1、1气象学与气候学第一章 引论第一节 气象学、气候学的研究对象、任务和简史一、气象学与气候学的研究对象和任务由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓大气圈。气候和天气是两个既有联系又有区别的概念。1)概念上的区别：天气是指某一地区瞬间或某一短时间内大气中气象要素(温度湿度气压等) 和天气现象（云雾雨雪等）的综合。气候是在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动等长时间相互作用下，在第一时段内大量天气过程的综合。2)时间上的区别：天气是大气中短时间过程，是微观的。气候是一定时段内大量天气过程的长期过程，是宏观的。3)内容上区别：天气指单纯的大气系统。气候包括大气、海洋、陆地表面、
2、冰雪覆盖层及生物圈组成的大系统。4)稳定性上的区别：天气具有瞬息万变的不稳定性。气候在一定时间阶段呈现相对的稳定性。第二节 气候系统概述气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。在气候系统的五个子系统中，大气圈是主体部分，也是最可变的部分，水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈都可视为大气圈的下垫面。一、大气圈概述（一）大气的组成 氮 N 2 78.08 氧 O 2 20.95 氩Ar 0.93 大气是由多种气体混合组成的气体及浮悬其中的液态和固态杂质所组成。其中氮（N 2）氧（O 2）和氩（Ar）三者合占大气总体积的99.9
3、6，其它气体含量甚微。除水汽外，这些气体在自然界的温度和压力下总呈气体状态，而且标准状况下（气压1013.25hPa，温度0）。密度约为1293g/m2。大气中还悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。（二）大气的结构大气总质量约5.31015t，其中有50集中在离地5.5km 以下的层次内，在离地361000km 余的大气层只占大气总质量的1。大气压力和密度随高度的分布如图12 所示。尽管空气密度愈到高空愈小，到700800km高度处，空气分子之间的距离可达数百米远，但即使再向上，大气密度也不会减少到零的程度。通常有两种划法：一是着
4、眼于大气中出现的某些物理现象。根据观测资料，在大气中极光是出现高度最高的现象，它可以出现在1200km 的高度上，因此可以把大气的上界定为1200km。这种根据在大气中才有，而在星际空间没有的物理现象确定的大气上界，称为大气的物理上界。另一种是着眼于大气密度，用接近于星际的气体密度的高度来估计大气的上界。按照人造卫星探测资料推算，这个上界大约在20003000km 高度上。观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层。1.对流层对流层是地球大气中最低的一层。云、雾、雨雪等主要大气现象都出现在此层。对流层是对
5、人类生产、生活影响最大的一个层次，也是气象学、气候学研究的重点层次。对流层有三个主要特征：（1）气温随高度增加而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。高山常年积雪，高空的云多为冰晶组成，就是这一特征的明显表现。对流层中，气温随高度增加而降低的量值，因所在地区、所在高度和季节等因素而异。平均而言，高度每增加100m，气温则下降约0.65，这称为气温直减率，也叫气温垂直梯度，（2）垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流运动的强度主要随纬度和季节2的变化而不同。一般情况是：低纬较强，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减小。在低纬
6、度地区平均为1718km，在中纬度地区为1012km，在高纬度地区为89km。在同一纬度，尤其是中纬度，对流层厚度夏季较大，冬季较小。同大气的总厚度比较起来，对流层是非常薄的，不及整个大气层厚度的1。但是，由于地球引力的作用，这一层却集中了整个大气3/4 的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要的作用。（3）气象要素水平分布不均匀：由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到1
7、2km 高度。边界层的范围夏季高于冬季，白昼高于夜晚，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。在这层里大气受地面摩擦和热力的影响最大，湍流交换作用强，水汽和微尘含量较多，各种气象要素都有明显的日变化。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中，地球表面的摩擦作用可以忽略不计。在对流层的最上层，介于对流层和平流层之间，还有一个厚度为数百米到12km 的过渡层，称为对流层顶。这一层的主要特征是：气温随高度的增加突然降低缓慢，或者几乎不变，成为上下等温。对流层顶的气温在低纬地区平均为-83，在高纬地区约为-53。该层可阻挡对流层中的对流运动，从而使下边输送上来的水汽微尘聚集在其下方，使该处大气的混浊
8、度增大。2.平流层自对流层顶到55km 左右为平流层。在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或微有上升。大约到30km 以上，气温随高度增加而显著升高，在55km 高度上可达-3。平流层这种气温分布特征是和它受地面温度影响很小，特别是存在着大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。虽然30km 以上臭氧的含量已逐渐减少，但这里紫外线辐射很强烈，故温度随高度增加得以迅速增高，造成显著的暖层。平流层内气流比较平稳，空气的垂直混合作用显著减弱。平流层中水汽含量极少，大多数时间天空是晴朗的。有时对流层中发展旺盛的积雨云也可伸展到平流层下部。在高纬度20km 以上高度，有时在早、晚可观测到贝母云（又称珍珠
