气象学全套课件

气象学绪论

气象与气象学

气象学的历史、现状及发展趋势第一节气象与气象学气象与气象学的定义气象在地球大气中每时每刻都在发生着风、云、雨、雪、雷电、旱涝、寒暑等等各种各样的自然现象，这些现象统称为大气现象，简称为气象。

气象学(meteorology)研究大气中各种现象的成因和演变规律及如何利用这些规律为人类服务的科学。

气象学的研究对象、气象与社会经济发展的关系

研究对象

大气圈及大气圈与水土岩石圈、生物圈之间的相互作用。太阳-大气-水-陆地-海洋气象与社会经济发展的关系（同学们列举事例）：

气象与农林业

气象与工业

气象与渔业、海盐生产

气象与交通（飞行，航运，高速公路，高铁，步行……

气象对人类健康的影响

气象与军事

气象与旅游………..气象工作的三个内容服务气象…..资源气象…..安全气象……气象学的学科分支

普通气象学研究大气及其物理现象的科学

大气探测与遥感学

研究观测方法与观测数据计算，应用各种气象仪器设备和技术对地球大气层及地表浅层进行观测与探测，包括定期观测、运载仪器、常规观测仪器、地基遥感、空基遥感等

大气物理学

研究大气结构、大气热力学特征、大气光电声现象、云物理及人工影响天气等

气候与气候变化学

研究区域气候、历史时期气候、近代气候变化、气候系统年际变化预报、地球物理因子对气候的影响、气候影响、气候与气候变化预测方法等

天气与天气预报学

研究短期预报、中期预报、长期预报，一般天气学原理与方法、天气诊断等

大气化学

研究酸雨、气溶胶、碳循环、降水化学、大气成分、大气中化学过程等

动力气象学

研究数值预报、大尺度大气动力学、气候数值模拟、非线性动力学等

边界层气象学

研究海上边界层、陆地边界层、大气湍流、边界层数值模拟、大气扩散与空气污染等

大气环流学

研究中高纬度系统、热带大气环流与季风、海—气相互作用、大气环流与遥相关等

应用气象学

研究农业气象、林业气象、水文气象、医疗气象、局地气候与小气候、应用气候等

灾害气象学

研究灾害性天气（气旋、台风、雷暴、阵雨、暴雨、龙卷、旋风及积云对流、锋、飑线、中尺度对流等其他扰动）、灾害性气候及其损失评估等。

系统地、科学地解释这些现象、作用和效应，阐明它们的发生和演变规律；

气象学的研究任务

观测和研究各种各样的大气现象、大气层与下垫面之间的相互作用及人类活动所产生的气象效应

根据所认识的规律分析、诊断和预测过去、现在和未来的天气、气候，为国民经济和人们的日常生活服务；

从理论和实践上探索和模拟人为天气过程、人为气候环境，为人工影响天气、气候提供科学依据。

古气象史时代

从人类有文字记载的历史时期开始到十七世纪末叶。

气象史的两个时代一、气象学的发展历史与现状第二节历史、现状与趋势

近代气象史

从十七世纪末至今的三百多年。

近代气象科学的四次飞跃

第一次飞跃:

（大约1700—1859年）

气象仪器如温度表、雨量器、气压表等相继发明，导致对信风和全球大气环流的研究。

无线电探空仪的发明，高空观测的迅速建立，Rossby提出了长波动力学，创立了长波理论。Lorenz提出奇异吸引子与混沌理论。准地转理论、适应理论、突变理论和不稳定理论等相继提出并应用，大尺度天气学进入成熟阶段。

第二次飞跃（1860—1940）

无线电报发明，地面气象观测网产生，天气图诞生，V.Bjerknes创立了锋面学说，提出了著名的斜压概念和环流理论，从此天气学和动力气象学形成并得到发展。

第三次飞跃

（大约1941—1980年）第一节大气的组成

干洁大气（即干空气）水汽悬浮在大气中的固液态杂质一、干洁大气

地球大气由三个部分组成:

干洁大气的定义及其成分变化：

定义：

除去水汽及其他悬浮在大气中的固、液体质粒以外的整个混合气体。

成分变化：

干洁大气的成分（高度25km以下）成分体积（%）临界温度（℃）临界压强（大气压）N278.08-147.233.5O220.95-118.940.7Ar0.93-122.048.0CO20.03231.073.0O30.00006-5.092.3干洁大气100-140.737.2临界温度:使物质由气态变为液态的最高温度。每种物质都有一个特定的温度，在这个温度以上，无论怎样增大压强，气态物质都不会液化，这个温度就是临界温度。临界压强:物质处于临界状态时的压强，也就是液体在临界温度时的饱和蒸气压。N2cycle

N2

存在方式：以蛋白质的形式存在于有机体中。

作用：是有机体的基本组成部分，也是合成氮肥的基本原料。

O2

是人类和动植物维持生命活动的极为重要的气体；积极参加大气中的许多化学过程；对有机物质的燃烧、腐败和分解起着重要的作用。

O3

时空变化：

时间变化：最大值出现在春季，最小值出现在夏季。

空间变化：水平：由赤道向两极增加。垂直：

55～60km，含量极少。

20～25km，达最大值，形成臭氧层；

12～15km以上，含量增加特别显著；从10km向上，逐渐增加；近地面，含量很少；

对紫外线有着极其重要的调控制作用。

对高层大气有明显的增温作用。Thedestructionoftheozonelayerbychlorofluorocarbons(CFCs).CFCsdischargedintotheatmospherebreakdowninsunlightreleasingchlorine,whichbreaksdowntheozonetoformchlorinemonoxideandafreeoxygenatom.Theseproductsreacttogethertoformoxygenandchlorine,leavingthechlorinetobreakdownanotherozonemolecule,andsoon.

