气象学与气候学 周淑贞 考试重点

气象学与气候学复习重点

概述：

1、季风气候雨热同期

副热带夏干气候（地中海气候）夏干冬雨

2、岩溶发育CaCO

3 + CO

2

+ H

2

O——Ca(HCO

3

)

2

3、黄河尼罗河两河恒河

中国埃及巴比伦印度

4、香港成为全球金融中心之一的原因：

香港在世界时区上位于伦敦和纽约的中间，当香港的商行开始办公时，伦敦正是午夜时分；香港一天的交易结束时，伦敦市场交易活动却如火如荼；而到了香港的夜晚，纽约的交易市场又开始了。这样通过全球电讯信息网的联结，香港、纽约、伦敦三个不同时区的金融中心联成一体，昼夜运转，左右着全世界金融和贸易的进程。

5、为什么要将污染企业安排在城市的下风方向？

6、气象三大基本要素：温度（大气的冷热）

湿度（大气的干湿）

气压（大气的运动）

7、气象：大气中的物理现象。

天气：一定区域短时期内的大气状况及其变化的总称。

大气状况：一定区域短时期内各个气象要素的综合表现

比如：强暖性低压——台风

特定的天气受特定的气象要素的控制或影响

气候：多年天气综合的表现，包括某地或地区多年的大气平均状况和极端状况。特定时期的气候几乎受特定的天气系统的控制或影响

另：中国古代以5日为候，3候为气，一年24节气72候，各候各气都有其自然特征，合称气候。

天气与气候的区别和联系

区别：天气是短时期的，气候是长时期的；天气相对多变，气候相对比较稳定联系：两者都是对于一定区域而言；特定时期的气候几乎受特定的天气系统的控制或影响

8、气象学：专门研究大气物理现象的一门学科（气象观测）

气象要素：制约大气物理现象的重要因素如气温、湿度、气压等

天气学：研究天气形成、变化的规律，预测未来天气的一门学科

天气系统：导致天气分布和控制天气变化的相对独立系统

气候学：研究气候形成过程，描述各地区气候条件以及气候变迁

及原因的一门学科。

气候因子：太阳辐射、大气环流、海陆分布、地形等

温带海洋性气候受海陆分布影响最明显

第一章大气概述

第一节大气的组成

干洁空气水汽悬浮在空气中的固液微粒

一、干洁空气（排除法定义）

虽然以氮气、氧气占绝对多数，二者的重要性也的确不容小视，但二氧化碳和臭氧的重要性同样也不可忽视。P8

1、二氧化碳是重要的温室气体，为什么？

1）能够强烈地吸收和放射长波辐射（3-120微米）。

2）进一步而言，温室效应是如何形成的？

浓度增大，强烈吸收来自地太阳暖大地、大地暖大气、大气返大地；大气中CO

2

面的长波辐射，大气能量变大，外化为温度，表现为温度升高；温度升高，CO

2又会强烈地放射长波辐射，大地吸收的长波辐射增多，大地能量变大，外化为温度，表现为温度升高，这样循环造成温室效应对流层大气的直接热源是下垫面，下垫面释放长波辐射

1ppm=1*10-3ml/L=1*10-6ml

浓度

思考：厄尔尼诺现象与CO

2

大地与大气辐射合称为“地气辐射”是长波辐射，与之相对的是太阳辐射，是短波反射

O 氟氯烃化合物

CH4 N

2

※从温室效应来看，一个甲烷分子的作用为一个二氧化碳分子的2.1倍，一氧化二氮为206倍，氟氯烃化合物为万倍以上。

2、臭氧

形成：在高空，一般是通过光化学反应形成；在低空则是由有机物氧化或闪电形成。

臭氧主要分布在平流层，在20—30km高度处达到最大值，再往上则逐渐减少

为什么？

在大气的上层中，大气短波的强度很大，使得氧原子解离增多，因此氧原子和氧

在此处形成，由于它吸收一定波长的紫外线，又分子相遇的机会很少，即使O

3

引起自身的分解，因此在大气上层臭氧的含量不多；在20—30km高度这一层，既有足够的氧原子，又有足够的氧分子，这就造成了臭氧形成的最适宜条件，故这一层又称为臭氧层

