石大气象学与气候学课件02大气的热能和温度

第二章

大气的热能和温度一、关于辐射的基本知识

（一）辐射与辐射能1、定义

辐射——自然界中的一切物体都以电磁波的形式向四周放射能量，这种传播能量的方式叫辐射。

辐射能——以辐射的方式向四周输送的能量，叫辐射能，简称辐射第一节太阳辐射辐射能是通过电磁波的方式传播的，电磁波的波长范围很广，如下图所示。气象学上着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射（红外辐射），它们的波长范围大约在0.15—120微米之间。据测量太阳辐射主要波长范围大约是0.15—4微米，地面和大气辐射是3—120微米，2、单位

气象学上通常以焦耳作为辐射能的单位。3、辐射能的量度（1）辐射能以辐射方式传递的能量，用符号表示，单位为焦耳。（2）辐射通量Q—单位时间通过任一表面的辐射能，叫辐射通量，单位是瓦特。设在dt时间内通过某表面的辐射能为dΦ

，那么根据定义有：Q=dΦ

/dt（3）辐射通量密度E—单位时间内通过单位面积的辐射能量，叫辐射通量密度。单位是W/M2。E没有限定其方向，可以垂直于射线或成一角度。如果指的是投射来的辐射叫入射辐射通量密度，反之叫放射辐射通量密度。其数值大小反映物体放射能力的强弱，叫辐射能力或放射能力。如果dt时间内通过ds面积的辐射能为dΦ

，那么辐射通量密度可表示为：E=dΦ

/dt

ds（4）辐射强度I—单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积（单位立体角内）的辐射能，称为辐射强度，单位是W/M2。

（5）E与I之间的关系：辐射强度与辐射通量密度有密切关系，在平行光辐射的特殊情况下，辐射强度与辐射通量密度的关系为

I=E/cosθ

（θ为辐射体表面的法线方向与选定方向的夹角）

（二）、辐射光谱

设一物体的辐射出射度为F，在波长λ→λ+dλ间的辐射能为dF，则

dF=Fλdλ

或

Fλ=dF/dλFλ是随波长而变的函数，所以又称为辐射能随波长的分布函数。如图2-2所示，图中Fλ随波长的变化曲线称为辐射光谱曲线。

（三）物体对辐射的吸收、反射和透射设：总辐射能为Qo，被吸收的为Qa，被反射的为Qr，透过的为Qd，根据能量守恒原理，则有：

Qa+Qr+Qd=Qo显然：

Qa/Qo=吸收率（a）

Qr/Qo=反射率(r)

Qd/Qo=透射率(d)则有：

a+r+d=1a、r、d分别表示物体对辐射的吸收、反射和透射的能力。物体的吸收率、反射率和透射率的大小随辐射的波长和物体的性质而改变。

物体的这种特性就是物体对辐射的吸收、反射、透射具有选择性。

黑体与灰体黑体—某种物体，如果能把投射来的所有波长的辐射全部吸收，没有反射和透射，那么其吸收率等于1，这种物体叫黑体。灰体—如果吸收率小于1，而且不随波长而改变，这种物体叫灰体。

（三）有关辐射的基本规律1、基尔荷夫定律设有一真空恒温器（温度为T）放出黑体辐射，在其中用绝缘线悬挂一个非黑体物体，温度与容器温度一样，这样，非黑体和容器之间将要达到辐射平衡。器壁放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未被吸收的非黑体反射辐射能三者达到平衡。表明：（1）物体在某温度下，对于某波长的放射能力与其吸收率的比值等于同温度、同波长时的黑体的放射能力。（2）对不同物体，放射能力较强的物体，其吸收能力也较强，放射能力较弱，吸收能力也较弱。（3）对于同一物体，如果在某温度下，它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下，它也吸收某一波长的辐射。

2、斯蒂芬—波尔兹曼定律

根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。即

Etb=σT4σ为斯蒂芬—波尔兹曼常数3、维恩位移定律

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

λmT=C（C为常数）

上式表明：物体的温度愈高，其单色辐射的极大值所对应的波长愈短；反之物体的温度愈低，其辐射的波长愈长。

二、太阳辐射太阳一刻不停地以电磁波的形式向宇宙空间放射出巨大的能量，这就是太阳辐射能，简称太阳辐射。（一）

太阳辐射光谱和太阳常数1、太阳辐射光谱——太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。（如图2-5）

