氣象氣候?qū)W電子教（學(xué)）案

..第一章引論教學(xué)重點(diǎn)：1、氣象學(xué)、氣候?qū)W、天氣學(xué)的概念及所研究對象2、本學(xué)科與其他部門地理、區(qū)域地理學(xué)的關(guān)系§1-1氣象學(xué)與氣候?qū)W的研究對象及應(yīng)用一、氣象學(xué)與氣候?qū)W的研究對象：〔一氣象學(xué)：1、定義：研究發(fā)生于大氣中的的一切物理現(xiàn)象和物理過程,探討其演變規(guī)律和變化,并應(yīng)用于實(shí)踐的科學(xué)。物理現(xiàn)象：大氣中的風(fēng)、云、雨、雪、雹、冷暖、干濕、光、電、聲等現(xiàn)象。物理過程：增溫、冷卻、蒸發(fā)、凝結(jié)。2、研究對象：地球上的四大圈層之一——大氣圈主要研究內(nèi)容：①大氣的一般特性：大氣的組成、范圍、結(jié)構(gòu)、溫度、濕度、壓力、密度等。②大氣現(xiàn)象的發(fā)生、發(fā)展、及能量的來源。③探求大氣現(xiàn)象的本質(zhì)、巡求變化規(guī)律。④將大氣現(xiàn)象中的規(guī)律應(yīng)用于實(shí)踐?！捕鞖鈱W(xué)：1、定義：研究地球條件下不同的區(qū)域內(nèi)所產(chǎn)生的天氣過程、天氣系統(tǒng)的成因、演變規(guī)律,并在天氣預(yù)報(bào)上應(yīng)用的科學(xué)。天氣過程：天氣系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展、消失、演變的全過程天氣系統(tǒng)：引起天氣變化和分布的高壓、低壓、高壓脊、低壓槽等大氣運(yùn)動(dòng)系統(tǒng)。天氣預(yù)報(bào)：人們根據(jù)天氣演變規(guī)律的認(rèn)識(shí),對未來一定時(shí)期內(nèi)天氣變化作出的主觀、客觀的判斷2、研究對象：地球上的大氣〔三氣候?qū)W：1、定義：研究地球上氣候的形成原因、分布類型、變化規(guī)律的科學(xué)。2、研究對象：地球上的氣候。二、天氣與氣候的區(qū)別：1、概念不同：天氣：某一地區(qū)在某一瞬間或某一短時(shí)間內(nèi)大氣狀態(tài)〔溫度、相對濕度氣壓等和大氣現(xiàn)象〔風(fēng)、云、雨、雪、降水等的綜合。屬于短時(shí)間內(nèi)的微觀現(xiàn)象氣候：是指在太陽輻射、大氣環(huán)流、下墊面性質(zhì)和人類活動(dòng)長時(shí)間相互作用下,在某一時(shí)段內(nèi)大量天氣過程的綜合。不僅包括該地多年平均天氣狀況,也包括某些年份偶爾出現(xiàn)的極端天氣狀況。屬于長時(shí)間宏觀現(xiàn)象。①某一時(shí)段：≥30年②不僅包括該地多年平均天氣狀況,也包括某些年份偶爾出現(xiàn)的極端天氣狀況。例如：XX氣候特點(diǎn)是：夏季多雨,炎熱；冬季寒冷干燥。溫度、降水的平均狀況：T=3.5℃P=溫度、降水的極端狀況：Tmax=36.7℃Tmin=Pmax=mmPmin=mm2、變化周期不同：天氣：短期天氣過程：活動(dòng)時(shí)間≤5天中期天氣過程：活動(dòng)時(shí)間5—10天長期天氣過程：活動(dòng)時(shí)間10天—3個(gè)月特點(diǎn)是：天氣變化快,周期短。氣候：周期分季際、年、十年、百年、千年、萬年等。特點(diǎn)是：氣候變化慢,時(shí)間長。3、各自研究的系統(tǒng)不同：天氣：僅是大氣中所產(chǎn)生的天氣現(xiàn)象,是個(gè)單純的系統(tǒng)氣候：包括大氣、水、冰雪、陸地、生物〔動(dòng)物、植物、人五個(gè)子系統(tǒng)。是個(gè)龐大的系統(tǒng),各個(gè)系統(tǒng)相互聯(lián)系、作用、,并決定著氣候的長期平均狀況。氣候具有地方性的特點(diǎn)。三、氣象學(xué)與氣候?qū)W與其它學(xué)科的關(guān)系：中國經(jīng)濟(jì)地理經(jīng)濟(jì)地理學(xué)世界經(jīng)濟(jì)地理綜合經(jīng)濟(jì)地理俄羅斯地理中國自然地理區(qū)域地理世界自然地理東北亞地理地理學(xué)自然地理學(xué)XX地理水文學(xué)植物學(xué)部門自然地理學(xué)動(dòng)物學(xué)地貌學(xué)土壤地理學(xué)人文地理學(xué)氣象學(xué)基礎(chǔ)專業(yè)課：地質(zhì)學(xué)、氣候?qū)W、地球概論、地圖學(xué)等自然地理學(xué)：研究自然地理環(huán)境發(fā)生、發(fā)展及變化的科學(xué)。自然地理環(huán)境：由地球上的大氣、水、巖石、生物圈組合的自然綜合體?！惨慌c區(qū)域地理的關(guān)系：1、不同的自然地理環(huán)境形成不同的氣候類型例：東亞：海陸熱力差異最大〔背靠最大的大陸—?dú)W亞大陸,面對最大的大洋—太平洋形成冬季寒冷、干燥,夏季炎熱多雨的季風(fēng)氣候。美國東岸：陸地面積小,受墨西哥灣流影響,形成冬季溫暖、降水多,夏季涼爽潮濕的海洋性或大陸濕潤性氣候2、氣候條件不同,又改變著自然地理環(huán)境：1潮濕地區(qū)：植物、動(dòng)物種類多,土壤發(fā)育良好,形成多層次的生物圈。植物：直徑1米的王蓮、紅木、從高大的喬木——低等的苔蘚都有分布。動(dòng)物：大象、猴、猿、鱷等2干旱地區(qū)：動(dòng)物、植物極其稀少,種類也單一。植物：耐旱的沙棗類。動(dòng)物：穴居類、嚙齒類、爬行類。〔二與部門自然地理學(xué)的關(guān)系1、氣候條件不同,地貌類型不同。巖溶地貌：地質(zhì)條件：碳酸巖類氣象條件：高溫、高濕、濕熱天氣。例如：廣西XX、XX路南石林、XX黃果樹地區(qū)凍土地貌：氣溫要有周期性的變化,導(dǎo)致巖體破壞、位移。2、氣候條件不同,土壤類型不同：氣候是影響土壤形成過程的最基本因素之一。它影響著成土的過程、方向、強(qiáng)度分布等熱帶——磚紅壤：高溫多雨、潮濕1、腐殖質(zhì)層2、風(fēng)化后的AL2O3〔約有十幾米厚3、母質(zhì)層溫帶——暗紅壤：冬季寒冷,夏季暖熱多雨1、枯枝落葉層2、腐殖質(zhì)層3、沉積層〔約有2米厚4、母質(zhì)層四、本學(xué)科在實(shí)踐中的應(yīng)用：1、農(nóng)業(yè)方面積雪與農(nóng)業(yè)：瑞雪兆豐年冬雪下三天,來年麥增產(chǎn)麥蓋三次被,頭枕饅頭睡原因：①保溫作用：當(dāng)雪厚達(dá)5厘米時(shí),地溫高于雪上溫度達(dá)3℃,而雪厚達(dá)10厘米時(shí),則達(dá)②增墑作用：春天雪化增加土壤濕度③除蟲作用：凍死害蟲、浸漬害蟲④肥田作用：一升雪中含氮化物7.52毫克,比雨水高出５倍2、軍事方面：草船借箭：赤壁之戰(zhàn)正值隆冬,冬季夜間地面溫度下降速度快,空氣易達(dá)到飽和,多余的水汽就會(huì)凍結(jié),形成水珠。夜越長,冷卻作用持續(xù)時(shí)間長,加之長江低空空氣水汽含量充沛,兩岸大軍操練兵馬塵埃增多,空氣中的凝結(jié)核多,一旦出現(xiàn)無云風(fēng)小的天氣,便會(huì)形成大霧?；馃B營：農(nóng)歷六月,梅雨天氣過后鋒面北移,長江中下游受單一的曖氣團(tuán)控制,在副高控制下形成炎熱干燥的伏旱天氣,蜀兵耐不得暑熱,撤盡山谷在樹蔭濃密處避暑。樹柵連營,縱橫七百里。陸遜帶領(lǐng)吳兵乘風(fēng)猛之夜,四處順風(fēng)放火燒山,直殺的劉備七十萬大軍尸橫遍野。現(xiàn)在長江中下游一帶只有人工林與次生林,而無天然林與當(dāng)年的陸遜火燒連營不無關(guān)系。3、體育方面：柯受良駕車飛躍黃河：1997年6月1日下午13：20分亞洲第一飛人的柯受良駕駛越野車成功飛過了黃河。而原定飛越時(shí)間則是14：25分。為什么會(huì)提前飛躍呢？4、生活方面：為什么會(huì)有白種人和黑種人呢？白種人：鼻子帶鉤,鼻梁高,鼻道長,鼻孔細(xì)小。在寒帶、溫帶的高緯度地區(qū),常年太陽不能直射,光照強(qiáng)度較弱,氣溫很低,嚴(yán)寒期又長黑種人：鼻子塌,卷發(fā),手掌、腳掌汗腺粗而多。長期生活在光照強(qiáng)烈,氣溫又高的地區(qū)復(fù)習(xí)題：1、天氣與氣候有什么區(qū)別？2、請舉出幾個(gè)能代表天氣或氣候意思的句子？3、請說出幾個(gè)本學(xué)科在實(shí)際生活的用途？§1-2氣候系統(tǒng)的概述要求:1.熟練掌握干潔空氣的概念、成分及作用2.掌握大氣中的水汽、固體雜質(zhì)的來源及分布3.理解固體雜質(zhì)、液體微粒的作用4.熟練掌握大氣垂直方向的五個(gè)分層,溫度分布特點(diǎn)及原因5.理解大氣高度的劃分氣候系統(tǒng)：包括大氣圈、水圈、陸面、冰雪圈、生物圈在內(nèi)的能夠決定氣候形成、分布、變化的統(tǒng)一的物理系統(tǒng)。能源：太陽輻射主體：大氣圈一、大氣圈概述：〔一大氣的成分看教材回答：1、什么是大氣？2、大氣物質(zhì)的特點(diǎn)是什么？3、什么是干潔空氣？4、大氣的主要成分是什么,主要起什么作用？1、大氣：包圍在地球表面的整個(gè)空氣,是一個(gè)連續(xù)的圈。