气象学课件 第二章

第二章辐射能本章主要内容§1辐射的基本知识几个概念、几个定律§2太阳辐射太阳辐射光谱、太阳常数、太阳辐射在大气中的减弱、太阳高度和昼长、太阳辐射在大气中减弱的一般规律、到达地面的太阳辐射能、森林中的太阳辐射§3长波辐射地面辐射、大气辐射、地面有效辐射§4净辐射地面的净辐射、森林的净辐射本章重点结束一、有关辐射的几个基本概念辐射：自然界中的一切物体以电磁波的形式时刻不停地向外发射能量的方式辐射能：以辐射的方式向外发射的能量（焦耳，J）辐射通量(功率)：单位时间通过辐射体表面的辐射能（瓦，W）辐射通量密度：单位时间内通过单位辐射体表面的辐射能（瓦·米-2，W·m-2)辐射强度：在单位时间内由单位立体角内(圆锥)射到与射线相垂直的单位面积上的辐射能量(瓦·米-2·球面度-1，W·m-2·Sr-1)吸收率(a)：某物体的吸收辐射与投射到该物体表面的辐射之比反射率(r)：某物体的反射辐射与投射到该物体表面的辐射之比透射率(t)：某物体的透射辐射与投射到该物体表面的辐射之比a+r+t=1黑体：吸收率为1的物体预定位置二、有关辐射的基本定律基尔霍夫定律在一定温度和相应波长下，任一物体的发射率ελ，T与吸收率aλ，T的比值是一常数，即ελ，T

：aλ，T=常数或者说物体的放射能力与吸收能力的比值为波长和温度的函数：ε(λ,T)/

a(λ,T)=f(λ,T)基尔霍夫定律表明：(1)某物体在某一温度T，对于某一波长λ的放射能力与吸收能力的比值为常数；(2)吸收能力强的物体，也是放射能力强的物体；(3)当物体在温度T时放射出波长为λ的辐射能，则在此温度下也吸收同样波长的辐射能。普朗克定律绝对黑体放射能量在光谱中的分布可由此定律得出，它指出了绝对黑体的放射能力ε0(λ,T)随波长和温度而变的关系。在温度T时，黑体表面单位面积所放射的波长介于λ到λ+

dλ之间能量为：其中C1=2πhc2，C2=hc/k，c=3×108m·s-1为光速，h=6.63×10-34J·s为普朗克常数，k=1.38×10-23J·K-1

