第二章 大气的热能和温度第一节 太阳辐射第一节 太阳辐射地球大气中的一切物理过程都伴随着能量的转换，而辐射能，尤其是太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源。一年中整个地球可以由太阳获得 5.44× 1024J的辐射能量。
地球和大气的其它能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。比如来自宇宙中其它星体的辐射能仅是来自太阳辐射能的亿分之一。从地球内部传递到地面上的能量也仅是来自太阳辐射能的万分之一。
一、辐射的基本知识
（一）辐射与辐射能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。
通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传输到地球的唯一途径。
辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长 10-10μm的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。肉眼看得见的是从 0.4— 0.76μm的波长，这部分称为可见光。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。
其它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,γ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）。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— 120μm之间。在气象学中，通常以焦耳
（ J）作为辐射能的单位。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。
辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之成某一角度。如果指的是投射来的辐射，则称入射辐射通量密度；
如果指的是自物体表面射出的辐射，则称放射辐射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。
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。
辐射强度与辐射通量密度有密切关系，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 （ 2·1）
式中 θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹角。
（二）辐射光谱为准确描述辐射能的性质，需要引入一个能确定辐射能按波长分布的函数，以便进一步确定物体的辐射特性。
设一物体的辐射出射度为 F（ W/m2），在波长 λ至 λ+dλ间的辐射能为 dF，则式中 Fλ是单位波长间隔内的辐射出射度，
Fλ是波长的函数，称为分光辐射出射度，或单色辐射通量密度。因 Fλ是随波长而变的函数，
所以又称为辐射能随波长的分布函数。它不仅取决于物体的性质，而且还取决于物体所处的状态。 Fλ随波长 λ的变化可以用图形来表示，如图 2·2所示。图中 Fλ随 λ的变化曲线称为辐射光谱曲线。
全波长总的辐射能力在图中为光谱曲线与横坐标所包围的面积。
（三）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，
但投射到物体上的辐射并不能全部被吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体（图
2·3）。
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，得式中左边第一项为物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比，称为吸收率（ a）；第二项为物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比，
称为反射率（ r）；第三项为透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比，称为透射率
（ d），则
a + r + d = 1 （不考虑散射）
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。
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。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。
（四）有关辐射的基本定律
1.基尔荷夫（ Kirchhoff）定律设有一真空恒温器（ T），放出黑体辐射
IλTb。在其中用绝热线悬挂一个非黑体物体，
它的温度与容器温度一样亦为 T，它的辐射强度为 IλT，吸收率为 KλT。这样非黑体和器壁之间将要达到辐射平衡。器壁放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未被吸收的非黑体反射辐射能，三者达到平衡，则
IλTb-（ 1-KλT） IλTb-IλT=0 （ 2·5）
除以 IλTb，得
（ 2·6）
从放射率的定义得所以
KλT=eλT （ 2·8）
（ 2·8）式是基耳荷夫定律的基本形式，它表明：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，其吸收能力也强。辐射能力弱的物质，其吸收能力也弱。
黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。
②下标 λ表示在一定温度（ T）下，不同波长的
Kλ,eλ及 Iλ的数值不同。即同一物体在温度 T
时它放射某一波长的辐射。那末，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。
（ 2·6）式还可写成这表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下，这条规律适用各种波长的辐射体，因此基尔荷夫定律又可写成上面讨论表明，在辐射平衡条件下，一物体在某波长 λ的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的性质无关，对所有物体来讲，
这一比值只是某波长 λ和温度 T的函数。从
（ 2·6）式得
IλT=KλT·I λTb （ 2·11）
上式表明，基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来，从而有可能通过对黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射，
这就极大简化了一般辐射的问题。
基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。对流层和平流层大气以及地球表面都可认为是处于辐射平衡状态，因而可直接应用这一定律。
2,斯蒂芬（ Stefan） -玻耳兹曼
（ Boltzman）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 2·4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。
由图 2·4可见，随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）
也会显著增大。根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即
ETb=σT （ 2·12）
上式称斯蒂芬 -波耳兹曼定律。式中 σ=5.67×
10 W/（ m2·K ）为斯蒂芬 -波耳兹曼常数。
根据（ 2·12）式可以计算黑体在温度 T时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。
3.维恩（ Wein）位移定律由图 2·4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）
上式称维恩位移定律。如果波长以微米为单位，则常数 C=2 896μm· K。于是（ 2·13）式为
λmT = 2 896μm · K （ 2·14）
上式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。
有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容易确定，因为它们把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。
二、太阳辐射
（一）太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。大气上界太阳光谱中能量的分布曲线（图 2· 5中实线）与 T=6 000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图
2·5中虚线）相比较，非常相似。因此，可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。例如利用斯蒂芬 -波耳兹曼定律和维恩定律，可以根据太阳辐射强度计算出太阳表面的温度；反过来利用天文仪器测得的太阳表面温度，也可以计算出太阳的辐射强度以及辐射最强的波长。
太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为 6 000K，内部温度更高。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长 λm为 0.475μm。这个波长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— 0.76μm
），此外也有不可见的红外线（＞ 0.76μm）
和紫外线（＜ O.4μm），但在数量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波长在 0.15— 4μm
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％。
太阳辐射通过星际空间到达地球。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,1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用 I0表示。太阳常数虽经多年观测研究，由于观测设备、技术以及理论校正方法的不同，其数值常不一致，变动于
1359— 1418W/m2之间。 1957年国际地球物理年决定采用 1380W/m2。近年来，根据标准仪器，在高空气球、火箭和人造卫星上约 25
000次以上的探测，得出太阳常数值约为 1367
（ ± 7） W/m2，这也是 1981年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。多数文献上采用
1370W/m2。据研究，太阳常数也有周期性的变化，变化范围在 1％ — 2％，这可能与太阳黑子的活动周期有关。在太阳黑子最多的年份，
紫外线部分某些波长的辐射强度可为太阳黑子最少年份的 20倍。
（二）太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射光通过大气圈，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，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比 1370W/m2要小。
图 2·6表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：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。对比曲线 1和 5可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：①总辐射能有明显地减弱；②辐射能随波长的分布变得极不规则；③波长短的辐射能减弱得更为显著。产生这些变化的原因有以下几方面：
1,大气对太阳辐射的吸收太阳辐射穿过大气层时，大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。
水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从 0.93—
2.85μm之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱 4％ — 15％。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。
大气中的主要气体是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射，在波长小于 0.2μm处为一宽吸收带，吸收能力较强，在 0.69和 0.76μm
附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。
臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在 0.2— 0.3μm为一强吸收带，
使得小于 0.29μm的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在 0.6μm附近又有一宽吸收带，
吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，所以吸收的太阳辐射量相当多。
二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区 4.3μm附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。
此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，
也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多（如有沙暴、烟幕或浮尘）时，吸收才比较显著。
由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。由于大气中主要吸收物质
（臭氧和水汽）对太阳辐射的吸收带都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，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。
2.大气对太阳辐射的散射：
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（图 2·7）。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射，也叫蕾利散射（图 2·7a）。例如，波长为 0.7μm时的散射能力为 1，那末波长为 0.3μm
时的散射能力就为 30。因此，在太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青蓝色，
就是因为太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。分子散射还有一个特点是质点散射对于其光学特性来说是对称的球形（图
2·7a），在光线射入的方向（ =0° ）
及在相反的方向（ =180° ）上散射是比垂直于射入光线方向上（ =90° 及 =270° ）的散射量大 1倍。图 2·7a中由极点到外围曲线的向径长度以假定的比例，表示此方向上所散射的总能量。
如果太阳辐射遇到粗粒，粗粒散射就失去对称的形式，而于射入光方向伸长。图 2·7b是粗粒（水滴）散射的一种常见形式。在此种粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，是分别超过了在射入光线的相反方向上及其垂直方向上能量之 2.37及 2.85倍。散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大。如果太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射称粗粒散射，也称米散射（图 2·7b）。例如当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。这一结论，在图 2·6的曲线 3和曲线 4中表现得很清楚。
3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。反射对各种波长没有选择性，
所以反射光呈白色。云的反射能力随云状和云的厚度而不同，高云反射率约 25％，中云为 50
％，低云为 65％，稀薄的云层也可反射 10％ —
20％。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达 90％，一般情况下云的平均反射率为
50％ — 55％。
上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；
散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；
吸收作用相对最小。以全球平均而言，太阳辐射约有 30％被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率,20％被大气和云层直接吸收,50％到达地面被吸收。
（三）到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。
1,直接辐射太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。这有两方面的原因：
（ 1）太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大（图 2·8a），因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。（图 2·8b）设有一水平地段 AB，其面积为 S′，太阳光线以 h
高度角倾斜地照射到它上面，在单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为 I′。引一垂直于太阳光的平面 AC，其面积为 S，在此垂直受射面上的太阳辐射强度为 I，则到达水平面 AB与垂直受射面 AC上的辐射量，将分别等于 I′·
S′和 I·S，显然这两个辐射量是相等的，即
I′·S′=I·S
则：
I′=Isinh
··· ···（ 2·15）
（ 2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，如图 2·9所示。当太阳高度角最大时，通过大气层的射程为 AO；当太阳高度角变小，光线沿 CO方向斜射，通过大气的射程为 CO。显然，大气厚度 CO＞ AO，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少。
在地面为标准气压（ 1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同。
不同太阳高度时的大气质量数如表 2·1所示。
从表中可以看出，大气质量数随高度减小而增大，尤其是当太阳高度较小时，大气质量数的变化加大。
在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。
大气透明度的特征用透明系数（ p）表示，它是指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为 I0，而到达地面后为 I，
则
p值表明辐射通过大气后的削弱程度。实际上，不同波长的削弱也不相同,p仅表征对各种波长的平均削弱情况，例如 p= 0.80，表示平均削弱了 20％。
大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质愈多，
大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。
太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格
（ Bouguer）公式表示
I = I0P （ 2·17）
式中,I为到达地面的太阳辐射强度； I0为太阳常数； p为空气透明系数； m为大气质量数 。
从上式可以看出，如果大气透明系数一定，
大气质量数以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。
