第二节?大气的热力状况
地球表面处于大气圈、水圈和岩石圈的交互作用之中，进行着各种形式的运动过程，包括简单的机械运动和复杂的生命过程，其中大多数过程的能量直接或间接来自太阳辐射。太阳辐射透过地球的大气“外衣”到达地表，经过一系列能量转换之后，形成对地球生命有深刻影响的大气热力状况。地球上的气温条件是各种生物繁殖和演化的重要条件，也是决定地球上能量和物质输送、转化的重要因素。气温的空间变化是各地理要素地域分异的根本原因之一。
一、地球上的辐射平衡
太阳通过辐射源源不断地将能量输送到地球表面。日地关系是研究大气的热力状况、大气运动、天气和气候形成的基础。在日地平均距离上，若不考虑大气的影响，垂直于太阳光线每平方厘米面积上每分钟所接受的太阳辐射称为太阳常数。实际上在不同时间和不同纬度，大气上界的太阳辐射并不都等于太阳常数，而是随时间和空间而异。太阳辐射的时空分布受日地距离、太阳高度和日照时间三个因素所制约。但地球在远日点所获得的太阳辐射能比近日点仅减少7％，故日地距离对太阳辐射的季节变化影响甚小。
我们已知，地球是个球体，正午太阳光线的高度角因纬度而不同。图3-3中，当太阳直射低纬M处时，纬度较高的N处的太阳高度角远小于90°。
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射BC，太阳高度角为90°，面积AB上的太阳高度角为h，设BC上的太阳辐射强度为I，AB上为i，则
i×AB=I×BC?即i=I·sinh
可见，太阳辐射强度与太阳高度角的正弦成正比。
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黄赤交角的存在使太阳直射点以一年为周期在南北纬23°27′之间移动，太阳高度角和昼夜长短都因纬度和季节的不同而发生变化。图3-5以三维座标表示太阳辐射强度随纬度和季节的分布情况。赤道附近太阳辐射的年变化平缓，春秋分相对高些，二至日相对低些，二者相差95卡/厘米2·日。在极圈之内，一年中有一段时间太阳辐射为零，夏至日（北极）或冬至日（南极）却高于赤道，年变幅达639卡/厘米2·日。极圈与回归线之间太阳辐射呈单峰式的连续变化，北半球夏至日最高，冬至日最低；南半球则相反，冬至日最高，夏至日最低。
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表3-3所列数据表明北半球大气上界太阳辐射能分布随纬度变化的规律：年太阳辐射量以赤道为最多，随纬度的增高而减少；夏半年太阳辐射量以23°27′N为最多，各纬度间的太阳辐射差异不太明显；冬半年太阳辐射量随着纬度的升高而很快减少，各纬度间的太阳辐射差异则逐步增大。
表3-3北半球大气上界的太阳辐射（kcal）
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由太阳辐射能分布的纬度差异而产生的类似“热机”的机制，是大气和海洋两个全球性环流的根本动力。这两个环流不断把能量从低纬输送向高纬，从而维持了地球上生态环境的平衡。
到达地面的太阳辐射与大气上界的情况不同。由于大气圈对辐射有吸收、散射和反射等作用，太阳光谱中不同的波长将受到不同程度的削弱。吸收作用主要削弱紫外和红外部分，而对可见光部分则影响较少。散射和反射作用受云层厚度、水汽含量、大气悬浮微粒的粒径和含量的影响很大。在晴空时，起散射作用的主要是空气分子，波长较短的蓝紫光被散射，使天空呈蔚蓝色；阴天或大气尘埃较多时，起散射作用的主要是直径比辐射波长大得多的大气悬浮微粒，散射光长短波混合，天空呈灰白色。云层有强烈的反射作用。据观测，云层的平均反射率为50—55％；实际反射率受云层厚薄所制约，当云层厚度在50—100m时，太阳辐射几乎全部被反射掉。
太阳辐射经大气削弱后，到达地面的有两部分：一是从太阳直接发射到地面的部分，称为直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是到达地面的太阳辐射总量，称为总辐射。
总辐射有明显的日变化和年变化。一天之内，夜间总辐射为零，日出后逐渐增加，正午达到最大值，午后又逐渐减少，日出前达极小值。云的影响可使这一过程提前或延后。例如，正午云量较多，最大值就出现在正午之前或之后（图3-6，图3-7）。一年内，月均总辐射值，以夏季各月为最大，冬季各月为最小。总辐射量的空间分布因纬度而不同。据计算，北半球年总辐射随纬度分布的情况见表3-4。可能总辐射是考虑了受大气削弱后到达地面的太阳辐射，有效总辐射是考虑受大气和云削弱后到达地面的太阳辐射。由于赤道带多云，太阳辐射削弱较多，故有效总辐射最大值并不在赤道，而大致在20°N处。气候学上称这一纬度带为热赤道。
