下载文档原格式
地球是太阳系唯一一个是以人类居住的行星.海洋: 占地球表面70%陆地:占地球表面30%地球的气候是适宜人类居住的.在人口爆炸的时代，气候的变化与人类生活休戚相关。
美国科学院(1975年)提议把气候系统的特性概括地分为：–热力特性——气温、水温、冰温和地温；–运动学特性一—包括风、洋流以及相应的铅直运动和冰块的运动；–含水特性—一指的是空气的含水量或湿度、云量和云中含水量、地下水、湖泊水位以及雪的含水量、陆冰和海冰的含水量；–静力特性——包括大气和海洋的压力和密度、空气的成分、海洋的盐度以及系统的边界层状况和物理常数。
•系统内部的各种物理过程、化学过程和生物学过程主要包括‘辐射过程、云过程、陆地表面过程、海洋过程、冰雪圈过程、温室效应气体(CO2、O3、H2O等)过程和气溶胶过程等。
•根据美国科学院的意见，完整的气候系统包括五个物理组成部，即大气圈、水圈、冰雪圈、陆圈和生物圈气候系统成员大气它是包围在地球外面的一层气体、是气候系统中最容易变化的部分。
对流层所具有的持征响应时间或热力调整时间的量级为—个月左石，也就是说，大气运动将热量向垂直方向和水平方向输送，可以在一个月内调整到一定的温度分布。
水圈它包括地表上空的液态水，也包括海洋、湖泊、河流和地下水。
其中四大洋对气候变化是最主要酌。
辐射到海洋表面的太阳辐射大部分都能被吸收。
由于海洋的热容量大，成为一个巨大的能源库。
洋流把大量的热量从赤道地区向极地地区输送，从而在全球能量平衡中起丁很大作用。
海洋的上层在数月到数年的时间尺度上与大气或海冰相互发生作用，而海洋深部的热量调节时间的量级却为几百年。
海洋还与大气交换二氧化碳因此对于气候系统的化学平衡也是有作用的。
冰雪圈它是由全世界的冰体和积雪所组成，其中包括大陆冰被高山冰川、海冰和地面雪盖、湖冰及河冰。
雪被和海约围有很大的季节变化，而冰川和1冰城的变化却耍缓慢得。
冰川和冰原纳体积相范围要在几百年到几时万年之内有明显的变化。
大气热力环流知识点大气热力环流是地球大气化学环境中最重要的过程之一，它控制着地球表面的温度、湿度、风向等气候变化。
大气热力学环流的本质是指地球上的热能的转移过程，这种转移的特征是：从热能密集的地区，热能通过大气输送至热能稀薄的地区，这就形成了大气热力环流。
大气热力环流主要受到大气中温度和对流层中的水汽影响，它由四大类运动组成：垂直运动、顺经运动、涡旋环流以及气旋环流。
其中，垂直运动指地面升起气流，随着高度的升高而减弱是热力环流的重要方式；顺经运动指的是由西向东的气流运动，它受到来自赤道的向西的大气热量的影响；涡旋环流由赤道太平洋的印度洋和太平洋上的一系列涡旋组成，它们由低纬度到高纬度的水平风流构成；而气旋环流，也叫飓风环流，是大气热量在中纬度地区大气内的环形运动，是一种非常激烈的大气环流和热力输送过程。
大气热力学环流对地球气候变化有着非常重要的影响。
热辐射的均衡是维持地球表面的温度的基本原理；垂直热量输送控制地球热量的分布，从而影响地区的季节性变化和气候构成；水汽的散布和输送的控制地球表面的湿度平衡，是保证地区气候的稳定性和可预测性的关键；大气热力输送对地球表面造成强大的热量压力，控制着中低纬度地区的风向，使得风向分布均衡，影响天气的形成；涡旋环流是地球减缓热量的重要渠道，它们再经过可变的位置和质量的调整，使得温室气体不容易堆积。
大气热力环流是地球气候变化的主要因素，它对于地球气候变化及其影响有着极大的影响，因此，研究大气热力环流过程，了解它对气候变化的影响，是研究大气气候学的核心内容，也是应对气候变化持续研究的重中之重。
目前，基于数值模拟的气候模式已经成为研究气候变化的主要工具。
气候模型通过模拟大气热力学环流，可以模拟和推断将来的气候变化情况，为气候变化的应对提供科学依据。