这幅地图显示的是臭氧洞。1986年，南极的臭氧量仅是30年前的一半。

1988年，曾发现北半球上空臭氧层已比20年前要薄百分之三。这种变化足以使皮肤癌的病例增加。2000.9(NASA)2006.10NASA近地面是污染物Ocycle《关于消耗臭氧层物质的蒙特利尔议定书》和国际保护臭氧层日联合国大会确立“国际保护臭氧层日”的目的是纪念1987年9月16日签署的《关于消耗臭氧层物质的蒙特利尔议定书》。1995年1月23日，联合国大会通过决议，确定从1995年开始，每年的9月16日为“国际保护臭氧层日”。/

CO2

来源：

生物的呼吸、化石燃料的燃烧、有机物质的燃烧和分解、火山喷发作用等。

时空变化：

时间变化：

a)白天、晴天、夏季时的二氧化碳浓度小于黑夜、阴天、冬季。

b)工业革命前小于工业革命后。

空间变化：水平：城市大于农村；垂直：

0～20km，含量最高；

20km以上，含量显著减少。

作用：

绿色植物进行光合作用不可缺少的原料。

强烈吸收长波辐射（地面辐射、大气辐射），使地面保持较高的温度，产生“温室效应”。CcycleVariable&IncreasingGasesNitrogenandoxygenconcentrationsexperiencelittlechange,butcarbondioxide,methane,nitrousoxides,andchlorofluorocarbonsaregreenhousegasesexperiencingdiscernableincreasesinconcentration.Watervaporisalsoagreenhousegas.January2014:

397.80ppm

January2013:

395.54ppm能量-水-C-N-有机体地球是CO2的处理机能量-水-C-N-有机体（海洋）地球上CO2的分布地球上CO2交换量C-Si的平衡生命演化和大气/gmd/ccgg/trends/夏威夷的位置ThegraphshowsrecentmonthlymeancarbondioxidemeasuredatMaunaLoaObservatory,Hawaii

ThelastfourcompleteyearsoftheMaunaLoaCO2recordplusthecurrentyearareshown.DataarereportedasadryairmolefractiondefinedasthenumberofmoleculesofCO2dividedbythenumberofallmoleculesinair,includingCO2itself,afterwatervaporhasbeenremoved.Intheabovefigure,thedashedredlinerepresentsthemonthlymeanvalues,centeredonthemiddleofeachmonth.Theblacklinerepresentsthesame,aftercorrectionfortheaverageseasonalcycle.TheMaunaLoadataarebeingobtainedatanaltitudeof3400minthenorthernsubtropics,andmaynotbethesameasthegloballyaveragedCO2concentrationatthesurface.ArGreenhouseeffect二、水汽

来源：

主要来自江、河、湖、海、潮湿陆面的水分蒸发以及植物表面的蒸腾。

时间：夏季多于冬季

空间：一般低纬多于高纬，下层多于上层。

时空变化：

作用：

在天气气候变化中扮演了重要角色。

能强烈吸收地面放射的长波辐射并向地面和周围大气放出长波辐射，对大气起着“温室效应”。

在大气中悬浮着的各种固体和液体微粒（包括气溶胶粒子和大气污染物质两大部分）。二、大气中的杂质(Aerosols&Pollutants)

气溶胶粒子：

定义：

分类：液体质粒、固体质粒

固体质粒的来源：

有机质数量较少，大多为植物花粉、微生物和细菌等；

大气中沉降速率极小、尺度在10-4μm到100μm之间的固态和液态微粒。

无机质数量较多，主要来源于：尘粒、烟粒、海洋中浪花飞溅的盐粒，流星飞逝后留下的灰烬，火山尘埃等。

作用：

吸收太阳辐射，使空气温度增高，但也削弱了到达地面的太阳辐射；

缓冲地面辐射冷却，部分补偿地面因长波有效辐射而失去的热量；

降低大气透明度，影响大气能见度；

充当水汽凝结核，对云、雾及降水的形成有重要意义。

大气中的污染物质：

定义：

由于人类活动或自然过程，使局部、甚至全球范围的大气成分发生对生物界有害的变化。

分布：

空间垂直：主要集中在3km以下的低层大气中。水平：城市多，农村少；陆地多，海洋少；

时间：冬季多，夏季少；清晨和夜间多，午后少。

火山爆发、风吹扬沙和沙尘暴、雷击森林失火等。

来源：

自然过程形成。

人为过程造成。

工业和交通上煤炭、石油、天然气的使用，农业上化肥、农药的喷施，生活上制冷采暖的排放与泄漏等。Aerosols&PollutantsHumanandnaturalactivitiesdisplacetinysoil,salt,andashparticlesassuspendedaerosols,aswellassulfurandnitrogenoxides,andhydrocarbonsaspollutants.Whateffects?Umbrellaeffect(阳伞效应)Figure1.6第二节大气的垂直结构大气的垂直分层

对流层：

厚度变化空间：随纬度增加，厚度降低。低纬地区：平均厚度为17～18km；中纬地区：平均为10～12km；高纬地区：平均为8～9km；时间：夏季大于冬季。

特点：

主要天气现象均发生在此层。

温度随高度升高而降低。（平均高度每升高100m，气温下降0.65℃。）

空气具有强烈的垂直运动和不规则的乱流运动。

气象要素的水平分布不均匀。

平流层：对流层顶～55km

25km以下，气温保持不变；25km以上，气温随高度增加而显著升高。

空气运动以水平运动为主，无明显的垂直运动。

水汽和尘埃含量极少，晴朗少云，大气透明度好，气流比较平稳，适宜于飞机航行。

中间层：平流层顶～85km

气温随高度增加迅速下降，顶部气温可降至-83℃以下。

空气有强烈的垂直运动，故又称之为“高空对流层”。

热成层(热层、暖层、电离层)：中间层顶～800km

气温随高度增加迅速上升。

空气质点在太阳紫外辐射和宇宙高能粒子作用下，产生电离现象。RadioWavePropagationFigure1.11AMradiowavesarelongenoughtointerferewithionsinthesun-chargedDlayer,butatnighttheDlayerisweakandtheAMsignalpropagatesfurther,requiringstationsuselesspower.

