气象气候学电子教案

1、-作者xxxx-日期xxxx气象气候学电子教案【精品文档】 第一章 引论教学重点：1、气象学、气候学、天气学的概念及所研究对象2、本学科与其他部门地理、区域地理学的关系§1-1 气象学与气候学的研究对象及应用一、气象学与气候学的研究对象：（一）气象学： 1、定义：研究发生于大气中的的一切物理现象和物理过程，探讨其演变规律和变化，并应用于实践的科学。 物理现象：大气中的风、云、雨、雪、雹、冷暖、干湿、光、电、声等现象。 物理过程：增温、冷却、蒸发、凝结。 2、研究对象：地球上的四大圈层之一大气圈 主要研究内容：大气的一般特性：大气的组成、范围、结构、温度、湿度、压力、密度等。大气现象的

2、发生、发展、及能量的来源。探求大气现象的本质、巡求变化规律。将大气现象中的规律应用于实践。（二）天气学： 1、定义：研究地球条件下不同的区域内所产生的天气过程、天气系统的成因、演变规律，并在天气预报上应用的科学。 天气过程：天气系统的发生、发展、消失、演变的全过程 天气系统：引起天气变化和分布的高压、低压、高压脊、低压槽等大气运动系统。 天气预报：人们根据天气演变规律的认识，对未来一定时期内天气变化作出的主观、客观的判断 2、研究对象：地球上的大气（三）气候学： 1、定义：研究地球上气候的形成原因、分布类型、变化规律的科学。 2、研究对象：地球上的气候。二、天气与气候的区别： 1、概念不同：

3、天气：某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态（温度、相对湿度气压等）和大气现象（风、云、雨、雪、降水等）的综合。属于短时间内的微观现象 气候：是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。不仅包括该地多年平均天气状况，也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。属于长时间宏观现象。 某一时段：30年不仅包括该地多年平均天气状况，也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。例如：哈尔滨气候特点是：夏季多雨，炎热；冬季寒冷干燥。 温度、降水的平均状况：T= P=554mm 温度、降水的极端状况：Tmax= Tmin= Pmax= mm Pmin= mm 2、

4、变化周期不同： 天气：短期天气过程：活动时间5天 中期天气过程：活动时间510天 长期天气过程：活动时间10天3个月 特点是：天气变化快，周期短。 气候：周期分季际、年、十年、百年、千年、万年等。 特点是：气候变化慢，时间长。3、各自研究的系统不同：天气：仅是大气中所产生的天气现象，是个单纯的系统 气候：包括大气、水、冰雪、陆地、生物（动物、植物、人）五个子系统。是个庞大的系统，各个系统相互联系、作用、，并决定着气候的长期平均状况。气候具有地方性的特点。三、气象学与气候学与其它学科的关系： 中国经济地理 经济地理学 世界经济地理 综合经济地理 俄罗斯地理 中国自然地理 区域地理 世界自然地理

5、东北亚地理 地理学 自然地理学 黑龙江地理 水文学 植物学 部门自然地理学 动物学 地貌学 土壤地理学 人文地理学 气象学 基础专业课：地质学、气候学、地球概论、地图学等 自然地理学：研究自然地理环境发生、发展及变化的科学。 自然地理环境：由地球上的大气、水、岩石、生物圈组合的自然综合体。（一）与区域地理的关系： 1、不同的自然地理环境形成不同的气候类型 例：东亚：海陆热力差异最大（背靠最大的大陆欧亚大陆，面对最大的大洋太平洋）形成冬季寒冷、干燥，夏季炎热多雨的季风气候。 美国东岸：陆地面积小，受墨西哥湾流影响，形成冬季温暖、降水多，夏季凉爽潮湿的海洋性或大陆湿润性气候 2、气候条件不同，又改