大氣的物理現(xiàn)象和物理過程都發(fā)生在這里。地球大氣是由多種氣體混合組成的一種無色、無味的氣體。其中最主要的成分是氮、氧、氬、二氧化碳和水汽等,此外還包含一些懸浮著的固體雜質(zhì)和液體微粒。物質(zhì)組成的特點(diǎn)：物質(zhì)有三態(tài)變化：氣態(tài)：水汽、氮?dú)?、氧氣、二氧化碳等液態(tài)：水、液滴固態(tài)：冰晶、懸浮的雜質(zhì)按組成分低層大氣〔0—90km：由干潔空氣、水汽、雜質(zhì)組成高層大氣〔>90km：由氮、氧原子組成2、干潔空氣：不包含水汽、液體和固體雜質(zhì)的大氣。含量占整個(gè)大氣的99.97%主要成分：氮〔N、氧〔O、氬〔Ar——占干空氣的99.97%次要成分：二氧化碳<CO2>、臭氧<O3>、氖<Ne>、氪<Kr>、氡<Xe>——占干潔空氣的0.01%干潔空氣的分子量是：28.9663、主要成分及作用干潔空氣的成分<25km以下>空氣中的含量〔%空氣中的含量〔%氣體種類按容積按質(zhì)量氣體種類按容積氮<N2>78.0975.52氪<Kr>5.24×10－４氧<O2>20.9523.15氫<H2>1.0×10－４氬<Ar>0.931.28氙<Xe>5.0×10－５二氧化碳<CO2>0.030.05臭氧<O3>8.0×10－６氖<Ne>1.8×10－３⑴氮?dú)獾獨(dú)馐谴髿庵泻孔疃嗟某煞?約占干空氣質(zhì)量的75％。氮是制造化學(xué)肥料的原料,豆科植物可通過根瘤菌的作用,固定到土壤中,成為植物所需要的氮的化合物成為地球上生命體的基本成分,又是合成氨的基本原料,大氣中的氮還能沖淡氧,使氧不致大濃,氧化作用不過于激烈。⑵氧氣氧氣是大氣中含量僅次于氮的成分,約占干空氣質(zhì)量的23％。氧是動(dòng)植物呼吸作用維持生命所必需的氣體。此外,氧還決定著有機(jī)物質(zhì)的燃燒、腐敗及分解過程。⑶二氧化碳二氧化碳在大氣中含量很少,僅占整個(gè)大氣質(zhì)量的0.05％。它是有機(jī)化合物氧化作用的產(chǎn)物。二氧化碳在20km以上就很少了。大氣中的二氧化碳含量隨時(shí)間和空間而變化,一般是冬季多于夏季；夜間多于白天；陰天多于晴天；城市多于農(nóng)村。當(dāng)其含量達(dá)到0.2-0.6％的時(shí)候,對人類已經(jīng)有害了。二氧化碳是綠色植物進(jìn)行光合作用的重要原料,雖然它對太陽輻射吸收很少,但卻能強(qiáng)烈地吸收地面長波輻射,同時(shí)它又能向周圍空氣和地面放射長波輻射,所以大氣中二氧化碳對大氣和地面的溫度產(chǎn)生一定的影響。近年來,由于大氣中二氧化碳含量的明顯增加,由此形成的"溫室效應(yīng)"對全球氣候產(chǎn)生深刻的影響,已引起國際社會(huì)的廣泛關(guān)注。⑷臭氧分布：臭氧在大氣中的含量極少。它是在太陽紫外線輻射或閃電作用下,氧分子分解為氧原子后再和另外的氧分子結(jié)合而成的氣體。據(jù)觀測,臭氧含量隨高度的分布很不規(guī)則,在地面層含量很少,從10km高度開始含量逐漸增加,在20-25km高度處達(dá)最大值,再往上,含量又逐漸減少,到50-60km高度就極少了。造成這一現(xiàn)象的原因是由于在大氣的上層中,短波紫外線的強(qiáng)度很大,使氧分子幾乎全部分解。因此,氧原子與氧分子相遇機(jī)會(huì)很少；在較低的層次,短波紫外線強(qiáng)度因大氣吸收而減弱,氧分子的分解數(shù)量很少,故氧原子的數(shù)量就少,以致臭氧形成的較少。到35km處,既有足夠的氧分子,又有足夠的氧原子,這給臭氧的形成提供了條件,使臭氧的混合比<指單位質(zhì)量干空氣中的臭氧質(zhì)量>最大,再通過下沉氣流的作用,將臭氧向下輸送,造成在20-25km的層次中臭氧的數(shù)量最多。作用：臭氧能大量地吸收太陽紫外線,使臭氧層增暖,影響大氣溫度的垂直分布。同時(shí),還對地面上的生物起著保護(hù)作用,使之免遭紫外線的傷害,少量紫外線可以起到殺菌治病的作用。因此,臭氧層的存在對于地球上人類及生物活動(dòng)是極其重要的,要盡量避免對臭氧層的破壞。據(jù)報(bào)道,目前在極地上空已經(jīng)出現(xiàn)臭氧空洞,北美洲上空臭氧含量也在減少,而皮癌發(fā)病率在增加。導(dǎo)致臭氧減少的原因,除自然因素外,大都認(rèn)為與工業(yè)廢氣<氟利昂等>,超音速飛機(jī)排放的廢氣等污染物質(zhì)有關(guān)。2.水汽大氣中的水汽來源于江、河、湖、海及潮濕物體表面的水分蒸發(fā),并通過氣流的垂直運(yùn)動(dòng)向上輸送。大氣中的水汽主要聚集在大氣的低層,向高空迅速減少,到1.5-2km高度上水汽含量只有地面的一半,在5km高度上,只相當(dāng)于地面的十分之一左右,再往上其含量就更少了。大氣中水汽含量雖然不多,但它在天氣變化中扮演的是重要角色。水汽的相態(tài)變化<即氣態(tài)、液態(tài)、固態(tài)三者間可以互相轉(zhuǎn)換>會(huì)引起云、霧、雨、雪等一系列天氣現(xiàn)象的產(chǎn)生,并伴隨有熱能的釋放和吸收過程。水汽還能強(qiáng)烈地吸收地面輻射并向地面和周圍大氣放射長波輻射,直接影響著地面和大氣溫度的變化。3.固體雜質(zhì)大氣中的固體雜質(zhì)來源于物質(zhì)燃燒的煙粒、海水濺起在空中蒸發(fā)后留下的鹽粒、被風(fēng)吹起的土壤微粒、宇宙塵埃、火山噴發(fā)的煙塵以及細(xì)菌、微生物、植物花粉、工業(yè)排放物等。它們大多集中在大氣的底層。這些固體雜質(zhì)懸浮在空中能充當(dāng)水汽凝結(jié)的核心,對云、雨的形成起重要作用。同時(shí)它能吸收和散射太陽輻射,有效地阻擋地面長波輻射,從而影響地面和空氣溫度。另外大氣中固體雜質(zhì)的增多,會(huì)使空氣混濁,能見度變壞,嚴(yán)重時(shí)影響交通安全。二.大氣的垂直結(jié)構(gòu)1、大氣的分布及大氣上界的確定：大氣的分布：在0℃,760mmHg條件睛,50%的大氣集中在距地面5.5km的層次中,離地面36—100km的大氣質(zhì)量僅占整個(gè)大氣的1%大氣上界：物理上界：有極光出現(xiàn)的最大高度——1200km極光：在南北半球高緯地帶天空常出現(xiàn)的彩色光幕。密度上界：空氣質(zhì)點(diǎn)：1個(gè)/cm3電子濃度：102—103個(gè)/cm32000—3000km2、大氣的垂直分層：請同學(xué)們讀書回答下列問題：〔1大氣垂直分層的依據(jù)是什么？〔2大氣垂直分幾層,各層的特點(diǎn)是什么,為什么？根據(jù)大氣中的溫度、水汽、成分、及大氣垂直運(yùn)動(dòng)等情況,一般將大氣分為五層。〔1對流層〔地面——對流層頂對流層是大氣的最下層,它的下界為地面,集中3/4大氣,90%水汽,日常所見的大氣現(xiàn)象均發(fā)生在此層,也是對人類生活、產(chǎn)生最有影響的層次。對流層有三個(gè)特點(diǎn)：①氣溫隨著高度而降低：由于本層的直接熱源是地面,愈近地面大氣獲得熱能愈多,溫度愈加高,其溫度遞減率主-0.65℃/100m。②空氣具有強(qiáng)烈的對流、亂流運(yùn)動(dòng)：由于下墊面起伏較大,海陸分布不同,大氣受熱不均,暖的地上升,冷的地方下沉,引起對流。對流層的上界因緯度和季節(jié)不同而異,就緯度而言,低緯度：對流強(qiáng),對流層較厚,平均厚度為17-18km,中緯度：夏季對流強(qiáng),冬季對流較弱,平均厚度10-20km高緯度：全年受到的太陽輻射最小,對流也最弱,對流層的厚度只有8-9km。③氣象要素水平分布不均勻：由于對流層受地表的影響最大,而地表面性質(zhì)不同,使對流層中,溫度、濕度的水平分布是不均勻的。例如：陸地上的濕度比海洋上要小得多,白天陸地上的溫度要比海洋上高得多。在對流層內(nèi),按氣流和天氣現(xiàn)象分布特點(diǎn)又可分為三層。下層：又稱摩擦層或擾動(dòng)層。它的范圍自地面到2km高度。下層受地面強(qiáng)烈影響摩擦作用、湍流交換十分明顯,各氣象要素具有明顯的日變化。由于本層的水汽、塵粒含量多,因而低云、霧、霾、浮塵等出現(xiàn)頻繁。中層：從摩擦層頂?shù)?km左右高度。這一層受地表影響較小,氣流的狀況基本上可以表征整個(gè)對流層空氣運(yùn)動(dòng)的趨勢。大氣中的云和降水現(xiàn)象大都產(chǎn)生在這一層。上層：從6km高度到對流層頂。由于這一層離地面更遠(yuǎn),受地表影響更小,水汽含量極少,氣溫常在0℃以下,各種云多由冰晶和過冷水滴組成。在中、低緯度地區(qū)上層,常有風(fēng)速＞30m/s的強(qiáng)風(fēng)帶出現(xiàn)。此外,在對流層和平流層之間有一個(gè)厚度為數(shù)百米至1-2km的過渡層,稱為對流層頂。此層主要特征是：氣溫隨高度增加變化很小,甚至無變化。這種溫度的垂直分布抑制了對流作用的發(fā)展,上升的水汽、塵粒多聚集其下,能見度變壞。對流層頂?shù)臏囟仍诘途暥鹊貐^(qū)平均為-83℃,在高緯度地區(qū)約為-53〔2平流層〔對流層頂?shù)?5km①溫度隨高度升高而增加在平流層內(nèi),隨著高度的增高,氣溫最初保持不變或微有上升,自25km以上氣溫隨高度增加而明顯上升,到平流層頂可達(dá)-3℃左右,平流層這種氣溫分布的特征,主要是臭氧對太陽紫外線的強(qiáng)烈吸收。