直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。
在一天当中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱（图 2·10）。以纬度而言，
低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得 多。
2,散射辐射散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；
相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。
大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，
散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。图 2·11是在我国重庆观测到的晴天和阴天的散射辐射值。由图可见，阴天的散射辐射比晴天的大得多。
同直接辐射类似，散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。
3,总辐射在分析了直接辐射和散射辐射后，就较容易理解总辐射的变化情况。日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；当太阳高度升到约等于 8° 时，直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为 50° 时，散射辐射值仅相当总辐射的 10％ — 20％；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。
总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，
总辐射愈大。反之就愈小。表 2·2是根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布的情况，其中可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射是考虑了大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。由于赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多，因此有效辐射的最大值并不在赤道，而在 20° N。
据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，
为 212.3— 252.1W/m2。青海、新疆和黄河流域次之，为 159.2— 212.3W/m2。而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为 119.4—
159.2W/m2。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大。长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。
（四）地面对太阳辐射的反射投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。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％（表 2·3）。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。
由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。
第二节 地面和大气的辐射太阳辐射虽然是地球上的主要能源，
但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少，
而水、陆、植被等地球表面（又称下垫面）
却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给大气，从这个意义来说，下垫面是大气的直接热源。
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
㈠ 地面和大气辐射的表示地面和大气都按其本身的温度向外放出辐射能。由于它们不是绝对黑体，运用斯蒂芬 -波耳兹曼定律，可写成如下形式
Eg = δρ T ( 2.18 )
Ea = δ′ρ T ( 2.19 )
式中 Eg和 Ea分 别 表示地面和大气的 辐 射能力，
T表示地面和大气的温度,δ和 δ′分别称地面和大气的相对辐射率，又称比辐射率。其大小为地面或大气的辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比值，在数值上等于吸收率。如地面温度为 15℃,以 δ=0.9，则可算得
Eg = 0.9× 5.67× 10 × (288) =346.7W/
㎡
同样，当地面温度为 15℃,根据维恩定律可算得
λm = C/ T =2896 / 288≈10μm
即该温度下地面最强的辐射能位于波长 10μm左右的光谱范围内。地面平均温度约为 300K，对流层大气的平均温度约为 250K，故其热辐射 95
％以上的能量集中在 3 — 120μm的波长范围内
（属于肉眼不能直接看见的红外辐射）。其辐射能最大段波长在 10 — 15μm范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
㈡ 地面和大气长波辐射的特点
⒈ 大气对长波辐射的吸收大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气的温度、压强等有关。大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样句用选择性 。
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，厚度大的云层表面可当作黑体表面。
二氧化碳有两个吸收带，中心分别位于
4.3μm和 14.7μm。第一个吸收带位于温度为
200 — 300K绝对黑体的放射能量曲线的末端，
其作用不大，第二个吸收带从 12.9 — 17.1μm，
比较重要。
⒉ 大气中长波辐射的特点长波辐射在大气中的传输过程与太阳辐射的传输有很大不同。第一，太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射。第二，太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射影响。这是因为大气的温度较低，所产生的短波辐射是极其微弱的。但考虑长波辐射在大气中的传播时，
不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射。第三，长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。这是由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波辐射的波长要小得多，散射作用非常微弱。
㈢ 大气逆辐射和地面有效辐射
⒈大气逆辐射和大气保温效应大气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暖效应。据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为 — 23℃,但实际上近地面的均温是 15℃,也就是说大气的存在使近地面的温度提高了 38℃ 。
⒉ 地面有效辐射地面放射的辐射 ( Eg)与地面吸收的大气逆辐射 (δEa)之差，称为地面有效辐射。以 F0表示，
则
F0 = Eg — δEa （ 2.20 ）
通常情况下，地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。只有在近地层有很强的逆温及空气温度很大的情况下，
有效辐射才可能为负值，这时地面才能通过长波辐射的交换而获得热量。
影响有效辐射的主要因子有：地面温度，
空气温度，空气湿度和云况。一般情况下，在湿热的天气条件下，有效辐射比干冷时小，有云覆盖时比晴朗天空条件下有效辐射小；空气混浊度大时比空气干洁时有效辐射小；在夜间风大时有效辐射小；海拔高度高的地方有效辐射小，当近地层气温随高度显著降低时，有效辐射大；有逆温时有效辐射小，甚至可出现负值。此外，有效辐射还与地表面的性质有关，
平滑地表面的有效辐射比粗糙地表面有效辐射小；有植物覆盖时的有效辐射比裸地的有效辐射小。
有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度日变化相似的特征。在白天，
由于低层大气中垂直温度梯度增大，所以有效辐射值也增大，中午 12 — 14时达最大；而在夜间由于地面辐射冷却的缘故，有效辐射值也逐渐减小，在清晨达到最小。当天空有云时，
可以破坏有效辐射的日变化规律。有效辐射的年变化也与气温的年变化相似，夏季最大，冬季最小。但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。我国秦岭、
淮河以南地区有效辐射秋季最大，春季最小；
华北、东北等地区有效辐射则春季最大，夏季最小，这是由于水汽和云况的影响。
二、地面及地 -气系统的辐射差额地面和大气因辐射进行热量的交换，其能量的收支状况，是由短波和长波辐收支作用的总和来决定的。
我们把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。即辐射差额 =收入辐射 -支出辐射在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。辐射差额为零时，物体的温度保持不变。
（一）地面的辐射差额地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差值，称为地面的辐射差额。若以 Rg表示单位水平面积、
单位时间的辐射差额，则得
Rg=（ Q+q）（ 1-a） - F0 （ 2·21）
式中（ Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和； a为地面对总辐射的反射率； F0为地面的有效辐射。
显然，地面辐射能量的收支，决定于地面的辐射差额。当 Rg＞ 0时，即地面所吸收的太阳总辐射大于地面的有效辐射，地面将有热量的积累；当 Rg＜ 0时，则地面因辐射而有热量的亏损。
影响地面辐射差额的因子很多，除考虑到影响总辐射和有效辐射的因子外，还应考虑地面反射率的影响。反射率是由不同的地面性质决定的，所以不同的地理环境、不同的气候条件下，地面辐射差额值有显著的差异。
地面辐射差额具有日变化和年变化。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 1h，由正值转到负值的时刻一般在日落前 1— 1.5h。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，最小值出现在较冷的月份。图 2·13表示无云情况下，辐射差额各分量的日变化。其中地面辐射和有效辐射曲线对正午来说是不对称的，其绝对最大值发生在 12时以后，这是由于地表最高温度出现在 13时左右造成的，因而也导致辐射差额曲线对正午的不对称。图 2·14是上海 7月份晴天辐射差额日变化的情况。图 2·15
给出了我国不同地区辐射差额年变化的情况。
由图 2·15可以看出，赣州代表我国南部地区，
地面辐射差额月最大值出现在 7月，而北部地区以北京为例，沙漠地区以敦煌为例，地面辐射差额月最大值都出现在 6月。地面辐射差额的最小值出现在 12月。
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的年振幅。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。就整个地球表面平均来说是收入大于支出的，也就是说地球表面通过辐射方式获得能量。
（二）大气的辐射差额大气的辐射差额可分为整个大气层的辐射差额和某一层大气的辐射差额。这也是考虑某气层降温率的最重要因子。由于大气中各层所含吸收物质的成分、含量的不同，以及其本身温度的不同，所以辐射差额的差别还是很大的。
若 Ra表示整个大气层的辐射差额,qg表示整个大气层所吸收的太阳辐射,F0,F∞分别表示地面及大气上界的有效辐射，则整个大气层辐射差额的表达式为
Ra = qa + F0 - F∞ （ 2·22）
式中 F∞总是大于 F0的，并 qa一般是小于
F∞— F0，所以整个大气层的辐射差额是负值，
大气要维持热平衡，还要靠地面以其它的方式，
例如对流及潜热释放等来输送一部分热量给大气。图 2·16描绘了大气辐射差额随纬度的分布情况。
（三）地 -气系统的辐射差额如果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为
R5 =（ Q+q）（ 1-a） + qa - F∞ （ 2·23）
式中 qa和 F∞分别为大气所吸收的太阳辐射和大气上界的有效辐射。
就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以为负。但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。因观测表明，整个地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。也就说明了整个地 -气系统所吸收的辐射能量和放射出的辐射能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。
图 2·17描绘了南北半球各纬度辐射收支情况，以及各纬圈行星反射率。由图可以看出，无论南、北半球，地 -气系统的辐射差额在纬度 30° 处是一转折点。北纬
35° 以南的差额是正值，以北是负值。这样，会不会造成低纬地区的不断增温和高纬地区的不断降温。多年的观测事实表明，
不会如此。从长期的平均情况来看，高纬及低纬地区的温度变化是很微小的。这说明必定有另外一些过程将低纬地区盈余的热量输送至高纬地区。这种热量的输送主要是由大气及海水的流动来完成的。（详见第六章）
第三节 大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异大气的热能主要来自地面，而地面情况有很大的差别。不同的地面情况对大气的增温和冷却有不同的影响。海洋和陆地、高山和深谷、
高原和平原、林地和草地、湿区和干区等对大气的增温和冷却有不同的影响，其中海洋和陆地的差异最大。
首先，在同样的太阳辐射强度下，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。就平均状况而论，陆面和水面的反射率之差约为 10
％ — 20％。换句话说，同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多 10％ — 20％。
其次，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。这是因为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，而水除了对红色光和红外线不透明外，对于紫外线和波长较短的可见光是相当透明的。同时，陆地所获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、洋流和对流作用。这些作用使得水的热能发生垂直和水平的交换。因此，陆面所得太阳辐射集中于表面一薄层，以致地表急剧增温，这也就加强了陆面和大气之间的显热交换；反之，水面所得太阳辐射分布在较厚的一个层次，以致水温不易增高，也就相对地减弱了水面和大气之间的显热交换。据测陆面所得的太阳辐射传给大气的约占半数，而水体所得的太阳辐射传给空气的不过 0.5％。
此外，海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得水温不容易升高。
而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收热量的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。
最后，岩石和土壤的比热小于水的比热。
一般常见的岩石比热大约是 0.8374J/g·K，而水的比热是 4.1868J/g·K。因此对等量热能的接受，
如果使 1g水的温度变化 1℃,则使 1g岩石的温度变化大约是 5℃ 。常见岩石（例如花岗岩）
的密度约 2.5g/cm3。因此，如果等量热能使一定体积水的温度发生 1℃ 的变化，那末该热能可使同体积岩石发生 2℃ 的变化。
由于上述差异，海陆热力过程的特点是互不相同的。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上则温度变化缓慢。如大洋中，
年最高及最低气温的出现要比大陆延迟一两个月。
二、空气的增温和冷却根据分子运动理论，空气的冷热程度只是一种现象，它实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量时，其内能增加，
气温也就升高；反之，空气失去热量时，
内能减小，气温也就随之降低。空气内能变化既可由空气与外界有热量交换而引起；
也可由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。在前一种情况下，
空气与外界有热量交换，称为非绝热变化；
在后一种情况下，空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。
（一）气温的非绝热变化空气与外界交换热量有如下几种方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结（包括升华、凝华）。
1,传导空气是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一分子，从而达到热量平衡的传热方式。空气与地面之间，空气团与空气团之间，
当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。
但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，其作用仅在贴地气层中较为明显。因在贴地气层中，空气密度大，单位距离内的温度差异也较大。
2,辐射是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。
3.对流当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充（图 2·18），这种升降运动，
称为对流。通过对流，上下层空气互相混合，
热量也就随之得到交换，使低层的热量传递到较高的层次。这是对流层中热量交换的重要方式。
4.湍流空气的不规则运动称为湍流，又称乱流
（图 2·19）。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。
5.蒸发（升华）和凝结（凝华）
水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；
相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），
就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），也能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽主要集中在 5km以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。
以上分别讨论了空气与外界交换热量的方式，事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是几种作用共同引起的。哪个为主，哪个为次，要看具体情况。在地面与空气之间，最主要的是辐射。在气层（气团）之间，
主要依靠对流和湍流，其次通过蒸发、凝结过程的潜热出入，进行热量交换。
（二）气温的绝热变化
1,绝热过程与泊松方程大气中进行的物理过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改变。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。
要求出在绝热过程中气温的变化，必须应用热力学第一定律。如有 dQ热量加到一个孤立的气体系统中，该热量可分为两部分，即增加该系统的内能（ dE）及对外所作的功（ dW）。
因此，对于空气，热力学第一定律可以写成
dQ = dE+dW （ 2·24）
对于理想气体来说，气体内能就是其分子运动的动能。对 1g气体而言，它等于 CvT（ T
为气体温度,Cv为定容比热）。当气温变化为
dT时，其值为
dE = CvdT （ 2·25）
