第二章 大氣熱能3

第二章大氣的熱能和溫度△第一節(jié)太陽輻射要點：太陽輻射的基本知識。太陽輻射光譜和太陽常數(shù)的概念?！鞯诙?jié)地面和大氣的輻射要點：地面、大氣的輻射和地面有效輻射的概念和物理意義。地面及地—氣系統(tǒng)的輻射差額?！鞯谌?jié)大氣的增溫和冷卻要點：1、海陸增溫和冷卻的差異2、空氣的增溫和冷卻3、氣溫直減率和干、濕絕熱直減率的概念和大小。4、大氣靜力穩(wěn)定度△第四節(jié)大氣溫度隨時間的變化要點：掌握氣溫的日變化和年變化的概念和變化規(guī)律?！鞯谖骞?jié)大氣溫度的空間分布要點：全球氣溫的水平分布規(guī)律。對流層中氣溫的垂直分布規(guī)律及各種逆溫形成機制。教學(xué)基本要求本章的重點是第一、二節(jié)，以輻射為線索，分析地氣的輻射熱交換過程，進一步探討引起大氣溫度變化的物理原因及溫度變化和分布對大氣狀態(tài)的影響。突出大氣溫度絕熱和非絕熱變化在成因和作用上的差異。并注意在天氣及氣候分析時加以引伸和應(yīng)用。一、輻射的基本知識(一)、輻射與輻射能輻射: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。通過輻射傳播的能量稱為輻射能。輻射是能量傳播方式之一，也是太陽能傳播到地球的唯一途徑。波長范圍大約在0.15～120um之間(圖2.1)。0.15～4um太陽輻射短波輻射4～120um地面、大氣輻射長波輻射太陽、地面和大氣間物質(zhì)能量交換的波長范圍0.15－120m。

其中：太陽輻射波長0.15－4m，習(xí)慣稱短波輻射，地面、大氣間（簡稱地－氣系統(tǒng)）物質(zhì)（輻射）能量交換波長4－120m，習(xí)慣稱長波輻射。

太陽是地－氣系統(tǒng)主要的能量來源。大氣226.1J/cm2·a

表面T＝6000

oK內(nèi)部T＞2萬度125.6×1036J／a＝35×1036萬度電放出的能量5.44×1024J／a1／20億輻射通量密度（E）單位時間內(nèi)通過單位面積的輻射能量稱為輻射通量密度（E），單位是W/m2。入射輻射通量密度放射輻射通量密度大小反映輻射能力和放射能力輻射強度（I）單位時間內(nèi)，通過垂直于選定方向上的單位面積（對球面坐標(biāo)系，即單位立體角）的輻射能，稱為輻射強度（I）。其單位是W/m2或W/sr。它們之間的關(guān)系：I=E/cosθ溫度升高，輻射的總功率就會增大，并且輻射的電磁波的波長將移向短波。例：鐵棒的加熱(二)輻射光譜為了進一步描述輻射能的性質(zhì)，引入了一個能確定輻射能按波長分布的函數(shù)——單色輻射通量密度。它是波長與溫度的函數(shù)。P22(三)物體對輻射的吸收、反射和透射：1=a+r+d。物體的吸收率、反射率和透射率大小隨著輻射的波長和物體的性質(zhì)而改變。如干潔空氣、水汽、雪面P23思考:為什么夏天晴朗的夜晚感覺涼爽,冬天感覺寒冷為什么夏天陰雨天的晚上感覺悶熱,冬天感覺暖和(四)有關(guān)輻射的基本定律黑體:對外來輻射，不論波長如何，能全部吸收，而不透射與反射的理想物體。(1)最接近黑體的物體的吸收率為0.95(2)由于被任何波長的光照射時均呈黑色，故名黑體。它是最好的吸收體和放射體，其放射能力只與波長和溫度有關(guān)。有關(guān)輻射的三個基本定律：基爾荷夫定律、斯蒂芬—玻爾茲曼定律、維恩位移定律

