大氣的熱能和溫度

第一節太陽輻射

第一節太陽輻射

地球大氣中的一切物理過程都伴隨著能量的轉換，而輻射能，尤其是太陽輻射能是地球大氣最重要的能量來源。一年中整個地球可以由太陽獲得5.44×1024J的輻射能量。地球和大氣的其它能量來源同來自太陽的輻射能相比是極其微小的。比如來自宇宙中其它星體的輻射能僅是來自太陽輻射能的億分之一。從地球內部傳遞到地面上的能量也僅是來自太陽輻射能的萬分之一。一、輻射的基本知識

（一）輻射與輻射能

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為輻射。通過輻射傳播的能量稱為輻射能，也簡稱為輻射。輻射是能量傳播方式之一，也是太陽能傳輸到地球的唯一途徑。

輻射能是通過電磁波的方式傳輸的。電磁波的波長范圍很廣，從波長10-10μm的宇宙射線，到波長達幾千米的無線電波。肉眼看得見的是從0.4—0.76μm的波長，這部分稱為可見

光。可見光經三棱鏡分光后，成為一條由紅、橙、黃、綠、青、藍、紫等各種顏色組成的光帶，其中紅光波長最長，紫光波長最短。其它各色光的波長則依次介于其間。波長長于紅色光波的，有紅外線和無線電波；波長短于紫色光波的，有紫外線、X射線、γ射線等，這些射線雖然不能為肉眼看見，但是用儀器可以測量出來（圖2·1）。氣象學著重研究的是太陽、地球和大氣的熱輻射。它們的波長范圍大約在0.15—120μm之間。在氣象學中，通常以焦耳（J）作為輻射能的單位。單位時間內通過單位面積的輻射能量稱輻射通量密度（E），單位是W/m2。

輻射通量密度沒有限定輻射方向，輻射接受面可以垂直于射線或與之成某一角度。如果指的是投射來的輻射，則稱入射輻射通量密度；如果指的是自物體表面射出的輻射，則稱放射輻射通量密度。其數值的大小反映物體放射能力的強弱，故稱之為輻射能力或放射能力。單位時間內，通過垂直于選定方向上的單位

面積（對球面坐標系，即單位立體角）的輻射能，稱為輻射強度（I）。其單位是W/m2或W/sr。輻射強度與輻射通量密度有密切關系，在平行光輻射的特殊情況下，輻射強度與輻射通量密度的關系為

I=E/cosθ

（2·1）式中θ為輻射體表面的法線方向與選定方向間的夾角。

（二）輻射光譜

為準確描述輻射能的性質，需要引入一個能

確定輻射能按波長分布的函數，以便進一步確定物體的輻射特性。

設一物體的輻射出射度為F（W/m2），在波長λ至λ+dλ間的輻射能為dF，則

式中Fλ是單位波長間隔內的輻射出射度，Fλ是波長的函數，稱為分光輻射出射度，或單色輻射通量密度。因Fλ是隨波長而變的函數，所以又稱為輻射能隨波長的分布函數。它不僅取決于物體的性質，而且還取決于物體所處的狀態。Fλ隨波長λ的變化可以用圖形來

表示，如圖2·2所示。圖中Fλ隨λ的變化曲線稱為輻射光譜曲線。

全波長總的輻射能力在圖中為光譜曲線與橫坐標所包圍的面積。

（三）物體對輻射的吸收、反射和透射

不論何種物體，在它向外放出輻射的同時，必然會接受到周圍物體向它投射過來的輻射，

但投射到物體上的輻射并不能全部被吸收，其中一部分被反射，一部分可能透過物體（圖2·3）。設投射到物體上的總輻射能為Qo，被吸收的為Qa，被反射的為Qr，透過的為Qd。根據能量守恒原理

Qa+Qr+Qd=Qo

將上式等號兩邊除以Qo，得

式中左邊第一項為物體吸收的輻射與投射于其上的輻射之比，稱為吸收率（a）；第二項為物體反射的輻射與投射于其上的輻射之比，稱為反射率（r）；第三項為透過物體的

輻射與投射于其上的輻射之比，稱為透射率（d），則

a+r+d=1（不考慮散射）

a、r、d都是0—1之間變化的無量綱量，分別表示物體對輻射吸收、反射和透射的能力。物體的吸收率、反射率和透射率大小隨著輻射的波長和物體的性質而改變。例如，干潔空氣對紅外線是近似透明的，而水汽對紅外線卻能強烈地吸收；雪面對太陽輻射的反射率很大，但對地面和大氣的輻射則幾乎能全部吸收。

（四）有關輻射的基本定律

1.基爾荷夫（Kirchhoff）定律

設有一真空恒溫器（T），放出黑體輻射IλTb。在其中用絕熱線懸掛一個非黑體物體，它的溫度與容器溫度一樣亦為T，它的輻射強度為IλT，吸收率為KλT。這樣非黑體和器壁之間將要達到輻射平衡。器壁放射的輻射能、非黑體放射的輻射能和未被吸收的非黑體反射輻射能，三者達到平衡，則

IλTb-（1-KλT）IλTb-IλT=0

（2·5）除以IλTb，得

（2·6）

從放射率的定義得

所以

KλT=eλT

（2·8）

（2·8）式是基耳荷夫定律的基本形式，它表明：①在一定波長、一定溫度下，一個物體的吸收率等于該物體同溫度、同波長的放射率。

即對不同物體，輻射能力強的物質，其吸收能力也強。輻射能力弱的物質，其吸收能力也弱。黑體吸收能力最強，所以它也是最好的放射體。②下標λ表示在一定溫度（T）下，不同波長的Kλ、eλ及Iλ的數值不同。即同一物體在溫度T時它放射某一波長的輻射。那末，在同一溫度下也吸收這一波長的輻射。（2·6）式還可寫成

這表明某溫度、某波長的一個物體的輻射強度與其吸收率之比值等于同溫度、同波長時

的黑體輻射強度。在同溫度條件下，這條規律適用各種波長的輻射體，因此基爾荷夫定律又可寫成

上面討論表明，在輻射平衡條件下，一物體在某波長λ的輻射強度和對該波長的吸收率之比值與物體的性質無關，對所有物體來講，這一比值只是某波長λ和溫度T的函數。從（2·6）式得

IλT=KλT·IλTb

（2·11）

上式表明，基爾荷夫定律把一般物體的輻射、吸收與黑體輻射聯系起來，從而有可能通過對黑體輻射的研究來了解一般物體的輻射，這就極大簡化了一般輻射的問題。基爾荷夫定律適用于處于輻射平衡的任何物體。對流層和平流層大氣以及地球表面都可認為是處于輻射平衡狀態，因而可直接應用這一定律。

2.斯蒂芬（Stefan）-玻耳茲曼（Boltzman）定律

由實驗得知，物體的放射能力是隨溫度、波長而改變的。圖2·4是根據實測數據繪出的溫度為300K、250K和200K時黑體的放射能力隨

波長的變化。由圖2·4可見，隨著溫度的升高，黑體對各波長的放射能力都相應地增強。因而物體放射的總能量（即曲線與橫坐標之間包圍的面積）也會顯著增大。根據研究，黑體的總放射能力與它本身的絕對溫度的四次方成正比，即

