ch2气候形成的辐射和热力因素.ppt

单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,气象学,气候学,第二章 气候形成的辐射和热力因素,2.,太阳辐射,3.,地面辐射和大气辐射,Ch2,气候形成的辐射和热力因素,4.,气候系统的能量及其变化,5.,大气温度的变化,1.,辐射基础知识,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,，简称为辐射。,辐射能通过电磁波的方式、以光速传播，其传播既不靠有形介质，也不靠对流。,1.,辐射基础知识,辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传送到地球的唯一途径。,辐射能通过电磁波的方式传输，且电磁波的波长范围很广，从波长,10,-10,m,的宇宙射线，到波长达几,km,的无线电波，波谱极其宽广。,气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。它们的波长范围大约在,0.15,120,m,之间。,名称,波长范围,紫外线,100,埃米,0.4,微米,可见光,0.4,微米,0.76,微米,红,外,线,近红外,0.76,微米,3.0,微米,中红外,3.0,微米,6.0,微米,远红外,6.0,微米,15,微米,超远红外,15,微米,1000,微米,微,波,毫米波,1,10,毫米,厘米波,1,10,厘米,分米波,10,厘米,1,米,色彩名称,波长范围,紫,0.40,0.43,微米,蓝,0.43,0.47,微米,青,0.47,0.50,微米,绿,0.50,0.56,微米,黄,0.56,0.59,微米,橙,0.59,0.62,微米,红,0.62,0.76,微米,不同电磁波的具体波长范围,可见光波长范围,（,1,）物体对辐射的吸收、反射和透射,假设投射到物体上的总辐射为,Q,o,，被吸收的为,Q,a,，被反射的为,Q,r,，透过的为,Q,d,，则根据能量守恒原理：,Q,a,+Q,r,+Q,d,=,Q,o,定义吸收率,a=,Q,a,/Q,o,；,反射率,r=,Q,r,/Q,o,；,透射率,d=,Q,d,/Q,o,则,a+r+d,=1,其中，,a,、,r,、,d,都是,0,1,之间变化的无量纲量，且物体的吸收率、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。,例如,:,干洁空气,对红外线是近似透明的，而水汽却能强烈地吸收红外线；,雪面,对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射则几乎能全部吸收。,对于不透明的物体，吸收率越大，反射率越小；反之亦然。,可见，物体对辐射具有“选择性”吸收率与辐射波长有关。为研究方便，特假设两种理想物体：,黑体,：如果某种物体对投射到其上的任何波长的辐射都能全部吸收，即,a=1,则称该物体为绝对黑体，简称黑体。,如果物体仅对某一波长的辐射全部吸收，即,a,=1,则称该物体对这一波长为黑体。,绝对黑体自然界是不存在的。如烟炱黑对可见光,a,1,，,但对远红外线,a,1,。,常把太阳辐射看成是黑体辐射！,灰体,：如果物体的,透射率,d,、吸收率,a,不随波长而改变，且,a1,，则称这种物体为灰体。,如地面对长波辐射的吸收率,a,常数，且,a1,，,故,可以认为地面为灰体,。,（,2,）有关辐射的基本规律简介,自然界的任何物体都通过辐射过程进行着能量交换。如果没有其它方式的能量交换，一物体的热量得失及其热状态就取决于放射和吸收之间的差值。,当放射的辐射能恰好等于吸收的辐射能时，该物体处于热平衡状态，可以用态函数,温度来描述。,一般认为地面到,60km,以下的大气处于局地辐射平衡状态，可以用平衡辐射规律来解决平流层以下的大气辐射问题。,物体处于热平衡状态时放射、吸收辐射具有如下一些规律：,、基尔霍夫（,Kirchhoff,）,定律,在物体的吸收能力和辐射能力之间，也就是吸收光谱和辐射光谱之间，存在着一定的关系。,由于各物体间有不同的吸收和放射能力，,吸收率大的物体其辐射率也大；吸收率小的物体其辐射率也小,；只有这样系统最终才能辐射平衡。,进一步推论：,物体对某一波长的吸收率大，则对该波长的辐射率也大；,物体对某一波长不吸收，也就不放射该波长。,任何物体在向四周放射能量的同时，也在吸收能量。,黑体的吸收率最大，故它是最好的放射体。