气象学全套课件

氣象學緒論

氣象與氣象學

氣象學的歷史、現狀及發展趨勢第一節氣象與氣象學氣象与气象学的定义氣象在地球大氣中每時每刻都在發生著風、雲、雨、雪、雷電、旱澇、寒暑等等各種各樣的自然現象，這些現象統稱為大氣現象，簡稱為氣象。

氣象學(meteorology)研究大氣中各種現象的成因和演變規律及如何利用這些規律為人類服務的科學。

氣象學的研究对象、气象与社会经济发展的关系

研究對象

大氣圈及大氣圈與水土岩石圈、生物圈之間的相互作用。太陽-大氣-水-陸地-海洋氣象與社會經濟發展的關係（同學們列舉事例）：

氣象與農林業

氣象與工業

氣象與漁業、海鹽生產

氣象與交通（飛行，航運，高速公路，高鐵，步行……

氣象對人類健康的影響

氣象與軍事

氣象與旅遊………..氣象工作的三個內容服務氣象…..資源氣象…..安全氣象……氣象學的学科分支

普通氣象學研究大氣及其物理現象的科学

大氣探測與遙感學

研究觀測方法與觀測數據計算，應用各種氣象儀器設備和技術對地球大氣層及地表淺層進行觀測與探測，包括定期觀測、運載儀器、常規觀測儀器、地基遙感、空基遙感等

大氣物理學

研究大氣結構、大氣熱力學特徵、大氣光電聲現象、雲物理及人工影響天氣等

氣候與氣候變化學

研究區域氣候、歷史時期氣候、近代氣候變化、氣候系統年際變化預報、地球物理因數對氣候的影響、氣候影響、氣候與氣候變化預測方法等

天氣與天氣預報學

研究短期預報、中期預報、長期預報，一般天氣學原理與方法、天氣診斷等

大氣化學

研究酸雨、氣溶膠、碳迴圈、降水化學、大氣成分、大氣中化學過程等

動力氣象學

研究數值預報、大尺度大氣動力學、氣候數值模擬、非線性動力學等

邊界層氣象學

研究海上邊界層、陸地邊界層、大氣湍流、邊界層數值模擬、大氣擴散與空氣污染等

大氣環流學

研究中高緯度系統、熱帶大氣環流與季風、海—氣相互作用、大氣環流與遙相關等

應用氣象學

研究農業氣象、林業氣象、水文氣象、醫療氣象、局地氣候與小氣候、應用氣候等

災害氣象學

研究災害性天氣（氣旋、颱風、雷暴、陣雨、暴雨、龍卷、旋風及積雲對流、鋒、颮線、中尺度對流等其他擾動）、災害性氣候及其損失評估等。

系統地、科學地解釋這些現象、作用和效應，闡明它們的發生和演變規律；

氣象學的研究任務

觀測和研究各種各樣的大氣現象、大氣層與下墊面之間的相互作用及人類活動所產生的氣象效應

根據所認識的規律分析、診斷和預測過去、現在和未來的天氣、氣候，為國民經濟和人們的日常生活服務；

從理論和實踐上探索和模擬人為天氣過程、人為氣候環境，為人工影響天氣、氣候提供科學依據。

古氣象史時代

從人類有文字記載的歷史時期開始到十七世紀末葉。

氣象史的兩個時代一、氣象學的發展歷史與現狀第二節歷史、現狀與趨勢

近代氣象史

從十七世紀末至今的三百多年。

近代氣象科學的四次飛躍

第一次飛躍:

（大約1700—1859年）

氣象儀器如溫度錶、雨量器、氣壓錶等相繼發明，導致對信風和全球大氣環流的研究。

無線電探空儀的發明，高空觀測的迅速建立，Rossby提出了長波動力學，創立了長波理論。Lorenz提出奇異吸引子與混沌理論。准地轉理論、適應理論、突變理論和不穩定理論等相繼提出並應用，大尺度天氣學進入成熟階段。

第二次飛躍（1860—1940）

無線電報發明，地面氣象觀測網產生，天氣圖誕生，V.Bjerknes創立了鋒面學說，提出了著名的斜壓概念和環流理論，從此天氣學和動力氣象學形成並得到發展。

第三次飛躍

（大約1941—1980年）第一節大氣的組成

幹潔大氣（即幹空氣）水汽懸浮在大氣中的固液態雜質一、幹潔大氣

地球大氣由三個部分組成:

幹潔大氣的定義及其成分變化：

定義：

除去水汽及其他懸浮在大氣中的固、液體質粒以外的整個混合氣體。

成分變化：

幹潔大氣的成分（高度25km以下）成分體積（%）臨界溫度（℃）臨界壓強（大氣壓）N278.08-147.233.5O220.95-118.940.7Ar0.93-122.048.0CO20.03231.073.0O30.00006-5.092.3幹潔大氣100-140.737.2臨界溫度:使物質由氣態變為液態的最高溫度。每種物質都有一個特定的溫度，在這個溫度以上，無論怎樣增大壓強，氣態物質都不會液化，這個溫度就是臨界溫度。臨界壓強:物質處於臨界狀態時的壓強，也就是液體在臨界溫度時的飽和蒸氣壓。N2cycle

N2

存在方式：以蛋白質的形式存在於有機體中。

作用：是有機體的基本組成部分，也是合成氮肥的基本原料。

O2

是人類和動植物維持生命活動的極為重要的氣體；積極參加大氣中的許多化學過程；對有機物質的燃燒、腐敗和分解起著重要的作用。

O3

時空變化：

時間變化：最大值出現在春季，最小值出現在夏季。

空間變化：水準：由赤道向兩極增加。垂直：

55～60km，含量極少。

20～25km，達最大值，形成臭氧層；

12～15km以上，含量增加特別顯著；從10km向上，逐漸增加；近地面，含量很少；

對紫外線有著極其重要的調控製作用。

對高層大氣有明顯的增溫作用。Thedestructionoftheozonelayerbychlorofluorocarbons(CFCs).CFCsdischargedintotheatmospherebreakdowninsunlightreleasingchlorine,whichbreaksdowntheozonetoformchlorinemonoxideandafreeoxygenatom.Theseproductsreacttogethertoformoxygenandchlorine,leavingthechlorinetobreakdownanotherozonemolecule,andsoon.

