1、第一節(jié) 太陽(yáng)輻射 一、 輻射的基本知識(shí) (一) 、 輻射和輻射能 輻射自然界中的一切物體都以電磁波的方式向四周放射能量，這種傳播能量的方式稱(chēng)為輻射。 通過(guò)輻射形式傳播的能量稱(chēng)為輻射能。單位可用焦耳（J）或卡。 輻射能是通過(guò)電磁波的方式傳輸?shù)摹ｋ姶挪ǖ牟ㄩL(zhǎng)范圍很廣，從波長(zhǎng)10-10um 的宇宙射線，到波長(zhǎng)達(dá)幾千米的無(wú)線電波。肉眼看得見(jiàn)的是從0.40.76m的波長(zhǎng)，這部分稱(chēng)為可見(jiàn)光。 在氣象學(xué)中著重研究的是太陽(yáng)、地球和大氣的熱輻射。熱輻射發(fā)出的光波僅是整個(gè)電磁波的一個(gè)組成部分，它由紫外線、可見(jiàn)光和紅外線組成。研究的范圍一般0.15120m。紫外線可見(jiàn)光近紅外遠(yuǎn)紅外波長(zhǎng)范圍0.10.4m0.40.7

2、m0.73.0m3.0+120m 在上表的劃分中，我們一般把波長(zhǎng)在0.13.0m稱(chēng)為短波，3.0+120m的為長(zhǎng)波。 單位時(shí)間內(nèi)通過(guò)單位面積上發(fā)射或吸收、反射、透射的輻射能量稱(chēng)為輻射輻射通量密度（通量密度（E），單位是），單位是W/m2。 輻射通量密度沒(méi)有限定輻射方向，分為入射通量密度和放射通量密度。其數(shù)值的大小反映物體放射能力的強(qiáng)弱，故稱(chēng)之為輻射能力或放射能力。 單位時(shí)間內(nèi)，通過(guò)垂直于選定方向上的單位面積的輻射能稱(chēng)為輻射強(qiáng)輻射強(qiáng)度（度（I）。）。單位是W/m2或W/sr。 二者的關(guān)系為：IE/cos , 為法線方向與選定方向的夾角。（二）輻射光譜 輻射能按波長(zhǎng)的分布叫稱(chēng)輻射光譜。 輻射能隨波

3、長(zhǎng)變動(dòng)的幾何圖形，是不同波長(zhǎng)輻射能的集合。（三）物體對(duì)輻射的吸收、反射和透射 物體吸收率、反射率和透射率大小隨著輻射的波長(zhǎng)和物體的性質(zhì)而改變。干潔空氣對(duì)紅外線是近似透明的，而水汽對(duì)紅外線卻能強(qiáng)烈地吸收，雪對(duì)太陽(yáng)輻射的反射率很大，但對(duì)地面和大氣的輻射卻能全部吸收。（四）有關(guān)輻射的基本定律 1 基爾荷夫定律 1859年，德國(guó)科學(xué)家基爾荷夫由熱力學(xué)定律從理論上推導(dǎo)出與其早年實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)一致的理論，即在一定溫度下，物體對(duì)某波長(zhǎng)的吸收率等于該物體在同溫度下對(duì)該波長(zhǎng)的發(fā)射率。 e KTT 上式表明，A.在一定波長(zhǎng)，一定溫度下一個(gè)物體的吸收率等于該物體同溫度同波長(zhǎng)的放射率。黑體吸收能力最強(qiáng)，所以它也是最好的放射

4、體。 B.同一物體在溫度T時(shí)它放射某一波長(zhǎng)的輻射，那么，在同一溫度下也能吸收這一波長(zhǎng)的輻射。 通過(guò)這一定律表明，在輻射平衡條件下，任何物體在某波長(zhǎng)的輻射強(qiáng)度和對(duì)該波長(zhǎng)的吸收率之比值與物體的性質(zhì)無(wú)關(guān)。 2 斯蒂芬玻耳茲曼定律 1879年，斯蒂芬由實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，黑體放射出的總輻射與該物體的絕對(duì)溫度的4次方成正比。 1884年，玻耳茲曼用熱力學(xué)原理證明了這一點(diǎn)。 ETb = T4 斯蒂芬玻耳茲曼常數(shù)。 3 維恩位移定律 1893年，維恩從熱力學(xué)理論導(dǎo)出了黑體輻射光譜的極大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)與物體的絕對(duì)溫度成反比。 物體的溫度愈高，其單色輻射極大值所對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)愈短，反之亦然。 通過(guò)這一公式，可計(jì)算出太陽(yáng)發(fā)射的

5、輻射值是0.48m，地球發(fā)射的輻射為10.06m，人體發(fā)射的輻射為9.48m。CTm二、太陽(yáng)輻射 （一）、太陽(yáng)輻射光譜和太陽(yáng)常數(shù) 太陽(yáng)輻射光譜太陽(yáng)輻射中輻射按波長(zhǎng)的分布，稱(chēng)為太陽(yáng)輻射光譜。見(jiàn)書(shū)太陽(yáng)輻射光譜圖。 從圖中得出什么規(guī)律？ （1）波長(zhǎng)過(guò)短或過(guò)長(zhǎng)所負(fù)荷的輻射能量都很少； （2）大氣上界太陽(yáng)輻射光譜在0.15um的范圍； （3）太陽(yáng)輻射中99%的能量在0.154um的范圍，其中 0.40.76um為可見(jiàn)光區(qū)，0.76um的為紅外區(qū)，0.4um為紫外區(qū)。 （4）太陽(yáng)輻射能主要分布在可見(jiàn)光區(qū)和紅外光區(qū)，其中，可見(jiàn)光占太陽(yáng)輻射總能量的50%，并以0.47um附近最強(qiáng)，紅外區(qū)占43%； （5）紫外

