西北师范大学：《气象学与气候学》第二章 大气的热能和温度

第二章大气的热能和温度 大气内部始终存在着冷与暖、干与温、高气压与低气压三对基本矛盾,其中冷与暖这对矛盾所表现出来 的地球及大气的热状况、温度的分布与变化,制约着大气的运动状态,影响着云和降雨的形成。大气的热能 和温度变成了天气变化的一个基本因素,是气候系统状态及演变的主要控制因子。 长期观测实践证明,大气的冷暖变化,不仅在空间分布上是很不均衡的,在时间上也有周期性变化和非 周期性变化 第一节太阳辐射 地球大气中的一切物理过程都伴着能量的转换,太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。地球和大气 的其他能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。 辐射的基本知识 、辐射与辐射能 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。辐射是能量传播方式之一,也是太阳能传播到地球的唯一途径。 辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广,从波长100um的宇宙射线,到波长达几千 米的无线电波。肉眼看得见的是从0.4-0.76um的波长,这部分称为可见光。 (1)单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度(E),单位是W/m2。 辐射通量密度没有限定辐射方向,分为入射通量密度和放射通量密度。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 (2)单位时间内,通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能称为辐射强度(I)。单位是W/m或W/sr。二者 的关系为:I=E/cos0,0为法线方向与选定方向的夹角。 2、辐射光谱。辐射能随波长变动的几何,不同波长辐射能的集合 f, d 、物体对辐射能的吸收、反射与透射.透射到物体上的辐射并不能被全部吸收,其中一部分被反射,一部分 被可能透过物体 物体吸收率、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。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,雪对太阳辐射的反射率很大,但对地面和大气的辐射却能全部吸收 4、有关辐射的基本定律 黑体一一对外来辐射,不论波长如何,能全部吸收,而不透射与反射的理想物体,由于被任何波长的光 照射时均呈黑色,故名黑体,是最好的吸收体和放射体,其放射能力只与波长和温度有关。 (1)基尔荷夫定律。设一类似于黑体的真空容器,放出黑体辐射Ib。其中用绝热线悬挂一个非黑体物体, 它们的温度相同,非黑体的辐射强度为Ixr,吸收率为Kx。当黑体放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未 被吸收的非黑体反射辐射能达到平衡时,则

第二章 大气的热能和温度 大气内部始终存在着冷与暖、干与温、高气压与低气压三对基本矛盾，其中冷与暖这对矛盾所表现出来 的地球及大气的热状况、温度的分布与变化，制约着大气的运动状态，影响着云和降雨的形成。大气的热能 和温度变成了天气变化的一个基本因素，是气候系统状态及演变的主要控制因子。 长期观测实践证明，大气的冷暖变化，不仅在空间分布上是很不均衡的，在时间上也有周期性变化和非 周期性变化。 第一节 太阳辐射 地球大气中的一切物理过程都伴着能量的转换，太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。地球和大气 的其他能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。 一、辐射的基本知识 1、辐射与辐射能 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。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传播到地球的唯一途径。 辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长 10-10μm 的宇宙射线，到波长达几千 米的无线电波。肉眼看得见的是从 0.4－0.76μm 的波长，这部分称为可见光。 （1）单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度（E），单位是 W/m2。 辐射通量密度没有限定辐射方向，分为入射通量密度和放射通量密度。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。 （2）单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能称为辐射强度（I）。单位是 W/m2或 W/sr。二者 的关系为：I＝E/cosθ , θ为法线方向与选定方向的夹角。 2、辐射光谱。辐射能随波长变动的几何，不同波长辐射能的集合。   0 F＝ F d 3、物体对辐射能的吸收、反射与透射.透射到物体上的辐射并不能被全部吸收，其中一部分被反射，一部分 被可能透过物体。 物体吸收率、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。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，雪对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射却能全部吸收。 4、有关辐射的基本定律 黑体——对外来辐射，不论波长如何，能全部吸收，而不透射与反射的理想物体，由于被任何波长的光 照射时均呈黑色，故名黑体，是最好的吸收体和放射体，其放射能力只与波长和温度有关。 （1）基尔荷夫定律。设一类似于黑体的真空容器，放出黑体辐射 I Tb 。其中用绝热线悬挂一个非黑体物体， 它们的温度相同，非黑体的辐射强度为 I T ，吸收率为 K T 。当黑体放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未 被吸收的非黑体反射辐射能达到平衡时，则

(1—Kx)I 两边除以I,得Ix/Imb=Kn(2.6) 从放射率的定义得Kx=en基尔荷夫定律的表现形式 上式表明,A.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,所以他也是最好的放射体。B.同一物体在温度T时它放射某一波长的辐射,那么,在同一温度下 也能吸收这一波长的辐射。 式(2.6)可以写成:Ⅰπ/Kπ=Ⅰ灬,表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等 于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下,这条规律适应各种波长的辐射体,因此,基尔荷夫 定律又可写成:I/Kr=I 上面的讨论表明,在辐射平衡条件下,一物体在某波长的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的 性质无关,对所有物体来说,这一比值只是某波长λ和温度T的函数 Ⅰ冮r=Kπr·Ⅰ灬b基尔荷夫定律把一般物体辐射、吸收和黑体辐射联系起来,从而有可能通过黑体辐射 的研究来了解一般物体的辐射,极大地简化了一般辐射的问题。 (2)斯蒂芬一玻耳兹曼定律。物体的放射能力是随温度、波长而改变的。黑体的总放射能力与它本身的绝对 温度的四次方成正比。Em=σrσ—斯蒂芬一玻耳兹曼常数。 (3)维恩位移定律。黑体单色辐射极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。nT=C 如果波长以微米为单位,则常数C=2896um·K anT=2896μm·K。因此,物体的温度愈 高,其单色辐射极大值所对应的波长愈短,反之亦然 太阳辐射 1、太阳辐射光谱和太阳常数 辐射光谱一一太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射最强的波长是0.475λ。,相当于可见光的青光 部分,因此同样发射主要是可见光线(0.40.76μm),此外也有不可见的红外线和紫外线,在全部辐射中波 长在0.154μm之间占99%以上,且主要分布在可见光区(50%)和红外区(43%),紫外区的太阳辐射能很少,只 占总辐射能的7% 太阳常数一一在大气上界,垂直于太阳光线的1cm面积内lmin内获得的太阳辐射能量,称太阳常数,用 I表示。变动在13591418W/m3之间,现在确定的量为1370W/m3。 2、太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有:总辐射能有明显的减弱;辐射能随波长的分布变得极不规则 波长短的辐射能减弱的更为显著。原因有以下几个方面: (1)大气对太阳辐射的吸收 大气中吸收太阳辐射的主要成分有:水汽、氮、氧、O3、NO2、固体杂质。水汽在0.39~2.85μm之间有 几个吸收带,最强的是短波辐射,因此水汽对太阳总辐射能的吸收并不多,只占4~15%。氢的吸收能力较弱, 在0.2μm0.69μm、2.76μm附近有几个吸收带。03含量虽少,但对太阳辐射能量的吸收很强,在0.2~0.3μm