为什么在平流层中一般来说随高度的升高温度升高？高空（特别解释30—

55km）氧原子也可以吸收和放射太阳辐射

作用：1）增温，在高空形成一个暖区，影响气温的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。

一般来说，在平流层中随高度升高温度升高；暖空气在上冷空气在下所以平流层的大气稳定；垂直运动几乎没有，主要表现为水平运动；飞机在平流层运动；与对流层进行比较

2）吸收紫外线，使生物免遭危害。

臭氧层空洞高原更容易受到紫外线的影响。

二、水汽

注意：水汽是气态，大气当中出现的现象几乎都与水汽相关

1、形成：蒸散，包括蒸腾和蒸发。

冬天打开暖水瓶，出现白色似雾的现象，这不是水汽，而是由于水汽凝结形成的。

2、作用：成云致雨；善于吸收和放射长波辐射，加之其三相变化又有热量转换，所以它对地面和空气的温度有一定的影响。

晴天的夜晚温度低（月夜苦寒）一定程度上可称水汽为温室气体

三、固液微粒

1、形成：往往由燃烧、海浪、风等形成。

2、作用：１）凝结核作用（能见度：视力正常的人在当时天气条件下，能够从天空背景中看到和辨认出目标物（黑色、大小适度）的最大距离）P18 ２）减弱太阳辐射和地面辐射。（吸收、反射、散射电磁波）

了解：大气污染由于自然或人为的原因，导致空气中有害物质的浓度超过一定限度，维持一定的时间，直接或间接地对人类正常生活、动植物正常生长以及对气候和各类物品、材料造成危害的现象。

第二节大气的垂直结构

一、大气的高度

实际上就是大气圈与星际空间之间的分界面问题

１、物理上界：与地面气候有关的某种物理现象发生的最大高度（大约1200公里左右）参照地球半径的1/6

２、密度上界：气体质点密度接近星际空间（每立方米一个质点，100-1000个电子）（2000-3000公里）参照地球半径的一半

二、大气的垂直分层

分层主要原则：气温随着高度的变化而变化进行分层及其所导致的大气运动状态P10

（一）对流层：

１．高度：平均约12公里（8-9；10-12；17-18），薄，但集中了大气层75%的质量和几乎所有水汽。

２．性质：一般情况下气温随着高度升高而降低 (γ)。

为什么一般情况下气温随着高度升高而降低？因为对流层大气的直接热源是下垫面，而并非太阳，离下垫面越近温度越高

也存在逆温现象

气温直递减率（气温垂直梯度γ）高度每增加100米，气温下降大约0.65 摄氏度

γ并不是定值γ>0随高度升高，气温降低，γ<0逆温，γ=0等温

如何测得γ？温差（相对低空的高温减去相对高空的低温）与高差（高空减去低空）

夏天与冬天谁的γ大？夏天γ大

对流层大气的直接热源是下垫面，越靠近下垫面的大气受下垫面的影响越大，夏天低空升温快，冬天低空降温快，远离下垫面的高空无论冬夏，温度的变化幅度偏小，导致夏天低高空温差大，冬天低高空温差小，所以夏天γ大

γ越大大气越不稳定，大气容易产生垂直方向上的运动，大气对流强烈，因此暴雨更容易出现在夏季。

暖流经过的地方与寒流经过的地方谁的γ大？暖流经过的地方γ大，暖流经过的地方容易形成云和降水，即水源充沛；寒流经过的地方干燥联系厄尔尼诺３．运动形态：由于地表面的不均匀加热产生垂直对流运动。

如何形成对流？

下垫面受热不均（中间温度高四周温度低；中间温度低四周温度高）

４．水平方向上物理性质不均匀，主要由于下垫面不均匀。

５．天气复杂多变，基本上各种天气现象都出现在这一层。

因为几乎所有水汽都在对流层。对流层之上几乎没有水汽，所以对流层之上很难看到天气现象

６．分层：摩擦层（1.5-2公里以下）（即行星边界层）受力分析考虑摩擦力中层（2-10公里）自由大气层受力分析不考虑摩擦力

上层（10-12公里）自由大气层受力分析不考虑摩擦力（对流层顶等温层）P12 等温层

（二）平流层：

１．高度：对流层顶到55公里左右

２．气温：30公里以下气温不变或微弱升高，以上则显著升高，形成暖层３．气流以水平运动为主并且相当稳定

４．水汽极少，多数时间天空晴朗，偶尔有积雨云冲入。有时在早晚可见贝母云。云可分为高云、中云、低云积雨云是低云，厚度很厚（可达到一万米）但水平范围小，云顶可能突破对流层顶到达平流层，云是大量水汽凝结而成的，导致积雨云的浮力小于重力，产生向下的加速度，快速下降，从而发生狂风暴雨。