基爾荷夫定律（Kirchhoff）:KλT=eλT,p23

意義：①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;輻射能力強的物質(zhì)，其吸收能力也強，黑體吸收能力最強，是最好的放射體②同一物體在溫度T時它放射某一波長的的輻射,在同一溫度下也吸收這一波長的輻射③該定律把一般物體的輻射、吸收與黑體輻射聯(lián)系起來，從而有可能通過對黑體輻射的研究來了解一般物體的輻射，基爾荷夫定律適用于處于輻射平衡的任何物體,對流層和平流層大氣以及地球表面都可認為是處于輻射平衡狀態(tài)，因而可直接應(yīng)用這一定律。思考:為什么大氣主要以吸收地面輻射增溫?斯蒂芬—玻爾茲曼定律（Stefan-Boltzman）物體的放射能力是隨溫度、波長而改變的。黑體的總放射能力與它本身的絕對溫度的四次方成正比。ETb=σT4

σ—斯蒂芬－玻耳茲曼常數(shù)。

維恩位移定律（Wein）黑體單色輻射極大值所對應(yīng)的波長與其絕對溫度成反比。即λmT=C（C=2896μm·K）

因此，物體的溫度愈高，其單色輻射極大值所對應(yīng)的波長愈短，反之亦然。（圖2.3）

有此三個輻射定律，絕對黑體的輻射規(guī)律就容易確定，因為它們把黑體的溫度與其輻射光譜聯(lián)系起來了。即使對非黑體，只要知道它們的溫度和吸收率，利用基爾荷夫定律，它們的輻射能力也可以確定。二太陽輻射

（一）太陽輻射光譜和太陽常數(shù)太陽輻射光譜：太陽輻射中輻射能按波長的分布。一太陽輻射

（一）太陽輻射光譜和太陽常數(shù)太陽常數(shù)：在日地平均距離（1.496×108）上，在大氣上界，垂直于太陽光線的1cm面積內(nèi)1min內(nèi)獲得的太陽輻射能量，稱太陽常數(shù)，用I°表示。多數(shù)文獻采用1370W/m2。（二）太陽輻射在大氣中的減弱實際上太陽向地表傳遞太陽輻射能量穿透大氣層時，大氣圈中的各種氣體物質(zhì)（O2

、O3

、CO2…）和水汽、固體等物質(zhì)均會不同程度的吸收和散射一部分太陽輻射能量，因此真正到達地表的太陽輻射量遠小于太陽常數(shù)值。減弱特征：P26①總輻射能有明顯地減弱②輻射能隨波長的分布變得極不規(guī)則③波長短的輻射能減弱得更為顯著1.吸收：整個大氣對太陽輻射的吸收只占24%，一般集中在對流層以上，對流層熱源主要來源于地面。吸收物質(zhì)：水汽、氮、氧、O3、CO2、固體雜質(zhì)。P262.散射：（1）散射：太陽輻射遇到空氣分子、塵粒和云滴等質(zhì)點向四面八方散開的現(xiàn)象。（2）大氣散射范圍:能量較強的可見光范圍內(nèi)(圖2.6)（3）分子散射和粗粒散射：分子散射(蕾利散射)：如果太陽輻射遇到直徑比波長小的空氣分子，則發(fā)生分子散射。且輻射的波長愈短，散射愈強烈，散射能力與波長的四次方成正比；質(zhì)點散射對于其光學(xué)特性來說是對稱的球形，有選擇性，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(米散射、漫射)：太陽輻射遇到直徑比波長大一些的質(zhì)點時產(chǎn)生的散射，沒有選擇性，輻射的各種波長都同樣地被散射，不對稱散射，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。

