大氣的熱能和氣溫

大氣的一切物理過(guò)程幾乎都伴隨著能量轉(zhuǎn)換，其冷熱情況是產(chǎn)生天氣現(xiàn)象的基礎(chǔ)。大氣的熱能從根本上講來(lái)自于太陽(yáng)輻射，但大氣的受熱卻是一個(gè)復(fù)雜的過(guò)程，在介紹這一內(nèi)容之前，我們補(bǔ)充一些關(guān)于輻射的知識(shí)，這樣有助于理解大氣受熱過(guò)程。

自然界中的所有物體，只要其溫度高于絕對(duì)零度，就會(huì)時(shí)刻不停地以電磁波的形式向外釋放能量，這種傳遞能量的方式成為輻射，我們把單位時(shí)間內(nèi)通過(guò)單位面積的輻射能量稱為輻射通量密度，用E表示，單位W/m^2。

物體在向外放射輻射的同時(shí)，也會(huì)接受周圍物體向它投射過(guò)來(lái)的輻射，但投射到物體上的輻射并不會(huì)全部吸收，其中一部分被反射，一部分可能透過(guò)物體。如果一個(gè)物體能吸收所有波長(zhǎng)的輻射能量，稱為黑體，當(dāng)然它也能夠放射出所有波長(zhǎng)的能量，并且其放射能力只與波長(zhǎng)和溫度有關(guān)。物體在不同波長(zhǎng)處的輻射能力有所不同，輻射強(qiáng)度隨波長(zhǎng)而變化，是波長(zhǎng)的函數(shù)，稱為輻射強(qiáng)度的分布函數(shù)，一般而言是連續(xù)的，而這個(gè)函數(shù)在整個(gè)波長(zhǎng)范圍內(nèi)的積分就是物體總的輻射強(qiáng)度。

輻射的基本定律有以下四條：

首先是基爾霍夫定律，它表明同一物體在一定溫度時(shí)放射某一波長(zhǎng)的輻射，那么在同一溫度下也吸收這一波長(zhǎng)的輻射。

第二是普朗克定律，它表明每一溫度下，黑體都有一個(gè)輻射能量最大的波長(zhǎng)，并且溫度越高，輻射能力最強(qiáng)的波長(zhǎng)越短。用我們?nèi)粘Ｋ?jiàn)的燃燒現(xiàn)象可以體現(xiàn)這一點(diǎn)，如果溫度比較低，火焰的顏色一般呈現(xiàn)紅色或者黃色，而溫度較高的火焰呈現(xiàn)藍(lán)色。

第三是斯蒂芬-玻爾茲曼定律，黑體總的放射能力與它本身的絕對(duì)溫度的四次方成正比，即：

式中σ為斯蒂芬-玻爾茲曼常數(shù)，數(shù)值為5.67×10^-8W/（m^2?K^4）。這一定律表明物體溫度越高，其放射能力越強(qiáng)。

最后是維恩位移定律，黑體放射能力最大值對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)與其本身的絕對(duì)溫度成反比，即：

式中，λ表示波長(zhǎng)，單位μm。這一定律表明物體的溫度越高，放射能量最大值的波長(zhǎng)越短。

地球最主要的能量來(lái)源是太陽(yáng)輻射。太陽(yáng)可以看成一個(gè)黑體，它向外發(fā)射出所有波段的能量，其表面溫度約為6000K，經(jīng)計(jì)算，輻射能力最強(qiáng)的波長(zhǎng)為0.475μm，處于可見(jiàn)光波段中的青光，而太陽(yáng)在可見(jiàn)光波段的輻射能占總輻射能的近50%，因此我么也把太陽(yáng)輻射稱為短波輻射。

太陽(yáng)輻射通過(guò)厚厚的大氣到達(dá)地面，大氣對(duì)太陽(yáng)輻射存在吸收、反射和散射作用，對(duì)太陽(yáng)輻射光譜會(huì)得到不同程度的削弱。

大氣中的云層和較大顆粒的塵埃能將太陽(yáng)輻射中的一部分能量反射到宇宙空間去，其中云的作用最為明顯，云層越低、越厚，云量越多，反射越強(qiáng)，當(dāng)天空多云甚至是陰天時(shí)，白天的溫度一般不會(huì)太高，就是因?yàn)樵茖拥姆瓷錅p少了到達(dá)地表的太陽(yáng)輻射。反射對(duì)波長(zhǎng)沒(méi)有選擇性，因此反射光呈白色。