I Tb－（1－KT）I Tb －I T ＝0 两边除以 I Tb ，得 I T / I Tb ＝K T （2.6） 从放射率的定义得 K e T ＝ T 基尔荷夫定律的表现形式 上式表明，A.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，所以他也是最好的放射体。B.同一物体在温度 T 时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下 也能吸收这一波长的辐射。 式（2.6）可以写成：I T / K T ＝I Tb ,表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等 于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下，这条规律适应各种波长的辐射体，因此，基尔荷夫 定律又可写成：IT / KT ＝ ITb 上面的讨论表明，在辐射平衡条件下，一物体在某波长的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的 性质无关，对所有物体来说，这一比值只是某波长λ和温度 T 的函数。 I T ＝K T ·I Tb 基尔荷夫定律把一般物体辐射、吸收和黑体辐射联系起来，从而有可能通过黑体辐射 的研究来了解一般物体的辐射，极大地简化了一般辐射的问题。 （2）斯蒂芬—玻耳兹曼定律。物体的放射能力是随温度、波长而改变的。黑体的总放射能力与它本身的绝对 温度的四次方成正比。ETb = σT 4 σ—斯蒂芬－玻耳兹曼常数。 （3）维恩位移定律。黑体单色辐射极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。 mT = C 如果波长以微米为单位，则常数 C=2896μm·K mT ＝ 2896μm·K。 因此，物体的温度愈 高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短，反之亦然。 二、太阳辐射 1、太阳辐射光谱和太阳常数 辐射光谱——太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射最强的波长是 0.475λm，相当于可见光的青光 部分，因此同样发射主要是可见光线（0.4~0.76μm），此外也有不可见的红外线和紫外线，在全部辐射中波 长在 0.15~4μm 之间占 99%以上，且主要分布在可见光区(50%)和红外区(43%)，紫外区的太阳辐射能很少，只 占总辐射能的 7%。 太阳常数——在大气上界，垂直于太阳光线的 1cm 面积内 1min 内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用 I 表示。变动在 1359~1418W/m3 之间，现在确定的量为 1370W/m3。 2、太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：总辐射能有明显的减弱；辐射能随波长的分布变得极不规则； 波长短的辐射能减弱的更为显著。原因有以下几个方面： （1）大气对太阳辐射的吸收。 大气中吸收太阳辐射的主要成分有：水汽、氮、氧、O3、NO2、固体杂质。水汽在 0.39～2.85μm 之间有 几个吸收带，最强的是短波辐射，因此水汽对太阳总辐射能的吸收并不多，只占 4～15%。氧的吸收能力较弱， 在 0.2μm0.69μm、2.76μm 附近有几个吸收带。O3 含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强，在 0.2～0.3μm

之间为一个强的吸收带,0.6μm有一宽吸收带。NO2及杂质吸收能力弱,对太阳辐射的影响不大。由于大气对 太阳辐射的选择性吸收,使穿过大气的太阳辐射光谱变得基本规则。大气中主要吸收物质臭氧、水汽对太阳 辐射的吸收带都位于太阳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,特别是对于对流层大 气来说,太阳辐射并不是主要的直接热源。 (2)大气对太阳辐射的散射 分子散射:如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子,则发生分子散射。且辐射的波长愈短,散射愈 强烈,散射能力与波长的四次方成正比:质点散射对于其光学特性来说是对称的球形,有选择性,入射方向 及相反方向上的散射是垂直方向上的散射量的1倍。 粗粒散射:太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射,没有选择性,辐射的各种波长都同样 地被散射,因此,浮尘天气时天空呈灰白色。不对称散射,入射方向上的散射是相反方向和垂直方向的散射 量的2.37和2.85倍。 (3)大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射。大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射 到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性,所以反射光呈白色,云的反射作用最为显著,平均反射率50~55% 总之,太阳辐射有30%被散射或漫射回宇宙……行际反射率,20%被大气的云层直接吸收,50%到达地面被 吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解释天空的颜色及温度 到达地面的太阳辐射 (1)直接辐射:以平行光的形式到达地面。影响因素很多,但太阳高度角和大气透明度是诸因素中影响太 直接辐射的主要因子。①太阳高度角愈小,等量的太阳辐射散布的面积就愈大,因而地平面单位面积上所获 得的太阳辐射就愈小。②在不同的太阳高度角下,阳光穿过的大气质量数也不同,因此,大气透明度影响太 阳辐射。P=//透明系数,指透过1个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比,大气透明系数决 定于大气中所含的水汽、水汽凝结物和尘埃杂质的多少,布格公式:I=Ip2表明,在大气透明系数一定时, 大气质量数与等级差数增加,则透过大气层到达地面的辐射,以等比级数减小。直接辐射有显著的年变化、 日变化和随纬度的变化 (2)散射辐射:经过散射后经天空投身到地面辐射。与太阳高度角及大气透明度有关,太阳高度角高度角增 大时,到达近地面层的直接辐射增强,散射辐射也相应地増强,反之亦然反之亦然。云也能强烈地增大散射 辐射。一日正午前后、一年夏季最强烈 (3)总辐射:可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射:有效总辐射考虑了大气和云减弱之 后到达地面的太阳辐射,赤道多云,因此,最大辐射在北纬20,而不在赤道。 4、地面对太阳辐射的反射 水面比陆面的反射率小,不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大差异,这是导致地表温度分布不 均匀的主要原因 第二节地面和大气辐射

