气象学与气候学电子教材
血参-
气象学与气候学电子教材
第一章
引论
第一节
气象学、气候学的研究对象、任务和简史
一、气象学与气候学的研究对象和任务
由于地球的引力作用，地球周围聚集着一个气体圈层，构成了所谓大气圈。
大气的分布是如此之广，以致地球表面没有任何地点不在大气的笼罩之下
;
它
又是如此之厚，以致地球表面没有任何山峰能穿过大气
层，而且就以地球最高峰珠
穆朗玛峰的高度来和大气层的厚度相比，也只能算是“沧海之
一粟”。我们人类就
生活在大气圈底部的“下垫面”上。大气圈是人类地理环境的重要组
成部分。
地球是太阳系的一个行星，强大的太阳辐射是地球
上最重要的能源。这个能源
首先经过大气圈而后到达下垫面，大气中所发生的一切物理<
/p>
(
化学
)
现象和
过程，除
决定于大气本身的性质外，都直接或间接与太阳辐射和下垫面有关。这些现象和
过
程对人类的生活和生产活动关系至为密切。人类在长期的生产实践中不断地对它们
进行观测、分析、总结，从感性认识提高到理性认识，再在生产实践中加以验证、
修订、逐步提高，这就产生了专门研究大气现象和过程，探讨其演变规律和变化，
< br>并直接或间接用之于指导生产实践为人类服务的科学——气象学。
气象学的领域很广，其基本内容是
:(1)
把大气
当作研究的物质客体来探讨其特
性和状态，如大气的组成、范围、结构、温度、湿度、压
强和密度等等
;(2)
研究导
致大气现
象发生、发展的能量来源、性质及其转化
;(3)
研究大气现象
的本质，从而
能解释大气现象，寻求控制其发生、发展和变化的规律
;(4)
探讨如何应用这些规
律，通过一定的措施，为预测
和改善大气环境服务
(
如人工影响天气、人工降水、
消雾、防雹等
)
，使之能更适合于人类的生活和生
产的需要。
由于生产实践对气象学所提出的要求范围很广，
气象学所涉及的问题很多，在
气象学上用以解决这些问题的方法差异很大，再加上随着科
学技术发展的日新月
异，气象学乃分成许多部门。例如有专门研究大气物理性质及其变化
原理的大气物
理学
;
有着重讨论天气现
象及其演变规律，并据以预报未来天气变化的天气学等，
而其中与地理和环境科学关系最
密切的是气候学。
气候学研究的对象是地球上的气候。气候
和天气是两个既有联系又有区别的概
念。从时间尺度上讲，天气是指某一地区在某一瞬间
或某一短时间内大气状态
(
如
气温、湿
度、压强等
)
和大气现象
(
如风、云、雾、降水等
)
的综合。天气过程是大<
/p>
气中的短期过程。而气候指的是在太阳辐射、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。它不仅包括该地多年来经
常发生的天气状况，而且包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。例如从上海近百
年的长期观测中总结出，上海在
6
月中旬到
< br>7
月中旬，经常会出现阴雨连绵、闷
热、风小、潮湿的梅
雨天气，但是有的年份
(
如
1958<
/p>
年
)
会出现少雨的“空梅”，
也有的年份
(
如
1954
年
)6
—
7<
/p>
月连续阴雨
50
—
60
天，出现“丰梅”。“开梅”和
“断梅”的迟早也历年不
同，这是上海初夏时的气候特征。
由此可见，要了解一地的
气候，必须作长时期的观测，才能总结出当地多年天
气变化的情况，决不能单凭
1958
年一年的观测资料，来说上海初夏的气候是干旱
无雨，也不能凭
1954
年一年的情况，就说上海的初
夏气候有持续
50
—
60
天的阴
雨，那都是个别年份出现的具体天气现象，而气候是在多年观测到的天
1
气基础上所得出的总结和概括
。也就是说气候过程是在一定时段内由大量天气
过程综合而得出的长期大气过程，二者之
间存在着统计联系，从时间上反映出微观
与宏观的关系。
<
/p>
天气变化快，变化的周期短。天气过程的时间分段一般以
5
天以下为短期天气
过程，
5
< br>—
10
天为中期天气过程，
10
天—
3
个月为长期天气过程。气候变化
的周期
相对于天气来讲是较长的，它的时间变化尺度有季际、年际、十年际、百年际、千
年际、万年际等等。而决定气候变化的因子不仅是大气内部的种种过程，还决定于
发生在大气上边界和下边界处的各种物理过程和化学过程。这就是要考虑其上边界
处的太阳辐射，下垫面及大气内部的成分和环流的变化等对气候的影响。一个完整
的气候系统应包括对气候形成分布和变化有直接或间接影响的各个环节，除太阳辐
射
这个主要能源之外，气候系统包括大气圈、水圈、冰雪圈、陆地表面和生物圈
(
动、植物和人类
)
等
5
个子系统。各个子系统内部以及各子系统彼此之间的各种物
理、
化学乃至生物过程的相互作用决定着气候的长期平均状态以及各种时间尺度的
变化。气候
系统是庞大的，而天气系统则可看作单纯的大气系统
(
如气旋、
反气旋
等等
)
。气候所包含的内容要比
天气复杂得多。例如，对农作物来说，气候的干旱
与否不仅决定于大气状况
(
降水量、空气湿度等
)
，
还取决于土壤状况和作物本身的
耐旱性等等，这就不能用天气的总和来概括。由此可见，
天气和气候这两个概念是
有区别的。
盖斯特
(Gates)
把某一地区的气候状态定义为
:
该地气候系统的全部成分在任一
特定时段内的
平均统计特征。这个定义的可取之处在于
:(1)
它指出气候的
物质基础
是气候系统，而不仅仅是大气，这和天气系统是有区别的
;(2)
气候是一个历史的概
念，它和特定的时间阶段相联系
，而不存在绝对气候的概念
;(3)
某一时段的气候状
态是指这一时段气候系统各属性的平均统计特征，不像天气是指某一瞬时或某一短
时间内大气状况和大气现象的综合。另外气候是发生在一定下垫面之上的，带有地
方特点。
气候学要求对气候系统进行定量观测和综合分析
，对气候形成和变化的动态过
程进行理论研究。通过各种手段
(
包括观测试验，数值模拟试验等等
)
，
探测气候系
统中各个成员之间的各种相互作用，并展现气候形成和变化过程，理解气候变
化的
机制，以达到能够预测气候变化的目的。此外研究地球气候发展史，探索气候变化<
/p>
规律及其与人类活动的关系，从而能够采取有效措施，防御和减轻气候灾害，改善
气候条件并进而为改造自然服务。现代气候学从概念上已经不再是气象学或地理学
的一个分支的经典气候学，而是大气科学、海洋学、地球物理和地球化学、地理
学、地质学、冰川学、天文学、生物学以至有关社会科学相互渗透，共同研究的交
叉科学
。
在地理系、环境科学系等系科开设的气象学与气候学是以
普通气象学为基础，
以气候学为重点的专业基础课程，也是基本技术训练课程，它的基本
任务是
:
(
一
)
通过实践，掌握气象观测、气候统计分析和气候调查的方法，来记叙所观
测到的气候现象，从定性和定量两方面说明它们的特性。
(
二
)
探讨它们的正确解
释和研究它们的发展规律，特别要掌握天气演变和气候
形成的规律性，了解和解释各不同
地区的气候特征，弄清气候资源及其地理分布，
进行气候分类和气候区划，研究气候变迁
的原因及其规律。