划分依据：云底高度低于2000米为低云，云底高度大于6000米为高云，介于二者之间为中云。

（三）中间层：

１．高度：平流层顶到85公里左右

２．气温：随高度增加迅速下降，因为没有了臭氧

３．空气有垂直对流运动，故中间层又被称为高空对流层

４．几乎没有水汽，几乎看不到任何天气现象

（四）热层：

１．高度：中间层顶到800公里左右

２．气温：随高度增加迅速增加，主要因为波长小于0.175微米的太阳辐射被原子氧吸收。

３．空气处于高度电离状态，形成电离层，可反射无线电波

（五）散逸层：

１．高度：800公里以上

２．大气质点经常散逸到星际空间

第三节主要气象要素

一．气温

1．概念：表示空气冷热程度的物理量，实质上就是空气分子平均动能的表现。2．三种温标：

摄氏度：1013.3Hpa时纯水的冰点 100摄氏度：1013.3Hpa时纯水的沸点1013.3Hpa：即一个标准大气压

二．气压：

1．概念：单位面积上所承受的大气柱重量P=MG/A

如何测量气压？取单位面积，该面积之上的大气柱的重量除以面积

题

大于，但是无法与他们比较

一般情况下大于大于，但是还要考虑密度的影响因此不确定

结论：同一地点随高度升高气压一定降低。

2．气压单位：（标准大气压、帕斯卡、百帕、mmHg）

标准大气压：0摄氏度、45度纬度、海平面的大气压

1标准大气压=760mmHg=1013.3Hpa

三．湿度

１．概念：表征大气中水汽含量多少的物理量

２．表征量：１）绝对湿度a：单位体积空气中所含水汽的质量

２）实际水汽压e：实际大气中水汽所产生的那部分压强

３）饱和水汽压E：温度一定，单位体积空气可达到的最大水汽含量所产生的压强随着温度变化饱和水汽压会发生变化；饱和水汽压可以看成一定温度下，一定体积空气容纳水汽的能力

４）相对湿度f：水汽压与同温度下饱和水汽压的比值(百分比) ，相对湿度不去小数

５）饱和差d：饱和水汽压与实际水汽压的差值

关系：空气越干燥，相对湿度越小，饱和差越大，蒸发速度越快，单位时间内形成的蒸发量越大；空气越湿润，相对湿度越大，饱和差越小，蒸发速度越慢，单位时间内形成的蒸发量越小。

干湿温度计的原理：

由于水的蒸发会吸收热量，湿球温度表会低于干球温度表，干球温度表与湿球温度表会产生示度差，而示度差又可以与空气的相对湿度建立起内在联系。

示度差越大，表示湿球温度表损失的热量越多，即单位时间内水的蒸发量越大，即水的蒸发速度更快，即此时空气偏干燥，即空气的相对湿度偏小

示度差越小，表示湿球温度表损失的热量越少，即单位时间内水的蒸发量越小，即水的蒸发速度更慢，即此时空气偏湿润，即空气的相对湿度偏大

两只规格完全一样的温度表却可以实现对相对湿度的观测

（一般而言，计只能实现实时观测，表可以实现自动观测和储存）

四．云量

云遮蔽天空视野的成数。将地平面以上全部天空划分为10份，为云所遮蔽的份数即为云量。

第四节空气状态方程

1、一切气体在压强不太大，温度不太低（远离绝对零度）的条件下，满足PV=nRT。

虚温（湿空气状态方程）的应用意义：将Rw 的不确定性，转化为可测的Tv，的测量。

从而实现对ρ

w

干空气的平均分子量大于湿空气，所以 Rd

Tv（虚温）＝（1+0.378e / P）T

因此，湿空气状态方程可写为：P= ρRdTv

Tv与T的差值与实际水气压有着直接关系

湿空气状态方程的应用意义：观察Tv 可见实际水汽压(e)越大， Tv与T的差值越大。在低层大气，尤其是在夏季，e值较高，这时必须用湿空气状态方程；在高空，e值相对较小（水汽受重力，高空少，低空多），二者的差距也就不大，因此可一律采用干空气状态方程

第一章复习思考题：

名词解释：

气象气候天气气温垂直递减率大气污染标准大气压

饱和水汽压饱和差相对湿度

问答题：

1 何谓气象学？气候学？天气学？气候和天气有什么区别？

2 大气成分中，二氧化碳、臭氧、水汽的分布和作用。

3 大气在垂直方向上分为哪几层？分层原则？对流层和平流层的特征？

4 同温同压下干湿空气哪个重？why？虚温的意义和原理？

5 为什么城市地区二氧化碳的浓度要高一些？

第二章大气的热能和温度

第一节太阳辐射

一、辐射与辐射能

１．概念：自然界中的一切物体，只要温度高于绝对0度，它都会时刻不停地以电磁波的形式向外传递能量，这种传递能量的方式称为辐射。以这种方式所传递的能量被称为辐射能。

２．电磁波：波长范围：10-10微米—几公里长的无线电波

其中：0.4-0.76微米波长范围内的电磁波称为可见光，比可见光波长更长的有红外线、无线电波；更短的有紫外线、x射线、伽马射线等等

气象学研究的太阳、地球和大气的热辐射的波长范围大约在0.15-120微米之间３．表征辐射能力的物理量：

辐射通量密度：单位时间内，通过单位面积的辐射能量。（E）w/m2

辐射强度：单位时间内，通过垂直于选定方向上单位面积的辐射能量（I）w/m2一般情况下，辐射通量密度大于辐射强度

二．物体对于辐射的吸收、反射和透射

由图可见：总辐射Q0=Qa+Qr+Qd a+r+d=1

a：吸收率 r：反射率 d：透射率

物体的吸收率、反射率、透射率与辐射的波长和物体的性质有关

（比如二氧化碳强烈吸收长波辐射，而对短波辐射的吸收相对较少，有选择性；二氧化碳与水汽，大气主要吸收长波辐射，地表主要吸收短波辐射，）

黑体：为了研究的方便和便于比较，设想有这样一种物体，对于投射到该物体上的所有波长的辐射都能全部吸收，则该物体被称为黑体。即a=1，r=d=0。一切非黑体的吸收率都小于1。

