大气的受热过程与气温

嗽大气皿克分恳厶大气的垂15分层电离层亞反射无线电通k有丿対流旺盛近地面1'纬度不同厚度变;［高度增来温度减.只因热源是迪面:天嗽大气皿克分恳厶大气的垂15分层电离层亞反射无线电通k有丿対流旺盛近地面1'纬度不同厚度变;［高度增来温度减.只因热源是迪面:天r复杂且多变.題云雨雪较常见的物体主要表現为向外辐射，温厦低的物体主要表现为接收辐射）物体的温度越商辐射能力越强。（2）长波辐射与短波辐射的相对性（见课本P28注释）二、大气的受热过程大气的受热过程影响着大气的热状况、温度分布和变化，制约看大气的运动状态。（一）大气受热过程三个环节太阳辐射穿过厚厚大气（1）投射的纬度和季节决定了太阳辐地曲枕加热.并以长波輻寿的邢式向大毛传逼热受。投射的时间和地点决定了地面获得能量最基本罕於y射作用越强///、爲牖0和C02// 大气层面反射率堆球表面地而吸收，下垫面比热容大增温降温速度都慢，比热容小都快大气的受热过程与气温—'准备知识大气的垂直分层臭叙层能过滤大部分对人体和生物有害的紫外线，仅剩下少量的紫外线到达地表对流层鬲度因纬度而异，低纬地区受热多，对流旺盛，对流层所达高度鬲，低纬地区约17—18千米，中纬＜11—12千米,高纬度8T千米。2、低层大气纽成及作用低层大气组成含量作用干洁空气氮%地球上生物的基本成分氧%人类和一切生物维持生命活动所必需的物质二氧化碳%变动1） 、光合作用的基本原料2） 、对地面有保温作用臭氧很少能吸收太阳紫外线，是“地球生命的保护伞”。水汽很少1） 、相变产生天气现象2） 、影响地面和大气温度固体杂质很少凝结核，是成云致雨的必要条件注：干洁空气比例基本不变；水汽一般夏季〉冬季，低纬〉鬲纬：固体杂质陆〉海.城市〉乡村、早晨和夜间〉午后、冬季〉夏李（1）宇宙中的扬体都在不断向外辐射能量，同时也在不斷接受外界辐射的能量（温度高

射的强度和时间.决定了获得能量的基本格局。（2）大气的削弱作用太阳辐射在大气上界辐射最企，穿过大气就会被削弱。削弱三种方式①反射：参与的大气成分：云层和较大尘埃。特点：云层愈厚，云量愈多，反射作用愈强：例：多云。无选择性。②散射。参与的大气成分：空气和较小尘埃特点：一部分太阳辐射改变方向，无法到达地面。有选择性。③吸收。参与的大气成分：臭氧吸收紫外线。水汽和二氧化破吸收红外线。彩响大气削弱作用的因素①太阳高度越大经过的路径越短被太阳削弱的越少，且太阳鬲度角大单位面积太阳辐射莹大。②天气和气候（如阴雨天气白天对太阳辐射削弱作用强）③地形地势（地势高比同纬度昼长，太阳辐射经过的路径短且空气稀薄被大气削弱的少）④人为因索（如C02双氮怪排放、大气污染等）太阳辐射到达地面，地面反射和吸收，地面增温，地面辐射增企，地面以长波辐射的形式把热量传给近地面大气。反射不利地面增温，一般来说，深色土壤的反射率比浅邑土壤小，潮;显土壤的反射率比干燥土壤小，粗槌表面的反射率比平滑表面小，陆地表面的平均反射率为10—35%,新雪面反射率最大，可达95亂水面反射率随太阳爲度角而变，太阳离度角愈小反射率愈大。对波浪起伏的水面来讲.反射率平均为7—10%左右。因此，即使总辐射强皮一样，不同性质的下垫面得到的太阳辐射仍然有很大差别，这是地面温度分布不均匀的原因之一。地面吸收太阳辐射增温。下垫面比热容大增温降温速度都慢，比热容小增温降温速度都快。大气受热（主要是大气中的水汽和二氧化碳吸收地而辐射）又以辐射、对流、传导■等方式层层向上传递热量。大气温度越鬲大气辐射、对流、传导越强越激烈，其中大气辐射中向下的部分因为与地面辐射方向相反，称为大气逆辐射。大气逆辐射不能使地面增温但大气逆辐射越强对地面的保温作用越企。大气的保温作用与大气中的水汽和C02的含量有关。（二）、大气的受热过程——气温的日变化、年变化1•有关概念气温是大气热力状况（冷热程度）的数值度量，一天观测3〜4次（8、14.20、2点）日均温、月均温、年均温气温日较差：一天中最高气温与说低乞温的差值气温年校差：一年中彘商与疏低月均温的差值2.气温的日变化、年变化据右图分析气温日变化过程，思考一日中最离气温14时能否推祈或延后，请分别举例说明。（结论：一天中，若无明显天气过程的千扰，最低气温出现在日出前后，罠高气温出现在午后2时（即当地地方时14:00）左右。）气温日变化过程：日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断增强,地面获得的热量不斷增多，地面温度不断升高，地面辐射不斷增强。大气吸收地面辐射，气温也跟着不斯上升。正午过后.太阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热董仍比地面辐射失去的热量多•地面储存的热量继续增多，地面温度继续升离，地面辐射继续增强，气温也继续上升。随着太阳辐射的进一步减弱，地面茯得太阳辐射的热董开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热童

由盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。地面再将热量传给大气，还需要一个过程，因此午后2时左右，气温才达到最高值。随后.太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温度不断降低，地面辐射不斷减弱，气温随之不斷下降，至日出前后，气温达最低值。同样道理，由于地面储存热量的缘故，一年之中，就北半球来说，气温罠高与最低的月份，也不是出現在太阳辐射置强（6月）和最弱（12月）的月份，而是要落后一两个月。一般大陆上气温最离值出現在7月，最低值出现在1月：海洋的热容量大，受热和放热都较陆地慢，所以气温最商值出现在8月，最低值出现在2月。影响因素日较址一太影响因素日较址一太阳高度日变化彫响因索年较太阳高度年变化和昼夜长短纬度纬度T，日粒差J纬度纬度T，日较差T海陆陆地>海洋海陆陆地>海洋天气睛天〉阴天气候干旱区>湿润区季节夏季>冬季地形平原>山区植被裸地〉植被覆盖地植被裸地〉植被覆盖地3.气温的日较差.年校差的影响因素乞温日较差：一天中气温的变化幅皮。大F击性气候〉海洋性气候：晴天〉阴天①纬度：低纬>>高纬原因：纬度较商地区的太阳鬲度的日变化小。天气：晴天〉阴天季节：夏李〉冬季原因是：夏季的正午太阳高度角较大，白昼较长。地形地势：凹地〉平地〉凸地原因是：在凸超地形，如山顶，因与陆地接触面积小.受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间冷空气可以沿坡下沉，而交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差较小；低凹地形，空气与地面接触面积大，通风不良，并且在夜间常为冷空气下沉汇合之处，白天谷风拉抽山谷上空暖空气下沉，故气温日较差大。海拔爲度：在中小尺度地形区山顶的气温日较差比山下平原小；大尺度的高原山地地区，则海拔越鬲.日较差越大。原因是：由于海拔商，空气稀薄，白天大气的削弱作用小，太阳辐射强烈，地面温度急剧升高，加速了近地面空气的升温作用，因此即使是在冬季，在阳光下也会感到温暖如春：到了夜晚，由于空气稀薄、水汽所含杂质少，地面热量大量向空中散失，近地面气温迅速下降，夜晚温度很低。下垫面：陆地〉海洋；沙地〉林地气温年较差：大陆性气候〉海洋性气候：离纬度〉低纬度a纬度：鬲纬V低纬度地区原因是：纬度越鬲，夏季白昼越长，冬季的正午太阳高度越小，白昼越短，因而气温的年较差越大。（大阳辐射的年变化高纬度地区比低纬度地区大）就我国而言，由于夏季太阳直射点在北半球，北方虽比南方地区正午太阳爲度小一些，但白昼时间却比南方长，得到的太阳光热并不比南方少：冬季太阳直射点在南半球.越往南方正午.太阳爲度越大，白昼越长，因此得到的太阳辐射能越多，而北方此时正午太阳离度小，白桧较短，加之冬季风的频频南下对北方造成的影响大，所以愈往北方，气温的年较差越大。b海陆：陆地〉海洋原因：陆地比海洋的热容量小，夏季升温快，温度比海洋鬲：冬季降温快，温度比海洋低C海拔地形：同一纬慶.低海拔>爲海拔；凹地〉凸地。青藏高原气温年较差与我国同纬度平原、盆地比较，气温年较差小。这是因为：青藏离原属于中低纬的大高原，夏季因其海拔离，气温不太高；冬季因纬度低，且受离大地形的影响，南下的寒冷气流影响不到，气温不太低。（三）、大气的受热过程 气温的分布1.对流层中气温的垂直分布①气温随海拔升高而降低cC/100m）（地面为对流层大气的

直接热源；越向上空气密度越小，水汽、C02越少：气温垂直递减率大小与水汽含量有关（水汽含董越多，递减率越小）②对流层底部受地面影响最大，中上层受影响较小2•近地面气温的水平分布 一、在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬向两极递减。这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量多，气温就离；鬲纬度地区，获得太阳辐射能董少，气温就低。从图L月份温度"^0-30-20-10 0 10 20 30上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外•还与大气运动.地面状况、洋流等因素密切相关。二、 南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。三、 北半球，1L月份温度"^0-30-20-10 0 10 20 30上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外•还与大气运动.地面状况、洋流等因素密切相关。二、 南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。三、 北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向北（高纬）凸出：7月份正好相反。这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大咄比海洋热。（全球等L月份世界等温线的分布圈温线弯曲方向陆南7陆北）7月份