大气的热能和温度
地理高一知识点大气受热
地理高一知识点大气受热大气受热是地理学中一个重要的知识点，它涉及到地球大气圈的能量平衡和气候形成等方面。
本文将以地球大气层受热为主题，探讨大气受热的原理和影响因素。
一、大气受热的原理地球的能量来源主要是来自太阳辐射。
太阳辐射进入地球大气层后，会部分被大气层吸收，部分被反射和散射，最终达到地球表面。
地球表面吸收的太阳辐射会使其升温，释放出热能。
这种通过辐射和热对流传递能量的过程称为大气受热。
二、大气受热的影响因素1. 纬度分布：由于地球的自转和偏转，地球不同纬度上每天获得的太阳辐射量是不同的。
太阳辐射的垂直角度越大，单位面积上接受到的辐射量越多，因此赤道地区的受热量更高。
2. 季节变化：地球绕太阳运动形成了四季的变化，这导致了太阳辐射照射到地球不同地区的角度和时间发生变化。
在夏至时，太阳的高度角最大，直射地面的辐射能量最强，而在冬至时，太阳的高度角最小，辐射能量减弱。
3. 地形和海陆分布：地球表面的地形和海陆分布会对受热产生影响。
陆地的比热容和热导率较小，容易受热；而海洋的比热容较大，热传导能力较强，所以海洋的受热相对较慢。
此外，山脉、高原等地形也会影响热量的分布和传递。
4. 云量和气候变化：云层对太阳辐射有一定的遮蔽作用，云量的多少会直接影响到地面的受热量。
气候变化也会影响大气受热，例如冰川消融会导致反射能量减少，地表温度升高。
三、大气受热的影响1. 气候影响：大气受热直接影响地球的气候形成。
受热不均匀导致了地球表面温度的差异，进而形成了赤道气候、温带气候和寒带气候等不同的气候带。
2. 气流和水循环：大气受热导致了空气的上升和下沉，形成了气流的运动。
这种气流运动将热量和水汽从赤道地区运输到其他地区，进而影响了全球的气候和水循环。
3. 气象变化：大气受热的不均匀分布会引起气象现象的发生和变化。
例如，热带地区的大气受热强烈，会产生强热带风暴和季风；而高纬度地区的大气受热较弱，会出现极地气团和寒潮等极端天气事件。
大气各层温度变化的原因
大气各层温度变化的原因大气是地球周围的一层气体，它的存在对人类和其他生物至关重要。
大气分为不同的层次，每一层都有其独特的温度变化原因。
以下是各层大气的温度变化原因和相关的物理过程。
对流层是大气最底部的一层，其厚度大约为10公里。
这一层主要受到地表的加热和冷却作用的影响，温度随高度递减。
由于地表吸收太阳辐射的速度比较快，因此表面温度相对较高。
这种温差会引起空气的流动，形成对流现象。
热空气上升，冷空气下降，这种循环使空气层次分明，形成了可见的云朵。
平流层是大气的第二层，其厚度大约为50公里。
在这一层中，温度随高度的增加而上升。
这是因为平流层中的气体分子受到太阳辐射的作用，吸收能量并将其转化为热能。
这种加热效应导致平流层的温度上升。
此外，平流层中的氧气分子也会吸收紫外线辐射并将其转化为热能，这也有助于平流层的加热。
同温层是大气的第三层，其厚度大约为15公里。
在这一层中，温度基本保持不变。
这是因为同温层中的氧气分子吸收来自平流层的紫外线辐射，将其转化为热能并向周围散发。
这种热能的散发会导致氧气分子的温度上升，但这种升温被其它气体分子的冷却所抵消，因此同温层的温度基本保持不变。
电离层是大气的第四层，其厚度大约为400公里。
在这一层中，温度随高度的增加而上升。
这是因为电离层中的气体分子受到太阳辐射的离子化作用，将一部分分子转化为带电离子。
这些带电离子受到地球磁场的作用，沿磁力线运动并与地球大气层中的分子碰撞，释放出热能。
这种热能的释放会导致电离层的温度上升。
热层是大气的最外层，其厚度大约为100公里。
在这一层中，温度随高度的增加而上升。
这是因为热层中的气体分子受到太阳辐射的作用，吸收能量并将其转化为热能。
这种加热效应导致热层的温度上升。
总的来说，大气的各层温度变化是由多种物理过程共同作用的结果。
这些过程包括吸收和辐射太阳能量、分子碰撞、离子化、热辐射等。
了解大气温度变化的原因有助于我们更好地理解大气的结构和功能，进而更好地保护和利用这一关键的自然资源。
大气受热原理解释温差小的原因
大气受热原理解释温差小的原因
温度差是温度变化的一个重要指标，它反映了气象活动的动态特征，有助于准确分析和预测气象现象。
一般情况下，温度差越小，气象状况越稳定，气象形势就越平静，反之，温度差越大，气象状况就越不稳定，气象现象就越多变。
那么，为什么温度差会变得越来越小呢？原因就要从大气受热原理来解释。
大气受热原理是指大气中受到热量吸收和辐射的原理。
空气在接受太阳辐射的同时，也会反射一部分辐射，将一部分热量反射到太阳的方向。
另外，大气也会吸收地面的热量，进而向上升的热气中转移热能。
空气在上升的过程中，产生温度变化，这就是大气受热原理。