思考:晴天大氣以什么散射為主?陰天呢?3.反射：

大氣中云層和較大顆粒的塵埃能將太陽輻射中的一部分能量反射到宇宙中去。反射對各種波長沒有選擇性，所以反射光呈白色。云的反射作用最為顯著，云的反射能力隨云狀和厚度而不同，平均反射率50～55％。云層越低反射越強,云層越厚反射越強現(xiàn)象:夏天有云的白天溫度比晴天低反射率：到達地面的總輻射一部分被地面吸收轉(zhuǎn)變成熱能，一部分被反射，反射部分占輻射量的百分比，即反射率4.總結(jié)：(1)反射大于散射，大于吸收p28(2)全球平均而言，太陽輻射有30%被反射或漫射回宇宙（行星反射率），20%被大氣的云層直接吸收，50%到達地面被吸收。思考:為什么雨后天晴時，天空多呈現(xiàn)青藍色？當(dāng)天空中存在較多塵埃或霧粒時，天空為什么會呈現(xiàn)灰白色？晴天傍晚天空呈紅色？（三）到達地面的太陽輻射經(jīng)大氣削弱后到達地面的太陽輻射有兩部分：一是直接輻射；二是經(jīng)大氣散射后到達地面的部分，稱為散射輻射。二者之和就是太陽輻射總量，稱為總輻射1.直接輻射：太陽以平行光直接投射到地面的輻射。影響因素:太陽高度角、大氣透明度變化：顯著的年變化、日變化和隨緯度變化·太陽高度角（h⊙）

概念——太陽光線與地平面之間的夾角。用h⊙表示，見圖（1）。

圖（1）圖（2）太陽高度角對輻射的影響圖（1）一天中，中午太陽光線最強，早

晚太陽光線較柔和。人們常用“驕陽似火”形容夏季中午的太陽。

·圖（2）太陽高度角（h⊙）愈小，太陽輻

射強度愈弱，單位時間、單位面積地表上獲得太陽輻射熱能（直接輻射）愈少；相反愈多。

·

大氣質(zhì)量:在地面標(biāo)準(zhǔn)氣壓時,太陽光垂直投射到地面所經(jīng)路程中,單位截面積的空氣柱的質(zhì)量.

大氣質(zhì)量與太陽高度角的關(guān)系:大氣透明系數(shù):透過一個大氣質(zhì)量的輻射強度與進入該大氣的輻射強度之比.影響因素:水汽、凝結(jié)物、塵粒雜質(zhì)布格公式:I=I0pm直接輻射的變化日變化：年變化：全年夏季太陽直接輻射最強，冬季最弱。緯度變化：全球赤道地區(qū)地表獲輻射熱能最多，極地最少，其它緯度介于兩者之間。2.散射輻射

影響散射輻射值大小、強弱的二個主要因素仍為太陽高度角和大氣透明度。I/I0=p

·大氣透明度不好時，參與散射作用的水汽、塵埃、水汽凝結(jié)物質(zhì)多，散射作用強，反之則弱。據(jù)觀測：2－3km高度，散射輻射量僅為海平面1／5。為什么？

·太陽高度角愈大，散射輻射值愈大，相反愈小。

·一天內(nèi)，中午前后散射輻射最強；一年內(nèi)，夏季最強。

實際大氣一般以直接輻射為主，散射為輔。

峨嵋寶光條件:空氣濕度大;太陽位于地平附近;山頂晴朗,山下云霧.原因:云霧滴對太陽光散射,衍射,形成光環(huán)3.總輻射（Q0）P30

概念——直接輻射與散射輻射之和。

表達式：Q0＝S+D

單位：千焦耳（KJ）/cm2·a

·日變化：

年變化：全年冬季最小，夏季最大。

·最大值在20oN－20oS赤道帶附近.氣候上稱該緯度為熱赤道。為何？我國總輻射值大小，受地形、天氣氣候不同影響，呈非規(guī)律分布。?西藏（藏北高原、柴達木等地）最高

669－794KJ/cm2·a

?青海、新疆、內(nèi)蒙、黃河流域（西北、華北）次之

501－669KJ/cm2·a

?長江流域和大部分華南地區(qū)

