《大气辐射学》PPT课件.ppt

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1、,第二章 大气辐射学,主要研究大气中辐射传输的基本规律和物理过程，以及地球大气系统的辐射能量收支问题，地球大气系统能量的主要来源是太阳的辐射能，它从根本上决定了地球、大气热状态，从而成为制约大气运动和其它大气过程的能量，是产生各种大气物理、大气化学过程和天气现象的根本原因，也是气候形成的重要因子之一。,研究内容,大气运动的能量来源于太阳辐射，地面和大气中的辐射过程从大尺度开始控制了地球大气系统的能量平衡，从而决定了地球气候的基本特征。,第1节 辐射概述一辐射的基本概念,辐射：是能量的一种形式，物质以电磁波的形式放射能量。辐射热交换：自然界的一切物体都能以电磁波的形式放射能量，同时也在不断地吸收

2、外界的辐射。各种物体之间的通过辐射来交换热量，称为辐射热交换。根据Kelvin定义的热力学温度，任何物体只要其绝对温度不为零度，就会向外辐射能量，辐射能力依赖与其热力学温度。,物体既向外辐射能量，也会吸收外界的辐射能量。物体放出的辐射等于吸收的辐射，它的热状态保持不变，此时称为辐射平衡。,辐射的物理过程,辐射都是由带电粒子在原子、分子内部的轨道跃迁，或原子、分子自身振动或转动能级的转移而产生的。辐射都具有统一的电磁波本质，在真空中有相同的传播速度光速，在媒介中传播时都会产生干涉、衍射和偏振等现象。轨道跃迁和振动或转动只允许在某些能级间进行，两个能级间的能量差是固定的，从而产生的辐射为量子形式，

3、每一份能量称为光子。,电磁波谱,将不同频率电磁波按频率高低排列，组成电磁波谱。不同频率的电磁波具有不同的物理性质。人的视网膜能够感应的电磁波，称为可见光区，在可见光区分为几个不同波段，各波段具有不同颜色。电磁波谱-包括射线、X射线、紫外线、可见光、红外线、超短波和无线电波。可见波部分，波长范围约为0.40.76微米,图5.1 电磁波谱,电磁波谱,紫外线：uv-A：0.315-0.400 微米uv-B：0.280-0.315微米uv-C：0.150-0.280微米可见光红外线：近红外：0.7-2.5微米远红外：2.5-1000微米微波无线电波长波、短波：4微米,表5.1 可见光电磁波谱,物体对辐

4、射的吸收，透射和反射,媒介对辐射的三种作用：吸收:反射:透射:,=,+,+,a+r+d=1,定义三个无量纲比率：吸收率：反射率：透射率：则有：,a=,r=,d=,对不透明的物体 a+r=1，吸收率愈大，反射率愈小，反之亦然。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异。物体这种对不同波长的辐射具有不同的吸收率、反射率和透射率的特性称为物体对辐射的吸收、反射和透射的选择性。,如果某物体能把投射其上的所有波长的辐射全部吸收，即其吸收率为1，这种物体称为绝对黑体，简称黑体。、如果某物体仅对某一波长辐射的吸收率为1，则称该物体为对某波长的黑体。如果物体的吸收率小于1，且不随波长而改变

5、，则这种物体称为灰体。,陆地表面反照率主要取决于表面的组成和入射辐射的光谱分布和入射角度,城镇 1418%,林带 919%,草地 1420%,沙漠 1828%,实际地表反射率,水面,水面,二.辐射能的量度,辐射能：以辐射方式传递的能量，单位为焦耳(J)辐射通量P：它表示单位时间传递的辐射能单位为焦耳/秒（）或瓦(w)。,辐射通量密度F：是指单位时间内通过单位面积的辐射能。自放射面射出的辐射通量密度称为辐射度。到达接收面的辐射通量密度称为辐照度,辐射率I：单位时间内，通过垂直于给定方向上单位面积的单位立体角内的辐射能。,立体角的概念:锥体所拦截的球面积与半径r的平方之比，单位为球面度（sr：St

6、eradian）,定义：整个球形所张立体角为4sr。,立体角,辐射率L的定义针对传递非平行辐射的曲面。,各向同性辐射,若某点处的辐射率都不随方向而变，则称该点处的辐射为各向同性辐射。若某辐射面所有点处的辐射都是各向同性的，则称该辐射面为各向同性辐射面。常把它称为Lambert辐射面或吸收面。,黑体是各向同性的，而且只有黑体，其辐射的吸收和发射才具有各向同性的特征。太阳表面经常被看作Lambert辐射面。,均匀辐射L与观测位置（x,y,z）无关（L是观测位置的函数非均匀辐射）定常辐射L与时间t无关（L与时间t的函数非定常辐射）,辐射率和辐射通量密度的关系,对上式沿半球积分,假定辐射是各向同性的(