,、普朗克,(,planck,),定律,理论上任何温度的绝对黑体都放射所有波长的辐射，但温度不同辐射能量集中的波段也不同：随着温度的下降，辐射能量集中的波段向长波波段偏移。,当温度升高时，各波段放射的辐射能量均增大，积分辐射能力也加大，且能量集中的波段向短波方向移动。,每一温度指标，都有辐射最强的波长,m,，,即光谱曲线有一极大值，而且随着温度的升高，,m,变小。,黑体辐射率随温度而变化。太阳表面温度为,6000K,太阳辐射的能量主要集中在波长,0.17,4,m,的波段，而地表和大气的温度约,200,300K,，地面和大,气辐射集中在,3,120,m,波段内，因此，将太阳,辐射称为短波辐射，而,将地球和大气的辐射称,为长波辐射或红外辐射。,、斯蒂芬玻耳兹曼定律,黑体的辐射能力与它本身的,绝对温度的四次方成正比。,高温物体在单位面积上放射,的能量比低温物体多。,、维恩（,Wein,）,位移定律,黑体辐射光谱极大值对应的波长,m,与其绝对温度的乘积为一常数。,辐射体温度越高，所发出的光越“白”。,气候形成的三大因素：,太阳辐射,大气活动的能量之源，大气过程的主宰力量。（外部因素）,大气环流,输送热量和水分的机制，是直接控制气候变化过程的因素。（内部因素）,地理环境,下垫面的影响（大气直接的热源和水源）、人类活动的影响（释放能量、改变地表特性等）。,2.,太阳辐射,粗略估计，太阳向地球输送的热能大约是,250,亿亿卡,/,分钟，相当于燃烧,4,亿吨烟煤所产生的能量。,地球从月球等其它天体所得的辐射能，仅相当于太阳的亿分之一；,来自宇宙的辐射能也仅相当于太阳辐射能的,20,亿分之一；,从地球内部传到地面的热量，全年才为,5.4,卡,/,平方厘米，仅为来自太阳辐射能的万分之一。,因此，地球和大气最主要的能量来源是太阳辐射。,一、太阳辐射,太阳以电磁波的形式向外传输能量，称为太阳辐射。,太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布图。,0.17,4,m,波长过短或过长所承载的辐射能量都很少；,太阳辐射中,99%,的能量集中在波长,0.17,4,m,范围内，主要分布在可见光区和红外光区：可见光占太阳辐射总能量的,50%,，并以,0.47,m,附近最强，红外区占,43%,；紫外区的太阳辐射能很少，只占,7%,。,1,、大气上界的太阳辐射,影响大气上界的太阳辐射大小的因素有：太阳高度、日地距离、可照时数。,太阳高度,就是太阳高度角，指太阳光线与地平面之间的夹角，即太阳在当地的仰角。在任何地点，晨昏时分太阳在天空的位置最低，此时太阳高度为,0,；正午时太阳在天空的位置最高，这时的太阳高度为正午太阳高度。只有在太阳能够直射的区域（南北回归线之间），正午太阳高度才可以达到,90,。,太阳常数,在大气上界，垂直于太阳光线的单位面积上,1,分钟内,获得的太阳辐,射能量，称为,太阳常数。其,大小约为,1370W/m,2,。,太阳辐射强度与太阳高度的正弦成正比,。太阳高度越大，大气上界单位面积水平面上获得的辐射能越多，太阳辐射强度就越强；反之越弱。太阳辐射强度最大值等于太阳常数。,地球上同一地点不同时刻、相同时刻不同地区，太阳高度均不相同，大气接收到的太阳辐射不同，因此形成了各地、不同时期天气、气候的差异。,太阳常数是一个相对稳定的常数，依据太阳黑子的活动稍有变化（年变化幅度在,1%,左右）。太阳常数主要影响气候变化，对短期的天气变化影响不大。,日地距离,水平面上的太阳辐射强度与日地距离的平方成反比；近日点比远日点（即年变化）约多,7,。,太阳高度、日地距离、可照时数的不同，使得大气上界不同地区、不同纬度、不同季节获得的太阳辐射量不同，从而最终引起大气有规律的运动（通过运动实现对部分不均的能量进行输送、重新配置），形成了各地不同的气候特点。,可照时数,太阳辐射强度与可照时数成正比，夏强冬弱。,2,、大气对太阳辐射的削弱作用,大气中有各种气体成分以及水滴、尘埃等气溶胶颗粒，辐射能在大气中传输时，会受到大气的影响，其强度、传输方向以及偏振状态都会发生变化。,大气对太阳辐射具有吸收、散射和反射的作用，使得到达地面的太阳辐射通量密度有所减小。,大气对太阳辐射的吸收,所谓吸收，就是指投射到介质上面的辐射能中的一部分被转化为物质本身的内能或其他形式的能量。,大气中能吸收太阳辐射的物质包括臭氧、氧、水汽、二氧化碳、云、雨滴、气溶胶粒子等，它们选择性吸收太阳辐射。,大气中的各种成分具有选择吸收的特性：,O,2,主要吸收紫外辐射（,4.3,m,）,尘埃、水滴对太阳辐射的吸收甚微,大气对太阳辐射的吸收带，主要位于太阳辐射波谱两端能量较小的红外线区和紫外线区，因此总体上讲，大气对太阳辐射的削弱并不强烈。