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文檔簡介

大氣內(nèi)部始終存在著冷與暖、干與濕、高氣壓與低氣壓三對基本矛盾。其中冷與暖這對矛盾所表現(xiàn)出來的地球及大氣的熱狀況、溫度的分布和變化,制約著大氣運(yùn)動狀態(tài),影響著云和降水的形成。因此,大氣的熱能和溫度成了天氣變化的一個基本因素,同時也是氣候系統(tǒng)狀態(tài)及演變的主要控制因子。長期觀測實(shí)踐表明,大氣的冷暖變化,不僅在空間分布上是很不均衡的,在時間上也有周期性變化和非周期性變化。那么,這種變化是怎樣形成的?能量來自何處?物體以電磁波的形式放射或輸送能量的現(xiàn)象稱為輻射。以輻射方式放射或輸送的能量稱為輻射能,也簡稱為輻射。一、太是輻射(一)輻射的基本知識1、輻射與輻射能輻射通量,是指單位時間內(nèi)通過任一表面的輻射能,表示某表面向外放射的、接受的或通過的輻射功率,單位為W或J/S。2、輻射通量與輻射強(qiáng)度輻射通量密度,即單位面積上的輻射通量。輻射通量密度沒有限定輻射方向,輻射接受面可以垂直于射線或與之成某一角度。如果是指投射來的輻射,則稱入射輻射通量密度,可簡稱為輻照度;如果是指自物體表面射出的輻射,則稱放射輻射通量密度,可簡稱為輻出度,其數(shù)值的大小反映物體放射能力的強(qiáng)弱。是指單位時間內(nèi),通過垂直于選定方向上的單位面積的輻射能。輻射強(qiáng)度(I)輻射光譜,就是輻射能按波長的分布。3、輻射光譜4、物體對輻射的吸收、反射與透射設(shè)投射到物體上的總輻射能為Q0,被吸收的為Qa,被反射的為Qr,透過的為Qd。根據(jù)能量守恒原理:Qa+Qr+Qd=Q0式中左邊第一項(xiàng)為物體吸收的輻射與投射于其上的輻射之比,稱為吸收率(a);第二項(xiàng)為物體反射的輻射與投射于其上的輻射之比,稱為反射率(r);第三項(xiàng)為透過物體的輻射與投射于其上的輻射之比,稱為透射率(d),則a+r+d=1。經(jīng)變化得:Qa/Q0+Qr/Q0+Qd/Q0=1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。例如,干潔空氣對紅外線是近似透明的,而水汽對紅外線卻能強(qiáng)烈地吸收;雪面對太陽輻射的反射率很大,但對地面和大氣的輻射則幾乎能全部吸收。如果有某種物體對各種不同波長輻射的吸收率都等于

1,即投射其上的輻射能全部被吸收,這種物體稱為黑體。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。5、輻射的三大定律(1)基爾荷夫(Kirchhoff)定律②同一物體在溫度T時,放射某一波長的輻射,那末,在同一溫度下也吸收這一波長的輻射。①某溫度、某波長的一個物體的輻射強(qiáng)度與其吸收率之比值等于同溫度、同波長時的黑體輻射強(qiáng)度。兩個重要推論:②在輻射平衡條件下,一物體在某波長λ的輻射強(qiáng)度和對該波長的吸收率之比值與物體的性質(zhì)無關(guān),對所有物體來講,這一比值只是某波長λ和溫度T的函數(shù)?;鶢柡煞蚨砂岩话阄矬w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?;鶢柡煞蚨蛇m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(rèn)為是處于輻射平衡狀態(tài),因而可直接應(yīng)用這一定律。(2)斯蒂芬-玻耳茲曼定律由實(shí)驗(yàn)得知,物體的放射能力是隨溫度、波長而改變的。隨著溫度的升高,黑體對各波長的放射能力都相應(yīng)地增強(qiáng),物體放射的總能量也會顯著增大。根據(jù)研究,黑體的總放射能力與它本身的絕對溫度的四次方成正比,即:ETb=σT

4上式稱斯蒂芬-波耳茲曼定律。式中σ=5.67×10-8W/(m2·K4)為斯蒂芬-波耳茲曼常數(shù)。(3)維恩(Wein)位移定律根據(jù)研究,黑體單色輻射強(qiáng)度極大值所對應(yīng)的波長與其絕對溫度成反比,即:λmT=C上式稱維恩位移定律。如果波長以微米為單位,則常數(shù)C=2896μm·K。上式表明,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,物體的溫度愈低,其輻射的波長則愈長。有此三個輻射定律,絕對黑體的輻射規(guī)律就容易確定,因?yàn)樗鼈儼押隗w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1、太陽輻射光譜與太陽常數(shù)太陽輻射中輻射能按波長的分布,稱為太陽輻射光譜。公式計(jì)算的黑體光譜能量分布曲線非常相似。因此,可以把太陽輻射看作黑體輻射,有關(guān)黑體輻射的定律都可應(yīng)用于太陽輻射。根據(jù)維恩定律可以計(jì)算出太陽輻射最強(qiáng)的波長

為0.475μm,相當(dāng)于可見光的青光部分。因此,太陽輻射主要是可見光線(0.4~0.76μm),此外也有不可見的紅外線(>0.76μm)和紫外線(<0.4μm),但在數(shù)量上不如可見光多。在全部輻射能之中,波長在0.15~4μm之間占99%以上,且主要分布在可見光區(qū)和紅外區(qū),前者占太陽輻射總能量的50%,后者占43%,紫外區(qū)的太陽輻射能很少,只占總能量的7%。太陽常數(shù),是指在日地平均距離條件下,大氣上界垂直于太陽光線的1cm2

