第三章 大气辐射和热力过程-NO1-NO3

第二章大气的辐射过程和热力过程2（1）大气中热量来自何处？

（2）大气的冷暖变化是怎样形成的？

地球上热量的基本来源是太阳辐射，尤其太阳辐射是大气能量的主要来源。SOLAR1辐射的基本原理2太阳辐射的传输3地面和大气的辐射4大气的增温和冷却5大气温度的时空变化一、辐射的基本原理温度大于绝对零度的物体，都以电磁波的方式向外放射能量，同时也接受来自周围的电磁波辐射：

①把这种电磁波能量本身称为辐射能（简称为辐射）；

②这种传播能量的方式称为辐射。电磁波频率、波长和波速的关系：电磁波包括的范围很广。实验证明，无线电波、红外线、可见光、紫外线、X射线、γ射线、r射线都是电磁波。电磁波谱：

按照频率或波长、能量的顺序把这些电磁波排列起来。61、辐射能传输过程中的定量描述①辐射通量密度（E）：单位时间内通过单位面积的辐射总能量W/m2入射辐射通量密度：投射过来被物体所接收的辐射放射辐射通量密度：自物体表面射出的辐射辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之成某一角度

②辐射强度（I）：单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能（W/m2）辐射通量密度E辐射强度I9

③辐射光谱物体发出的辐射都构成了电磁波谱，但是在不同波段辐射强度不同。10辐射光谱曲线11设一物体的辐射出射度为F（W/m2），在波长λ至λ+dλ间的辐射能为dFFλ是波长的函数，是单位波长间隔内的辐射出射度。波长λ1~λ2总辐射能：该物体发射的总辐射能：2、物体的辐射性质能量守恒原理：

吸收率a反射率r透射率d反射Qr吸收Qa透射Qd总辐射Q0吸收率、反射率和透射率：影响因素：①波长②物体的性质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。

干洁空气对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收；物体对辐射的吸收、反射和透射具有选择性黑体是一个理想的辐射体，是衡量地物发射电磁波能力大小的一个标准黑体模型定义：如果一个物体对于任何波长的电磁辐射

都全部吸收：a=1黑色的烟煤是最接近绝对黑体的自然物质。1.黑体

不透明的材料制成带小孔的的空腔,可近似看作黑体。3、辐射的基本规律

物体处于热平衡状况下发射和吸收辐射的物理规律：

普朗克定律斯蒂芬——玻尔兹曼定律

韦恩定律

基尔霍夫定律辐射学黑体辐射学的发展历史(一)黑体辐射的经验定律

（1）19世纪初，英国天文学家赫谢耳(Herschel)在实验中用灵敏温度计测试太阳光谱各部分的热效应，结果发现在红外光谱以外的区域温度升得最高——红外辐射的热效应。

在实验发现的基础上，理论研究也活跃起来了，总结实验发现的经验规律也就相继地提出来了。171859年基尔霍夫(Kirchhoff，德国物理学家)得到如下结论：

在相同的温度下同一波长的辐射本领与吸收系数之比对于所有物体都是相同的，是一个取决于波长和温度的函数。辐射率吸收率对于黑体1879年德国物理学家斯蒂芬(Stefan)从试验测量数据中推导出，黑体单位表面积在单位时间内发出的热辐射总能量ETb与绝对温度T的四次方成正比:该定律只反映了总的辐射能与温度的关系，不能反映辐射能随波长的分布。斯蒂芬-玻尔兹曼定律1884年玻尔兹曼由热力学理论得到了相同的结论191881年，美国物理学家兰利(Langley)发明了辐射仪，灵敏度较高，可测出1×10-3℃的温度变化，大大提高了热辐射能量的测量精度。他虽然没有得到精确的分布定律，却已发现分布曲线并不对称，而且最大能量随温度升高而向短波方向移动1893年，德国物理学家维恩(Wien)由电磁理论和热力学理论得到了维恩位移定律：

辐射中能量最强的波长λm与黑体的温度成反比1900年10月19日在德国物理学会会议上，普朗克作了《维恩辐射定律的改进》的报告，提出了他的这一新的辐射公式，即普朗克定律：绝对黑体辐射率随波长和温度变化的函数关系二、太阳辐射的传输太阳常数