散逸层：

这一层中的大气物质具有向星际空间散逸的特性，是大气圈与星际空间的过渡地带。二、大气上界

根据大气中极光出现的最大高度，大气上界的高度为1,000～1,200km。

另一种是以大气密度接近星际气体密度的高度作为标准，大气上界约在2,000～3,000km高度处。

AuroraaustralisEarthEnvironmentNearly150millionkilometersseparatethesunandearth,yetsolarradiationdrivesearth'sweather.地球宇宙环境网站http://210.0.142.166/Library/libClone/2_project/sciSpace/content_page.htm第三节大气的物理性质一、大气的质量

假定大气是均质的，以气温0℃时、45°N（或45°S）处、海平面上的大气密度ρ0为标准（ρ0=1.293kg.m-3），则此时大气厚度（Z0）经理论计算约为8,000m。于是单位截面积的大气柱中空气的质量为：m0=ρ0·Zo=1.293×8000=10344kg.m-2

假定条件下的大气质量：据此推算，地球表面大气的总质量大约有5×1015t。

ρz为Z高度处的大气密度；ρ0为标准状态下的大气密度；Z0为均质大气的高度，Z为对应于要计算ρz的高度。

大气密度的计算公式：（2-1）

二、气象要素

定义：表示大气状态和特征的物理量和物理现象。

内容：

日射、温度、湿度、气压、风、云、降水、蒸发、能见度和天气现象等。

天气现象：

在大气中或地面上产生的降水、水汽凝结物（云除外）、冻结物、干质悬浮物和光、电的现象，也包括一些风的特征。

大风、飑

常见天气现象：

雨、阵雨、毛毛雨

雪、阵雪、雨夹雪、阵性雨夹雪、霰、米雪、冰粒、冰雹、冰针

雾、轻雾、露、霜、雨淞、雾淞

吹雪、雪暴、龙卷、积雪、结冰

沙尘暴、扬沙、浮尘、烟幕、霾、尘卷风

雷暴、闪电、极光ImpactsofWeatherFigure1.15ImpactsofWeather3/5Figure1.16ImpactsofWeatherFigure1.17ImpactsofWeatherFigure1.18物体以辐射的方式传递交换的能量。第一节辐射的基本知识一、辐射及其特性

辐射物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式。

辐射能

特性波粒二象性二、辐射的基本定律

基尔荷夫(Kirchoff)定律(选择吸收定律)

定律

在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(eλ,T)与物体对该波长的吸收率(aλ,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。即:…………(3-4)Eλ,T只是波长和温度的函数。

推论

对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体的吸收能最强，所以它也是最强的放射物体。

对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。

斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律

定律

黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。即：ET＝σT4

…………(3-5)式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4为斯蒂芬—波尔兹曼常数。

意义物体温度愈高，其放射能力愈强。

λm＝C/T或λmT=C…………(3-6)

如果波长以nm为单位，则常数C＝2,897×103nm·K,于是(3-6)式为：

维恩(Wien)位移定律

定律

绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(λm)

与其本身的绝对温度(T)成反比。即：λmT＝2897×103nm·K不同温度下黑体辐射强度与温度的关系

意义

物体的温度愈高，放射能量最大值的波长愈短，随着物体温度不断增高，最大辐射波长由长向短位移。

太阳辐射是短波辐射，人、地面和大气辐射是长波辐射。Longwave&ShortwaveRadiationThehotsunradiatesatshorterwavelengthsthatcarrymoreenergy,andthefractionabsorbedbythecoolerearthisthenre-radiatedatlongerwavelengths,aspredictedbyWein'slaw.Radiation-HeatTransferRadiationtravelsaswavesofphotonsthatreleaseenergywhenabsorbed.Allobjectsabove0°Kreleaseradiation,anditsheatenergyvalueincreasestothe4thpowerofitstemperature.ElectromagneticSpectrumSolarradiationhaspeakintensitiesintheshorterwavelengths,dominantintheregionweknowasvisible,butextendsatlowintensityintolongwaveregions.

波动性V＝λf

…………(3-1)

波动性的反映

电磁波谱名称波长范围紫外线100埃～0.4微米可见光0.4微米～0.76微米红外线近红外0.76微米～3.0微米中红外3.0微米～6.0微米远红外6.0微米～15微米超远红外15微米～1000微米微波毫米波1～10毫米厘米波1～10厘米分米波10厘米～1米色彩名称波长范围紫0.40～0.43微米蓝0.43～0.47微米青0.47～0.50微米绿0.50～0.56微米黄0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米红0.62～0.76微米不同电磁波的具体波长范围可见光波长范围光的折射分析

粒子性…………

(3-2)其中h＝6.626×10-34J·s，称为普朗克常数。

辐射的度量和单位辐射通量、辐射通量密度

辐射通量及单位：定义：单位时间通过任意面积上的辐射能量。单位：J·s-1或W光通量、照度

光通量及单位定义：表征辐射通量而产生光感觉的量。光通量（luminousflux）指人眼所能感觉到的辐射功率，它等于单位时间内某一波段的辐射能量和该波段的相对视见率的乘积。由于人眼对不同波长光的相对视见率不同，所以不同波长光的辐射功率相等时，其光通量并不相等。单位：流明（lm）

照度及单位定义：单位面积上接受的光通量。单位：lx，音译为勒克斯，1lx=1lm·m-2

物体对辐射的吸收、反射和透射

概念吸收率(a)