之间为一个强的吸收带，0.6μm 有一宽吸收带。NO2 及杂质吸收能力弱，对太阳辐射的影响不大。由于大气对 太阳辐射的选择性吸收，使穿过大气的太阳辐射光谱变得基本规则。大气中主要吸收物质臭氧、水汽对太阳 辐射的吸收带都位于太阳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，特别是对于对流层大 气来说，太阳辐射并不是主要的直接热源。 （2）大气对太阳辐射的散射 分子散射：如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则发生分子散射。且辐射的波长愈短，散射愈 强烈，散射能力与波长的四次方成正比；质点散射对于其光学特性来说是对称的球形，有选择性，入射方向 及相反方向上的散射是垂直方向上的散射量的 1 倍。 粗粒散射：太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射，没有选择性，辐射的各种波长都同样 地被散射，因此，浮尘天气时天空呈灰白色。不对称散射，入射方向上的散射是相反方向和垂直方向的散射 量的 2.37 和 2.85 倍。 （3）大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射。大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射 到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色，云的反射作用最为显著，平均反射率 50～55％。 总之，太阳辐射有 30%被散射或漫射回宇宙……行际反射率，20%被大气的云层直接吸收，50%到达地面被 吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解释天空的颜色及温度。 3、到达地面的太阳辐射 （1）直接辐射：以平行光的形式到达地面。影响因素很多，但太阳高度角和大气透明度是诸因素中影响太阳 直接辐射的主要因子。①太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地平面单位面积上所获 得的太阳辐射就愈小。②在不同的太阳高度角下，阳光穿过的大气质量数也不同，因此，大气透明度影响太 阳辐射。P＝I/I0透明系数，指透过 1 个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比，大气透明系数决 定于大气中所含的水汽、水汽凝结物和尘埃杂质的多少，布格公式：I＝I0p m 表明，在大气透明系数一定时， 大气质量数与等级差数增加，则透过大气层到达地面的辐射，以等比级数减小。直接辐射有显著的年变化、 日变化和随纬度的变化。 （2）散射辐射：经过散射后经天空投身到地面辐射。与太阳高度角及大气透明度有关，太阳高度角高度角增 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，反之亦然反之亦然。云也能强烈地增大散射 辐射。一日正午前后、一年夏季最强烈。 （3）总辐射：可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射考虑了大气和云减弱之 后到达地面的太阳辐射，赤道多云，因此，最大辐射在北纬 20，而不在赤道。 4、地面对太阳辐射的反射 水面比陆面的反射率小，不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大差异，这是导致地表温度分布不 均匀的主要原因。 第二节 地面和大气辐射

太阳辐射能大部分被下垫面吸收,大气直接吸收的太阳辐射很少。下垫面将吸收的能量以长波辐射的形 式传给大气,成为大气的直接热源 地面、大气的辐射和地面有效辐射 地面吸收太阳短波辐射—一升温一一放射长波辐射。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的,吸收很少, 却能强烈地吸收地面的长波辐射一一升温一一放射长波辐射,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,并也将热量向宇宙间散发 1、地面和大气辐射的表示:由于不是黑体,运用斯蒂芬一玻耳兹曼定律,地面和大气的辐射能可由下式表示: E2=6aTEg=6aTEg、Ba分别表示地面和大气的辐射能力,T地面和大气的温度,8和8分 别称地面和大气的相对辐射率又称比辐射率。其大小为地面或大气辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比 值,在数值上等于吸收率。 (1)地面温度为15℃,以δ=0.9,σ为常数,则可算得地面的辐射能为: Eg=0.9×5.67×103×(288)=346.7W/m2 λ=C/T=2896/288≈10um C=2896K (2)根据维恩定律可算得地面长波辐射的波长: 地面平均温度约为30(n≈10um),对流层的大气平均温度约250(n≈15um),其辐射最大短 波长在10-15μm范围内。因为地气系统热辐射中95%以上的能量集中在3-120μm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 2、大气长波辐射的特点 (1)大气对长波辐射的吸收。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 (2)大气中长波辐射的特点。长波辐射在大气中的传播过程与太阳辐射的传播有很大不同。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,而地面和大气辐射是漫射辐射。第二,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>φ(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) 3、大气逆辐射和地面有效辐射 (1)大气逆辐射和大气保温效应。大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射,使地面因放射辐射而损耗的能 量得到一定的补偿,由此可以看出大气对地面有一种保暖作用,大气的存在使近地面温度提高了38℃。近地 面的温度是-23℃,实际近地面的均温是5℃。 (2)地面有效辐射。地面放射的辐射(Eg)与地面吸收的大气辐射(δEa)之差称为地面有效辐射,以F表 示。Fo=Eg-8 由于地面温度高于大气温度,地面有效辐射为正值,因此通过长波辐射的放射和吸收,底表面经常失去