面積內(nèi)1min內(nèi)獲得的太陽輻射能量,用I0

表示,現(xiàn)在多采用1370W/m2。據(jù)研究,太陽常數(shù)也有周期性的變化,變化范圍在1%~2%,這可能與太陽黑子的活動周期有關(guān)。在太陽黑子最多的年份,紫外線部分某些波長的輻射強(qiáng)度可為太陽黑子最少年份的20倍。2、太陽輻射在大氣中的減弱太陽輻射光通過大氣圈,然后到達(dá)地表。由于大氣對太陽輻射有一定的吸收、散射和反射作用,使投射到大氣上界的太陽輻射不能完全到達(dá)地面,所以在地球表面所獲得的太陽輻射強(qiáng)度比1370W/m2

要小。左圖表明了太陽輻射光譜穿過大氣時受到減弱的情況:曲線1是大氣上界太陽輻射光譜;曲線2是臭氧層下的太陽輻射光譜;曲線3是同時考慮到分子散射作用的光譜;曲線4是進(jìn)一步考慮到粗粒散射作用后的光譜;曲線5是將水汽吸收作用也考慮在內(nèi)的光譜,也可近似地看成地面所觀測到的太陽輻射光譜。①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。對比曲線1和5可以看出太陽輻射光譜穿過大氣后的主要變化:(1)大氣對太陽輻射的吸收大氣中能吸收太陽輻射的物質(zhì)主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳、云雨滴及氣溶膠粒子等。它們對太陽輻射的吸收具有選擇性。太陽輻射被大氣吸收后變成了熱能,因而使太陽輻射減弱。水汽吸收最強(qiáng)的是在紅外區(qū),從0.93~2.85μm之間的幾個吸收帶,而太陽輻射能最強(qiáng)的是短波部分,因此水汽從進(jìn)入大氣中的總輻射能量內(nèi)吸收的能量并不多。氧在波長小于0.2μm處為一寬吸收帶,吸收能力較強(qiáng),在0.69和0.76μm附近,各有一個窄吸收帶,吸收能力較弱。臭氧在0.2-0.3μm的紫外區(qū)有一強(qiáng)吸收帶,使小于0.29μm的輻射由于臭氧的吸收而不能到達(dá)地面。在0.6μm附近又有一寬吸收帶,吸收能力雖然不強(qiáng),但因位于太陽輻射最強(qiáng)烈的輻射帶里,所以吸收的太陽輻射量相當(dāng)多。二氧化碳僅對紅外區(qū)4.3μm附近的輻射吸收較強(qiáng),而這一區(qū)域能量很弱,所以二氧化碳吸收作用不大。此外,懸浮在大氣中的水滴、塵埃等雜質(zhì),也能吸收一部分太陽輻射,但其量甚微。只有當(dāng)大氣中塵埃等雜質(zhì)很多(如有沙暴、煙幕或浮塵)時,吸收才比較顯著。由此可知,由于大氣中主要吸收物質(zhì)(臭氧和水汽)對太陽輻射的吸收帶都位于太陽輻射光譜兩端能量較小的區(qū)域,因而對太陽輻射的減弱作用不大。也就是說,大氣直接吸收的太陽輻射并不多,特別是對于對流層大氣來說,太陽輻射不是主要的直接熱源。(2)大氣對太陽輻射的散射太陽輻射通過大氣,遇到空氣分子、塵粒、云滴等質(zhì)點(diǎn)時,使質(zhì)點(diǎn)內(nèi)部電子在電磁波的作用下發(fā)生振動,從而向四面八方發(fā)射同樣波長的電磁波,稱為散射。散射并不像吸收那樣把輻射轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮?,而只是改變輻射的方向,使一部分太陽輻射就到不了地面。散射能力取決于散射質(zhì)點(diǎn)的大小與入射光波長的對比關(guān)系。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(qiáng),散射能力與波長的四次方成反比,這種散射稱為分子散射,也叫蕾利散射,散射具有選擇性,選擇短波散射。雨后天晴,天空呈青藍(lán)色,就是因?yàn)樘栞椛渲星嗨{(lán)色波長較短,容易被大氣散射的緣故。分子散射還有一個特點(diǎn)是質(zhì)點(diǎn)散射對于其光學(xué)特性來說是對稱的球形,在光線射入方向及相反方向上的散射量比垂直于射入光線方向上的散射量要大1倍。如果太陽輻射遇到的直徑比波長大一些的質(zhì)點(diǎn),如云滴、塵埃等,分子散射規(guī)律將不起作用,散射能力與入射光波長無關(guān),散射無選擇性,各種波長同等地被散射,這種散射稱粗粒散射,也稱米散射。例如當(dāng)空氣中存在較多的塵?;蜢F粒,一定范圍的長短波都被同樣的散射,使天空呈灰白色。(3)大氣對太陽輻射的反射大氣中云層和顆粒較大的塵埃能將一部分太陽輻射反射回宇宙空間。反射對各種波長沒有選擇性,所以反射光呈白色。其中云的反射作用最為顯著,云的反射能力隨云狀和云的厚度而不同,高云反射率約25%,中云為50%,低云為65%,稀薄的云層也可反射10%~20%。隨著云層增厚反射增強(qiáng),厚云層反射可達(dá)90%,一般情況下云的平均反射率為50%~55%。上述三種方式中,反射作用最重要,尤其是云層對太陽輻射的反射最為明顯,散射作用次之,吸收作用相對最小。以全球平均而言,太陽輻射約有30%被散射和反射回宇宙,稱之為行星反射率,20%被大氣和云層直接吸收,50%到達(dá)地面被吸收。3、到達(dá)地面的太陽輻射到達(dá)地面的太陽輻射有兩部分:一是太陽以平行光線的形式直接投射到地面上的,稱為太陽直接輻射(Q);一是經(jīng)過散射后自天空投射到地面的,稱為散射輻射(q),兩者之和稱為總輻射(Q+q)??傒椛浔坏孛娣瓷涞牟糠址Q為反射輻射(Q+q)a,a為地面反射率。陰天時,散射輻射即為總輻射。(1)直接輻射水平面上的直接輻射的強(qiáng)弱主要受太陽高度和大氣透明度的影響。太陽高度變化對直接輻射的影響主要表現(xiàn)在兩個方面:一是太陽高度的大小影響等量太陽輻射散布面積的大小,可用朗伯定律作定量分析;二是太陽高度的大小影響太陽輻射穿過的大氣質(zhì)量數(shù),可用布格公式作定量分析:S=I0Pm,式中為太陽常數(shù),P為大氣透明度系數(shù),m為大氣質(zhì)量。朗伯定律:I=I0×sinh大氣上界水平面上的太陽輻射,隨太陽高度變化而變化。太陽高度越大,等量太陽輻射散布的面積越小,單位面積獲得的輻射能越多。太陽輻射與太陽高度的正弦成正比,也稱朗伯定律:I=I0×sinh。在地面為標(biāo)準(zhǔn)氣壓(1013hPa)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)量稱為一個大氣質(zhì)量,通常用太陽輻射通過大氣路徑的長度與大氣在垂直方向的厚度的比值來表示??梢娞栞椛渌┻^的大氣質(zhì)量數(shù)隨太陽高度減小而增大,尤其是當(dāng)太陽高度較小時,大氣質(zhì)量數(shù)的變化加大。不同太陽高度時的大氣質(zhì)量數(shù)布格公式同時也揭示了直接輻射還受大氣透明度的影響。大氣透明度的特征用透明系數(shù)表示,它是指透過一個大氣質(zhì)量的輻射強(qiáng)度與進(jìn)入該大氣的輻射強(qiáng)度之比。大氣透明度系數(shù)表明輻射通過大氣后的總削弱程度,其大小決定于大氣中所含水汽、水汽凝結(jié)物和塵粒雜質(zhì)的多少,這些物質(zhì)愈多,透明系數(shù)愈小。布格公式:S=I0pm,p=I/I0太陽高度的大小,受時刻、季節(jié)和緯度的影響,所以直接輻射量有明顯的日變化、年變化和緯度變化。北京直接輻射的年變化宜昌7月份直接輻射的日變化(2)散射輻射散射輻射的強(qiáng)弱和太陽高度角、大氣透明度、云天狀況、海拔高度等因素有關(guān)。太陽高度大時,到達(dá)近地面層的直接輻射增強(qiáng),散射輻射也相應(yīng)地增強(qiáng),一日內(nèi)正午前后最強(qiáng),一年內(nèi)夏季最強(qiáng)。大氣透明度差時,參與散射的質(zhì)點(diǎn)增多,散射輻射增強(qiáng);反之則弱。云對散射輻射的影響,由云狀、云量而定。海拔愈高,大氣中散射質(zhì)點(diǎn)愈少,散射輻射愈少。重慶散射輻射的日變化(3)總輻射影響直接輻射和散射輻射的因素,也是影響總輻射的因素。由于太陽高度和晝長隨時間、季節(jié)、緯度而變化,因此總輻射也有明顯的日變化、年變化和隨緯度的變化。一般,一天中,早晚總輻射小,中午大;一年中,總輻射夏季大,冬季??;緯度愈低,總輻射愈大,反之愈小。但云可破壞這種變化規(guī)律,如我國長江流域和大部分華南地區(qū),年總輻射量成個國最末。4、地面對太陽輻射的反射到達(dá)地面的太陽總輻射,并非完全被地面所吸收,其中一部分被地面所反射。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)。不同性質(zhì)地面的反射率(%)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(dá)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%。。

