气象及气象学课件

气象及气象学

气象：发生在大气中的物理现象及物理过程

气象学：研究发生在大气中的现象及其过程，总结其发生发展变化规律，并运用这些规律对未来天气做预测预报的

科学"

第一章大气

大气的组成

大气污染

大气的分层

主要气象要素

大气状态方程

第一节大气的组成

大气的组成及演化

干洁大气的组成

大气中的水汽

大气中的杂质

一、大气的组成及演化

1.组成宇宙中的物质主要为H2、He；

2.地球形成之初地表上没有大气；

3.随着地球逐渐形成，大量的小行星撞击地球，地球温度增加，内部岩石融化，表面形成大量的火山；

4.火山喷发的物质部分以气态形式出现，主要为二氧化碳、甲烷、氮、硫化氢、氨、水汽等（次生大气），形成稠密

的大气层;

5.随着地球逐渐稳定，地表温度下降，水汽首先凝结降落地表，形成原始海洋，原始大气中在主要为溶解度较高的

物质随降水而进入原始海洋，存留在大气中主要为溶解度较低的氮;

6.原始海洋中逐渐孕育生命，生物界出现；

7.海水的光解反映以及绿色植物的光合作用释放出大量的氧气并溶解于海水中,当海水中氧气浓度达到饱和后，多

余的氧气扩散到大气层中；

8.形成臭氧层，生物走上陆地；

9.形成此生二氧化碳、甲烷等；（闪电）

10.惰性气体多为放射性物质衰变产物（氮含量高1%）,其他氮氧化合物主要为大气放电的副产物。

干洁大气（刈、。2、Ar、CO2、03）

现代大气的组成水汽

固态、液态物质

二、干洁大气（分子量为28.9663比29）的组成

（CH4SCO.N2＞。2、。3、co2..最多为、4、。2、Ar、C02）

1.所谓干洁大气指的是去除水分及固液杂质的大气常定成分。由于大气的高度流动性，干洁大气在地球表面各地组

成基本相同；在垂直高度上氮和氧的比例也是一致的。

2.干洁大气主要由氮气和氧气组成，分别占有体积比是78%和21%,而氮约占1%,其他气体所占甚少：二氧化碳

0.03%,其他微量。

3.干洁大气的组成及其比例不是一成不变的，并且都在参与地一气系统的物质循环。

ppm：百万分之一

ppb：十亿分之一体积比：uI/L

ppt1万亿分之一质量比：ug/g

三、干洁大气在环境中的作用

（一）氮气

1.生物体的主要组成部分之一，参与生命活动的全过程.