9、云）。平流层中的微尘远较对流层中少，但是当火山猛烈爆发时，火山尘可到达平流层，影响能见度和气温。3.中间层自平流层顶到85km 左右为中间层。该层的特点是气温随高度增加而迅速下降，并有相当强烈的垂直运动。在这一层顶部气温降到-113-83，其原因是由于这一层中几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气吸收掉了。中间层内水汽含量更极少，几乎没有云层出现，仅在高纬地区的7590km 高度，有时能看到一种薄而带银白色的夜光云，但其出现机会很少。这种夜光云，有人认为是由极细微的尘埃所组成。在中间层的6090km 高度上，有一个只有白天才出现的电离层，叫做D 层。
10、4.热层热层又称热成层或暖层，它位于中间层顶以上。该层中，气温随高度的增加而迅速增高。这是由于波长小于0.175m 的太阳紫外辐射都被该层中的大气物质（主要是原子氧）所吸收的缘故。其增温程度与太阳活动有关，当太阳活动加强时，温度随高度增加很快升高，这时500km 处的气温可增至2000K；当太阳活动减弱时，温度随高度的增加增温较慢，500km 处的温度也只有500K。热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上，气温从向上增温至转为等温时，为其上限。在热层中空气处于高度电离状态，其电离的程度是不均匀的。其中最强的有两区，即E 层（约位于90130km）和F 层（约位于160350km）。F 层在白
11、天还分为F1 和F2 两区。据研究高层大气（在60km 以上）由于受到强太阳辐射，迫使气体原子电离，产生带电离子和自由电子，使高层大气中能够产生电流和磁场，并可反射无线电波，从这一特征来说，这种高层大气又可称为电离层，正是由于高层大气电离层的存在，人们才可以收听到很远地方的无线电台的广播。此外，在高纬度地区的晴夜，在热层中可以出现彩色的极光。这可能是由于太阳发出的高速带电粒子使高层稀薄的空气分子或原子激发后发出的光。这些高速带电粒子在地球磁场的作用下，向南北两极3移动，所以极光常出现在高纬度地区上空。5.散逸层这是大气的最高层，又称外层。这一层中气温随高度增加很少变化。由于温度高，空气粒子运动
12、速度很大，又因距地心较远，地心引力较小，所以这一层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，本层是大气圈与星际空间的过渡地带。从总体来讲，大气是气候系统中最活跃，变化最大的组成部分，它的整体热容量为5.321015MJ，且热惯性小。当外界热源发生变化时，通过大气运动对垂直的和水平的热量传输，使整个对流层热力调整到新热量平衡所需的时间尺度，大约为1 个月左右，如果没有补充大气的动能过程，动能因摩擦作用而消耗尽的时间大约也是1 个月。二、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈概述（一）水圈水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。海洋是由世界大洋和邻近海域的含盐海水
13、所组成。其总面积为3.6 亿km2，约占地球表面的71，相当于陆地面积的2.5倍。海水是由液态水和溶于水中的盐分及气体所组成的。由于海洋对太阳辐射的反射率比陆面小，海洋单位面积所吸收的太阳辐射能比陆地多2550。全球海洋表层的年平均温度要比全球陆面温度约高10左右。海面受热后由于波浪的作用，将热量向下传输混合，产生一个暖层。暖层平均水温在2025左右。在暖层之下水温迅速下降，成为斜温层。斜温层之下是水温很低的第三层。在第三层底部水温约在05左右在极地海洋地区从表面至洋底皆为冷水层。据估算，到达地表的太阳辐射能约有80为海洋表面所吸收。通过海水内部的运动，海洋上层平均厚度约为240m 的水温有季
14、节变化，其质量为8.71010t，热容量为36.451016MJ/；而陆面温度有季变的平均厚度只有10m，质量为31015t，其热容量只有2.381015MJ/。可见，无论从力学和热力学效应来看，海洋在气候系统中具有最大的惯性，是一个巨大的能量贮存库。（二）陆面陆面有时亦称岩石圈。它们的这些特征对地质时期的气候变化是有巨大影响的，但对近代在季节、年际、十年际乃致百年际的气候变化中是可以忽略的。在上述近代气候变化的时间尺度内，除火山爆发外，对大气的作用主要还是发生在陆地表面。因此在气候系统中通常不用岩石圈这个更广泛的名词，而采用陆面一词。陆地表面具有不同的海拔高度和起伏形势，可分为山地、高原、平
15、原、丘陵和盆地等类型。它们以不同的规模错综分布在各大洲之上，构成崎岖复杂的下垫面。在此下垫面上又因岩石、沉积物和土壤等性质的不同，其对气候的影响更是复杂多样。（三）冰雪圈冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。目前全球陆地约有10.6被冰雪所覆盖，海冰的面积比陆冰的面积要大，但由于世界海洋面积广阔，海冰仅占海洋面积的6.7。陆地雪盖有季节性的变化，海冰有季节性到几十年际的变化，而大陆冰原和冰川的变化要缓慢得多，只有在几百年甚至到几百万年的周期上其体积和范围才显示出重大的变化。冰川和冰原的体积变化与海平面高度的变化有很大关系。由于冰雪具有很大的反射率，在冰雪覆盖下，地表（包括海洋和陆地）
16、与大气间的热量交换被阻止，因此冰雪对地表热量平衡有很大影响。它是气候系统中的一个重要子系统。（四）生物圈生物圈主要包括陆地和海洋中的植物，在空气、海洋和陆地生活的动物，也包括人类本身。生物圈的各部分在变化的时间尺度上有显著差异，但它们对气候的变化都很敏感，而且反过来又影响气候。生物对于大气和海洋的二氧化碳平衡，气溶胶粒子的产生，以及其它与气体成分和盐类有关的化学平衡等都有很重要的作用。植物可以随着温度、辐射和降水的变化而发生自然变化。其变化的时间尺度为一个季节到数千年不等。而植物又反过来影响地面的粗糙度及反射率以及蒸发、蒸腾和地下水循环。由于动物需要得到适当的食物和栖息地，所以动物群体的变化也
17、反映了气候的变化。人类活动既深受气候影响，又通过诸如农牧业、工业生产及城市建设等，不断改变土地、水等的利用状况，从而改变地表的物理特性4以及地表与大气之间的气体交换，产生对气候的影响。综上所述，为了弄清地球气候形成、分布和变化的机制，我们必须面对的是一个非常复杂的气候系统。它的每一个组成部分都具有十分不同的物理性质，并通过各种各样的物理过程、化学过程甚至生物过程同其它部分联系起来，共同决定各地区的气候特征。第三节 有关大气的物理性状在气象学上，大气的物理性状主要以气象要素和空气状态方程来表征。一、主要气象要素气象要素是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水