（ 2·24）式右边第二项为在定压状况下气体膨胀时所作的功。如以 P表示压力,V表示气体比容，
则
dW = PdV （ 2·26）
将（ 2·25）、（ 2·26）式代入（ 2·24）式，得
dQ = CvdT+PdV （ 2·27）
利用状态方程 PV=RT，对它进行微分，则有
PdV+VdP = RdT （ 2·28）
将（ 2·28）式代入（ 2·27）式，消去 PdV，并用 CP=CV+R表示气体的定压比热，得这是气象学中热力学第一定律的常用形式。
式中,dQ为单位质量空气由于热传导、辐射引起的热量变化； CP是空气的定压比热。如果讨论的对象是单位质量的干空气，实测
CP=1.005J/（ g·K）； R为比气体常数，对干空气来说，比气体常数 Rd=0.287J/（ g·K）。
当系统是绝热变化时，即 dQ=0时，其状态的变化，即向外作功是要靠系统内能负担，
（ 2·29）式可写为上式将气体的压力变化和温度变化联系起来。
在大气中，气压变化主要由空气块的位移引起。
在绝热条件下，当空气质点上升时，压力减少，
dP＜ 0，这时 CPdT＜ 0，因而温度要降低；当空气质点下沉时，压力增加,dP＞ 0，这时
CPdT＞ 0，因而温度要升高。
对（ 2·30）式在（ P0,P）及（ T0,T）范围内积分
（ 2·32）式是干绝热方程，亦称泊松（
Poisson）方程。它给出了干绝热过程气块初态（ P0,T0）和终态（ P,T）之间的内在联系，即绝热变化时温度随气压变化的具体规律。
例如初态为 P0=1000hPa,T0=273K，就可以算出气压变为 1050hPa时，温度将变为 276.7K；
当气压变为 900hPa时，温度将变为 265K。
2,干绝热直减率和湿绝热直减率气块绝热上升单位距离时的温度降低值，
称绝热垂直减温率（简称绝热直减率）。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以 γd
对于所讨论的大多数大气过程而言，能够满足准静力条件，即气块的气压 Pi，时时都与四周大气的气压 P处于平衡，即 Pi=P及 Pi+dPi
= P+dP。又因为此为静力学基本方程，其中 ρ为周围大气的密度。则再运用状态方程（ 2·33）式则为在实际大气中,Ti与 T之差通常不超过 10
度，以绝对温标表示的比值若忽略 g随高度和纬度的微小变化及 Cp随温度的微小变化，取 g=9.81m/s2,CP=1.005J
/（ g·K） =1.005× 1000gm2/（ s2·g·K） =1005
m2/（ s2·K），以度 /100m为 γd的单位，则实际工作中取 γd=1℃ /100m，这就是说，
在干绝热过程中，气块每上升 100m，温度约下降 1℃ 。必须注意,γd与 γ（气温直减率）的含义是完全不同的。 γd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数；而 γ
是表示周围大气的温度随高度的分布情况。
大气中随地 -气系统之间热量交换的变化,γ可有不同数值，即可以大于、小于或等于 γd。
如果气块的起始温度为 T0，干绝热上升
△ Z高度后，其温度 T为
T=T0-γd△ Z （ 2·35）
下面来讨论饱和空气绝热变化的情况：饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升 100m减温 1℃ 。但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热，加热气块。所以饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的减温率恒比干绝热减温率小。饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以 γm表示。
设 1g饱和湿空气中含有水汽 qsg，绝热上升，凝结了 dqsg水汽，所释放出的潜热为
dQ＝ -Ldqs （ 2·36）
式中 L表示水汽的凝结潜热。上式右边的负号表示当有水汽凝结时得到热量，因为这时水汽减少,dqs＜ 0，则 dQ＞ 0；当水分蒸发时消耗热量，这时 dqs＞ 0，则 dQ＜ 0。
应用饱和湿空气的热力学第一定律的形式，
则为由于这个方程中只包含湿空气的相变所产生的热量，而没有考虑其它的热量，所以
（ 2·37）式又称为温绝热方程。饱和湿空气上升时，方程（ 2·37）可写成上式说明，饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：一种是由气压变化引起的，例如上升时气压减小,dP＜ 0，这使得温度降低；另一种作用是由水汽凝结时释放潜热引起的，上升时水汽凝结,dqs＜ 0，造成温度升高。因此，凝结作用可抵消一部分由于气压降低而引起的温度降低。有水汽凝结时，
空气上升所引起的降温将比没有水汽凝结时要缓慢。
类似于求干绝热直减率 γd的推导，可得由此，湿绝直减率 γm的表达式可写成：
和温度的函数。表 2·4给出不同温度和气压下
γm的值。由表可见,γm随温度升高和气压减小而减小。这是因为气温高时，空气的饱和水汽含量大，每降温 1℃ 水汽的凝结量比气温低时多。例如，温度从 20℃ 降低到 19℃ 时，每立方米的饱和空气中有 1g的水汽凝结；而温度从
0℃ 降到－ 1℃ 时，每立方米的饱和空气中只有
0.33g的水汽凝结。这就是说饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。因此，在气压一定的条件下，
高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。
图 2·20为干、湿绝热线的比较，干绝热线直减率近于常数，故呈一直线；而湿绝热线，
因 γm＜ γd，故在干绝热线的右方，并且下部因为温度高,γm小，上部温度低,γm大，这样形成上陡下缓的一条曲线。到高层水汽凝结愈来愈多，空气中水汽含量便愈来愈少,γm愈来愈和 γd值相接近，使干、湿绝热线近于平行。
3,位温和假相当位温空气块在干绝热过程中，其温度是变化的，
同一气块处于不同的气压（高度）时，其温度值常常是不同的，这就给处在不同高度上的两气块进行热状态的比较带来一定困难。为此，
假设把气块都按绝热过程移到同一高度（或等压面上），就可以进行比较了。
把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度,1000hPa处，这时所具有的温度称为位温，以 θ表示。根据泊松方程，即可得到位温的表达式式中,T,P分别为干绝热过程起始时刻的温度和气压。从（ 2·42）式可以看出，位温 θ是温度 T和气压 P的函数。在气象学中，一般常用的热力图表以温度 T为横坐标，以压力对数 lnP
为纵坐标，称为温度对数压力图解。该图上的干绝热线即为等位温线，是根据（ 2·42）
式绘制的。当已知空气的温度和压力时，我们可由热力图表直接读出位温 θ来。
显然，气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。这是位温的重要性质。
必须指出，位温只是把气块的气压、温度考虑进去的特征量，并且只有在干绝热过程中才具有保守性。在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。为此，又可导引出把潜热影响考虑进去的温湿特征量。
大气中的水汽达到凝结时，一般是部分凝结物脱离气块而降落，另一部分随气块而运动。
为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温，用 θse表示，根据定义式中,q是气块在 1000hPa处,1g湿空气所含水汽量由（ 2·43）式可以看出 θse是气压、温度和湿度的函数。如图 2·21所示，设有一气块，其温、压、湿分别为（ P,T,q）。在绝热图表上温度、压力始于 A点，这时气块是未饱和的，
令其沿干绝热线上升到达凝结高度 B点，这时气块达到饱和；当气块再继续上升时，就不断地有水汽凝结，这时它将沿湿绝热线上升降温。
当气块内水汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到 1000hPa，此时气块的温度就是假相当位温 θse。它不仅考虑了气压对温度的影响，而且也考虑了水汽对温度的影响，实际上是关于温度、压力、湿度的综合特征量，对于干绝热、假绝热和湿绝热过程都具有保守性。
以上讨论了大气中空气块温度的绝热变化和非绝热变化。事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是两种原因共同引起的。何者为主，则要看当时的具体情况。当空气团停留在某地或在地面附近作水平运动时，
外界的气压变化很小，但受地面增热和冷却的影响却很大，因而气温的非绝热变化是主要的。
空气团作升降运动时，虽然也能和外界交换热量，但因垂直方向上气压的变化很快，空气团因膨胀或压缩引起的温度变化，要比和外界交换热量引起的温度变化大得多，因而气温的绝热变化是主要的。
三、空气温度的个别变化和局地变化把热力学第一定律（ 2·29）式两边除以 dt，
就得到反映温度随时间变化规律的热流量方程这里 分别表示单位时间内空气质点的温度和气压的变化。我们把单位时间内个别空气质点温度的变化 dT/dt称作空气温度的个别变化，也就是前面讨论的空气块在运行中随时间的绝热变化和非绝热变化。因为个别空气质点在大气中不断地改变位置，所以 不容易直接观测。在实际问题中，我们更关心固定地点大气温度随时间的变化。气象站在不同时间所观测的，或是自记仪器所记录的气温变化都是某一固定地点的空气温度随时间的变化，某一固定地点空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。如何理解温度的个别变化和局地变化之间的联系，例如当预报北京的温度时，发现在蒙古人民共和国地区，近地层气温为－ 20
℃,高空为西北气流，当时北京近地层气温为
0℃ 。作温度预报时，要考虑两个方面的作用：
一是根据空气的移动，预计 36h后，蒙古的冷空气将移到北京，根据这种作用,36h后，
北京温度应下降 20℃ 。这种由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。
北京和蒙古之间的温差愈大，西北风愈强，由平流作用所造成的单位时间内的降温就愈大；
另一方面，还要考虑当冷空气由蒙古移到北京的过程中，空气本身温度的变化。这部分变化实质上就是温度的个别变化。例如，当冷空气南下时南部地表面温度较高，下垫面将把热量传递给冷空气，这种作用将使气温升高。据估计，空气温度的这一个别变化，将使其温度升高 10℃ 。考虑了上述两方面因子的共同影响，
就可以预报北京温度在 36h后要降温 10℃ 。也就是说北京地区温度的局地变化是平流变化和个别变化之和。
上面对温度的个别变化和局地变化之间的联系作了定性的说明，下面将对这种联系作定量分析。如图 2·22所示，假定某空气质点在 t时刻位于空间某点 P（ x,y,z）上，其温度为 T
（ x,y,z,t），速度分量为 u,v,w。经过
dt时间后，该空气质点移至 Q点，其坐标为 Q
（ x+dx,y+dy,z+dz），此时质点的温度为 T
（ x＋ dx,y＋ dy,z＋ dz,t＋ dt）。空气质点温度的变化 T（ x＋ dx,y＋ dy,z＋ dz,t＋ dt）
-T（ x,y,z,t）为温度的全微分 dT，故有空气质点是由 P点经 dt时间移至 Q点的，显然
dx=udt,dy=vdt,dz=wdt,（ 2·46）
将上式代入（ 2·45），并用 dt去除式两边，则得单位时间内空气质点温度的变化上式表示了温度的个别变化和局地变化之间的联系。（ 2·47）式还可改写为
V = ui＋ vj＋ wk
上式右端第一项表示温度的平流变化。（ 2·
49）式表明温度的局地变化等于温度的平流变化和个别变化之和。如果令 Vh表示水平风速，
▽ hT表示水平温度梯度，为垂直于等温线的单位距离内的温度差值，并由低温指向高温（见图 2·23）。则（ 2·49）式可写成这里 -Vh· ▽ hT即为温度的水平平流变化，它能从天气图上加以确定，可简称为平流变化。温度平流可写成
- Vh·▽ hT = - |Vh|·| ▽ hT|·cosa （ 2·51）
高，这种暖空气向冷空气方面流动的情形，称为暖平流。冷暖平流的强弱由水平温度梯度及风速在其方向上的分量所决定。
温度平流的大小，也可以直接在天气图上进行计算。如图 2·24，假定风向和温度梯度的交角为 60°,风速大小为 30km/h，在计算 -
Vh·hT时，可以把风速投影到温度梯度的方向，
则有在天气、气候分析中，常用气压代替高度，建立以气压为垂直坐标的温化为在 X,Y,P,T坐标中，有
w＞ 0,w的单位为 hPa/s。利用（ 2·52）式，
方程（ 2·53）可写成或：
因此，（ 2·55）式可改写成式（ 2·56）是天气、气候中常用的热流量方程的形式。把（ 2·56）式写成上式表明，
温度的局地变化决定于三方面因子：即方程（ 2·57）右端第一项空气平流运动传热过程引起的局地气温变化；右端第二项，空气垂直时，温度升高；右端第三项代表热流入量的影响，大气中造成热流入量的过程有辐射、湍流交换、水汽相变等。该项的作用为：热量收入使温度升高，热量支出使温度降低。
在日常分析某地点气温变化时主要就考虑这三方面的因子。在近地面范围内，垂直运动较小，由此引起的气温变化通常可忽略不计。
地面和大气间的热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因子。冷暖气团运动引起的温度平流是气温非周期变化的主要因子。在分析高层大气温度的局地变化时，非绝热因子除有凝结现象出现时，通常起的作用比较小。
四、大气静力稳定度
（一）大气稳定度的概念许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切关系。大气稳定度是指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：如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，
对于该空气团而言是稳定的；如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的；如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层。
当气块处于平衡位置时，具有与四周大气相同的气压、温度和密度，即 Pi0=P0,Ti0=T0，
ρ i0=ρ 0。当它受到扰动后，就按绝热过程上升△ Z，其状态为 Pi,Ti,ρ i；而这时四周大气的状态为 P,T,ρ 。除了根据准静力条件有
Pi=P外，而 Ti,ρ i一般与 T,ρ 不相等。
单位体积气块受到两个力的作用，一是四周大气对它的浮力 ρg，方向垂直向上；另一是本身的重力 ρig，方向垂直向下，两力的合力称为层结内力，以 f表示之，加速度 a即由该力作用而产生的。
f＝ ρg－ ρig
单位质量气块所受的力就是加速度，所以
（ 2·59）式就是判别稳定度的基本公式。当空气块温度比周围空气温度高，即 Ti＞ T，则它将受到一向上加速度而上升；反之，当 Ti＜ T，
将受到向下的加速度；而 Ti=T，垂直运动将不会发展。
综上所述，某一气层是否稳定,实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重,倾向于下降；比周围空气轻,
倾向于上升；和周围空气一样轻重，既不倾向于下降也不倾向于上升。空气的轻重，决定于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重的问题，实际上就是气温的问题。
在一般情形之下，在同一高度，一团空气和它周围空气大体有相同的温度。如果这样一团空气上升，变得比周围空气冷一些，它就重一些。
那末，这一气层是稳定的。反之，这团空气变得比周围空气暖一些，因而轻一些，那末，这一气层是不稳定的。至于中性平衡的气层，是这团空气上升到任何高度和周围空气都有相同的温度，因而有相同的轻重。
（二）判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（ γ）与上升空气块的干绝热直减率（ γd）
或湿绝热直减率（ γm）的对比来判断。
考虑干绝热的情况,当干空气或未饱和的空气块上升△ Z高度时,其温度为 Ti=Tio-γd△ Z；而周围的空气温度为 T=T0-γ△ Z。因为起始温度相等，即 Ti0=T0，以此代入（ 2·59）式，则得
（ γ－ γd）的符号，决定了加速度 a与扰动位移△ Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。
当 γ＜ γd，若△ Z＞ 0，则 a＜ 0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；
当 γ＞ γd，若△ Z＞ 0，则 a＞ 0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；
当 γ=γd,a=0，层结是中性的。
现举例说明：设有 A,B,C三团空气，均未饱和，其位置都在离地 200m的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，
即 1℃ /100m。而周围空气的温度直减率 γ分别为 0.8℃ /100m,1℃ /100m和 1.2℃ /100m，则可以有三种不同的稳定度（图 2·25）：
A团空气受到外力作用后,如果上升到 300m
高度（图 2·25左列实矢线所示）,则本身的温度
（ 11℃ ）低于周围空气的温度（ 11.2℃ ），
它向上的速度就要减小，并有返回原来高度的趋势（虚矢线所示）；如果它下降到 100m高度，其本身温度（ 13℃ ）高于周围的温度
（ 12.8℃ ），它向下的速度就要减小，也有返回原来高度的趋势。因此，当 γ＜ γd时，大气处于稳定状态。
B团空气受到外力作用后，不管上升或下降，其本身温度均与周围空气温度相等，它的加速度等于零。因此，当 γ=γd时，大气处于中性平衡状态。
C团空气受到外力作用后，如果上升到 300
m高度，其本身温度（ 11℃ ）高于周围空气温度（ 10.8℃ ），则要加速上升；如果下降到
100m高度，其本身温度（ 13℃ ）低于周围空气的温度（ 13.2℃ ），则要加速下降。因此，
当 γ＞ γd时，大气处于不稳定状态。
如将以上结论用层结曲线（即大气温度随高度变比曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度变化曲线）表示出来，则如图 2·26
所示（ Ti为空气团温度； T为周围空气温度）。
由于在干绝热过程中，气块的位温为常值，
因此也可利用层结的位温随热上升到这里的气块的位温高，这意味着 γ线在 γd线的右边，因此是稳定的。其余类推。
同理,饱和湿空气作垂直运动时,温度按湿绝热直减率（ γm）递减，有 Ti=Ti0－ γm△ Z；而周围空气的温度为 T=T0-γ△ Z。
代入（ 2·59）式，得当 γ＜ γm时，层结稳定；当 γ＞ γm时，层结不稳定；当 γ=γm时，层结中性。
在湿绝热过程中，气块的假相当位温 θse值不变，因此，也可用气层的综上所述，可以得出如下几点结论：
1.γ愈大，大气愈不稳定； γ愈小，大气愈稳定。如果 γ很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。
所以习惯上常将逆温、等温以及 γ很小的气层称为阻挡层。
2.当 γ＜ γm时，不论空气是否达到饱和，
大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；
当 γ＞ γd时则相反，因而称为绝对不稳定。
3.当 γd＞ γ＞ γm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。
这样，如果知道了某地某气层的 γ值，
就可以利用上述判据，分析当时大气的稳定度。
（三）不稳定能量的概念在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时，气块的温度将高于周围环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况下气块都会发生向上或向下的加速运动，该气块的动能增加。
显然，这是由储藏在大气中的不稳定能量转化而来的，不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。
我们常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在 T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结曲线，根据压高公式，气压是高度的单位函数,因此常把 E坐标变换为 P坐标，
例如 T-lnP坐标（图 2·27）。气层中的某一气块若作绝热上升或下沉运动，这时气块温度随高度的变化曲线称之为该气块的状态变化，显然，
不同的气块状态曲线不同。
气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：
1.不稳定型
（图 2·27）气块受到某种冲击向上运动时，