:就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数I0表示。

I0=1367(±7)W.m-2(可能与太阳黑子的活动周期有关

)可见光：0.4-0.76μm（占50%）红外：

0.76-4.0

μm（占43%）紫外：0.15-0.4μm（占7%）太阳辐射能量随波长的分布

6000K黑体光谱能量分布曲线1、太阳辐射在大气中的削弱:吸收、散射和反射臭氧:0.2-0.31大气上界2臭氧层下3分子散射4粗粒子散射

5水汽吸收臭氧:0.32-0.65(1)大气对太阳辐射的吸收

（1）大气吸收太阳能具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。（2）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，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，这意味着太阳辐射不是大气的主要直接热源。（2）大气对太阳辐射的散射

大气中的散射体：空气分子、尘粒、云滴等。散射只改变辐射的方向，不改变辐射能量的大小。依据散射粒子与入射辐射波长的相对大小，散射基本类型可分为：①瑞利散射（分子散射）②米散射（大颗粒散射）①

瑞利散射（分子散射）

粒子直径小于入射光的波长，波长越小，散射越强。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。天空呈现蓝色的原因蓝光的散射比红光大9倍以上②米散射（大颗粒散射）

粒子直径大于入射光波长，散射无选择性，各种波长同样散射、且粗粒散射就失去对称的形式，而在射入光方向伸长。散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大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。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％，稀薄的云层也可反射10％—20％。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50％—55％。28（3）大气对太阳辐射的反射太阳辐射在大气中削弱的总结（1）吸收、散射和反射三种方式中：①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；②散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；

③吸收作用相对最小。（2）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。2、

到达地面的太阳辐射直接辐射和散射辐射的影响因子：太阳高度角和大气透明度达到地面的太阳辐射有两部分：直接辐射和散射辐射直接辐射:

太阳以平行光的形式直接投射到地面上直接辐射+散射辐射=总辐射散射辐射:经过散射后自天空投射到地面的太阳辐射（a）太阳高度角越小，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能就越小。（1）太阳高度角:太阳光入射方向和地平面之间夹角太阳高度角和大气透明度是如何影响直接辐射？SS'（b）太阳高度角越小，太阳光透过的大气层就越厚，削弱就越强，到达地面的太阳辐射就越小。当h=90°时，太阳光在大气中的射程为AO当90°>h>0°时，太阳光在大气中的射程为CO

大气厚度CO＞AO，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少。34夏至日全球的昼长金额正午太阳高度角35冬至日全球的昼长金额正午太阳高度角（2）大气透明度大气质量（m）：在地面为标准气压（1013Pa）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。大气透明度的表示方法：透明系数p37

在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也受大气透明度的影响。P：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：P表明辐射通过大气后的削弱程度。不同波长的削弱也不相同，p仅表征对各种波长的平均削弱情况，例如p=0.80，表示平均削弱了20％。

大气透明系数的影响因子：——大气中水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少

这些物质愈多，大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。

太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格（Bouguer）公式表示：直接辐射的时间变化特征:

年变化、日变化和随纬度的变化日变化：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。年变化：在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。纬度变化：

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。太阳直接辐射的年变化自动跟踪装置光筒散射辐射（漫射辐射）①太阳高度角增大时，到达近地表直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；

②大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；云也能强烈地增大散射辐射。

散射辐射是到达地表面太阳总辐射的重要组成部分。在中纬度地区占太阳总辐射的30～40%；高纬度地区所占比例更大。太阳高度角和大气透明度是如何影响散射辐射？散射辐射表是由总辐射表和遮光环两部分组成遮光环：保证从日出到日落能连续遮住太阳直接辐射总辐射表总辐射直接辐射散射辐射日出日落散射比总辐射=直接辐射+散射辐射日出前：只有散射辐射；日出后：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；中午时：太阳直接辐射与散射辐射

强度均达到最大值；中午后：二者又按相反的次序变化。云的影响：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。可能总辐射：考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射

有效总辐射：考虑了大气和云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。总辐射时空分布特征：①在一年中总辐射强度（月平均值）在夏季最大，冬季最小。②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。①最高值在西藏②青海、新疆和

黄河流域次之：③长江流域与大部分东南、华南地区则反而最少。这是因为西藏海拔高度大，总辐射量最大；西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，。3、地面对太阳辐射的反射不同性质地面的反射率（%）地面反射率地面反射率地面反射率沙土粘土深色土浅色土29-352022-3215-10黑钙土（干）黑钙土（湿）耕地绿草1481426干草地小麦地新雪陈雪2910-1584-9546-60