雖然25km以上臭氧的含量已逐漸減少,但紫外輻射的強(qiáng)度隨高度逐漸增強(qiáng),而空氣密度隨高度升高又迅速減小,致使高層吸收的有限輻射可以產(chǎn)生較大的溫度增量。②沒有強(qiáng)烈的對流運(yùn)動(dòng)平流層溫度隨高度升高而增加,不利于空氣對流運(yùn)動(dòng)發(fā)展。所以叫平流層。飛機(jī)在此層飛行不易顛簸。③水汽、塵埃含量很少平流層遠(yuǎn)離地面,加之有逆溫層存在,空氣無對流運(yùn)動(dòng),水汽、塵埃很少,使得平流層天氣晴朗,大氣透明程度好。但有時(shí)在20-30km處可看到貝母云,它常出現(xiàn)在冬季極區(qū)。〔3中間層〔平流層頂?shù)?5km特點(diǎn)：①氣溫隨高度增加迅速降低：頂界溫度可降至-83℃-113℃,幾乎成為大氣層中的最低溫。其原因是這里沒有臭氧吸收太陽紫外輻射,而氮和氧等氣體所能吸收的波長更短的太陽輻射又大部分被更上層的大氣吸收了。因此,這里的氣溫隨高度是遞減的。②有相當(dāng)強(qiáng)烈的垂直運(yùn)動(dòng)：這種下暖上涼的氣溫垂直分布,有利于導(dǎo)致空氣的垂直運(yùn)動(dòng),又稱"高空對流層"。該層的80-90km高度上有一個(gè)只在白天出現(xiàn)的電離層,叫做D層?！?暖層〔中間層頂?shù)?00km：暖層有兩個(gè)特點(diǎn)：①溫度隨高度增加迅速上升：據(jù)探測,在300km高度上,氣溫可達(dá)1000℃以上,這是因?yàn)樗胁ㄩL＜0.175μm的紫外線輻射,都被該層中的大氣物質(zhì)所吸收的緣故。②空氣處于高度電離狀態(tài)：因而這層也稱為電離層。由于空氣密度極少,暖層中的N2、O2、O等氣體成分在強(qiáng)烈的太陽紫外線和宇宙射線的作用下,處于高度電離狀態(tài)。即E層和F層。它們都能反射無線電波,對無線電通訊具有重要意義。〔5散逸層<外層>〔800km高度以上的大氣層是整個(gè)大氣層的最外一層,是大氣圈與星際空間的過渡地帶,沒有明顯的邊界。這一層的氣溫也隨高度的增加而升高。由于氣溫高,且距地較遠(yuǎn),受地球引力作用很小,所以大氣質(zhì)點(diǎn)中某些高速運(yùn)動(dòng)的分子不斷地向星際空間散逸,散逸層也由此而得名。三、水圈、陸面、冰雪圈、生物圈的概述〔學(xué)生自學(xué)復(fù)習(xí)題：1、什么是干潔空氣,主要成分與次要成分是什么？2、畫圖說明臭氣在空氣中的分布特點(diǎn)是什么,為什么？3、對流層的特點(diǎn)及成因？4、為什么中間層又稱為高空對流層,原因是什么？5、平流層中為什么水汽量、塵埃量少？6、畫出大氣垂直結(jié)構(gòu)中溫度隨高度的變化曲線？§1-3大氣的基本物理特性要求:熟練掌握各主要?dú)庀笠氐亩x、單位及公式掌握干空氣、濕空氣的狀態(tài)方程3.能利用儀器準(zhǔn)確測定主要的氣象要素一、主要?dú)庀笠兀簹庀笠兀罕硎敬髿馕锢頎顟B(tài)的物理量如：云量、能見度、溫度、氣壓、濕度、降水量、風(fēng)向、風(fēng)速、日照、輻射等〔一氣壓：1、定義：單位面積上受到的整個(gè)空氣柱的質(zhì)量,即大氣的壓力。實(shí)質(zhì)：氣壓的大小決定于整個(gè)空氣柱質(zhì)量的多少2、單位：mmHg、mb、hpa3、標(biāo)準(zhǔn)大氣壓：在緯度為45°的海平面上,溫度為0℃時(shí),所測得的水銀柱高高為760mm4、測量儀器：定槽式水銀氣壓表、動(dòng)槽式水銀氣壓表、自記氣壓計(jì)、空盒水銀氣壓表〔二氣溫：1、定義：大氣冷熱程度的物理量2、單位：攝氏溫標(biāo)、絕對溫標(biāo)、華氏溫標(biāo)大氣溫度：以百葉箱中的干濕球溫度表的讀數(shù)為準(zhǔn)。3、測量儀器：干濕球溫度表、普通溫度表、自記溫度計(jì)〔三濕度：表示大氣潮濕程度的物理量。1、水汽壓及飽和水汽壓：水汽壓〔e：大氣中水汽產(chǎn)生的那部分壓力飽和水汽壓〔E：溫度一定,單位體積空氣中的水汽量有一定限度,空氣達(dá)到此限度時(shí)為飽和空氣,飽和空氣中的水汽所產(chǎn)生的那部分壓力,即最大水汽壓。2、相對溫度〔f：表示空氣距離飽和的程度。f=e/E*100%3、飽和差〔d：在一定溫度下,表示空氣距離飽和的程度。D=E-e4、比濕〔q：單位質(zhì)量空氣中的含水量〔g/gq=m水/m水+m干或q=e/p*0.6225、測量儀器：毛發(fā)濕度表、干濕球溫度表、自記濕度計(jì)6、露點(diǎn)〔Td：空氣中水汽含量不變,在一竅不通氣壓下,若使空氣達(dá)到飽和只有降溫,降到水汽壓與飽和水汽壓相等的溫度時(shí),此時(shí)空氣已達(dá)到飽和,此時(shí)的溫度稱為空氣的露點(diǎn)溫度。單位與溫度單位相同。例如：T=30℃e=31.7mbE=42.5mbT=25℃總結(jié)：表示濕度大小不一的物理量：水汽壓、比濕、露點(diǎn)表示空氣距離飽和程度的物理量：相對濕度、飽和差、露點(diǎn)〔四降水：1、降水：從天空降至地面的液態(tài)水或固態(tài)水。2、降水量：降水落到地面后,未經(jīng)蒸發(fā)、滲透、流失而在水平面上積聚的深度〔mm,表示干濕狀況。3、雪深：從積雪表面到地面的垂直深度〔cm。表示寒冷的程度〔五風(fēng)：1、定義：空氣的水平運(yùn)動(dòng)。2、風(fēng)速：單位時(shí)間內(nèi)走過的距離〔m/s3、風(fēng)向：風(fēng)的來向。風(fēng)向符號(hào)的意義：風(fēng)桿上的林橫道叫做風(fēng)尾。風(fēng)桿上畫有風(fēng)尾的一方,即指示風(fēng)向。第一道風(fēng)尾為4米/秒,即風(fēng)力為2級(jí)。一個(gè)風(fēng)旗,表示風(fēng)力為8級(jí)。風(fēng)尾和風(fēng)旗均放在風(fēng)桿的左側(cè)。例：北風(fēng)八級(jí)北風(fēng)八級(jí)東南風(fēng)級(jí)12級(jí)西南風(fēng)5級(jí)〔六云量：云遮蔽天空視野的成數(shù),將地平以上全部天空劃分為10份,被云所遮蔽的份數(shù)。無云：云量為0份遮空蔽日：云量為10份半空云：云量為5份〔七能見度：視力正常的人在當(dāng)時(shí)天氣條件下,能夠從天空背景中看到和辨出目標(biāo)物的最大水平距離?！瞞,km二、空氣狀態(tài)方程：空氣狀態(tài)有氣壓、密度、體積、絕對溫度來表示?！惨焕硐霘怏w狀態(tài)方程：PV/T=R<常量>適用于未飽和濕空氣和干空氣當(dāng)空氣質(zhì)量為Mg時(shí),PV=〔M/μ?R*TP=M/V?R*/μ?TP=ρRT其中R*/μ=R——比氣體常數(shù)〔二干空氣狀態(tài)方程：干空氣μd=28.96代入R*/μd=Rd則P=ρRdT<三>濕空氣狀態(tài)方程P=ρRdT〔1+0.378e/p復(fù)習(xí)題：1.表示大氣狀態(tài)的物理量有幾個(gè),各自的單位是什么？2.風(fēng)向、風(fēng)速如何表示？3.露點(diǎn)與溫度有何不同？第二章大氣的熱能和溫度第一節(jié)太陽輻射一、輻射的基本知識(shí)輻射的概述物體對輻射的吸收、反射和透射吸收率、反射率、透射率、黑體、白體輻射的基本定律基爾霍夫定律1859年,基爾霍夫通過多次實(shí)驗(yàn),得到如下定律：在一定溫度下,任何物體對于一定波長的放射能力e〔λ,t和吸收率K〔λ,t的比為一常數(shù)E〔λ,t也即：E〔λ,t=e〔λ,t/K〔λ,t。由上式可知：該常數(shù)E〔λ,t僅與波長和濕度有關(guān),而與物體的性質(zhì)無關(guān)。舉例①鐵塊②粉筆盒根據(jù)基爾霍夫定律①對于不同物體而言,放射能力較強(qiáng)的,其吸收能力也強(qiáng)。黑體的吸收率最大,所以它也是最好的放射體。②對于同一物體而言,如果在溫度T時(shí),它放射某一波長的輻射,那么在同樣T下,它也吸收同一波長的輻射。2.斯蒂芬〔Stefan-玻耳茲曼〔Boltzman定律由實(shí)驗(yàn)得知,物體的放射能力是隨溫度、波長而改變的。隨著溫度的升高,黑體對各波長的放射能力都相應(yīng)地增強(qiáng)。因而物體放射的總能量〔即曲線與橫坐標(biāo)之間包圍的面積也會(huì)顯著增大。根據(jù)研究,黑體的總放射能力與它本身的絕對溫度的四次方成正比,即ETb=σT4上式稱斯蒂芬-波耳茲曼定律。式中σ=5.67×10-8W/〔m2·K4為斯蒂芬-波耳茲曼常數(shù)。根據(jù)ETb=σT4可以計(jì)算黑體在溫度T時(shí)的輻射強(qiáng)度,也可以由黑體的輻射強(qiáng)度求得其表面溫度。3.維恩〔Wein位移定律黑體單色輻射極大值所對應(yīng)的波長〔λm是隨溫度的升高而逐漸向波長較短的方向移動(dòng)的。根據(jù)研究,黑體單色輻射強(qiáng)度極大值所對應(yīng)的波長與其絕對溫度成反比,即λmT=C〔2·13上式稱維恩位移定律。如果波長以微米為單位,則常數(shù)C=2896μm·K。