太阳辐射能大部分被下垫面吸收，大气直接吸收的太阳辐射很少。下垫面将吸收的能量以长波辐射的形 式传给大气，成为大气的直接热源。 地面、大气的辐射和地面有效辐射 地面吸收太阳短波辐射——升温——放射长波辐射。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的，吸收很少， 却能强烈地吸收地面的长波辐射——升温——放射长波辐射，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，并也将热量向宇宙间散发。 1、地面和大气辐射的表示：由于不是黑体，运用斯蒂芬—玻耳兹曼定律，地面和大气的辐射能可由下式表示： 4 Eg =   T ' 4 Eg =   T Eg、Ea 分别表示地面和大气的辐射能力，T 地面和大气的温度，δ和δˊ分 别称地面和大气的相对辐射率又称比辐射率。其大小为地面或大气辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比 值，在数值上等于吸收率。 （1）地面温度为 15℃，以δ＝0.9， 为常数，则可算得地面的辐射能为： Eg＝0.9×5.67×10-8×（288） 4 ＝346.7W/㎡ λm＝C/T=2896/288≈10μm C＝2896K （2）根据维恩定律可算得地面长波辐射的波长： 地面平均温度约为 300K（ m ≈10μm），对流层的大气平均温度约 250K（ m ≈ 15μm），其辐射最大短 波长在 10—15μm 范围内。因为地气系统热辐射中 95％以上的能量集中在 3—120μm 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。 2、大气长波辐射的特点 （1）大气对长波辐射的吸收。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。 （2）大气中长波辐射的特点。长波辐射在大气中的传播过程与太阳辐射的传播有很大不同。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，而地面和大气辐射是漫射辐射。第二，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﹥φ(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) 3、 大气逆辐射和地面有效辐射 （1）大气逆辐射和大气保温效应。大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射，使地面因放射辐射而损耗的能 量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用，大气的存在使近地面温度提高了 38℃。近地 面的温度是-23℃，实际近地面的均温是 15℃。 （2）地面有效辐射。地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气辐射（δEa）之差称为地面有效辐射，以 F0 表 示。F0 = Eg －δEa 由于地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值，因此通过长波辐射的放射和吸收，底表面经常失去

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才可能为负值 湿热0或R0时地面有热量积累,Rg<0时热量亏。与反射率有关,反射率是由不同的地面性质决定的, 因此不同地里环境和气候条件下的Rg是有显著差异的 ①地面辐射差额具有日变化和年变化,一般夜间为负,白天为正,日出后ih有负值转为正值,日落前1 1.5h有正值转为负值,夏季为负,冬季为正。②辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。同一纬度上, 陆地的年振幅大于海洋,全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值,只有在高纬度和某些终年积雪 区才是负值,就整个地球表面来说是收入大于支出的 大气的辐射差额 大气的辐射差额包括分为整个大气层和某一气层大气的辐射差额,由于大气中各层所含吸收物质的成分、 含量的不同,以及其本身温度的不同,辐射差额存在很大差异。整个大气层的辐射差额表达式为: R= g+Fo-F. q吸收的太阳辐射,F地面有效辐射,F大气上界的有效辐射。式中F总大于F,q一般小于(F-F0),所 以整个大气层的辐射差额是负值,大气要维持热平衡,还要靠地面以其它方式输送一部分热量给大气。 3、地一气系统的辐射差额 如果把地面和大气看作一个整体,其辐射能净收入为:R=(Q+q)(1-a)+q-F 就整个系统来讲,这种辐射差额的多年平均应为零,也就是说整个地一气系统吸收的能量和放出的能量 是相等的,从而使全球达到辐射平衡。观测表明,地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。 第三节大气的增温和冷却 、海陆的增温和冷却的差异

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才可能为负值。 湿热＜干冷条件，云覆盖＜晴朗天空条件，空气混浊＜空气干洁。有效辐射具有明显的日变化和年变化， 日变化 12-14 时最大，清晨最小；年变化也与温度的年变化相似，夏季最大，冬季最小，但由于水汽和云的 影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。东北、华北、西北地区有效辐射春季最大，高海拔地区有效辐 射大。 二、地面及地－气系统的辐射差额 地面和大气因辐射进行热量的交换，其能量的收支状况，是由短波和长波辐射收支作用的总合来决定的。 把物体收入辐射能与支持辐射能的差值称作净辐射能或辐射差额。辐射差额（R）＝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。R＝0 物体的温度表示不变；R＞0 或 R＜0 表明物体收支的辐射能不平衡，会产生升温或降温。 1、 地面的辐射差额 地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以长波辐射不断向大气放出能量。单位时间、 单位水平面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差称为地面的辐射差额： Rg = (Q + q)(1－a)－F0 上式中(Q+q)太阳直接辐射和散射之和，是太阳到达地面的总辐射，a 为地面对总辐射的反射率，F0 为地面的 有效辐射。Rg＞0 时地面有热量积累，Rg＜0 时热量亏。与反射率有关，反射率是由不同的地面性质决定的， 因此不同地里环境和气候条件下的 Rg 是有显著差异的。 ①地面辐射差额具有日变化和年变化，一般夜间为负，白天为正，日出后 1h 有负值转为正值，日落前 1 －1.5h 有正值转为负值，夏季为负，冬季为正。②辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。同一纬度上， 陆地的年振幅大于海洋，全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值，只有在高纬度和某些终年积雪 区才是负值，就整个地球表面来说是收入大于支出的。 2、大气的辐射差额 大气的辐射差额包括分为整个大气层和某一气层大气的辐射差额，由于大气中各层所含吸收物质的成分、 含量的不同，以及其本身温度的不同，辐射差额存在很大差异。整个大气层的辐射差额表达式为： Ra= qa+F0－F∞ qa 吸收的太阳辐射，F0 地面有效辐射，F∞大气上界的有效辐射。式中 F∞总大于 F0，qa 一般小于（F∞－F0），所 以整个大气层的辐射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其它方式输送一部分热量给大气。 3、、地—气系统的辐射差额 如果把地面和大气看作一个整体，其辐射能净收入为：Rs=（Q＋q）(1－a)+ qa－F∞ 就整个系统来讲，这种辐射差额的多年平均应为零，也就是说整个地－气系统吸收的能量和放出的能量 是相等的，从而使全球达到辐射平衡。观测表明，地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。 第三节 大气的增温和冷却 一、海陆的增温和冷却的差异

