1、第二节、气候形成的辐射和热力因素,太阳辐射是大气、陆地、海洋增温的主要能源，又是大气中一切物理过程和物理现象形成的基本动力。所以，太阳辐射也是气候形成的基本因素。在地球表面，之所以存在不同的气候类型，首先是由于太阳辐射在地表分布不均造成的，同样，对于同一气候区，气候有季节的交替，也是太阳辐射随时间有变化的缘故。,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 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。,
2、一、气候形成的辐射因素,（一）太阳辐射 太阳以电磁波的形式向外传递能量，称为太阳辐射。太阳辐射所传递的能量称为太阳辐射能。 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%。 太阳表面温度约6000K，其辐射能绝大部分集中在波长0.15 4.0 之间，因而称为短波辐射（对流层大气和地面温度为250 300K，辐射波长主要在 3 120 之间，为长波辐射）。,1、大气上界的太阳辐射,太阳常数（
3、S0）：在日地平均距离上，大气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，称为太阳常数，即 1367Wm2 。 到达大气上界的太阳辐射取决于： 1）太阳高度太阳辐射强度与太阳高度的正弦 成正比（朗伯定律）； 2）日地距离水平面上的太阳辐射强度与日地 距离的平方成反比；年变化约7； 3）可照时数太阳辐射强度与可照时数成正比，夏强冬弱。,4）天文辐射的分布 太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称天文辐射。由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，它反映了世界气候的基本轮廓。 除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。,天文辐射时空分布
4、特点,（1）太阳辐射量大小因纬度、时间而变化。春秋分时赤道最多，夏至时北极最多，冬至时南极最多。赤道附近一年有两个最大值和两个最小值，在春分和秋分日，两个最小值，在夏至日和冬至日。纬度15度以上只有一个最大值和一个最小值。在夏至日和冬至日。 （2）全年和冬半年获得太阳辐射最多的是赤道，随纬度增高而减少。极点最小。夏半年获得天文辐射量的最大值在2025的纬度带上，由此向两极逐渐减少，最小值在极地。,（3）夏半年与冬半年天文辐射的差值（年较差）是随着纬度的增高而加大的。中纬度水平梯度较大。 （4）在极圈以内，有极昼、极夜现象。在极夜期间，天文辐射为零。极昼时极圈内太阳辐射大于赤道。 天文气候带基本
5、上反映了世界气候分布的轮廓。但是，由于同一纬度带内地表性质千差万别，地表之上的大气的透明度、云层、云量均不相同，这就导致了地球大气的温度分布并不像天文气候带那样完全与纬度相吻合。,2、太阳辐射在大气中的减弱过程,1）大气对太阳辐射的吸收 氧：吸收小于0.26微米的紫外辐射。使暖层增温。 臭氧在可见光区、紫外区都有较强的吸收带，使平流层增温。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。 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。 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
6、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。,2）大气对太阳辐射的散射,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（P190） 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：灰白色而浑浊的天空、晨昏时的“霞光”（P190） 散射使无阳光直射的地方也明亮。 散射使太阳
7、辐射减弱6-8%。对短波散射作用大，对长波散射作用小。,3）大气对太阳辐射的反射,云层、较大尘埃、气溶胶粒子等有较强的反射作用，如云层平均反射率达5055。 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。 解释现象：日出、日落，太阳四周呈红色。 （云层和较大尘埃对红光的反射作用）,3、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（S）；一是经过散射后自天空投
