农林气象学第一章

第一章辐射

根据计算，一年中整个地球可以由太阳获得6.5×1024J的热量。这是地面和大气最主要的能量来源，而来自宇宙其他星体的辐射能仅及来自太阳的辐射能的亿分之一，从地球内部传送到地面上的热量，也仅及来自太阳的辐射能的万分之一。这和来自太阳的辐射能比较起来，都是极其微小的。

第一节辐射的基本知识一、辐射的概念

辐射具有波动性和粒子性。辐射能的不同，在于电磁波的波长不同。0.4一0.76微米的波长，这部分称为可见光。1.定义：

物体以电磁波的形式向外传送能量，这种传递能量的方式称为辐射。辐射能的度量

（1）辐射通量

（2）辐射通量密度单位:J/m2•s或

w/m2

1cal/cm2•min=697.8w/m2

二、物体对辐射的吸收、反射和透射

设投射到物体上的总辐射能为Q,被吸收的为Qa,被反射的为Qr,透过的为Qd，则：

Qa＋Qr＋Qd=Q

（3）光通量密度单位：lxa＋r＋d＝1

a、r、d分别表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力。

物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。例如，干洁空与对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收；雪面对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射则几乎能全部吸收。

如果某种物体对各种不同波长辐射的吸收率都等于1，这种物体称为黑体。三、有关辐射的基本定律

1.基尔荷夫定律：

在一定温度下，任何物体对于一定波长的放射率和吸收率的比为一常数。

即er：kr=Er

结论：

1）放射能力较强的物体，其吸收能力也较强。

2）对于同一物体，如果在温度T时放射某一波长的辐射，则同时也吸收这一波长的辐射。2.斯蒂芬-波尔兹曼定律：

E＝σT4式中：σ为斯蒂芬--波耳兹曼常数,σ=5.67×10-8W/m2k4

3.维恩位移定律：

λmT=2897.8

物体的温度愈高，其辐射能力极大值所对应的波长愈短。－、有关太阳辐射的几个概念

1.太阳辐射光谱

太阳辐射中辐射能按波长的分布.

包括可见光（0.4~0.76μm），红外线（＞0.76μm）和紫外线（＜0．4μm），波长在0.15~4.0μm之间占99％以上。2.太阳常数

日地处于平均距离时，在大气上界垂直于太阳光线的单位面积上，单位时间内获得的太阳辐射能量，称太阳常数。用S0表示。第二节太阳辐射3.太阳高度角太阳光线与水平面的夹角

sinh=sinφsinδ+cosφcosδcosω其中，φ-地理纬度，δ-太阳赤纬，

ω-时角。正午时：ω=0°则：h=90°-

φ+δ二、太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射光谱穿过大气层后：1）总辐射能有明显地减弱。2）辐射能随波长的分布变得极不规则。3）波长短的辐射能减弱得更为显著。1.吸收作用

①水汽

吸收最强的是在红外区

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，因此水汽从进入大气中总的辐射能量里面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％。（一）减弱方式：

②氧

能强烈地吸收波长小于0.26微米的远紫外线

③臭氧

主要吸收太阳紫外线,

④二氧化碳

主要吸收太阳红外线，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。吸收具有选绎性。穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。

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.散射作用

①分子散射特点：散射质点的直径小于太阳辐射的波长。散射具有选择性。

散射能力与波长的关系：散射能力和波长的四次方成反比。②粗粒散射

特点：散射质点的直径大于太阳辐射的波长。散射没有选择性，即辐射的各种波长都同样地被散射。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。

以全球平均而言，太阳辐射约有31％因反射和散射回宇宙空间，24％被大气直接吸收，45％到达地面。

3.反射作用

，高云反射率约25%，中云为50％，低云为65％，稀薄的云层也可反射10%－20％。一般情况下云的平均反射率为50%－55％。

（二）减弱规律

1.

大气量（m）

m=1/sinh

太阳高度角(h）906030105310大气量(m）1.01.12.05.610.415.427.035.42.大气透明度

透过一个大气量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为S0，而到达地面后为S，则:

S/S0=P3.布格公式：Sm=S0Pm

式中，Sm－地面辐射通量密度,S0－太阳常数,P－大气透明系数,m－大气量。

可以看出，如果大气透明系数一定，大气量以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。第三节到达地面的太阳辐射一、太阳直接辐射S’=Smsinh=S0Pmsinh

变化规律：

1.年变化

2.日变化

3.随纬度的变化4.随海拔的变化

2.散射辐射

散射辐射的强弱和太阳高度角及大气透明度有关。

①太阳高度角增大时，散射辐射增强；变化规律：

②大气透明度小时，散射辐射增强；反之，减弱。日变化和年变化与直接辐射相同。

3.总辐射直接辐射与散射辐射之和.

（1）日变化

日出以后，总辐射逐渐增加,到正午时达到最大值。（2）年变化

一年中,夏季最大，冬季最小。

(3)随纬度的变化

纬度愈低，总辐射愈大，反之就愈小。纬度（度）64504030200可能总辐射（kcal/cm2）105128148163172187有效总辐射（kcal/cm2）4154749110082

据研究,我国辐射年总量最高地区在西藏为160－190千卡／厘米2·年。青海、新疆和黄河流域次之，为120-160千卡／厘米2。年，而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为90－120千卡／厘米2年。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。

（四）地面对太阳辐射的反射陆地表面对太阳辐射的反射率约为10%－30％①深色土比浅色上反射能力小。②粗糙土比平滑土反射能力小。③潮湿土比干燥土反射能力小。④雪面的反射率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可达90％（表2－3）。平静水面的反射率为2％，对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为10％。因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。表2-2北半球年总辐射随纬度的分布地面反射率/%地面反射率/%砂土29-35耕地14黏土20绿草地26浅色土22-32干草地29深色土10-15新雪84-95黑钙土14陈雪46-60表2-3不同性质地面的反射率

第四节地面辐射和大气辐射地面的平均温度约300K，对流层的平均温度约为250K。地气系统辐射能的波长在3－120μm范围内。

太阳辐射称为短波辐射，地面和大气辐射称为长波辐射。

一、地面辐射地表面单位面积单位时间内辐射的能量(Eg)：

Eg=δσT4

δ--地表面的相对辐射率，为0.84-0.995。

地面辐射的波长为3~80µm，特点是：只有热效应，没有光效应。二、大气辐射

波长4~120µm，能量最大的波长为11.6µm。特点:只有热效应，没有光效应。大气逆辐射：大气辐射朝向地面的部分。

大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量少一些，这种作用称为大气的保温效应（温室效应）。如果没有大气，近地表面的平均气温为一23℃。但是实际近地表面的平均温度为15，即大气的存在使近地表面的气温提高了38℃

。因此，长波辐射是地面和大气之间交换热量的重要方式。

三、地面有效辐射

1.定义(Fo)

：地面辐射(Eg)和地面所吸收的大气逆辐射(Ea)之差值,即

F。＝Eg－δEa

（2·10）δ为地面的吸收率。2.影响因子：（1）地面温度

地面温度增高时，地面辐射增强，（2）空气湿度（3）云量

有浓密的低云时，逆辐射增强.（4）风

夜间有风时，增加了大气逆辐射，减小了地面有效辐射。

第五节地面辐射差额1.定义：

指地面吸收的太阳总辐射与有效辐射之差。又称辐射平衡或地面净辐射（R）。

R＝（D＋S’）（1－a）一F0

(D＋S’）是太阳总辐射,a为地面反射率，F0为地面的有效辐射。

2.变化

在一天内，白天为正值，夜