08-4-直接辐射解析

〔三〕到达地面的太阳辐射有两局部：直接辐射：太阳以平行光线的形式直接投射到地面上。散射辐射：经过散射辐射后自天空投射到地面上。二者之和称为总辐射。1、直接辐射：太阳高度〔角〕、大气透亮度〔1〕太阳高度角〔h〕：太阳光线与水平面间的夹角；h不同，地表单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。a，h越小，等量的太阳辐射散布的面积就越大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小。BACSS’h设AB单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为I’垂直I则I’·S’=I·S而S/S’=AC/AB=sinh所以I’=S/S’·I=Isinh朗伯〔白〕特定律I确定，地面获得的辐射量大小I’与h有关。b，h越小，太阳辐射穿过的大气层越厚地球O点的地平线OACh2h1h1>h2AO<CO太阳辐射被减弱也较多〔吸取、反射、散射等〕，到达地面的直接辐射就较少。一个大气质量：地面为标准气压〔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。

h不同，大气质量数不同；大气质量数随h减小而增大。

P29表2·1不同太阳高度角时的大气质量数h90°60°30°10°5°3°1°0°m11.152.05.610.415.427.035.4〔2〕大气透亮度用透亮系数〔p〕表示指透过一个大气质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I0，而到达地面后为I，则：p=I/IoP说明辐射通过大气后的减弱程度，如：p=0.7，表示减弱了30%P预备于大气中所含水汽、水汽分散物和尘粒杂质的多少；多，大气透亮度差，P小，太阳辐射被减弱得多，到达地面的太阳辐射相应削减。直接辐射有明显的年变化、日变化和随纬度的变化。主要由h预备：随纬度的变化：低纬地区一年四季h都很大，地表得到的直接辐射比中、高纬地区大得多。日变化：日出、日落时，h最小，直接辐射最弱；中午，h最大，直接辐射最强。年变化：夏季最强，冬季最弱。2、散射辐射：太阳高度角、

大气透亮度天空散射辐射就是大气对空中的太阳直接辐射进展散射及反射而产生的。h大，到达近地面的直接辐射增加，散射辐射也相应增加；h小，弱。〔与直接辐射同向〕大气透亮度，不好，参与散射作用的质点增多，散射辐射增加；好，减弱。〔与直接辐射反向〕云：能猛烈地增大散射辐射。P29图2·11日、年变化，也主要预备于h的变化，一日内正午前后最强，一年内夏季最强。3、总辐射变化规律，比太阳直接辐射和散射辐射要简洁些，它是二者变化规律的综合。但在晴朗的日子里，它的强弱主要由太阳直接辐射预备。年变化与直接辐射基本全都，夏季最大，冬季最小。日变化日出前：散射辐射日出后：h增大，直接辐射和散射辐射渐渐增加，直接辐射增加快h=8o：直接辐射=散射辐射h=50o：散射辐射：10~20%；直接辐射：80~90%中午：直接辐射和散射辐射均达最大值中午后；二者按相反次序变化云的影响可使这种规律受到破坏。随纬度的分布一般：纬度越低，总辐射越大；反之，小。P30表2·21、可能总辐射，随纬度降低而增加；低纬，h大，总辐射大，最大值在赤道。2、有效总辐射，小了很多，可见云层的影响很大。3、有效总辐射，一般随纬度降低而增加，但最大值不在赤道，而在20oN，因赤道四周云多，太阳辐射减弱得也多。我国年辐射总量分布最高地区在西藏，青海、新疆、黄河流域次之，长江流域与大局部华南地区反而少。由于：西藏海拔高度大〔青藏高原，世界屋脊〕，太阳辐射穿过大气层到达高原外表所经路程短，空气淡薄，被减弱得少。西北、华北气候枯燥，晴天多。长江流域与大局部华南地区，气候潮湿，阴雨天多、云量多。〔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取，其中一局部被地面所反射。反射率预备于地表性质和状态。陆面：10~30%，深＜浅〔P31表〕湿＜干〔P31表〕粗糙＜平滑雪面：大，60%，46~95%〔P31表〕水面：安静程度、h的大小；小于陆面反射率可见，即使到达地面的总辐射的强度一样，地表性质不同，所真正得到的太阳辐射仍有很大差异，这也是地表温度分布不均匀的重要缘由之一。其次节地面和大气的辐射如上节所述，大气对太阳辐射直接吸取很少，而下垫面却能大量吸取太阳辐射〔如陆面对太阳辐射的反射率约为10%~30%，吸取率约为70%~90%；水面吸取率更大。〕，并经转化供给大气。所以我们说下垫面是大气的直接热源。一、地面、大气的辐射和