這幅地圖顯示的是臭氧洞。1986年，南極的臭氧量僅是30年前的一半。

1988年，曾發現北半球上空臭氧層已比20年前要薄百分之三。這種變化足以使皮膚癌的病例增加。2000.9(NASA)2006.10NASA近地面是污染物Ocycle《關於消耗臭氧層物質的蒙特利爾議定書》和國際保護臭氧層日聯合國大會確立“國際保護臭氧層日”的目的是紀念1987年9月16日簽署的《關於消耗臭氧層物質的蒙特利爾議定書》。1995年1月23日，聯合國大會通過決議，確定從1995年開始，每年的9月16日為“國際保護臭氧層日”。/

CO2

來源：

生物的呼吸、化石燃料的燃燒、有機物質的燃燒和分解、火山噴發作用等。

時空變化：

時間變化：

a)白天、晴天、夏季時的二氧化碳濃度小於黑夜、陰天、冬季。

b)工業革命前小於工業革命後。

空間變化：水準：城市大於農村；垂直：

0～20km，含量最高；

20km以上，含量顯著減少。

作用：

綠色植物進行光合作用不可缺少的原料。

強烈吸收長波輻射（地面輻射、大氣輻射），使地面保持較高的溫度，產生“溫室效應”。CcycleVariable&IncreasingGasesNitrogenandoxygenconcentrationsexperiencelittlechange,butcarbondioxide,methane,nitrousoxides,andchlorofluorocarbonsaregreenhousegasesexperiencingdiscernableincreasesinconcentration.Watervaporisalsoagreenhousegas.January2014:

397.80ppm

January2013:

395.54ppm能量-水-C-N-有機體地球是CO2的處理機能量-水-C-N-有機體（海洋）地球上CO2的分佈地球上CO2交換量C-Si的平衡生命演化和大氣/gmd/ccgg/trends/夏威夷的位置ThegraphshowsrecentmonthlymeancarbondioxidemeasuredatMaunaLoaObservatory,Hawaii

ThelastfourcompleteyearsoftheMaunaLoaCO2recordplusthecurrentyearareshown.DataarereportedasadryairmolefractiondefinedasthenumberofmoleculesofCO2dividedbythenumberofallmoleculesinair,includingCO2itself,afterwatervaporhasbeenremoved.Intheabovefigure,thedashedredlinerepresentsthemonthlymeanvalues,centeredonthemiddleofeachmonth.Theblacklinerepresentsthesame,aftercorrectionfortheaverageseasonalcycle.TheMaunaLoadataarebeingobtainedatanaltitudeof3400minthenorthernsubtropics,andmaynotbethesameasthegloballyaveragedCO2concentrationatthesurface.ArGreenhouseeffect二、水汽

來源：

主要來自江、河、湖、海、潮濕陸面的水分蒸發以及植物表面的蒸騰。

時間：夏季多於冬季

空間：一般低緯多於高緯，下層多於上層。

時空變化：

作用：

在天氣氣候變化中扮演了重要角色。

能強烈吸收地面放射的長波輻射並向地面和周圍大氣放出長波輻射，對大氣起著“溫室效應”。

在大氣中懸浮著的各種固體和液體微粒（包括氣溶膠粒子和大氣污染物質兩大部分）。二、大氣中的雜質(Aerosols&Pollutants)

氣溶膠粒子：

定義：

分類：液體質粒、固體質粒

固體質粒的來源：

有機質數量較少，大多為植物花粉、微生物和細菌等；

大氣中沉降速率極小、尺度在10-4μm到100μm之間的固態和液態微粒。

無機質數量較多，主要來源於：塵粒、煙粒、海洋中浪花飛濺的鹽粒，流星飛逝後留下的灰燼，火山塵埃等。

作用：

吸收太陽輻射，使空氣溫度增高，但也削弱了到達地面的太陽輻射；

緩衝地面輻射冷卻，部分補償地面因長波有效輻射而失去的熱量；

降低大氣透明度，影響大氣能見度；

充當水汽凝結核，對雲、霧及降水的形成有重要意義。

大氣中的污染物質：

定義：

由於人類活動或自然過程，使局部、甚至全球範圍的大氣成分發生對生物界有害的變化。

分佈：

空間垂直：主要集中在3km以下的低層大氣中。水準：城市多，農村少；陸地多，海洋少；

時間：冬季多，夏季少；清晨和夜間多，午後少。

火山爆發、風吹揚沙和沙塵暴、雷擊森林失火等。

來源：

自然過程形成。

人為過程造成。

工業和交通上煤炭、石油、天然氣的使用，農業上化肥、農藥的噴施，生活上製冷採暖的排放與洩漏等。Aerosols&PollutantsHumanandnaturalactivitiesdisplacetinysoil,salt,andashparticlesassuspendedaerosols,aswellassulfurandnitrogenoxides,andhydrocarbonsaspollutants.Whateffects?Umbrellaeffect(陽傘效應)Figure1.6第二節大氣的垂直結構大氣的垂直分層

對流層：

厚度變化空間：隨緯度增加，厚度降低。低緯地區：平均厚度為17～18km；中緯地區：平均為10～12km；高緯地區：平均為8～9km；時間：夏季大於冬季。

特點：

主要天氣現象均發生在此層。

溫度隨高度升高而降低。（平均高度每升高100m，氣溫下降0.65℃。）

空氣具有強烈的垂直運動和不規則的亂流運動。

氣象要素的水準分佈不均勻。

平流層：對流層頂～55km

25km以下，氣溫保持不變；25km以上，氣溫隨高度增加而顯著升高。

空氣運動以水準運動為主，無明顯的垂直運動。

水汽和塵埃含量極少，晴朗少雲，大氣透明度好，氣流比較平穩，適宜於飛機航行。

中間層：平流層頂～85km

氣溫隨高度增加迅速下降，頂部氣溫可降至-83℃以下。

空氣有強烈的垂直運動，故又稱之為“高空對流層”。

熱成層(熱層、暖層、電離層)：中間層頂～800km

氣溫隨高度增加迅速上升。

空氣質點在太陽紫外輻射和宇宙高能粒子作用下，產生電離現象。RadioWavePropagationFigure1.11AMradiowavesarelongenoughtointerferewithionsinthesun-chargedDlayer,butatnighttheDlayerisweakandtheAMsignalpropagatesfurther,requiringstationsuselesspower.

