热量温度环流 大气科学导论

一、热量平衡过程假设射入大气圈的能量为100个单位云层反射20个单位，大气散射返回宇宙空间6个单位，地面反射4个单位，地气系统共反射30个单位。

被大气吸收了16个，云滴吸收了3个，二者共吸收了19个单位。

地面吸收总辐射51个单位。

⏹地面因吸收总辐射而增温。

根据全球年平均地面温度，其射出长波辐射能量相当于117个单位，其中进入大气圈的有111个单位被大气吸收，只有6个单位透过大气窗口进入宇宙空间。

⏹大气吸收了19个单位的太阳辐射和111个地面长波辐射而增温。

然后进行长波辐射，射向地面的辐射(称为大气逆辐射)为96个单位，射向宇宙空间为64个单位。

⏹大气总共吸收（太阳19＋地面长波辐射111）130个单位。

⏹大气总共支出（射向地面96＋射向宇宙空间64）160个单位⏹全球大气的年平均辐射差额为负--30个单位亏损的能量，由地面向大气输送的潜热23个单位和显热7个单位来补充，以维持大气的能量平衡。

大气收：太阳19＋地面长波辐射111＋潜热23＋显热7＝160支：射向地面96＋射向宇宙空间64＝160地面收：太阳辐射51个＋大气逆辐射96个＝147支：进入大气111＋进入宇宙6＋潜热23＋显热7 ＝147宇宙空间(大气上界)进：100出：云反射20＋大气散射6＋地面反射4＋地面长波辐射6＋大气(和云)长波辐射64＝100大气圈顶太阳辐射时空分布的特点⏹全年日辐射总量低纬大于高纬, 季节变化低纬小于高纬。

⏹日辐射总量夏季大于冬季，其纬向梯度冬季大于夏季。

⏹春分日和秋分日赤道日辐射总量最大，向两极递减，极点为零。

⏹夏至日的日辐射总量从北回归线向南递减，南极圈内为零；向北递增，北半球高纬最大。

⏹冬至日的日辐射总量从南回归线向北递减，北极圈内为零；向南递增，南半球高纬最大。

辐射差额(又称净辐射或辐射平衡)⏹地面辐射差额：地面吸收的辐射与放出的辐射之差=地面太阳总辐射-地面有效辐射⏹大气辐射差额：大气吸收的辐射与放出的辐射之差=大气吸收的太阳辐射和地面辐射-（大气逆辐射+大气逸出辐射）⏹地气系统辐射差额：地面和大气系统吸收与放出辐射之差=地面与大气吸收的太阳辐射-地面和大气逸出辐射地面辐射差额的分布特征⏹地面辐射差额随纬度的增加而减少，在全球大部分地区为正值；⏹相同的纬度，海洋上地面辐射差额大于陆地，最大值出现在热带的海洋；⏹陆地上极大值出现在近赤道的南美、非洲和印度尼西亚的热带雨林区；⏹极小值出现在副热带的沙漠地区。

地气系统辐射差额分布特征⏹南北纬35°大体处于能量输入和输出的平衡点，净辐射为零；⏹在赤道附近的低纬地区，能量的输入大于输出，年平均净辐射为正，为热源；⏹在极地附近的高纬地区，能量的输入小于输出，年平均净辐射为负，为热汇；⏹海洋区域吸收的能量比陆地多，海洋是热源，陆地是热汇。

地面与大气热量平衡⏹地面辐射差额和大气辐射差额与潜热、显热等的热量传输相平衡。

⏹潜热：地面与大气之间由于水的相变而进行的热量交换，主要决定于两个因素：一是地面风速，二是地气水汽压差。

⏹显热：地面与大气温度不同而进行的热量交换，也主要决定于两个因素：一是地面风速，二是温度差。

海陆与大气热量交换的差异海洋提供给大气的 年平均潜热为293.08×10³J/cm²a年平均显热为50.24×10³J/cm²a大陆提供给大气的 年平均潜热为104.67×10³J/cm²a年平均显热为104.67×10³J/cm²a总体上来讲，海洋提供给大气的热量更多，且以潜热为主辐射差额无论冬夏都是海洋上最大--传给大气的热量也多1月份显热（直接提供给空气增温的热量）海洋也是最大的1月份潜热（因蒸发提供给大气增温的热量）海洋也是最大的说明1月份海洋是大气的热源，陆地是冷源。