从大气受热原理来看，温度差小的原因很多，首先，随着时间的推移，太阳辐射大气中的能量会越来越小，从而导致空气中的温度变化越来越小。
其次，空气向上移动会带走许多热量，因此，温度差也会相应变小。
再次，大气中的湿度越大，会提高大气的吸收能力，也会减少温度差，从而使整个大气的温度变化变得较小。
最后，还有一些气候因素会影响温度差，如季风、低层压异常、高层压异常等。
比如，季风的存在会对温度差产生影响，它可以把热量带到远处，降低温度差；低层压异常会使热量流动改变，从而降低温度差。
总之，大气受热原理是解释温度差小的关键因素，包括太阳辐射能量的衰减、空气上升带走热量、大气湿度影响温度差，以及季风、低层压异常等气候因素对温度差造成的影响。
熟悉大气受热原理，有
助于我们正确解释温度变化，并正确预测气象现象，从而保证人类的生活安全。
大气的压强和大气的温度
大气的压强和大气的温度大气是地球上一层包围物体的气体，它由许多不同的组成部分组成，其中包括氮气、氧气、水蒸气等。
大气的压强是指大气对地面或物体施加的压力。
大气的温度则是指大气中分子的平均热能。
一、大气的压强大气压强是由大气的质量和重力所决定的。
大气压强随着海拔的升高而逐渐减小，因为随着海拔的升高，大气的密度变得较低，分子之间的碰撞减少，从而压强下降。
大气压强可以通过使用一个叫做“巴罗氏计”的仪器来测量。
在海平面上，大气压强的平均值约为1013.25百帕斯卡（Pa）。
除了以帕斯卡为单位的压强，大气压强也可以用毫米汞柱（mmHg）或百分之一可以大气压（atm）来表示。
例如，1 atm等于1013.25 hPa或760 mmHg。
大气的压强对于许多自然现象和人类的生活都有重要影响。
例如，气压的变化可以预示着天气的变化。
一般而言，气压较高的地方往往天气晴朗，而气压较低的地方则往往伴随着阴雨天气。
二、大气的温度大气的温度是指大气气体中分子的平均热能。
温度是一个物体内部分子动能的度量，它决定了分子的速度和碰撞频率。
在大气中，温度的分布不均匀。
温度随海拔变化而变化，通常情况下，随着海拔的升高，温度呈现下降的趋势，即海拔越高，温度越低。
这是因为大气对太阳光的吸收和传导能力有限，导致高海拔地区受到的太阳辐射较少，温度相对较低。
大气的温度也会随着地理位置和季节的变化而变化。
例如，靠近赤道的地区通常较热，而接近极地的地区则通常较冷。
同时，夏季和冬季的温度也会有显著差异。
这些温度变化对气候、天气和生态系统都有重要的影响。
总结：大气的压强和温度是大气的两个重要特征。
大气的压强随海拔升高而逐渐减小，可以通过巴罗氏计等仪器来测量。
大气的温度随海拔升高而逐渐降低，同时还受地理位置和季节的影响。
了解和研究大气的压强和温度有助于我们更好地理解气象现象和地球的气候系统。
大气热能和温度
二、辐射光谱(radiation spectrum)
辐射能量按波长的分布就是辐射光谱
气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐 射，它们的波长范围大约在0.15～120 μm
三.物体对辐射的吸收、反射和透射
设投射到某一物体上的辐射能为Ｑ，被 该物 体吸收(absorption)Qa，反射(reflection)Qr，透射 (transmission) Qt，根据能量守恒定律 ，应有: Qa＋Qr＋Qt＝Q
2.大气对太阳辐射的散射
散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波 冲击时，引起质点中的电子振动，而向四面 八方放射电磁波。
（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射
当散射质点很小，其半径a远小于波长， 即 a<< 时，散射强度与波长的4次方成反比
～雷利散射定律
即：
el =
3. 地面有效辐射
(1) 地面有效辐射(Re)定义
地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差， 叫做地面有效辐射(terrestrial effective radiation) 。即地面净损失的长 波辐射。
Re=R0-δRA
δ为地面的相对吸收率。
在没有太阳辐射的情况下，地面的温度状况 主要由地面有效辐射决定。地面有效辐射越 大，地面的降温速度也就越快。
绝对黑体的总放射能力与其表面温度的四 次方成正比。即： ETB=σT4 σ为斯蒂芬－波尔兹曼常数，其值为 5.67×10-8 W/m2· 4。 K
如太阳表面温度为6000°K，而地球表面的平均温 度为288°K，因而，太阳表面单位面积上放射的能 量要比地球表面放射的能量大几百万倍。
3.维恩（Wein）定律
绝对黑体辐射能力最大值所对应的波 长λmax与绝对黑体的绝对温度T成反比， 即： λmax＝C/ T