6、变着自然地理环境： 1潮湿地区：植物、动物种类多，土壤发育良好，形成多层次的生物圈。 植物：直径1米的王莲、红木、从高大的乔木低等的苔藓都有分布。 动物：大象、猴、猿、鳄等 2干旱地区：动物、植物极其稀少，种类也单一。 植物：耐旱的沙枣类。 动物：穴居类、啮齿类、爬行类。（二）与部门自然地理学的关系 1、气候条件不同，地貌类型不同。 岩溶地貌：地质条件：碳酸岩类 气象条件：高温、高湿、湿热天气。 例如：广西桂林、云南路南石林、贵州黄果树地区 冻土地貌：气温要有周期性的变化，导致岩体破坏、位移。 2、气候条件不同，土壤类型不同： 气候是影响土壤形成过程的最基本因素之一。它影响着成土的过程、方向、

7、强度分布等 热带砖红壤：高温多雨、潮湿 1、腐殖质层 2、风化后的AL2O3（约有十几米厚） 3、母质层 温带暗红壤：冬季寒冷，夏季暖热多雨 1、枯枝落叶层 2、腐殖质层 3、沉积层（约有2米厚） 4、母质层四、本学科在实践中的应用： 1、农业方面 积雪与农业：瑞雪兆丰年 冬雪下三天，来年麦增产 麦盖三次被，头枕馒头睡原因： 保温作用：当雪厚达5厘米时，地温高于雪上温度达3，而雪厚达10厘米时，则达5 增墒作用：春天雪化增加土壤湿度 除虫作用：冻死害虫、浸渍害虫 肥田作用：一升雪中含氮化物7.52毫克，比雨水高出倍2、军事方面： 草船借箭：赤壁之战正值隆冬，冬季夜间地面温度下降速度快,空气易达

8、到饱和,多余的水汽就会冻结，形成水珠。夜越长,冷却作用持续时间长，加之长江低空空气水汽含量充沛，两岸大军操练兵马尘埃增多,空气中的凝结核多，一旦出现无云风小的天气，便会形成大雾。火烧连营：农历六月，梅雨天气过后锋面北移，长江中下游受单一的暧气团控制，在副高控制下形成炎热干燥的伏旱天气，蜀兵耐不得暑热，撤尽山谷在树荫浓密处避暑。树栅连营，纵横七百里。陆逊带领吴兵乘风猛之夜，四处顺风放火烧山，直杀的刘备七十万大军尸横遍野。现在长江中下游一带只有人工林与次生林，而无天然林与当年的陆逊火烧连营不无关系。3、体育方面： 柯受良驾车飞跃黄河：1997年6月1日下午13：20分亚洲第一飞人的柯受良驾驶越野车

9、成功飞过了黄河。而原定飞越时间则是14：25分。为什么会提前飞跃呢？4、生活方面： 为什么会有白种人和黑种人呢？ 白种人：鼻子带钩，鼻梁高，鼻道长，鼻孔细小。在寒带、温带的高纬度地区，常年太阳不能直射，光照强度较弱，气温很低，严寒期又长 黑种人：鼻子塌，卷发，手掌、脚掌汗腺粗而多。长期生活在光照强烈，气温又高的地区复习题： 1、天气与气候有什么区别？ 2、请举出几个能代表天气或气候意思的句子？ 3、请说出几个本学科在实际生活的用途？§1-2 气候系统的概述要求:1.熟练掌握干洁空气的概念、成分及作用2.掌握大气中的水汽、固体杂质的来源及分布3.理解固体杂质、液体微粒的作用4.熟练掌握

10、大气垂直方向的五个分层，温度分布特点及原因气候系统：包括大气圈、水圈、陆面、冰雪圈、生物圈在内的能够决定气候形成、分布、变化的统一的物理系统。 能源：太阳辐射 主体：大气圈 一、大气圈概述：（一）大气的成分看教材回答：1、什么是大气？ 2、大气物质的特点是什么？ 3、什么是干洁空气？ 4、大气的主要成分是什么，主要起什么作用？ 1、大气：包围在地球表面的整个空气，是一个连续的圈。大气的物理现象和物理过程都发生在这里。地球大气是由多种气体混合组成的一种无色、无味的气体。其中最主要的成分是氮、氧、氩、二氧化碳和水汽等，此外还包含一些悬浮着的固体杂质和液体微粒。物质组成的特点：物质有三态变化：气态：