7、I=常数),F=I,辐射强度J：辐射强度是指点辐射源在某一方向上单位立体角内的辐射通量辐射率、辐射通量密度等辐射量随波长的变化,单色辐射通量密度F,量纲：Js-1m-2 m-1，或W/m2/m,第二节 热辐射的基本定律,一、Kirchhoff 定律二、Planck 定律三、Wein 定律四、Stefan-Boltzmann 定律,一 基尔霍夫定律(Kirchhoff)定律,研究物体的发射能力与吸收能力之间的关系1859年由基尔霍夫根据实验得到：物体的发射能力与吸收能力之间关系密切，在同一温度下，吸收能力大的物体其发射能力也大；反之亦然。且发射能力是温度和波长的函数。,G.R.Kirchhoff

8、（1824-1887）德国物理学家,设有一真空恒温器(温度为T)，放出黑体辐射。代表在温度T，波长时的黑体辐射率，在其中用绝热线悬挂一个非黑体物体，它们温度与容器温度一样亦为T，它的辐射率为，吸收率为。这样，非黑体和器壁之间将要达到辐射平衡。器壁放射的辐射能、非黑体放射的辐射能和未被吸收的非黑体反射辐射能，三者达到平衡，则,(1,=0,),上式就是基尔霍夫定律，也称选择吸收定律。该定律的文字表述如下：在热平衡条件下，一物体放射波长的辐射率和该物体对波长辐射的吸收率之比值等于同温度、同波长时的黑体辐射率,该定律的意义在于：1 对不同的物体，辐射能力强的物体，其吸收能力也强；辐射能力弱的物体，其吸

9、收能力也弱。2 对同一物体，如果在温度T时，它辐射某一波长的辐射，那么在同一温度下它也吸收这一辐射。如果物体不吸收某波长的辐射，也就不放射这个波长的辐射。,物体的辐射能力与黑体辐射能力之比，称作物体的比辐射率 又称相对辐射能力，因此基尔霍夫定律还可以写成另一种形式：,=,即物体的吸收率就是它的比辐射率,各种自然表面的比辐射率,Kirchhoff 定律的物理意义,1、将物体的辐射能力与其吸收能力联系 起来。而吸收率是可以通过实验测定 的；2、将物体的实际辐射能力与黑体的辐射 能力联系起来。因此，有关黑体的研究较为深入，其 辐射定律可以应用于实际非黑体物体。,二.普朗克定律 1900年普朗克(M.

10、Plank)依据量子理论导出了黑体辐射随温度T和波长的分布函数形式，这就是普朗克定律,Max Karl Ernst Ludwig Planck（1858-1947）德国物理学家，量子力学的开创人,其中h为普朗克常数6.62*10-34Js-1,K为玻尔兹曼常数1.38*10-23 Jk-1,因此普朗克定律可以表为,由于,以4微米作为分长线，把太阳辐射称为短波辐射，而把地球和大气的辐射称为长波辐射或红外辐射。,Peak WavelengthMax.IntensitySun0.5 micrometers7.35 X 107 W/m2Earth10 micrometers390 W/m2,辐射能量的

11、分布,亮温度,由探测到的单色辐射率B，根据Planck定律反演得到的温度称为亮温度。Tb亮温度通常应用于地球资源卫星遥感和大气遥感领域。,三.斯蒂芬-玻耳兹曼定律 1879年Stefan 从热力学实验得出：黑体辐射通量密度E0(T)与其自身热力学温度的四次方成正比。1884年 Boltzmann在理论上给与了证明。随着温度的升高，黑体对各波长的放射能力都相应地增强，因而辐射通量密度也随温度增大。斯蒂芬-玻尔兹曼定律表明：黑体的辐射通量密度与绝对温度的四次方或正比，即,=5.67*10-8 W m-2 K-4,斯蒂芬-玻尔兹曼定律可以从普朗克定律中推导出来。将上式对整个波长积分,等效黑体辐射温度

