取一个不高的横截面积是S的圆筒，筒内装水质量为m，在阳光垂直照射下，经过时间t，温度升高k．若把太阳看成黑体，已知太阳半径和地球到太阳的距离分别为R和d，并考虑到阳光传播过程中的损失，地球大气层的吸收和散射，水所能吸收的太阳能仅是太阳辐射能的一半，试用所给的物理量表达太阳表面的温度．（黑体单位表面积的辐射功率J与其温度的四次方成正比，即J=σT4，σ为常数，水的比热容为c，球面面积S=4πr2）
提 示 请您或[登录]之后查看试题解析 惊喜：新手机注册免费送20天VIP和20个雨点！无广告查看试题解析、半价提问扫扫二维码，随身浏览文档
手机或平板扫扫即可继续访问
举报该文档为侵权文档。
举报该文档含有违规或不良信息。
反馈该文档无法正常浏览。
举报该文档为重复文档。
推荐理由：
将文档分享至：
分享完整地址
文档地址：
粘贴到BBS或博客
flash地址：
支持嵌入FLASH地址的网站使用
html代码：
&embed src='/DocinViewer-4.swf' width='100%' height='600' type=application/x-shockwave-flash ALLOWFULLSCREEN='true' ALLOWSCRIPTACCESS='always'&&/embed&
450px*300px480px*400px650px*490px
支持嵌入HTML代码的网站使用
您的内容已经提交成功
您所提交的内容需要审核后才能发布，请您等待！
3秒自动关闭窗口怎么查一个地方的太阳辐射照度_百度知道
怎么查一个地方的太阳辐射照度
我有更好的答案
按默认排序
辽宁、江苏北部和安徽北部等地、云南、贵州两省、广东南部。此区为我国太阳能资源较丰富区。此区是我国太阳能资源最少的地区、青海东部，春夏多阴雨、福建南部、内蒙古南部。 五类地区 全年日照时数约小时，辐射量在502～586x104kJ／cm2•、山西南部、甘肃东南部，与印度和巴基斯坦北部的太阳能资源相当。相当于225～285kg标准煤燃烧所发出的热量、浙江和广东的一部分地区，全国大致上可分为五类地区、新疆北部，相当于170～200kg标准煤燃烧所发出的热量、甘肃中部;a。主要是长江中下游;a。相当于115～140kg标准煤燃烧所发出的热量、河南、甘肃北部、山西北部、宁夏北部和新疆南部等地。二类地区 全年日照时数为小时。主要包括河北西北部。主要包括四川，辐射量在419～502x104kJ／cm2•。相当于140～170kg标准煤燃烧所发出的热量。 你要查的地方看看下几类地区，相当于200～225kg标准煤燃烧所发出的热量，辐射量在586～670x104kJ／cm2•：一类地区 全年日照时数为O小时！按接受太阳能辐射量的大小我来回答你，秋冬季太阳能资源还可以、陕西北部。主要包括青藏高原。主要包括山东、吉林，辐射量在335～419x104kJ／cm2•a、河北东南部;a;a、福建。 三类地区 全年日照时数为小时。这是我国太阳能资源最丰富的地区、西藏东南部和新疆南部等地、宁夏南部，辐射量在670～837x104kJ／cm2•。四类地区 全年日照时数为小时
其他类似问题
太阳辐射的相关知识
您可能关注的推广
等待您来回答
下载知道APP
随时随地咨询
出门在外也不愁中国什么地方太阳辐射最大?_百度知道
中国什么地方太阳辐射最大?
高太阳辐射与高寒的青藏高原(还要插入中国年太阳辐射分布图和年平均气温分布图)
青藏高原的气候特点是冬寒夏凉.冬季气温一般比同纬度的东部平原低18-20℃;夏季气温一般在8-18℃,是我国盛夏气温最低的地方.是典型的高寒气候.但这里却是我国太阳辐射最强烈的地方.太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源,一年中整个地球可以由太阳获得5.44×1024J的太阳辐射能量,地球和大气的其他能量来源同来自太阳的辐射能相比是极其微小的,比如来自宇宙中其他星体的辐射能仅是来自太阳辐射能的亿分之一,从地球内部传递到地面上的能量也仅是来自太阳辐射能的万分之一.
气温是大气热力状况的数量度量,空气获得热量时,气温升高,空气失去热量时,气温降低.地球大气的热量主要来自太阳辐射,也就是说太阳辐射强烈的地方气温应是气温比较高的地方.而我国青藏高原地区却恰恰相反.从我国太阳辐射量分布图上可以看出, 青藏高原地区是我国太阳辐射量最多的地方,但这里却是我国年平均气温最低的地方,这到底是什么原因造成的呢?
太阳辐射透过大气层后,到达地面的太阳辐射有两部分,一是太阳以平行光线形式直接投射到地面上,称为直接辐射;一是经过散射后自天空射到地面的称为散射辐射,两者之和称为总辐射.
到达地面的太阳辐射的强弱和许多因子有关,其中最重要的有两个,即太阳高度和大气透明度.太阳高度角增大时,到达近地面层的直接辐射增强,散射辐射也相应增强,相反太阳高度角减小时,它们都会减弱.太阳高度角因纬度而异,一般低纬高,高纬低.故总辐射随纬度分布的一般规律:纬度愈低,总辐射愈大,反之愈小.
北半球年总辐射随纬度分布纬度
0° 可能总辐射（w/㎡）
248.1 有效总辐射（w/㎡）
120.8 132.7
108.8 根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布情况,可能总辐射是只考虑了受大气的减弱后到达地面的太阳辐射,赤道附近是全球可能总辐射最强烈的地方;有效总辐射是考虑了受大气和云的共同减弱后到达地面的太阳辐射.有效辐射最大值并不在赤道而在北纬20℃,主要原因是赤道附近云多太阳辐射减弱了很多造成的.
我国年总辐射(一般指有效总辐射)总量最高的地方出现在西藏,为212.3-252.1w/㎡,青海、新疆和黄河流域次之,为159.2-212.3w/㎡.这主要是因为这些地方四季晴朗\干燥的天气较多,总辐射较大,加之青藏高原海拔高,辐射量更大.
太阳辐射虽然是地球上的主要能量来源,但因为大气本身对太阳辐射直接吸收的很少,而地面却能大量吸收太阳辐射,并经转化供给大气,从这个意义上来说,下垫面是大气的直接热源.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.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.
到达地面的太阳辐射的高低并不是气温高低的决定因素,而取决于地面辐射的强弱.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,地面对太阳辐射的反射率决定于地面的性质和状态,普通陆地的反射率一般为10-30﹪,雪面的反射率约为60﹪,洁白的雪面甚至可达到90﹪
由此可见,即使总辐射的强度一样,不同性质的地表真正得到的太阳辐射能是有很大差异的,尽管青藏高原上是全国以至全球太阳辐射最强烈的地方,但由于这里地表很多地方终年冰雪覆盖,地面能吸收的太阳辐射能是很少的.故这里地面辐射很弱,大气从地面所获得的辐射非常有限,因而这里的气温很低.