表3－4北半球年总辐射（kcal/cm2）的纬度分布
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到达地面的总辐射一部分被地面吸收，一部分被反射，反射部分的辐射量占投射的辐射量的百分比，称为反射率。地面性质不同，反射率差别很大。例如，新雪的反射率为85％；干黑土为14％；潮湿黑土只有8％。对直接辐射来说，水面反射率，主要取决于太阳高度，当太阳高度角为90°时，反射率为2％；2°时，反射率达78％。很显然，反射率愈大，吸收愈少。尽管总辐射相同，地表吸收的并不相等。这是导致近地面温度分布不均匀的原因之一。
地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本身的温度向外辐射。由于地面和大气的温度比太阳低得多，因而地面和大气辐射的电磁波长比太阳辐射波长得多，其能量集中在3—120微米的红外范围内。故习惯上称太阳辐射为短波辐射，地面和大气辐射为长波辐射。
据估计，约有75—95％的地面长波辐射被大气吸收，用于大气增温，只有极少部分穿透大气散失到宇宙空间。由此可见，地面是大气第二热源。气温变化必然受到地面性质的影响。地面长波辐射几乎全被近地面40—50米厚的大气层所吸收。低层空气吸收的热量又以辐射、对流等方式传递到较高一层。这是对流层气温随高度增加而降低的重要原因。
地面辐射的方向是向上的，而大气辐射方向既有向上的，也有向下的。向下的部分称大气逆辐射。逆辐射可减少地面因长波辐射而损失的热量。这对地球表面的热量平衡具有重要意义。它使太阳短波辐射易于达到地面，地面长波辐射却不容易散失到宇宙空间，从而对大气起保温作用，使地面温度变化不致过于剧烈。这种作用称大气花房效应。
地面辐射E地和地面吸收的大气逆辐射E气之差值，称为地面有效辐射F0，即
F0=E地-E气
F0为地面通过长波辐射而实际损失的热量。
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地面有效辐射因地面温度、气温、空气湿度和云量而不同。当地面温度高时，地面辐射增强，如果其他条件不变，则有效辐射增大；气温高时，逆辐射增强，如果其他条件不变，则有效辐射减少；水汽及其凝结物发射长波辐射的能力较强，可增强大气逆辐射，降低有效辐射。空中云量较大，不仅增强大气逆辐射，而且能吸收地面长波辐射，以致大大减弱有效辐射。有云的夜晚比晴天夜晚温暖，冬季人造烟雾可防霜冻，就是减弱有效辐射，保温作用强的缘故。冬季“月夜苦寒”则是有效辐射强的结果。
综上所述，太阳短波辐射为大气和地面所吸收，大气和地面又依据本身的温度向外发射长波辐射，这样就形成了整个地-气系统与宇宙空间不断地以辐射形式进行能量交换。在地理环境内部，地面与大气也不断以辐射和热量输送的形式交换能量。在某一时段内物体能量收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额。当物体收入的辐射多于支出时，辐射平衡为正，物体热量盈余，温度升高；反之，辐射平衡为负，物体热量亏损，温度将降低；若物体收入的辐射与支出相等，则辐射平衡为零，温度无显著变化。
全球多年平均的辐射平衡图解，从中可以看到两个重要的事实：
第一，从整个地-气系统平均状况来看，地面和大气从太阳得到的能量与发射到外层空间的能量相等。设达到大气上界的太阳辐射为100单位（当太阳常数S0=1.94时，每个单位等于2.55千卡/厘米2·年），其中被大气和地面反射回宇宙空间32单位，被地-气单位吸收68单位。与此同时，地面有8单位的能量，大气有60单位的能量以长波辐射的形式直接散发到宇宙。整个地-气系统的能量收支相等，辐射平衡为零。因此，地表整个自然环境能量处于相对平衡状态，平均温度比较稳定。
第二，地-气系统内部有着复杂的能量转换和能量输送过程。进入大气圈的总能量为137单位，其中直接吸收太阳辐射能只有18单位，以显热和潜热形式从地面输送到大气圈的能量是29单位，而大气吸收地面的长波辐射达90单位，说明大气的热力状况与地面性质关系十分密切。在收入137单位能量的同时，大气也不断发出长波辐射，其中有60单位散失到宇宙空间，77单位被地面吸收。大气长波辐射总支出为137单位，辐射平衡为零。就地面来说，直接吸收太阳辐射50单位，而地面有效辐射21单位，向大气输送热量29单位，辐射平衡也为零。可见，尽管大气和地面之间的能量交换很复杂，但是地面和大气的能量收支均相等，两者的平均温度都比较稳定。