图2-5太阳辐射光谱可以分三个光谱区：紫外线光谱区

（波长小于0.4微米）

占总能量的7%可见光光谱区（波长在0.4-0.76微米之间)占总能量的50%红外线光谱区

（波长大于0.76微米）

占总能量的43%2、太阳常数——就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米面积内，1分钟内获得的太阳辐射能量，称太阳常数（I。）（二）太阳辐射在大气中的减弱

对比曲线1和5可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：①总辐射能有明显的减弱；②辐射能随波长的分布变得极不规则；③波长短的辐射能减弱的更为显著。

1、大气对太阳辐射的吸收对太阳辐射吸收的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。（1）水汽的吸收

水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从0.93-2.85微米之间的几个吸收带。而最强的太阳辐射能却在短波部分，因此，据估计，太阳辐射因水汽的吸收损耗量是不多的，约有4—15%。（(2)

氧气的吸收

氧能微弱地吸收太阳辐射，在波长小于0。2微米处有一个宽吸收带，吸收能力较强，在0。69和0。76微米附近各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。(3)臭氧的吸收

它在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在0。2-0。3微米为一个强的吸收带，在0。6微米附近又有一个宽的吸收带，吸收能力虽然不强，但位于太阳辐射最强的可见光区，所以吸收太阳辐射量是相当多的。

（

(4)二氧化碳的吸收

它对太阳辐射的吸收总的来说是比较弱的，而对红外区4。3微米和1。47微米附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，因而对整个太阳辐射的减弱不很明显。

由于大气对太阳辐射的吸收具有选择性，其吸收带都位于太阳辐射光谱两端的低能区，因而吸收对太阳辐射的减弱作用不大，也就是说大气因吸收太阳辐射而增温的作用是很小的，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。2、大气对太阳辐射的散射

太阳辐射通过大气层遇到空气分子、尘埃、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不象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向四面八方传播开来，因而使一部分太阳辐射到达不到地面。

可分为分子散射和粗粒散射3、大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射

大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射回宇宙空间。其中云的反射作用最显著。反射对各种波长都没有选择性，所以反射光呈白色。

小结：在以上三种方式中，反射作用最重要，散射作用次之，吸收作用相对最小。从全球平均状况来看，大气直接吸收的太阳辐射约占20%，被大气反射和散射到宇宙空间的太阳辐射约有30%，可到达地面的太阳辐射只有50%。（三）到达地面的太阳辐射太阳辐射经过深厚的大气层，由于吸收、散射和反射等减弱作用，仅有大约50%的太阳辐射到达地面。

到达地面的太阳辐射有两部分组成：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；二是经过散射后自天空投射到地面的散射辐射，两者之和称为总辐射。1、到达地面的太阳直接辐射（1）太阳高度——指太阳对于地面的仰角，或太阳对于当时当地的地平面的角距离。太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。①太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大（如图2-8），因而地表面单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。②太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚（如图2-9），因此太阳辐射被减弱的也较多，到达地面的直接辐射就较少。③同时，在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同，不同太阳高度时的大气质量数如表2-1，大气质量数随高度的减小而增大。（2）大气透明度的影响大气透明度的特征用透明系数（P）表示。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。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为I。而到达地面后为I，则

P=I/I。P表示辐射通过大气后的削弱程度。大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘埃杂质的多少，这些物质越多，大气透明度越差，透明系数越小。因而太阳辐射受到的减弱越强，到达地面的太阳辐射也相应减少。太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过的大气质量之间的关系，可用布格公式表示：