于是〔2·13式為λmT=2896μm·K〔2·14上式表明,物體的溫度愈高,其單色輻射極大值所對應(yīng)的波長愈短；反之,物體的溫度愈低,其輻射的波長則愈長。有此三個(gè)輻射定律,絕對黑體的輻射規(guī)律就容易確定,因?yàn)樗鼈儼押隗w的溫度與其輻射光譜聯(lián)系起來了。即使對非黑體,只要知道它們的溫度和吸收率,利用基爾荷夫定律,它們的輻射能力也可以確定。二、太陽輻射太陽是一個(gè)熾熱的球體,其表面溫度為6000K,而其內(nèi)部溫度估計(jì)高達(dá)40000000K。它不斷以電磁波的形式向四周發(fā)射光和熱,把他們稱為太陽輻射。太陽輻射的電磁波波長、波能并不一樣,據(jù)此可分為太陽輻射光譜。太陽輻射光譜和太陽常數(shù)1、太陽輻射光譜太陽輻射中輻射能按波長的分布,稱為太陽輻射光譜。大氣上界太陽光譜中能量的分布曲線〔圖2·5中實(shí)線與T=6000K時(shí),根據(jù)黑體輻射公式計(jì)算的黑體光譜能量分布曲線〔圖2·5中虛線相比較,非常相似。因此,可以把太陽輻射看作黑體輻射,有關(guān)黑體輻射的定律都可應(yīng)用于太陽輻射。根據(jù)維恩定律可以計(jì)算出太陽輻射最強(qiáng)的波長λm為0.475μm。這個(gè)波長在可見光范圍內(nèi)相當(dāng)于青光部分。因此,太陽輻射主要是可見光線〔0.4—0.76μm,此外也有不可見的紅外線〔＞0.76μm和紫外線〔＜O.4μm,但在數(shù)量上不如可見光多。在全部輻射能之中,波長在0.15—4μm之間占99％以上,且主要分布在可見光區(qū)和紅外區(qū),前者占太陽輻射總能量的50％,后者占43％,紫外區(qū)的太陽輻射能很少,只占總能量的7％。太陽常數(shù)太陽輻射強(qiáng)度表示太陽輻射強(qiáng)弱的物理量叫做太陽輻射強(qiáng)度。它是指在單位時(shí)間內(nèi)垂直投射到單位面積上的太陽輻射能用I來表示,單位W/m2。到達(dá)大氣頂?shù)奶栞椛鋸?qiáng)度決定于太陽高度、日地距離,日照時(shí)間對大氣頂所獲太陽輻射能的多少也有一定關(guān)系?！?太陽常數(shù)就日地平均距離來說,在大氣上界,垂直于太陽光線的1cm2面積內(nèi),1min內(nèi)獲得的太陽輻射能量,稱太陽常數(shù),用I0表示。太陽常數(shù)雖經(jīng)多年觀測研究,由于觀測設(shè)備、技術(shù)以及理論校正方法的不同,其數(shù)值常不一致,變動(dòng)于1359—1418W/m2之間。1957年國際地球物理年決定采用1380W/m2。近年來,根據(jù)標(biāo)準(zhǔn)儀器,在高空氣球、火箭和人造衛(wèi)星上約25000次以上的探測,得出太陽常數(shù)值約為1367〔±7W/m2,這也是1981年世界氣象組織推薦的太陽常數(shù)的最佳值①。據(jù)研究,太陽常數(shù)也有周期性的變化,變化范圍在1％—2％,這可能與太陽黑子的活動(dòng)周期有關(guān)。在太陽黑子最多的年份,紫外線部分某些波長的輻射強(qiáng)度可為太陽黑子最少年份的20倍。〔二太陽輻射在大氣中的減弱太陽輻射光通過大氣圈,然后到達(dá)地表。由于大氣對太陽輻射有一定的吸收、散射和反射作用,使投射到大氣上界的太陽輻射不能完全到達(dá)地面,所以在地球表面所獲得的太陽輻射強(qiáng)度比1370W/m2要小。圖2·6表明太陽輻射光譜穿過大氣時(shí)受到減弱的情況：曲線1是大氣上界太陽輻射光譜；曲線2是臭氧層下的太陽輻射光譜；曲線3是同時(shí)考慮到分子散射作用的光譜；曲線4是進(jìn)一步考慮到粗粒散射作用后的光譜；曲線5是將水汽吸收作用也考慮在內(nèi)的光譜,它也可近似地看成是地面所觀測到的太陽輻射光譜。對比曲線1和5可以看出太陽輻射光譜穿過大氣后的主要變化有：①總輻射能有明顯地減弱；②輻射能隨波長的分布變得極不規(guī)則；③波長短的輻射能減弱得更為顯著。產(chǎn)生這些變化的原因有以下幾方面：1.大氣對太陽輻射的吸收太陽輻射穿過大氣層時(shí),大氣中某些成分具有選擇吸收一定波長輻射能的特性。大氣中吸收太陽輻射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固體雜質(zhì)等。太陽輻射被大氣吸收后變成了熱能,因而使太陽輻射減弱?！?水汽水汽雖然在可見光區(qū)和紅外區(qū)都有不少吸收帶,但吸收最強(qiáng)的是在紅外區(qū),從0.93—2.85μm之間的幾個(gè)吸收帶。最強(qiáng)的太陽輻射能是短波部分,因此水汽從進(jìn)入大氣中的總輻射能量內(nèi)吸收的能量并不多。據(jù)估計(jì),太陽輻射因水汽的吸收可以減弱4％—15％。所以大氣因直接吸收太陽輻射而引起的增溫并不顯著?！?O3臭氧在大氣中含量雖少,但對太陽輻射能量的吸收很強(qiáng)。在0.2—0.3μm為一強(qiáng)吸收帶,使得小于0.29μm的輻射由于臭氧的吸收而不能到達(dá)地面。在0.6μm附近又有一寬吸收帶,吸收能力雖然不強(qiáng),但因位于太陽輻射最強(qiáng)烈的輻射帶里,所以吸收的太陽輻射量相當(dāng)多。但是由于大氣中O3含量不多,雖然其吸收能力強(qiáng),但它使大氣的增溫并不顯著?！?CO2二氧化碳對太陽輻射的吸收總的說來是比較弱的,僅對紅外區(qū)4.3μm附近的輻射吸收較強(qiáng),但這一區(qū)域的太陽輻射很微弱,被吸收后對整個(gè)太陽輻射的影響不大。此外,懸浮在大氣中的水滴、塵埃等雜質(zhì),也能吸收一部分太陽輻射,但其量甚微。只有當(dāng)大氣中塵埃等雜質(zhì)很多〔如有沙暴、煙幕或浮塵時(shí),吸收才比較顯著。由以上分析可知,大氣對太陽輻射的吸收具有選擇性,因而使穿過大氣后的太陽輻射光譜變得極不規(guī)則。由于大氣中主要吸收物質(zhì)〔臭氧和水汽對太陽輻射的吸收帶都位于太陽輻射光譜兩端能量較小的區(qū)域,因而對太陽輻射的減弱作用不大。也就是說,大氣直接吸收的太陽輻射并不多,特別是對于對流層大氣來說,太陽輻射不是主要的直接熱源。2.大氣對太陽輻射的散射：太陽輻射通過大氣,遇到空氣分子、塵粒、云滴等質(zhì)點(diǎn)時(shí),都要發(fā)生散射。但散射并不像吸收那樣把輻射轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮?而只是改變輻射的方向,使太陽輻射以質(zhì)點(diǎn)為中心向四面八方傳播。因而經(jīng)過散射,一部分太陽輻射就到不了地面。不同大小的空氣質(zhì)點(diǎn),其散射能力各不相同,這里有兩種情況：〔1如果太陽輻射遇到直徑比波長小的空氣分子〔λ?D,則輻射的波長愈短,散射得愈強(qiáng)。其散射能力與波長的對比關(guān)系是：對于一定大小的分子來說,散射能力與波長的四次方成反比,這種散射是有選擇性的,稱為分子散射,也叫蕾利散射。例如：雨后天晴,天空呈蔚藍(lán)色,就是因?yàn)橛赀^天晴,大氣中的塵埃被沖刷掉,空氣質(zhì)點(diǎn)都較小,太陽輻射中青藍(lán)色波長較短,容易被大氣散射的緣故。〔2當(dāng)太陽輻射遇到的直徑比波長大一些的質(zhì)點(diǎn),輻射雖然也要被散射,但這種散射是沒有選擇性的,即輻射的各種波長都同樣地被散射。這種散射稱粗粒散射,也稱米散射或漫射例如當(dāng)空氣中存在較多的塵?；蜢F粒,一定范圍的長短波都被同樣的散射,使天空呈灰白色。3.大氣的云層和塵埃對太陽輻射的反射大氣中云層和較大顆粒的塵埃能將太陽輻射中一部分能量反射到宇宙空間去。其中云的反射作用最為顯著,太陽輻射遇到云時(shí)被反射一部分或大部分。反射對各種波長沒有選擇性,所以反射光呈白色。云的反射能力隨云狀和云的厚度而不同,高云反射率約25％,中云為50％,低云為65％,稀薄的云層也可反射10％—20％。隨著云層增厚反射增強(qiáng),厚云層反射可達(dá)90％,一般情況下云的平均反射率為50％—55％。上述三種方式中,反射作用最重要,尤其是云層對太陽輻射的反射最為明顯,另外還包括大氣散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之,形成了到達(dá)地面的散射輻射；吸收作用相對最小。以全球平均而言,太陽輻射約有30％被散射和漫射回宇宙,稱之為行星反射率,20％被大氣和云層直接吸收,50％到達(dá)地面被吸收?！布m正課本P28錯(cuò)誤解釋：日出、日落太陽呈紅色日出、日落太陽高度角小,太陽輻射到達(dá)地面經(jīng)過的大氣層厚,波長較短的青、蘭、紫光在高層被散射掉而波長較長的紅、橙、黃光來到大氣底層,它們遇到底層的水汽后被散射,在太陽周圍形成紅色,即早霞和晚霞。三到達(dá)地面的太陽輻射太陽輻射經(jīng)過大氣層的吸收、反射和散射后剩余的50%就可到達(dá)地面。到達(dá)地面的太陽輻射有兩部分：一是太陽以平行光線的形式直接投射到地面上的,稱為太陽直接輻射；一是經(jīng)過散射后自天空投射到地面的,稱為散射輻射,兩者之和稱為總輻射。1.直接輻射太陽直接輻射的強(qiáng)弱和許多因子有關(guān),其中最主要的有兩個(gè),即太陽高度角和大氣透明度?！?太陽高度角的大小對太陽直接輻射的影響有兩個(gè)方面：①高度大小不同,影響到太陽輻射投射到地面上的面積的大小。