散逸層：

這一層中的大氣物質具有向星際空間散逸的特性，是大氣圈與星際空間的過渡地帶。二、大氣上界

根據大氣中極光出現的最大高度，大氣上界的高度為1,000～1,200km。

另一種是以大氣密度接近星際氣體密度的高度作為標準，大氣上界約在2,000～3,000km高度處。

AuroraaustralisEarthEnvironmentNearly150millionkilometersseparatethesunandearth,yetsolarradiationdrivesearth'sweather.地球宇宙環境網站http://210.0.142.166/Library/libClone/2_project/sciSpace/content_page.htm第三節大氣的物理性質一、大氣的品質

假定大氣是均質的，以氣溫0℃時、45°N（或45°S）處、海平面上的大氣密度ρ0為標準（ρ0=1.293kg.m-3），則此時大氣厚度（Z0）經理論計算約為8,000m。於是單位截面積的大氣柱中空氣的品質為：m0=ρ0·Zo=1.293×8000=10344kg.m-2

假定條件下的大氣品質：據此推算，地球表面大氣的總品質大約有5×1015t。

ρz為Z高度處的大氣密度；ρ0為標準狀態下的大氣密度；Z0為均質大氣的高度，Z為對應於要計算ρz的高度。

大氣密度的計算公式：（2-1）

二、氣象要素

定義：表示大氣狀態和特徵的物理量和物理現象。

內容：

日射、溫度、濕度、氣壓、風、雲、降水、蒸發、能見度和天氣現象等。

天氣現象：

在大氣中或地面上產生的降水、水汽凝結物（雲除外）、凍結物、幹質懸浮物和光、電的現象，也包括一些風的特徵。

大風、颮

常見天氣現象：

雨、陣雨、毛毛雨

雪、陣雪、雨夾雪、陣性雨夾雪、霰、米雪、冰粒、冰雹、冰針

霧、輕霧、露、霜、雨淞、霧淞

吹雪、雪暴、龍卷、積雪、結冰

沙塵暴、揚沙、浮塵、煙幕、霾、塵卷風

雷暴、閃電、極光ImpactsofWeatherFigure1.15ImpactsofWeather3/5Figure1.16ImpactsofWeatherFigure1.17ImpactsofWeatherFigure1.18物體以輻射的方式傳遞交換的能量。第一節輻射的基本知識一、輻射及其特性

輻射物體以電磁波或粒子流形式向周圍傳遞或交換能量的方式。

輻射能

特性波粒二象性二、輻射的基本定律

基爾荷夫(Kirchoff)定律(選擇吸收定律)

定律

在一定溫度下，任何物體對於某一波長的放射能力(eλ,T)與物體對該波長的吸收率(aλ,T)的比值，只是溫度和波長的函數，而與物體的其他性質無關。即:…………(3-4)Eλ,T只是波長和溫度的函數。

推論

對不同性質的物體，放射能力較強的物體，吸收能力也較強；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑體的吸收能最強，所以它也是最強的放射物體。

對同一物體，如果在溫度T時它放射某一波長的輻射，那麼，在同一溫度下它也吸收這一波長的輻射。

斯蒂芬—波爾茲曼(Stefan-Boltzmann)定律

定律

黑體的總放射能力（ET）與它本身絕對溫度（T）的四次方成正比。即：ET＝σT4

…………(3-5)式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4為斯蒂芬—波爾茲曼常數。

意義物體溫度愈高，其放射能力愈強。

λm＝C/T或λmT=C…………(3-6)

如果波長以nm為單位，則常數C＝2,897×103nm·K,於是(3-6)式為：

維恩(Wien)位移定律

定律

絕對黑體的放射能力最大值對應的波長(λm)

與其本身的絕對溫度(T)成反比。即：λmT＝2897×103nm·K不同溫度下黑體輻射強度與溫度的關係

意義

物體的溫度愈高，放射能量最大值的波長愈短，隨著物體溫度不斷增高，最大輻射波長由長向短位移。

太陽輻射是短波輻射，人、地面和大氣輻射是長波輻射。Longwave&ShortwaveRadiationThehotsunradiatesatshorterwavelengthsthatcarrymoreenergy,andthefractionabsorbedbythecoolerearthisthenre-radiatedatlongerwavelengths,aspredictedbyWein'slaw.Radiation-HeatTransferRadiationtravelsaswavesofphotonsthatreleaseenergywhenabsorbed.Allobjectsabove0°Kreleaseradiation,anditsheatenergyvalueincreasestothe4thpowerofitstemperature.ElectromagneticSpectrumSolarradiationhaspeakintensitiesintheshorterwavelengths,dominantintheregionweknowasvisible,butextendsatlowintensityintolongwaveregions.

波動性V＝λf

…………(3-1)

波動性的反映

電磁波譜名稱波長範圍紫外線100埃～0.4微米可見光0.4微米～0.76微米紅外線近紅外0.76微米～3.0微米中紅外3.0微米～6.0微米遠紅外6.0微米～15微米超遠紅外15微米～1000微米微波毫米波1～10毫米釐米波1～10釐米分米波10釐米～1米色彩名稱波長範圍紫0.40～0.43微米藍0.43～0.47微米青0.47～0.50微米綠0.50～0.56微米黃0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米紅0.62～0.76微米不同電磁波的具體波長範圍可見光波長範圍光的折射分析

粒子性…………

(3-2)其中h＝6.626×10-34J·s，稱為普朗克常數。

輻射的度量和單位輻射通量、輻射通量密度

輻射通量及單位：定義：單位時間通過任意面積上的輻射能量。單位：J·s-1或W光通量、照度

光通量及單位定義：表徵輻射通量而產生光感覺的量。光通量（luminousflux）指人眼所能感覺到的輻射功率，它等於單位時間內某一波段的輻射能量和該波段的相對視見率的乘積。由於人眼對不同波長光的相對視見率不同，所以不同波長光的輻射功率相等時，其光通量並不相等。單位：流明（lm）

照度及單位定義：單位面積上接受的光通量。單位：lx，音譯為勒克斯，1lx=1lm·m-2

物體對輻射的吸收、反射和透射

概念吸收率(a)