气块的温度始终高于周围大气的温度，气块将不断加速向上运动，温差愈大，气层能提供气块加速的不稳定能愈多，这种作用愈明显，
这时，状态曲线位于层结曲线右边，这种情况在实际大气中很难持久地维持，因此也很少出现。
2.稳定型若状态曲线在层结曲线左边时（图 2·28）,
当 A 点的空气块受对流冲击力作用上升后，空气块的温度 Ti 始终低于周围空气的温度 T 。
周围气层有抑制空气块上升的作用，即有负的不稳定能量，表示在 P0高度上即使有较强的对流冲击力，也不能造成对流。这种状态曲线和层结曲线所构成的面积，叫做负不稳定能量面积（简称负面积）。这一类型的气层叫稳定型，
对流运动很难出现在这种大气层中。
3.潜在不稳定型在实际大气中，经常出现的是在稳定型和不稳定型之间的情况，如图 2·29所示。某一上升空气块的状态曲线，不完全在层结曲线的左方或右方，而是这两条曲线相交于 B，交点 B以下为负面积，交点以上为正面积。这时，只要
P0高度上有较强的对流冲击力，足以迫使这一块空气抬升到 B点以上，上升空气块的温度就会高于周围大气的温度，从而获得向上的加速度，使对流得到发展，故称这一类型的气层为潜在不稳定型。 B点的高度称为自由对流高度。
它的含义是，在该高度以下，空气块只能在冲击力的作用下强迫上升，而当空气块上升超过了这个高度，就可以从大气中获得不稳定能量而自由上升了。因而下层负值不稳定能量愈小，
上层不稳定能量愈大，愈有利于对流发展。大气中对流能否发展，主要看是否存在外来的机制，将气块抬升到自由对流高度以上。
稳定度的概念在讨论空气的对流、湍流等垂直运动时非常重要。气层稳定时，对流、湍流受到抑制，上下气层质量交换微弱，因此低空的水汽、空气中的污染物质等容易积聚在低层，不易向上扩散，地气间的湍流热交换也会很小。相反，气层不稳定时，对流、湍流旺盛，
水汽、污染物质极易向上扩散，这时的对流热交换也会很强。
（四）位势不稳定以上对稳定度的讨论，都是针对气层中空气块的垂直运动而言。在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气层不稳定，称为位势不稳定。例如，某一气层的 γ
在初始时小于 γm，因此气层是绝对稳定的。如果该气层的下层水汽含量比较大，上层水汽含量少，在气层的抬升过程中，气层下部的空气很快达到饱和，并沿 γm继续降低气温，而该气层的上部仍以 γd的递减率降温，通常在大气下层,γm比 γd要小得多，因此气层的下部降温速度要比上层慢，气层的 γ将不断增大，经过一段时间后，有可能 γ＞ γm或 γ＞ γd，气层将由稳定骤然变得很不稳定。对于上温下干的气层，
情况则完全相反。在低纬度地区的海面上，这种情况经常出现，由于气层开始时是稳定的，因此大量的水汽集聚在大气低层，
上层却很干燥，可是一旦由于某种原因造成整层气层的抬升后，气层会突然变得很不稳定而释放大量的能量，形成强烈的垂直对流天气。
第四节 大气温度随时间的变化地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。从长时间平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不变。但在某一段时间内，可能得多于失，
地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，
趋于新的平衡。反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、
冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。
一、气温的周期性变化
（一）气温的日变化大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如白天当地表面吸收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高；
夜间地表面因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度也随之降低。因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质（森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等）有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。
此外,大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时,会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时，
垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时，交换作用使降温现象减小。
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时左右，一个最低值，一般出现在日出前后（图 2·30）。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。
一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。
若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。从图 2·30中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。
地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后 13时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后
14时左右。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，而不是在半夜。
气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为 12℃,温带约为 8— 9℃,极圈内为 3— 4℃ 。日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，
但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。
海洋上日较差小于大陆。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。
而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，
最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小（图 2·31）。
由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。
气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。
冬季约在 0.5km高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到 1.5km到 2km高度处。
（二）气温的年变化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天
（北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份（北半球 6月和 12
月），而是比这一时段要落后 1— 2个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。就北半球来说，
中、高纬度内陆的气温以 7月为最高,1月为最低。海洋上的气温以 8月为最高,2月为最低。
一年中月平均气温的最高值与最低值之差，
称为气温年较差。气温年较差的大小与纬度、
海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，
气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛（ 16° 50‘N）气温年较差只有 6℃,
上海（ 31° N）为 25℃,海拉尔（ 49° 13’N）
达到 46.7℃ 。图 2·32给出了不同纬度气温年变化的情况。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达 40— 50℃ 。
如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为 11℃,大陆上年较差可达到 20—
60℃ 。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。
1.赤道型
2.热带型
3.温带型
4.极地型
1.赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有 1℃ 左右，大陆上也只有 5— 10℃ 左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。
2.热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）
和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般 为 5℃,在陆地上约为 20℃ 左右。
3.温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的 7
月。一个最低值出现在冬至以后的 1月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为 10— 15℃,内陆一般达 40— 50℃,最大可达 60℃ 。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在 8月，最低值出现在 2
月。
4.极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。
这里特别要指出的是，随着纬度的增高，
气温日较差减小而年较差却增大。
这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
二、气温的非周期性变化气温的变化还时刻受着大气运动的影响，
所以有些时候，气温的实际变化情形，并不像上述周期性变化那样简单。例如 3月以后，我国江南正是春暖花开的时节，却常常因为冷空气的活动而有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。这种非周期性变化，在以后有关章节，还将进一步叙述。
由此可见，某地气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出非周期性变化。
不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。
第五节 大气温度的空间分布热量平衡中各个分量，如辐射差额、潜热和显热交换等，都受不同的控制因子影响。这些因子诸如纬度、季节等天文因子有着明显的地带性和周期的特性。而下垫面性质、地势高低，以及天气条件，如云量多少、大气干湿程度等，均带有非地带性特征。同时，不同地点，
这些因子的影响也不相同，因而在热量的收支变化中引起的气温分布也呈不均匀性。
一、气温的水平分布气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。
如等温线稀疏，则表示各地气温相差不大。等温线密集，表示各地气温悬殊。等温线平直，
表示影响气温分布的因素较少。等温线的弯曲，
表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行，表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。
影响气温分布的主要因素有三，即纬度、
海陆和高度。但是，在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。
在一年内的不同季节，气温分布是不同的。
通常以 1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，
7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作如下分析。
首先，在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。在北半球，等温线 7月比 1月稀疏。这说明 1月北半球南北温度差大于 7月。
这是因为 1月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短，而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此 1月北半球南北温差较大。 7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致 7月北半球南北温差较小。
其次，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温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，
因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。例如最突出的暖洋流和暖气团是墨西哥湾暖洋流和其上面的暖气团，这使位于 60° N以北的挪威、瑞典 1月平均气温达
0—— 15℃,比同纬度的亚洲及北美洲东岸气温高 10— 15℃ 。盛行西风的 40° N处，在欧亚大陆靠近大西洋海岸，由于海洋影响,1月平均气温在 15℃ 以上。在亚洲东岸受陆上冷气团的影响,1月平均气温在－ 5℃ 以下。大陆东西岸 1月份同纬度平均气温竟相差 20℃ 以上。在
40° N处的北美洲西岸 1月平均气温靠近 10℃,
在东面大西洋海岸仅为 0℃,相差亦达 10℃ 。
至于冷洋流对气温分布的影响，在南美洲和非洲西岸也是明显的。此外，高大山脉能阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。例如，我国的青藏高原、北美的落基山、欧洲的阿尔卑斯山均能阻止冷空气不向南面向东流动。
再次，最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在 5° — 10° N处，夏季移到 20° N左右。
这一带平均温度 1月和 7月均高于 24℃,故称为热赤道。热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，
同时北半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。
最后，南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。
极端温度的度数和出现地区，往往在平均温度图上不能反映出来。根据现有记录，世界上绝对最低气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年在南极记录到新的世界最低气温为－
90℃ 。世界绝对最高气温出现在索马里境内，
为 63℃ 。
在我国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔自治区的吐鲁番，达到 48.9℃ 。绝对最低气温在黑龙江省的漠河,1968年 2月 13日测得
－ 52.3℃ 。
二、对流层中气温的垂直分布在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，
能够吸收地面辐射的物质 —— 水汽、微尘愈少，
因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为 0.65℃ /100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，
气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为 0.5— 0.6℃ /100m，上层平均为
0.65— 0.75℃ /100m。
对流层下层（由地面至 2km）的气温直减率平均为 0.3— 0.4℃ /100m。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，
地面剧烈地增热，底层（自地面至 300— 500m
高度）气温直减率可大于干绝热率（可达 1.2—
1.5℃ /100m）。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。
（一）辐射逆温由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。图 2·35表明辐射逆温的生消过程。
图中 a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；
在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，
贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，
降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（图 2·35b）；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强（图 2·35中 c）；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失（图 2·35中 d,e）。
辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。夏季夜短，逆温层较薄，消失也快。冬季夜长，逆温层较厚，
消失较慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。
（二）湍流逆温由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，
称为湍流逆温。其形成过程可用图 2·36来说明。
图中 AB为气层原来的气温分布，气温直减率
（ γ）比干绝热直减率（ γd）小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温。空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以，空气经过充分的湍流混合后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。图中 CD是经过湍流混合后的气温分布。这样，在湍流减弱层（湍流混合层现了逆温层 DE。
（三）平流逆温暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。
这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温
（图 2·37）。但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。另外，夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平流逆温减弱，从而使平流逆温的强度具有日变化。
（四）下沉逆温如图 2·38所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（ h＇＜ h）。如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。于是可能有这样的情况：
当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。例如，设某气层从空中下沉，起始时顶部为 3500m，底部为
3000m（厚度 500m），它们的温度分别为－
12℃ 和－ 10℃,下沉后顶部和底部的高度分别为 1700m和 1500m（厚度 200m）。假定下沉是按干绝热变化的，则它们的温度分别增高到
6℃ 和 5℃,这样逆温就形成了。这种因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，在离地数百米至数千米的高空都可能出现。
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。
由于下沉的空气层来自高空，水汽含量本来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的生成，
原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。