I=I。PmI为到达地面的太阳辐射强度，

I。为太阳常数，

P为空气透明系数，

m为大气质量数。

小结：到达地面的太阳直接辐射的变化（1）直接辐射随太阳高度角的增大而增加。

一方面是由于太阳高度角愈小时，等量的太阳辐射能散布的面积愈大，则单位面积上接受到的能量就愈少；另一方面，因为太阳高度角愈小时，太阳光穿过的大气层就愈厚，大气对太阳辐射的减弱作用就愈强，所以到达地面的辐射能就愈少。（2）直接辐射随着大气透明系数的改变而改变。当大气中的水汽、杂质等含量愈多时，太阳辐射被削弱得愈多。（3）直接辐射有显著的日变化这种变化主要由太阳高度角决定。在无云的天气条件下，一天中，日出日没时，太阳高度角最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。（4）直接辐射也有显著的年变化这种变化主要决定于太阳高度角的年变化。对一个地区来说，一年中，直接辐射夏季最大，冬季最小。如图但是，由于盛夏时，大气中的水汽含量增加、云量增多，能使直接辐射减弱得较多，使得直接辐射的月平均值的最大值不出现在盛夏，而出现在春末夏出的季节。如下表：北京直接辐射的月平均值（102W。M-2）月份123456789101112直接辐射2.022.793.144.534.604.193.843.423.492.591.881.67(5)直接辐射还随纬度而改变一般而言，低纬度较中高纬度要大得多。冬半年北半球由于太阳高度角和可照时间随纬度增高而减少，所以，直接辐射也随纬度增高而减少；夏半年，虽然每天的太阳可照时间随纬度增高而增长，在极地还有永昼现象，但高纬度地区由于太阳高度角比较小，所以直接辐射量仍然不大。直接辐射的以上变化必然影响到到达地面的总辐射2、到达地面的太阳散射辐射（天空辐射）散射辐射的强弱也与太阳高度角、大气透明度、云量、海拔高度、地面反射率等有关。（1）太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强,散射辐射也就相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也减小。（2）大气透明度不好时,参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之,减弱。云也能强烈地增大散射辐射。（3）当地面反射率加大时，加上地面有雪，散射辐射加大，如果有云又有雪会有反复反射现象，使散射辐射加大很多。（4）散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。

散射辐射一般比直接辐射弱，但有时散射辐射会大于直接辐射。比如在高纬度地区，散射辐射甚至比直接辐射大几倍。一般在中纬度，散射辐射只有直接辐射的35%-90%。3、到达地面的总辐射到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和称为地面总辐射。日变化为：（1）日出以前,地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；（2）日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；（3）当太阳高度升到约等于8°时，直接辐射与散射辐射相等；（4）当太阳高度为50°时，散射辐射值仅相当总辐射的10%一20%；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。年变化为：和太阳直接辐射的年变化基本一致，在一年中总辐射强度〈指月平均值〉在夏季最大，冬季最小。总辐射随纬度的分布一般是：纬度愈低,总辐射愈大。反之就愈小。由于赤道附近云多,太阳辐射减弱得也多,因此有效辐射的最大值不在赤道,而在20°N。纬度64504030200可能总辐射139.3169.9196.4216.3228.2248.1有效总辐射54.471.798.2120.8132.7108.8北半球年总辐射随纬度的分布(四)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。总的说来水面比陆面反射率稍小一些。由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大的差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因。习题1.为什么太阳是短波辐射？2.太阳高度角与直接辐射的关系是什么？3.大气对太阳辐射吸收的特点是什么？4.天空颜色的变化与大气中粒子的大小有何关系？5.到达地面的太阳辐射量的多少与哪些因素有关？6.为什么阴天气温较晴天气温低？第二节

地面和大气的辐射

一、地面、大气的辐射和地面的有效辐射（一）

地面和大气辐射的表示可以运用斯蒂芬-波尔兹曼定律和维恩定律计算出在不同的温度下，大气和地面的辐射能力以及波长范围。其热辐射中95%以上的能量集中在3—120微米的范围内（红外辐射），显然，地面和大气辐射的波长比太阳辐射的波长要长的多，因此，常把太阳辐射称为短波辐射，把地面和大气辐射称为长波辐射。

读书后回答1.地面温度的变化与哪些因素有关？2.气温的高低与哪些因素有关？（二）大气对长波辐射的吸收大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等，它们对长波辐射的吸收同样具有选择性。如图2-12是整个大气对长波辐射的放射与透射光谱。

（1）水汽的吸收

水汽对长波辐射的吸收最显著，除了8—12微米波段外，其他波段都能吸收，并以6微米附近和24微米以上波段的吸收能力最强。（2）液态水的吸收

与水汽相仿，只是作用更强。

（3）二氧化碳的吸收

有两个吸收带，中心分别位于4.3微米和14.7微米，第二个带吸收作用较强。对辐射热交换有意义。

（4）臭氧的吸收

主要集中在8.3—10.6微米，与水汽、液态水和二氧化碳相比较是很微弱的，而且，臭氧主要分布在平流层内，对低层影响很小。（三）比较太阳辐射与大气中的长波辐射1、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。2、太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射影响；但长波辐射既考虑大气对长波辐射的吸收，也考虑大气本身的长波辐射。3、长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用，太阳辐射则不然。（四）大气逆辐射和大气的保温效应大气吸收太阳和地面辐射后，也向外放射辐射，其中，大气辐射中指向地面的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到了一定的补偿，因此对地面起了保温作用，这种作用称为大气的保温效应。