辐射光谱曲线：物体发出的辐射总是在一定波长范围内的，并且在这个波长范围内是连续的。由此，我们可以根据一定温度下不同波长上该物体所放射出的辐射的辐射通量密度（分光辐射出射度）绘出一条连续的曲线，称之为辐射光谱曲线。分光辐射出射度：表征放射能力，分光即不同光

辐射光谱曲线图见P22

三、有关辐射的基本定律

1．基尔荷夫定律

1859年，基尔荷夫通过实验发现如下定律：

当物体处于热量平衡时（T为常数），物体在某一波长的辐射强度与物体对该波长的辐射的吸收率（K）的比值，只与此时温度和所定的波长有关，而与物体的

其它性质无关。即：I

λT ∕K

λT

=I

λT b

I

在一定温度，一定波长下是个定值

λT b

从这个公式可以看出：

对于同一物体，在某温度下放射某波长的辐射时，也吸收这一波长的辐射。不同物体，当它的放射能力较强时，它的吸收能力也很强，反之亦然。黑体的吸收能

强烈吸收和放射长波辐射，太阳系力最强，所以它也是最强的放射物体。（CO

2

中太阳的放射能力最强，说明他的吸收能力也越强，太阳可以看做黑体，太阳辐射可以看成黑体辐射。）

２．斯蒂芬-玻耳兹曼定律

反映了黑体的放射能力与温度的关系

黑体放射能力与温度和波长的关系图

根据实测数据研究表明，随着温度的升高，黑体对于各波长的放射能力都相应增强，二者成正相关。因此黑体放射的总能量也会显著增大。

斯蒂芬-玻耳兹曼定律表明：

=σT4

黑体的总辐射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比。即：E

T b

式中σ为斯蒂芬常数σ=5.67×10-8 W∕m2K4

对于非黑体，虽然不能直接套用这一公式，但规律性却是一样的，即放射能力也随着温度的增高而迅速增强。

比如，冬天烤火，加柴温度高，放射能力强，才会使人感到更温暖

３．维恩位移定律：反映了黑体放射能力随着波长的变化。

由黑体放射能力与温度和波长的关系图可以看出，黑体放射能力极大值所对应的波长是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。

维恩位移定律表明：黑体最大放射能力所对应的波长与其绝对温度成反比。即：λm· T =2896微米·开

非黑体的最大放射能力所对应的波长也是随着温度的增高向短波方向移动的。比如炼铁的时候，温度越来越高，开始是红光，随温度增高光会偏黄，再到白光。酒精灯外焰温度高颜色是蓝色，内焰温度低颜色是红色，同理天然气灶

太阳温度很高，所以太阳最大放射能力对应的波长短；下垫面与大气温度相对低，所以地气最大放射能力对应的波长长。

四．太阳辐射光谱和太阳常数

1．性质：太阳辐射光谱曲线与T=6000K时，根据黑体辐射公式计算出来的黑体光谱曲线非常相似，因此，可以把太阳辐射看作黑体辐射。

实线：实测的太阳辐射光谱曲线

虚线：理论曲线（6000K时黑体的辐射光谱曲线）

为什么太阳辐射可以被看成黑体辐射？（两点）

1）根据基尔霍夫定律，物体的放射能力越强，吸收能力也越强

2）太阳辐射光谱曲线与T=6000K时，根据黑体辐射公式计算出来的黑体光谱曲线非常相似

2．能量分布：

0.4-0.76微米属于可见光，能量占百分之五十

>0.76微米称为红外光，能量占百分之四十三

<0.40微米称为紫外光，能量占百分之七

由于太阳辐射能最强的波长为0.475微米，也就是说太阳辐射能主要集中在

0.475微米这一波长附近，而相应的地面和大气所放出的辐射主要集中在3-120微米波段内，因此我们一般把太阳辐射称为短波辐射，而地气辐射为长波辐射。把太阳辐射称为短波辐射，而地气辐射为长波辐射的依据是：维恩位移定律

地气辐射的波长主要集中在3到120微米

）

3．太阳常数：（I

就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的一平方厘米面积内，一分钟内所获得的太阳辐射能量，一般取1367正负7 w/m2