：a=Qa/Q

反射率(r)

：r=Qr/Q

透射率(d)

：d=Qd/Q

入射反射吸收透射

a、r、d的变化黑体：对于投射到该物体上所有波长的辐射都能全部吸收的物体称为绝对黑体。故有：a＝１，r＝d＝０。灰体：透射率d＝０，吸收率a＝（１－r），且a不随波长而变化的物体。

第二节太阳辐射一、太阳辐射强度和太阳常数

太阳辐射强度

太阳辐射强度及单位定义：单位时间内投射到单位面积上的太阳辐射能量。单位：W·m-2

太阳常数（S0）

太阳常数及变化范围定义：当地球位于日地平均距离时(约为1.496×108km)，在地球大气上界投射到垂直于太阳光线平面上的太阳辐射强度。变化范围：1325W·m-2

～1457W·m-2

我国采用的太阳常数值为1382

W·m-2

。

太阳光量常数及范围定义：大气上界，太阳辐射产生的平均光照强度。范围：1.35×105～1.4×105lxSeasons&Sun'sDistanceEarth'ssurfaceis5millionkilometersfurtherfromthesuninsummerthaninwinter,indicatingthatseasonalwarmthiscontrolledbymorethansolarproximity.

定义Sm′＝Sm·

＝Sm·sinh二、太阳高度角、太阳方位角和昼长

太阳高度角（h）太阳光线与地表水平面之间的夹角。(0°≤h≤90°)

水平面上太阳辐射的计算

Sm和Sm′与h的关系图

…………

(3-8)

Seasons&SolarIntensitySolarintensity,definedastheenergyperarea,governsearth'sseasonalchanges.Asunlightbeamthatstrikesatanangleisspreadacrossagreatersurfacearea,andisalessintenseheatsourcethanabeamimpingingdirectly.LocalSolarChangesNorthernhemispheresunrisesareinthesoutheastduringwinter,butinthenortheastinsummer.Summernoontimesunisalsohigherabovethehorizonthanthewintersun.

水平面上得到的太阳辐射能随着h的增加而增加。

h的计算公式sinh＝sinφsinδ+cosφcosδcosω…………(3-9)式中：φ为观测点纬度，δ为赤纬，ω是时角。

δ的计算

δ的含义：太阳直射点纬度(即太阳直射光线与赤道平面之间的夹角)。

计算公式：

δ＝23.5sinN°…………(3-10)

说明：式中N°以度为单位，是距春分日或秋分日最近的总天数。春分日至秋分日取正值，否则，取负值。

特殊日期δ的值：春分日(21/3)或秋分日(23/9)：δ＝0°

夏至日(22/6)：δ＝23.5°

冬至日(22/12)：δ＝-23.5°（23.5°S）

ω的确定ω是用角度表示的时间，每15°为一小时正午：ω＝0；上午：ω＜0；下午：ω＞0，。

正午时刻h的计算公式h正午＝90°-φ+δ…………(3-11)

…………(3-12)

太阳方位角（A）

定义太阳光线在水平面上的投影和当地子午线的夹角。

计算公式式中A值：正南：A=0

正南以西：A>0

正南以东：A<0

日出日没时（h=0）…………

（3-13）

北半球A的季节变化

除北极外，一年中只有春分日和秋分日，日出正东日没正西。

夏半年内，日出东偏北方向，日没西偏北方向；且愈近夏至日，日出日没方位愈偏北。

冬半年内，日出东偏南方向，日没西偏南方向；且愈近冬至日，日出日没方位愈偏南。

Solstice&EquinoxFigure3.3Earth'stiltof23.5°andrevolutionaroundthesuncreatesseasonalsolarexposureandheatingpatterns.Asolsticetiltkeepsapolarregionwitheither24hoursoflightordarkness.Aequinoxtiltperfectlyprovides12hoursofnightand12hoursofdayforallnon-polarregions.

昼长的变化规律夏季昼长随纬度升高而加长，冬季昼长随纬度升高而缩短，春、秋分则不随纬度升高而变。

相同纬度，昼长冬短夏长，春秋介于二者之间。

可照时数、实照时数和日照百分率

可照时数（昼长）

定义：不受任何遮蔽时每天从日出到日落的总时数。

单位：小时、分

计算公式：可照时数=…………(3-14)

此时：cosω＝-tgφtgδ…………

(3-15)

实照时数地面上用日照计实际测量的日照时数。

日照百分率日照百分率＝—————×100%实照时数可照时数

光照时间光照时间＝可照时数＋曙暮光时间一般曙暮光随纬度升高而加长；夏季尤为显著。

曙暮光

在日出前和日落后，太阳光线在地平线以下0°～6°时，光通过大气散射到地表产生一定的光照强度，这种光称为曙光和暮光。24HoursofDaylightSummernorthofthearticcirclewillrevealaperiodof24hoursunlight,wheretheearth'ssurfacedoesnotrotateoutofsolarexposure,butinsteadexperiencesamidnightsun.三、大气对太阳辐射的减弱太阳辐射在大气中的减弱

吸收作用

氧、臭氧、水汽和CO2气体成分强吸收波段弱吸收波段氧<200nm的紫外光690~760nm的可见光臭氧200~320nm的紫外光600nm的可见光水汽930~1500nm的红外光（三个强吸收带）600~700nm的可见光（三个弱吸收带）

减弱方式

主要的吸收成分

各成分的吸收波段AtmosphericAbsorptionSolarradiationpassesratherfreelythroughearth'satmosphere,butearth'sre-emittedlongwaveenergyeitherfitsthroughanarrowwindoworisabsorbedbygreenhousegasesandre-radiatedtowardearth.

