11地面、大氣輻射與大氣的增溫、冷卻～結(jié)合相關(guān)高考真題

地面、大氣輻射與大氣的增溫、冷卻～結(jié)合相關(guān)高考真題太陽輻射雖然是地球上的主要能源，但因為大氣本身對太陽輻射直接吸收很少，而水、陸、植被等地球表面（又稱下墊面）卻能大量吸收太陽輻射，并經(jīng)轉(zhuǎn)化供給大氣，從這個意義來說，下墊面是大氣的直接熱源。為此，在研究大氣熱狀況時，必須了解地面和大氣之間交換熱量的方式及地-氣系統(tǒng)的輻射差額。一、地面、大氣的輻射和地面有效輻射地面能吸收太陽短波輻射，同時按其本身的溫度不斷地向外放射長波輻射。大氣對太陽短波輻射幾乎是透明的，吸收很少，但對地面的長波輻射卻能強烈吸收。大氣也按其本身的溫度，向外放射長波輻射。通過長波輻射，地面和大氣之間，以及大氣中氣層和氣層之間，相互交換熱量，并也將熱量向宇宙空間散發(fā)。(一)地面和大氣輻射的表示地面和大氣都按其本身的溫度向外放出輻射能。由于它們不是絕對黑體，運用斯蒂芬-波耳茲曼定律，可寫成如下形式Eg=δσT?(2·18)Ea=δ'σT?(2·19)式中Eg和Ea分別表示地面和大氣的輻射能力，T表示地面和大氣的溫度，δ和δ'分別稱地面和大氣的相對輻射率，又稱比輻射率。其大小為地面或大氣的輻射能力與同一溫度下黑體輻射能力的比值，在數(shù)值上等于吸收率。σ為斯—波常數(shù)，即5.67×10??W/(m2·K?)。表示總放射能力與其溫度的四次方成正比。如地面溫度為15℃，以δ=0.9，則可算Eg=0.9×5.67×10??×(288)?=346.7W/m2同樣，當(dāng)?shù)孛鏈囟葹?5℃，根據(jù)維恩定律可算得。λm=維恩定律：溫度越高，輻射極大值波長越短。C/T維恩定律：溫度越高，輻射極大值波長越短。地面平均溫度約為300K，對流層大氣的平均溫度約為250K，故其熱輻射中95%以上的能量集中在3—120μm的波長范圍內(nèi)(屬于肉眼不能直接看見的紅外輻射)。其輻射能最大段波長在10—15μm范圍內(nèi)，所以我們把地面和大氣的輻射稱為長波輻射。(二)地面和大氣長波輻射的特點1.大氣對長波輻射的吸收大氣對長波輻射的吸收非常強烈，吸收作用不僅與吸收物質(zhì)及其分布有關(guān)，而且還與大氣的溫度、壓強等有關(guān)。大氣中對長波輻射的吸收起重要作用的成分有水汽、液態(tài)水、二氧化碳和臭氧等。它們對長波輻射的吸收同樣具有選擇性。圖2·12描繪了整個大氣對長波輻射的放射與透射光譜。由圖看出，大氣在整個長波段，除8—12μm一臭氧可吸收遠(yuǎn)紅外，水汽和CO?可吸收遠(yuǎn)紅外、超遠(yuǎn)紅外。段外，其余的透射率近于零，即吸收率為1.8—12μm處吸收率最小，透明度最大，稱為“大氣窗口”。臭氧可吸收遠(yuǎn)紅外，水汽和CO?可吸收遠(yuǎn)紅外、超遠(yuǎn)紅外。這個波段的輻射，正好位于地面輻射能力最強處，所以地面輻射有20%的能量透過這一窗口射向宇宙空間。在這一窗口中9.6μm附近有一狹窄的臭氧吸收帶，對于地面放射的14μm以上的遠(yuǎn)紅外輻射，幾乎能全部吸收，故此帶可以看成近于黑體。水汽對長波輻射的吸收最為顯著，除8—12μm波段的輻射外，其它波段都能吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最強。液態(tài)水對長波輻射的吸收性質(zhì)與水汽相仿，只是作用更強一些，厚度大的云層表面可當(dāng)作黑體表面。二氧化碳有兩個吸收帶，中心分別位于4.3μm和14.7μm。第一個吸收帶位于溫度為200—300K絕對黑體的放射能量曲線的末端，其作用不大，第二個吸收帶從12.9—17.1μm，比較重要。典例（2020浙江卷)氧化亞氮(N?O)在百年尺度內(nèi)的增溫效應(yīng)是等量二氧化碳的近300倍。