11、水汽、氮气、氧气、二氧化碳等 液态：水、液滴 固态：冰晶、悬浮的杂质按组成分低层大气（090km）：由干洁空气、水汽、杂质组成 高层大气（>90km）：由氮、氧原子组成 2、干洁空气：不包含水汽、液体和固体杂质的大气。含量占整个大气的99.97% 主要成分：氮（N）、氧（O）、氩（Ar）占干空气的99.97% 次要成分：二氧化碳(CO2)、臭氧(O3)、氖(Ne)、氪(Kr)、氡(Xe)占干洁空气的0.01% 3、主要成分及作用干洁空气的成分(25km以下)空气中的含量（%）空气中的含量（%）气体种类按容积按质量气体种类按容积氮(N2)氪(Kr)×10氧(O2)氢(H2)

12、15;10氩(Ar)氙(Xe)×10二氧化碳(CO2)0. 030. 05臭氧(O3)×10氖(Ne)×10 氮气 氮气是大气中含量最多的成分，约占干空气质量的75。氮是制造化学肥料的原料，豆科植物可通过根瘤菌的作用，固定到土壤中，成为植物所需要的氮的化合物成为地球上生命体的基本成分，又是合成氨的基本原料，大气中的氮还能冲淡氧,使氧不致大浓，氧化作用不过于激烈。氧气 氧气是大气中含量仅次于氮的成分，约占干空气质量的23。氧是动植物呼吸作用维持生命所必需的气体。此外，氧还决定着有机物质的燃烧、腐败及分解过程。二氧化碳 二氧化碳在大气中含量很少，仅占整个大气质量的0.

13、05。它是有机化合物氧化作用的产物。二氧化碳在20km以上就很少了。大气中的二氧化碳含量随时间和空间而变化，一般是冬季多于夏季；夜间多于白天；阴天多于晴天；城市多于农村。当其含量达到0.2-0.6的时候，对人类已经有害了。 二氧化碳是绿色植物进行光合作用的重要原料，虽然它对太阳辐射吸收很少，但却能强烈地吸收地面长波辐射，同时它又能向周围空气和地面放射长波辐射，所以大气中二氧化碳对大气和地面的温度产生一定的影响。近年来，由于大气中二氧化碳含量的明显增加，由此形成的“温室效应”对全球气候产生深刻的影响，已引起国际社会的广泛关注。臭氧分布：臭氧在大气中的含量极少。它是在太阳紫外线辐射或闪电作用下，氧

14、分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而成的气体。据观测，臭氧含量随高度的分布很不规则，在地面层含量很少，从10km高度开始含量逐渐增加，在20-25km高度处达最大值，再往上，含量又逐渐减少，到50-60km高度就极少了。造成这一现象的原因是由于在大气的上层中，短波紫外线的强度很大，使氧分子几乎全部分解。因此，氧原子与氧分子相遇机会很少；在较低的层次，短波紫外线强度因大气吸收而减弱，氧分子的分解数量很少，故氧原子的数量就少，以致臭氧形成的较少。到35km处，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这给臭氧的形成提供了条件，使臭氧的混合比(指单位质量干空气中的臭氧质量)最大，再通过下沉气流的作用，

15、将臭氧向下输送，造成在20-25km的层次中臭氧的数量最多。作用：臭氧能大量地吸收太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布。同时，还对地面上的生物起着保护作用，使之免遭紫外线的伤害，少量紫外线可以起到杀菌治病的作用。 因此，臭氧层的存在对于地球上人类及生物活动是极其重要的，要尽量避免对臭氧层的破坏。据报道，目前在极地上空已经出现臭氧空洞，北美洲上空臭氧含量也在减少，而皮癌发病率在增加。导致臭氧减少的原因，除自然因素外，大都认为与工业废气(氟利昂等)，超音速飞机排放的废气等污染物质有关。 大气中的水汽来源于江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发，并通过气流的垂直运动向上输送。大气中的水汽