：a=Qa/Q

反射率(r)

：r=Qr/Q

透射率(d)

：d=Qd/Q

入射反射吸收透射

a、r、d的變化黑體：對於投射到該物體上所有波長的輻射都能全部吸收的物體稱為絕對黑體。故有：a＝１，r＝d＝０。灰體：透射率d＝０，吸收率a＝（１－r），且a不隨波長而變化的物體。

第二節太陽輻射一、太陽輻射強度和太陽常數

太陽輻射強度

太陽輻射強度及單位定義：單位時間內投射到單位面積上的太陽輻射能量。單位：W·m-2

太陽常數（S0）

太陽常數及變化範圍定義：當地球位於日地平均距離時(約為1.496×108km)，在地球大氣上界投射到垂直於太陽光線平面上的太陽輻射強度。變化範圍：1325W·m-2

～1457W·m-2

我國採用的太陽常數值為1382

W·m-2

。

太陽光量常數及範圍定義：大氣上界，太陽輻射產生的平均光照強度。範圍：1.35×105～1.4×105lxSeasons&Sun'sDistanceEarth'ssurfaceis5millionkilometersfurtherfromthesuninsummerthaninwinter,indicatingthatseasonalwarmthiscontrolledbymorethansolarproximity.

定義Sm′＝Sm·

＝Sm·sinh二、太陽高度角、太陽方位角和晝長

太陽高度角（h）太陽光線與地表水平面之間的夾角。(0°≤h≤90°)

水平面上太陽輻射的計算

Sm和Sm′與h的關係圖

…………

(3-8)

Seasons&SolarIntensitySolarintensity,definedastheenergyperarea,governsearth'sseasonalchanges.Asunlightbeamthatstrikesatanangleisspreadacrossagreatersurfacearea,andisalessintenseheatsourcethanabeamimpingingdirectly.LocalSolarChangesNorthernhemispheresunrisesareinthesoutheastduringwinter,butinthenortheastinsummer.Summernoontimesunisalsohigherabovethehorizonthanthewintersun.

水平面上得到的太陽輻射能隨著h的增加而增加。

h的計算公式sinh＝sinφsinδ+cosφcosδcosω…………(3-9)式中：φ為觀測點緯度，δ為赤緯，ω是時角。

δ的計算

δ的含義：太陽直射點緯度(即太陽直射光線與赤道平面之間的夾角)。

計算公式：

δ＝23.5sinN°…………(3-10)

說明：式中N°以度為單位，是距春分日或秋分日最近的總天數。春分日至秋分日取正值，否則，取負值。

特殊日期δ的值：春分日(21/3)或秋分日(23/9)：δ＝0°

夏至日(22/6)：δ＝23.5°

冬至日(22/12)：δ＝-23.5°（23.5°S）

ω的確定ω是用角度表示的時間，每15°為一小時正午：ω＝0；上午：ω＜0；下午：ω＞0，。

正午時刻h的計算公式h正午＝90°-φ+δ…………(3-11)

…………(3-12)

太陽方位角（A）

定義太陽光線在水平面上的投影和當地子午線的夾角。

計算公式式中A值：正南：A=0

正南以西：A>0

正南以東：A<0

日出日沒時（h=0）…………

（3-13）

北半球A的季節變化

除北極外，一年中只有春分日和秋分日，日出正東日沒正西。

夏半年內，日出東偏北方向，日沒西偏北方向；且愈近夏至日，日出日沒方位愈偏北。

冬半年內，日出東偏南方向，日沒西偏南方向；且愈近冬至日，日出日沒方位愈偏南。

Solstice&EquinoxFigure3.3Earth'stiltof23.5°andrevolutionaroundthesuncreatesseasonalsolarexposureandheatingpatterns.Asolsticetiltkeepsapolarregionwitheither24hoursoflightordarkness.Aequinoxtiltperfectlyprovides12hoursofnightand12hoursofdayforallnon-polarregions.

晝長的變化規律夏季晝長隨緯度升高而加長，冬季晝長隨緯度升高而縮短，春、秋分則不隨緯度升高而變。

相同緯度，晝長冬短夏長，春秋介於二者之間。

可照時數、實照時數和日照百分率

可照時數（晝長）

定義：不受任何遮蔽時每天從日出到日落的總時數。

單位：小時、分

計算公式：可照時數=…………(3-14)

此時：cosω＝-tgφtgδ…………

(3-15)

實照時數地面上用日照計實際測量的日照時數。

日照百分率日照百分率＝—————×100%實照時數可照時數

光照時間光照時間＝可照時數＋曙暮光時間一般曙暮光隨緯度升高而加長；夏季尤為顯著。

曙暮光

在日出前和日落後，太陽光線在地平線以下0°～6°時，光通過大氣散射到地表產生一定的光照強度，這種光稱為曙光和暮光。24HoursofDaylightSummernorthofthearticcirclewillrevealaperiodof24hoursunlight,wheretheearth'ssurfacedoesnotrotateoutofsolarexposure,butinsteadexperiencesamidnightsun.三、大氣對太陽輻射的減弱太陽輻射在大氣中的減弱

吸收作用

氧、臭氧、水汽和CO2氣體成分強吸收波段弱吸收波段氧<200nm的紫外光690~760nm的可見光臭氧200~320nm的紫外光600nm的可見光水汽930~1500nm的紅外光（三個強吸收帶）600~700nm的可見光（三個弱吸收帶）

減弱方式

主要的吸收成分

各成分的吸收波段AtmosphericAbsorptionSolarradiationpassesratherfreelythroughearth'satmosphere,butearth'sre-emittedlongwaveenergyeitherfitsthroughanarrowwindoworisabsorbedbygreenhousegasesandre-radiatedtowardearth.

散射作用

散射

當太陽輻射通過大氣時，遇到大氣中的各種質點，太陽輻射能的一部分散向四面八方，稱為散射。

分類

由入射輻射波長與散射質點的相對大小r，將散射分為分子散射（雷萊散射）和米（Mie）散射。

r《

時，分子散射。r~

時，米散射。

雷萊分子散射定律

當大氣幹潔，質點半徑小於200nm時，散射值與入射光波長的四次方成反比。即：…………(3-16)

定律

意義入射光波長愈短，散射能力愈強。

漫射

當大氣混濁，質點半徑＞10,000nm時，入射光的各種波長具有同等散射能力，散射係數不再隨波長改變，稱之為漫射。ScatteredLightSolarradiationpassingthroughearth'satmosphereisscatteredbygases,aerosols,anddust.Atthehorizonsunlightpassesthroughmorescatterers,leavinglongerwavelengthsandreddercolorsrevealed.