農(nóng)田是氧化亞氮的第一大排放源。完成10、11題。10.氧化亞氮具有增溫效應(yīng),主要是因為A.大氣輻射總量增加B.大氣吸收作用增強C.地面輻射總量增加D.地面反射作用增強11.農(nóng)田排放的氧化亞氮,主要來源于A.作物生長時的排放B.大氣中氮氣的轉(zhuǎn)化C.秸稈燃燒時的產(chǎn)生D.生產(chǎn)中氮肥的施用答案：10.B【解析】本題主要考查大氣的受熱原理、農(nóng)業(yè)生產(chǎn)對地理環(huán)境的影響。大氣中的溫室氣體可以強烈吸收地面長波輻射，減少地面長波輻射的散失，從而具有增溫效應(yīng)。閱讀材料可知，氧化亞氮和二氧化碳一樣，都屬于溫室氣體，故B選項正確，ACD選項錯誤。11.D【解析】作為植物而言，農(nóng)作物和其他植被沒有本質(zhì)的區(qū)別，因此作物生長時的排放、大氣中氮氣的轉(zhuǎn)化不足以體現(xiàn)農(nóng)田是氧化亞氮的第一大排放源；秸稈燃燒不會產(chǎn)生氧化亞氮，產(chǎn)生的主要是二氧化碳；農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中氮肥如果沒有被農(nóng)作物充分吸收，就會產(chǎn)生氧化亞氮。故D選項正確，ABC選項錯誤。2.大氣中長波輻射的特點長波輻射在大氣中的傳輸過程與太陽輻射的傳輸有很大不同。第一，太陽輻射中的直接輻射是作為定向的平行輻射進入大氣的，而地面和大氣輻射是漫射輻射。第二，太陽輻射在大氣中傳播時，僅考慮大氣對太陽輻射的削弱作用，而未考慮大氣本身的輻射的影響。這是因為大氣的溫度較低，所產(chǎn)生的短波輻射是極其微弱的。但考慮長波輻射在大氣中的傳播時，不僅要考慮大氣對長波輻射的吸收，而且還要考慮大氣本身的長波輻射。干冷、晴朗、靜風(fēng)、空氣潔凈的高海拔、粗糙裸地干冷、晴朗、靜風(fēng)、空氣潔凈的高海拔、粗糙裸地，通過地面輻射失去熱量最快。第三，長波輻射在大氣中傳播時，可以不考慮散射作用。這是由于大氣中氣體分子和塵粒的尺度比長波輻射的波長要小得多，散射作用非常微弱。(三)大氣逆輻射和地面有效輻射1.大氣逆輻射和大氣保溫效應(yīng)大氣輻射指向地面的部分稱為大氣逆輻射。大氣逆輻射使地面因放射輻射而損耗的能量得到一定的補償，由此可看出大氣對地面有一種保暖作用，這種作用稱為大氣的保溫效應(yīng)。據(jù)計算，如果沒有大氣，近地面的平均溫度應(yīng)為—23℃，但實際上近地面的均溫是15℃，也就是說大氣的存在使近地面的溫度提高了38℃。2.地面有效輻射地面放射的輻射(Eg)與地面吸收的大氣逆輻射(δEa)之差，稱為地面有效輻射，以F?表示。則F?=Eg—δEa(2·20)通常情況下，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。只有在近地層有很強的逆溫及空氣濕度很大的情況下，有效輻射才可能為負(fù)值，這時地面才能通過長波輻射的交換而獲得熱量。影響有效輻射的主要因子有：地面溫度，空氣溫度，空氣濕度和云況。一般情況下，在濕熱的天氣條件下，有效輻射比干冷時小，有云覆蓋時比晴朗天空條件下有效輻射??；空氣混濁度大時比空氣干潔時有效輻射小；在夜間風(fēng)大時有效輻射?。挥心鏈貢r有效輻射小，甚至可出現(xiàn)負(fù)值；而海拔高度高的地方有效輻射大；當(dāng)近地層氣溫隨高度顯著降低時，有效輻射大。此外，有效輻射還與地表面的性質(zhì)有關(guān)，平滑地表面的有效輻射比粗糙地表面有效輻射??；有植物覆蓋時的有效輻射比裸地的有效輻射小。有效輻射具有明顯的日變化和年變化。其日變化具有與溫度日變化相似的特征。在白天，由于低層大氣中垂直溫度梯度增大，所以有效輻射值也增大，中午12—14時達最大；而在夜間由于地面輻射冷卻的緣故，有效輻射值也逐漸減小，在清晨達到最小。