第二章-大气的热能和温度PPT课件.ppt

第二章第二章 大气的大气的热热能和温度能和温度 第一第一节节 太阳太阳辐辐射射 第二第二节节 地面地面辐辐射和大气射和大气辐辐射射 第三第三节节 大气的增温和冷却大气的增温和冷却 第四第四节节 大气温度随大气温度随时间时间的的变变化化 第五第五节节 大气温度的空大气温度的空间间分布分布 1-第一节 太阳辐射 v据计算，一年中整个地球可以由太阳一年中整个地球可以由太阳获获得得5.441024J的的热热量。量。这这是地面和大气最主要的能量来源。是地面和大气最主要的能量来源。而来自宇宙其他星体的辐射能仅及来自太阳的辐射能的亿分之一。从地球内部传送到地面上的热量，也仅及来自太阳的辐射能的万分之一，这和来自太阳的辐射能比较起来，都是极其微小的。2-一、一、辐辐射的基本知射的基本知识识(一一)什么是什么是辐辐射射 自然界中的一切物体都以电磁波的形式时刻不停地向外传送能量，这种传递能量的方式称为辐射。以辐射的方式向四周输送的能量称辐射能，有时简称为辐射。电电磁波的波磁波的波长长：电磁波的波长范围很广，从波长为10-10微米的宇宙射线，到波长达几公里的无线电波。肉眼看得见的是从0.40.76微米的波长，这部分称为可见光。3-可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫等各种颜色组成的光带，其中红光波长最长，紫光波长最短。其他各色光的波长则依次介于其间。波长长于红色光波的，有红外线和无线电波；波长短于紫色光波的，有紫外线，X射线、丫射线等，这些射线虽然不能为肉眼看见，但是用仪器可以测量出来(图2-1)。4-v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0.15120之间。在气象学中，通常以焦耳(J)作为辐射能的单位。v在平行光辐射的特殊情况下，辐射强度与辐射通量密度的关系为：I=E/cos 式中为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹 角。v 在在单单位位时间时间内，通内，通过过垂直于垂直于选选定方向上的定方向上的单单位面位面积积，单单位立体角内的位立体角内的辐辐射能，称射能，称为辐为辐射射强强度。常以符度。常以符号号I表示表示。5-(二二)物体物体对辐对辐射的吸收、反射和透射射的吸收、反射和透射 不论何种物体，在它向外放出辐射的同时，必然会接受到周围物体向它投射过来的辐射，但是，投射到物体上的辐射并不能全部为它所吸收，因为一部分被它反射，还有一部分可能透过物体。6-v设投射到物体上的总辐射能为Qo；被吸收的为Qa；被反射的为Qr；透过的为Qd。根据能量守恒原理：Qa+Qr+Qd=Qo将上式等号两边除以Qo，得：P23(第5行)变换得：a+r+d=1 a、r、d都是0-1之间变化的无量纲量，分别表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力。7-v 物体的吸收率、反射率和透射率大小随着物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐辐射的波射的波长长和物体的性和物体的性质质而改而改变变(选择选择性性)。例如，干洁空气对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收；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。v 如果有某种物体对各种不同波长辐射的吸收率都等于1，也就是说，投射于其上的投射于其上的辐辐射能全部被吸收，射能全部被吸收，这这种物体称种物体称为为黑体黑体。黑体是理想的辐射体，实际上在自然界中并不存在真正的黑体，但是为了研究方便，在一定条件下(例如在一定的波长范围内)，可以把某些物体近似地看成为黑体。8-(三三)有关有关辐辐射的基本定律射的基本定律 1.基基尔尔荷夫荷夫(Kirchhoff)定律定律：某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比等于同温度、同波长的黑体辐射强度，即：It=k tI tb (1)对所有物体来说，辐射强度只是某与t的函数 (2)在一定波长、一定温度下一个物体的吸收率等于该物体同温度同波长的放射率。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。(3)同一物体在温度一定时，放射辐射的波长等于其吸收辐射的波长9-2.斯蒂芬斯蒂芬(Stefan)玻耳玻耳兹兹曼曼(Boltzman)定律定律：由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。图2-3是根据实测数据绘出的温度为300K、250K和200K时黑体的放射能力随波长的变化。10-3.维维恩恩(Wein)位移定律：位移定律：由上图还可看出，黑体单色辐射极大值所对应的波长(m)是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即：mT=C (213)常数C=2896微米度 (213)式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长愈长。11-二、太阳二、太阳辐辐射射 (一)太阳太阳辐辐射光射光谱谱和太阳常数和太阳常数 以T=6000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线(图中虚线)相比较，非常相似。12-v 太阳是一个炽热的气体球，它的表面温度约为6000K，内部温度更高。根据维恩定律可以算出太阳太阳辐辐射最射最强强的波的波长长m为为0.475微米微米。这个波长是在可见光范围内相当于青光部分，因此，太阳太阳辐辐射主要是可射主要是可见见光光线线(0.40.76微米微米)，也有不可见的红外线(0.7611微米)和紫外线(0.411微米)，但在数量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波波长长在在0.154微微米之米之间间占占99以上，且主要分布在可以上，且主要分布在可见见光区和光区和红红外区，前者外区，前者占太阳占太阳辐辐射射总总能量的能量的50，后者占，后者占43，紫外区的，太阳辐射能很少，只占总能量的7。