反射作用

參與反射作用的物質大氣中較大的塵粒和雲滴、雲層

雲的反射作用

其反射能力隨雲狀、雲量和雲厚而不同。雲量愈多，雲層愈厚，反射愈強。雲層平均反射率為50%～55%。

減弱因素

大氣品質(m)

定義太陽光通過大氣路徑的長度與大氣鉛直厚度之比。

m隨h的變化在各太陽高度時的大氣品質h(度)906030105310m11.152.05.610.415.427.035.4

大氣品質m隨太陽高度的增高而減小，當太陽高度低時，m值的增大特別迅速。不同太陽高度角下的大氣品質

m的計算

當h在30°～90°時,m可近似地表示為：…………(3-17)

…………(3-18)

大氣透明係數(P)

定義

透過一個大氣品質(m＝1)後的太陽輻射強度(S1)與透過前的太陽輻射強度(S0)之比，即：

影響因數海拔、水汽、微塵、雲霧

布格爾—蘭勃特(Bouguer-Lambert)定律Sm＝Sm-1P＝S0Pm

…………(3-19)

表明：地表垂直於太陽光線平面上的太陽輻射強度隨大氣透明係數增大而增大，隨大氣量增加而減小。四、到達地面的太陽輻射強度

到達地面的太陽總輻射由太陽直接輻射強度和天空輻射強度組成。

太陽直接輻射強度

定義

單位時間內以平行光形式投射到地表單位水平面積上的太陽輻射能。

計算公式S′＝Sm′＝S0Pmsinh…………

(3-20)

ds

大氣透明係數(P)、大氣量(m)和太陽高度角（h）影響，此外，緯度、海拔、坡度坡向和雲量有間接或直接的影響。

影響因數

天空散射輻射強度(D)

定義

陽光被大氣散射後，單位時間內以散射光形式到達地表單位水平面積上的太陽輻射能。dsD=S0(1-Pm)sinh…………(3-21)

計算公式

假設散射輻射的一半回到宇宙空間，另一半忽略大氣吸收。

計算公式的假定條件

影響因數

主要受太陽高度角（h）、大氣透明度(P)和大氣量(m)影響，此外，緯度、海拔、雲量有直接和間接的影響。

太陽總輻射強度及其影響因素

太陽總輻射強度

到達地面的太陽總輻射強度是太陽直接輻射強度和天空輻射強度的總和。Q=S′+D…………(3-22)

影響因數

太陽高度角(h)太陽總輻射與太陽高度呈正相關關係。

大氣透明度(P)大氣透明度差，到達地面的太陽直接輻射減少，故太陽總輻射減少。

大氣品質(m)大氣品質m愈大，到達地面的太陽總輻射愈少。

緯度緯度愈高，太陽總輻射愈低。

海拔海拔愈高，地面接受的太陽總輻射愈強。

坡度坡向北半球北回歸線(23.5°N)以北地區，緯度愈高，愈是表現出南坡向陽、北坡背陰，冬季比夏季顯著。

雲一般雲愈厚，愈多，太陽直接輻射愈弱，散射輻射的比例增大。

地面反射的太陽輻射

地面反射率

地面反射的太陽總輻射R與投射到地面的太陽總輻射Q的百分比。

不同性質下墊面的反射率種類反射率（%）種類反射率（%）幹的新雪80~95棉花20~22一般雪面60~70甜菜18~25污穢雪面40~50馬鈴薯19~27幹黑土14水稻田17~22濕黑土8牧草田15~25新耕地17針葉林10~15冬小麥16~23闊葉林15~20

深色土壤小於淺色土壤。

潮濕土壤小於乾燥土壤。

新雪表面大於陳雪表面。GlobalAlbedoIncomingSolarRadiationSolarradiationisscatteredandreflectedbytheatmosphere,clouds,andearth'ssurface,creatinganaveragealbedoof30%.Atmosphericgasesandcloudsabsorbanother19units,leaving51unitsofshortwaveabsorbedbytheearth'ssurface.太陽輻射的分配

(100)S′:直接輻射(Directradiate)D:散射輻射(Scatteringradiate)(D+S):總輻射(約占太陽常數的51%)19%被大氣吸收,30%(5%地面,20%雲,6%大氣)反射五、太陽輻射光譜

定義太陽輻射能隨波長的分佈曲線。大氣上界的太陽輻射光譜圖中：實線是大氣上界的太陽輻射光譜；虛線是溫度在6,000K時的黑體輻射光譜。

幾個重要波段名稱波段(nm)占總能量的比例（%）效應作用可見光400—76050光效應植物光合作用紅外區>76043熱效應加熱地球、大氣和生物紫外區<4007化學效應殺菌消毒、促進種子萌發

波譜隨h的變化

太陽高度角降低，直接輻射光譜中，波長較長的部分逐漸增加，波長較短的部分逐漸減少。

太陽直接輻射波譜隨h的變化輻射波譜（nm）太陽高度角（度）0.551020305090紫外線（295～400）00.41.02.02.73.24.7可見光（400～760）31.238.641.042.743.743.945.3其中:

紫光（400～440）00.60.82.63.84.55.4藍光（440～495）02.14.67.17.88.29.0綠光（495～565）1.72.75.98.38.89.29.2黃光（565～595）4.18.010.010.29.89.710.1紅光（595～760）25.425.219.714.513.512.211.5紅外線（＞760）68.861.058.055.353.552.950.0不同太陽高度時太陽直接輻射光譜中各部分的相對強度(總輻射量＝100％)散射輻射光譜隨太陽高度角、大氣透明係數和雲量而變化。

幹潔空氣中，h降低，散射輻射中波長較短的部分逐漸減少，波長較長部分逐漸增多，而波長在400nm-600nm的可見光幾乎不隨h而變化。h（度）<400400～600>60035.953.340.81514.658.227.23020.456.123.54523.254.822.06024.654.221.29025.853.520.7不同太陽高度角時各散射光譜段的相對比率