其他类似问题
按默认排序
其他1条回答
青藏高原是我国太阳辐射最强的地区,他的原因有以下几种:青藏高原海拔高,大气稀薄,大气对太阳辐射的作用弱(最主要的原因),同时随着海拔的增高,太阳辐射穿过大气层的厚度也短,大气的削弱作用小,再加上这里白天晴天多(和巴山夜雨相似),云雾少,而和它同纬度的四川盆地则由于多云雾而成为我国太阳辐射最少的地区. 其实除了这些外,还有一个不被人们认识的原因----随着海拔的增加,太阳辐射也随之增强:\这个可以通过下列一些步骤的分析和计算来比较:1.太阳辐射的能量到底有多少？这个问题似乎和本论题无关，其实它才是计算的基础：要计算太阳到底能辐射多少能量，感觉无法计算，其实很早人们都在考虑这个难题－－－因为太阳太热，人们根本无法靠近测量．后来有人想如果我们以太阳为球心，在太阳外围作一个巨大的球体，并让这个球体的表面吸收所有的太阳辐射，只要测算出这个球体表面所吸收的能量就是太阳每分钟所释放的能量，这样就不用到太阳跟前去测量了．但是问题又来了，如何造如此巨大的球体呢？？于是他又开始思考：既然太阳在这个球的球心，太阳辐射一定垂直于球面，并且在各处分布均匀，只要计算出每平方厘米吸收的热量，然后再乘以该球的表面积不是很容易吗．后来又有人建议，让这个球的半径就是日地距离，这样的话，在不考虑大气影响的条件下，只要在地球上，找到太阳直射的地方，在那里测得每平方厘米每分钟所获得的能量，然后再乘以一个半径就是日地距离的球的表面积，就可以知道了太阳每分钟所释放的全部能量－－－这样那个球就根本不用制造了．于是人们把在一个日地距离上，太阳垂直照射的每平方厘米每分钟所获得的太阳辐射叫太阳常数．总能量等于太阳常数乘以以日地距离为半径的球的表面积2.海拔高度的变化与太阳辐射的关系：为了使问题简化，我们只计算太阳直射的情况，其他情况与此完全相同．假设把青藏高原搬走，让他的海拔成为0，那么在青藏高原原址上每平方厘米每分钟所获得的能量就是太阳常数．但是现实是青藏高原的平均海拔是4千米，这样他肯定离太阳更近，获得的太阳辐射更多，那么到底能多多少呢？很显然，海拔高度越高，他和太阳的距离越近，和1中思路相同，如果我们做一个半径为日地距离减去海拔高度的球体，那么该球面上每平方厘米每分钟所获得的能量就是青藏高原上所获得的能量．于是我们可以得出一个结论：太阳每分钟所辐射总能量除以以日地距离减去海拔高度为半径的球的表面积就可以获得海拔和平地－－－太阳常数之间的差值．
辐射的相关知识
您可能关注的推广回答者：回答者：
等待您来回答
下载知道APP
随时随地咨询
出门在外也不愁温馨提示！由于新浪微博认证机制调整，您的新浪微博帐号绑定已过期，请重新绑定！&&|&&
LOFTER精选
日照时数（h/a）
年辐射总量（MJ/m2·a）
包括的主要地区
宁夏北部，甘肃北部，新疆南部，青海西部，西藏西部
太阳能资源最丰富地区
河北西北部，山西北部，内蒙南部，宁夏南部，甘肃中部，青海东部，西藏东南部，新疆南部
较丰富地区
山东，河南，河北东南部，山西南部，新疆北部，吉林，辽宁，云南，陕西北部，甘肃东南部，广东南部
较丰富地区
湖南，广西，江西，浙江，湖北，福建北部，广东北部，陕西南部，安徽南部
四川大部分地区，贵州
第一节 节气、四季和日照时间、 日地关系
二、节气：24节气不但反映出一年中冷、暖、雨、雪动态及四季气候的变化，而且还和农业生产紧密结合，是天文、气候与农业生产的最成功的结合。
春雨惊春清谷天，夏满芒夏暑相连
秋处露秋寒霜降，冬雪雪冬小大寒
每月两节日期定，前后相差一两天
上半年在六廿一，下半年在八廿三
反映气温： 小暑 大暑 处暑 白露 寒露 霜降 小寒 大寒反映天文： 春分 秋分 夏至 冬至
反映作物生长发育： 小满 芒种
反映自然现象： 惊蛰 清明
反映降水： 雨水 谷雨 小雪 大雪
三、太阳高度角和方位角
1.太阳高度角（h⊙）: 指太阳光线与水平面的交角。
sin h⊙ ＝sinφ·sinδ＋cosφ·cosδ·cosω
ω(时角): 以当地真太阳时正午为零度，下午为正，上午为负，每小时15°。
φ: 地理纬度; δ:太阳赤纬 ;ω:时角
&正午时刻（ω＝0）太阳高度角的表达式：
h⊙＝90°―φ＋δ（太阳在天顶以南）
h⊙＝90°＋φ―δ（太阳在天顶以北）
当计算出h⊙＞90°时，则取其补角。
正午太阳高度角变化规律：
在南北回归线上（φ＝23.5°）：正午h⊙每年有一次最大值和一次最小值。
在赤道上（φ＝0°）：正午h⊙每年有两次最大值和两次最小值。
在赤道与南、北回归线之间:正午h⊙每年有两次最大值和一次最小值。
在北回归线以北与南回归线以南地区:正午h⊙每年有一次最大值和一次最小值，并且在一年中任何时刻，太阳高度均小于90°，太阳永远不会升至天顶。
2 .方位角（A）: 指阳光在水平面上投影和当地子午线间的夹角。
cosA=- sinδ·secφ
A(方位角): 取正南为零度，以西为正，以东为负。
&北半球各地日出、日没时方位角变化规律：
春秋分日（δ=0°）:太阳从正东方升起，在正西方落入地平线下；
从春分到秋分的夏半年内（δ：0°→+23.5°→0°）:太阳从东偏北方升起，在西偏北方落入地平线下；
从秋分到春分的冬半年内(δ：0°→-23.5°→0°):太阳从东偏南方升起，在西偏南方落入地平线下，越接近冬至日，日出日落的方位越偏南。
四、可照时间可照时间: 由日出至日没太阳可能照射的时间间隔
实照时数:一天中太阳直接照射地面的实际时数
曙暮光时间:太阳在地平线以下0-18°的一 段时间。
光照时间：可照时间 + 曙暮光时间
北半球可照时间随季节和纬度的变化规律为：
δ=0°: 昼夜平分，昼长不随纬度而变化；
δ：0°→-23.5°→0°:白昼短于黑夜，而且纬度越高，白昼越短，冬至日白昼达一年中的最短。在北极圈内可出现有夜无昼现象，称为极夜；
δ：0°→+23.5°→0°:白昼长于黑夜，而且纬度越高，白昼越长，夏至日白昼达一年中的最长。在北极圈内可出现有昼无夜现象，称为极昼；
赤道上，终年昼夜平分，中高纬度地区，随纬度增高，一年中昼长变化越大；低纬度地区终年昼长变化较小。
第二节 辐射的基本定律
一、辐射的一般知识
辐 射: 能量或物质微粒从辐射体向空间各方向发送的过程。
辐射能：通过辐射传输的能量。
电磁波：10exp(-10)微米～几千米
气象学：0.15～120μm
可见光：0.39～0.76μm
紫外线指数：度量太阳紫外线影响人类皮肤的程度.