(
三
)
应用已发现的规律，采取有效措施，充分利用气候资源，减少人类活动对
气候的不利影响，防御或减少气候灾害，为有关的生产建设服务。
2
(
四
)
气象学、气候学与自然地理学、环境生态学和区域地理等有密切的依存关
系，在教学中还应注意为这些有关后续课程奠定必要的基础。
二、气象学与气候学的发展简史
气
象学与气候学是来源于生产实践，又服务于生产实践，并随着社会生产的发
展，运用愈来
愈进步的方法和技术而逐步提高的。综观三千多年来气象学、气候学
发展的历史，源远流
长。可以概括为以下三个时期
:
(
一
)
萌芽时期
萌芽时期主要指
16
世纪中叶以前这一漫长时期，这时期的
特点是由于人类生
活和生产的需要，进行一些零星的、局部的气象观测，积累了一些感性
认识和经
验，对某些天气现象做出一定的解释。
我国在这一时期，在此领域中有不少成就，而且是居于世界领先行列的。远在
三千年前，殷代甲骨文中已有关于风、云、雨、雪、虹、霞、龙卷、雷暴等文字记
载，
还常卜问未来十天的天气
(
称为“卜旬”)，并将实况记录下来
以资验证。春秋
战国时代已能根据风、云、物候的观测记录，确定廿四节气，对指导黄河
流域的农
业生产季节意义很大，并沿用到现代。秦汉时代还出现了《吕氏春秋》、《淮南
子》和《礼记》等内容涉及物候的书籍，这些都是世界上最早关于物候的文献。
气象观测仪器也是我国的最早发明。在西汉时
(
公元前
104
年
< br>)
，已盛行伣，铜
凤凰和相风铜鸟等三种风向器，到唐代
又发展到在固定地方用相风鸟，在军队中用
鸡毛编成的风向器测风。欧洲到
20
世纪才有用候风鸟测风的记载。在西汉时还利
用
羽毛、木炭等物的吸湿特性来测量空气湿度。宋代曾有僧赞宁
(
公元
10
世纪
)
利
用土炭湿度计来预报晴雨。关于降水的记录亦以我国最早，据《后汉书》记载，在<
/p>
当时曾要求所辖各郡国，每年从立春到立秋这段时间内，向朝廷汇报雨泽情况，此
后历代对各地雨情都很重视。所以我国的雨量和水旱灾记录丰富，历史亦最悠久。
由于生产和生活的需要，人类迫切要求预知未来天气的变化，并在长期观测
实
践中，积累了不少经验。这些经验被用简短的韵语来表达，以便于记忆和运用，这
就是天气谚语。我国天气谚语是极丰富的，除一部分封建迷信的内容外，大多是历
代劳动人民看天经验的结晶。唐代黄子发的“相雨书”，元末明初出现的娄元礼编
< br>的《田家五行》和明末徐光启编写的《农政全书
?
占候》
都是总结群众预报天气经
验的著作。
在国外，气象学的萌芽也很早，公元前
4
世纪希腊大哲学家亚
里斯多德
(Aristotle)
所著《气象学》
(Meteorologis)
一书
(
约在公元前
350
年
)
综合论述
水、空气和地震等问题对大气现象也作了适当的解释。现在
气象学的外文名字就是
从亚里斯多德的原书名演变而来的。“气候”一词也原出于希腊文
Kλιμα，表
示倾斜的意思。古希腊人认为，地球上由于受到
太阳光线倾斜角度的不同，才产生
气候的差异，并已建立了关于热带、温带和寒带的概念
。这种气候形成的概念流传
很久，直到
15
世纪中期地理大探险时期，人们才认识到气候的形成不仅受太阳光
线倾斜角度的影响
，还与大气环流、海陆分布形势等有关。
总之，在气象学萌
芽时期，我国和希腊是露过锋芒的，这时从学科性质来讲，
气象学与天文学是混在一起的
，可以说具有天象学的性质。
(
二
)
发展初期
发展初期包括
16
世纪中叶到
19<
/p>
世纪末。这时由于欧洲工业的发展，推动了科
学技术的发展，物理
学、化学和流体力学等随着当时工业革命的要求，也快速发展
起来。又由于航海技术的进
步，远距离商业与探
3
险队的活
动，扩大了人们的视野，地理学乃蓬勃兴起，这就为介于物理学与地
理学之间的边缘科学
——气象学、气候学的发展奠定了基础。再加上这一段时间内
气象观测仪器纷纷发明，地
面气象观测台、站相继建立，形成了地面气象观测网，
并因无线电技术的发明，能够开始
绘制地面天气图。由于具备了这些条件，气象
学、气候学乃与天文学逐渐分离，成为独立
的学科。
1593
年意大利学者伽
利略
(Galileo)
发明温度表，
1643
年意大利学者托里拆利
(Torricelli)
发明气压表。这两种重要仪器的出现，使气象观测大大向前跃进一
步
。特别是气压与天气变化的关系最直接，气压表当时曾被誉为天气的“眼睛”。
1783
年索修尔
(Saussure)
发明毛
发湿度表，有了这些仪器就为建立气象台站提供
了必要的条件。
1653
年在意大利北部首先建立气象台，此后其它国家亦相继建立
地面气象观测站，开始积累气象资料。但这时只有一些分散性的研究，缺少国际合
作
与交流。
1854
年，美法与帝俄
在克里木半岛发生战争。英法联军舰队在黑海途中因风暴
失事，近于全军覆没。这件事引
起有关国家的重视。事后根据有关台站气象观测记
录，发现此次风暴是由西欧移向东欧的
。因此当时人们认为，如能广泛建立气象台
站网，并通过电讯联系，则可预测未来的天气
变化，并可采取相应的预防措施，以
减少灾害性天气对各方面所造成的损失。这种认识为
气象界的国际合作打开了局
面，并促进了天气分析工作的开展。
随着无线电报的发明和应用，使气象观测的结果能很快地传达到各地，为绘制
天气图创造了条件。在
1860
—
1865
年间各国纷纷绘出了天气图。有了天气图这个
工具，使气象学的发展大大向前跨进了一步。
这一时期气象
学与气候学的主要研究成果有
:
关于海平面上风压关系定律、气
旋模式和结构、大气中光电现象和云雨形成的初步解释、大气环流的若干现象解释
等。从
19
世纪开始，陆续出版了一些比较有
质量的气候图，如世界年平均气温分
布图、世界月平均气压分布图、世界年降水量分布图
等。此外，德国学者汉恩
(Hann)
于
1883
年开始陆续出版了《气候学手册》三大卷，这是气候学上最早的巨
著。
我国气象学虽有悠久的历史，在萌芽时期
曾处于世界先进行列，但由于封建统
治的压抑，生产水平低下，气象学处于长期停顿状态
。在这一时期，帝国主义为了
侵略我国，纷纷在我国设立气象观测机构，收集气象资料为
其军事、经济侵略服
务。最早来我国境内，用近代气象仪器进行气象观测的是法国传教士
，他于
1743
年在北京设立测候所。其后从
< br>1830
年起俄国又断断续续地派人来北京做气象观
测。
1873
年法国天主教会在上海徐家汇创建观象台，
1893
年德国人在山东青岛建
立青岛观象台，此
外还有在英国人掌握之下的海关测候所等共
43
处
(
都位于沿海、
沿江的港口
)
，他们都为各自的军事、航行、商船服务，我国政府无权过问，这时
< br>我国的气象事业完全是半殖民地性质的。
(
三
)
发展时期
从
20
世纪以来是气象学与气候学的发展时
期。这一时期总的特点是
:
随着生产
发
展的需要和技术的进步，不但进行地面气象观测，也进行高空直接观测，从而摆
脱了定性
描述阶段，进入到定量试验阶段，从认识自然，逐步向预测自然，控制和
改造自然的方向
发展。这一时期又可分为早期和近期两个阶段。
1.