为波尔兹曼常数，即C1=3.74×10-16W·m2，C2=1.438×10-2m·K该定律指出了放射能量最大值的波长随着温度的增加而移向波长较短的区域，而且放射的总能量随着温度增加而增大斯蒂芬—波尔兹曼定律绝对黑体在温度为T时放射的总能量E0(T)与其热力学温度T的四次方成正比：E0(T)=σT4σ=5.67×10-8W·m-2·K-4为斯蒂芬—波尔兹曼常数。该定律指出了黑体温度愈高，放射的总能量也愈大。例如：黑体温度T=1000K时E0=5.67×10-8×10004=5.67×104W·m2维恩位移定律绝对黑体放射能力最强所对应的波长与黑体的绝对温度的乘积为一常数，即：λmax·T=a (μm)a=2898μm·K=2.898×10-3m·K黑体的温度愈高，放射能力最强所对应的波长愈短，当黑体的温度不断升高，所发出的光就会由红橙转为青蓝。因此，高温物体辐射能量最大值所对应的波长为短波，如太阳辐射；低温物体辐射能量最大值所对应的波长为长波，如地球辐射。如：T=8000K，λmax=0.36μm(紫外区）T=6000K，λmax=0.48μm(绿青光部份）T=4000K，λmax=0.72μm(红光部份）T=2000K，λmax=1.45μm(红外区）大致温度在3800K至7600K，λmax落在可见光区，高于7600K时，λmax落在紫外区，低于3800K时λmax则位于红外区。太阳表面温度为6000K左右，总的放射能力为7348×104W·m-2，放射出能量的99%位于波长0.15~4.0μm，λmax=0.48μm，属于短波辐射，是地球上一切能量的主要来源。预定位置一、太阳辐射光谱定义：太阳辐射能随波长的分布分区：紫外区，波长小于0.39μm可见光区，波长为0.39~0.76μm红外区，波长大于0.76μm各区能量所占比例及作用：紫外区：约占7%，能杀死病毒和病菌，过多的紫外线对生物有害，如日灼、生长停止、蛋白质凝固和血球溶解。可见光区：约占50%，最大放射能力所对应的波长位于此区中。它既有热效应，又有光效应。对光合作用、蛋白质的合成、动物视觉及其它生物现象都起作用。红外区：约占43%，波长小于1μm的辐射对植物延长生长起作用，而波长大于1μm的则主要是热效应预定位置二、太阳常数定义：在日地平均距离条件下，地球大气上界垂直于太阳光线面上的辐射通量密度。用S0表示大小：WMO在1981推荐的最佳值为1367±7W·m2订正：S0′=S0(r0/r)2预定位置三、太阳辐射在大气中的减弱方式吸收作用大气中各种物质的吸收是有选择性的N2和O2的吸收很少，只是O2对波长小于0.2μm的紫外辐射有较为明显的吸收作用O3吸收波长小于0.29μm的紫外辐射，2%CO2的吸收有波长为0.43μm最强水汽的吸收带比较宽，在20μm处几乎全部吸收总之大气中的物质对可见光区的吸收非常小固体杂质吸收少因吸收减少19%散射作用大气散射：大气中各种气体分子和悬浮的尘埃等微小质点能把入射的电磁波以相同波长向四面八方发射。只改变方向，不损失能量分子散射：空气分子的直径小于射入辐射的波长并遵循蕾利散射定律，其散射能力与波长的四次方成反比。分子散射与波长有关，波长短的散射能力强，它对蓝紫光的散射能力比红光大9倍，所以晴朗无云的天空呈淡蓝色粗粒散射：无选择性，当大气中有许多粗粒，则天空呈白色因散射作用6%返回宇宙空间反射作用与波长无关大气中的云层及灰尘反射20%以上三种作用使到达地面的太阳辐射减少了45%预定位置四、太阳高度和昼长天球坐标以地球上的观测者为中心，以任意长度(可以看成无限长)为半径的球称为天球，也就是地球的无限扩大，把天空的天体都包括在天球内，天球上的位置只由方向(以角度表示)来决定，而与距离无关。