地球的外部圈层
大气的热力和温度

大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、高气压与低气压三对基本矛盾。其中冷与暖的矛盾所表现的地球大气的热力状况、温度的分布和变化等都制约着大气运动的状态，影响云和降水的形成。因此，大气热能和温度是气候变化的一个最基本因素，同时也是气候系统状态及演变的主要控制因子。

 一、太阳辐射
     太阳辐射（solar radiation）是地球的能量源泉，太阳作为巨大而炽热的气体星球，源源不断地以电磁波形式向宇宙空间放射能量，称为太阳辐射。太阳辐射中仅极少部分（约二十亿分之一）到达地球，但却是地球最主要的能量源泉。太阳每分钟向地球输送的能量，约相当于4亿吨烟煤燃烧产生的热量。

 1.太阳辐射光谱
　　太阳辐射以电磁波形式传输。电磁波的波长范围很广，从波长10-10μm的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。其中0.4—0.76μm波长范围为可见光，经三棱镜分光后形成红、橙、黄、绿、青、蓝、紫等各种颜色组成的光带。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。比红光波长更长的有红外线和无线电波；比紫光波长更短的为紫外线、X 射线和γ射线等。这些射线虽然不能为肉眼看见，但仪器可以测量出来。大气科学着重研究太阳、地球和大气的热辐射，其波长范围大约在0.15—120μm 之间（图8-4）。

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图8-4  太阳辐射光谱分区图
紫外区包括紫外线、 射线、射线，占总辐射量7%；可见光区占总辐射量50%；红外区占43%

2. 太阳常数
　　大气科学中，常以焦耳（J）作为辐射能的单位，而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W/m2。
在日地平均条件下，地球大气上界，垂直于太阳光线1cm2面积上，1分钟内接受到的太阳辐射能量，称为太阳常数（solar constant），它是用来表达太阳辐射能量的一个物理量。多年观测表明，太阳常数变化于1359—1418W/ m2之间。1957年国际地球物理年决定采用1380W/m2。近年来，通过高空气球、火箭和人造卫星上的标准仪器约25000次以上的探测，得出太阳常数值约为1367（±7）W/ m2，这也是1981年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。据研究，太阳常数也有周期性变化，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。
影响太阳辐射强度最主要的因素是太阳高度角（altitude solar）。太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积愈小，光热愈集中，地表单位面积上获得的太阳辐射能量愈多，太阳辐射强度就愈大。反之亦然。

 二、大气对太阳辐射的减弱作用
1. 大气对太阳辐射的吸收
　　太阳辐射穿过大气层时，某些波长会被大气选择性吸收，吸收太阳辐射的主要成分有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被吸收后，大气变热，辐射减弱。水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是红外区0.93—2.85μm之间的几个吸收带。最强的太阳辐射是短波，因此大气中水汽对太阳总辐射能吸收并不多。水汽吸收约减弱了4％—15％的太阳辐射。

　　大气主要气体氮和氧中，只有氧能微弱地吸收太阳辐射。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比较弱，仅对红外区4.3μm附近的辐射吸收较强，但该区太阳辐射很弱，对整个太阳辐射影响不大。此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，也能吸收部分太阳辐射，但其量甚微。而大气中尘埃或气溶胶（如沙暴、烟幕或浮尘）对太阳辐射的吸收比较显著。可见，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、尘埃、云滴等质点时，都要发生散射。太阳辐射的一部分能量以这些质点为中心向各个方向散射。散射可以改变太阳辐射的方向，使部分太阳辐射不能到达地面。在太阳辐射的可见光中，波长较短的蓝色光最容易被散射，所以晴朗的天空呈现蔚蓝色。

3. 云层和尘埃对太阳辐射的反射
　　大气中云层和较大颗粒尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射回宇宙空间。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时部分或大部分被反射。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色。云的反射能力因云状和云厚而不同，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％。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％。
由于上述大气对太阳辐射的反射、散射和吸收，削弱了到达地面的太阳辐射。被大气削弱以后到达地面的太阳辐射，也不是全部被地面吸收，其中又有一小部分被地面反射回到宇宙空间。