當(dāng)天空有云時，可以破壞有效輻射的日變化規(guī)律。有效輻射的年變化也與氣溫的年變化相似，夏季最大，冬季最小。但由于水汽和云的影響使有效輻射的最大值不一定出現(xiàn)在盛夏。我國秦嶺、淮河以南地區(qū)有效輻射秋季最大，春季最?。蝗A北、東北等地區(qū)有效輻射則春季最大，夏季最小，這是由于水汽和云況的影響。不考慮云雨天氣，則夏季午后的地面通過長波輻射失去熱量最多不考慮云雨天氣，則夏季午后的地面通過長波輻射失去熱量最多。二、地面及地-氣系統(tǒng)的輻射差額地面和大氣因輻射進行熱量的交換，其能量的收支狀況，是由短波和長波輻收支作用的總和來決定的。我們把物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱為凈輻射或輻射差額。即輻射差額=收入輻射一支出輻射。在沒有其它方式進行熱交換時，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，會有升溫或降溫產(chǎn)生。輻射差額為零時，物體的溫度保持不變。(一)地面的輻射差額地面由于吸收太陽總輻射和大氣逆輻射而獲得能量，同時又以其本身的溫度不斷向外放出輻射而失去能量。某段時間內(nèi)單位面積地表面所吸收的總輻射和其有效輻射之差值，稱為地面的輻射差額。若以Rg表示單位水平面積、單位時間的輻射差額，則得Rg=(Q+q)(1-a)-F?式中(Q+q)是到達地面的太陽總輻射，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；F?為地面的有效輻射。顯然，地面輻射能量的收支，決定于地面的輻射差額。當(dāng)Rg>0時，即地面所吸收的太陽總輻射大于地面的有效輻射，地面將有熱量的積累；當(dāng)Rg<0時，則地面因輻射而有熱量的虧損。影響地面輻射差額的因子很多，除考慮到影響總輻射和有效輻射的因子外，還應(yīng)考慮地面反射率的影響。反射率是由不同的地面性質(zhì)決定的，所以不同的地理環(huán)境、不同的氣候條件下，地面輻射差額值有顯著的差異。地面輻射差額具有日變化和年變化。一般夜間為負(fù)，白天為正，由負(fù)值轉(zhuǎn)到正值的時刻一般在日出后1h，由正值轉(zhuǎn)到負(fù)值的時刻一般在日落前1—1.5h。在一年中，一般夏季輻射差額為正，冬季為負(fù)值，最大值出現(xiàn)在較暖的月份，最小值出現(xiàn)在較冷的月份。圖2·13表示無云情況下，輻射差額各分量的日變化。其中地面輻射和有效輻射曲線對正午來說是不對稱的，其絕對最大值發(fā)生在12時以后，這是由于地表最高溫度出現(xiàn)在13時左右造成的，因而也導(dǎo)致輻射差額曲線對正午的不對稱。圖2·14是上海7月份晴天輻射差額日變化的情況。圖2·15給出了我國不同地區(qū)輻射差額年變化的情況。由圖2·15可以看出，贛州代表我國南部地區(qū)，地面輻射差額月最大值出現(xiàn)在7月，而北部地區(qū)以北京為例，沙漠地區(qū)以白天和夏季，地面積累熱量，夜晚、冬季失去熱量。中國北方得、失熱量都更快。敦煌為例，地面輻射差額月最大值都出現(xiàn)在6月。地面輻射差額的最小值出現(xiàn)在白天和夏季，地面積累熱量，夜晚、冬季失去熱量。中國北方得、失熱量都更快。輻射差額的年振幅隨一般大氣上界輻射損失的熱量多于它吸收的太陽輻射和地面輻射，有熱量虧損。地理緯度的增加而增大。對同一地理緯度來說，一般大氣上界輻射損失的熱量多于它吸收的太陽輻射和地面輻射，有熱量虧損。全球各緯度絕大部分地區(qū)地面輻射差額的年平均值都是正值，只有在高緯度和某些高山終年積雪區(qū)才是負(fù)值。就整個地球表面平均來說是收入大于支出的，也就是說地球表面通過輻射方式獲得能量。