6、區(qū)的太陽(yáng)輻射能很少，只占7%。 穿過(guò)可視為熱透體的星際空間到達(dá)大氣上界的太陽(yáng)輻射稱(chēng)為天文輻射。而天文輻射通量密度與日地距離的平方成反比。日地距離非常遙遠(yuǎn)，平均是1496萬(wàn)KM，天文輻射只占太陽(yáng)輻射的1/22億。 當(dāng)日地距離為平均值，太陽(yáng)光線垂直入射的天文輻射通量密度，稱(chēng)為太陽(yáng)常數(shù)。 太陽(yáng)常數(shù)在大氣上界，垂直于太陽(yáng)光線的1平方厘米面積內(nèi)1min內(nèi)獲得的太陽(yáng)輻射能量，稱(chēng)太陽(yáng)常數(shù)，用I表示。 變動(dòng)在13591418W/m2之間，現(xiàn)在確定的量為1370W/m2。（二）太陽(yáng)輻射在大氣中的減弱 太陽(yáng)輻射光譜穿過(guò)大氣后的主要變化有：總輻射能有明顯的減弱；輻射能隨波長(zhǎng)的分布變得極不規(guī)則；波長(zhǎng)短的輻射能減弱的更

7、為顯著。 原因有以下幾個(gè)方面：1 大氣對(duì)太陽(yáng)輻射的吸收 大氣中吸收太陽(yáng)輻射的成分主要是水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質(zhì)。大氣對(duì)太陽(yáng)輻射的吸收是有選擇性的，主要集中在太陽(yáng)輻射光譜兩端能量較小的區(qū)域，因此大氣直接吸收的太陽(yáng)能并不多，對(duì)大氣來(lái)說(shuō)太陽(yáng)輻射不是主要直接熱源。 2 太陽(yáng)輻射在大氣中的散射 太陽(yáng)輻射通過(guò)大氣，遇到空氣分子、塵粒、云端等質(zhì)點(diǎn)時(shí)，都要發(fā)生散射，但散射并不像吸收那樣把輻射轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮?，而只是改變輻射的方向，使太?yáng)輻射以質(zhì)點(diǎn)為中心四面八方傳播因而經(jīng)過(guò)散射同部分太陽(yáng)輻射就到不了地面，如果太陽(yáng)輻射遇到直徑比波長(zhǎng)小的空氣分子，則輻射的波長(zhǎng)愈短，散射得愈強(qiáng)。散射分類(lèi) 1、分子散射（蕾利散射）

8、：散射質(zhì)點(diǎn)的直徑比入射輻射的波長(zhǎng)小時(shí)，所發(fā)生的散射。在分子散射中，前向散射和后向散射相等。 為何天空呈蔚藍(lán)色？主要是空氣分子中起散射作用的主要是比光的波長(zhǎng)更短的空氣分子，屬于分子散射，對(duì)于波長(zhǎng)短的藍(lán)色、紫色光散射作用最強(qiáng)。因而天空呈蔚藍(lán)色。 2、粗粒散射（米散射） 當(dāng)散射質(zhì)點(diǎn)的直徑與入射輻射的波長(zhǎng)差不多或更大時(shí)，所發(fā)生的散射，叫粗粒散射。（主要是云滴、塵埃） 粗粒散射沒(méi)有選擇性，對(duì)入射光的各種波長(zhǎng)具有同等散射能力，散射削弱系數(shù)不再隨波長(zhǎng)而改變。3 大氣的云層和塵埃對(duì)太陽(yáng)輻射的反射 反射能力取決于云的厚薄，薄云反射率：1020%；厚云反射率：90%。高層云反射率：25%；中層云：50%；低層云：

9、65%。 大氣渾濁度越大，對(duì)太陽(yáng)輻射的削弱也越大。 總之，太陽(yáng)輻射有30%被散射或漫射回宇宙-行際反射率，20%被大氣的云層直接吸收，50%到達(dá)地面被吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解釋天空的顏色及溫度。 (三)到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射 1 直接輻射 太陽(yáng)以平行光的形式直接投射到達(dá)地面上的那部分輻射就稱(chēng)為太陽(yáng)的直接輻射。影響因素很多，但太陽(yáng)高度角和大氣透明度是諸因素中影響太陽(yáng)直接輻射的主要因子。 太陽(yáng)高度角愈小，等量的太陽(yáng)輻射散布的面積就愈大，因而地平面單位面積上所獲得的太陽(yáng)輻射就愈小。 一天中：早晚：太陽(yáng)直接輻射小，中午大；一年中：夏季太陽(yáng)輻射大，冬季小。 在不同的太陽(yáng)高度角下，陽(yáng)光穿過(guò)的大氣質(zhì)量