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
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。
d1
Boltzman
） ） 定 玻 律 耳
基尔霍夫定律
在一定温度下，任何物体对于一定波长的放射能力 e（λ，t）和吸收率K（λ，t）的比为一常数E（λ，t） E（λ，t）= e（λ，t）/ K（λ，t）。 该常数E（λ，t）仅与波长和湿度有关，而与物体的性 质无关。
①对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑 体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。
地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。 在S、N35°之间为正值，在此范围之外的中高纬地区为负 值。 也就是说在低纬地区有热量盈余，高纬有热量亏损。 如果高低纬之间没有热量交换，那么低纬地区的温度将因 为有热量盈余而不断升高，高纬则下降。但多年观测表明， 高、低纬地区的温度变化非常微弱。因此，高低纬间必然 存在着热量交换，其中热量输送者正是大气运动和海水运 动
太阳常数——就日地平均距离而言，在大气上界垂直于
太阳光线的1cm2的面积，1分钟获得的太阳辐射能。用IO来 表示。
太阳辐射在大气中的减少
大气对太阳辐射的吸收
水汽——主要集中在红外区。太阳辐射因水汽的吸收可以减 少4-15%。所以，大气因水汽直接吸收太阳辐射而引起的增 温并不显著。 臭氧——在可见光区、紫外区都有较强的吸收带，但因大气 中臭氧含量甚微，故大气因臭氧直接吸收太阳辐射而引起的 增温不显著。 CO2——对太阳辐射的吸收仅在红外区的4.3微米处，该区 域太阳辐射强度小，被吸收后对整个太阳辐射并无多大影 响。 结论：大气对太阳辐射的吸收带均位于太阳辐射光谱两端的低能 区，大气成分对太阳辐射的减弱并不明显。也即大气因直接吸收 了太阳辐射而引起的增温不明显。因此说，太阳辐射并不是低层 大气的直接热源。
第二章
大气的热能和温度
大气温度知识点
大气温度知识点
大气温度是指大气中的温度变化情况。
了解大气温度的知识可以帮助我们更好地理解气候变化和天气预报。
以下是一些关键的大气温度知识点：
1. 大气温度的定义：大气温度是指在特定时间和地点测量到的空气的热量。
温度是物体内分子运动的表现，它受到太阳辐射、地表反射、地形和气象系统等因素的影响。
2. 大气温度的测量：大气温度通常使用温度计来测量。
常见的温度单位有摄氏度（℃）和华氏度（℉）。
3. 温度的垂直分布：大气温度随着海拔的升高而变化。
在对流层中，温度随着海拔的升高而减小，这是因为高空空气稀薄，能量较少。
但是在平流层中，温度随着海拔的升高而增加，这是由于臭氧层的吸收和保留太阳辐射。
4. 季节变化：地球的季节变化是由地球自转和公转引起的。
由于地球轴倾斜的原因，不同地区在不同时间接收到的太阳辐射量会
有所不同，导致季节的变化。
因此，地球各地区的大气温度也会随季节的变化而有所不同。
5. 温暖和寒冷的气候区域：由于太阳辐射量的不同，地球上有温暖和寒冷的气候区域。
赤道地区接收到的太阳辐射最多，因此气温较高，而极地地区由于接收的太阳辐射较少，气温较低。
6. 温室效应：温室效应是指地球大气中的某些气体（如二氧化碳）能够吸收并重新辐射地球表面释放出的热能，造成地球表面温度升高的现象。
人类活动的增加导致大气中温室气体浓度的增加，进一步加剧了温室效应，导致全球气候变暖。
以上是大气温度的一些关键知识点。
通过了解这些知识，我们可以更好地理解和解释天气现象，以及人类活动对气候的影响。
[理学]气象与气候学复习资料
![[理学]气象与气候学复习资料](https://img.taocdn.com/s3/m/b8ad5c50326c1eb91a37f111f18583d049640fa0.png)
[理学]⽓象与⽓候学复习资料第⼀章：引论1.⽓象：⼤⽓中的物理现象2.⽓候：多年天⽓综合的表现，包括某地地区多年的⼤⽓平均状况和极端状况3.天⽓：⼀定区域短期天⽓状况及其变化的总称4.⽓温垂直递减率：⼜叫绝热率，是表征⽓体随着⾼度的增加⽽其⽓温的变化程度的物理量。
⼜指在对流层主要从地⾯的到热量，因此⽓温随着⾼度的增加⽽降低。
⼀般⽽⾔，⾼度每增加100⽶，⽓温就下降约0.65,通常⽤r表⽰。
5.⼤⽓污染：是指由于⼈类活动或者⾃然过程引起某些物质进⼊⼤⽓中，呈现出⾜够的浓度，达到⾜够长的时间，并因此危害了⼈体的舒适，健康，福利和环境污染的现象（⼤⽓中某些⽓体和尘埃的增多导致⽓体⽓候发上改变）6.标准⼤⽓压：在摄⽒温度0℃，纬度45°，晴天时海平⾯上的⼤⽓压强为标准⼤⽓压，其值⼤约相当于760mm汞柱⾼7.饱和⽔汽压：在温度⼀定情况下，单位体积空⽓中⽔汽量有⼀定限度，⽔汽含量达到限度时饱和空⽓的⽔汽压。
