1、第一節 太陽輻射 一、 輻射的基本知識 (一) 、 輻射和輻射能 輻射自然界中的一切物體都以電磁波的方式向四周放射能量，這種傳播能量的方式稱為輻射。 通過輻射形式傳播的能量稱為輻射能。單位可用焦耳（J）或卡。 輻射能是通過電磁波的方式傳輸的。電磁波的波長范圍很廣，從波長10-10um 的宇宙射線，到波長達幾千米的無線電波。肉眼看得見的是從0.40.76m的波長，這部分稱為可見光。 在氣象學中著重研究的是太陽、地球和大氣的熱輻射。熱輻射發出的光波僅是整個電磁波的一個組成部分，它由紫外線、可見光和紅外線組成。研究的范圍一般0.15120m。紫外線可見光近紅外遠紅外波長范圍0.10.4m0.40.7

2、m0.73.0m3.0+120m 在上表的劃分中，我們一般把波長在0.13.0m稱為短波，3.0+120m的為長波。 單位時間內通過單位面積上發射或吸收、反射、透射的輻射能量稱為輻射輻射通量密度（通量密度（E），單位是），單位是W/m2。 輻射通量密度沒有限定輻射方向，分為入射通量密度和放射通量密度。其數值的大小反映物體放射能力的強弱，故稱之為輻射能力或放射能力。 單位時間內，通過垂直于選定方向上的單位面積的輻射能稱為輻射強輻射強度（度（I）。）。單位是W/m2或W/sr。 二者的關系為：IE/cos , 為法線方向與選定方向的夾角。（二）輻射光譜 輻射能按波長的分布叫稱輻射光譜。 輻射能隨波

3、長變動的幾何圖形，是不同波長輻射能的集合。（三）物體對輻射的吸收、反射和透射 物體吸收率、反射率和透射率大小隨著輻射的波長和物體的性質而改變。干潔空氣對紅外線是近似透明的，而水汽對紅外線卻能強烈地吸收，雪對太陽輻射的反射率很大，但對地面和大氣的輻射卻能全部吸收。（四）有關輻射的基本定律 1 基爾荷夫定律 1859年，德國科學家基爾荷夫由熱力學定律從理論上推導出與其早年實驗發現一致的理論，即在一定溫度下，物體對某波長的吸收率等于該物體在同溫度下對該波長的發射率。 e KTT 上式表明，A.在一定波長，一定溫度下一個物體的吸收率等于該物體同溫度同波長的放射率。黑體吸收能力最強，所以它也是最好的放射

4、體。 B.同一物體在溫度T時它放射某一波長的輻射，那么，在同一溫度下也能吸收這一波長的輻射。 通過這一定律表明，在輻射平衡條件下，任何物體在某波長的輻射強度和對該波長的吸收率之比值與物體的性質無關。 2 斯蒂芬玻耳茲曼定律 1879年，斯蒂芬由實驗發現，黑體放射出的總輻射與該物體的絕對溫度的4次方成正比。 1884年，玻耳茲曼用熱力學原理證明了這一點。 ETb = T4 斯蒂芬玻耳茲曼常數。 3 維恩位移定律 1893年，維恩從熱力學理論導出了黑體輻射光譜的極大值所對應的波長與物體的絕對溫度成反比。 物體的溫度愈高，其單色輻射極大值所對應的波長愈短，反之亦然。 通過這一公式，可計算出太陽發射的

5、輻射值是0.48m，地球發射的輻射為10.06m，人體發射的輻射為9.48m。CTm二、太陽輻射 （一）、太陽輻射光譜和太陽常數 太陽輻射光譜太陽輻射中輻射按波長的分布，稱為太陽輻射光譜。見書太陽輻射光譜圖。 從圖中得出什么規律？ （1）波長過短或過長所負荷的輻射能量都很少； （2）大氣上界太陽輻射光譜在0.15um的范圍； （3）太陽輻射中99%的能量在0.154um的范圍，其中 0.40.76um為可見光區，0.76um的為紅外區，0.4um為紫外區。 （4）太陽輻射能主要分布在可見光區和紅外光區，其中，可見光占太陽輻射總能量的50%，并以0.47um附近最強，紅外區占43%； （5）紫外

