第二章 大气的热能和温度

章节介绍 第一节 太阳辐射 第二节 地面和大气辐射 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 大气温度的空间变化

第一节 太阳辐射 一、辐射的基本知识 辐射、可见光波、长波辐射（地面大气）、短波辐射（太阳）、辐射通量 物体对辐射的吸收、反射和透射 第一节 太阳辐射 一、辐射的基本知识 辐射、可见光波、长波辐射（地面大气）、短波辐射（太阳）、辐射通量 物体对辐射的吸收、反射和透射 吸收率、反射率、透射率； 黑体、白体

辐射的基本定律 斯蒂芬（Stefan）-玻耳 兹曼（Boltzman）定律 维恩（Wein）位移定律 基 尔 霍 夫 定 律

基尔霍夫定律 E（λ，t）= e（λ，t）/ K（λ，t）。 该常数E（λ，t）仅与波长和温度有关，而与物体的性质无关。

①对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。 ②对于同一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。 基尔霍夫定律说明，不管什么物体，只要T、λ相同，它的放射率和吸收率的比值是一样的。 E（λ，t）= e（λ，t）/ K（λ，t）=e0（λ，t）/1= e0（λ，t） 对于任何物体m而言，在温度T时，对于某一波长λ的放射能力em（λ，t）与同温下对同波长的吸收率之比就等于黑体在同温度T下对同一波长的放射能力。 这样，基尔霍夫定律就把物体的放射、吸收与黑体的辐射能力联系起来，从而有可能通过研究黑体辐射来了解一般物体的辐射。 基尔霍夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体，对流层、平流层和地表均可看作是处于辐射平衡状态，因此可直接应用这一定律。

斯蒂芬（Stefan）-玻耳兹曼（Boltzman）定律 由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即ETb=σT4 上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。式中σ=5.67×10-8W/（m2·K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。

黑体放射能力与波长、温度的关系

维恩（Wein）位移定律 黑体单色辐射极大值所对应的波长（λm）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λmT=C （2·13）上式表明，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，其辐射的波长则愈长。

二、太阳辐射 太阳辐射光谱——太阳辐射中，辐射能按波长大小的分布。 太阳辐射光谱和太阳常数 太阳辐射光谱——太阳辐射中，辐射能按波长大小的分布。 大气上界的太阳辐射光谱是在0.1-5微米的范围内，其中99%以上的能量集中在0.15-4微米之间，且主要分布在可见光和红外区，其中可见光占太阳辐射总量的50%，并以0.475微米附近的辐射能量最强，这一波长相当于青光；红外区占总能的43%，紫外区只占7%。 太阳常数——就日地平均距离而言，在大气上界垂直于太阳光线的1cm2的面积，1分钟获得的太阳辐射能。用IO来表示。

世界气象组织（World Meteorological Organization，WMO）是联合国的专门机构之一。其前身为国际气象组织（International Meteorological Organization，IMO），于1873年在维也纳成立。是世界各国政府间开展气象业务和气象科学合作活动的国际机构。

太阳辐射在大气中的减少 大气对太阳辐射的吸收 水汽——主要集中在红外区。太阳辐射因水汽的吸收可以减少4-15%。所以，大气因水汽直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。 臭氧——在可见光区、紫外区都有较强的吸收带，但因大气中臭氧含量甚微，故大气因臭氧直接吸收太阳辐射而引起的增温不显著。 CO2——对太阳辐射的吸收仅在红外区的4.3微米处，该区域太阳辐射强度小，被吸收后对整个太阳辐射并无多大影响。 结论：大气对太阳辐射的吸收带均位于太阳辐射光谱两端的低能区，大气成分对太阳辐射的减弱并不明显。也即大气因直接吸收了太阳辐射而引起的增温不明显。因此说，太阳辐射并不是低层大气的直接热源。

大气对太阳辐射的散射 1、当太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气质点时，波长越短，散射越强。这被称为分子散射或蕾利散射。 解释现象：雨过天晴，天空呈蔚蓝色。 2、当太阳辐射遇到的是直径比波长要大的空气质点时，此时各波段的电磁波均被散射，这叫粗粒散射、米散射或漫射。 解释现象：灰色而浑浊的天空

云层、尘埃的反射 云的反射最强，对太阳辐射的反射可达50-55%。 结论：在吸收、散射和反射三种方式中，反射最主要，散射次之，吸收最少。就全球平均状况而言，太阳辐射有30%被反射和散射到宇宙空间，20%被吸收，50%可直接到达地面。

到达地面的太阳辐射 太阳辐射经过大气层的吸收、反射和散射后剩余的50%就可到达地面。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。