大气的热能来源主要由太阳辐射、下垫面长波辐射组成,其中来自下垫面的热能占绝大部分。由于下垫 面性质的差异对大气的增温和冷却构成了不同的影响。通过前面的学习我们知道,纬度高低、海拔、植被覆 盖度、陆地和水面等。海洋和陆地的差异最大 陆地 海洋 1、a>a吸收的太阳能少,反射率低 1、吸收的太阳能多10-20% 2、岩石和土壤对太阳辐射不透明,吸收的2、海水对紫外线和可见光透明,所以吸收的太阳 太阳能分布在很薄的地表上,地表急剧升温能分布在较厚的水层中。热能的水平与垂直交 加剧了地表和大气的热交换,有一半热量传换及蒸发量大,失热较多,水温不易升高减少了与 给大气 大气间的湿热交换,只占0.5% 3、壤的比热小于水的比热,因此受热快 3、比热是地表的5倍,因此温度变化缓慢 冷却也快,温度升降变化大 由于海陆具有不同的热力过程和特点,致使大陆受热快,冷却也快,温度升降变化大,海洋温度变化缓 慢,其最高温和最低温要比大陆迟出现一至两个月。 、空气的增温与冷却 空气的冷热程度实质上是空气内能的大小的表现。空气内能变化既可以是空气与外界的热量交换引起 也可由外界的压力变化对空气做功,导致空气膨胀或压缩而引起 空气内能变化来源分为:(1)气温的非绝热变化—一有空气与外界的热交换而引起的状态变化;(2)气 温的绝热变化:外界压力的变化对空气作功,使空气膨胀或压缩引起的状态变化。 1、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个分子,地气、空气团之间有温度差异时, 就会以传导方式交换热量。除贴地气层中较为明显外,空气和地面作为不良导体,以传导方式传热很少。 (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。空气团之间,也可以通过长波辐射而交换热量 (3)对流: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。是对流层 中热量交换的主要方式 (4)湍流:空气的不规则运动称为湍流,又称为乱流。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。湍流是摩擦层中热量交换的主要方式 (5)蒸发(升华)和凝结(凝华):水在蒸发时吸收热量,在凝结时放出潜能。水气地面升华,空中凝结, 从而实现热量在地气间的交换。 同一时间,同一地点对同一团空气而言,温度的变化常常是几种作用共同引起的。地面和空气之间,最 主要的是辐射,是气温周期性变化的主要驱动因素。在气团(气层)之间主要依靠对流和湍流,其次通过蒸 发、凝结过程的潜热出入,进行热量交换 气温的绝热变化

大气的热能来源主要由太阳辐射、下垫面长波辐射组成，其中来自下垫面的热能占绝大部分。由于下垫 面性质的差异对大气的增温和冷却构成了不同的影响。通过前面的学习我们知道，纬度高低、海拔、植被覆 盖度、陆地和水面等。海洋和陆地的差异最大。 陆地 海洋 1、aq＞aw 吸收的太阳能少，反射率低 1、吸收的太阳能多 10－20％ 2、岩石和土壤对太阳辐射不透明，吸收的 2、海水对紫外线和可见光透明，所以吸收的太阳 太阳能分布在很薄的地表上，地表急剧升温 能分布在较厚的水层中。热能的水平与垂直交 加剧了地表和大气的热交换，有一半热量传 换及蒸发量大，失热较多，水温不易升高减少了与 给大气。 大气间的湿热交换，只占 0.5％ 3、壤的比热小于水的比热，因此受热快， 3、比热是地表的 5 倍，因此温度变化缓慢。 冷却也快，温度升降变化大。 由于海陆具有不同的热力过程和特点，致使大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大，海洋温度变化缓 慢，其最高温和最低温要比大陆迟出现一至两个月。 二、空气的增温与冷却 空气的冷热程度实质上是空气内能的大小的表现。空气内能变化既可以是空气与外界的热量交换引起； 也可由外界的压力变化对空气做功，导致空气膨胀或压缩而引起。 空气内能变化来源分为：（1）气温的非绝热变化——有空气与外界的热交换而引起的状态变化；（2）气 温的绝热变化：外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩引起的状态变化。 1、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个分子，地气、空气团之间有温度差异时， 就会以传导方式交换热量。除贴地气层中较为明显外，空气和地面作为不良导体，以传导方式传热很少。 （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。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。 （3）对流：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。是对流层 中热量交换的主要方式。 （4）湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称为乱流。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。湍流是摩擦层中热量交换的主要方式。 （5）蒸发（升华）和凝结（凝华）：水在蒸发时吸收热量，在凝结时放出潜能。水气地面升华，空中凝结， 从而实现热量在地气间的交换。 同一时间，同一地点对同一团空气而言，温度的变化常常是几种作用共同引起的。地面和空气之间，最 主要的是辐射，是气温周期性变化的主要驱动因素。在气团（气层）之间主要依靠对流和湍流，其次通过蒸 发、凝结过程的潜热出入，进行热量交换。 2、气温的绝热变化

