气象学与气候学
主讲人：舒秋贵
授课对象：国土资源学院2012地理科学专业1.2班
第一章绪论
教学目标
一、知识目标
1、了解本学科的研究内容及发展过程
2、了解本学科与其它学科之间的联系
二、能力目标
1、通过学习使学生了解本学科在地理科学中的作用和地位
2、通过学习了解本学科在实际生产生活中的应用
三、德育目标
1、通过引论学习，学会用科学的观念看待本学科的研究内容
2、通过了解本学科在军事等方面的应用激发学生的学习兴趣
教学重点：
1、气象学、气候学、天气学的概念及所研究对象
2、本学科与其他学科的关系
教学用具:多媒体课件
教学方法：讲授法、谈话法
教学课时：2学时
教学内容：
一、学习气象气候学的意义
出行前了解天气，自然界出现的各种天气现象产生的原因；
天气与健康的关系；
气象与农业、工业、旅游业、林业等的关系
二、气象学与气候学的研究对象
（一）气象学和气候学
1、气象学
（1）气象：简单地说，大气物理现象称气象。如风云雨雪、虹晕雷电、冷暖干湿。
（2 ）气象学：研究发生于大气中的的一切物理现象和物理过程，探讨其演变规律和变化，并应用于实践的科学。
(3)气象学研究的主要内容
把大气当作研究的客体,从定性和定量两方面来说明大气的特征；
研究导致大气现象发生和发展的能量来源、性质及其转化；
研究大气现象的本质，进而解释大气现象，寻求其发生、发展的规律；
应用上述规律，控制自然和改造自然、造福人类。
大气污染学，农业气象学、林业气象学、天气学、气候学等。
（4）气象学的分支
1）天气学
某地某一瞬时或短时间内由各种气象要素综合所决定的大气状态称天气。
定量描述天气变化的特征量：如气温、湿度、气压、日照、降水、风向、风速、云等称气象要素。
研究天气的变化规律和预告未来天气的一门科学，称天气学。
2）气候学
某地长时间的大气状况，包括正常年份和特殊年份出现的大气状况称气候。例如：江西历年平均气温16.4-19.8℃（正常年份），1953年2月6日彭泽县出现了-18.9℃（特殊年份）。 研究气候的变化规律，综合分析和描述一地的气候特征的一门科学称气候学。
2、气候学
（1）大气污染学
近年来环保专业开设了这门课。
（2）大气物理学
研究大气热力学、动力学、光学、电学、声学变化规律的一门科学。属气象专业学习范畴。
自然地理学研究自然地理环境各要素（气候、地貌、水文、土壤、植被和动物界等）的特征、形成机制和发展规律，研究它们之间的相互关系，彼此之间物质循环和能量转化的动态过程，从整体上阐明其变化发展规律，。
气候学是研究气候系统的形成过程、分布、变化规律的科学。而气候系统是由大气圈、水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈等子系统构成的整体。气候学的基本任务就是阐明它们之间的相互作用、相互制约的物理基础，掌握气候形成和分布的规律，并预测未来的气候变化趋势及改造不利的气候条件。
气候学是气象学中与地理和环境科学关系密切的一门分支学科，属于自然地理学的一个部门。
（3）天气与气候的区别
1）概念不同：
天气：某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态（温度、相对湿度气压等）和大气现象（风、云、雨、雪、降水等）的综合。属于短时间内的微观现象
气候：是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。不仅包括该地多年平均天气状况，也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。属于长时间宏观现象。
①长时间：≥15天世界气象组织（WMO）规定：30年味整编气候资料的时段长度的最短年限，并以1931-1960年的气候要素的统计量作为可比较标准对于当前气候，规定用刚刚过去的30年的平均值作为准平均，每过10年更新一次。（姜世中编《气象学与气候学》2010年第一版P2）
②不仅包括该地多年平均天气状况，也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。
2）各自研究的系统不同：
天气系统：仅是大气中所产生的天气现象，是个单纯的系统
气候系统：包括大气圈、水圈、冰雪圈、岩石圈（陆面）、生物圈（动物、植物、人）五个子系统（（姜世中编《气象学与气候学》2010年第一版P3）），是个庞大的系统，各个
系统相互联系、作用，并决定着气候的长期平均状况。气候具有地方性的特点。
五个子系统分别是如何作用于气候的？
参考：（姜世中编《气象学与气候学》2010年第一版P3）
由气候系统的概念可知：现代的气候学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、地球化学、地理学、冰川学、地质学、天文学、生物学等众多学科相互渗透、共同研究的交叉科学。
下列表述中，表示天气的有：
A 三亚市某日的最高气温30°C，最低气温20°C ，午后有雷阵雨。
B 在中国，东部地区7月较为闷热；北方地区1月和2月多严寒天气；
C 某市年平均气温为25°C.