太陽高度角愈小,等量的太陽輻射散布的面積就愈大,因而地表單位面積上所獲得的太陽輻射就愈少,反之就大。②太陽高度角的大小,還直接影響到太陽輻射通過大氣層的厚度和大氣質(zhì)量。太陽高度角愈小,太陽輻射穿過的大氣層愈厚,被大氣層吸收、反射、散射的輻射能就越多到達(dá)地面的太陽輻射就越少。一般以太陽高度角為90o〔直射,在地面為標(biāo)準(zhǔn)氣壓〔海平面壓力為1013hPa時(shí),太陽光垂直投射到地面所經(jīng)路程中,單位截面積的空氣柱的質(zhì)量,稱為一個(gè)大氣質(zhì)量?！?大氣透明度在相同的大氣質(zhì)量下,到達(dá)地面的太陽輻射也不完全一樣,因?yàn)檫€受大氣透明度的影響。但是,一個(gè)地區(qū)在一天中大氣透明度的變化很小,所以影響直接輻射的主要因子是太陽高度角?！?太陽輻射的時(shí)空變化直接輻射有顯著的年變化、日變化和隨緯度的變化。這種變化主要由太陽高度角決定。①同一地區(qū),在一天當(dāng)中日出、日沒時(shí)太陽高度最小,直接輻射最弱；中午太陽高度角最大,直接輻射最強(qiáng)。同樣道理,在一年當(dāng)中,直接輻射在夏季最強(qiáng),冬季最弱。但是,有的地區(qū)夏季云量多,云層厚直接輻射的最大值在盛夏前后。②不同地區(qū),低緯度地區(qū)一年各季太陽高度角都很大,地表面得到的直接輻射較中、高緯度地區(qū)大得多。2.散射輻射散射輻射也要受太陽高度、大氣透明度的影響,同時(shí)與云量、海拔高度有關(guān)。在上述因子影響下,表現(xiàn)為隨高度腳增大而增大,隨大氣透明度變小而增大,隨云量增多而增多,隨海拔增大而減小。3.總輻射地面獲得的總輻射一般來說是隨著太陽高度的增大而增大隨大氣透明度的提高而增大。一天中,日出以前,地面上總輻射的收入不多,其中只有散射輻射；日出以后,隨著太陽高度的升高,太陽直接輻射和散射輻射逐漸增加。但前者增加得較快,即散射輻射在總輻射中所占的成分逐漸減小；到中午時(shí)太陽直接輻射與散射輻射強(qiáng)度均達(dá)到最大值；中午以后二者又按相反的次序變化。云的影響可以使這種變化規(guī)律受到破壞。例如,中午云量突然增多時(shí),總輻射的最大值可能提前或推后,這是因?yàn)橹苯虞椛涫墙M成總輻射的主要部分,有云時(shí)直接輻射的減弱比散射輻射的增強(qiáng)要多的緣故。在一年中總輻射強(qiáng)度〔指月平均值在夏季最大,冬季最小?？傒椛潆S緯度的分布一般是,緯度愈低,總輻射愈大。反之就愈小。表2·2是根據(jù)計(jì)算得到的北半球年總輻射緯度分布的情況,其中可能總輻射是考慮了受大氣減弱之后到達(dá)地面的太陽輻射；有效總輻射是考慮了大氣和云的減弱之后到達(dá)地面的太陽輻射。由于赤道附近云多,太陽輻射減弱得也多,因此有效輻射的最大值并不在赤道,而在20°N。據(jù)研究,我國年輻射總量最高地區(qū)在XX,為212.3—252.1W/m2。XX、新疆和黃河流域次之,為159.2—212.3W/m2。而長江流域與大部分華南地區(qū)則反而減少,為119.4—159.2W/m2。這是因?yàn)槲鞅薄⑷A北地區(qū)晴朗干燥的天氣較多,總輻射也較大。長江中、下游云量多,總輻射較小,XX海拔高度大,總輻射量也大。太陽總輻射大時(shí),地面獲得的熱量就多,地面溫度就高,所以地面溫度的年際變化實(shí)質(zhì)上就是太陽總輻射的年際變化?！菜牡孛鎸μ栞椛涞姆瓷渫渡涞降孛娴奶栞椛?并非完全被地面所吸收,其中一部分被地面所反射。地表對太陽輻射的反射率,決定于地表面的性質(zhì)和狀態(tài)。陸地表面對太陽輻射的反射率約為10％—30％。第二節(jié)地面和大氣的輻射地面和大氣的輻射地面和大氣一方面要吸收太陽輻射,同時(shí)也依據(jù)其本身的溫度時(shí)刻不停的向外放出輻射。地面的平均溫度為300K〔27℃,對流層的平均溫度約為250K〔-23℃。在這樣的溫度下,地面和大氣的輻射主要集中在3—120前已述太陽輻射波長的波長范圍為0.15—4μm,地面輻射和大氣輻射要比太陽輻射長的多。因此地面和大氣輻射為長波輻射,太陽輻射為短波輻射。長波輻射是地面和大氣之間進(jìn)行熱量交換的重要方式,大氣直接吸收的太陽輻射很少,僅占整個(gè)大氣層太陽輻射的24%,所以大氣主要靠地面的長波輻射而增溫。地面有效輻射地面有效射是指地面通過長波輻射向外放出的輻射〔Eg與地面吸收的大氣逆輻射〔δEa之差,以F0表示,則F0=Eg-δEa<2·20>。地面有效射也即地面通過長波輻射實(shí)際損失的熱量。由于地面溫度高于大氣溫度,地面有效輻射為正值。這意味著通過長波輻射的放射和吸收,地表面經(jīng)常失去熱量。地面有效輻射的大小,同地面溫度和底層大氣溫度之間差值有關(guān),差值越大,有效輻射也越大。同時(shí)地面有效輻射的大小還與大氣濕度、云況和云量等有關(guān)系。云不僅能強(qiáng)烈吸收地面輻射,同時(shí)也能強(qiáng)烈的向地面放出輻射,以增強(qiáng)大氣逆輻射,從而緩解地面失熱的程度。正因如此,在冬季有云的夜晚通常比無云的夜晚要暖一些。在冬季,釋放"人造夜幕彈"防霜凍的原理也即如此。P322、大氣中長波輻射的特點(diǎn)〔一,二,三三、地面及地-氣系統(tǒng)的輻射差額輻射差額=收入輻射-支出輻射在沒有其它方式進(jìn)行熱交換時(shí),輻射差額決定物體的升溫或降溫。輻射差額不為零,表明物體收支的輻射能不平衡,會(huì)有升溫或降溫產(chǎn)生。輻射差額為零時(shí),物體的溫度保持不變?！惨坏孛娴妮椛洳铑~地面輻射能的與支出之差,稱為地面的輻射差額。輻射差額數(shù)值的大小,可反映溫度升降的程度。因此,地面溫度與近地面空氣溫度的高低變化特點(diǎn),在很大程度上決定于地面輻射差額的大小。1、地面輻射差額表達(dá)式：Rg=〔Q+q〔1-a-F0〔2·21式中Rg表示單位水平面積、單位時(shí)間的輻射差額,〔Q+q是到達(dá)地面的太陽總輻射,即太陽直接輻射和散射輻射之和；a為地面對總輻射的反射率；F0為地面的有效輻射。2、地面輻射差額的時(shí)空分布：一天中,地面輻射的差額白天為正值,夜間為負(fù)值。由負(fù)值轉(zhuǎn)到正值的時(shí)刻一般在日出后1h左右,由正值轉(zhuǎn)到負(fù)值的時(shí)刻一般在日落前1h左右。年變化隨緯度而異,緯度愈低,輻射差額保持正值的月份愈多,反之愈少。我國大部分地區(qū)處中緯度地帶,其輻射差額的年際變化隨緯度和地理?xiàng)l件而異。就全國而言,夏季輻射差額大,冬季小。但在個(gè)別地區(qū)也有差異,如XX的輻射差額的最大值出現(xiàn)在濕季來臨前的春末夏初?！哺杉尽獰峒尽獫窦尽捕髿獾妮椛洳铑~大氣的輻射差額可分為整個(gè)大氣層的輻射差額和某一層大氣的輻射差額。這也是考慮某氣層降溫率的最重要因子。由于大氣中各層所含吸收物質(zhì)的成分、含量的不同,以及其本身溫度的不同,所以輻射差額的差別還是很大的。若Ra表示整個(gè)大氣層的輻射差額,qg表示整個(gè)大氣層所吸收的太陽輻射,F0,F∞分別表示地面及大氣上界的有效輻射,則整個(gè)大氣層輻射差額的表達(dá)式為Ra=qa+F0-F∞式中F∞總是大于F0的,并qa一般是小于F∞—F0,所以整個(gè)大氣層的輻射差額是負(fù)值,大氣要維持熱平衡,還要靠地面以其它的方式,例如對流及潛熱釋放等來輸送一部分熱量給大氣。圖2·16描繪了大氣輻射差額隨緯度的分布情況?！踩?氣系統(tǒng)的輻射差額單獨(dú)地去研究地面或大氣輻射差額是很麻煩的,但如果把地面和大氣看作一個(gè)系統(tǒng)〔整體來研究就方便的多。其總輻射差額為：R5=〔Q+q〔1-a+qa-F∞〔2·23地-氣系統(tǒng)的輻射差額隨緯度的增高而由正值變?yōu)樨?fù)值。在S、N35°之間為正值,在此范圍之外的中高緯地區(qū)為負(fù)值。也就是說在低緯地區(qū)有熱量盈余,高緯有熱量虧損。如果高低緯之間沒有熱量交換,那么低緯地區(qū)的溫度將因?yàn)橛袩崃坑喽粩嗌?高緯則下降。但多年觀測表明,高、低緯地區(qū)的溫度變化非常微弱。因此,高低緯間必然存在著熱量交換,其中熱量輸送者正是大氣運(yùn)動(dòng)和海水運(yùn)動(dòng)。第三節(jié)大氣的增溫和冷卻對流層大氣的溫度經(jīng)常處于升、降變化中,氣溫的這種變化實(shí)質(zhì)上是大氣內(nèi)能的變化,當(dāng)內(nèi)能增多是氣溫就上升,當(dāng)內(nèi)能減少時(shí)氣溫就下降?？諝鈨?nèi)能的增減有兩種情況：一是空氣與地面和太陽有熱量交換,因而引起空氣內(nèi)能的增減；二是做升降運(yùn)動(dòng)的氣塊在升降過程中,同周圍大期間熱量交換很少,但由于體積的大小隨氣壓的變化而變化,進(jìn)而影響到內(nèi)能的增減。這兩種形式都可導(dǎo)致空氣內(nèi)能的增減,進(jìn)而導(dǎo)致氣溫的升降。一般將前者稱為氣溫的非絕熱變化,把后者稱為氣溫的絕熱變化。非絕熱變化是引起對流層大氣溫度變化的根本原因,絕熱變化只發(fā)生在某一做升降運(yùn)動(dòng)的氣塊中,對整個(gè)對流層大氣來講沒任何影響。