俯以察地——第三章 自然地理环境（10）

大气的热能和气温

大气的一切物理过程几乎都伴随着能量转换，其冷热情况是产生天气现象的基础。大气的热能从根本上讲来自于太阳辐射，但大气的受热却是一个复杂的过程，在介绍这一内容之前，我们补充一些关于辐射的知识，这样有助于理解大气受热过程。

自然界中的所有物体，只要其温度高于绝对零度，就会时刻不停地以电磁波的形式向外释放能量，这种传递能量的方式成为辐射，我们把单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度，用E表示，单位W/m^2。

物体在向外放射辐射的同时，也会接受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会全部吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体。如果一个物体能吸收所有波长的辐射能量，称为黑体，当然它也能够放射出所有波长的能量，并且其放射能力只与波长和温度有关。物体在不同波长处的辐射能力有所不同，辐射强度随波长而变化，是波长的函数，称为辐射强度的分布函数，一般而言是连续的，而这个函数在整个波长范围内的积分就是物体总的辐射强度。

辐射的基本定律有以下四条：

首先是基尔霍夫定律，它表明同一物体在一定温度时放射某一波长的辐射，那么在同一温度下也吸收这一波长的辐射。

第二是普朗克定律，它表明每一温度下，黑体都有一个辐射能量最大的波长，并且温度越高，辐射能力最强的波长越短。用我们日常所见的燃烧现象可以体现这一点，如果温度比较低，火焰的颜色一般呈现红色或者黄色，而温度较高的火焰呈现蓝色。

第三是斯蒂芬-玻尔兹曼定律，黑体总的放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即：

式中σ为斯蒂芬-玻尔兹曼常数，数值为5.67×10^-8W/（m^2•K^4）。这一定律表明物体温度越高，其放射能力越强。

最后是维恩位移定律，黑体放射能力最大值对应的波长与其本身的绝对温度成反比，即：

式中，λ表示波长，单位μm。这一定律表明物体的温度越高，放射能量最大值的波长越短。

地球最主要的能量来源是太阳辐射。太阳可以看成一个黑体，它向外发射出所有波段的能量，其表面温度约为6000K，经计算，辐射能力最强的波长为0.475μm，处于可见光波段中的青光，而太阳在可见光波段的辐射能占总辐射能的近50%，因此我么也把太阳辐射称为短波辐射。

太阳辐射通过厚厚的大气到达地面，大气对太阳辐射存在吸收、反射和散射作用，对太阳辐射光谱会得到不同程度的削弱。

大气中的云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去，其中云的作用最为明显，云层越低、越厚，云量越多，反射越强，当天空多云甚至是阴天时，白天的温度一般不会太高，就是因为云层的反射减少了到达地表的太阳辐射。反射对波长没有选择性，因此反射光呈白色。

太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘埃、云滴时，会以这些质点为中心向四面八方弥散开，这种现象称之为散射。散射并不会将辐射转变为热能，而是改变辐射的方向，使得一部分太阳辐射到达不了地面。当散射质点的直径比入射辐射的波长小时（如空气分子），所发生的散射称为分子散射，也叫瑞利散射。入射的波长越短，分子散射强度越强，据推算，蓝光的散射比红光强9倍以上，因此在天气晴朗时，大气较为干洁，蓝光更容易被散射，因而天空呈现蔚蓝色。

当散射质点的直径与入射波长差不多甚至更大时（如云滴和尘埃），发生的散射称为粗粒散射，这种散射没有选择性，在天空无云但是大气中尘埃含量大或是有大雾，这时以粗粒散射为主，天空就呈现灰白色。

大气中的云和气溶胶（特别是火山灰）对太阳辐射具有强烈的散射和反射作用，减弱了到达地面的太阳辐射，对地表有降温作用，这种效应称之为阳伞效应。

大气成分对太阳辐射的吸收具有选择性，水汽、二氧化碳主要吸收红外波段，臭氧主要吸收紫外线。但大气成分对可见光的吸收很少，大部分可见光都能够透过大气到达地面，大气直接吸收的太阳辐射很少，因此对于大气，特别是对流层大气，太阳辐射并不是直接热源。

大气对太阳辐射的反射、散射和吸收作用，削弱了到达地面的太阳辐射，就全球平均而言，太阳辐射有31%被大气反射或散射而返回宇宙空间，这一数值称为行星反射率，20%被大气吸收，49%到达地面被地面吸收。

到达地面的辐射一部分被地面吸收转化成热能，使地面升温，另一部分也被地面反射。地面的反射能力取决于地面性质，一般而言深色的地面反射能力比浅色地面的反射能力小，水面比陆面的反射能力小。如果地面反射的辐射多，那么用于使得地面升温的辐射少，地面性质的差异则会导致地表温度分布不均。