大气中的氮元素进入生物体的途径：大气放电过程（高温高压条件）及生物固氮（在特定的前作用下，N

与0形成亚硝态氮而背植物吸收）。

2.大气中性质比较稳定的气体，稀释氧浓度，稳定大气的组成及结构，保护生物体的生存。

（二）氧气

1.生物体的主要组成成分之一，参与生命活动的全过程。

2.氧主要起氧化作用，通过有机物的氧化释放能量提供生命活动所需。

一般情况下，氧气浓度足够生物所需，但在水中及土壤中常出现缺氧情况，如赤潮，土壤积水等。

（三）臭氧（0.04ppm）

1.臭氧的形成：途径：。22Q][01+02

途径2：大气放电（发生在大气中下层）

途径3：认为排放的氮氧化合物在阳光照射下形成光化学烟雾。

2.臭氧形成的条件：足够的氧气浓度与紫外线强度

3.臭氧的空间分布：主要形成于地表上20~50Km大气层内，并随气流向下集中，在20~25Km高度上形成臭

氧层；臭氧不稳定，随着温度的增加而分解加速，所以温度高的赤道地区臭氧浓度较低,最高位于副极地

地区。

4.臭氧在环境中的作用：吸收中短波紫外线；消毒杀菌；降低农作物产量与品质。

5.臭氧空洞：由于人为或自然因素造成某地上空臭氧浓度异常降低

（CFCIX氟氯炫类：cr+o3cr+o2）

（四）二氧化碳

1.二氧化碳来源：生物的呼吸、化石燃料的燃烧、有机物质的燃烧和分解、火山喷发作用

2.二氧化碳的时空分布特征：

1）时间分布特征：呈周期性变化（日变化、年变化）由于绿色植物光合作用对二氧化碳的消耗，在白天、

晴天、夏季时的二氧化碳比黑夜、阴天、冬季要小。

2）空间分布特征：水平方向上、垂直方向上，集中分布在20km以下的气层中；

3.二氧化碳在环境中的作用

1）温室效应：CO2能强烈吸收地面和大气长波辐射并放射长波辐射，在一定程度上补偿地面因长波辐射

而失去的能量，形成保温作用，即温室效应。

2）光合原材料：生态系统赖以生存的基础，生命为C基生命,CO2浓度越高，光合作用越强，农作物光合

作用加倍，农作物的产量提高80%~110%

4.思考：全球大气二氧化碳总量中，人类排放对其的贡献？

8210cm3k9

5.1x10fcmxIO/km2x1/cm2x胎=3x1015kg=3万亿吨

已知每年人为排放到大气中二氧化碳两为300亿吨，占总量1%,但大量CO2可被降水等过程吸收，不能

准确判断是分解作用造成升温还是升温造成分解作用增强

温度上升的原因：观测站点与之前不同（数量不同，热岛效应）

CO2浓度上升与温度上升的因果关系：CO2浓度上升，保温效果在某一值达到饱和，卫星观测与人为观测

也有不同，认为观测区有热岛效应。

四、大气中的水汽

水分含量日变化大；对环境的作用十分重要

（一）水分的来源：

地表潮湿物体的蒸发蒸腾,并随气流向周围扩散。

（二）大气中水汽的分布：

高温潮湿地区含量高（热带洋面），低温干燥地区含量低（南极大陆）；地表含量高，高空含量低（呈指数下

降）。

（三）水汽在大气中的作用

1.水汽是大气中常温常压下唯一能发生相态变化的成分；（装饰作用）

2.水汽是大气中能量传递的重要载体（使1g水蒸发为水蒸气需要2450J能量）

3.具有强烈的温室效应（水汽强烈吸收地面和大气长波辐射并放射长波辐射，对地面有保温效果）

4.天气系统由水汽释放能量而造成

5.思考：台风的威力来自于

回答：水汽，假设106km2的地面，100mm高度降水产生的能量：106km2x100mmx29x2450由水汽变

为水释放。当台风登陆后，阻断其水汽来源和巨大的摩擦力使其快速消失。

五、大气中的杂质

（-）大气中的杂质包括灰尘、烟粒、盐粒、花粉、抱子、微生物、悬浮的液滴、冰晶等

（二）杂志来源：自然源与人为源

（三）在环境中的作用：

1.吸收阻挡太阳辐射（阳伞效应）

2.对地面起保温作用（温室效应成分）

3.参与水汽凝结，为其凝结核

4.对生物生长发育与较大危害

第二节大气污染

一、污染及污染物

污染：某些物质的增加使得环境中原有的平衡被打破，造成了环境污染，这些造成污染的物质称污染物。

二、污染物种类

主要的污染物种类约有一百多种，可以分为含C类、含N类、含S类、含CI类、粉尘、各类有机物、重金属

颗粒等。

三、污染物来源

四、大气污染物对环境的影响

1.对农业的影响：S02、HF、NOx、CI2、HCI等

2.酸雨与酸雾

3.温室效应：CO?、CH.NO*等

4.对人体健康。生物生长发育的影响

第三节大气的分层

一、大气层的厚度

物理上界：大气中发生物理现象（极光、流星）的最高高度，约1200Km；

临界高度：相当于星际物质密度的高度，约3000Km；

二、大气的分层

根据不同高度上的温度分布、成分、电荷等物理性质的差异，将大气层自下而上分为对流层、平流层、中间层、

暖层、外层等五层。

三、对流层

（对流：空气中在垂直方向上的物质交换；对流的原因：空气上下层密度的差异）

（-）对流层的厚度：随对流强弱的不同，对流强则厚度大，存在纬度与季节的差异

（二!物理性质

1.温度随高度的增加而降低（能量来源是地面）；平均O.65℃/Km;

2.对流强烈；

3,温湿度等气象水平分布不均匀，常发生大规模的平流现象（寒潮、季风）;

4.约拥有3/4的大气质量及几乎全部的水汽;

5.上升气流：能量与物质的输送；动物迁徙的动力；城市污染现象的扩散

思考：人间四月芳菲尽，山寺桃花始盛开？

回答：反映气候的滞后，垂直带状气候的差异。

四、平流层

（­）范围：对流层顶到约55Km高度空气层

（-）特点

1.温度随高度增加而增加;