ETb=σT

（2·12）

上式稱斯蒂芬-波耳茲曼定律。式中σ=5.67×10W/（m2·K）為斯蒂芬-波耳茲曼常數。

根據（2·12）式可以計算黑體在溫度T時的輻射強度，也可以由黑體的輻射強度求得其表面溫度。

3.維恩（Wein）位移定律

由圖2·4還可看出，黑體單色輻射極大值所對應的波長（λm）是隨溫度的升高而逐漸向波長較短的方向移動的。根據研究，黑體單色

輻射強度極大值所對應的波長與其絕對溫度成反比，即

λmT=C

（2·13）上式稱維恩位移定律。如果波長以微米為單位，則常數C=2896μm·K。于是（2·13）式為

λmT=2896μm·K

（2·14）

上式表明，物體的溫度愈高，其單色輻射極大值所對應的波長愈短；反之，物體的溫度愈低，其輻射的波長則愈長。

有此三個輻射定律，絕對黑體的輻射規律就容易確定，因為它們把黑體的溫度與其輻射

光譜聯系起來了。即使對非黑體，只要知道它們的溫度和吸收率，利用基爾荷夫定律，它們的輻射能力也可以確定。

二、太陽輻射

（一）太陽輻射光譜和太陽常數

太陽輻射中輻射能按波長的分布，稱為太陽輻射光譜。大氣上界太陽光譜中能量的分布曲線（圖2·5中實線）與T=6000K時，根據黑體輻射公式計算的黑體光譜能量分布曲線（圖2·5中虛線）相比較，非常相似。因此，可以把太陽輻射看作黑體輻射，有關黑體輻射的定律都可應用于太陽輻射。例如利用斯蒂芬-波耳茲曼定律和維恩定律，可以根據太陽輻射強

度計算出太陽表面的溫度；反過來利用天文儀器測得的太陽表面溫度，也可以計算出太陽的輻射強度以及輻射最強的波長。

太陽是一個熾熱的氣體球，其表面溫度約為6000K，內部溫度更高。根據維恩定律可以計算出太陽輻射最強的波長λm為0.475μm。這個波長在可見光范圍內相當于青光部分。因此，太陽輻射主要是可見光線（0.4—0.76μm

），此外也有不可見的紅外線（＞0.76μm）和紫外線（＜O.4μm），但在數量上不如可見光多。在全部輻射能之中，波長在0.15—4μm之間占99％以上，且主要分布在可見光區和紅外區，前者占太陽輻射總能量的50％，后者占43％，紫外區的太陽輻射能很少，只占總能量的7％。

太陽輻射通過星際空間到達地球。就日地平均距離來說，在大氣上界，垂直于太陽光線的1cm2面積內，1min內獲得的太陽輻射能量，稱太陽常數，用I0表示。太陽常數雖經多年觀測研究，由于觀測設備、技術以及理論校正方法的不同，其數值常不一致，變動于1359—1418W/m2之間。1957年國際地球物理年決定采用1380W/m2。近年來，根據標準儀器，在高空氣球、火箭和人造衛星上約25000次以上的探測，得出太陽常數值約為1367（±7）W/m2，這也是1981年世界氣象組織推薦的太陽常數的最佳值。多數文獻上采用

1370W/m2。據研究，太陽常數也有周期性的變化，變化范圍在1％—2％，這可能與太陽黑子的活動周期有關。在太陽黑子最多的年份，紫外線部分某些波長的輻射強度可為太陽黑子最少年份的20倍。

（二）太陽輻射在大氣中的減弱

太陽輻射光通過大氣圈，然后到達地表。由于大氣對太陽輻射有一定的吸收、散射和反射作用，使投射到大氣上界的太陽輻射不能完全到達地面，所以在地球表面所獲得的太陽輻射強度比1370W/m2要小。

圖2·6表明太陽輻射光譜穿過大氣時受到減弱的情況：曲線1是大氣上界太陽輻射光譜；曲線2是臭氧層下的太陽輻射光譜；曲線3是同時考慮到分子散射作用的光譜；曲線4是進一步考慮到粗粒散射作用后的光譜；曲線5是將水汽吸收作用也考慮在內的光譜，它也可近似地看成是地面所觀測到的太陽輻射光譜。對比曲線1和5可以看出太陽輻射光譜穿過大氣后的主要變化有：①總輻射能有明顯地減弱；②輻射能隨波長的分布變得極不規則；③波長短的輻射能減弱得更為顯著。產生這些變化的原因有以下幾方面：

1.大氣對太陽輻射的吸收

太陽輻射穿過大氣層時，大氣中某些成分具有選擇吸收一定波長輻射能的特性。大氣中吸收太陽輻射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質等。太陽輻射被大氣吸收后變成了熱能，因而使太陽輻射減弱。

水汽雖然在可見光區和紅外區都有不少吸收帶，但吸收最強的是在紅外區，從0.93—2.85μm之間的幾個吸收帶。最強的太陽輻射能是短波部分，因此水汽從進入大氣中的總輻射能量內吸收的能量并不多。據估計，太陽輻射因水汽的吸收可以減弱4％—15％。所以大

氣因直接吸收太陽輻射而引起的增溫并不顯著。

大氣中的主要氣體是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太陽輻射，在波長小于0.2μm處為一寬吸收帶，吸收能力較強，在0.69和0.76μm附近，各有一個窄吸收帶，吸收能力較弱。臭氧在大氣中含量雖少，但對太陽輻射能量的吸收很強。在0.2—0.3μm為一強吸收帶，使得小于0.29μm的輻射由于臭氧的吸收而不能到達地面。在0.6μm附近又有一寬吸收帶，吸收能力雖然不強，但因位于太陽輻射最強烈的輻射帶里，所以吸收的太陽輻射量相當多。

二氧化碳對太陽輻射的吸收總的說來是比較弱的，僅對紅外區4.3μm附近的輻射吸收較強，但這一區域的太陽輻射很微弱，被吸收后對整個太陽輻射的影響不大。此外，懸浮在大氣中的水滴、塵埃等雜質，也能吸收一部分太陽輻射，但其量甚微。只有當大氣中塵埃等雜質很多（如有沙暴、煙幕或浮塵）時，吸收才比較顯著。

由以上分析可知，大氣對太陽輻射的吸收具有選擇性，因而使穿過大氣后的太陽輻射光譜變得極不規則。由于大氣中主要吸收物質（臭氧和水汽）對太陽輻射的吸收帶都位于太

陽輻射光譜兩端能量較小的區域，因而對太陽輻射的減弱作用不大。也就是說，大氣直接吸收的太陽輻射并不多，特別是對于對流層大氣來說，太陽輻射不是主要的直接熱源。

2.大氣對太陽輻射的散射：

太陽輻射通過大氣，遇到空氣分子、塵粒、云滴等質點時，都要發生散射。但散射并不像吸收那樣把輻射轉變為熱能，而只是改變輻射的方向，使太陽輻射以質點為中心向四面八方傳播（圖2·7）。因而經過散射，一部分太陽輻射就到不了地面。如果太陽輻射遇到直徑比波長小的空氣分子，則輻射的波長愈短，散射得

愈強。其散射能力與波長的對比關系是：對于一定大小的分子來說，散射能力與波長的四次方成反比，這種散射是有選擇性的，稱為分子散射，也叫蕾利散射（圖2·7a）。例如，波長為0.7μm時的散射能力為1，那末波長為0.3μm時的散射能力就為30。因此，在太陽輻射通過大氣時，由于空氣分子散射的結果，波長較短的光被散射得較多。雨后天晴，天空呈青藍色，就是因為太陽輻射中青藍色波長較短，容易被大氣散射的緣故。分子散射還有一個特點是質點散射對于其光學特性來說是對稱的球形（圖2·7a），在光線射入的方向（=0°）