6、區的太陽輻射能很少，只占7%。 穿過可視為熱透體的星際空間到達大氣上界的太陽輻射稱為天文輻射。而天文輻射通量密度與日地距離的平方成反比。日地距離非常遙遠，平均是1496萬KM，天文輻射只占太陽輻射的1/22億。 當日地距離為平均值，太陽光線垂直入射的天文輻射通量密度，稱為太陽常數。 太陽常數在大氣上界，垂直于太陽光線的1平方厘米面積內1min內獲得的太陽輻射能量，稱太陽常數，用I表示。 變動在13591418W/m2之間，現在確定的量為1370W/m2。（二）太陽輻射在大氣中的減弱 太陽輻射光譜穿過大氣后的主要變化有：總輻射能有明顯的減弱；輻射能隨波長的分布變得極不規則；波長短的輻射能減弱的更

7、為顯著。 原因有以下幾個方面：1 大氣對太陽輻射的吸收 大氣中吸收太陽輻射的成分主要是水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質。大氣對太陽輻射的吸收是有選擇性的，主要集中在太陽輻射光譜兩端能量較小的區域，因此大氣直接吸收的太陽能并不多，對大氣來說太陽輻射不是主要直接熱源。 2 太陽輻射在大氣中的散射 太陽輻射通過大氣，遇到空氣分子、塵粒、云端等質點時，都要發生散射，但散射并不像吸收那樣把輻射轉變為熱能，而只是改變輻射的方向，使太陽輻射以質點為中心四面八方傳播因而經過散射同部分太陽輻射就到不了地面，如果太陽輻射遇到直徑比波長小的空氣分子，則輻射的波長愈短，散射得愈強。散射分類 1、分子散射（蕾利散射）

8、：散射質點的直徑比入射輻射的波長小時，所發生的散射。在分子散射中，前向散射和后向散射相等。 為何天空呈蔚藍色？主要是空氣分子中起散射作用的主要是比光的波長更短的空氣分子，屬于分子散射，對于波長短的藍色、紫色光散射作用最強。因而天空呈蔚藍色。 2、粗粒散射（米散射） 當散射質點的直徑與入射輻射的波長差不多或更大時，所發生的散射，叫粗粒散射。（主要是云滴、塵埃） 粗粒散射沒有選擇性，對入射光的各種波長具有同等散射能力，散射削弱系數不再隨波長而改變。3 大氣的云層和塵埃對太陽輻射的反射 反射能力取決于云的厚薄，薄云反射率：1020%；厚云反射率：90%。高層云反射率：25%；中層云：50%；低層云：

9、65%。 大氣渾濁度越大，對太陽輻射的削弱也越大。 總之，太陽輻射有30%被散射或漫射回宇宙-行際反射率，20%被大氣的云層直接吸收，50%到達地面被吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解釋天空的顏色及溫度。 (三)到達地面的太陽輻射 1 直接輻射 太陽以平行光的形式直接投射到達地面上的那部分輻射就稱為太陽的直接輻射。影響因素很多，但太陽高度角和大氣透明度是諸因素中影響太陽直接輻射的主要因子。 太陽高度角愈小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大，因而地平面單位面積上所獲得的太陽輻射就愈小。 一天中：早晚：太陽直接輻射小，中午大；一年中：夏季太陽輻射大，冬季小。 在不同的太陽高度角下，陽光穿過的大氣質量

10、數也不同，因此，大氣透明度影響太陽輻射。 為何日出、日落時，太陽呈紅色？ 因為太陽高度角不同，太陽光通過大氣的厚度也不同，太陽高度越小，太陽光投射時所穿過的大氣質量就大（垂直時，穿過的質量數為1），日出、日落時，日光通過的大氣質量數最大，空氣分子對短波的散射增強，以致到達地面的太陽輻射中紅光比例增大（當太陽高度角為1度時，太陽光譜中紅光占84 % ），紅光、橙光散射增強，導致出現紅色“霞光”。大氣透明度 大氣對太陽輻射的透射程度稱為大氣透明度。 大氣透明系數：指透過一個大氣質量的輻射強度與進入該大氣的輻射強度之比。 I/Io=P P表示對各種波長的平均削弱情況。如P=0.8，表示削弱了20%。