（五）地面有效辐射1、地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差，称为地面有效辐射（F。），则有

F。=Eg

—

δEa通常情况下，地面温度高于大气温度，F。为正值，这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。

2、影响有效辐射的主要因子

有：地面温度、空气温度、空气湿度和云况以及地表面性质有关。

地面温度高，有效辐射强；空气温度高，大气逆辐射强，有效辐射弱；空气湿度大，有效辐射小；有云覆盖比晴朗天空条件下有效辐射小；空气浑浊度大有效辐射小；夜间风大时有效辐射小；海拔高度高的地方有效辐射大；平滑地表面的有效辐射比粗糙的表面小。3、有效辐射具有明显的日变化和年变化

日变化与温度的日变化相似，中午最大，清晨最小。

年变化与气温的年变化相似，夏季最大，冬季最小。但由于水汽和云的影响，有效辐射的最大值不一定出现在盛夏，地区情况也就有了差异。二、地面及地—气系统的辐射差额

物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额，即辐射差额=收入辐射—支出辐射显然，在没有其他方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温和降温。（一）地面的辐射差额地面吸收的总辐射与有效辐射之差，叫地面辐射差额。1、地面辐射差额的表达式

Rg=（Q+q）（1—a）—F。(Q+q)—是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a—为地面对总辐射的反射率，（1—a）为地面的吸收率；F。—地面的有效辐射。显然，地面辐射能量的收支，决定于地面的辐射差额。当Rg＞0时地面将有热量的积累；当Rg＜0时，地面因辐射有热量的亏损。2、地面辐射差额的变化

日变化：一天中，白天为正，夜间为负，由正转为负或由负转为正的时间分别在日落前和日落后。

年变化：因纬度而异，纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多，纬度愈高，保持正值的月份愈少。（二）大气的辐射差额

整个大气层的辐射差额的表达式为Ra=qa+F。-F∞Ra表示整个大气层的辐射差额，qa表示整个大气层所吸收的太阳辐射，F。表示地面有效辐射，F∞表示大气上界的有效辐射。由于F∞总是大于F。并且qa一般小于F∞-F。，所以，整个大气层的辐射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其他的方式，如对流及潜热释放等来给大气增温。

（三）地—气系统的辐射差额如果把地面和对流层大气看作一个系统，在这个系统中，收入的辐射是由地面和大气所吸收的太阳辐射，支出的部分是返回宇宙的地面和大气的长波辐射，二者之差就是地—气系统的辐射差额。表达式为：

Rs=（Q+q）（1-a）+qa

-F∞就个别地区，地—气系统的辐射差额有正有负，但就整个地气系统来说，辐射差额的多年平均应该为零。地气系统的辐射差额随纬度的增高由正值转变为负值，在南北纬35°之间为正值，在此以外的中高纬度地区为负值，辐射差额的这种分布，说明热带、副热带有热量的盈余，而温带和寒带有热量的亏损。思考1.有云的夜晚比晴夜暖？2.有浓云的夜晚不容易凝结成霜或露？3.初春的早晨农民在田间放烟雾驱赶昨夜的寒气流？4.在晚秋和寒冬，为什么霜冻多出现在晴朗的夜晚？第三节

大气的增温和冷却

一、海陆的增温和冷却的差异（1）

在同样的太阳辐射强度下，海洋所吸收的太阳能多于陆地。（2）

陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。（3）

海面有充足的水源供应，所以蒸发量大，失热多，使得水温不易升高，而空中有较多的水汽，以致空气又吸收了大量的地面辐射，使得气温又不易降下来。陆地情况相反（4）

岩石和土壤的比热小于水的比热。

所以，陆地受热快，冷却也快，温度升降变化大，而海洋上温度变化和缓。二、空气的增温和冷却根据分子运动论的观点：空气的冷热程度只是一种现象，它实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量，内能增加，气温升高，反之气温降低。空气内能的变化：两种方式空气与外界进行热量交换——非绝热变化；空气与外界无热量交换——绝热变化，由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。（一）气温的非绝热变化空气与外界交换热量有几种方式：①传导②辐射③对流④湍流⑤蒸发（升华）和凝结（凝华）

