對流層

地球對流層位於大氣的最低層，集中了約75%的大氣的質量和90%以上的水汽質量。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公里，在中緯度地區平均為10～12公里，極地平均為8～9公里，並且夏季高於冬季。

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公里的行星邊界層。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份分開。

英語里的對流層一字“Troposphere”的字首，是由希臘語的“Tropos”（意即“旋轉”或“混合”）引伸而來。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。

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。即從太陽0.71個太陽半徑向外到達太陽大氣層的底部，這一區間叫對流層。這一層氣體性質變化很大，很不穩定，形成明顯的上下對流運動。這是太陽內部結構的最外層。

對流層蘊含以下成份：

氮()

氧()

二氧化碳()

甲烷()

一氧化二氮()

一氧化碳(CO)

臭氧()

硫酸()

二氧化氮()

氫氧根()

對流層中，氣溫隨高度升高而降低，平均每上升100米，氣溫約降低0.65℃。氣溫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，氣溫就越低。但在一定條件下，對流層中也會出現氣溫隨高度增加而上升的現象，稱之為“逆溫現象”。由於受地表影響較大，氣象要素（氣溫、濕度等）的水平分佈不均勻。空氣有規則的垂直運動和無規則的亂流混合都相當強烈。上下層水氣、塵埃、熱量發生交換混合。由於90%以上的水氣集中在對流層中，所以雲、霧、雨、雪等眾多天氣現象都發生在對流層。

在對流層內，按氣流和天氣現象分佈的特點又可分為下層、中層和上層。

（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公里高度。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。在這層里氣流受地面的摩擦作用的影響較大，湍流交換作用特彆強盛，通常，隨著高度的增加，風速增大，風向偏轉。這層受地面熱力作用的影響，氣溫亦有明顯的日變化。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。

（2）中層：中層的底界在摩擦層頂，上層高度約為6公里。它受地面影響比摩擦層小得多，氣流狀況基本上可表徵整個對流層空氣運動的趨勢。大氣中的雲和降水大都產生在這一層內。

（3）上層：上層的範圍是從6公里高度伸展到對流層的頂部。這一層受地面的影響更小，氣溫常年都在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。

此外，在對流層和平流層之間，有一個厚度為數百米到1～2公里的過渡層，稱為對流層頂。這一層的主要特徵是，氣溫隨高度而降低的情況有突然變化。其變化的情形有：溫度隨高度增加而降低很慢，或者幾乎為等溫。根據這一變化的起始高度確定對流層頂的位置。對流層頂的氣溫，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，使得那裡的能見度往往較差。

對流層氣溫隨高度的變化

對流層，因為其主要熱量的直接來源是地面輻射，所以氣溫隨高度升高而降低。青藏高原地區的對流層比相同高度的其它地區溫度明顯高，就是因為它提高了地面輻射的位置。

對流層隨高度變化的普遍規律：高度每上升100米，氣溫下降0.65℃。

由於氣溫的這種變化，故形成空氣對流運動強烈的特點。

平流層，則因離地面遠，地面輻射對其影響可忽略，其熱量來自臭氧吸收的太陽紫外輻射。所以下冷上熱，大氣以水平流動為主。

中間層，又稱高空對流層，它也是上冷下熱，對流明顯。（離臭氧層又遠了）

在近地面，氣溫高的地方空氣呈上升運動，而氣溫低的地方空氣呈下沉運動，從而形成了空氣的對流。對流層氣溫下面高，上面低，容易發生空氣對流。顯著的對流運動和充足的水汽，使對流層的天氣現象複雜多變，雲，雨，雪，雷電等主要的天氣現象都發生在這一層。對流層的各種天氣變化影響著生物的生存和行為，對流層是大氣層中與人們生活和生產關係最密切的一層。

壓力

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著，反之在高的地方，空氣被少一點的空氣壓著，故之氣壓亦隨之遞減。氣壓隨高度而改變是可以根據下列的流動動力學程式所計算：

這裡：

g=重力加速度

ρ=密度

h=高度

p=壓力

R=氣體常數

T=溫度

假設一個常溫，壓力會隨高度以指數方式而下降：

氣溫

在對流層，高度每上升1公里，氣溫會平均下降攝氏6.49度。這種氣溫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，故此氣溫會下降。（因熱力學第一定律）

在中緯度地區氣溫會由海平面的大約+17℃下降至對流層頂的大約-52℃。而在極地（高緯度地區），由於對流層相對地薄，所以氣溫只會下降至-45℃，相反赤道地區（低緯度地區）氣溫可以下降到-75℃。

正因為對流層的上部冷下部熱，所以對流運動特別顯著。這正是中文“對流層”的名稱由來。

對流層與其之上的平流層的邊界，約離地面11公里附近的位置，稱為對流層頂。但這個邊界的高度會隨季節及緯度而有所變化。一般來說，在赤道地區附近高17公里，而在極地附近則約高9公里，而平均高度則大概離地11公里左右。長途客機大多會在這個邊界飛行。

要計算在對流層的氣溫因高度而轉變，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，氣溫隨高度而下降，反之在平流層，氣溫會隨高度而上升。當氣溫遞減率由正數（對流層）轉到負數（平流層）的現象出現時，那正好表示了那裡是對流層頂的區域了。