D 昆明四季如春。
下列词语中，表示气候的是
A 风雨交加
B 风和日丽
C 冬冷夏热
D 阴转多云
（4）联系：
1）均为大气状况
2）多年天气特征综合为气候
三、气象学与气候学与其它学科的关系
自然地理学研究的对象是自然地理环境。自然地理环境是由大气、岩石、水和生物等圈层组成的自然综合体。组成自然地理环境的上述诸要素是相互影响和相互制约的。
气候学属自然地理学的一个部门
（一）与区域地理学的关系
1、不同的自然地理环境形成不同的气候类型
2、气候条件不同，又改变着自然地理环境：
1、不同的自然地理环境形成不同的气候类型
例：东亚：海陆热力差异最大
（背靠最大的大陆—欧亚大陆，面对最大的大洋—太平洋）
形成冬季寒冷、干燥，夏季炎热多雨的季风气候。
美国东岸：陆地面积小，受墨西哥湾流影响，形成冬季温暖、降
水多，夏季凉爽潮湿的海洋性或大陆湿润性气候
2、气候条件不同，又改变着自然地理环境：
1潮湿地区：植物、动物种类多，土壤发育良好，形成多层次的生物圈。
植物：直径1米的王莲、红木、从高大的乔木——低等的苔藓都有分布。
动物：大象、猴、猿、鳄等
2干旱地区：动物、植物极其稀少，种类也单一。
植物：耐旱的沙枣类。
动物：穴居类、啮齿类、爬行类。
（二）与部门自然地理学的关系
1、气候条件不同，地貌类型不同。
岩溶地貌：地质条件：碳酸岩类
气象条件：高温、高湿、湿热天气。
例如：广西桂林、云南路南石林、贵州黄果树地区
冻土地貌：气温要有周期性的变化，导致岩体破坏、位移。
2、气候条件不同，土壤类型不同：
气候是影响土壤形成过程的最基本因素之一。它影响着成土的过程、方向、强度分布
等
热带——砖红壤：高温多雨、潮湿1、腐殖质层
2、风化后的AL2O3（约有十几米厚）
3、母质层
温带——暗红壤：冬季寒冷，夏季暖热多雨1、枯枝落叶层
2、腐殖质层
3、沉积层（约有2米厚）
4、母质层
四、当今气象气候学研究热点
全球(环境)变化Changing Earth：气候全球变暖-生态环境全球变化-人类生存环境受到挑战和威胁—如何应对？
优先研究内容之一
海-陆-气相互作用与水分循环和全球变化的关系
(1) 全球变化与海-陆-气相互作用及其模式和模拟；
(2) 全球变化对我国区域水分循环的影响与内陆的干旱化对全球变化的影响。
五、气象气候学授课内容与学习任务
1.授课内容
气候学的气象基础------大气的组成、水、热和运动；
气候学的天气基础；
气候的形成、气候带和气候型的划分和分布规律，以及气候变化和人类活动对气候的影响。
2.本课程学习的任务
通过系统的学习，全面地掌握大气中的物理现象、物理过程和大气运动的基本原理；
了解天气演变和气候的形成、分布、变化的基本原理；
了解人类对天气、气候的影响和改造的基本原理；
了解气象气候因素在自然环境及经济环境中的作用及影响，了解其在资源开发及社会经济活动中它是一个不可忽视的因素之一；
通过气象学与气候学的学习使学生能够胜任未来的教师工作。
六、参考文献
1.《气象学与气候学》，周淑贞主编高等教育出版社。
2.《气象学基础》，丁登山，高等教育出版社。
3.《现代天气学原理》，伍荣生，高等教育出版社。
4.《气候学》，罗汉民，气象出版社。
5.《现代气候原理》，潘守文等，气象出版社。
第二章大气概述
§1 大气的组成和结构
教学目标
一、知识目标
1.熟练掌握干洁空气的概念、成分及作用
2.掌握大气中的水汽、固体杂质的来源及分布
3.理解固体杂质、液体微粒的作用
4.熟练掌握大气垂直方向的五个分层，温度分布特点及原因
5.理解大气高度的划分
二、能力目标
1、通过阅读教材培养学生整理知识结构、提取重点知识、分析知识间内在联系的能力
2、通过读图填图表等方式培养学生分析问题的能力和逻辑思维能力
三、德育目标
初步认识大气对整个地理环境及人类活动的影响，使学生树立正确的人地观，激发学生进一步探索大气环境的兴趣
教学重点：
1、大气中的主要成分在大气中的作用
2、大气的垂直分层及各层的主要特征
教学难点：
1、臭氧含量的变化及分布的原因，南极臭氧空洞出现的原因
2、大气逆温形成的原因分析及对气候的影响
教学用具:多媒体课件
教学方法：导学法、讨论法
教学课时：2学时
教学内容：
一、大气的组成
1.干洁大气
除去水汽及其它悬浮的固体和液体质粒的混合空气。
干洁大气特点
90km以下气体的组成成分比较稳定均匀，90km以上大气各成分随时空发生变化；
在标准情况下密度为1293g/m3 。
标准情况：气压为1013.25hpa,温度为0°C。
90km以下气体的组成成分比较稳定均匀，通常作为“单一”气体来处理，其分子量为28.966; 90km以上受太阳太阳紫外线的照射发生离解，大气各成分随时空发生变化；
大气中几种主要气体简介
（1）氮气（nitrogen, N2）
大气中含量最大的气体成份，影响大气的密度、气压。
冲淡氧，使氧不至于太浓，氧化作用不至于太激烈。
氮是生物体的重要组成元素。
氮是生物体的重要组成元素，是肥料三要素之一
（2）氧气（oxygen, O2 ）
各种生命活动不可缺少的物质能吸收太阳辐射中的紫外线(ultraviolet, UV)，使到达地面的紫外线减少，同时影响大气的温度。
(3)臭氧的时空分布规律
来源：主要是在太阳紫外线辐射作用下，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而成。低层大气有机物的氧化和雷雨、闪电作用也能形成臭氧。
空间变化特点：10km以下含量很少，20～25km浓度最大，称为臭氧层（ozone layer)
时间变化特点：随季节而变化，春季最大，夏季最小
臭氧的作用
能强烈地吸收太阳辐射中的紫外线（特别是对生物有很强伤害作用的波长小于0.29微米的紫外线(ultraviolet, UV) ）。
对人和地球上的生态系统起到了屏障和保护作用。
对高层大气有“加热”作用，使10至50km高度的气层温度增高。
分布特点：主要分布在10～40km高度处，极大值出现在20~25km附近，称为臭氧层。
作用：能吸收太阳紫外辐射的99%，保护地面生物，是地球生命的“保护伞”。
臭氧洞(ozone hole──一个重要的环境问题
80年代初，在南极大陆发现了臭氧含量明显减少的大片区域，称为臭氧洞。
产生原因：人类活动释放的大量氟氯烃（CFC），在高层带电粒子的作用下离解出氯离子Cl- ，而Cl-在以下过程中可起催化作用.