紫外线指数为1=25毫瓦/平方米
紫外线又分为：
UV-A:315 nm～ 400nm
UV-B :280nm ～ 315nm (对皮对肤的伤害最大)
UV-C :100nm ～ 280nm
二、辐射的度量单位
辐射通量（F）：单位时间内通过或到达任一表面的辐射能。单位：J·s-1或W。
辐射通量密度（E）：单位面积上的辐射通量。单位：W·m-2
光通量密度（E1）：单位面积上通过或到达的光通量 单位：Lm·m-2(流明·米-2)
辐照度：到达接受面的辐射通量密度。
照度：单位面积上接收的光通量称为。单位：lux(勒克斯) ;1lux=lLm·m-2。
三 、辐射的基本定律
斯蒂芬-波耳兹曼定律 ： 黑体的辐射能力与其绝对温度的四次方成正比。
ET=σTexp4 σ= 5.67×10-8 W·m-2·Kexp(-4)
维恩位移定律： 黑体辐射能力最大值所对应的波长（λmax）与绝对温度成反比
λmax = C/T &&C = 2898μm·K.
&第三节 太阳辐射及其在大气层中的削弱
一、 大气上界的太阳辐射
1.太阳辐射光谱
&2.太阳常数(solar constant)：在大气上界，当日地间处于平均距离时，垂直于太 阳入射光表面的太阳直接辐射照度。1981年世界气象组织推荐使用1367W·m-2
3.太阳光量常数：在大气上界，当日地间处于平均距离时，垂直于太阳入射光表面的太阳可见光照度。其值为14万Lux.太阳辐射在大气中的削弱
二、大气对太阳辐射的吸收
N2:对太阳辐射几乎不吸收；
O2:吸收小于0.2um的紫外线；
03:主要吸收波长小于0.29um的紫外线,此外在0.6um和10um也有吸收；
H2O:在可见光区和红外光都有吸收,但吸收最强的在0.93-2.85um ；
CO2和尘埃:主要吸收红外线光谱区的辐射能。
结论：大气对太阳辐射的吸收多位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，
而对可见光光谱区的辐射能量吸收极微。
&三、大气对太阳辐射的散射
&分子散射: D散射质点 & 入入射辐射 （分子散射强度与其波长的四次方成反比）
粗粒散射: D散射质点 && 入入射辐射 （漫射对各色光同等散射）
&四、云层和尘埃对太阳辐射的反射
大气中的云层和较大颗粒的尘埃，能将太阳辐射中的一部分反射到宇宙空间去，其中云的反射作用最为显著。云的反射能力随云状、云的厚度不同而有明显不同平均反射率约为50～55%。
高云的反射率约为25%；中云约为50%；低云约为65%
总结: 在大气对太阳辐射的削弱作用中，以反射和散射作用大于吸收作用。以全球平均状况而言，进入大气的太阳辐 射约有31%因反射和散射返回宇宙空间，24%被大气直接吸收，余下的45%可到达地面。
四、太阳辐射通过大气后减弱的一般规律
大气质量(m):表示太阳倾斜入射时，经过的大气路程为垂直入射时的倍数。光线垂直到达海平面时所穿过的大气厚度定为一个大气质量数(m=1)。
h⊙&30°时： h⊙&30°时：大气质量数随太阳高度的变化
第四节 到达地面的太阳辐射
一、太阳直接辐射
S'：水平面上所得来自日盘的太阳直接辐射，或称太阳直接辐射的垂直分量
S：指地表垂直于日光来向单位面积上接受来自日盘的太阳辐射光谱特征：
随大气质量增加，长波光比例增加
随海拔高度增加，短波光比例增加
二、散射辐射（D）
水平地面上接收到的来自半球形天空不包括太阳直接辐射的短波辐射。又称天空辐射。
影响因素：
D随P增大而减小
D随h⊙增高而增大
地面反射率越大，D越强
海拔高度增高，空气干洁程度增加，D减少
D随总云量增加而迅速增大但若云层过厚，D也随之减少
散射辐射光谱特征:
散射辐射能量主要集中在小于1um的波谱范围, 晴天最大能量出现在0.45 um处, 阴天出现在0.48um处；随太阳高度角的增加,散射辐射的紫外线含量也增加,但可见光能量 (0.4-0.6um) 不随太阳高度角的改变而有大的变化
三、总辐射（Q）指水平地面上接收到的太阳直接辐射和散射辐射之和。
影响因素：
Q 一般随纬度增加而减小
晴天Q日变化和S' 日变化一致
阴天Q日变化和D日变化一致
有少量云时,Q会比没有云时略有增加, 否则随云量增大而减小。
四、太阳辐射日总量五、下垫面对太阳辐射的反射（R）
影响因素：
颜色越浅，反射率越大
粗糙度越大，反射率越小
太阳高度角越大，反射率越小
土壤湿度越大，反射率越小
第五节 地球辐射和地面净辐射
&一、地面辐射（Eg）
地球辐射能量95%集中在 3 ~ 120 um, 最大辐射能力所对应的波长在10 ~ 15 um
比辐射率：是指在同一温度下某物体的辐射能力与黑体辐射能力之比，在数值上等于吸收率。
二、大气逆辐射
大气逆辐射: 大气辐射朝向四面八方，其中一部分逸到宇宙中，大约有62～64%投向地面，投向地面的这部分大气辐射称为大气逆辐射。
大气对8～12μm波段的辐射吸收率较小，这一波段的地面淇梢灾鄙溆钪婵占洌莆?span class="style113"&大气之窗”。
三、地面有效辐射
指地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，单位为W.m-2
影响因素：
大气湿度增加，有效辐射减小
地面温度增加，有效辐射增加
大气温度增加，有效辐射减小
CO2浓度增加，有效辐射减小
夜间有微风，有效辐射减小
海拔高度增加，效辐射增加
粗糙表面有效辐射较大，潮湿表面有效辐射也较大
四、地面辐射平衡
辐射平衡日变化特征：
辐射平衡最大值出现在正午以前，最小值出现在傍晚，一天有两次通过零点，一次在日出后，一次在日落前（太阳高度角约10~15度）。
辐射平衡年变化特征：
辐射平衡夏季为正，最大为6月，最小值在12月
辐射平衡随纬度变化特征：
纬度39为零,超过39小于零,小于39大于零。
什么是辐射？
自然界中的一切物体,只要温度在绝对温度零度以上,都以电磁波的形式时刻不停地向外传送热量,这种传送能量的方式称为辐射。物体通过辐射所放出的能量，称为辐射能，简称辐射。
&&& 辐射有一个重要的特点，就是它是“对等的”。不论物体(气体)温度高低都向外辐射，甲物体可以向乙物体辐射，同时乙也可向甲辐射。这一点不同于传导，传导是单向进行的。
&&& 辐射能被体物吸收时发生热的效应，物体吸收的辐射能不同，所产生的温度也不同。因此，辐射是能量转换为热量的重要方式。
&&& 辐射是以电磁波的形式向外放散的。是以波动的形式传播能量。无线电波和光波都是电磁波。它们的传播速度很快，在真空中的传播速度与光波(3×1010厘米/秒)相同，在空气中稍慢一些。
&&& 电磁波是由不同波长的波组成的合成波。它的波长范围从10E-10微米(1微米=10E-4厘米)的宇宙线到波长达几公里的无线电波。Υ射线、X射线、紫外线、可见光、红外线，超短波和长波无线电波都属于电磁波的范围。肉眼看得见的是电磁波中很短的一段，从0.4-0.76微米这部分称为可见光。可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七种颜色组成的光带，这光带称为光谱。其中红光波长最长，紫光波长最短，其它各色光的波长则依次介于其间。波长长于红光的(&0.76微米)有红外线有无线电波；波长短于紫色光的(&0.4微米)有紫外线，Υ射线、X射线等。这些辐射虽然肉眼看不见，但可用仪器测出。