五．太阳辐射在大气中的减弱

1．大气对太阳辐射的吸收

大气中的水汽、二氧化碳、臭氧、氧气等都能吸收太阳辐射，并且各自的吸收带（辐射光波长范围）都不一样，这说明大气对太阳辐射的吸收具有选择性；

的吸（水汽的吸收带以红外区为主，所以水汽对太阳辐射的削弱作用不强；CO

2

收带主要在4.3微米附近，离0.475微米远，对太阳辐射的削弱作用不强；O

3

主要分布在平流层20到30千米范围内，对太阳辐射的吸收能力是强的，但是O

3

对流层中含量少，所以对对流层大气而言，臭氧的削弱作用弱

对于对流层大气而言，所有的大气组分通过吸收作用对太阳辐射的削弱作用都很微弱，换言之，对流层大气吸收的太阳辐射是少的。也就推出，对流层大气的直接热源不是太阳辐射，而是下垫面。）

由于大气中主要吸收物质对太阳辐射的吸收带都基本位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大。也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别对于对流层大气来说（考虑到O

组分），太阳辐射不是主

3

要的直接热源。

为什么太阳辐射不是对流层大气主要的直接热源？

1）由于大气中主要吸收物质对太阳辐射的吸收带都基本位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因此大气对太阳辐射的吸收较少

对太阳辐射的吸收带主要在可见光区，对太阳辐射的吸收能力是强的，2）尽管O

3

但是O3主要分布在平流层20到30千米范围内，对流层中含量少，所以对对流层大气而言，臭氧对太阳辐射的吸收作用弱

太阳暖大地，大地暖大气，太阳辐射到达地面之前先经过了大气层，为什么不是太阳直接暖大气呢？ P26

2．大气对太阳辐射的散射

①分子散射（蕾利散射）：

原因：空气分子的直径小于太阳辐射的电磁波波长。

（空气分子的直径是纳米级的，一般来说，空气分子的直径是小于1纳米）

规律：在此前提下，波长越短，散射越强，散射能力与波长的4次方成反比。例子：雨过天晴，天空呈青蓝色，因为青蓝色光波长较短，容易被散射。

强调雨过是因为降雨起到冲刷作用，将大气中的固液微粒冲刷下来，雨过天晴时大气对太阳辐射的散射以分子散射为主，而波长越短，散射越强，蓝光是可见光中波长较短的，更容易被散射，因此天空呈现青蓝色

朝霞与晚霞为什么是红色的？

清晨和黄昏是一天当中太阳高度角较小的时候，太阳光穿过大气层走过的路径最长的时候，太阳光在还没有到达地面之前波长较短的光就已然被散射掉了，所以，太阳到达地面时剩余大部分波长较长的光，比如橙光、红光。

②粗粒散射

原因：固液微粒的直径大于太阳辐射的电磁波波长。

规律：辐射的各种波长同样地被散射。

例子：下雨之前天空灰蒙蒙的；尘埃雾粒较多时，天空呈灰白色。

下雨之前，空气中的固液微粒多，直径大于太阳辐射的电磁波波长的固液微粒发生粗粒散射，各波长的光被同等散射，合成之后形成白光。

大江大河涨洪水之后，甚至污水沟，激起的浪花无论液态水的颜色是什么，浪花的颜色却始终都是白色的，道理在于：

浪花可以被看成大大小小的液态微粒所形成的聚合体，太阳光经过时发生的主要是粗粒散射，辐射的各种波长同样地被散射，所以说激起的浪花无论液态水的颜色是什么，浪花的颜色却始终都是白色的。 P27

3．大气中的云层和尘埃对太阳辐射的反射

尘埃：较大颗粒的微粒反射以云层为主，而影响云层反射率的最主要因素是云层的厚度。

高：反射率25% 稀薄：10%-20%

中：反射率50% 平均：50%-55%

低：反射率 65% 厚： 90%

高中低云按云底的高度划分，所以低云往往能形成相对大厚度。

高纬度地区，温度低，蒸发弱，实际到达空中水汽的绝对含量低，所以云量少赤道附近是全年平均太阳高度角最大的地方，但是受云量的影响，温度并不是全球最高。

全球平均来看，太阳辐射约有30％被散射和反射回宇宙，称之为行星反射率；20％被大气和云层直接吸收，50％到达地面被吸收。

六．到达地面的太阳辐射

1．直接辐射：（既没被吸收也没被散射和反射）以平行光线的形式直接投射到地面上的太阳辐射影响因子：太阳高度角

同样的一束光，斜着照射到地面上的时候比垂直照射时的受热面增大，太阳辐射被分摊到更大面积上; 太阳高度角越小，太阳光穿过的大气层越厚，太阳辐射被削弱的越多，所以以平行光线的形式直接投射到地面上的太阳辐射越少——太阳高度角越小，直接辐射越弱。 P28

