大气的热力状况

1、2 大气的热力状况太阳辐射是地球大气系统中物理过程和物理现象形成的基本能源，是气候形成的基本因素之一。大气对太阳辐射的直接吸收很少，而且，当太阳辐射穿过大气到达地球表面时要产生一系列的能量再分配。地球表面、大气和地球大气系统的吸收、散射、反射和二次辐射就是这种能量再分配的表现形式。在能量的收支转换过程中，地面和地球大气系统有时收入大于支出，有时收入小于支出，有时呈现升温，有时出现降温，这种状况存在明显的地区差异。本节重点讨论大气，特别是对流层下层大气的热力状况。21 太阳辐射、大气辐射和地面辐射（1）太阳辐射太阳辐射是地球表层能量的主要来源（见第一章12节）。太阳辐射在大气上界的分布是由地球的

2、天文位置决定的，称此为天文辐射。由天文辐射决定的气候称为天文气候。天文气候反映了全球气候的空间分布和时间变化的基本轮廓。除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度角和昼长。地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两个焦点中的一个焦点上。因此，日地距离时刻在变化。每年1月2日至5日经过近日点，7月3日至4日经过远日点。地球上接受到的太阳辐射的强弱与日地距离的平方成反比。太阳光线与地平面的夹角称为太阳高度角，它有日变化和年变化。太阳高度角大，则太阳辐射强。白昼长度指从日出到日落之间的时间长度。赤道上四季白昼长度均为12小时，赤道以外昼长四季有变化，40纬度的春、秋分日昼长12小时，

3、夏至和冬至日昼长分别为14小时51分和9小时09分，到纬度6633出现极昼和极夜现象。南北半球的冬夏季节时间正好相反。天文辐射的时空变化特点是：全年以赤道获得的辐射最多，极地最少。这种热量不均匀分布，必然导致地表各纬度的气温产生差异，在地球表面出现热带、温带和寒带气候；天文辐射夏大冬小，它导致夏季温高冬季温低。大气对太阳辐射的削弱作用包括大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。太阳辐射经过整层大气时，0.29m以下的紫外线几乎全部被吸收，在可见光区大气吸收很少。在红外区有很强的吸收带。大气中吸收太阳辐射的物质主要有氧、臭氧、水汽和液态水，其次有二氧化碳、甲烷、一氧化二氮和尘埃等。云层能强烈吸收和散射

4、太阳辐射，同时还强烈吸收地面反射的太阳辐射。云的平均反射率为0.500.55。经过大气削弱之后到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和称为太阳总辐射。就全球平均而言，太阳总辐射只占到达大气上界太阳辐射的45。总辐射量随纬度升高而减小，随高度升高而增大。一天内中午前后最大，夜间为0；一年内夏大冬小。（2）地面和大气辐射地面和大气吸收了太阳辐射，温度升高。地面和大气本身也成为辐射体不断向外放出辐射。由于地面和大气温度相对于太阳来说很低，其辐射能量位于波长4120m的范围，而太阳辐射能在可见光线（0.40.76m）、红外线（0.76m）和紫外线（0.4m）分别占50、43和7，即集中于短波波段，故将太阳

5、辐射称为短波辐射，地面和大气辐射称为长波辐射。地面向大气放出的辐射7595为大气所吸收，大气辐射中有一半指向地面（这部分称为大气逆辐射），地面对大气辐射也几乎全部吸收。大气的这种作用称为大气的保温效应。（3）辐射差额辐射差额（又称净辐射或辐射平衡） 是指所考虑的系统在一定时间内各种辐射收入与支出的差值，它一般不为0，可正可负。正时表示辐射能盈余，能量增加，温度升高，如白昼和夏季；负时表示辐射能亏空，能量减少，温度降低，如夜间和冬季。地面辐射差额符合这一规律。把地面和大气视为一个系统的辐射差额称为地气系统辐射差额，以年平均而言，在35S35N之间的区域为正值区，以外为负值区。这种高低纬之间的能量

6、差异是导致大气环流和海洋洋流产生的基本原因。22 空气温度（1）温度的概念空气温度简称气温，是描述空气冷热程度的物理量。空气获得热量时，气温升高，失去热量时气温降低。中国气象台站地面观测的气温是指距离地面1.5m高度的百叶箱内温度，温标为摄氏温度（）。气象台站观测时间世界统一，中国为北京时02、08、14和20时。4次观测温度的平均值称为日平均气温，各月日平均气温的平均值称为月平均气温。一年中的日平均温度的平均值称为年平均温度。气象台站还每日观测最高气温和最低气温。空气的增温和冷却是通过辐射能的收支、对流（上下循环流动）及湍流（流体的不规则运动）的显热输送、水分蒸发和水汽凝结过程中的热量转换来