,大气吸收的太阳辐射能仅有,19%,左右，也就是说大气直接吸收太阳辐射并不多，特别是对流层大气，太阳辐射不是它的直接热源。,大气上界太阳辐射,到达地球表面太阳辐射,平均而言,，每年,入射地球的太阳辐射约,30%,由地球和,大气反射和散射返回太空,，,19%,被,大气选择性吸收,，,51%,被地表吸收。,大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射,反射能力取决于云的厚薄，薄云反射率,1020%,；厚云反射率,90%,；高云反射率,25%,；中云,50%,；低云,65%,。平均可以达到,50,55,。因此，阴天时到达地面的太阳辐射很少。,尘埃对太阳辐射的反射较小。,阳伞效应：,由于云和气溶胶，主要是云对太阳辐射的强反射作用,(,云层覆盖了将近,50%,的地球表面，云顶表面具有较大的反射率,),，使得到达地面的太阳辐射大大减少，而返回宇宙空间的辐射能量大大增加，称为阳伞效应或反射效应。,大气的散射,电磁辐射在遇到大气中的气体分子以及悬浮尘埃、云滴、雨滴、冰粒和雪花等粒子时，会产生,散射现象,，使一部分入射波改变方向，射向四面八方，从而使原方向的辐射能被削弱。,“散射”并不象“吸收”那样把辐射能转变为大气内能，而只是改变辐射的方向，并使一部分太阳辐射不能到达地面。但同时却把整个天空变得明亮起来（无论是晴朗无云或全天有云的白昼，天空总是明亮的，这些光就是空气分子和大气气溶胶颗粒散射太阳辐射的结果）。如果没有大气的散射，即使太阳再光亮耀眼，对于地球上的观测者来说，除了能看见闪闪发光的太阳光外，天空将是一片漆黑。,发现号航天飞机,电磁波谱上各个波长的波都会被散射，但散射的强弱和空间分布与散射粒子的大小、入射的波长有关。定义无量纲尺度参数：,其中，,r,为散射粒子的半径，,为入射辐射的波长,当,1,时：,Rayleigh,散射，也称分子散射。如空气分子对短波辐射的散射。,当,0.1,50,：,几何光学折射。如大雨滴对可见光的折射、反射。,1,，即,r,，,瑞利散射,因为可见光的波长在,0.5,m,左右，空气分子的大小约,10,-4,m,左右（即,r,），所以空气分子对太阳辐射的散射属于瑞利散射（分子散射）。,瑞利散射的散射强度与波长的四次方成反比：,瑞利散射是有选择性的，波长越短，散射越强。,如：,蓝光,470,m,，,红光,=,700,m,，则蓝光的散射比红光强,9,倍，所以，晴天时天空呈蓝色。,0.1,50,，即,r,，,几何光学折射现象,大雨滴（,10,2,m,）对可见光的散射就属于此类，其特性遵循几何光学的反射和折射规律。,虹是由大气中的大水滴经日光照射后发生折射和反射作用而形成的彩色圆弧，呈现红橙黄绿青蓝紫七种颜色，出现在与太阳相对的方向。,虹可以出现两个彩弧：内紫外红、颜色鲜艳的叫,“,虹,”,，又叫,“,正虹,”,；内红外紫、颜色较淡的叫,霓,，又叫,副虹,。,虹和晕就是可见光辐射在雨滴和冰晶上发生反射、折射形成的，它们服从几何光学规律。,虹,霓,晕是悬浮在大气中的冰晶（卷状云、冰雾等）对日光或月光的折射和反射作用而形成的一种光学现象，呈环状、弧状、柱状或亮点状。最常见的晕呈内红外紫的圆环状。,晕常常,出现在卷,云和卷层,云中，往,往与锋面云系相联系，在冷暖锋前部（,500km,左右），由于暖湿空气沿锋面抬升，在高空形成卷层云，随着锋面推移，在锋面过境前后就会出现降水和大风。因此有“日晕三更雨，月晕午时风”的谚语。,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，称为,大气质量,日出、日落时，太阳光斜射穿过大气层，日光通过的大气质量数较多，尤其是当低层大气中的水滴、烟尘等大颗粒较多的时候，红光、橙光散射增强，导致出现红色“霞光”,3,、到达地面的太阳辐射,到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射,(S),；二是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射,(D),，,两者之和称为太阳总辐射,(S,D),。,在大气对太阳辐射的吸收、反射、散射三种方式中，反射作用是主要的，其次是散射，而吸收作用最小，它们共同作用可以使到达地面的太阳辐射比在大气上界的太阳辐射减弱了一半。,太阳总辐射为直接辐射与散射辐射之和（,s+d,）,s,d,直接辐射,太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的是太阳高度角和大气透明度。