(二)大氣的輻射差額大氣的輻射差額可分為整個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表示整個大氣層的輻射差額，qa表示整個大氣層所吸收的太陽輻射，F(xiàn)?、F∞分別表示地面及大氣上界的有效輻射，則整個大氣層輻射差額的表達式為Ra=qa十F?—F∞(2·22)式中F∞總是大于F?的，并qa一般是小于F∞一F?，所以整個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。(三)地-氣系統(tǒng)的輻射差額如果把地面和大氣看作為一個整體，其輻射能的凈收入為Rs=(Q+q)(1-a)+qa—F∞式中qa和F∞分別為大氣所吸收的太陽輻射和大氣上界的有效輻射。就個別地區(qū)來說，地氣系統(tǒng)的輻射差額既可以為正，也可以為負(fù)。但就整個地氣系統(tǒng)來說，這種輻射差額的多年平均應(yīng)為零。因觀測表明，整個地球和大氣的平均溫度多年來是沒有什么變化的。也就說明了整個地-氣系統(tǒng)所吸收的輻射能量和放射出的輻射能量是相等的，從而使全球達到輻射平衡。圖2·17描繪了南北半球各緯度輻射收支情況，以及各緯圈行星反射率。由圖可以看出，無論南、北半球，地-氣系統(tǒng)的輻射差額在緯度30°處是一轉(zhuǎn)折點。北緯35°以南的差額是正值，以北是負(fù)值。這樣，會不會造成低緯地區(qū)的不斷增溫和高緯地區(qū)的不斷降溫。多年的觀測事實表明，不會如此。從長期的平均情況來看，高緯及低緯地區(qū)的溫度變化是很微小的。這說明必定有另外一些過程將低緯地區(qū)盈余的熱量輸送至高緯地區(qū)。地球收入的太陽直接、散射輻射，或被地面反射，或被大氣上界輻射散失，多年平均的熱量收支相抵。這種熱量的輸送主要是由地球收入的太陽直接、散射輻射，或被地面反射，或被大氣上界輻射散失，多年平均的熱量收支相抵。三、海陸的增溫和冷卻的差異大氣的熱能主要來自地面，而地面情況有很大的差別。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，這是因為陸面對太陽光的反射率大于水面。就平均狀況而論，陸面和水面的反射率之差約為10%一20%。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%一20%。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。這是因為陸地表面的巖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，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，那么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月。典例（2020年浙江卷)海洋熱力性質(zhì)：吸收太陽能多，反射少；分布厚，對流深海洋熱力性質(zhì)：吸收太陽能多，反射少；分布厚，對流深；傳給空氣少，比熱容大。下圖為兩極地區(qū)多年平均海冰面積年內(nèi)變化圖。完成第23題。23.對比兩極地區(qū)年內(nèi)海冰消融速度差異,原因可能是A.南極地區(qū)受西風(fēng)漂流影響，海冰消融慢B.北極地區(qū)受北大西洋暖流影響,海冰消融快C.南極地區(qū)下墊面比熱小,吸熱升溫快,海冰消融快D.北極地區(qū)臭氧空洞小,太陽輻射強度大,海冰消融慢答案：23.C【命題意圖】本題主要考查影響氣溫的因素，以及區(qū)域認(rèn)知、綜合思維核心素養(yǎng)?！菊_項分析】南極地區(qū)以南極洲（陸地）為主，下墊面比熱小，吸熱升溫快，海冰消融速度較快，C正確?！