地面获得透过大气的太阳辐射后升温，也向外辐射能量，由于地面温度远远低于太阳的表面温度，平均约为300K，根据辐射定律计算可知，地面辐射能的最大段波长在10-15μm，主要是红外波段，因此地面辐射也被称为长波辐射。

大气中的成分对长波辐射的吸收比较明显，地面辐射的绝大部分被大气吸收，使得大气增温，因此地面是大气热量的直接来源。然而，大气对8-12μm波段的吸收率很小，这一波段的能量穿过大气，直接射向宇宙空间，这一波段也被称为大气窗口，这部分能量约占地面辐射的20%。因为长波辐射的波长很长，比一般的大气中的分子和微粒要大得多，因此不必考虑大气对长波辐射的散射作用。大气获得的热量除了来自于地面辐射，还有来自于水面蒸发进入大气后凝结释放的潜热和陆面、水面温度高于大气而传播的感热。

大气吸收地面辐射而升温，因此也会向外辐射能量，称为大气辐射。大气辐射的方向有上有下，向上射向宇宙空间，向下又将热量“还”给地面，这一部分称之为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使得地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，因此可以看出大气对地面有一定的保温作用，这种保温作用也被称之为温室效应，据估计，如果没有大气，地表的平均温度大约为-23℃，而实际地表平均温度为15℃，也就是说大气的存在使得地表在无法获得太阳辐射的夜晚仍能保持一定的温度，减小了昼夜温差。

大气中的水汽、二氧化碳、甲烷等气体能强烈的吸收地面长波辐射，同时放射长波辐射，这些引发温室效应的气体称为温室气体。如果天空中有云，特别是有浓密的低云，或空气中湿度比较大时，大气逆辐射就会增强，往往阴天天气下昼夜温差比较小。

我们把物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为辐射差额，也叫净辐射，如果辐射差额为零，那么这个物体温度保持不变，如果不为零，就会有升温和降温产生。在地面-大气这个系统内部，地面和大气之间不断辐射的形式交换能量，在全球范围内，地面和大气的热量收支是平衡的，其图解如下。

但是，对于地球不同地点来看，辐射差额总是存在的，因为地表获得的太阳辐射随着纬度增加而减小，使得在低纬地区地-气系统收入的能量大于支出，而在高纬地区地-气系统支出大于收入，这样低纬地区有能量盈余而高纬能量亏损，通过大气环流和洋流将盈余的能量由低纬向高纬输送，以维持全球的能量平衡。

辐射平衡也有日变化和年变化。一日内，白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，平衡为正值，而夜晚由于没有太阳辐射，支出大于收入，平衡为负值，由正转负和由负转正一般发生在日落前和日出后一小时。而在一年内，一般夏季由于太阳高度大使得辐射平衡加大，冬季则相反，甚至出现负值，纬度越低保持正值的时间越长。

地面由于存在很大差别，对大气的增温效应不同，就会出现热量交换。如果一团空气与外界有热量交换，这种过程称为非绝热变化，主要包括传导、辐射、对流、湍流以及蒸发和凝结（或者升华和凝华）。

地面与空气、气块与气块之间如果存在温度差异，就会出现传导和辐射，不过大气和地面都是热的不良导体，通过传导这种方式交换的热量很少，只在贴近地面的部分较为明显。

暖而轻的空气上升，冷而重的空气下沉，这种空气的升降运动称为对流。通过对流，上下层的空气互相混合，热量也就随之交换，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。但是很多时候空气的运动是不规则的，这种运动称为湍流，空气层相互摩擦或者流经不规则的地面时会产生这种运动，湍流将相邻的空气团混合，也就发生了热量交换。

水在大气中发生物态变化会释放和吸收热量，从而使空气增温或者冷却，如果水汽不是在原处凝结（凝华），而是被带到了别处，那么热量也就得到了传输。

如果气块与外界没有热量交换，而是因为升降运动使其压力变化而产生温度的变化，这种过程称为绝热过程，如果在这一过程中气块内水分没有发生相变，则为干绝热过程，发生了水的相变则为湿绝热过程。

干空气和未饱和的湿空气做垂直升降运动时，由于压力变化而产生温度的变化，其上升单位高度的温度降低值称为干绝热直减率，这一数值为γd=0.98℃/100m，通常取1℃/100m。需要注意的是，我们在介绍对流层中提到的气温直减率是作为“周围环境”的大气的温度随高度的变化，这里的干绝热直减率是某一团空气在上升过程中气块本身的温度变化。

