气象学与气候学---第二章-大气的热能

气象学与气候学第二章 大气的热能2第二章 大气的热能第一节太阳辐射第二节地面和大气的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分布31.辐射的基本概念1.1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。特点：辐射透过空间并不需要媒介物质，真空中也可以进行能量的传输辐射能：通过辐射传播的能量，称为辐射能，也简称为辐射。电磁波的波长范围：10-10µm(10-16m)~103m可见光：0.4µm~0.76µm4太阳短波辐射0.15~4µm地面和大气长波辐射

3~120µm5几个概念：辐射强度（I，单位：W/m2）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。物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射波长的不同而改变的特性，称为物体对辐射的吸收、反射和透射的选择性。如果某物体能把投射其上的所有波长的辐射全部吸收，即其吸收率为1，这种物体称为绝对黑体，简称黑体。如果某物体仅对某一波长辐射的吸收率为1，称该物体为对某波长的黑体。如果物体的吸收率小于1，且不随波长而变化，则这种物体称为灰体。62.太阳辐射及其在大气中的衰减2.1太阳辐射表面温度5800K中心达1.5×107K太阳黑子4500K7地球公转示意图平均日地距离：1.496×108km，称为一个天文单位。8（1）太阳辐射光谱三个光谱区：紫外线光谱区：波长小于0.4µm可见光光谱区：波长在0.4~0.76µm红外线光谱区：波长大于0.76µm7%50%43%太阳辐射通量密度或辐射率随波长的分布，称为太阳辐射光谱。9太阳辐射通过星际空间到达地球表面，中间首先到达大气上界。在大气上界日地平均距离处，垂直于太阳光线的平面上，单位时间单位面积上接收到的所有波长的太阳辐射能，称为太阳常数（I0）。太阳常数值常不一致，多数文献采用1370W/m2太阳常数存在周期性变化，变化范围1%~2%（2）太阳常数102.2大气对太阳辐射的吸收大气对太阳辐射的减弱作用：吸收、散射、反射减弱的效果：透射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，即I<I07%0%50%40%43%60%11吸收：指介质的分子被入射辐射激发，由低能级跃迁到高能级。两能级的差就是介质吸收的辐射能量值。大气成分吸收和发射辐射的性质：对波长的选择性12吸收光谱大气中吸收太阳辐射的主要成分H2O（在红外区）O2，O3（在紫外区）CO2