二、地面輻射和大氣輻射地面和大氣在吸收太陽輻射的同時,又按其本射溫度晝夜不斷地向外放射輻射。地面溫度約300K,對流層大氣的平均溫度約250K。在此溫度下,它們的輻射能主要集中在3~120μm的紅外波長范圍內(nèi),與太陽輻射相比屬長波輻射。1、地面、大氣的輻射和地面有效輻射地面按其本身的溫度以電磁波的方式向外放出輻射能,稱地面輻射。地面輻射的大小主要取決于地面溫度,隨地面溫度升高而增大,波長在3~80μm之間,屬紅外熱輻射,最大輻射能量的波長為9.6μm。大氣也按其本身的溫度以電磁波的方式向外放出輻射能,稱大氣輻射。大氣輻射的大小取決于大氣溫度、濕度和云天狀況。氣溫愈高,水汽和液態(tài)水的含量愈多,大氣輻射能力愈強(qiáng)。大氣的平均溫度比地面低,其輻射波長為7~120μm,最大輻射能力對應(yīng)的波長為15μm。2、地面和大氣的輻射的特點(diǎn)大氣對長波輻射的吸收非常強(qiáng)烈,吸收作用不僅與吸收物質(zhì)及其分布有關(guān),而且還與大氣的溫度、壓強(qiáng)等有關(guān)。大氣中對長波輻射的吸收起重要作用的成分有水汽、液態(tài)水、二氧化碳和臭氧等。它們對長波輻射的吸收同樣具有選擇性,除8-12μm一段外,其余的透射率近于零,即吸收率為1。8—12μm處吸收率最小,透明度最大,稱為“大氣窗口”。(1)大氣對長波輻射的吸收CO2H2OH2OO3CO2①太陽輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進(jìn)入大氣的,而地面和大氣輻射是漫射輻射。

