大气热力均衡

二、大气热力均衡

(一)大气的增热和冷却

空气增热时，分子运动加剧，内能增加，温度升高；空气冷却时，分子运动速度减慢，内能减少，温度下降。因此，空气内能的变化是引起气温变化的根本原因。

空气内能变化有两种情况：一是由于空气块与外界有热量交换，引起气温的升或降，称非绝热变化；二是空气块与外界没有热量交换，只是由于外界压力的变化，引起气温的降低或升高，称为绝热变化。

1.大气的非绝热过程

空气与外界互相交换热量，引起气温变化，其方式有：

(1)传导。传导是依靠分子的热运动，将热量从一个分子传递给另一个分子。空气与地面之间、气团之间，空气层之间，当有温度差异时，就会有热传导作用。但由于地面和大气都是热的不良导体，故传导作用只有在空气分子密度大和气温梯度大的贴地气层中表现得较为明显。

(2)辐射。辐射以长波方式进行，是地面与空气间热量交换的重要方式，它比传导作用大4000倍。由于地面平均温度高于大气，辐射交换将使大气净增热量。

(3)对流与湍流。由于地表性质差异、受热不均等所引起的空气大规模有规则的升降运动，称为对流。小规模不规则的涡旋运动称为乱流，又称湍流。通过对流，上下层空气混合。热量在垂直方向上得到交换，使低层热量较快传到高层，是高低层间热量交换的重要方式。湍流使相邻气团之间发生混合，从而交换热量。对流和乱流使空气在垂直方向和水平方向经常进行热量交换，使空气中热量分布趋于均匀，这是近地层大气热量交换的重要方式。

(4)水相变化。蒸发时，水变成水汽，吸收热量。地面蒸发的水汽被带到高空后，温度下降，水汽凝结，释放潜热，被空气吸收，即把地面的热量输送到空气中，进行潜热转移。地面蒸发的水分远比凝结的水分多，因而通过水分相变，地面失去热量，大气获得热量。因大气中的水汽主要集中在5km以下，故此作用主要发生在对流层下半部。水相变化对热带地区热量交换具有重要作用。

大气的增热和冷却，是以上几种热量交换形式共同作用的结果。只是在某种情况下，以某种方式为主。一般来说，地面和空气之间的热量交换，以辐射为主要，气层之间则以对流、乱流为主要，传导作用仅限于近地气层，当发生大量水相变化时，潜热交换则是不可忽视的。

2.大气的绝热过程

在气块与外界无热量交换的情况下，由于外界压力变化，使气块胀缩做功，引起内部能量转换所产生的温度变化，称为气温的绝热变化。这种气块在升降运动中与周围空气没有热量交换的状态变化的过程，称绝热过程。

(1)干绝热过程。干空气或未饱和的湿空气块，进行垂直运动时，与外界没有热量交换，只因体积膨胀(或收缩)做功引起内能增减和温度变化的过程，称为干绝热过程。在干绝热过程中，气块对外做功所消耗的能量，等于气块内能的减少量，也就等于温度的变化量。这个规律可用以下方程式表示：

此式称为干绝热方程，又称泊松(poisson)方程。式中T₀，p₀为干绝热过程初态的温度和气压，T，p为其终态的温度和气压。利用此方程可求得干空气在上升到任何高度处的温度值。此式表明，干空气在绝热上升过程中，温度随气压的降低而呈指数规律递减。

气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称为绝热垂直减温率，简称绝热直减率。干空气或未饱和的湿空气，绝热上升单位距离时的温度降低值，称为干绝热直减率，用r_d表示。据计算：r_d=0.985℃/100m≈1℃/100m。

(2)湿绝热过程。饱和湿空气做垂直运动时的绝热变化过程，称为湿绝热过程。饱和湿空气绝热上升单位距离时的温度降低值，称为湿绝热直减率，用r_m表示。由于气块已经饱和，在绝热上升过程中，随着温度的降低，水汽会发生凝结，便会有潜热释放，使气块增温，补偿了一部分因气块上升膨胀做功消耗的内能。因此，湿绝热直减率显然要小于1℃/100m，即r_m＜r_d。同理，饱和湿空气绝热下降时，由于气块中的水滴蒸发或冰晶升华要消耗内能，故每下降100m的增温也小于1℃。可见r_m是一个变量，它随气温升高和气压降低而减小。