地面有效辐射地面可吸取太阳短波辐射，同时它不断向外放射长波辐射。大气对太阳短波辐射几乎是透亮的，吸取很少，但对地面的长波辐射却能猛烈吸取。大气也向外放射长波辐射。通过长波辐射，地面和大气之间，气层之间，交换热量，也将热量向宇宙空间散发。〔一〕地面和大气辐射的表示地面和大气不是确定黑体Eg=δσT4Ea=δ’σT4Eg—地面的辐射力气，Ea—大气的辐射力气，T—地面和大气的温度，δ—地面的相对辐射率/比辐射率，δ’—大气的相对辐射率/比辐射率与T、δ有关。如地面温度为150C，δ为0.9，则：Eg-8x(15+273)4=346.7W/m2地面平均温度约为300Kλm=C/T=2896/300=9.65μm≈10μm地面最强辐射能位于10μm左右光谱范围内对流层大气的平均温度约为250Kλm=C/T=2896/250=11.6μm它们的热辐射中95%以上的能量集中在3~120μm的范围内〔红外辐射〕；其辐射能最大段波长在10~15μm范围内，所以称长波辐射。〔二〕地面和大气长波辐射的特点1、大气对长波辐射的吸取：大气直接吸取太阳短波辐射很少，但对长波辐射吸取特殊猛烈。水汽、液态水、O3、CO2具有选择性上图，吸取谱大局部吸取率接近1〔透射率接近0〕8～12μm：吸取率最小〔透射率最大〕大气窗口/大气窗/大气之窗：地面辐射力气最强处，20%的地面辐射透过它射向宇宙空间