376－501KJ/cm2·a

?四川盆地最少

376KJ/cm2·a

高原與平原比較——

原因：高原—海拔高；

平原—大氣透明度差。

例呼和浩40°49′N367.3KJ/cm2·a

重慶29°47′N164.5KJ/cm2·a

原因：氣候條件不同。4.反射輻射（Qr）

概念——表示物體反射輻射情況。一般用反射（照）率表示。

反射輻射（Qr）與總輻射（Q0）之比稱為反照（射）率（r）。單位：％

表達式：r＝Qr／Q0×100％

?反射率愈大，地表吸收的輻射熱能愈少，地表溫度愈低；反之則愈高。

?地表狀況不同決定著反照（射）率值的大小，它又是決定地表溫度分布不均一的重要原因之一。地表對太陽輻射的反射率，決定于地表面的性質(zhì)和狀態(tài)。陸地表面對太陽輻射的反射率約為10％—30％。其中深色土比淺色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮濕土比干燥土反射能力小。雪面的反射率很大，約為60％，潔白的雪面甚至可達90％。水面的反射率隨水的平靜程度和太陽高度角的大小而變。當(dāng)太陽高度角超過60°時，平靜水面的反射率為2％，高度角30°時為6％，10°時為35％，5°時為58％，2°時為79.8％，1°時為89.2％。對于波浪起伏的水面來說，其平均反射率為10％。因此，總的說來水面比陸面反射率稍小一些。特別要注意的是：即使總輻射的強度一樣，不同性質(zhì)的地表真正得到的太陽輻射，仍有很大差異，這也是導(dǎo)致地表溫度分布不均勻的重要原因之一。第二節(jié)地面和大氣輻射大氣本身對太陽輻射直接吸收很少，而水、陸植被等下墊面卻能吸收太陽輻射，并經(jīng)潛熱和顯熱轉(zhuǎn)化供給大氣。下墊面是大氣的直接熱源，大氣獲得能量的具體結(jié)構(gòu)為：1·對太陽輻射的直接吸收2·對地面輻射的吸收3·潛熱輸送4·顯熱輸送一、地面輻射、大氣輻射、地面有效輻射1、地面和大氣輻射的表示：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(fā)。

Eg、Ea分別表示地面和大氣的輻射能力，T地面和大氣的溫度，δ和δˊ分別稱地面和大氣的相對輻射率又稱比輻射率。其大小為地面或大氣輻射能力與同一溫度下黑體輻射能力的比值，在數(shù)值上等于吸收率。一、地面輻射、大氣輻射、地面有效輻射輻射能量：

Eg=δσT4

（Ea=δ′σT4)

式中：Eg為地表面的輻射能量;δ為地表面的相對輻射率。如地面溫度為15℃，以δ=0.9，則可算得：

Eg＝0.9×5.67×10-8×（288）4

＝346.7W/㎡長波輻射

當(dāng)?shù)孛鏈囟葹?5℃，根據(jù)維恩定律可算得：λm=C/T=2896/288=10μm即該溫度下地面最強的輻射能位于波長10um左右的光譜范圍中地面平均溫度約為300K（≈10μm），對流層的大氣平均溫度約250K（≈15μm），其輻射最大的波長在10—15μm范圍內(nèi)。因為地氣系統(tǒng)熱輻射中95％以上的能量集中在3—120μm的波長范圍內(nèi)，所以我們把地面和大氣的輻射稱為長波輻射。1、大氣對長波輻射的吸收

（1）大氣對長波輻射的吸收具有選擇性。

大氣對長波輻射的吸收非常強烈，吸收作用不僅與吸收物質(zhì)及其分布有關(guān)，而且還與大氣溫度、壓強等有關(guān)，大氣中水汽、液態(tài)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。P32

1.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。A、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。B、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。C、長波輻射在大氣中傳播時，可以不考慮散射作用。因為r﹥φ(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）大氣逆輻射和大氣保溫效應(yīng)。大氣逆輻射定義：大氣輻射指向地面的部分稱為大氣逆輻射。大氣逆輻射使地面因放射輻射而損耗的能量得到一定的補償，由此可以看出大氣對地面有一種保暖作用，大氣的存在使近地面溫度提高了38℃。如果沒有大氣,近地面的溫度是-23℃，實際近地面的均溫是15℃。（2）地面有效輻射。定義：地面放射的輻射（Eg）與地面吸收的大氣輻射（δEa）之差稱為地面有效輻射，以F0表示。F0=Eg－δEa影響因素：地面溫度、空氣溫度、空氣濕度、云、地面性質(zhì)、海拔高度等濕熱＜干冷條件，云覆蓋＜晴朗天空條件，空氣混濁＜空氣干潔。變化規(guī)律：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??；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(xiàn)在盛夏。東北、華北、西北地區(qū)有效輻射春季最大，高海拔地區(qū)有效輻射大。二、地面及地－氣系統(tǒng)的輻射差額