早期
在
20
世纪的前
50
< br>年。这时气象观测开始向高空发展，以风筝、带人气球及火
箭等为高空观测工具，
其所到达的高度当然是有限的，但已为高空气象学的发展奠
定了基础。在此期间气象学的
发展中有三大重要进展。
4
(
1)
锋面学说
:
在第一次世界大战期间
，由于相邻国家气象资料无法获得，挪威
建立了比较稠密的气象网。挪威学者贝坚克尼父
子
(es
和
es)
等
应用物理学和流体力学的理论，通过长期的天气分析实践，创立了气旋形成的锋面
学说，从而为进行
1
—
2
天的天气预报奠定了物理基础。
(2)
长波理论
:
本世纪
30
—
40
年代，
由于要求能早期预报出灾害性天气，再加
上有了无线电探空和高空测风的普遍发展，能够
分析出较好的高空天气图。瑞典学
者罗斯贝
(Rossby)<
/p>
等研究大气环流，提出了长波理论。它既为进行
2
—
4
天的天气
预报奠定了理论
基础，同时也使气象学由两度空间真正发展为三度空间的科学。
(3)
降雨学说
:
在本世纪
30
年代，贝吉龙
-
芬德生
(Bergeron-Findeison)
从研究
雨的形成中，发现云中有冰晶与过冷却水滴共存最有利于降雨的形成，从而提出了
降雨学说。
1947
年又发现干冰和碘化银落入过
冷却水滴中可以产生大量冰晶，这
就为人工影响冷云降水提供了途径。进一步研究还发现
在热带暖云中由于大、小水
滴碰并也可导致降雨，这又为人工影响暖云降水奠定了理论基
础。由此人类开始从
认识自然进入人工影响局部天气时代。
(4)
在气候学方面也有长足的进展，突出表现在
:
创立了气候型的概念和几种气
候分类法，如柯本<
/p>
П.Алисов)等各具特色的气候分
()
、桑氏威特
(hwaite)
、
阿里索夫(В.
类法。
1930
—
1940
年间柯本和盖格尔
()
出版了五卷《气候学手册》，
着重从动力学方面
研究气候的形成和变化，发展了动力气候学。此外对贴近地面层
的小气候研究也逐步精确
化和定量化。
2.
近期
本世纪
50
年代以后为近期。由于电子计算机和新技术如雷达、
激光、遥感及
人造卫星等的使用，大大地促进了气象学与气候学的发展。其主要表现如下
:
(1)
开展大规模的观测试验
在
50
年代以前，国际上曾在
1882
年和
1932
年组
织过两次对南北极区进行气
象考察，称为国际极年，并取得了一些高空气象和太阳与地球
关系的资料。在
50
年代以后又进行过多次至少有几十个国家参
加的大规模大气观测试验，而且规模一
次比一次大。例如
197
7
年
12
月—
1979
年
11
月进行的一次大规模大
气观测试验，
有一百多个国家参加，其中也有我国参加。这次全球大气试验是以
5
个同步卫星和
2
个近
极地轨道卫星为骨干，配合气象火箭，并与世界各地常规的地面气象观测
站、自动气象站
、飞机、船舶、浮标站和定高气球等相结合，组成几个全球性的较
完整的立体观测系统。
这一全球性观测计划是试图解决
10
—
14
天之间的天气预
报，进一步了解天气现象形成的物理过程和
物理原因。
(2)
对大气物理现象
进行数值模拟试验
气象学、气候学不像物理、化学那样可以
在室内进行实验，而是以地球的大气
层作为实验室。有了电子计算机才可能广泛地对各种
大气物理现象进行精确的、定
量的数值模拟试验，如从全球性环流到云内雨滴的生成过程
都进行试验，并把云雾
中的微观过程和动力的宏观过程结合起来，使气象学进入试验科学
阶段。
(3)
把大气作为一个整体进行研究
把对流层与平流层中、高纬地区与低纬地区，南半球与北半球结合起来研究，
这在气象学与气候学的发展上又是一大跃进。
5
人类对大气中的化学现象与化学过程也进行了多年的观测
、分析和研究，并已
形成了气象学中一个新支派——大气化学。特别是近年来对大气污染
的监测，探讨
环境保护的措施，更促进了大气化学的进展。
(4)
气候学领域中的科学革命
<
/p>
自本世纪
70
年代以来，气候异常现象频
繁出现，已引起各国广泛的重视。再
加上现代科学技术的迅速发展，气候学发生了重大变
革，或者说是一场科学革命。
如国际上召开的一系列气候学术会议所示，
1972
年在瑞典斯德哥尔摩召开联合国
环境大会，在
会上强调了地球气候对于人类及其福利有极重要的影响。
1974
年召
开联合国粮食大会，探讨了气候对世界粮食生产的重要作用，呼吁世界气象组织和
联合国粮农组织建立气候警报系统。
1974
< br>年世界气象组织与世界科学联盟在瑞典
斯德哥尔摩召开气候的物理基础及其模拟的
国际讨论会，着重研究了气候形成的物
理机制和气候与人类的关系，并提出了气候系统<
/p>
(Climate system)
的概念和世界气
候计划
(WCP)
。
197
9
年在日内瓦召开了第一次世界气候大会
(FWCC)
，批准了这一计
划
(
这
一计划包含四个子计划
)
，并确认气候系统的研究是实施气候研
究计划
(WCRP)
的重要理论基础。建立了
< br>WCP
以后，又在各大洲相继召开了地区性的气候大会，进
一步推动这个计划的实施。亚洲及西太平洋气候会议于
1980
年在我国广州召开。
现在世界上已有数十个国家制订了国家气候计划
< br>(NCP)
，开展气候研究。国际上成
立了政府间气候变
化专业委员会
(IPCC)
。在
199
0
年秋于日内瓦召开了第二次世界
气候大会。
< br>1992
年
4
月在巴西里约热内
卢召开了“世界环境与发展大会”，提出
了《世界气候框架公约》。由于气候变化问题与
国家建设密切相关，气候变化与政
策的关联愈益紧密，政府组织逐渐代替纯科学家的组织
，在领导与推动气候研究中
发挥更大的作用。
气候工作者广泛地应用近代大气物理的理论和实验方法，把气候看作是一个复
杂的气候系统，建立了气候理论模式，成功地发展了气候对各种自然过程发生影响
的数值
模拟。通过气候模式来研究不同时间尺度
(
一个季节、一年、十
年或更长时
间
)
和空间尺度
(
地区、区域和全球
)
气
候的可预报性问题，现已取得一些可喜成
果。
另外，还加强了气候学各分支之间的联系，组织进行大规模的综合研究。最突
出的实例是人类活动与气候相互影响的研究。人类大量砍伐森林，燃烧矿物燃料
(
煤、石油、天然气等
)
，兴建城市等等，改变
了下垫面的性质和大气成分，将会使
气候发生深刻的变化，并影响许多自然过程和国民经
济部门，如农业、渔业、水利
工程、建筑工程和海洋运输等等。其研究范围愈来愈扩大，
不仅涉及气候学的各个
部门，并且和有关经济学科有密切联系。例如人类活动对气候的影
响在城市中的表
现最为突出，城市气候的形成、变化和改善等问题的研究都与城市规划、
城市经济
建设等问题密切相关。
在
这一时期，我国气象学、气候学也有一定的进展，奠基人就是竺可桢。竺氏
在
1927
年创立了气象研究所，次年在南京北极阁建立气象台。这是继
1913
年北京
成立观象台之后，我国自己
设置的第二个设备较好的气象观测机构。此后
20
余年
中，国内陆续建立了
40
多个气象站和
100
多个雨量站，开展了少数城市的高空探
测
、天气预报和无线电广播等业务。
1941
年在重庆成立中央气
象局。但在半殖民
地半封建的旧社会，气象事业很难发展。那时气象、气候方面的论著多
偏重于我国
气候区划和季节的划分，以及对我国的季风、寒潮、台风和旱涝问题的研究。
解放后，我国气象事业得到迅速发展。在第一个五年计划期
间，全国共建立了
各级气象台站
1378
个，到
1957
年底全国各级气象台站已达
< br>1635
个，比解放初期
增加近
22
倍。
40
余年来兴建的天气和气候
站网已遍布全国。我国的气象学与气候
学研究进入了高度发展的时期。在基础理论方面，
如大气环流和动力气
6
象的研究
，在天气学方面如中国天气、高原气象等研究，在卫星气象方面，如
甚高分辨云图接受器
的研制、卫星气象学和探测原理等研究都取得了显著的进展。
在人工影响天气方面已开展
了云雾物理、人工降水和人工消雹等工作，并已取得较
好的效果。在气候学方面以竺可桢
的物候学和关于中国近五千年来气候变迁的研究
最负盛誉。其它如在区域气候、农业气候
、物理气候、动力气候、应用气候、城市
气候、气候的数值模拟和气候预测等方面都取得
了可喜的成绩。
我国是世界气象组织的重要成员国，
1987
年
2