太陽(yáng)輻射通過(guò)大氣，遇到空氣分子、塵埃、云滴時(shí)，會(huì)以這些質(zhì)點(diǎn)為中心向四面八方彌散開(kāi)，這種現(xiàn)象稱之為散射。散射并不會(huì)將輻射轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮埽歉淖冚椛涞姆较?，使得一部分太?yáng)輻射到達(dá)不了地面。當(dāng)散射質(zhì)點(diǎn)的直徑比入射輻射的波長(zhǎng)小時(shí)（如空氣分子），所發(fā)生的散射稱為分子散射，也叫瑞利散射。入射的波長(zhǎng)越短，分子散射強(qiáng)度越強(qiáng)，據(jù)推算，藍(lán)光的散射比紅光強(qiáng)9倍以上，因此在天氣晴朗時(shí)，大氣較為干潔，藍(lán)光更容易被散射，因而天空呈現(xiàn)蔚藍(lán)色。

當(dāng)散射質(zhì)點(diǎn)的直徑與入射波長(zhǎng)差不多甚至更大時(shí)（如云滴和塵埃），發(fā)生的散射稱為粗粒散射，這種散射沒(méi)有選擇性，在天空無(wú)云但是大氣中塵埃含量大或是有大霧，這時(shí)以粗粒散射為主，天空就呈現(xiàn)灰白色。

大氣中的云和氣溶膠（特別是火山灰）對(duì)太陽(yáng)輻射具有強(qiáng)烈的散射和反射作用，減弱了到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射，對(duì)地表有降溫作用，這種效應(yīng)稱之為陽(yáng)傘效應(yīng)。

大氣成分對(duì)太陽(yáng)輻射的吸收具有選擇性，水汽、二氧化碳主要吸收紅外波段，臭氧主要吸收紫外線。但大氣成分對(duì)可見(jiàn)光的吸收很少，大部分可見(jiàn)光都能夠透過(guò)大氣到達(dá)地面，大氣直接吸收的太陽(yáng)輻射很少，因此對(duì)于大氣，特別是對(duì)流層大氣，太陽(yáng)輻射并不是直接熱源。

大氣對(duì)太陽(yáng)輻射的反射、散射和吸收作用，削弱了到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射，就全球平均而言，太陽(yáng)輻射有31%被大氣反射或散射而返回宇宙空間，這一數(shù)值稱為行星反射率，20%被大氣吸收，49%到達(dá)地面被地面吸收。

到達(dá)地面的輻射一部分被地面吸收轉(zhuǎn)化成熱能，使地面升溫，另一部分也被地面反射。地面的反射能力取決于地面性質(zhì)，一般而言深色的地面反射能力比淺色地面的反射能力小，水面比陸面的反射能力小。如果地面反射的輻射多，那么用于使得地面升溫的輻射少，地面性質(zhì)的差異則會(huì)導(dǎo)致地表溫度分布不均。

地面獲得透過(guò)大氣的太陽(yáng)輻射后升溫，也向外輻射能量，由于地面溫度遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于太陽(yáng)的表面溫度，平均約為300K，根據(jù)輻射定律計(jì)算可知，地面輻射能的最大段波長(zhǎng)在10-15μm，主要是紅外波段，因此地面輻射也被稱為長(zhǎng)波輻射。

大氣中的成分對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收比較明顯，地面輻射的絕大部分被大氣吸收，使得大氣增溫，因此地面是大氣熱量的直接來(lái)源。然而，大氣對(duì)8-12μm波段的吸收率很小，這一波段的能量穿過(guò)大氣，直接射向宇宙空間，這一波段也被稱為大氣窗口，這部分能量約占地面輻射的20%。因?yàn)殚L(zhǎng)波輻射的波長(zhǎng)很長(zhǎng)，比一般的大氣中的分子和微粒要大得多，因此不必考慮大氣對(duì)長(zhǎng)波輻射的散射作用。大氣獲得的熱量除了來(lái)自于地面輻射，還有來(lái)自于水面蒸發(fā)進(jìn)入大氣后凝結(jié)釋放的潛熱和陸面、水面溫度高于大氣而傳播的感熱。