10、數(shù)也不同，因此，大氣透明度影響太陽(yáng)輻射。 為何日出、日落時(shí)，太陽(yáng)呈紅色？ 因?yàn)樘?yáng)高度角不同，太陽(yáng)光通過(guò)大氣的厚度也不同，太陽(yáng)高度越小，太陽(yáng)光投射時(shí)所穿過(guò)的大氣質(zhì)量就大（垂直時(shí)，穿過(guò)的質(zhì)量數(shù)為1），日出、日落時(shí)，日光通過(guò)的大氣質(zhì)量數(shù)最大，空氣分子對(duì)短波的散射增強(qiáng)，以致到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射中紅光比例增大（當(dāng)太陽(yáng)高度角為1度時(shí)，太陽(yáng)光譜中紅光占84 % ），紅光、橙光散射增強(qiáng)，導(dǎo)致出現(xiàn)紅色“霞光”。大氣透明度 大氣對(duì)太陽(yáng)輻射的透射程度稱(chēng)為大氣透明度。 大氣透明系數(shù)：指透過(guò)一個(gè)大氣質(zhì)量的輻射強(qiáng)度與進(jìn)入該大氣的輻射強(qiáng)度之比。 I/Io=P P表示對(duì)各種波長(zhǎng)的平均削弱情況。如P=0.8，表示削弱了20%。

11、 大氣透明系數(shù)決定于大氣中所含水汽、水汽凝結(jié)物、和塵粒雜質(zhì)。這些雜質(zhì)愈多大氣透明程度愈差，透明系數(shù)愈小，因而太陽(yáng)輻射受到的減弱愈強(qiáng)，到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射也就相應(yīng)地減小。 太陽(yáng)直接輻射時(shí)空分布 直接輻射有顯著的年變化、日變化和隨緯度的變化。2 散射輻射 太陽(yáng)輻射經(jīng)過(guò)散射后，向下到達(dá)地面的輻射，叫散射輻射。 與太陽(yáng)高度角及大氣透明度有關(guān)，太陽(yáng)高度角高度角增大時(shí)，到達(dá)近地面層的直接輻射增強(qiáng)，散射輻射也相應(yīng)地增強(qiáng)，反之亦然。一日正午前后、一年夏季最強(qiáng)烈。 透明度差，參與散射作用的質(zhì)點(diǎn)多，散射輻射也強(qiáng)； 云量也能強(qiáng)烈地增大散射輻射。 散射輻射的時(shí)空分布： 日變化與年變化主要決定于太陽(yáng)高度角的變化，同時(shí)也與

12、云量的變化有關(guān)。 一天中最大值出現(xiàn)在中午前后。一年內(nèi)最大值出現(xiàn)在夏季月份。 散射輻射隨緯度不同而變化。散射輻射月總量最大值與最小值的差值，隨緯度增大而顯著地增大。3 總輻射：直接輻射加上散射輻射就是總輻射。 1 ) 影響太陽(yáng)總輻射的因素： 太陽(yáng)高度角越大，總輻射也越大； 云量越多，總輻射越小（因?yàn)樵屏慷鄷r(shí)，直接輻射減小的幅度大于散射輻射增加的幅度） 2）總輻射的時(shí)空分布規(guī)律： 總輻射，在夜間為零，日出后逐漸上升，中午最大；一年中夏季大，冬季小。 一般是緯度越低，總輻射越大，反之越小。 世界年總輻射量最小值在南北半球的極區(qū)，最大值在非洲東北的沙漠地帶。思考:有效總輻射不在赤道而在北緯20度（熱赤

13、道北移）？ 參考答案： 一是赤道地區(qū)多云，太陽(yáng)輻射被削弱較多，而南緯20度地區(qū)海洋面積相對(duì)較多，水汽蒸發(fā)多，云量多，太陽(yáng)輻射被削弱也多； 二是在北緯20度附近常年受到副熱帶高氣壓帶的影響。 4、地面對(duì)太陽(yáng)輻射的反射 到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射只有一部分被地面吸收，另一部他則被地面反射出去。地面對(duì)入射太陽(yáng)輻射的反射取決于地面的反射率。而它又取決于地面的性質(zhì)。 水面比陸面的反射率小，不同性質(zhì)的地表真正得到的太陽(yáng)輻射仍有很大差異，這是導(dǎo)致地表溫度分布不均勻的主要原因。第二節(jié) 地面和大氣的輻射能 太陽(yáng)輻射能大部分被下墊面吸收，大氣直接吸收的太陽(yáng)輻射很少。下墊面將吸收的能量以長(zhǎng)波輻射的形式傳給大氣，成為大氣的直

14、接熱源。一 、地面、大氣的輻射和地面有效輻射 地面吸收太陽(yáng)短波輻射升溫放射長(zhǎng)波輻射。大氣對(duì)太陽(yáng)的短波輻射幾乎是透明的，吸收很少，卻能強(qiáng)烈地吸收地面的長(zhǎng)波輻射升溫放射長(zhǎng)波輻射，地面和大氣之間，以及大氣中氣層和氣層之間相互交換熱量，并也將熱量向宇宙間散發(fā)。1、地面和大氣輻射的表示 地球表面平均溫度為300K，絕大部分地面輻射能集中在380m波長(zhǎng)范圍內(nèi)，最大輻射能力所對(duì)應(yīng)波長(zhǎng)為10m 。 大氣平均溫度為250K，絕大部分地面輻射集中在4120m波長(zhǎng)范圍內(nèi)，最大輻射能力的波長(zhǎng)約在11.6m處。 與太陽(yáng)輻射相比，因此把地面和大氣輻射也叫長(zhǎng)波輻射。 2、大氣長(zhǎng)波輻射的特點(diǎn) （1）大氣對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收。大氣

