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1、,第二章 大气的热能和温度,第一节 太阳辐射 第二节 地面和大气的辐射 第三节 大气的增温和冷却 第四节 大气温度随时间的变化 第五节 大气温度的空间分布,大气的热能地表大多数运动过程的能量直接/间接来自太阳辐射太阳辐射透过地球的大气到达地表，经过一系列能量转换之后，形成对地球生命有深刻影响的大气热力状况。地球上的气温条件是各种生物繁殖和演化的重要条件，也是决定地球上能量和物质输送、转化的重要因素。气温的空间变化是各地理要素地域分异的根本原因之一。,一、辐射的基本知识 二、太阳辐射,第一节 太阳辐射,辐射：自然界的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量。通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐
2、射。辐射能是通过电磁波的方式传输的。单位：焦耳(J)。单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度(E)，单位是w/m2。辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之成某一角度。如果指的是投射来的辐射，则称入射辐射通量密度；如果指的是自物体表面射出的辐射，则称放射辐射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。,(一)辐射与辐射能,一、辐射的基本知识,(二)辐射光谱,(三)物体对辐射的吸收、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，但投射到物体上的辐射并不能全部被吸收，其中一部分被反射一部分可能透过
3、物体。物体的吸收串、反射率和透射串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，而水汽对红外线却能强烈地吸收；雪面对太阳辐射的反射串很大，但对地面和大气的辐射则几乎能全部吸收。,(四)有关辐射的基本定律1.基尔荷夫(Kirchhoff)定律2.斯蒂芬(Stefan)玻耳兹曼(B0ltzman)定律3.维恩(Wein)位移定律,(三)有关辐射的基本定律 1.基尔荷夫(Kirchhoff)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(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
4、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,即：It=ktItb,2.斯蒂芬(Stefan)玻耳兹曼(Boltz-man)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。,3.维恩(Wein)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：常数：C=2896微米度(213)式表明，物体的
5、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。,mT=C,二、太阳辐射,(一)太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长分布太阳常数：在日地平均距离上，大气层顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射。国际气象组织建议太阳常数用1367 W/m3,注意：日地平均距离 大气上界 到达大气上界的太阳辐射,太阳辐射光谱,长波辐射,短波辐射：太阳辐射 m（可见光:0.4-0.76m）长波辐射：地面和大气辐射3-120m,(二)太阳辐射在大气中的减弱,1.大气对太阳辐射的吸收2.大气对太阳辐射的散射3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射,太阳辐
6、射通过大气层然后到达地表，在这个过程中太阳辐射光谱有了明显的变化，主要体现在 第一：总辐射能有明显减弱；第二：辐射能随波长的分布极不规则；第三：波长短的辐射能减弱更为显著。其原因主要有以下几个方面：,太阳辐射主要集中在可见光(0.4-076m)，此外也有不可见的红外线(0.76m)和紫外线(0.4m)，在全部辐射中，可见光占50%，红外线占43%。紫外区的太阳辐射能只占7%。,1.大气对太阳辐射的反射,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。产生反射:大气质点远大于入射电磁波波长其中云的反射作用最为显著，,大气的削弱,1）特点：具有方向性，与入射角有关。2）反射电磁
7、波范围：可见光、紫外线、红外线3）大气反射率：反射辐射量与入射辐射量的比值4）影响因子:火山灰：增加反射率 云：反射能力随云状和云的厚度而不同，厚度越大、反射率越大；高度越高，反射率越大。一般情况下，云的平均反射率为50%-55%。厚云可反射90%。,2.大气对辐射的散射,概念：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。方向：四面八方 散射并不像吸收那样把辐射能变为热能，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。经过散射，将有一部分太阳辐射到不了地面。,2）粗粒散射：大气质点与入射电磁波波长相当 也称为漫射 云滴 大气气溶胶：大气中的一切固体和液体粒
8、子 散射电磁波范围：各波段的可见光,散射,1）分子散射：大气质点远小于入射电磁波波长。入射辐射的波长越短，被分子散射的辐射越多。散射电磁波范围：可见光的蓝、紫色光。,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，称分子散射。IC/4,3.大气对辐射的吸收 气体物质将投射在它上面的一部分辐射能同化吸收，并转化成自己的内能的作用。1）吸收太阳辐射的主要大气成分：水汽、二氧化碳、氧和臭氧、一氧化氮、甲烷等。2）太阳辐射的大气吸收谱 高层O2和O3：吸收紫外线和X射线。低层水汽和CO2：吸收红外线。可见光波段吸收很弱。,3）具有选择性，因而使穿
9、过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则；4）吸收作用主要削弱紫外和红外部分，对可见光影响较小；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处于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大，即：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讲，太阳辐射并不是主要的直接热源。,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。,在削弱作用中，反射作用最为重要，尤其是云层对太阳辐射的反射作用最为
10、明显，散射作用次之，吸收作用最弱。经大气吸收、散射、反射作用，太阳辐射在量与质各方面都发生了改变，首先，紫外线几乎消失、可见光减少到40%、红外线升高到60%。,(三)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；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。,1.直接辐射 强弱和许多因子有关：最主要有两个，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。有两方面原因:(1)太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小.(2)太