对人的伤害：皮肤癌、眼癌、青光眼、白内障等疾病的患病率大幅度上升。据估计，紫外线透过率每增加10%，这几种疾病的患病率可增加20至60%。
（4）二氧化碳（carbon dioxide, CO2 ）
二氧化碳的作用：
植物进行光合作用、制造有机物质的重要原料；
能吸收地面与大气的红外辐射(infrared, IR)，对地面具有保温作用（称为温室效应(greenhouse effect) ）。
含量的多少影响人体健康。
大气中二氧化碳的循环
(Cycle of carbon dioxide in the atmosphere)
CO2的生成：生物呼吸、有机物的分解、燃烧、火山爆发、海洋释放等。
CO2的消失：植物光合作用(photosynthesis)、海洋吸收等。
大气中二氧化碳的变化规律
CO2的日变化(diurnal variation)：主要取决于光合作用
白天午后达最低值，日出前后达最高值
CO2的年变化(annual variation) ：
秋季达最低值，春季达最大值
CO2的长期变化(long-term change) ：
由于人类活动，大气中CO2浓度不断升高。在十七世纪工业革命前,全球平均大约为280ppm，但现在则高达380ppm.
大气中CO2浓度的年变化
由于CO2的温室效应(greenhouse effect)，其浓度升高导致全球变暖。根据用各种气候数学模型进行的模拟计算，CO2倍增（相对于工业革命前的270至280ppm）将使全球平均气温上升1.5到4.5℃。未来的100年内全球平均气温可能上升1.4到5.8 ℃。这样大幅度的气温变化必然会引发一系列重大的环境变化。
气候变暖的后果
影响全球水分平衡，引发极端气候现象频繁发生；如干旱、暴雨、龙卷风等
影响生物的生态适应性；影响农作物的产量和品质；冰雪消融，海平面上升
全球变暖将使北极、格陵兰岛、南极和高山上的积雪融化，导致海平面上升。据计算，如果全球冰雪全部消融，全球海平面将上升约69m！
水汽的特点
是唯一能在自然条件下发生相变(phase transformation)的物质，因此它是天气变化的最重要的角色。
是自然界潜热(latent heat)最大的物质。
能吸收地面与大气的红外辐射，和二氧化碳一样对地面有保温效应。
2.大气中的水汽(water vapour, moisture)
雾、云、雨、雪、雹等天气现象都是水汽相变的产物。
大气中的水汽来源于地面的蒸发(evaporation)和植物蒸腾(transpiration) ，因凝结降水而返回地面。处在不断的循环之中。
含量变化规律：随高度减少；与地理因素关系密切；随时间变化大
水汽的生消和分布：大气中变化较大的气体，一般低纬多于高纬。
3.气溶胶粒子(aerosol particle)
气溶胶粒子：悬浮在大气层中沉降速率很小的固体、液体微粒。
组成：有机物—花粉、微生物、细菌无机物—灰烬、尘埃、小水滴等
作用：作为凝结核(condensation nucleus)，使水汽凝结成水滴、冰晶，影响云、降水的形成；能吸收辐射，影响着地面与近地层的温度变化。
4.大气污染物质(pollutant in the atmosphere)
大气污染物：由于人类或自然过程而产生的对生物有害的大气成分。
二、大气的结构
（一）大气层的厚度，即大气层顶的高度
气象学：把肉眼能够看到的大气现象的最大高度定义为大气层顶（或大气上界upper limit of the atmosphere ）。最大高度为1200KM，该处偶然还能看到极光(polar light, aurora)现象。
物理学定义：空气质点不能脱离地球引力场的作用而逃逸到宇宙空间去的最大高度。不超过3200km。
卫星技术实测：把大气密度减小到与星际密度相同的高度定义为大气层顶；卫星测量结果为：2000-3000KM。
极光——是由太阳喷焰中发射的高能粒子与高层大气中的空气分子相撞，使之电离，并在地球磁场的作用下，偏于两极上空而形成的一种光现象。
（二）大气质量及其铅直分布
（三）大气的铅直结构(V ertical Structure of the Atmosphere)
大气在铅直方向上的物理性质有很大的变化，根据大气温度的垂直分布特点，并考虑密度、电离状况等因素，可将大气分为五层。一. 对流层(troposphere) 二.平流层(stratosphere)三.中间层(mesosphere)四.暖层（热层）(thermosphere)五.散逸层(exosphere)
1.对流层(troposphere)
厚度：随纬度、季节而不同，0—12km（低纬17—18km，中纬平均：10 —12km，高纬8—9km；夏季高于冬季）
对流层的主要特点：
（1）集中了80%以上的大气质量和几乎全部的水汽
（2）温度随高度的升高而降低，平均每100m降低0.65℃
（3）具有强烈的对流(convection)与乱流(turbulence)运动
（4）气象要素(meteorological element)的水平分布很不均匀
问题
为什么在对流层顶，低纬度温度（-85OC）小于高纬度（-53OC）？
对流层的分层
根据内部温度、湿度、气流运动和天气状况的不同划分为：
低层（摩擦层）：高度约1 —2km，特点：对流强，水汽多、粉尘多，气温日变化明显，湍流明显。低云、雾、浮尘等出现频繁。
中层：低对流层—6km，特点：云、雨、雪多产生于此层，受地面縻擦小，为自由大气层。上层：中层-对流层顶(tropopause) ，特点：气温常在0OC以下，水汽少，云由冰晶、过冷水滴组成，风速大。中纬度及低纬度地区常出现急流（风速30米/秒的强风带）
2.平流层(stratosphere)