&&& 太阳辐射波长主要为0.15-4微米，其中最大辐射波长平均为0.5微米；地面和大气辐射波长主要为3-120微米，其中最大辐射波长平均为10微米。习惯上称前者为短波辐射，后者为长波辐射。
辐射的规律
辐射也是有规律可循的。这些规律大致可以归纳为下列四点：
(1)所有物体不论其温度如何，都向外放射辐射能。高温的太阳和地球都在不停地向外辐射能量。
(2)温度较高的物体单位面积放射的总能量，要比温度低的物体放射多。如太阳表面温度为6000°K，而地球表面的平均温度为288°K，因而，太阳表面单位面积上放射的能量要比地球表面放射的能量大几百万倍。
(3)物体温度愈高，其放射的最大辐射的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其放射的最大辐射波长愈长。例如，太阳放射的最大辐射波长0.5微米，而地球放射的最大辐射波长为10微米。
(4)辐射能力强的物体，其吸收辐射的能力也强；反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。黑体吸收能力最强，放射能力也最强。地球和太阳，对于它们各自的温度而言，都是吸收和放射能力很强的物体，可看作是近似黑体。而地球大气则是选择性的吸收和辐射体。对于某种确定波长的辐射可让其透过(即不吸收)；对于另外波长的辐射，则近乎不透明的(即吸收很强)。
太阳一刻也不停地向茫茫宇宙空间辐射着大量的电磁波。其中射向地球的那一部分，向地球输送了大量的光和热。据粗略估计，太阳每分钟向地球输送的热能大约是250亿亿卡，相当于燃烧4亿吨烟煤所产生的能量，这是非常可观的。地球在一年中从太阳获得的能量，相当于人类现有各种能源在同期内所提供的能量的上万倍。地球上的一些天然能源(如煤、石油等)可能有枯竭的那一天，而太阳能却是取之不尽，用之不竭的。太阳能是人类可以无限使用下去的一种巨大的天然能源。
&&& 地球除了从太阳那里取得能源外，还可从其它天体，如月球等取得能量，但其数量是微不足道的。地球从月球等其它天体所得的辐射能，仅为太阳的亿分之一。而来自宇宙的辐射能也仅为太阳辐射能的20亿分之一；从地球内部传到每平方厘米地面上的热量，全年才为5.4卡，仅为来自太阳辐射能的万分之一。所以说，太阳是地球和大气能量的源泉。
太阳辐射光谱和太阳常数
(1)辐射光谱：太阳是个炽热的大火球，它的表面温度可达6000°K，它以辐射的方式不断地把巨大的能量传送到地球上来，哺育着万物的生长。
&&& 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，又可分为三个主要区域，即波长较短的紫外光区、波长较长的红外光区和介于二者之间的可见光区。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％。在波长0.48微米的地方，太阳辐射的能力达到最高值，数值约为3.0卡/cm2.分以上。
(2)太阳辐射强度和太阳常数：太阳辐射强度就是太阳在垂直照射情况下在单位时间(一分钟、一天、一个月或者一年)内，一平方厘米的面积上所得到的辐射能量。如果在特定的情况下测量太阳辐射强度，就叫做太阳常数。也就是说，必须是在日地平均距离的条件下，在地球大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米的面积上，在1分钟内所接受的太阳辐射能量，就称为太阳常数。它是用来表达太阳辐射能量的一个物理量。
这里需要解释几个概念：
①日地平均距离：太阳和地球的距离在天文学上称做“天文单位”，这是一个很重要的数字，很多天文数字都是以它为基础的。测量日地距离的方法有好几种，一种是利用金星凌日(即太阳、金星一地球刚好在一条直线上)；另一种方法是利用小行星测量日地距离。历史上就是用前一种方法测出地球到太阳的距离的，也是这样算出日地平均距离的，即从地球上发出一束雷达波，打到金星上面，再从金星上反射回来。利用这种方法测出的日地平均距离为149,597,870公里，大约为15,000万公里。
②在大气上界：就是说不考虑大气对太阳辐射的影响，即在没有大气的情况下。太阳常数的数值，由于观测年代不同，以及观测方法和推算方法的不同，在不同的书籍和资料中，其数值常不一致，变动幅度在1.90-2.90卡厘米/2.分之间。1957年国际地球物理年决定采用1.98卡/厘米2.分。近年来，在宇航事业取得新资料的情况下，经过大量观测和分析，测得新的太阳常数为1.95卡/厘米2.分。据研究，太阳常数也有周期性的变化，这可能与太阳黑子的活动周期有关。因此，在长期气象预报过程中，常把太阳常数和太阳黑子的周期变化联系起来，分析气候长期变化的趋势，为国民经济计划服务。
③到达大气上界的太阳辐射：太阳常数在一定程度上代表了垂直到达大气上界的太阳辐射强度，但太阳常数到达水平面上的太阳辐射强度之间，存在着下面的数学关系式：
I=I0.sinｈ式中，ｈ为太阳高度角，I0为太阳常数,I为投射到大气上界水平面上的太阳辐射强度。
&&& 上式表明：大气上界水平面上的太阳辐射强度，随太阳高度角的增大而增强。当太阳高度角为90° 时，太阳辐射强度就等于太阳常数。因此，太阳常数就是到达水平面上的太阳辐射强度的最大值。
&&& 到达大气上界的太阳辐射，就是太阳常数。但是因为到达大气上界的太阳辐射与日地距离的平方成反比，因此，在远日点和在近日点的太阳辐射强度与太阳常数就有一定差异。在近日点垂直于大气上界的太阳辐射强度比太阳常数大3.4％；而在远日点则比太阳常数小3.5％。
&&& 根据上述太阳辐射强度和太阳常数的关系公式，到达大气上界的太阳辐射与太阳高度角的正弦成正比。太阳高度角随纬度和时间而变化。因此，在不同纬度上不同时间的太阳辐射强度都不同。由于南、北回归线之间地区的太阳高度角较大，而北回归线以北和南回归线以南地区的太阳高度角随纬度增高而减小，所以，到达地球大气上 界的太阳辐射沿纬度的分布是不均匀的，低纬度多，随纬度的增高而减少；由于南、北回归线之间地区的太阳高度角在一年中的变化较小，而中、高纬度地区的太阳高度角在一年中的变化较大，因而，低纬地区太阳辐射强度的年变化小，高纬地区太阳辐射强度的年变化大。
太阳辐射在大气中的减弱
&&& 太阳辐射通过大气时，分别受到大气中的水汽、二氧化碳、微尘、氧和臭氧以及云滴、雾、冰晶、空气分子的吸收、散射、反射等作用，而使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面。
&&& 太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射性能的特性。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。太阳辐射被大气吸收后变成热能，因而使太阳辐射减弱。