So：夏强冬弱；中午最强，日出日落时最低；低纬强高纬低。

２.散射辐射：经过散射后自天空投射到地面的太阳辐射

影响因子：太阳高度角大气透明度

太阳高度角越大，单位面积上能够提供给大气介质发生散射的太阳辐射应该越强，太阳高度角越大，散射辐射越强；固液微粒越多，大气透明度越低，散射辐射越强 So：云能强烈增大散射辐射。

３．总辐射：直接辐射和散射辐射的总和

太阳总辐射的时空分布特征：

年变化（主要考虑太阳高度角的影响）：在一年当中，夏季最强，冬季最弱

日变化（主要考虑太阳高度角的影响）：

许多地方（尤指中低纬度地区）正午时云量很大，云（一定高度大气层上所形成的固态水或液态水微粒），散射辐射增强，直接辐射减弱。

尽管正午时云量增多会导致散射辐射有所增强，但同时会导致直接辐射大幅度减弱，最终导致总辐射减弱。 P30

纬度分布

纬度越低，可能总辐射越强，纬度越高，可能总辐射越弱 P30

由于赤道附近多云的影响，有效总辐射的最大值一定不会在赤道附近，而在纬度20度附近。（准确来说是北纬）——联系气温空间分布（热赤道）

赤道附近低纬度地区多云（原因：赤道附近海洋为主，水源充足，太阳高度角大，热量充足，蒸发强，而下垫面的受热不均是普遍存在的，容易形成强的热力对流，形成规模大的积状云）

七．地面对太阳辐射的反射

反射率的大小与地面的性质和状态有关，一般陆地的反射率比水面大一些。海洋的吸收率大于陆地。

综上，即使总辐射强度一样，不同性质、状态的地表真正得到的太阳辐射也有很大差异，因此，地表温度的分布是不均匀的。P31

对流层特征之一在水平方向物理性质（温湿压）是不均匀的。—下垫面受热不均进而导致对流层大气在水平方向上温度分布不均

第二节地面和大气的辐射

一．性质：长波辐射（3-120um,10-15um）

二．大气逆辐射

大气辐射（四面八方；或者说向上、向下两部分）

１．大气逆辐射：就是指的大气辐射朝下指向地面的那部分。

２．大气保温效应：由于大气逆辐射的存在使得地面因放射辐射而耗损的能量得到一定的补偿，从而保证了地面温度不至于下降到很低（若没有大气逆辐射地表会下降38℃），这可以看成是大气对地面的一种保暖作用。这种作用称为大气

的保温效应。月球例子

三．地面有效辐射

=Eg-Ea

１．概念；地面辐射和大气逆辐射之差(地面净辐射)。F

地面有效辐射（地面净支出即大气净收入）直接影响到气温的高低

２．影响因子：地面温度、气温、云量、湿度

大；大气温度高（地面温度无地面温度高（气温无太大变化），地面辐射强，F

太大变化），大气逆辐射强，F

小；湿度大，水汽多，水汽善于吸收长波辐射，

小，气温偏低，表温度偏高，人们感觉偏暖；云量大，云的附近湿

Ea越大，F

度大，水汽善于吸收长波辐射，Ea越大，F

小，地表损失小，地表温度偏高，

人们感觉偏暖

四．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。如果为零，则称为辐射平衡。如果没有其它方式进行热量交换，辐射差额就决定着物体的温度变化。1．地面辐射差额：Rg=(Q+q)(1-a)-F

2．大气的辐射差额：Ra=Qa+F

0-F

∞

3．地气系统的辐射差额：Rs=(Q+q) (1-a) + Qa- F

∞

4．地气系统的辐射平衡：

前提：多年平均；整个地气系统

多年：不能太短，不能太长（冰期）；南北纬30度之间从来都是辐射收入大于辐射支出的，反之，高于30度的中高纬地区总是辐射支出大于辐射收入—为什么高纬地区没有越来越冷，地位地区越来越热呢？存在高低纬的热量传输

表现：地面和大气的温度从多年来看没有什么变化

图解：162页前提改变：高低纬度

第三节大气的增温和冷却

一、海陆热力性质的差异

1. 海陆对于太阳辐射的吸收率有差异。虽然，一般来讲，同样条件下，海洋的吸收率比陆地大10％到20％。

2. 但是，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。

①陆地表面的岩石和土壤对于各种波长的太阳辐射都是不透明的；而水除了对红光和红外线不透明外，对于紫外线等波长较短的可见光是相当透明的。

②陆地所获得的太阳能主要依靠传导向地下传播；而水还有其它更有效的方式，如波浪、洋流和对流等。

3.再者，岩石和土壤的比热小于水的比热。

4.更何况，海面有充足水源供应，水相变化有利于水温保持稳定。

所以无论是温度变化的幅度还是速度都是陆地大于海洋。

(幅度：夏季陆地是热源，海洋是冷源，影响气温，影响气压，导致大气运动，我国的季风气候——速度：海洋与陆地最冷月、最热月出现的月份不同

蒸发雾——冬季湖面水温高于周围空气温度，清晨水分蒸发较强，遇到冷空气凝结，冷风吹过起雾)