v太阳常数：太阳常数：在大气上界垂直于太阳光线的一平方厘米的面积，一分钟内获得的太阳辐射能量。多次多次卫卫星星测测得得：1367(7)W M2 世界气象世界气象组织组织采用采用：1367 W2 M2 13-(二二)太阳太阳辐辐射在大气中的减弱射在大气中的减弱 太阳辐射先通过大气圈，然后到达地表，由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在地球表面所呈现的太阳辐射强度比1367W/m2小。14-曲线1是大气上界太阳辐射光谱；曲线2是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线3是同时考虑到分子散射作用的光谱；曲线4是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。15-v产产生生这这些些变变化的原因有以下几方面：化的原因有以下几方面：1.大气大气对对太阳太阳辐辐射的吸收射的吸收：太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。1.1 水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱415。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。16-1.2 臭氧在大气中含量虽少，但是对太阳辐射能量的吸收很强。在0.2-0.3微米为一强的吸收带，使得小于0.29微米的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在0.6微米附近又有一宽的吸收带，吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，所以吸收的太阳辐射量是相当多的。1.3 二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区4.3微米附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多时，吸收才比较显著。17-由以上分析可知由以上分析可知：v 大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。v 由于大气中主要吸收物质(臭氧和水汽)对太阳辐射的吸收带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而吸收对太阳辐射的减弱作用不大。也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。18-2.大气大气对对太阳太阳辐辐射的散射射的散射：v 太阳辐射通过大气遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，而只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播开来。因而经过散射之后，有一部分太阳辐射就到不了地面。v大气对太阳辐射的散射两种形式:分子散射，也叫蕾利散射。如果太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。19-散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力和波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射。IC/4 20-粗粒散射，也称粗粒散射，也称为为漫射漫射 v粗粒散射为非对称的形式，向射入光方向伸长。v散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大。如果太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。例如，当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。21-3.大气的云大气的云层层和和尘尘埃埃对对太阳太阳辐辐射的反射：射的反射：大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时能反射太阳辐射的一部分或大部分。反射光呈白色。云的反射能力随云状和云的厚度而有很大的不同，高云反射率约为25，中云为50，低云为65，稀薄的云层也可反射1020。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达90，一般情况下云的平均反射率为5055，22-v在上述三种方式中，以反射作用最为重要，散射作用次之，吸收作用最小。以全球平均状况而言，太阳辐射约有31因反射和散射回宇宙空间，24被大气直接吸收，45到达地面。23-(三三)到达地面的太阳到达地面的太阳辐辐射射 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；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。24-1.直接直接辐辐射射：太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。这有两方面的原因：25-在地面为标准气压(1013hpa)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内的质量，一般称为一个大气质量。moc/oa 1/cosh1 1/sinh2(h2 0,本式不成立)26-太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格(BOuguer)公式表示：I=I0pm (2-17)式中，I为到达地面的太阳辐射强度；I0为太阳常数；p为空气透明系数；m为大气质量数。从上式可以看出，如果大气透明系数一定，大气质量数以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。