（1）气温随高度而升高；平流层顶气温可达-3 —-17℃；
（2）空气以水平运动为主，气流运行平稳，没有强烈的对流；
（3）水汽和尘埃很少，很少有云，透明度好，适合高空飞行。。
厚度从对流层顶向上，一直到55km左右为平流层。这一层集中了大气中的大部分臭氧，空气密度很小。
3.中间层(mesosphere)
从平流层顶向上，到85km左右为中间层。其主要特点有：
（1）温度随高度而迅速降低，顶部温度可达-83—-113℃；
（2）有强烈的铅直运动，故又称为高空对流层。
4.暖层(thermosphere)
从中间层顶向上，到大约800km左右为热层（又称热成层、暖层）。其主要特点有：（1）气温随高度而升高；300km处气温可达1000℃，顶部可高达2000℃；
（2）空气在强烈的太阳紫外线与宇宙射线作用下处于高度电离状态，故又称为电离层（ionosphere）。温度随高度上升增加很快(氧原子吸收波长小于0.175微米的太阳紫外线辐射);
5.散逸层( exosphere)
热层以上为外层（又称散逸层），是大气圈与星际空间的过渡带。其主要特点有：（1）空气非常稀薄
（2）温度随高度升高而升高。
（3）空气质点的运动速度很快，受到的地球引力很小，可逃逸到星际空间。
§2 大气的物理性状
教学目标
一、知识目标
1.熟练掌握各主要气象要素的定义、单位及公式
2.掌握干空气、湿空气的状态方程
3.能利用仪器准确测定主要的气象要素
二、能力目标
通过气象要素的学习，培养学生自己动手操作的能力及与同学的合作能力
教学重点：
1、主要气象要素的作用单位
2、学会使用测量仪器测量气象要素
教学用具:多媒体课件
教学方法：导学法
教学课时：2学时
一、气象要素
气温，气压，湿度，降水，风，云量，能见度
（一）气温
气温的单位：我国规定用摄氏度（℃）温标。在理论研究上常用绝对温标，以K 表示。
绝对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-273.15℃。两种温标之间的换算关系：T=t+273.15≈t+273
三种温度之间的换算关系为：t℃= 5/9（t'℉一32）TK=t℃+273.15 t'℉=9/5t℃＋32
式中t、t'及T分别为摄氏温度、华氏温度及绝对温度的数值。
（二）大气压力
?在任何表面上(观测高度)，由于大气的重量所产生的压力，叫做大气压。
?现在通用单位：百帕（hPa）,?1hPa=100Pa= 100N/m2 =1mb
?气压随高度指数递减
在气象上，气压通常用观测高度到大气上界单位面积上垂直空气柱的重量来表示。
一般情况下气压值用水银气压表测量。气压的单位在气象上是用毫米水银柱高（mmHg）来表示。并规定气温在0 ℃及标准重力加速度g＝9．80665米／秒2下760毫米水银柱所具有的压强为一个标准大气压，现在通用单位为百帕（1atm=1013.25百帕）。
在国际单位制中，压强的单位是帕斯卡（Pa）。定义1 帕斯卡＝牛顿·米-2。所以1 个大气压＝1．35951 ×104×9.80665×0. 76 =1013.25百帕气象上以前曾用毫巴作为气压的单位，1毫巴=1000达因·厘米－2，因1帕斯卡=10达因，厘米－2，所以1毫巴=100帕斯卡或1 毫巴= 1百帕（hPa）。
(三)湿度
表示大气中水汽量多少的物理量称大气湿度。大气湿度常用下述物理量表示：
1.水汽压和饱和水汽压
水汽压（e）：大气中的水汽所产生的那部分压力。
饱和水汽压（E）：在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽含量达到最大限度（饱和状态）时的水汽压。饱和空气的水汽压也叫最大水汽压。
温度是影响饱和水汽压的最主要的因素。
不同温度下的饱和水汽压饱和水汽压与温度的关系，可用马格奴斯（Magnus）半经验公式表示(E0=6.1hPa)：
2.相对湿度
相对湿度（f）: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f = e/ E ×100％
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。
相对湿度最高值出现在日出之前；最低值出现在午后（沿海地区除外，沿海地区最大值出现在午后）。
因饱和水气压随温度而变化，所以在同一水气压下，气温高时，相对湿度减小，空气干燥；反之，相对湿度增大，空气潮湿。
3.饱和差
饱和差（d）:在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差。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。如果空气中水气含量不变，温度下降时，饱和差减小。反之，温度升高，饱和差增大。当空气达到饱和时，饱和差为零。饱和差表明了空气距离饱和的程度。它的大小可以显示出水分蒸发能力，故常用于水分蒸发。（温度的升降引起饱和水汽压的升降）
4.比湿
比湿（q）:在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量的比值。其单位是g/g，或g/kg。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(不需要考虑温度变化引起饱和水汽压的变化)来表示空气的湿度。
5.水汽混合比
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（单位：g/g）
意义：藉此因子了解潮湿未饱和空气中所含水汽的多少。