大氣吸收地面輻射而升溫，因此也會(huì)向外輻射能量，稱為大氣輻射。大氣輻射的方向有上有下，向上射向宇宙空間，向下又將熱量“還”給地面，這一部分稱之為大氣逆輻射。大氣逆輻射的存在使得地面因放射輻射而損耗的能量得到一定的補(bǔ)償，因此可以看出大氣對(duì)地面有一定的保溫作用，這種保溫作用也被稱之為溫室效應(yīng)，據(jù)估計(jì)，如果沒(méi)有大氣，地表的平均溫度大約為-23℃，而實(shí)際地表平均溫度為15℃，也就是說(shuō)大氣的存在使得地表在無(wú)法獲得太陽(yáng)輻射的夜晚仍能保持一定的溫度，減小了晝夜溫差。

大氣中的水汽、二氧化碳、甲烷等氣體能強(qiáng)烈的吸收地面長(zhǎng)波輻射，同時(shí)放射長(zhǎng)波輻射，這些引發(fā)溫室效應(yīng)的氣體稱為溫室氣體。如果天空中有云，特別是有濃密的低云，或空氣中濕度比較大時(shí)，大氣逆輻射就會(huì)增強(qiáng)，往往陰天天氣下晝夜溫差比較小。

我們把物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱為輻射差額，也叫凈輻射，如果輻射差額為零，那么這個(gè)物體溫度保持不變，如果不為零，就會(huì)有升溫和降溫產(chǎn)生。在地面-大氣這個(gè)系統(tǒng)內(nèi)部，地面和大氣之間不斷輻射的形式交換能量，在全球范圍內(nèi)，地面和大氣的熱量收支是平衡的，其圖解如下。

但是，對(duì)于地球不同地點(diǎn)來(lái)看，輻射差額總是存在的，因?yàn)榈乇慝@得的太陽(yáng)輻射隨著緯度增加而減小，使得在低緯地區(qū)地-氣系統(tǒng)收入的能量大于支出，而在高緯地區(qū)地-氣系統(tǒng)支出大于收入，這樣低緯地區(qū)有能量盈余而高緯能量虧損，通過(guò)大氣環(huán)流和洋流將盈余的能量由低緯向高緯輸送，以維持全球的能量平衡。

輻射平衡也有日變化和年變化。一日內(nèi)，白天收入的太陽(yáng)輻射超過(guò)支出的長(zhǎng)波輻射，平衡為正值，而夜晚由于沒(méi)有太陽(yáng)輻射，支出大于收入，平衡為負(fù)值，由正轉(zhuǎn)負(fù)和由負(fù)轉(zhuǎn)正一般發(fā)生在日落前和日出后一小時(shí)。而在一年內(nèi)，一般夏季由于太陽(yáng)高度大使得輻射平衡加大，冬季則相反，甚至出現(xiàn)負(fù)值，緯度越低保持正值的時(shí)間越長(zhǎng)。

地面由于存在很大差別，對(duì)大氣的增溫效應(yīng)不同，就會(huì)出現(xiàn)熱量交換。如果一團(tuán)空氣與外界有熱量交換，這種過(guò)程稱為非絕熱變化，主要包括傳導(dǎo)、輻射、對(duì)流、湍流以及蒸發(fā)和凝結(jié)（或者升華和凝華）。

地面與空氣、氣塊與氣塊之間如果存在溫度差異，就會(huì)出現(xiàn)傳導(dǎo)和輻射，不過(guò)大氣和地面都是熱的不良導(dǎo)體，通過(guò)傳導(dǎo)這種方式交換的熱量很少，只在貼近地面的部分較為明顯。

暖而輕的空氣上升，冷而重的空氣下沉，這種空氣的升降運(yùn)動(dòng)稱為對(duì)流。通過(guò)對(duì)流，上下層的空氣互相混合，熱量也就隨之交換，使低層的熱量傳遞到較高的層次，這是對(duì)流層中熱量交換的重要方式。但是很多時(shí)候空氣的運(yùn)動(dòng)是不規(guī)則的，這種運(yùn)動(dòng)稱為湍流，空氣層相互摩擦或者流經(jīng)不規(guī)則的地面時(shí)會(huì)產(chǎn)生這種運(yùn)動(dòng)，湍流將相鄰的空氣團(tuán)混合，也就發(fā)生了熱量交換。