v在一天当中，日出、日没在一天当中，日出、日没时时太阳高度最小，直接太阳高度最小，直接辐辐射最弱；中射最弱；中午太阳高度角最大，直接午太阳高度角最大，直接辐辐射最射最强强。v在一年当中，直接在一年当中，直接辐辐射在夏季最射在夏季最强强，冬季最弱。，冬季最弱。v以以纬纬度而言，低度而言，低纬纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接得到的直接辐辐射比中、高射比中、高纬纬度地区大得多。度地区大得多。27-2.散射散射辐辐射射散射辐射的强弱也和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，散射辐射也就相应地增强；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。3.总辐总辐射射在分析了直接辐射和散射辐射的情况以后，就能比较容易地了解总辐射的变化情况。日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；当太阳高度升到约等于8时，太阳直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为50时，散射辐射值仅相当总辐射的1020；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。28-v在一年中总辐射强度(指月平均值)在夏季最大，冬季最小。v总辐射随纬度的分布一般是纬度愈低，总辐射愈大；反之就愈小。v据研究，我国辐射年总量最高地区在西藏，为212252Wm2；青海、新疆和黄河流域次之，而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为119.4159.2W m2。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大，长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。29-(四四)地面地面对对太阳太阳辐辐射的反射射的反射v 投射到地面的太阳辐射，一部分被地面所反射。地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率约为1030。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，约为60，洁白的雪面甚至可达90。总的说来水面比陆面反射率稍小一些。即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍然可以有很大的差异，这也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。30-第二节 地面辐射和大气辐射 太阳辐射虽然是地球上的主要能源，但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、，陆、植被等地球表面(又称下垫面)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能源。为此，在研究大气的热状况时，必须了解地面和大气之间交换热量的方式及地气系统的辐射差额。31-一、地面、大气的一、地面、大气的辐辐射和地面有效射和地面有效辐辐射射(一一)地面和大气地面和大气辐辐射射 1.辐辐射能量：射能量：Eg=$&T4 （Ea=$&T4)式中：Eg为地表面的辐射能量;为地表面的相对辐射率。如地面温度为15，以=0.9，则可算得：Eg0.95.6710-8（288）4 346.7W/2.长长波波辐辐射射 当地面温度为15，根据维恩定律可算得：m=C/T=2896/288=10um 即该温度下地面最强的辐射能位于波长10um左右的光谱范围中32-地面大气地面大气辐辐射射为长为长波波辐辐射？射？地面平均温度约为300K（10m），对流层的大气平均温度约250K（15m），其辐射最大的波长在1015m范围内。因为地气系统热辐射中95以上的能量集中在3120m的波长范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。33-(二二)地气地气长长波波辐辐射特点射特点1.大气大气对长对长波波辐辐射的吸收射的吸收 大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气温度、压强等有关。大气中水汽、液态水、二氧化碳和臭氧对长波辐射的吸收起重要作用，他们对长波辐射具有选择性。(大气窗口大气窗口)34-2.大气中大气中长长波波辐辐射的特点（射的特点（长长短波短波传输传输区区别别？）？）第一，太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气 的，而地面和大气辐射是漫射辐射；第二，太阳辐射过程中不考虑大气短波辐射影响，因其极其微 弱。长波辐射在大气中传播时，不仅要考虑大气对长波 辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射；第三，长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。因为 r(长波辐射的波长大于气体分子和尘粒的尺度，散 射作用非常弱)35-(三三)大气逆大气逆辐辐射与地面有效射与地面有效辐辐射射 1.大气逆大气逆辐辐射与大气保温效射与大气保温效应应大气逆大气逆辐辐射射：大气辐射指向地面的部分。大气的保温效大气的保温效应应（花房效（花房效应应、温室效、温室效应应）：）：由于大气逆辐射的存在，使地面实际损失的能量比它以长波辐射的能量要少一些，这种现象就叫。2.地面有效地面有效辐辐射射 地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气辐射（Ea）之差称为地面有效辐射，以F0表示。