第二章 大气的热能

1、第一节 太阳辐射 一、 辐射的基本知识 (一) 、 辐射和辐射能 辐射自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。 通过辐射形式传播的能量称为辐射能。单位可用焦耳（J）或卡。 辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长10-10um 的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。肉眼看得见的是从0.40.76m的波长，这部分称为可见光。 在气象学中着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。热辐射发出的光波仅是整个电磁波的一个组成部分，它由紫外线、可见光和红外线组成。研究的范围一般0.15120m。紫外线可见光近红外远红外波长范围0.10.4m0.40.7

2、m0.73.0m3.0+120m 在上表的划分中，我们一般把波长在0.13.0m称为短波，3.0+120m的为长波。 单位时间内通过单位面积上发射或吸收、反射、透射的辐射能量称为辐射辐射通量密度（通量密度（E），单位是），单位是W/m2。 辐射通量密度没有限定辐射方向，分为入射通量密度和放射通量密度。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，通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能称为辐射强辐射强度（度（I）。）。单位是W/m2或W/sr。 二者的关系为：IE/cos , 为法线方向与选定方向的夹角。（二）辐射光谱 辐射能按波长的分布叫称辐射光谱。 辐射能随波

3、长变动的几何图形，是不同波长辐射能的集合。（三）物体对辐射的吸收、反射和透射 物体吸收率、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。干洁空气对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收，雪对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射却能全部吸收。（四）有关辐射的基本定律 1 基尔荷夫定律 1859年，德国科学家基尔荷夫由热力学定律从理论上推导出与其早年实验发现一致的理论，即在一定温度下，物体对某波长的吸收率等于该物体在同温度下对该波长的发射率。 e KTT 上式表明，A.在一定波长，一定温度下一个物体的吸收率等于该物体同温度同波长的放射率。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射

4、体。 B.同一物体在温度T时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下也能吸收这一波长的辐射。 通过这一定律表明，在辐射平衡条件下，任何物体在某波长的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的性质无关。 2 斯蒂芬玻耳兹曼定律 1879年，斯蒂芬由实验发现，黑体放射出的总辐射与该物体的绝对温度的4次方成正比。 1884年，玻耳兹曼用热力学原理证明了这一点。 ETb = T4 斯蒂芬玻耳兹曼常数。 3 维恩位移定律 1893年，维恩从热力学理论导出了黑体辐射光谱的极大值所对应的波长与物体的绝对温度成反比。 物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短，反之亦然。 通过这一公式，可计算出太阳发射的

5、辐射值是0.48m，地球发射的辐射为10.06m，人体发射的辐射为9.48m。CTm二、太阳辐射 （一）、太阳辐射光谱和太阳常数 太阳辐射光谱太阳辐射中辐射按波长的分布，称为太阳辐射光谱。见书太阳辐射光谱图。 从图中得出什么规律？ （1）波长过短或过长所负荷的辐射能量都很少； （2）大气上界太阳辐射光谱在0.15um的范围； （3）太阳辐射中99%的能量在0.154um的范围，其中 0.40.76um为可见光区，0.76um的为红外区，0.4um为紫外区。 （4）太阳辐射能主要分布在可见光区和红外光区，其中，可见光占太阳辐射总能量的50%，并以0.47um附近最强，红外区占43%； （5）紫外

6、区的太阳辐射能很少，只占7%。 穿过可视为热透体的星际空间到达大气上界的太阳辐射称为天文辐射。而天文辐射通量密度与日地距离的平方成反比。日地距离非常遥远，平均是1496万KM，天文辐射只占太阳辐射的1/22亿。 当日地距离为平均值，太阳光线垂直入射的天文辐射通量密度，称为太阳常数。 太阳常数在大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米面积内1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用I表示。 变动在13591418W/m2之间，现在确定的量为1370W/m2。（二）太阳辐射在大气中的减弱 太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：总辐射能有明显的减弱；辐射能随波长的分布变得极不规则；波长短的辐射能减弱的更

7、为显著。 原因有以下几个方面：1 大气对太阳辐射的吸收 大气中吸收太阳辐射的成分主要是水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质。大气对太阳辐射的吸收是有选择性的，主要集中在太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因此大气直接吸收的太阳能并不多，对大气来说太阳辐射不是主要直接热源。 2 太阳辐射在大气中的散射 太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云端等质点时，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四面八方传播因而经过散射同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。散射分类 1、分子散射（蕾利散射）