惧e誤項分析】讀圖可知，左圖2一3月海冰面積最大，8一9月海冰面積最小，為北極地區(qū)；右圖9月海冰面積最大，2月海冰面積最小，為南極地區(qū)。北極地區(qū)海冰面積從約1300萬km2消融縮小到約500萬km2用了約5個月，南極地區(qū)海冰面積從約1600萬km2消融縮小到約200萬km也用了約5個月，說明南極地區(qū)海冰的消融速度較快，故A、B錯誤。臭氧能夠吸收太陽輻射中的紫外線，削弱到達地面的太陽輻射，與南極地區(qū)相比，北極地區(qū)臭氧空洞小，太陽輻射強度較小，加之北極地區(qū)以海洋為主，下墊面比熱大，吸熱升溫慢，從而導(dǎo)致北極地區(qū)海冰消融速度較慢，C正確、D錯誤。四、空氣的增溫和冷卻根據(jù)分子運動理論，空氣的冷熱程度只是一種現(xiàn)象，它實質(zhì)上是空氣內(nèi)能大小的表現(xiàn)。當(dāng)空氣獲得熱量時，其內(nèi)能增加，氣溫也就升高；反之，空氣失去熱量時，內(nèi)能減小，氣溫也就隨之降低?？諝鈨?nèi)能變化既可由空氣與外界有熱量交換而引起；也可由外界壓力的變化對空氣作功，使空氣膨脹或壓縮而引起。在前一種情況下，空氣與外界有熱量交換，稱為非絕熱變化；在后一種情況下，空氣與外界沒有熱量交換，稱為絕熱變化。改變氣溫的方式：得失熱量—非絕熱變化改變氣溫的方式：得失熱量—非絕熱變化；外力作功，膨脹、收縮改變內(nèi)能—絕熱變化。(一）氣溫的非絕熱變化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動將能量從一個分子傳遞給另一分子，從而達到熱量平衡的傳熱方式?？諝馀c地面之間，空氣團與空氣團之間，當(dāng)有溫度差異時，就會以傳導(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，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，周圍冷而重的空氣便下降來補充（圖2·18），這種升降運動，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)則運動稱為湍流，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產(chǎn)生的。有湍流時，相鄰空氣團之間發(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）時要吸收熱量；相反，水汽在凝結(jié)（或凝華）時，又會放出潛熱。如果蒸發(fā)熱量傳遞方式：地面—大氣間靠輻射；大氣內(nèi)部—對流、湍流；海面—大氣間靠潛熱輸送。（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），就會使熱量傳遞方式：地面—大氣間靠輻射；大氣內(nèi)部—對流、湍流；海面—大氣間靠潛熱輸送。例如，從地面蒸發(fā)的水汽，在空中發(fā)生凝結(jié)時，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、空氣團與空氣團之間發(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，事實上，同一時間對同一團空氣而言，溫度的變化常常是幾種作用共同引起的。哪個為主，哪個為次，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）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，進行熱量交換。(二)氣溫的絕熱變化1.絕熱過程與泊松方程大氣中進行的物理過程，通常伴有不同形式的能量轉(zhuǎn)換。在能量轉(zhuǎn)換過程中，空氣的狀態(tài)要發(fā)生改變。