8、射到地面的，称为散射辐射（D），两者之和称为总辐射（SD）。 1）直接辐射 ：其强弱受太阳高度和大气透明度影响。 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。 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。贝尔（Beer）削减定律 S I0 P m S：太阳辐射； I0：太阳常数；P：大气透明度； m：大气质量。,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。 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
9、，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。 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。,2）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，表现为随太阳高度增大而增大，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。,3）总辐射(S+D),影响直接辐射和散射辐射的因素，也是影响总辐射的因素，所以总辐射也有日变化、年变化和纬度变化。 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
10、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。,在我国，年总辐射量最高的地区是海拔高度大的西藏（212252Wm2），干旱少云的新疆、青海、黄河流域次之（159212Wm2 ），而云、雨较多的长江流域与华南大部却较少（119
11、159Wm2 ）。,4）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。 反射率的大小取决于： 地面性质（水面、陆面）； 地面状态（颜色深浅、粗滑、干湿）。 陆面反射率约1030，洁白的新雪反射率可达9095；水面反射率平均约10。 太阳高度减小，反射率增大。,（二）地面辐射与大气辐射,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3120m的波长范围内，
12、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0.154m，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。,1、地面辐射： 地面以电磁波的方式向上发射指向大气的辐射，称为地面辐射。其波长为3 80 ，最大辐射能量波长在9.6 。地面辐射大小主要取决于地面温度（平均300K）。白天地面吸收太阳辐射多于放射的辐射而增温；夜晚没有太阳辐射，地面因辐射而降温。“大气窗”地面辐射绝大部分（ 75 95）被大气吸收，只有波长8.412 的部分，可穿过大气层逃逸到宇宙空间，所以称此波段为“大气窗”。,2、大气辐射：大气主要靠吸收地面辐射而增温。大气按
13、其自身温度，以电磁波的方式向四面八方发射长波辐射，称为大气辐射。它的波长为 7 120 ，最大辐射能量波长在15 。 其大小取决于大气温度、湿度和云天状况。 3、大气的保温效应：大气辐射向下指向地面的部分，方向与地面辐射相反，称为大气逆辐射。大气逆辐射几乎全部为地面所吸收，这对地面因辐射而损耗的能量得到一定的补偿，所以大气对地面有保温作用。这种作用称为大气保温效应或温室效应。,（三）地面有效辐射和辐射平衡,1、地面有效辐射 地面有效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（Ea）之差，以F0 表示，则F0=Eg-Ea 由于地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意
14、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“人造夜幕弹”防霜冻的原理也即如此。,2、地面净辐射：地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射之差称地面辐射差额，又称地面净辐射或地面辐射平衡。 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，
15、物体的温度保持不变。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,3、地气系统的净辐射 把地面和对流层看作一个统一体，称为地气系统。地气系统在一定时间内辐射能收入与支出的差，称为地气系统净辐射，即：Rs（SD）（1r）qaF 式中， Rs地气系统净辐射； qa 大气吸收的太阳辐射； F地气系统长波射出辐射。反射率（r）；到达地面的直接辐射（S）和散射辐射（D）地气系统净辐射随纬度而变，低纬为正值，有热量剩余；高纬为负值，热量亏损，以南、北纬30