18、量、能见度等等。（一）气温在一定的容积内，一定质量的空气，其温度的高低只与气体分子运动的平均动能有关。即这一动能与绝对温度T 成正比。因此，空气冷热的程度，实质上是空气分子平均动能的表现。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温也就升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温也就降低。气温的单位：目前我国规定用摄氏度（）温标，以气压为1013.3hPa时纯水的冰点为零度（0），沸点为100 度（100），其间等分100 等份中的1 份即为1。在理论研究上常用绝对温标，以K 表示，这种温标中一度的间隔和摄氏度相同，但其零度称为“绝对零度”，规定
19、为等于摄氏-273.15。因此水的冰点为273.15K，沸点为373.15K。两种温标之间的换算关系如下 T=t+273.15t+273 （12）（二）气压气压指大气的压强。它是空气的分子运动与地球重力场综合作用的结果。当选定温度为0，纬度为45的海平面作为标准时，海平面气压为1013.25hPa，相当于760mm 的水银柱高度，曾经称此压强为1 个大气压。（三）湿度表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。大气湿度状况与云、雾、降水等关系密切。大气湿度常用下述物理量表示：1.水汽压和饱和水汽压大气压力是大气中各种气体压力的总和。也用hPa 表示。在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限
20、度，如果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和空气。饱和空气的水汽压（E）称饱和水汽压，也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。实验和理论都可证明，饱和水汽压随温度的升高而增大。2.相对湿度相对湿度（f）就是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用百分数表示），即相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。当其接近100时，表明当时空气接近于饱和。当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大，相对湿度会减小。3.饱和差在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（d）。即d=E-e，d 表示实际空气距离饱和的程度。在研究水面蒸发时常用到d，它能反映水分子的
21、蒸发能力。4.比湿在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值，称比湿（q）。其单位是g/g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数表示的即对于某一团空气而言，只要其中水汽质量和干空气质量保持不变，不论发生膨胀或压缩，体积如何变化，其比湿都保持不变。因此在讨论空气的垂直运动时，通常用比湿来表示空气的湿度。5.水汽混合比一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比（）即：（单位：g/g）6.露点5在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点（Td）。上述各种表示湿度的物理量：水汽
22、压、比湿、水汽混合比、露点基本上表示空气中水汽含量的多寡。而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。（四）降水降水是指从天空降落到地面的液态或固态水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、霰、冰粒和冰雹等。降水量指降水落至地面后（固态降水则需经融化后），未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，降水量以毫米（mm）为单位。在高纬度地区冬季降雪多，还需测量雪深和雪压。雪深是从积雪表面到地面的垂直深度，以厘米（cm）为单位。当雪深超过5cm 时，则需观测雪压。雪压是单位面积上的积雪重量，以g/cm2 为单位。降水量是表征某地气候干湿状态的重要要素，雪深和雪压还反映当地的寒冷程度。（五）风空气
23、的水平运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它不仅有数值的大小（风速），还具有方向（风向）。因此风是向量。风向是指风的来向。地面风向用16 方位表示，高空风向常用方位度数表示，即以0（或360）表示正北，90表示正东，180表示正南，270表示正西。在16 方位中，每相邻方位间的角差为22.5。风速单位常用m/s、knot（海里/小时，又称“节”，）和 km/h 表示，其换算关系如下1m/s=3.6km/h 1knot=1.852km/h1km/h=0.28m/s 1knot=1/2m/s风速的表示有时采用压力，称为风压。如果以V 表示风速（m/s），P 为垂直于风的来向，1m2 面积上所
24、受风的压力kg/m2，其关系式P=0.125V2 （113）（六）云量云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合物的可见聚合群体，底部不接触地面（如接触地面则为雾），且具有一定的厚度。云量是指云遮蔽天空视野的成数。将地平以上全部天空划分为10 份，为云所遮蔽的份数即为云量。例如，碧空无云，云量为0，天空一半为云所覆盖，则云量为5。（七）能见度能见度指视力正常的人在当时天气条件下，能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离。单位用米（m）或千米（km）表示。二、空气状态方程空气状态常用密度（）、体积（V）、压强（P）、温度（t 或T）表示。对一定质量的空气，其P、V、T 之间存在函数关系（
25、一）干空气状态方程根据大量的科学实验总结出，一切气体在压强不太大，温度不太低（远离绝对零度）的条件下，一定质量气体的压强和体积的乘积除以其绝对温度等于常数，即上式是理想气体的状态方程。凡严格符合该方程的气体，称理想气体。实际上，理想气体并不存在，但在通常大气温度和压强条件下，干空气和未饱和的湿空气都十分接近于理想气体。在标准状态下（P0=1013.25hPa，T0=273K），1mol 的气体，体积约等于22.4L，即V0=22.4L/mol。因此该值对1mol 任何气体都适用，所以叫普适气体常数。（二）湿空气状态方程与虚温在实际大气中，尤其是在近地面气层中存在的总是含有水汽的湿空气。在常温常