8、：散射质点的直径比入射辐射的波长小时，所发生的散射。在分子散射中，前向散射和后向散射相等。 为何天空呈蔚蓝色？主要是空气分子中起散射作用的主要是比光的波长更短的空气分子，属于分子散射，对于波长短的蓝色、紫色光散射作用最强。因而天空呈蔚蓝色。 2、粗粒散射（米散射） 当散射质点的直径与入射辐射的波长差不多或更大时，所发生的散射，叫粗粒散射。（主要是云滴、尘埃） 粗粒散射没有选择性，对入射光的各种波长具有同等散射能力，散射削弱系数不再随波长而改变。3 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射 反射能力取决于云的厚薄，薄云反射率：1020%；厚云反射率：90%。高层云反射率：25%；中层云：50%；低层云：

9、65%。 大气浑浊度越大，对太阳辐射的削弱也越大。 总之，太阳辐射有30%被散射或漫射回宇宙-行际反射率，20%被大气的云层直接吸收，50%到达地面被吸收。以分子散射、粗粒散射、反射解释天空的颜色及温度。 (三)到达地面的太阳辐射 1 直接辐射 太阳以平行光的形式直接投射到达地面上的那部分辐射就称为太阳的直接辐射。影响因素很多，但太阳高度角和大气透明度是诸因素中影响太阳直接辐射的主要因子。 太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地平面单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。 一天中：早晚：太阳直接辐射小，中午大；一年中：夏季太阳辐射大，冬季小。 在不同的太阳高度角下，阳光穿过的大气质量

10、数也不同，因此，大气透明度影响太阳辐射。 为何日出、日落时，太阳呈红色？ 因为太阳高度角不同，太阳光通过大气的厚度也不同，太阳高度越小，太阳光投射时所穿过的大气质量就大（垂直时，穿过的质量数为1），日出、日落时，日光通过的大气质量数最大，空气分子对短波的散射增强，以致到达地面的太阳辐射中红光比例增大（当太阳高度角为1度时，太阳光谱中红光占84 % ），红光、橙光散射增强，导致出现红色“霞光”。大气透明度 大气对太阳辐射的透射程度称为大气透明度。 大气透明系数：指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。 I/Io=P P表示对各种波长的平均削弱情况。如P=0.8，表示削弱了20%。

11、 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。这些杂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小。 太阳直接辐射时空分布 直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。2 散射辐射 太阳辐射经过散射后，向下到达地面的辐射，叫散射辐射。 与太阳高度角及大气透明度有关，太阳高度角高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也相应地增强，反之亦然。一日正午前后、一年夏季最强烈。 透明度差，参与散射作用的质点多，散射辐射也强； 云量也能强烈地增大散射辐射。 散射辐射的时空分布： 日变化与年变化主要决定于太阳高度角的变化，同时也与

12、云量的变化有关。 一天中最大值出现在中午前后。一年内最大值出现在夏季月份。 散射辐射随纬度不同而变化。散射辐射月总量最大值与最小值的差值，随纬度增大而显著地增大。3 总辐射：直接辐射加上散射辐射就是总辐射。 1 ) 影响太阳总辐射的因素： 太阳高度角越大，总辐射也越大； 云量越多，总辐射越小（因为云量多时，直接辐射减小的幅度大于散射辐射增加的幅度） 2）总辐射的时空分布规律： 总辐射，在夜间为零，日出后逐渐上升，中午最大；一年中夏季大，冬季小。 一般是纬度越低，总辐射越大，反之越小。 世界年总辐射量最小值在南北半球的极区，最大值在非洲东北的沙漠地带。思考:有效总辐射不在赤道而在北纬20度（热赤

13、道北移）？ 参考答案： 一是赤道地区多云，太阳辐射被削弱较多，而南纬20度地区海洋面积相对较多，水汽蒸发多，云量多，太阳辐射被削弱也多； 二是在北纬20度附近常年受到副热带高气压带的影响。 4、地面对太阳辐射的反射 到达地面的太阳辐射只有一部分被地面吸收，另一部他则被地面反射出去。地面对入射太阳辐射的反射取决于地面的反射率。而它又取决于地面的性质。 水面比陆面的反射率小，不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大差异，这是导致地表温度分布不均匀的主要原因。第二节 地面和大气的辐射能 太阳辐射能大部分被下垫面吸收，大气直接吸收的太阳辐射很少。下垫面将吸收的能量以长波辐射的形式传给大气，成为大气的直