及在相反的方向（=180°）上散射是比垂直于射入光線方向上（=90°及=270°）的散射量大1倍。圖2·7a中由極點到外圍曲線的向徑長度以假定的比例，表示此方向上所散射的總能量。

如果太陽輻射遇到粗粒，粗粒散射就失去對稱的形式，而于射入光方向伸長。圖2·7b是粗粒（水滴）散射的一種常見形式。在此種粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，是分別超過了在射入光線的相反方向上及其垂直方向上能量之2.37及2.85倍。散射質點愈大，這種偏對稱的程度更加增大。如果太陽輻射遇到的直徑比波長大一些的質點，輻射雖然也要被散射，但這種散射是沒有選擇性的，即輻射的各種波長都同樣地被散射。這種散射稱粗粒散射，也稱米散射（圖2·7b）。例如當空氣中存在較多的塵埃或霧粒，一定范圍的長短波都被

同樣的散射，使天空呈灰白色。這一結論，在圖2·6的曲線3和曲線4中表現得很清楚。

3.大氣的云層和塵埃對太陽輻射的反射大氣中云層和較大顆粒的塵埃能將太陽輻射中一部分能量反射到宇宙空間去。其中云的反射作用最為顯著，太陽輻射遇到云時被反射一部分或大部分。反射對各種波長沒有選擇性，所以反射光呈白色。云的反射能力隨云狀和云的厚度而不同，高云反射率約25％，中云為50％，低云為65％，稀薄的云層也可反射10％—20％。隨著云層增厚反射增強，厚云層反射可達90％，一般情況下云的平均反射率為

50％—55％。上述三種方式中，反射作用最重要，尤其是云層對太陽輻射的反射最為明顯，另外還包括大氣散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到達地面的散射輻射；吸收作用相對最小。以全球平均而言，太陽輻射約有30％被散射和漫射回宇宙，稱之為行星反射率，20％被大氣和云層直接吸收，50％到達地面被吸收。

（三）到達地面的太陽輻射

到達地面的太陽輻射有兩部分：一是太陽以平行光線的形式直接投射到地面上的，稱為太陽直接輻射；一是經過散射后自天空投射到

地面的，稱為散射輻射，兩者之和稱為總輻射。

1.直接輻射

太陽直接輻射的強弱和許多因子有關，其中最主要的有兩個，即太陽高度角和大氣透明度。太陽高度角不同時，地表面單位面積上所獲得的太陽輻射也就不同。這有兩方面的原因：（1）太陽高度角愈小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大（圖2·8a），因而地表單位面積上所獲得的太陽輻射就愈小。（圖2·8b）設有一水平地段AB，其面積為S′，太陽光線以h高度角傾斜地照射到它上面，在單位面積上每分鐘所受到的太陽輻射能為I′。引一垂直于

太陽光的平面AC，其面積為S，在此垂直受射面上的太陽輻射強度為I，則到達水平面AB與垂直受射面AC上的輻射量，將分別等于I′·S′和I·S，顯然這兩個輻射量是相等的，即

I′·S′=I·S

則：

I′=Isinh

······（2·15）

（2）太陽高度角愈小，太陽輻射穿過的大氣層愈厚，如圖2·9所示。當太陽高度角最大時，通過大氣層的射程為AO；當太陽高度角變小，光線沿CO方向斜射，通過大氣的射程為CO。顯然，大氣厚度CO＞AO，因此太陽輻射被減弱也較多，到達地面的直接輻射就較少。

在地面為標準氣壓（1013hPa）時，太陽光垂直投射到地面所經路程中，單位截面積的空氣柱的質量，稱為一個大氣質量。在不同的太陽高度下，陽光穿過的大氣質量數也不同。不同太陽高度時的大氣質量數如表2·1所示。從表中可以看出，大氣質量數隨高度減小而增大，尤其是當太陽高度較小時，大氣質量數的變化加大。

在相同的大氣質量下，到達地面的太陽輻射也不完全一樣，因為還受大氣透明度的影響。大氣透明度的特征用透明系數（p）表示，它是指透過一個大氣質量的輻射強度與進入該大氣的輻射強度之比。即當太陽位于天頂處，在大氣上界太陽輻射通量為I0，而到達地面后為I，則

p值表明輻射通過大氣后的削弱程度。實際上，不同波長的削弱也不相同，p僅表征對各種波長的平均削弱情況，例如p=0.80，表示

平均削弱了20％。

大氣透明系數決定于大氣中所含水汽、水汽凝結物和塵粒雜質的多少，這些物質愈多，大氣透明程度愈差，透明系數愈小。因而太陽輻射受到的減弱愈強，到達地面的太陽輻射也就相應地減少。太陽輻射透過大氣層后的減弱與大氣透明系數和通過大氣質量之間的關系，可用布格（Bouguer）公式表示

I=I0P

（2·17）

式中，I為到達地面的太陽輻射強度；I0為

太陽常數；p為空氣透明系數；m為大氣質量數。

從上式可以看出，如果大氣透明系數一定，大氣質量數以等差級數增加，則透過大氣層到達地面的太陽輻射，以等比級數減小。直接輻射有顯著的年變化、日變化和隨緯度的變化。這種變化主要由太陽高度角決定。在一天當中，日出、日沒時太陽高度最小，直接輻射最弱；中午太陽高度角最大，直接輻射最強。同樣道理，在一年當中，直接輻射在夏季最強，冬季最弱（圖2·10）。以緯度而言，低緯度地區一年各季太陽高度角都很大，地表面得到的直接輻射較中、高緯度地區大得多。

2.散射輻射

散射輻射的強弱也與太陽高度角及大氣透明度有關。太陽高度角增大時，到達近地面層的直接輻射增強，散射輻射也就相應地增強；

相反，太陽高度角減小時，散射輻射也弱。大氣透明度不好時，參與散射作用的質點增多，散射輻射增強；反之，減弱。云也能強烈地增大散射輻射。圖2·11是在我國重慶觀測到的晴天和陰天的散射輻射值。由圖可見，陰天的散射輻射比晴天的大得多。

同直接輻射類似，散射輻射的變化也主要決定于太陽高度角的變化。一日內正午前后最強，一年內夏季最強。

3.總輻射

在分析了直接輻射和散射輻射后，就較容

易理解總輻射的變化情況。日出以前，地面上總輻射的收入不多，其中只有散射輻射；日出以后，隨著太陽高度的升高，太陽直接輻射和散射輻射逐漸增加。但前者增加得較快，即散射輻射在總輻射中所占的成分逐漸減小；當太陽高度升到約等于8°時，直接輻射與散射輻射相等；當太陽高度為50°時，散射輻射值僅相當總輻射的10％—20％；到中午時太陽直接輻射與散射輻射強度均達到最大值；中午以后二者又按相反的次序變化。云的影響可以使這種變化規律受到破壞。例如，中午云量突然增多時，總輻射的最大值可能提前或推后，這是

因為直接輻射是組成總輻射的主要部分，有云時直接輻射的減弱比散射輻射的增強要多的緣故。在一年中總輻射強度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。

總輻射隨緯度的分布一般是，緯度愈低，總輻射愈大。反之就愈小。表2·2是根據計算得到的北半球年總輻射緯度分布的情況，其中可能總輻射是考慮了受大氣減弱之后到達地面的太陽輻射；有效總輻射是考慮了大氣和云的減弱之后到達地面的太陽輻射。由于赤道附近云多，太陽輻射減弱得也多，因此有效輻射的最大值并不在赤道，而在20°N。