气象学上,任意气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程,气温的绝热变化 (1)绝热过程与泊松方程 干绝热过程: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。热力学第一定律: 物质系统从外界所吸收的热量等于其内能的增加与系统对外所做的功之和。在绝热过程中热力学第一定律可 以写成 dQ= dE+Dw (1) 对理想气体来说,气体内能就是分子运动的动能,当气温变化为dT时 d E=CdT(2) C为定容比热一一体积或比容不变条件下的比热。 定压状况下气体膨胀所作的功dW=PdV(3) 将(2)(3)式代入(1)式中,得 d Q=CrdT+Pdv(4) 利用状态方程PV=RT,对它进行微分则有Pd+VdP=RdT(5) 将(5)式代入(4)式中,消去PdV,并用C2=C+R表示气体的定压比热,得 dQ=c. dT-rt 上式是气象学中热力学第一定律的常用形式,式中的Q是单位质量空气的热量变化,C是空气的定压比 热干空气时取值为Cn=1.005J/(gk),R一比气体常数=0.278J/(gk) 定容比热一一体积或比容不变条件下的比热;定压比热一一在压强恒定条件下的比热,因为气体在压强 恒定条件下温度升高时,一定要膨胀做功:而在体积恒定条件温度升高时,不需要吸热以弥补做功,因而气 体的定压比热总比定容比热大。 定容气球:亦称定高气球,一种用弹性及透明性均很小的聚酯薄膜做球皮的密封气球。气球在地面释放 时仅部分充气,至预定高度时气球胀足,体积不再变化,因球内气体质量不变故密度不变,保持在一个的密 度面上飘行。由于气温的变化,环境空气密度会改变,因而气球的实际高度会有所改变,白天高一些,夜晚 低一些。 当系统是绝热变化时,即Q=0时,其状态的变化,既向外做功是要靠系统内能负担,则上式写为 0=C dT-RT 或CdT=RT 将气体的压力变化和温度变化联系起来。在大气中,气压变化主要由空气块的位移引起。在绝热条件下 当空气质点上升时,压力减小,dP0,这 时CdT>0,因而温度要升高。 上式是干绝热方程,亦称泊松方程,它给出了干绝热过程初态(P,T。)和终态(P,T)之间的内在联系

气象学上，任意气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，气温的绝热变化 （1）绝热过程与泊松方程 干绝热过程：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。热力学第一定律： 物质系统从外界所吸收的热量等于其内能的增加与系统对外所做的功之和。在绝热过程中热力学第一定律可 以写成 dQ = dE+Dw (1) 对理想气体来说，气体内能就是分子运动的动能，当气温变化为 dT 时 dE＝CVdT (2) CV 为定容比热——体积或比容不变条件下的比热。 定压状况下气体膨胀所作的功 dW=PdV (3) 将（2）（3）式代入（1）式中，得 dQ＝CVdT＋PdV（4） 利用状态方程 PV=RT，对它进行微分则有 PdV＋VdP=RdT （5） 将（5）式代入（4）式中，消去 PdV，并用 Cp=Cv+R 表示气体的定压比热，得 P dP dQ＝CpdT－RT 上式是气象学中热力学第一定律的常用形式，式中的 dQ 是单位质量空气的热量变化，Cp 是空气的定压比 热干空气时取值为 Cp＝1.005J/(gk)，R—比气体常数＝0.278J／(gk)。 定容比热——体积或比容不变条件下的比热；定压比热——在压强恒定条件下的比热，因为气体在压强 恒定条件下温度升高时，一定要膨胀做功；而在体积恒定条件温度升高时，不需要吸热以弥补做功，因而气 体的定压比热总比定容比热大。 定容气球：亦称定高气球，一种用弹性及透明性均很小的聚酯薄膜做球皮的密封气球。气球在地面释放 时仅部分充气，至预定高度时气球胀足，体积不再变化，因球内气体质量不变故密度不变，保持在一个的密 度面上飘行。由于气温的变化，环境空气密度会改变，因而气球的实际高度会有所改变，白天高一些，夜晚 低一些。 当系统是绝热变化时，即 dQ ＝0 时，其状态的变化，既向外做功是要靠系统内能负担，则上式写为： P dP 0＝CpdT－RT 或 P dP CpdT＝RT 将气体的压力变化和温度变化联系起来。在大气中，气压变化主要由空气块的位移引起。在绝热条件下， 当空气质点上升时，压力减小，dP＜0，CpdT＜0，因而温度要降低；空气质点下沉时，压力增加，dP＞0，这 时 CpdT＞0，因而温度要升高。 0.286 P P T T 0 0         ＝ 上式是干绝热方程，亦称泊松方程，它给出了干绝热过程初态（P0，T0）和终态（P，T）之间的内在联系

既绝热变化时温度随气压变化的具体规律, (2)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。对于干空气和未饱和的湿空气来说,则称干绝 热直减律,以rd表示,ra=-(dT;/dZ)a g T 在实际大气中,T与T之差通常不超过10度,以绝对温度表示的比值接近于1,所以取常 数 g 若忽略g随高度和纬度的微小变化以及C随温度的微小变化,ra≈0.98K/100m 在实际工作中r4=1℃/100m,在干绝热过程中,气块每上升100m,温度约下降1℃。ra4与r(气温直减 律)的含义是不同的。r4是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率,它近似于常数:而r是表示周围大 气的温度随高度的分布情况,可大可小。如果气块的起始温度为T,干绝热上升ΔZ高度后,其温度T为: T=1-ra△Z 下面来讨论饱和空气绝热变化的情况:饱和湿空气绝热上升时,如果只是膨胀降温,做功,亦应每上升 100m,减温1℃。湿空气冷却后,饱和水汽压会降低,致使空气饱和,其中部分水汽就要发生凝结,同时释放 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,以r表示。 饱和湿空气上升时,温度随高度的变化是由两种作用引起的:一种是由气压变化引起的,空气上升时气 压减小,空气温度降低:另一种作用是由水汽凝结时释放潜热引起的。因此,凝结作用可抵挡一部分由于气 压降低而引起的温度降低。有水汽凝结时,空气上升所引起的降温比没有水汽凝结时要缓慢 绝热直减的表达式()=+出 当饱和空气上升时,d>0,dq0,则:dq1/dZ<0,所以 r总小于ra。r不是常数,而是气压和温度的函数。见表2.4,r随温度升高和气压减小而减小。图2-20. (3)位温和假相当位温 当空气块在干绝热过程中,其温度是变化的,同一气块处于不同的气压(高度)时,其温度常常是不同 的,给不同高度上的两气块进行热状态比较带来一定困难。因此引入位温的概念。位温一一把各层中的气块 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。公式看书。气块在循干 绝热升降时,其位温是恒定不变的一一位温的重要性质。 为了理解潜热对气块的作用,可假设一种极端的情况,既水汽一经凝结,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,这种过程称为假绝热过程。当气块中哦个含有的水汽全部凝结降 落时,所释放的潜热就使原气块的位温提高到了极限,这个数值称为假相当位温