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（Td）。
思考：为什么露点可用来表示湿度？
（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、雪、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。
（五）风
风：空气的水平运动。风是一个表示气流运动的物理量。风是向量：具有数值大小（风速）和方向（风向）。
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°。
风向符号及意义：
风杆上的横道叫做风尾。风杆上画有风尾的一端，即指示风向。第一道风尾为4米/秒，即风力为2级。一个风旗，表示风力为8级。风尾和风旗均放在风杆的左侧。
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
风速的表示有时采用压力，称为风压。P=0.125V2
（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。
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、大气状态方程
1、
(1)
式中，R*为普适气体常数，其值为8.3143×103J/(kmol·K)，n为气体分子量，Kg/Kmol 2、干空气状态方程
由式（1）变形得到：
(2)
对于干空气而言，M/V 即为干空气的密度，R*/n 称为干空气的比气体常数（n=28.966)，用Rd 表示，其值为287.04J/（kg ·K ）
Pd 代替，于是式（2）变为
(3) 3、湿空气状态方程
同理，式（1）也适用于水汽。水汽的分子量为18.016，进行同样的变形和运算后可得到水汽的状态方程：
式中，e 为水汽压，Pa ，Rw 水汽的比气体常数，其值为461J/（kg ·K ）。 一般情况下，湿空气的密度等于水汽的密度和干空气的密度之和，湿空气的压力等于干空气
于是
虚温的物理意义：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为：
水汽压e 越大，差值越大。在地层大气，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 较小，这时可用干空气状态方程。
第三章 大气热能和温度
§1 辐射的基本知识
教学目标: 一、知识目标
了解辐射、辐射光谱，辐射三定律 二、能力目标：
培养读图分析问题的能力
教学重点：
辐射光谱与辐射三定律的意义
教学用具: 多媒体课件
教学方法：讲授法、图表分析法
教学课时: 2学时
教学内容：
一.辐射与辐射能
1.概念：
物体以电磁波或粒子的形式向外放射能量的方式叫做辐射(radiation) ，放射的能量叫做辐射能(radiation energy) ，也简称辐射。
太阳不停的以辐射的形式向外放出能量。
2.辐射能的量度
（1）辐射通量
单位时间内通过任一表面的辐射能，单位为W或J/S。分入射辐射通量和放射辐射通量。（2）辐射通量密度
单位时间内通过单位面积的辐射能，单位为W/M2。分入射辐射通量密度和放射辐射通量密度，表征辐射能力或放射能力
（3）辐射强度
单位时间内与辐射能流方向相垂直的单位面积上的辐射能。单位W/M2。
二、辐射光谱(radiation spectrum)
辐射能量按波长的分布就是辐射光谱
气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射，它们的波长范围大约在0.15～120 μm
辐射能是以电磁波的形式传输的。波长范围较广，其中电磁波中肉眼看得见的、波长为0.4-0.76微米的部分为可见光。
从理论上来说，辐射的波长可以从0到∞，但可以测出的辐射的波长范围约为10-10到1010μm
三.物体对辐射的吸收、反射和透射
设投射到某一物体上的辐射能为Ｑ，被该物体吸收(absorption)Qa，反射(reflection)Qr，透射(transmission) Qt，根据能量守恒定律，应有: Qa＋Qr＋Qt＝Q
用a、r、t分别表示上式左边的三项，a、r、t分别称为吸收率（absorptivity) 、反射率（reflectivity)和透射率（transmissivity)
即：
a＋r＋t＝1
黑体与绝对黑体
如果物体对某种波长的吸收率为1，则这种物体对该种波长为黑体（black body）。
如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都等于1，则这种物体就叫做绝对黑体（absolute black body）。
四.辐射的基本定律
1.基尔霍夫（Kirchhoff）定律
任意物体的在某一温度T时对波长λ发射能力Iλ,T与绝对黑体的发射能力Iλ,T,b之比称为该物体的放射率ελT：
ελT ＝ I λ,T ／ I λ,T,b
基尔霍夫定律：任何物体在某一温度T 时对波长λ的辐射的发射率等于对同一波长的辐射的吸收率：
为吸收率, 发射率
不同的物体，辐射能力强，其吸收能力也强，反之－－－ 由 则
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。
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-波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律