當天空中有較多粗粒或全天有雲時，散射輻射光譜中的長波部分能量增加，其最大輻射能力波長也向長波方向移動。

太陽散射輻射波譜隨h的變化

碧空和陰天時散射光譜能量的分佈

地面晝夜不停的向外放射輻射能，稱為地面輻射(Ee)。

日變化二、大氣輻射大氣逆輻射(Ea)：大氣輻射中傳向地面的輻射。第三節地面輻射差額一、地面輻射(Ee)

定義

波長範圍3,000nm～80,000nm，最大放射能力波長約為10,000nm。白天>夜間

定義大氣輻射：大氣向外的輻射。Absorption&EmissionSolarradiationisselectivelyabsorbedbyearth'ssurfacecover.Darkerobjectsabsorbshortwaveandemitlongwavewithhighefficiency(e.g.Kirchoff'slaw).Inaforest,thislongwaveenergymeltssnow.7,000nm～120,000nm，最大放射能力波長約為15,000nm。

波長範圍三、地面有效輻射(E0)

定義地面輻射與被地面吸收的大氣逆輻射之差。亦稱淨紅外輻射。

計算公式E0＝Ee-δEa…………(3-23)

其中：δ為吸收率，δEa為被地面吸收的大氣逆輻射。

影響因數

地面溫度、空氣溫度、空氣濕度、雲況、風力、海拔、地面狀況和植被等。四、大氣溫室效應和陽傘效應

溫室效應

大氣中各種微塵和二氧化碳成分的存在，猶如溫室覆蓋的玻璃一樣，阻擋了地面向外的輻射，增強大氣逆輻射，對地面有保溫和增溫作用，這種現象稱為大氣溫室效應。

大氣中微塵和二氧化碳的增加，猶如在陽光下撐了一把傘，減弱了到達地面的太陽輻射，對地面有降溫作用，這種現象稱之為大氣陽傘效應。

陽傘效應R

＝(S′+

D

)(1

–α)

-E0

…………(3-24)

白天，R>0，靠近正午時B達到最大值。夜間，R<0，R=-E0。B由正變負的時間在日落前1小時；由負變正在日出後1小時。

影響因素五、地面輻射差額(B)

定義

在單位時間內，單位面積地面所吸收的輻射與放出的輻射之差，稱為地面輻射差額(R)。也稱地面淨輻射。

計算公式

太陽輻射

天氣狀況有雲的情況下，會使R的絕對值減小。

緯度緯度愈低，R保持正值的月份愈多。地面輻射平衡公式Earth-AtmosphereEnergyBalanceEarth'ssurfaceabsorbsthe51unitsofshortwaveand96moreoflongwaveenergyunitsfromatmosphericgasesandclouds.These147unitsgainedbyearthareduetoshortwaveandlongwavegreenhousegasabsorptionandemittance.Earth'ssurfacelosesthese147unitsthroughconduction,evaporation,andradiation.Earth'sEnergyBalanceEarth'sannualenergybalancebetweensolarinsolationandterrestrialinfraredradiationisachievedlocallyatonlytwolinesoflatitude.Heatfromtheequatorialregiontransferringtowardthepoles.How?第一節熱量收支

熱量平衡過程

地球表面吸收太陽輻射能後，會通過各種熱量收支方式，產生能量的轉換和輸送而達到平衡，這樣的物理過程稱為熱量平衡過程。一、物質的熱屬性

熱容量

定義：

在一定過程中，物體溫度變化１℃所需吸收或放出的熱量。

分類：品質熱容量（比熱、比熱容）容積熱容量

品質熱容量：

定義：單位品質的物質，溫度變化１℃所需吸收或放出的熱量。

單位：J/(kg·℃)(或J/(g·℃))

計算：…………(4-1)

容積熱容量：

定義：單位體積的物質，溫度變化１℃所需吸收或放出的熱量。(4-2)…………(4-3)

單位：J/(m3·℃)(或J/(cm3·℃))

計算：Cm

、Cv

之間的關係：

土壤熱容量分析：土壤成分容積熱容量（J/（㎝3·℃））土壤礦物質土壤有機質水空氣1.9252.7084.1860.0013

在土壤的組成物質中，空氣的熱容量最小，水的熱容量最大，固體成分介於兩者之間。

導熱率（熱導率）

定義及單位：

定義：指物體在單位厚度間、保持單位溫度差時，其相對的兩個面在單位時間內通過單位面積的熱流量。

單位：J/（m·S·℃）(或Ｗ/（m·℃）)

熱流量方程：…………（4-4）Λ：導熱率，Q：熱容量；ΔT/ΔZ：溫度梯度，負號表示熱流方向由高溫指向低溫。

方程的意義：

當其他條件相同時，導熱率大的物質，熱流量大，傳熱速度快；反之則小。土壤成分導熱率（W/（㎝·℃））土壤礦物質土壤有機質水空氣0.02930.019970.006280.0002093土壤中固體成分的導熱率最大，水居中，空氣最小。

土壤導熱率分析：

土壤導熱率影響因數：

土壤含水量

土壤孔隙度

單位：ｍ2/S(或㎝2/S)

…………（4-5）

Ｋ：導溫率，λ：導熱率，Ｃ：容積熱容量。

定義：單位容積的物質，通過熱傳導，由垂直方向獲得或失去λ焦耳（J）的熱量時，溫度升高或降低的數值稱為導溫率。

計算公式：

土壤導溫率分析：砂土的熱特性與土壤濕度的關係

土壤濕度較小的情況下，導溫率隨著土壤濕度的增大而增加；

當土壤濕度增加到一定程度後，土壤到溫率卻呈現出減小的趨勢。二、熱量收支(交換)方式

輻射熱交換

任何溫度在絕對零度以上的物體，通過輻射的放射和吸收而進行的熱量交換方式。

分子傳導熱交換

物質通過分子碰撞，所產生的表現為熱量傳導的動能交換方式。

流體流動熱交換

流體在各個方向上流動時，熱量隨流體流動而輸送的熱量交換方式。根據流體流動的方向性分為：對流、平流和亂流。

定義：流體在垂直方向上有規律的升降運動。

作用：使上下層空氣混合，產生熱量交換。

定義：流體在水準方向上的流動。

分類：

對流：

分類熱力對流動力對流

平流：

作用：對大規模的熱量傳遞和緩和地區之間、緯度之間溫度的差異起著很大作用。

亂流（湍流）：

定義：流體在各方向上的不規則運動。

分類：熱力亂流動力亂流

亂流交換係數：

當單位品質的空氣渦團所含物理屬性的梯度等於１時，因亂流作用所引起該物理屬性的通量。單位：ｍ2/S

近地氣層亂流強度的時空變化：

陸地比海面強

山地比平原強

白天比夜間強

夏季比冬季強

潛熱交換物質在進行相態變化時所發生的熱量交換。三、熱量收支(平衡)