7月份显热、潜热最小（但是此时海洋辐射差额最大），这时 ，7月海洋是大气的冷源，大陆是热源。

二、温度⏹ 温度是描述物体冷热程度的物理量。

实质上是分子平均动能的表现。

物体获得热量时，气温升高，失去热量时气温降低。

⏹ 有三种温标用于度量物体温度的高低:绝对温度(Kelvin)，摄氏温度(Celsius)和华氏温度(Fahrenheit)。

⏹ 华氏温度早在1700年由G.Daniel Fahrenheit 提出，他把当时用冰和盐水混合所得到的最低温度定为0 度，水结冰的温度为 32 度，水沸腾的温度为 212 度。

这样，从水的冰点到沸点均匀地划分180份。

温度的换算⏹ 摄氏温度是18世纪提出来的，它把水的冰点定为0度，沸点定为100度。

⏹ 绝对温度是从热力学的研究中导出来的，Kelvin 提出在分子热运动完全停止时物体的温度应该是–273.150 C , 这应该是绝对的0度。

一个最简单的地球表面温度模型⏹ 地球围绕太阳运行，它一面吸收太阳辐射，一面以它自身的温度向宇宙空间发射辐射。

其热量平衡关系应当有其中S 0 为太阳常数，T 为辐射平衡温度，α 为地球大气系统对太阳辐射的反射率S 0 = 1376 w/m 2 , α= 0.3可得T=255K （ -180C ）它远低于地球表面的实际平均温度 150C问题出在那里呢？α= 0? 此时T=279K （ 60C ）,仍然偏低。

大气的温室效应必不可少！大气的垂直温度分布⏹ 为什么大气温度随高度会有现在这样的变化？这是一个需要想清楚的问题。

⏹ 如果没有特殊原因，大气温度也应该随高度单调递减。

但现在有些层次温度是上升的，必须有热源。

在平流层温度升高是臭氧的吸收，在热层是氧分子的吸收。

地表温度的区域和季节变化以上所讲的主要是全球的年平均温度。

由于地球自转轴的倾斜、各个纬度太阳光入射角和日照时间的不同，地球各纬度的地面温度不同，并有季节变化。

()15.2733295000+=-=C K F C ()41041⎥⎦⎤⎢⎣⎡-=σαS T1月气温分布⏹ 等温线大致呈纬向分布，南半球比北半球规则，气温从赤道向高纬递减；⏹ 海陆分布影响气温分布：北半球洋面气温高于同纬度陆地，南半球洋面气温低于同纬度陆地； ⏹ 暖、冷洋流影响沿岸的气温分布；⏹ 极端低温中心：西伯利亚和格陵兰岛；⏹ 极端高温中心：澳大利亚中西部沙漠。

7月气温分布⏹ 等温线大致呈纬向分布，南半球较为规则；北半球南北温差减小；⏹ 海陆分布影响显著：北半球陆地气温高于同纬度洋面，南半球陆地气温低于同纬度的洋面；⏹ 北半球暖洋流的影响减弱，南半球冷洋流的影响明显；⏹ 极端低温中心：南极洲；⏹ 极端高温中心：撒哈拉沙漠。

地面温度变化与地面热量收支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。

对于北半球而言,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。

夜间冷却⏹ 辐射降温⏹ 辐射逆温层 静风 晴空 长夜 可达100m空气的温度高低实质是空气分子运动快慢（内能）的表现，所以空气既可以通过与外部的能量交换而升高或降低温度-气温的非绝热变化，也可以通过做功而变化--气温的绝热变化。

