對流層

地球的對流層是最接近地球表面的一層大氣，集中了約75%的大氣的質量和90%以上的水汽質量。對流層由於受到地面森林、湖泊、草原、海灘、山嶺等不同地形的影響，受日光照射而引起的氣温的變化，因而造成垂直方向和水平方向的風，即空氣發生大量的對流現象，故稱為對流層。

其下界與地面相接，上界高度隨地理緯度和季節而變化，它的高度因緯度而不同，在低緯度地區平均高度為17~18千米，在中緯度地區平均為10~12千米，極地平均為8~9千米。 ^[1]  例如：我國北京地區，對流層的高度約為11千米，廣州地區對流層的高度增加到約16千米，而在東北地區則下降到10千米。並且夏季高於冬季。甚至同一地區同一天，對流層的高度也會隨早、中、晚的變化而變化。 ^[3] 

對流層從地球表面開始向高空伸展，直至對流層頂，即平流層的起點為止。在高緯度的地區，因為地表的摩擦力會影響氣流，形成了一個平均厚2千米的行星邊界層。這一層的形成主要依靠地形而有所不同，而且亦會被逆流層的分隔而與對流層的其他部分分開。 ^[4] 

這一層由於是大氣的最下層，密度最大，所包含的空氣質量幾乎佔整個大氣質量的75%。 ^[1]  在對流層裏空氣可以有上下的流動，雷雨、濃霧、風切變等天氣現象都發生在這一層。正因對流層是大氣層中湍流最多的一層，噴射客機大多會飛越此層頂部（即對流層頂）用以避開影響飛行安全的氣流。 ^[3] 

在宇宙中恆星也有對流層，太陽內部能量向外傳播除輻射，還有對流過程。輻射區的外圍温度下降得很快，再加上太陽表面的輻射損失變大，使得上下温差也隨之變大，這就形成了以湍流為主的強烈對流層。這一層氣體性質變化很大，很不穩定。 ^[5] 

對流層主要由以下成份組成（不分先後）： ^[6] 

^[6] 

在空氣沒有污染的狀況下，對流層的組成是十分均勻的，這種均勻性主要歸因於對流層中氣團不停地環流所引起的強大混合作用。然而，由於雲的形成、降雨以及從地球水體中水分的蒸發，從而使對流層中水的含量變化較大。 ^[6] 

在對流層中，氣温隨高度升高而降低，平均每上升100米，對流層氣温約降低0.65℃。 ^[3]  氣温隨高度升高而降低是由於對流層大氣的主要熱源是地面長波輻射，離地面越高，受熱越少，氣温就越低。但在一定條件下，對流層中也會出現氣温隨高度增加而上升的現象，稱之為“逆温現象”。

逆温為可分輻射逆温、湍流逆温、平流逆温、下沉逆温、鋒面逆温。逆温層的存在，造成局部大氣上熱下冷，阻礙了空氣對流運動的發展，大量煙塵、污染物、水汽凝結物等聚集在它的下面，使能見度變差，空氣污染加重；尤其是城市及工礦區上空，由於凝結核多，易產生濃霧天氣，有的甚至造成嚴重的大氣污染事件，如光化學煙霧。 ^[7] 

在對流層內，可進一步根據對流層中大氣的運動狀態、温度的垂直變化特點和天氣現象的變化特徵，將對流層分為以下三層： ^[8] 

（1）下層：下層又稱擾動層或摩擦層。其範圍一般是自地面到2千米高度。隨季節和晝夜的不同，下層的範圍也有一些變動，一般是夏季高於冬季，白天高於夜間。在這層裏氣流受地面的摩擦作用的影響較大，湍流交換作用特別強盛，通常，隨着高度的增加，風速增大，風向偏轉。這層受地面熱力作用的影響，氣温亦有明顯的日變化。由於本層的水汽、塵粒含量較多，因而，低雲、霧、浮塵等出現頻繁。 ^[8] 

（2）中層：中層的底界在摩擦層頂，上層高度約為6千米。中層由於摩擦作用的減弱，亂流運動減少，平流運動增強， 受地面影響比摩擦層小得多，大氣的運動規律顯得較簡單清楚，氣流狀況基本上可表徵整個對流層空氣運動的趨勢。大氣中主要的天氣現象如雲和降水大都產生在這一層內。 ^[8] 