11、 大氣透明系數決定于大氣中所含水汽、水汽凝結物、和塵粒雜質。這些雜質愈多大氣透明程度愈差，透明系數愈小，因而太陽輻射受到的減弱愈強，到達地面的太陽輻射也就相應地減小。 太陽直接輻射時空分布 直接輻射有顯著的年變化、日變化和隨緯度的變化。2 散射輻射 太陽輻射經過散射后，向下到達地面的輻射，叫散射輻射。 與太陽高度角及大氣透明度有關，太陽高度角高度角增大時，到達近地面層的直接輻射增強，散射輻射也相應地增強，反之亦然。一日正午前后、一年夏季最強烈。 透明度差，參與散射作用的質點多，散射輻射也強； 云量也能強烈地增大散射輻射。 散射輻射的時空分布： 日變化與年變化主要決定于太陽高度角的變化，同時也與

12、云量的變化有關。 一天中最大值出現在中午前后。一年內最大值出現在夏季月份。 散射輻射隨緯度不同而變化。散射輻射月總量最大值與最小值的差值，隨緯度增大而顯著地增大。3 總輻射：直接輻射加上散射輻射就是總輻射。 1 ) 影響太陽總輻射的因素： 太陽高度角越大，總輻射也越大； 云量越多，總輻射越小（因為云量多時，直接輻射減小的幅度大于散射輻射增加的幅度） 2）總輻射的時空分布規律： 總輻射，在夜間為零，日出后逐漸上升，中午最大；一年中夏季大，冬季小。 一般是緯度越低，總輻射越大，反之越小。 世界年總輻射量最小值在南北半球的極區，最大值在非洲東北的沙漠地帶。思考:有效總輻射不在赤道而在北緯20度（熱赤

13、道北移）？ 參考答案： 一是赤道地區多云，太陽輻射被削弱較多，而南緯20度地區海洋面積相對較多，水汽蒸發多，云量多，太陽輻射被削弱也多； 二是在北緯20度附近常年受到副熱帶高氣壓帶的影響。 4、地面對太陽輻射的反射 到達地面的太陽輻射只有一部分被地面吸收，另一部他則被地面反射出去。地面對入射太陽輻射的反射取決于地面的反射率。而它又取決于地面的性質。 水面比陸面的反射率小，不同性質的地表真正得到的太陽輻射仍有很大差異，這是導致地表溫度分布不均勻的主要原因。第二節 地面和大氣的輻射能 太陽輻射能大部分被下墊面吸收，大氣直接吸收的太陽輻射很少。下墊面將吸收的能量以長波輻射的形式傳給大氣，成為大氣的直

14、接熱源。一 、地面、大氣的輻射和地面有效輻射 地面吸收太陽短波輻射升溫放射長波輻射。大氣對太陽的短波輻射幾乎是透明的，吸收很少，卻能強烈地吸收地面的長波輻射升溫放射長波輻射，地面和大氣之間，以及大氣中氣層和氣層之間相互交換熱量，并也將熱量向宇宙間散發。1、地面和大氣輻射的表示 地球表面平均溫度為300K，絕大部分地面輻射能集中在380m波長范圍內，最大輻射能力所對應波長為10m 。 大氣平均溫度為250K，絕大部分地面輻射集中在4120m波長范圍內，最大輻射能力的波長約在11.6m處。 與太陽輻射相比，因此把地面和大氣輻射也叫長波輻射。 2、大氣長波輻射的特點 （1）大氣對長波輻射的吸收。大氣