輻射差額（R）＝收入輻射－支出輻射收入輻射>支出輻射時輻射差額為正，溫度上升（白天）。

?收入輻射<支出輻射時輻射差額為負，溫度降低（晚上）。

?收入輻射=支出輻射時輻射差額為零，溫度無變化（日落前或日出后1小時左右）1、地面的輻射差額：單位時間、單位水平面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射之差稱為地面的輻射差額：Rg=(Q+q)(1－a)－F0Rg大于零，地面有熱量的積累Rg小于零，地面有熱量的虧損影響因素：反射率、地面性質(zhì)、地理環(huán)境、氣候條件等變化規(guī)律①地面輻射差額具有日變化和年變化，一般夜間為負，白天為正，日出后1h由負值轉(zhuǎn)為正值，日落前1－1.5h由正值轉(zhuǎn)為負值，夏季為正，冬季為負。②輻射差額的年振幅隨地理緯度的增加而增大。同一緯度上，陸地的年振幅大于海洋，全球絕大部分地區(qū)地面輻射差額年平均值均為正值，只有在高緯度和某些終年積雪區(qū)才是負值，就整個地球表面來說是收入大于支出的。不同緯度輻射差額的變化

（二）大氣的輻射差額：

Ra=qa+F0－F∞qa吸收的太陽輻射，F(xiàn)0地面有效輻射，F(xiàn)∞大氣上界的有效輻射。注：整個大氣層的輻射差額是負值，大氣要維持熱平衡，還要靠地面以其它方式輸送一部分熱量給大氣。3、地—氣系統(tǒng)的輻射差額如果把地面和大氣看作一個整體，其輻射能凈收入為：Rs=（Q＋q）(1－a)+qa－F∞就整個系統(tǒng)來講，這種輻射差額的多年平均應(yīng)為零，也就是說整個地－氣系統(tǒng)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。南北緯35之間為正根據(jù)太陽、地面、大氣輻射以及物質(zhì)吸收特點分析大氣層氣溫的垂直變化規(guī)律？地—氣系統(tǒng)各緯度的輻射收支地－氣系統(tǒng)的輻射平衡輻射平衡的變化輻射平衡有年變化和日變化。在一日內(nèi)白天收入的太陽輻射超過支出的長波輻射，輻射平衡為正值，夜間為負值。正轉(zhuǎn)負和負轉(zhuǎn)正的時刻分別在日沒前與日出后1小時。在一年內(nèi)，北半球夏季輻射平衡因太陽輻射增多而加大；冬季則相反，甚至出現(xiàn)負值。緯度愈高，輻射平衡保持正值的月份愈少第三節(jié)大氣的增溫和冷卻一、海陸的增溫和冷卻的差異

陸地海洋1、吸收的太陽能少，反射率高1、吸收的太陽能多10－20％2、巖石和土壤對太陽輻射不透明，吸收的2、海水對紫外線和可見光透明，所以吸收的太陽太陽能分布在很薄的地表上，地表急劇升溫能分布在較厚的水層中。熱能的水平與垂直交加劇了地表和大氣的熱交換，有一半熱量傳換及蒸發(fā)量大，失熱較多，水溫不易升高減少了給大氣。與大氣間的濕熱交換，只占0.5％3、土壤的比熱小于水的比熱，因此受熱快，3、比熱是地表的5倍，因此溫度變化緩慢。.冷卻也快，溫度升降變化大。二、空氣的增溫與冷卻

如絕熱冷卻過程：氣體上升P減小體積膨脹對外做功消耗內(nèi)能T降低

增溫：空氣獲得熱量，內(nèi)能增加，氣溫升高降溫：空氣失去熱量，內(nèi)能減小，氣溫降低空氣內(nèi)能變化：①空氣與外界有熱量交換引起②外界壓力的變化對空氣作功，使空氣膨脹或壓縮引起1、氣溫的非絕熱變化