（3）上層：上層的範圍是從6千米高度伸展到對流層的頂部。這一層受地面的影響更小，氣温常年都0℃以下，水汽含量較少，各種雲都由冰晶和過冷水滴組成。在中緯度和熱帶地區，這一層中常出現風速等於或大於30米/秒的強風帶，即所謂的急流。 ^[8] 

此外，在對流層和平流層之間，有一個厚度為數百米到1～2千米的過渡層，稱為對流層頂。這一層的主要特徵是：氣温隨高度而降低的情況有突然變化。其變化的情形為温度隨高度增加而降低很慢，或者幾乎為等温。根據這一變化的起始高度確定對流層頂的位置。對流層頂的氣温，在低緯地區平均約為-83℃，在高緯地區約為-53℃。對流層頂對垂直氣流有很大的阻擋作用，上升的水汽、塵粒多聚集其下，能見度往往較差。 ^[9] 

對流層其主要熱量的直接來源是地面輻射，所以氣温隨高度升高而降低， ^[7]  例如青藏高原地區的對流層的温度明顯於高相同高度的其他地區温度，是因為青藏高原提高了地面輻射的位置。 ^[10] 

對流層隨高度變化的普遍規律：高度每上升100米，氣温下降0.65℃。 ^[3] 

大氣層的壓力會隨高度升高而下降。這是因為位於地表上的空氣會被其之上的所有空氣壓着，反之在高的地方，空氣被少一點的空氣壓着，故之氣壓亦隨之遞減。

氣壓隨高度的改變可用壓高公式來描述：把氣體狀態方程

代入靜力學基本方程

，得

。其中：g為重力加速度；ρ為密度；h為高度；P為壓力；R為氣體常數；T為温度。 ^[11] 

在對流層，高度每上升1千米，氣温會平均下降6.49℃。這種氣温遞減是因為絕熱冷卻的出現。當空氣上升時，氣壓會下降而空氣隨之擴張。為了使空氣擴張，需要有一定的功施予四周，故此氣温會下降。（熱力學第一定律） ^[3] 

在極地（高緯度地區），由於對流層相對地薄，所以氣温只會下降至-45℃。在中緯度地區氣温會由海平面的大約+17℃下降至對流層頂的大約-52℃。赤道地區（低緯度地區）氣温可以下降到-75℃。 ^[7] 

對流層頂(tropopause)是對流層頂對流層與平流層之間的過渡層。約離地面11千米附近的位置，稱為對流層頂。地面高度隨所處緯度、季節和天氣而異。一般來説，在赤道地區附近高17千米，而在極地附近則約高9千米，而平均高度則大概離地11千米左右。長途客機大多會在這個邊界飛行。 ^[3] 

要計算在對流層的氣温因高度而轉變，就需要認識平流層，因平流層界定了對流層的位置。在對流層，氣温隨高度而下降，反之在平流層，氣温會隨高度而上升。當氣温遞減率由正數（對流層）轉到負數（平流層）的現象出現時，即為對流層頂的區域。 ^[12] 

大氣環流是指大範圍的大氣運動狀態。大氣環流是完成地-氣系統角動量、熱量和水分等的輸送和平衡，以及各種能量間互相轉換的重要機制，又同時是這些物理量的輸送、平衡和轉換的重要結果。 ^[13] 

就地理範圍而言，有某地區（如歐亞地區）、某半球（如北半球）或全球範圍的大氣環流；就鉛直層次來説，有對流層、平流層、中間層或整個大氣圈的大氣環流；就時間尺度而言，有一至幾天、一月、一季、半年、一年的直至多年平均的大氣環流。 ^[13] 

對流層下層的大氣會與地表產生摩擦，但上層的空氣卻沒有受這種摩擦力的影響。所以在對流層內的天氣現象有所不同。基於這種現象的差別，對流層會再被分開三層： ^[14] 

（1）接地層：海平面0~100米，受到與地面的摩擦比較大，所以其大氣的運動及湍流甚為不規則且較為活躍。 ^[14] 

（2）艾克曼層：100米~1千米，受到科里奧利力、氣壓傾度力和與地面的摩擦力這三種力合成而運動。 ^[14] 

（3）自由大氣： 1千米~對流層頂，不受地面的摩擦力所影響，大氣處於一個自由運動的狀態之中。 ^[14] 