F0=Eg Ea (1)常为正值（2）影响因子（3）日变化和年变化，36-二、地面及地二、地面及地-气系气系统统的的辐辐射差射差额额 辐射差额（R）收入辐射支出辐射（一）地面的（一）地面的辐辐射差射差额额：Rg=(Q+q)(1-a)-F0 式中：Rg为地面辐射差额；(Q+q)是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接 辐射和散射辐射之和；a为地面对总辐射的反射率；(1-a)即为地面的吸收率；F0为地面的有效辐射。37-38-第三节 大气的增温和冷却一、海一、海陆陆的增温和冷却的差异的增温和冷却的差异差异：差异：大气的热能主要来自地面，而地面情况有很大的差别。不同的地面情况，对大气的增温和冷却有不同的影响。海洋和陆地、高山和深谷、高原和平原、林地和草地、湿区和干区，对大气的增温和冷却的影响有很大差异，其中海洋其中海洋和和陆陆地的差异最大。地的差异最大。39-原因：原因：1、在同样的太阳辐射强度之下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能，这是因为陆面对太阳光的反射率大于水面。平均而论，陆面和水面的反射率之差约为10 20。换句话说，同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多1020。2、陆地所吸收的太阳能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的层次。这是因为陆地表面的岩石和土壤对于各种波长的太阳辐射都是不透明的，而水除了对红色光线和红外线可以说是不透明的外，对于紫外线和波长较短的可见光线来说，却是相当透明的。40-3、陆地所得太阳能主要依靠传导向地下传播，而水还有其他更有效的方式，包括波浪、洋流和对流作用。这些作用使得水的热能发生垂直的和水平的交换。因此，陆面所得太阳辐射集中于表面，一薄层，以致表面急剧增温，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一个层次，以致水温不易增高，也就相对地减弱了水面和大气之间的显热交换。砂所得的太阳辐射，传给空气的约占半数，而水所得的太阳辐射，传给空气的不过0.5。41-4、海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，也使得水温不容易升高。而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收地面辐射的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。5、海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，也使得水温不容易升高。而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收地面辐射的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。6、岩石和土壤的比岩石和土壤的比热热小于水的比小于水的比热热。以上差异造成的结果：海陆热力过程的特点是互不相同的。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大；而海洋上温度则变化缓慢，如大洋中年最高最低气温的出现要比大陆延迟一两个月。42-二、空气的增二、空气的增热热和冷却和冷却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现。空气内能变化有两种情况：一是由于空气与外界有热量交换而引起的，称为非绝热变化；二是由于外界压力的变化使空气膨胀或压缩而引起的，空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。(一一)气温的非气温的非绝热变绝热变化化 1.传导传导：就是依靠分子的热运动将热能从一个分子传递给另一分子，而分子本身并没有因此发生位置的变化。空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会因为传导作用而交换热量。43-2.辐辐射射：物体之间不停地以辐射方式交换着热量。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，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。3.对对流流：当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，这是对流层中的热量交换的重要方式。4.湍流湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是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。44-5.蒸蒸发发(升升华华)和凝和凝结结(凝凝华华)：水在蒸发(或冰在升华)时要吸收热量；相反，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空气。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。由于大气中的水汽王要集中在5公里以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。45-(二二)气温的气温的绝热变绝热变化化1.绝热过绝热过程与泊松方程程与泊松方程：大气中所进行的各种过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改变。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。46-2.干干绝热绝热直减率和湿直减率和湿绝热绝热直减率直减率d1/100mm=d+l/cp+dqs/dz (2.41)3.位温和假相当位温位温和假相当位温 T(1000/p)0.28647-第四节 大气温度随时间的变化一、气温的周期性一、气温的周期性变变化化 (一一)气温的日气温的日变变化化 气温日变化的一般特点是：一天当中有一个最高值，和一个最低值，最高值出现在午后两点午后两点钟钟左右，最低值出现在清晨日出前后清晨日出前后。