　　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。全球平均而言，约30％的太阳辐射被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20％被大气和云层直接吸收，50％到达地面被吸收。

三、地面接受的太阳辐射量
　　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，称为太阳直接辐射（direct radiation）；二是经过散射后自天空投射到地面上，称为散射辐射（scattered radiation），两者之和称为总辐射。此外，投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面吸收，其中部分被地面所反射。

1. 直接辐射与太阳高度角
　　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，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同（图8-5）。

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图8-5 直接辐射随着太阳高度角变化而发生改变
（a为地面接受辐射的宽度；d为大气层厚度）

　　太阳高度角是指从太阳中心直射到地球某一地点的光线与当地水平面的夹角，日出日落时为零，太阳在正天顶上为90°。太阳高度角是决定地球表面获得太阳热能数量的最重要的因素。太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。同时，太阳高度角小导致太阳辐射穿过的大气层愈厚，太阳辐射被相应地减弱，到达地面的直接辐射就较少。反之，太阳高度角愈大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈多，太阳辐射经过大气的路程愈短，被大气削弱的辐射量少，从而到达地面的太阳辐射多。
太阳的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。一天中日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱，而正午太阳高度角最大，直接辐射最强。同理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。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（图8-6）。

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图8-6  1月和7月进入地球的太阳辐射能量（左图）和地表接受的太阳辐射量（右图）（单位为W/ m2）
（据 Peter H. Dana 1999）

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，反之则减弱。云也能强烈地增大散射辐射。

3. 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60％，洁白的雪面甚至可达90％。水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变，但总的水面比陆面反射率稍小。

四、地面和大气的长波辐射
  　地面能吸收太阳短波辐射，同时按其本身的温度不断地向外放射长波辐射，其能量主要集中在红外线部分。大气对太阳短波辐射几乎是透明的，吸收很少，但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大气也按其本身的温度，向外放射长波辐射。通过长波辐射，地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间，相互交换热量，并也将热量向宇宙空间散发。

1. 大气对长波辐射的吸收
　　大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气的温度、压强等有关。大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样具有选择性。大气在整个长波段，除8-12μm段外，其余的透射率近于零，即吸收率为1。而8-12μm 处吸收率最小，透明度最大，称为“大气窗口”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，所以地面辐射有20％的能量透过这一窗口射向宇宙空间。在这一窗口中9.6μm 附近有一狭窄的臭氧吸收带，对于地面放射的14μm 以上的远红外辐射，几乎能全部吸收。

　　水汽对长波辐射的吸收最为显著，除8—12μm 波段的辐射外，其它波段都能吸收。并以6μm 附近和24μm 以上波段的吸收能力最强。二氧化碳有两个吸收带，中心分别位于4.3μm 和14.7μm。

　　长波辐射在大气中的传输过程与太阳辐射的传输有很大不同。太阳辐射的直接辐射是定向的平行辐射进入大气，而地面和大气辐射是漫射辐射。此外，长波辐射在大气中的传播时，不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射。

 2. 大气的保温作用
　　地球大气具有温室一样的保温作用。据观测，地面辐射的75％～95％都被贴近地面的大气所吸收，使近地面大气增温。近地面大气又以辐射、对流等方式，把热量传递给高一层大气。这样一层一层地向上传递，从而使地面放出的热量绝大部分保存在大气中，散失到宇宙空间去的热量极少（图8-7）。

　　大气在增温的同时，也向外辐射热量。大气的温度比地面低，所以大气辐射也是红外线长波辐射。大气辐射的一部分向上射向宇宙空间，大部分向下射到地面。射向地面的大气辐射，方向刚好与地面辐射相反，称为大气逆辐射（图8-7）。大气逆辐射又把热量还给地面，这就在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，起到了保温作用，使地面温度变化比较缓和。大气浓密的云层逆辐射更强，所以多云的夜晚通常比晴朗的夜晚温暖。