氣溫的非絕熱變化：與外界的熱交換而引起的狀態(tài)變化（1）傳導(dǎo)：空氣是依靠分子的熱運動將能量從一個分子傳遞給另一個分子，地氣、空氣團之間有溫度差異時，就會以傳導(dǎo)方式交換熱量。除貼地氣層中較為明顯外，空氣和地面作為不良導(dǎo)體，以傳導(dǎo)方式傳熱很少。（2）輻射：是物體之間依各自溫度以輻射方式交換熱量的傳熱方式。大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增熱，同時，地面也吸收大氣放出的長波輻射?？諝鈭F之間，也可以通過長波輻射而交換熱量。（3）對流：當(dāng)暖而輕的空氣上升時，周圍冷而重的空氣便下降來補充，這種升降運動，稱為對流。是對流層中熱量交換的主要方式。（4）湍流：空氣的不規(guī)則運動稱為湍流，又稱為亂流。是在空氣層相互之間發(fā)生摩擦或空氣流過粗糙不平的地面時產(chǎn)生的。湍流是摩擦層中熱量交換的主要方式。（5）蒸發(fā)（升華）和凝結(jié)（凝華）：水在蒸發(fā)時吸收熱量，在凝結(jié)時放出潛能。水氣地面升華，空中凝結(jié)，從而實現(xiàn)熱量在地氣間的交換。地氣之間：輻射

氣團之間：對流和湍流為主，再就是包括蒸發(fā)和凝結(jié)的潛熱交換2、氣溫的絕熱變化氣象學(xué)上，任意氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態(tài)變化過程，氣溫的絕熱變化如作垂直運動的氣塊（1）絕熱過程與泊松方程P38在絕熱過程中熱力學(xué)第一定律可以寫成dQ=dE+dwdE＝CVdTdW=PdVdQ＝CVdT＋PdV利用狀態(tài)方程PV=RT，對它進行微分則有PdV＋VdP=RdT

干絕熱過程：當(dāng)升、降氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程

當(dāng)系統(tǒng)是絕熱變化時，即dQ＝0時

當(dāng)空氣質(zhì)點上升時，壓力減小，dP＜0，CpdT＜0，因而溫度要降低；

空氣質(zhì)點下沉?xí)r，壓力增加，dP＞0，這時CpdT＞0，因而溫度要升高。P39（2）干絕熱直減率和濕絕熱直減率干絕熱直減律: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。對于干空氣和未飽和的濕空氣來說，則稱干絕熱直減律，以гd表示，гd=-(dTi/dZ)d若忽略g隨高度和緯度的微小變化以及Cp隨溫度的微小變化，rd≈0.98K/100m在實際工作中rd＝1℃/100m，在干絕熱過程中，氣塊每上升100m，溫度約下降1℃。

如果氣塊的起始溫度為T0，干絕熱上升△Z高度后，其溫度T為T=T0-rd△Z濕絕熱直減率rm: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。P40

當(dāng)飽和空氣上升時，dZ＞0，dqs＜0，則：dqs/dZ＜0；rm＜rd下降時，dZ＜0，dqs＞0，則：dqs/dZ＜0，所以rm總小于rd。rm不是常數(shù)，而是氣壓和溫度的函數(shù)，其隨溫度升高和氣壓減小而減小。

結(jié)論：飽和空氣每上升同樣的高度，在溫度高時比溫度低時釋放出更多的潛熱，在氣壓一定的條件下高溫時空氣濕絕熱直減率比低溫時小一些干濕絕熱的比較P41（3）位溫和假相當(dāng)位溫

位溫——把各層中的氣塊循著干絕熱的程序訂正到一個標(biāo)準(zhǔn)高度：1000hPa處，這時所具有的溫度稱為位溫。P41位溫的重要性質(zhì)——氣塊在循干絕熱升降時，其位溫是恒定不變的。=T(1000/P)0.286假相當(dāng)位溫——_當(dāng)氣塊中含有的水汽全部凝結(jié)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(shù)值稱為假相當(dāng)位溫。se=﹢T(1000/P)0.286假絕熱過程：為了理解潛熱對氣塊的作用，可假設(shè)一種極端的情況，既水汽一經(jīng)凝結(jié)，其凝結(jié)物便脫離原上升的氣塊而降落，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。設(shè)有一未飽和氣塊溫、壓、濕分別為T、P、q，始于A點，沿干絕熱線上升達凝結(jié)高度B點，空氣達到飽和，當(dāng)氣塊繼續(xù)上升降溫，不斷有水汽凝結(jié)，這時它沿濕絕熱線上升降溫，當(dāng)氣塊內(nèi)水汽全部凝結(jié)降落后，再令其沿干絕熱線下沉到1000hPa,此時氣塊的溫度就是假相當(dāng)位溫三、空氣溫度的個別變化和局地變化