，CH4

，N2O大气的吸收光谱1314影响大气的温度结构通过大气后的太阳辐射光谱变得不规则到达地面的太阳辐射减弱吸收的效应：152.3大气对太阳辐射的散射散射：指每一个散射分子或散射质点将入射的辐射重新向各方向辐射出去的一种现象。散射的效应：使到达地面的太阳直接辐射减少使整个天空大气层变得明亮散射的特性依赖于粒子尺度与入射辐射波长的相对大小16瑞利散射由气体分子产生能量向所有方向散射前、后向辐射量最大散射能力与波长的四次方成反比主要散射短波辐射17米散射由粗粒产生能量主要集中在前向对各中波长的散射能力相等引起灰蒙蒙的天空182.4大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射云层、尘埃具有强烈的反射作用反射对各种波长没有选择性，因而反射光呈白色。随着云层增厚反射能力也增强，平均为50%~55%大气对太阳辐射的减弱，依次为：反射>散射>吸收从全球平均状况来看：大气直接吸收的太阳辐射占20%，散射占到30%，只有50%到达地面被吸收。193.到达地面的太阳辐射3.1到达地面的太阳辐射组成太阳以平行光线形式直接投射到地面上的辐射，称为太阳直接辐射经过散射后自天空投射到地面的辐射，称为散射辐射到达地面的太阳直接辐射与散射辐射之和，称为总辐射203.2直接辐射影响直接辐射的重要因子：太阳高度角大气透明度21太阳高度角h22(1)太阳高度角：太阳光线与地球水平面的夹角ＡＢＣＤＡ1Ｂ1Ｃ1Ｄ1A1B1C1D1面:垂直于太阳光线ABCD面:平行于地球水平面任意时刻,大气上界,单位时间、单位面积接收到的太阳辐射能为：(J·M-2·s)23太阳高度角a)太阳高度角越小，等量的太阳辐射散布的面积就越大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小。24b)太阳高度角越小，太阳穿过的大气层越厚，被吸收、散射、反射的能量越多，太阳辐射被减弱也较多，到达地面的太阳辐射也就少了。25大气质量:在地面为标准气压时，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。大气质量数(m):实际投射条件下的大气质量与垂直投射下的大气质量的比值。大阳高度（h）906030105310大气质量数（m）11.152.05.610.415.427.035.426在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，还受到大气透明度的影响。透明度的表征：透明系数（P）当太阳位于天顶时，到达地面的太阳直接辐射通量密度与大气上界太阳辐射通量密度之比。P值表示太阳辐射透过大气后的削弱程度。大气透明度的影响因素水汽、水汽凝结物、尘粒杂质(2)大气透明度27太阳直接辐射随时间、空间的变化规律主要取决于太阳高度角的时空变化。同一地点，在同一天，日出日暮时太阳高度角最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大直接辐射最强。在一年中，夏季最强；冬季最弱。不同纬度，低纬度一年各季太阳高度角都很大，地面得到的直接辐射较中、高纬度大得多。28到达地面向下太阳辐射293.3到达地表的散射辐射散射辐射的强度取决于太阳高度角、大气透明度、云量、海拔高度，并受地面反射率影响。无云时，散射辐射基本上决定于太阳高度和大气透明度。有云时，到达地表的散射辐射还与云量、云状和地面反射率都有关系。303.3到达地表的散射辐射散射辐射的强度取决于太阳高度角、大气透明度、云量、海拔高度，并受地面反射率影响。无云时，散射辐射基本上决定于太阳高度和大气透明度。有云时，到达地表的散射辐射还与云量、云状和地面反射率都有关系。随太阳高度角的减小，散射辐射也减小；大气透明度差，散射粒子较多，散射辐射增强。反射率大，可能反复反射，加大散射辐射。313.4到达地面的总辐射1)影响因子太阳高度角(天文辐射)云量大气透明度2)变化特点：日、年变化和随纬度的变化3)我国年平均总辐射的分布：最高在哪里?西藏﹥青海、新疆、黄河流域﹥长江流域、华南地区323.5地面对太阳辐射的反射投射到地面的太阳辐射吸收反射地表反射率变化0.01，等效于太阳常数变化1%影响因子：地表面的性质和状态太阳高度角云量33地表反射率地表反射率森林3%~10%雪地(新雪)80%田地(绿色)3%~15%雪地(陈雪)50%~70%田地(已开垦的干地)20%~25%冰50%~70%草地15%~30%水面(h>40º)2%~4%裸地7%~20%水面(h=5~30º)6%~40%沙地15%~25%不同性质地面的反射率

深色土壤小于浅色土壤。

潮湿土壤小于干燥土壤。34各种地表面反射率随太阳高度角的变化(Paltridge，1976)35年平均地表反照率36第二章 大气的热能第一节太阳辐射第二节地面和大气的辐射第三节大气温度随时间的变化第四节大气温度的空间分布第五节大气热力学371.地面和大气的辐射地面吸收太阳辐射后（45%-反射掉）转变为热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射，这就是地面辐射。大气对太阳辐射的吸收很少（24%）但能强烈的吸收地面的辐射，大气主要靠吸收地面辐射后升温，它也日夜不停的向外放出辐射，叫大气辐射。381.2地面和大气长波辐射的特点(1)大气对长波辐射的吸收水汽、液态水、CO2和O3强烈地吸收，且具有选择性大气窗:

8~12位于地面辐射波段最强处,大气的吸收率最小,透射率最大,这一波段能量透过大气射向宇宙空间,将这一波段称为大气窗.39大气吸收谱与放射谱CO2H2OO3CO2H2O40月球表面没有大气，因而没有大气的保温效应，白天太阳辐射的地方温度可达127℃

，夜晚则降到-183℃。(1)大气逆辐射与大气的保温效应：大气逆辐射：由大气到达地面的那部分长波辐射。地面辐射是向上的，大气辐射既有向上的，也有向下的，大气辐射中向下的那一部分因为刚好和地面辐射相反，故称大气逆辐射。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的作用。——温室效应1.3大气逆辐射和地面有效辐射42F0地面有效辐射F0

在通常情况下为正，是地面通过长波辐射失去热量F0

为负时（逆温、潮湿），是地面通过长波辐射得到热量Eg地面辐射地面吸收的大气逆辐射1.3.1地面有效辐射定义：地面放射辐射与地面吸收的大气逆辐射之差43地面有效辐射变化规律：日变化：中午前后达到最大值以后逐渐变小，到早晨达到最小年变化：夏季大，冬季小，但由于水汽和云的影响，最大值不一定出现在盛夏。如：秦岭、淮河以南——秋季最大，春季最小；华北、东北等地——春季最大，夏季最小。影响因子：地面温度、空气温度、空气湿度和云量.442.地面及地—气系统的辐射差额Rg为正时地面有热量积累，地面温度将上升Rg为负时地面有热量亏损，地面温度将下降Rg为零时地温没有变化，处于辐射动态平衡状态2.1地面的辐射差额即地面的辐射差额=地面得到的辐射能—地面失去的辐射能地面吸收的辐射与放出的辐射之差。

太阳辐射+大气逆辐射地面放射辐射定义:单位面积地表面所吸收的总辐射和有效辐射之差,称为地面的辐射差额.45日变化：白天为正,夜间为负。由正值变为负值是日落前1-1.5小时，由负值变为正值时是日出后1小时。时空分布上海7月份晴天辐射差额的日变化地面辐射差额各分量的日变化46年变化：夏季为正，冬季为负，低纬度地区辐射差额保持正值的月份越多，高纬度地区辐射差额保持正值的月份越少。就整个地球表面平均来讲收入是大于支出的也就是说,地球表面通过辐射的交换来获得热量。时空分布47年平均地表净辐射（辐射差额）481）年总量海洋大于陆地2）整个洋面和大陆，年总量为正3）极地附近，总量为负4）南半球、海洋上更倾向带状分布5）在低纬地区中，沙漠、干旱地区，季风区为低值区。地面辐射差额的空间分布49如果将地面和大气看作是一个系统那么收入的辐射和支出的辐射之差就是地-气系统的辐射差额得：(Q+q)(1-α)——地面吸收的太阳辐射能

qa——大气吸收的太阳辐射失：F∞——透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙辐射能净收入：Rs=(Q+q)(1-α)+qa-F∞