據研究，我國年輻射總量最高地區在西藏，為212.3—252.1W/m2。青海、新疆和黃河流域次之，為159.2—212.3W/m2。而長江流域與大部分華南地區則反而減少，為119.4—159.2W/m2。這是因為西北、華北地區晴朗干燥的天氣較多，總輻射也較大。長江中、下游云量多，總輻射較小，西藏海拔高度大，總輻射量也大。

（四）地面對太陽輻射的反射投射到地面的太陽輻射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。地表對太陽輻射的反射率，決定于地表面的性質和狀態。陸地表面對太陽輻射的反射率約為10％—30％。其中深色土比淺色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮濕土比干燥土反射能力小。雪面的反射率很大，約為60％，潔白的雪面甚至可達90％（表2·3）。水面的反射率隨水的平靜程度和太陽高度角的大小而變。當太陽高度角超過60°時，平靜水面的反射率為2％，高度角30°時為6％，10°時為35％，5°時為58％，2°時為79.8％，1°時為89.2％。對于

波浪起伏的水面來說，其平均反射率為10％。因此，總的說來水面比陸面反射率稍小一些。

由此可見，即使總輻射的強度一樣，不同性質的地表真正得到的太陽輻射，仍有很大差異，這也是導致地表溫度分布不均勻的重要原

因之一。

第二節地面和大氣的輻射

太陽輻射雖然是地球上的主要能源，但因為大氣本身對太陽輻射直接吸收很少，而水、陸、植被等地球表面（又稱下墊面）卻能大量吸收太陽輻射，并經轉化供給大氣，從這個意義來說，下墊面是大氣的直接熱源。

一、地面、大氣的輻射和地面有效輻射

㈠地面和大氣輻射的表示

地面和大氣都按其本身的溫度向外放出輻射能。由于它們不是絕對黑體，運用斯蒂芬-波耳茲曼定律，可寫成如下形式

Eg

=δρT(2.18)Ea=δ′ρT(2.19)

式中Eg和Ea分別表示地面和大氣的輻射能力，T表示地面和大氣的溫度，δ和δ′分別稱地面和大氣的相對輻射率，又稱比輻射率。其大小為地面或大氣的輻射能力與同一溫度下黑體輻射能力的比值，在數值上等于吸收率。如地面溫度為15℃，以δ=0.9，則可算得

Eg=0.9×5.67×10×(288)=346.7W/㎡

同樣，當地面溫度為15℃，根據維恩定律可算得

λm=C/T=2896/288≈10μm

即該溫度下地面最強的輻射能位于波長10μm左右的光譜范圍內。地面平均溫度約為300K，對流層大氣的平均溫度約為250K，故其熱輻射95％以上的能量集中在3—120μm的波長范圍內（屬于肉眼不能直接看見的紅外輻射）。其輻射能最大段波長在10—15μm范圍內，所以我們把地面和大氣的輻射稱為長波輻射。

㈡地面和大氣長波輻射的特點

⒈大氣對長波輻射的吸收

大氣對長波輻射的吸收非常強烈，吸收作用不僅與吸收物質及其分布有關，而且還與大氣的溫度、壓強等有關。大氣中對長波輻射的吸收起重要作用的成分有水汽、液態水、二氧化碳和臭氧等。它們對長波輻射的吸收同樣句用選擇性。水汽對長波輻射的吸收最為顯著，除8—12μm波段的輻射外，其它波段都能吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最強。液態水對長波輻射的吸收性質與水汽相仿，只是作用更強一些，厚度大的云層表面可當作黑體表面。

二氧化碳有兩個吸收帶，中心分別位于4.3μm和14.7μm。第一個吸收帶位于溫度為200—300K絕對黑體的放射能量曲線的末端，其作用不大，第二個吸收帶從12.9—17.1μm，比較重要。

⒉大氣中長波輻射的特點

長波輻射在大氣中的傳輸過程與太陽輻射的傳輸有很大不同。第一，太陽輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進入大氣的，而地面和大氣輻射是漫射輻射。第二，太陽輻射在大氣中傳播時，僅考慮大氣對太陽輻射的削弱作用，而未考慮大氣本身的輻射影響。這是因

為大氣的溫度較低，所產生的短波輻射是極其微弱的。但考慮長波輻射在大氣中的傳播時，不僅要考慮大氣對長波輻射的吸收，而且還要考慮大氣本身的長波輻射。第三，長波輻射在大氣中傳播時，可以不考慮散射作用。這是由于大氣中氣體分子和塵粒的尺度比長波輻射的波長要小得多，散射作用非常微弱。

㈢大氣逆輻射和地面有效輻射

⒈大氣逆輻射和大氣保溫效應

大氣輻射指向地面的部分稱為大氣逆輻射。大氣逆輻射使地面因放射輻射而損耗的能量得到一定的補償，由此可看出大氣對地面有一種

保暖作用，這種作用稱為大氣的保暖效應。據計算，如果沒有大氣，近地面的平均溫度應為—23℃，但實際上近地面的均溫是15℃，也就是說大氣的存在使近地面的溫度提高了38℃。

⒉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(δEa)之差，稱為地面有效輻射。以F0表示，則

F0=

Eg

—δEa（2.20）

通常情況下，地面溫度高于大氣溫度，地面有效輻射為正值。這意味著通過長波輻射的

放射和吸收，地表面經常失去熱量。只有在近地層有很強的逆溫及空氣溫度很大的情況下，有效輻射才可能為負值，這時地面才能通過長波輻射的交換而獲得熱量。影響有效輻射的主要因子有：地面溫度，空氣溫度，空氣濕度和云況。一般情況下，在濕熱的天氣條件下，有效輻射比干冷時小，有云覆蓋時比晴朗天空條件下有效輻射小；空氣混濁度大時比空氣干潔時有效輻射小；在夜間風大時有效輻射小；海拔高度高的地方有效輻射小，當近地層氣溫隨高度顯著降低時，有效輻射大；有逆溫時有效輻射小，甚至可出現負

值。此外，有效輻射還與地表面的性質有關，平滑地表面的有效輻射比粗糙地表面有效輻射小；有植物覆蓋時的有效輻射比裸地的有效輻射小。有效輻射具有明顯的日變化和年變化。其日變化具有與溫度日變化相似的特征。在白天，由于低層大氣中垂直溫度梯度增大，所以有效輻射值也增大，中午12—14時達最大；而在夜間由于地面輻射冷卻的緣故，有效輻射值也逐漸減小，在清晨達到最小。當天空有云時，可以破壞有效輻射的日變化規律。有效輻射的年變化也與氣溫的年變化相似，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在盛夏。我國秦嶺、

淮河以南地區有效輻射秋季最大，春季最小；華北、東北等地區有效輻射則春季最大，夏季最小，這是由于水汽和云況的影響。

二、地面及地-氣系統的輻射差額

地面和大氣因輻射進行熱量的交換，其能量的收支狀況，是由短波和長波輻收支作用的總和來決定的。我們把物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱為凈輻射或輻射差額。即輻射差額=收入輻射-支出輻射

在沒有其它方式進行熱交換時，輻射差額

決定物體的升溫或降溫。輻射差額不為零，表明物體收支的輻射能不平衡，會有升溫或降溫產生。輻射差額為零時，物體的溫度保持不變。

（一）地面的輻射差額地面由于吸收太陽總輻射和大氣逆輻射而獲得能量，同時又以其本身的溫度不斷向外放出輻射而失去能量。某段時間內單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射之差值，稱為地面的輻射差額。若以Rg表示單位水平面積、單位時間的輻射差額，則得

