辐射-气象学与气候学word版本

1、辐射-气象学与气候学（二）辐射光谱 辐射光谱：辐射光谱：辐射能随波长分布的曲线（三）物体对辐射的吸收、反射和透射（四）有关辐射的基本定律n1、基尔霍夫定律n2、斯蒂芬-玻耳兹曼定律n3、维恩位移定律二、太阳辐射（一）太阳辐射光谱与太阳常数 太阳辐射光谱：太阳辐射光谱：太阳辐射能按波长的分布 太阳辐射=黑体辐射 太阳辐射波长范围：0.154.0um 可见光：0.40.76um 紫外线：0.76um 太阳辐射最强的辐射波长：0.475um(青光） 太阳常数：太阳常数：日地平均距离时，大气上界垂直太阳光线的单位时间 内单位积上获得的太阳辐射。（二）太阳辐射在大气中的减弱（二）太阳辐射在大气中的减弱

2、由于大气对太阳辐射的吸收、散射和反射，使太阳辐射穿过大气后发生了变化： 1）总辐射能明显减弱 2）太阳光谱变得极不规则 3）波长短的辐射能减弱得为显著 1、大气对太阳辐射的吸收、大气对太阳辐射的吸收n大气中某些成分选择性地吸收了太阳辐射。这些成分主要是：大气中某些成分选择性地吸收了太阳辐射。这些成分主要是：水汽、氧、臭氧、水汽、氧、臭氧、co2和固体杂质。和固体杂质。n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0.932.85m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。

3、所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。 n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0.2m处为一宽吸收带，吸收能力较强，在0.69和0.76m附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。n臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在0.20.3m为一强吸收带，使得小于0.29m的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在0.6m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，所以吸收的太阳辐射量相当多。n二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区4.3m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

4、不大。n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。n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，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、大气对太阳辐射的散射 太阳辐射遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时就要发生散射。 分子散射分子散射：质点的直径小于辐

5、射波长 选择性 波长越短散射越强烈 对称性 光学对称性 米散射米散射：质点的直径大于辐射波长 无选择性 漫射 偏不对称性 3 、大气对太阳辐射的反射、大气对太阳辐射的反射 大气对太阳辐射有反射作用，尤其是云能强烈地反射太阳辐射。 不同的云状、云厚对太阳辐射反射不同 一般而言，高云反射率25%，中云反射率50%，低云反射率65%，稀薄的云10-20%，平均反射率50-55%。 总之，进入大气的太阳辐射总之，进入大气的太阳辐射30%被漫射和散射回宇宙空间，被漫射和散射回宇宙空间，20%被大气吸收，被大气吸收，50%穿过大气到达地面。由此也可见，太阳穿过大气到达地面。由此也可见，太阳 辐射并非大气的

6、直接热源。辐射并非大气的直接热源。 n上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射上述三种方式中，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；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，被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20被大气和被大气和云层直接吸收，云层直接吸收，50到达地面被吸收。到达地

7、面被吸收。（三）到达地面的太阳辐射 直射辐射：直射辐射：以平行光线到达地面的太阳辐射 散射辐射：散射辐射：以散射光形式到达地面的太阳辐射 总辐射：总辐射：直射辐射与散射辐射之和。 1、直射辐射直射辐射 影响到达地面太阳直射辐射强弱的因子主要有二： 1) 太阳高度角 2) 大气透明度大气质量数(m)、大气透明系数(p)I/I0 =p布格定律：I =Io pm直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化2、散射辐射、散射辐射 影响到达地面太阳散射辐射强弱的因子主要有二： 1) 太阳高度角 2) 大气透明度 散射辐射也有显著的年变化、日变化和随纬度的变化3、总辐射、总辐射 影响到达地面太阳总辐射强弱

8、的主要因子 1) 太阳高度角 2) 大气透明度 年变化、日变化和随纬度的变化 （四）地面对太阳辐射的反射 地面反射率：a=Q反/Q 到达地面的太阳总辐射其中一部分被反射。 地面反射率取决于地面的性质和状态。 陆地平均反射率约为1030%。 土壤颜色、湿润程度、起伏等影响反射率。 雪面、水面不同状态也影响反射率。第二节第二节 地面和大气的辐射地面和大气的辐射 水面、陆面、植被等地球表面吸收了大量的太阳辐射，并经转化传给大气。下垫面是大气的直接热源。 一、地面、大气的辐射和地面有效辐射一、地面、大气的辐射和地面有效辐射 （一）地面和大气辐射的表示 太阳辐射能量集中在波长0.154.0um, 而地面

