因此，根据T和Td的差值，可以大致判断空气距离饱和的程度。
7、绝对湿度（a）：
单位体积空气中所含的水汽量，单位为g/m^3或g/cm^3
降水：
指从天空降落到地面的液态或固态水，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。
以毫米（mm）为单位。
风：
风向：
地面风向用16方位，高空风向常用方位度数表示。
以0度表示正北，90度表示正东，180度表示正南，270度表示正西。
云量：
云遮蔽天空视野的成数。
能见度：
单位为米或千米
二、空气状态方程
空气状态有气压、密度、体积、绝对温度来表示。
（一）理想气体状态方程：
PV/T=R（常量）气体常数:
R=8.31J/（mol*K）在通常大气和压强条件下未饱和湿空气和干空气都十分接近理想气体
对于质量为M克，1摩尔气体的质量是μ的理想气体，在标准状态下，其体积V等于1摩尔气体体积的M/μ倍
PV=（M/μ）•R*TP=M/V•R*/μ•TP=ρRT
其中R*/μ=R——比气体常数
（二）干空气状态方程
则P=ρRdTRd为干空气比气体常数=0.287J/g*K
（三）湿空气状态方程
P=ρRdT（1+0.378e/p）
虚温（Tv）=（1+0.378e/P）T
湿空气的状态方程可写为P=ρRTv
第二章大气的热能和温度
第一节太阳辐射
一.辐射的基本知识：
1.辐射：
自然界中的一切物体过程都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。
通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。
2.辐射能基本特征量：
辐射通量密度：
单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度，单位W/m2。
物体的放射能力：
物体表面，在单位时间内、单位面积上射出的辐射能，单位W/m2。
辐射强度:
单位时间内，通过垂直与选定方向上的单位面积（对球面坐标，即单位立体角）的辐射能，单位W/m2或W/sr。
辐射强度和辐射通量密度的关系。
3.物体对辐射的反射、吸收与透射：
物体所吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的吸收率。
物体所反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的反射率。
透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的透射率。
物体的吸收率、反射率和透射率的关系：
α＋γ＋d＝1
物体的吸收率、反射率和透射率大小随辐射的波长和物体的性质而改变。
二、太阳辐射
太阳辐射光谱：
太阳辐射中辐射能按波长的分布。
太阳辐射的波长范围：
大约在0.15~4微米之间。
在这段波长范围内，又可分为紫外光区、红外光区和可见光区。
太阳辐射的能量主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总量的50％，后者占43％。
紫外区只占能量的7％。
太阳常数：
就日的平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的平面上，单位面积、单位时间内获得的太阳辐射能量。
1981年世界气象组织推荐的太阳常数最佳值为1367（±7）W/m2。
太阳辐射在大气中的减弱：
图2·6表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：
曲线1是大气上界太阳辐射光谱；曲线2是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线3是同时考虑到分子散射作用的光谱；曲线4是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。
太阳辐射在大气中的减弱
太阳辐射光谱穿越大气厚的主要变化：
总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分布变得极不平衡；波长短的辐射能减弱更为显著。
产生这些变化的原因是大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。
1.大气对太阳辐射的吸收：
太阳辐射被大气吸收后转变为热能，从而使得到达地面的太阳辐射减弱。
大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。
大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质对太阳辐射的吸收特性。
大气对太阳辐射吸收的总的特点：
大气对太阳辐射的吸收是有选择性的；大气对太阳辐射的吸收带主要位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而大气直接吸收的太阳辐射并不多。
2.大气对太阳辐射的散射：
概念：
太阳辐射通过大气时，遇到大气的各种质点，太阳辐射能的一部分则以电磁波的形式从这些质点向四面八
方传播开，这种现象称为大气的散射。
散射不像吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射的方向。
分类：
根据散射质点的直径和入射辐射的波长之间的大小关系
分子散射：
若散射质点的直径小于入射辐射的波长，此时的散射有选择性。
粗粒散射：
若散射质点的直径比入射辐射的波长大得多，此时的散射无选择性。
3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。
其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。
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。
以全球平均而言，太阳辐射约有30％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。
到达地面的太阳辐射：
1.到达地面的太阳直接辐射：
以平行光的形式直接投射到地面上的太阳辐射称为太阳直接辐射。
影响到达地面的太阳直接辐射的因子：
太阳高度角、大气透明系数。
原因：
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；太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，到达地面的直接辐射较少。
直接辐射的时空变化特征：
在一天当中，日出、日落时太阳高度最小，直接辐射最弱，中午太阳高度角最大，直接辐射最强。
在一年中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。
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。
2.到达地面的太阳散射辐射：
经过散射后投射到地面上的太阳辐射称为散射辐射。
影响到达地面的太阳散射辐射的因子：
太阳高度角、大气透明系数。
3.到达地面的太阳总辐射：
到达地面的太阳总辐射是指到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。
可能总辐射和有效总辐射的概念。
总辐射的时空变化。
地面对太阳辐射的反射：
地表对太阳辐射的反射率决定于地表面的性质和状态。
第二节地面和大气的辐射
一.地面、大气的辐射和地面有效辐射：
地面辐射和大气辐射的95％以上的能量都集中在3－120微米的波长范围内，其辐射能最大波长在10－15微米范围内，故地面和大气辐射称为长波辐射，太阳辐射称为短波辐射。
地—气间的长波辐射交换：
1.大气对长波辐射的吸收：
H2O
CO2
CO2
H2O
O3
大气对地面长波辐射的吸收非常强烈。
大气中对地面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。
大气对地面长波辐射的吸收是有选择性的。
大气中长波辐射的特点：
1.太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气，而地面和大气辐射是漫射辐射。
2.太阳辐射在大气中传播时,仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射的影响。
这是因为大气的温度较低，所产生的短波辐射是极其微弱的。
但考虑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。
3.长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。
