第二章 大气的热能和温度
气象学与气候学思考题
气象学与气候学思考题第一章引论1．气候系统气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈、和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理体系。
2．大气圈可分为哪些层？对流层有何重要特征？大气圈可分为对流层、平流层、中间层、热层和散逸层。
对流层的特征：①气温随高度的增加而降低。
②垂直对流运动显著。
③气象要素水平分布不均。
3．什么叫露点、降水、降水量？①在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点（T d）。
其单位与气温相同。
②降水是指从天空降到地面的液态或固态水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、霰、冰粒和冰雹等（但露不属于降水）。
③降雨量是指降水落到地面后（固态降水则经融化后），未经蒸发、渗透、流失而在水边面上积聚的深度，降水量以毫米为单位。
4．写出干空气状态方程并阐明其意义。
①干空气状态方程为P=pR d T,其中第二章大气的热能与温度1．什么叫太阳常数？就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1分钟内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用I0表示，多取I0=1370W/m2.2．什么叫太阳辐射光谱？其能量是如何分布的？①太阳辐射中辐射能按波长分布，称为太阳辐射光谱。
②太阳辐射能量主要分布在在可见光区，占太阳辐射总量的50%，其次是红外区，占总能量的43%，而紫外区的太阳辐射能很少，只占总能量的7%。
3．大气对太阳辐射的削弱方式有哪几种？为何雨后天晴时的天空特别蓝？①大气对太阳辐射的削弱方式有吸收、散射、反射三种。
②雨后天晴时的天空特别蓝是因为空气中杂质、水汽等凝结物少，基本上是属于分子反射，而太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射。
4．为何有云的夜晚气温比较高？有云的夜晚气温比较高是因为云能强烈吸收地面辐射并且能反射回地面，也就是大气的逆辐射，因此，当天空有云，特别是浓密的低云时，逆辐射就更强了。
5．写出泊淞方程，并说明其物理意义。
气候气象学
K λT = I λT / IλTb
精品资料
设内壁放出(fànɡ chū)的黑体辐射为 IλTb 非黑体的辐射强度为 IλT，吸收率为 K λT (<1)
内壁与非黑体之间将达到(dádào)辐射平衡，或：内壁支出与收入相 等
IλTb = IλT + (1- K λT ) IλTb
K λT = I λT / IλTb
精品资料
臭氧(chòuyǎng)：量少，但吸收强；平流层； 曲线2 0.2~0.3μm，强；0.6 μm，
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• 氧：＜0.2μm，0.69 μm、0.76 μm • 二氧化碳(èr yǎng huà tàn)：弱， 4.3μm， • 杂质：量甚微
精品资料
• 大气对太阳辐射吸收的特点（？） • （1）选择性，穿过大气的太阳辐射光
且有不同的频率，因而发出各种不同波长 的电磁波。
精品资料
• 自然界中的一切物体都以电磁波的方 式向四周放射能量。
• 辐射就是以各种各样(ɡè zhǒnɡ ɡè yànɡ)电磁波的形式放射或输送能量。
• 由辐射传播的能量称为辐射能，也简 称辐射。
精品资料
电磁波的波长(bōcháng)范围很广：10-10μm ~ km
由黑体的辐射强度求得其表面温度。
精品资料
3.维恩位移(wèiyí)定律
• 黑体最大放射能力所对应的波长与其(yǔqí) 绝对温度成反比
• λmT=C ， C—常数
精品资料
• λmT=C ， C—常数 • 表明：物体(wùtǐ)的温度愈高，其辐射能
力极大值所对应的波长愈短；物体(wùtǐ) 的温度愈低，其辐射能力极大值所对应的 波长愈长。 • 当T=6000K时， λm=0.475微米，相当于青 光部分。
地面和大气的辐射
第二节 地面和大气的辐射
一 地面、大气的辐射和地面有效辐射 （一）地面和大气辐射的表示 1地面长波辐射
根据斯蒂芬-波耳兹曼定律, 地面放射辐射能力： Eg =δσT4 =0.9×5.67×10-8×（288）4
= 346.7W/m2 比辐射率δ=0.9， 斯蒂芬-波耳兹曼常数σ=5.67×10-8W/(m2·K4)， 地面平均温度t=15℃
所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面和大气长波辐射的特点