（温度：指数曲线；形状：凸凹⽔平；性质：溶液⾯）8.饱和差：在⼀定温度下，饱和⽔汽压与实际空⽓中的⽔汽压之差9.相对湿度：空⽓中的实际⽔汽压与同温度下的饱和⽔汽压的⽐值10.当⽔汽压不变时，⽓温升⾼，饱和⽔汽压增⼤，相对湿度会减⼩11.⽓象学：是把⼤⽓当作研究的客体，从定性和定量两⽅⾯来说明⼤⽓特征的学科，集中研究⼤⽓的天⽓情况和演变规律和对天⽓的预报12.⽓候学：是研究⽓候特征，形成，形成，分布和演变规律，以及⽓候与其他⾃然因⼦和⼈类活动关系的学科13.天⽓学：是研究天⽓现象和天⽓过程的物理本质以及规律，并⽤以制作天⽓预报的学科1.⽓候和天⽓的区别：⼀，从定义上，天⽓是指某⼀地区在某⼀瞬间或某⼀短时间内⼤⽓状态（温度，湿度，压强）和⼤⽓现象（风⾬雷电）的综合。
⽓候是指在太阳辐射，⼤⽓环流，下垫⾯性质和⼈类活动在长时间相互作⽤下，在某⼀时段内⼤量天⽓过程的综合。
⼆，从形成机制上：天⽓是指⼀般在单⼀天⽓系统的控制和影响下形成的，⽓候则复杂得多，⾄少是天⽓系统共同作⽤所致。
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。
表示大气冷热程度的物理量
表示大气冷热程度的物理量
大气冷热程度是指大气中的温度高低，通常通过气温来表示。
气温是指空气分子的平均动能，也就是分子的运动速度。
当气温较高时，空气分子的运动速度较快，空气会感到炎热；而当气温较低时，空气分子的运动速度较慢，空气会感到寒冷。
大气冷热程度的变化受到多种因素的影响，其中包括季节、时间、地理位置、海拔高度等。
在不同的季节，气温会有明显的变化，夏季气温较高，冬季气温较低。
同时，白天和夜晚的气温也有差异，白天气温较高，夜晚气温较低。
地理位置也会影响气温，靠近赤道的地区气温较高，而靠近极地的地区气温较低。
海拔高度增加时，气温也会逐渐降低。
大气冷热程度的变化对人类生活产生着重要影响。
在寒冷的气温下，人们需要穿着厚衣服来保暖，同时需要加热房屋以保持舒适的温度。
而在炎热的气温下，人们则需要避免暴晒，补充水分以防中暑。
气温的变化也会影响到农业生产，不同的作物对气温的适应能力不同，需要合理安排种植时间和方式。
为了准确地测量大气的冷热程度，人们使用气温计来进行观测。
气温计通过测量热胀冷缩的原理来确定空气的温度。
常见的气温计有水银气温计和电子气温计，它们能够准确地显示当前的气温情况，帮助人们更好地了解大气的冷热程度。
总的来说，大气的冷热程度是一个动态的过程，受到多种因素的综合影响。
了解和掌握大气的冷热情况，有助于人们更好地适应不同环境下的气候条件，保障人类的生活和生产。
希望通过对大气冷热程度的了解，人们能够更好地应对气候变化带来的挑战，实现人与自然的和谐共处。
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
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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。
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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
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A< B < C
1月份大陆是冷源，海洋是热源
29
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陆
海
2
4 A B A B
1.1太阳辐射
斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann) 定律 黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度
（T）的四次方成正比。即：
ET ＝σT
4
…………(3--5)
式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4为斯蒂芬—波尔兹曼常数。 意义
物体温度愈高，其放射能力愈强。
• 黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四 次方成正比：
意义 物体的温度愈高，放 射能量最大值的波长愈
短，随着物体温度不断
增高，最大辐射波长由 长向短位移。 太阳辐射是短波 辐射，人、地 面和大气辐射