現代對流層傳播的研究，主要集中於10吉赫以上頻段的電波傳播問題、廣播和移動通信中的傳播問題以及多徑效應等。毫米波在實用上具有突出的優點(見10 GHz 以上電波傳播),因此對流層傳播研究正向毫米波方向擴展。 ^[15]  對流層散射傳播是對流層散射通信的技術基礎。利用對流層散射傳播機理設計的對流層散射傳輸系統，可以實現超視距傳輸；同時具有適中的傳輸容量、傳輸性能和可靠度，以及特別強的抗核爆能力。對流層散射傳輸系統因為有其特別屬性，在多種多樣的傳輸系統之中，特別是在各種無線傳輸系統之中，始終佔據不可替代的特定位置。 ^[15] 

按傳播方式分類可分為：大氣折射、波導傳播、對流層散射、多徑傳播、大氣吸收，以及水汽凝結體和其他大氣微粒的吸收和散射。按傳播範圍分，有：視距傳播、超視距傳播和地空傳播等。地空傳播也可歸入視距傳播。視距傳播的基本方式是直射傳播，但受對流層和地面的複雜影響。超視距對流層傳播的常見方式是對流層散射，有時也可能是波導傳播。按頻段來分，有：超短波傳播、微波傳播、毫米波與亞毫米波傳播和光波傳播等。超短波和較長的微波可作視距傳播，也可作超視距傳播。10吉赫以上頻段的無線電波和光波，一般都只限於視距傳播。 ^[16] 

對流層傳播研究的發展與通信的關係十分密切。第二次世界大戰後，由於遠距離、高質量的多路通信的需要，促成了對流層散射傳播機制的發現。這一發現不僅導致了對流層散射通信的出現，而且導致了電離層散射通信和流星餘跡通信的出現 ^[16]  。衞星通信的出現及其進一步發展的需要，促進了地空傳播方面特別是在10吉赫以上頻段的研究。由於對流層傳播與對流層特性緊密相關，對流層傳播研究與對流層探測技術也互相促進。許多技術用於對流層折射率和雲霧降水的宏觀結構和微觀結構的探測,促進了對流層傳播研究;有關對流層結構與所產生的信號特性之間的聯繫方面的傳播研究結果，也為有關無線電探測手段的產生和完善提供了探測基礎。精密雷達都採用對流層傳播方式，特別是視距傳播方式。尤其在微波和更高頻段，雷達與目標之間的對流層效應是突出的傳播問題。微波和毫米波遙感也直接或間接地利用大氣吸收和雲霧衰減效應。 ^[16] 

對對流層無線電氣象數據的測量。對流層探測分為折射率測量和水汽凝結物測量兩類。前者包括温度、濕度、壓強、折射率、湍流和層結等的測量；後者包括雲、霧，特別是降水的測量。對流層探測數據是對流層電波傳播研究的物理依據。 ^[17] 

在研究光線在大氣中傳播時，大氣的折射率是個重要參數。在一些可預測或不可預測的動態條件下，由於許多變量經常變化，因此空氣的折射率非常複雜。主要受天文學觀察的影響，早在1700年就開始了相關研究。例如，由於大氣折射率的變化會產生不同折射，再加上觀察波長的不同，將導致物體在望遠鏡焦平面上的不同位置成像。 ^[18] 

在温度為T= 15℃、大氣壓力為P = 760mmHg 且空氣中包含

CO₂時，有 ^[18] 

，式中：n為折射率; λ為真空中的波長。 ^[18] 

因此，測量腔體諧振頻率的變化，就可以確定折射率的變化。有的折射率儀用空氣電容器作為敏感元件。 ^[18] 

各地地面折射率、地面以上1千米以及100米以內的折射率梯度的短期平均值及其分佈，一般可利用常規氣象台、站的地面温度、濕度、壓強記錄和探空數據求得。但精細的折射率結構及其變化則需要進行專門測量才能獲得。測量有直接測量和遙感兩類方法。 ^[19] 

①直接測量：將測量儀器放在氣象塔、繫留氣球或飛機上，直接測量儀器所在點的折射率。氣象塔可得到連續的、同時的折射率或温度、濕度和壓強記錄，但受高度和地點的限制；繫留氣球可對 500米內的折射率結構進行較精細的測量，但只適用於較好的天氣；機載折射率儀的測量高度範圍較大，能對層結和湍流等進行相當精細的測量，但不能全天候測量。 ^[19] 