2.臭氧浓度较高，有臭氧层存在（。3强烈吸收太阳短波辐射）；

3.水汽含量较少，偶尔会凝结成云；

五、中间层

（―）厚度：55Km~85Km

（二）特点

1.一度随高的增加而降低（N2、02能吸收波长更短的太阳，紫外辐射波段一大部分被暖层吸收），到顶

部可达-100℃；

2.顶部在白天出现电离现象，夜晚消失；

六、电离层（暖层）

（―）高度：85Km~800Km

（-）特点

1.空气呈高度电离状态；

2.温度随高度急剧增加（由于大气直接吸收波长小于0.2um的太阳紫外辐射），到300Km处，温度可

达1000℃,再往上，温度增加不明显；

3.反射无线电波；

4.空气非常稀薄；

思考：高温是否等于热？

七、大气外层（散逸层）

（―）高度：800Km~3000Km

（二）特点

1.温度很高，1000℃以上；

2.高度电离；

3.粒子不停地向宇宙空间逃逸。

八、思考

1.地球大气共分哪几层？

2.每一层气温如何随高度而变化？原因是什么？（计算）

3.对流层和平流层中，大气运动的特点是什么？

4.在不同的纬度，对流层高度是否相同？

5.对流层和平流层大气与人类有何关系？

6.电离层与人类的关系

7.电离层中，高温是不是等于热？

（；＞空气的等于但在电离层中，空气密度很低，虽然每个空气分子

AQ=CmxmxAt/m2Xs）mPV,

的温度很高，但相遇的机会很小，所以依旧是低温。

第四节主要气象要素

气温

湿度

气压

风向风速

云状云量

降水

水平能见度

~\气温

表示空气冷热程度，是空气分子平均动能大小的反映。（离下垫面有一定距离，受下垫面影响小；1.5m更符

合人体感觉温度）

通常我们所指的气温是离地面150cm高度上气层的平均温度。

常用的温标有摄氏、华氏（以人体体温为接近100）、绝对温标，他们间的换算关系：

t=1x（F-32）;7'=t+273.15

气温的变化是大气能量输送的直观反映，由于温度的变化引起空气密度的变化，从而带来气压的变化，使得空

气产生运动；而运动的空气又使得热量及水分等重新分配。

因此，气温变化时天气现象变化的最直接推动者。

温度的测量

二、湿度

反映空气中水分含量的物理量。表示湿度的方法有多种，多种方法使得研究更加方便。

1.绝对湿度

2.水汽压

3.饱和差

4.相对湿度

5.露点温度

6.比湿

7.混合比

（-）绝对湿度

单位容积空气中含有的水汽质量数，记作a或Pw，单位为g/rr?。

绝对湿度直观的描述了空气中水汽的含量，在研究空气的结露量等更加方便。

绝对湿度有人也称水汽密度，空气中数值一般变化于0~40g/m3。（大气中水汽最多含4%（体积比））

绝对湿度一般不容易测得，多为通过水汽压而计算得到。

（­）水汽压

水汽在大气中的分压称作水汽压，以e表示，单位为hPa。

大气中水起含量越丰富，则其水汽压越大，水汽压与绝对湿度之间的关系可以用下式表示：

217e

式中：a为绝对湿度，单位为g/n/

e为水汽压，单位为hPa

T为空气温度（绝对温标），单位为K

水汽压是从动力学上反映空气中水汽的含量，水汽的输送是从压力大的地方向压力小的地方运动。

（三）饱和水汽压

空气中能容纳的水气量是有限的，空气所能容纳的最大水汽量在大气中的分压称为饱和水汽压。用E表示

饱和水汽压实际上是针对具体蒸发面而言，是蒸发面上单位时间溢出的水分子数与同时间内由空气返回蒸

汽面上水分子数达到动态平衡的反映。

空气是否达到平衡取决于蒸发面上单位时间内溢出的水分子数，即蒸发面上的温度和溶液浓度，形状等。

纯水平面上饱和水汽压可以用下述经验公式表示：

7.5xt

E=EoX10（273.3+t）

式中，E。为。摄氏度水面饱和水汽压6.1078hPa,一般上，我们可以认为能力，空气中凝结核的温度与空

气温度是相一致的，既可以用空气温度替代凝结核表面的温度而计算空气的饱和水汽压。

思考：如何使晾的衣服干得快？取决于衣服上的水汽压与空气中水汽压的差值，差值越大，越容易晾干

（四）饱和差

表示空气中尚能容纳的水汽量，表达式为：

d=E-e

式中：E为空气的饱和水汽压，e为空气的实际水汽压，单位hPa