是长波辐射。
不同温度下黑体辐射强度与温度的关系
• 有此三个基本定律，绝对黑体的辐 射规律就容易确定。
• 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。
红外线光谱区（波长大于0.76µ m）。
• 可把太阳辐射看作为黑体辐射，斯—玻定律和维 恩定律都可应用于太阳辐射。
• 太阳辐射最强的波长为0.475μm，相当于青光。 • 为什么太阳不是以青色为主，而看起来偏黄？
• 太阳辐射光谱曲线不对称，并不是以0.475μm为中
峰线，其余均衡分布在两侧；而是大部分次强波
一、辐射的基本知识
（一）辐射与辐射能
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。
电磁波谱
• 信阳秋季的气候特点是什么？地球表面极端最高温是 多少？极端最低温是多少？→ • 虽然地球表面昼夜温差较大，但与月球相比，有何不 同？为什么？ • 月球白天130°C，日出前－170°C • 地球温度平均15° • 月球无大气的保护，温差很大；地球有大气保护，温 差较小的结论。 • 为什么大气的存在能使地球表面白天的温度不会很高？ 夜晚的温度不会很低？大气是怎样起作用？ • 大气对太阳辐射有削弱作用，对地面有保温作用。
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
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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。
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• 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。
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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。
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产生这些变化的原因有以下几方面：
气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。
大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、 二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被大气吸收后变成 了热能，因而使太阳辐射减弱。
1.大气对太阳辐射的吸收：太阳辐射穿过大气层时，大
二、太阳辐射
(一)太阳辐射光谱和太阳常数
以T=6000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光
谱能量分布曲线 (图中虚线)相比较，非常相似。
太阳是一个炽热的气体球，它的表面温度约为6000K， 内部温度更高。根据维恩定律可以算出太阳辐射最强的波长 m为0.475微米。这个波长是在可见光范围内相当于青光部分， 因此，太阳辐射主要是可见光线(0.4—0.76微米)，也有不可 见的红外线(＞0.7611微米)和紫外线(＜0.411微米)，但在数 量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波长在0.15—4微米 之间占99％以上，且主要分布在可见光区和红外区，前者占 太阳辐射总能量的50％，后者占43％，紫外区的，太阳辐射 能很少，只占总能量的7％。 太阳常数：在大气上界垂直于太阳光线的一平方厘米的面积， 一分钟内获得的太阳辐射能量。 多次卫星测得：1367 (±7)W ／M2 世界气象组织采用： 1367 W2 ／M2
物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波 长和物体的性质而改变(选择性)。例如，干洁空气对 红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收； 雪面对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射 则几乎能全部吸收。
如果有某种物体对各种不同波长辐射的吸收率都等 于1，也就是说，投射于其上的辐射能全部被吸收，这 种物体称为黑体。黑体是理想的辐射体，实际上在自然 界中并不存在真正的黑体，但是为了研究方便，在一定 条件下(例如在一定的波长范围内)，可以把某些物体近 似地看成为黑体。