&&& 水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从0.93-2.85微米之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从总的太阳辐射能里所吸收的能量是不多的。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱4-15％。所以大气因直接吸收太阳辐射能而引起的增温并不显著。大气中的主要气体是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射。在波长小于0.2微米处为一宽的吸收带，吸收能力较强；在0.69和0.76微米附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。
&&& 臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射的吸收很强。0.2-0.3微米为一强吸收带，使小于0.29微米的太阳辐射不能到达地面。在0.6微米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，吸收的太阳辐射还是相当多的。
&&& 二氧化碳对太阳辐射的吸收比较弱，仅对红外区4.3微米附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后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，也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多(如有沙暴、烟幕或浮尘)时，吸收才比较显著。
&&& 大气对太阳辐射的吸收是具有选择性的，因而使穿过大气的太阳辐射光谱变得极不规则；由于大气主要吸收物质(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，因而吸收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。所以，太阳辐射不是大气主要的直接热源。
大气对太阳辐射的散射
&&& 太阳辐射通过大气时遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不象吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播开来。经过散射之后，有一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，被散射愈厉害。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力和波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的。例如波长为0.7微米时的散射能力为1，波长为0.3微米时的散射能力就为30。因此，太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青兰色就是因为辐射中青兰色波长较短，容易被大气散射的缘故。如果太阳辐射遇到直径比波长大的质点，虽然也被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样被散射。如空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色的。有时为了区别有选择性的散射和没有选择性的散射，将前者称为散射，后者称为漫射。
大气对太阳辐射的反射
&&& 大气中云层和较大颗粒的埃尘能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去。其中反射最明显的是云。不同的云量，不同的云状，云的不同厚度所发生的反射是不同的。高云平均反射25％，中云平均反射50％，低云平均反射65％，很厚的云层反射可达90％。笼统地讲，云量反射平均达50～55％。假设大气层顶的太阳辐射是100％。那么太阳辐射通过大气后发生散射、吸收和反射(反射云量反射表示)，向上散射占4％，大气吸收占21％,云量吸收占3％,云量反射占23％。
&&& 地球表面在吸收太阳辐射的同时，又将其中的大部分能量以辐射的方式传送给大气。地表面这种以其本身的热量日夜不停地向外放射辐射的方式，称为地面辐射。
&&& 由于地表温度比太阳低得多(地表面平均温度约为300K)，因而，地面辐射的主要能量集中在1～30微米之间，其最大辐射的平均波长为10微米，属红外区间，与太阳短波辐射相比，称为地面长波辐射。
&&& 地面的辐射能力，主要决定于地面本身的温度。由于辐射能力随辐射体温度的增高而增强，所以，白天，地面温度较高，地面辐射较强；夜间，地面温度较低，地面辐射较弱。
&&& 地面的辐射是长波辐射，除部分透过大气奔向宇宙外，大部分被大气中水汽和二氧化碳所吸收，其中水汽对长波辐射的吸收更为显著。因此，大气，尤其是对流层中的大气，主要靠吸收地面辐射而增热。
大气逆辐射
&&& 大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量。大气这种向外放射能量的方式，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。
&&& 大气辐射的方向既有向上的，也有向下的。大气辐射中向下的那一部分，刚好和地面辐射的方向相反，所以称为大气逆辐射。大气逆辐射是地面获得热量的重要来源。由于大气逆辐射的存在，使地面实际损失的热量比地面以长波辐射放出的热量少一些，大气的这种保温作用称为大气的温室效应。这种大气的保温作用使近地表的气温提高了约18℃。月球则因为没有象地球这样的大气，因而，致使它表面的温度昼夜变化剧烈，白天表面温度可达127℃，夜间可降至-183℃。
地面有效辐射
&&& 地面和大气之间以长波辐射的方式进行着热量的交换，大气对地面起着保温作用。这种作用可用地面有效辐射(F0)表示:F0=Fg-δEA
&&& 地面有效辐射就是地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射(δEA)之间的差值。通常，地面温度高于大气温度，所以地面辐射要比大气逆辐射强。
&&& 地面有效辐射的强弱随地面温度、空气温度、空气湿度及云况而变化。
(1)根据辐射强度的关系，地面温度增高时，地面辐射增强，如其它条件(温度、云况等)不变，则地面有效辐射增大。
(2)空气温度高时，大气逆辐射增强，如其它条件不变，则地面有效辐射减小。
(3)空气中含有水汽和水汽凝结物较多，则因水汽放射长波辐射的能力比较强，使大气逆辐射增强，从而也使地面有效辐射减弱。
(4)天空中有云，特别是有浓密的低云存在，大气逆辐射更强，使地面有效辐射减弱得更多。所以，有云的夜晚通常要比无云的夜晚暖和一些。云被的这种作用，我们也称为云被的保温效应。人造烟幕所以能防御霜冻，其道理也在于此。
&&& 任何一个物体都能不断地以辐射方式进行着热量交换。地面和大气与其它物体一样，都在不断地进行着这种热量交换。在某段时间内，物体的辐射收支差值称为辐射差额。当收入大于支出时，辐射差额为正值；反之，为负值；若收支相等，则称为辐射平衡。差额为正时，物体有热量盈余，温度将升高；反之，则温度降低。
&&& 地面辐射差额为地面所吸收的太阳总辐射及地面放出的长波辐射之差，以公式表示为：