活動層和活動面

活動層（作用層）：

定義：

能夠調節自身內部及相鄰其他物質層的輻射、熱量、水分分佈完全吸收的物質層。

不同物質活動層厚度：

砂土：幾mm

水：幾m～幾十m

雪被和冰域：幾分之一mm

疏鬆的耕地：幾cm農田：作物層

活動面（作用面）：

定義：

凡是輻射能、熱能和水分交換最活躍，從而能調節鄰近氣層（或土層）的輻射收支、溫度高低或濕度大小的物質面。

農田內、外活動面（作物封行後）：

外活動面：作物最密集的部位

內活動面：地面

地面熱量收支RLEPBRLEPB（白天）

地表面熱量收支示意圖

（夜間）

地表面晝夜熱量收支平衡方程：白天：R-P-B-LE=0夜間：-R+P+B+LE=0

地表層晝夜熱量收支平衡方程：Qs

Qs

RLEPBLERPB（白天）（夜間）地表層熱量收支示意圖白天：R-P-B-LE=Q夜間：-R+P+B+LE=-Q第二節地面和土壤溫度

表徵溫度變化的幾個物理量

較差：指一定週期內，溫度最高值與最低值之差。

日較差：一日內最高溫度與最低溫度之差。

年較差：一年中最熱月平均溫度與最冷月平均溫度之差。

絕對年較差：年極端最高氣溫與極端最低氣溫之差。

位相：最高溫度與最低溫度出現的時間差。

一、地面溫度和熱量收支的關係地面溫度變化與地面熱量收支示意圖1．地面溫度日變化曲線；2．地面熱量支出日變化曲線；3．地面熱量收入日變化曲線。Tm：地面最低溫度；TM：地面最高溫度

一天中地面最高溫度、地面最低溫度出現在地面熱量收支相抵（平衡）的時刻。

一年中地面最熱月溫度，一般出現在７月或８月，地面最冷月溫度一般出現在１月或２月。

二、土壤溫度的變化

時間變化

日變化

日恒溫層（土溫日不變層）：土壤溫度日較差為零時的深度。

日恒溫層深度：一般深度約為40～80㎝，平均為60㎝。

日恒溫層的影響因數：緯度、季節、土壤熱特性

土壤溫度位相：

土壤溫度位相落後於地面溫度，土層越深，位相落後越多。

土壤溫度的年變化

年恒溫層（年溫度不變層）：土壤溫度的年較差為零時的深度。

影響因數緯度

垂直分佈

日分佈

日射型（受熱型）：土壤溫度垂直分佈圖中13時

輻射型（放熱型）：圖中01時

上午轉變型（由輻射型向日射型過渡）：圖中07時

傍晚轉變型（由日射型向輻射型過渡）：圖中19時

年分佈放熱型、受熱型和過渡型。

影響土溫變化的因素

土壤本身的物理特性：

土壤濕度

土壤顏色

土壤機械組成及腐殖質

外界條件：

地面覆蓋物

地形和天氣條件第三節水體的溫度一、水體熱量傳播的特點

水體中的輻射特點

水體反射率小於陸地

水體吸收率達於陸地

太陽輻射能在水體中傳播，不同深度水體的傳播情況遵循比爾定律。即…………

（4-8）

水體易吸收長波，散射短波，水中懸浮物散射長波。SZ：Z深度處的太陽輻射通量密度；S0：水體表面的太陽輻射通量密度；Z：測點深度；α：水體消光係數。

水體中的熱量平衡特性

熱量平衡公式R0＝H＋LE＋ΔQ＋ΔA

…………

（4-9）R0：水體淨輻射量，H：水面與大氣熱量交換的感熱通量（也叫做顯熱通量，是指由於溫度變化而引起的大氣與下墊面之間發生的湍流形式的热交换）密度；LE：水體的潛熱通量密度；ΔQ：水體熱儲存變數；ΔA：因水體流動產生的水準方向的熱輸送通量密度。