第二章
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节
大气的热能和温度
太阳辐射 地面辐射和大气辐射 大气的增温和冷却 大气温度随时间的变化 大气温度的空间分布
第一节 太阳辐射
据计算，一年中整个地球可以由太阳获得5.44×1024J
的热量。这是地面和大气最主要的能量来源。而来自宇宙其 他星体的辐射能仅及来自太阳的辐射能的亿分之一。从地球 内部传送到地面上的热量，也仅及来自太阳的辐射能的万分 之一，这和来自太阳的辐射能比较起来，都是极其微小的。
(3)同一物体在温度一定时，放射辐射的波长等于其吸收辐射的波长
2.斯蒂芬(Stefan)—玻耳兹曼(Boltz—man)定律： 由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而 改变的。图2-3是根据实测数据绘出的温度为300K、
250K和200K时黑体的放射能力随波长的变化。
3.维恩(Wein)位移定律：
由上图还可看出，黑体单色辐射极大值所对应的波 长(λm)是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动 的。 根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波 长与其绝对温度成反比，即： λmT=C (2—13)
常数C=2896微米· 度
(2—13)式表明，物体的温度愈高，其低，其 辐射的波长愈长。
(二)物体对辐射的吸收、反射和透射
不论何种物体，在它向外放出辐射的同时，必然会接 受到周围物体向它投射过来的辐射，但是，投射到物体上 的辐射并不能全部为它所吸收，因为一部分被它反射，还 有一部分可能透过物体。
设投射到物体上的总辐射能为Qo；被吸 收的为Qa；被反射的为Qr；透过的为Qd。根 据能量守恒原理： Qa+Qr+Qd=Qo 将上式等号两边除以Qo，得：P23(第5 行)变换得： a+r+d=1 a、r、d都是0-1之间变化的无量纲量，分别 表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力。
一、辐射的基本知识
(一)什么是辐射
自然界中的一切物体都以电磁波的形式时刻不停地向外传送 能量，这种传递能量的方式称为辐射。以辐射的方式向四周输送 的能量称辐射能，有时简称为辐射。
电磁波的波长：
电磁波的波长范围很广，从波长为10-10微米的宇宙射线，到 波长达几公里的无线电波。肉眼看得见的是从0.4—0.76微米的波 长，这部分称为可见光。
气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射， 它们的波长范围大约在0.15—120μ之间。在气象学中， 通常以焦耳(J)作为辐射能的单位。 在平行光辐射的特殊情况下，辐射强度与辐射通 量密度的关系为： I=E/cosθ 式中θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹 角。 在单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面 积，单位立体角内的辐射能，称为辐射强度。常以符 号I表示。
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)。
(二)太阳辐射在大气中的减弱
太阳辐射先通过大气圈，然后到达地表，由于大 气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投 射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在 地球表面所呈现的太阳辐射强度比1367W/m2小。
曲线1是大气上 界太阳辐射光 谱；曲线2是臭 氧层下的太阳 辐射光谱；曲 线3是同时考虑 到分子散射作 用的光谱；曲 线4是进一步考 虑到粗粒散射 作用后的光谱； 曲线5是将水汽 吸收作用也考 虑在内的光谱， 它也可近似地 看成是地面所 观测到的太阳 辐射光谱。
(三)有关辐射的基本定律
1.基尔荷夫(Kirchhoff)定律：某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比
等于同温度、同波长的黑体辐射强度，即：Iλt=k λt· I λtb
(1)对所有物体来说，辐射强度只是某λ 与t的函数
(2)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。黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。