②考慮長波輻射在大氣中的傳播時,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。

③長波輻射在大氣中傳播時,可以不考慮散射作用。(2)大氣中長波輻射的特點(diǎn)

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)地面輻射大氣輻射(大氣逆輻射)大氣吸收地面吸收據(jù)計(jì)算,如果沒有大氣,地面平均溫度將由15℃降到-23℃。地面放射的輻射(Eg)與地面吸收的大氣逆輻射(δEa)之差,稱為地面有效輻射。以F0

表示,則:F0=Eg-δEa

通常情況下,由于大氣溫度通常低于地面溫度,地面輻射比大氣逆輻射強(qiáng),所以地面有效輻射常為正值,表示地面凈失熱量。(2)地面有效輻射影響有效輻射的主要因子有地面溫度、空氣溫度、空氣濕度和云天狀況等。一般情況下,在濕熱的天氣條件下,有效輻射比干冷時??;有云覆蓋時比晴朗天空條件下有效輻射??;空氣混濁度大時比空氣干潔時有效輻射??;在夜間風(fēng)大時有效輻射?。缓0胃叨雀叩牡胤接行л椛浯?;當(dāng)近地層氣溫隨高度顯著降低時,有效輻射大;有逆溫時有效輻射小,甚至可出現(xiàn)負(fù)值。此外,有效輻射還與地表面的性質(zhì)有關(guān),平滑地表面的有效輻射比粗糙地表面有效輻射?。挥兄参锔采w時的有效輻射比裸地的有效輻射小。有效輻射具有明顯的日變化和年變化。其日變化具有與溫度日變化相似的特征。白天,由于低層大氣中垂直溫度梯度增大,所以有效輻射值也增大,中午12~14時達(dá)最大;而夜間由于地面輻射冷卻的緣故,有效輻射值也逐漸減小,在清晨達(dá)到最小。當(dāng)天空有云時,可以破壞有效輻射的日變化規(guī)律。有效輻射的年變化也與氣溫的年變化相似,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。我國秦嶺、淮河以南地區(qū)有效輻射秋季最大,春季最小;華北、東北等地區(qū)有效輻射則春季最大,夏季最小,這是由于水汽和云況的影響。4、地面及地氣系統(tǒng)的輻射差額地面由于吸收太陽總輻射和大氣逆輻射而獲得能量,同時又以其本身的溫度不斷向外放出輻射而失去能量。某段時間內(nèi)單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射之差值,稱為地面的輻射差額,又稱地面凈輻射或地面輻射平衡,用Rg表示,則有:Rg=(Q+q)(1-a)-F0

(1)地面的輻射差額地面輻射能量的收支,決定于地面的輻射差額。當(dāng)Rg>0時,即地面所吸收的太陽總輻射大于地面的有效輻射,地面將有熱量的積累;當(dāng)Rg<0時,則地面因輻射而有熱量的虧損。影響地面輻射差額的因子很多,除考慮到影響總輻射和有效輻射的因子外,還應(yīng)考慮地面反射率的影響。反射率是由不同的地面性質(zhì)決定的,所以不同的地理環(huán)境、不同的氣候條件下,地面輻射差額值有顯著的差異影響地面輻射差額的因子地面輻射差額具有日變化和年變化。一般夜間為負(fù),白天為正,由負(fù)值轉(zhuǎn)到正值的時刻一般在日出后1h,由正值轉(zhuǎn)到負(fù)值的時刻一般在日落前1~1.5h。在一年中,一般夏季輻射差額為正,冬季為負(fù)值,最大值出現(xiàn)在較暖的月份,最小值出現(xiàn)在較冷的月份;同時年變化還隨緯度而異,緯度越高,凈輻射保持正值的時間愈短,凈得熱量也就愈少。上海7月晴天輻射差額的日變化輻射差額的年變化輻射差額的年振幅隨地理緯度的增加而增大。對同一地理緯度來說,陸地的年振幅大于海洋的年振幅。全球各緯度絕大部分地區(qū)地面輻射差額的年平均值都是正值,只有在高緯度和某些高山終年積雪區(qū)才是負(fù)值。就整個地球表面平均來說是收入大于支出的,也就是說地球表面通過輻射方式獲得能量。(2)大氣的輻射差額大氣的輻射差額可分為整個大氣層的輻射差額和某一層大氣的輻射差額。由于大氣中各層所含吸收物質(zhì)的成分、含量的不同,以及其本身溫度的不同,所以輻射差額的差別還是很大的。——大氣上界的有效輻射