二、气温的两种不同性质的变化

▲气温：是大气内能的表征量，大气内能增减将导致气温的升降。

▲两种不同性质的气温变化

△非绝热变化：通过热量交换使得空气内能增减从而导致气温的升降

△绝热变化：通过作功使得空气内能增减从而导致气温的升降

（一）气温的非绝热变化 P37

1.传导：依靠分子的热运动从一个分子传递给另一个分子。（由于空气和地面都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少）

2.辐射

3.对流：上下层空气混合，低层的热量传递到较高的层次。

4.湍流（乱流）：气层之间有摩擦或空气流经粗糙不平的地面时产生。使得相邻空气团之间发生混合，热量便可以得到交换。

5.水相变化：潜热交换

（二）气温的绝热变化

对象是干空气或者是远离饱和的湿空气（确保不会出现蒸发、凝结等有热量参与

的水相变化）

１．干绝热过程 γｄ与γ如何有效区分？γｄ反映的气团自身温度的变化（同一对象不同高度），

γ反映的是不同高度上周围不同的大气在垂直方向上温度的变化（空气团环境温

度随温度升高而产生的相应改变，不同高度不同大气）

２．湿绝热过程 三 大气稳定度

1. 概念：气块受到任意方向扰动后返回或远离原平衡位置的趋势和程度。

2.三种情况：

①一旦离开，加速运动远离原位置。--气层对空气块来讲是不稳定的。

②受扰动离开后，逐渐减速，后反向返回。--气层是稳定的

③受扰动后，保持静止或匀速运动。--该气层是中性气层

3.判定大气稳定度的基本方法

假定有一个空气团（干空气或远离饱和的空气）由

低空升到高空

高空的气压要相对低一些，空气团将会膨胀→对外

作功→内能减少→温度下降

泊松方程：T ／T ０＝(P ／P ０)0.286

干绝热直减率γｄ ≈0.98℃／100ｍ 一般取为

1℃／100ｍ 之所以称之为湿绝热过程，是因为对象变成了接近饱

和的湿空气团。由于上升的过程中将会降温，从而使

得接近饱和的空气达到过饱和状态，产生凝结。

水汽凝结→释放热量→整个上升过程的降温幅度减

小。所以湿绝热过程的降温速度要慢一些。

因此， 湿绝热直减率γm ＜γd

结论：P46

①γ越小，层结越稳定，γ越大，越不稳定。如果γ小于0？

②γ＞γd时，称为绝对不稳定；γ＜γm时，称为绝对稳定。

③γ介于γd和γm之间，称为条件性不稳定。（对于干空气或未饱和空气来说

是稳定的；对于接近饱和的湿空气来说是不稳定的）

例如：夏季γ大于冬季，层结不稳定，暴雨往往出现在夏季；暖流经过的地方多

云雨,寒流经过的地方多雾；厄尔尼诺：赤道中东太平洋地区异常升温。

第四节气温随着时间的变化

一气温的周期性变化

（一）近地层气温的日变化

1.特点：一天中气温有一个最高值，一般出现在午后2点左右；有一个最低值，一般出现在清晨日出前后。▲气温日较差：一天之中气温的最高值和最低值之差。日出以后，太阳辐射逐渐增强，地面吸收短波辐射并根据自己的温度放出长波辐射，大气吸收长波辐射不断增温。地面有得有失，但得大于失，处于热量储存状态，地面温度不断升高。到正午，太阳辐射达到最强，由此，地面吸收的太阳辐

射便逐渐减少，但得失之间仍然是得大于失，地面仍然处于热量储存状态，故地

面温度继续升高，直到午后1点左右，地面达到收支平衡，地面温度也就达到最高。至此，其热量由储存转为损失，地温开始下降。由于地面的热量传递到空气

需要一定的时间，所以气温一般在午后2点左右达到最高。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清

晨日出前后。地温的高低并不直接决定于地面当时吸收的太阳辐射

的多少，而决定于地面储存热量的多少。

2. 不同因素影响下的气温日较差

①纬度：副热带地区最大，向两侧减小。

②季节：夏季＞冬季，初夏最大。

③海陆：陆地＞海洋

④地形：盆地、谷地＞山峰

（二）气温的年变化

同样有一个月均温最大值和最小值，二者受热量储存因素的影响并不出现在太阳辐射最强和最弱的那一天甚至于那一个月，而是要落后1-2月。

北半球中高纬度地区内陆气温7月最高，一月最低，海洋上还要推后一月？

海陆热力性质差异

▲气温年较差：一年中月均温最高值与最低值的差值。

（避免了极端天气的影响，否则不具代表性。）

低纬最低，高纬最高？低纬度地区，常夏无冬；高纬地区，夏季极昼，冬季极夜。二气温的非周期性变化

气温的周期性变化主要考虑的是太阳辐射的影响；而事实上，气温的变化还有受到大气运动的影响。所以气温还存在着非周期性变化。例如：正当春暖花开之际，却因为冷空气的突然袭击而气温骤减，天气转冷。不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温的周期性变化是主要的。