3.大气静力稳定度

大气中温度的垂直分布，称为大气温度层结。每上升单位距离气温的降低值，称为气温直减率，也称气温垂直梯度，用r表示，单位为℃/100m。r值的大小因时、因地、因高度而异，对流层大气平均值r=0.65℃/100m。

大气温度层结，有使在其中做垂直运动的气块返回或远离起始位置的趋势，称为大气层结稳定度，简称大气稳定度。因为气块运动是相对于静止大气而言的，故又称为大气静力稳定度。它有三种情况：稳定、不稳定和中性。

(1)大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块返回起始位置的，称大气稳定；

(2)大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块远离起始位置的，称大气不稳定；

(3)大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块随移而安的，称大气为中性。

当r＞r_d时，大气层结无论对干绝热过程或湿绝热过程都是不稳定的，故称绝对不稳定。

当r＜r_m时，大气层结无论对干绝热过程或湿绝热过程都是稳定的，故称绝对稳定。

当r_m＜r＜r_d时，大气层结对湿绝热过程来说是不稳定的，而对干绝热过程来说是稳定的，故称条件性不稳定。

绝对不稳定的大气，r很大，此状况多发生在炎热夏季的白天，因热雷雨多而产生。绝对稳定的大气，r很小，r=0甚至r＜0，出现逆温，垂直运动受到抑制，容易产生大气污染。条件性不稳定，是自然界中常见的现象。

(二)大气温度的时空变化

1.大气温度的时间变化

大气温度的时间变化，主要是由地球的自转运动和公转运动引起的气温的周期性变化(日变化、季变化与年变化)，和由大气运动引起的气温的非周期性变化。

(1)气温的日变化。气温日变化是指气温在一天内的变化，以24小时为周期有一个最高值和最低值。白天气温高，夜晚气温低，日最高气温出现在午后14～15时，比中午太阳高度角最大、太阳辐射最强的时间落后2小时左右。这是因为大气主要因吸收地面长波辐射而增温，而地面吸收太阳辐射增温并将热能传给大气有个时间过程。日最低气温出现在日出前后，这是由于夜晚地面在无太阳辐射热能补充情况下不断放出长波辐射能，日出前地表储存热能达到最少，随之气温也达最低值。气温日变化过程线是一条正弦曲线，如图7-7所示。最高气温和最低气温出现的时间称相时。

图7-7　上海7月的气温日变化

一天中气温的最高值与最低值之差称为气温日较差。日较差的大小和地理纬度、季节、地表性质、天气状况等有密切关系。低纬太阳高度角大，太阳辐射强度日变化也较大，因此气温日较差较大。平均气温日较差在低纬地带为12℃，中纬地带为8～9℃，高纬地带为2～4℃。夏季气温日较差大于冬季，此现象在中纬度地区尤其明显。如重庆7月为9.6℃，1月只有5.1℃。地表性质对气温日较差的影响，海上比同纬度陆上要小。

一般海上气温日较差只有1～2℃，而内陆可达15℃以上，有些地方甚至可高达20～30℃。如香港4月份平均日较差为4.2℃，新疆乌鲁木齐市7月份最大日较差可达26.2℃。阴天的白天最高气温比晴天低，阴天的晚上有效辐射小，最低气温又比晴天晚上高，因此阴天日较差小于晴天。山地上部气温日较差比同纬度平地小，如山东泰安(海拔129m)的气温日较差为11.8℃，泰山顶(海拔1524m)只有6.4℃。高原上因空气稀薄、水汽和二氧化碳含量少，白天太阳辐射强而夜间大气保温作用弱，造成气温日较差比高原周围大。谷地或盆地上空，白天不易散热，晚上冷空气沿山坡下滑聚集在谷地或盆地底部，因此它们的气温日较差比同纬度平原大、极易遭霜冻的危害。此外，沙土、深色土和干松土壤上的气温日较差分别比黏土、浅色土和潮湿土壤上的气温日较差大。雪地上的气温日较差也较非雪地大，裸露地面较植被覆盖地面的气温日较差大。