其中，重要的研究内容是检验和分析模型的可靠性，以及模拟各种地球热力环流的过程，精确模拟气候变化，并研究其对气候变化的影响趋势。
热力环流课件一、引言热力环流是指地球大气中的热量和水分在全球范围内的循环过程。
它对地球气候的形成和变化起着至关重要的作用。
本课件将详细介绍热力环流的概念、原理、影响因素以及具体的环流模式。
二、热力环流的概念热力环流是指地球大气中由于太阳辐射的不均匀加热而产生的气流运动。
它是地球气候系统中的重要组成部分，直接影响着全球气候的分布和变化。
三、热力环流的原理1. 太阳辐射和地球的能量平衡：太阳辐射主要集中在赤道附近地区，而两极地区辐射能量较少。
这导致了地球不同地区的温度差异，从而引发了热力环流的形成。
2. 热力环流的驱动力：热力环流的形成主要由地球的自转和地球表面的不均匀加热所驱动。
地球的自转导致了地球表面风的偏转，形成了气压差，从而引发了气流的运动。
3. 热力环流的传导方式：热力环流主要通过对流、辐散和辐合等方式进行传导。
对流是指由于温度差异引起的气流垂直运动；辐散是指气流的扩散和分散；辐合是指气流的汇聚和集中。
四、热力环流的影响因素1. 地球的自转和地球表面的不均匀加热：地球的自转导致了地球表面风的偏转，形成了气压差，从而影响了热力环流的形成和运动。
2. 地球的地形和地理位置：地球的地形和地理位置对热力环流的形成和运动起着重要的影响。
例如，山脉和海洋对气流的传导和分布有着显著的影响。
3. 大气中的水分含量：大气中的水分含量对热力环流的形成和运动起着重要的调节作用。
水蒸气的凝结和释放会释放出大量的热量，从而影响热力环流的强度和方向。
五、热力环流的具体模式1. 赤道低压带和副热带高压带：赤道低压带是指赤道附近的气压较低的区域，副热带高压带是指赤道附近的气压较高的区域。
它们之间形成了气压差，引发了热力环流的形成和运动。
2. 贝图尔风和西风带：贝图尔风是指赤道低压带和副热带高压带之间的东北风，西风带是指副热带高压带和极地低压带之间的西风。
它们是热力环流的重要组成部分，对全球气候有着重要的影响。
3. 季风环流：季风环流是指在亚洲、非洲和澳大利亚等地区，由于地形和地理位置的影响，形成了季风气候。
热力环流形成的原理及应用1. 原理热力环流是指由于地球表面的温度差异而形成的大气环流。
它的形成原理可以概括为以下三个方面：1.1. 1. 热力不平衡热力环流的形成首先源于地球表面的不均匀加热。
由于太阳辐射的不均匀分布和地球自转等因素，导致地球各地的温度差异。
热力环流利用了这种温度差异，使得热量在地球表面和大气层之间进行平衡传递。
1.2. 库仑力热力环流的形成还与库仑力有关。
库仑力是由于大气层中的气体分子的热运动而产生的，在温暖的地区，气体分子热运动剧烈，空气密度较低，而在较冷的地区，气体分子热运动较弱，空气密度较高。
因此，温暖的空气会上升，形成低压区，而冷空气则下沉，形成高压区。
1.3. 科里奥利力科里奥利力是指地球自转导致的效应，它对大气运动产生了影响。
由于地球的自转，它的气流在北半球会偏向右边，而在南半球会偏向左边。
这种偏转使得热力环流形成了典型的环状运动，从而形成了大气环流。
2. 应用热力环流的原理在地球科学和气象学中有着广泛的应用。
以下是热力环流在不同领域中的应用：2.1. 气候变化研究热力环流的形成原理有助于解释气候变化。
通过分析大气环流的变化，可以了解地球上不同地区的气候模式。
这对于预测气候变化以及制定适当的应对措施非常重要。
2.2. 气象预测热力环流的原理在气象预测中扮演着重要的角色。
了解大气环流的特点和运动规律，可以帮助气象学家预测天气现象，如台风、气旋、降水等。
这对于人们的生活和工作有重要的影响。