Rg=（Q+q）（1-a）-

F0

（2·21）

式中（Q+q）是到達地面的太陽總輻射，即太陽直接輻射和散射輻射之和；a為地面對總輻射的反射率；F0為地面的有效輻射。

顯然，地面輻射能量的收支，決定于地面的輻射差額。當Rg＞0時，即地面所吸收的太陽總輻射大于地面的有效輻射，地面將有熱量的積累；當Rg＜0時，則地面因輻射而有熱量的虧損。影響地面輻射差額的因子很多，除考慮到影響總輻射和有效輻射的因子外，還應考慮地面反射率的影響。反射率是由不同的地面性質決定的，所以不同的地理環境、不同的氣候條件下，地面輻射差額值有顯著的差異。

地面輻射差額具有日變化和年變化。一般夜間為負，白天為正，由負值轉到正值的時刻一般在日出后1h，由正值轉到負值的時刻一般在日落前1—1.5h。在一年中，一般夏季輻射差額為正，冬季為負值，最大值出現在較暖的月份，最小值出現在較冷的月份。圖2·13表示無云情況下，輻射差額各分量的日變化。其中地面輻射和有效輻射曲線對正午來說是不對稱的，其絕對最大值發生在12時以后，這是由于地表最高溫度出現在13時左右造成的，因而也導致輻射差額曲線對正午的不對稱。圖2·14是上海7月份晴天輻射差額日變化的情況。圖2·15給出了我國不同地區輻射差額年變化的情況。由圖2·15可以看出，贛州代表我國南部地區，

地面輻射差額月最大值出現在7月，而北部地區以北京為例，沙漠地區以敦煌為例，地面輻射差額月最大值都出現在6月。地面輻射差額的最小值出現在12月。

輻射差額的年振幅隨地理緯度的增加而增大。對同一地理緯度來說，陸地的年振幅大于海洋的年振幅。全球各緯度絕大部分地區地面輻射差額的年平均值都是正值，只有在高緯度和某些高山終年積雪區才是負值。就整個地球表面平均來說是收入大于支出的，也就是說地球表面通過輻射方式獲得能量。

（二）大氣的輻射差額大氣的輻射差額可分為整個大氣層的輻射差額和某一層大氣的輻射差額。這也是考慮某氣層降溫率的最重要因子。由于大氣中各層所含吸收物質的成分、含量的不同，以及其本身

溫度的不同，所以輻射差額的差別還是很大的。

若Ra表示整個大氣層的輻射差額，qg表示整個大氣層所吸收的太陽輻射，F0，F∞分別表示地面及大氣上界的有效輻射，則整個大氣層輻射差額的表達式為

Ra=

qa

+

F0-F∞

（2·22）式中F∞總是大于F0的，并qa一般是小于F∞—F0，所以整個大氣層的輻射差額是負值，大氣要維持熱平衡，還要靠地面以其它的方式，例如對流及潛熱釋放等來輸送一部分熱量給大氣。圖2·16描繪了大氣輻射差額隨緯度的分布情況。

（三）地-氣系統的輻射差額如果把地面和大氣看作為一個整體，其輻射能的凈收入為

R5=（Q+q）（1-a）+qa-F∞（2·23）

式中qa和F∞分別為大氣所吸收的太陽輻射和大氣上界的有效輻射。 就個別地區來說，地氣系統的輻射差額既可以為正，也可以為負。但就整個地氣系統來說，這種輻射差額的多年平均應為零。因觀測表明，整個地球和大氣的平均溫度多年來是沒有什么變化的。也就說明了整個地-氣系統所吸收的輻射能量和放射出的輻射能量是相等的，從而使全球達到輻射平衡。

圖2·17描繪了南北半球各緯度輻射收支情況，以及各緯圈行星反射率。由圖可以看出，無論南、北半球，地-氣系統的輻射差額在緯度30°處是一轉折點。北緯35°以南的差額是正值，以北是負值。這樣，會不會造成低緯地區的不斷增溫和高緯地區的不斷降溫。多年的觀測事實表明，不會如此。從長期的平均情況來看，高緯及低緯地區的溫度變化是很微小的。這說明必定有另外一些過程將低緯地區盈余的熱量輸送至高緯地區。這種熱量的輸送主要是由大氣及海水的流動來完成的。（詳見第六章）

第三節大氣的增溫和冷卻

一、海陸的增溫和冷卻的差異大氣的熱能主要來自地面，而地面情況有很大的差別。不同的地面情況對大氣的增溫和冷卻有不同的影響。海洋和陸地、高山和深谷、高原和平原、林地和草地、濕區和干區等對大氣的增溫和冷卻有不同的影響，其中海洋和陸地的差異最大。

首先，在同樣的太陽輻射強度下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能，這是因為陸面對太陽光的反射率大于水面。就平均狀況而論，陸面和水面的反射率之差約為10％—20％。換句話說，同樣條件下的水面吸收

的太陽能比陸面吸收的太陽能多10％—20％。

其次，陸地所吸收的太陽能分布在很薄的地表面上，而海水所吸收的太陽能分布在較厚的水層中。這是因為陸地表面的巖石和土壤對于各種波長的太陽輻射都是不透明的，而水除了對紅色光和紅外線不透明外，對于紫外線和波長較短的可見光是相當透明的。同時，陸地所獲的太陽能主要依靠傳導向地下傳播，而水還有其它更有效的方式，如波浪、洋流和對流作用。這些作用使得水的熱能發生垂直和水平的交換。因此，陸面所得太陽輻射集中于表面一薄層，以致地表急劇增溫，這也就加強了陸

面和大氣之間的顯熱交換；反之，水面所得太陽輻射分布在較厚的一個層次，以致水溫不易增高，也就相對地減弱了水面和大氣之間的顯熱交換。據測陸面所得的太陽輻射傳給大氣的約占半數，而水體所得的太陽輻射傳給空氣的不過0.5％。

此外，海面有充分水源供應，以致蒸發量較大，失熱較多，這也使得水溫不容易升高。而且，空氣因水分蒸發而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸收熱量的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。

最后，巖石和土壤的比熱小于水的比熱。

一般常見的巖石比熱大約是0.8374J/g·K，而水的比熱是4.1868J/g·K。因此對等量熱能的接受，如果使1g水的溫度變化1℃，則使1g巖石的溫度變化大約是5℃。常見巖石（例如花崗巖）的密度約2.5g/cm3。因此，如果等量熱能使一定體積水的溫度發生1℃的變化，那末該熱能可使同體積巖石發生2℃的變化。

由于上述差異，海陸熱力過程的特點是互不相同的。大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大。而海洋上則溫度變化緩慢。如大洋中，年最高及最低氣溫的出現要比大陸延遲一兩個月。

二、空氣的增溫和冷卻

根據分子運動理論，空氣的冷熱程度只是一種現象，它實質上是空氣內能大小的表現。當空氣獲得熱量時，其內能增加，氣溫也就升高；反之，空氣失去熱量時，內能減小，氣溫也就隨之降低。空氣內能變化既可由空氣與外界有熱量交換而引起；也可由外界壓力的變化對空氣作功，使空氣膨脹或壓縮而引起。在前一種情況下，空氣與外界有熱量交換，稱為非絕熱變化；在后一種情況下，空氣與外界沒有熱量交換，稱為絕熱變化。