——大氣所吸收的太陽輻射式中F∞總大于F0

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一般小于F∞-F0,所以整個大氣層的輻射差額是負(fù)值,大氣要維持熱平衡,須靠地面以其它方式,例如對流及潛熱釋放等來輸送一部分熱量給大氣。(3)地氣系統(tǒng)的輻射差額把地面和對流層大氣視為一個統(tǒng)一體,其輻射凈收入為:就個別地區(qū)來說,地氣系統(tǒng)的輻射差額既可以為正,也可以為負(fù)。但就整個地氣系統(tǒng)來說,輻射差額的多年平均應(yīng)為零。觀測表明,整個地球和大氣的平均溫度多年來沒有什么變化,也就說明了整個地氣系統(tǒng)所吸收的輻射能量和放射出的輻射能量是相等的,全球處于輻射平衡狀態(tài)。地氣系統(tǒng)凈輻射隨緯度而變化,低緯RS為正,有熱量剩余。隨緯度增高,RS由正轉(zhuǎn)負(fù),熱量由盈余轉(zhuǎn)虧損,高緯RS為負(fù)。年平均值由正轉(zhuǎn)負(fù)發(fā)生在緯度35°附近。RS低緯為正高緯為負(fù)會不會造成低緯地區(qū)的不斷增溫和高緯地區(qū)的不斷降溫。多年的觀測事實(shí)表明,長期平均情況來看,高緯及低緯地區(qū)的溫度變化很微小。這說明必定有另外一些過程將低緯地區(qū)盈余的熱量輸送至高緯地區(qū)。這種熱量的輸送主要由大氣及海水的流動來完成。1、海陸熱力差異三、大氣的增溫與冷卻(1)吸收太陽輻射的能力不同。由于水體對太陽輻射的平均反射率(10~20%)比陸地的平均反射率(15~30%)要低,所以水體吸收太陽輻射的能力比陸地強(qiáng)。(2)透射太陽輻射不同。組成陸地的巖石和土壤對于各種波長的太陽輻射都不透明,使太陽輻射集中于陸地表面。而水體除了對紅色光和紅外線不透明外,對于紫外線和波長較短的可見光都相當(dāng)透明,使太陽輻射分散到較厚水層。(3)傳遞能量的方式不同。陸地主要依靠傳導(dǎo)向地下傳播太陽能,而水體有其它更有效的方式如波浪、洋流和對流作用,來使獲得的太陽能發(fā)生垂直和水平交換。因而陸地表層同下層間的熱量傳輸遠(yuǎn)較水體困難,熱量集中在表面薄層。(4)比熱不同。巖石和土壤的比熱小于水的比熱。常見的巖石比熱大約是0.8374J/g·K,而水的比熱是4.1868J/g·K,因此接受等量熱能,如能使1g水的溫度變化1℃,則會使1g巖石的溫度變化大約是5℃。常見巖石的密度約2.5g/cm3,因此如果能使一定體積水的溫度發(fā)生1℃的變化,那末該熱能可使同體積巖石發(fā)生2℃的變化。(5)水分蒸發(fā)耗熱狀況不同。水體水分供應(yīng)充足,蒸發(fā)耗熱大,失熱多,使水溫不容易升高。同時,水體上的空氣水汽較多,以致有較大的吸收長波輻射的能力,使空氣增溫,又以逆輻射形式還于水面,使水面及附件大氣不易強(qiáng)烈降溫。陸地水分不足,只有小部分熱量用于蒸發(fā),大部分熱量用于增高陸面及近地氣層的溫度。2、空氣的增熱與冷卻根據(jù)分子運(yùn)動理論,空氣的冷熱程度只是一種現(xiàn)象,其實(shí)質(zhì)是空氣內(nèi)能大小的表現(xiàn)??諝猥@得熱量時,內(nèi)能增加,氣溫升高;反之,空氣失去熱量時,內(nèi)能減小,氣溫降低??諝鈨?nèi)能變化既可由空氣與外界有熱量交換而引起,也可由外界壓力的變化對空氣作功,使空氣膨脹或壓縮而引起。前一種情況,空氣與外界有熱量交換,稱為非絕熱變化;后一種情況,空氣與外界沒有熱量交換,稱為絕熱變化。傳導(dǎo)是依靠分子的熱運(yùn)動將能量從一個分子傳遞給另一分子,從而達(dá)到熱量平衡的傳熱方式??諝馀c地面之間,空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間,當(dāng)有溫度差異時,就會以傳導(dǎo)方式交換熱量。但是地面和大氣都是熱的不良導(dǎo)體,所以通過這種方式交換的熱量很少,其作用僅在空氣密度大,氣溫梯度大貼地氣層中表現(xiàn)較為明顯。(1)氣溫的非絕熱變化輻射是物體之間依各自溫度以電磁波方式交換熱量的傳熱方式。地面和空氣之間的熱量交換主要以長波輻射的方式進(jìn)行,強(qiáng)度要比傳導(dǎo)作用大4000倍。同時,由于地面平均溫度高于大氣,所以輻射交換將使大氣凈增熱量。對流與湍流:由于地面性質(zhì)差異,受熱不均等所引起的空氣大規(guī)模有規(guī)則的升降運(yùn)動,稱為對流。小規(guī)模不規(guī)則的渦旋運(yùn)動稱為亂流,又稱湍流。通過對流,上下層空氣互相混合,熱量也就隨之得到交換,能使低層的熱量較快地傳遞到高層,是對流層中高低層間熱量交換的重要方式。湍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。湍流使相鄰空氣團(tuán)之間發(fā)生混合,從而交換熱量,是摩擦層中熱量交換的重要方式。水相變化:上述空氣與外界交換熱量的方式,可能在同時間對一團(tuán)空氣起作用。只不過有些是主要的,有些是次要的。一般而言,地面和空氣之間的熱量交換,以輻射為主,氣層或氣團(tuán)之間則以對流、亂流為主,傳導(dǎo)作用僅限于近地氣層,當(dāng)發(fā)生大量水相變化時,潛熱交換則不可忽視。(2)氣溫的的絕熱變化①絕熱過程與泊松方程一般地,氣象學(xué)上把任一氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態(tài)變化過程稱為絕熱過程。在大氣中,作垂直運(yùn)動的氣塊,其狀態(tài)變化通常接近于絕熱過程。絕熱過程又分為干絕熱過程和濕絕熱過程。前者是指氣塊狀態(tài)變化過程中不僅與外界無熱量交換,而且內(nèi)部也無水相變化;而后者是指氣塊狀態(tài)變化過程中雖然與外界無熱量交換,但內(nèi)部卻有水相變化發(fā)生。干絕熱過程中,初、終態(tài)氣塊之間的溫壓關(guān)系,稱為干絕熱方程,也叫泊松方程,其形式如下: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,簡稱絕熱直減率。對于干空氣和未飽和的濕空氣來說,則稱干絕熱直減率,用rd表示,通常rd近似為常數(shù),一般取rd=1℃/100m。飽和濕空氣絕熱上升的減溫率,稱為濕絕熱直減率,用rm