绝对黑体的总放射能力与其表面温度的四次方成正比。即： ETB=σT4
ζ为斯蒂芬－波尔兹曼常数，其值为5.67×10-8 W/m2·K4。
如太阳表面温度为6000°K ，而地球表面的平均温度为288°K ，因而，太阳表面单位面积上放射的能量要比地球表面放射的能量大几百万倍。
如太阳表面温度为6000°K ，而地球表面的平均温度为288°K ，因而，太阳表面单位面积上放射的能量要比地球表面放射的能量大几百万倍。 3.维恩（Wein ）定律
绝对黑体辐射能力最大值所对应的波长λmax 与绝对黑体的绝对温度T 成反比，即： λmax ＝C/ T
其中C 为维恩常数，当波长以μm 为单位时，其值为2896μm ·K 。
例如，太阳放射的最大辐射波长0.5微米，而地球放射的最大辐射波长为10微米。 辐射的规律小结
(1)辐射能力强的物体，其吸收辐射的能力也强；反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。黑体吸收能力最强，放射能力也最强。
(2)温度较高的物体单位面积放射的总能量，要比温度低的物体放射多。
(3)物体温度愈高，其放射的最大辐射的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其放射的最大辐射波长愈长。
§2 太阳辐射
教学目标: 一、知识目标
T T
k λλε=T k λT λεTb I /I T T T k λλλλε==Tb
I I T T k λλλ=
1、熟练掌握太阳辐射、太阳辐射光谱、太阳常数的概念，大气对太阳辐射吸收的特
点，影响直接辐射的因素
2、掌握太阳辐射波长、大气对太阳辐射的散射、到达地面的太阳总辐射及影响因素
二、能力目标：
1、培养读图、绘图分析问题的能力
2、培养运用大气热力性质的知识解释实际问题的能力
三、德育目标：
1、认识大气热力作用对地球生态环境的影响，增强环保意识
2、保护大气层，防止臭氧层的破坏和全球变暖趋势的发展
教学重点：
1、大气对太阳辐射的削弱过程
2、影响直接辐射的因素
教学用具: 多媒体课件
教学方法：讲授法、图表分析法
教学课时: 2学时
教学内容：
1.太阳辐射光谱定义
太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。
一. 太阳辐射光谱
2.太阳辐射光谱的能量分布
大气上界太阳辐射能99%集中
在0.15~ 4μm，其中：
紫外线区：λ< 0.4μm 占7%
可见光区：0.4≤λ≤0.76μm，占50%
红外线区：λ>0.76μm, 占有43%
可见光部分能量所占比例最大，辐
射能量最大值对应的波长为：
λmax = 0.475μm
二、太阳辐射强度和太阳常数
1.太阳辐射强度（I）
单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，单位：焦耳/厘米2.分。
影响到达大气顶的I的因素：太阳高度角，日地距离，日照时间
太阳高度角(solar altitude) （h）：太阳直射光与地表面测点切线间的夹角。
太阳高度角h：h越大，I也越大；h越小，I也越小。
日地距离：I与日地距离平方成反比。南半球冬夏温差大于北半球。
日照时间：I与日照时间成正比。
2.太阳常数(Solar Constant, So)
日地平均距离时，在大气上界垂直于太阳光线的平面上，单位时间单位面积接受的太阳辐射量。
R SC =1367W·m -2
三、大气对太阳辐射的削弱作用 1.大气对太阳辐射的吸收
吸收太阳辐射的物质：主要是O 2，O 3，CO 2，H 2O 等 O 2 吸收 <0.2μm 的紫外线，主要发生在高层大气
O3 吸收紫外线， 在0.2-0.3 μm 在强烈的吸收带，使 <0.3μm 的紫外线不能到达地面，能减少太阳总能量的4%
CO 2 主要吸收红外线，强度较弱
H 2O 主要吸收红外线，吸收量占13% 尘埃、水滴也可吸收部分太阳辐射 特点
1) 大气对太阳辐射的吸收具有选择性； 2) 大气吸收太阳辐射占总量的24%；
3) 平流层以上气层主要是O2，O3吸收紫外线，吸收率接近于1；平流层以下主要是水汽和CO2对红外线的吸收；
4) 整个大气层对可见光的吸收率约为0.1，而太阳辐射能量集中在可见光区；因此，低层大气因吸收太阳辐射而增温是很少的，太阳辐射不是对流层的直接热源。
2.大气对太阳辐射的散射
散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波冲击时，引起质点中的电子振动，而向四面 八方放射电磁波。
（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射
当散射质点很小，其半径a 远小于波长， 即 a<< λ时，散射强度与波长的4次方成反比 ～雷利散射定律，即：
其中e λ 为单位容积空气对某波长入射光的散射率，c 为常数 意义：辐射波长愈短，受到质点的散射作用愈强。
∴分子散射具有选择性
即：分子散射主要是散射短波辐射
为什么晴朗天空呈蓝色？
例：紫光λ =0.44，红光λ =0.7， 即： λZ ≈0.63 λH 紫光的散射率为：
4
44
6.4
0.16z H H c
c λλλ=
=
4c e λλ
=
蓝紫光散射率比红橙光要大得多。这就是晴朗天空呈蓝色的原因。
（2）粗粒散射（米散射, Mie scattering）
质点半径与波长 接近时的散射为粗粒散射
特点：
粗粒散射与波长无关，对各波长的散射能力相同
∴大气较混浊时，大气中悬浮较多的的尘粒与水滴时，天空呈灰白色
3.大气云层及微粒对太阳辐射的反射