散射作用

散射

当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。

分类

由入射辐射波长与散射质点的相对大小r，将散射分为分子散射（雷莱散射）和米（Mie）散射。

r《

时，分子散射。r~

时，米散射。

雷莱分子散射定律

当大气干洁，质点半径小于200nm时，散射值与入射光波长的四次方成反比。即：…………(3-16)

定律

意义入射光波长愈短，散射能力愈强。

漫射

当大气混浊，质点半径＞10,000nm时，入射光的各种波长具有同等散射能力，散射系数不再随波长改变，称之为漫射。ScatteredLightSolarradiationpassingthroughearth'satmosphereisscatteredbygases,aerosols,anddust.Atthehorizonsunlightpassesthroughmorescatterers,leavinglongerwavelengthsandreddercolorsrevealed.

反射作用

参与反射作用的物质大气中较大的尘粒和云滴、云层

云的反射作用

其反射能力随云状、云量和云厚而不同。云量愈多，云层愈厚，反射愈强。云层平均反射率为50%～55%。

减弱因素

大气质量(m)

定义太阳光通过大气路径的长度与大气铅直厚度之比。

m随h的变化在各太阳高度时的大气质量h(度)906030105310m11.152.05.610.415.427.035.4

大气质量m随太阳高度的增高而减小，当太阳高度低时，m值的增大特别迅速。不同太阳高度角下的大气质量

m的计算

当h在30°～90°时,m可近似地表示为：…………(3-17)

…………(3-18)

大气透明系数(P)

定义

透过一个大气质量(m＝1)后的太阳辐射强度(S1)与透过前的太阳辐射强度(S0)之比，即：

影响因子海拔、水汽、微尘、云雾

布格尔—兰勃特(Bouguer-Lambert)定律Sm＝Sm-1P＝S0Pm

…………(3-19)

表明：地表垂直于太阳光线平面上的太阳辐射强度随大气透明系数增大而增大，随大气量增加而减小。四、到达地面的太阳辐射强度

到达地面的太阳总辐射由太阳直接辐射强度和天空辐射强度组成。

太阳直接辐射强度

定义

单位时间内以平行光形式投射到地表单位水平面积上的太阳辐射能。

计算公式S′＝Sm′＝S0Pmsinh…………

(3-20)

ds

大气透明系数(P)、大气量(m)和太阳高度角（h）影响，此外，纬度、海拔、坡度坡向和云量有间接或直接的影响。

影响因子

天空散射辐射强度(D)

定义

阳光被大气散射后，单位时间内以散射光形式到达地表单位水平面积上的太阳辐射能。dsD=S0(1-Pm)sinh…………(3-21)

计算公式

假设散射辐射的一半回到宇宙空间，另一半忽略大气吸收。

计算公式的假定条件

影响因子

主要受太阳高度角（h）、大气透明度(P)和大气量(m)影响，此外，纬度、海拔、云量有直接和间接的影响。

太阳总辐射强度及其影响因素

太阳总辐射强度

到达地面的太阳总辐射强度是太阳直接辐射强度和天空辐射强度的总和。Q=S′+D…………(3-22)

影响因子

太阳高度角(h)太阳总辐射与太阳高度呈正相关关系。

大气透明度(P)大气透明度差，到达地面的太阳直接辐射减少，故太阳总辐射减少。

大气质量(m)大气质量m愈大，到达地面的太阳总辐射愈少。

纬度纬度愈高，太阳总辐射愈低。

海拔海拔愈高，地面接受的太阳总辐射愈强。

坡度坡向北半球北回归线(23.5°N)以北地区，纬度愈高，愈是表现出南坡向阳、北坡背阴，冬季比夏季显著。

云一般云愈厚，愈多，太阳直接辐射愈弱，散射辐射的比例增大。

地面反射的太阳辐射

地面反射率

地面反射的太阳总辐射R与投射到地面的太阳总辐射Q的百分比。

不同性质下垫面的反射率种类反射率（%）种类反射率（%）干的新雪80~95棉花20~22一般雪面60~70甜菜18~25污秽雪面40~50马铃薯19~27干黑土14水稻田17~22湿黑土8牧草田15~25新耕地17针叶林10~15冬小麦16~23阔叶林15~20

深色土壤小于浅色土壤。

潮湿土壤小于干燥土壤。

新雪表面大于陈雪表面。GlobalAlbedoIncomingSolarRadiationSolarradiationisscatteredandreflectedbytheatmosphere,clouds,andearth'ssurface,creatinganaveragealbedoof30%.Atmosphericgasesandcloudsabsorbanother19units,leaving51unitsofshortwaveabsorbedbytheearth'ssurface.太阳辐射的分配

(100)S′:直接辐射(Directradiate)D:散射辐射(Scatteringradiate)(D+S):总辐射(约占太阳常数的51%)19%被大气吸收,30%(5%地面,20%云,6%大气)反射五、太阳辐射光谱

定义太阳辐射能随波长的分布曲线。大气上界的太阳辐射光谱图中：实线是大气上界的太阳辐射光谱；虚线是温度在6,000K时的黑体辐射光谱。

几个重要波段名称波段(nm)占总能量的比例（%）效应作用可见光400—76050光效应植物光合作用红外区>76043热效应加热地球、大气和生物紫外区<4007化学效应杀菌消毒、促进种子萌发

波谱随h的变化

太阳高度角降低，直接辐射光谱中，波长较长的部分逐渐增加，波长较短的部分逐渐减少。

太阳直接辐射波谱随h的变化辐射波谱（nm）太阳高度角（度）0.551020305090紫外线（295～400）00.41.02.02.73.24.7可见光（400～760）31.238.641.042.743.743.945.3其中:

紫光（400～440）00.60.82.63.84.55.4蓝光（440～495）02.14.67.17.88.29.0绿光（495～565）1.72.75.98.38.89.29.2黄光（565～595）4.18.010.010.29.89.710.1红光（595～760）25.425.219.714.513.512.211.5红外线（＞760）68.861.058.055.353.552.950.0不同太阳高度时太阳直接辐射光谱中各部分的相对强度(总辐射量＝100％)散射辐射光谱随太阳高度角、大气透明系数和云量而变化。

干洁空气中，h降低，散射辐射中波长较短的部分逐渐减少，波长较长部分逐渐增多，而波长在400nm-600nm的可见光几乎不随h而变化。h（度）<400400～600>60035.953.340.81514.658.227.23020.456.123.54523.254.822.06024.654.221.29025.853.520.7不同太阳高度角时各散射光谱段的相对比率

当天空中有较多粗粒或全天有云时，散射辐射光谱中的长波部分能量增加，其最大辐射能力波长也向长波方向移动。

太阳散射辐射波谱随h的变化

碧空和阴天时散射光谱能量的分布

地面昼夜不停的向外放射辐射能，称为地面辐射(Ee)。

日变化二、大气辐射大气逆辐射(Ea)：大气辐射中传向地面的辐射。第三节地面辐射差额一、地面辐射(Ee)

定义

波长范围3,000nm～80,000nm，最大放射能力波长约为10,000nm。白天>夜间

定义大气辐射：大气向外的辐射。Absorption&EmissionSolarradiationisselectivelyabsorbedbyearth'ssurfacecover.Darkerobjectsabsorbshortwaveandemitlongwavewithhighefficiency(e.g.Kirchoff'slaw).Inaforest,thislongwaveenergymeltssnow.7,000nm～120,000nm，最大放射能力波长约为15,000nm。

波长范围三、地面有效辐射(E0)

定义地面辐射与被地面吸收的大气逆辐射之差。亦称净红外辐射。

计算公式E0＝Ee-δEa…………(3-23)

其中：δ为吸收率，δEa为被地面吸收的大气逆辐射。

影响因子

地面温度、空气温度、空气湿度、云况、风力、海拔、地面状况和植被等。四、大气温室效应和阳伞效应

温室效应

大气中各种微尘和二氧化碳成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强大气逆辐射，对地面有保温和增温作用，这种现象称为大气温室效应。

大气中微尘和二氧化碳的增加，犹如在阳光下撑了一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作用，这种现象称之为大气阳伞效应。

阳伞效应R

＝(S′+

D

)(1

–α)

-E0

…………(3-24)

白天，R>0，靠近正午时B达到最大值。夜间，R<0，R=-E0。B由正变负的时间在日落前1小时；由负变正在日出后1小时。

影响因素五、地面辐射差额(B)

定义

在单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出的辐射之差，称为地面辐射差额(R)。也称地面净辐射。

计算公式

太阳辐射

天气状况有云的情况下，会使R的绝对值减小。

纬度纬度愈低，R保持正值的月份愈多。地面辐射平衡公式Earth-AtmosphereEnergyBalanceEarth'ssurfaceabsorbsthe51unitsofshortwaveand96moreoflongwaveenergyunitsfromatmosphericgasesandclouds.These147unitsgainedbyearthareduetoshortwaveandlongwavegreenhousegasabsorptionandemittance.Earth'ssurfacelosesthese147unitsthroughconduction,evaporation,andradiation.Earth'sEnergyBalanceEarth'sannualenergybalancebetweensolarinsolationandterrestrialinfraredradiationisachievedlocallyatonlytwolinesoflatitude.Heatfromtheequatorialregiontransferringtowardthepoles.How?第一节热量收支

热量平衡过程

地球表面吸收太阳辐射能后，会通过各种热量收支方式，产生能量的转换和输送而达到平衡，这样的物理过程称为热量平衡过程。一、物质的热属性

热容量

定义：

在一定过程中，物体温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

分类：质量热容量（比热、比热容）容积热容量

质量热容量：

定义：单位质量的物质，温度变化１℃所需吸收或放出的热量。

单位：J/(kg·℃)(或J/(g·℃))

计算：…………(4-1)

容积热容量：

定义：单位体积的物质，温度变化１℃所需吸收或放出的热量。(4-2)…………(4-3)

单位：J/(m3·℃)(或J/(cm3·℃))

计算：Cm

、Cv

之间的关系：

土壤热容量分析：土壤成分容积热容量（J/（㎝3·℃））土壤矿物质土壤有机质水空气1.9252.7084.1860.0013

在土壤的组成物质中，空气的热容量最小，水的热容量最大，固体成分介于两者之间。

导热率（热导率）

定义及单位：

定义：指物体在单位厚度间、保持单位温度差时，其相对的两个面在单位时间内通过单位面积的热流量。

单位：J/（m·S·℃）(或Ｗ/（m·℃）)

热流量方程：…………（4-4）Λ：导热率，Q：热容量；ΔT/ΔZ：温度梯度，负号表示热流方向由高温指向低温。

方程的意义：

当其他条件相同时，导热率大的物质，热流量大，传热速度快；反之则小。土壤成分导热率（W/（㎝·℃））土壤矿物质土壤有机质水空气0.02930.019970.006280.0002093土壤中固体成分的导热率最大，水居中，空气最小。

土壤导热率分析：

土壤导热率影响因子：

土壤含水量

土壤孔隙度

单位：ｍ2/S(或㎝2/S)