月成立
了国家气候委员会，组织
编写了国家气候蓝皮书
(1990
年
11
月出版
)<
/p>
，制定了国家气候研究计划，其指导思
想是以气候灾害监测和预报
问题以及全球性气候变化可能对我国气候的影响问题为
重点，同时考虑世界气候研究计划
中所提出的问题和要求，以使气候研究工作既解
决我国的需要，同时又对世界气候作出贡
献。
第二节
气候系统概述
一、大气圈概述
(
一
)
大气的组成
大气是由多种气体混合组成的气体及浮悬其中的液态和固态杂质所组成。表
1?1
列举了其气体成分，其中氮
(N)
氧
(O)
和氩
(Ar)
三者合占大气总体积的
99.96,
，
其它气体含量甚微。除
22
表
1?1
大气的气体组成成分
水汽外，这些气体在自然界的温度和压力下总呈气体状态，而
且标准状况下
(
气压
1013.25h
Pa
，温度
20?)
。密度约为
1293g/m
。
由于大气中存在着空气的垂直运动、水平运动、湍流运动和分子扩散，使不同
高度、不同地区的空气得以进行交换和混合，因而从地面开始，向上直到
9
0km
处，空气主要成分
(
除水汽臭氧
和若干污染气体外
)
的比例基本上是不变的。因此，
在
90km
以下可以把干洁空气当成分子量为
28.97
的“单一成分”来
7
处理。在
90km
以上，大气的主要成分仍然是氮和氧，但平均约从
80km
< br>开始由
于紫外线的照射，氧和氮已有不同程度的离解，在
100km
以上，氧分子已几乎全部
离解为氧原子，到
250km
以上，氮也基本上都解离为氮原子。
大气中的氧是一切生命所必须的，这是因为动物和植物都要进行呼吸，都要在
氧化作用中得到热能以维持生命。氧还决定着有机物质的燃烧、腐败及分解过程。
< br>植物的光合作用又向大气放出氧并吸收二氧化碳。
大
气中的氮能够冲淡氧，使氧不致太浓，氧化作用不过于激烈。大量的氮可以
通过豆科植物
的根瘤菌固定到土壤中，成为植物体内不可缺少的养料。
大
气中的水汽来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物的蒸腾，
并借助空气的
垂直交换向上输送。空气中的水汽含量有明显的时空变化，一般情况
是夏季多于冬季。低
纬度暖水洋面和森林地区的低空水汽含量最大，按体积来说可
占大气的
< br>4,
，而在高纬度寒冷干燥的陆面上，其含量则极少，可低于
0.01,
。从垂
直方向而言，空气中的水汽含量随高度的
增加而减少。观测证明，在
1.5
—
2
km
高
度上，空气中水汽含量已减少为地面的一半
;
在
5km
高度，减少为地
面的
1/10;
再
向上含量就更少了。
大气中水汽含量虽不多，但它是天气变化中的一个重要角色
。在大气温度变化
的范围内，它可以凝结或凝华为水滴或冰晶，成云致雨，落雪降雹，成
为淡水的主
要来源。水的相变和水分循环不仅把大气圈、海洋、陆地和生物圈紧密地联系
在一
起，而且对大气运动的能量转换和变化，以及对地面和大气温度都有重要的影响。<
/p>
表
1?1
中
所列的臭氧、二氧化碳、甲烷、氮氧化物
(NO
、
NO)
和硫化物
(SO
、<
/p>
HS)
等其在大气中
2222
的含量虽很少，但对大气温度分布及人类生活却有较大的影
响。
大气中的臭氧主要是由于在太阳短波辐射下，通过光化学作用，氧分子
分解为
氧原子后再和另外的氧分子结合而形成的。另外有机物的氧化和雷雨闪电的作用也
能形成臭氧。大气中的臭氧分布是随高度、纬度等的不同而变化的。在近地面层臭
氧含量很少，从
10km
高度开始逐渐增加，
在
12
—
15km
以上含量增加得特别显著，
在
20
—
30km
高度处达最大值，再往上则逐渐减少，到
55km
高度上就极少了。造成
这一现象的原因是
由于在大气的上层中，太阳短波的强度很大，使得氧分子解离增
多，因此氧原子和氧分子
相遇的机会很少，即使臭氧在此处形成，由于它吸收一定
波长的紫外线，又引起自身的分
解，因此在大气上层臭氧的含量不多。在
20
—
30km
高度这一层中，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这就造成了臭
氧形
成的最适宜条件，故这一层又称臭氧层。在低于这一层的空气中，太阳短波紫外线<
/p>
大大减少，氧分子的分解也就大为减弱，所以氧原子数量减少，以致臭氧形成减
少。
臭氧能大量吸收太阳紫外线，使臭氧层增
暖，影响大气温度的垂直分布，从而
对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。同时
它还形成一个“臭氧保护
层”，使得到达地表的对生物有杀伤力的短波辐射
(
波长小于
0.3μm)大大降低了
强度。从而保护着地表生物和人类。观测表明，近年来大气平流层中的臭氧有减少
的现象，尤以南极为最。据研究这与在制冷工业中人为排放氟氯烃的破坏作用有关
(<
/p>
详见第八章第二节
)
。
< br>
大气中的二氧化碳、甲烷、一氧化二氮等都是温室气体，它们对太阳辐射吸收
甚少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向周围空气和地面放射长波辐射。因此
它们都有使空气和地面增温的效应。观测证明，近数十年来这些温室气体的含量都
有与年俱增的趋势，这与人类活动关系十分密切
(
详
见第八章
)
。
8
由于工业、交通运输业的发展，在废气不加以回收利用的
情况下，空气中增加
了许多污染气体。表
1?1
中所列举的一氧化碳、氨、二氧化硫、硫化氢等都是污染
气体。它们的含量虽微
，但对人类，对气候环境都带来一定的危害。
此外，大气中
还悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体
微粒有的来源于自然界，
如火山喷发的烟尘，被风吹起的土壤微粒，海水飞溅扬入
大气后而被蒸发的盐粒，细菌、
微生物、植物的孢子花粉，流星燃烧所产生的细小
微粒和宇宙尘埃等
;
有的是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中的大量烟粒
等。它们多集中于大气的底层。这多种多样的固体杂质，有许多可以成为水汽凝结
的核
心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射和吸收一部分太
阳辐射，也
能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大
气的能见度变坏。
液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。它
们常聚集在一起，
以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射
，对气候有
很大的影响。
(
二
)
大气的结构
15
大气总质量约
5.3?10t
，其中有
50,
集中在离地
5.5km
以下的层次内，在离
地
36
—
1000km
余的大气层只
占大气总质量的
1,
。尽管空气密度愈到高空愈小，到
700
—
800km
高
度处，空气分子之间的距离可达数百米远，但即使再向上，大气密
度也不会减少到零的程
度。大气圈与星际空间之间很难用一个“分界面”把它们截
然分开。目前我们只能通过物
理分析，确定一个最大高度来说明大气圈的垂直范
围。这一最大高度的划定，由于着眼点
不同，所得的结论也不同。通常有两种划法
:
一是着眼于大气中
出现的某些物理现象。根据观测资料，在大气中极光是出现高度
最高的现象，它可以出现
在
1200km
的高度上，因此可以把大气的上界定为
1200km
。这种根据在大气中才有，而在星际空间没有的物理现象确
定的大气上界，
称为大气的物理上界。另一种是着眼于大气密度，用接近于星际的气体密
度的高度
来估计大气的上界。按照人造卫星探测资料推算，这个上界大约在
2000
—
3000km
高
度上。
观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差
异的。根据温度、成分、
电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气
分为五层
(
图略
)
。
1.