26、压下，湿空气仍然可以看成理想气体。虚温的意义是在同一压强下，干空气密度等于湿空气密度时，干空气应有的温度。第二章 大气的热能和温度大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、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、温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云和降水的形成。因此，大气的热能和温度成了天气变化的一个基本因素，同时也是气候系统状态及演变的主要控制因子。第一节 太阳辐射6太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。一年中整个地球可以由太阳获得5.441024J 的辐射能量。一、辐射的基本知识（一）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
27、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，也简称为辐射。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传输到地球的唯一途径。辐射能是通过电磁波的方式传输的。肉眼看得见的是从0.40.76m 的波长，这部分称为可见光。宇宙射线、射线、X 射线、紫外线、可见光、红外线、无线电波。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。单位时间内，通过垂
28、直于选定方向上的单位面积（对球面坐标系，即单位立体角）的辐射能，称为辐射强度（I）。（二）辐射光谱图中F随的变化曲线称为辐射光谱曲线。（三）物体对辐射的吸收、反射和透射物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比，称为吸收率（a）；为物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比，称为反射率（r）；透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比，称为透射率（d），则a+r+d=1a、r、d 都是01 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。物体的吸收率、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。（四）有关辐射的基本定律1.基尔荷夫（Kirchhoff）定律它表明：在一定波长、一定温度下，一
29、个物体的吸收率等于该物体同温度、同波长的放射率。即对不同物体，辐射能力强的物质，其吸收能力也强。辐射能力弱的物质，其吸收能力也弱。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。下标表示在一定温度（T）下，不同波长的K、e及I的数值不同。即同一物体在温度T时它放射某一波长的辐射。那末，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来，从而有可能通过对黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射，这就极大简化了一般辐射的问题。基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。对流层和平流层大气以及地球表面都可认为是处于辐射平衡状态，因而可直接应用这一定律。2.斯蒂芬（Stefan）
30、-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=T 4 上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。3.维恩（Wein）位移定律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）上式称维恩位移定律。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
31、的波长则愈长。有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容易确定，因为它们把黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。即使对非黑体，只要知道它们的温度和吸收率，利用基尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。二、太阳辐射7（一）太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。大气上界太阳光谱中能量的分布曲线与T=6 000K 时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线相比较，非常相似。因此，可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为6 000K，内部温度更高。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长m 为0.475m。这个
32、波长在可见光范围内相当于青光部分。因此，太阳辐射主要是可见光线（0.40.76m），此外也有不可见的红外线（0.76m）和紫外线（O.4m），太阳辐射通过星际空间到达地球。就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2 面积内，1min 内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用I 0 表示。多数文献上采用1370W/m2。（二）太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射光通过大气圈，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，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比1370W/m2 要小。1.大气对太阳辐射的吸收太阳辐射穿过大气层时，大气中某