表示。與rd相比,rm具有兩個特征:一是rm

恒小于rd,二是rm

為一變量,其值隨氣溫升高和氣壓降低而減小。在飽和濕空氣的絕熱上升過程中,隨著溫度降低,水汽發(fā)生凝結(jié),便會有潛熱釋放,加熱氣塊,補(bǔ)償一部分因氣塊上升膨脹做功消耗的內(nèi)能。rm

恒小于rd的原因:濕絕熱直減率(℃/100m)氣溫高時,飽和空氣水汽含量大,每降1℃凝結(jié)水汽比低溫時多,釋放的潛熱也多,所以在氣壓一定的情況下高溫時比低溫時的rm要小;同時,空氣密度隨氣壓降低而減小,但因水汽密度不變,當(dāng)飽和濕空氣絕熱上升時,相同的凝結(jié)潛熱對密度小的飽和氣塊增溫作用更強(qiáng)烈,所以氣壓高的飽和空氣塊的rm大,而氣壓低的飽和空氣塊的rm小。rm為一變量,并隨氣溫升高和氣壓降低而減小的原因:TlnP濕絕熱線干絕熱線③位溫和假相當(dāng)位溫位溫是指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處時所具有的溫度,用θ表示。之所以提出位溫的概念,是由于空氣塊在干絕熱過程中,溫度隨氣壓(高度)不同而不同,造成難以比較不同高度上的兩氣塊的熱狀態(tài)。顯然,氣塊在循干絕熱升降時,其位溫恒定不變。假相當(dāng)位溫是指在當(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值,這個數(shù)值稱為假相當(dāng)位溫,用θse表示。TlnP1000hPaABθse3、空氣溫度的個別變化和局地變化把單位時間內(nèi)個別空氣質(zhì)點(diǎn)溫度的變化稱作空氣溫度的個別變化,也就是空氣塊在運(yùn)行中隨時間的絕熱變化和非絕熱變化。因?yàn)閭€別空氣質(zhì)點(diǎn)在大氣中不斷地改變位置,所以不容易直接觀測。氣象站在不同時間所觀測的,或是自記儀器所記錄的氣溫變化是某一固定地點(diǎn)的空氣溫度隨時間的變化,稱作空氣溫度的局地變化。溫度的局地變化實(shí)際上是空氣溫度個別變化與平流變化之和。所謂溫度的平流變化,是指由于空氣的移動所造成的某地溫度的變化,如果是暖空氣向冷空氣方面移動,稱為暖平流,反之稱為冷平流。如預(yù)報北京溫度時,發(fā)現(xiàn)蒙古近地層氣溫為-20℃,高空為西北氣流,當(dāng)時北京近地層氣溫為0℃。作溫度預(yù)報時,要考慮兩個方面的作用:一是要考慮溫度的平流變化,即36h后蒙古的冷空氣將移到北京,北京溫度應(yīng)下降20℃;二是考慮冷空氣由蒙古移到北京的過程中,由于與下墊面之間的熱交換造成的溫度變化,實(shí)質(zhì)上也就是溫度的個別變化,假定會使空氣溫度升高10℃。綜合考慮上述兩方面的影響,可預(yù)報北京溫度在36h后要降溫10℃。4、大氣靜力穩(wěn)定度大氣穩(wěn)定度是指在準(zhǔn)靜力條件下,氣塊受任意方向擾動后,返回或遠(yuǎn)離原平衡位置的趨勢和程度。大氣穩(wěn)定度表示大氣層中的個別空氣塊是否安于原在的層次,是否易于發(fā)生垂直運(yùn)動,即是否易于發(fā)生對流。(1)大氣穩(wěn)定度的概念若周圍大氣溫度和濕度的鉛直分布,具有使受擾氣塊回到原來位置的趨勢,則稱大氣靜力穩(wěn)定;若使受擾氣塊有繼續(xù)遠(yuǎn)離原來位置的趨勢,則稱大氣靜力不穩(wěn)定;若受擾氣塊既無回到原來位置又無遠(yuǎn)離原來位置的趨勢,而是隨遇而安,則稱大氣為中性穩(wěn)定。大氣穩(wěn)定度的三種情況:某一氣層是否穩(wěn)定,取決于空氣塊在運(yùn)動中某一瞬時位置所受浮力與重力的對比關(guān)系。如其所受浮力大于重力,則具有持續(xù)上升的趨勢;反之則有返回原來位置的趨勢。浮力與重力的合力稱為層結(jié)內(nèi)力,其大小與空氣塊及其周圍空氣的氣壓和氣溫有關(guān),在準(zhǔn)靜力條件下,僅與空氣塊及其周圍空氣的氣溫有關(guān)。(2)判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法判別穩(wěn)定度的基本公式:所以靜力穩(wěn)定度的特點(diǎn),取決于氣塊在運(yùn)動過程中的溫度變化,也依賴于周圍大氣溫度的鉛直分布,通常用周圍空氣的溫度直減率(r)與作鉛直運(yùn)動的空氣塊的干絕熱直減率(rd)或濕絕熱直減率(rm)的對比來判斷。干絕熱的情況:①當(dāng)r<rm