在氣象學(xué)上，任一氣塊與外界之間無熱量交換時的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。在大氣中，作垂直運動的氣塊，其狀態(tài)變化通常接近于絕熱過程。當(dāng)升、降氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作干絕熱過程。要求出在絕熱過程中氣溫的變化，必須應(yīng)用熱力學(xué)第一定律。如有Q熱量加到一個孤立的氣體系統(tǒng)中，該熱量可分為兩部分，即增加該系統(tǒng)的內(nèi)能(dE)及對外所作的功(dW)。因此，對于空氣，熱力學(xué)第一定律可以寫成dQ=dE+dW(2·24)對于理想氣體來說，氣體內(nèi)能就是其分子運動的動能。對1g氣體而言，它等于Cv×T(T為氣體溫度，Cv為定容比熱)。當(dāng)氣溫變化為dT時，其值為dE=Cv×dT(2·25)(2·24)式右邊第二項為在定壓狀況下氣體膨脹時所作的功。如以P表示壓力，V表示氣體比容，則dW=PdV(2.26)將(2·25)、(2·26)式代入(2·24)式，得dQ=Cv×dT+P×dV(2·27)利用狀態(tài)方程PV=RT，對它進行微分，則有P×dV+V×dP=R×dT(2·28)將(2·28)式代入(2·27)式，消去PdV,并用Cp=Cv+R表示氣體的定壓比熱，得dQ=Cp×dT—(RT×dP)÷P(2·29)氣團膨脹上升，排開周圍空氣，做功損失內(nèi)能，溫度降低氣團膨脹上升，排開周圍空氣，做功損失內(nèi)能，溫度降低。這是氣象學(xué)中熱力學(xué)第一定律的常用形式。式中，dQ為單位質(zhì)量空氣由于熱傳導(dǎo)、輻射引起的熱量變化；Cp是空氣的定壓比熱。如果討論的對象是單位質(zhì)量的干空氣，實測Cp=1.005J/(g·K)；R為比氣體常數(shù)，對干空氣來說，比氣體常數(shù)Rd=0.287J/(g·K)。當(dāng)系統(tǒng)是絕熱變化時，即dQ=0時，其狀態(tài)的變化，即向外作功是要靠系統(tǒng)內(nèi)能負(fù)擔(dān)，(2·29)式可寫為Cp×dT—(RT×dP)/P=0(2.30)上式將氣體的壓力變化和溫度變化聯(lián)系起來。在大氣中，氣壓變化主要由空氣塊的位移引起。在絕熱條件下，當(dāng)空氣質(zhì)點上升時，壓力減少，dP<0，這時Cp×dT<0，因而溫度要降低；當(dāng)空氣質(zhì)點下沉?xí)r，壓力增加，dP>0，這時Cp×dT>0，因而溫度要升高。對(2·30)式在(P?，P)及(T?，T)范圍內(nèi)積分可得終態(tài)溫度/初態(tài)溫度=(終態(tài)氣壓/初態(tài)氣壓)的(比氣體常數(shù)/定壓比熱)次方(2·31)因為比氣體常數(shù)/定壓比熱=0.287J/(g·K)÷1.005J/(g·K)≈0.286，則終態(tài)溫度/初態(tài)溫度=(終態(tài)氣壓/初態(tài)氣壓)的0.286次方(2·32)(2·32)式是干絕熱方程，亦稱泊松方程。它給出了干絕熱過程氣塊初態(tài)(P?，T?)和終態(tài)(P，T)之間的內(nèi)在聯(lián)系，即絕熱變化時溫度隨氣壓變化的具體規(guī)律。例如初態(tài)為P?=1000hPa，T?=273K，就可以算出氣壓變?yōu)?050hPa時，溫度將變?yōu)?76.7K；當(dāng)氣壓變?yōu)?00hPa時，溫度將變?yōu)?65K。2.干絕熱直減率和濕絕熱直減率氣塊絕熱上升單位距離時的溫度降低值，稱絕熱垂直減溫率（簡稱絕熱直減率）。對于干空氣和未飽和的濕空氣來說，則稱干絕熱直減率，以γd表示，即γd=一(dTi)/(dZ)d其中i表示某一氣塊。