3. 大气与地面的能量平衡
　　如果太阳辐射通过大气圈的量为100，那么地面接受到的太阳辐射能为48，加上接受到的大气长波辐射(逆辐射)为97，因此，实际上接受的总能量为48+97=145。而地面长波辐射总量为113，潜热损失为22，显热损失为10，即能量总损失了l13+22+10=145。接受的总能量与输出的总能量相等，说明地面能量处于平衡状态。对于大气来说，吸收的太阳短波辐射为21，接受的地面长波辐射为l07，接受来自地面的潜热为22，显热为10，从而获得的总能量为21+107+22+10=160。有大气散失到地外空间的辐射量为63，辐射到地面的长波辐射（逆辐射）为97，输出能量总和也是160。表明大气能量的输入与输出保持平衡（图8-7）。

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图8-7  地面与大气的能量平衡（据Strahler and Strahler, Introducing Physical Geography, 1994）

　　事实上，大气的保温作用表现为能量输入的不平衡。由于地面接受的辐射总量为145，而由地面长波辐射返回为113，因此有32个辐射单位在大气中起到增温的效应，即通常所说的“温室效应”。

五、大气温度
1. 大气温度随时间的变化
　　大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。如白天地表吸收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、湍流及对流运动等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高。而夜间地表面因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度也随之降低。从而引起边界层大气温度的日变化。地表对大气边界层温度的影响与地面的覆盖类型有关，如森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等。大洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。此外，大气中的水平运动与垂直运动都会引起局气温的变化。

　　一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差（diurnal temperature range），其大小反映气温日变化程度。一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而获得热量，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低（图8-8）。

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图8-8  7月份某日温度24小时变化情况（上海）

　　同样道理，由于地面储存热量的缘故，一年之中，就北半球来说，气温最高与最低的月份，也不是出现在太阳辐射最强（6月）和最弱（12月）的月份，而是要落后一两个月。一般大陆上气温最高值出现在7月，最低值出现在1月；海洋的热容量大，受热和放热都较陆地慢，所以气温最高值出现在8月，最低值出现在2月（图8-9）。

　　一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差（annual temperature range）。气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。

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图8-9 美国Minneapolis气象站1820-2008年日均温度的最大值和最小值变化

2. 大气温度的空间变化
（1）气温的水平分布
　　影响气温空间分布的主要因素有纬度、海陆分布和海拔高度。气温的分布通常用等温线图表示，即地面上气温相等的各地点的连线。通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。
在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬向两极递减。这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量多，气温高；而高纬度地区，获得太阳辐射能量少，气温相对低（图8-10）。

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图8-10 一个四季完整年低纬与高纬区域的热量变化（低纬为热量积累；高纬为热量损失）

　　此外，南北半球的等温线并不完全与纬线平行，表明气温的分布除了受太阳辐射影响外，还与大气运动、地面状况等因素密切相关。南半球的等温线比北半球平直，这是因为南半球表面分布了大面积海洋。而在北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；7月份正好相反。这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。

　　在7月份，世界上最热的地方是北纬20°～30°大陆上的沙漠地区。这是因为7月份太阳直射北纬20°附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠对太阳辐射吸收强，增温快。撒哈拉沙漠是全球的炎热中心。1月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。

（2）对流层中气温的垂直分布
　　在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此近地面大气层获得地面长波辐射的热能较多，其气温最高。相反离地面越高，则气温越低。其次，越近地面空气密度越大，水汽和固体杂质越多，因而吸收地面辐射的效能越大，导致气温增高。由于往上空气密度变小，能够吸收地面辐射的物质—水汽、微尘也相应减少，因此气温降低。整个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。

　　对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.5-0.6℃/100m，上层平均为0.65-0.75℃/100m。对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为0.3-0.4℃/100m。但由于大气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。