水在大氣中發(fā)生物態(tài)變化會(huì)釋放和吸收熱量，從而使空氣增溫或者冷卻，如果水汽不是在原處凝結(jié)（凝華），而是被帶到了別處，那么熱量也就得到了傳輸。

如果氣塊與外界沒(méi)有熱量交換，而是因?yàn)樯颠\(yùn)動(dòng)使其壓力變化而產(chǎn)生溫度的變化，這種過(guò)程稱為絕熱過(guò)程，如果在這一過(guò)程中氣塊內(nèi)水分沒(méi)有發(fā)生相變，則為干絕熱過(guò)程，發(fā)生了水的相變則為濕絕熱過(guò)程。

干空氣和未飽和的濕空氣做垂直升降運(yùn)動(dòng)時(shí)，由于壓力變化而產(chǎn)生溫度的變化，其上升單位高度的溫度降低值稱為干絕熱直減率，這一數(shù)值為γd=0.98℃/100m，通常取1℃/100m。需要注意的是，我們?cè)诮榻B對(duì)流層中提到的氣溫直減率是作為“周圍環(huán)境”的大氣的溫度隨高度的變化，這里的干絕熱直減率是某一團(tuán)空氣在上升過(guò)程中氣塊本身的溫度變化。

而對(duì)于飽和的濕空氣而言，在上升過(guò)程中溫度降低，由于存在水分的凝結(jié)，釋放熱量而加熱氣塊，因此在濕絕熱過(guò)程中的濕絕熱直減率（γm）要略小于干絕熱直減率，并且濕絕熱直減率并不是一個(gè)常數(shù)，而是氣壓和溫度的函數(shù)，一般溫度越高其值越小，這是因?yàn)闇囟雀叩目諝饽芎懈嗨?，在凝結(jié)時(shí)就會(huì)釋放更多熱量。

氣塊的升降運(yùn)動(dòng)往往與天氣聯(lián)系緊密，我們把空氣塊受到任意方向擾動(dòng)而返回或遠(yuǎn)離原來(lái)位置的趨勢(shì)和程度稱為大氣穩(wěn)定度，它可以用來(lái)表征個(gè)別氣塊是否安于原處或是發(fā)生垂直運(yùn)動(dòng)。

大氣是否穩(wěn)定通常用周圍空氣的氣溫直減率與空氣絕熱上升時(shí)的氣溫直減率進(jìn)行比較來(lái)判斷。簡(jiǎn)單講，上升同樣高度，如果氣塊比周圍熱，那么氣塊更趨向于向上運(yùn)動(dòng)，對(duì)流容易產(chǎn)生，大氣不穩(wěn)定；如果氣塊比周圍冷，那么氣塊更趨向于向下運(yùn)動(dòng)，對(duì)流不易產(chǎn)生，大氣穩(wěn)定；如果氣塊與周圍溫度一致，大氣則處于中性狀態(tài)。

對(duì)于干空氣和未飽和的濕空氣而言，如果周圍大氣氣溫直減率γ＜γd，那么大氣是穩(wěn)定的，如果γ=γd，大氣是中性的，如果γ＞γd，大氣是不穩(wěn)定的。對(duì)于濕空氣而言，這一結(jié)論也是適用的。

大氣的熱量狀況用氣溫來(lái)衡量，因?yàn)樵诓煌瑫r(shí)間、不同位置地-氣輻射差額存在變化，因此大氣的溫度也具有一定的日變化和年變化，并且在水平和垂直分布上存在差異。

在一天中，正午時(shí)太陽(yáng)高度達(dá)到最大，太陽(yáng)輻射最強(qiáng)，但是地面獲得的熱量要傳輸給大氣仍然需要一定時(shí)間，因此一天氣溫的最高值出現(xiàn)在午后2小時(shí)左右。隨后，太陽(yáng)輻射減弱，氣溫下降。到了清晨，地面因?yàn)橐雇沓掷m(xù)的放熱使得氣溫降到最低。