②遙感：用輻射計、激光雷達、聲雷達或微波雷達遙感測量折射率。輻射計一般通過60吉赫氧輻射帶的輻射強度測量而反演大氣温度的垂直分佈，通過水汽吸收帶的太陽輻射衰減或大氣亮點温度的測量，以確定水汽密度的高度分佈；激光雷達利用氮氣的羅曼後向散射測量温度。這種後向散射強度與散射點的温度有關。如果激光雷達工作在兩個波長上，其中一個有水汽吸收衰減，比較兩個波長的回波衰減即可推算出水汽含量。聲波對温度和水汽變化的反應比電波靈敏得多，利用單站聲波系統可以探測逆温層的強度和位置。無線電聲波系統用電波測量聲波在空中的傳播速度，藉以得到温度的高度分佈。由於水汽對聲波的吸收是頻率和濕度的函數，利用多頻聲波系統就可以測量濕度剖面；微波雷達也能測量層結和湍流結構等。 ^[19] 

人們已經測知地面折射率和地面以上 1千米以內範圍的折射率梯度的月平均值全球分佈；地面以上100米內的折射率梯度統計分佈也已有多種經驗模式；在一些地區還較詳細地調查了大氣層結、波導和小不均勻性。 ^[19] 

降水測量包括降雨測量和降雪測量。測量項目有降雨率或降雪率及其時空變化、降雨或降雪的微觀結構（粒子形狀、傾角、末速度和滴度分佈等）。降雨率測量多用時間分辨率相當高的快速響應雨量計或翻鬥雨量計進行。 ^[20]  氣象部門的常規測雨數據經過積分時間修正後，可作為較大範圍內的資料，並已提出世界各類雨氣候區的參考性降雨率長期分佈和有關降雨率時空變化的初步模式。雨滴形狀和傾角等可通過照相測量。雨滴一般為扁球狀，雨滴越大，則形狀越扁。在電波傳播研究中，大多采用普魯帕切-皮特雨滴形狀模式。通常，雨滴大小不超過8毫米，對稱軸接近垂直線，在風速垂直梯度作用下略有傾斜。 ^[20] 

選定滴度的帶電水滴在降落中次第通過兩個感應圈，在與感應圈連接的真空管柵極先後產生兩個勢脈衝。根據感應圈距離和兩個脈衝的時差即可確定水滴末速。雨滴末速隨雨滴增大而增加，起初速率增加較快，待滴度超過2毫米後減緩。 ^[20] 

降雨率分佈測量方法有多種，包括粉法、過濾紙法、衝擊傳感法、靜電傳感法和光學檢測法等。粉法和過濾紙法分別根據雨滴在面盤內形成的粉球和在帶染料的過濾紙上形成的斑痕大小來確定雨滴大小。衝擊傳感器一般稱雨滴分佈儀，它把作用在剛性膜片上的衝量或沖水變成電脈衝。由於雨滴的質量、末速和衝擊時間都是雨滴滴度的函數，根據電脈衝幅度分佈可換算出雨滴滴度分佈。靜電傳感器和光學檢測器則分別通過測量雨滴的電荷和雨滴通過光束時所形成影子的大小來確定雨滴大小。 ^[20] 

降雪以雪花形式出現，其直徑為幾毫米到十幾毫米。照相測量表明，雪花最大水平粒度與高度之比變化範圍很大，平均接近於1。角變動一般在10°以下，末速隨雪的粒度和質量的增加而增加，一般為幾米/秒。 ^[20] 

多參數雷達，包括雙頻雷達、雙極化雷達和多普勒雷達，已成為降水測量方面十分重要的工具。多普勒雷達可以測定相應於各種雨滴速度的頻移譜。 ^[20]  雨滴速度是滴度的函數，因此，頻移譜可以換算成雨滴滴度分佈。雙極化雷達至少可以測定兩個正交極化的反射率，它們正好可用於確定負指數粒子粒度分佈模式中的兩個參數。如果同時測定兩種極化接收信號的相關性和相對相移，還可以同時確定降水粒子的取向。冰雹的雙極化差分反射率和衰減與雨不同，因此利用雙極化和雙頻雷達可把冰雹和雨分開。 ^[20]