气温日气温日较较差差:指一天当中气温的最高值和最低值之差。它的大小反映了气温日变化的程度。48-49-变变化化规规律律：气温日较差的大小和纬度、季节、地表面性质及天气情况等有密切关系。各地太阳幅射日较差的大小，直接决定于正午太阳高度，而正午太阳高度因纬度和季节而不同。1、低纬地区有较大的平均正午太阳高度，因而有较大的平均太阳辐射的日较差和气温日较差；高纬地区则反之。据统计，低纬度地区的气温日较差平均为12；中纬度地区为79；高纬度地区为34。50-2、夏季有较大的正午太阳高度，因而有较大的太阳辐射的日较差和气温日较差：冬季反之。这一季节变化以中纬度地区最显著，因为中纬度地区，太阳辐射强度日变化夏季比冬季大得多，”所以气温日较差也是夏季大于冬季。3、低纬度地区由于太阳辐射强度的日变化随季节变化很小，气温日较差随季节变化也很小。极地区域由于冬季有极夜，夏季有极昼，太阳辐射强度的日变化随季节的变化不大，气温日较差随季节的变化也不大。4、地表面性质的不同包括海陆、地势、植被等的不同。就海陆的不同来说，气温日较差海洋小于陆地，51-由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有它一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑到上述诸因素的综合影响。(二二)气温的年气温的年变变化化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是太阳辐射最强和最弱的一天(北半球夏至和冬至)，也不是太阳辐射最强和最弱一天所在的月份(北半球 6月和l2月)，而是比这一天要落后12个月。52-v就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低；海洋上的气温以 8月为最高，2月为最低。v气温年气温年较较差差：一年中月平均气温的最高值与最低值之差。v气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛(1650，N)气温年较差只有6，上海(31N)为25，海拉尔(4913，N)达到46.7。53-二、气温的非周期性二、气温的非周期性变变化化v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，就常常因为冷空气的活动有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。这种非周期性变化.v 思考思考：非周期的重要性如何？非周期的重要性如何？54-第五第五节节 大气温度的空大气温度的空间间分布分布一、气温的水平分布一、气温的水平分布 气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是通过地面上气温相等各地的连线。等温线的不同排列表示不同的气温分布特点，如等温线稀疏，则各地气温相差不大；等温线密集，表示各地气温悬殊；等温线平直，表示影响气温分布的因素较少；等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多；等温线的东西方向，表示温度因纬度而不同，即以纬度为主要因素；等温线和海岸平行，表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。55-56-57-v 影响气温分布的主要因素：影响气温分布的主要因素：纬度、海陆和高度 为了消除高度影响，在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，把纬度、海陆及其他因素更明显地表现出来。气温分布气温分布图图：通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季对对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作如下冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作如下分析：分析：58-1、在南北半球的平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。在北半球，等温线7月比1月稀疏。这说明北半球1月南北温度差大于7月南北温度差，这是因为1月太阳直射点位于南半球，北半球的高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短；而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此1月北半球南北温差较大。7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致7月北半球南北温差较小。59-2、冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。例如最突出的暖洋流和暖气团是墨西哥湾暖洋流和其上面的暖气团，使位于60N以北的挪威、瑞典1月平均气温达0-15，比同纬度的亚洲及北美洲东岸气温高1015。盛行西风的40N处，在欧亚大陆靠近60-大西洋海岸，由于海洋影响，1月平均气温在15以上；在亚洲东岸受陆上冷气团的影响，1月平均气温在-5以下。大陆东西岸1月份同纬度平均气温竟相差20以上。在北纬40度处的北美洲西岸1月平均气温靠近10，在东面大西洋海岸仅为0，相差亦达10。至于冷洋流对气温分布的影响，在南美洲和非洲西岸也是明显的。此外，高大山脉能阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。例如，我国的青藏高原、北美的洛矶山、欧洲的阿尔卑斯山均能阻止冷空气不向南而向东流动。61-3、最高温度带并不位于理想赤道上，冬季在5一10N处，夏季移到20N左右。这一带平均温度1月和7月均高于24，故称为热赤道。v热热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现现象，象，因因为这为这个个时时期太阳直射点的位置北移，同期太阳直射点的位置北移，同时时北北半球有广大的半球有广大的陆陆地，使气温地，使气温强强烈受烈受热热的的缘缘故。