一天中最高氣溫與最低氣溫之間的差值稱為氣溫日較差。氣溫日較差的大小因緯度、海陸位置、季節(jié)等而有所差異。一般情況下，低緯地區(qū)因?yàn)橐惶靸?nèi)太陽(yáng)高度變化大而具有較大的日較差，夏季因?yàn)槿照諘r(shí)間長(zhǎng)，太陽(yáng)高度角大而具有較大的日較差，陸地因?yàn)樯郎睾徒禍囟急容^快而具有較大的日較差。陰天時(shí)白天地面接收到的太陽(yáng)輻射小，最高氣溫低于晴天，而夜晚大氣保溫作用強(qiáng)，最低氣溫高于晴天，使得陰天的氣溫日較差較小。

除了赤道地區(qū)外，基本上全球范圍內(nèi)一年中的月平均氣溫都存在最高值和最低值，一般情況下，北半球大陸氣溫的最高值出現(xiàn)在7月，海洋則是8月，大陸氣溫的最低值出現(xiàn)在1月，而海洋則是2月。

氣溫在一年當(dāng)中變化的幅度稱為氣溫年較差，用一年中月平均氣溫最高值和最低值之差表示。因?yàn)檩椛洳铑~在一年中隨緯度變化，故氣溫年較差隨溫度增大而增大。同樣海洋的氣溫年較差小于陸地，沿海小于內(nèi)陸，一年中云量多的地方小于云量小的地方。

氣溫的分布常用等溫線表示。等溫線越密集，地區(qū)之間氣溫差距越懸殊，等溫線越稀疏，地區(qū)之間氣溫差距越小。

全球氣溫的分布特征受緯度、海陸分布和海拔影響。

整體上看，全球氣溫自赤道向兩極遞減，北半球等溫線冬季比夏季密集，冬季時(shí)南北溫差大而夏季南北溫差小，南半球也有這樣的現(xiàn)象。等溫線并不與緯線完全平行，冬季北半球的等溫線在大陸上凸向赤道，在海洋上凸向極地，夏季則相反，甚至在陸地上夏季出現(xiàn)高溫中心，冬季出現(xiàn)低溫中心，而南半球整體上都比較平直，大體上與緯線平行，這是受到海陸分布的影響。

世界最高溫度帶并不在赤道，而是冬季在5-10°N處，夏季移動(dòng)到20°N，這一帶被稱為熱赤道。

南半球無(wú)論冬夏，最低氣溫都出現(xiàn)在南極大陸上，曾測(cè)得-90℃的低溫；而北半球的冬季最低氣溫出現(xiàn)在高緯大陸，俄羅斯的奧伊米亞康曾測(cè)得-73℃，夏季的最低氣溫才會(huì)出現(xiàn)在極地，夏季最高氣溫則是出現(xiàn)在低緯大陸，世界絕對(duì)最高氣溫出現(xiàn)在索馬里境內(nèi)，為63℃。

在同一緯度，海拔越高氣溫越低，高大的山地和高原往往成為低溫中心。

對(duì)流層大氣的溫度一般情況下是隨著高度增加而降低的，但是在一定條件下也會(huì)出現(xiàn)隨高度增加氣溫上升或是不變，這種現(xiàn)象稱為逆溫現(xiàn)象。造成逆溫的條件有很多，比如，地面在夜晚強(qiáng)烈的輻射冷卻，使得近地表的氣溫快速降低，而上部受地面影響比較小，仍然保持較高溫度而出現(xiàn)逆溫，稱為輻射逆溫；暖空氣平流到冷的地面或者水面上，則會(huì)發(fā)生接觸冷卻，越靠近地表的部分降溫越多，而上部空氣受到的影響小而出現(xiàn)逆溫，稱為平流逆溫。

逆溫層出現(xiàn)時(shí)，大氣的氣溫直減率一定小于干（濕）絕熱直減率，大氣穩(wěn)定，會(huì)阻礙空氣的垂直對(duì)流運(yùn)動(dòng)，因此逆溫層也稱為阻擋層，這樣大氣污染物很難穿過(guò)逆溫層向上擴(kuò)散，從而造成嚴(yán)重的大氣污染。

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