1 大气对长波辐射的吸收具有选择性 水汽、液态水、 CO2、 O3 。水汽对长波辐射的吸收
最为显著，除8—12μm波段的辐射外，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 强。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作 用更强一些。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面及地气系统的辐射差额
（一）地面辐射差额 2 地面辐射差额变化规律 (2)年变化
辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。对同一地理 纬度来说，陆地的年振幅大于海洋。全球各纬度绝大部分地区 地面辐射差额的年平均值都是正值，只有在高纬度和某些高山 终年积雪区才是负值。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（三）大气逆辐射和地面有效辐射 1、大气逆辐射和大气保温效应
大气长波辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。大气 逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿， 由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为 大气的保温效应。
据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为23℃，但实际上近地面的平均温度是15℃，也就是说大 气的存在使近地面的温度提高了38℃。
大气的受热过程与气温
大气的受热过程与气温
大气受热的程度与气温之间有密切的关系。
气温是用来描述大气中分
子热运动程度的物理量。
当太阳辐射到达地球时，大气层吸收部分辐射并
转化为热能，使大气层中的气体分子热运动剧烈增加，从而提高了气温。
大气受热过程主要包括辐射、传导和对流三种方式。
辐射是指太阳辐射直接照射到大气层中的气体分子上，使其分子内的
能量增加。
辐射的能量传递主要通过光子的传播完成。
不同波长的光子能
量不同，紫外线具有较高的能量，而红外线则具有较低的能量。
当太阳辐
射到达大气层时，紫外线的一部分被臭氧层吸收，其余部分则可以穿透大
气层，照射到地球表面。
太阳光照射到大气层中的气体分子上时，能量被
吸收并转化为热能，使大气层温度升高。
传导是指能量通过分子之间的直接碰撞传递。
大气中的气体分子之间
存在着碰撞和相互作用，热能可以通过分子之间的碰撞传递，使得温度在
不同地区之间均衡分布。
传导是大气中温度分布的一个重要因素，通过传
导作用，热能可从地表传递到大气层，使得大气层中的气温升高。
对流是指由于热的差异导致气体的运动而产生的传热现象。
当大气中
的一部分受热后，分子的热运动变得剧烈，密度降低，从而产生上升运动。
与之相对应的是，被冷却的气体密度增加，从而产生下降运动。
这种上升
和下降运动形成了大气中的对流循环。
对流运动通过空气的运动将热能从
一个区域传递到另一个区域，从而使得大气层中的气温分布趋于均衡。
《气象学与气候学》第三讲
经推导，得式（2.41）
m (
dTi L dqs )m d dZ CP dZ
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
第三节 大气的增温和冷却——空气的增温和冷却
气温的绝热变化 ——干绝热递减率和湿绝热递减率
湿绝热递减率的推导与数值
问题1：rm为什么总小于rd？rd和rm什么时候相差最大？为什么愈到高空rm愈接近rd？
平流变化：由于空气的移动所造成的某地温度的变化。
个别变化和局地变化联系的定性说明
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
第2章 温热环境(1)
• 这种热量一部分是动物摄食、消化和吸收饲料时， 因细胞生物化学反应使代谢强度增加而产生的热 量。 • 另一部分是饲料在消化道运动，被微生物发酵所 释放的热量。如反刍动物的瘤胃，马属动物的盲
3．生产代谢产热
• 生产代谢产热是指动物生产产品如生长、繁殖、 产乳、产蛋、产毛等或劳役而增加的产热量。
• 通常净能中的能量在满足维持代谢需要后剩余 部分用于生产产品，在动物产品的形成过程中， 始终伴随着热量的产生。
• 辐射散热、传导散热和对流散热合称为“非蒸
发散热”、“可感散热”或“显热发散” 。
• 非蒸发散热量的大小主要受环境温度的影响，
非蒸发散热的结果是导致空气温度变化。
• 蒸发散热亦称“潜热发散” ，主要包括皮肤蒸
发散热和呼吸道蒸发散热，蒸发散热量主要受