两根平行线向同一方向延长相交于天球上的同一点，所以在任何地点对准同一颗星(北极星)的方向线是平行的，要确定天球上某天体的位置常用三种坐标系，即地平坐标、赤道坐标和黄道坐标。地平坐标：地面一点的铅直线与天球相交于天顶和天底，地平圈与天顶轴垂直，通过天顶和天底而与地平圈垂直的大圈为地平经圈，与地平圈平行的小圈称为地平纬圈，地平纬圈与地平圈间的角距为地平纬度。通过南点的地平经圈为起算点，向西计算(顺时针)的角距为地平经度。地平坐标就是用地平纬度(高度角)和地平经度(方位角)决定天体位置的坐标。赤道坐标：以地球中心为天球中心，地轴延长线与天球相交，交点称为天极，与天轴垂直的大圈为天球赤道，通过天极而与天球赤道相垂直的大圈称为时圈或赤经圈，与天球赤道相平行的小圈称为赤纬圈，赤纬圈与天球赤道的角距为赤纬，向北为正，向南为负，通过天顶和天底的时圈为子午圈。 地球轨道面扩大与天球相交的大圈称为黄道，黄道与天球赤道以23°27′的角度相交，黄道与赤道的两个交点即为春分点与秋分点。通过春分点的时圈为计算某星球赤经的基点，按逆时针方向由0°至360°，用时间表示，赤道坐标就是用赤经和赤纬决定天体位置的坐标。 子午圈与通过某天体的时圈所成的角度为时角，由子午圈按顺时针方向计算，由0°至360°或顺、逆时针两方向计算，各由0°至180°，顺正逆反。黄道坐标：通过黄道两极的大圈称为黄经圈，与黄道平行的小圈称为黄纬圈。在黄道上自春分点起按逆时针方向计算的角度称为黄经，黄纬圈与黄道之间的角度称为黄纬。黄道坐标就是用黄经和黄纬决定天体位置的变化。太阳高度角和方位角球面三角的基本公式为：A、B、C为球面三角形的角，a、b、c为与它们相对应的边。地平坐标是时间和观测点位置的函数，对于某一观测点来说，太阳高度角和方位角可由地平坐标决定。但太阳在天球上位置的变动(对地球上来说是一种视动)则须由赤道坐标来决定。因此，把两种坐标结合起来，才可以求得适合于任一观测点的太阳高度角和方位角。太阳高度h：太阳光线与观测点地平圈间的夹角。太阳方位角D：子午圈与经过太阳的地平经圈之间的夹角。90-φ90-h90-δ在上图中，QQ′为天球赤道，HH′为地平圈，P为天北极，Z为天顶，O为观测者，S为太阳位置，h为太阳高度角，D为太阳方位角，δ为太阳赤纬，φ为观测点所在纬度。由天极P、天顶Z和太阳位置S之间的大圆弧所形成的球面三角形PSZ称为定位三角形。弧PS=90°－δ为太阳极距，弧ZS=90°－h为太阳天顶距，弧PZ=90°－φ为观测点的余纬。弧PZ相当于观测点的子午圈，弧PS相当于太阳的时圈，因而P角就是时角，以角P=ω=A，角Z=D=C，则弧ZS=a，弧PZ=b，弧PS=c代入球面三角公式可得：例：计算广州(φ=23°8′N)1月15日 (δ=－21°17′)正午时(ω=0)的太阳高度角。 将已知条件代入上式有： sinh=0.71427 h=45°35′中午是时太阳高度角的计算： h=δ-φ+90° (太阳在天顶以南) h=φ-δ+90° (太阳在天顶以北) 在计算时应根据时角ω的已知值来考虑Ｄ所应在的象限。例：计算广州7月15日下午3时的太阳方位角。 φ=23°8′N，δ=21°40′，ω=45° tanD=8.07806 D=82°57′ 即南偏西82°57′，如果计算同日上午9时的太阳方位角，则ω=360°－45°，方位角在第四象限，即D=277°3′，东偏南7°3′可照时间(昼长)太阳的视圆面中心从出地平线至入地平线之间的时间间隔： cos(ω0)=－tan(φ)tan(δ) ω0表示半昼弧 由ω0所得的时间为真太阳时，如果要得到地方平时，必须加以订正；由时差等于真太阳时减地方平时的关系，所以真太阳时减时差就是地方平时，每天的时差可从天文年历中查出，如果再由地方平时转换为北京时，则由某地与120°