直接辐射 太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。 太阳高度角的大小对太阳直接辐射的影响有两个方面 。 ①高度大小不同，影响到太阳辐射投射到地面上的面积的大小。 ②太阳高度角的大小，还直接影响到太阳辐射通过大气层的厚度和大气质量。 一般以太阳高度角为90º（直射），在地面为标准气压（海平面压力为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的质量，称为一个大气质量。

大气透明度 一个地区在一天中大气透明度的变化很小，所以影响直接辐射的主要因子是太阳高度角。 在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。 一个地区在一天中大气透明度的变化很小，所以影响直接辐射的主要因子是太阳高度角。

太阳辐射的时空变化 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。 ①同一地区，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。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。但是，有的地区夏季云量多，云层厚直接辐射的最大值在盛夏前后。 ②不同地区，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较中、高纬度地区大得多。

散射辐射 散射辐射也要受太阳高度、大气透明度的影响，同时与云量、海拔高度有关。在上述因子影响下，表现为随高度角增大而增大，随大气透明度变小而增大，随云量增多而增多，随海拔增大而减小。

总辐射 地面获得的总辐射一般来说是随着太阳高度的增大而增大，随大气透明度的提高而增大。 一天中，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；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。例如，中午云量突然增多时，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，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。 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。 太阳总辐射大时，地面获得的热量就多，地面温度就高，所以地面温度的年际变化实质上就是太阳总辐射的年际变化。

地面对太阳辐射的反射 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10％—30％。 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。陆地表面对太阳辐射的反射率约为10％—30％。

第二节 地面和大气的辐射 一、地面和大气的辐射 二、地面有效辐射 三、地面及地-气系统的辐射差额

一、地面和大气的辐射 地面和大气一方面要吸收太阳辐射，同时也依据其本身的温度时刻不停的向外放出辐射。 地面的平均温度为300K（27℃），对流层的平均温度约为250K（-23℃）。在这样的温度下，地面和大气的辐射主要集中在3—120μm的波长范围内，这些都是用肉眼直接看不到的红外辐射。 太阳辐射波长的波长范围为0.15—4μm，地面辐射和大气辐射要比太阳辐射长的多。因此地面和大气辐射为长波辐射，太阳辐射为短波辐射。 长波辐射是地面和大气之间进行热量交换的重要方式，大气直接吸收的太阳辐射很少，仅占整个大气层太阳辐射的24%，所以大气主要靠地面的长波辐射而增温。

地面有效辐射 地面有效辐射是指地面通过长波辐射向外放出的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差，以F0 表示，则F0=Eg-δEa 。 地面有效射也即地面通过长波辐射实际损失的热量。由于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。

地面有效辐射的大小，同地面温度和底层大气温度之间差值有关，差值越大，有效辐射也越大。同时地面有效辐射的大小还与大气湿度、云况和云量等有关系。云不仅能强烈吸收地面辐射，同时也能强烈的向地面放出辐射，以增强大气逆辐射，从而缓解地面失热的程度。正因如此，在冬季有云的夜晚通常比无云的夜晚要暖一些。在冬季，释放“人造烟幕弹”防霜冻的原理也即如此。

地面及地-气系统的辐射差额 地面的辐射差额 辐射差额=收入辐射-支出辐射 在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。辐射差额为零时，物体的温度保持不变。 地面的辐射差额 地面辐射能的收入与支出之差，称为地面的辐射差额。辐射差额数值的大小，可反映温度升降的程度。因此，地面温度与近地面空气温度的高低变化特点，在很大程度上决定于地面辐射差额的大小。

1、地面辐射差额表达式： Rg=（Q+q）（1-a）-F0 式中Rg 表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（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；F0 为地面的有效辐射。

地面辐射差额的时空分布 年变化随纬度而异，纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多，反之愈少。 一天中，地面辐射的差额白天为正值，夜间为负值。由负值转到正值的时刻一般在日出后1h左右，由正值转到负值的时刻一般在日落前1h左右。 年变化随纬度而异，纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多，反之愈少。 我国大部分地区处中纬度地带，其辐射差额的年际变化随纬度和地理条件而异。就全国而言，夏季辐射差额大，冬季小。但在个别地区也有差异，如昆明的辐射差额的最大值出现在湿季来临前的春末夏初。（干季——热季——湿季）

地-气系统的辐射差额 单独地去研究地面或大气辐射差额是很麻烦的，但如果把地面和大气看作一个系统（整体）来研究就方便的多。其总辐射差额为：Rs=（Q+q）（1-a）+qa-F∞ 地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。在S、N35°之间为正值，在此范围之外的中高纬地区为负值。 也就是说在低纬地区有热量盈余，高纬有热量亏损。如果高低纬之间没有热量交换，那么低纬地区的温度将因为有热量盈余而不断升高，高纬则下降。但多年观测表明，高、低纬地区的温度变化非常微弱。因此，高低纬间必然存在着热量交换，其中热量输送者正是大气运动和海水运动