15、對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收非常強(qiáng)烈，吸收作用不僅與吸收物質(zhì)及其分布有關(guān)，而且還與大氣溫度、壓強(qiáng)等有關(guān)，大氣中水汽、液態(tài)水、二氧化碳和臭氧對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收起重要作用，他們對(duì)長(zhǎng)波輻射具有選擇性。 （2）大氣中長(zhǎng)波輻射的特點(diǎn)。長(zhǎng)波輻射在大氣中的傳播過(guò)程與太陽(yáng)輻射的傳播有很大不同。第一，太陽(yáng)輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進(jìn)入大氣的，而地面和大氣輻射是漫射輻射。第二，長(zhǎng)波輻射在大氣中傳播時(shí)，不僅要考慮大氣對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收，而且還要考慮大氣本身的長(zhǎng)波輻射。第三，長(zhǎng)波輻射在大氣中傳播時(shí)，可以不考慮散射作用。這是因?yàn)殚L(zhǎng)波輻射的波長(zhǎng)大于氣體分子和塵粒的尺度，散射作用非常弱.3、 大氣逆輻射和地面有效輻射 （1）大氣

16、逆輻射和大氣保溫效應(yīng)。 大氣逆輻射是大氣輻射中指向地面的那部分輻射。 大氣逆輻射幾乎被地面全部吸收，這就使得地面因輻射所損耗的能量得到一定的補(bǔ)償，因而大氣對(duì)地面有保溫作用。 這種作用叫溫室效應(yīng)。（2）地面有效輻射 地面放射的輻射（Eg）與地面吸收的大氣逆輻射(Ea)之差，稱(chēng)為地面有效輻射(Fo)。 Fo= Eg- Ea 地面有效輻射實(shí)際上就是地面長(zhǎng)波輻射收支相抵后剩余的部分，故又稱(chēng)長(zhǎng)波輻射凈通量。 影響的Fo因素: A）地溫上升時(shí)，Eg也上升，當(dāng)濕度、云等條件不變時(shí)，則Fo上升，地面損失熱量就多； B）氣溫上升，Ea也上升，當(dāng)濕度、云等條件不變時(shí)，則Fo下降； C）云量增多，大氣逆溫輻射增強(qiáng)，

17、則Fo減弱，地面損失熱量少，地面降溫少。 故Fo的大小，可作為預(yù)報(bào)地面最低溫度及霜凍的重要依據(jù)。 濕熱干冷條件，云覆蓋晴朗天空條件，空氣混濁空氣干潔。 有效輻射具有明顯的日變化和年變化，日變化12-14時(shí)最大，清晨最??；年變化也與溫度的年變化相似，夏季最大，冬季最小，但由于水汽和云的影響使有效輻射的最大值不一定出現(xiàn)在盛夏。東北、華北、西北地區(qū)有效輻射春季最大，高海拔地區(qū)有效輻射大。二、地面及地氣系統(tǒng)的輻射差額 地面和大氣因輻射進(jìn)行熱量的交換，其能量的收支狀況，是由短波和長(zhǎng)波輻射收支作用的總和來(lái)決定的。 把物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱(chēng)作凈輻射能或輻射差額。 輻射差額（R）收入輻射支出輻射1

18、、 地面的輻射差額 （）概念：在一定時(shí)期內(nèi)，地面吸收太陽(yáng)總輻射與地面有效輻射之差值。 Rg=(Q+q)(1-a)-Fo (2) 地面輻射差額的時(shí)空分布 日、年變化： 日變化：Rg白天為正值，夜間為負(fù)值；由正轉(zhuǎn)為負(fù)值時(shí)在日落前一小時(shí)；由負(fù)轉(zhuǎn)正值時(shí)在日出前一小時(shí)。 Rg年變化：隨緯度而異。緯度越低，Rg保持正值的月份越多；緯度越高，Rg保持正值的月份越少。 地理分布： 由于海洋表面的反射率小，故海洋上的Rg比陸地大； Rg在海、陸上均為正值，僅在長(zhǎng)期有冰雪覆蓋地區(qū)才為負(fù)值。2、大氣的輻射差額 大氣的輻射差額包括分為整個(gè)大氣層和某一氣層大氣的輻射差額，由于大氣中各層所含吸收物質(zhì)的成分、含量的不同，以

19、及其本身溫度的不同，輻射差額存在很大差異。 3、地氣系統(tǒng)的輻射差額 Rs=(Q+q)(1-a)+qa-F 我們應(yīng)該建立一個(gè)全球地氣系統(tǒng)多年平均輻射及能量平衡模式。課本的162頁(yè)。 對(duì)于短波輻射部分，大氣和云吸收了25，反射了25；地面吸收了47，反射3. 對(duì)于長(zhǎng)波輻射部分，地面發(fā)出的114，其中109被大氣吸收，5從“大氣天窗”飛向宇宙空間。大氣發(fā)射的長(zhǎng)波輻射是163，其中96返回地面，67飛向宇宙空間。 對(duì)于地面，地面從太陽(yáng)中獲得47，從大氣中獲得96，從本身發(fā)射114.最終凈得29. 對(duì)于大氣，大氣從太陽(yáng)中獲得25，從地面獲得109，本身發(fā)射時(shí)失去163，最終大氣失去29。 由上可知，地氣

