第三章 大气何土壤的热能he温度2
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气象学第三章 温度
结论： 1、陆地受热快，冷却也快，所以海洋年最高气温和最低气温的出现 比大陆延迟1-2个月。“陆地是急性子，海洋是慢性子”
2、陆地温度升降变化大，海洋升温和冷却都较慢，日、年较差都比 陆地小。“海洋好像大气热量的存储器和调节器”
第三节 水体温度
时间变化
二、水体温度的变化
日变化 最高温度出现在午后15～16h，最低温度出现在日出后的2～3h内。
第二节 土壤温度
土壤温度日变化
二、土壤温度的变化
温度 ℃
55
50
45
40
35
30
25
20
15
1 4 7 10 13 16 19 22
☆土壤温度日较差随深度的增加而减小。
地面 5cm 10cm 15cm 20cm
时间 1
☆土壤日最高、最低温度出现的时间随深度的增加而滞后。
（土壤深度每增加10厘米，位相落后2.5 -- 3.5小时）
位相(phase)：温度最高值与最低值（极值）出现的时间 ，也 称相时。
第二节 土壤温度
二、土壤温度的变化
地面温度和热量收支的关系
一般，地面最高温度出现在 （13时左右）
最低温度出现在
（将近日出时）
一天中地面最高温度、地面最低温度出现在地面热量 收支相抵（平衡）的时刻。
地面温度变化与地面热量收支示意图
结论：当其他条件相同时，导热率大的土壤，表层土壤温度变化小。
影响因子：
土壤含水量 含水量大，导热率大
土壤孔隙度 孔隙度大，导热率小
土壤成分 导热率（W/（㎝·℃））
土壤矿物质 土壤有机质
水 空气
0.0293 0.01997 0.00628 0.0002093
2、陆地温度升降变化大，海洋升温和冷却都较慢，日、年较差都比 陆地小。“海洋好像大气热量的存储器和调节器”
第三节 水体温度
时间变化
二、水体温度的变化
日变化 最高温度出现在午后15～16h，最低温度出现在日出后的2～3h内。
第二节 土壤温度
土壤温度日变化
二、土壤温度的变化
温度 ℃
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1 4 7 10 13 16 19 22
☆土壤温度日较差随深度的增加而减小。
地面 5cm 10cm 15cm 20cm
时间 1
☆土壤日最高、最低温度出现的时间随深度的增加而滞后。
（土壤深度每增加10厘米，位相落后2.5 -- 3.5小时）
位相(phase)：温度最高值与最低值（极值）出现的时间 ，也 称相时。
第二节 土壤温度
二、土壤温度的变化
地面温度和热量收支的关系
一般，地面最高温度出现在 （13时左右）
最低温度出现在
（将近日出时）
一天中地面最高温度、地面最低温度出现在地面热量 收支相抵（平衡）的时刻。
地面温度变化与地面热量收支示意图
结论：当其他条件相同时，导热率大的土壤，表层土壤温度变化小。
影响因子：
土壤含水量 含水量大，导热率大
土壤孔隙度 孔隙度大，导热率小
土壤成分 导热率（W/（㎝·℃））
土壤矿物质 土壤有机质
水 空气
0.0293 0.01997 0.00628 0.0002093
土壤水空气和热量二
（二）坡向与坡度对土壤温度的影响
①坡地接受的太阳辐射因坡向和坡度而不同； ②不同的坡向和坡度上，土壤蒸发强度不一样， 土壤水和植物覆盖度有差异，土温高低及变幅也就迥 然不同。南坡的土壤温度和水分状况可以促进早发、 早熟。
（三）土壤的组成和性质对土壤温度的影响
土壤颜色深的，吸收的辐射热量多，红色、黄色的 次之，浅色的土壤吸收的辐射热量小而反射率较高。
12. 土壤热量来源有哪些？冬季如何提高土壤温度？ 第29页/共30页
感谢您的观看。
第30页/共30页
9、土壤Eh值主要由氧体系的氧化还原电位来决定。( )
10、土壤通气的好坏主要受含水量和结构性的影响(
)。
第10页/共30页
第二节 土壤热量 (Soil heat)
土壤热量最基本的来源是太阳辐射能， 还有生物热和地热 。 土壤温度是衡量土壤热量的尺度，反 映土壤热能获得和散失的平衡状况。
第11页/共30页
在单位厚度（1厘米）土层，温差为1℃时，每秒 钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数（）。 其单位是J.cm-2.s-1.℃-1。
土壤中各组分的导热率:固相>液相>气相。
第19页/共30页
当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导 热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导 热率增大。