既绝热变化时温度随气压变化的具体规律。 （2）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。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝 热直减律，以гd 表示，гd =-(dTi/dZ)d T T C g i p d  =  在实际大气中， Ti 与 T 之差通常不超过 10 度，以绝对温度表示的比值接近于 1，所以取常 数。 C g p  d = 若忽略 g 随高度和纬度的微小变化以及 Cp 随温度的微小变化，rd≈ 0.98K/100m 在实际工作中 rd＝1℃/100m，在干绝热过程中，气块每上升 100m，温度约下降 1℃。 rd 与 r（气温直减 律）的含义是不同的。rd 是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数；而 r 是表示周围大 气的温度随高度的分布情况，可大可小。如果气块的起始温度为 T0，干绝热上升ΔZ 高度后，其温度 T 为： T＝T0－rdΔZ 下面来讨论饱和空气绝热变化的情况：饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，做功，亦应每上升 100m，减温 1℃。湿空气冷却后，饱和水汽压会降低，致使空气饱和，其中部分水汽就要发生凝结，同时释放 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，以 rm 表示。 饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：一种是由气压变化引起的，空气上升时气 压减小，空气温度降低；另一种作用是由水汽凝结时释放潜热引起的。因此，凝结作用可抵挡一部分由于气 压降低而引起的温度降低。有水汽凝结时，空气上升所引起的降温比没有水汽凝结时要缓慢。 湿绝热直减率 rm 的表达式： dZ dq C L dZ dT s p d m i m  = +        = −  当饱和空气上升时，dZ＞0，dqs＜0，则：dqs/ dZ＜0；下降时，dZ＜0，dqs＞0，则：dqs/ dZ＜0，所以 rm 总小于 rd。rm 不是常数，而是气压和温度的函数。见表 2.4，rm 随温度升高和气压减小而减小。图 2-20. （3）位温和假相当位温 当空气块在干绝热过程中，其温度是变化的，同一气块处于不同的气压（高度）时，其温度常常是不同 的，给不同高度上的两气块进行热状态比较带来一定困难。因此引入位温的概念。位温——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。公式看书。气块在循干 绝热升降时，其位温是恒定不变的——位温的重要性质。 为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，既水汽一经凝结，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，这种过程称为假绝热过程。当气块中哦个含有的水汽全部凝结降 落时，所释放的潜热就使原气块的位温提高到了极限，这个数值称为假相当位温

同一时间对同一团空气而言,温度的变化常常是两种原因共同作用的结果,何者为先,需要具体对待 水平运动;垂直运动 三、空气温度的个别变化和局地变化 概念:单位时间内个别空气质点温度的变化dT/dt称作空气温度的个别变化,即空气块在运行中随时间的 绝热变化和非绝热变化。 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,即气象站在不同时间观测的,或是自记 仪器所记录的温度变化 2、关系:温度的局地变化是平流变化和个别变化之和。 3、温度平流的形式 V表示水平风速,表示水平温度梯度,为垂直于等温线的单位距离内的温度差值,由低温指向高温。式中a 为风向和水平温度梯度的交角 4、影响温度局地变化的因子。 (1)空气平流运动传热过程引起的局地气温变化,取决于风向与水平温度梯度的夹角。 (2)空气垂直运动传热过程引起的局地气温变变化。 (3)热量流入的影响,辐射、湍流交换、水汽相变等,热量收入温度身高,反之亦然。 日常在分析某地点气温变化时主要考虑这三方面因子。在近地面范围内,垂直运动较小,由此引起的气 温变化可以忽略不计。地面和大气间的热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因子。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定居地变化时,非绝热因子除有凝结现象 外,通常起的作用比较小。 四、大气静力稳定度 1、大气稳定度的概念 大气稳定度是指气块受任意方向扰动后,返回或远离平衡位置的趋势或程度。它表示在大气层中的个别 空气块是否安于原来的层次,是否易于发生对流。 冲击力受力后位移减速,有返回原高度的趋势,这时的气层对该气团是稳定的 受力后位移加速,有远离起始高度的趋势,这时的气层对该气团是不稳定 气块受力后位移不加速也不减速,这时的气层对该空气团而言是中性气层 T-T 由状态方程及准静力条件得:a 判别稳定度的基本公式,T移动气团的温度,T所处气层的温度,a加速度,g重力加速度。T>T,a>0加 速远离原来的位置,T;<T,a<0,减速回到原位置,T:=T中性气层,垂直运动不会发展 某一气层是否稳定,实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重,倾向 于下降,比周围空气轻,上升。空气的轻重取决于气压和气温,在气压相同的情况下,两团空气的相对轻重 问题,实际上是气温的问题