空气湿度的影响，不导致空气温度变化。
5.加热饲料和饮水
• （2）呼吸道蒸发
• 呼吸道粘膜湿润、温度高、水汽压大，空气的水汽 压一般相对较低，当水汽压较低的空气通过呼吸道 时，呼吸道粘膜的水分子很容易向空气中逸出而发 生蒸发作用；
• 吸入呼吸道的空气的温度通常低于体温，因经呼吸 道的传导、对流的散热作用而使空气温度升高，饱 和压水气压亦随之提高，从而能容纳更多的水汽。 • 呼吸道蒸发的主要部位是上呼吸道。
饮水、争斗、适应环境变化和其它生理活动等
而增加的产热量。
• 消化系统生理活动如咀嚼、吞咽、胃肠蠕动、
消化酶的分泌、消化、吸收等所增加的热量均
属于活动产热。
• 当热环境发生变化时动物进行热调节如 外周血管的收缩、竖毛肌收缩、汗腺分 泌和肌肉紧张度的改变等所产生的热量 也属于活动产热。
• 在总产热量中，基础代谢产热是保障基本生命活动
气象气候学-大气的热能和温度
1.海洋与陆地的热力性质有什么不同？吸收太阳辐射的能力不同透射太阳辐射的能力不同传递能量的方式不同比热不同水分蒸发耗热状况不同2.什么是气温的非绝热变化过程？有哪些具体形式？含义：气块与外界有热量交换的气温升降过程形式：辐射：大气与地面之间、空气团之间最重要的热交换方式平流：空气水平方向上传递热量的重要方式对流：对流层上下层空气热量交换的重要方式湍流：摩擦层热量交换的重要方式潜热交换：主要发生在对流层中下层传导：传热很少，仅在贴地层表现较为明显3.什么是气温的绝热变化过程？干绝热变化与湿绝热变化有什么不同？含义：气块与外界无热量交换的气温升降过程干绝热变化没有发生水相变化的过程，湿绝热变化有。
4.什么是干绝热直减率和湿绝热直减率？二者有什么不同？为什么？5.为什么湿绝热直减率随温度的升高和气压的减小而减小？6.为什么湿绝热线位于干绝热线的右边？（P41，图2.20）湿绝热直减率恒小于干绝热直率；初始温度相同的干湿气块上升到相同高度，湿空气块的温度就会高于干空气。
7.为什么干绝热线是直线，而湿绝热线为曲线？（P41，图2.20）干绝热直减率近于常数，而湿绝热直减率随水汽的增多而减小，越近地面空气中水汽含量越多，湿绝热线就越弯曲。
8.干（湿）绝热直减率在图中如何体现？（P41，图2.20）干（湿）绝热线上任一点处的绝热直减率等于该点切线与横轴交角的余切。
9.什么是大气层结和大气静力稳定度？大气稳定度有哪几种状态？大气层结：大气中温度、湿度随高度的分布状况。
大气静力稳定度：是指处于静力平衡状态的气块受任意方向扰动后，大气层结使其返回或远离原平衡位置的趋势和程度，主要用于判别大气层温度、湿度的垂直分布状况是否易于发生对流运动。
大气稳定度存在稳定、中性和不稳定三种状态。
大气稳定度是气块所在空气层的一种性质，由大气层结决定，而与气块是否存在无关，气块仅是用来判定层结是否稳定的一种测试方法。
10.如何判别大气层结的稳定度？某一气层是否稳定，取决于在其中运动的气块温度与周围空气的温度的对比：如运动气块温度比周围空气温度高，则气层不稳定；比周围空气温度低，则气层稳定；与周围空气温度相等，则气层处于中性平衡状态。
第二章 大气的热能和温度
辐射通量密度：单位：瓦/米2
单位面积上的辐射通量
辐射通量密度
因其没有限定方向，所以根据辐射方向的不同，将辐射通量密度分 为
辐出度：放射体表面所放出去的辐射通量密度 辐照度：到达接受面的辐射通量密度
可见光的度量不用能量单位而用光能单位
光照度（照度):单位面积上接受的光通量 单位：勒克斯（LUX)
太阳常数：在大气上界，当日地之间处于平均距离 （1.5×108km)时，垂直入射光表面的太阳辐射的辐照度。 单位：W•m-2 数值：1367+7 W•m-2
（二）、太阳辐射在大气中的减 弱
大气对太阳辐射 的削弱作用
吸收作用
散射作用
反射作用
1、大气对太阳辐射的吸收作用
大气中吸收太阳辐射的主要成分：
第一节 太阳辐射
一、辐射的基本知识
1.辐射的概念
2.辐射的波粒二象性 3.有关辐射的基本物理量 4.物体对辐射的吸收、反射和透射 5.辐射的基本定律
1.辐射的概念
定义：自然界中的一切物体，只要其温 度高于绝对零度，就会不停的以电磁波或 粒子的形式向外传递能量，这种传递能量 的方式叫辐射，通过辐射的方式传递的能 量称为辐射能。
辐射是能量传播的方式之一，并 且是太阳能传输到地球的唯一方式。
K=273+℃
2.辐射的波粒二项性：
辐射的波动性 辐射的粒子性
辐射的波动性
电磁波的性质是用波长（ λ）和频率（ν）表示 波长的单位μm(微米）或nm(纳米） 频率的单位是：赫兹 1 μm=10-6m 1nm= 10-9m
散射作用：
太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时， 都要发生散射。 但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，而只是改变辐射 的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播