14、接热源。一 、地面、大气的辐射和地面有效辐射 地面吸收太阳短波辐射升温放射长波辐射。大气对太阳的短波辐射几乎是透明的，吸收很少，却能强烈地吸收地面的长波辐射升温放射长波辐射，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，并也将热量向宇宙间散发。1、地面和大气辐射的表示 地球表面平均温度为300K，绝大部分地面辐射能集中在380m波长范围内，最大辐射能力所对应波长为10m 。 大气平均温度为250K，绝大部分地面辐射集中在4120m波长范围内，最大辐射能力的波长约在11.6m处。 与太阳辐射相比，因此把地面和大气辐射也叫长波辐射。 2、大气长波辐射的特点 （1）大气对长波辐射的吸收。大气

15、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，而且还与大气温度、压强等有关，大气中水汽、液态水、二氧化碳和臭氧对长波辐射的吸收起重要作用，他们对长波辐射具有选择性。 （2）大气中长波辐射的特点。长波辐射在大气中的传播过程与太阳辐射的传播有很大不同。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，长波辐射在大气中传播时，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。这是因为长波辐射的波长大于气体分子和尘粒的尺度，散射作用非常弱.3、 大气逆辐射和地面有效辐射 （1）大气

16、逆辐射和大气保温效应。 大气逆辐射是大气辐射中指向地面的那部分辐射。 大气逆辐射几乎被地面全部吸收，这就使得地面因辐射所损耗的能量得到一定的补偿，因而大气对地面有保温作用。 这种作用叫温室效应。（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(Fo)。 Fo= Eg- Ea 地面有效辐射实际上就是地面长波辐射收支相抵后剩余的部分，故又称长波辐射净通量。 影响的Fo因素: A）地温上升时，Eg也上升，当湿度、云等条件不变时，则Fo上升，地面损失热量就多； B）气温上升，Ea也上升，当湿度、云等条件不变时，则Fo下降； C）云量增多，大气逆温辐射增强，

17、则Fo减弱，地面损失热量少，地面降温少。 故Fo的大小，可作为预报地面最低温度及霜冻的重要依据。 湿热干冷条件，云覆盖晴朗天空条件，空气混浊空气干洁。 有效辐射具有明显的日变化和年变化，日变化12-14时最大，清晨最小；年变化也与温度的年变化相似，夏季最大，冬季最小，但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。东北、华北、西北地区有效辐射春季最大，高海拔地区有效辐射大。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，是由短波和长波辐射收支作用的总和来决定的。 把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称作净辐射能或辐射差额。 辐射差额（R）收入辐射支出辐射1

18、、 地面的辐射差额 （）概念：在一定时期内，地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射之差值。 Rg=(Q+q)(1-a)-Fo (2) 地面辐射差额的时空分布 日、年变化： 日变化：Rg白天为正值，夜间为负值；由正转为负值时在日落前一小时；由负转正值时在日出前一小时。 Rg年变化：随纬度而异。纬度越低，Rg保持正值的月份越多；纬度越高，Rg保持正值的月份越少。 地理分布： 由于海洋表面的反射率小，故海洋上的Rg比陆地大； Rg在海、陆上均为正值，仅在长期有冰雪覆盖地区才为负值。2、大气的辐射差额 大气的辐射差额包括分为整个大气层和某一气层大气的辐射差额，由于大气中各层所含吸收物质的成分、含量的不同，以

19、及其本身温度的不同，辐射差额存在很大差异。 3、地气系统的辐射差额 Rs=(Q+q)(1-a)+qa-F 我们应该建立一个全球地气系统多年平均辐射及能量平衡模式。课本的162页。 对于短波辐射部分，大气和云吸收了25，反射了25；地面吸收了47，反射3. 对于长波辐射部分，地面发出的114，其中109被大气吸收，5从“大气天窗”飞向宇宙空间。大气发射的长波辐射是163，其中96返回地面，67飞向宇宙空间。 对于地面，地面从太阳中获得47，从大气中获得96，从本身发射114.最终净得29. 对于大气，大气从太阳中获得25，从地面获得109，本身发射时失去163，最终大气失去29。 由上可知，地气