大氣層結(jié)穩(wěn)定;②當(dāng)r=rm

大氣層結(jié)中性;③當(dāng)r>rm

大氣層結(jié)不穩(wěn)定。濕絕熱的情況:r>rdr<

rmrm

<r<rd由此可見,r愈大,大氣愈不穩(wěn)定;r愈小,大氣愈穩(wěn)定。如果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。所以習(xí)慣上常將逆溫、等溫以及r很小的氣層稱為阻擋層。某一氣塊在不穩(wěn)定氣層里作垂直運(yùn)動,其垂直速度會增大,其動能必定增加。增加的動能是哪里來的呢?

(3)不穩(wěn)定能量的概念所謂不穩(wěn)定能量,是指氣層中可使單位質(zhì)量空氣塊離開初始位置后作加速運(yùn)動的能量。氣層中不穩(wěn)定能量的產(chǎn)生源于氣層對其間作垂直運(yùn)動的氣塊的浮力與氣塊本身所受重力的對比,其大小由氣塊與周圍空氣的溫度對比來決定。

不穩(wěn)定能量的表示:分析不穩(wěn)定能量的多少,一般采用溫度對數(shù)壓力圖。在較上繪出氣層的溫度層結(jié)曲線和氣塊的狀態(tài)曲線,然后分析兩者之間的關(guān)系來確定不穩(wěn)定能量。所謂層結(jié)曲線是指大氣溫度隨高度變化曲線,而狀態(tài)曲線是指上升氣塊溫度隨高度變化曲線。