此外还有冷暖空气团相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近也会出现逆温，
称之为锋面逆温。
上面分别讨论了各种逆温的形成过程。实际上，大气中出现的逆温常常是由几种原因共同形成的。因此，在分析逆温的成因时，必须注意到当时的具体条件。
地球和大气的其它能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的。比如来自宇宙中其它星体的辐射能仅是来自太阳辐射能的亿分之一。从地球内部传递到地面上的能量也仅是来自太阳辐射能的万分之一。
一、辐射的基本知识
（一）辐射与辐射能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。
通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传输到地球的唯一途径。
辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长 10-10μm的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。肉眼看得见的是从 0.4— 0.76μm的波长，这部分称为可见光。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。
其它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,γ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）。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— 120μm之间。在气象学中，通常以焦耳
（ J）作为辐射能的单位。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。
辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之成某一角度。如果指的是投射来的辐射，则称入射辐射通量密度；
如果指的是自物体表面射出的辐射，则称放射辐射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。
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。
辐射强度与辐射通量密度有密切关系，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 （ 2·1）
式中 θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹角。
（二）辐射光谱为准确描述辐射能的性质，需要引入一个能确定辐射能按波长分布的函数，以便进一步确定物体的辐射特性。
设一物体的辐射出射度为 F（ W/m2），在波长 λ至 λ+dλ间的辐射能为 dF，则式中 Fλ是单位波长间隔内的辐射出射度，
Fλ是波长的函数，称为分光辐射出射度，或单色辐射通量密度。因 Fλ是随波长而变的函数，
所以又称为辐射能随波长的分布函数。它不仅取决于物体的性质，而且还取决于物体所处的状态。 Fλ随波长 λ的变化可以用图形来表示，如图 2·2所示。图中 Fλ随 λ的变化曲线称为辐射光谱曲线。
全波长总的辐射能力在图中为光谱曲线与横坐标所包围的面积。
（三）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，
但投射到物体上的辐射并不能全部被吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体（图
2·3）。
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，得式中左边第一项为物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比，称为吸收率（ a）；第二项为物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比，
称为反射率（ r）；第三项为透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比，称为透射率
（ d），则
a + r + d = 1 （不考虑散射）
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。
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。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。
（四）有关辐射的基本定律
1.基尔荷夫（ Kirchhoff）定律设有一真空恒温器（ T），放出黑体辐射
IλTb。在其中用绝热线悬挂一个非黑体物体，
它的温度与容器温度一样亦为 T，它的辐射强度为 IλT，吸收率为 KλT。这样非黑体和器壁之间将要达到辐射平衡。器壁放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未被吸收的非黑体反射辐射能，三者达到平衡，则
IλTb-（ 1-KλT） IλTb-IλT=0 （ 2·5）
除以 IλTb，得
（ 2·6）
从放射率的定义得所以
KλT=eλT （ 2·8）
（ 2·8）式是基耳荷夫定律的基本形式，它表明：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，其吸收能力也强。辐射能力弱的物质，其吸收能力也弱。
黑体吸收能力最强，所以它也是最好的放射体。
②下标 λ表示在一定温度（ T）下，不同波长的
Kλ,eλ及 Iλ的数值不同。即同一物体在温度 T
时它放射某一波长的辐射。那末，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。
（ 2·6）式还可写成这表明某温度、某波长的一个物体的辐射强度与其吸收率之比值等于同温度、同波长时的黑体辐射强度。在同温度条件下，这条规律适用各种波长的辐射体，因此基尔荷夫定律又可写成上面讨论表明，在辐射平衡条件下，一物体在某波长 λ的辐射强度和对该波长的吸收率之比值与物体的性质无关，对所有物体来讲，
这一比值只是某波长 λ和温度 T的函数。从
（ 2·6）式得
IλT=KλT·I λTb （ 2·11）
上式表明，基尔荷夫定律把一般物体的辐射、吸收与黑体辐射联系起来，从而有可能通过对黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射，
这就极大简化了一般辐射的问题。
基尔荷夫定律适用于处于辐射平衡的任何物体。对流层和平流层大气以及地球表面都可认为是处于辐射平衡状态，因而可直接应用这一定律。
2,斯蒂芬（ Stefan） -玻耳兹曼
（ Boltzman）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 2·4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。
由图 2·4可见，随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）
也会显著增大。根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即
ETb=σT （ 2·12）
上式称斯蒂芬 -波耳兹曼定律。式中 σ=5.67×
10 W/（ m2·K ）为斯蒂芬 -波耳兹曼常数。
根据（ 2·12）式可以计算黑体在温度 T时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。
3.维恩（ Wein）位移定律由图 2·4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）
上式称维恩位移定律。如果波长以微米为单位，则常数 C=2 896μm· K。于是（ 2·13）式为
λmT = 2 896μm · K （ 2·14）
上式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。
有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容易确定，因为它们把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。
二、太阳辐射
（一）太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。大气上界太阳光谱中能量的分布曲线（图 2· 5中实线）与 T=6 000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图
2·5中虚线）相比较，非常相似。因此，可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。例如利用斯蒂芬 -波耳兹曼定律和维恩定律，可以根据太阳辐射强度计算出太阳表面的温度；反过来利用天文仪器测得的太阳表面温度，也可以计算出太阳的辐射强度以及辐射最强的波长。
太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为 6 000K，内部温度更高。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长 λm为 0.475μm。这个波长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— 0.76μm
），此外也有不可见的红外线（＞ 0.76μm）
和紫外线（＜ O.4μm），但在数量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波长在 0.15— 4μm
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％。
太阳辐射通过星际空间到达地球。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,1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用 I0表示。太阳常数虽经多年观测研究，由于观测设备、技术以及理论校正方法的不同，其数值常不一致，变动于
1359— 1418W/m2之间。 1957年国际地球物理年决定采用 1380W/m2。近年来，根据标准仪器，在高空气球、火箭和人造卫星上约 25
000次以上的探测，得出太阳常数值约为 1367
（ ± 7） W/m2，这也是 1981年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。多数文献上采用
1370W/m2。据研究，太阳常数也有周期性的变化，变化范围在 1％ — 2％，这可能与太阳黑子的活动周期有关。在太阳黑子最多的年份，
紫外线部分某些波长的辐射强度可为太阳黑子最少年份的 20倍。
（二）太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射光通过大气圈，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，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比 1370W/m2要小。
图 2·6表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：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。对比曲线 1和 5可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：①总辐射能有明显地减弱；②辐射能随波长的分布变得极不规则；③波长短的辐射能减弱得更为显著。产生这些变化的原因有以下几方面：
1,大气对太阳辐射的吸收太阳辐射穿过大气层时，大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。
水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从 0.93—
2.85μm之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱 4％ — 15％。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。
大气中的主要气体是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射，在波长小于 0.2μm处为一宽吸收带，吸收能力较强，在 0.69和 0.76μm
附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。
臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在 0.2— 0.3μm为一强吸收带，
使得小于 0.29μm的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在 0.6μm附近又有一宽吸收带，
吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，所以吸收的太阳辐射量相当多。
二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区 4.3μm附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。
此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，
也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多（如有沙暴、烟幕或浮尘）时，吸收才比较显著。
由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。由于大气中主要吸收物质
（臭氧和水汽）对太阳辐射的吸收带都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，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。
2.大气对太阳辐射的散射：
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（图 2·7）。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射，也叫蕾利散射（图 2·7a）。例如，波长为 0.7μm时的散射能力为 1，那末波长为 0.3μm
时的散射能力就为 30。因此，在太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青蓝色，
就是因为太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。分子散射还有一个特点是质点散射对于其光学特性来说是对称的球形（图
2·7a），在光线射入的方向（ =0° ）
及在相反的方向（ =180° ）上散射是比垂直于射入光线方向上（ =90° 及 =270° ）的散射量大 1倍。图 2·7a中由极点到外围曲线的向径长度以假定的比例，表示此方向上所散射的总能量。
如果太阳辐射遇到粗粒，粗粒散射就失去对称的形式，而于射入光方向伸长。图 2·7b是粗粒（水滴）散射的一种常见形式。在此种粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，是分别超过了在射入光线的相反方向上及其垂直方向上能量之 2.37及 2.85倍。散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大。如果太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射称粗粒散射，也称米散射（图 2·7b）。例如当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。这一结论，在图 2·6的曲线 3和曲线 4中表现得很清楚。
3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。反射对各种波长没有选择性，
所以反射光呈白色。云的反射能力随云状和云的厚度而不同，高云反射率约 25％，中云为 50
％，低云为 65％，稀薄的云层也可反射 10％ —
20％。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达 90％，一般情况下云的平均反射率为
50％ — 55％。
上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；
散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；
吸收作用相对最小。以全球平均而言，太阳辐射约有 30％被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率,20％被大气和云层直接吸收,50％到达地面被吸收。
（三）到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。
1,直接辐射太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。这有两方面的原因：
（ 1）太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大（图 2·8a），因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。（图 2·8b）设有一水平地段 AB，其面积为 S′，太阳光线以 h
高度角倾斜地照射到它上面，在单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为 I′。引一垂直于太阳光的平面 AC，其面积为 S，在此垂直受射面上的太阳辐射强度为 I，则到达水平面 AB与垂直受射面 AC上的辐射量，将分别等于 I′·
S′和 I·S，显然这两个辐射量是相等的，即
I′·S′=I·S
则：
I′=Isinh
··· ···（ 2·15）
（ 2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，如图 2·9所示。当太阳高度角最大时，通过大气层的射程为 AO；当太阳高度角变小，光线沿 CO方向斜射，通过大气的射程为 CO。显然，大气厚度 CO＞ AO，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少。
在地面为标准气压（ 1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同。
不同太阳高度时的大气质量数如表 2·1所示。
从表中可以看出，大气质量数随高度减小而增大，尤其是当太阳高度较小时，大气质量数的变化加大。
在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。
大气透明度的特征用透明系数（ p）表示，它是指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为 I0，而到达地面后为 I，
则
p值表明辐射通过大气后的削弱程度。实际上，不同波长的削弱也不相同,p仅表征对各种波长的平均削弱情况，例如 p= 0.80，表示平均削弱了 20％。
大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质愈多，
大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。
太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格
（ Bouguer）公式表示
I = I0P （ 2·17）
式中,I为到达地面的太阳辐射强度； I0为太阳常数； p为空气透明系数； m为大气质量数 。
从上式可以看出，如果大气透明系数一定，
大气质量数以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。
直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。
在一天当中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱（图 2·10）。以纬度而言，