气象学与气候学复习题第二章
第二章大气的热能和温度一、填空题：1.太阳表面的温度为，地球每年从太阳上获得的热量，仅为太阳热量的。
2.在自然界中的一切物体，只要温度在以上，都在不停地以的形式向外放射能量，这种传递能量的方式称为。
3.电磁波的范围是，可见光的波长范围是。
4.地面和大气辐射的波长为，属于长波辐射。
最大放射能力对应的波长是 um。
5.物体的r、 、d之间关系是，分别代表物体的能力。
6.太阳辐射最大放射能力所对应的波长是，属于光，太阳辐射能量最多的是。
7.大气上界的太阳常数是。
8.进入大气的太阳辐射有三种被削弱的方式9.大气层中主要的吸收物质是，且具有吸收特性，仅占太阳辐射的 %。
10.氧气最强的吸收带属于部分。
11.臭氧最强的吸收带属于部分，而且还吸收属于部分。
12.天空出现白色是因为多。
13.地表面辐射能量的大小主要决定于。
14.地面有效辐射的公式是，影响因素有。
15.地面辐射差额的公式是，白天为值，气温，夜晚为值，气温。
纬度愈低，Ｒg >0的时间愈。
16.地气系统的辐射差额随纬度而逐渐减小，在辐射差额为０，在辐射差额小于零。
17.“大气窗”对地表起到作用。
18.烟幕预防霜冻的原理是。
19.大气辐射差额是值，说明大气的热能是亏损。
20.高低纬间有水平气流的运动，是由于引起的。
21.传导是依靠分子的热运动将从一个分子传给另一个分子。
22.辐射发生于间、间，是最重要的热量交换方式。
23.对流是重要途径。
24.乱流是热量交换的重要方式。
25.潜热交换主要是在中起作用。
26.泊松方程是，此公式表明，干绝热变化中气压降低温度呈。
27.干空气任一高度处的温度表达式是，其中温度递减率是。
28.大气稳定度是指使具有或返回原来位置的或。
29..当γ<0时称，γ＝０称，这样的大气层结是。
30.条件性不稳定的大气层结条件是，对于干空气和未饱和湿空气是，对于饱和空气则是。
31..不稳定能量的类型有。
32.气温随时间的变化主要有两种方式即，其中周期性变化有。
大气热能和温度
第二章大气的热能与温度●教材分析：本章分为五小节。
内容涵盖太阳辐射；地面、大气之间的热传导、热平衡；以及大气增温、冷却的各种方式和大气温度的时间、空间分布格局。
围绕气温这个最为重要的气象要素进行全方位的剖析，使学生不仅知道太阳本身的一些基本知识，而且知道太阳辐射的能量如何转化为大气热量，热量的传递有那些过程，大气热量在不同的时间、空间里有那些特点及变化。
其中，第一节太阳辐射介绍了太阳辐射的基本知识，黑体辐射定律可以作为一般得了解。
太阳辐射光谱、太阳辐射在大气中的减弱、到达地面的太阳辐射的内容既是基础，也是重点，也是本章乃至本书的关键。
第二节地面和大气辐射重点有：地面和大气辐射都是长波辐射；大气对长波辐射的吸收；大气逆辐射；地——气系统热量平衡的思想。
难点：大气窗口、地面有效辐射、地面的辐射差额、大气辐射差额、地——气系统的辐射差额第三节大气的增温重点有：海陆的增温和冷却的差异；气温的非绝热变化；干绝热过程和湿绝热过程；大气的稳定度及判别方法。
第四节大气温度随时间的变化重点有：气温的日变化和年变化第五节大气温度的空间分布重点有：世界1月和7月海平面气温分布图；逆温及其在气象上的意义。
●教学设想✧课时安排：本章可用10个教学课时，1个实验课时✧教学目标：1、掌握教材分析中的所有基础及重点内容（黑体字）2、课程讲完之后，可以配合实验课对气温中的最高最低温度、气温、地温、日照的观测进行实习，同时学会仪器的安装。
✧授课类型：讲授、实验✧教学媒体：幻灯片●教学过程：见幻灯片●参考资料：1、《气象学与气候学实习》周淑贞高等教育出版社2、《风云变幻的大气》杨遵仪江苏科学技术出版社3、《细说八方晴雨》林之光科学普及出版社4、《气象与生活》林之光江苏教育出版社5、《气象学与气候学》张菀莹北京师范大学出版社●本章小结大气中各种物理过程是在太阳辐射、地面辐射与大气辐射的相互作用下产生和发展的。
太阳辐射是地球的主要能量来源，而地面辐射是对流层大气的主要热源。
08第二章大气的热能和温度5
第三节 大气的增温和冷却（续） 第四节 大气温度的时间变化和空间 分布
yqun
大气稳定度(atmospheric stability)
• 空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快 的过程； • 上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结，这是 大气中云、雾、雨、雪形成的最重要的原因； • 因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是看 大气中是否会产生上升运动； • 判断空气是否会产生上升运动，就要看空气在铅 直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。