20、热交换，地面获得29，大气失去29。 依此结果，根据地面和大气各自的热特性分析，地球将以每天25的速度增温，大气将以每天1 的速度冷却。 这是因为地面获得的29%的净辐射，通过感热和潜热的方式传给大气、通过分子传导传给土壤。 就整个系统来讲，这种辐射差额的多年平均应为零，也就是说整个地气系统吸收的能量和放出的能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。观测表明，地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。第三节第三节 大气的增温和冷却大气的增温和冷却 一、海陆的增温和冷却的差异 大气的热能来源主要由太阳辐射、下垫面长波辐射组成，其中来自下垫面的热能占绝大部分。由于下垫面性质的差异对大气的增温和冷却构

21、成了不同的影响。通过前面的学习我们知道，纬度高低、海拔、植被覆盖度、陆地和水面等。海洋和陆地的差异最大。 1、水陆热力性质的差异 （1）吸收太阳辐射的能力不同，水体吸收太阳辐射的能力比陆地强。（陆对太阳的反射率为15%-30%，而水面的为10%-20%） （2）透射太阳辐射不同，水体对太阳辐射基本上是透明的，除红色光和红外线之外，可见光和紫外光都可透射到水体深层，使太阳辐射分散到较厚的水层中。而地面对太阳光则是不透明，太阳辐射热集中在陆地的表面上；1、水陆热力性质的差异 （3）传递能量的方式不同，陆地一般都先靠分子的热传导，且导热率低，而水体能流动，有平流、对流、湍流、波浪、洋流。 （4）比热

22、（热容量单位质量的物体，每升高1时，所需要的热量）不同，岩石和土壤的比热（一般地为0.8374j/g.k）小于水的比热(纯水的比热为4.1868j/g.k)；1、水陆热力性质的差异 （5）水分蒸发耗热状况不同，水体水分供应充足，蒸发耗热量大，失热多，使水面温度不易升高，而水体上空的空气因水分蒸发而具有较多的水汽，以致有较大的吸收长波辐射的能力，使空气温度增温，又以逆辐射形式还于水面，使水面及附近大气不易强烈降温，水体上空，云量多，使热量不致于急剧散失，故水体及附近地区温度变化和缓。 2、海陆表面的增温和冷却 由于海陆具有不同的热力过程和特点，致使大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大，海洋温度变

23、化缓慢，其最高温和最低温要比大陆迟出现一至两个月。 冬季：大陆最冷月出现在1月，而海洋出现在2月， 夏季：大陆最热月出现在7月，而海洋出现在8月。 二、空气的增温与冷却 空气的冷热程度实质上是空气内能的大小的表现。空气内能变化既可以是空气与外界的热量交换引起；也可由外界的压力变化对空气做功，导致空气膨胀或压缩而引起。 空气内能变化来源分为：（1）气温的非绝热变化有空气与外界的热交换而引起的状态变化；（2）气温的绝热变化：外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩引起的状态变化。1、大气中的非绝热过程 空气与外界互相交换热量，引起气温变化，其方式有： （1）传导 （2）辐射 （3）对流与乱流 （

24、4）水相变化(升华和凝华)2、大气中的绝热过程 （1）绝热过程和泊松方程 气象学上，任意气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，称气温的绝热变化。 干绝热过程干空气或未饱和的湿空气进行垂直运动时，与外界没有热量交换，只因体积膨胀（或收缩）作功引起内能增减和温度变化过程。 当我们要求出在绝热过程中气温的变化，必须应用热力学第一定律在任何发生能量传递和转换的热力过程中，传递和转换前后能量的总量保持恒定。 物质系统从外界所吸收的热量等于其内能的增加与系统对外所做的功之和。 dQ=dE+dW 这是功、热量和 内能之间的转化关系。 dW0，表示是外界对物体系统做功。 dW0，表示物体系统对外界做功。

25、dE0，表示物体系统从外界吸收热量。 dE0，表示物体系统向外界放出热量。 泊松公式：T/T0=(P/P0)0.286 它给出了干绝热过程初态（P0，T0）和终态（P，T）之间的内在联系，既绝热变化时温度随气压变化的具体规律。 （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。 干绝热直减率（rd）气块（干空气或未饱和空气）绝热上升时，单位距离时的温度降低值。 气块升降运动时，没有发生水相变化，温度随气压的降低呈指数规律递减。理论上计算：rd=0.98/100m1/100m rd与r（温度递减率）的不同 rd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似