全球年平均辐射平衡为零，但局部地区却并非如此。低纬地区辐射平衡为正，能量盈余；高纬地区辐射平衡为负，能量亏损；高纬地区亏损的部分由低纬地区盈余的部分补充，能量由低纬向高纬输送主要是依靠全球性的大气环流和洋流进行的。
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辐射平衡有明显的日变化与年变化。在一日内，白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，故辐射平衡为正；夜晚情况相反，辐射平衡为负。辐射平衡由正转为负或由负转为正的时刻，分别出现在日没前与日出后一小时。在一年内，北半球夏季的辐射平衡因收入的太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。这种年变化情况因纬度不同而不同，纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。例如，宜昌全年辐射平衡均为正值，而列宁格勒只有五个月为正值，在极圈范围内则大部分时间出现负值（图3-10）。
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二、气温
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气温是大气热力状况的数量度量。气温的变化特点通常使用平均温度和极端值——绝对最高温度、绝对最低温度来表示，地理位置、海拔高度、气块运动、季节、时间以及地面性质都是影响气温的分布和变化的因素。
大气从地面获得的能量比直接吸收的太阳辐射能多，所以地面性质对气温变化影响极大。地球表面结构不均一，首先可以分为大陆和海洋两大部分。大陆表面主要由岩石及其风化物和土壤所组成，热容量小，约为0.2卡/克·度，海洋热容量较大，为1卡/克·度，二者对热能的反映存在显著的差别。水体蒸发耗热较多，且可以通过垂直的和水平的水流运动将热量向周围和深处传递；而陆地蒸发耗热少，向周围传导的热量也少。所以当吸收同等的太阳辐射时，水体吸热慢，增温也慢；陆面吸热快，增温也快。当太阳辐射强度下降至零时，水体与陆面都因长波辐射而放热，水体放热速度很慢，降温自然也很慢；陆面情况则相反。水体与大陆在热能反映上的差异，使水体上的气温变化较缓和，大陆上的气温变化较剧烈。
（一）气温的变化
1.气温的时间变化气温有明显的日变化和年变化，其原因主要是地球自转与公转所致。
（1）气温的日变化：太阳东升西落，气温也相应变化，通常一天之内有一个最高值和一个最低值。最高值不出现在正午太阳高度角最大时，而是在午后二时前后，这是因为空气主要吸收地面辐射而增温，热量由地面传给大气还要经历一个过程。气温最低值不在午夜，而在日出前后，这是因为地面储存的热量因太阳辐射减弱而减少，气温随之逐步下降，到第二天日出之前，地温达最低值，随后气温也达到最低值。日出之后，太阳辐射加强，地面储存热量又开始增加，气温也相应逐渐回升。
一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。日较差的大小与地理纬度、季节、地表性质、天气状况有关。一般说来，高纬气温日较差比低纬小，热带气温日较差平均为12；温带为8-9；极地只有3-4。在中纬度太阳辐射强度的日变化夏季比冬季大，所以气温的日变化夏季也高于冬季，例如重庆7月份气温日较差为9.6，1月份只有5.1。地表性质对气温的日较差也有显著的影响，海洋上气温日变化比大陆要小得多。海上气温的日较差一般在2左右，例如香港4月份平均日较差4.2，台湾恒春7.3；大陆内部可达20左右，新疆乌鲁木齐7月份平均日较差为12.2，最大日较差曾达26.2。天气状况对气温的日变化也有影响。在有云层的情况下，昼间太阳辐射减少，最高气温比晴天低；夜间有效辐射减弱，最低气温又比晴天高。所以阴天气温日较差比晴天小。图3-12北京是1953年3月8日晴天和3月9日阴天气温日变化曲线。这两条曲线明显反映天气状况对气温日较差的影响。