饱和差实际上反映了潮湿物体表面蒸发的速度，即其蒸发力，饱和差越大，则其蒸发越迅速。

d值越大，空气离饱和程度愈远，表示空气愈干燥；

d值越小，则空气愈接近饱和，表示空气愈湿润；

d=0时，空气达饱和状态。

如果空气中水汽含量不变，当温度下降时，饱和水汽压随之减小，饱和压亦减小，

减至E=e时，饱和差为0,空气达到饱和。

对于具体物体表面的蒸发，则其蒸发力为改物体表面饱和水汽压与空气中水汽压的差值，温度越高的蒸发

力越大，越容易蒸发。

（五）相对湿度（描述空气干燥或潮湿）

表示空气达到饱和的程度，表达式为：

RH=-x100%

E

相对湿度表示空气的干湿程度，数值越大则越潮湿。

相对湿度是最常用的表示空气中的水汽含量的物理量，通常我们所说的空气湿度就是指其相对湿度，比如，

说湿度为85,即其相对湿度为85%。

（六）露点温度

露点温度简称露点（td）,指的是当空气中水汽压不变情况下，降低空气温度使空气刚好达到饱和时的温

度，单位。C。

237.31og*

td=--------------/Eo=6.1078hPa

7.5-log及

露点的高低与空气中水汽含量多少有关。空气中水汽含量多，露点就高；空气中水汽含量小，露点就低。

所以露点的高低能直接反映空气中水汽含量的多少。并且，露点温度与当时气温结合起来还能表示空气的

潮湿程度，露点与当时实际气温之差小，说明空气湿度越接近于饱和程度，即空气越潮湿。

（七）比湿和混合比

表示单位质量湿空气中所含的水汽质量，用q表示，单位g/Kg。

622e（g、622e

q=（P-0.378e）\Kg/=P

由于比湿是用水汽和空气二者质量的比值来表示湿度的，当空气增暖或冷却而使体积发生改变，气压也可

能发生变化，这是，绝对湿度、水汽压、露点等物理量都会随之而改变，但比湿在没有水汽凝结（或补充）

时是不变化的，可以用它来计算空气的水汽含量。

混合比指水汽质量与同一容积中干空气质量的比值。

622e

比湿是水汽/空气质量。

气压

大气压：单位面积上空气柱的质量，简称气压。

气压的单位：用帕斯卡（Pa）或百帕（hPa）,习惯上用百帕表示，以前也用毫巴（mb）或毫米汞高（mmHg）

表示，他们的换算关系为：

lhPa=lmb=0.75mmHg

大气压分布特点：

1.水平方向分布不均匀（是空气在水平方向上流动）

2.垂直方向，随高度的增加大气压逐渐减小

3.有日变化和年变化规律（冬夏高，春秋低；离地面约近差异越大，L2hpa/纬距）

四、风向风速

（1、用准确的方位角；2、用区域表示；3、日=可+可+可）

方向：水平方向空气运动称为风，按360。分为16个方位，正北角度为0°,其东西各11.25°区域都称为北

风；正东为90°,东风为88.75°到:101.25°。

大小：常用风力以及风速表示。风力是从能量角度表示空气的运动，分为0~16级；风速是从动力学角度表示

其运动（空气团单位时间的行程），一般风力与风速比例关系为3:1.

无论风速和风向都具有阵性特点，一般以一段时间内的平均值表示（1或3分钟平均风速）。

风速风向的测量仪器。

(3.0/13)

,风向以1«方@加分t

,方位心幅9■面的数微度不,

东北区（6圾）风十力♦均从

东X”9）

SW

<3.tO.0)

风向和风江(X2/X6)

五、云与降水

云：按照云底高度将云分为三族（低云、中云、高云）、十一属二十九类。

云的记录：包括云状和云量。云量：将天空分为10份，分别记录总云量/低云量。

降水：自天空而降到地标的大气水汽凝结物在没有蒸发、凝结等消耗而在地表积聚的水层深度。单位时间的降

水量称为降水强度。

能见度：主观判断水平方向能看清的距离，反应空气的混浊程度。

第五节大气状态方程

由于空气是可压缩的，其温度、密度、压强三者之间密切相关，气象学上研究空气的垂直运动时，总伴随着以上三

者的变化，而涉及到密度时总是用其压强、温度来表示，因水汽在大气中含量是可变的，因此饱和时空气的状态变

化与干空气有一定的差异，以下我们讨论：

理想气体状态方程

干空气状态方程

湿空气状态方程

虚温

一、理想气体状态方程

理想气体状态方程表达式：

M

PV=—xR*T

式中u为气体摩尔质量，R*为普适气体常数(8.31J/mol*K)