26、于常数；而r是表示周围大气的温度随高度的分布情况，也称为大气层结递减 率，可取不同的值，有时可取负值（如逆温层）。 饱和湿空气作垂直运动时的绝热变化过程。 叫湿绝热过程。 饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，做功，亦应每上升100m，减温1。但湿空气冷却后，饱和水汽压会降低，致使空气饱和，其中部分水汽就要发生凝结，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，以rm表示。 rdrm。 因为饱和湿空气绝热上升，一方面因膨胀作功，损耗内能降温，另一方面因冷却，饱和水汽凝结释放潜热加热气块，因此凝结作用可抵

27、消一部分由于气压降低（对外作功）而引起的温度降低。有水汽凝结时，空气上升所引起的降温将比没有水汽凝结时要缓慢。 rm是一个变量，是气压、温度的函数。 它随温度升高和气压降低而减小 。(3)位温和假相当位温 当空气块在干绝热过程中，其温度是变化的，同一气块处于不同的气压（高度）时，其温度常常是不同的，给不同高度上的两气块进行热状态比较带来一定困难。因此引入位温的概念。 位温把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度：1000hPa 处，这时所具有的温度称为位温。 气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的位温的重要性质。 那在湿绝热过程中又会怎么样? 水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块

28、而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称为假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热就使原气块的位温提高到了极限，这个数值称为假相当位温。 同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是两种原因共同作用的结果。 一是当空气团停留在某地或在地面附近作水平运动时，P变化小，气温的非绝热变化是主要的。 二是当空气团作升降运动时，P变化快，气温的绝热变化是主要的。 何者为先，需要具体对待。 三、空气温度的个别变化和局地变化 1、概念：单位时间内个别空气质点温度的变化dT/dt 称作空气温度的个别变化个别变化，即空气块在运行中随时间的绝热变化和非绝热变化。 某一固定地点空气温度随时间

29、的变化称作空气温度的局地变化局地变化，即气象站在不同时间观测的，或是自记仪器所记录的温度变化。 平流变化：由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。 冷空气向暖空气方向流动，称 为冷平流。冷平流使气温降低，如冷空气南下（偏北风）即为冷平流。 暖空气向冷空气方向流动，称为暖平流。暖平流使气温升高，如低纬度暖空气北上（偏南风）即为暖平流。 冷平流和暖平流统称为温度平流。2、它们之间的关系如：预报北京的温度蒙古国 高空：西北气流 近地层：-20C北京：近地层：0 C要考虑两方面的作用：1、据空气的移动，预计36小时后，蒙古冷空气将移到北京；北京应下降20 C.平流变化2、冷空气移动过程

30、中本身温度的变化。个别变化。冷空气南下时吸收下垫面的热量。据估计，将升高10 C.所以，北京36小时后，降温10 C局地变化=平流变化+个别变化3、影响温度局地变化的因子。 （1）空气平流运动传热过程引起的局地气温变化，取决于风向与水平温度梯度的夹角。 （2）空气垂直运动传热过程引起的局地气温变化，出现上升时，温度降低，出现下沉时，温度升高。 （3）热量流入的影响有辐射、湍流交换、水汽相变等，热量收入使温度升高，热量支出使温度降低。四、大气静力稳定度 空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快的过程； 上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结，这是大气中云、雾、雨、雪形成的最重要的原因； 因此，判

31、断大气中是否会产生云雾，主要就是看大气中是否会产生上升运动； 判断空气是否会产生上升运动，就要看空气在铅直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。1、大气稳定度的概念 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。假如有一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种情况：（1） 空气团受对流冲击的作用后，产生三种现象。C）中性气层：如气团被推到某一高度后，既不加速也不减速。起始位位置B）空气团稳定：周围大气有使它返回原来位置的趋势。A）空气团不稳定：周围大气

32、使它更加远离原来位置起始位置(2)判断大气稳定度的基本方法(2)判断大气稳定度的基本方法 综合干空气和未饱和湿空气的判定方法，可归纳如下： r m 绝对稳定 m d 绝对不稳定。 以上判定方法可用如下的数轴表示：绝对稳定条件性不稳定干稳湿中性干中性湿不稳md 绝对不稳定(3)、不稳定能量的概念 不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。 气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：大气稳定度对大气污染的影响大气稳定度对大气污染的影响 大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱排出的烟羽形状不同。下面是与稳定度有关的五种典型烟流： 平展型 漫烟型 波浪型