&&& Rg=(Q+q)(1-a)-F0式中，Rg为地面辐射差额；(Q+q)是到达地面的总辐射，即直接辐射和散射辐射之和；a为地面对总辐射的反射率，(1-a)为地面的吸收率；F0为地面的有效辐射。
&&& 当地面收入的热量多于支出的热量，则地面温度不断升高；反之，则地温不断下降。
&&& 一般最高温度出现在从升温转为降温的转折点上，最低温度出现在从降温转为升温的转折点。因此，晴朗无云的天气里，地面温度最高值并不出现在太阳高度角最高的正午，而是在午后一点钟左右；最低温度出现稍迟于日出时刻。由于地面热量传输给大气，需要有一定时间，所以气温日变化的最高、最低稍落后于地温日变化的最高最低，这就是地面辐射差额的日变化情况。
&&& 地面辐射差额年变化因纬度而异，纬度愈低辐射差额正值的月份愈多；纬度愈高，辐射差额保持正值的月份就愈少。
&&& 如果把地面和对流层大气看成是一整体，来研究此系统的辐射差额，能更清楚地看出辐射差额随纬度分布的情况。这这个系统中，收入部分是由地面和大气所吸收的太阳辐射所组成，而支出部分则是辐射到宇宙空间去的地面和大气长波辐射。地气系统辐射差额是随纬度增高而由正值转变为负值的，在35°S到35°N之间的地气系统辐射差额为正值，在此范围以外的中、高纬度地区为负值。辐射差额的这种分布，也正是引起高低纬度之间大气环流和洋流产生的基本原因。
大气的保温作用
&&& 大气层就好象是一条毛毯，均匀地包住了整个地球，使整个地球就好象处在一个温室之中。白天灼热的太阳发出强烈的短波辐射，大气层能让这些短波光顺利地通过，而到达地球表面，使地表增温。晚上，没有了太阳辐射，地球表面向外辐射热量。因为地表的温度不高，所以辐射是以长波辐射为主，而这些长波辐射又恰恰是大气层不允许通过的，故地表热量不会更丧失太多，地表温度也不会降的太低。这样，大气层就起到了调节地球表面温度的作用。这种作用就是大气的保温作用。
&&& 气温就是空气的温度。一般生活中所说的气温，是指气象观测所用的百叶箱中离地面1.5米高处的温度。这个温度基本上反映了观测地点(当地)的气温。气温是表示空气冷热程度的物理量，是空气分子平均动能大小的一种量度。
&&& 十九世纪三十年代，英国植物学家布朗用显微镜观察到，花粉在水面永无休止地作无规则的运动，这就是人所共知的布朗运动。人们还发现，往含有固体微粒的溶液加热，温度越高，布朗运动就越激烈。空气也是这样，当空气获得热量时，它的分子平均动能就增加，气温也就升高；反之，当空气失去热量时，它的分子平均动能就减小，气温也就随之降低。
气温的时间变化
&&& 午热晨凉、冬寒夏暑，这是气温随时间变化的一般规律。随着地球以一日为周期的绕轴自转和以一年为周期的绕太阳公转，某一地区所接受的太阳辐射的数量就出现以日、年为周期的变化，从而导致气温的昼夜(日)和季节(年)变化。
(1)气温昼夜变化 它是指气温以一日为周期的有规律变化。气温日变化的特点是，一天当中有一个最高值和一个最低值，最高值出现在午后两点钟左右，最低值出现在清晨日出前后。一天当中气温的最高值和最低值之差，称为气温日较差。它的大小反映了气温日变化的程度。
&&& 日出以后，随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时，地面放出的长波辐射也随着温度的升高而增强，大气吸收了地面的长波辐射，气温也上升。到了正午，太阳辐射达到最强，气温也随之上升。此后，太阳辐射强度虽然开始减弱，但地面得到的热量仍比地面长波辐射推动的热量还要多，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，气温也随着升高。到午后一定时间，由于太阳辐射的进一步减弱，使地面得到的热量开始少于推动的热量，地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为亏损、地温由上升转为下降的时刻。这一时刻通常在午后一小时左右。随后，由于地面热量不断地亏损，气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以，最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。由此看来，一昼夜间气温的高低不仅取决于接受太阳辐射数量的多少，取决于地面的热量收支，即地面接收的太阳辐射的数量和向外放射的地面有效辐射的数量之差。如收入多于支出，则地面储存的热量增加；反之，则减少。
&&& 同时还可以看出，任何一个地方，每一天的气温日变化都有一定的规律性。但由于受众多因素的影响，又不是前一天的简单重复。因此，需要全面考虑各种因素的综合影响。
(2)气温季节变化 它是指气温以一年为周期的有规律的变化。地球上绝大部分地区，一年中有一个最高值和一个最低值。由于气温的高低取决于地面储存热量的多少，地面储存热量最多的时期，就是气温最高值出现的时间；储存热量最少的时期，也就是气温最低值出现的时间。因此，一年中气温最高和最低值出现的时间，不是太阳辐射最强和最弱所在的一天(北半球的夏至和冬至日)，也不是太阳辐射最强和最弱一天所在的月份(北半球的六月和十二月)，而是比这一天要落后1～2个月。即最低值出现在一月或二月，最高值出现在七月或八月。海洋上落后较多，陆地上落后较少。北半球，中、高纬度内陆的气温，以七月为最高，一月为最低；海洋的气温，以八月为最高，二月为最低。
&&& 一年中，月平均气温的最高值与最低值之差，称之为气温年较差。它的大小与纬度、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；愈到高纬地区，冬夏区分愈明显，气温年较差愈大。
&&& 对于同一纬度的海陆相比，陆上气温年较差比海洋大得多。一般情况下，温带海洋上的年较差为11℃，大陆上的年较差可达20～60℃。
&&& 气温年较差也因天状况的不同而不同。云雨多的地区，气温年较差小；云雨少的地区，气温年较差大。
气温的空间变化
(1)等温线和等温线图 等温线是指同一水平面上气温相同各点的连结。任意一条等温线上的各点温度都相等。表示同一时间等温线水平分布状况的地图，叫做等温线图。
&&& 在分析等温线图时掌握下列一般规律：
①等温线密集，气温差别大；等温线稀疏，气温差别小。②等温线向高纬突出，说明高温地区广；等温线向低纬突出，说明低温地区广。③等温线与纬线平行，说明受纬度影响突出。④等温线与海岸平行，说明受海洋影响显著。⑤等温线与山脉走向平行或高原边缘平行，说明受地形影响明显，或垂直变化大。⑥等温线呈封闭状曲线，如线内气温高，可判断为盆地；如线内气温低，可判断为山地。
(2)一月气温变化：
从1月海平面气温分布图上可以看出，1月世界气温的分布，具有下列几个特点：
①等温线较密，北半球与南半球相比更密，说明冬季各纬度之间温度差异大。②热带以外的区域，大陆上等温线向南凸出，可见北半球的陆地比海洋冷，而南半球正好相反，陆暖于海。③在太平洋和大西洋的北部，等温线急剧地向北极凸出，这正好反映了暖流对气温的影响，象黑潮、阿留申暖流、墨西哥湾巨大的增暖作用。在属于夏季的南半球，寒流的影响增强了，将等温线远远地推向赤道方向。④最低温度出现在北半球的高纬度大陆上，亚洲东北部和格陵兰特别寒冷。最暖区域通过澳大利亚中部、南非和南美的南回归线附近。