对流层
对流层是地球大气中最低的一层。云、雾、雨雪等主要大气现象都出现在此
层。对流层
是对人类生产、生活影响最大的一个层次，也是气象学、气候学研究的
重点层次。
对流层有三个主要特征
:
(1)
气温随高度增加而降低
:
< br>由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高
度增加而降低。高山常年积雪，
高空的云多为冰晶组成，就是这一特征的明显表
现。对流层中，气温随高度增加而降低的
量值，因所在地区、所在高度和季节等因
素而异。平均而言，高度每增加
100m
，气温则下降约
0.65?
< br>，这称为气温直减率，
也叫气温垂直梯度，通常以
γ
表示
:
(2
)
垂直对流运动
:
由于地表面的不均匀
加热，产生垂直对流运动。对流运动的
强度主要随纬度和季节的变化而不同。一般情况是
:
低纬较强，高纬较弱
;
夏季较
强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道
9
向两极减小。在低纬度地区平均为
17
—
18km
，在中纬度地区为<
/p>
10
—
12km
，在
高纬度地区为
8
—
9km
。在同一纬度，尤其是中纬度，对流层厚度夏季较大，冬季
较小。同大气的总厚度比较起来，对流层是非常薄的，不及整个大气层厚度的
1,
。但是，由于地球引力的作用，这一层却集中了整个大气
3
/4
的质量和几乎全部
的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、
低层的空气进行交换，使近地面的热量、
水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要
的作用。
(3)
气象要素水平分布
不均匀
:
由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆
分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到
1
—
2km
高度。
边界层的范围夏季高于冬季，白昼高于夜晚，大风和扰动强烈的天气高于平
稳天气。在这
层里大气受地面摩擦和热力的影响最大，湍流交换作用强，水汽和微
尘含量较多，各种气
象要素都有明显的日变化。行星边界层以上的大气层称为自由
大气。在自由大气中，地球
表面的摩擦作用可以忽略不计。在对流层的最上层，介
于对流层和平流层之间，还有一个
厚度为数百米到
1
—
2km
的过渡层，称为对流层
顶。这一层的主要特征是
:
气温随高度的增加突然降低缓慢，或者几乎不变，成为
上下等温
。对流层顶的气温在低纬地区平均为
-83?
，在高纬地区约为
-53?
。该层可
阻挡对流层中的对流
运动，从而使下边输送上来的水汽微尘聚集在其下方，使该处
大气的混浊度增大。
2.
平流层
自对流层顶到
55km
左右为平流层。
在平流层内，随着高度的增高，气温最初
保持不变或微有上升。大约到
< br>30km
以上，气温随高度增加而显著升高，在
55km
高
度上可达
-3?
。平流层这种气温分布特征是和它受地面温度影响很小，特别是存在
着大量臭氧能够
直接吸收太阳辐射有关。虽然
30km
以上臭氧的含量已逐渐减
少，
但这里紫外线辐射很强烈，故温度随高度增加得以迅速增高，造成显著的暖层。平<
/p>
流层内气流比较平稳，空气的垂直混合作用显著减弱。
平流层中水汽含量极少，大多数时间天空是晴朗的。有时对流层中发展旺盛的
< br>积雨云也可伸展到平流层下部。在高纬度
20km
以上高
度，有时在早、晚可观测到
贝母云
(
又
称珍珠云
)
。平流层中的微尘远较对流层中少，但是当火山猛烈
爆发时，
火山尘可到达平流层，影响能见度和气温。
3.
中间层
自平流层顶到
85km
左右为中间层。该层的特点是气温随高
度增加而迅速下
降，并有相当强烈的垂直运动。在这一层顶部气温降到
< br>-113?
—
-83?
，其原因
是由
于这一层中几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐<
/p>
射又大部分被上层大气吸收掉了。
中
间层内水汽含量更极少，几乎没有云层出现，仅在高纬地区的
75
—
90km
高
度，有时能看到一种薄
而带银白色的夜光云，但其出现机会很少。这种夜光云，有
人认为是由极细微的尘埃所组
成。在中间层的
60
—
90km
高度上，有一个只有白天
才出现的电离层，叫做
D
层。
4.
热层
热层又称热成层或暖层，它位于中间层顶以上。该层中，气温随高度的增加而
迅速增高。
这是由于波长小于
0.175μm
的太阳紫外辐射都被该层中的
大气物质
(
主
要是原子氧
)
所吸收的缘故。其增温程度与太阳活动有关，当太阳活动加强时，温
度随高度增加很快升高，这时
500km
处的
气温可增至
2000K;
当太阳活动减弱时，
< br>温度随高度的增加增温较慢，
500km
处的温度也只有
500K
。
10
热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上，气温从
向上增温至转为等温
时，为其上限。在热层中空气处于高度电离状态，其电离的程度是不
均匀的。其中
最强的有两区，即
E
层<
/p>
(
约位于
90
—
130km)
和
F
层
(
约位于
160
—
350km)
。
F
层在白
天还分为
F
和<
/p>
F
两区。据研究高层大气
(
在
60km
以上
)
由于受到
12
强太阳辐射，迫使气体原子电离
，产生带电离子和自由电子，使高层大气中能
够产生电流和磁场，并可反射无线电波，从
这一特征来说，这种高层大气又可称为
电离层，正是由于高层大气电离层的存在，人们才
可以收听到很远地方的无线电台
的广播。
< br>此外，在高纬度地区的晴夜，在热层中可以出现彩色的极光。这可能是由于太
阳发
出的高速带电粒子使高层稀薄的空气分子或原子激发后发出的光。这些高速带
电粒子在地
球磁场的作用下，向南北两极移动，所以极光常出现在高纬度地区上
空。
5.