上式中将V移到等式右边，有：

R称比气体常数

二、湿空气状态方程

一般情况下，当压强不太大、温度不太低情况下，实际大气可看做分子量为28.97的“单一”的理想气体，符

合理想气体状态方程，有：

P(i=PdR(tT

R*8.31I,

%=整=丽=0287〃g

对于湿空气，有：

P=Pd+e

PdeP-ee

P=Pd+Pw=^+^=RR+R^T

Rw=—=—x—=1.608/?d

"wNd

因此：

PdeP-ee

P=Pd+Pw=^+^=R“+审

1.608(P-e)+eP“P

e

=~1.608/?d7'~=丽。-O'*)-+0.378/p)

三、虚温

前湿空气状态方程，可改写为：P=P3(1+0378"

设：几=“1+0.378。

心为虚温。从表达式可以看出，TV总是比T高，并随着e的增加，其差值增加，引进虚温概念后，则湿空气状

态方程为：

P=PRdTv

引进虚温的目的是为了将大气中所含水汽对比气体常数的影响订正到温度中去，这样我们便可以在湿空气状态

方程中引用干空的比气体常数，为实际应用带来方便。

虚温的意义：在同一压强下干空气的密度等于湿空气时，干空气所应具有的温度

虚温高于空气温度，取决于水汽含量，水汽含量愈高，虚温越高。

四、练习题

1.己知空气温度为20.0,水汽压为15.0hPa,当时大气压为lOOO.OhPa,计算空气的水汽密度、相对湿度、露点温度、

比湿和混合比。

2.若气团温度为77°F,气压为760mmHg,水汽密度为0.0135Kg/m3,计算该团空气的虚温和气温差。

第二章辐射

第一节有关辐射的基本知识

一、什么是辐射

辐射：物体以电磁波形式传递能量的一种方式。

1.自然界中任何生物都在不停的向外发送电磁辐射；

2.电磁波传递不需要任何介质；

3.电磁波可以用波长（X）和频率（v）表示，波速（v）为一常数，真空中为3x1。8m/s）用c表示,

即：X*v=C

4.太阳辐射：短波辐射

5.地面、大气辐射：长波辐射

6.大气辐射是指大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外辐射能量

二、电磁波谱

广建射口大气5忖一|

三、辐射能和辐射强度

1.辐射是以光子形式存在的，每一光子的能量为：

e=hv=hC/y

式中h为普朗克常量：6.63x10-34/*$

每个光子的能量很小，实际应用中常用摩尔光子量为单位，1摩尔光子称作1爱因斯坦（Ei）

lmol光子=lEi

2.表示辐射强弱的物理量称作辐射强度。按照辐射方向的不同，可以有不同的称呼。

1）辐出度：从物体表面向外发射的辐射，单位内面积上单位时间内发送的辐射能称作辐出度。

2）辐照度：某表面单位时间内单位面积上接受周围物体向其发射的辐射能。单位：J/s或w

3）辐射通量密度：单位时间内穿过空间单位面积的辐射能。单位：J/（s*n?）或w/n?

3.分别计算

1）波长为0.5um的光，其能量为多少？

2）luEi波长为0.5微米的光和频率为2450MHz的光量子的能量。

3）光照度与辐射强度的区别与联系。

四、辐射的吸收、反射和透射

自然界中任何物体都在不同的向外发送着辐射能，同时，也吸收达到其表面的辐射能，物体对于达到其表面的

辐射能一部分吸收，一部分反射，部分可以透过物体。

即：Q总=（^^+0反+Q透

等式两边同时除以Q总，去除量纲则分别表示吸收率、反射率、透过率。

a+r+d=l（a,r,d都为0~1之间变化的无量纲量）

吸收率a=族,反射率r=透过率d=第

QoQoQo

物体的吸收率、反射率及透射率是物体的固有属性，其数值随着不同的波长的辐射以及其自身表面温度的变化

而不同，及他们都是波长和温度的函数：

a,r.d=f（A.,T）

玻璃：对于可见光的透射率很大，而对于红外线则基本不透明。雪对可见光反射率很高，可达0.95,而对红外

线其吸收率为0.98。（撒煤渣消除积雪）

黑体：a=l

白体：r三1

灰体：a三c（吸收率为一常数）

透明体：d三1

五、有关辐射的基本定律

（―）Stefan-Boltzman定律

表达式：E=。片

E为黑体的辐射强度T为其表面温度

o为Stefan-Boltzman常数。=5.67x10-8w/m2/c4

（-）Wein定律

Weind定律描述的是物体辐射能量的主要分布波段范围

表达式：Amax=2897"