(3)七月气温变化：
从7月份海平面气温分布图上可以看出，7月世界的气温分布具有以下的特点：
①等温线比较稀疏，说明夏季各纬度之间的温度差异较小。②热带以外的区域，大陆等温线强烈地向北凸出，可见北半球陆暖于海，南半球陆冷于海。③洋流、特别是寒流对等温线的影响比较显著。7月份，北半球等温线沿非洲和北美的西岸向南凸出，是受加那利寒流和加利福尼亚寒流影响的结果。在南半球等温线沿非洲和南美西岸向北弯曲，则是受本格拉寒流和秘鲁寒流影响的结果。④最高温度出现在北半球的低纬大陆上。最热的地方在亚洲内部、伊朗、阿拉伯、撤哈拉和加利福尼亚一带的沙漠地区。
气温、地温和水温的关系
&&& 人们通常用大气温度来表示大气的冷热程度，称为大气温度或气温。这是为了区别于土壤温度(土温)和水体温度(水温)来说的。如果不是为了这种区别，我们说温度，就是指气温，也不会造成人们误解。
&&& 因为大气的热量主要要来自地面，地面的性质和状况又有很大差别，海洋和陆地，高山和平原，沙漠和森林，潮湿地区和干燥地区等等，不同的地面情况对大气温度的影响也不相同。
&&& 海洋和陆地的差别最有代表意义。例如，在某一纬度上到达地面的太阳辐射能量相同，可是结果并不一样。陆地上剧烈升温，海洋上升温却十分和缓，为什么呢？仔细分析，至少有以下原因：
&&& 第一，陆地的反射率大于海洋水面。导致陆地实际吸收的太阳辐射比海洋少10％～20％，由于这个原因，陆地升温应比海洋大，而冷却则比海洋快。
&&& 第二，陆地对各种波长的太阳辐射都不透明，吸收的太阳辐射都用在加热很薄的陆地表面。水面虽然对红色光和红外线不透明，但对可见光其余部分和达到水面的紫外线都是透明的，这一部分辐射能量可以达到海洋的深层。
&&& 第三，岩石和土壤都是不良导体，传导到土壤下层的热量很少。水却相反，有很高的传导本领，得到的太阳辐射能很快地向下层传导。
&&& 第四，岩石和土壤不能上下左右流动，海洋上却有波浪、洋流和对流进行热量的水平输送和垂直交换。
&&& 第五，岩石和土壤的比热，小于水体的比热。岩石的比热约为0.8368焦/克·度;水比热是4.184焦/克·度。如果将4.184焦热量约1克水,温度可升高1℃;如果将4.184焦热量给1克岩石,温度可升高5℃。
&&& 第二到第五个原因，使陆地得到的太阳辐射只集中于表层，导致地面迅速而剧烈地升温，从而加强了地面和大气的感热交换。而水面则将太阳辐射的一部分向下层传播，使水温不断升高，传给大气的感热自然减少。
&&& 第六，海面有充足的水源供应，蒸发强烈，消耗了水面很多热量，使水温升不高，减少了空气的感热交换，但是热量多以潜热形式被带到大气中。感热是可以感觉到的热量，能立即使气温升高；潜热暂不能升温，只有当水汽凝结时，才能释放潜热，加热大气。
&&& 由此可见，即使在同样太阳辐射条件下，地温和水温之间仍有很大差别。它们的大气热量交换方式(是感热还是潜热)和数量都不相同，从而产生天气和气候的差异。
&&& 地球上天气和气候的差异，并不仅仅发生在海洋和陆地之间，即使都在陆地上，沙漠和森林，荒地和农田，干燥地区和潮湿地区，山脉的向风坡和背风坡，阳坡和阴坡等等，天气和气候也不相同。但是，在一定程度上都与地面干燥或潮湿情况有关。相对干燥的地面更接近一般陆地表面情况，相对潮湿的地面更接近水面的情况，只是差别没有陆地和海洋对比那样突出罢了。
气温的测量单位
&&& 从现象上说，温度表示物体冷热的程度。从科学意义上讲，温度实际上是表示物体分子运动的速度，它反映物体内能的大小。当物体获得热量时内能增加，温度就升高；当物体失去热量时，内能减少，温度就降低。所以，物体温度的升降取决于外来热量的多少。物体的温度条件，还取决于该物体的比热大小。以同样多的热量给予比热大的物体，它的温度升高得少；而给予比热小的物体，它的温度升高就大。
&&& 通常用来测量温度的单位是度。
&&& 我们已经知道，气温指的是空气的温度。为了研究和认识气温这个物理量，就必须测量它的高低。这首先就得规定气温的测量单位──温标。正象人们用尺子量布一样，尺、寸等刻度就是人为规定的标准。
&&& 量度气温所使用的温标一般有三种：
(1)摄氏温标：也称“百分温标”。规定在一个大气压下，水的冰点为零度，沸点为100度，中间分为100等分，每个等分代表1度。摄氏温度用℃表示。它是1742年由瑞典人摄尔司发明的。
(2)华氏温标：规定在一个大气压下，水的冰点为32度，沸点为212度，中间分为180等分，每等分代表1度。华氏温度用°F表示。它是1709年由德国人华伦海发明的。
(3)开氏温标：也称绝对温标、热力学温标。绝对温标每一度的大小和摄氏温标完全相同，不过，它不是以水的冰点作为零度的，而是以理论上所说的分子热运动将完全停止时的温度，即-273.16℃作为零度，用K表示。辩证法告诉我们，要物质的热运动完全停止那是绝对不可能的。-273.16℃只不过是人们可以无限接近，但永远也不可能达到的温度。因此，才把它叫做绝对零度，意思是说，-273.16℃才是温度的真正零度。
&&& 开氏温标是1848年由英国物理学家开尔文所创立。1960年第十一届国际计量大会规定热力学温标以开尔文为单位。规定水的三相(气、液、固体)点为273.16K。由于水的三相点在摄氏温标为0.01℃，所以摄氏0℃=273.15K。绝对温度(K)≈273+摄氏温度(℃)。
(4)摄氏与华氏温度的换算：
&&& 在气象学和人们的生活中，常用摄氏温标。但是在说英语的国家，如英国、美国、加拿大、澳大利亚和印度等国，多采用华氏温标。而在科学研究中，最好使用开氏温标。
怎样从天气图上读气温？
&& 下图为天气图上表示某个台站各物理量的符号，其中的用黄色加亮的符号表示某时刻测到的该台站的地面气温数值。需要注意得是，这里温度的单位是摄氏温标。如该例中的温度值为-14℃。
从赤道到极地的温度变化
&& 由于太阳辐射是随纬度增加而减少的，所以，就整个地球来说，气温是从赤道向两极递减的。不过这个规律往往受到其他因素干扰，在同一纬度上，温度并不一定相等。特别是在高纬度地区，海陆间的温度相差很大。为了说明单纯的纬度对温度的影响，人们就以纬度平均气温来比较，办法是从各月与年等温线图上，求取每隔10°纬度圈上等距点的温度，然后加以平均，就可以得到各纬度的纬度平均气温。通常是计算0°、10°、20°、30°直到80°的纬度平均气温。这样做的好处就是把纬度以外的影响互相抵消掉了，只剩下纬度的影响。从纬度平均气温看，气温随纬度增加而降低的规律就十分明显。例如，全年纬度平均气温(见下表)，无论在南北半球，都是从赤道向两极逐渐降低的。赤道是26.2℃，到纬度58°附近变成负值，到极地都在-20℃以下。不过有趣的是，地球最热的纬度并不是赤道，而是在北半球纬度10°的地方，这个纬度被称为“热赤道”。赤道只有在北半球冬季才是最热的纬度，到7月份，最热的平均气温已经移到北纬20°。在南半球，因为海洋面积大，纬度平均气温随纬度增加而降低的规律更加明显。
年较差(℃)
年较差(℃)
&&& 气温的年较差是一年中最热月平均气温与最冷月平均气温的差值。从热赤道向两极年较差是增加的。西沙(北纬16°50′)年较差只有6.0℃，漠河(北纬53°28′)却高达50.0℃。这个特点与冬夏季太阳辐射的差值向极地增加有直接关系。不过南半球各纬度的年较差都比北半球小，这与南半球海洋面积远远大于陆地面积的情况有很大关系。