E的经度差按经度1°相当于4分钟的比例计算。例：计算广州1月15日的昼长。 由φ=23°8′N，δ=－21°17′得： cos(ω0)=0.16642 ω0=80°25′=5时22分 即17时22分日没，6时38分日出，2ω0

=10时44分为昼长时间。这一天的时差为-9分， 所以地方平时为5时22分+9分=5时31分，转换为北京时,由120°E与广州经度113°13′相差6°47′，相当于时间27分，因而5时31分+27分=5时58分。当φ>0，δ>0或φ<0，δ<0时，cos(ω0)<0，ω0>90°，昼长>12小时，如北半球在春分至秋分时期或南半球在秋分至春分时期。当φ>0，δ<0或φ<0，δ>0时，cos(ω0)>0，ω0<90°，昼长<12小时，如北半球在秋分至春秋分时期或南半球在春分至秋分时期。当φ=0，cos(ω0)=0，ω0=90°，昼长=12小时，即赤道上任何一天的昼长都为12小时。当δ=0，cos(ω0)=0，ω0=90°，昼长=12小时，即春分和秋分日任何纬度上的昼长都为12小时。当φ很大(>66°33′)，cos(ω0)的绝对值就会大于1，这表示太阳在地平面以上的时间在24小时以上，纬度愈高，这种时间愈长。水平地面上太阳辐射日总量Q(理论值) 单位时间单位水平地面上的太阳辐射量为： S′＝S0′

·sin(h)＝S0·(r0/r)2·sin(h) 则dt时间内的辐射总量为： dS′＝S0·(r0/r)2·sin(h)dt 从日出到日落积分得：将时间换成时角，忽略一天内的时差，则有dω＝(2π/T)dt，这里Ｔ为一日周期(1440分)，于是就某一地点来说，φ为常数，在一天内δ值变动极小，也可视为常数，因而(ω0用弧度表示)例：求北京(39°57′)夏至日和冬至日的太阳辐射 日总量。解：S0=1367W·m-2，T=1440×60s，φ=39°57′N， 夏至日δ=23°27′ρ2=(r/r0)2=1.0328 ω0=118°18′=1.9425弧度 Q=1367×0.96824×27501.974×1.1515 =41915953.0W·m-2·d-1

冬至日δ=－23°27′ρ2=(r/r0)2=0.9675 ω0=68°42′=1.1990弧度 Q=1367/0.9675×27501.974×0.3489 =13557586.0W·m-2·d-1

在春、秋分日，δ=0°，所以预定位置五、太阳辐射在大气中减弱的一般规律经过路程的长短单位气质(一个大气质量)：太阳位于天顶时，以单位面积太阳光束所穿过的大气柱的质量作为一个单位太阳斜穿时的大气质量m≈1/sinh=secZ大气透明程度透明系数(P)：当太阳位于天顶时，到达地面与太阳光垂直面上的太阳辐射通量密度S与大气上界太阳常数之比，即P=S/S0由于大气的吸收作用和分子散射作用是有选择性的，且随波长不同而异，因此P与波长有关，波长短的P小于波长长的P。h小时，短波散射多，余下的多为红橙光，所以早晚的太阳呈红色。贝尔减弱定律不同波长的太阳辐射，经过大气时被减弱的程度不同，对于单色辐射，设波长为λ的射入辐射通量为Sλ，在大气中的射程为dl，于是被减弱的辐射通量密度

dSλ=－kλSλρλdl (单位面积) 积分上式可得：P为过m个大气质量的平均透明系数。显然，太阳辐射经过大气层时，其减弱规律遵循指数规则，太阳辐射经过大气层后，不仅能量被减弱，而且其光谱成份也发生了变化预定位置六、到达地面的太阳辐射能水平地面上的太阳直接辐射通量密度(Sb)太阳直接辐射：在与太阳辐射方向相垂直的面上所接收到的直接来自太阳的那一部份太阳辐射通量密度。Sb=S·sinh=S·cosZ=S0PmcosZ(朗伯余弦定律)Sb的变化规律：(1)日变化；(2)年变化；(3)纬度变化；(4)海拔变化；(5)云的变化。漫射辐射通量密度(Sd)太阳漫射辐射：来自整个天穹向下的散射辐射和反射的太阳辐射之和Sd的变化规律：(1)日变化；(2)年变化；(3)纬度变化；(4)海拔变化；(5)云的变化。总辐射通量密度(St)总辐射=直接辐射+漫射辐射Sd的变化规律：(1)日变化；(2)年变化；(3)纬度变化；(4)海拔变化；(5)云的变化。对于我国来说，总辐射的分布情况为：以青海、西藏高原地区为最大，达6688~7942×106J·m-2·a-1，这是由于海拔高度高可以接受到较多太阳辐射的结果；西北和华北地区次之，这是因为这些地区晴朗干 燥的天气较多，日照百分率较大；长江中下游地区云量较多，因而也是总辐射最少的地区，为3762~5016×106J·m-2·a-1，特别是在四川一带为一个最小值的闭合中心。华南地区太阳辐射较多，但因云雨也多，总辐射的季节变化也很明显，一般是秋冬季大而春夏季小。地面反射辐射通量密度(Sr)反射率r：某一表面的反射辐射与投射到该表面的总辐射之比值。