水汽、液态水、二氧化碳等的吸取2、大气中长波辐射的特点长波辐射在大气中的传输与太阳辐射有很大不同：〔1〕太阳辐射中的直接辐射是定向的平行辐射，地面和大气的长波辐射是漫射辐射。〔2〕传播：太阳辐射—仅考虑大气对其的减弱，未考虑大气本身的辐射的影响。长波辐射—既要大气对其的吸取，也要考虑大气本身的辐射。〔3〕长波辐射在大气中传播时，可不考虑散射作用〔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大气辐射指向地面的局部；它使地面因放射辐射而损耗的能量得到确定补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用。假设无大气层，地面平均温度为-230C，而实际为150C，即大气的存在使地面温度提高了380C，并减小了昼夜温差。月球外表无大气，昼夜温差大，白天太阳直射的地方，温度可达1270C，夜晚则降到-1830C。2、地面有效辐射Fo=Eg–δEa通常，Tg＞Ta，所以Eg＞Ea，Fo多为正值主要影响因子：Tg、Ta、空气湿度、云况、空气混浊度、海拔高度、地外表性质等：地面T增高时，地面辐射增加，如其他条件〔湿度、云等〕不变，则有效辐射增大。空气T高时，逆辐射增加，如其他条件不变，则有效辐射减小。潮湿空气中的水汽和水汽分散物放射长波辐射的力气较强，它们的存在加强了大气逆辐射，因而也使有效辐射减弱。有云时〔特殊是有浓密的低云时〕，逆辐射更强，有效辐射减弱得更多，所以有云的夜晚通常比无云的夜晚温顺些。在严寒季节，人造烟幕可防霜冻，就是减弱有效辐射，保温作用强的缘由。海拔高度大的地方有效辐射大；地面性质日变化：中午最大、早晨最小年变化：夏季最大、冬季最小与气温变化相像二、地面及地-气系统的辐射差额物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额：辐射差额=收入辐射—支出辐射假设无其它方式进展热交换时，辐射差额预备物体的升温或降温：辐射差额＞0，物体升温辐射差额＜0，物体降温辐射差额=0，物体温度不变〔一〕地面的辐射差额Rg=(Q+q)(1-a)—F0Rg—单位水平面积、单位时间的辐射差额，(Q+q)—到达地面的太阳总辐射，a—地面对总辐射的反射率，F0—地面的有效辐射当Rg＞0时，地面将有热量的积存当Rg＜0时，地面将有热量的亏损影响因子：总辐射、有效辐射、反射率日变化：白天Rg＞0，夜间Rg＜0图2·13：辐射差额有正负；直接辐射、散射辐射、反射辐射三条曲线以正午12时对称，由于它们的影响因素为h；而地面辐射、有效辐射两条曲线不是以正午12时为极值，由于地表最高温度在13时。图2·14：正负值消逝时间年变化：夏季Rg＞0，冬季Rg＜0图2·15：最大值分别为6、7月；最小值均为12月年振幅的变化：高纬＞低纬，陆地＞海洋绝大局部地区Rg的年平均值都是正值整个地球外表平均而言Rg是正值〔二〕大气的辐射差额Ra=qa+Fo–F∞Ra—整个大气层的辐射差额，qa—整个大气层所吸取的太阳辐射，Fo—地面有效辐射，F∞—大气上界的有效辐射整个大气层的辐射差额一般为负值，大气要维持热平衡，要靠地面以其它方式〔对流及潜热释放等〕输送一局部热量给大气。〔三〕地-气系统的辐射差额Rs=(Q+q)(1-a)+qa–F∞就个别地区而言，Rs可为正，也可为负；就整个地-气系统而言，Rs的多年平均为0。图2·17上半部：二者相交于35o〔南、北纬〕35oN—35oS为正值，35oN以北、35oS以南为负值。而多年观测事实说明，高纬和低纬地区的温度变化很微小，说明必定有热量自低纬地区向高纬地区输送。这种输送主要靠大气环流和洋流来完成。第三节大气的增温存冷却一、海陆的增温存冷却的差异大气的热能主要来自下垫面。下垫面性质不同，对大气增温存冷却的影响有很大差异，其中海陆差异最大。地球上海洋面积占70.8%，陆地面积占29.2%。海陆外表的热力差异在气象学和气候学中具有重要的意义。1、反射率不同：陆＞水，10%~20%2、透射性能与导热方式不同：陆面—不透亮，水—紫外线、波长较短的可见光，相当透亮陆面—固体，传导，水—流体，波浪、洋流、对流等因此：陆—薄，急剧增温；海—厚，水温不易上升3、蒸发状况不同4、比热不同：陆＜水等量的热量(1)使确定质量的水温度变化1oC则使同质量的岩石温度变化5oC(2)使确定体积的水温度变化1oC则使同体积的岩石温度变化2oC由于上述种种差异，海陆增温冷却的特点互不一样：陆面温度变化快，变化幅度大；海洋温度变化慢，变化幅度小。如：北半球最高气温，陆地—7月，大洋—8月；最低气温，陆地—1月，大洋—2月这些特点转而影响各自的气候，使之具有很大的差异。二、空气的增温存冷却空气的冷热程度只是一种现象，它实质上反映了空气中内能的大小。空气获得热量，其内能增加，气温上升；空气失去热量，其内能削减，气温降低。空气内能变化有两种状况：1、由于空气与外界有热量交换而引起的—非绝热变化2、作升降运动的气块在升降运动过程中，同四周大气间没有热量交换，由于外界压力的变化使空气膨胀或压缩引起气块体积变化，进而影响内能增减—绝热变化〔一〕气温的非绝热变化大气吸取太阳辐射很少，主要的直接热源是下垫面。白天，在太阳照射下，地面温度比空气温度高得多，热量自地面对空气输送，空气增温。夜间，地面辐射冷却，地面温度比空气温度低，空气向地面输送热量，同时也向上输送热量给较冷的空气层。因此，低层大气的增热和冷却主要受下垫面的影响。这种影响是通过下垫面与空气的热量交换进展的。地面和空气之间、空气和空气之间的热量传递和热量交换的主要方式有以下几种：1、传导：很少，贴地气层〔ρ大〕2、辐射：重要3、对流：对流层4、湍流/乱流：摩擦层5、蒸发〔升华〕和分散〔凝华〕：对流层下半层蒸发—吸热，分散—放出潜热常共同起作用下垫面与空气间：长波辐射〔海面上，通过蒸发和分散也可传递较多的热量〕气层〔气团〕之间：对流和湍流〔其力气比辐射大125倍〕；蒸发和分散〔二〕气温的绝热变化1、气块的概念和根本假定〔补充〕为争论便利，在大气中任取一个体积微小的气块，称为空气微团，简称气块。除在地外表一厘米以内以及湍流层顶〔离地面约90千米高处〕以上的层次外，实际大气中全部的垂直混合都是由气块的交换造成的。由于气块的体积微小，因此在任一时刻，气块内部的状态参量都是均匀分布的，即气块在任一时刻都处于平衡态，所以气体的状态方程和热力学第确定律表达式对气块都是适用的。为了争论便利，对于作升降运动的气块作如下假定：A、气块与外界始终不发生热量交换，必定也不发生质量交换，即升降过程中其温度作绝热变化。称为绝热条件。B、在任一时刻，气块本身的压强与同一高度环境空气的压强相等。称为准静态条件。C、整个环境空气〔气层〕是静止的。称为静力平衡条件。虽然这三个假定并不完全符合大气的实际状况，但它们是简洁的抱负化的模式，利用这个模式来近似地替代，对于争论作升降运动的气块状态变化规律是有帮助的。2、绝热过程：在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化可看作绝热过程。当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称干绝热过程。干绝热过程是一种可逆的绝热过程。当气块作绝热上升运动时，因四周气压随高度增加而不断降低，气块体积要不断膨胀，与四周大气压力相平衡。气块体积膨胀时要抑制外界压力而作功，气块作功所消耗的能量取自气块内能，从而使气块温度降低，这种现象称为绝热冷却。反之，气块作绝热下沉运动时，由于四周气压不断增大，压缩气块而作功，使气块体积减小，内能增加，温度上升，这种现象称之为绝热增温。气块上升伴随着降温，下降时又伴随着增温，这是气块在垂直运动中的一个重要特性。要求出在绝热过程中气温的变化，必需应用热力学第确定律。气象学中热力学第确定律的常用形式：dQ=CpdT-RTdP/PdQ–单位质量空气由于热传导、辐射引起的热量变化；Cp—空气的定压比热；R—比气体常数。当系统是绝热变化时，dQ=0，上式可写为：CpdT-RTdP/P=0或CpdT=RTdP/P在绝热条件下，当空气质点上升时，压力削减，dP＜0，这时CpdT＜0，因而温度要降低；当空气质点下沉时，压力增加，dP＞0，这时CpdT＞0，因而温度要上升。对上式在〔P0，P〕及〔T0，T〕范围内积分，得到：3、泊松方程〔干绝热方程〕T/T0=(P/P0)0.286(P0、T0)表示空气块的初始状态，(P、T)表示空气块最终的状态。此方程表示了初态和终态之间的内在联系，即绝热变化时温度随气压变化的具体规律。说明在干绝热过程中，温度变化的直接缘由是气压的转变。气压上升时，会导致气块绝热增温；气压降低时，气块则绝热冷却。由于在干绝热过程中，气压下降时，气块向外膨胀，由于一局部内能用于反抗外界压力而作功，因而它的温度渐渐下降。相反，气压上升时，气块被压缩，外界对气块作功，这局部功转化为气块的内能，因而气块的温度渐渐上升。如：P(hpa)：10501000800400T(K)：276.7273256.12104、干绝热直减率一团干空气或未饱和的湿空气块绝热上升时，单位距离的温度降低值。用γd表示。γd=－〔dTi/dZ)d理论上计算出γd≈1.0oC/100m，即在干绝热过程中，气块每上升100m，温度降低约1oC；气块每下降100m，温度上升约1oC。假设气块起始温度为To，干绝热上升ΔZ高度后，其温度为：T=To-γdΔZ20oC21oC100m干空气升降时的绝热变化γd与γ〔气温直减率〕