,太阳高度角,愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。,太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，太阳辐射被减弱得越多，到达地面的直接辐射就越少。,大气透明度,取决于大气中所含水汽、水汽凝结物和杂质尘粒的多少，这些物质愈多，大气透明程度愈差。因而太阳辐射减弱愈厉害，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。,直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。一天中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。一年中，夏季直接辐射最强，冬季最弱。低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。,散射辐射,散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。,大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。阴天的散射辐射比晴天的大得多。,散射辐射的变化也主要取决于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。,总辐射,日出前，地面上总辐射只有散射辐射；日出后，随着太阳升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加，但前者增加得更快。中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又逐渐开始减小。,云的出现会破坏这种规律。如中午云量突然增多，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射减弱的量要比散射辐射增强的量多的多。,一年中月平均总辐射强度夏季最大冬季最小。总辐射随纬度的分布：纬度愈低总辐射愈大；反之愈小。,地面对太阳辐射的反射,到达地面的太阳辐射并非全部被地面吸收，只有,51,被地面吸收，其余部分,(4,),则被地面反射回太空。,地面对入射太阳辐射的反射强弱取决于地面性质,(,水陆,),、地表状态,(,干湿、粗滑、颜色,),。陆面的反射率约为,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,60,，,洁白的雪面可达,90,。水面比陆面反射率稍小一些，且随着太阳高度角和水面平静度而变，,太阳高度角愈小（入射角愈大），,水面的反射率愈大,；波浪起伏的水面，其平,均反射率为,10,%,。,地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本身的温度向外放射辐射。由于地面和大气的温度比太阳低得多，因而地面和大气辐射的电磁波长比太阳辐射的波长长得多，其能量集中在,3,120,微米的红外范围内。故地面和大气辐射为长波辐射。,3.,地面辐射和大气辐射,太阳辐射虽然是地球上的主要能源，但大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而下垫面的水、陆、植被等地表物却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给大气，从这个意义来说，下垫面是大气的直接热源。,1,）地面辐射,地面以电磁波的方式向上发射指向大气的辐射，称为,地面辐射,。其波长为,4,80,m,，最大辐射能量波长在,9.6,m,。,地面辐射的大小取决于地面温度,(,平均,300K),。,白天地面吸收太阳辐射多于放射的辐射而增温；夜晚没有太阳辐射，地面因自身辐射而降温。,地面辐射是大气的主要、直接热源：绝大部分地面辐射（约占,7595%,）被大气中的云、雾、水汽和二氧化碳等吸收。,正因为,75,95,的地面长波辐射被大气吸收，用于大气增温，只有极少部分穿透大气散失到宇宙空间，因此，地面是大气的主要、直接热源。气温变化也必然受到地面性质的影响。,进入大气的地面长波辐射，绝大部分都被近地面,40,50,米厚的低层大气所吸收。,低层空气吸收的热量又以辐射、对流等方式传递到更高一层。这成为对流层气温随高度增加而降低的重要原因。