33、 熏烟型 扇型 锥型 爬升型 屋脊型 T Z Z Z T T d - d 0 0 d - d -1 稳 定 晴 夜 、早 晨 下 部 不 稳 定 ，上 部 稳 定 早8 -1 0时 ， 时 间 短 ，危 害 重 不 稳 定 Z Z T T - d 0 中 性 稳 定 强 风 、 阳 光 下 部 稳 定 ， 上 部不 稳 定 ， 污 染 小 第四节第四节 大气温度随时间的变化大气温度随时间的变化 “午热晨凉、冬寒夏暑”，是地球自转与公转造成的自然现象，形成气温日变化与年变化规律。 一、气温的周期性变化（与太阳辐射和地面、大气长波辐射为主要影响因素的变化） 气温的周期性变化类似于正弦函数的变化，因

34、此可用与正弦函数类似的几个特征量来表示其变化规律。1、气温的日变化 大气边界层的温度主要受地表增热与冷却作用的影响而发生变化。大气主要因吸收地面长波辐射而增温，地面辐射又取决于地表面吸收 的太阳辐射量。太阳辐射有日变化，气温也相应呈现日变化特征，正午太阳高度角最大时太阳辐射最强，但地面储存地热量传给大气需要一个过程，所以气温最高值不出现在正午，而是在14时前后。 概念 一天内的气温变化。 气温日较差一天中气温最高值与最低值之差，反映气温日变化程度。气温日较差大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。 随纬度的变化：随纬度的变化：副热带的气温日较差最大，向两极减小，热带日较差12温带89极圈34。

35、日较差随纬度减小。 随季节的变化：随季节的变化：气温日较差夏季冬季，初夏夏至，因为夏至时夜晚时间短，地表面来不及剧烈降温，最低温度不够低。 其它其它：盆地和谷地（空气不流动）平原，陆地海洋，沙漠大，潮湿地区小，阴天（白低夜高）晴天（白高夜低）。 2、气温的年变化 概念 一年内的气温变动。 特点：特点： 回归线以外的地区为单波型：最高为7月,最低为1月,海上落后一个月； 回归线之间赤道附近地区为双波型：最高为4、10月，最低为7，1月。 原因：太阳直射点的季节变化，在赤道附近地区，一年有两次太阳直射。 气温年较差一年中月平均气温的最高值与最低值之差与纬度、海陆分布因素有关。 （1）赤道型：一年中

36、有两个最高值，分别出现在）赤道型：一年中有两个最高值，分别出现在春分、秋分，两个最低值冬至和夏至后，因太阳辐春分、秋分，两个最低值冬至和夏至后，因太阳辐射能收入量变化小，年较差海洋射能收入量变化小，年较差海洋1，陆地，陆地510。 （2）热带型：一年中又一个最高值和一个最低值，）热带型：一年中又一个最高值和一个最低值，夏至年较差高，冬至低，年较差值不大，海洋夏至年较差高，冬至低，年较差值不大，海洋5，陆地陆地20。 （3）温带型：一个最高值出现在夏至后的）温带型：一个最高值出现在夏至后的7月，最月，最低值出现在冬至后的低值出现在冬至后的1月。年较差较大，随着纬度月。年较差较大，随着纬度的增加而

37、增大，海洋的增加而增大，海洋1015，陆地，陆地4050，最大最大60。海洋上出现的时间比大陆上延后。海洋上出现的时间比大陆上延后。 （4）极地型：一年中也是一次最高值和一次最低）极地型：一年中也是一次最高值和一次最低值，冬长而冷，夏暖而短，年较差很大，高纬度地值，冬长而冷，夏暖而短，年较差很大，高纬度地区，在一天内太阳高度角的变化比低纬度地区小，区，在一天内太阳高度角的变化比低纬度地区小，因而太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，而太因而太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，而太阳辐射的年变化在高纬度地区比低纬度地区大。阳辐射的年变化在高纬度地区比低纬度地区大。二、气温的非周期性变化 气温的变化还时刻受着大气运动的影响。主要是一些灾害性天气。变化原因：变化原因： 天气突变 大规模冷暖空气的活动第五节 大气温度的空间分布 一、气温的水平分布 气温在水平方向上的分布状况一般用等温