2.3. 可再生能源开发热力环流的原理也可以应用于可再生能源的开发。
例如，利用大气环流和风力资源，可以建设风力发电场。
风能作为一种清洁能源，能够有效地满足能源需求，并减少对化石燃料的依赖。
2.4. 建筑设计了解热力环流的原理还对建筑设计有着重要的指导意义。
例如，在炎热的地区，设计建筑物时可以利用热力环流的原理，选择合适的材料和建筑方式，以降低室内温度，提高舒适度。
3. 总结热力环流的形成原理和应用非常广泛。
大气科学概论知识梳理（大气运动的基本规律）一、大气的垂直运动——对流、热力环流北半球三圈环流示意图城市风——城市热岛效应二、大气的水平运动——风1)形成风的直接原因：水平气压梯度力2)水平气压梯度：同一水平面上单位距离间的气压差（有大小无方向）3)水平气压梯度力：大气水平运动的原动力，形成风的直接原因，有大小有方向。
方向为垂直于等压线，高压指向低压4)分析大气运动的步骤①建立坐标系② 分析小方块的受力情况③ 建立方程：F=ma ；v0=0④ 求解方程得到t1时刻的v1和s1三、参考系1) 由于物体的运动是相对的，因此要描述一个物体的位置和运动情况，就应该首先选定其他物体作为标准，并假定它（它们）是静止的，被选作标准的物体叫做参考系。
2) 坐标系：惯性坐标系：适用于牛顿运动定律的参考系（a m=F ）惯性坐标系下单位质量（m=1）：F t t v v t t v v dt dv F =--⇒--≈==01010101a 局地直角坐标系球坐标系 非惯性坐标系（ ） 自然坐标系柱坐标系3) 参考系选择① 太阳参考系是惯性参考系② 地球是非惯性参考系，它是旋转的③ 参考系如何选择？原则上是任意的。
④ 在气象研究中通常都选地球作为参考系。
4) 气象上最常用的坐标系：① 球坐标② 局地直角坐标在地球上可随意移动，在地球上的不同地点（x, y, z ）的方向是变化的；x 方向：与纬圈相切，向东为正y 方向：与经圈相切，向北为正z 方向：向上为正③ 自然坐标系④ p 坐标系，σa m F ≠四、受力分析1) 空气微团（流点、质块、质点）与连续介质假设假设：分子的平均间距为L 1流点的线尺度为L 2流动（运动）范围线尺度为L 3则： L 1 << L 2 << L 3即：要求流点足够大，包含足够多的气体分子要求流点足够小，相对于运动范围可看成一个点① 连续介质假设（将离散分子构成的实际流体看成由无数个上述流体质点没有空隙连续分布而构成，这就是连续介质假设。
《大气圈与大气运动》热力环流原理我们生活的地球被一层厚厚的大气所包围，这就是大气圈。
大气圈中的大气并不是静止不动的，而是时刻处于运动之中。
而热力环流，就是大气运动的一种重要形式。
要理解热力环流，咱们先得从温度说起。
在同一水平面上，不同的区域可能会接收到不同的热量。
比如说，在晴朗的白天，陆地升温快，温度高；而海洋升温慢，温度相对较低。
这就导致了陆地和海洋之间存在温度差异。
当一个地区的温度升高时，空气会受热膨胀上升。
想象一下，热空气就像是一个个充满了热气的气球，变得轻盈而向上飘浮。
相反，温度低的地区，空气会冷却收缩下沉。
下沉的空气就如同沉甸甸的石块，直坠而下。
这样一来，在受热地区，近地面的空气减少，形成了低气压；而高空因为有大量上升的热空气聚集，形成了高气压。
在冷却地区，近地面空气增多，形成高气压；高空空气减少，形成低气压。
接下来，空气就会从高压区流向低压区。
于是，就形成了一个简单的热力环流圈。
在水平方向上，空气从冷却地区的近地面流向受热地区的近地面；在垂直方向上，受热地区的空气上升，冷却地区的空气下沉。
让我们通过一个常见的例子来更深入地理解热力环流。
比如城市和郊区之间的热力环流。
城市里有大量的建筑物、人口密集、工业活动频繁，产生了大量的热量，使得城市的温度比郊区高。