T:物体表面温度Amax：最大单色辐射波长

分别计算太阳和地球辐射的最大单色辐射波长

思考：胖子为什么怕热？

请分别计算太阳表面（6000K）和地球表面（约300K）的辐射强度。

请分别计算太阳和地球辐射的最大单色辐射波长。

第二节太阳与地球

一、太阳与太阳系

二、地球的自转与公转

地球围绕太阳公转，公转轨道面椭圆性，称为黄道面。

太阳处于椭圆的一个焦点上，另一焦点在太阳边缘。

地球公转一周称一回归年，为365.2422个太阳日。

近日点距太阳1.47亿公里，远日点距太阳1.52亿公里，平均距离1.50亿公里，称一个天文单位。

地球自转轴与公转轨道面成66°33。形成地球上季节的变化

地球公转与节气的形成。

囹4—14

自转轴与黄道面倾角节气

春分惊蛰

谷两旧清明

*北极・雨水

立夏立春

小满大寒

5北极藁。3«芒种小寒

夏至冬至

小暑大雪

赤道平面

大暑小雪

地球轨道面

28•26'立冬

（黄道平面）<立秋

霜降

处暑

白露秋分寒露

黄赤交角

二十四节气

春季立春雨水惊蛰春分清明谷雨

夏季立夏小满芒种夏至小暑大暑

秋季立秋处暑白露秋分寒露霜降

冬季.立冬小雪大雪冬至小寒大寒

三、地球的经纬度与时区

1.为标定地球表面任一点的具体位置设定经纬度。

把经过地轴的平面与地球表面的交线称经圈，经圈被南北极点一分为二为两个半圆，称作子午线或经线。

将通过英国伦敦格林威治天文台旧址的子午线定为本初子午线，即0°经线，向东的称为东经，向西的称

为西经。

2.把垂直于地轴的平面于地表面的交线称作纬圈。

经过地心的垂直于地轴的平面与地表面交线为赤道，定义为纬度0°

赤道以北的称为北纬，以南的称为南纬。

地表任一点的纬度为该点与地心连线与赤道面的夹角。

3.以太阳直射本地经线定义为地方时12点

经线相差1°其地方时相差4min

以0°经线时间为基准，东西各7.5°一个新的时区，分别为东一区、东二区、西一区、西二区……，该区

域内时间以中间经线为其时区，相邻失去时间相差一小时，东边的早，东西十二时区重叠。

4.时间

1）世界时：亦称“格林尼治平时”或“格林尼治时”。以伦敦格林尼治天文台本初子午线为标准的地方

平太阳时。常以符号“UT”表示。是根据地球自转周期确定的。

2）时区：时间区域，国际规定，经度每隔15度划分为一个时区，全球划分为24个理论时区。全

球划分24个时区，每个时区以中央经线的地方时作为本区的区时，相邻时区相差1小时。

3）区时：某一时区共同使用的时间，各时区都以中央经线的地方时为本区的区时。

4）中央经线：明确每时区的中央经线，中央经线的度数是15。的整数倍。

5）地方时：一种计量时间的系统.以观测者所在的子午圈为基准测定的时间称为地方时。经度相差1°,

地方时刻相差4分

6）夏令时：地处中纬度的许多国家，为适应夏季昼长夜短，以充分利用太阳光和节约能源为目的而采用

的计时制度。它是各国政府以行政法规的形式确定的。夏令时具有临时性和阶段性的特点，每年限定

在半年采用。北半球一般在4至9月，南半球一般在10月至次年3月。不过夏令时起始日期存在一

定差异，时间向前拨动的幅度也不尽相同。但绝大多数国家时间的变幅是1小时。夏令时的实行还具

有明显的地域性。主要表现为因纬度和各洲间的差异。夏令时多集中于中纬度地区。欧洲实行夏令时

最普遍，所有国家都采用了夏令时，亚洲有少数国家采用，非洲只有埃及和利比亚等国实行夏令时。

目前，全世界已有半数左右的国家和地区采用了夏令时。中国于1986年开始实行夏令时。国家规定

从4月中旬第一个星期日凌晨2时开始，将北京时间提前1小时（即将钟表指针指示的时间从2时拨到

3时），9月中旬的第一个星期日凌晨2时，再恢复原来的北京时间（即将钟表指针指示的时间，从2时

拨回到1时）。在此期间，全国统一采用的这一时间体制称北京夏令时

7）自然因素与时间之间的关联是：自然节律时间一本地时