15、對長波輻射的吸收非常強烈，吸收作用不僅與吸收物質及其分布有關，而且還與大氣溫度、壓強等有關，大氣中水汽、液態水、二氧化碳和臭氧對長波輻射的吸收起重要作用，他們對長波輻射具有選擇性。 （2）大氣中長波輻射的特點。長波輻射在大氣中的傳播過程與太陽輻射的傳播有很大不同。第一，太陽輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進入大氣的，而地面和大氣輻射是漫射輻射。第二，長波輻射在大氣中傳播時，不僅要考慮大氣對長波輻射的吸收，而且還要考慮大氣本身的長波輻射。第三，長波輻射在大氣中傳播時，可以不考慮散射作用。這是因為長波輻射的波長大于氣體分子和塵粒的尺度，散射作用非常弱.3、 大氣逆輻射和地面有效輻射 （1）大氣

16、逆輻射和大氣保溫效應。 大氣逆輻射是大氣輻射中指向地面的那部分輻射。 大氣逆輻射幾乎被地面全部吸收，這就使得地面因輻射所損耗的能量得到一定的補償，因而大氣對地面有保溫作用。 這種作用叫溫室效應。（2）地面有效輻射 地面放射的輻射（Eg）與地面吸收的大氣逆輻射(Ea)之差，稱為地面有效輻射(Fo)。 Fo= Eg- Ea 地面有效輻射實際上就是地面長波輻射收支相抵后剩余的部分，故又稱長波輻射凈通量。 影響的Fo因素: A）地溫上升時，Eg也上升，當濕度、云等條件不變時，則Fo上升，地面損失熱量就多； B）氣溫上升，Ea也上升，當濕度、云等條件不變時，則Fo下降； C）云量增多，大氣逆溫輻射增強，

17、則Fo減弱，地面損失熱量少，地面降溫少。 故Fo的大小，可作為預報地面最低溫度及霜凍的重要依據。 濕熱干冷條件，云覆蓋晴朗天空條件，空氣混濁空氣干潔。 有效輻射具有明顯的日變化和年變化，日變化12-14時最大，清晨最小；年變化也與溫度的年變化相似，夏季最大，冬季最小，但由于水汽和云的影響使有效輻射的最大值不一定出現在盛夏。東北、華北、西北地區有效輻射春季最大，高海拔地區有效輻射大。二、地面及地氣系統的輻射差額 地面和大氣因輻射進行熱量的交換，其能量的收支狀況，是由短波和長波輻射收支作用的總和來決定的。 把物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱作凈輻射能或輻射差額。 輻射差額（R）收入輻射支出輻射1

18、、 地面的輻射差額 （）概念：在一定時期內，地面吸收太陽總輻射與地面有效輻射之差值。 Rg=(Q+q)(1-a)-Fo (2) 地面輻射差額的時空分布 日、年變化： 日變化：Rg白天為正值，夜間為負值；由正轉為負值時在日落前一小時；由負轉正值時在日出前一小時。 Rg年變化：隨緯度而異。緯度越低，Rg保持正值的月份越多；緯度越高，Rg保持正值的月份越少。 地理分布： 由于海洋表面的反射率小，故海洋上的Rg比陸地大； Rg在海、陸上均為正值，僅在長期有冰雪覆蓋地區才為負值。2、大氣的輻射差額 大氣的輻射差額包括分為整個大氣層和某一氣層大氣的輻射差額，由于大氣中各層所含吸收物質的成分、含量的不同，以

19、及其本身溫度的不同，輻射差額存在很大差異。 3、地氣系統的輻射差額 Rs=(Q+q)(1-a)+qa-F 我們應該建立一個全球地氣系統多年平均輻射及能量平衡模式。課本的162頁。 對于短波輻射部分，大氣和云吸收了25，反射了25；地面吸收了47，反射3. 對于長波輻射部分，地面發出的114，其中109被大氣吸收，5從“大氣天窗”飛向宇宙空間。大氣發射的長波輻射是163，其中96返回地面，67飛向宇宙空間。 對于地面，地面從太陽中獲得47，從大氣中獲得96，從本身發射114.最終凈得29. 對于大氣，大氣從太陽中獲得25，從地面獲得109，本身發射時失去163，最終大氣失去29。 由上可知，地氣