城市就如同一个“热岛”。
城市温度高，空气受热上升，近地面形成低气压；郊区温度相对较低，空气冷却下沉，近地面形成高气压。
于是，近地面的风就从郊区吹向城市。
而在高空，城市的上升气流在高空向郊区扩散，郊区的下沉气流在高空也向城市补充。
热力环流的影响可不仅仅局限于此。
在山谷地区，白天山坡受热快，空气上升，山谷相对较冷，空气下沉，形成谷风；夜晚山坡冷却快，空气下沉，山谷相对温暖，空气上升，形成山风。
热力环流还对天气有着重要的影响。
在一些地区，由于海陆热力性质的差异，会形成季风。
比如在我国，夏季风从海洋吹向陆地，带来丰富的降水；冬季风从陆地吹向海洋，气候相对干燥。
一、热量平衡过程假设射入大气圈的能量为100个单位云层反射20个单位，大气散射返回宇宙空间6个单位，地面反射4个单位，地气系统共反射30个单位。
被大气吸收了16个，云滴吸收了3个，二者共吸收了19个单位。
地面吸收总辐射51个单位。
⏹地面因吸收总辐射而增温。
根据全球年平均地面温度，其射出长波辐射能量相当于117个单位，其中进入大气圈的有111个单位被大气吸收，只有6个单位透过大气窗口进入宇宙空间。
⏹大气吸收了19个单位的太阳辐射和111个地面长波辐射而增温。
然后进行长波辐射，射向地面的辐射(称为大气逆辐射)为96个单位，射向宇宙空间为64个单位。
⏹大气总共吸收（太阳19＋地面长波辐射111）130个单位。
⏹大气总共支出（射向地面96＋射向宇宙空间64）160个单位⏹全球大气的年平均辐射差额为负--30个单位亏损的能量，由地面向大气输送的潜热23个单位和显热7个单位来补充，以维持大气的能量平衡。
大气收：太阳19＋地面长波辐射111＋潜热23＋显热7＝160支：射向地面96＋射向宇宙空间64＝160地面收：太阳辐射51个＋大气逆辐射96个＝147支：进入大气111＋进入宇宙6＋潜热23＋显热7 ＝147宇宙空间(大气上界)进：100出：云反射20＋大气散射6＋地面反射4＋地面长波辐射6＋大气(和云)长波辐射64＝100大气圈顶太阳辐射时空分布的特点⏹全年日辐射总量低纬大于高纬, 季节变化低纬小于高纬。
⏹日辐射总量夏季大于冬季，其纬向梯度冬季大于夏季。
⏹春分日和秋分日赤道日辐射总量最大，向两极递减，极点为零。
⏹夏至日的日辐射总量从北回归线向南递减，南极圈内为零；向北递增，北半球高纬最大。
⏹冬至日的日辐射总量从南回归线向北递减，北极圈内为零；向南递增，南半球高纬最大。
辐射差额(又称净辐射或辐射平衡)⏹地面辐射差额：地面吸收的辐射与放出的辐射之差=地面太阳总辐射-地面有效辐射⏹大气辐射差额：大气吸收的辐射与放出的辐射之差=大气吸收的太阳辐射和地面辐射-（大气逆辐射+大气逸出辐射）⏹地气系统辐射差额：地面和大气系统吸收与放出辐射之差=地面与大气吸收的太阳辐射-地面和大气逸出辐射地面辐射差额的分布特征⏹地面辐射差额随纬度的增加而减少，在全球大部分地区为正值；⏹相同的纬度，海洋上地面辐射差额大于陆地，最大值出现在热带的海洋；⏹陆地上极大值出现在近赤道的南美、非洲和印度尼西亚的热带雨林区；⏹极小值出现在副热带的沙漠地区。
地气系统辐射差额分布特征⏹南北纬35°大体处于能量输入和输出的平衡点，净辐射为零；⏹在赤道附近的低纬地区，能量的输入大于输出，年平均净辐射为正，为热源；⏹在极地附近的高纬地区，能量的输入小于输出，年平均净辐射为负，为热汇；⏹海洋区域吸收的能量比陆地多，海洋是热源，陆地是热汇。
地面与大气热量平衡⏹地面辐射差额和大气辐射差额与潜热、显热等的热量传输相平衡。
⏹潜热：地面与大气之间由于水的相变而进行的热量交换，主要决定于两个因素：一是地面风速，二是地气水汽压差。