5.问题：北京（120°E,40°N）时间12点时，海口（110.0°E,20.0°N）地方时为多少？

第三节太阳辐射（整个地气系统获得能量的来源）

一、太阳辐射光谱和太阳常数

太阳的辐射能量随波长的分布称太阳辐射光谱。

太阳辐射光谱可分三个区域：

紫外线区占总能量的7%；可见光区（400~760nm）占总能量的50%；红外线区占总能量的43%

放射能力单位：卡/cm2*min*um

能量范围从零到无穷大，越向两端，能量越小。

问题：一年内，地面受到太阳辐射输入能量为多少？

1.太阳常数（随太阳活动而变化）

当出于日地平均距离（1.5亿公里），地球大气上界、垂直于太阳平行光线，数值上约1367±7w/m2o（辐

射能量密度）

太阳常数随着太阳活动而发生变化，范围约1325~1457w/m2

大气上界，太阳辐射产生的平均光照强度为1.35~1.4X105lxo

称太阳光量常数。

光照度高是否代表亮度高：和太阳平行光线与地面的角度有关。

一、太阳高度角和光照时间

太阳高度角指太阳平行光线与地平面的夹角。

1.太阳高度角变化规律：Sinh=sin©sin8+coscos8cos3

h：太阳高度角c（0°,90°）（正午最高，冬季小夏季大）

<b：纬度：地表任一地点与地心的连线与地平面的夹角

8：赤纬

3：时角

春分（3月21日）、秋分（9月23日）6=0°

夏至（6月22日）8=23.5°、冬至（12月22日）8=-23.5°

6=23.5sinN（N为距离春分或秋分最近的天数）

2.赤纬：太阳直射点的地理纬度，北半球为正，南半球为负。（两至直射回归线，两分直射赤道。太阳直射点

在南北回归线之间振荡）

太阳的纬度一天球的纬度f无限向地表拉近，达到地表的纬度

0.006918-0.399912cos0+0.070257sin0-0.006758cos20180

X------

+0.000907sin2。-0.002697cos300.00146sin39X

9=160dx/3654表示一年中日期的序号

3.时角：以角度表示时间,太阳“围绕”地球旋转一周为24小时，即每小时15°,以正午的时角为0°,

下午为正，上午为负

4.正午太阳高度角：

由于3=0,前太阳高度角表达式可简化为

g：午=90-6+8

sinh=sin（psin84-cos（pcos8cosa）

h=正午，3=0,coso）=1

sinh=sincpsinS+cos（pcos8

=cos（（p-8）=sin（90°—<p+8）

5.日照时间：从日出到日落所持续的时间称可照时间。

问题：可照时间有什么变化规律？

推导：将地球当成正球体，则日出、日落是对称的，太阳高度角为0°,所以日出（落）的时角为

COS3=-tg6tg力

结论1:赤道上永远昼夜均分；春分（秋分）时地表各点昼夜均分；

结论2：北半球春分到秋分（夏半年）日长大于12小时，纬度越高，日长越长；冬半年相反。

实际上，由于大气的折射作用,实际日长比理论日长要略长，这种差异随纬度的增加而增加，我们将其称

作曙暮光。一般来说，曙暮光开始（结束）于-7°（太阳高度角）。

6.虽然不同纬度每天的日照时间不同，但就是全年来说总数是相同的，即365X12=4380小时，加上曙暮光

时间，高纬要略大一点。

上面说的是理论上的日照时间，实际上，由于地形、植被、天气等因素,实际得到的日照时间要少得多，

我们将实际得到的日照时间称作实照时数，它与理论上得到的日照时间（可照时间）的比值称日照百分率。

日照百分率各地差异很大，多数地方年日照百分率在40~60%之间，而各月的差异可变化于10~90%。

7.计算：海口（110.0°E,20.0°N）年正午太阳高度角变化范围

8.计算：海口（110.0°E,20.0°N）有一南坡与北坡均为50°的山坡，求一年中南北坡面正午太阳平行光

线与坡面的夹角9的年变化。