因而非絕熱變化和絕熱變化兩者性質(zhì)不同。一、氣溫的非絕熱變化氣溫的非絕熱變化是通過地面和大氣之間的熱量交換來完成的。地球表面的性質(zhì)有很大差異,既有海、陸差異,又有森林、草原和荒漠的差異,同時(shí)還有地形的差異,這些性質(zhì)不同的地表面,其熱力狀況是不同的,從而影響到近地面大氣溫度的變化。在上述情況中,海陸建的熱力差異對氣溫的非絕熱變化影響最大。海陸的增溫和冷卻的差異水面與陸面的比熱不同水的比熱要比巖石、陸面大的多?！矌r石比熱大約是0.8374J/g·K,而水的比熱是4.1868J/g·K當(dāng)海水和陸地獲得貨損失相等的熱量時(shí),陸面溫度變化幅度比海面要大。大氣的熱能主要來自地面,而地面情況有很大的差別。不同的地面情況對大氣的增溫和冷卻有不同的影響。海洋和陸地、高山和深谷、高原和平原、林地和草地、濕區(qū)和干區(qū)等對大氣的增溫和冷卻有不同的影響,其中海洋和陸地的差異最大。首先,在同樣的太陽輻射強(qiáng)度下,海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能,這是因?yàn)殛懨鎸μ柟獾姆瓷渎蚀笥谒妗＞推骄鶢顩r而論,陸面和水面的反射率之差約為10％—20％。換句話說,同樣條件下的水面吸收的太陽能比陸面吸收的太陽能多10％—20％。其次,陸地所吸收的太陽能分布在很薄的地表面上,而海水所吸收的太陽能分布在較厚的水層中。這是因?yàn)殛懙乇砻娴膸r石和土壤對于各種波長的太陽輻射都是不透明的,而水除了對紅色光和紅外線不透明外,對于紫外線和波長較短的可見光是相當(dāng)透明的。同時(shí),陸地所獲的太陽能主要依靠傳導(dǎo)向地下傳播,而水還有其它更有效的方式,如波浪、洋流和對流作用。這些作用使得水的熱能發(fā)生垂直和水平的交換。因此,陸面所得太陽輻射集中于表面一薄層,以致地表急劇增溫,這也就加強(qiáng)了陸面和大氣之間的顯熱交換；反之,水面所得太陽輻射分布在較厚的一個(gè)層次,以致水溫不易增高,也就相對地減弱了水面和大氣之間的顯熱交換。據(jù)測陸面所得的太陽輻射傳給大氣的約占半數(shù),而水體所得的太陽輻射傳給空氣的不過0.5％。此外,海面有充分水源供應(yīng),以致蒸發(fā)量較大,失熱較多,這也使得水溫不容易升高。而且,空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽,以致空氣本身有較大的吸收熱量的能力,也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。最后,巖石和土壤的比熱小于水的比熱。一般常見的巖石比熱大約是0.8374J/g·K,而水的比熱是4.1868J/g·K。因此對等量熱能的接受,如果使1g水的溫度變化1℃,則使1g巖石的溫度變化大約是5℃。常見巖石〔例如花崗巖的密度約2.5g/cm3。因此,如果等量熱能使一定體積水的溫度發(fā)生1℃的變化,那末該熱能可使同體積巖石發(fā)生2℃的變化。由于上述差異,海陸熱力過程的特點(diǎn)是互不相同的。大陸受熱快,冷卻也快,溫度升降變化大。而海洋上則溫度變化緩慢。如大洋中,年最高及最低氣溫的出現(xiàn)要比大陸延遲一兩個(gè)月。2、水面和陸面對太陽輻射的吸收和反射不同水面的吸收率比陸面要大,在同樣的太陽輻射強(qiáng)度下,水面吸收的熱量比陸面要多。3、水面和陸面的導(dǎo)熱方式不同?！惨娕f備課本4、海水對太陽輻射基本上是透明的,這就使得海水吸收的太陽輻射能過分散在較厚的水層中,而巖石和土壤對太陽輻射的各個(gè)波段都是不透明的,他所吸收的熱量集中在陸地表面。5、海水有充足的水源,它的蒸發(fā)量大,是熱較多,水溫不易升高。海面之上水汽較多,故氣溫不易下降。陸面正好相反。由于以上種種原因,當(dāng)海面和陸面吸收同樣的熱量,陸面升溫快,升溫幅度大,洱海文則相反。當(dāng)它們都失去同樣多的熱量時(shí),陸面降溫快,降溫幅度大。例如：北半球冬季最冷月份陸地為1月,海洋為2月；北半球夏季最熱月份陸地為7月,海洋為8月。也即海面溫度總是比陸面溫度變化的和緩。海陸的這種熱力差異,明顯的影響著低層大氣溫度的變化。〔二氣溫的非絕熱變化〔見舊備課本空氣與外界交換熱量有如下幾種方式,即傳導(dǎo)、輻射、對流、湍流和蒸發(fā)凝結(jié)〔包括升華、凝華。1.傳導(dǎo)空氣是依靠分子的熱運(yùn)動(dòng)將能量從一個(gè)分子傳遞給另一分子,從而達(dá)到熱量平衡的傳熱方式。空氣與地面之間,空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間,當(dāng)有溫度差異時(shí),就會(huì)以傳導(dǎo)方式交換熱量。但是地面和大氣都是熱的不良導(dǎo)體,所以通過這種方式交換的熱量很少,其作用僅在貼地氣層中較為明顯。因在貼地氣層中,空氣密度大,單位距離內(nèi)的溫度差異也較大。2.輻射是物體之間依各自溫度以輻射方式交換熱量的傳熱方式。大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增熱,同時(shí),地面也吸收大氣放出的長波輻射,這樣它們之間就通過長波輻射的方式不停地交換著熱量?？諝鈭F(tuán)之間,也可以通過長波輻射而交換熱量。3.對流當(dāng)暖而輕的空氣上升時(shí),周圍冷而重的空氣便下降來補(bǔ)充〔圖2·18,這種升降運(yùn)動(dòng),稱為對流。通過對流,上下層空氣互相混合,熱量也就隨之得到交換,使低層的熱量傳遞到較高的層次。這是對流層中熱量交換的重要方式。4.湍流空氣的不規(guī)則運(yùn)動(dòng)稱為湍流,又稱亂流〔圖2·19。湍流是在空氣層相互之間發(fā)生摩擦或空氣流過粗糙不平的地面時(shí)產(chǎn)生的。有湍流時(shí),相鄰空氣團(tuán)之間發(fā)生混合,熱量也就得到了交換。湍流是摩擦層中熱量交換的重要方式。5.蒸發(fā)〔升華和凝結(jié)〔凝華水在蒸發(fā)〔或冰在升華時(shí)要吸收熱量；相反,水汽在凝結(jié)〔或凝華時(shí),又會(huì)放出潛熱。如果蒸發(fā)〔升華的水汽,不是在原處凝結(jié)〔凝華,而是被帶到別處去凝結(jié)〔凝華,就會(huì)使熱量得到傳送。例如,從地面蒸發(fā)的水汽,在空中發(fā)生凝結(jié)時(shí),就把地面的熱量傳給了空氣。因此,通過蒸發(fā)〔升華和凝結(jié)〔凝華,也能使地面和大氣之間、空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間發(fā)生潛熱交換。由于大氣中的水汽主要集中在5km以下的氣層中,所以這種熱量交換主要在對流層下半層起作用。以上分別討論了空氣與外界交換熱量的方式,事實(shí)上,同一時(shí)間對同一團(tuán)空氣而言,溫度的變化常常是幾種作用共同引起的。哪個(gè)為主,哪個(gè)為次,要看具體情況。在地面與空氣之間,最主要的是輻射。在氣層〔氣團(tuán)之間,主要依靠對流和湍流,其次通過蒸發(fā)、凝結(jié)過程的潛熱出入,進(jìn)行熱量交換。

二、氣溫的絕熱變化絕熱變化是指氣塊與外界物熱量交換的情況下,由于內(nèi)部能量的轉(zhuǎn)化而引起的溫度變化。這種變化一般出現(xiàn)在垂直運(yùn)動(dòng)的氣塊中。當(dāng)空氣上升時(shí),由于周圍氣壓隨高度上升而降低,上升起快的體積就要膨脹,氣塊相對于周圍空氣有位移,因而氣塊就要對周圍空氣做功,而氣塊本身就要消耗內(nèi)能,從而導(dǎo)致周圍氣塊內(nèi)能的減少,氣塊溫度下降。當(dāng)空氣下降時(shí)則相反,氣塊溫度就要上升。實(shí)際上大氣中的垂直運(yùn)動(dòng)都可看作是絕熱過程,其原因有兩個(gè),一是空氣是熱的不良導(dǎo)體,做升降運(yùn)動(dòng)的氣塊的熱量不易向四周傳輸；二是作垂直運(yùn)動(dòng)的氣塊與周圍空氣接觸時(shí)間短,它還來不及向四周傳達(dá)熱量就有上升了。氣溫的絕熱變化又是氣塊內(nèi)有無水的三態(tài)變化而分為兩種情況：一是如果氣塊在升降過程中無水的三態(tài)變化,而與外界物熱量交換,這叫感覺熱變化；二是入股氣塊在垂直運(yùn)動(dòng)過程中有水的三態(tài)變化,則叫濕絕熱變化。〔一干絕熱方程〔泊松方程和干絕熱直減率1.干絕熱方程表達(dá)式：式中,T0,P0表示做升降運(yùn)動(dòng)的氣塊起始高度上的溫度和壓強(qiáng),T、P分別表示空氣塊運(yùn)動(dòng)到某一高度上的溫度和壓強(qiáng),其中已知三個(gè)量就能求出另一個(gè)量的大小。2.干絕熱直減率①定義：干空氣塊上升或下降單位距離時(shí)的溫度變化值,稱干絕熱直減率,以γd表示。②數(shù)值：根據(jù)計(jì)算,實(shí)際工作中取γd=1℃/100m。濕絕直減率如果氣塊有水,并且已經(jīng)飽和這時(shí)的空氣叫飽和濕空氣。飽和濕空氣在垂直方向上上升或下降單位距離的溫度變化值為濕絕熱直減率。用γm表示飽和時(shí)空氣作上升運(yùn)動(dòng)時(shí),同樣會(huì)消耗內(nèi)能,氣溫下降。