散逸层
这是大气的最高层，又称外层。这一层中气温随高度增加很少变化。由于温度
高，空气粒子运动速度很大，又因距地心较远，地心引力较小，所以这一层的主要
特
点是大气粒子经常散逸至星际空间，本层是大气圈与星际空间的过渡地带。
15
从总体来讲，大气是气候系统中最活跃，变化最大的组成部分，它的
整体热
容量为
5.32?10MJ
，且
热惯性小。当外界热源发生变化时，通过大气运动对垂直的
和水平的热量传输，使整个对
流层热力调整到新热量平衡所需的时间尺度，大约为
1
个月左右
，如果没有补充大气的动能过程，动能因摩擦作用而消耗尽的时间大约
也是
1
个月。
二、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈概述
(
一
)
水圈
水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候
形成和变化中最重要。
2
海洋是由世界大洋和邻近海域的含盐海水所组成。其总面积为
3.6
亿
km
，约
占地球表面的
71,
，相当于陆地面积的
2.5
倍。由图
1?3
可见，海洋的分布在南北<
/p>
半球是不对称的。在北极，是由大陆包围着的北冰洋，而南极则是广大海洋包围着
的南极大陆。南半球海洋的面积远大于北半球。海洋被插入其中的大陆分隔成不同
的区域，按其大小而言，依次有太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。
海水是由液态水和溶于水中的盐分及气体所组成的。在每
1000g
海水中溶有
NaCl23g
，
MgCl
和
Na
S22
分别为
5g
和
< br>4g
，此外还有少量
CaCl
和
KCl
及其它微量盐
分。海水中还溶有
少量的大气中的各种气体，其
2
中以
O
和
CO
对海洋生物过程和气候过程十
分重要。
22
由于海洋对太阳辐射的反射率比陆面小，海洋
单位面积所吸收的太阳辐射能比
陆地多
25,
< br>—
50,
。全球海洋表层的年平均温度要比全球陆面温度
约高
10?
左右。海
面受热后由于波浪
的作用，将热量向下传输
11
混
合，产生一个暖层。暖层平均水温在
20
—
25?
左右。在暖层之下水温迅速下
降，成为斜温层。斜温
层之下是水温很低的第三层。在第三层底部水温约在
0
—
5?
左右。在极地海洋地区从表面至洋底皆为冷水层。
据估算，到达地表的太阳辐射能约有
80,
为海洋表面所吸收。通过海水内部的
运动，海洋上层平均厚
1016
度约为
240
m
的水温有季节变化，其质量为
8.7?10t
，热容量为
36.45?10MJ/?;
而陆面温度有
季变的
1515
平均厚度只有
10m
，质量为
3?10t
< br>，其热容量只有
2.38?10MJ/?
。大气、
海洋活动层和陆地活动层的质量比是
1?10.4?0.55
，热容量比是
1?68.5?0.45
。可
见，无论从力学和热力学效应来看，海洋在气候系统中具有最大的惯性，是一个巨
大的能量贮存库。如果仅考虑
100m
深的表层海
水，即占整个气候系统总热量的
95.6,
。仅此一端就可见其
在气候系统中的重要性。上层海洋与大气或冰的相互作
用时间尺度为几个月到几年，而深
层海洋的热力调整时间则为世纪尺度。
(
< br>二
)
陆面
< br>58
陆面有时亦称岩石圈。岩石圈的变化时间尺度甚长，其中如山脉形成的时间<
/p>
尺度约为
10a
，大陆—
10
699
飘移的时间尺度约为
10
—
10a
，而陆块位置和高度
变化的时间尺度则更在
10a
以上。它们的这些特征对地质时期
的气候变化是有巨大影响的，但对近代在季
节、年际、十年际乃致百年际的气候变化中是
可以忽略的。在上述近代气候变化的
时间尺度内，除火山爆发外，对大气的作用主要还是
发生在陆地表面。因此在气候
系统中通常不用岩石圈这个更广泛的名词，而采用陆面一词
。
陆地表面具有不同的海拔高度和起伏形势，可分为山地、
高原、平原、丘陵和
盆地等类型。它们以不同的规模错综分布在各大洲之上，构成崎岖复
杂的下垫面。
在此下垫面上又因岩石、沉积物和土壤等性质的不同，其对气候的影响更是
复杂多
样。例如海陆分布与山脉大地形在动力学和热力学两方面对大气环流的形成起着重
要作用。地表土壤作为大气中微粒物质的一个主要来源，在气候变化中产生巨大的
影响。同时土壤还参与了气候和植被的相互作用。
(
三
)
冰雪圈
冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。目前全球陆地约有<
/p>
10.6,
被冰雪所覆盖，海冰的面积比陆冰的面积要大，但由于
世界海洋面积广阔，海冰仅
占海洋面积的
6.7,
。陆地雪盖有季节性的变化，海冰有季节性到几十年际的变
化，而大陆冰原和
冰川的变化要缓慢得多，只有在几百年甚至到几百万年的周期上
其体积和范围才显示出重
大的变化。冰川和冰原的体积变化与海平面高度的变化有
很大关系。
由于冰雪具有很大的反射率，在冰雪覆盖下，地表
(<
/p>
包括海洋和陆地
)
与大气间
的热量交换被阻止，因此冰雪对地表热量平衡有很大影响。它是气候系统中的一个
重要子系统。
(
四
)
生物圈
生物圈主要
包括陆地和海洋中的植物，在空气、海洋和陆地生活的动物，也包
括人类本身。生物圈的
各部分在变化的时间尺度上有显著差异，但它们对气候的变
化都很敏感，而且反过来又影
响气候。生物对于大气和海洋的二氧化碳平衡，气溶
胶粒子的产生，以及其它与气体成分
和盐类有关的化学平衡等都有很重要的作用。
植物可以随着温度、辐射和降水的变化而发
生自然变化。其变化的时间尺度为一个
季节到数千年不等。而植物又反过来影响地面的粗
糙度及反射率以及蒸发、蒸腾和
地下水循环。由于动物需要得到适当的食物和栖息地，所
以动物群体的变化也反映
了气候的变化。人类活动既深受气候影响，又通过诸如
12
农牧业、工业生产及城市建设等，不
断改变土地、水等的利用状况，从而改变
地表的物理特性以及地表与大气之间的气体交换
，产生对气候的影响。
综上所述，为了弄清地球气候形成、
分布和变化的机制，我们必须面对的是一
个非常复杂的气候系统。它的每一个组成部分都
具有十分不同的物理性质，并通过
各种各样的物理过程、化学过程甚至生物过程同其它部
分联系起来，共同决定各地
区的气候特征。
第三节
有关大气的物理性状
一、主要气象要素
气象要素是指表
示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压、湿度、风
向、风速、云量、降水量、能
见度等等。
(
一
< br>)
气温
在一定的容积内，一
定质量的空气，其温度的高低只与气体分子运动的平均动
能有关。即这一动能与绝对温度
T
成正比。因此，空气冷热的程度，实质上是空气
分子平均动能的表现。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能
增加，气温也就升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动
能
随之减少，气温也就降低。
气温的单位
:
目前我国规定用摄氏度
(?)
温
标，以气压为
1013.3hPa
时纯水的冰
< br>点为零度
(0?)
，沸点为
10
0
度
(100?)
，其间等分
100
等份中的
1
份即
为
1?
。在理
论研究上常用绝对温标，
以
K
表示，这种温标中一度的间隔和摄氏度相同，但其零
度称为“绝对零度”，规定为等于摄氏
-273.15?