…………（4-5）

Ｋ：导温率，λ：导热率，Ｃ：容积热容量。

定义：单位容积的物质，通过热传导，由垂直方向获得或失去λ焦耳（J）的热量时，温度升高或降低的数值称为导温率。

计算公式：

土壤导温率分析：砂土的热特性与土壤湿度的关系

土壤湿度较小的情况下，导温率随着土壤湿度的增大而增加；

当土壤湿度增加到一定程度后，土壤到温率却呈现出减小的趋势。二、热量收支(交换)方式

辐射热交换

任何温度在绝对零度以上的物体，通过辐射的放射和吸收而进行的热量交换方式。

分子传导热交换

物质通过分子碰撞，所产生的表现为热量传导的动能交换方式。

流体流动热交换

流体在各个方向上流动时，热量随流体流动而输送的热量交换方式。根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。

定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。

作用：使上下层空气混合，产生热量交换。

定义：流体在水平方向上的流动。

分类：

对流：

分类热力对流动力对流

平流：

作用：对大规模的热量传递和缓和地区之间、纬度之间温度的差异起着很大作用。

乱流（湍流）：

定义：流体在各方向上的不规则运动。

分类：热力乱流动力乱流

乱流交换系数：

当单位质量的空气涡团所含物理属性的梯度等于１时，因乱流作用所引起该物理属性的通量。单位：ｍ2/S

近地气层乱流强度的时空变化：

陆地比海面强

山地比平原强

白天比夜间强

夏季比冬季强

潜热交换物质在进行相态变化时所发生的热量交换。三、热量收支(平衡)

活动层和活动面

活动层（作用层）：

定义：

能够调节自身内部及相邻其它物质层的辐射、热量、水分分布完全吸收的物质层。

不同物质活动层厚度：

砂土：几mm

水：几m～几十m

雪被和冰域：几分之一mm

疏松的耕地：几cm农田：作物层

活动面（作用面）：

定义：

凡是辐射能、热能和水分交换最活跃，从而能调节邻近气层（或土层）的辐射收支、温度高低或湿度大小的物质面。

农田内、外活动面（作物封行后）：

外活动面：作物最密集的部位

内活动面：地面

地面热量收支RLEPBRLEPB（白天）

地表面热量收支示意图

（夜间）

地表面昼夜热量收支平衡方程：白天：R-P-B-LE=0夜间：-R+P+B+LE=0

地表层昼夜热量收支平衡方程：Qs

Qs

RLEPBLERPB（白天）（夜间）地表层热量收支示意图白天：R-P-B-LE=Q夜间：-R+P+B+LE=-Q第二节地面和土壤温度

表征温度变化的几个物理量

较差：指一定周期内，温度最高值与最低值之差。

日较差：一日内最高温度与最低温度之差。

年较差：一年中最热月平均温度与最冷月平均温度之差。

绝对年较差：年极端最高气温与极端最低气温之差。

位相：最高温度与最低温度出现的时间差。

一、地面温度和热量收支的关系地面温度变化与地面热量收支示意图1．地面温度日变化曲线；2．地面热量支出日变化曲线；3．地面热量收入日变化曲线。Tm：地面最低温度；TM：地面最高温度

一天中地面最高温度、地面最低温度出现在地面热量收支相抵（平衡）的时刻。

一年中地面最热月温度，一般出现在７月或８月，地面最冷月温度一般出现在１月或２月。

二、土壤温度的变化

时间变化

日变化

日恒温层（土温日不变层）：土壤温度日较差为零时的深度。

日恒温层深度：一般深度约为40～80㎝，平均为60㎝。

日恒温层的影响因子：纬度、季节、土壤热特性

土壤温度位相：

土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落后越多。

土壤温度的年变化

年恒温层（年温度不变层）：土壤温度的年较差为零时的深度。

影响因子纬度

垂直分布

日分布

日射型（受热型）：土壤温度垂直分布图中13时

辐射型（放热型）：图中01时

上午转变型（由辐射型向日射型过渡）：图中07时

傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）：图中19时

年分布放热型、受热型和过渡型。

影响土温变化的因素

土壤本身的物理特性：

土壤湿度

土壤颜色

土壤机械组成及腐殖质

外界条件：

地面覆盖物

地形和天气条件第三节水体的温度一、水体热量传播的特点

水体中的辐射特点

水体反射率小于陆地

水体吸收率达于陆地

太阳辐射能在水体中传播，不同深度水体的传播情况遵循比尔定律。即…………

（4-8）

水体易吸收长波，散射短波，水中悬浮物散射长波。SZ：Z深度处的太阳辐射通量密度；S0：水体表面的太阳辐射通量密度；Z：测点深度；α：水体消光系数。

水体中的热量平衡特性

热量平衡公式R0＝H＋LE＋ΔQ＋ΔA

…………

（4-9）R0：水体净辐射量，H：水面与大气热量交换的感热通量（也叫做显热通量，是指由于温度变化而引起的大气与下垫面之间发生的湍流形式的热交换）密度；LE：水体的潜热通量密度；ΔQ：水体热储存变量；ΔA：因水体流动产生的水平方向的热输送通量密度。