（一）氣溫的非絕熱變化空氣與外界交換熱量有如下幾種方式，即傳導、輻射、對流、湍流和蒸發凝結（包括升華、凝華）。

1.傳導空氣是依靠分子的熱運動將能量從一個分子傳遞給另一分子，從而達到熱量平衡的傳熱方式。空氣與地面之間，空氣團與空氣團之間，當有溫度差異時，就會以傳導方式交換熱量。但是地面和大氣都是熱的不良導體，所以通過這種方式交換的熱量很少，其作用僅在貼地氣層中較為明顯。因在貼地氣層中，空氣密

度大，單位距離內的溫度差異也較大。

2.輻射

是物體之間依各自溫度以輻射方式交換熱量的傳熱方式。大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增熱，同時，地面也吸收大氣放出的長波輻射，這樣它們之間就通過長波輻射的方式不停地交換著熱量。空氣團之間，也可以通過長波輻射而交換熱量。

3.對流

當暖而輕的空氣上升時，周圍冷而重的空氣便下降來補充（圖2·18），這種升降運動，稱為對流。通過對流，上下層空氣互相混合，熱量也就隨之得到交換，使低層的熱量傳遞到

較高的層次。這是對流層中熱量交換的重要方式。

4.湍流

空氣的不規則運動稱為湍流，又稱亂流（圖2·19）。湍流是在空氣層相互之間發生摩擦或空氣流過粗糙不平的地面時產生的。有湍流時，相鄰空氣團之間發生混合，熱量也就得到了交換。湍流是摩擦層中熱量交換的重要方式。

5.蒸發（升華）和凝結（凝華）

水在蒸發（或冰在升華）時要吸收熱量；

相反，水汽在凝結（或凝華）時，又會放出潛熱。如果蒸發（升華）的水汽，不是在原處凝結（凝華），而是被帶到別處去凝結（凝華），就會使熱量得到傳送。例如，從地面蒸發的水汽，在空中發生凝結時，就把地面的熱量傳給了空氣。因此，通過蒸發（升華）和凝結（凝華），也能使地面和大氣之間、空氣團與空氣團之間發生潛熱交換。由于大氣中的水汽主要集中在5km以下的氣層中，所以這種熱量交換主要在對流層下半層起作用。

以上分別討論了空氣與外界交換熱量的方式，事實上，同一時間對同一團空氣而言，溫

度的變化常常是幾種作用共同引起的。哪個為主，哪個為次，要看具體情況。在地面與空氣之間，最主要的是輻射。在氣層（氣團）之間，主要依靠對流和湍流，其次通過蒸發、凝結過程的潛熱出入，進行熱量交換。

（二）氣溫的絕熱變化

1.絕熱過程與泊松方程

大氣中進行的物理過程，通常伴有不同形式的能量轉換。在能量轉換過程中，空氣的狀態要發生改變。在氣象學上，任一氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態變化過程，叫做絕熱過程。在大氣中，作垂直運動的氣塊，其狀態變化通常接近于絕熱過程。當升、降氣塊內部既沒有發生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作干絕熱過程。

要求出在絕熱過程中氣溫的變化，必須應用熱力學第一定律。如有dQ熱量加到一個孤立

的氣體系統中，該熱量可分為兩部分，即增加該系統的內能（dE）及對外所作的功（dW）。因此，對于空氣，熱力學第一定律可以寫成

dQ=dE+dW

（2·24）對于理想氣體來說，氣體內能就是其分子運動的動能。對1g氣體而言，它等于CvT（T為氣體溫度，Cv為定容比熱）。當氣溫變化為dT時，其值為

dE=CvdT

（2·25）

（2·24）式右邊第二項為在定壓狀況下氣體膨脹時所作的功。如以P表示壓力，V表示氣體比容，則

dW=PdV

（2·26）將（2·25）、（2·26）式代入（2·24）式，得

dQ=CvdT+PdV

（2·27）

利用狀態方程PV=RT，對它進行微分，則有

PdV+VdP=RdT

（2·28）將（2·28）式代入（2·27）式，消去PdV，并用CP=CV+R表示氣體的定壓比熱，得

這是氣象學中熱力學第一定律的常用形式。

式中，dQ為單位質量空氣由于熱傳導、輻射引起的熱量變化；CP是空氣的定壓比熱。如果討論的對象是單位質量的干空氣，實測CP=1.005J/（g·K）；R為比氣體常數，對干空氣來說，比氣體常數Rd=0.287J/（g·K）。當系統是絕熱變化時，即dQ=0時，其狀態的變化，即向外作功是要靠系統內能負擔，（2·29）式可寫為

上式將氣體的壓力變化和溫度變化聯系起來。在大氣中，氣壓變化主要由空氣塊的位移引起。在絕熱條件下，當空氣質點上升時，壓力減少，dP＜0，這時CPdT＜0，因而溫度要降低；當空氣質點下沉時，壓力增加，dP＞0，這時CPdT＞0，因而溫度要升高。對（2·30）式在（P0，P）及（T0，T）范圍內積分

（2·32）式是干絕熱方程，亦稱泊松（

Poisson）方程。它給出了干絕熱過程氣塊初態（P0，T0）和終態（P，T）之間的內在聯系，即絕熱變化時溫度隨氣壓變化的具體規律。

例如初態為P0=1000hPa，T0=273K，就可以算出氣壓變為1050hPa時，溫度將變為276.7K；當氣壓變為900hPa時，溫度將變為265K。

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的溫度降低值，稱絕熱垂直減溫率（簡稱絕熱直減率）。對于干空氣和未飽和的濕空氣來說，則稱干絕熱直減率，以γd

對于所討論的大多數大氣過程而言，能夠滿足準靜力條件，即氣塊的氣壓Pi，時時都與四周大氣的氣壓P處于平衡，即Pi=P及Pi+dPi=P+dP。又因為

此為靜力學基本方程，其中ρ為周圍大氣的密度。則

再運用狀態方程（2·33）式則為

在實際大氣中，Ti與T之差通常不超過10度，以絕對溫標表示的比值若忽略g隨高度和緯度的微小變化及Cp隨

溫度的微小變化，取g=9.81m/s2，CP=1.005J/（g·K）=1.005×1000gm2/（s2·g·K）=1005m2/（s2·K），以度/100m為γd的單位，則

實際工作中取γd=1℃/100m，這就是說，在干絕熱過程中，氣塊每上升100m，溫度約下降1℃。必須注意：γd與γ（氣溫直減率）的含義是完全不同的。γd是干空氣在絕熱上升過程中氣塊本身的降溫率，它近似于常數；而γ是表示周圍大氣的溫度隨高度的分布情況。

大氣中隨地-氣系統之間熱量交換的變化，γ可有不同數值，即可以大于、小于或等于γd。

如果氣塊的起始溫度為T0，干絕熱上升△Z高度后，其溫度T為

T=T0-γd△Z

（2·35）

下面來討論飽和空氣絕熱變化的情況：飽和濕空氣絕熱上升時，如果只是膨脹降溫，亦應每上升100m減溫1℃。但是，水汽既已飽和了，就要因冷卻而發生凝結，同時釋放凝結潛熱，加熱氣塊。所以飽和濕空氣絕熱上升時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，稱為濕絕熱直減