空氣溫度的個別變化：單位時間內(nèi)個別空氣質(zhì)點溫度的變化dT/dt稱作空氣溫度的個別變化，即空氣塊在運行中隨時間的絕熱變化和非絕熱變化?？諝獾钠搅髯兓?由于空氣的移動所造成的某地溫度的變化空氣溫度的局地變化：某一固定地點空氣溫度隨時間的變化稱作空氣溫度的局地變化，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。

2、關(guān)系：溫度的局地變化是平流變化和個別變化之和。3、溫度平流的形式：Vh表示水平風(fēng)速，hT表示水平溫度梯度，為垂直于等溫線的單位距離內(nèi)的溫度差值，由低溫指向高溫。式中α為風(fēng)向和水平溫度梯度的交角。－Vh·hT＝－︱Vh︱·︱hT︱·cosa4、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(fēng)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。（3）熱量流入的影響，輻射、湍流交換、水汽相變等，熱量收入溫度升高，反之亦然。日常在分析某地點氣溫變化時主要考慮這三方面因子。在近地面范圍內(nèi)，垂直運動較小，由此引起的氣溫變化可以忽略不計。地面和大氣間的熱交換是引起局地氣溫日變化和年變化的主要因子。冷暖氣團運動引起的溫度平流是氣溫非周期變化的主要因子。在分析高層大氣溫度定居地變化時，非絕熱因子除有凝結(jié)現(xiàn)象外，通常起的作用比較小。

四、大氣靜力穩(wěn)定度1、大氣穩(wěn)定度的概念大氣穩(wěn)定度是指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離平衡位置的趨勢或程度。它表示在大氣層中的個別空氣塊是否安于原來的層次，是否易于發(fā)生對流。如一團空氣受到對流沖擊力的作用，產(chǎn)生了向上或向下的運動，可能有三種情況出現(xiàn)

①受力后位移減速，有返回原高度的趨勢，這時的氣層對該氣團是穩(wěn)定的②受力后位移加速，有遠離起始高度的趨勢，這時的氣層對該氣團是不穩(wěn)定③氣塊受力后位移不加速也不減速，這時的氣層對該空氣團而言是中性氣層某一氣層是否穩(wěn)定，實際上就是某一運動的空氣塊比周圍空氣是輕還是重的問題。比周圍空氣重，傾向于下降，比周圍空氣輕，上升。空氣的輕重取決于氣壓和氣溫，在氣壓相同的情況下，兩團空氣的相對輕重問題，實際上是氣溫的問題。2、判別大氣穩(wěn)定度的基本方法

當(dāng)r＜rd，若ΔΖ＞0，則a＜0，方向相反，層結(jié)是穩(wěn)定的當(dāng)r＞rd，若ΔΖ＞0，則a＞0，方向一致，層結(jié)是不穩(wěn)定的當(dāng)r＝rd，a=0，層結(jié)是中性的