低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得 多。
2,散射辐射散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；
相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。
大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，
散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。图 2·11是在我国重庆观测到的晴天和阴天的散射辐射值。由图可见，阴天的散射辐射比晴天的大得多。
同直接辐射类似，散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。
3,总辐射在分析了直接辐射和散射辐射后，就较容易理解总辐射的变化情况。日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；当太阳高度升到约等于 8° 时，直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为 50° 时，散射辐射值仅相当总辐射的 10％ — 20％；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。
总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，
总辐射愈大。反之就愈小。表 2·2是根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布的情况，其中可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射是考虑了大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。由于赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多，因此有效辐射的最大值并不在赤道，而在 20° N。
据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，
为 212.3— 252.1W/m2。青海、新疆和黄河流域次之，为 159.2— 212.3W/m2。而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为 119.4—
159.2W/m2。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大。长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。
（四）地面对太阳辐射的反射投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。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％（表 2·3）。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。
由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。
第二节 地面和大气的辐射太阳辐射虽然是地球上的主要能源，
但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少，
而水、陆、植被等地球表面（又称下垫面）
却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给大气，从这个意义来说，下垫面是大气的直接热源。
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
㈠ 地面和大气辐射的表示地面和大气都按其本身的温度向外放出辐射能。由于它们不是绝对黑体，运用斯蒂芬 -波耳兹曼定律，可写成如下形式
Eg = δρ T ( 2.18 )
Ea = δ′ρ T ( 2.19 )
式中 Eg和 Ea分 别 表示地面和大气的 辐 射能力，
T表示地面和大气的温度,δ和 δ′分别称地面和大气的相对辐射率，又称比辐射率。其大小为地面或大气的辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比值，在数值上等于吸收率。如地面温度为 15℃,以 δ=0.9，则可算得
Eg = 0.9× 5.67× 10 × (288) =346.7W/
㎡
同样，当地面温度为 15℃,根据维恩定律可算得
λm = C/ T =2896 / 288≈10μm
即该温度下地面最强的辐射能位于波长 10μm左右的光谱范围内。地面平均温度约为 300K，对流层大气的平均温度约为 250K，故其热辐射 95
％以上的能量集中在 3 — 120μm的波长范围内
（属于肉眼不能直接看见的红外辐射）。其辐射能最大段波长在 10 — 15μm范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
㈡ 地面和大气长波辐射的特点
⒈ 大气对长波辐射的吸收大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气的温度、压强等有关。大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样句用选择性 。
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，厚度大的云层表面可当作黑体表面。
二氧化碳有两个吸收带，中心分别位于
4.3μm和 14.7μm。第一个吸收带位于温度为
200 — 300K绝对黑体的放射能量曲线的末端，
其作用不大，第二个吸收带从 12.9 — 17.1μm，
比较重要。
⒉ 大气中长波辐射的特点长波辐射在大气中的传输过程与太阳辐射的传输有很大不同。第一，太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气的，而地面和大气辐射是漫射辐射。第二，太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射影响。这是因为大气的温度较低，所产生的短波辐射是极其微弱的。但考虑长波辐射在大气中的传播时，
不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射。第三，长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。这是由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波辐射的波长要小得多，散射作用非常微弱。
㈢ 大气逆辐射和地面有效辐射
⒈大气逆辐射和大气保温效应大气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暖效应。据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为 — 23℃,但实际上近地面的均温是 15℃,也就是说大气的存在使近地面的温度提高了 38℃ 。
⒉ 地面有效辐射地面放射的辐射 ( Eg)与地面吸收的大气逆辐射 (δEa)之差，称为地面有效辐射。以 F0表示，
则
F0 = Eg — δEa （ 2.20 ）
通常情况下，地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。只有在近地层有很强的逆温及空气温度很大的情况下，
有效辐射才可能为负值，这时地面才能通过长波辐射的交换而获得热量。
影响有效辐射的主要因子有：地面温度，
空气温度，空气湿度和云况。一般情况下，在湿热的天气条件下，有效辐射比干冷时小，有云覆盖时比晴朗天空条件下有效辐射小；空气混浊度大时比空气干洁时有效辐射小；在夜间风大时有效辐射小；海拔高度高的地方有效辐射小，当近地层气温随高度显著降低时，有效辐射大；有逆温时有效辐射小，甚至可出现负值。此外，有效辐射还与地表面的性质有关，
平滑地表面的有效辐射比粗糙地表面有效辐射小；有植物覆盖时的有效辐射比裸地的有效辐射小。
有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度日变化相似的特征。在白天，
由于低层大气中垂直温度梯度增大，所以有效辐射值也增大，中午 12 — 14时达最大；而在夜间由于地面辐射冷却的缘故，有效辐射值也逐渐减小，在清晨达到最小。当天空有云时，
可以破坏有效辐射的日变化规律。有效辐射的年变化也与气温的年变化相似，夏季最大，冬季最小。但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。我国秦岭、
淮河以南地区有效辐射秋季最大，春季最小；
华北、东北等地区有效辐射则春季最大，夏季最小，这是由于水汽和云况的影响。
二、地面及地 -气系统的辐射差额地面和大气因辐射进行热量的交换，其能量的收支状况，是由短波和长波辐收支作用的总和来决定的。
我们把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。即辐射差额 =收入辐射 -支出辐射在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。辐射差额为零时，物体的温度保持不变。
（一）地面的辐射差额地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差值，称为地面的辐射差额。若以 Rg表示单位水平面积、
单位时间的辐射差额，则得
Rg=（ Q+q）（ 1-a） - F0 （ 2·21）
式中（ Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和； a为地面对总辐射的反射率； F0为地面的有效辐射。
显然，地面辐射能量的收支，决定于地面的辐射差额。当 Rg＞ 0时，即地面所吸收的太阳总辐射大于地面的有效辐射，地面将有热量的积累；当 Rg＜ 0时，则地面因辐射而有热量的亏损。
影响地面辐射差额的因子很多，除考虑到影响总辐射和有效辐射的因子外，还应考虑地面反射率的影响。反射率是由不同的地面性质决定的，所以不同的地理环境、不同的气候条件下，地面辐射差额值有显著的差异。
地面辐射差额具有日变化和年变化。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 1h，由正值转到负值的时刻一般在日落前 1— 1.5h。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，最小值出现在较冷的月份。图 2·13表示无云情况下，辐射差额各分量的日变化。其中地面辐射和有效辐射曲线对正午来说是不对称的，其绝对最大值发生在 12时以后，这是由于地表最高温度出现在 13时左右造成的，因而也导致辐射差额曲线对正午的不对称。图 2·14是上海 7月份晴天辐射差额日变化的情况。图 2·15
给出了我国不同地区辐射差额年变化的情况。
由图 2·15可以看出，赣州代表我国南部地区，
地面辐射差额月最大值出现在 7月，而北部地区以北京为例，沙漠地区以敦煌为例，地面辐射差额月最大值都出现在 6月。地面辐射差额的最小值出现在 12月。
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的年振幅。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。就整个地球表面平均来说是收入大于支出的，也就是说地球表面通过辐射方式获得能量。
（二）大气的辐射差额大气的辐射差额可分为整个大气层的辐射差额和某一层大气的辐射差额。这也是考虑某气层降温率的最重要因子。由于大气中各层所含吸收物质的成分、含量的不同，以及其本身温度的不同，所以辐射差额的差别还是很大的。
若 Ra表示整个大气层的辐射差额,qg表示整个大气层所吸收的太阳辐射,F0,F∞分别表示地面及大气上界的有效辐射，则整个大气层辐射差额的表达式为
Ra = qa + F0 - F∞ （ 2·22）
式中 F∞总是大于 F0的，并 qa一般是小于
F∞— F0，所以整个大气层的辐射差额是负值，
大气要维持热平衡，还要靠地面以其它的方式，
例如对流及潜热释放等来输送一部分热量给大气。图 2·16描绘了大气辐射差额随纬度的分布情况。
（三）地 -气系统的辐射差额如果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为
R5 =（ Q+q）（ 1-a） + qa - F∞ （ 2·23）
式中 qa和 F∞分别为大气所吸收的太阳辐射和大气上界的有效辐射。
就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以为负。但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。因观测表明，整个地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化的。也就说明了整个地 -气系统所吸收的辐射能量和放射出的辐射能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。
图 2·17描绘了南北半球各纬度辐射收支情况，以及各纬圈行星反射率。由图可以看出，无论南、北半球，地 -气系统的辐射差额在纬度 30° 处是一转折点。北纬
35° 以南的差额是正值，以北是负值。这样，会不会造成低纬地区的不断增温和高纬地区的不断降温。多年的观测事实表明，
不会如此。从长期的平均情况来看，高纬及低纬地区的温度变化是很微小的。这说明必定有另外一些过程将低纬地区盈余的热量输送至高纬地区。这种热量的输送主要是由大气及海水的流动来完成的。（详见第六章）
第三节 大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异大气的热能主要来自地面，而地面情况有很大的差别。不同的地面情况对大气的增温和冷却有不同的影响。海洋和陆地、高山和深谷、
高原和平原、林地和草地、湿区和干区等对大气的增温和冷却有不同的影响，其中海洋和陆地的差异最大。
首先，在同样的太阳辐射强度下，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。就平均状况而论，陆面和水面的反射率之差约为 10
％ — 20％。换句话说，同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多 10％ — 20％。
其次，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。这是因为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，而水除了对红色光和红外线不透明外，对于紫外线和波长较短的可见光是相当透明的。同时，陆地所获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、洋流和对流作用。这些作用使得水的热能发生垂直和水平的交换。因此，陆面所得太阳辐射集中于表面一薄层，以致地表急剧增温，这也就加强了陆面和大气之间的显热交换；反之，水面所得太阳辐射分布在较厚的一个层次，以致水温不易增高，也就相对地减弱了水面和大气之间的显热交换。据测陆面所得的太阳辐射传给大气的约占半数，而水体所得的太阳辐射传给空气的不过 0.5％。
此外，海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得水温不容易升高。
而且，空气因水分蒸发而有较多的水汽，以致空气本身有较大的吸收热量的能力，也就使得气温不易降低。陆地上的情况则正好相反。
最后，岩石和土壤的比热小于水的比热。
一般常见的岩石比热大约是 0.8374J/g·K，而水的比热是 4.1868J/g·K。因此对等量热能的接受，
如果使 1g水的温度变化 1℃,则使 1g岩石的温度变化大约是 5℃ 。常见岩石（例如花岗岩）
的密度约 2.5g/cm3。因此，如果等量热能使一定体积水的温度发生 1℃ 的变化，那末该热能可使同体积岩石发生 2℃ 的变化。
由于上述差异，海陆热力过程的特点是互不相同的。大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海洋上则温度变化缓慢。如大洋中，
年最高及最低气温的出现要比大陆延迟一两个月。
二、空气的增温和冷却根据分子运动理论，空气的冷热程度只是一种现象，它实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量时，其内能增加，
气温也就升高；反之，空气失去热量时，
内能减小，气温也就随之降低。空气内能变化既可由空气与外界有热量交换而引起；
也可由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。在前一种情况下，
空气与外界有热量交换，称为非绝热变化；
在后一种情况下，空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。
（一）气温的非绝热变化空气与外界交换热量有如下几种方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结（包括升华、凝华）。
1,传导空气是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一分子，从而达到热量平衡的传热方式。空气与地面之间，空气团与空气团之间，
当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。
但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，其作用仅在贴地气层中较为明显。因在贴地气层中，空气密度大，单位距离内的温度差异也较大。
2,辐射是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。
3.对流当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充（图 2·18），这种升降运动，
称为对流。通过对流，上下层空气互相混合，
热量也就随之得到交换，使低层的热量传递到较高的层次。这是对流层中热量交换的重要方式。
4.湍流空气的不规则运动称为湍流，又称乱流
（图 2·19）。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。
5.蒸发（升华）和凝结（凝华）
水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；
相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），
就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），也能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽主要集中在 5km以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。
以上分别讨论了空气与外界交换热量的方式，事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是几种作用共同引起的。哪个为主，哪个为次，要看具体情况。在地面与空气之间，最主要的是辐射。在气层（气团）之间，
主要依靠对流和湍流，其次通过蒸发、凝结过程的潜热出入，进行热量交换。
（二）气温的绝热变化
1,绝热过程与泊松方程大气中进行的物理过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改变。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。
要求出在绝热过程中气温的变化，必须应用热力学第一定律。如有 dQ热量加到一个孤立的气体系统中，该热量可分为两部分，即增加该系统的内能（ dE）及对外所作的功（ dW）。
因此，对于空气，热力学第一定律可以写成
dQ = dE+dW （ 2·24）
对于理想气体来说，气体内能就是其分子运动的动能。对 1g气体而言，它等于 CvT（ T
为气体温度,Cv为定容比热）。当气温变化为
dT时，其值为
dE = CvdT （ 2·25）
（ 2·24）式右边第二项为在定压状况下气体膨胀时所作的功。如以 P表示压力,V表示气体比容，
则
dW = PdV （ 2·26）
将（ 2·25）、（ 2·26）式代入（ 2·24）式，得
dQ = CvdT+PdV （ 2·27）
利用状态方程 PV=RT，对它进行微分，则有
PdV+VdP = RdT （ 2·28）