(2)气温的年变化。以一年为周期的气温变化，称气温的年变化。年最高与年最低气温出现的时间分别比太阳辐射最强(北半球的夏至)和最弱(北半球的冬至)的时间要落后1～2个月。大陆上年最高气温出现在7月份(海洋上为8月份)，年最低气温出现1月份(海洋上为2月份)。

一年中月平均温度的最高值与最低值的差值称为气温年较差。气温年较差的大小随纬度、地表性质、形态、海拔高度而异。一般地说，随纬度增高，气温年较差增大。赤道地区，一年之中，太阳高度变化小，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差仅1～3℃。随着纬度的增高，冬夏热量收支差异增大，气温年较差也随之增大。中纬度地区，气温年较差为20～30℃，高纬度地区则可达40～50℃。如西沙群岛(16°50'N)为6℃，南京(32°N)为26℃，海拉尔(49°13'N)达46.7℃。

同一纬度，海洋上的年较差较陆地小，沿海地区比内陆小，植被覆盖地区比裸露地区小，云雨多的地区年较差小。年较差还随海拔高度的增加而减小，尤其是低纬度高原上气温年变化特别小，形成四季如春的景色，如我国昆明(25°N，1893m)年较差为10.9℃，比同纬度桂林小9.3℃。世界上气温年较差最小的是赤道高原上的厄瓜多尔首都基多，仅0.5℃；最大的是西伯利亚东北部的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，为102℃。

根据气温年较差的大小和最高最低温出现的月份，可将气温年变化划分为四种类型(见图7-8)：

图7-8　不同纬度的气温年变化情况

①赤道型。一年中有2个最高值，分别出现在春、秋分前后，2个最低值，分别出现在冬、夏至前后。年较差很小，如雅加达。

②热带型。一年中有一个最高值，一个最低值，分别出现在夏至和冬至以后。年较差不大但大于赤道型，广州属此类型。

③温带型。一年中有一个最高值，一个最低值，分别出现在夏至和冬至以后1～2个月(大陆落后1个月，海洋落后2个月)，且随纬度增高而增大。我国北方一些地区属此类型。

④极地型：冬长而冷，夏短而凉，年较差一般很大，极圈附近达到最大。极地最低温度出现在冬季末，最高温度出现在8月初。

气温日变化、年变化是气温的周期性变化，但这种变化常因大气的不规则运动而遭到破坏。例如3月以后，我国江南正值春暖花开的时节，常常因为冷空气的活动有突然转冷的现象。寒潮冷空气南下使所经地区气温骤降，导致下午2点左右的最高气温不明显。秋季，正是秋高气爽的时候，也往往会因为暖空气的来临而气温突然回暖。这种变化的时间和辐度视气流的冷暖性质和运动状况而不同，它没有一定的周期，称非周期性变化。实际上，一个地方的气温变化，是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。

2.大气温度的空间分布

(1)气温的水平分布。气温的水平分布通常用等温线图表示。等温线是指同一水平面上气温相等的各点的连线。等温线间距和排列不同，反映出不同的水平气温分布特点。等温线稀疏表示各地气温相差不大；等温线密集表示各地气温差异悬殊。封闭的等温线表示存在冷中心或暖中心。等温线平直，表示影响气温的因素少；等温线弯曲，表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列，表示气温主要受纬度影响；等温线与海岸平行，表示气温主要受距海远近的影响。

单位距离内气温的变化值称气温水平梯度。气温的水平分布，主要受地理纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素的影响，并表现出如下特点：

①赤道地区气温高，向两极逐渐降低。北半球1月(冬季)等温线比7月(夏季)密集，说明北半球冬季南北温度差大于夏季，南半球相反。

②等温线并不与纬度圈平行，而是发生很大的弯曲。冬季北半球等温线在大陆凸向赤道，在海洋凸向极地。反映同一纬度上，陆地冷于海洋，夏季时则相反。北半球海陆分布复杂，等温线走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖或寒冷中心，亚欧大陆和北太平洋上表现得最清楚。南半球因陆地面积小，海洋面积大，因此，等温线相对比较平直。反映了地表性质不同对气温的影响以及大规模洋流和气块的热量输送的显著影响。如北大西洋受墨西哥湾暖洋流影响，冬季1月0℃等温线向北延伸到70°N，但大陆受西伯利亚寒流冷气团影响，0℃等温线向南伸展到30°N～40°N附近。