就个别地区来说，地-气系统的辐射差额即可以为正也可以为负。就整个地气系统来讲，这种辐射差额的多年平均值因为零，整个地球所吸收的能量和放出的辐射能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。2.2地-气系统的辐射差额50+––地-气辐射差额随纬度的分布51全球平均能量平衡估算2.3地-气系统的能量平衡52第二章 大气的热能第一节太阳辐射第二节地面和大气的辐射第三节大气温度随时间的变化第四节大气温度的空间分布第五节大气热力学53同样的太阳辐射到达地面也会因下垫面性质的不同而温度不同，而大气的热源主要来自下垫面，所以下垫面的不同对大气温度有着深刻的影响。其中海洋与陆地的差异最大。1.海陆表面热力情况的差异结论：陆地受热快，冷却也快，温度升降变化大。海洋好像大气热量的存储器和调节器升温和冷却都较慢，所以年最高气温和最低气温的出现比大陆延迟1–2个月，且日较差和年较差都比陆地小。陆地是急性子，海洋是慢性子。1）水体与陆体的比热不同2）透射太阳辐射的性能不同3）二者导热方式不同4）水面的蒸发大于陆面542.气温的周期性变化2.1气温的日变化（1）最高气温太阳辐射地面温度大气（温度）短波长波最大值12点13点14-15点原因太阳高度角最大12点之后地面热量仍然得大于失，温度还要上升一段时间大气接收地面辐射需要一个过程而不是瞬间55次日日出前，大地不停地向外界散失热量而没有接收任何太阳辐射，所以地面温度最低，大气温度也达到了一天当中的最低值。（3）日较差：一天中最高温与最低温的差值。其变化规律为：纬度：低纬大于高纬，从副热带向两极递减低纬正午太阳高度角大，接受的太阳辐射多，最高温高夜间放出的也多差值大高纬正午太阳高度角小，接受的太阳辐射少，最高温低夜间放出的也少差值小季节：夏季大于冬季地表性质：陆地大于海洋；山谷、河川、盆地大于山峰、凸地形云量：晴天大于阴天（2）最低气温562.2气温的年变化就北半球而言，太阳辐射最强和最弱的月份分别是夏至（6.22）和冬至（12.22），由于地面储存热量，并把热量传给大气需要一个过程，所以气温最高和最低值出现的时间要落后1–2个月。年较差：一年中月平均温度最高值与最低值之差。变化规律：纬度：随着纬度的增加而增大在赤道地区太阳高度角终年相差不大，最冷月和最热月热量收支差别不明显所以气温年较差较小在高纬地区夏季太阳直射北回归线与冬季太阳直射南回归线时的太阳高度角相差极大，所以年温差也较大。海陆：陆地大于海洋（1、7月

vs.2、8月）57

一年中最高气温陆地上出现在7月、海洋上出现在8月；最低气温陆地上出现在1月、海洋上出现在2月气温年较差受纬度、海陆分布等要素影响：赤道型——两高（3月、9月）两低（6月、12月）年较差最小（1℃/5～10℃）热带型——一高（6月）一低（12月），年较差较小温带型——一高（7/8月）一低（1/2月），年较差较大极地型——一高（7月）一低（1月），年较差最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，却常常因为冷空气的活动而有突然转冷的现象。春暖花开时来场寒流，也可能下桃花雪，但这只是暂时的，无论如何也挡不住大地回春的步伐。3.气温的非周期性变化5859第二章 大气的热能第一节太阳辐射第二节地面和大气的辐射第三节大气温度随时间的变化第四节大气温度的空间分布第五节大气热力学601.气温的水平分布等温线图：把水平空间上，温度相同的各点用平滑的曲线连接起来。影响温度的因素有纬度、海陆分布、海拔高度，但是一般的等温线图中常把不同海拔高度处的温度统一换算到海平面的温度。这样就在等温线图中突出地表现纬度和海陆对温度的影响。613000m3000m0ºC订正到海平面上8ºC10ºC12ºC相邻两条曲线之间的差值相同，都等于2ºC。等温线稠密说明气温变化剧烈等温线稀疏说明气温变化缓和等温线平直——影响气温分布的因素较单一等温线弯曲——影响气温分布的因素复杂多样等温线东西向排列——气温随纬度变化等温线沿海岸线排列——气温随距海远近变化6202468无海陆差异的等温线图只突出的反映了太阳辐射随纬度在地球表面分布的差异北半球1月份海平面气温分布图（理想）63陆