33、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。2.大气对太阳辐射的散射：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（图27）。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力与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，也叫蕾利
34、散射（图27a）。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。这种散射称粗粒散射，也称米散射（图27b）。3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射一般情况下云的平均反射率为5055。上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；吸收作用相对最小。以全球平均而言，太阳辐射约有30被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20被大气和云层直接吸收，50到达地面被吸收。（三）到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射有两部分：一
35、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.直接辐射太阳直接辐射与太阳高度角和大气透明度有关 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：（1）太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，（2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，。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的质量，称为一个大气质量。在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同。不同太阳高度时的大气质量数如表21 所示。从表中可以看出，大气质量数随高度
36、减小而增大，尤其是当太阳高度较小时，大气质量数的变化加大。还受大气透明度的影响。和大气透明度大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质愈多，大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。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。2.散射辐射8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；云也能强烈地增大散射辐射。海拔越高越弱
37、 总辐射3.总辐射当太阳高度升到约等于8时，直接辐射与散射辐射相等；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。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。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。（四）地面对太阳辐射的反射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。第二节 地面和大气的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
38、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热源。为此，在研究大气热状况时，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。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其辐射能最大段波长在1015m 范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。（二）地面和大气长波辐
39、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，而且还与大气的温度、压强等有关。大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样具有选择性。由图看出，大气在整个长波段，除812m 一段外，其余的透射率近于零，即吸收率为1。 812m 处吸收率最小，透明度最大，称为“大气窗口”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，所以地面辐射有20的能量透过这一窗口射向宇宙空间。在这一窗口中9.6m 附近有一狭窄的臭氧吸收带，对于地面放射的14m 以上的远红外辐射，几乎能全部吸收，故此带可以看成近于黑体。2
40、.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，而地面和大气辐射是漫射辐射。第二，太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，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，长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。这是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辐射1.大气逆辐射和大气保温效应大气辐射指