20、熱交換，地面獲得29，大氣失去29。 依此結(jié)果，根據(jù)地面和大氣各自的熱特性分析，地球?qū)⒁悦刻?5的速度增溫，大氣將以每天1 的速度冷卻。 這是因?yàn)榈孛娅@得的29%的凈輻射，通過(guò)感熱和潛熱的方式傳給大氣、通過(guò)分子傳導(dǎo)傳給土壤。 就整個(gè)系統(tǒng)來(lái)講，這種輻射差額的多年平均應(yīng)為零，也就是說(shuō)整個(gè)地氣系統(tǒng)吸收的能量和放出的能量是相等的，從而使全球達(dá)到輻射平衡。觀測(cè)表明，地球和大氣的平均溫度多年來(lái)是沒(méi)有什么變化的。第三節(jié)第三節(jié) 大氣的增溫和冷卻大氣的增溫和冷卻 一、海陸的增溫和冷卻的差異 大氣的熱能來(lái)源主要由太陽(yáng)輻射、下墊面長(zhǎng)波輻射組成，其中來(lái)自下墊面的熱能占絕大部分。由于下墊面性質(zhì)的差異對(duì)大氣的增溫和冷卻構(gòu)

21、成了不同的影響。通過(guò)前面的學(xué)習(xí)我們知道，緯度高低、海拔、植被覆蓋度、陸地和水面等。海洋和陸地的差異最大。 1、水陸熱力性質(zhì)的差異 （1）吸收太陽(yáng)輻射的能力不同，水體吸收太陽(yáng)輻射的能力比陸地強(qiáng)。（陸對(duì)太陽(yáng)的反射率為15%-30%，而水面的為10%-20%） （2）透射太陽(yáng)輻射不同，水體對(duì)太陽(yáng)輻射基本上是透明的，除紅色光和紅外線之外，可見(jiàn)光和紫外光都可透射到水體深層，使太陽(yáng)輻射分散到較厚的水層中。而地面對(duì)太陽(yáng)光則是不透明，太陽(yáng)輻射熱集中在陸地的表面上；1、水陸熱力性質(zhì)的差異 （3）傳遞能量的方式不同，陸地一般都先靠分子的熱傳導(dǎo)，且導(dǎo)熱率低，而水體能流動(dòng)，有平流、對(duì)流、湍流、波浪、洋流。 （4）比熱

22、（熱容量單位質(zhì)量的物體，每升高1時(shí)，所需要的熱量）不同，巖石和土壤的比熱（一般地為0.8374j/g.k）小于水的比熱(純水的比熱為4.1868j/g.k)；1、水陸熱力性質(zhì)的差異 （5）水分蒸發(fā)耗熱狀況不同，水體水分供應(yīng)充足，蒸發(fā)耗熱量大，失熱多，使水面溫度不易升高，而水體上空的空氣因水分蒸發(fā)而具有較多的水汽，以致有較大的吸收長(zhǎng)波輻射的能力，使空氣溫度增溫，又以逆輻射形式還于水面，使水面及附近大氣不易強(qiáng)烈降溫，水體上空，云量多，使熱量不致于急劇散失，故水體及附近地區(qū)溫度變化和緩。 2、海陸表面的增溫和冷卻 由于海陸具有不同的熱力過(guò)程和特點(diǎn)，致使大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大，海洋溫度變

23、化緩慢，其最高溫和最低溫要比大陸遲出現(xiàn)一至兩個(gè)月。 冬季：大陸最冷月出現(xiàn)在1月，而海洋出現(xiàn)在2月， 夏季：大陸最熱月出現(xiàn)在7月，而海洋出現(xiàn)在8月。 二、空氣的增溫與冷卻 空氣的冷熱程度實(shí)質(zhì)上是空氣內(nèi)能的大小的表現(xiàn)。空氣內(nèi)能變化既可以是空氣與外界的熱量交換引起；也可由外界的壓力變化對(duì)空氣做功，導(dǎo)致空氣膨脹或壓縮而引起。 空氣內(nèi)能變化來(lái)源分為：（1）氣溫的非絕熱變化有空氣與外界的熱交換而引起的狀態(tài)變化；（2）氣溫的絕熱變化：外界壓力的變化對(duì)空氣作功，使空氣膨脹或壓縮引起的狀態(tài)變化。1、大氣中的非絕熱過(guò)程 空氣與外界互相交換熱量，引起氣溫變化，其方式有： （1）傳導(dǎo) （2）輻射 （3）對(duì)流與亂流 （

24、4）水相變化(升華和凝華)2、大氣中的絕熱過(guò)程 （1）絕熱過(guò)程和泊松方程 氣象學(xué)上，任意氣塊與外界之間無(wú)熱量交換時(shí)的狀態(tài)變化過(guò)程，稱(chēng)氣溫的絕熱變化。 干絕熱過(guò)程干空氣或未飽和的濕空氣進(jìn)行垂直運(yùn)動(dòng)時(shí)，與外界沒(méi)有熱量交換，只因體積膨脹（或收縮）作功引起內(nèi)能增減和溫度變化過(guò)程。 當(dāng)我們要求出在絕熱過(guò)程中氣溫的變化，必須應(yīng)用熱力學(xué)第一定律在任何發(fā)生能量傳遞和轉(zhuǎn)換的熱力過(guò)程中，傳遞和轉(zhuǎn)換前后能量的總量保持恒定。 物質(zhì)系統(tǒng)從外界所吸收的熱量等于其內(nèi)能的增加與系統(tǒng)對(duì)外所做的功之和。 dQ=dE+dW 這是功、熱量和 內(nèi)能之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系。 dW0，表示是外界對(duì)物體系統(tǒng)做功。 dW0，表示物體系統(tǒng)對(duì)外界做功。