9、和大气的辐射集中在3.0120.0um，因此我们称太阳辐射为短波辐射，地面和大气辐射 称为长波辐射。 （二）地面、大气长波辐射的特点 1、大气对长波辐射的吸收 大气窗口 2、大气中长波辐射的特点 （三）大气逆辐射和地面有效辐射 1、大气逆辐射和大气保温效应 -23c- 15c - 38c 大气保温效应 2、地面有效辐射 物理意义 影响因子：地面温度、空气温度、空气湿度、云况 年变化、日变化二、地面及地气系统辐射差额二、地面及地气系统辐射差额 辐射差额辐射差额=收入辐射收入辐射 支出辐射支出辐射 （一）地面的辐射差额（一）地面的辐射差额 Q+ q+ Q反反- Ea+ Eg- Rg=(Q+q)(1

10、-a) Fo当Rg0 时，即地面收入的太阳辐射大于地面有效辐射，地面有热量收入。当Rg0, dqs0, 则(dqs/dz)0; 当dz0, 则 (dqs/dz)0. rm 是变量，是气压和温度的函数。 分析表2-4四、大气稳定度四、大气稳定度（一）大气稳定度的概念 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。和程度。 一团空气受对流冲击产生垂直运动，分三种情况：一团空气受对流冲击产生垂直运动，分三种情况： 受力移动，逐渐减速，并有返回原来位置的趋势，稳定；受力移动，逐渐减速，并有返回原来位置的趋势，稳定；

11、受力移动，逐渐加速，并有远离原来位置的趋势，不稳定；受力移动，逐渐加速，并有远离原来位置的趋势，不稳定； 受力移动，既不加速，也不减速，中性。受力移动，既不加速，也不减速，中性。 准静力学条件：准静力学条件： P=Pi ， Ti、 Di 与与 T、D不等。不等。 n单位体积空气受两个力的作用： 浮力 Dg ，重力 Dig。 合力： f = Dg - Dig 单位质量空气的加速度： a = (Dg - Dig)/ Di 现将状态方程 D =P/RT、 Di =Pi/RTi 和 P=Pi代入 a =(Ti T)g/T 实际上，空气是否稳定决定于气块温度与周围大气温度的比较。（二）判断大气稳定度的基

12、本方法 大气是否稳定，通常用rd 或rm与 r的比较来判断 因为T=To - rd $Z 、 Ti =Tio - rd $Z ，由于起始高度相同To =Tio a =g $Z (r-rd)/T (r-rd)的符号决定了加速度a与扰动位移$Z 的方向是否一致，亦决定了大气是否稳定。 当r0，则ard ，若 $Z 0，则a0，加速度与位移方向一致，层结不稳定。 当r=rd ，a=0, 层结是中型的。上述结论可以用层结曲线和状态曲线来讨论层结曲线：大气温度随高度变化曲线状态曲线：上升空气块温度随高度变化曲线Ti为空气团温度，T为空气温度同理，饱和湿空气垂直时,气温直减率rm a =g $Z (r-r

13、m)/T 当r0，则arm ，若 $Z 0，则a0，加速度与位移方向一致，层结不稳定。 当r=rm ，a=0, 层结是中型的。 综上讨论：1、r愈大，大气愈不稳定。r愈小，甚至等于0，将阻碍垂直运动的发展。2、当rrd，不论空气是否达到饱和，大气总是处于不稳定状态，称绝对不稳定。4、当rm r rd，称条件不稳定。（三）不稳定能量的概念三）不稳定能量的概念第四节第四节 大气温度随时间的变化大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化一、气温的周期性变化 （ 一）气温的日变化 日较差 （二）气温的年变化 年较差二、气温的非周期性变化二、气温的非周期性变化第五节第五节 大气温度的空间分布大气温度的空间分布一、气温的水平分布一、气温的水平分布 等温线的分布特征等温线的分布特征 一月、七月世界气温分布特征一月、七月世界气温分布特征二、对流层中气温的垂直分布二、对流层中气温的垂直分布 辐射逆温辐射逆温 湍流逆温湍流逆温 平流逆温平流逆温 下沉逆温下沉逆温