12、,由实际测量到的辐射通量密度，根据Stefan-Boltzmann 定律计算得到的温度称为等效黑体辐射温度。Te研究辐射问题时常用等效黑体辐射温度,四 维恩位移定律(Wein),维恩是一位理论、实验都有很高造诣的物理学家。,正象劳厄所评价的那样：“他的不朽的业绩在于引导我们走到量子物理学的大门口”。,（1864-1928）德国物理学家,1911因发现了热辐射定律或诺贝尔物理学奖。,黑体光谱辐射率极大值对应的波长 与绝对温度成反比。其表达式为 T=2897.6(微米开),辐射体愈热(温度愈高)，所发出的光就愈“白”。,图5.4黑体光谱辐射率曲线最大值连线表示Wein位移定律,色温度,由测量到的最

13、大单色辐射通量密度对应的波长值，根据Wein 定律计算得到的温度称为色温度。Tc色温度仅仅表示辐射体的主体颜色。色温度传统应用于冶金工业和高温加热工程领域，随着高温遥感探测技术发展，色温度的直接应用逐渐减少。,第3节 太阳辐射及其在大气中的衰减,太阳辐射是地球上最主要的能源，也是地球大气中各种物理化学过程的总能源，太阳辐射在到达地表前，要经过大气层，大气层对太阳辐射有吸收和散射作用，从而导致到达地表的太阳直接辐射的减小。,一.太阳辐射,太阳直径约为140万公里，相当于地球直径的109倍，体积约为地球体积的130万倍，质量约为地球质量的33万倍，约等于太阳系所有的行星、卫星总质量的750倍。但在

14、宇宙中，它的质量在平均值附近，而它的大小却低于平均值。是地球最主要的能源，但这只不过是太阳辐射总能量的22亿分之一。太阳光球表面温度约为5800K，内部中心温度可达。,太阳的X射线图片,壮年期：主序星阶段,结构,太阳黑子,核反应区：太阳中心区域这种超高温高压条件下，不断进行着大规模的氢热核聚变反应，释放出巨大的能量。,辐射区：,热核反应产生的高能射线经过这个辐射区逐步降低频率，最后成为太阳向空间辐射的较低能量的可见光和其他形式的辐射。,对流区：稠密炽热的气体处于升降起伏的对流状态。在太阳大气中产生的各种活动现象(如黑子、耀斑等)都与对流区的活动有关。,光球表面的黑子温度只有4500K左右，黑子

15、数目还存在着11年左右的周期变化。平均日地距离为，称为一个天文单位,太阳辐射谱的观测关心3个问题：(1)大气外界太阳辐射的谱分布；(2)总谱能量或太阳常数；(3)太阳辐射随时间的变化。,观测简史在20世纪初即已开始，地面测量；50年代利用火箭观测了太阳的紫外辐射；60年代利用飞机和高空气球对太阳辐射谱作了仔细的观测研究；70年代又利用火箭和卫星以及新的主动腔体辐射表观测了太阳辐射的总谱能量。气象学领域，除了天气预报这项永恒的主题外，没有哪一项工作，能象太阳常数测定那样应用了从高空气球、飞机、火箭到卫星和航天器等如此众多的现代高科技手段。,观测简史目前，在高山上进行的长期测量，仍是测算大气外界太

16、阳辐射光谱的主要手段。借助高空观测弥补紫外和红外波段的测量。,假设在大气上界日地平均距离处，放一块与太阳光垂直的平面，在这个平面上，每单位时间、单位面积上所接收的太阳辐射能,称为太阳常数，用符号So表示。根据实测和计算表明：So=1372瓦米2,在1981年墨西哥会议上，WMO的仪器和观测方法委员会建议S0=（13677）W.m-2,太阳常数的变化,Solanki and Fligge 1998,太阳常数的变化,太阳辐射光谱,时刻不断地从太阳飞向地球的带电粒子流氢核、钙核及电子流,构成太阳风。其速度可达500 km/s,在太阳活动发生强烈爆发之后，太阳风的速度和粒子流密度都会增大。影响地球磁场

17、,也可导致天气、气候的异常变化,大气上界太阳辐射光谱特点：,能量绝大部分集中在0.15-4.0m，其中可见光区占50%，红外区占43%，紫外区占7%,二.大气对太阳辐射的吸收,能量的变化是不连续的。当其由低能态跃迁到高能态时，增加的(吸收)能量满足爱因斯坦公式 E=hf 每一跃迁就产生一条吸收线，许多吸收线在一起就为吸收带，所有可能的这种跃迁就组成该种气体的吸收光谱 气体的吸收具有明显的选择性。一定的气体，其吸收光谱与辐射光谱是一致的。,1.太阳辐射,吸收光谱,O3,1.氧气的吸收光谱,紫外波段有三个吸收带Herzberg带(0.240.26m)Schumann-Runge带(0.1250.2