25、dE0，表示物體系統(tǒng)從外界吸收熱量。 dE0，表示物體系統(tǒng)向外界放出熱量。 泊松公式：T/T0=(P/P0)0.286 它給出了干絕熱過(guò)程初態(tài)（P0，T0）和終態(tài)（P，T）之間的內(nèi)在聯(lián)系，既絕熱變化時(shí)溫度隨氣壓變化的具體規(guī)律。 （2）干絕熱直減率和濕絕熱直減率 氣塊絕熱上升單位距離時(shí)的溫度降低值，稱(chēng)絕熱垂直減溫率。 干絕熱直減率（rd）氣塊（干空氣或未飽和空氣）絕熱上升時(shí)，單位距離時(shí)的溫度降低值。 氣塊升降運(yùn)動(dòng)時(shí)，沒(méi)有發(fā)生水相變化，溫度隨氣壓的降低呈指數(shù)規(guī)律遞減。理論上計(jì)算：rd=0.98/100m1/100m rd與r（溫度遞減率）的不同 rd是干空氣在絕熱上升過(guò)程中氣塊本身的降溫率，它近似

26、于常數(shù)；而r是表示周?chē)髿獾臏囟入S高度的分布情況，也稱(chēng)為大氣層結(jié)遞減 率，可取不同的值，有時(shí)可取負(fù)值（如逆溫層）。 飽和濕空氣作垂直運(yùn)動(dòng)時(shí)的絕熱變化過(guò)程。 叫濕絕熱過(guò)程。 飽和濕空氣絕熱上升時(shí)，如果只是膨脹降溫，做功，亦應(yīng)每上升100m，減溫1。但濕空氣冷卻后，飽和水汽壓會(huì)降低，致使空氣飽和，其中部分水汽就要發(fā)生凝結(jié)，同時(shí)釋放凝結(jié)潛熱加熱氣塊。所以飽和濕空氣絕熱上升時(shí)因膨脹而引起的減溫率恒比干絕熱減溫率小。飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱(chēng)為濕絕熱直減率，以rm表示。 rdrm。 因?yàn)轱柡蜐窨諝饨^熱上升，一方面因膨脹作功，損耗內(nèi)能降溫，另一方面因冷卻，飽和水汽凝結(jié)釋放潛熱加熱氣塊，因此凝結(jié)作用可抵

27、消一部分由于氣壓降低（對(duì)外作功）而引起的溫度降低。有水汽凝結(jié)時(shí)，空氣上升所引起的降溫將比沒(méi)有水汽凝結(jié)時(shí)要緩慢。 rm是一個(gè)變量，是氣壓、溫度的函數(shù)。 它隨溫度升高和氣壓降低而減小 。(3)位溫和假相當(dāng)位溫 當(dāng)空氣塊在干絕熱過(guò)程中，其溫度是變化的，同一氣塊處于不同的氣壓（高度）時(shí)，其溫度常常是不同的，給不同高度上的兩氣塊進(jìn)行熱狀態(tài)比較帶來(lái)一定困難。因此引入位溫的概念。 位溫把各層中的氣塊循著干絕熱的程序訂正到一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)高度：1000hPa 處，這時(shí)所具有的溫度稱(chēng)為位溫。 氣塊在循干絕熱升降時(shí)，其位溫是恒定不變的位溫的重要性質(zhì)。 那在濕絕熱過(guò)程中又會(huì)怎么樣? 水汽一經(jīng)凝結(jié)，其凝結(jié)物便脫離原上升的氣塊

28、而降落，而把潛熱留在氣塊中來(lái)加熱氣團(tuán)，這種過(guò)程稱(chēng)為假絕熱過(guò)程。當(dāng)氣塊中含有的水汽全部凝結(jié)降落時(shí)，所釋放的潛熱就使原氣塊的位溫提高到了極限，這個(gè)數(shù)值稱(chēng)為假相當(dāng)位溫。 同一時(shí)間對(duì)同一團(tuán)空氣而言，溫度的變化常常是兩種原因共同作用的結(jié)果。 一是當(dāng)空氣團(tuán)停留在某地或在地面附近作水平運(yùn)動(dòng)時(shí)，P變化小，氣溫的非絕熱變化是主要的。 二是當(dāng)空氣團(tuán)作升降運(yùn)動(dòng)時(shí)，P變化快，氣溫的絕熱變化是主要的。 何者為先，需要具體對(duì)待。 三、空氣溫度的個(gè)別變化和局地變化 1、概念：?jiǎn)挝粫r(shí)間內(nèi)個(gè)別空氣質(zhì)點(diǎn)溫度的變化dT/dt 稱(chēng)作空氣溫度的個(gè)別變化個(gè)別變化，即空氣塊在運(yùn)行中隨時(shí)間的絕熱變化和非絕熱變化。 某一固定地點(diǎn)空氣溫度隨時(shí)間