第三节 大气的增温和冷却 空气内能变化的原因：一是空气与地面和太阳有热量交换，因而引起空气内能的增减；二是做升降运动的气块在升降过程中，同周围大期间热量交换很少，但由于体积的大小随气压的变化而变化，进而影响到内能的增减。这两种形式都可导致空气内能的增减，进而导致气温的升降。一般将前者称为气温的非绝热变化，把后者称为气温的绝热变化。 非绝热变化是引起对流层大气温度变化的根本原因，绝热变化只发生在某一做升降运动的气块中，对整个对流层大气来讲没任何影响。因而非绝热变化和绝热变化两者性质不同。

气温的非绝热变化 气温的非绝热变化主要是通过地面和大气之间的热量交换来完成的。 海陆的增温和冷却的差异 水面与陆面的比热不同 水面和陆面对太阳辐射的吸收和反射不同 水面和陆面的导热方式不同。 海水对太阳辐射基本上是透明的 海水有充足的水源，它的蒸发量大，失热较多，水温不易升高。海面之上水汽较多，故气温不易下降。陆面正好相反

热交换形式 空气与外界交换热量有如下几种方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发、凝结（包括升华、凝华）

气温的绝热变化 绝热变化是指气块与外界无热量交换的情况下，由于内部能量的转化而引起的温度变化。这种变化一般出现在垂直运动的气块中。 气温的绝热变化又视气块内有无水的三态变化而分为两种情况：一是如果气块在升降过程中无水的三态变化，与外界无热量交换，这叫干绝热变化；二是如果气块在垂直运动过程中有水的三态变化，则叫湿绝热变化。

干绝热方程和干绝热直减率 干绝热方程 干绝热直减率:干空气块上升或下降单位距离时的温度变化值，称干绝热直减率，以γd表示

湿绝热直减率——相对于饱和湿空气而言 饱和湿空气在垂直方向上上升或下降单位距离的温度变化值，用rm来表示。 气温直减率、干绝热直减率和湿绝热直减率的区别： 1.气温直减率：为整个对流层的平均气温直减率；r=0.65℃/100m 2.干绝热直减率：为干空气块做绝热升降运动时的气温直减率，是气块内部本身的温度变化。Γd=1℃/100m 3.湿绝热直减率：为湿空气块做绝热升降运动时的气温直减率， rm可能大于r，也可能小于r，但永远小于Γd

大气稳定度 表示大气层结是否易于发生对流运动的方法就叫大气稳定度 大气稳定度的判断 基本公式 大气稳定度的判断方法 大气稳定度的判断 基本公式 大气稳定度的判断方法 ⑴γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定。如果γ很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及γ很小的气层称为阻挡层。 ⑵当γ＜γm时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当γ＞γd时则相反，因而称为绝对不稳定。 ⑶当γd＞γ＞γm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。

第四节 大气温度随时间的变化 日变化 气温的周期性变化 年变化 气温的非周期性变化

气温的日变化 特点1：1天中有1个气温最大值和1个最小值，最大值出现在午后2点钟左右，最小值出现在日出前后。 变化的原因 特点2：气温的日较差大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。 日较差

气温的年变化 变化规律：北半球陆地、海洋最热月分别是7月、8月；最冷月分别是1月、2月。 气温年较差

气温的非周期性变化

第五节 气温的空间分布 一、水平分布 影响水平分布的因素 水平分布的描述 全球海平面气温分布特征 垂直分布情况 二、对流层中气温的垂直分布 逆 温

气温的水平分布 太阳辐射 海陆分布 影响分布的因素 大气环流 海拔高度 水平分布：P54-55

对流层中气温的垂直分布 对流层气温垂直分布情况：r=0.65℃/100m R为变量，在不同层次上r值并不同。 辐射逆温 平流逆温 湍流逆温 锋面逆温 下沉逆温

复习思考题 一、基本概念 可见光谱 长波辐射 短波辐射 黑体 白体 灰体 辐射三定律 太阳常数 蕾利（分子）散射 米散射（漫射） 1个大气质量 大气之窗 大气逆辐射 温室效应 地面以及地气系统辐射差额 干（湿）绝热直减率 大气稳定度 气温年较差 逆温（各种逆温类型） 二、基本问题 1、什么是地面总辐射，与大气上界的太阳辐射相比有什么变化？ 2、太阳辐射在大气中的减弱方式与具体过程，由此可得出什么结论？ 3、解释下列现象：雨过天晴，天空呈蔚蓝色；日出、日落太阳呈红色；空气浑浊， 天空呈灰色；人造烟幕弹可防霜冻；霜打洼地。 4、地面辐射差额的含义及其对气温日变化的影响。 5、海陆之间的热力差异。 6、大气 稳定度的含义及判断方法。 7、全球海平面气温分布的特点。 8、各种逆温