⏹显热：地面与大气温度不同而进行的热量交换，也主要决定于两个因素：一是地面风速，二是温度差。
海陆与大气热量交换的差异海洋提供给大气的 年平均潜热为293.08×10³J/cm²a年平均显热为50.24×10³J/cm²a大陆提供给大气的 年平均潜热为104.67×10³J/cm²a年平均显热为104.67×10³J/cm²a总体上来讲，海洋提供给大气的热量更多，且以潜热为主辐射差额无论冬夏都是海洋上最大--传给大气的热量也多1月份显热（直接提供给空气增温的热量）海洋也是最大的1月份潜热（因蒸发提供给大气增温的热量）海洋也是最大的说明1月份海洋是大气的热源，陆地是冷源。
7月份显热、潜热最小（但是此时海洋辐射差额最大），这时 ，7月海洋是大气的冷源，大陆是热源。
二、温度⏹ 温度是描述物体冷热程度的物理量。
实质上是分子平均动能的表现。
物体获得热量时，气温升高，失去热量时气温降低。
⏹ 有三种温标用于度量物体温度的高低:绝对温度(Kelvin)，摄氏温度(Celsius)和华氏温度(Fahrenheit)。
⏹ 华氏温度早在1700年由G.Daniel Fahrenheit 提出，他把当时用冰和盐水混合所得到的最低温度定为0 度，水结冰的温度为 32 度，水沸腾的温度为 212 度。
这样，从水的冰点到沸点均匀地划分180份。
温度的换算⏹ 摄氏温度是18世纪提出来的，它把水的冰点定为0度，沸点定为100度。
⏹ 绝对温度是从热力学的研究中导出来的，Kelvin 提出在分子热运动完全停止时物体的温度应该是–273.150 C , 这应该是绝对的0度。
一个最简单的地球表面温度模型⏹ 地球围绕太阳运行，它一面吸收太阳辐射，一面以它自身的温度向宇宙空间发射辐射。
其热量平衡关系应当有其中S 0 为太阳常数，T 为辐射平衡温度，α 为地球大气系统对太阳辐射的反射率S 0 = 1376 w/m 2 , α= 0.3可得T=255K （ -180C ）它远低于地球表面的实际平均温度 150C问题出在那里呢？α= 0? 此时T=279K （ 60C ）,仍然偏低。
大气的温室效应必不可少！大气的垂直温度分布⏹ 为什么大气温度随高度会有现在这样的变化？这是一个需要想清楚的问题。
⏹ 如果没有特殊原因，大气温度也应该随高度单调递减。
但现在有些层次温度是上升的，必须有热源。
在平流层温度升高是臭氧的吸收，在热层是氧分子的吸收。
地表温度的区域和季节变化以上所讲的主要是全球的年平均温度。
由于地球自转轴的倾斜、各个纬度太阳光入射角和日照时间的不同，地球各纬度的地面温度不同，并有季节变化。
()15.2733295000+=-=C K F C ()41041⎥⎦⎤⎢⎣⎡-=σαS T1月气温分布⏹ 等温线大致呈纬向分布，南半球比北半球规则，气温从赤道向高纬递减；⏹ 海陆分布影响气温分布：北半球洋面气温高于同纬度陆地，南半球洋面气温低于同纬度陆地； ⏹ 暖、冷洋流影响沿岸的气温分布；⏹ 极端低温中心：西伯利亚和格陵兰岛；⏹ 极端高温中心：澳大利亚中西部沙漠。
7月气温分布⏹ 等温线大致呈纬向分布，南半球较为规则；北半球南北温差减小；⏹ 海陆分布影响显著：北半球陆地气温高于同纬度洋面，南半球陆地气温低于同纬度的洋面；⏹ 北半球暖洋流的影响减弱，南半球冷洋流的影响明显；⏹ 极端低温中心：南极洲；⏹ 极端高温中心：撒哈拉沙漠。
地面温度变化与地面热量收支地面温度变化与地面热量收支示意图1．地面温度日变化曲线；2．地面热量支出日变化曲线；3．地面热量收入日变化曲线。
Tm ：地面最低温度；TM ：地面最高温度一天中地面最高温度、地 面最低温度出现在地面热 量收支相抵（平衡）的时刻。
对于北半球而言,一年中 地面最热月温度，一般出现在７月或８月，地面最冷月温度一般出现在１月或２月。