山地气候分布一座高山从下到上拥有不同的气候,山下湿润温暖,山上干燥寒冷,就象从热带到极地的气候分布一样。

所以,有人把喜马拉雅山成为地球的第三极。

外界强迫导致辐射收支不平衡⏹ 如果收支不平衡，事情会怎样呢？⏹ 就地球大气系统整体而言，如果大气上界进入的能量增加了，地球大气系统要增温，反之要降温。

⏹ 近来，很多讨论集中于人类活动对气候的影响。

也即讨论由于人类活动引起某种因子有变化，例如CO 2的浓度增加了，或气溶胶的浓度增加了，它会对全球气候产生什么影响。

这时，常常引用辐射强迫这个名词。

温室气体增加⏹ 讨论辐射强迫时先要确定一个参考时间，常用工业革命之前（1750年），假定这时候人类活动对自然界的影响不大，大气能量收支处于平衡状态。

而现在CO 2增加了，它增加了对地面发射的长波辐射的吸收，从而减少了大气顶部向外辐射的长波辐射，因此使地面要增温。

这是一个正的辐射强迫。

⏹ 气候模式计算表明，由于CO 2浓度倍增，即比工业革命之前的浓度增加一倍（280 – 560ppm ），大气顶出射的长波辐射要减少4w/m 2，即辐射强迫为正的4w/m 2。

从1750 – 2000年，CO 2变化从280 – 365ppm ，辐射强迫约1.5w/m 2。

⏹ 现在我们已经知道，许多温室气体的增加（CO 2, H 2O, CH 4, N 2O 等）都有正的辐射强迫。

云对辐射的制约地气系统的辐射通量在很大程度上受到云的制约。

云反射短波辐射，吸收长波辐射，在地球系统中可以产生正、负两种反馈，净效果难以预料。

dQ dP dT C p =-ρ1通常认为，低云量（暖的水云）增加，有助于抵销温室效应的增强；高云量（冰云）增加，则进一步加强温室效应。

气候模式中云的参数化问题是温室效应模拟不准确性的重要原因。

气溶胶的直接和间接辐射强迫⏹气溶胶的增加引起的辐射强迫就比较复杂，它有直接的辐射强迫和间接的辐射强迫。

⏹气溶胶的直接辐射强迫：指气溶胶浓度增加后，它对太阳辐射的散射和吸收会增加，但散射作用会使地球大气系统反射太阳辐射增加，是一种负的辐射强迫；而吸收则使入射的太阳辐射增加，是一种正的辐射强迫。

因此单就气溶胶的直接的辐射强迫而言，它到底是增温还是降温，还要看气溶胶的特性（还要看地表反射率）。

总体而言，气溶胶增加导致地气系统接收的短波辐射减少和地球表面温度降低。

⏹气溶胶的间接辐射强迫：气溶胶还是一种云凝结核。

气溶胶的增加有可能使云量增加，云滴有效半径减小、降水难以产生、云的生命期加长等。

这就使云对太阳入射辐射的反射增加，因此是一种负的辐射强迫。

“几种效应”CO2等含量增加造成的“温室效应”，大气中尘埃增加造成的“阳伞效应”，海洋油污染造成气候的“沙漠化效应”，城市发展造成气候的“热岛效应”，建造水库造成的“湖泊效应”等正在影响着气候。

三、温度与环流大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用。

它一方面将低纬度的热量传输到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异，另一方面又因大气环流的方向有由海向陆与由陆向海的差异和洋流冷暖的不同，使同一纬度带上大陆东西岸气温产生明显的差别，破坏了天文气候的地带性分布。

大气环流（经圈环流）输送的热量对于调节赤道和极地的温差起着重要的作用赤道降低了14ºC，极地则升高了25ºC大气运动的能量主要来自太阳辐射，地-气系统辐射差额的分布是不均匀的，南北纬35度之间为正辐射差额区，其他地区为负辐射差额区，这就使自赤道向两极形成辐射梯度及相应的温度梯度。