29、的變化稱(chēng)作空氣溫度的局地變化局地變化，即氣象站在不同時(shí)間觀測(cè)的，或是自記儀器所記錄的溫度變化。 平流變化：由于空氣的移動(dòng)所造成的某地溫度的變化稱(chēng)為溫度的平流變化。 冷空氣向暖空氣方向流動(dòng)，稱(chēng) 為冷平流。冷平流使氣溫降低，如冷空氣南下（偏北風(fēng)）即為冷平流。 暖空氣向冷空氣方向流動(dòng)，稱(chēng)為暖平流。暖平流使氣溫升高，如低緯度暖空氣北上（偏南風(fēng)）即為暖平流。 冷平流和暖平流統(tǒng)稱(chēng)為溫度平流。2、它們之間的關(guān)系如：預(yù)報(bào)北京的溫度蒙古國(guó) 高空：西北氣流 近地層：-20C北京：近地層：0 C要考慮兩方面的作用：1、據(jù)空氣的移動(dòng)，預(yù)計(jì)36小時(shí)后，蒙古冷空氣將移到北京；北京應(yīng)下降20 C.平流變化2、冷空氣移動(dòng)過(guò)程

30、中本身溫度的變化。個(gè)別變化。冷空氣南下時(shí)吸收下墊面的熱量。據(jù)估計(jì)，將升高10 C.所以，北京36小時(shí)后，降溫10 C局地變化=平流變化+個(gè)別變化3、影響溫度局地變化的因子。 （1）空氣平流運(yùn)動(dòng)傳熱過(guò)程引起的局地氣溫變化，取決于風(fēng)向與水平溫度梯度的夾角。 （2）空氣垂直運(yùn)動(dòng)傳熱過(guò)程引起的局地氣溫變化，出現(xiàn)上升時(shí)，溫度降低，出現(xiàn)下沉?xí)r，溫度升高。 （3）熱量流入的影響有輻射、湍流交換、水汽相變等，熱量收入使溫度升高，熱量支出使溫度降低。四、大氣靜力穩(wěn)定度 空氣在上升過(guò)程中的絕熱變化是大氣中降溫最快的過(guò)程； 上升過(guò)程中的絕熱變化會(huì)導(dǎo)致水汽的凝結(jié)，這是大氣中云、霧、雨、雪形成的最重要的原因； 因此，判

31、斷大氣中是否會(huì)產(chǎn)生云霧，主要就是看大氣中是否會(huì)產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)； 判斷空氣是否會(huì)產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)，就要看空氣在鉛直方向上位置穩(wěn)定的程度，即大氣穩(wěn)定度。1、大氣穩(wěn)定度的概念 大氣穩(wěn)定度是指氣塊受任意方向擾動(dòng)后，返回或遠(yuǎn)離原平衡位置的趨勢(shì)和程度。 它表示在大氣層中的個(gè)別空氣塊是否安于原在的層次，是否易于發(fā)生垂直運(yùn)動(dòng)，即是否易于發(fā)生對(duì)流。假如有一團(tuán)空氣受到對(duì)流沖擊力的作用，產(chǎn)生了向上或向下的運(yùn)動(dòng)，那末就可能出現(xiàn)三種情況：（1） 空氣團(tuán)受對(duì)流沖擊的作用后，產(chǎn)生三種現(xiàn)象。C）中性氣層： 如氣團(tuán)被 推到某一 高度后， 既不加速也 不減 速。起始位位置B）空氣團(tuán)穩(wěn)定：周?chē)髿庥惺顾祷卦瓉?lái)位置的趨勢(shì)。A）空氣團(tuán)不穩(wěn)

32、定：周?chē)髿馐顾舆h(yuǎn)離原來(lái)位置起始位置(2)判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法(2)判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法 綜合干空氣和未飽和濕空氣的判定方法，可歸納如下： r m 絕對(duì)穩(wěn)定 m d 絕對(duì)不穩(wěn)定。 以上判定方法可用如下的數(shù)軸表示：絕對(duì)穩(wěn)定條件性不穩(wěn)定干穩(wěn)濕中性干中性濕不穩(wěn)md 絕對(duì)不穩(wěn)定(3)、不穩(wěn)定能量的概念 不穩(wěn)定能量就是氣層中可使單位質(zhì)量空氣塊離開(kāi)初始位置后作加速運(yùn)動(dòng)的能量。 氣層能提供給氣塊的不穩(wěn)定能可分為下述三種情況：大氣穩(wěn)定度對(duì)大氣污染的影響大氣穩(wěn)定度對(duì)大氣污染的影響 大氣穩(wěn)定度對(duì)煙流擴(kuò)散有很大的影響，不同穩(wěn)定度導(dǎo)致從煙囪排出的煙羽形狀不同。下面是與穩(wěn)定度有關(guān)的五種典型煙流： 平展型 漫

33、煙型 波浪型 熏煙型 扇型 錐型 爬升型 屋脊型 T Z Z Z T T d - d 0 0 d - d -1 穩(wěn) 定 晴 夜 、早 晨 下 部 不 穩(wěn) 定 ，上 部 穩(wěn) 定 早8 -1 0時(shí) ， 時(shí) 間 短 ，危 害 重 不 穩(wěn) 定 Z Z T T - d 0 中 性 穩(wěn) 定 強(qiáng) 風(fēng) 、 陽(yáng) 光 下 部 穩(wěn) 定 ， 上 部不 穩(wěn) 定 ， 污 染 小 第四節(jié)第四節(jié) 大氣溫度隨時(shí)間的變化大氣溫度隨時(shí)間的變化 “午熱晨涼、冬寒夏暑”，是地球自轉(zhuǎn)與公轉(zhuǎn)造成的自然現(xiàn)象，形成氣溫日變化與年變化規(guī)律。 一、氣溫的周期性變化（與太陽(yáng)輻射和地面、大氣長(zhǎng)波輻射為主要影響因素的變化） 氣溫的周期性變化類(lèi)似于正弦函