第五节气温的空间分布

一气温的水平分布

1.影响气温分布的主要因素：①纬度②海陆分布③海拔高度

2.气温水平分布的表示（等温线图）

等温线：地面上气温相等的各地点的平滑连线，一般以4 ℃、5 ℃、10 ℃为间隔。一般以一月代表北半球的冬季和南半球的夏季，七月代表北半球的夏季和南半球的冬季。在等温线图上垂直于等温线方向上，单位距离的温度的变化值称为水平温度梯度，方向从高值指向低值。

3.全球气温水平分布的特点

①由于太阳辐射量随纬度变化，等温线分布的总趋势大致与纬圈平行。赤道地区气温高，向两极递减。

②北半球冬季的南北温差大于夏季。南半球呢？

③冬季北半球等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上凸向极地；夏季相反。

④洋流和高大山脉对气温分布有影响。

⑤最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在北纬5-10度，夏季移到20度左右。这一带月均温一月和七月都高于24度，故称为热赤道。

⑥世界上绝对最低温出现在东西伯利亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为

-69.8 ℃和-73℃，1962年南极的-90 ℃。世界最高气温在索马里，为63 ℃。我国……

二气温的垂直分布

A.焚风是如何形成的？（为什么干，为什么热？）

焚风是指沿背风坡向下吹的干而热的风

湿润的空气在延迎风坡上升的过程中，按湿绝热直减率降温，水气凝结成云致雨，形成较干的空气，较干的空气在延背风坡下滑的过程中主要按干绝热直减率升温，而干绝热直减率大于湿绝热直减率，所以在背风坡处风的温度更高

背风坡处风的温度高，饱和水汽压成指数倍增长，饱和水气压越大，而实际水汽压已经较小，所以相对湿度更小，所以沿背风坡下滑的空气会显得更干

B.气温：大气内能的外在体现，内能越大，气温越高；反之越低。

气温的垂直分布：气温的垂直分布实际上是指气温在垂直方向上的具体表现，亦即气温在垂直方向上的变化。

一、气温垂直分布的表征：

（一）气温垂直递减率（γ）：

概念：单位高度（通常取100ｍ）的气温变化值。或者简单地说，就是指高度每上升100ｍ，气温的下降值。

（二）气温垂直递减率的意义：１. 如果γ大于零，则表示：２. 如果γ小于零，则表示：３. 如果γ等于零，则说明：

二、逆温

（一）逆温的定义：一定高度范围内的大气中，气温随着高度的增加而升高的现象。该气层则被称为逆温层。

（二）逆温的分类：

按照成因分为：辐射逆温、下沉逆温、平流逆温、锋面逆温

1、辐射逆温

1）概念：由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。

2）形成及条件：晴朗无云或者少云的夜晚

晴朗无云或者少云：大气逆辐射小“月夜苦寒”，地面有效辐射（地面辐射的净支出）晴朗无云或者少云的夜晚，地面有效辐射大，地表温度会降到很低，影响靠近地表的大气温度降低，而且大气离地表越近，受地表大幅度降温的影响越大，降温幅度也就越大

3）特点：▲冬季最强，夏季较弱；（冬季夜长大于昼长，地面有效辐射小，地面能够更有效地降温）▲山谷和盆地区域易形成强逆温。（谷地与盆地是负地形，正地形的冷空气沿坡面下滑，从而导致山谷和盆地降温更大）

a到b:从白天到夜晚 b到c:夜越来越深 c到d:清晨日出以后，地表温度升高 d到e:太阳高度角越来越大

下沉逆温

1）概念：由于整层空气下沉而形成的逆温。

2）形成：

尽管空气层被压扁了，但是大气质点之间的相对位置没有太大改变，顶层仍在顶层，底层仍在底层

下沉逆温形成的关键在于顶层和底层在实际下沉的过程中所走过的路径有了较大的差别，这样就导致了温差的变化。（压扁了）

３）特点：冬季，下沉逆温常与辐射逆温结合在一起，形成一个从地面开始有着数百米的深厚的逆温层。

为什么冬季更容易形成下沉逆温？

湍流逆温：

1）概念：由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。

2）形成：

平流逆温

1.概念：因为暖空气的平流而形成的逆温。

2.形成：

锋面逆温

１.概念：在锋面上下形成的逆温。

２.形成：

（三）逆温的意义：