（二）气温的绝热变化1、绝热过程：在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫绝热过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。当升降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，叫干绝热过程。2、泊松方程建立起了干绝热过程气块状态变化内在的联系，即绝热变化时温度随气压变化的规律。总体来说，两者是正比关系。3、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，叫绝热直减率。对于干空气和未饱和的湿空气则叫干绝热直减率。对饱和湿空气来讲叫湿绝热减温率。

（1）

干绝热减温率γd=1℃/100米，即干绝热过程中，气块每上升100米，温度约下降1℃。（注意区别γ与γd，γd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，而γ表示周围大气的温度随高度的分布情况）（2）

湿绝热减温率γm

不是常数，是随温度的升高和气压的减小而减小。而且γm

总小于γd饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放更多的潜热，因此，在气压一定的条件下，高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些4、位温和假相当位温位温——把各层中的气块按干绝热程序订正到一个标准高度：1000hPa处，这时所具有的温度。

很显然，气块在干绝热升降时，其位温是恒定不变的，这是位温的重要性质。假相当位温——在假绝热过程中，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值，这个数值称为假相当位温。

事实上，同一时间对同一团空气而言，气块温度的变化常常是绝热变化和非绝热变化共同引起的，当空气停留在某地或在地面附近作水平运动时，外界的气压变化很小，单受地面增温和冷却的影响却很大，气温的非绝热变化是主要的。当气块作垂直升降运动时，气温的绝热变化是主要的。三、空气温度的个别变化和局地变化定性的表达1、个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化称作空气温度的个别变化。2、局地变化：某一固定地点空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。3、局地变化是平流变化和个别变化之和四、大气静力稳定度（一）

大气稳定度的概念1、大气稳定度——指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层对气块能否产生对流的一种潜在能量的量度，大气层中个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动或对流运动。

必须注意：大气稳定度并不是表示气层中已经存在的垂直运动，而是用来描述大气层结对于气块在受到外力扰动而产生垂直运动时，会起什么影响（加速、减速或等速）。这种影响只有当气块受到外界扰动后才能表现出来。2、判别稳定度的基本公式：假设在静力平衡的气层中任取一个气块，此时气块与四周大气具有相同的气压、温度和密度，当它受到扰动后，按绝热过程上升ΔZ，其状态为PiTiρi，而四周大气的状态为P

T

ρ，如果除去外力，看它是否能继续上升，只要判断其是否具有加速度的大小与方向。ΔZP0T0ρ0P

T

ρPi0Ti0ρi0PiTiρi小结：某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围轻，倾向于上升，比周围重，倾向于下降，和周围一样轻重，既不下降也不上升。而空气的轻重，决定于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重的问题，实际上是气温的问题。暖——轻冷——重（二）判别大气稳定度的基本方法

实际应用时，为了便于稳定度的判断，通常用周围空气的温度直减率与上升气块的干绝热直减率或湿绝热直减率的对比来判断1、考虑干绝热的情况用层结曲线（四周大气的温度随高度变化曲线）和状态曲线（上升空气块的温度随高度变化曲线）表示如下：2、考虑饱和湿空气的情况3、利用层结的位温和假相当位温的垂直分布判断（1）在干绝热过程中，气块的位温为常值，用层结的位温随高度的分布来作为稳定度的判据（2）同理，在湿绝热过程中，气块的假相当位温不变，可以用气层的假相当位温随高度的分布作为稳定度的判据。得出几点结论如下：（1）γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定。如果γ很小，甚至等于0或小于0，那将是对流发展的障碍。（2）当γ＜γm时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态，因而叫绝对稳定；当γ＞γd时则相反，因而叫绝对不稳定。（3）当γd＞γ＞γm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；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，这叫条件性不稳定。

（三）不稳定能量的概念引入不稳定能量的概念来讨论较厚气层的稳定度

不稳定气层中的气块之所以能够发生运动，是由储藏在大气中的不稳定能量转化而来，它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：不稳定型；稳定型；潜在不稳定型。1、不稳定型气块受到某种冲击向上运动时，气块的温度始终高于周围大气的温度，气块将不断加速向上运动，温差愈大，作用愈明显。现实中很难长久维持。2、稳定型空气块受到冲击作用后，气块温度始终低于周围空气的温度，周围气层有抑制空气块上升的作用，有负的不稳定能量。所以，对流运动很难出现。3、潜在不稳定型实际大气中经常出现的是稳定型和不稳定型之间的情况。自由高度以下是稳定型的气层，自由高度以上是不稳定型的。大气中对流能否发展，主要看是否存在外来的机制，将气块抬升到自由对流高度以上。（四）位势不稳定