18、m)Hopfield带(小于0.1m)可见光区有三个弱吸收带 0.76 m、0.69 m、0.63 m 红外区仅有 12.5 m 吸收带。,2.臭氧的吸收光谱,紫外波段有三个吸收带Hartley带(0.255m)Huggins带(0.320.36m)可见光区有一个弱吸收带Chappuis带(0.441.18m)红外区有 9.6 m 最强吸收带和 4.7 m、14.1m两个较强吸收带。,3.水和水气的吸收光谱,水气吸收主要位于红外波段水汽是大气中辐射吸收最重要的气体。水汽的吸收带主要在红外区。液态水与水汽的吸收带相对应，波长向长波方向移动。液态水的吸收程度比水汽强得多。,4.二氧化碳的吸收光谱,

19、二氧化碳的吸收光谱主要位于红外波段。2.0、2.7、4.3、4.8、5.2m 弱吸收带大于14.7m 强吸收带可以将全部红外辐射吸收。是著名的温室气体。,大 气 吸 收 光 谱,光波在大气中传播时，某些特定波长的波被大气各种气体成分吸收而产生的暗线或暗带组成的谱。吸收作用比较显著的气体成分是H2O、CO2、O3等。它们将吸收的光波能量转化为热能和电离能等，从而影响大气的物理和化学状态与过程。,2.指数削弱定律,称为质量吸收系数或质量吸收截面 称为容积吸收系数,指数削弱定律,将上式改写下,称为相对大气光学质量，又称大气质量数,光学厚度,Bouguer-Lambert 定律,该式表示，辐射通过均匀

20、大气介质传输的辐射率，随路径增大而简单地安指数规律削弱。1760年德国数学家 Lambert 从理论上导出衰减规律方程。德国物理学家 Beer 论述了光的吸收定律，由此而在光学领域著称。故也可称之为 Beer 定律。,平面平行大气考虑到大气中各种变量在水平方向的变化率远小于垂直方向的变化率，因此经常可假设大气是水平均一的，相应的大气模型在大气辐射学中称为平面平行大气。,大气质量数 m,对于平面大气，,为太阳天顶距,当 60度,对于球面大气，,当 60度,有折射地球非均质大气Kasten经验公式WMO推荐,总光学厚度日光以天顶角角倾斜入射空气分子散射、气溶胶粒子散射、臭氧吸收、水汽吸收、均匀混合

21、气体吸收,三 大气对太阳辐射的散射,散射是指每一个散射分子或散射质点将射的辐射重新向各方辐射出去的一种现象。散射的特性强烈地依赖于粒子尺度与入射辐射波长的相对大小。尺度参数瑞利散射或称分子散射 0.1或(a),1871年，Rayleigh为解释天空的颜色，根据Maxwell电磁波理论，创立了分子散射理论。所有的粒子尺度如果比入射波长小得多，都适用Rayleigh散射理论。,1.瑞利散射,若入射辐射通量密度为，则在距离为r处的散射辐射通量密度 为,N为单位体积中分子数，n为折射率，为射辐射与散射辐射之间的夹角，称为散射角,散射角,Rayleigh散射的特点,散射通量密度与波长的四次方成反比。散射

22、辐射以短波为主。散射光强度与粒子的体积平方成正比，与距离的平方成反比。,入射方向上，前向和后向的散射相等并且为最强；垂直方向上散射为最弱，只有最强方向上的一半。前向和后向的散射辐射为非偏振光，垂直方向上为全偏振光，其它方向为部分偏振光。,Rayleigh散射的特点,图 5.8 分子散射,问题？,晴朗的天空为什么呈兰色？早晨和傍晚太阳为什么呈红色？中午太阳为什么呈白色？,散射截面,单个散射质点向整个空间散射的全部辐射通量：,具有面积的量纲，故称为散射截面。,散射截面的值代表射辐射的能量由于一次散射在入射方向上移去的量，被移去的量以散射元为中心向四面八方散射。,容积散射系数 表示单位容积的散射介质

23、在整个空间散射的总能量占入射辐射能的分数,容积角散射系数：在 方向上单位立体角中散射出去的辐射通量与入射辐射的比值,1908年，米(G.Mic)用电磁理论给出了均匀球状粒子散射问题的精确解，也就是米散射理论。,2.米散射,为复函数，它们是粒子折率率n、尺度参数 和散射角的函数,方向性图,随着 增大，图形愈来愈不规则，且前向散射增加很大，这一现象称为米效应。随着 增大，散射能量愈来愈集中于前向一个很小的角度范围内。随着 增加,图形呈现许多“花瓣”。散射方向指数出现许多极大值和极小值，角度分布变得越来越复杂。,，,散射效率,当尺度参数达到5时，散射效率最大，随着 的进一步增大，趋于常数2，即大粒子