2012-10-09 2
yqun
大气稳定度
• 气块受任意方向扰动后，返回或远离原平 衡位置的趋势和程度。
• 它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的 层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生 对流。假如有一团空气受到对流冲击力的作用， 产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种 情况： 稳定、不稳定、中性
' '
m'
设气块在起始位置高度的温度和环境温度相同，均等于T0，于是：
T ' T0 dT '
dT ' dT 将 d 与 代入上式有： dZ dZ
T T0 dT (对于未饱和空气干空气 按 d 变化)
T ' T0 d dZ , T T0 dZ
8
无海陆差异的等温线图 A B C
0 2 4 6
8
只突出的反映了太 阳辐射随纬度在地 球表面分布的差异
2012-10-09
A< B < C
1月份大陆是冷源，海洋是热源
29
yqun
陆
海
2
4 A B A B
《气象学与气候学》要点及试题
《气象学与气候学》要点及试题黄秀英佳木斯大学理学院《气象学与气候学》要点及试题佳大理学院资源与环境科学系黄秀英教学目的:本课程是自然地理的一个重要组成部分,通过系统的学习,应使学生系统地掌握大气中的物理现象、物理过程和大气运动的基本原理；天气演变和气候的形成、分布、变化的基本规律；了解人类对天气的影响和改造的基本原理;使学生能胜任中学的教学任务,带领中学生开展课外气象活动.教学任务:第1-4章:气象学基础理论 (讲授54学时,实习20学时)第 5 章:天气学基础理论 (讲授18学时,实习4学时)第6-8章:气候的形成,分布,变化及人类活动对气候的影响.(讲授38学时,实习12学时)*课程安排如下：*试题类型1.选择题（含多项选择和单项选择） 15 - 20分2.填空题 20 - 25分3.判断并改错（找出唯一的一处错词或字并改成正确的） 15 - 20分4.根据要求作图 10 - 20分5.连线题 5 - 10分6.根据要求填图 10 - 20分7.根据温度、降水柱状图判断气候类型 5 - 10分8.根据所给温度、降水资料回答问题 10 - 15分9.简答题 10 - 20分10.读图并回答问题 10 - 15分*教学参考书：*教学要点及试题：绪论重点： 1.气象学、气候学、天气学的概念及所研究对象2.本学科与其他部门地理、区域地理学的关系一.选择题：1.（）是气象学的研究范围a.风b.雨c.冷却d.台风e.雪f.龙卷g.蒸发2.（）是天气学的研究范围a.霜b.台风c.凝结d.龙卷e.温度3.气象学与气候学的关系是（）a.气候学包含气象学b.气象学是气候学的基础c.气象学和气候学是独立的二、填空题：１.气象学是研究发生于（）中的一切（）和（）的科学，以（）为研究对象。
用（）表示。
2.天气学是研究（）不同的区域内所发生的（）的（）及（）规律，并应用这些规律（）的科学，以（）为研究对象。
3.天气是指在某一地区，（）或（）内大气中的（）和天气现象的综合。
气象学与气候学 第二章 大气的热能和温度
黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。即使对非黑体，只要知道它们
的温度和吸收率，利用基尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。
2006-09-13
6
太阳辐射光谱和太阳常数
• 图2.5太阳辐射光谱是如何绘出的？ • 所以：
太阳表面温度6000K，太阳辐射最强的波长为0.457微米，称短波辐 射，太阳中心为2万多度。 大气约250K，大气辐射称长波辐射 地面约300K，地面辐射称长波辐射
• 这种辐射能量的现象又叫热辐射。热辐射 是传递热量的一种方式，以光速传播，既 不靠介质，也不靠对流。
2006-09-13
2
• 单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐 射通量密度（E），单位是W/m2。
• 单位时间内，通过垂直于选定方向上的单 位面积（对球面坐标系，即单位立体角） 的辐射能，称为辐射强度（I）。其单位是 W/m2 或W/sr。
2006-09-13
10
地面对太阳辐射的反射
• 地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。 • 陆地表面对太阳辐射的反射率约为10％—30％。其中深色土