不穩(wěn)定能量的類型:①不穩(wěn)定型②穩(wěn)定型③潛在不穩(wěn)定型(4)位勢不穩(wěn)定前面對穩(wěn)定度的討論,都是針對氣層中氣塊的垂直運(yùn)動而言。在實(shí)際大氣中,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。四、大氣溫度隨時間的變化地面從太陽輻射得到熱量,同時又以長波輻射、顯熱和潛熱的形式將部分熱量傳輸給大氣,從而失去熱量。從長時間平均看,熱量得失總和應(yīng)該平衡,故地面平均溫度維持不變。但在某一段時間內(nèi),可能得多于失,地面有熱量累積而升溫,從而導(dǎo)致支出增加,趨于新的平衡。反之,當(dāng)失多于得時,地面將伴隨著降溫過程。由于在熱量收支平衡過程中,太陽輻射處于主導(dǎo)地位,因此隨著日夜、冬夏的交替,地面溫度也會相應(yīng)地出現(xiàn)日變化和年變化,且變化幅度與緯度、天氣及地表性質(zhì)等影響熱量平衡的控制因子有關(guān)。地面溫度的變化通過非絕熱因子傳遞給大氣,大氣溫度也會出現(xiàn)相應(yīng)的變化。1、氣溫的周期性變化(1)氣溫的日變化近地層氣溫日變化的特征是:在一日內(nèi)有一個最高值,一般出現(xiàn)在午后14時左右,一個最低值,一般出現(xiàn)在日出前后。氣溫日較差一天中氣溫的最高值與最低值之差,稱為氣溫日較差,其大小反映氣溫日變化的程度。日較差氣溫日較差隨緯度、季節(jié)、地表性質(zhì)與形態(tài)、高度和天氣狀況而異。氣溫日較差一般會隨緯度增高而減小,如熱帶地區(qū)的平均日較差約為12℃,溫帶約為8~9℃,極圈內(nèi)為3~4℃。夏季氣溫日較差大于冬季,但最大值并不出現(xiàn)在夏至日。大陸氣溫日較差大于海洋,谷地和洼地氣溫日較差大于山峰。晴天氣溫日較差大于陰天。氣溫日變化的極值出現(xiàn)時間隨離地面的高度增大而后延,振幅隨離地高度的增大而減小。冬季約在0.5km高度處日振動已不明顯,但夏季日振動可擴(kuò)展到1.5km到2km高度處。(2)氣溫的年變化氣溫的年變化在某些方面與日變化有著共同的特點(diǎn),如絕大部分地區(qū),一年中月平均氣溫有一個最高值和一個最低值。但因地面儲存熱量的緣故,氣溫最高和最低值出現(xiàn)的時間,不是在太陽輻射最強(qiáng)和最弱的一天,也不是在太陽輻射最強(qiáng)和最弱一天所在的月份,而是比這一時段要落后1~2個月。大體而論,海洋上落后較多,陸地上落后較少。沿海落后較多,內(nèi)陸落后較少。一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差,稱為氣溫年較差。氣溫年較差的大小隨緯度、地表性質(zhì)與形態(tài)、海拔高度而異。赤道附近,晝夜長短幾乎相等,最熱月和最冷月熱量收支相差不大,氣溫年較差很?。挥礁呔暥鹊貐^(qū),冬夏區(qū)分明顯,氣溫的年較差就很大。同一緯度,海洋上的年較差較陸地小,沿海地區(qū)比內(nèi)陸小,植被覆蓋地區(qū)比裸露地區(qū)小,山峰比谷地小,云雨多的地區(qū)年較差小。年較差也隨海拔增加而減小。氣溫年較差根據(jù)溫度年較差的大小及最高、最低值出現(xiàn)的時間,可將氣溫的年變化按緯度分為四種類型:①赤道型:一年中有兩個最高值,分別出現(xiàn)在春秋分前后,兩個最低值,分別出現(xiàn)在冬至與夏至前后。因一年內(nèi)太陽輻射能的收入量變化很小,故年較差很小,海洋上只有1℃左右,大陸上也只有5~10℃左右。②熱帶型:一年中有一個最高和一個最低,分別出現(xiàn)在夏至和在冬至以后,年較差不大,但大于赤道型,海洋上一般為5℃,陸地上約為20℃左右。③溫帶型:一年中有一個最高值和一個最低值,分別出現(xiàn)在夏至和冬至以后1~2個月,大陸落后1個月,海洋落后2個月,其年較差較大,且隨緯度增加而增大。海洋上年較差為10~15℃,內(nèi)陸達(dá)40~50℃,最大可達(dá)60℃。④極地型:一年中也是一次最高值和一次最低值,冬季長而冷,夏季短而暖,年較差一般很大,極圈附近達(dá)到最大。2、氣溫的非周期性變化氣溫還會因大規(guī)模的氣流交替而發(fā)生變化。而這種變化的時間和幅度視氣流的冷暖性質(zhì)和運(yùn)動狀況而不同,沒有一定的周期,稱為非周期性變化。實(shí)際上,一個地方的氣溫變化,是周期性變化和非周期性變化共同作用的結(jié)果。五、大氣溫度的空間分布大氣溫度在水平方向和垂直方向的分布都不均勻。緯度決定天文輻射到達(dá)量;大氣成分決定輻射消減和氣溫的垂直分布;海陸分布決定熱量平衡各分量的大小和變化。1、氣溫的水平分布?xì)鉁氐姆植纪ǔS玫葴鼐€圖表示。所謂等溫線就是地面上氣溫相等的各地點(diǎn)的連線。等溫線的不同排列,反映出不同的氣溫分布特點(diǎn)。如等溫線稀疏,則表示各地氣溫相差不大。等溫線密集,表示各地氣溫懸殊。等溫線平直,表示影響氣溫分布的因素較少。等溫線的彎曲,表示影響氣溫分布的因素較多。等溫線沿東西向平行排列,表示溫度隨緯度而不同,即以緯度為主要因素。等溫線與海岸平行,表示氣溫因距海遠(yuǎn)近而不同,即以距海遠(yuǎn)近為主要因素等。氣溫的水平分布主要受緯度、海陸分布、地形起伏、大氣環(huán)流、洋流等因素的影響。但是,在繪制等溫線圖時,常把溫度值訂正到同一高度即海平面上,以消除高度的影響,突出緯度、海陸及其它因素。一年內(nèi)的不同季節(jié),氣溫分布是不同的。通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季,7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。分析1月和7月全球海平面的等溫線圖??傻贸龅厍虮砻娑竞拖募酒骄鶜鉁氐姆植继卣?。①氣溫隨緯度增高而遞減。北半球7月等溫線比1月稀疏,說明1月北半球南北溫度差大于7月,南半球相反。②冬季北半球等溫線在大陸上凸向赤道,海洋上凸向極地,而夏季相反。南半球因陸地面積較小,海洋面積較大,因此等溫線相對比較平直,但遇有陸地的地方,等溫線也發(fā)生與北半球相類似的彎曲情況。③海陸對氣溫的影響,通過大規(guī)模洋流和氣團(tuán)的熱量傳輸才顯得更為清楚。例如:墨西哥灣暖洋流和其上面的暖氣團(tuán)使位于60oN以北的挪威、瑞典1月平均氣溫達(dá)0~15℃,比同緯度的亞洲及北美洲東岸氣溫高10~15℃;中緯西風(fēng)帶的歐亞大陸近大西洋海岸,1月平均氣溫在15℃以上,而亞洲東岸1月平均氣溫在-5℃以下,東西岸1月份同緯度平均氣溫竟相差20℃以上。西風(fēng)帶的北美洲西岸1月平均氣溫近10℃,東面大西洋海岸僅為0℃,相差亦達(dá)10℃。冷洋流對氣溫分布的影響,南美洲和非洲西岸也很明顯。此外,高大山脈能阻止冷空氣的流動,也能影響氣溫的分布。例如,我國的青藏高原、北美的落基山、歐洲的阿爾卑斯山均能阻止冷空氣不向南面向東流動。④最高溫度帶不出現(xiàn)在赤道,而是冬季在5o~10oN處,夏季移到20oN左右。這一帶平均溫度1月和7月均高于24℃,故稱為熱赤道。⑤南半球不論冬夏,最低溫度都出現(xiàn)在南極,1962年在南極記錄的世界最低氣溫為-90℃;北半球僅夏季最低溫度出現(xiàn)在極地附近,而冬季最冷地區(qū)出現(xiàn)在東部西伯利亞和格陵蘭地區(qū),維爾霍揚(yáng)斯克和奧伊米亞康,分別為-69.8℃和-73℃。世界絕對最高氣溫出現(xiàn)在索馬里境內(nèi),為63℃。我國絕對

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