特性

海洋熱量平衡的主要輸出項是水體蒸發潛熱。

海洋可以通過洋流來在水準方向傳送熱量。

水體溫度的變化

時間變化

日變化：

水面最高溫度出現在午後15～16h，最低溫度出現在日出後的2～3h內。

年變化：

水面最高溫度一般出現在8月，最低溫度則出現在2～3月。

日、年較差：均小於陸地

位相：

最高溫度和最低溫度出現的時間，大約每深入60ｍ落後一個月。

垂直變化

琵琶湖水溫的垂直分布

夏季：水錶層趨於等溫分佈。在等溫層以下有一個躍變層。躍變層以下是等溫層。

冬季：水溫的垂直分佈幾乎呈等溫狀態。當水面溫度降到4℃以下時，表層冷水不再下沉，使水面以下的水溫在4℃左右。

第四節空氣溫度一、大氣中的熱量交換方式

交換方式平流、對流、亂流、潛熱交換。

作用

平流：主宰季節更替和天氣冷暖變化。

對流：是對流性降水的主要原因。

亂流：對一些低雲和霧的生消起重要的作用。

潛熱交換：對氣溫的升降、大氣中水分的三態相變起著不可替代的作用。二、空氣溫度的時間變化

空氣內能變化運算式△U=△W+△Q

絕熱與非絕熱變化絕熱變化：空氣內能變化過程中，未與外界進行熱量交換。非絕熱變化：空氣內能變化過程中，與外界進行熱量交換。

近地層氣溫的日變化

極值溫度出現的時間

影響氣溫日較差的因數

緯度：隨緯度增加而減小。

季節：夏季＞冬季，一年中春季氣溫日較差最大。季節最高氣溫最低氣溫夏季14～15h05～06h冬季13～14h04～05h

天氣狀況：

下墊面性質：陸地＞海洋覆蓋地＞裸地沙土、深色土、幹松土＞粘土、淺色土、潮濕土晴天＞陰天

近地層氣溫的年變化

最冷、最熱月出現的時間

最熱月最冷月大陸性氣候區季風氣候區7月1月海洋性氣候區8月2月

地形：凹地＞平地＞凸地

氣溫年較差的影響因數

緯度：隨緯度增加而增大。

距海遠近：遠海區＞近海區

地形及天氣狀況：同與日較差

近地層氣溫的非週期變化三、氣溫的空間變化

近地層氣溫的水準分佈

等溫線大部分（尤其是南半球）趨向於接近東西向排列，氣溫從赤道向兩極逐漸降低。

冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向極地，而夏季則相反。

最高溫度不位於赤道，冬季在5～10°N，夏季在20°N。

赤道附近的氣溫年變化很小，隨著緯度的增加，年變化幅度也增加。

世界冷極在南極，為－90℃（喬治峰），熱極在索馬里境內，為63℃。

近地層氣溫的垂直分佈近地氣層溫度的垂直分佈

日射型：圖中12時

輻射型：圖中0時

上午轉變型：圖中06時

傍晚轉變型：圖中18時

對流層氣溫的垂直變化

氣溫直減率

定義：氣溫隨高度變化的程度。

運算式：

…………

（4-10）ΔZ：兩高度高度差，ΔT兩高度相應的氣溫差；負號表示氣溫垂直分佈的方向。γ＞0，氣溫隨高度的增加而降低；γ＜0，氣溫隨高度的增高而升高。γ的絕對值越大，氣溫隨高度變化差異越大。

各個層次上的氣溫直減率

整個對流層平均氣溫直減率：0.65℃/hm

對流層上層：0.65~0.75℃/hm

對流層中層：0.5~0.6℃/hm

對流層下層：0.3~0.4℃/hm

空氣幹絕熱變化

熱力學第一定律

任一孤立系統由狀態Ⅰ微小變化至狀態Ⅱ時，從外界吸收的熱量dＱ，等於該系統內能的變化dＵ和對外作功dＷ之和。…………

（4-11）

四、空氣絕熱變化

幹絕熱過程的幾個概念

幹絕熱過程

空氣是幹空氣或未飽和的濕空氣（沒有水汽凝結），與外界之間無熱量交換時（dQ=0）的狀態變化過程。

絕熱增溫

當空氣塊下降過程中，因外界氣壓增大，外界對氣塊作功，在絕熱的條件下，所作的功只能用於增加氣塊的內能，因而氣塊溫度升高。這種因氣塊下沉而使溫度上升的現象，稱為絕熱增溫。

絕熱冷卻

當空氣塊上升過程中，因外界氣壓減小，氣塊體積膨脹，對外作功，在絕熱的條件下，作功所需的能量，只能由其本身內能來負擔，因而氣塊溫度下降。這種因氣塊絕熱上升而使溫度下降的現象，稱為絕熱冷卻。

幹絕熱直減率（γd

）

在大氣靜力平衡的條件下，幹空氣和未飽和的濕空氣因作幹絕熱升降運動而引起氣塊溫度隨高度的變化率，稱之為幹絕熱直減率。…………

（4-12）

概念

濕絕熱過程

飽和濕空氣在上升或下降的絕熱變化過程中，會產生水的相變，從而釋放或吸收熱量使空氣塊的內能發生變化，稱此過程為濕絕熱過程。

濕絕熱過程中的溫度變化率。

對γm變化的解釋γm不是常數，它是氣壓和溫度的函數，隨著氣壓的減小、溫度的升高而減小。

空氣濕絕熱變化

濕絕熱直減率（γm

）五、大氣靜力穩定度

大氣靜力穩定度的概念

處在靜力平衡狀態中的大氣，空氣因受外力因數的擾動後，大氣層結（溫度和濕度的垂直分佈）有使其返回或遠離原來平衡位置的趨勢或程度，稱之為大氣靜力穩定度。

定義

分類

穩定

假如有一塊空氣在外力的作用下，產生垂直運動，但外力除去後：

若氣塊逐漸減速，趨於回到原位，這時氣塊所處的氣層，對於該氣塊而言是穩定的。

中性

若既無回到原位，有無繼續加速先前的趨勢，而是保持原有運動狀態，這時氣塊所處的氣層，對於該氣塊而言是中性的。

不穩定

若氣塊按原方向加速運動，這時氣塊所處的氣層，對於該氣塊而言是不穩定的。Stability&MovementArock,likeaparcelofair,thatisinstableequilibriumwillreturntoitsoriginalpositionwhenpushed.Iftherockinsteaddepartsinthedirectionofthepush,itwasinunstableequilibrium.

大氣靜力穩定度的判斷

判斷標準

通常用氣溫直減率（γ）與上升氣塊的幹絕熱直減率（γd）或濕絕熱直減率（γm）的對比來判斷。

判斷方法擾動方向高度（m）10020030013℃12℃11℃13℃12℃11℃13℃12℃11℃γ=0.8γ=1.0γ=1.211.2℃12.0℃12.8℃11.0℃12.0℃13.0℃10.8℃12.0℃13.2℃G>FG<FG=FG=FG>FG<FA:γ<γd穩定B:γ=γd中性C:γ>γd不穩定合力方向Movement&TemperatureRisingairexpands,usingenergytopushout,whichslowsandadiabaticallycoolstheair.Aparcelofairmaybeforcedtoriseorsink,andchangetemperaturerelativetoenvironmentalair,whichissampledusingradiosondeballoons.

對於未飽和空氣γ>γd不穩定；γ=γd中性；γ<γd穩定。

對於飽和濕空氣γ>γm不穩定；γ=γm中性；γ<γm穩定。

綜合判據γ愈大，大氣愈不穩定；γ＜γm＜γd時，大氣為絕對穩定；γm<γ<γd時，大氣為條件性不穩定。五、大氣中的逆溫

概念

逆溫

在一定條件下，氣溫隨高度的增高而增加，氣溫直減率為負值的這種現象稱為逆溫。

阻塞層

當發生逆溫時，冷而重的空氣在下，暖而輕