比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土 比干燥土反射能力小。 • 雪面的反射率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可达90％。 • 水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。当 太阳高度角超过60°时，平静水面的反射率为2％，高度角 30°时为6％，10°时为35％，5°时为58％，2°时为79.8 ％，1°时为89.2％。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射 率为10％。因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。
太阳辐射在大气中的减弱
它是波长与温度的函数。
太阳表面温度6000K，太阳辐射最强的波长为0. 太阳辐射光谱和太阳常数
大气的热力作用原理的讲解
大气的热力作用原理的讲解
大气的热力作用原理是指大气层对地表的热量传递和影响的过程。
首先，大气层中的太阳辐射会通过辐射传输到地表。
地表吸收太阳辐射后会转化为热能，使地表温度升高。
其次，地表升温后，会向周围环境辐射热能，同时也通过热传导和对流的方式将热量传递给大气层。
然后，大气层中的空气受热后会膨胀，密度减小，产生上升运动，形成热对流。
热对流会使得热量从地表传递到大气层，并且在传递过程中，热量会逐渐扩散到大气层的上层。
接着，大气层中的水汽也会受热蒸发成水蒸气。
水蒸气上升到较高的高度时，会冷却凝结成云，释放出潜热。
潜热的释放会进一步加热大气层，使得大气层温度升高。
最后，大气层中的温暖空气和湿空气会随着风的作用向高温区域和低温区域移动，形成大气环流。
这种环流会不断地将热量从较高温度的地区转移到较低温度的地区，从而达到热平衡。
综上所述，大气的热力作用原理是通过太阳辐射、热传导、对流、蒸发和大气环
流等过程，实现了地表热量向大气层的传递和分布，从而影响了地球的气候和天气。
气象学与气候学第二章 第一节 太阳辐射ppt
• 黑体的总放射能力与它本身的绝对温度 的四次方成正比：
• ET=σT4 ， σ为斯—玻常数。
• 可计算出黑体在T时的辐射强度，也可 由黑体的辐射强度求得其表面温度。
维恩 (Wilhelm Wien 德国人 1864-1928) 热辐射定律的发现
等各种颜色组成的光带，其中红光波长最长，紫光波长最短。其他各色 光的波长则依次介于其间。波长长于红色光波的，有红外线和无线电波； 波长短于紫色光波的，有紫外线，X射线、丫射线等，这些射线虽然不 能为肉眼看见，但是用仪器可以测量出来(图2-1)。
v气象上着重研究的是太阳短波辐射（0.15－4 µm） 和地气长波辐射（3－120 µm）。
4
一、辐射的基本知识
3. 波长：电磁波长范围有很大的差异，如宇宙射线的波 长为10-10 微米，而无线电波长可达几公里根据波长可将 电磁波分为γ射线、χ射线、紫外线、可见光、红外线、 无线电波。
气象学研究的是太阳、地球、大气的热辐射，他们的 波长范围大约在0.15~120微米。
可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫
等。各种波长的太阳辐射都要被散射。 如：当空中存在较多的尘埃、或雾等粗 粒时，太阳辐射的长短波都被同等的散 射，使天空呈现灰白色，也叫漫射。
云层、尘埃具有强烈的反射作用对各种波段的光都反射，因
而呈白色。随着云层增厚反射能力也增强。平均为50%——
55%：高云25％；中云50％；低云65％；薄云10－20％；厚云 90％。
纬度越低总辐射越大。反之，越小。
一般情况下，一年中总辐射量最大的时候往往不会 出现在雨季云量最大的时间。在我国北方出现在雨季到 来之前的5、6月份。
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第二章大气的热能和温度[主要内容]本章主要讨论与大气温度有关的辐射能量及其转化，说明了大气温度变化的原因，揭示了大气温度的时空分布规律。
[名词解释]辐射、辐射能、辐射强度、辐射通量密度、黑体、太阳常数、直接辐射、散射辐射、总辐射、行星反射率、大气窗口、地面有效辐射、干绝热直减率、湿绝热直减率、泊松方程、位温、假相当位温、大气稳定度、气温的日较差、气温的年较差、热赤道、逆温1.辐射：自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。
2.辐射能：通过电磁波的方式传输的能量。
3.辐射强度：单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积（对球面坐标系，即单位立体角）的辐射能。