。因此水的冰点为
273.15K
，沸点
为
373.15K
。两种温标之间的换算关系如下
T=t+273.15?t+273 (1?2)
大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表。
(
二
)
气压
气压指大气的压强。它是空气的分子运动与地球重力场综合作用的结果。
若以
P
代表气压，
F
< br>代表面积
A
上所承受的力，则
若
M
为任何
面积
A
上的大气质量，在地球重力场中，
g
为重力加速度，则这个
面积
A
上大气柱的重量为
F=Mg
(1?4)
在静止大气中，面积
A
上大气柱的重量就是该面上所承受的力。将
(1?3)
式代
入
(1?4)
式得
即静止大气中任意高度上的气压值等于其单位面积上所承受的
大气柱的重量。
当空气有垂直加速运动时，气压值与单位面积上承受的大气柱重量就有一
定的差
值，但在一般情况下，空气的垂直运动加速度是很小的，这种差别可以忽略不计。
13
一般情况下气压值是用水
银气压表测量的。设水银柱的高度为
h
，水银密度为
ρ，水银柱截面积为
S
，则水银柱的重量
W=ρgh?S。由于水银柱底面积的压强和外
界大气压强是一致的，从
而所测大气压强为
2
所以气压单位曾经用毫米水银柱高度
(mmHg)
表示，现在通用百帕
(hPa)
来表
示
。
1hPa
等于
1cm
面
-2
积上受到
10
牛顿
(N)
的压力时
的压强值，即
-221hPa=10N/cm (1?7)
当选定温度为
0?
，纬度为
45?
的海平面作为标准时，海平面气压为
101
3.25hPa
，相当于
760mm
的
水银柱高度，曾经称此压强为
1
个大气压。
(
三
)
湿度
表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。大气湿
度状况与云、雾、降水等
关系密切。大气湿度常用下述物理量表示
:
1.
水汽压和饱和水汽压
大气压力是大气中各种气体压力的总和。水汽和其它气体一样，也有压力。大
气中的水汽所产生的那部分压力称水汽压
(e)
。
它的单位和气压一样，也用
hPa
表
示
。
在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度
，如果水汽含量达到
此限度，空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和空气。饱和空气的
水汽压
(E)
称
饱和水汽压，也叫最大
水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。实验和理
论都可证明，饱和水汽压随温
度的升高而增大。在不同的温度条件下，饱和水汽压
的数值是不同的。
< br>
2.
相对湿度
相对湿度
(f)
就是空气中的实际水汽压与同温
度下的饱和水汽压的比值
(
用百分
数表
示
)
，即
相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。当其接近
100,
时，表明当时空气接近
于饱和。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。
3.
饱和差
在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差
(d)
< br>。即
d=E-e
，
d
表示实际空气距离饱和的程度。在研究水面蒸发时常用到
d
，它能反映水分子的
蒸发能力。
4.
比湿
在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量
(
水汽质量加上
干空气质量
)
的
比值，称比湿
(q)
。其单位是
g/g
，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也
有用每千克质量湿空气中所含水汽质量
的克数表示的即
g/kg
。
式中，
m
为
该团湿空气中水汽的质量
;m
为该团湿空气中干空气的质量。据
此公
式和气体状态方程可
wd
导出
14
注意式中气压
(P)
和水汽压
(e)
须采用相同单位
(hPa)
，
q
的单位是
g/g
。
由上式知，
对于某一团空气而言，只要其中水汽质量和干空气质量保持不变，
不论发生膨胀或压缩，
体积如何变化，其比湿都保持不变。因此在讨论空气的垂直
运动时，通常用比湿来表示空
气的湿度。
5.
水汽混合比
< br>一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比(γ)即
:(
单位
:g/g)
据其定义和气体状态方程可导出
6.
露点
在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点
温度，简称
露点
(T)
。
d
其单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低只与空气
中的水汽含量有关，水汽含量
愈多，露点愈高，所以露点也是反映空气中水汽含量
的物理量。在实际大气中，空气经常
处于未饱和状态，露点温度常比气温低
(T,T)
。因此，根据
T
和
T
的差值
，可以大致判断空气距离饱和的程度。
dd
上述各种表示湿
度的物理量
:
水汽压、比湿、水汽混合比、露点基本上表示空<
/p>
气中水汽含量的多寡。而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示空气距离饱和的程
度。
(
四
)
降水
降水是指从
天空降落到地面的液态或固态水，包括雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、
霰、冰粒和冰雹等。降
水量指降水落至地面后
(
固态降水则需经融化后
)
，未经蒸
发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，
降水量以毫米
(mm)
为单位。
<
/p>
在高纬度地区冬季降雪多，还需测量雪深和雪压。雪深是从积雪表面到地面的
垂直深度，以厘米
(cm)
为单位。当雪深超过
5cm
时，则需观测雪压。雪压是单位面
积
上的积雪重量，以
g/cm
为单位。
2
降水量是表征某地气候干湿状态的重要要素，雪深和雪压还反映当地的寒冷程
度。
(
五
)
风
空气的水平
运动称为风。风是一个表示气流运动的物理量。它不仅有数值的大
小
(
风速
)
，还具有方向
(
风向
)
。因此风是向量
。
风向是指风的来向。地面风向用
16
方位表示，高空风向常用方位度数表示，
即以
0?(
或
360?)
表示正
北，
90?
表示正东，
180?
表示正南，
270?
表示正西。在
16
方位中，每相邻方位间的角差为
22.5?<
/p>
。
风速单位常用
m/s
、
knot(
海里
/
小时，又称“节”，
)
和
km/h
表示，其换算关
系如下
1m/s=3.6km/h 1knot=1.852km/h
1km/h=0.28m/s 1knot=1/2m/s
15
2
风速的表示有时采用压力，
称为风压。如果以
V
表示风速
(m/s
)
，
P
为垂直于
风的来向，
1m
面积上
2
所受风的压力
kg/m
，其关系式
2P=0.125V (1?13)
(
六
)
云量
云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合物的可见聚合群体
，底部不
接触地面
(
如接触地面则为雾
)
，且具有一定的厚度。云量是指云遮蔽天空视野的成
数。将地平以上全部天空划分为
10
份，为云所
遮蔽的份数即为云量。例如，碧空
无云，云量为
0
，天空一半为云所覆盖，则云量为
5
。
(
七
)
能见度
能见度指视力正常的人在当时天气条件下，
能够从天空背景中看到和辨出目标
物的最大水平距离。单位用米
(m)
或千米
(km)
表示。
二、空气状态方程
空气状态常用密度(ρ)、体积
(V)
、压强
(P)
、温度
(t
或
T)
表示。对一定质量
的空气，其
P
、
V
、
T
之间存在函数关系。例如，一小团空气从地面上升时，随着高
度的增大，其受到的压力减小，随之发生体积膨胀增大，因膨胀时做功，消耗了内
能，气温乃降低。这说明该过程中一个量变化了，其余的量也要随着变化，亦即空
气状
态发生了变化。如果三个量都不变，就称空气处于一定的状态中，因此研究这
些量的关系
就可以得到空气状态变化的基本规律。
(
< br>一
)
干空气状态方程
根据大量的科学实验总结出，一切气体在压强不太大，温度不太低
(<
/p>
远离绝对
零度
)
的条件下，一定质量气体的压强和体积的乘积除以其绝对温度等于常数，即
上式是理想气体的状态方程。凡严格符合该方程的气体，称理
想气体。实际
上，理想气体并不存在，但在通常大气温度和压强条件下，干空气和未饱和
的湿空
气都十分接近于理想气体。
在标准状态下
(P=1013.25hPa
，
< br>T=273K)
，
1mol
的气
体，体积约等于
22.4L
，即
V=2
2.4L/mol
。因
000
此
该值对
1mo
l
任何气体都适用，所以叫普适气体常数。
对于质量为
M
克，
1
摩尔气体的质量是
μ
的理想气体，在标准状态下
，
16
这是通用的质量为
M
的理想气体状态方程，又称做门捷列夫
-
克拉珀珑方程
。
它表明气体在任何状态下，压强、体积、温度和质量
4
个量之间的关系
(
计算时要
< br>注意单位的统一
)
。
在气象学中，常用单位体积的空气块作为研究对象，为此，常将
(1?