將(2·30)式等號兩邊同除以dZ并整理，則干絕熱垂直遞減率=—比氣體常數(shù)×氣團溫度×(氣壓的積分/高度的積分)(2·33)對于所討論的大多數(shù)大氣過程而言，能夠滿足準(zhǔn)靜力條件，即氣塊的氣壓Pi，時時都與四周大氣的氣壓P處于平衡，即Pi=P及Pi+dPi=P+dP。氣溫隨高度呈層結(jié)分布，一般海拔每高出100米氣溫隨高度呈層結(jié)分布，一般海拔每高出100米，氣溫約低0.65℃。又因為(氣壓的積分/高度的積分)=一大氣的密度×重力加速度此為靜力學(xué)基本方程。再運用狀態(tài)方程(2·33)式則為γd=(g/Cp)×(Ti/T)在實際大氣中，T與Ti之差通常不超過10度，以絕對溫標(biāo)表示的比值于接近于1，所以常取干絕熱垂直遞減率=重力加速度/空氣的定壓比熱(2·34)若忽略g隨高度和緯度的微小變化及Cp隨溫度的微小變化，取g=9.81m/s2，Cp=1005m2/(s2·K)，以度/100m為γd的單位，則γd≈0.98K/100m(或0.98℃/10m)實際工作中取γd=1℃/100m，這就是說，在干絕熱過程中，氣塊每上升100m，溫度約下降1℃。必須注意：γd與γ(氣溫直減率)的含義是完全不同的。γd是干空氣在絕熱上升過程中氣塊本身的降溫率，它近似于常數(shù)；而γ是表示周圍大氣的溫度隨高度的分布情況。大氣中隨地—氣系統(tǒng)之間熱量交換的變化，γ可有不同數(shù)值，即可以大于、小于或等于Yd。如果氣塊的起始溫度為T0，干絕熱上升△Z高度后，其溫度T為T=T0—γd×△Z(2·35)下面來討論飽和空氣絕熱變化的情況：飽和濕空氣絕熱上升時，如果只是膨脹降溫，亦應(yīng)每上升100m減溫1℃。但是，水汽既已飽和了，就要因冷卻而發(fā)生凝結(jié)，同時釋放凝結(jié)潛熱，加熱氣塊。所以飽和濕空氣絕熱上升時因膨脹而引起的減溫率恒比干絕熱減溫率小。飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱為濕絕熱直減率，以γm表示。設(shè)1g飽和濕空氣中含有水汽qsg，絕熱上升，凝結(jié)了dqsg水汽，所釋放出的潛熱為dQ=—Ldqs(2·36)式中L表示水汽的凝結(jié)潛熱。上式右邊的負(fù)號表示當(dāng)有水汽凝結(jié)時得到熱量，因為這時水汽減少，dqs<0，則dQ>0；當(dāng)水分蒸發(fā)時消耗熱量，這時dqs>0，則dQ<0。應(yīng)用飽和濕空氣的熱力學(xué)第一定律的形式，則為—Ldqs=Cp×dT—(RT×dP)/P(2·37)由于這個方程中只包含濕空氣的相變所產(chǎn)生的熱量，而沒有考慮其它的熱量，所以(2·37)式又稱為濕絕熱方程。干氣團每上升100米，氣溫降低1℃干氣團每上升100米，氣溫降低1℃；濕氣團冷凝放熱，故溫度降低得慢一些。飽和濕空氣上升時，方程(2·37)可寫成dT=RT×dP/(Cp×P)—L×dqs/Cp(2·38)上式說明，飽和濕空氣上升時，溫度隨高度的變化是由兩種作用引起的：一種是由氣壓變化引起的，例如上升時氣壓減小，dP<0，這使得溫度降低；另一種作用是由水汽凝結(jié)時釋放潛熱引起的，上升時水汽凝結(jié)，dqs<0，造成溫度升高。因此，凝結(jié)作用可抵消一部分由于氣壓降低而引起的溫度降低。有水汽凝結(jié)時，空氣上升所引起的降溫將比沒有水汽凝結(jié)時要緩慢。類似于求干絕熱直減率γd的推導(dǎo)，可得dTi/dZ=—g×Ti/(Cp×T)—L×dqs/(dZ×Cp)(2.39)或近似地：溫度變化量/高度變化量=—重力加速度/定壓比熱—水的凝結(jié)潛熱×水汽變化量/(空氣的定壓比熱×高度變化量)=—干絕熱直減率—水的凝結(jié)潛熱×水汽變化量/(空氣的定壓比熱×高度變化量)(2·40)由此，濕絕直減率γm的表達式可寫成：干絕熱直減率+水的凝結(jié)潛熱×水汽變化量/(空氣的定壓比熱×高度變化量)(2·41)當(dāng)飽和濕空氣上升時，高度變化量>0，水汽變化量<0，則二者之比<0；下降時，高度變化量<0，水汽變化量>0，則二者之比<0，所以γm總小于Yd。