4.辐射通量密度：单位时间内通过单位面积的辐射能量。
5.黑体：在任何温度下，完全吸收任何波长的外来辐射而无任何反射的理想物体。
6.太阳常数：在大气上界日地距离处，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1min内获得的太阳辐射能量。
7.直接辐射：太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的太阳辐射。
8.散射辐射：经过散射后自天空投射到地面的太阳辐射。
9.总辐射：直接辐射和散射辐射之和。
10.行星反射率：全球平均而言，太阳辐射约有30%被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率。
11. 大气窗口：大气在整个波长段，8-12μm处吸收率最小，透明度最大。
12. 地面有效辐射：地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射只差。
13. 干绝热直减率：干空气和未饱和的湿空气气块绝热上升单位距离时的温度降低值。
14. 湿绝热直减率：饱和湿空气绝热上升的直减率。
15. 泊松方程：即干绝热方程，即绝热变化时温度随气压变化的具体规律。
16. 位温：气压在1000hPa处所具有的温度。
17. 假相当位温：当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温。
18. 大气稳定度，气块受任何方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。
19. 气温的日较差：一天中气温的最高值与最低值之差。
20. 气温的年较差：一年中月平均气温的最高值与最低值之差。
21. 热赤道：平均温度1月和7月均高于24℃的地带，冬季在5°-10°N处，夏季移到20°N。
22. 逆温：在一定条件下，对流层中出现的气温随高度增高而升高的现象。
[填空]1、太阳辐射是地球最重要的能量来源，一年中整个地球可以有太阳获得__5.44*1024J _的能量。
2、气象学着重研究太阳、地球和大气的热辐射，它们的波长大约在_0.15-120μm_之间。
3、基耳荷夫定律表明：同一物体在温度T时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；一个物体的吸收率等于该物体同温度同波长的__放射率__；_黑体_的吸收能力最强，它也是最好的放射体。
4、黑体的总放射能力与它本身的__绝对温度的四次方__成正比。
5、物体温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长_越短_。
6、太阳辐射在大气中的减弱，以_反射_作用最为重要，_散射_ 作用其次，_吸收_作用相对最小。
7、布格公式表示太阳辐射经过大气减弱之后到达地面的数值，其表达式为__I=I0P m_。
8、直接辐射有显著的年变化、日变化和纬度变化，这种变化主要由_太阳高度角_决定。
9、我国总辐射最高的地区在_西藏、青海、新疆_ 。
10、雨后天晴，天空呈青蓝色，是因为__太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射__。
11、_分子_散射，或称_瑞利_散射，有选择性；_粗粒_散射，或称_米_散射，没有选择性。
12、地面辐射差额可表示为__R g=(Q+q)(1-a)-F0_。
13、气温的变化有_绝热_变化和_非绝热_变化两种情况。
14、空气与外界交换热量的方式有_传导_、_辐射_、_对流_、_湍流_、_蒸发（升华）和凝结（凝华）_ 。
在地面与空气间最主要的是_辐射_，在气层之间，主要是_对流_和_湍流_。
15、位温对于_干绝热_过程具有保守性，假相当位温对于_干绝热_ 过程、_假绝热_ 过程、_湿绝热_过程，都具有保守性。
16、关于大气的静力稳定度，有如下的结论：气温直减率愈大，大气愈_不稳定_。
气温直减率小于湿绝热直减率时是_稳定_；气温直减率大于干绝热直减率时是_不稳定_；气温直减率介于湿绝热直减率和干绝热直减率之间时是_中性_。
17、近地层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在_午后14时_，一个最低值，一般出现在_日出前后_。
一天中_气温最高值与最低值_的差值，称为日较差。
一年中_月平均气温的最高值与最低值_的差值，称为年较差。
18、影响气温分布的主要因素有_纬度_、_高度_、_海陆分布_。
19、北半球冬季最冷的地区位于_东部西伯利亚_ 和_格林兰岛_ 。
20、造成逆温的条件有_地面辐射冷却_、_空气平流冷却_、_空气下沉降温_、_空气湍流混合_等。