20、熱交換，地面獲得29，大氣失去29。 依此結果，根據地面和大氣各自的熱特性分析，地球將以每天25的速度增溫，大氣將以每天1 的速度冷卻。 這是因為地面獲得的29%的凈輻射，通過感熱和潛熱的方式傳給大氣、通過分子傳導傳給土壤。 就整個系統來講，這種輻射差額的多年平均應為零，也就是說整個地氣系統吸收的能量和放出的能量是相等的，從而使全球達到輻射平衡。觀測表明，地球和大氣的平均溫度多年來是沒有什么變化的。第三節第三節 大氣的增溫和冷卻大氣的增溫和冷卻 一、海陸的增溫和冷卻的差異 大氣的熱能來源主要由太陽輻射、下墊面長波輻射組成，其中來自下墊面的熱能占絕大部分。由于下墊面性質的差異對大氣的增溫和冷卻構

21、成了不同的影響。通過前面的學習我們知道，緯度高低、海拔、植被覆蓋度、陸地和水面等。海洋和陸地的差異最大。 1、水陸熱力性質的差異 （1）吸收太陽輻射的能力不同，水體吸收太陽輻射的能力比陸地強。（陸對太陽的反射率為15%-30%，而水面的為10%-20%） （2）透射太陽輻射不同，水體對太陽輻射基本上是透明的，除紅色光和紅外線之外，可見光和紫外光都可透射到水體深層，使太陽輻射分散到較厚的水層中。而地面對太陽光則是不透明，太陽輻射熱集中在陸地的表面上；1、水陸熱力性質的差異 （3）傳遞能量的方式不同，陸地一般都先靠分子的熱傳導，且導熱率低，而水體能流動，有平流、對流、湍流、波浪、洋流。 （4）比熱

22、（熱容量單位質量的物體，每升高1時，所需要的熱量）不同，巖石和土壤的比熱（一般地為0.8374j/g.k）小于水的比熱(純水的比熱為4.1868j/g.k)；1、水陸熱力性質的差異 （5）水分蒸發耗熱狀況不同，水體水分供應充足，蒸發耗熱量大，失熱多，使水面溫度不易升高，而水體上空的空氣因水分蒸發而具有較多的水汽，以致有較大的吸收長波輻射的能力，使空氣溫度增溫，又以逆輻射形式還于水面，使水面及附近大氣不易強烈降溫，水體上空，云量多，使熱量不致于急劇散失，故水體及附近地區溫度變化和緩。 2、海陸表面的增溫和冷卻 由于海陸具有不同的熱力過程和特點，致使大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大，海洋溫度變

23、化緩慢，其最高溫和最低溫要比大陸遲出現一至兩個月。 冬季：大陸最冷月出現在1月，而海洋出現在2月， 夏季：大陸最熱月出現在7月，而海洋出現在8月。 二、空氣的增溫與冷卻 空氣的冷熱程度實質上是空氣內能的大小的表現。空氣內能變化既可以是空氣與外界的熱量交換引起；也可由外界的壓力變化對空氣做功，導致空氣膨脹或壓縮而引起。 空氣內能變化來源分為：（1）氣溫的非絕熱變化有空氣與外界的熱交換而引起的狀態變化；（2）氣溫的絕熱變化：外界壓力的變化對空氣作功，使空氣膨脹或壓縮引起的狀態變化。1、大氣中的非絕熱過程 空氣與外界互相交換熱量，引起氣溫變化，其方式有： （1）傳導 （2）輻射 （3）對流與亂流 （

24、4）水相變化(升華和凝華)2、大氣中的絕熱過程 （1）絕熱過程和泊松方程 氣象學上，任意氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態變化過程，稱氣溫的絕熱變化。 干絕熱過程干空氣或未飽和的濕空氣進行垂直運動時，與外界沒有熱量交換，只因體積膨脹（或收縮）作功引起內能增減和溫度變化過程。 當我們要求出在絕熱過程中氣溫的變化，必須應用熱力學第一定律在任何發生能量傳遞和轉換的熱力過程中，傳遞和轉換前后能量的總量保持恒定。 物質系統從外界所吸收的熱量等于其內能的增加與系統對外所做的功之和。 dQ=dE+dW 這是功、熱量和 內能之間的轉化關系。 dW0，表示是外界對物體系統做功。 dW0，表示物體系統對外界做功。