同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是两种原因共同作用的结果，何者为先，需要具体对待。 水平运动；垂直运动。 三、空气温度的个别变化和局地变化 1、概念：单位时间内个别空气质点温度的变化 dT/dt 称作空气温度的个别变化，即空气块在运行中随时间的 绝热变化和非绝热变化。 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，即气象站在不同时间观测的，或是自记 仪器所记录的温度变化。 2、关系：温度的局地变化是平流变化和个别变化之和。 3、温度平流的形式： Vh 表示水平风速， 表示水平温度梯度，为垂直于等温线的单位距离内的温度差值，由低温指向高温。式中α 为风向和水平温度梯度的交角。 4、影响温度局地变化的因子。 （1）空气平流运动传热过程引起的局地气温变化，取决于风向与水平温度梯度的夹角。 （2）空气垂直运动传热过程引起的局地气温变变化。 （3）热量流入的影响，辐射、湍流交换、水汽相变等，热量收入温度身高，反之亦然。 日常在分析某地点气温变化时主要考虑这三方面因子。在近地面范围内，垂直运动较小，由此引起的气 温变化可以忽略不计。地面和大气间的热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因子。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定居地变化时，非绝热因子除有凝结现象 外，通常起的作用比较小。 四、大气静力稳定度 1、大气稳定度的概念 大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势或程度。它表示在大气层中的个别 空气块是否安于原来的层次，是否易于发生对流。 冲击力 受力后位移减速，有返回原高度的趋势，这时的气层对该气团是稳定的 受力后位移加速，有远离起始高度的趋势，这时的气层对该气团是不稳定 气块 受力后位移不加速也不减速，这时的气层对该空气团而言是中性气层 由状态方程及准静力条件得： g T T - T a i = 判别稳定度的基本公式，Ti 移动气团的温度，T 所处气层的温度，a 加速度，g 重力加速度。Ti＞T，a＞0 加 速远离原来的位置，Ti ＜T，a＜0，减速回到原位置，Ti＝T 中性气层，垂直运动不会发展。 某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重，倾向 于下降，比周围空气轻，上升。空气的轻重取决于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重 问题，实际上是气温的问题

2、判别大气稳定度的基本方法 (1)大气是否稳定,用周围空气温度直减率(r)与上升气块的干绝热直减率(ra)或湿绝热直减率(r)的 对比来判断 (r-rn)的符号决定了加速度与扰动位移△Z的方向是否一致,亦决定了大气层是否稳定 当r0,则ara,若△z>0,则a>0,方向一致,层结是不稳定的 当r=raa>0,层结是中性的。看图2-25,举例说明 如将以上结论用层结曲线(大气温度随高度变化的曲线)和状态曲线(上升空气块的温度随高度变化的 曲线)表示出来,则如图2-26所示 (2)利用层结的位温随高度分布来作为稳定度的判据。 (3)湿饱和空气的稳定度判别: 当rr时,不稳定,当r=ra时层结中性。 综上所述,得出如下几点结论: A.r愈大,大气愈不稳定,r愈小,大气愈稳定。r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。 B.当rr时则相反 称绝对不稳定。 C.ra>r>r时,对饱和空气来说,大气是处于不稳定状态的,对作垂直运动的未饱和空气来说,大气又 是处于稳定状态的,称为条件性不稳定状态。 3、不稳定能量的概念 不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。气层所提供给气块的不稳定 能分为三种类型: (1)不稳定型,很少出现。 (2)稳定型,对流运动很难在这种大气中出现。 因而下层负值不稳定能量愈小,上层不稳定能量愈大,愈有利于对流发展。大气对流能否发展,主要看 是否存在外来的机制,将气块抬升到自由对流高度以上 气层稳定时,对流、湍流受到抑制,水汽、污染物易积聚在低层,地气间的湍流热交换很少:相反气层 不稳定时,对流、湍流旺盛,水汽、污染物质极易向上扩散,对流热交换也会很强 4、位势不稳定 有时整层空气会被同时抬升,在上升的过程中,气层的稳定情况也会发生变化,这样造成的气层不稳定 称为位势不稳定 第四节大气温度随时间的变化

2、判别大气稳定度的基本方法 （1）大气是否稳定，用周围空气温度直减率（r）与上升气块的干绝热直减率（rd）或湿绝热直减率（rm）的 对比来判断。 (r-ra)的符号决定了加速度 与扰动位移ΔΖ的方向是否一致，亦决定了大气层是否稳定。 当 r＜rd，若ΔΖ＞0，则 a＜0，方向相反，层结是稳定的 当 r＞rd，若ΔΖ＞0，则 a＞0，方向一致，层结是不稳定的 当 r＝rd，a＞0，层结是中性的。看图 2-25，举例说明。 如将以上结论用层结曲线（大气温度随高度变化的曲线）和状态曲线（上升空气块的温度随高度变化的 曲线）表示出来，则如图 2-26 所示。 （2）利用层结的位温随高度分布来作为稳定度的判据。 （3）湿饱和空气的稳定度判别： 当 r＜rm 时，层结稳定；当 r＞rm 时，不稳定，当 r＝rm 时层结中性。 综上所述，得出如下几点结论： A.r 愈大，大气愈不稳定，r 愈小，大气愈稳定。r 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。 B.当 r＜rm 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 r＞rd 时则相反， 称绝对不稳定。 C.rd＞r＞rm 时，对饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的，对作垂直运动的未饱和空气来说，大气又 是处于稳定状态的，称为条件性不稳定状态。 3、不稳定能量的概念 不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。气层所提供给气块的不稳定 能分为三种类型： （1）不稳定型，很少出现。 （2）稳定型，对流运动很难在这种大气中出现。 因而下层负值不稳定能量愈小，上层不稳定能量愈大，愈有利于对流发展。大气对流能否发展，主要看 是否存在外来的机制，将气块抬升到自由对流高度以上。 气层稳定时，对流、湍流受到抑制，水汽、污染物易积聚在低层，地气间的湍流热交换很少；相反气层 不稳定时，对流、湍流旺盛，水汽、污染物质极易向上扩散，对流热交换也会很强。 4、位势不稳定 有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气层不稳定， 称为位势不稳定 第四节 大气温度随时间的变化