＜0，因而温度要降低；

空气质点下沉时，压力增加，dP＞0，这时CpdT＞0，因而温度要升高。P39（2）干绝热直减率和湿绝热直减率干绝热直减律:气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减律，以гd表示，гd=-(dTi/dZ)d若忽略g随高度和纬度的微小变化以及Cp随温度的微小变化，rd≈0.98K/100m在实际工作中rd＝1℃/100m，在干绝热过程中，气块每上升100m，温度约下降1℃。

如果气块的起始温度为T0，干绝热上升△Z高度后，其温度T为T=T0-rd△Z湿绝热直减率rm:饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以rm表示。P40

当饱和空气上升时，dZ＞0，dqs＜0，则：dqs/dZ＜0；rm＜rd下降时，dZ＜0，dqs＞0，则：dqs/dZ＜0，所以rm总小于rd。rm不是常数，而是气压和温度的函数，其随温度升高和气压减小而减小。

结论：饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时释放出更多的潜热，在气压一定的条件下高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些干湿绝热的比较P41（3）位温和假相当位温

位温——把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度：1000hPa处，这时所具有的温度称为位温。P41位温的重要性质——气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。=T(1000/P)0.286假相当位温——_当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热就使原气块的位温提高到了极限，这个数值称为假相当位温。se=﹢T(1000/P)0.286假绝热过程：为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，既水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称为假绝热过程。设有一未饱和气块温、压、湿分别为T、P、q，始于A点，沿干绝热线上升达凝结高度B点，空气达到饱和，当气块继续上升降温，不断有水汽凝结，这时它沿湿绝热线上升降温，当气块内水汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到1000hPa,此时气块的温度就是假相当位温三、空气温度的个别变化和局地变化

空气温度的个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化dT/dt称作空气温度的个别变化，即空气块在运行中随时间的绝热变化和非绝热变化。空气的平流变化:由于空气的移动所造成的某地温度的变化空气温度的局地变化：某一固定地点空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化，即气象站在不同时间观测的，或是自记仪器所记录的温度变化。

2、关系：温度的局地变化是平流变化和个别变化之和。3、温度平流的形式：Vh表示水平风速，hT表示水平温度梯度，为垂直于等温线的单位距离内的温度差值，由低温指向高温。式中α为风向和水平温度梯度的交角。－Vh·hT＝－︱Vh︱·︱hT︱·cosa4、影响温度局地变化的因子。（1）空气平流运动传热过程引起的局地气温变化，取决于风向与水平温度梯度的夹角。（2）空气垂直运动传热过程引起的局地气温变化。（3）热量流入的影响，辐射、湍流交换、水汽相变等，热量收入温度升高，反之亦然。日常在分析某地点气温变化时主要考虑这三方面因子。在近地面范围内，垂直运动较小，由此引起的气温变化可以忽略不计。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。在分析高层大气温度定居地变化时，非绝热因子除有凝结现象外，通常起的作用比较小。

四、大气静力稳定度1、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，返回或远离平衡位置的趋势或程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原来的层次，是否易于发生对流。如一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，可能有三种情况出现

①受力后位移减速，有返回原高度的趋势，这时的气层对该气团是稳定的②受力后位移加速，有远离起始高度的趋势，这时的气层对该气团是不稳定③气块受力后位移不加速也不减速，这时的气层对该空气团而言是中性气层某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重，倾向于下降，比周围空气轻，上升。空气的轻重取决于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重问题，实际上是气温的问题。2、判别大气稳定度的基本方法

当r＜rd，若ΔΖ＞0，则a＜0，方向相反，层结是稳定的当r＞rd，若ΔΖ＞0，则a＞0，方向一致，层结是不稳定的当r＝rd，a=0，层结是中性的

湿饱和空气的稳定度判别：当r＜rm时，层结稳定；当r＞rm时，不稳定，当r＝rm时层结中性。A.r愈大，大气愈不稳定，r愈小，大气愈稳定。r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。B.当r＜rm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r＞rd时则相反，称绝对不稳定。C.rd＞r＞rm时，对饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的，对作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的，称为条件性不稳定状态。3、不稳定能量的概念不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。气层所提供给气块的不稳定能分为三种类型：（1）不稳定型，很少出现。（2）稳定型，对流运动很难在这种大气中出现。P49（3）潜在不稳定4、位势不稳定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

第四节大气温度随时间的变化

一、气温的周期性变化1、气温的日变化气温最高值不出现在正午，而是在14时前后。气温日较差——一天中气温最高值与最低值之差

气温日较差大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关

随纬度的变化副热带的气温日较差最大，向两极减小，热带日较差12℃＞温带8～9℃＞极圈3～4℃。随季节的变化气温日较差夏季＞冬季，初夏＞夏至，因为夏至时夜晚时间短，地表面来不及剧烈降温，最低温度不够低。其它：陆地＞海洋；盆地和谷地（空气不流动）＞平原；沙漠大，潮湿地区小；阴天（白低夜高）＜晴天（白高夜低）。2、气温的年变化一年中月平均气温也有一个最高值和最低值，由于地面储存热量的原因，气温最高值和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强的夏至日，也不是在太阳辐射最弱的冬至日，也不在6月和12月，一般比夏至和冬至落后1-2个月，中高纬度内陆在1、7月。海洋在8、2月。气温年较差一年中月平均气温的最高值与最低值之差与纬度、海陆分布因素有关。赤道气温年较差小，高纬度地区冬夏季节明显，年较差增加；同纬度地区气温年较差陆地＞海面，温带海洋上的年较差为11℃，大陆上的年较差为20-60℃，主要与二者吸收太阳辐射的性能差异及热量储备和显热、潜热交换过程有关。

（1）赤道型：一年中有两个最高值，分别出现在春分、秋分，两个最低值冬至和夏至后，因太阳辐射能收入量变化小，年较差海洋1℃，陆地5～10℃。（2）热带型：一年中又一个最高值和一个最低值，夏至年较差高，冬至低，年较差值不大，海洋5℃，陆地20℃。（3）温带型：一个最高值出现在夏至后的7月，最低值出现在冬至后的1月。年较差较大，随着纬度的增加而增大，海洋10～15℃，陆地40～50℃，最大60℃。海洋上出现的时间比大陆上延后。（4）极地型：一年中也是一次最高值和一次最低值，冬长而冷，夏暖而短，年较差很大，高纬度地区，在一天内太阳高度角的变化比低纬度地区小，因而太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，而太阳辐射的年变化在高纬度地区比低纬度地区大。二、气温的非周期性变化等温线：气温在水平方向上的分布状况一般用等温线（地面上各地点气温相等的连线）表示。等温线的不同排列，反映不同的气温水平分布特点。①等温线密集，表示气温水平变化梯度大，反之小；②等温线平直，表示影响气温水平分布的因素少，反之弯曲程度明显则影响因素多；③等温线沿东西向平行排列，表示气温变化以纬度因素为主；等温线沿南北向（与海岸线）平行排列表示气温变化以距海远近因素为主;④封闭的等温线，表示存在冷中心或暖中心。第五节大气温度的空间分布影响气温水平分布的主要因素：纬度、海陆、高度为消除高度影响，显现纬度、海陆（海陆分布、洋流）因素，将绘制的等值线图中的温度值统一校正到海平面高度。地球表面气温分布特征P53-56①赤道地区气温高、向两极