25、dE0，表示物體系統從外界吸收熱量。 dE0，表示物體系統向外界放出熱量。 泊松公式：T/T0=(P/P0)0.286 它給出了干絕熱過程初態（P0，T0）和終態（P，T）之間的內在聯系，既絕熱變化時溫度隨氣壓變化的具體規律。 （2）干絕熱直減率和濕絕熱直減率 氣塊絕熱上升單位距離時的溫度降低值，稱絕熱垂直減溫率。 干絕熱直減率（rd）氣塊（干空氣或未飽和空氣）絕熱上升時，單位距離時的溫度降低值。 氣塊升降運動時，沒有發生水相變化，溫度隨氣壓的降低呈指數規律遞減。理論上計算：rd=0.98/100m1/100m rd與r（溫度遞減率）的不同 rd是干空氣在絕熱上升過程中氣塊本身的降溫率，它近似

26、于常數；而r是表示周圍大氣的溫度隨高度的分布情況，也稱為大氣層結遞減 率，可取不同的值，有時可取負值（如逆溫層）。 飽和濕空氣作垂直運動時的絕熱變化過程。 叫濕絕熱過程。 飽和濕空氣絕熱上升時，如果只是膨脹降溫，做功，亦應每上升100m，減溫1。但濕空氣冷卻后，飽和水汽壓會降低，致使空氣飽和，其中部分水汽就要發生凝結，同時釋放凝結潛熱加熱氣塊。所以飽和濕空氣絕熱上升時因膨脹而引起的減溫率恒比干絕熱減溫率小。飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱為濕絕熱直減率，以rm表示。 rdrm。 因為飽和濕空氣絕熱上升，一方面因膨脹作功，損耗內能降溫，另一方面因冷卻，飽和水汽凝結釋放潛熱加熱氣塊，因此凝結作用可抵

27、消一部分由于氣壓降低（對外作功）而引起的溫度降低。有水汽凝結時，空氣上升所引起的降溫將比沒有水汽凝結時要緩慢。 rm是一個變量，是氣壓、溫度的函數。 它隨溫度升高和氣壓降低而減小 。(3)位溫和假相當位溫 當空氣塊在干絕熱過程中，其溫度是變化的，同一氣塊處于不同的氣壓（高度）時，其溫度常常是不同的，給不同高度上的兩氣塊進行熱狀態比較帶來一定困難。因此引入位溫的概念。 位溫把各層中的氣塊循著干絕熱的程序訂正到一個標準高度：1000hPa 處，這時所具有的溫度稱為位溫。 氣塊在循干絕熱升降時，其位溫是恒定不變的位溫的重要性質。 那在濕絕熱過程中又會怎么樣? 水汽一經凝結，其凝結物便脫離原上升的氣塊

28、而降落，而把潛熱留在氣塊中來加熱氣團，這種過程稱為假絕熱過程。當氣塊中含有的水汽全部凝結降落時，所釋放的潛熱就使原氣塊的位溫提高到了極限，這個數值稱為假相當位溫。 同一時間對同一團空氣而言，溫度的變化常常是兩種原因共同作用的結果。 一是當空氣團停留在某地或在地面附近作水平運動時，P變化小，氣溫的非絕熱變化是主要的。 二是當空氣團作升降運動時，P變化快，氣溫的絕熱變化是主要的。 何者為先，需要具體對待。 三、空氣溫度的個別變化和局地變化 1、概念：單位時間內個別空氣質點溫度的變化dT/dt 稱作空氣溫度的個別變化個別變化，即空氣塊在運行中隨時間的絕熱變化和非絕熱變化。 某一固定地點空氣溫度隨時間