冬暖夏凉与冬冷夏热的秘密
&& 我们已经知道海洋和陆地温度有很大差别。海洋对温度有很大的调节功能，当太阳辐射强的时候，海洋能吸收大部分辐射热。并通过海水内部的热量交换，将大量热量储存起来。当太阳辐射减弱的时候，海洋又能将储存的热量释放出来。所以，海洋与陆地相比，有冬暖夏凉的特点，陆地则是冬冷夏热，地球表面海陆分布很不均匀，北半球陆地面积比南半球约大一倍，海洋面积则比南半球小，所以，北半球夏季比南半球热，冬季比南半球冷。北半球夏季平均温度22.4℃，南半球只有17.1℃，北半球冬季平均温度8.1 ℃，南半球却有9.7℃。
&&& 在高纬度大陆的影响冬季比夏季显著，冬季大陆降温剧烈，而夏季升温却不很大。例如，在北纬40°附近，沿海的天津1月为-4.0℃，向内陆到呼和浩特降到-8.1℃(订正到海平面)，共降低了4.1℃，而在7月天津是26.4℃，到呼和浩特升到27.9℃，只升高1.5℃。
&&& 在低纬度，大陆的影响夏季比冬季显著，夏季大陆升温剧烈，而冬季降温却不大。例如，在北纬30°附近，7月杭州气温28.4℃，武汉28.8℃，共升高了0.4℃，而1月都是4.1℃。海陆影响在各个纬度之间有不同效果，说明海洋对气温的调节作用，在不同纬度不同季节都不相同。
高处不胜寒
&& 大气的主要热源是在地球表面，距离地面越远，气温就越低，气温随着高度增加而降低。难怪，宋朝苏东坡也发出感叹：“高处不胜寒”。在山地，不同海拔高度地点的气温也是随海拔高度降低的，不过在山地的测点与低处平原的测点都接近地面热源。为什么也会有这种温度差别呢？原因是山地凸出于自由大气中，高山上的温度除了受本身的地面热原影响外，还受到自由大气温度的调节作用。山越高，山地地面温度与自由大气温度的差值就越大，自由大气对山地气温的调节作用就越明显。例如，庐山比九江高出1132米，冬季1月平均温度却从4.2℃降到-0.2℃；夏季7&127;月从29.4℃降到22.5℃。冬季降低了4.4℃，夏季降低6.9℃。我们把两个地点的温度差除以它们的高度差(以100米为单位)，就得到它们之间气温的温度梯度，九江与庐山的温度梯度1月是-0.39℃/100米，7月是-0.61℃/100米。
&&& 温度梯度不仅随季节变化，而且随地形具体情况也有很大差异，例如，在秦岭北坡就小于南坡，北坡年平均温度梯度-0.45℃/100米，南坡却有-0.54℃/100米。主要原因是在冬季，北坡有冷空气经常聚集，减少了盆地与高山的温度差值。北坡冬季月温度梯度只有-0.34℃/100米，而南坡处在冷气流的北风位置，1月仍有-0.54℃/100米，但在夏季这种情况并不存在，南北坡温度梯度都是-0.55℃/100米。
&&& 另外，由于自由大气的调节作用，高山上的温度年变化和日变化也是随高度的增加而减少的，用最热月温度减去最冷月的温度的差值表示年变化，称为年较差。九江的年较差为25.2℃，到庐山就降到22.7℃，年较差不仅随高度减少也可因坡向不同而有差别。秦岭以北的西安年较差达27.6℃，到华山降到24.2℃，可是在秦岭以南的安康年较差只有24.2℃，与华山几乎没有差别。当然，这与安康纬度偏南，云、雾及降水较多的也有很大关系。
阅读(2198)|
用微信&&“扫一扫”
将文章分享到朋友圈。
用易信&&“扫一扫”
将文章分享到朋友圈。
历史上的今天
loftPermalink:'',
id:'fks_',
blogTitle:'中国地表面辐射平衡和热量平衡 ',
blogAbstract:'
中国地表面辐射平衡和热量平衡
日照时数（h/a）
年辐射总量（MJ/m2·a）
包括的主要地区
blogTag:'',
blogUrl:'blog/static/3',
isPublished:1,
istop:false,
modifyTime:0,
publishTime:3,
permalink:'blog/static/3',
commentCount:0,
mainCommentCount:0,
recommendCount:0,
bsrk:-100,
publisherId:0,
recomBlogHome:false,
currentRecomBlog:false,
attachmentsFileIds:[],
groupInfo:{},
friendstatus:'none',
followstatus:'unFollow',
pubSucc:'',
visitorProvince:'',
visitorCity:'',
visitorNewUser:false,
postAddInfo:{},
mset:'000',
remindgoodnightblog:false,
isBlackVisitor:false,
isShowYodaoAd:false,
hostIntro:'',
hmcon:'0',
selfRecomBlogCount:'0',
lofter_single:''
{list a as x}
{if x.moveFrom=='wap'}
{elseif x.moveFrom=='iphone'}
{elseif x.moveFrom=='android'}
{elseif x.moveFrom=='mobile'}
${a.selfIntro|escape}{if great260}${suplement}{/if}
{list a as x}
推荐过这篇日志的人：
{list a as x}
{if !!b&&b.length>0}
他们还推荐了：
{list b as y}
转载记录：
{list d as x}
{list a as x}
{list a as x}
{list a as x}
{list a as x}
{if x_index>4}{break}{/if}
${fn2(x.publishTime,'yyyy-MM-dd HH:mm:ss')}
{list a as x}
{if !!(blogDetail.preBlogPermalink)}
{if !!(blogDetail.nextBlogPermalink)}
{list a as x}
{if defined('newslist')&&newslist.length>0}
{list newslist as x}
{if x_index>7}{break}{/if}
{list a as x}
{var first_option =}
{list x.voteDetailList as voteToOption}
{if voteToOption==1}
{if first_option==false},{/if}&&“${b[voteToOption_index]}”&&
{if (x.role!="-1") },“我是${c[x.role]}”&&{/if}
&&&&&&&&${fn1(x.voteTime)}
{if x.userName==''}{/if}
网易公司版权所有&&
{list x.l as y}
{if defined('wl')}
{list wl as x}{/list}