,地面辐射绝大部分被大气中的云、雾、水汽和二氧化碳等吸收，只有波长为,8.412,m,的部分，可穿过大气层进入宇宙空间，故称此波段为“大气窗”。,这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，地面辐射有,20,的能量透过窗口射向宇宙空间。,地面辐射,波长为,4,80,m,，最大辐射能量波长为,9.6,m,2,）大气辐射,大气吸收太阳短波辐射的量很少，更多是靠吸收地面长波辐射而保持其一定的温度（其吸收具有选择性）。同时，大气也会按其自身温度，以电磁波的方式向四面八方发射长波辐射，称为,大气辐射,。,大气辐射波长为,7,120,m,，最大辐射能量波长为,15,m,。其大小取决于大气温度、湿度和云天状况。气温越高，水汽（包括液态水）含量越多，大气辐射能力越强。,地面辐射的方向是向上的，而大气辐射方向既有向上的，也有向下的。向下的部分称大气逆辐射。大气逆辐射几乎全部为地面所吸收，可减少地面因长波辐射而损失的热量。这对地球表面的热量平衡具有重要意义。它使太阳短波辐射易于达到地面，地面长波辐射却不容易散失到宇宙空间，从而对地面起到保温作用，这种作用被称为大气花房效应（大气的温室效应）。,3,）大气逆辐射,据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为,-19,o,C,，但实际上近地面的平均温度为,15,o,C,，即大气逆辐射使温度提高了,34,o,C,。,可见。大气的保温效应非常显著。,太阳,地面,大气,大气逆辐射,4,）地面有效辐射,地面有效辐射就是地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。,通常，地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值，即通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。,影响有效辐射的主要因子有：地面温度，空气温度，空气湿度和云况。一般情况下，在湿热的天气条件下，有效辐射比干冷时小，有云覆盖时比晴朗天空条件下有效辐射小；空气混浊度大时比空气干洁时有效辐射小；海拔高度高的地方有效辐射大，当近地层气温随高度显著降低时，有效辐射大；有逆温时有效辐射小，甚至可出现负值。此外，有效辐射还与地表面的性质有关，平滑地表面的有效辐射比粗糙地表面有效辐射小；有植物覆盖时的有效辐射比裸地的有效辐射小。,把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。即：净辐射,=,收入辐射,-,支出辐射,在没有其它方式进行热交换时，净辐射决定了物体的升温或降温。净辐射不为零时，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温发生。净辐射为零时，物体的温度将保持不变。,5,）地气系统的辐射平衡,将地面和对流层看作一个统一体，称为,地气系统,。地气系统在一定时间内辐射能收入与支出的差，称为,地气系统净辐射,：,R,s,（,S,D,）,（,1,r,）,q,a,F,式中，,R,s,地气系统净辐射；,(,S,D,),到达地面的太阳总辐射；,r,地面反射率,；,q,a,大气吸收的太阳辐射；,F,地气系统长波射出辐射,地气系统净辐射随纬度而变，低纬为正值，有热量剩余；高纬为负值，热量亏损，以南、北纬,30,附近为转折点。高低纬地区之间的气温差异，推动了大气环流和洋流的运动。,6,）全球的热量平衡,太阳短波辐射被大气和地面所吸收，大气和地面又依据自身的温度向外发射长波辐射，这样就形成了整个地气系统与宇宙空间不断地以辐射形式进行能量交换。在地气系统内部，地面与大气之间也不断地以辐射和热量输送的形式交换能量。,地气系统的温度多年基本不变，表明全球是处在辐射平衡状态的。大气上界获得的太阳辐射能，同时又有相同数量的能量，以短波辐射或长波辐射的形式通过大气上界返回宇宙空间，所以地气系统的热能收支是平衡的。,辐射平衡,全球年平均辐射保持平衡（净辐射为零），但局部地区并不平衡。低纬地区净辐射为正，能量盈余；高纬地区净辐射为负，能量亏损；高纬地区亏损的部分由低纬地区盈余能量输送补充。能量由低纬向高纬输送主要是依靠全球性的大气环流和洋流完成的。,辐射平衡有明显的日变化与年变化特征。,一日内，白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，净辐射为正；夜晚情况相反。