特性

海洋热量平衡的主要输出项是水体蒸发潜热。

海洋可以通过洋流来在水平方向传送热量。

水体温度的变化

时间变化

日变化：

水面最高温度出现在午后15～16h，最低温度出现在日出后的2～3h内。

年变化：

水面最高温度一般出现在8月，最低温度则出现在2～3月。

日、年较差：均小于陆地

位相：

最高温度和最低温度出现的时间，大约每深入60ｍ落后一个月。

垂直变化

琵琶湖水温的垂直分布

夏季：水表层趋于等温分布。在等温层以下有一个跃变层。跃变层以下是等温层。

冬季：水温的垂直分布几乎呈等温状态。当水面温度降到4℃以下时，表层冷水不再下沉，使水面以下的水温在4℃左右。

第四节空气温度一、大气中的热量交换方式

交换方式平流、对流、乱流、潜热交换。

作用

平流：主宰季节更替和天气冷暖变化。

对流：是对流性降水的主要原因。

乱流：对一些低云和雾的生消起重要的作用。

潜热交换：对气温的升降、大气中水分的三态相变起着不可替代的作用。二、空气温度的时间变化

空气内能变化表达式△U=△W+△Q

绝热与非绝热变化绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。

近地层气温的日变化

极值温度出现的时间

影响气温日较差的因子

纬度：随纬度增加而减小。

季节：夏季＞冬季，一年中春季气温日较差最大。季节最高气温最低气温夏季14～15h05～06h冬季13～14h04～05h

天气状况：

下垫面性质：陆地＞海洋覆盖地＞裸地沙土、深色土、干松土＞粘土、浅色土、潮湿土晴天＞阴天

近地层气温的年变化

最冷、最热月出现的时间

最热月最冷月大陆性气候区季风气候区7月1月海洋性气候区8月2月

地形：凹地＞平地＞凸地

气温年较差的影响因子

纬度：随纬度增加而增大。

距海远近：远海区＞近海区

地形及天气状况：同与日较差

近地层气温的非周期变化三、气温的空间变化

近地层气温的水平分布

等温线大部分（尤其是南半球）趋向于接近东西向排列，气温从赤道向两极逐渐降低。

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，而夏季则相反。

最高温度不位于赤道，冬季在5～10°N，夏季在20°N。

赤道附近的气温年变化很小，随着纬度的增加，年变化幅度也增加。

世界冷极在南极，为－90℃（乔治峰），热极在索马里境内，为63℃。

近地层气温的垂直分布近地气层温度的垂直分布

日射型：图中12时

辐射型：图中0时

上午转变型：图中06时

傍晚转变型：图中18时

对流层气温的垂直变化

气温直减率

定义：气温随高度变化的程度。

表达式：

…………

（4-10）ΔZ：两高度高度差，ΔT两高度相应的气温差；负号表示气温垂直分布的方向。γ＞0，气温随高度的增加而降低；γ＜0，气温随高度的增高而升高。γ的绝对值越大，气温随高度变化差异越大。

各个层次上的气温直减率

整个对流层平均气温直减率：0.65℃/hm

对流层上层：0.65~0.75℃/hm

对流层中层：0.5~0.6℃/hm

对流层下层：0.3~0.4℃/hm

空气干绝热变化

热力学第一定律

任一孤立系统由状态Ⅰ微小变化至状态Ⅱ时，从外界吸收的热量dＱ，等于该系统内能的变化dＵ和对外作功dＷ之和。…………

（4-11）

四、空气绝热变化

干绝热过程的几个概念

干绝热过程

空气是干空气或未饱和的湿空气（没有水汽凝结），与外界之间无热量交换时（dQ=0）的状态变化过程。

绝热增温

当空气块下降过程中，因外界气压增大，外界对气块作功，在绝热的条件下，所作的功只能用于增加气块的内能，因而气块温度升高。这种因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。

绝热冷却

当空气块上升过程中，因外界气压减小，气块体积膨胀，对外作功，在绝热的条件下，作功所需的能量，只能由其本身内能来负担，因而气块温度下降。这种因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热冷却。

干绝热直减率（γd

）

在大气静力平衡的条件下，干空气和未饱和的湿空气因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变化率，称之为干绝热直减率。…………

（4-12）

概念

湿绝热过程

饱和湿空气在上升或下降的绝热变化过程中，会产生水的相变，从而释放或吸收热量使空气块的内能发生变化，称此过程为湿绝热过程。

湿绝热过程中的温度变化率。

对γm变化的解释γm不是常数，它是气压和温度的函数，随着气压的减小、温度的升高而减小。

空气湿绝热变化

湿绝热直减率（γm

）五、大气静力稳定度

大气静力稳定度的概念

处在静力平衡状态中的大气，空气因受外力因子的扰动后，大气层结（温度和湿度的垂直分布）有使其返回或远离原来平衡位置的趋势或程度，称之为大气静力稳定度。

定义

分类

稳定

假如有一块空气在外力的作用下，产生垂直运动，但外力除去后：

若气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气块所处的气层，对于该气块而言是稳定的。

中性

若既无回到原位，有无继续加速先前的趋势，而是保持原有运动状态，这时气块所处的气层，对于该气块而言是中性的。

不稳定

若气块按原方向加速运动，这时气块所处的气层，对于该气块而言是不稳定的。Stability&MovementArock,likeaparcelofair,thatisinstableequilibriumwillreturntoitsoriginalpositionwhenpushed.Iftherockinsteaddepartsinthedirectionofthepush,itwasinunstableequilibrium.

大气静力稳定度的判断

判断标准

通常用气温直减率（γ）与上升气块的干绝热直减率（γd）或湿绝热直减率（γm）的对比来判断。

判断方法扰动方向高度（m）10020030013℃12℃11℃13℃12℃11℃13℃12℃11℃γ=0.8γ=1.0γ=1.211.2℃12.0℃12.8℃11.0℃12.0℃13.0℃10.8℃12.0℃13.2℃G>FG<FG=FG=FG>FG<FA:γ<γd稳定B:γ=γd中性C:γ>γd不稳定合力方向Movement&TemperatureRisingairexpands,usingenergytopushout,whichslowsandadiabaticallycoolstheair.Aparcelofairmaybeforcedtoriseorsink,andchangetemperaturerelativetoenvironmentalair,whichissampledusingradiosondeballoons.

对于未饱和空气γ>γd不稳定；γ=γd中性；γ<γd稳定。

对于饱和湿空气γ>γm不稳定；γ=γm中性；γ<γm稳定。

综合判据γ愈大，大气愈不稳定；γ＜γm＜γd时，大气为绝对稳定；γm<γ<γd时，大气为条件性不稳定。五、大气中的逆温

概念

逆温

在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温直减率为负值的这种现象称为逆温。

阻塞层

当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