此外，由于(水汽變化量/溫度變化量)是氣壓和溫度的函數(shù)，所以濕絕熱直減率不是常數(shù)，而是氣壓和溫度的函數(shù)，表2·4給出不同溫度和氣壓下γm的值。由表可見，Ym隨溫度升高和氣壓減小而減小。設(shè)問：解釋隨著濕空氣升高設(shè)問：解釋隨著濕空氣升高，其溫度下降的速度遞減的原因？這是因為氣溫高時，空氣的飽和水汽含量大，每降溫1℃水汽的凝結(jié)量比氣溫低時多。例如，溫度從20℃降低到19℃時，每立方米的飽和空氣中有1g的水汽凝結(jié)；而溫度從0℃降到—1℃時，每立方米的飽和空氣中只有0.33g的水汽凝結(jié)。這就是說飽和空氣每上升同樣的高度，在溫度高時比溫度低時能釋放出更多的潛熱。因此，在氣壓一定的條件下，高溫時空氣濕絕熱直減率比低溫時小一些。圖2·20為干、濕絕熱線的比較，干絕熱線直減率近于常數(shù)，故呈一直線；而濕絕熱線，因γm<Yd，故在干絕熱線的右方，并且下部因為溫度高，γm小，上部溫度低，γm大，這樣形成上陡下緩的一條曲線。到高層水汽凝結(jié)愈來愈多，空氣中水汽含量便愈來愈少，γm愈來愈和γd值相接近，使干、濕絕熱線近于平行。3.位溫和假相當(dāng)位溫空氣塊在干絕熱過程中，其溫度是變化的，同一氣塊處于不同的氣壓（高度）時，其溫度值常常是不同的，這就給處在不同高度上的兩氣塊進行熱狀態(tài)的比較帶來一定困難。為此，假設(shè)把氣塊都按絕熱過程移到同一高度（或等壓面上），就可以進行比較了。把各層中的氣塊循著干絕熱的程序訂正到一個標(biāo)準(zhǔn)高度：1000hPa處，這時所具有的溫度稱為位溫，以θ表示。根據(jù)泊松方程，即可得到位溫的表達式θ=T×(1000/P)o·2??(2·42)式中，T、P分別為干絕熱過程起始時刻的溫度和氣壓。從(2·42)式可以看出，位溫θ是溫度T和氣壓P的函數(shù)。在氣象學(xué)中，一般常用的熱力圖表以溫度T為橫坐標(biāo)，以壓力對數(shù)lnP為縱坐標(biāo)，稱為溫度對數(shù)壓力圖解。該圖上的干絕熱線即為等位溫線，是根據(jù)(2·42)式繪制的。當(dāng)已知空氣的溫度和壓力時，我們可由熱力圖表直接讀出位溫θ來。顯然，氣塊在循干絕熱升降時，其位溫是恒定不變的。這是位溫的重要性質(zhì)。必須指出，位溫只是把氣塊的氣壓、溫度考慮進去的特征量，并且只有在干絕熱過程中才具有保守性。在濕絕熱過程中，由于有潛熱的釋放或消耗，位溫是變化的。為此，又可導(dǎo)引出把潛熱影響考慮進去的溫濕特征量。大氣中的水汽達到凝結(jié)時，一般是部分凝結(jié)物脫離氣塊而降落，另一部分隨氣塊而運動。為了理解潛熱對氣塊的作用，可假設(shè)一種極端的情況，即水汽一經(jīng)凝結(jié)，其凝結(jié)物便脫離原上升的氣塊而降落，而把潛熱留在氣塊中來加熱氣團，這種過程稱假絕熱過程。當(dāng)氣塊中含有的水汽全部凝結(jié)降落時，所釋放的潛熱，就使原氣塊的位溫提高到了極值，這個數(shù)值稱為假相當(dāng)位溫，用θse表示，根據(jù)高度不同的干濕兩氣團比較熱狀態(tài)：先讓濕氣團按濕絕熱升高降溫，使水汽耗盡，再按干絕熱下沉增溫，與干空氣到同一海拔比較。高度不同的干濕兩氣團比較熱狀態(tài)：先讓濕氣團按濕絕熱升高降溫，使水汽耗盡，再按干絕熱下沉增溫，與干空氣到同一海拔比較。θse=θ+Lq/Cp(2·43)式中，Lq是氣塊在1000hPa處，1g濕空氣所含水汽量的凝結(jié)潛熱，Cp是空氣的定壓比熱。由(2·43)式可以看出，