16)
式中
4
个量的关系变为压强、温
度和密度
3
个量间的关系，即
式中
R
称比
气体常数，是对质量为
1
克的气体而言的，它的取值与气体的性
质
有关。
上式表明，在温度一定时
，气体的压强与其密度成正比，在密度一定时，气体
的压强与其绝对温度成正比。从分子
运动论的观点来看，这是容易理解的。气体压
强的大小决定于器壁单位面积上单位时间内
受到的分子碰撞次数及每次碰撞的平均
动能，如分子平均动能大且单位时间里碰撞次数多
，故压强也就大。
如前所述可以把干空气
< br>(
不含水汽、液体和固体微粒的空气
)
< br>视为分子量为
28.97
的单一成分的气体来处理，这样
干空气的比气体常数
R
为
d
干空气的状态方程为
P=ρRT (1?18) d
(<
/p>
二
)
湿空气状态方程与虚温
在实际大气中，尤其是在近地面气层中存在的总是含有水汽的湿空气。在
常温
常压下，湿空气仍然可以看成理想气体。湿空气状态参量之间的关系，可用下式表<
/p>
示
P=ρ′R′T (1?19)
*
式中
R′
=R/μ′，μ′是湿空气的分子量，ρ′是湿空气的密度。由于湿空
气中水汽含量是变
化的，所以
μ′和
R′都是变量。
如果以
P
表示湿空气的总压强，
e
表示其中水汽部分的压强
(
即前述的水汽
压
)
，则
P
—
e
是干空气的压
强。干空气的密度(ρ)和水汽的密度
(P)
分别是
dw
*
式中
R
为水汽的比气体常数，R=R/μ=8.31/18J/(g?K)
=0.461 5J/g?K(μ
为水
汽分子量
=18g/mol)
。
wwww
17
因为湿空气是干空气和水汽
的混合物，故湿空气的密度
ρ
是干空气密度
ρ
与
水汽密度
ρ
< br>之和，即
dw
上式为湿空
气状态方程的常见形式。如果引进一个虚设的物理量——虚温
(T)
，即
v
高些。引入虚温后，湿空气的状态方程可写成
P=ρRT (1?22) v
式中
R
是干空气的比气体常数。为了书写方便，把
< br>R
的下标
d
省去了。比较湿
空气和干空气的状态方
d
程，在形式上是
相似的，其区别仅在于把方程右边实际气温换成了虚温。虚温
的意义是在同一压强下，干
空气密度等于湿空气密度时，干空气应有的温度。虚温
和实际温度之差
< br>?T
为
< br>可见空气中水汽压
e
愈大，这一差值便愈大。在低层大气
，尤其是在夏季，
e
值较高，这时必须用湿空气状态方程，但在
高空，
e
值相对地较小，因而
?T
很小，
这时便可用干空气状态方程，而不致造成大的误差。
第二章
大气的热能和温度
第一节
太阳辐射
一、辐射的基本知识
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<
/p>
24
能量来源。一年中整个地球可以由
太阳获得
5.44?10J
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。
二、太阳辐射
(
< br>一
)
辐射与辐射能
18
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。
-10
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
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
2W/m
。
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。
<
/p>
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
2
射强度
(I)
。其单位是
W/m
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。
2
设一物体的辐射出射度为
F(W/
m)
，在波长
λ
至
λ+dλ
间的辐射能为
dF
，
则
式中
F
是单位波长间隔内的辐射出射度，
F
是波长的函数，称为分光辐射出射
度，或单色辐射通量
λλ
密度。因
F
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
λ
且还取决于物体
所处的状态。
F
随波长
λ
的变化可以用图形来表示，如图
2?2
所示。图中<
/p>
F
随
λ
的变
λλ
化曲线称为辐射光谱曲线。
19
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
Q
，被吸收的为
Q
，被反射的为
Q
，透过的为
Q
。
根据能量守恒原理
oard
Q+Q+Q=Q
ardo
将上式等号两边除以
Q
，得
o
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
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。
20
(
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
I
。在其中用绝热线悬挂一个
非黑体物
体，它的温度与容器
λT
b
温度一样亦为
T
，它的辐射强度为
I
，吸收率为
K
。
这样非黑体和器壁之间将要
达到辐射平衡。器壁放
λTλT
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
I-(1-K)I-
I=0 (2?5)
λTBλTλTbλT
除以
I
，得
λTv
(2?6)
从放射率的定义得
所以
K=e (2?8) λTλT
2?
8)
式是基耳荷夫定律的基本形式，它表明
:?
在一定波长、一定温度下，一个
物体的吸收率等
( <
/p>
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。
?
下标
λ
表示在一定温度
(T)
及
< br>I
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
一下，不同波长的
K
、eλλλ
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<
/p>
的函数。从
(2?6)
式得
I=K?I (2?11) λTλTλTb
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
< br>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。
21
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
4E=ζT (2?12)
Tb
-824
上式称斯蒂芬
-
波耳兹曼定律。式中
ζ=5.67?10W/
(m?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。
<
/p>
3.
维恩
(Wein)
< br>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(λ)是随温度的升高而
逐渐向波长较短的
m
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
λT=C (2?13) m
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
λT=2 896μm?K (2?14) m
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
< br>尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。
第二节
地面和大气的辐射
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
(
一
)
太阳辐射光谱和太阳常数<
/p>
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
λ
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
m
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
22
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<
/p>
7,
。
<
/p>
2
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
1cm
面积内
，
1min
内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用
I
表
示。太阳常数虽经多年观测研究，由于观测设
备、技术
0
2
以及理论校正方法的不
同，其数值常不一致，变动于
1359
—
1418W/m
之间。
1957
年国
际地球物理年决定采
2
用
1380W/m
。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
2
阳常数值约为
1367(?7)W
/m
，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
< br>21370W/m
。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
2
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/m
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<
/p>
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
:?
总辐射能有明显地减弱
;?
辐射
能随波长的分布变得极不规则
;?
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。
23
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。
< br>
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<
/p>
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
24
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
(<
/p>
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，<
/p>
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,<
/p>
。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,
< br>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。
< br>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)
25
(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，<
/p>
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。<
/p>
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
I
，而到达地面后为
I
，则
0
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<
/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<
/p>
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=Ip (2?17) 0
式中，
I
为到达地面的太阳辐射强度
;I
为太
阳常数
;p
为空气透明系数
;m
为大
气质量数。
0
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
< br>(
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
。
26
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。
总辐射
3.
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
< br>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
;
< br>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
;
< br>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
。
< br>2
据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，为
212.
3
—
252.1W/m
。青海、新
疆和黄河流域次之，为
22159.2<
/p>
—
212.3W/m
。而长江流域与大部
分华南地区则反而减少，为
119.4
—
159.2W/m
。这是因为西北、华
27
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
< br>60,
，洁白的雪面甚至
可达
9
0,(
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,<
/p>
，
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。
二、地面及地
-
< br>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
R=(Q+q)(1-a)-F
(2?21) g0
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
;F
为地面的
有效辐射。
0
显然，地面辐射能量的收支，决定于地面的辐
射差额。当
R,0
时，即地面所吸
收的
太阳总辐射大于
g
地面的有效辐射，地面将有热量的积累
;
当
R,0
时，则
地面因辐射而有热量的
亏损。
g
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。
28
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
R
表示整个大气层的辐射差额，
q
表示整个大气层所吸收的太阳辐射，
F
，
F
分别表示地面及大气
ag0?
上界的有效辐射，则整个大气层辐射差额的表达式为
R=q+F-F (2?22) aa0?
式中
F
总是大于
F
的，并
q
一般是小于
F
—<
/p>
F
，所以整个大气层的辐射差额是负
值，
大气要维持热
?0a?0
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
R=(Q+q)(1-a)+q-F (2?23) 5a?