的含义完全不同1、γd是气块本身的降温率；γ是四周大气温度随高度的分布。2、γd近似常数，；γ可有不同数值，不是一个常数，0.65oC/100m只是平均值，它可大于、小于或等于γd，并随高度而变化。5、湿绝热直减率补充：饱和湿空气在与四周没有热量交换而始终保持着饱和时所发生的过程，称湿绝热过程。为了争论便利，认为饱和湿空气块在绝热上升过程中可能消逝以下极端状况：认为气块绝热上升时所产生的分散物全部留在气块内，随气块一起上升，当气块从上升运动转为下降时，绝热增温又会引起水滴的蒸发，以维持气块呈饱和状态。由于气块绝热上升过程中水汽分散所得到的潜热与气块绝热下降过程中水滴蒸发所失去的潜热相等，过程是可逆的，称为可逆湿绝热过程。这种极端状况相当于只有云而无降水的状况。饱和湿空气块绝热上升时，单位距离的温度降低值。以γm表示。γm=－〔dTi/dZ)m设1克饱和湿空气中含有水汽qs克，绝热上升，分散了dqs克水汽，所释放出的潜热为：dQ=－L·dqs应用热力学第确定律，得到湿绝热方程〔2·38〕式。此式说明，饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：一种是由气压变化引起，另一种是由水汽分散时释放潜热引起。由此推导得：γm=γd+L/Cp·dqs/dZL—水汽的分散潜热；Cp—空气的定压比热；dqs—水汽的分散量；dZ—高度的变化量。饱和湿空气绝热上升时，一方面，同干空气和未饱和湿空气一样，因膨胀作功消耗内能而降温；另一方面，又因绝热冷却作用，使气块中局部水汽分散放出潜热，使温度降低值变小，所以γm＜γd。γm=γd+L/Cp·dqs/dZ上升，dZ>0，分散，dqs<0则dqs/dZ＜0下降，dZ<0，蒸发，dqs>0则dqs/dZ＜0所以γm＜γdγm是一个变量