[问答题]1、试叙述有关辐射的三个基本定律的具体内容。
A．基尔荷夫定律：①在一定波长、一定温度下，一个物体的吸收率等于该物体同温度、同波长的放射率。
即对不同物体，辐射能力强的物质，吸收能力也强。
②同一物体在一定温度时，放射某一波长的辐射，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。
B．斯蒂芬-玻尔兹曼定律：黑体的总放射能力与他本身的绝对温度的四次方成正比，可以计算黑体在某一温度时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。
描述的是：黑体向外辐射的总能量与温度的关系。
C．维恩位移定律：黑体单色辐射强度极大值所对应的波长及其绝对温度成反比，物体温度越高，其单色辐射极大值所对应的波长越短；反之，物体的温度越低，其辐射的波长越长。
2、试说明总辐射、地面有效辐射和地面辐射差额的时空分布规律。
①总辐射特点：A.空间：日总量随纬度而减小，最大20°N；我国最大总辐射：西藏、青海、新疆；最小：长江流域、华南地区。
B。
时间：夏季最大，冬季最小。
②地面有效辐射：A.空间：海拔高的地方有效辐射大，粗糙的地面有效辐射大，裸地有效辐射大。
B.时间：日变化：中午12-14时达到最大，清晨达到最小；年变化：夏季最大，冬季最小。
③地面辐射差额：A.空间：辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。
B.时间：一般夜间为负，白天为正，由负值转到正值的时刻一般在日出后一小时，由正值转到负值的时刻一般在日落前1-1.5小时。
在一年中，一般夏季辐射差额为正，冬季为负值，最大值出现在较暖的月份。
3、海陆的增温和冷却差异的原因是什么？①在同样的太阳辐射强度之下，海洋所吸收的太阳能多于陆地所吸收的太阳能，这是因为陆面对太阳光的反射率大于水面。
②陆面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。
③海面有充分的水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得水温不容易升高。
④岩石和土壤的比热小于水的比热。
4、什么是空气温度的个别变化和局地变化，它们的关系如何？空气温度的个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化。
空气温度的局地变化：某一固定地点空气温度随时间的变化。
关系：平流变化+个别变化=局地变化5、气温日较差、年较差的时空分布规律怎样？气温日较差：A.空间：日较差最大的地区在副热带，向两极减小；海洋上日较差小于大陆。
B.时间：春秋日较差较大，冬夏日较差较小。
年较差：赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月与最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小，越到高纬度地区冬夏区分越明显，气温年较差增大。
同一纬度海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支差值比海洋大，所以陆地气温年较差比海洋大得多。
6、海平面气温分布的规律如何？①基本特征：赤道地区气温高，向两极逐渐降低，在北半球，等温线7月比1月稀疏。
②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，而夏季相反。
这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋低。
③最高温度带并不在赤道上，而是冬季在5°-10°N处，夏季移到20°N左右。
④最低温度出现在南极大陆上。
7、湍流逆温和下沉逆温是如何形成的？湍流逆温是由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。
逆温离地面的高度依赖于湍流混合层的厚度，通常在1500米以下，其厚度一般为数十米。
当气层的气温直减率小于干绝热直减率时，经湍流混合后，气层的温度分布逐渐接近于干绝热直减率。
因湍流上升的空气按干绝热直减率降低温度。
空气上升到混合层顶部时，它的温度比周围气温低，混合的结果，使上层气温降低；空气下沉时，情况相反，以致下层气温升高。
这样就在湍流减弱层，出现逆温。
下沉逆温是由于空气下沉压缩增温而形成的。
多出现在离地面1000米以上的高空，厚度可达数百米。
在逆温层中，湿度随高度减小。
下沉逆温是由于空气层下沉，绝热压缩增温而形成的逆温层。
它又会减率趋近于干绝热直减率。
下沉逆温多出现在高压区内，范围较大，厚度可达几百米。
因低层的湍流混合作用而得到加强，这种逆温的特征是逆温层之上的气温直减率趋近于干绝热直减率。