而对于饱和的湿空气而言，在上升过程中温度降低，由于存在水分的凝结，释放热量而加热气块，因此在湿绝热过程中的湿绝热直减率（γm）要略小于干绝热直减率，并且湿绝热直减率并不是一个常数，而是气压和温度的函数，一般温度越高其值越小，这是因为温度高的空气能含有更多水分，在凝结时就会释放更多热量。

气块的升降运动往往与天气联系紧密，我们把空气块受到任意方向扰动而返回或远离原来位置的趋势和程度称为大气稳定度，它可以用来表征个别气块是否安于原处或是发生垂直运动。

大气是否稳定通常用周围空气的气温直减率与空气绝热上升时的气温直减率进行比较来判断。简单讲，上升同样高度，如果气块比周围热，那么气块更趋向于向上运动，对流容易产生，大气不稳定；如果气块比周围冷，那么气块更趋向于向下运动，对流不易产生，大气稳定；如果气块与周围温度一致，大气则处于中性状态。

对于干空气和未饱和的湿空气而言，如果周围大气气温直减率γ＜γd，那么大气是稳定的，如果γ=γd，大气是中性的，如果γ＞γd，大气是不稳定的。对于湿空气而言，这一结论也是适用的。

大气的热量状况用气温来衡量，因为在不同时间、不同位置地-气辐射差额存在变化，因此大气的温度也具有一定的日变化和年变化，并且在水平和垂直分布上存在差异。

在一天中，正午时太阳高度达到最大，太阳辐射最强，但是地面获得的热量要传输给大气仍然需要一定时间，因此一天气温的最高值出现在午后2小时左右。随后，太阳辐射减弱，气温下降。到了清晨，地面因为夜晚持续的放热使得气温降到最低。

一天中最高气温与最低气温之间的差值称为气温日较差。气温日较差的大小因纬度、海陆位置、季节等而有所差异。一般情况下，低纬地区因为一天内太阳高度变化大而具有较大的日较差，夏季因为日照时间长，太阳高度角大而具有较大的日较差，陆地因为升温和降温都比较快而具有较大的日较差。阴天时白天地面接收到的太阳辐射小，最高气温低于晴天，而夜晚大气保温作用强，最低气温高于晴天，使得阴天的气温日较差较小。

除了赤道地区外，基本上全球范围内一年中的月平均气温都存在最高值和最低值，一般情况下，北半球大陆气温的最高值出现在7月，海洋则是8月，大陆气温的最低值出现在1月，而海洋则是2月。

气温在一年当中变化的幅度称为气温年较差，用一年中月平均气温最高值和最低值之差表示。因为辐射差额在一年中随纬度变化，故气温年较差随温度增大而增大。同样海洋的气温年较差小于陆地，沿海小于内陆，一年中云量多的地方小于云量小的地方。

气温的分布常用等温线表示。等温线越密集，地区之间气温差距越悬殊，等温线越稀疏，地区之间气温差距越小。

全球气温的分布特征受纬度、海陆分布和海拔影响。

整体上看，全球气温自赤道向两极递减，北半球等温线冬季比夏季密集，冬季时南北温差大而夏季南北温差小，南半球也有这样的现象。等温线并不与纬线完全平行，冬季北半球的等温线在大陆上凸向赤道，在海洋上凸向极地，夏季则相反，甚至在陆地上夏季出现高温中心，冬季出现低温中心，而南半球整体上都比较平直，大体上与纬线平行，这是受到海陆分布的影响。

世界最高温度带并不在赤道，而是冬季在5-10°N处，夏季移动到20°N，这一带被称为热赤道。

南半球无论冬夏，最低气温都出现在南极大陆上，曾测得-90℃的低温；而北半球的冬季最低气温出现在高纬大陆，俄罗斯的奥伊米亚康曾测得-73℃，夏季的最低气温才会出现在极地，夏季最高气温则是出现在低纬大陆，世界绝对最高气温出现在索马里境内，为63℃。

在同一纬度，海拔越高气温越低，高大的山地和高原往往成为低温中心。

对流层大气的温度一般情况下是随着高度增加而降低的，但是在一定条件下也会出现随高度增加气温上升或是不变，这种现象称为逆温现象。造成逆温的条件有很多，比如，地面在夜晚强烈的辐射冷却，使得近地表的气温快速降低，而上部受地面影响比较小，仍然保持较高温度而出现逆温，称为辐射逆温；暖空气平流到冷的地面或者水面上，则会发生接触冷却，越靠近地表的部分降温越多，而上部空气受到的影响小而出现逆温，称为平流逆温。

逆温层出现时，大气的气温直减率一定小于干（湿）绝热直减率，大气稳定，会阻碍空气的垂直对流运动，因此逆温层也称为阻挡层，这样大气污染物很难穿过逆温层向上扩散，从而造成严重的大气污染。

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