率，以γm表示。

設1g飽和濕空氣中含有水汽qsg，絕熱上升，凝結了dqsg水汽，所釋放出的潛熱為

dQ＝-Ldqs

（2·36）式中L表示水汽的凝結潛熱。上式右邊的負號表示當有水汽凝結時得到熱量，因為這時水汽減少，dqs＜0，則dQ＞0；當水分蒸發時消耗熱量，這時dqs＞0，則dQ＜0。

應用飽和濕空氣的熱力學第一定律的形式，則為

由于這個方程中只包含濕空氣的相變所產生的熱量，而沒有考慮其它的熱量，所以（2·37）式又稱為溫絕熱方程。飽和濕空氣上升時，方程（2·37）可寫成

上式說明，飽和濕空氣上升時，溫度隨高度的變化是由兩種作用引起的：一種是由氣壓變化引起的，例如上升時氣壓減小，dP＜0，這使得溫度降低；另一種作用是由水汽凝結時釋放潛熱引起的，上升時水汽凝結，dqs＜0，造成溫度升高。因此，凝結作用可抵消一部分由于

氣壓降低而引起的溫度降低。有水汽凝結時，空氣上升所引起的降溫將比沒有水汽凝結時要緩慢。

類似于求干絕熱直減率γd的推導，可得

由此，濕絕直減率γm的表達式可寫成：

和溫度的函數。表2·4給出不同溫度和氣壓下γm的值。由表可見，γm隨溫度升高和氣壓減小而減小。這是因為氣溫高時，空氣的飽和水汽含量大，每降溫1℃水汽的凝結量比氣溫低時多。例如，溫度從20℃降低到19℃時，每立方米的飽和空氣中有1g的水汽凝結；而溫度從0℃降到－1℃時，每立方米的飽和空氣中只有0.33g的水汽凝結。這就是說飽和空氣每上

升同樣的高度，在溫度高時比溫度低時能釋放出更多的潛熱。因此，在氣壓一定的條件下，高溫時空氣濕絕熱直減率比低溫時小一些。

圖2·20為干、濕絕熱線的比較，干絕熱線直減率近于常數，故呈一直線；而濕絕熱線，

因γm＜γd，故在干絕熱線的右方，并且下部因為溫度高，γm小，上部溫度低，γm大，這樣形成上陡下緩的一條曲線。到高層水汽凝結愈來愈多，空氣中水汽含量便愈來愈少，γm愈來愈和γd值相接近，使干、濕絕熱線近于平行。

3.位溫和假相當位溫空氣塊在干絕熱過程中，其溫度是變化的，同一氣塊處于不同的氣壓（高度）時，其溫度值常常是不同的，這就給處在不同高度上的兩氣塊進行熱狀態的比較帶來一定困難。為此，假設把氣塊都按絕熱過程移到同一高度（或等壓面上），就可以進行比較了。

把各層中的氣塊循著干絕熱的程序訂正到一個標準高度：1000hPa處，這時所具有的溫度稱為位溫，以θ表示。根據泊松方程，即可得到位溫的表達式式中，T、P分別為干絕熱過程起始時刻的溫度和氣壓。從（2·42）式可以看出，位溫θ是溫度T和氣壓P的函數。在氣象學中，一般常用的熱力圖表以溫度T為橫坐標，以壓力對數lnP為縱坐標，稱為溫度對數壓力圖解。該圖上的干絕熱線即為等位溫線，是根據（2·42）

式繪制的。當已知空氣的溫度和壓力時，我們可由熱力圖表直接讀出位溫θ來。顯然，氣塊在循干絕熱升降時，其位溫是恒定不變的。這是位溫的重要性質。必須指出，位溫只是把氣塊的氣壓、溫度考慮進去的特征量，并且只有在干絕熱過程中

才具有保守性。在濕絕熱過程中，由于有潛熱的釋放或消耗，位溫是變化的。為此，又可導引出把潛熱影響考慮進去的溫濕特征量。

大氣中的水汽達到凝結時，一般是部分凝結物脫離氣塊而降落，另一部分隨氣塊而運動。為了理解潛熱對氣塊的作用，可假設一種極端的情況，即水汽一經凝結，其凝結物便脫離原上升的氣塊而降落，而把潛熱留在氣塊中來加熱氣團，這種過程稱假絕熱過程。當氣塊中含有的水汽全部凝結降落時，所釋放的潛熱，就使原氣塊的位溫提高到了極值，這個數值稱為假相當位溫，用θse表示，根據定義

式中，q是氣塊在1000hPa處，1g濕空氣所含水汽量由（2·43）式可以看出θse是氣壓、溫度和濕度的函數。如圖2·21所示，設有一氣塊，其溫、壓、濕分別為（P、T、q）。在絕熱圖表上溫度、壓力始于A點，這時氣塊是未飽和的，令其沿干絕熱線上升到達凝結高度B點，這時氣塊達到飽和；當氣塊再繼續上升時，就不斷地有水汽凝結，這時它將沿濕絕熱線上升降溫。

當氣塊內水汽全部凝結降落后，再令其沿干絕熱線下沉到1000hPa，此時氣塊的溫度就是假相當位溫θse。它不僅考慮了氣壓對溫度的影響，而且也考慮了水汽對溫度的影響，實際上是關于溫度、壓力、濕度的綜合特征量，對于干絕熱、假絕熱和濕絕熱過程都具有保守性。

以上討論了大氣中空氣塊溫度的絕熱變化和非絕熱變化。事實上，同一時間對同一團空氣而言，溫度的變化常常是兩種原因共同引起的。何者為主，則要看當時的具體情況。當空氣團停留在某地或在地面附近作水平運動時，外界的氣壓變化很小，但受地面增熱和冷卻的影響卻很大，因而氣溫的非絕熱變化是主要的。空氣團作升降運動時，雖然也能和外界交換熱量，但因垂直方向上氣壓的變化很快，空氣團因膨脹或壓縮引起的溫度變化，要比和外界交換熱量引起的溫度變化大得多，因而氣溫的絕熱變化是主要的。

三、空氣溫度的個別變化和局地變化

把熱力學第一定律（2·29）式兩邊除以dt，就得到反映溫度隨時間變化規律的熱流量方程

這里分別表示單位時間內空氣質點的溫度和氣壓的變化。我們把單位時間內個別空氣質點溫度的變化dT/dt稱作空氣溫度的個別變化，也就是前面討論的空氣塊在運行中隨時間的絕熱變化和非絕熱變化。因為個別空氣質點

在大氣中不斷地改變位置，所以不容易直接觀測。在實際問題中，我們更關心固定地點大氣溫度隨時間的變化。氣象站在不同時間所觀測的，或是自記儀器所記錄的氣溫變化都是某一固定地點的空氣溫度隨時間的變化，某一固定地點空氣溫度隨時間的變化稱作空氣溫度的局地變化。如何理解溫度的個別變化和局地變化之間的聯系，例如當預報北京的溫度時，發現在蒙古人民共和國地區，近地層氣溫為－20℃，高空為西北氣流，當時北京近地層氣溫為0℃。作溫度預報時，要考慮兩個方面的作用：一是根據空氣的移動，預計36h后，蒙古的冷空氣將移到北京，根據這種作用，36h后，

北京溫度應下降20℃。這種由于空氣的移動所造成的某地溫度的變化稱為溫度的平流變化。北京和蒙古之間的溫差愈大，西北風愈強，由平流作用所造成的單位時間內的降溫就愈大；另一方面，還要考慮當冷空氣由蒙古移到北京的過程中，空氣本身溫度的變化。這部分變化實質上就是溫度的個別變化。例如，當冷空氣南下時南部地表面溫度較高，下墊面將把熱量傳遞給冷空氣，這種作用將使氣溫升高。據估計，空氣溫度的這一個別變化，將使其溫度升高10℃。考慮了上述兩方面因子的共同影響，就可以預報北京溫度在36h后要降溫10℃。也