大規模的大氣環流，其基本結構大致上都維持不變。地球上的風帶和湍流由三個對流環流（三圈環流）所推動：哈得萊（低緯度）環流、費雷爾（中緯度）環流、以及極地環流。這三個對流環流帶領盛行風及由赤道傳遞熱能到極地方向。

因為對流運動顯著，而且富含水汽和雜質，所以天氣現象複雜多變。如霧、雨、雪等與水的相變有關的都集中在本層。

對流層內的區分

雖然位於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所影響。所以在對流層上層及下層的天氣現象都會有所不同。基於這種現象的差別，對流層會再被分開三層。從海平面0米至100米的地方是接地層、從100米至1公里的是艾克曼層及從1公里至對流層頂的11公里處則稱為自由大氣。接地層會受到與地面的摩擦比較大，所以其大氣的運動及喘流甚為不規則且較為活躍。艾克曼層則會受到科里奧利力、氣壓傾度力和與地面的摩擦力這三道力量摩合而運動。至於自由大氣故名思意，它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。

自由大氣的上層部份，即對流層的上部會有急流流動著。其高度大約於離地面11公里附近，是風速最高的地方。如在日本上空流動的西風帶亦是位於離地11公里的高度附近，且風速最高。雖然急流可說是於對流層內，作水平方向的大氣運動之中最大規模的一種，但在垂直方向的大氣運動中也屬於大規模。又例如在熱帶地區熱空氣上升，到達亞熱帶高壓帶下降的哈得萊環流之類的大氣環流就是其中一個例子。這樣地在對流層里不斷地出現作水平及垂直方向的大氣運動，自由大氣就是這類大氣運動繁盛的一層。

對流層傳播方式

不包括雲和降水的影響。

對流層中主要的傳播方式或效應有：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。

對流層傳播除可按傳播方式分類外，也可按傳播範圍和頻段分類。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。

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余跡通信的出現。衛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。

雲和降水的影響

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10GHz以上電波傳播),因此對流層傳播研究正向毫米波方向擴展。

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，以及特彆強的抗核爆能力。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。

中國在20世紀50年代開始對流層散射傳播機理研究，上世紀，60年代開始研製和應用對流層散射通信系統。60年代末到70年代初，本人在從事對流層散射傳輸系統研製中，曾經與張明高院士合作。具體地說，是根據他關於對流層散射傳播理論的研究成果，進行對流層散射傳輸系統總體設計。70年代初，張明高院士對國內外對流層散射傳播的理論研究和實驗結果進行了全面的分析和總結，提出了廣義散射截面理論模型；並在此理論基礎上，對各種傳播特性做了系統的模式研究，提出了一套比較完整的適於我國條件的傳輸損耗統計預測模式，其後，一直用於國內對流層散射通信系統設計；並且被CCIR（國際無線電諮詢委員會，現ITUR）採納於CCIR2383報告（超視距無線電中繼系統所需傳播數據）之中。80年代，CCIR頒布全球對流層散射資料庫后，張明高院士據以進行了更為全面、深入的研究，從而提出了全球適用的對流層散射傳輸損耗統計預測方法，並得到世界各國同行專家公認，替代了國際上沿用20多年的美國NBS（國家標準局）同類方法，形成了CCIR2386報告（地面超視距系統所需傳播數據和預測方法），並且形成了CCIR6171建議（超視距無線電中繼系統設計所需傳播預測技術與數據）。

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。前者包括溫度、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。

折射率常由溫度、濕度和壓強等測量數據按下式決定式中N為折射率(N單位)；T為溫度(K);

N=－(Π/Π×10為水汽壓強（毫巴）;P為大氣壓強（毫巴）。利用折射率儀也可以直接測得折射率。折射率儀有多種，在以圓柱或同軸腔體為敏感元件的折射率儀中，空氣折射率N的變化N引起腔體諧振頻率Π變化(Π)，其關係為

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。

各地地面折射率、地面以上1公里以及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、站的地面溫度、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。

①直接測量：將測量儀器放在氣象塔、系留氣球或飛機上，直接測量儀器所在點的折射率。氣象塔可得到連續的、同時的折射率或溫度、濕度和壓強記錄，但受高度和地點的限制；系留氣球可對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。

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溫度的垂直分佈，通過水汽吸收帶的太陽輻射衰減或大氣亮點溫度的測量，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溫度。這種後向散射強度與散射點的溫度有關。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。聲波對溫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溫層的強度和位置。無線電聲波系統用電波測量聲波在空中的傳播速度，藉以得到溫度的高度分佈。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。

人們已經測知地面折射率和地面以上1公里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。

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解析度相當高的快速響應雨量計或翻斗雨量計進行。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，大多採用普魯帕切-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。

R.耿和G.D.肯澤採用電子裝置測量雨滴末速，取得了較好的測量結果。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毫米后減緩。

降雨率分佈測量方法有多種，包括粉法、過濾紙法、衝擊感測法、靜電感測法和光學檢測法等。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。衝擊感測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。靜電感測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。傳播研究中使用較多的雨滴滴度分佈模式是勞斯-帕森斯分佈和馬歇爾-帕爾默負指數分佈。

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。對於雪花粒度分佈，K.L.S.耿和J.S.馬歇爾提出了在形式上和馬歇爾-帕爾默雨滴滴度分佈完全相象的負指數模式，僅參數不同而已。

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。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。