这是由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波辐射的波长要小得多，散射作用非常弱。
2.大气逆辐射及大气的保温效应：
大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。
大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温效应。
地面有效辐射：
地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。
影响有效辐射的主要因子有：
地面温度，空气温度，空气湿度和云况
有效辐射具有明显的日变化和年变化，白天大，夜晚小，夏季大，冬季小。
二、地面及地--气系统的辐射差额
气候系统的辐射收支：
辐射差额：
物体收入的辐射能与支出辐射能的差值。
辐射差额与物体温度的变化：
辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。
辐射差额为零时，物体的温度保持不变。
1.地面辐射差额：
某段时间内单位面积地表面收入和支出辐射能的差值称为地面辐射差额。
地面辐射差额的表达式：
Rg=（Q+q）（1-a）-F0
（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射之和，a为地面对总辐射的反射率，F0为地面的有效辐射。
影响地面辐射差额的因子：
除考虑到影响总辐射和有效辐射的因子外，还应考虑地面反射率的影响。
地面辐射差额的时空变化。
2.大气辐射差额：
大气辐射差额的定义、表达式：
若Ra表示整个大气层所吸收的太阳辐射，qa表示整个大气层所吸收的太阳辐射，F0，F∞分别表示地面及大气上界的有效辐射
Ra=qa+F0-F∞
3.地—气系统辐射差额：
地气系统辐射差额的定义、表达式：
如果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为Rs=（Q+q）（1-a）+qa-F∞
地气系统辐射差额的纬度变化：
北纬35度以南的差额为正值，以北是负值
通过大气及海水的流动将低纬地区盈余的热量输送至高纬地区。
第三节大气的增温和冷却
一、空气的增温和冷却
绝热变化和非绝热变化
1.气温的非绝热变化过程：
空气与外界交换热量的方式：
传导、辐射、对流、湍流、蒸发（升华）和凝结（凝华）
对流：
当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称为对流
湍流：
空气的不规则运动称为湍流，湍流是在空气层互相之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。
绝热垂直减温率：
气块绝热上升单位距离时温度降低值
对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，用rd表示,实际工作中取其值为1.0℃/100m。
；饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，用rm表示,其不是常数，但rm总小于rd。
原因如下：
因在湿绝热过程中，气块上升冷却引起凝结，释放潜热，对气块的降温有补偿作用，而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，由于蒸发耗热，下沉时的增温也比干绝热增温少，故rm总小于rd。
2.大气中的干绝热过程
1）干绝热过程与泊松方程
绝热过程：
在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程。
在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。
干绝热过程：
当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程。
气块绝热上升单位距离时
位温：
把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度：
1000hPa处，这时所具有的温度称为位温，以θ表示
性质：
气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。
3.大气中的湿绝热过程
假绝热过程：
大气中的水汽达到凝结时，一般是部分凝结物脱离气块而降落，另一部分随气块而运动。
为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。
假相当位温：
当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温。
二、大气静力稳定度
大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。
它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。
假如有一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种情况：
如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是稳定的；如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的；如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层。
判断大气稳定度的基本方法
大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（γ）与上升空气块的干绝热直减率（γd）或湿绝热直减率（γm）的对比来判断。
（γ－γd）的符号，决定了加速度a与扰动位移△Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。
当γ＜γd，若△Z＞0，则a＜0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；
当γ＞γd，若△Z＞0，则a＞0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；
当γ=γd，a=0，层结是中性的。
现举例说明：
设有A、B、C三团空气，均未饱和，其位置都在离地200m的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，即1℃/100m。
而周围空气的温度直减率γ分别为0.8℃/100m、1℃/100m和1.2℃/100m，则可以有三种不同的稳定度（图2·25）：
A团空气受到外力作用后，如果上升到300m高度（图2·25左列实矢线所示），则本身的温度（11℃）低于周围空气的温度（11.2℃），它向上的速度就要减小，并有返回原来高度的趋势（虚矢线所示）；如果它下降到100m高度，其本身温度（13℃）高于周围的温度（12.8℃），它向下的速度就要减小，也有返回原来高度的趋势。
因此，当γ＜γd时，大气处于稳定状态。
B团空气受到外力作用后，不管上升或下降，其本身温度均与周围空气温度相等，它的加速度等于零。
因此，当γ=γd时，大气处于中性平衡状态。
C团空气受到外力作用后，如果上升到300m高度，其本身温度（11℃）高于周围空气温度（10.8℃），则要加速上升；如果下降到100m高度，其本身温度（13℃）低于周围空气的温度（13.2℃），则要加速下降。
因此，当γ＞γd时，大气处于不稳定状态。
如将以上结论用层结曲线（即大气温度随高度变比曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度变化曲线）表示出来，则如图2·26所示（Ti为空气团温度；T为周围空气温度）。
综上所述，可以得出如下几点结论：
1.γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定。
如果γ很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。
所以习惯上常将逆温、等温以及γ很小的气层称为阻挡层。
2.当γ＜γm时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当γ＞γd时则相反，因而称为绝对不稳定。
3.当γd＞γ＞γm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来
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