而氣溫下降又會(huì)使水汽凝結(jié),水汽凝結(jié)要釋放熱量,從而使得空氣上升單位距離溫度的降低筆干空氣要少一些。所以時(shí)空氣直減率永遠(yuǎn)小于γd即rm?rd=1℃/100m.r、rd、rm三者含義：r：為整個(gè)對流層的平均氣溫直減率r=0、651℃/100mrd：為干空氣塊作絕熱升降運(yùn)動(dòng)時(shí)的氣溫直減率是氣塊內(nèi)部本身氣溫的變化γd=1℃/100m。rm：為濕空氣塊作絕熱升降運(yùn)動(dòng)時(shí)的氣溫直減率rm可能大于r,也可能小于r,但永遠(yuǎn)小于rd。P41：位溫和假相當(dāng)位溫〔只要求記住概念P42：三、空氣溫度的個(gè)別變化和局地變化三、大氣穩(wěn)定度對流運(yùn)動(dòng)是是對"層流"大氣中經(jīng)常發(fā)生的一種空氣運(yùn)動(dòng),他對一個(gè)地區(qū)天氣的變化有很大影響。對流運(yùn)動(dòng)的強(qiáng)弱和維持時(shí)間的長短往往與大氣穩(wěn)定度有關(guān)。〔一大氣穩(wěn)定度的概念表示大氣層是否易于發(fā)生發(fā)生對流運(yùn)動(dòng)的方法就叫大氣穩(wěn)定度。當(dāng)某一團(tuán)空氣受到對流沖擊力的作用,產(chǎn)生了向上或向下的運(yùn)動(dòng),那末就可能出現(xiàn)三種情況：空氣團(tuán)受力移動(dòng)后,逐漸減速,并有返回原來高度的趨勢,這時(shí)的氣層,對于該空氣團(tuán)而言是穩(wěn)定的；氣團(tuán)一離開原位就逐漸加速運(yùn)動(dòng),并有遠(yuǎn)離起始高度的趨勢,這時(shí)的氣層,對于該空氣團(tuán)而言是不穩(wěn)定的；空氣團(tuán)被推到某一高度后,既不加速也不減速,這時(shí)的氣層,對于該空氣團(tuán)而言是中性氣層。由此可見,大氣穩(wěn)定度表示的不是大氣中已經(jīng)存在的對流運(yùn)動(dòng),而是描述大氣的結(jié)構(gòu)在什么情況下有利于對流運(yùn)動(dòng)的發(fā)生,什么情況下不利于對流運(yùn)動(dòng)的發(fā)生?！捕髿夥€(wěn)定度的判斷1、基本公式：任何一團(tuán)空氣在地球的重力場中都要受到在垂直方向上的兩個(gè)力,即重力和空氣層對他的浮力,分別用G和f表示。G=m′g=p′v′gF在數(shù)值上等于該空氣團(tuán)排開的空氣的重量。F=mg=pv′g如果向上是正值這樣氣塊在垂直方向上受到的合力F就可表示為：F=f-G=pv′g-p′v′g=v′g〔p-p′該氣塊在F方向上的加速度為a,F=maa=F/mTI和T是很容易觀測到的,上式就是判斷大氣穩(wěn)定度的基本公式。2、大氣穩(wěn)定度的判斷方法大氣是否穩(wěn)定,通常用周圍空氣的溫度直減率〔γ與上升空氣塊的干絕熱直減率〔γd或濕絕熱直減率〔γm的對比來判斷?？紤]干絕熱的情況：當(dāng)干空氣或未飽和的空氣塊上升△Z高度時(shí),其溫度為Ti=Tio-γd△Z；而周圍的空氣溫度為T=T0-γ△Z。因?yàn)槠鹗紲囟认嗟?即Ti0=T0,以此代入〔2·59式,則得〔γ－γd的符號(hào),決定了加速度a與擾動(dòng)位移△Z的方向是否一致,亦即決定了大氣是否穩(wěn)定。當(dāng)γ＜γd,若△Z＞0,則a＜0,加速度與位移方向相反,層結(jié)是穩(wěn)定的；當(dāng)γ＞γd,若△Z＞0,則a＞0,加速度與位移方向一致,層結(jié)是不穩(wěn)定的；當(dāng)γ=γd,a=0,層結(jié)是中性的?，F(xiàn)舉例說明：設(shè)有A、B、C三團(tuán)空氣,均未飽和,其位置都在離地200m的高度上,在作升降運(yùn)動(dòng)時(shí)其溫度均按干絕熱直減率變化,即1℃/100m。而周圍空氣的溫度直減率γ分別為0.8℃/100m、1℃/100m和1.2℃/100m,則可以有三種不同的穩(wěn)定度〔圖2·25：A團(tuán)空氣受到外力作用后,如果上升到300m高度〔圖2·25左列實(shí)矢線所示,則本身的溫度〔11℃低于周圍空氣的溫度〔11.2℃,它向上的速度就要減小,并有返回原來高度的趨勢〔虛矢線所示；如果它下降到100m高度,其本身溫度〔13℃高于周圍的溫度〔12.8℃,它向下的速度就要減小,也有返回原來高度的趨勢。因此,當(dāng)γ＜γB團(tuán)空氣受到外力作用后,不管上升或下降,其本身溫度均與周圍空氣溫度相等,它的加速度等于零。因此,當(dāng)γ=γd時(shí),大氣處于中性平衡狀態(tài)。C團(tuán)空氣受到外力作用后,如果上升到300m高度,其本身溫度〔11℃高于周圍空氣溫度〔10.8℃,則要加速上升；如果下降到100m高度,其本身溫度〔13℃低于周圍空氣的溫度〔13.2℃,則要加速下降。因此,當(dāng)γ＞γ如將以上結(jié)論用層結(jié)曲線〔即大氣溫度隨高度變比曲線和狀態(tài)曲線〔即上升空氣塊的溫度隨高度變化曲線表示出來,則如圖2·26所示〔Ti為空氣團(tuán)溫度；T為周圍空氣溫度。綜上所述,可以得出如下幾點(diǎn)結(jié)論：⑴γ愈大,大氣愈不穩(wěn)定；γ愈小,大氣愈穩(wěn)定。如果γ很小,甚至等于零〔等溫或小于零〔逆溫,那將是對流發(fā)展的障礙。所以習(xí)慣上常將逆溫、等溫以及γ很小的氣層稱為阻擋層。⑵當(dāng)γ＜γm時(shí),不論空氣是否達(dá)到飽和,大氣總是處于穩(wěn)定狀態(tài)的,因而稱為絕對穩(wěn)定；當(dāng)γ＞γd時(shí)則相反,因而稱為絕對不穩(wěn)定。⑶當(dāng)γd＞γ＞γm時(shí),對于作垂直運(yùn)動(dòng)的飽和空氣來說,大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的；對于作垂直運(yùn)動(dòng)的未飽和空氣來說,大氣又是處于穩(wěn)定狀態(tài)的。這種情況稱為條件性不穩(wěn)定狀態(tài)。這樣,如果知道了某地某氣層的γ值,就可以利用上述判據(jù),分析當(dāng)時(shí)大氣的穩(wěn)定度。第四節(jié)大氣溫度隨時(shí)間的變化地表從太陽輻射得到大量熱量,同時(shí)又以長波輻射、顯熱和潛熱的形式將部分熱量傳輸給大氣,從而失去熱量。從長時(shí)間平均看,熱量得失總和應(yīng)該平衡,因此地面的平均溫度維持不變。但在某一段時(shí)間內(nèi),可能得多于失,地面有熱量累積而升溫,從而導(dǎo)致支出增加,趨于新的平衡。反之,當(dāng)失多于得時(shí),地面將伴隨著降溫過程。由于在這種熱量收支平衡過程中,太陽輻射處于主導(dǎo)地位,因此隨著日夜、冬夏的交替,地面的溫度也會(huì)相應(yīng)地出現(xiàn)日變化和年變化,且變化的幅度與緯度、天氣及地表性質(zhì)等影響熱量平衡的控制因子有關(guān)。此外地面溫度的變化也會(huì)通過非絕熱因子傳遞給大氣,大氣溫度也會(huì)相應(yīng)出現(xiàn)變化。一、氣溫的周期性變化〔一氣溫的日變化近地層氣溫日變化的特征是：1、在一日內(nèi)有一個(gè)最高值,一般出現(xiàn)在午后14時(shí)左右,一個(gè)最低值,一般出現(xiàn)在日出前后。變化原因：一天中正午太陽高度角最大,太陽輻射最強(qiáng),但最高氣溫卻出現(xiàn)在午后兩點(diǎn)鐘左右?！矠槭裁矗窟@是因?yàn)榇髿獾臒崃恐饕獊碓从诘孛?。地面一方面吸收太陽的短波輻射而得?一方面又向大氣輸送熱量而失熱。若凈得熱量,則溫度升高。若凈失熱量,則溫度降低。這就是說地溫的高低并不直接決定于地面當(dāng)時(shí)吸收太陽輻射的多少,而決定于地面儲(chǔ)存熱量的多少。從圖2·30中看出,早晨日出以后隨著太陽輻射的增強(qiáng),地面凈得熱量,溫度升高。此時(shí)地面放出的熱量隨著溫度升高而增強(qiáng),大氣吸收了地面放出的熱量,氣溫也跟著上升。到了正午太陽輻射達(dá)到最強(qiáng)。正午以后,地面太陽輻射強(qiáng)度雖然開始減弱,但得到的熱量比失去的熱量還是多些,地面儲(chǔ)存的熱量仍在增加,所以地溫繼續(xù)升高,長波輻射繼續(xù)加強(qiáng),氣溫也隨著不斷升高。到午后一定時(shí)間,地面得到的熱量因太陽輻射的進(jìn)一步減弱而少于失去的熱量,這時(shí)地溫開始下降。地溫的最高值就出現(xiàn)在地面熱量由儲(chǔ)存轉(zhuǎn)為損失,地溫由上升轉(zhuǎn)為下降的時(shí)刻。這個(gè)時(shí)刻通常在午后13時(shí)左右。由于地面的熱量傳遞給空氣需要一定的時(shí)間,所以最高氣溫出現(xiàn)在午后14時(shí)左右。隨后氣溫便逐漸下降,一直下降到清晨日出之前地面儲(chǔ)存的熱量減至最少為止。所以最低氣溫出現(xiàn)在清晨日出前后,而不是在半夜。2、氣溫日變化的另一特征是日較差的大小與緯度、季節(jié)和其它自然地理?xiàng)l件有關(guān)?！?日較差：一天中氣溫最高值與最低值之差?！?影響因素：①緯度：低緯正午太陽高度角最大,高緯正午太陽高度角最小；所以低緯氣溫日較差最大,中緯次之,高緯最小。