24、从入射辐射中消去的能量正好等于它横截面的拦截辐射能量的2倍，并且入射辐射的波长无关。对于半径为5微米的方滴，对可见光来讲 已接乎常数数，各可见光波长都能同等散射，因而云是白色的。,米散射的容积散射系数与波长的关系,在半径比较小时（0.5微米以下）,水滴对紫光散射强,对红光散射弱。当半径在0.70.8微米时,水滴对红光散射强,对紫光散射弱。当水滴半径更大时,则在可见光区内,散射与波长无关。,第4节 到达地面的太阳辐射,一.到达地面的太阳直接辐射,到达地面的太阳辐射包括太阳直接辐射和天空辐射(即太阳散射辐射)两种,S0和S0分别为距太阳r和r 处垂直于太阳光的辐射通量密度,以S表示无大气时地表水平

25、面上的太阳辐射通量密度(到达大气上界水平面上的太阳辐射度,也定义为天文辐射)，h为太阳高度角,太阳高度角,为地理纬度，为时角，t为当地时，为赤纬,三种时间:世界时,北京时,当地时,7月北阿拉斯加午夜前后的太阳,太阳赤纬,太阳赤纬与日地距离订正系数的计算式比较多（Spencer，1971；左大康，1991），其精确计算需用级数形式。左大康（1991）等根据1986年中国天文年历中的列表值进行Fourier分析后给出（r/r0)2、的级数表达式分别为：,式中 为日角，以弧度rad表示，可用天数 来定，即1年中的第几天。,在有大气的情况，为到达地面的单色太阳直接辐射通量密度,常用形式,称为单色太阳辐

26、射的大气透明系数或大气光谱透明系数,透明系数,表示当太阳位于天顶时，到达地表的太阳直接辐射通量密度与大气上界太阳辐射通量密度之比，在光学均匀情况下是一个与m无关的无因项量大气愈透明，愈大；大气愈不透明，愈小。是波长的函数，不同波长的透明系数不同。,表2.3 不同波长的透明系数,对所有波长积分，则得,P值(全谱透射率,透明度）与大气中的湿度、纬度、大气质量数有关。大气透明系数随大气中湿度的增加而减小。一般冬季湿度小，夏季湿度大，所以，冬季的大气透明系数教夏季为大。一般说来，大气透明系数随纬度的增加而增大大气透明系数还随大气质量数m而改变，m值增大，P值也增大。若大气特性均匀，则P与大气质量数m无

27、关但随波长而变化。,有大气时到达地表的太阳直接辐射,直接辐射有显著的日变化，在无云的天气条件下，一天中，直接辐射一般是正午最大，午后小于午前，最小值是日出日落时刻。直接辐射也有显著的年变化，夏季最大，冬季最小。但由于盛夏时，大气中的水汽含量增加、云量增多，也能使直接辐射减弱得较多。使得直接辐射的月平均值的最大值不出现在盛夏，而出现在春未夏初的季节。,表2.6北京直接辐射的月平均值（),）,直接辐射还随纬度而改变。冬半年北半球由于太阳高度角,直接辐射还随纬度而改变 由于云和透明系数的影响，全年直接辐射的最大值出现在北回归线附近。,太阳直接辐射日总量，即一天(晴天)之内到达地表的太阳直接辐射，只要

28、对直接辐射式积分即可,式中t1,t2 为日出、日没时刻,由下式为零,得,为 t1,t2对应的时角,二 到达地表的太阳散射辐射,散射辐射来自整个半球天空，又称天空辐射 天空辐射的大小取决于太阳高度角、大气透明系数、云量、海拔高度，并受地面反射率影响，其变化范围较大。随太阳高度角的减小，天空辐射也减小,但太阳直接辐射减小得更多，因此太阳高度低时，散射辐射显得更重要 大气透明程度差时，散射粒子较多，散射辐射增强,云也能强烈地增大散射辐射,但当云层很厚，云量很大时，减小散射辐射地面反射率加大时，加地面有雪，散射辐射加大，如果有云又有雪，会有反复反射现象，使散射辐射加大很多 同太阳直接辐射类似，散射辐射