7、进行的。（2）气温的日变化和年变化由于太阳辐射在一天之中和一年之内有变化，故气温也有日变化和年变化。太阳辐射在一日中以12时最强，一年之中以夏至日最强。由于空气温度最高是热量积累最多的时刻，它相对太阳辐射最强时刻有滞后性，故陆地上一日之中最高温度在午后23时，最热月为7月。一日之中最低温度在日出前，最冷月为1月。不同纬度气温的年变化情况如图6-3。由图可见赤道附近在春、秋分后气温最高，夏、冬至后最低，气温变化幅度（即年较差）不大，全年气温均高。随纬度升高，一年之中逐渐合并而只有一高和一低气温，且变幅越来越大，冬夏气温相差悬殊。在海洋上最高最低温度出现的时间比陆地上滞后。如海洋上8月气温最高，2

8、月气温最低。（3）气温的地理分布地球表面高低起伏，各气象台站所测的气温是不同海拔高度上的温度。如以这些温度点在世界地图上，将温度相同的点连成等温线的分布图为实际温度分布图。如果将对流层垂直温度梯度平均为0.65100m值对各地的实际温度订正到海平面高度，得到海平面气温，用各地海平面温度绘成的等温线图表示海平面高度的气温的地理分布。图6-4和6-5是世界1、7月海平面气温分布图。实际温度图表示各地的实际温度，对工农业生产有实际价值；海平面温度图是消除高度因素影响的理论温度图，在科学研究中应用。海平面气温的地理分布一般是从赤道向两极降低，无论冬、夏，等温线因海陆热力差异的影响而偏离纬线，不与纬线平

9、行。另外，中纬度地区等温线分布冬密夏疏。地表气温最低区域是南极高原，南极极地有-88（1960年8月24日，Vostok，72S）的最低记录。最高气温出现在1540N范围内的沙漠中，利比亚有58（1922年9月13日，ElAzizia，32N）的最高记录。（4）气温的垂直分布与大气稳定性已知对流层气温随高度升高而降低，垂直温度梯度为0.65100m，这是平均状况，对于不同地区，不同时间，不同高度，这个梯度值的大小差别很大，甚至出现气温随高度升高而升高的现象。白昼，太阳照射地表面，地面升温后，再把热量传递给附近空气，形成下层空气温度高，上层空气温度低的现象。在太阳辐射最强的中午前后，地面温度可达

10、50以上，而1.5m高度百叶箱内的气温一般只30左右，则垂直温度梯度很大。夜间，太阳辐射消失，出现近地气层降温快于上层，近地气层内下层温度低于上层温度的逆温现象。白昼下层温度高，上层温度低，形成空气密度上大下小，在垂直方向容易产生对流运动；夜间相反，很难产生上下对流运动，容易形成风平浪静的局面。这种垂直方向气温分布的昼夜差异是白天比较容易将地面水汽（及大气污染物）升至高空，冷却成云致雨（空气质量较好）的有利条件；夜间近地气层的有害气体难以上升和扩散稀释，易形成大气污染。这里需要引入大气稳定度的概念。大气稳定度是指气块受任意方向的扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度。当其受扰动后，有返回原来位

11、置的趋势，则是稳定的。反之，有远离平衡位置的趋势者是不稳定的。上述夜间出现的逆温是大气稳定状况，而白昼气温分布是大气不稳定状况。23 全球热量带地球上的热量分布与太阳辐射的分布规律基本相一致，大致与纬线相平行，由低纬到高纬热量由高到低呈现带状分布，形成全球的热量带。热量带最简单的划分是根据天文辐射划分：赤道带 在南北纬10之间，占全球面积的17.36，此带内全年正午太阳高度角大，昼夜长度几乎相等。太阳辐射日变化大，年变化小。热带 在纬度1025之间，在南北半球各占全球面积的12.45。此带内的辐射特征与赤道带相似。副热带 位于纬度2535之间，在南北半球各占全球面积的7.55，是热带与温带之间的过渡带。天文辐射的季节变化大于赤道带和热带。温带 位于纬度3555之间，在南北半球各占全球面积的12.28，全年天文辐射的季节变化最显著，有四季分明的特点。副寒带 位于纬度5560之间，在南北半球各