29、的變化稱作空氣溫度的局地變化局地變化，即氣象站在不同時間觀測的，或是自記儀器所記錄的溫度變化。 平流變化：由于空氣的移動所造成的某地溫度的變化稱為溫度的平流變化。 冷空氣向暖空氣方向流動，稱 為冷平流。冷平流使氣溫降低，如冷空氣南下（偏北風）即為冷平流。 暖空氣向冷空氣方向流動，稱為暖平流。暖平流使氣溫升高，如低緯度暖空氣北上（偏南風）即為暖平流。 冷平流和暖平流統稱為溫度平流。2、它們之間的關系如：預報北京的溫度蒙古國 高空：西北氣流 近地層：-20C北京：近地層：0 C要考慮兩方面的作用：1、據空氣的移動，預計36小時后，蒙古冷空氣將移到北京；北京應下降20 C.平流變化2、冷空氣移動過程

30、中本身溫度的變化。個別變化。冷空氣南下時吸收下墊面的熱量。據估計，將升高10 C.所以，北京36小時后，降溫10 C局地變化=平流變化+個別變化3、影響溫度局地變化的因子。 （1）空氣平流運動傳熱過程引起的局地氣溫變化，取決于風向與水平溫度梯度的夾角。 （2）空氣垂直運動傳熱過程引起的局地氣溫變化，出現上升時，溫度降低，出現下沉時，溫度升高。 （3）熱量流入的影響有輻射、湍流交換、水汽相變等，熱量收入使溫度升高，熱量支出使溫度降低。四、大氣靜力穩定度 空氣在上升過程中的絕熱變化是大氣中降溫最快的過程； 上升過程中的絕熱變化會導致水汽的凝結，這是大氣中云、霧、雨、雪形成的最重要的原因； 因此，判

31、斷大氣中是否會產生云霧，主要就是看大氣中是否會產生上升運動； 判斷空氣是否會產生上升運動，就要看空氣在鉛直方向上位置穩定的程度，即大氣穩定度。1、大氣穩定度的概念 大氣穩定度是指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離原平衡位置的趨勢和程度。 它表示在大氣層中的個別空氣塊是否安于原在的層次，是否易于發生垂直運動，即是否易于發生對流。假如有一團空氣受到對流沖擊力的作用，產生了向上或向下的運動，那末就可能出現三種情況：（1） 空氣團受對流沖擊的作用后，產生三種現象。C）中性氣層： 如氣團被 推到某一 高度后， 既不加速也 不減 速。起始位位置B）空氣團穩定：周圍大氣有使它返回原來位置的趨勢。A）空氣團不穩

32、定：周圍大氣使它更加遠離原來位置起始位置(2)判斷大氣穩定度的基本方法(2)判斷大氣穩定度的基本方法 綜合干空氣和未飽和濕空氣的判定方法，可歸納如下： r m 絕對穩定 m d 絕對不穩定。 以上判定方法可用如下的數軸表示：絕對穩定條件性不穩定干穩濕中性干中性濕不穩md 絕對不穩定(3)、不穩定能量的概念 不穩定能量就是氣層中可使單位質量空氣塊離開初始位置后作加速運動的能量。 氣層能提供給氣塊的不穩定能可分為下述三種情況：大氣穩定度對大氣污染的影響大氣穩定度對大氣污染的影響 大氣穩定度對煙流擴散有很大的影響，不同穩定度導致從煙囪排出的煙羽形狀不同。下面是與穩定度有關的五種典型煙流： 平展型 漫

33、煙型 波浪型 熏煙型 扇型 錐型 爬升型 屋脊型 T Z Z Z T T d - d 0 0 d - d -1 穩 定 晴 夜 、早 晨 下 部 不 穩 定 ，上 部 穩 定 早8 -1 0時 ， 時 間 短 ，危 害 重 不 穩 定 Z Z T T - d 0 中 性 穩 定 強 風 、 陽 光 下 部 穩 定 ， 上 部不 穩 定 ， 污 染 小 第四節第四節 大氣溫度隨時間的變化大氣溫度隨時間的變化 “午熱晨涼、冬寒夏暑”，是地球自轉與公轉造成的自然現象，形成氣溫日變化與年變化規律。 一、氣溫的周期性變化（與太陽輻射和地面、大氣長波輻射為主要影響因素的變化） 氣溫的周期性變化類似于正弦函