29、的变化也主要决定于太阳高度角。散射辐射一般比直接辐射弱，但有时散射辐射会大于直接辐射。例如在高纬度地区，散射辐射甚至比直接辐射大几倍，一般在中纬度，散射辐射只有直接辐射的3590%,三.地面总辐射,到达地表的太阳直接辐射与散射辐射之和称为地面总辐射 在夜间，总辐射为空，日出后随太阳高度角增加而增大，在正午时达最大值云对总辐射的影响很大，有云时虽然增加散射辐射，但使直接辐射减小，中午云量的增多会使总辐射的最大值提前或推后出现。总辐射在夏季最大，冬季最小。,一般是纬度愈低，总辐射愈大,最大值在北纬20附近 一个地区总辐射的日总量和年总量，即一日或一年之内收受辐射能量的总值，是形在一地区气候条件的基

30、本因素,行星反照率,定义:地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的太阳辐射被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分数。,目前认为全球的行星反照率数值可取0.30,四、地球表面对太阳辐射的反照率,陆面反照率主要决定于表面的组成和特征以及入射辐射的光谱分布和入射角度 入射辐射光谱特征对地面的反照率有明显影响。反照率随波长增大而增强。地面吸收的总辐射为Sg（1-A）,第5节 地球辐射,地面的平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约为250K，95%以上的能量集中在3120微米的波长范围内(红外、远红外辐射)。其最大辐射能所对应的波长在1015微米范围内。,一.地面辐射,地面辐射可以近

31、似地看成灰体辐射，根据基尔霍夫定律和斯蒂芬玻尔兹曼定律，地面辐射通量密度 可写为,式中FE为与地面同温度的黑体辐射通量密度，TE为地表温度,为比辐射率，,在地面通常的温度条件下(4040)，FE的数值在154525W/M2。比太阳常数 小得多，而与到达地面上的太阳直接辐射通量密度相近。,云对太阳辐射的作用主要是散射，还有反射，液态水滴和冰粒对太阳辐射能的吸收常常可以不予考虑。云对红外辐射而言，主要是吸收。浓密的低云在50米的路程上就会吸收90%以上的红外辐射。因此，对于红外辐射，一定厚度的云可简单地当作黑体看待。云底构成对来自地面和低层大气向上辐射的吸收表面，云顶则构成另一表面，该表面通过大气

32、窗区向太空放射辐射能。,二.云的辐射,对于某些光性薄的云来说，例如卷云，通常它的长波透过率大于0.5，对于这类云要看作灰体，而不能看作黑体处理。,高层云在不同厚度时的谱透过率和谱反射率,三.大气辐射,大气主要是通过吸收地面红外辐射而维持其温度的，据估计，它能吸收地面辐射的7595%，而吸收这些辐射的又几乎全是贴近地面及4050m厚的气层 大气中吸收红外辐射主要是水汽和液态水，此外还有一些微量气体，如 CO2，O3 等。大气辐射的强弱解决定于大气温度，又决定于大气湿度和云况。愈度愈高，水汽和液态水含量愈大，则大气辐射也愈大。,大气逆辐射计算公式:,向下到达地面的大气辐射称为大气逆辐射。,（1）埃

33、斯屈朗公式,其中R为大气逆辐射，T为地面气温（K），e为水汽压（百帕），A=0.81,B=0.24,r=0.052。,（2）布伦特公式,式中a=0.52,b=0.065,其它符号同埃斯屈朗公式,（3）斯威斑恩克公式,晴天,TC为云的温度，C为云量，为云的比辐射率，对于低云=1，中云=0.9，高云=0.3,大气对太阳辐射吸收很小，结果让大量的太阳辐射透过大气到达地面，而大气又强烈地吸收地面红外辐射而增热，并以大气逆辐射的方式返回一部分给地面，使得地面不致失热过多，大气的这种作用犹如花房的保暖作用，所以称为大气温室效应，也称大气效应。Fleaple和Businger指出，温室中的高温主要是由玻璃罩

34、引起的，它阻止暖空气上升，因而阻止了热量由温室中带走，而不能归因于红外辐射的吸收。据估计，如果没有大气，地面温度将是23，但实际地面平均温度为15，由于大气的温室效应，便地面平均温度提高了38。,四.有效辐射,地面有效辐射 是指地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差 为正时，地面通过红外辐射热交换损失热量，当 为负时，地面通过红外辐射热交换获得热量。在通常情况下，为正，即地面经常失去热量。,地面有效辐射的大小主要决定于下垫面温度、空气温度、湿度和云况，在其它条件不变的情况下，地面温度越高，地面辐射越强，有效辐射也愈大。气温越高，绝对湿度愈大；天空中云愈多愈密，则大气辐射愈强，故有效辐射愈小。有效