将（ 2·28）式代入（ 2·27）式，消去 PdV，并用 CP=CV+R表示气体的定压比热，得这是气象学中热力学第一定律的常用形式。
式中,dQ为单位质量空气由于热传导、辐射引起的热量变化； CP是空气的定压比热。如果讨论的对象是单位质量的干空气，实测
CP=1.005J/（ g·K）； R为比气体常数，对干空气来说，比气体常数 Rd=0.287J/（ g·K）。
当系统是绝热变化时，即 dQ=0时，其状态的变化，即向外作功是要靠系统内能负担，
（ 2·29）式可写为上式将气体的压力变化和温度变化联系起来。
在大气中，气压变化主要由空气块的位移引起。
在绝热条件下，当空气质点上升时，压力减少，
dP＜ 0，这时 CPdT＜ 0，因而温度要降低；当空气质点下沉时，压力增加,dP＞ 0，这时
CPdT＞ 0，因而温度要升高。
对（ 2·30）式在（ P0,P）及（ T0,T）范围内积分
（ 2·32）式是干绝热方程，亦称泊松（
Poisson）方程。它给出了干绝热过程气块初态（ P0,T0）和终态（ P,T）之间的内在联系，即绝热变化时温度随气压变化的具体规律。
例如初态为 P0=1000hPa,T0=273K，就可以算出气压变为 1050hPa时，温度将变为 276.7K；
当气压变为 900hPa时，温度将变为 265K。
2,干绝热直减率和湿绝热直减率气块绝热上升单位距离时的温度降低值，
称绝热垂直减温率（简称绝热直减率）。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以 γd
对于所讨论的大多数大气过程而言，能够满足准静力条件，即气块的气压 Pi，时时都与四周大气的气压 P处于平衡，即 Pi=P及 Pi+dPi
= P+dP。又因为此为静力学基本方程，其中 ρ为周围大气的密度。则再运用状态方程（ 2·33）式则为在实际大气中,Ti与 T之差通常不超过 10
度，以绝对温标表示的比值若忽略 g随高度和纬度的微小变化及 Cp随温度的微小变化，取 g=9.81m/s2,CP=1.005J
/（ g·K） =1.005× 1000gm2/（ s2·g·K） =1005
m2/（ s2·K），以度 /100m为 γd的单位，则实际工作中取 γd=1℃ /100m，这就是说，
在干绝热过程中，气块每上升 100m，温度约下降 1℃ 。必须注意,γd与 γ（气温直减率）的含义是完全不同的。 γd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数；而 γ
是表示周围大气的温度随高度的分布情况。
大气中随地 -气系统之间热量交换的变化,γ可有不同数值，即可以大于、小于或等于 γd。
如果气块的起始温度为 T0，干绝热上升
△ Z高度后，其温度 T为
T=T0-γd△ Z （ 2·35）
下面来讨论饱和空气绝热变化的情况：饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升 100m减温 1℃ 。但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热，加热气块。所以饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的减温率恒比干绝热减温率小。饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以 γm表示。
设 1g饱和湿空气中含有水汽 qsg，绝热上升，凝结了 dqsg水汽，所释放出的潜热为
dQ＝ -Ldqs （ 2·36）
式中 L表示水汽的凝结潜热。上式右边的负号表示当有水汽凝结时得到热量，因为这时水汽减少,dqs＜ 0，则 dQ＞ 0；当水分蒸发时消耗热量，这时 dqs＞ 0，则 dQ＜ 0。
应用饱和湿空气的热力学第一定律的形式，
则为由于这个方程中只包含湿空气的相变所产生的热量，而没有考虑其它的热量，所以
（ 2·37）式又称为温绝热方程。饱和湿空气上升时，方程（ 2·37）可写成上式说明，饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：一种是由气压变化引起的，例如上升时气压减小,dP＜ 0，这使得温度降低；另一种作用是由水汽凝结时释放潜热引起的，上升时水汽凝结,dqs＜ 0，造成温度升高。因此，凝结作用可抵消一部分由于气压降低而引起的温度降低。有水汽凝结时，
空气上升所引起的降温将比没有水汽凝结时要缓慢。
类似于求干绝热直减率 γd的推导，可得由此，湿绝直减率 γm的表达式可写成：
和温度的函数。表 2·4给出不同温度和气压下
γm的值。由表可见,γm随温度升高和气压减小而减小。这是因为气温高时，空气的饱和水汽含量大，每降温 1℃ 水汽的凝结量比气温低时多。例如，温度从 20℃ 降低到 19℃ 时，每立方米的饱和空气中有 1g的水汽凝结；而温度从
0℃ 降到－ 1℃ 时，每立方米的饱和空气中只有
0.33g的水汽凝结。这就是说饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。因此，在气压一定的条件下，
高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。
图 2·20为干、湿绝热线的比较，干绝热线直减率近于常数，故呈一直线；而湿绝热线，
因 γm＜ γd，故在干绝热线的右方，并且下部因为温度高,γm小，上部温度低,γm大，这样形成上陡下缓的一条曲线。到高层水汽凝结愈来愈多，空气中水汽含量便愈来愈少,γm愈来愈和 γd值相接近，使干、湿绝热线近于平行。
3,位温和假相当位温空气块在干绝热过程中，其温度是变化的，
同一气块处于不同的气压（高度）时，其温度值常常是不同的，这就给处在不同高度上的两气块进行热状态的比较带来一定困难。为此，
假设把气块都按绝热过程移到同一高度（或等压面上），就可以进行比较了。
把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度,1000hPa处，这时所具有的温度称为位温，以 θ表示。根据泊松方程，即可得到位温的表达式式中,T,P分别为干绝热过程起始时刻的温度和气压。从（ 2·42）式可以看出，位温 θ是温度 T和气压 P的函数。在气象学中，一般常用的热力图表以温度 T为横坐标，以压力对数 lnP
为纵坐标，称为温度对数压力图解。该图上的干绝热线即为等位温线，是根据（ 2·42）
式绘制的。当已知空气的温度和压力时，我们可由热力图表直接读出位温 θ来。
显然，气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。这是位温的重要性质。
必须指出，位温只是把气块的气压、温度考虑进去的特征量，并且只有在干绝热过程中才具有保守性。在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。为此，又可导引出把潜热影响考虑进去的温湿特征量。
大气中的水汽达到凝结时，一般是部分凝结物脱离气块而降落，另一部分随气块而运动。
为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温，用 θse表示，根据定义式中,q是气块在 1000hPa处,1g湿空气所含水汽量由（ 2·43）式可以看出 θse是气压、温度和湿度的函数。如图 2·21所示，设有一气块，其温、压、湿分别为（ P,T,q）。在绝热图表上温度、压力始于 A点，这时气块是未饱和的，
令其沿干绝热线上升到达凝结高度 B点，这时气块达到饱和；当气块再继续上升时，就不断地有水汽凝结，这时它将沿湿绝热线上升降温。
当气块内水汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到 1000hPa，此时气块的温度就是假相当位温 θse。它不仅考虑了气压对温度的影响，而且也考虑了水汽对温度的影响，实际上是关于温度、压力、湿度的综合特征量，对于干绝热、假绝热和湿绝热过程都具有保守性。
以上讨论了大气中空气块温度的绝热变化和非绝热变化。事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是两种原因共同引起的。何者为主，则要看当时的具体情况。当空气团停留在某地或在地面附近作水平运动时，
外界的气压变化很小，但受地面增热和冷却的影响却很大，因而气温的非绝热变化是主要的。
空气团作升降运动时，虽然也能和外界交换热量，但因垂直方向上气压的变化很快，空气团因膨胀或压缩引起的温度变化，要比和外界交换热量引起的温度变化大得多，因而气温的绝热变化是主要的。
三、空气温度的个别变化和局地变化把热力学第一定律（ 2·29）式两边除以 dt，
就得到反映温度随时间变化规律的热流量方程这里 分别表示单位时间内空气质点的温度和气压的变化。我们把单位时间内个别空气质点温度的变化 dT/dt称作空气温度的个别变化，也就是前面讨论的空气块在运行中随时间的绝热变化和非绝热变化。因为个别空气质点在大气中不断地改变位置，所以 不容易直接观测。在实际问题中，我们更关心固定地点大气温度随时间的变化。气象站在不同时间所观测的，或是自记仪器所记录的气温变化都是某一固定地点的空气温度随时间的变化，某一固定地点空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。如何理解温度的个别变化和局地变化之间的联系，例如当预报北京的温度时，发现在蒙古人民共和国地区，近地层气温为－ 20
℃,高空为西北气流，当时北京近地层气温为
0℃ 。作温度预报时，要考虑两个方面的作用：
一是根据空气的移动，预计 36h后，蒙古的冷空气将移到北京，根据这种作用,36h后，
北京温度应下降 20℃ 。这种由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。
北京和蒙古之间的温差愈大，西北风愈强，由平流作用所造成的单位时间内的降温就愈大；
另一方面，还要考虑当冷空气由蒙古移到北京的过程中，空气本身温度的变化。这部分变化实质上就是温度的个别变化。例如，当冷空气南下时南部地表面温度较高，下垫面将把热量传递给冷空气，这种作用将使气温升高。据估计，空气温度的这一个别变化，将使其温度升高 10℃ 。考虑了上述两方面因子的共同影响，
就可以预报北京温度在 36h后要降温 10℃ 。也就是说北京地区温度的局地变化是平流变化和个别变化之和。
上面对温度的个别变化和局地变化之间的联系作了定性的说明，下面将对这种联系作定量分析。如图 2·22所示，假定某空气质点在 t时刻位于空间某点 P（ x,y,z）上，其温度为 T
（ x,y,z,t），速度分量为 u,v,w。经过
dt时间后，该空气质点移至 Q点，其坐标为 Q
（ x+dx,y+dy,z+dz），此时质点的温度为 T
（ x＋ dx,y＋ dy,z＋ dz,t＋ dt）。空气质点温度的变化 T（ x＋ dx,y＋ dy,z＋ dz,t＋ dt）
-T（ x,y,z,t）为温度的全微分 dT，故有空气质点是由 P点经 dt时间移至 Q点的，显然
dx=udt,dy=vdt,dz=wdt,（ 2·46）
将上式代入（ 2·45），并用 dt去除式两边，则得单位时间内空气质点温度的变化上式表示了温度的个别变化和局地变化之间的联系。（ 2·47）式还可改写为
V = ui＋ vj＋ wk
上式右端第一项表示温度的平流变化。（ 2·
49）式表明温度的局地变化等于温度的平流变化和个别变化之和。如果令 Vh表示水平风速，
▽ hT表示水平温度梯度，为垂直于等温线的单位距离内的温度差值，并由低温指向高温（见图 2·23）。则（ 2·49）式可写成这里 -Vh· ▽ hT即为温度的水平平流变化，它能从天气图上加以确定，可简称为平流变化。温度平流可写成
- Vh·▽ hT = - |Vh|·| ▽ hT|·cosa （ 2·51）
高，这种暖空气向冷空气方面流动的情形，称为暖平流。冷暖平流的强弱由水平温度梯度及风速在其方向上的分量所决定。
温度平流的大小，也可以直接在天气图上进行计算。如图 2·24，假定风向和温度梯度的交角为 60°,风速大小为 30km/h，在计算 -
Vh·hT时，可以把风速投影到温度梯度的方向，
则有在天气、气候分析中，常用气压代替高度，建立以气压为垂直坐标的温化为在 X,Y,P,T坐标中，有
w＞ 0,w的单位为 hPa/s。利用（ 2·52）式，
方程（ 2·53）可写成或：
因此，（ 2·55）式可改写成式（ 2·56）是天气、气候中常用的热流量方程的形式。把（ 2·56）式写成上式表明，
温度的局地变化决定于三方面因子：即方程（ 2·57）右端第一项空气平流运动传热过程引起的局地气温变化；右端第二项，空气垂直时，温度升高；右端第三项代表热流入量的影响，大气中造成热流入量的过程有辐射、湍流交换、水汽相变等。该项的作用为：热量收入使温度升高，热量支出使温度降低。
在日常分析某地点气温变化时主要就考虑这三方面的因子。在近地面范围内，垂直运动较小，由此引起的气温变化通常可忽略不计。
地面和大气间的热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因子。冷暖气团运动引起的温度平流是气温非周期变化的主要因子。在分析高层大气温度的局地变化时，非绝热因子除有凝结现象出现时，通常起的作用比较小。
四、大气静力稳定度
（一）大气稳定度的概念许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切关系。大气稳定度是指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：如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，
对于该空气团而言是稳定的；如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的；如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层。
当气块处于平衡位置时，具有与四周大气相同的气压、温度和密度，即 Pi0=P0,Ti0=T0，
ρ i0=ρ 0。当它受到扰动后，就按绝热过程上升△ Z，其状态为 Pi,Ti,ρ i；而这时四周大气的状态为 P,T,ρ 。除了根据准静力条件有
Pi=P外，而 Ti,ρ i一般与 T,ρ 不相等。
单位体积气块受到两个力的作用，一是四周大气对它的浮力 ρg，方向垂直向上；另一是本身的重力 ρig，方向垂直向下，两力的合力称为层结内力，以 f表示之，加速度 a即由该力作用而产生的。
f＝ ρg－ ρig
单位质量气块所受的力就是加速度，所以
（ 2·59）式就是判别稳定度的基本公式。当空气块温度比周围空气温度高，即 Ti＞ T，则它将受到一向上加速度而上升；反之，当 Ti＜ T，
将受到向下的加速度；而 Ti=T，垂直运动将不会发展。
综上所述，某一气层是否稳定,实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重,倾向于下降；比周围空气轻,
倾向于上升；和周围空气一样轻重，既不倾向于下降也不倾向于上升。空气的轻重，决定于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重的问题，实际上就是气温的问题。
在一般情形之下，在同一高度，一团空气和它周围空气大体有相同的温度。如果这样一团空气上升，变得比周围空气冷一些，它就重一些。
那末，这一气层是稳定的。反之，这团空气变得比周围空气暖一些，因而轻一些，那末，这一气层是不稳定的。至于中性平衡的气层，是这团空气上升到任何高度和周围空气都有相同的温度，因而有相同的轻重。
（二）判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（ γ）与上升空气块的干绝热直减率（ γd）
或湿绝热直减率（ γm）的对比来判断。
考虑干绝热的情况,当干空气或未饱和的空气块上升△ Z高度时,其温度为 Ti=Tio-γd△ Z；而周围的空气温度为 T=T0-γ△ Z。因为起始温度相等，即 Ti0=T0，以此代入（ 2·59）式，则得
（ γ－ γd）的符号，决定了加速度 a与扰动位移△ Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。
当 γ＜ γd，若△ Z＞ 0，则 a＜ 0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；
当 γ＞ γd，若△ Z＞ 0，则 a＞ 0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；
当 γ=γd,a=0，层结是中性的。
现举例说明：设有 A,B,C三团空气，均未饱和，其位置都在离地 200m的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，
即 1℃ /100m。而周围空气的温度直减率 γ分别为 0.8℃ /100m,1℃ /100m和 1.2℃ /100m，则可以有三种不同的稳定度（图 2·25）：
A团空气受到外力作用后,如果上升到 300m
高度（图 2·25左列实矢线所示）,则本身的温度
（ 11℃ ）低于周围空气的温度（ 11.2℃ ），
它向上的速度就要减小，并有返回原来高度的趋势（虚矢线所示）；如果它下降到 100m高度，其本身温度（ 13℃ ）高于周围的温度
（ 12.8℃ ），它向下的速度就要减小，也有返回原来高度的趋势。因此，当 γ＜ γd时，大气处于稳定状态。
B团空气受到外力作用后，不管上升或下降，其本身温度均与周围空气温度相等，它的加速度等于零。因此，当 γ=γd时，大气处于中性平衡状态。
C团空气受到外力作用后，如果上升到 300
m高度，其本身温度（ 11℃ ）高于周围空气温度（ 10.8℃ ），则要加速上升；如果下降到
100m高度，其本身温度（ 13℃ ）低于周围空气的温度（ 13.2℃ ），则要加速下降。因此，
当 γ＞ γd时，大气处于不稳定状态。
如将以上结论用层结曲线（即大气温度随高度变比曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度变化曲线）表示出来，则如图 2·26
所示（ Ti为空气团温度； T为周围空气温度）。
由于在干绝热过程中，气块的位温为常值，
因此也可利用层结的位温随热上升到这里的气块的位温高，这意味着 γ线在 γd线的右边，因此是稳定的。其余类推。
同理,饱和湿空气作垂直运动时,温度按湿绝热直减率（ γm）递减，有 Ti=Ti0－ γm△ Z；而周围空气的温度为 T=T0-γ△ Z。
代入（ 2·59）式，得当 γ＜ γm时，层结稳定；当 γ＞ γm时，层结不稳定；当 γ=γm时，层结中性。
在湿绝热过程中，气块的假相当位温 θse值不变，因此，也可用气层的综上所述，可以得出如下几点结论：
1.γ愈大，大气愈不稳定； γ愈小，大气愈稳定。如果 γ很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。
所以习惯上常将逆温、等温以及 γ很小的气层称为阻挡层。
2.当 γ＜ γm时，不论空气是否达到饱和，
大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；
当 γ＞ γd时则相反，因而称为绝对不稳定。
3.当 γd＞ γ＞ γm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。
这样，如果知道了某地某气层的 γ值，
就可以利用上述判据，分析当时大气的稳定度。
（三）不稳定能量的概念在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时，气块的温度将高于周围环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况下气块都会发生向上或向下的加速运动，该气块的动能增加。
显然，这是由储藏在大气中的不稳定能量转化而来的，不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的能量。
我们常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在 T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结曲线，根据压高公式，气压是高度的单位函数,因此常把 E坐标变换为 P坐标，
例如 T-lnP坐标（图 2·27）。气层中的某一气块若作绝热上升或下沉运动，这时气块温度随高度的变化曲线称之为该气块的状态变化，显然，
不同的气块状态曲线不同。
气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：
1.不稳定型
（图 2·27）气块受到某种冲击向上运动时，
气块的温度始终高于周围大气的温度，气块将不断加速向上运动，温差愈大，气层能提供气块加速的不稳定能愈多，这种作用愈明显，
这时，状态曲线位于层结曲线右边，这种情况在实际大气中很难持久地维持，因此也很少出现。
2.稳定型若状态曲线在层结曲线左边时（图 2·28）,