16、主要聚集在大气的低层，向高空迅速减少，到1.5-2km高度上水汽含量只有地面的一半，在5km高度上，只相当于地面的十分之一左右，再往上其含量就更少了。 大气中水汽含量虽然不多，但它在天气变化中扮演的是重要角色。水汽的相态变化(即气态、液态、固态三者间可以互相转换)会引起云、雾、雨、雪等一系列天气现象的产生，并伴随有热能的释放和吸收过程。水汽还能强烈地吸收地面辐射并向地面和周围大气放射长波辐射，直接影响着地面和大气温度的变化。 大气中的固体杂质来源于物质燃烧的烟粒、海水溅起在空中蒸发后留下的盐粒、被风吹起的土壤微粒、宇宙尘埃、火山喷发的烟尘以及细菌、微生物、植物花粉、工业排放物等。它们大多集中在

17、大气的底层。 这些固体杂质悬浮在空中能充当水汽凝结的核心，对云、雨的形成起重要作用。同时它能吸收和散射太阳辐射，有效地阻挡地面长波辐射，从而影响地面和空气温度。另外大气中固体杂质的增多，会使空气混浊，能见度变坏，严重时影响交通安全。 1、大气的分布及大气上界的确定： 大气的分布：在0，760mmHg条件睛，50%的大气集中在距地面以下的层次中，离地面36100km的大气质量仅占整个大气的1% 大气上界：物理上界：有极光出现的最大高度1200km 极光：在南北半球高纬地带天空常出现的彩色光幕。 密度上界：空气质点：1个/cm3 电子浓度：102103个/cm3 20003000km2、大气的垂直

18、分层： 请同学们读书回答下列问题： （1）大气垂直分层的依据是什么？ （2）大气垂直分几层，各层的特点是什么，为什么？ 根据大气中的温度、水汽、成分、及大气垂直运动等情况，一般将大气分为五层。（1）对流层（地面对流层顶）对流层是大气的最下层，它的下界为地面，集中3/4大气，90%水汽，日常所见的大气现象均发生在此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。对流层有三个特点：/100m。空气具有强烈的对流、乱流运动：由于下垫面起伏较大，海陆分布不同，大气受热不均，暖的地上升，冷的地方下沉，引起对流。对流层的上界因纬度和季节不同而异，就纬度而言，低纬度：对流强，对流层较厚，平均厚度为17-18km，中

19、纬度：夏季对流强，冬季对流较弱，平均厚度10-20km高纬度：全年受到的太阳辐射最小，对流也最弱，对流层的厚度只有8-9km。气象要素水平分布不均匀： 由于对流层受地表的影响最大，而地表面性质不同，使对流层中，温度、湿度的水平分布是不均匀的。例如：陆地上的湿度比海洋上要小得多，白天陆地上的温度要比海洋上高得多。 在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。下层：又称摩擦层或扰动层。它的范围自地面到2km高度。下层受地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气象要素具有明显的日变化。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。 中层：从摩擦层顶到6km左右高度。这一层受地

20、表影响较小，气流的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。上层：从6km高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影响更小，水汽含量极少，气温常在0以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速30m/s的强风带出现。 此外，在对流层和平流层之间有一个厚度为数百米至1-2km的过渡层，称为对流层顶。此层主要特征是：气温随高度增加变化很小，甚至无变化。这种温度的垂直分布抑制了对流作用的发展，上升的水汽、尘粒多聚集其下，能见度变坏。对流层顶的温度在低纬度地区平均为-83，在高纬度地区约为-53。（2）平流层（对流层顶到55km）温度随

21、高度升高而增加在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或微有上升，自25km以上气温随高度增加而明显上升，到平流层顶可达-3左右，平流层这种气温分布的特征，主要是臭氧对太阳紫外线的强烈吸收。虽然25km以上臭氧的含量已逐渐减少，但紫外辐射的强度随高度逐渐增强，而空气密度随高度升高又迅速减小，致使高层吸收的有限辐射可以产生较大的温度增量。没有强烈的对流运动平流层温度随高度升高而增加，不利于空气对流运动发展。所以叫平流层。飞机在此层飞行不易颠簸。水汽、尘埃含量很少平流层远离地面，加之有逆温层存在，空气无对流运动，水汽、尘埃很少，使得平流层天气晴朗，大气透明程度好。但有时在20-30km处可看到