濕飽和空氣的穩(wěn)定度判別：當(dāng)r＜rm時，層結(jié)穩(wěn)定；當(dāng)r＞rm時，不穩(wěn)定，當(dāng)r＝rm時層結(jié)中性。A.r愈大，大氣愈不穩(wěn)定，r愈小，大氣愈穩(wěn)定。r很小甚至等于零（等溫）或小于零（逆溫），那將是對流發(fā)展的障礙。B.當(dāng)r＜rm時，不論空氣是否達到飽和，大氣總是處于穩(wěn)定狀態(tài)的因而稱為絕對穩(wěn)定；當(dāng)r＞rd時則相反，稱絕對不穩(wěn)定。C.rd＞r＞rm時，對飽和空氣來說，大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的，對作垂直運動的未飽和空氣來說，大氣又是處于穩(wěn)定狀態(tài)的，稱為條件性不穩(wěn)定狀態(tài)。3、不穩(wěn)定能量的概念不穩(wěn)定能量就是氣層中可使單位質(zhì)量空氣塊離開初始位置后作加速運動的能量。氣層所提供給氣塊的不穩(wěn)定能分為三種類型：（1）不穩(wěn)定型，很少出現(xiàn)。（2）穩(wěn)定型，對流運動很難在這種大氣中出現(xiàn)。P49（3）潛在不穩(wěn)定4、位勢不穩(wěn)定有時整層空氣會被同時抬升，在上升的過程中，氣層的穩(wěn)定情況也會發(fā)生變化，這樣造成的氣層不穩(wěn)定，稱為位勢不穩(wěn)定

第四節(jié)大氣溫度隨時間的變化

一、氣溫的周期性變化1、氣溫的日變化氣溫最高值不出現(xiàn)在正午，而是在14時前后。氣溫日較差——一天中氣溫最高值與最低值之差

氣溫日較差大小與緯度、季節(jié)和其它自然地理條件有關(guān)

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8～9℃＞極圈3～4℃。隨季節(jié)的變化氣溫日較差夏季＞冬季，初夏＞夏至，因為夏至?xí)r夜晚時間短，地表面來不及劇烈降溫，最低溫度不夠低。其它：陸地＞海洋；盆地和谷地（空氣不流動）＞平原；沙漠大，潮濕地區(qū)?。魂幪欤ò椎鸵垢撸记缣欤ò赘咭沟停?。2、氣溫的年變化一年中月平均氣溫也有一個最高值和最低值，由于地面儲存熱量的原因，氣溫最高值和最低值出現(xiàn)的時間，不是在太陽輻射最強的夏至日，也不是在太陽輻射最弱的冬至日，也不在6月和12月，一般比夏至和冬至落后1-2個月，中高緯度內(nèi)陸在1、7月。海洋在8、2月。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(guān)。赤道氣溫年較差小，高緯度地區(qū)冬夏季節(jié)明顯，年較差增加；同緯度地區(qū)氣溫年較差陸地＞海面，溫帶海洋上的年較差為11℃，大陸上的年較差為20-60℃，主要與二者吸收太陽輻射的性能差異及熱量儲備和顯熱、潛熱交換過程有關(guān)。

（1）赤道型：一年中有兩個最高值，分別出現(xiàn)在春分、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1℃，陸地5～10℃。（2）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5℃，陸地20℃。（3）溫帶型：一個最高值出現(xiàn)在夏至后的7月，最低值出現(xiàn)在冬至后的1月。年較差較大，隨著緯度的增加而增大，海洋10～15℃，陸地40～50℃，最大60℃。海洋上出現(xiàn)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值，冬長而冷，夏暖而短，年較差很大，高緯度地區(qū)，在一天內(nèi)太陽高度角的變化比低緯度地區(qū)小，因而太陽輻射強度的日變化比低緯度地區(qū)小，而太陽輻射的年變化在高緯度地區(qū)比低緯度地區(qū)大。二、氣溫的非周期性變化等溫線：氣溫在水平方向上的分布狀況一般用等溫線（地面上各地點氣溫相等的連線）表示。等溫線的不同排列，反映不同的氣溫水平分布特點。①等溫線密集，表示氣溫水平變化梯度大，反之??；②等溫線平直，表示影響氣溫水平分布的因素少，反之彎曲程度明顯則影響因素多；③等溫線沿東西向平行排列，表示氣溫變化以緯度因素為主；等溫線沿南北向（與海岸線）平行排列表示氣溫變化以距海遠近因素為主;④封閉的等溫線，表示存在冷中心或暖中心。第五節(jié)大氣溫度的空間分布影響氣溫水平分布的主要因素：緯度、海陸、高度為消除高度影響，顯現(xiàn)緯度、海陸（海陸分布、洋流）因素，將繪制的等值線圖中的溫度值統(tǒng)一校正到海平面高度。地球表面氣溫分布特征P53-56①赤道地區(qū)氣溫高、向兩極