11、阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少.,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),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。
12、在一天当中，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。在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。以纬度而言，低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射比中、高纬度地区大得多。,2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。同直接辐射类似，散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一年内夏季最强。,3总辐射 日出以前，地面上总辐射的收入不
13、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，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10一20；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,在一年中总辐射强度(指月平均值)在夏季最大，冬季最小。,(四)地面对太阳辐射的反射 投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中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。,反射率：地面反射部分占辐射量的百
14、分比。地面对太阳辐射的反射率决定于地面的性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率约为10%-30%。深色土比浅色土反射能力小、其中 粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土比干燥土反射能力小。雪面的反射率约为60%。水面的反射率比陆地反射率稍小。水面的反射率随水面的平静程度和太阳高度角的大小而变化，平静水面的反射率高，入射角越小、反射率越小。波浪起伏的水面平均反射率为10%。,反射和吸收,第二节 地面和大气的辐射,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射 二、地面及地气系统的辐射差额,一、地面、大气的辐射和地面有效辐射,地面能吸收太阳短波辐射，同时按其本身的温度不断地向外放射长波辐射。大气对太阳短波辐射几乎是
15、透明的，吸收很少。但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大气也按其本身的温度，向外放射长波辐射。通过长波辐射，地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间。相互交换热量，并也将热量向宇宙空间散发。,(一)地面和大气辐射的表示 1.辐射能量：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，可算得 Eg0.95.6710-8(288)4346.7W/2.长波辐射 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,地面大气辐射为长波辐射？地面平均温度约为300K（1
16、0m），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。,非常强烈吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，还与大气的温度、压强等有关。大气中水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等对长波辐射的吸收起重要作用。具有选择性。,(二)地面和大气长波辐射的特点,1.大气对长波辐射的吸收,1.大气对长波辐射的吸收（长短波传输区别？）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
17、，他们对长波辐射具有选择性。(大气窗口),2大气中长波辐射的特点 长波辐射在大气中的传输过程与太阳辐射的传输有很大不同。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，而地面和大气辐时是漫射辐射。第二，太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳将射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射的影响。这是因为大气的温度较低，所产生的短波辐射是极其微弱的。但考虑长波辐射在大气中的传播时，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，长波幅射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波辐射的波长要小得多，散射作用非常微弱。,(三)大气逆辐射和地面有效
18、辐射 1大气逆辐射和大气保温效应 2地面有效辐射,大气辐射：大气获得热能以 后依据本身的温 度向外辐射。大气逆辐射：大气辐射中指向地面的那部分辐射 由于大气逆辐射的存在，地面温度提高了33。大气的保温效应（花房效应、温室效应）：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。,大气的保温作用,地面放射的辐射(Eg)与地面吸收的大气逆辐射(Ed)之差，称为地面有效辐射。以Fo，表示 FoEgEd 通常情况下，地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。只有在近地层有很强的逆温及空气湿度很大的情况下，有效辐射
19、才可能为负值、这时地回才能通过长波幅射的交换而获得热量。,地面有效辐射,二、地面及地气系统的辐射差额,地面的辐射差额大气的辐射差额地气系统的辐射差额,辐射差额（R）收入辐射支出辐射（一）地面的辐射差额：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。,地面的辐射差额,Rg=(Q+q)(1-a)-Fo,大气的辐射差额,Ra=qaFo-F,地气系统的辐射差额,Rs=(Q+q)(1-a)+qa-F,第三节大气的增温和冷却,一、海陆增温和冷却的差异 二
20、、空气的增温和冷却 三、空气温度的个别变化和局地变化 四、大气静力稳定度,一、海陆的增温和冷却的差异,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。,3、陆地所得太阳能主