22、贝母云，它常出现在冬季极区。（3）中间层（平流层顶到85km） 特点：气温随高度增加迅速降低：顶界温度可降至-83 -113，几乎成为大气层中的最低温。其原因是这里没有臭氧吸收太阳紫外辐射，而氮和氧等气体所能吸收的波长更短的太阳辐射又大部分被更上层的大气吸收了。因此，这里的气温随高度是递减的。有相当强烈的垂直运动：这种下暖上凉的气温垂直分布，有利于导致空气的垂直运动，又称“高空对流层”。该层的80-90km高度上有一个只在白天出现的电离层，叫做D层。（4）暖层（中间层顶到800km）： 暖层有两个特点：温度随高度增加迅速上升：据探测，在300km高度上，气温可达1000以上，这是因为所有波m的

23、紫外线辐射，都被该层中的大气物质所吸收的缘故。空气处于高度电离状态：因而这层也称为电离层。由于空气密度极少，暖层中的N2、O2、O等气体成分在强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用下，处于高度电离状态。即E层和F层。它们都能反射无线电波，对无线电通讯具有重要意义。（5）散逸层(外层)（800km高度以上的大气层） 是整个大气层的最外一层，是大气圈与星际空间的过渡地带，没有明显的边界。这一层的气温也随高度的增加而升高。由于气温高，且距地较远，受地球引力作用很小，所以大气质点中某些高速运动的分子不断地向星际空间散逸，散逸层也由此而得名。三、水圈、陆面、冰雪圈、生物圈的概述（学生自学）复习题：1、什么是干

24、洁空气，主要成分与次要成分是什么？ 2、画图说明臭气在空气中的分布特点是什么，为什么？ 3、对流层的特点及成因？ 4、为什么中间层又称为高空对流层，原因是什么？ 5、平流层中为什么水汽量、尘埃量少？ 6、画出大气垂直结构中温度随高度的变化曲线？§1-3 大气的基本物理特性要求: 1. 熟练掌握各主要气象要素的定义、单位及公式2. 掌握干空气、湿空气的状态方程一、主要气象要素： 气象要素：表示大气物理状态的物理量 如：云量、能见度、温度、气压、湿度、降水量、风向、风速、日照、辐射等（一）气压： 1、定义：单位面积上受到的整个空气柱的质量，即大气的压力。 实质：气压的大小决定于整个空气柱

25、质量的多少 2、单位：mmHg 、mb、 hpa 3、标准大气压：在纬度为45°的海平面上，温度为0时，所测得的水银柱高高为760mm的大气压强，为一个标准大气压（1013.25mb）。 4、测量仪器：定槽式水银气压表、动槽式水银气压表、自记气压计、空盒水银气压表（二）气温： 1、定义：大气冷热程度的物理量 2、单位：摄氏温标、绝对温标、华氏温标 大气温度：以百叶箱中的干湿球温度表的读数为准。 3、测量仪器：干湿球温度表、普通温度表、自记温度计（三）湿度：表示大气潮湿程度的物理量。 1、水汽压及饱和水汽压： 水汽压（e）：大气中水汽产生的那部分压力 饱和水汽压（E）：温度一定，单位体

26、积空气中的水汽量有一定限度，空气达到此限度时为饱和空气，饱和空气中的水汽所产生的那部分压力，即最大水汽压。 2、相对温度（f）：表示空气距离饱和的程度。 f=e/E*100% 3、饱和差（d）：在一定温度下，表示空气距离饱和的程度。 D=E-e 4、比湿（q）：单位质量空气中的含水量（g/g） 5、测量仪器：毛发湿度表、干湿球温度表、自记湿度计6、露点（Td）： 空气中水汽含量不变，在一窍不通气压下，若使空气达到饱和只有降温，降到水汽压与饱和水汽压相等的温度时，此时空气已达到饱和，此时的温度称为空气的露点温度。单位与温度单位相同。例如：T=30 T=25总结：表示湿度大小不一的物理量：水汽压、