35、辐射有明显的日变化，入夜逐渐减少，早晨达最小值，日出后显著增大，正午达最大值，但云往往能破坏上述日变化规律。,五.红外辐射传输,1、传输特点：,1）地球和大气都是放射红外辐射的辐射源，通过大气中任一平面射出的都是具有各个方向的漫射辐射。,2）除非有云或尘埃等大颗粒质点较多时，大气对长波辐射的散射削弱较小，可以忽略不计。可仅考虑大气对长波辐射的吸收作用。,d 应由两部分组成，,d,=d,为大气消光所致。式中 为质量消光截面，它等于质量吸收截面与质量散射截面之和。,+d,为大气发射和多次散射所致,为发射散射系数或称源函数系数，它的意义是有由于发射和多次散射使得 增强，其单位为瓦/克微米球面度,称为

36、源函数，具有辐射率的单位,对于由下而上的辐射率,类似地可表为,当讨论红外辐射传输时，可只考虑吸收、发射，不考虑散射,如果热平衡辐射条件成立，则根据基尔霍夫定律,红外辐射传输方程，也称希瓦兹恰尔德方程,五.长波辐射变温率,各高度上的净辐射通量密度,气层的净辐射能量,长波辐射冷却所产生温度变化,由于温度和湿度通常总是向上递减，故净辐射能量 通常为正值，且一般随高度减少,因此而一般情况下，0，,P0,因此大气通过长波辐射减温，通常降温率约为13/天,大阳辐射的增温率约1/天,大气降温率大于短波增温率，在夜间就只有长波辐射降温，这说明大气由于辐射能量交换的结果，入不敷出，要维持大气的温度中就要以其它方

37、式(对流传导等)由地面获得能量。大气温度较高时，其长波辐射就强，如大气中存在逆温层,则逆温层顶有较强的辐射冷却，其作用是促使逆温层趋于消失。,温 室 效 应,温室效应,地球表面的大气使得实际观测到的地球表面温度约为15。远高于无大气时辐射平衡温度，这主要是由于大气的存在使地球表面的平衡的温度升高了。大气对太阳的短波辐射是透明的，而对地球表面的长波辐射不太透明，其性质如同温室的玻璃一样。所以，一般把大气的这种保温作用又称为“温室效应”。把具有温室效应的气体统称为“温室气体”。大气中的主要温室气体包括水汽，CO2，CH4，N2O，CFCs，他们不是大气的主要成分。,温室效应,自然界的温室气体使地球

38、保持适当的温度（平均15），适于人类和生物生存。但是当他们的浓度增加，将会使地球温度升高，改变气候及其他气象要素，特别是降水。温室气体浓度增加，使全球平均地表温度升高，严格地说，这是在自然温室气体浓度之上增加的“增强温室效应”，人们经常把”增强”二字省略，但不应忘记。,地气系统平均发射功率 240wm-2 相当黑体温度 255 K 地面发射率 390wm-2 相当黑体温度 288 K温室气体的温室效应 33 K,温室效应在全球能量平衡中的作用,自然过程控制下的温室效应使得地表平均温度提高了33C。地球表面平均温度：15C 月球表面平均温度：-18C如果没有温室效应，生命就不可能存在。,人类活动

39、造成大气中温室气体的急剧增加，从而加强的温室效应，导致地球系统面临全球增暖的威胁。,一.地面辐射差额,第6节 地面辐射差额和能量平衡,地面收入辐射能对口支出，辐射能的差值称为地面辐射差额,凡是影响太阳总辐射和地面有效辐射的因子都能影响地面辐射差额,白天总辐射最为重要，这时地面辐射差额与总辐射和变化规律类似，夜间地面有效辐射起主要作用,地面辐射差额由正值变为负值和由负值变为正值的时间分别在日没前和日出后1小时左右,地面辐射差额的年变化随纬度而异，纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多，反之，纬度越高，差额保持正值的月份愈少。,二.地面能量平衡,地表面除了辐射造成的能量收支外，还有地表和贴地层空气的

40、热量交换(感热)，地表和深层土壤之间的热交换和因相变(地表水分蒸发)引起的地表能量损失(潜热)等项。,表示地表净能量通量,当地表净能量通量为正时，地表获得能量，地表温度上升，为负时，地面失去能量，地表温度下降，为零时，即地表达到能量平衡时，地表温度不变。准确计算地表温度的重要性。,计算地表温度的方法,土壤绝热法-由地表热平衡方程解得,计算简单,误差较大，所得地表温度日变化最明显.余项强迫法或薄层法-假设地表能量不平衡,则余项完全用来加热土壤地表层,感热相关法辐射相关法土壤模式法等,地表能量平衡条件因下垫面的性质而有很大差别。因海陆分布引起的对流层水平温度梯度的季节性转换，是引起大规模的季风环流