净辐射由正转为负（由负转为正）的时刻，出现在日没前（日出后）一小时。,在一年内，北半球夏季的净辐射因收入的太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。这种年变化情况因纬度不同而有差异，纬度愈高，净辐射保持正值的月份愈少。例如，宜昌全年净辐射均为正值，而列宁格勒只有五个月为正值，在极圈内则大部分时间出现负值。,4.,气候系统的能量及其变化,1,、温度与热量,温度是表示物体冷热程度的物理量，是物体分子运动平均动能大小的度量。,两物体的温度差决定它们之间净热流的方向。,物体温度的变化是由热量的获得与损失所引起的。,温度可以表示物体的冷热程度，用来衡量物体热量的多少，但温度并不等于热量。热量是能量的一种，气象学中热量一般是指外界对气体的加热程度。,一、气候系统的能量,摄氏温标,：将标准大气压力下纯水的冰点定为,0,，沸点定为,100,。,华氏温标,：,32,0,F,为冰点，,212,0,F,为沸点。,温标,绝对温标,K,：热力学温度，量值正比于理想气体分子运动的动能。当物体内所有的运动停止时，温度为绝对零度。,KC273.16,气温是大气热力状况（即空气冷热程度）的数值度量，即大气的温度。,气象上通常讲的气温是离地,1.5m,高度的百叶箱中测定的，我国规定在北京时间,02,、,08,、,14,、,20,时四次定时进行地面气温观测。,在气象业务中，还要观测高空不同高度上大气的温度，如,500hPa,、,100hPa,等各等压面高度的气温。通常采用探空气球定时,（,08,、,20,时）,观测。,2,、大气能量的基本形式及其表示,（,1,）内能,u,是单位质量空气的内能,（,2,）位能,单位质量空气的位能就是重力位能，即重力位势,（,3,）动能,单位质量空气的动能,（,4,）潜热能,L,为相变潜热，,E,L,单位质量空气的潜热能,3,、大气能量的转换,大气上界,地表面,潜热能,内 能,位能,动 能,长波辐射,长波辐射,长波辐射,短波辐射,潜热交换,大气,二、海陆表面的增热与冷却,水陆热力差异明显！,吸收太阳辐射的能力不同。通常，水面比陆面对太阳辐射具有更强的吸收能力。,对太阳辐射的透射能力不同。水体对太阳辐射基本是透明的，可见光、紫外线可以透射到水底深层。而陆地几乎不具备透射力，太阳辐射只能加热地表。,热容量不同。水的热容量远远大于岩石和土壤的热容量，因此水体的温度变化要大大小于陆地温度的变化。,热量传递方式不同。陆地热传导差（分子传导），热量集中在表层；水体热传导快（对流、湍流等流体传导），热量可传达深层。因此，陆面所得太阳辐射集中于表面一薄层，以致地表急剧增温，这也就加强了陆面和大气之间的显热交换；反之，水面所得太阳辐射分布在较厚的层次，以致水温不易增高，相对减弱了水面和大气之间的显热交换。据测算，陆面所得的太阳辐射传给大气的约占一半，而水体所得的太阳辐射传给空气的不足,0.5,。,正是由于水陆之间存在的这些差异（吸收太阳辐射的能力不同、对太阳辐射的透射能力不同、热容量不同、热量传递方式不同），海陆热力差异显著、热力过程的特点互不相同。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上温度变化缓慢。如大洋中，年最高及最低气温的出现要比大陆延迟一两个月。,三、空气的增热与冷却,根据分子运动论，空气的冷热程度只是一种现象，它实质上是空气内能大小的表象。当空气获得热量时，内能增加，气温也就升高；反之，空气失去热量时，内能减小，气温也随之降低。,空气内能变化既可由空气与外界热量交换而引起；也可由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。,如果空气内能变化是由空气与外界热量交换而引起的，称为,非绝热变化（过程）,；如果空气与外界没有热量交换，空气内能变化是由外界压力的变化对空气作功，从而使空气膨胀或压缩而引起，称为,绝热变化（过程）,。,1,、大气的非绝热变化,空气与外界交换热量,的方式有,传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结,（,包括升华、凝华,）,。,传导：依靠空气分子的热运动将能量从一个分子传递给另一分子，从而达到热量平衡的一种传热方式。,空气与地面之间，气团与气团之间，当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，仅在贴地层中较为明显。