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此外，地形对气温的日变化也有一定影响。隆起地形上部，气温受到周围空气的调节，白天不易升高，夜间也不易降低，气温日较差通常比同纬度的平地小。例如，济南的日较差为10.2，泰山顶只有6.2。谷地、盆地上空，空气不易流动，白天热量难以扩散，夜间山坡上部冷空气又沿山坡下沉，聚积在盆地、谷地底部。因此，河谷、盆地内的气温日较差比同纬度平地大。
（2）气温的年变化：太阳辐射强度的季节变化使气温发生相应的变化。一般说来，在北半球，一年的气温最高值在大陆上出现在7月份，在海洋上出现在8月份；气温最低值在大陆上和海洋上分别出现在1月和2月。
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。气温年较差大小与地理纬度、地表性质、地形等因素有关。由于太阳辐射的年变化高纬比低纬大，所以，纬度越高，年较差越大。海洋对热能具有显著的调节作用，故最热月与最冷月比大陆延后一个月。例如，我国浙江的北鱼山岛7月均温是26.6，8月为27.2；1月6.3，2月为6.2。与同纬度相比，由于海陆的热学性质不同，大陆上的年较差要比海洋大得多。中纬度的内陆气温年较差可达40—50，海洋上只有10—15；我国黑龙江省海拉尔年较差高达48.6，香港靠近热带海洋，年较差只有12.7。年较差最小的是赤道带的海洋上，一般只有2左右。世界上年较差最大值出现在维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，达102，年较差最小值出现在厄瓜多尔首都基多，只有0.6。
由于局部地形、气流运动等因素的影响，对某一地点来说，气温变化实际上复杂得多。
2.气温的绝热变化动力原因也会引起气温的变化。当一块空气从地面上升时，虽然它并没有得到或失去热量，但上升后的气块因压力降低而膨胀，气块为了克服膨胀而做功，消耗一部分内能，以致气块温度下降。当空气块下降时，因外界压力增大，对它做功，使气块受到压缩，空气的内能增加，气块温度也就升高了。
气块在绝热上升过程中，每上升单位距离的温度变化，称为气温绝热垂直递减率，或绝热减温率。不含水汽的空气的绝热减温率是干绝热减温率γd，经理论计算，γd=1℃/100米未饱和空气绝热减温率，近似地等于1/100米，饱和空气上升则按湿绝热减温率γm降温。饱和空气上升到露点温度以下时，水汽产生凝结，因凝结释放潜热，抵消了部分因绝热上升所引起的降温，故湿绝热减温率比干绝热减温率小。它随气温和气压的变化情况见表3-5。
表3－5湿绝热递减率随气温、气压的变化（/100m）
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（二）气温的垂直分布
对流层大气距离地面愈高，所吸收的长波辐射能便愈少。因此，在对流层范围内，气温随海拔升高而降低。气温随高度变化的情况，用单位高度（通常取100米）气温变化值来表示，即/100米，称为气温垂直递减率，简称气温直减率γ。从整个对流层平均状况来看，海拔每升高100米，气温降低0.6。
由于气温受纬度、地面性质、气流运动等因素影响，所以对流层内的气温直减率不可能到处都是0.65/100米，而是随地点、季节、昼夜的不同而变化。一般说来，在夏季和白天，地面吸收大量太阳辐射，地温高，地面辐射强度大，近地面空气层受热多，气温直减率大；反之，在冬季和夜晚气温直减率小。在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层为低的现象（图3-13）。气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。产生逆温的原因主要有三：
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（1）辐射：经常发生在晴朗无云的夜间，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处气层降温较少，从而形成自地面开始的逆温层。
（2）平流：暖空气水平移动到冷地面或气层之上，其下层受冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。（3）空气下沉：常发生在山地。山坡上的冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的较暖空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置现象。这样的逆温主要是在一定的地形条件下形成的，所以又称为地形逆温。