據(jù)統(tǒng)計(jì)熱帶地區(qū)的平均日較差約為12℃,溫帶約為8—9℃,極圈內(nèi)為3—4℃。②季節(jié)：在一年中,夏季太陽高度最大,冬季最小所以夏季日較差最大冬季最小,這一變化在中緯地區(qū)最明顯。但最大值并不出現(xiàn)在夏至日。這是因?yàn)闅鉁厝蛰^差不僅與白天的最高溫度值有關(guān),還取決于夜間的最低溫度值。夏至日,中午太陽高度角雖最高,但夜間持續(xù)時(shí)間短,地表面來不及劇烈降溫而冷卻,最低溫度不夠低。所以,中緯度地區(qū)日較差最大值出現(xiàn)在初夏,最小值出現(xiàn)在冬季。③地形：凹下的地形〔盆地和谷地,在白天空氣與地面的接觸面比平地大,因而空氣增溫強(qiáng)烈,再加上地形閉塞,通風(fēng)不良,熱量不易擴(kuò)散,所以白天凹地比平地氣溫高；夜間冷空氣在凹地內(nèi)堆積,氣溫低。因此,凹地氣溫日較差最大,平地要小。在春秋兩季凹地很容易受霜凍的危害〔俗語：霜打洼地由于坡度及空氣很少流動(dòng)之故,白天增熱與夜間冷卻都較大,日較差大。而小山峰等凸出地形區(qū),地表面對氣溫影響不大,日較差小。④下墊面的性質(zhì)：海洋上日較差小于大陸。⑤天氣情況：有云層存在,則白天地面得到的太陽輻射少,最高氣溫比晴天低。而在夜間,云層覆蓋又不易使地面熱量散失,最低氣溫反而比晴天高。所以陰天的氣溫日較差比晴天小〔圖2·31。由此可見,在任何地點(diǎn),每一天的氣溫日變化,既有一定的規(guī)律性,又不是前一天氣溫日變化的簡單重復(fù),而是要考慮上述諸因素的綜合影響。氣溫日變化的極值出現(xiàn)時(shí)間隨離地面的高度增大而后延,振幅隨離地高度的增大而減小。冬季約在0.5km高度處日振動(dòng)已不明顯,但夏季日振動(dòng)可擴(kuò)展到1.5km到2km高度處?！捕鉁氐哪曜兓瘹鉁氐哪曜兓腿兆兓愃?如地球上絕大部分地區(qū),在一年中月平均氣溫有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值。由于地面儲(chǔ)存熱量的原因,使氣溫最高和最低值出現(xiàn)的時(shí)間,不是在太陽輻射最強(qiáng)和最弱的一天〔北半球夏至和冬至,也不是在太陽輻射最強(qiáng)和最弱一天所在的月份〔北半球6月和12月,而是比這一時(shí)段要落后1—2個(gè)月。大體而論,海洋上落后較多,陸地上落后較少。沿海落后較多,內(nèi)陸落后較少。就北半球來說,中、高緯度內(nèi)陸的氣溫以7月為最高,1月為最低。海洋上的氣溫以8月為最高,2月為最低。年較差隨緯度變化的情況是：低緯最小,高緯最大。同一緯度,海上小,陸上大。同一緯度的海陸相比,大陸區(qū)域冬夏兩季熱量收支的差值比海洋大,所以陸上氣溫年較差比海洋大得多。在一般情況下,溫帶海洋上年較差為11℃,大陸上年較差可達(dá)到20—60℃。根據(jù)溫度年較差的大小及最高、最低值出現(xiàn)的時(shí)間,可將氣溫的年變化按緯度分為四種類型。1.赤道型它的特征是一年中有兩個(gè)最高值,分別出現(xiàn)在春分和秋分以后,因赤道地區(qū)春秋分時(shí)中午太陽位于天頂。兩個(gè)最低值出現(xiàn)在冬至與夏至以后,此時(shí)中午太陽高度角是一年中的最小值。這里的年較差很小,在海洋上只有1℃左右,大陸上也只有5—10℃左右。這是因?yàn)樵摰貐^(qū)一年內(nèi)太陽輻射能的收入量變化很小之故。2.熱帶型其特征是一年中有一個(gè)最高〔在夏至以后和一個(gè)最低〔在冬至以后,年較差不大〔但大于赤道型,海洋上一般為5℃,在陸地上約為20℃左右。3.溫帶型一年中也有一個(gè)最高值,出現(xiàn)在夏至后的7月。一個(gè)最低值出現(xiàn)在冬至以后的1月。其年較差較大,并且隨緯度的增加而增大。海洋上年較差為10—15℃,內(nèi)陸一般達(dá)40—50℃,最大可達(dá)60℃。另外,海洋上極值出現(xiàn)的時(shí)間比大陸延后,最高值出現(xiàn)在8月,最低值出現(xiàn)在2月。4.極地型一年中也是一次最高值和一次最低值,冬季長而冷,夏季短而暖,年較差很大是其特征。這里特別要指出的是,隨著緯度的增高,氣溫日較差減小而年較差卻增大。這主要是由于高緯度地區(qū),太陽輻射強(qiáng)度的日變化比低緯度地區(qū)小,即緯度高的地區(qū),在一天內(nèi)太陽高度角的變化比緯度低的地區(qū)小,而太陽輻射的年變化在高緯地區(qū)比低緯地區(qū)大的緣故。二、氣溫的非周期性變化氣溫變化除了由于太陽輻射的變化而引起的周期性變化外,還有因大氣的運(yùn)動(dòng)而引起的非周期性變化。〔例如：P52劃線部分實(shí)際氣溫的變化,就是這兩個(gè)方面共同作用的結(jié)果。如果前者的作用大,則氣溫顯出周期性變化；相反,就顯出非周期性變化。不過,從總的趨勢和大多數(shù)情況來看,氣溫日變化和年變化的周期性還是主要的。第五節(jié)大氣溫度的空間分布大氣溫度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均勻的。比如冬季我國東北地區(qū)已是白雪茫茫冰封大地,而XX則仍是郁郁蔥蔥,百花爭艷,同一時(shí)刻兩地氣溫可相差幾十度。再如珠峰,山下是茂密的森林,山中部是綠油油的草原。山上常年積雪。山上、山下景色截然不同,足見氣溫的垂直變化〔泰山。氣溫的水平分布〔一影響分布的因素氣溫的水平分布取決于太陽輻射、海陸分布、大氣環(huán)流以及海拔高度等因素的綜合影響。1、太陽輻射：由于太陽輻射隨緯度有明顯的變化所以地溫、氣溫的分布也是由赤道向兩極遞減。2、海陸分布：地球表面最大差異為海陸分布。由于海陸熱力差異同一緯度上海陸氣溫分布是不同的。3、大氣環(huán)流：大氣環(huán)流是熱量的水平輸送者,它的作用是調(diào)劑海洋和陸地,高緯和低緯的熱量差異。4、海拔高度：它的影響表現(xiàn)為在同一地區(qū),高度不同氣溫明顯不同。在上述影響下,地球上氣溫就出現(xiàn)了P54、55兩圖所描繪的分布狀況。二、對流層中氣溫的垂直分布1、對流層氣溫垂直分布情況r=0.65℃/100mr為變量,在不同層次上r值并不相同。P56幾個(gè)數(shù)值。2、逆溫對流運(yùn)動(dòng)的阻擋層,即隨高度升高氣溫也升高。a?0幾種情況：⑴輻射逆溫〔經(jīng)常發(fā)生,日出后消失⑵平流逆溫〔冬季沿海暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上,會(huì)發(fā)生接觸冷卻作用,愈近地表面的空氣降溫愈多,而上層空氣受冷地表面的影響小,降溫較少,于是產(chǎn)生逆溫現(xiàn)象。這種因空氣的平流而產(chǎn)生的逆溫,稱平流逆溫〔圖2·37。但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用分不開。因?yàn)榧仁瞧搅?就具有一定風(fēng)速,這就產(chǎn)生了空氣的湍流,較強(qiáng)的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞,使逆溫層不能與地面相聯(lián),而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降得更低,逆溫也愈加明顯。另外,夜間地面輻射冷卻作用,可使平流逆溫加強(qiáng),而白天地面輻射增溫作用,則使平流逆溫減弱,從而使平流逆溫的強(qiáng)度具有日變化。⑶湍流逆溫〔舉例,計(jì)算由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫,稱為湍流逆溫。其形成過程可用圖2·36來說明。圖中AB為氣層原來的氣溫分布,氣溫直減率〔γ比干絕熱直減率〔γd小,經(jīng)過湍流混合以后,氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。這是因?yàn)橥牧鬟\(yùn)動(dòng)中,上升空氣的溫度是按干絕熱直減率變化的,空氣升到混合層上部時(shí),它的溫度比周圍的空氣溫度低,混合的結(jié)果,使上層空氣降溫?？諝庀鲁?xí)r,情況相反,會(huì)使下層空氣增溫。所以,空氣經(jīng)過充分的湍流混合后,氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。圖中CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。這樣,在湍流減弱層〔湍流混合層與未發(fā)生湍流的上層空氣之間的過渡層就出現(xiàn)了逆溫層DE?！?鋒面逆溫冷暖空氣團(tuán)相遇時(shí),較輕的暖空氣爬到冷空氣上方,在界面附近也會(huì)出現(xiàn)逆溫,稱之為鋒面逆溫?！?下沉逆溫如圖2·38所示,當(dāng)某一層空氣發(fā)生下沉運(yùn)動(dòng)時(shí),因氣壓逐漸增大,以及因氣層向水平方向的輻散,使其厚度減小〔h＇＜h。如果氣層下沉過程是絕熱的,而且氣層內(nèi)各部分空氣的相對位置不發(fā)生改變,這樣空氣層頂部下沉的距離要比底部下沉的距離大,其頂部空氣的絕熱增溫要比底部多。于是可能有這樣的情況：當(dāng)下沉到某一高度上,空