云层与大颗粒尘埃能将太阳辐射反射回太空。
反射对波长没有选择性。云的反射率与云厚、云状及云量等因素有关，一般来说云的平均反射率约为0.50 ─0.55。
被云层反射的太阳辐射占总量的23%
四、到达地面的太阳辐射
太阳辐射被大气减弱后，分两部分到达地面：
太阳直接辐射(direct solar radiation)：以平行光的形式直接投射到地平面的太阳辐射。
太阳散射辐射(Diffuse/scattered radiation)：经大气质点散射后，自天空各个方向投射到地面的太阳辐射。
直接辐射与散射辐射之和称为太阳总辐射。
1、直接辐射(direct solar radiation) （S）：太阳光以平行光线形式直接投射到地面的辐射。影响直接辐射的因素有：
（1）太阳高度角
（2）大气透明度
I= I0 P m布格公式（Bouguer）
P为透明系数，即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：m为大气质量数。
太阳高度角从两方面影响直接辐射：
（1）h越小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而在地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小；
（2）h越小，太阳辐射穿过的大气层愈厚。
在相同大气质量下，受大气透明度的影响，太阳辐射也不完全一样。
2、散射辐射(Diffuse/scattered radiation)(D)：太阳光经散射后到达地面的部分。
影响散射辐射的因素：
（1）太阳高度角大，入射辐射量多，散射辐射也相应地增强；
（2）透明度差，参与散射作用的质点多，散射辐射也强；
（3）云量大，散射辐射大。
3、总辐射(global radiation) （W）：W=S+D
（1）影响太阳总辐射的因素
太阳高度角越大，W越大；云量越多，W越小
（2）总辐射的时空分布规律
夜间几乎为零，日出后逐渐上升，中午最大；一年中夏季大，冬季小。
一般纬度越低，总辐射越大，反之越小
世界年总辐射量最小值在南北半球的极区，最大值在非洲东北的沙漠地带。
五、地面对太阳辐射的反射
影响地面反射率r的因子有：
1）地表性质
如地面颜色、土壤湿度、粗糙度、植被、积雪等。
2）太阳高度角
地面吸收太阳总辐射:W(1－r)
因此，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然有很大的差异，这也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。
一般地：陆地表面的r约为10%~30%，且随着太阳高度的减小而增大，深色土比浅色土小，粗糙土比平滑土小；
水面随着太阳高度角和平静度而变，太阳高度角愈小，其反射率愈大，波浪起伏的水面，其平均反射率为10%，对陆地稍小。
§3. 地面和大气辐射
教学目标:
一、知识目标
1、熟练掌握地面有效辐射及影响因素、地面辐射差额、大气逆辐射等概念
2、熟练掌握大气保温的形成原因及对地面的影响
3、掌握地面辐射、大气辐射、大气窗、保温效应、辐射差额等概念
二、能力目标：
1、培养读图、绘图分析问题的能力
2、培养运用地面有效辐射的知识解释实际问题的能力
教学重点：
1、地面的有效辐射及影响因素
2、大气的保温效应与温室效应的区别与联系
教学用具: 多媒体课件
教学方法：导学法、讲授法、动画分析
教学课时: 2学时
一、地面和大气的辐射
1. 地面辐射R0(terrestrial radiation/Long-wave radiation-up)
(1) 地面辐射波谱
地面的平均温度约为288K，其辐射95%以上集中在3~80 μm ，其最大能量的波长约为10 μm。因此，地面辐射都是红外辐射。相对于太阳辐射而言，都是长波辐射(long-wave radiation) 。
(2) 地面辐射的作用
是对流层大气的直接热源，也是主要热源。
给大气提供能量,因为地面的辐射中的大部分能被大气中的二氧化碳和水汽吸收。这是大气
中能量的一个重要来源。
2. 大气辐射
(1)大气辐射光谱：主要集中在4~120 μm，最大能量的波长为15 μm。
(2)大气逆辐射RA(atmospheric counter radiation /long-wave radiation-down) ：投向地面的大气辐射。其值主要受大气温度、湿度、云量、海拔高度等因素的影响。
(3)大气逆辐射的作用：温室效应
温室效应(greenhouse effect/ atmospheric effect)产生的原因：
大气对太阳短波辐射吸收很少，能让大量的太阳辐射到达地面；
大气能强烈地吸收地面的长波辐射，使地面失热不致过多，同时又向地面放射大气逆辐射。由于大气的温室效应，使近地面的平均温度提高了38℃
3. 地面有效辐射
(1) 地面有效辐射(Re)定义
地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，叫做地面有效辐射(terrestrial effective radiation) 。即地面净损失的长波辐射。
Re=R0-δRA
δ为地面的相对吸收率。
在没有太阳辐射的情况下，地面的温度状况主要由地面有效辐射决定。地面有效辐射越大，地面的降温速度也就越快。
(2) 地面有效辐射的影响因素(P33)
地面温度，空气温度，空气湿度，云，海拔高度，风（白天、晚上），地表性质
思考题
为什么多云的夜晚较无云的夜晚气温高？
二、地面净辐射(terrestrial net radiation)