27、比湿、露点 表示空气距离饱和程度的物理量：相对湿度、饱和差、露点（四）降水： 1、降水：从天空降至地面的液态水或固态水。 2、降水量：降水落到地面后，未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度（mm），表示干湿状况。 3、雪深：从积雪表面到地面的垂直深度（cm）。表示寒冷的程度（五）风： 1、定义：空气的水平运动。 2、风速：单位时间内走过的距离（m/s） 3、风向：风的来向。 风向符号的意义：风杆上的林 横道叫做风尾。风杆上画有风尾的一方，即指示风向。第一道风尾为4米/秒，即风力为2级。一个风旗，表示风力为8级。风尾和风旗均放在风杆的左侧。 例：北风八级东南风级12级西南风5级 （六）云量：

28、云遮蔽天空视野的成数，将地平以上全部天空划分为10份，被云所遮蔽的份数。 无 云：云量为0份 遮空蔽日：云量为10份 半 空 云：云量为5份（七）能见度：视力正常的人在当时天气条件下 ，能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离。（m,km）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) 适用于未饱和湿空气和干空气 当空气质量为Mg时， PV=（M/）R*T P=M/VR*/T P=RT 其中R*/=R比气体常数（二）干空气状态方程： 干空气d=28.96代入R*/d=Rd 则P=RdT(三)湿空气状态方程 P=RdT（1+0

29、.378e/p）复习题：1.表示大气状态的物理量有几个，各自的单位是什么？2.风向、风速如何表示？3.露点与温度有何不同？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（一） 辐射的概述（二） 物体对辐射的吸收、反射和透射吸收率、反射率、透射率、黑体、白体（三） 辐射的基本定律1、 基尔霍夫定律1859年，基尔霍夫通过多次实验，得到如下定律：在一定温度下，任何物体对于一定波长的放射能力e（，t）和吸收率K（，t）的比为一常数E（，t）也即：E（，t）= e（，t）/ K（，t）。由上式可知：该常数E（，t）仅与波长和湿度有关，而与物体的性质无关。举例铁块粉笔盒根据基尔霍夫定律对于不

30、同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。对于同一物体而言，如果在温度T时，它放射某一波长的辐射，那么在同样T下，它也吸收同一波长的辐射。2.斯蒂芬（Stefan）-玻耳兹曼（Boltzman）定律由实验得知，物体的放射能力是随温度、波长而改变的。随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强。因而物体放射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。根据研究，黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四次方成正比，即ETb=T4 上式称斯蒂芬-波耳兹曼定律。式中×10-8W/（m2·K4）为斯蒂芬-波耳兹曼常数。根据ETb

31、=T4可以计算黑体在温度T 时的辐射强度，也可以由黑体的辐射强度求得其表面温度。3.维恩（Wein）位移定律黑体单色辐射极大值所对应的波长（m）是随温度的升高而逐渐向波长较短的方向移动的。根据研究，黑体单色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即mT=C （2·13） 上式称维恩位移定律。如果波长以微米为单位，则常数C=2 896m· K。于是（2·13）式为mT=2 896m·K （2·14） 上式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。有此三个辐射定律，绝对黑体的辐射规律就容

32、易确定，因为它们把黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。即使对非黑体，只要知道它们的温度和吸收率，利用基尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。二、太阳辐射太阳是一个炽热的球体，其表面温度为6000K，而其内部温度估计高达40000000K。它不断以电磁波的形式向四周发射光和热，把他们称为太阳辐射。太阳辐射的电磁波波长、波能并不一样，据此可分为太阳辐射光谱。（一） 太阳辐射光谱和太阳常数1、太阳辐射光谱太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。大气上界太阳光谱中能量的分布曲线（图2· 5 中实线）与T=6 000K 时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图 2·5