41、向地面的部分称为大气逆辐射。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，由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温效应。2.地面有效辐射地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（Ea）之差，称为地面有效辐射。影响有效辐射的主要因子有：地面温度，空气温度，空气湿度和云况。9有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度日变化相似的特征。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，是由短波和长波辐收支作用的总和来决定的。我们把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。即辐射差额=收入辐射-支出辐射在没有其它方式进行
42、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。（一）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，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差值，称为地面的辐射差额。影响地面辐射差额的因子很多，除考虑到影响总辐射和有效辐射的因子外，还应考虑地面反射率的影响。反射率是由不同的地面性质决定的，所以不同的地理环境、不同的气候条件下，地面辐射差额值有显著的差异。地面辐射差额具有日变化和年变化。辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。（二）
43、大气的辐射差额大气的辐射差额可分为整个大气层的辐射差额和某一层大气的辐射差额。这也是考虑某气层降温率的最重要因子。（三）地-气系统的辐射差额图217 描绘了南北半球各纬度辐射收支情况，以及各纬圈行星反射率。由图可以看出，无论南、北半球，地-气系统的辐射差额在纬度30处是一转折点。北纬35以南的差额是正值，以北是负值。这样，会不会造成低纬地区的不断增温和高纬地区的不断降温。第三节 大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异1）海陆透射太阳辐射的能力不同 2）海陆比热不同。海洋 0.96 卡/克度，陆地 0.50.6 卡/ 克度 3）海陆传热方式不同 4）海陆的蒸发量不同 5）海陆反射率不同陆地
44、10%30%海洋 10%二、空气的增温和冷却根据分子运动理论，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。空气内能变化既可由空气与外界有热量交换而引起；也可由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。在前一种情况下，空气与外界有热量交换，称为非绝热变化；在后一种情况下，空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。（一）气温的非绝热变化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）。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。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。3.对流当暖
45、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。4.湍流空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。5.蒸发（升华）和凝结（凝华）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。10（二）气温的绝热变化1.绝热过程与泊松方程大气中进行的物理过程，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
46、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。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（简称绝热直减率）。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升100m 减温1。但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，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，由于这个方程中只包含湿空气的相变所产生的热量，而没有考虑其它的热量，所以又称为温绝热方程。四、大气静力稳定度（一）大气稳定度的概
47、念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。（三）不稳定能量的概念气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：1.不稳定型 2.稳定型 3.潜在不稳定型（四）位势不稳定以上对稳定度的讨论，都是针对气层中空气块的垂直运动而言。在实际大气中，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地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。从长时间
48、平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不变。但在某一段时间内，可能得多于失，地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，趋于新的平衡。反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。一、气温的周期性变化（一）气温的日变化大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。此外，大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。近地
49、层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在午后14 时左右，一个最低值，一般出现在日出前后（图230）。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小（图231）。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。