r的大小取决于表面组成成份的性质、颜色、形状、层次排列及太阳高度。h↓，r↑；r单叶>r林冠；r新雪>95%；颜色愈深，r愈小；r湿土<r干土。 所以即使St

一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍然有很大的差别，这也是地表温度分布不均匀的重要原因之一。地表的反射率平均为4%。综上所述，地球和大气反射的太阳辐射为：6%(大气散射)+20%(云层反射)+4%(地面反射)=30%；大气中水汽、CO2、O3、云等吸收19%，地面吸收为51%预定位置七、森林中的太阳辐射林冠中的直接辐射SfSf=Sb·e－KFSf是林冠下的直接辐射，K是植物叶子的消光系数，F是叶面积系数。K、F与叶子的几何形状、分布状况有关，当叶子呈垂直排列时K为0.3~0.5，水平排列时K为0.7~1.0。林冠中的散射辐射决定于太阳高度和林冠结构林地上的总辐射太阳总辐射投射到林冠上方时，一部份被林冠表面反射，大部份被林冠中叶子吸收，还有一部份透过林冠层，经林内大气衰减，然后到达林地表面。显然，林地上的总辐射要比空旷地少得多。影响林地上太阳总辐射的因子有林冠郁闭度、林分密度、树木年龄和林木状况预定位置一、地面辐射定义：地面日夜不停地向外发射长波辐射，用L0表示，取地面温度为300K并把地面作为黑体来处理，则L0=459W·m-2，λmax=9.6μm。由于地面不是绝对黑体，在应用斯蒂芬—波尔兹曼定律时必须写成L0=δσT04，δ为地面的相对辐射系数(即在同温下与黑体放射能力的比值)。地面各种物体的辐射系数是不同的。如：浅草为0.84，黄土为0.85，黑土为0.87，石灰岩为0.91，海水为0.96，平均为0.90~0.95。大气中的水汽、CO2、液态水等对于长波辐射的吸收如：对长波辐射的吸收带，水汽最强是在5.5~7.0μm和21.0~27.0μm

，最弱是在8.5~12.0μm；CO2最强是在12.9~17.1μm

，液态水对长波辐射的吸收也很大。8.0~12.0μm范围成为地球红外辐射透过率最大的波段，这是地面能量散失的主要渠道。称为大气窗。预定位置二、大气辐射定义：大气向外发射的长波辐射，用Li表示。在晴空情况下：Li=εaσTa4，εa是大气的相对发射率，它等于：εa

=1-0.261·exp[-7.77×10-4(273-Ta)2] 式中Ta为大气温度，在一般温度范围下，Li变化于209.3~488.5W·m-2大气逆辐射：大气辐射向下的部份其到达地面后，一部份被地面反射，大部份被地面吸收，用La表示被地面吸收的大气逆辐射通量密度，其大小与大气层的温度、湿度和云量等因素有关。预定位置三、地面有效辐射Ln定义：地面发射的长波辐射与地面吸收的大气逆辐射之差Ln=L0-La影响Ln

的因子： 所有影响L0和La的因子都能影响的Ln大小，如太阳辐射、风、大气温度、大气温度、土壤的结构、性质等。计算Ln

的经验式：σ是斯蒂芬—波尔兹曼常数；Ta是气温；e是水汽压，单位用mm；n是云量；c是与云类有关的系数；如果n取总云量，系数c通常取作0