33、 中虚线）相比较，非常相似。因此， 可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长0.76 4m 之间占99 以上，且主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总能量的50， 后者占43，紫外区的太阳辐射能很少，只占总能量的7。2、 太阳常数（1） 太阳辐射强度表示太阳辐射强弱的物理量叫做太阳辐射强度。它是指在单位时间内垂直投射到单位面积上的太阳辐射能用I来表示，单位W/m2。到达大气顶的太阳辐射强度决定于太阳高度、日地距离，日照时间对大气顶所获太阳辐射能的多少也有一定关系。（2）太阳常数就日地平均距离来说，在大气上界， 垂直于太阳光

34、线的1cm2 面积内，1min 内获得的太阳辐射能量，称太阳常数， 用I0 表示。太阳常数虽经多年观测研究，由于观测设备、技术以及理论校正方法的不同，其数值常不一致，变动于13591418W/m2 之间。1957 年国际地球物理年决定采用1380W/m2。近年来，根据标准仪器，在高空气球、火箭和人造卫星上约25 000 次以上的探测，得出太阳常数值约为 1367（±7）W/m2， 这也是1981 年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。据研究，太阳常数也有周期性的变化，变化范围在12，这可能与太阳黑子的活动周期有关。在太阳黑子最多的年份，紫外线部分某些波长的辐射强度可为太阳黑子最少年份

35、的20 倍。（二）太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射光通过大气圈，然后到达地表。由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比1370W/m2要小。 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。对比曲线1 和5 可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：

36、总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分布变得极不规则； 波长短的辐射能减弱得更为显著。产生这些变化的原因有以下几方面： 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了热能，因而使太阳辐射减弱。（1）水汽m 之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分， 因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱415。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。（2）O3m 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

37、，所以吸收的太阳辐射量相当多。但是由于大气中O3含量不多，虽然其吸收能力强，但它使大气的增温并不显著。（3）CO2m 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的影响不大。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。由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。由于大气中主要吸收物质（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，

38、特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。2.大气对太阳辐射的散射： 太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，而只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。不同大小的空气质点，其散射能力各不相同，这里有两种情况：（1）如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子（D），则辐射的波长愈短，散射得愈强。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，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射，也叫蕾利散射。例如：雨后天晴，天空呈蔚蓝色，就是因为雨

39、过天晴，大气中的尘埃被冲刷掉，空气质点都较小，太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。（2）当太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射称粗粒散射，也称米散射或漫射例如当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。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。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色。云的反射能力随云状和云的厚度而不同，高云反射率约25，中云为50，低云为65，稀薄的云层

40、也可反射1020。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达90 ，一般情况下云的平均反射率为5055。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。（纠正课本P28错误）解释：日出、日落太阳呈红色日出、日落太阳高度角小，太阳辐射到达地面经过的大气层厚，波长较短的青、兰、紫光在高层被散射掉而波长较长的红、橙、黄光来到大气底层，它们遇到底层的水汽后被散射，在太

41、阳周围形成红色，即早霞和晚霞。三）到达地面的太阳辐射太阳辐射经过大气层的吸收、反射和散射后剩余的50%就可到达地面。到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。（1）太阳高度角的大小对太阳直接辐射的影响有两个方面：高度大小不同，影响到太阳辐射投射到地面上的面积的大小。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少，反之就大。 太阳高度角的大小，还直接影响到太阳

42、辐射通过大气层的厚度和大气质量。太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，被大气层吸收、反射、散射的辐射能就越多到达地面的太阳辐射就越少。一般以太阳高度角为90º（直射），在地面为标准气压（海平面压力为1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。（2）大气透明度在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。但是，一个地区在一天中大气透明度的变化很小，所以影响直接辐射的主要因子是太阳高度角。（3）太阳辐射的时空变化直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。同一地区，在一

43、天当中日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。但是，有的地区夏季云量多，云层厚直接辐射的最大值在盛夏前后。不同地区，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。散射辐射也要受太阳高度、大气透明度的影响，同时与云量、海拔高度有关。在上述因子影响下，表现为随高度脚增大而增大，随大气透明度变小而增大，随云量增多而增多，随海拔增大而减小。地面获得的总辐射一般来说是随着太阳高度的增大而增大随大气透明度的提高而增大。一天中，日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，

44、随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，总辐射愈大。反之就愈小。表2·2是根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布的情况，其中可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐

45、射；有效总辐射是考虑了大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。由于赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多，因此有效辐射的最大值并不在赤道，而在20°N。 222。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大。长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。 太阳总辐射大时，地面获得的热量就多，地面温度就高，所以地面温度的年际变化实质上就是太阳总辐射的年际变化。（四）地面对太阳辐射的反射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。地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率约为1030。第二节 地面和大气

46、的辐射一、 地面和大气的辐射地面和大气一方面要吸收太阳辐射，同时也依据其本身的温度时刻不停的向外放出辐射。地面的平均温度为300K（27），对流层的平均温度约为250K（-23）。在这样的温度下，地面和大气的辐射主要集中在3120m的波长范围内，这些都是用肉眼直接看不到的红外辐射。4m，地面辐射和大气辐射要比太阳辐射长的多。因此地面和大气辐射为长波辐射，太阳辐射为短波辐射。长波辐射是地面和大气之间进行热量交换的重要方式，大气直接吸收的太阳辐射很少，仅占整个大气层太阳辐射的24%，所以大气主要靠地面的长波辐射而增温。二、 地面有效辐射地面有效射是指地面通过长波辐射向外放出的辐射（Eg）与地面吸收

47、的大气逆辐射（Ea）之差，以F0 表示，则F0=Eg-Ea (2·20)。地面有效射也即地面通过长波辐射实际损失的热量。由于地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。地面有效辐射的大小，同地面温度和底层大气温度之间差值有关，差值越大，有效辐射也越大。同时地面有效辐射的大小还与大气湿度、云况和云量等有关系。云不仅能强烈吸收地面辐射，同时也能强烈的向地面放出辐射，以增强大气逆辐射，从而缓解地面失热的程度。正因如此，在冬季有云的夜晚通常比无云的夜晚要暖一些。在冬季，释放“人造夜幕弹”防霜冻的原理也即如此。P32 2、大气中长波辐射的特点

48、（一，二，三）三、地面及地-气系统的辐射差额辐射差额=收入辐射-支出辐射在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。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。（一）地面的辐射差额地面辐射能的与支出之差，称为地面的辐射差额。辐射差额数值的大小，可反映温度升降的程度。因此，地面温度与近地面空气温度的高低变化特点，在很大程度上决定于地面辐射差额的大小。1、地面辐射差额表达式：Rg=（Q+q）（1-a）-F0 （2·21） 式中Rg 表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和

49、散射辐射之和；a 为地面对总辐射的反射率；F0 为地面的有效辐射。2、地面辐射差额的时空分布：一天中，地面辐射的差额白天为正值，夜间为负值。由负值转到正值的时刻一般在日出后1h左右，由正值转到负值的时刻一般在日落前1h左右。年变化随纬度而异，纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多，反之愈少。我国大部分地区处中纬度地带，其辐射差额的年际变化随纬度和地理条件而异。就全国而言，夏季辐射差额大，冬季小。但在个别地区也有差异，如昆明的辐射差额的最大值出现在湿季来临前的春末夏初。（干季热季湿季）（二）大气的辐射差额大气的辐射差额可分为整个大气层的辐射差额和某一层大气的辐射差额。这也是考虑某气层降温率的最重要

50、因子。由于大气中各层所含吸收物质的成分、含量的不同，以及其本身温度的不同，所以辐射差额的差别还是很大的。若Ra 表示整个大气层的辐射差额，qg 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，则整个大气层辐射差额的表达式为Ra=qa+F0-F 式中F总是大于F0 的，并qa 一般是小于FF0，所以整个大气层的辐射差额是负值，大气要维持热平衡，还要靠地面以其它的方式，例如对流及潜热释放等来输送一部分热量给大气。图2·16 描绘了大气辐射差额随纬度的分布情况。（三）地-气系统的辐射差额单独地去研究地面或大气辐射差额是很麻烦的，但如果把地面和大气看作一个系统（整体）来研究就方便的多。其总辐射差额为：R5=（Q+q）（1-a）+qa-F （2·23）地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。在S、N35°之间为正值，