故。62-4、南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。v 北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。v 根据现有记录，世界上绝对最低气温出现在东西伯利亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为-69.8和-73，1962年在南极记录到新的世界最低气温为-90。世界绝对最高气温出现在索马里境内，为 63。63-二、二、对对流流层层中气温的垂直分布中气温的垂直分布 .v 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，整个对流层的气温直减率平均为0.65100米。实际上，在对流层内务高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。v 对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.50.6100米，上层平均为0.650.75100米。64-v对流层下层(由地面至2公里)的气温直减率平均为0.30.4100米。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质，季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，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。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在它的下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。65-(一一)辐辐射逆温射逆温v 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。v 图2-33中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈多；离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温(图233b)；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强(图233中c)；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失(图233中d、e)。66-v辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。夏季夜短，逆温层较薄，消失也快；冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还有沿斜坡流入低谷和盆地的作用，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。67-68-(二二)湍流逆温湍流逆温 v 由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。其形成过程可用下图说明。图2-34中AB为气层原来的气温分布，气温直减率(y)比干绝热直减率(yd)小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按于绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温；空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以，空气经过充分的湍流混合以.后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。图中CD是经过湍流混合后的气温分布。这样，在湍流减弱层(湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层)就出现了逆温层DE。69-70-(三三)平流逆温平流逆温v 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却的作用，愈近地表面降温愈多；而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温(图)。v 但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用不能分开。因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。71-(四四)下沉逆温下沉逆温v 如图2-36所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小(hh)。如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离为大，所以，其顶部空气的绝热增温要比底部多。于是可能有这样的情况，当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。72-73-(五五)锋锋面逆温面逆温v 对流层中，冷暖空气相遇，暖空气密度小，爬到冷空气的上面，两者之间形成一个倾斜的过渡区锋面。在锋面上，如果冷暖空气的温度差比较显著，也可出现逆温，这种逆温称为锋面逆温，如图237所示，右边是锋的剖面，上面绘有等温线；左边是A点上空气温垂直分布的情形。v 由于锋是从地面向冷气团上方倾斜的，因此锋面逆温只能在冷气团所控制的地区内观测到。而且，锋面逆温的高度与观测点相对于地面锋线的位置有关，观测点距地面锋线愈近，逆温高度愈低。74-75-思考思考：1、水汽、二氧化碳、臭氧、水汽、二氧化碳、臭氧对辐对辐射的作用。射的作用。2、你是如何理解大气、你是如何理解大气稳稳定度概念的。定度概念的。3、谈谈对谈谈对P52气温气温4种年度化种年度化类类型的理解。型的理解。76-