,对流：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。通过对流，上下层空气互相混合，热量也就随之得到交换，使低层的热量传递到较高的层次。这是,对流层中热量交换的重要方式。,辐射：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，实现地气系统之间热量的交换。空气团之间也通过长波辐射进行少量的交换热量。,湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍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。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流,是摩擦层中热量交换的重要方式。,蒸发（升华）和凝结（凝华）：水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了高层的大气。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），也能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。,2,、大气的绝热变化,干绝热过程,作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。干空气或未饱和的湿空气块，在垂直运动过程中，若上升,/,下降的气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量，则称为,干绝热过程,。,干绝热过程遵循泊松方程（干绝热方程）：,可见，干空气在绝热上升过程中，温度随气压的降低指数递减。,湿绝热过程,饱和湿空气做垂直运动时的绝热变化过程，称作,湿绝热变化,(,过程,),。,在湿绝热上升过程中，随着温度的降低，由于气块是饱和的，水汽会发生凝结，就会有潜热释放，使气块增温，补偿了一部分因气块上升膨胀做功消耗的内能。相反，饱和湿空气绝热下降时，气块中水滴蒸发或冰晶升华要消耗内能。,干绝热直减率和湿绝热直减率,气块绝热上升单位距离时温度的降低值，叫,绝热垂直减温率,（简称,绝热直减率,）。,干空气和未饱和的湿空气绝热上升单位距离时温度的降低值，称为,干绝热直减率,，用 表示。,实际工作中可以近似取,d,=1/100m,，即在干绝热过程中，气块每上升,100m,，温度约下降,1,。,如果气块起始温度为,T,0,，干绝热上升,z,高度后，其温度,T,将成为,T=T,0,-,d,z,饱和湿空气绝热上升时，由于膨胀做功消耗内能而降温，同时由于水汽已饱和，因冷却而凝结，会释放凝结潜热，加热气块。所以饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的减温率比干绝热减温率要小。,饱和湿空气绝热上升的减温率，称为,湿绝热直减率,，以,表示。,当饱和湿空气上升时，,下降时，,所以 总小于 。,不是常数，而是气压和温度的函数：,m,随温度升高而减小。,m,随气压减小而减小。,3,、大气静力稳定度,在垂直方向上，大气层内每升高单位距离气温的降低值，称为,气温直减率,，用,表示。,注意：,与,d,不同。,d,是指干空气在绝热上升过程中,气块,本身的降温率，它近似等于常数；而,表示,周围大气,的温度随高度的分布状况。大气中随地,-,气系统之间热量交换的差异，,各不相同，可以大于、小于或等于,d,。,大气温度的垂直分布状况叫做,大气温度层结,。有三种情况：,大气层结稳定：大气温度层结有使其中做垂直运动的气块返回起始位置的趋势；,大气层结不稳定：大气温度层结有使其中做垂直运动的气块远离起始位置的趋势；,中性层结：大气温度层结使其中做垂直运动的气块既不返回、也不远离起始位置，随遇而安。,设有,A,、,B,、,C,三个未饱和空气块，初始时刻均位于,200m,的高空，在做升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，即,1/100m,。而周围空气的温度直减率图中左中右三,部分,分别取,0.8/100m,、,1/100m,和,1.2/100m,，则,出现三种不同的,稳定状态。,综合干空气和未饱和湿空气的判定方法，可归纳如下：,m,绝对稳定,m,d,绝对不稳定,m,d,绝对稳定,绝对不稳定,条件性不稳定,干稳湿中性,干中性,湿不稳,气温的日变化,：指一天内气温的高低变化，它有一个最高值,(,出现在午后两小时左右,),和一个最低值,(,出现在日出前后,),。