③全球最高温度带并不是出现在地理赤道上，而是出现在10°N附近的热赤道上，显示了云量对太阳总辐射的影响。热赤道的位置在1月份大部分位于南半球，7月份则移至北半球。是因为这一时期太阳直射点的位置北移，同时北半球有广大的陆地，使大气强烈受热的缘故。

④南半球不论冬夏最低气温都出现在南极，测得为－90℃(南纬72°东方科学站)。北半球夏季最低气温出现在极地，冬季最低气温出现在高纬度俄罗斯西伯利亚的东北部和格陵兰岛(－48℃以下)。那里处于高纬度，太阳辐射收入少；天空以晴空、干燥、静风为主，净辐射少，以及深入大陆内部，受海洋调节作用小。西伯利亚的维尔霍扬斯克出现过绝对最低气温－69.8℃的记录，奥伊米亚康测得－73℃。暖中心出现在北半球夏季低纬大陆内部的热带沙漠地区(索马里测得63℃的最高记录)。

南半球最热的地区在南回归线附近的澳大利亚中西部沙漠区，那里晴空少云、降水稀少、地面缺少植被和水体，蒸发等调节作用弱，空气干燥，使地面增温强烈，白天气温很高。

我国绝对最低气温－53℃，出现在黑龙江省的漠河；绝对最高气温出现在新疆的吐鲁番地区(48.9℃)。

⑤大陆中纬度西岸气温比同纬度的东岸高。太平洋和大西洋北部，冬季大陆沿岸，等温线急剧向北极凸出，反映了黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥湾暖流的巨大增温作用。它使1月份0℃等温线，在大西洋北部伸展到北纬70°的北极圈附近。夏季北半球等温线沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响，南半球也有类似的特点，南半球因受秘鲁寒流和本格拉寒流的影响，等温线凸向赤道方向。

(2)对流层中气温的垂直分布。对流层中气温在垂直方向上变化的总趋势是随高度的增加而降低，气温直减率(r)平均为0.65℃/100m。由于受地面性质、季节、昼夜和天气条件变化的影响，在一定条件下出现上层气温比下层高的逆温现象。具有逆温的大气层称为逆温层，它将阻碍大气气流的向上发展，对天气有一定的影响。形成逆温的过程主要有以下几种：

①辐射逆温。由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温称为辐射逆温。在晴朗无云无风或微风(风速2～3m/s)的夜晚，地表辐射冷却，使近地表气温下降，逐渐使近地表气层温度下降快于上层，凌晨形成自地面开始的逆温层。辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年可见，冬季最强、夏季最弱。中纬度冬季辐射逆温厚度可达200～300m，有时更厚；高纬度冬季有时可形成2～3km厚度的逆温，白天也不消散。

②平流逆温。由于暖空气平流到冷地表上形成的逆温称为平流逆温。当暖空气移到冷地表之上时，暖空气底层空气受冷地表影响，降温多于上层而形成逆温。上下温差愈大，逆温愈强。冬季海上暖空气平流到大陆上时常会形成这种逆温。

③下沉逆温。由于整层空气下沉、压缩、增温而形成的逆温称为下沉逆温。在山区，常因冷空气顺坡下沉至谷底，将原来谷底暖空气抬挤到上空而形成的逆温是下沉逆温，又常称为地形逆温。

④锋面逆温。它是指在锋面附近产生的逆温现象。锋面是冷、暖空气(团)之间的交界面(或过渡区)。在对流层中冷暖空气相遇时，密度小的暖空气被密度大的冷空气排挤在冷空气上方，因此锋面自地面倾斜于冷空气一侧，当冷暖空气的温差较大时就可形成锋面逆温。

实际上，大气中出现的逆温常是几种过程同时发生，因此应注意当时具体条件的分析。逆温层中暖而轻的空气在上面，使气层变得比较稳定。它可以阻碍空气垂直运动的发展，大气扩散能力弱，大量水汽、烟、尘埃等聚集在逆温层下，使能见度变坏，污染物质不易扩散，易造成空气污染。