地面既吸收辐射，又放出辐射。
１、概念：在一定时期内，地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射差值,又叫地面辐射差额或辐射平衡(radiation balance) 。
Rn=W(1-r)－Re
地面获得的、用以增温或冷却的净辐射
２、Rn的时空分布
日、年变化：
日变化(diurnal variation of terrestrial net radiation) ：Rn白天为正值，夜间为负值；由正转为负值时在日落前一小时；由负转正值时在日出前一小时。
年变化(Annual variation of terrestrial net radiation) ：一年中,一般夏季Rn为正,冬季为负.最大值出现在较暖的月份,最小值出现在较冷的月份.随纬度而异。纬度越低，Rn保持正值的月份越多；纬度越高，Rn保持正值的月份越少。
地理分布：
由于海洋表面的反射率小，故海洋上的Rn比陆地大；
地面热量收支
净辐射将转换成热能，用于以下方面：
感热(Sensible heat)通量(H)：即通过湍流热交换传给大气；
潜热(Latent heat)通量(LE): 即蒸发（蒸腾）耗热量；
土壤热通量(G)：即从地面传到土壤的热通量。
因此有地面热量平衡方程：
Rn= H+LE+G
三、地-气系统的辐射平衡
1、概念——地-气系统辐射能净收入就是地-气系统的辐射平衡。包括地面及大气吸收的太阳辐射能减去返回宇宙的地面和大气的长波辐射能
２、随纬度分布规律
350N~350S之间为正值，在这范围以外的中高纬度地区为负值。
RS的这样分布，说明热带和副热带地区有热量盈余，而温带和寒带地区在热量亏损，因此必然会发生从赤道到两极的输送，这种能量的输送主要由大气环流和海上洋流来实现。
§4 大气的增温与冷却
教学目标:
一、知识目标
1、熟练掌握干空气绝热直减率、湿空气直减率及应用范围，大气稳定度的概念和判断方法，大气的不稳定能量
2、掌握大气的非绝热变化的几个方面
二、能力目标：
1、通过分析干绝热的过程和湿绝热的过程图,培养学生读图分析总结问题的能力
2、通过大气不稳定能量的学习培养学生的理论应用能力
教学重点：
1、干空气和湿空气的大气稳定度的判断方法
2、干绝热直减率与湿绝热直减率的应用范围
教学难点:影响湿绝热直减率的因素分析
教学用具: 多媒体课件
教学方法：谈话式教学法、讲授法、图表分析
教学课时: 2学时
教学内容：
一、水、陆表面的增热和冷却的差异
（1）吸收太阳辐射的能力不同，水体吸收太阳辐射的能力比陆地强。（陆对太阳的反射率为15%-30%，而水面的为10%-20%）
（2）透射太阳辐射不同，水体对太阳辐射基本上是透明的，除红色光和红外线之外，可见光和紫外光都可透射到水体深层，使太阳辐射分散到较厚的水层中。而地面对太阳光则是不透明，太阳辐射热集中在陆地的表面上；
（3）传递能量的方式不同，陆地一般都先靠分子的热传导，且导热率低，而水体能流动，有平流、对流、湍流、波浪、洋流。
（4）比热（热容量——单位质量的物体，每升高1℃时，所需要的热量）不同，岩石和土壤的比热（一般地为0.8374j/g.k）小于水的比热(纯水的比热为4.1868j/g.k)；
（5）水分蒸发耗热状况不同，水体水分供应充足，蒸发耗热量大，失热多，使地面温度不易升高，而水体上的空气因水分蒸发而具有较多的水汽，以致有较大的吸收长波辐射的能力，使空气温度增温，又以逆辐射形式还于水面，使水面及附近大气不易强烈降温，水体上空，云量多，使热量双不致于急剧散失，故大水体及附近地区温度变化和缓。
二、空气的增热和冷却
空气内能变化有两种形式。
1、大气的非绝热过程
空气与外界有热量交换而引起的状态变化过程。
空气与外界的热量交换方式有：
传导流动
辐射潜热
(1)辐射(radiation)：
这是地球和太阳、地球与宇宙空间之间能量交换的唯一方式，也是地面和大气之间能量交换的重要方式。
(2)传导(conduction) :
物体通过分子的碰撞将热能从一个分子传递给另一个分子，分子排列得越紧密，热量传递得越快，其传导能力取决于热导率。
传导是土壤中热交换的唯一方式，但在大气中传导的作用不大，因为空气是热的不良导体。
(3)流体运动(fluid flow) :
空气与水等流体一样，可以通过流动将热量从一个地方传向另一个地方，完成不同地点间的热交换。空气的流动方式有：
对流：空气的垂直运动叫对流。分热力对流和动力对流。
平流：空气的水平流动叫平流。
湍流：空气的不规则运动叫湍流，也叫乱流或紊流。产生湍流的原因也有热力和动力两种。
(4)潜热(latent heat)交换:
水从一种相态变为另一种相态时伴随着潜热的交换，如下图所示。
2. 空气温度的绝热变化(adiabatic change) :
绝热过程：空气块在与外界没有热量交换时的状态变化过程。
在大气中，空气块在作上升或下沉运动的过程中，所经历的气压会发生变化，根据状态方程，其温度必然也要发生变化。
气块上升时，气压降低，空气膨胀，对外作功，消耗内能，气温降低。
气块下沉时，气压升高，周围空气对气块压缩作功，使其内能增加，从而气温升高。
(1)干空气的绝热变化
干空气（也包括未饱和的湿空气）的绝
热变化叫干绝热变化(dry adiabatic change) 。
泊松公式：
T/T0=(P/P0)0.288
泊松方程表明，气块温度的变化唯一决定于气压的变化。气压降低时，温度降低，这是因为气压降低，气体膨胀对外作功消耗热能，从而降低温度：
例：气块初始状态时T0=273K，P0=1000hpa，求当气块气压变为1050hPa和900hPa时，T 分别是多少？