就是說北京地區溫度的局地變化是平流變化和個別變化之和。

上面對溫度的個別變化和局地變化之間的聯系作了定性的說明，下面將對這種聯系作定量分析。如圖2·22所示，假定某空氣質點在t時刻位于空間某點P（x，y，z）上，其溫度為T（x，y，z，t），速度分量為u，v，w。經過dt時間后，該空氣質點移至Q點，其坐標為Q（x+dx，y+dy，z+dz），此時質點的溫度為T（x＋dx，y＋dy，z＋dz，t＋dt）。空氣質點溫度的變化T（x＋dx，y＋dy，z＋dz，t＋dt）-T（x，y，z，t）為溫度的全微分dT，故有

空氣質點是由P點經dt時間移至Q點的，顯然

dx=udt，dy=vdt，dz=wdt，（2·46）將上式代入（2·45），并用dt去除式兩邊，則得單位時間內空氣質點溫度的變化

上式表示了溫度的個別變化和局地變化之間的聯系。（2·47）式還可改寫為

V=ui＋vj＋wk

上式右端第一項表示溫度的平流變化。（2·49）式表明溫度的局地變化等于溫度的平流變化和個別變化之和。如果令Vh表示水平風速，

▽

hT表示水平溫度梯度，為垂直于等溫線的單位距離內的溫度差值，并由低溫指向高溫（見圖2·23）。則（2·49）式可寫成

這里-Vh·▽hT即為溫度的水平平流變化，它能從天氣圖上加以確定，可簡稱為平流變化。溫度平流可寫成

-Vh·▽hT=-|Vh|·|▽

hT|·cosa

（2·51）

高，這種暖空氣向冷空氣方面流動的情形，稱為暖平流。冷暖平流的強弱由水平溫度梯度及風速在其方向上的分量所決定。溫度平流的大小，也可以直接在天氣圖上進行計算。如圖2·24，假定風向和溫度梯度的交角為60°，風速大小為30km/h，在計算-Vh·hT時，可以把風速投影到溫度梯度的方向，則有

在天氣、氣候分析中，常用氣壓代替高度，建立以氣壓為垂直坐標的溫化為

在X，Y，P，T坐標中，有

w＞0，w的單位為hPa/s。利用（2·52）式，方程（2·53）可寫成或：

因此，（2·55）式可改寫成式（2·56）是天氣、氣候中常用的熱流量方程的形式。把（2·56）式寫成

上式表明，溫度的局地變化決定于三方面因子：即方程（2·57）右端第一項空氣平流運動傳熱過程引起的局地氣溫變化；右端第二項，空氣垂直

時，溫度升高；右端第三項代表熱流入量的影響，大氣中造成熱流入量的過程有輻射、湍流交換、水汽相變等。該項的作用為：熱量收入使溫度升高，熱量支出使溫度降低。在日常分析某地點氣溫變化時主要就考慮這三方面的因子。在近地面范圍內，垂直運動較小，由此引起的氣溫變化通常可忽略不計。地面和大氣間的熱交換是引起局地氣溫日變化和年變化的主要因子。冷暖氣團運動引起的溫度平流是氣溫非周期變化的主要因子。在分析高層大氣溫度的局地變化時，非絕熱因子除有凝結現象出現時，通常起的作用比較小。

四、大氣靜力穩定度

（一）大氣穩定度的概念

許多天氣現象的發生，都和大氣穩定度有密切關系。大氣穩定度是指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離原平衡位置的趨勢和程度。它表示在大氣層中的個別空氣塊是否安于原在的層次，是否易于發生垂直運動，即是否易于發生對流。假如有一團空氣受到對流沖擊力的作用，產生了向上或向下的運動，那末就可能出現三種情況：如果空氣團受力移動后，逐漸減速，并有返回原來高度的趨勢，這時的氣層，

對于該空氣團而言是穩定的；如空氣團一離開原位就逐漸加速運動，并有遠離起始高度的趨勢，這時的氣層，對于該空氣團而言是不穩定的；如空氣團被推到某一高度后，既不加速也不減速，這時的氣層，對于該空氣團而言是中性氣層。

當氣塊處于平衡位置時，具有與四周大氣相同的氣壓、溫度和密度，即Pi0=P0，Ti0=T0，ρi0=ρ0。當它受到擾動后，就按絕熱過程上升△Z，其狀態為Pi，Ti，ρi；而這時四周大氣的狀態為P，T，ρ。除了根據準靜力條件有Pi=P外，而Ti、ρi一般與T，ρ不相等。

單位體積氣塊受到兩個力的作用，一是四周大氣對它的浮力ρg，方向垂直向上；另一是本身的重力ρig，方向垂直向下，兩力的合力稱為層結內力，以f表示之，加速度a即由該力作用而產生的。

f＝ρg－ρig

單位質量氣塊所受的力就是加速度，所以

（2·59）式就是判別穩定度的基本公式。當空氣塊溫度比周圍空氣溫度高，即Ti＞T，則它將受到一向上加速度而上升；反之，當Ti＜T，將受到向下的加速度；而Ti=T，垂直運動將不會發展。綜上所述，某一氣層是否穩定,實際上就是某一運動的空氣塊比周圍空氣是輕還是重的問題。比周圍空氣重,傾向于下降；比周圍空氣輕,傾向于上升；和周圍空氣一樣輕重，既不傾向于下降也不傾向于上升。空氣的輕重，決定于氣壓和氣溫，在氣壓相同的情況下，兩團空氣的相對輕重的問題，實際上就是氣溫的問題。

在一般情形之下，在同一高度，一團空氣和它周圍空氣大體有相同的溫度。如果這樣一團空氣上升，變得比周圍空氣冷一些，它就重一些。那末，這一氣層是穩定的。反之，這團空氣變得比周圍空氣暖一些，因而輕一些，那末，這一氣層是不穩定的。至于中性平衡的氣層，是這團空氣上升到任何高度和周圍空氣都有相同的溫度，因而有相同的輕重。

（二）判斷大氣穩定度的基本方法

大氣是否穩定，通常用周圍空氣的溫度直減率（γ）與上升空氣塊的干絕熱直減率（γd）或濕絕熱直減率（γm）的對比來判斷。

考慮干絕熱的情況:當干空氣或未飽和的空氣塊上升△Z高度時,其溫度為Ti=Tio-γd△Z；而周圍的空氣溫度為T=T0-γ△Z。因為起始溫度相等，即Ti0=T0，以此代入（2·59）式，則得（γ－γd）的符號，決定了加速度a與擾動位移△Z的方向是否一致，亦即決定了大氣是否穩定。當γ＜γd，若△Z＞0，則a＜0，加速度與位移方向相反，層結是穩定的；

當γ＞γd，若△Z＞0，則a＞0，加速度與位移方向一致，層結是不穩定的；當γ=γd，a=0，層結是中性的。

現舉例說明：設有A、B、C三團空氣，均未飽和，其位置都在離地200m的高度上，在作升降運動時其溫度均按干絕熱直減率變化，即1℃/100m。而周圍空氣的溫度直減率γ分別為0.8℃/100m、1℃/100m和1.2℃/100m，則可以有三種不同的穩定度（圖2·25）：

A團空氣受到外力作用后,如果上升