34、數的變化，因此可用與正弦函數類似的幾個特征量來表示其變化規律。1、氣溫的日變化 大氣邊界層的溫度主要受地表增熱與冷卻作用的影響而發生變化。大氣主要因吸收地面長波輻射而增溫，地面輻射又取決于地表面吸收 的太陽輻射量。太陽輻射有日變化，氣溫也相應呈現日變化特征，正午太陽高度角最大時太陽輻射最強，但地面儲存地熱量傳給大氣需要一個過程，所以氣溫最高值不出現在正午，而是在14時前后。 概念 一天內的氣溫變化。 氣溫日較差一天中氣溫最高值與最低值之差，反映氣溫日變化程度。氣溫日較差大小與緯度、季節和其它自然地理條件有關。 隨緯度的變化：隨緯度的變化：副熱帶的氣溫日較差最大，向兩極減小，熱帶日較差12溫帶8

35、9極圈34。日較差隨緯度減小。 隨季節的變化：隨季節的變化：氣溫日較差夏季冬季，初夏夏至，因為夏至時夜晚時間短，地表面來不及劇烈降溫，最低溫度不夠低。 其它其它：盆地和谷地（空氣不流動）平原，陸地海洋，沙漠大，潮濕地區小，陰天（白低夜高）晴天（白高夜低）。 2、氣溫的年變化 概念 一年內的氣溫變動。 特點：特點： 回歸線以外的地區為單波型：最高為7月,最低為1月,海上落后一個月； 回歸線之間赤道附近地區為雙波型：最高為4、10月，最低為7，1月。 原因：太陽直射點的季節變化，在赤道附近地區，一年有兩次太陽直射。 氣溫年較差一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差與緯度、海陸分布因素有關。 （1）赤

36、道型：一年中有兩個最高值，分別出現在）赤道型：一年中有兩個最高值，分別出現在春分、秋分，兩個最低值冬至和夏至后，因太陽輻春分、秋分，兩個最低值冬至和夏至后，因太陽輻射能收入量變化小，年較差海洋射能收入量變化小，年較差海洋1，陸地，陸地510。 （2）熱帶型：一年中又一個最高值和一個最低值，）熱帶型：一年中又一個最高值和一個最低值，夏至年較差高，冬至低，年較差值不大，海洋夏至年較差高，冬至低，年較差值不大，海洋5，陸地陸地20。 （3）溫帶型：一個最高值出現在夏至后的）溫帶型：一個最高值出現在夏至后的7月，最月，最低值出現在冬至后的低值出現在冬至后的1月。年較差較大，隨著緯度月。年較差較大，隨著

37、緯度的增加而增大，海洋的增加而增大，海洋1015，陸地，陸地4050，最大最大60。海洋上出現的時間比大陸上延后。海洋上出現的時間比大陸上延后。 （4）極地型：一年中也是一次最高值和一次最低）極地型：一年中也是一次最高值和一次最低值，冬長而冷，夏暖而短，年較差很大，高緯度地值，冬長而冷，夏暖而短，年較差很大，高緯度地區，在一天內太陽高度角的變化比低緯度地區小，區，在一天內太陽高度角的變化比低緯度地區小，因而太陽輻射強度的日變化比低緯度地區小，而太因而太陽輻射強度的日變化比低緯度地區小，而太陽輻射的年變化在高緯度地區比低緯度地區大。陽輻射的年變化在高緯度地區比低緯度地區大。二、氣溫的非周期性變化 氣溫的變化還時刻受著大氣運動的影響。主要是一些災害性天氣。變化原因：變化原因： 天氣突變 大規模冷暖空氣的活動第五節 大氣溫度的空間分布 一、氣溫的水平分布 氣溫在水平方向上的分布狀況一般用等