16、附近为转折点。高低纬地区之间的气温差异，推动大气环流和洋流的运动。,（四）地面热量平衡,1、地面热量平衡及其程式Rg+LE+P+A=0 地面辐射差额+地气潜热交换+地气显热交换+地面所下层热量交换=0,2、地球能量平衡地气系统的温度多年基本不变，全球是到达辐射平衡的。大气上界一年中获得的太阳辐射能为342.8 Wm2，同时又有相同数量的能量，以短波辐射或长波辐射的形式通过大气上界返回宇宙空间，所以地气系统的热能收支是平衡的。,辐射平衡1,地气系统的辐射平衡,二、气候形成的热力因素,（一）、气候系统的能量种类 1、温度与热量 气温：表示大气冷热程度的物理量。 气象观测和记录的气温，是指离地面一定
17、高度上（我国规定离地面1.5m高），放在百叶窗箱里的温度计测得的空气温度。通常以摄氏（）和华氏（）两种温度单位表示，我国采用摄氏度数为单位。 在理论研究方面，多数采用绝对温度（或称开氏温度），以（A）或（ K）表示。 温度单位换算如下：AC273.16 KC273.16,热量：是能的一种形式。由太阳能转换而来。用物体温度表示，但热量与温度、压力、密度都相关。 空气冷热是空气内能大小的表现。内能与温度成正比。 全球热量是平衡的。不同地点热量收支不同，通过大气运动、水相变化来调节。,2、大气中的基本能量,大气中的能量有位能、动能、内能、湍能、潜热能和显热能。主要是内能和位能。 温度变化等压过程比等
18、容过程需热量多。 空气温度变化与热量、压强、体积有关。 高度-位能 风速-动能 温度-内能 三者可相互转换。,3、大气中各种能量转换过程,太阳辐射能-大气和地面吸收增加内能-大气和地面长波辐射减少内能。 大气吸收地面能量（辐射、湍流、潜热）而膨胀或收缩使位能变化。 大气内能和位能变化，使大气运动，内能和位能转变成动能或动能转变成内能和位能。 大气运动受摩擦力影响使动能转变成内能和湍能。,4、大气动能的消耗与补偿,大气运动由于湍流和摩擦力的影响使动能转变成湍能，再转变成热能耗散。 大气运动持续是因为有位能和内能补充。 大气动能消耗不多，太阳辐射以及湍流热量交换对位能和内能和补充足以维持大气运动。
19、,（二）海陆表面的增热和冷却,1、水陆热力性质差异 （1）吸收太阳辐射能力不同。陆地反射率为15%-30%，水面反射率为10-20%，水面比陆地多吸收10%-20% （2）透射太阳辐射不同。水体对太阳辐射基本是透明的，太阳辐射可透射到水体深层，能量分散到厚水层中。陆地对太阳辐射不透明，太阳辐射集中在陆地表层。,（3）传递能量方式不同 陆地靠分子传导热能，导热率小。水体能流动，有平流、湍流、波浪、洋流，利于热量的水平和垂直交换。 （4）比热（热容量）不同 水热容量比岩石和土壤大得多，同样热量使岩石和土壤温度升高比水大。 （5）水分蒸发耗热状况不同 水体蒸发耗热量大，失热多，使表面温度不易升高，水
20、上空气水分多吸收长波辐射多，又以逆辐射反还水面，使水面不易强烈降温，水体上空云量多，热量不易散失，所以水体附近温度变化和缓。陆地水分不足，小部分热量用于蒸发，大部分热量增高地温与气温。,2、海陆表面的增温和冷却,陆地热容量小，热量集中在表层，升温快。失热时也难以得到下层热量补偿，降温也快。温差大。海洋受热慢，气温升降缓和，变化幅度小。所以冬季大陆比同纬度海洋冷，最冷月在1月，海洋在2月。夏季大陆温度高于同纬度的海洋，最热月在7月，海洋在8月。,（三）空气的增热和冷却,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
21、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。,1、大气中的非绝热过程,气温的非绝热变化是通过地面和大气之间的热量交换来完成的。 （1）传导。有温度差异时，热量从一个分子传递给另一分子。但空气和地面都是不良导体。 （2）辐射。是地面与大气热量交换的重要方式，比传导作用大4000倍。 （3）对流与乱流。地表受热不均引起空气大规模升降运动称对流。小规模不规则的涡旋运动称乱流或湍流。 对流是高低层大气热量交换的主要方式，乱流是近地层大气热量交换的主要方式。,（4）水相的
22、变化。地面蒸发吸热，在高空凝结释放潜热。这种大气与地面的潜热交换在5KM以下大气层。在热带地区重要。 一般来说，地面与大气热量交换以辐射为主。气层之间以对流乱流为主。水相变化时，潜热交换不小。,2、大气的绝热过程,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。 1）干绝热过程 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,干绝热方程：T、P温度和气压。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d表示 =1C/10