21、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。,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
22、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、岩石和土壤的比热小于水的比热。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。,二、空气的增温和冷却,空气的冷热程度实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量时，其内能增加气温也就升高；反之，空气失去热量时，内能减小。气温随之降低.空气内能变化既可由空气与外界有热量交换而引起；也可由外界压力
23、的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。非绝热变化：空气与外界有热量交换绝热变化：空气与外界没有热量交换,(一)气温的非绝热变化,1传导空气是依靠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传热方式。空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。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，其作用仅在贴地气层中较为明显。2辐射 是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。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。空气团之间也可通过长波辐射交换热
24、量,3对流对流层中热量交换的重要方式 当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降补充，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 4湍流摩擦层中热量交换的重要方式。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祖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。5蒸发(升华)和凝结(凝华)主要在对流层下半层起作用 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
25、热量得到传送。使地面和大气之间、空气团与空气固之间发生潜热交换。大气中的水汽主要集中在5km以下气层中。,（二）气温的绝热变化,干绝热方程也称松泊方程,干绝热直减率和湿绝热直减率,气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率(简称绝热直减率d)。,饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的减温卒恒比干绝热减温率小。饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率。,3位温和假相当位温 空气块在于绝热过程中，其温度是变化的，同一气块处于不同的气压(高度)时，其温度值常不同，这就给处在不同高度上的两气块进行热状态的比较带来一定困难。为此，假设把气块都按绝热过程移到同一高度(或等压面上)，就可以进行比较
26、了。把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度：1000hPa处，这时所具有的温度称为位温，以表示。在气象学中，一般常用的热力图表以温度T为横坐标，以压力对数lnP为纵坐标，称为温度对数压力图解。该图上的干绝热线即为等位温线，当已知空气的温度和压力时，我们可由热力图表直接读出位温来。显然气块在循干绝热升降时其位温是恒定不变的。这是位温的重要性质。,大气中的水汽达到凝结时，一般是部分凝结物脱离气块而降落、另一部分随气块而运动，为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。当气块中含有的水
27、汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温，用se表示。,三、空气温度的个别变化和局地变化,气象站在不同时间所观测的或是自记仪器所记录的气温变化都是某一固定地点约空气温度随时间的变化，某一固定地点空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。如何理解温度的个别变化和局地变化之间的联系。由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。例如，当冷空气南下时南部地表面温度较高，下垫面将把热量传递给冷空气。这种作用特使气温升高。,在日常分析某地点气温变化时主要就考虑这三方面的因子：在近地面范围内，垂直运动较小，由此引起的气温变化通常可忽略不计。地面和大气
28、间的热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因素。冷暖气团运动引起的温度平流是气温非周期变化的主要因子。在分析高层大气温度的局地变化时非绝热因子除有凝结现象出现时，通常起的作用比较小。,四、大气静力稳定度,大气稳定度指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次。是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。,大气稳定度(atmospheric stability),空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快的过程；上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结，这是大气中云、雾、雨、雪形成的最重要的原因；因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是看大
29、气中是否会产生上升运动；判断空气是否会产生上升运动，就要看空气在铅直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。,71,大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。假如有一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种情况：1、如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是稳定的(stable)；2、如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的(unstable)；3、如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层(neutral)。,判断大气稳定度的基本方法,气块在受到扰动后上升z高度后自身产生的加速度取决于气块受到的合力。气块受到的合力为浮力与重力之差：F=mg-mg=()V g 单位质量气块所受的力就是加速度，所以合力产生的加速度：,2006-9-30,用状态方程代入：,由此可见空气的稳定度取决于气块与周围空气的温度差。,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。,