当 A 点的空气块受对流冲击力作用上升后，空气块的温度 Ti 始终低于周围空气的温度 T 。
周围气层有抑制空气块上升的作用，即有负的不稳定能量，表示在 P0高度上即使有较强的对流冲击力，也不能造成对流。这种状态曲线和层结曲线所构成的面积，叫做负不稳定能量面积（简称负面积）。这一类型的气层叫稳定型，
对流运动很难出现在这种大气层中。
3.潜在不稳定型在实际大气中，经常出现的是在稳定型和不稳定型之间的情况，如图 2·29所示。某一上升空气块的状态曲线，不完全在层结曲线的左方或右方，而是这两条曲线相交于 B，交点 B以下为负面积，交点以上为正面积。这时，只要
P0高度上有较强的对流冲击力，足以迫使这一块空气抬升到 B点以上，上升空气块的温度就会高于周围大气的温度，从而获得向上的加速度，使对流得到发展，故称这一类型的气层为潜在不稳定型。 B点的高度称为自由对流高度。
它的含义是，在该高度以下，空气块只能在冲击力的作用下强迫上升，而当空气块上升超过了这个高度，就可以从大气中获得不稳定能量而自由上升了。因而下层负值不稳定能量愈小，
上层不稳定能量愈大，愈有利于对流发展。大气中对流能否发展，主要看是否存在外来的机制，将气块抬升到自由对流高度以上。
稳定度的概念在讨论空气的对流、湍流等垂直运动时非常重要。气层稳定时，对流、湍流受到抑制，上下气层质量交换微弱，因此低空的水汽、空气中的污染物质等容易积聚在低层，不易向上扩散，地气间的湍流热交换也会很小。相反，气层不稳定时，对流、湍流旺盛，
水汽、污染物质极易向上扩散，这时的对流热交换也会很强。
（四）位势不稳定以上对稳定度的讨论，都是针对气层中空气块的垂直运动而言。在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气层不稳定，称为位势不稳定。例如，某一气层的 γ
在初始时小于 γm，因此气层是绝对稳定的。如果该气层的下层水汽含量比较大，上层水汽含量少，在气层的抬升过程中，气层下部的空气很快达到饱和，并沿 γm继续降低气温，而该气层的上部仍以 γd的递减率降温，通常在大气下层,γm比 γd要小得多，因此气层的下部降温速度要比上层慢，气层的 γ将不断增大，经过一段时间后，有可能 γ＞ γm或 γ＞ γd，气层将由稳定骤然变得很不稳定。对于上温下干的气层，
情况则完全相反。在低纬度地区的海面上，这种情况经常出现，由于气层开始时是稳定的，因此大量的水汽集聚在大气低层，
上层却很干燥，可是一旦由于某种原因造成整层气层的抬升后，气层会突然变得很不稳定而释放大量的能量，形成强烈的垂直对流天气。
第四节 大气温度随时间的变化地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。从长时间平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不变。但在某一段时间内，可能得多于失，
地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，
趋于新的平衡。反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、
冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。
一、气温的周期性变化
（一）气温的日变化大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如白天当地表面吸收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高；
夜间地表面因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度也随之降低。因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质（森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等）有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。
此外,大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时,会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时，
垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时，交换作用使降温现象减小。
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时左右，一个最低值，一般出现在日出前后（图 2·30）。一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。
一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。
若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。从图 2·30中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。
地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后 13时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后
14时左右。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，而不是在半夜。
气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为 12℃,温带约为 8— 9℃,极圈内为 3— 4℃ 。日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，
但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。
海洋上日较差小于大陆。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。
而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，
最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小（图 2·31）。
由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。
气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。
冬季约在 0.5km高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到 1.5km到 2km高度处。
（二）气温的年变化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天
（北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份（北半球 6月和 12
月），而是比这一时段要落后 1— 2个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。就北半球来说，
中、高纬度内陆的气温以 7月为最高,1月为最低。海洋上的气温以 8月为最高,2月为最低。
一年中月平均气温的最高值与最低值之差，
称为气温年较差。气温年较差的大小与纬度、
海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，
气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛（ 16° 50‘N）气温年较差只有 6℃,
上海（ 31° N）为 25℃,海拉尔（ 49° 13’N）
达到 46.7℃ 。图 2·32给出了不同纬度气温年变化的情况。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达 40— 50℃ 。
如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为 11℃,大陆上年较差可达到 20—
60℃ 。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。
1.赤道型
2.热带型
3.温带型
4.极地型
1.赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有 1℃ 左右，大陆上也只有 5— 10℃ 左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。
2.热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）
和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般 为 5℃,在陆地上约为 20℃ 左右。
3.温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的 7
月。一个最低值出现在冬至以后的 1月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为 10— 15℃,内陆一般达 40— 50℃,最大可达 60℃ 。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在 8月，最低值出现在 2
月。
4.极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。
这里特别要指出的是，随着纬度的增高，
气温日较差减小而年较差却增大。
这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
二、气温的非周期性变化气温的变化还时刻受着大气运动的影响，
所以有些时候，气温的实际变化情形，并不像上述周期性变化那样简单。例如 3月以后，我国江南正是春暖花开的时节，却常常因为冷空气的活动而有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。这种非周期性变化，在以后有关章节，还将进一步叙述。
由此可见，某地气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出非周期性变化。
不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。
第五节 大气温度的空间分布热量平衡中各个分量，如辐射差额、潜热和显热交换等，都受不同的控制因子影响。这些因子诸如纬度、季节等天文因子有着明显的地带性和周期的特性。而下垫面性质、地势高低，以及天气条件，如云量多少、大气干湿程度等，均带有非地带性特征。同时，不同地点，
这些因子的影响也不相同，因而在热量的收支变化中引起的气温分布也呈不均匀性。
一、气温的水平分布气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。
如等温线稀疏，则表示各地气温相差不大。等温线密集，表示各地气温悬殊。等温线平直，
表示影响气温分布的因素较少。等温线的弯曲，
表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行，表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。
影响气温分布的主要因素有三，即纬度、
海陆和高度。但是，在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。
在一年内的不同季节，气温分布是不同的。
通常以 1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，
7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作如下分析。
首先，在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。在北半球，等温线 7月比 1月稀疏。这说明 1月北半球南北温度差大于 7月。
这是因为 1月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短，而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此 1月北半球南北温差较大。 7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致 7月北半球南北温差较小。
其次，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温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，
因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。例如最突出的暖洋流和暖气团是墨西哥湾暖洋流和其上面的暖气团，这使位于 60° N以北的挪威、瑞典 1月平均气温达
0—— 15℃,比同纬度的亚洲及北美洲东岸气温高 10— 15℃ 。盛行西风的 40° N处，在欧亚大陆靠近大西洋海岸，由于海洋影响,1月平均气温在 15℃ 以上。在亚洲东岸受陆上冷气团的影响,1月平均气温在－ 5℃ 以下。大陆东西岸 1月份同纬度平均气温竟相差 20℃ 以上。在
40° N处的北美洲西岸 1月平均气温靠近 10℃,
在东面大西洋海岸仅为 0℃,相差亦达 10℃ 。
至于冷洋流对气温分布的影响，在南美洲和非洲西岸也是明显的。此外，高大山脉能阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。例如，我国的青藏高原、北美的落基山、欧洲的阿尔卑斯山均能阻止冷空气不向南面向东流动。
再次，最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在 5° — 10° N处，夏季移到 20° N左右。
这一带平均温度 1月和 7月均高于 24℃,故称为热赤道。热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，
同时北半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。
最后，南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。
极端温度的度数和出现地区，往往在平均温度图上不能反映出来。根据现有记录，世界上绝对最低气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年在南极记录到新的世界最低气温为－
90℃ 。世界绝对最高气温出现在索马里境内，
为 63℃ 。
在我国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔自治区的吐鲁番，达到 48.9℃ 。绝对最低气温在黑龙江省的漠河,1968年 2月 13日测得
－ 52.3℃ 。
二、对流层中气温的垂直分布在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，
能够吸收地面辐射的物质 —— 水汽、微尘愈少，
因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为 0.65℃ /100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，
气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为 0.5— 0.6℃ /100m，上层平均为
0.65— 0.75℃ /100m。
对流层下层（由地面至 2km）的气温直减率平均为 0.3— 0.4℃ /100m。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，
地面剧烈地增热，底层（自地面至 300— 500m
高度）气温直减率可大于干绝热率（可达 1.2—
1.5℃ /100m）。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。
（一）辐射逆温由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。图 2·35表明辐射逆温的生消过程。
图中 a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；
在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，
贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，
降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（图 2·35b）；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强（图 2·35中 c）；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失（图 2·35中 d,e）。
辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。夏季夜短，逆温层较薄，消失也快。冬季夜长，逆温层较厚，
消失较慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。
（二）湍流逆温由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，
称为湍流逆温。其形成过程可用图 2·36来说明。
图中 AB为气层原来的气温分布，气温直减率
（ γ）比干绝热直减率（ γd）小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温。空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以，空气经过充分的湍流混合后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。图中 CD是经过湍流混合后的气温分布。这样，在湍流减弱层（湍流混合层现了逆温层 DE。
（三）平流逆温暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。
这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温
（图 2·37）。但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。另外，夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平流逆温减弱，从而使平流逆温的强度具有日变化。
（四）下沉逆温如图 2·38所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（ h＇＜ h）。如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。于是可能有这样的情况：
当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。例如，设某气层从空中下沉，起始时顶部为 3500m，底部为
3000m（厚度 500m），它们的温度分别为－
12℃ 和－ 10℃,下沉后顶部和底部的高度分别为 1700m和 1500m（厚度 200m）。假定下沉是按干绝热变化的，则它们的温度分别增高到
6℃ 和 5℃,这样逆温就形成了。这种因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，在离地数百米至数千米的高空都可能出现。
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。
由于下沉的空气层来自高空，水汽含量本来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的生成，
原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。
此外还有冷暖空气团相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近也会出现逆温，
称之为锋面逆温。
上面分别讨论了各种逆温的形成过程。实际上，大气中出现的逆温常常是由几种原因共同形成的。因此，在分析逆温的成因时，必须注意到当时的具体条件。