强调整层空气被同时抬升时，气层的稳定情况会发生变化，这样造成的气层不稳定，叫位势不稳定。第四节

大气温度随时间的变化

一、大气温度1、平均气温和气温极值平均气温包括日平均气温、月平均气温、年平均气温。气温极值指有观测记录以来气温的极端数值或在某特定时段的极端数值。实际应用中常用的极值有两种：平均极值和极端极值。平均极值是指对每天观测到的某项极值（如最高温度）进行旬、月、年或多年平均的结果极端极值是以某要素在某时段内的全部极值观测记录中挑选出的最极端的数值。下表是世界各地的极端最高气温。2、影响地面气温的因子除了太阳高度和日照时间以外，还包括：海陆热力差异；洋流的影响；海拔高度；地理位置等二、气温的周期性变化1、气温的日变化（1）

近地层日变化特征：一天中最高值出现在午后14时左右，一个最低值一般出现在日出前后。一天中气温的最高值与最低值的差，叫气温日较差。（2）

日变化的另一个特征是日较差的大小与纬度、季节和其他的自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小；夏季大于冬季。陆地大于海洋。晴天大于阴天。2、气温的年变化（1）就北半球来讲，中高纬度内陆气温以7月最高，1月最低；海洋上各落后1个月。（2）气温年较差——一年中月平均气温的最高值与最低值的差，叫气温年较差。其大小与纬度、海陆分布等因素有关（3）根据气温年较差的大小及最高、最低值出现的时间，将气温的年变化按纬度分四种类型：赤道型；热带型；温带型；极地型。

二、气温的非周期性变化气温的变化还有因大气的运动引起的非周期性变化，实际气温的变化是两个方面共同作用的结果。不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温的日变化和年变化的周期性是主要的。第五节

大气温度的空间分布一、气温的水平分布

气温分布通常用等温线图表示。

影响气温分布的主要因素有：纬度、海陆和高度。

分析世界1月和7月全球海平面的等温线图，对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征分析如下：（1）

在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。北半球1月南北温差大，7月小。（2）

冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反。南半球因陆地面积小，海洋面积大，因此，等温线较平直。

（3）最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在5°—10°N处，夏季移到20°N左右，这一带叫热赤道。（4）

南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极；北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东西伯利亚和格陵兰地区。二、对流层中气温的垂直分布总的情况是，在对流层中，气温随高度而降低。但在一定的条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。逆温的形成过程有以下几方面：（1）辐射逆温

（2）湍流逆温

（3）平流逆温

（4）下沉逆温习题1.电磁波的范围是（），可见光的波长范围是（

），太阳辐射的波长是（

），包括部分（）、全部（）和部分（），属于（）辐射。2.地面和大气辐射的波长为（），属于长波辐射。最大放射能力对应的波长是（

）um。3.物体的r、、d之间关系是（），分别代表物体的（）能力。4.太阳辐射最大放射能力所对应的波长是（

），属于（）光，太阳辐射能量最多的是（），其次是（），再其次是（）。5.进入大气的太阳辐射有三种被削弱的方式（）6.大气层中主要的吸收物质是（、、、），且具有（）吸收特性，仅占太阳辐射的（24）%。7.氧气最强的吸收带属于（）部分。8.天空出现白色是因为（）多。9.地表面辐射能量的大小主要决定于（）。10烟幕预防霜冻的原理是（）。11.大气辐射差额是（）值，说明大气的热能是亏损。12.不稳定能量的类型有（不稳定型、稳定型、）13.在中纬度地区影响气温年变化的主要有两个因素（、）。14.纬度愈高，太阳辐射的年变化愈（），相应的气温年变化也（），在我国华南的气温年较差比华北地区（）。15.温度梯度是指在（）图上，，垂直于（），（温度梯度）的变化值，它表示温度在（）方向的变化程度。16.１月份北半球陆上的等温线凸向（），海上则凸向（）。17.根据逆温的形成原因主要有五种类型（辐射）、（）、（）、（）、（锋面）。18.下沉逆温多出现在（）。19.当天空出现青蓝色时，说明大气中的粒子直径（）

a.>b.与无关c.小于

d.＝20.当天空出现白色时，此时大气中的粒径是（）

a.>b.与无关c.小于

d.＝20.我国太阳辐射年总量最高地区是a.青海b.西藏c.黄河流域d.新疆21.“大气窗”的能量占地面总辐射量的（）

a.10%b.30%c.20%