海02468ABCA<B<C1月份大陆是冷源，海洋是热源考虑海陆差异64海陆热力差异使得同纬度本该是直线的等温线变形为曲线，并且海陆温差越大曲线的弯曲越大。陆

海42ABT(B)-T(A)=2ºCAB2468T(B)-T(A)=9-2=7ºC寒/暖流经过海陆纬度65

陆海024681）一月份等温线图低纬温度高，从低纬向两级递减的大趋势。原因：1月份太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区太阳高度角很小，而且白昼短，而低纬恰好相反，因此南北温差大。南半球正处于夏季，等温线也较稀疏。3）热带以外的区域，大陆上等温线向南凸出，表示北半球大陆的的温度低于海洋，这是由于海陆热力差异造成的，弯曲剧烈的地方往往是暖流经过的地方，如：黑潮和墨西哥暖流。2）北半球等温线较密，说明各纬度间温差大，南半球相反。4）北半球冬季气温最低值出现在高纬度大陆内部和格陵兰地区（西伯利亚的维尔霍扬斯克-69.8ºC；奥伊米亚康-73ºC）1月份气温特点66陆海1）七月份等温线图从低纬度向两级递减。原因：七月份太阳直射点位于北半球，北半球高纬度地区太阳高度角也很大，而且白昼变长，低纬地区太阳高度很大，因此南北温差小。4）近赤道地区有一个高温带，月平均温度在冬夏都高于25ºC，称为热赤道。热赤道的位置随太阳直射点的移动而变化，冬季在5º-10ºN，夏季在20ºN，因此世界上最热的地方不在赤道，而在20º-30ºN撒哈拉大沙漠的内部，曾出现40ºC以上的高温。2）七月份等温线比较稀疏，说明北半球的夏季南北温差小。3）七月北半球等温线在大陆凸向高纬，海洋凸向赤道7月份气温特点67世界1月海平面气温（摄氏度）的分布68世界7月海平面气温（摄氏度）的分布69第二章 大气的热能第一节太阳辐射第二节地面和大气的辐射第三节大气温度随时间的变化第四节大气温度的空间分布第五节大气热力学701.气温的非绝热变化空气的温度高低实质是空气分子运动快慢（内能）的表现，所以空气既可以通过与外部的能量交换而升高或降低温度——气温的非绝热变化，也可以通过做功而变化——气温的绝热变化。1）非绝热变化：空气与外界有热量交换过程传导：空气与地面、空气团与空气团之间温度差所致辐射：空气与地面间的长波辐射对流：上下层空气混合在空间上交换热量湍流：相邻空气团之间热量交换水相转换：空气与地面、空气团与空气团之间交换潜热空气非绝热过程的增温与冷却多发生在对流层底层！

Illustrationofconduction,convection,andradiation

722.气温的绝热变化当某一气团在与外界没有任何热量交换的情况下，做上升运动，如果该气团体积不变上升到某一处，则其内部的压强会比周围大气的要高，气团为了与外界大气相平衡，气块体积要膨胀，在膨胀的过程中克服外界压力而做功，气团做功所消耗的能量取自气团内部，因此使气块温度降低，以上过程称为气温的绝热冷却。

上升空气团气压减小，体积膨胀，温度降低下降空气团气压增大，体积压缩，温度升高空气绝热过程的增温与冷却多发生在对流层中上层！732.气温的绝热变化反之，气团作下沉运动时，若与外界没有热量交换的情况下，由于外界气压比起团内部气压高，会压缩气块使气团体积缩小，同时气团内气体被压缩做功，内能增加，温度上升，这种现象称为绝热增温。大气中，特别是自由大气中，当空气块作“快速”垂直运动时，由于气温随高度变化很快，在这较短的时间内，气块与周围空气之间的热交换对气块状态变化的影响要远比气压变化造成的影响小，因此可以忽略气块与周围环境之间的热交换，将气块垂直运动看作绝热运动。74对流层中气温随高度的增加而降低，平均而言

=0.65ºC/100m逆温：在一定条件下，气温随高度的增高而增加（气温直减率为负值）的这种现象。当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流