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。地表反射多少决定于地表性质和地表状态。三、地面和大气的辐射49①太阳辐射是地球上的主要能源，大气吸收太阳直接辐射很少，下垫面能大量吸收太阳辐射。②大气对太阳短波辐射吸收很少，但对地面的长波辐射却能强烈吸收，同时大气也按照其本身的温度向外放射长波辐射。③通过大气和地表对短波辐射（太阳辐射）和短波辐射的吸收、散射和反射等方式，地表、大气以及地气系统吸收的能量与发射的能量达到平衡。在研究大气热状况时，必须了解地面和大气之间交换热量的方式及地-气系统的辐射差额。（一）地面和大气的长波辐射地表和大气按照其本身的温度向外发射辐射能：依据斯蒂芬-玻尔兹曼定律：依据基尔霍夫定律：地面的辐射能力：地面相对辐射率大气的辐射能力：大气相对辐射率相对辐射率，又称比辐射率。其大小为地面或大气的辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比值，在数值上等于吸收率1、地面和大气辐射的表示方法51全球表面平均温度为15℃，以δ=0.9，则算得对流层大气平均温度为-23℃（250K）288K95％以上的热辐射能量集中在3~120μm的波长范围内，其辐射能最大段波长在10~15μm范围内，所以地面和大气的辐射被称为长波辐射。太阳辐射最强的波长为0.475μm，绝大部分辐射能集中于波长在0.15~3μm,所以太阳辐射被称为短波辐射。2、大气对长波辐射的吸收大气能够强烈吸收长波辐射，其中起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样具有选择性。大气对8~12μm的长波辐射吸收率最小，而在其他长波波段的吸收率较大；在8-12μm范围内地面辐射能力最强——热红外线的“大气窗口”。遥感卫星利用这个窗口，可以实时监测地表发生的各种情况。3、大气中长波辐射的特点——与短波辐射相比①太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气；地面和大气辐射是散射辐射。平行辐射：不考虑吸收和散射等因素时，平行光在

任何位置上的辐射强度是常数。点源在半径为r的球面上的辐射强度：日地距离地球半径太阳辐射强度的变化为：

54②太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射的影响。这是因为大气产生的短波辐射是极其微弱的。长波辐射在大气中的传播时，不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射。③大气对太阳辐射有散射作用。长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。这是由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波辐射的波长要小得多（瑞利散射），散射作用非常微弱。

由于大气对电磁波散射和吸收等因素的影响，使一部分波段的辐射在大气层中的透过率很小或根本无法通过。电磁波辐射在大气传输中透过率较高的波段称为大气窗口。紫外/可见光/部分近红外波段:0.3～1.2μm：卫星遥感器扫描成像的常用波段近红外窗口中红外窗口热红外窗口：8.0~14.0μm，主要来自物体热辐射的能量，适于夜间成像，测量探测目标的地物温度微波窗口：8.0~1000.0mm，透过率约100%。微波具有穿云透雾的特性，全天候、全天时特点。4、大气逆辐射和大气保温效应大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温效应。太阳辐射地面吸收大气吸收地面增温大气逆辐射大气吸收地面保温

地面辐射宇宙吸收大气上界地面降温返回宇宙返回宇宙假如地球没有大气层，地表温度太阳常数为S0，行星反照率r为0.3，地气系统达到辐射平衡时：地表实际温度15℃月球：白天：T=127℃夜晚：T=-183℃地面有效辐射地面有效辐射F0：地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差，即F0=Eg-δEa

。通常情况下，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。只有在近地层有很强的逆温及空气湿度很大的情况下，有效辐射才可能为负值，这时地面才能通过长波辐射的交换而获得热量。影响有效辐射的主要因子有：地面温度，空气温度，空气湿度和云况。

湿热天气条件下有效辐射较干冷时少

有云覆盖时有效辐射较晴朗时少

空气混浊时有效辐射较干洁时少夜间有风时有效辐射小

夜间有逆温时有效辐射小有效辐射具有明显的日/年变化，与温度变化特征相似：原因在于太阳辐射具有明显的日变化和年变化.59二、地面及地气系统辐射差额辐射差额（净辐射）：物体收入辐射能与支出辐射能的差值：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。地面和大气因辐射进行热量的交换，其能量的收支状况，是由短波和长波辐射收支作用的总和来决定的。1、地面的辐射差额地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量。地面的辐射差额Rg=(Q+q)(1-a)-F0式中（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a为地面对总辐射的反射率；F0为地面的有效辐射。太阳辐射吸收反射长波辐射长波辐射EgδEa地面辐射差额决定了地面辐射能量的收支：①当Rg＞0时，即地面所吸收的太阳总辐射大于地面的有效辐射，地面将有热量的积累；②当Rg＜0时，则地面因辐射而有热量的亏损，地面将有热量