夜间冷却⏹ 辐射降温⏹ 辐射逆温层 静风 晴空 长夜 可达100m空气的温度高低实质是空气分子运动快慢（内能）的表现，所以空气既可以通过与外部的能量交换而升高或降低温度-气温的非绝热变化，也可以通过做功而变化--气温的绝热变化。
山地气候分布一座高山从下到上拥有不同的气候,山下湿润温暖,山上干燥寒冷,就象从热带到极地的气候分布一样。
所以,有人把喜马拉雅山成为地球的第三极。
外界强迫导致辐射收支不平衡⏹ 如果收支不平衡，事情会怎样呢？⏹ 就地球大气系统整体而言，如果大气上界进入的能量增加了，地球大气系统要增温，反之要降温。
⏹ 近来，很多讨论集中于人类活动对气候的影响。
也即讨论由于人类活动引起某种因子有变化，例如CO 2的浓度增加了，或气溶胶的浓度增加了，它会对全球气候产生什么影响。
这时，常常引用辐射强迫这个名词。
温室气体增加⏹ 讨论辐射强迫时先要确定一个参考时间，常用工业革命之前（1750年），假定这时候人类活动对自然界的影响不大，大气能量收支处于平衡状态。
而现在CO 2增加了，它增加了对地面发射的长波辐射的吸收，从而减少了大气顶部向外辐射的长波辐射，因此使地面要增温。
这是一个正的辐射强迫。
⏹ 气候模式计算表明，由于CO 2浓度倍增，即比工业革命之前的浓度增加一倍（280 – 560ppm ），大气顶出射的长波辐射要减少4w/m 2，即辐射强迫为正的4w/m 2。
从1750 – 2000年，CO 2变化从280 – 365ppm ，辐射强迫约1.5w/m 2。
⏹ 现在我们已经知道，许多温室气体的增加（CO 2, H 2O, CH 4, N 2O 等）都有正的辐射强迫。
云对辐射的制约地气系统的辐射通量在很大程度上受到云的制约。
云反射短波辐射，吸收长波辐射，在地球系统中可以产生正、负两种反馈，净效果难以预料。
dQ dP dT C p =-ρ1通常认为，低云量（暖的水云）增加，有助于抵销温室效应的增强；高云量（冰云）增加，则进一步加强温室效应。
气候模式中云的参数化问题是温室效应模拟不准确性的重要原因。
气溶胶的直接和间接辐射强迫⏹气溶胶的增加引起的辐射强迫就比较复杂，它有直接的辐射强迫和间接的辐射强迫。
⏹气溶胶的直接辐射强迫：指气溶胶浓度增加后，它对太阳辐射的散射和吸收会增加，但散射作用会使地球大气系统反射太阳辐射增加，是一种负的辐射强迫；而吸收则使入射的太阳辐射增加，是一种正的辐射强迫。
因此单就气溶胶的直接的辐射强迫而言，它到底是增温还是降温，还要看气溶胶的特性（还要看地表反射率）。
总体而言，气溶胶增加导致地气系统接收的短波辐射减少和地球表面温度降低。
⏹气溶胶的间接辐射强迫：气溶胶还是一种云凝结核。
气溶胶的增加有可能使云量增加，云滴有效半径减小、降水难以产生、云的生命期加长等。
这就使云对太阳入射辐射的反射增加，因此是一种负的辐射强迫。
“几种效应”CO2等含量增加造成的“温室效应”，大气中尘埃增加造成的“阳伞效应”，海洋油污染造成气候的“沙漠化效应”，城市发展造成气候的“热岛效应”，建造水库造成的“湖泊效应”等正在影响着气候。
三、温度与环流大气环流和洋流对气候系统中热量的重新分配起着重要作用。
它一方面将低纬度的热量传输到高纬度，调节了赤道与两极间的温度差异，另一方面又因大气环流的方向有由海向陆与由陆向海的差异和洋流冷暖的不同，使同一纬度带上大陆东西岸气温产生明显的差别，破坏了天文气候的地带性分布。
大气环流（经圈环流）输送的热量对于调节赤道和极地的温差起着重要的作用赤道降低了14ºC，极地则升高了25ºC大气运动的能量主要来自太阳辐射，地-气系统辐射差额的分布是不均匀的，南北纬35度之间为正辐射差额区，其他地区为负辐射差额区，这就使自赤道向两极形成辐射梯度及相应的温度梯度。