,5.,大气温度的变化,气温是大气冷热程度的数值度量。,日最高气温与最低气温之差，称为气温的日较差。,影响气温日较差的因素：,纬度：日较差随纬度减小。因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少。,季节：夏季大、冬季小，但最大在春季。,地形：山地变幅小，凹地变幅大，因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强。,下垫面性质：水面上日较差小，,陆地上大,天气：晴天日较差大于阴天。,气温的年变化,：,指一年内气温的高低变化。年最高气温出现在夏至后的,7,月或,8,月，年最低气温出现在冬至后的,1,月或,2,月。,一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差称为,气温的年较差,。年较差随纬度增高而增大，随海拔高度增加而减少；大陆大海洋小；内陆大沿海小。,气温的年变化反映了气候上的冷暖，是划分气候季节的重要指标。,气温的非周期性变化是由于大规模的气流交替而引起的。,气温的水平分布,通常用等温线表示。全球气温分布特点主要受纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素影响。,气温随纬度增高而递减，北半球南北温差冬大夏小，南半球则季节相反；,冬季北半球等温线在大陆凸向赤道，在海洋凸向极地，反映出同一纬度上陆地冷于海洋，夏季时则相反；南半球洋多陆少，等温线较平直；,高温带,(,冬、夏月平均温均,24),并不是出现在赤道，冬季在,5,10,o,N,，,夏季在,20,o,N,左右，该带称为热赤道。,洋流的影响大，中纬度西岸气温比同纬度的东岸高。冬季太平洋和大西洋北部等温线急剧向北凸出，反映黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥湾暖流的强大增温作用；夏季北半球等温线沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响。,南半球冬夏最低气温都出现在南极，北半球则夏季在极地、冬季在高纬大陆东部、西伯利亚和格陵兰。最高气温北半球夏季出现在低纬大陆内部热带沙漠地区。,在我国，最低气温为,53,，出现在黑龙江的漠河；最高气温,49.6,，出现在新疆的吐鲁番。,我国实测最高气温,49.6(1975-7-13),，新疆吐鲁番,考察研究测得最高气温,49.7(2008-8-3),，新疆吐鲁番盆地底部艾丁湖底,我国实测最低气温,53,，黑龙江漠河,对流层中气温的垂直分布,每升高单位距离气温的降低值为气温直减率（单位为,/100m,）。,对流层大气的气温随着高度的升高而降低，平均气温直减率为,0.65/100m,。,气温直减率一般夏季和白天大，冬季和夜晚小。,逆温层的出现，会阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使大气能见度变坏等等，对天气造成一定的影响。,逆温,：指对流层内发生温度随高度增加而上升的局地反常现象。出现逆温的气层称为,逆温层,，它的状态稳定，会阻止下层空气的对流运动，因此又叫阻挡层。,成因：地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。,逆温,辐射能通过电磁波的方式传输，而电磁波的波长范围很广，从波长,10,-10,m,的宇宙射线，到波长达几,km,的无线电波。气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。它们的波长范围大约在,0.15,120,m,之间。,m,随温度升高而减小。,m,随气压减小而减小。,气温高时，空气的饱和水汽含量大，气温低时，空气达到饱和时的水汽含量小，因此高温时的,m,小于低温时的,m,。,气压低时，空气密度小，气压高时空气密度大，但其水汽密度相同。当饱和湿空气绝热上升时，因温度降低产生的凝结潜热相同，但对密度大的饱和气块来说，释放的潜热所引起的补偿增温作用小一些；对密度小的饱和气块，潜热所引起的补偿增温作用更强烈。因此气压高的饱和空气块的,m,大，气压低的饱和空气块,m,小。,原,82,页,用层结曲线（大气温度随高度变化曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度的变化曲线）的分布来判断大气稳定度。,