23、0M,2）湿绝热过程,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。 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。 饱和湿空气上升时水汽凝结释放潜热，故湿绝热直减率小于干绝热直减率。 高温时湿绝热直减率rm比低温时小。气压高的气块湿绝热直减率rm比气压低的小。,3、大气静力稳定度,大气中温度的垂直分布称大气温度层结。 气温垂直梯度（气温直减率）：r表示，对流层平均0.65C/100M 大气温度层结影响大气的稳定度。大气层是否易于发生发生对流运动就叫大气稳定度 。,当（直减率）d（干绝热直减率）时则相反，因而称为绝对不稳定。当m
24、（湿绝热直减率）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dm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。 （直减率）愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果很小，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、等温以及很小的气层称为阻挡层。,（四）大气温度的时空变化,1、大气温度的时间变化 1）气温的日变化 指一天内气温的高低变化，它有一个最高值（出现在午后两小时左右）和一个最低值（出现在日出前后），气温日变化过程是一条正弦曲线。
25、日最高气温与最低气温之差，称为气温的日较差或称日振幅。日较差随纬度增高而减少，随海拔高度增加而减少；晴天大阴天小；夏季大冬季小；大陆大海洋小。谷地大山峰小；深色土、干土大浅色土、湿土小。裸地大植被覆盖地小。,气温日变化,2）气温的年变化 指一年内气温的高低变化。年最高气温出现在夏至后的7月或8月，年最低气温出现在冬至后的1月或2月。 一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差，称为气温的年较差。年较差随纬度增高而增大，随海拔高度增加而减少；大陆大海洋小；内陆大沿海小。裸地大植被地小；谷地大山峰小；干旱地大多雨地小。,气温年变化的四种类型： （1）赤道型。年较差小，有春秋分前后两个最高值和冬夏
26、至前后两个最低值。 （2）热带型。一个最高值出现在夏至后，一个最低值出现在冬至后。年较差不大，但比赤道型大。 （3）温带型。一个最高值和一个最低值出现在夏至和冬至后1-2个月，随纬度增高较差增大。 （4）极地型。年较差大。最低温出现在冬季末，最高温在8月初（北半球）,2、大气温度的空间分布,1）气温的水平分布 大气温度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均匀的。气温的水平分布：主要受纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素影响。 （1）气温随纬度增高而递减，北半球南北温差冬大夏小，南半球则季节相反； （2）冬季北半球等温线在大陆凸向赤道，在海洋凸向极地，反映同一纬度上陆地冷于海洋，夏季时
27、则相反；南半球洋多陆少，等温线较平直； （3）高温带（冬、夏月平均温均24）不是出现在赤道，冬季在 5 10 N，夏季在 20 N左右，该带称为热赤道。,世界1月气温分布图,（4）洋流的影响大，中纬度西岸气温比同纬度的东岸高。冬季太平洋和大西洋北部等温线急剧向北凸出，反映黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥湾暖流的强大增温作用；夏季北半球等温线沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响。 （5）南半球冬夏最低气温都出现在南极，北半球则夏季在极地、冬季在高纬大陆东部、西伯利亚和格陵兰。最高气温北半球夏季出现在低纬大陆内部热带沙漠地区。 在我国，最低气温为 52.3，出现在黑龙江的漠
28、河；最高气温49.6，出现在新疆的吐鲁番。珠峰出现-60低温。,90，南极,我国实测最低气温 52.3，黑龙江漠河,我国实测最高气温49.6，新疆吐鲁番,2）对流层中气温的垂直分布 每上升单位距离气温的降低值，称为气温直减率，以 r 表示，单位为100m 。 对流层大气平均 r 0.65 100m 。气温直减率一般夏季和白天大，冬季和夜晚小。逆温：指对流层内发生温度随高度增加而上升的局部反常现象。出现逆温的气层称为逆温层，它的状态稳定，会阻止下层空气的垂直对流运动，因此又叫阻挡层。成因：辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温、融雪逆温。,三、全球气温带,（1）热带。年平均20C等温线之间的地带。 （2）南北温带。年平均温20C等温线与最热月10C等温线之间的地带。 （3）南北寒带。最热月10C等温线与最热月0C等温线之间的地带。 （4）南北永冻带。最热月0C等温线以内的地带。,