34、數(shù)的變化，因此可用與正弦函數(shù)類(lèi)似的幾個(gè)特征量來(lái)表示其變化規(guī)律。1、氣溫的日變化 大氣邊界層的溫度主要受地表增熱與冷卻作用的影響而發(fā)生變化。大氣主要因吸收地面長(zhǎng)波輻射而增溫，地面輻射又取決于地表面吸收 的太陽(yáng)輻射量。太陽(yáng)輻射有日變化，氣溫也相應(yīng)呈現(xiàn)日變化特征，正午太陽(yáng)高度角最大時(shí)太陽(yáng)輻射最強(qiáng)，但地面儲(chǔ)存地?zé)崃總鹘o大氣需要一個(gè)過(guò)程，所以氣溫最高值不出現(xiàn)在正午，而是在14時(shí)前后。 概念 一天內(nèi)的氣溫變化。 氣溫日較差一天中氣溫最高值與最低值之差，反映氣溫日變化程度。氣溫日較差大小與緯度、季節(jié)和其它自然地理?xiàng)l件有關(guān)。 隨緯度的變化：隨緯度的變化：副熱帶的氣溫日較差最大，向兩極減小，熱帶日較差12溫帶8

35、9極圈34。日較差隨緯度減小。 隨季節(jié)的變化：隨季節(jié)的變化：氣溫日較差夏季冬季，初夏夏至，因?yàn)橄闹習(xí)r夜晚時(shí)間短，地表面來(lái)不及劇烈降溫，最低溫度不夠低。 其它其它：盆地和谷地（空氣不流動(dòng)）平原，陸地海洋，沙漠大，潮濕地區(qū)小，陰天（白低夜高）晴天（白高夜低）。 2、氣溫的年變化 概念 一年內(nèi)的氣溫變動(dòng)。 特點(diǎn)：特點(diǎn)： 回歸線以外的地區(qū)為單波型：最高為7月,最低為1月,海上落后一個(gè)月； 回歸線之間赤道附近地區(qū)為雙波型：最高為4、10月，最低為7，1月。 原因：太陽(yáng)直射點(diǎn)的季節(jié)變化，在赤道附近地區(qū)，一年有兩次太陽(yáng)直射。 氣溫年較差一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差與緯度、海陸分布因素有關(guān)。 （1）赤

36、道型：一年中有兩個(gè)最高值，分別出現(xiàn)在）赤道型：一年中有兩個(gè)最高值，分別出現(xiàn)在春分、秋分，兩個(gè)最低值冬至和夏至后，因太陽(yáng)輻春分、秋分，兩個(gè)最低值冬至和夏至后，因太陽(yáng)輻射能收入量變化小，年較差海洋射能收入量變化小，年較差海洋1，陸地，陸地510。 （2）熱帶型：一年中又一個(gè)最高值和一個(gè)最低值，）熱帶型：一年中又一個(gè)最高值和一個(gè)最低值，夏至年較差高，冬至低，年較差值不大，海洋夏至年較差高，冬至低，年較差值不大，海洋5，陸地陸地20。 （3）溫帶型：一個(gè)最高值出現(xiàn)在夏至后的）溫帶型：一個(gè)最高值出現(xiàn)在夏至后的7月，最月，最低值出現(xiàn)在冬至后的低值出現(xiàn)在冬至后的1月。年較差較大，隨著緯度月。年較差較大，隨著

37、緯度的增加而增大，海洋的增加而增大，海洋1015，陸地，陸地4050，最大最大60。海洋上出現(xiàn)的時(shí)間比大陸上延后。海洋上出現(xiàn)的時(shí)間比大陸上延后。 （4）極地型：一年中也是一次最高值和一次最低）極地型：一年中也是一次最高值和一次最低值，冬長(zhǎng)而冷，夏暖而短，年較差很大，高緯度地值，冬長(zhǎng)而冷，夏暖而短，年較差很大，高緯度地區(qū)，在一天內(nèi)太陽(yáng)高度角的變化比低緯度地區(qū)小，區(qū)，在一天內(nèi)太陽(yáng)高度角的變化比低緯度地區(qū)小，因而太陽(yáng)輻射強(qiáng)度的日變化比低緯度地區(qū)小，而太因而太陽(yáng)輻射強(qiáng)度的日變化比低緯度地區(qū)小，而太陽(yáng)輻射的年變化在高緯度地區(qū)比低緯度地區(qū)大。陽(yáng)輻射的年變化在高緯度地區(qū)比低緯度地區(qū)大。二、氣溫的非周期性變化 氣溫的變化還時(shí)刻受著大氣運(yùn)動(dòng)的影響。主要是一些災(zāi)害性天氣。變化原因：變化原因： 天氣突變 大規(guī)模冷暖空氣的活動(dòng)第五節(jié) 大氣溫度的空間分布 一、氣溫的水平分布 氣溫在水平方向上的分布狀況一般用等