41、的主要原因之一。,不考虑大气时地球的辐射平衡温度,从地气系统的辐射平衡概念出发，推求无大气时地球的等效黑体温度Te。地球吸收的太阳辐射总通量为：S0r02（1-A）。向空间发射的长波辐射为：4r02Te4,S=S0/4,?,在辐射平衡条件下：S0r02（1-A）=4r02Te4,取S0=1367w/m2,A=0.31时,Te=254K。,考虑大气作用时的辐射平衡温度,图5.20地气系统辐射平衡两层模式示意图,分别对地球表面，及大气上界建立辐射平衡方程：,(5.53),(5.54),联立方程（5.53），（5.54）则可求得Tg及Ta。,取A=0.31，AL=0.8，As=0.2，则Tg=278

42、k，Ta=250k。,大气的保温效应,大气对长波辐射吸收率AL高，对短波辐射吸收率As低，称为大气对辐射吸收的选择性.因大气对辐射的选择吸收而对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气保温效应。,辐射逆温,逆温是指气温随高度升高而增加的情形。由地面长波辐射冷却引起的逆温称为辐射逆温。,图5.22辐射逆温,形成辐射逆温的条件：晴朗(或少云)而有微风的夜晚 辐射逆温在大陆上常年都能出现，不过，在中纬度地区以秋冬两季出现较多，而且以冬季为最强。冬季，在高纬地区的大陆上，高压区内长时间出现碧空天气，由于强烈的辐射冷却，可以形成在白天也不消失的冬季辐射逆温。,三.气温日变化,气温日变化的特点是：一天中有一个

43、最高值和一个最低值，最高值出现在午后2点钟左右，最低值出现在清晨日出前后,气温日较差,高纬地区气温日较差比低纬地区要高(热带12，温带约为89，极地约34)。气温日较差随季节的变化，以中纬度最为显著。下垫面对气温日较差有显著的影响(1)海陆分布,如海洋气温日较差只有12，而陆地气温日较差可达15以上(2)地形:凸地(如高山)气温日较差通常比平地小。凹地(谷地、盆地)则相反(3)地表类型气温日较差的大小还受天气情况影响,四.气温的年变化,大部分地区，气温年变化的特点是，一年中有一个最高值和一个最低值。中高纬度大陆上气温以7月份为最高，1月份最低，海洋上气温以8月份为最高,2月份为最低。,大暑是地

44、面温度逐日上升到逐日下降的转折点,为地面温度年最高日。约比夏至迟一个月;大寒是地面温度逐日下降到逐日上升的转折点,即为地面温度年最低日。约比冬至迟一个月。,气温年较差:一年中月平均气温最高值与最低值之差,年较差的大小与纬度和地表性质等因素有关,中纬度内陆地区气温年较差约为4050,而海洋上仅为1015,可见,气温除了有周期变化外,还回有因大气运动引起的非周期变化。不过,除了强大的冷暖空气活动外,气温一般多呈周期变化。,如果把地面和大气看成一个整体,对此整体所计算的辐射差额,称为地气系统的辐射差额。它可用单位时间,单位地表面积以上,直到大气上界的铅直气柱的辐射差额来表示。地气系统的收入部分是地面

45、及大气所吸收的太阳辐射,支出部分是地面和大气向宇宙空间放射的红外辐射之和 就整个地球而言,地气系统的辐射差额长期平均值为零。全球通过大气上界的净能量通量很小,全球地面净能量通量也非常小,整个地气系统非常接近辐射平衡,第7节 地气系统能量平衡,本章小结,本章介绍了辐射的基本概念和定律、大气对太阳辐射的吸收和散射、地面辐射和地表辐射平衡等辐射影响气候的一系列过程。到达地表的太阳直接辐射受诸多因子影响，包括日地距离、太阳高度角、大气透明系数等。大气透明系数体现了大气对太阳辐射的吸收和散射削弱。太阳直接辐射和天空散射辐射之和即为总辐射，是地表能量的主要来源。地面吸收总辐射的同时通过放射长波辐射和其它过程损失能量。地面能量收支的不平衡造成了地面气温随时间的变化。一个地区在一日之内到达地表的太阳辐射总量（辐射日总量）是形成这个地区气候的最根本因素。辐射日总量随时间的变化是形成一年四季的直接原因。,