逆温的存在阻碍空气垂直运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变坏，使大气污染更为严重。废气污染严重的工厂不宜建在闭塞的山谷，以免地形逆温引起大气污染事故。
（三）气温的水平分布。
气温的水平分布通常用等温线来表示。等温线就是将气温相同的地点连结起来的曲线。等温线愈密，表示气温水平变化愈大；否则，反之。封闭的等温线表示存在温暖或寒冷的中心。有时为了便于比较，可将地面气温实际观测值（或统计值）订正为海平面温度，然后再绘制等温线。
气温的水平分布状况与地理纬度、海陆分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素有密切关系。1月份和7月份世界多年平均气温分布图，从中可见全球范围内的气温水平分布有如下几个特点：
（1）由于太阳辐射量随纬度的变化而不同，所以等温线分布的总趋势大致与纬度平行。北半球的夏季，随着太阳直射点北移，整个等温线系统也北移；冬季则相反，整个等温线系统南移。这个特点在南半球辽阔的海面上表现得相当典型。北半球海陆分布复杂，等温线不像南半球海面上那样简单、平直，而是走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖或寒冷中心。（2）冬季太阳辐射量的纬度差异比夏季大。北半球一月份等温线密集，南北温差大；七月份等温线稀疏，南北温差小。在南半球，因海洋的巨大调节作用，一月与七月的等温线分布对比不像北半球那样鲜明。（3）水体增温慢，降温也慢。夏季海面气温低于陆面，冬季海面气温高于陆地。所以，冬季大陆上等温线向南弯曲，海洋上等温线向北弯曲；夏季情况则相反，大陆上等温线向北弯曲，海洋上等温线向南弯曲。等温线这种弯曲在亚欧大陆和北太平洋上表现得最清楚。
（4）洋流对海面气温的分布有很大影响。强大的墨西哥湾流使大西洋上的等温线呈NE—SW向，一月份0等温线在大西洋伸展到70°N附近。其他洋流系统对等温线走向也有类似的影响，但影响范围较小。（5）7月份最热的地方不在赤道，而在20°—30°N的撒哈拉、阿拉伯、加利福尼亚形成炎热中心。世界绝对最高温出现在利比亚的阿济济亚，那里受来自南部撒哈拉大沙漠的干热风影响，气温曾达到58。1月份，西伯利亚则形成寒冷中心，在奥伊米亚康曾观测到-71的极端最低温。南极洲也出现过-88.3的地面最低温度纪录。
三、热量带
太阳辐射的分布规律尽管受到其他因素的干扰，从全球范围来看，热量分布总趋势仍然与纬度大致平行，由低纬向高纬呈带状排列，形成地球上的热量带。热量条件与生物的生长发育及其分布关系密切，热量带又是形成地球气候带的基础。
热量带的划分有着不同的标准。有人从天文因素考虑地球表面的热量分布，认为纬度是引起热量变化的首要条件。图3-16是按纬度划分的热量带：南北纬10°之间是赤道带，全年太阳辐射强，热量丰富，年变化很小；南北纬10°—25°之间为二个热带，热量丰富，但有季节变化；南北纬25°—35°之间为二个亚热带，这是由低纬向高纬过渡区，季节变化明显；南北纬35°—55°是二个中纬度带，太阳高度角、昼夜长短都有明显的季节变化；南北纬55°至极圈是二个亚极地带，昼夜长短虽有很大的变化，但因这里太阳高度角全年很低，太阳辐射已大为减少，热量明显不足；极圈以内，是南北半球的极地带，有极昼和极夜现象，是全球热量最少地带，地表全年为冰雪覆盖。
根据纬度划分热量带，并不能反映地表热量分布的实际情况。因为地表特征、大气环流、洋流等因素对太阳辐射起着重新分配的作用，热量带并不与纬度带完全一致。实际上热量带的划分多以年平均温度、最热月温度和积温等为指标。例如，下面是热量带划分的一个方案：
热带：年均温高于20，大约在南北纬30°之间。
两个温带：在北半球，温带的南界为年均温20等温线，北界为最热月均温10的等温线，这条北界刚好符合森林分布的北限。在南半球，情况也是这样，但方向则相反。
两个寒带：南北半球均介于最热月均温为10和0的等温线之间。
两个多年冰冻区：其最热月均温在0以下。在北半球，分布在格陵兰中央部分和北极附近；在南半球，则包括南纬60°以南的地区。
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