9.计算：计算北极村（122。E,53.3°N）夏至和冬至日出时间（北京时间）和日长。

10.思考：北京、海口在白露、雨水的日出时间长短与白昼时间长度。

11.示例：特殊日长。

二、大气对太阳辐射的减弱

方式特点举例

臭氧（平流层）吸收紫外线；

吸收有选择性

水汽、二氧化碳（对流层）吸收红外线

反射无选择性云层、尘埃各种波长同样被反射

有选择性：晴朗的天空呈蔚蓝色

散射部分有选择性

无选择性：阴天、黎明天空呈灰白色

作用参与作用的大

波长范国作用特点

形式气成分

氧原子《高层大气》V0475紫外线

吸收臭氧（平流层）紫外线

>0.175有选择性

水汽、二氧化碳

红外线

（对流层）

各种波长同

反射云层、尘埃无选择性

祥被反射

波长越短

散射空气分子、部分有选择性

微小尘埃易被散射

无通译性：朗天、

教用天空呈较白色

总体波长范围：0.15〜4微米

太阳辐射

紫外光可见光红外光

占太阳辐

7%50%43%

射能比例

波长小于0.175-

0.40-0.76大于0.76

（微米）0.1750.40

波长较短的蓝色光等为大气分子所散对流层大气中的二氧

经过大气几乎完全

绝大部分被射，水汽、云和浮尘等可阻挡、反射化碳、水汽、云和浮尘，

层时发生被上层大

臭氧层吸收和吸收一部分可见光，绝大部分可见可直接吸收相当数量

的情况气吸收

光能够直接到达地面的红外光

太阳辐射在穿越大气层时，大气组分对其阻碍，时期减弱，减弱的方式有：

1.大气对太阳辐射的吸收作用

2.大气对太阳辐射的散射作用

3.太阳对太阳辐射的反射作用

（-）大气对太阳辐射的吸收作用

大气的吸收光谱

太阳辐射经过整层大气时，在波长小于0.29Um的波段中，吸收率接近于1。也就是说，大气把太阳光谱中0.29U

m以下的紫外辐射几乎全部吸收了。而在可见光区，大气吸收很少，只有不强的吸收线带。但在红外区则有很多很

强的吸收带。

太阳辐射能量密度最大在0.17~0.40um,地球辐射能量集中在15um,入max=9.5mm

（二）大气对太阳辐射的散射作用

1.光波在遇到大气分子或气溶胶粒子等时，便会与它们发生相互作用，重新向四面八方发射出频率与入

射光的相同，但强度较弱的光（称子波），这种现象称光散射。子波称散射光，接受原入射光并发射

子波的空气或气溶胶粒子称散射粒子。当散射粒子的尺度远小于入射光的波长时（a<0.38/2口）,称

|分子散射或瑞利散射散射光分布均匀且对称。

分子散射能量密度分布，对称哑铃型

分子散射具有选择性，它的散射强度与入射光的波长的四次方成反比.所以，不同入射光被散射的比

例相差很大。

散射能力：中858越长，散射能力越弱，散射后，光质发生变化。

光质：能量随波长分布状况。

2.问题：为什么晴朗的天空呈蔚蓝色？为什么早晚天空多为紫红色

大自然中，为什么无色透明的空气能呈现蔚蓝的天空泊色的阳光会变成殷红的落日？这都是

地球周围的大气层对阳光进行散射而形成的.

原来，光在传播过程中，遇到两种均匀媒质的分界面时，会产生反射和折射现象.但当光在不均

匀媒质中传播时,情况就不同了.由于一部分光线不能直线前进，就会向四面八方散射开来，形成光

的散射现象.地球周围由空气形成的大气层，就是这样一种不均匀媒质.因此，我们看到的天空的颜

色，实际上是经大气层散射的光线的颜色.科学家的研究表明，大气对不同色光的散射作用不是“机

会均等”的，波长短的光受到的散射最厉害.当太阳光受到大气分子散射时，波长较短的蓝光被散射

得多一些,由于天空中布满了被散射的蓝光，地面上的人就看到天空呈现出蔚蓝色.空气越是纯净、

干燥,这种蔚蓝色就越深、越艳.如果天空十分纯净，没有大气和其他微粒的散射作用，我们将看不到

这种璀璨的蓝色,比如在2万米以上的高空，空气气体分子特别稀薄，散射作用己完全消失,天空也

会变得暗淡.

同样道理，旭日初升或日落西山时，直接从太阳射来的光所穿过的大气层厚度,比正午时直接由太阳