(是P、T的函数〕它随气温的降低而增大由于温度高，E大，空气中水汽含量大，绝热上升时分散的水汽量就多，所释放的潜热就多，气温下降得少一些。如：20℃→19℃，1m3饱和空气有1g水汽分散；0℃→-1℃，1m3饱和空气只有0.33g水汽分散。表2·4γm是一个变量

(是P、T的函数〕它随气压的降低而减小由于气压降低，密度减小，体积热容量〔物体上升1℃所需的热量〕减小。由相等的潜热供给空气时，气压较低的空气由于潜热而增高温度必定比气压较高的空气为多。表2·4由表2·4可看出，对γm影响最大的是温度。如1000hpa，当温度从20℃转变到－20℃时，γm值增大约一倍；而当温度为20℃时，气压从1000hpa转变到700hpa，γm值只减小0.06℃/100m。因此，当饱和湿空气上升时，温度愈来愈低，水汽分散量很小，γm渐渐增大而接近于γd。OTH湿绝热线干绝热线干绝热线和湿绝热线1、γd近于常数〔约为1oC/100m〕故干绝热线呈始终线。2、γ

m＜γ

d，所以干绝热线在左，湿绝热线在右。同一高度上，Tm＞Td。

TmTd3、湿绝热线下部：下陡上缓；上部：与干绝热线平行。下面温度高，γm小，上面温度低，γm大。到高层水汽分散愈来愈多，而空气中水汽的含量愈来愈少，接近干空气，γm与γd相近。〔温度—对数压力图〕未饱和空气在绝热上升初期，温度按干绝热直减率〔γd〕下降；到某一高度后，因冷却而成为饱和空气，再连续上升，其温度按湿绝热直减率〔γm〕下降。饱和湿空气下降时，其温度变化有两种状况：假设饱和湿空气中含有水滴或冰晶，在它下降过程中，由于水滴的蒸发和冰晶的升华要消耗一局部热量，因而增温率小于γd。假设饱和湿空气中没有水滴或冰晶，在它下降过程中，由于绝热增温，空气由饱和状态变为不饱和状态，其温度要按干绝热直减率〔γd〕增温。6、位温〔位置温度〕把空气块按干绝热过程移到1000hpa处所具有的温度，称为位温，以θ表示。θ=T(1000/P)0.286位温高的气团代表较暖的气团，位温低的气团代表较冷的气团。位温一样的气团表示它们的热力性质一样或就是同一气团。明显，气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。这是位温的一个重要性质—保守性。7、假相当位温位温只有在干绝热过程中才具有保守性。在湿绝热过程中，有水汽的分散或蒸发，因而引出潜热的释放或消耗，导致了位温的变化。所以湿绝热过程就不能用位温来作比较了，需另找判据。为了了解潜热对气块的作用，假设另一种极端状况〔前述2〕〕：气块上升时，水汽一经分散，其