土壤空气成分随时、空而变化。 CO2含量随土层加深而增加，O2则相应减少， 冬季表土CO2含量最少，开春后根系呼吸加强，微生物活动加快，CO2含量增加， 到夏季最高。
第2页/共30页
二、 土壤中的空气流
• 土壤空气运动的方式有两种：即对流和扩散。影响土壤空气 运动的因素有气象、土壤性质及农业措施，气象因素主要有 气温、气压、风力和降雨等。
①坡地接受的太阳辐射因坡向和坡度而不同； ②不同的坡向和坡度上，土壤蒸发强度不一样， 土壤水和植物覆盖度有差异，土温高低及变幅也就迥 然不同。南坡的土壤温度和水分状况可以促进早发、 早熟。
（三）土壤的组成和性质对土壤温度的影响
土壤颜色深的，吸收的辐射热量多，红色、黄色的 次之，浅色的土壤吸收的辐射热量小而反射率较高。
12. 土壤热量来源有哪些？冬季如何提高土壤温度？ 第29页/共30页
感谢您的观看。
第30页/共30页
9、土壤Eh值主要由氧体系的氧化还原电位来决定。( )
10、土壤通气的好坏主要受含水量和结构性的影响(
)。
第10页/共30页
第二节 土壤热量 (Soil heat)
土壤热量最基本的来源是太阳辐射能， 还有生物热和地热 。 土壤温度是衡量土壤热量的尺度，反 映土壤热能获得和散失的平衡状况。
第11页/共30页
在单位厚度（1厘米）土层，温差为1℃时，每秒 钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数（）。 其单位是J.cm-2.s-1.℃-1。
土壤中各组分的导热率:固相>液相>气相。
第19页/共30页
当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导 热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导 热率增大。
土壤空气成分随时、空而变化。 CO2含量随土层加深而增加，O2则相应减少， 冬季表土CO2含量最少，开春后根系呼吸加强，微生物活动加快，CO2含量增加， 到夏季最高。
第2页/共30页
二、 土壤中的空气流
• 土壤空气运动的方式有两种：即对流和扩散。影响土壤空气 运动的因素有气象、土壤性质及农业措施，气象因素主要有 气温、气压、风力和降雨等。
气象学第三章
傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）： 图中19时
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影响土温变化的因素 土壤本身的物理特性：
土壤含水量、热容量、导热率、导温率 土壤颜色、土壤机械组成及腐殖质
外界条件： 地形起伏、地面覆盖物 天气、气候条件 纬度、季节、太阳高度角
16
海陆增温和冷却差异
同样的太阳辐射下，海洋吸收的太阳能多于陆地吸收的太 阳能； 陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水吸收的 太阳能分布在较厚的水层中；
d
干中性湿 不稳 绝对不稳定
35
五、大气中的逆温
概念 逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温 直减率为负值的这种现象称为逆温。 阻塞层 当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的
空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状
态，阻碍了空气垂直运动向上发展，因而又称阻塞 层。
36
逆温的分类（按成因） 辐射逆温、湍流（即乱流）逆温、平流逆温、下沉逆 温、地形逆温、锋面逆温和融雪逆温等。 辐射逆温 定义：夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐 射冷却形成的逆温。 厚度：一般为200～300ｍ。高纬地区冬季有时可 达2,000ｍ左右。 出现时间：大陆上常年都可出现，以冬季最强， 夏季最弱。
28
绝热冷却
气块上升：体积↑，对外做功→内能↓→T↓→绝热冷却。 因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热冷却。 干绝热直减率（γ
d
）
在大气静力平衡的条件下，干空气和未饱和的湿
空气因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变
化率，称之为干绝热直减率。
d = 0.98℃/100m 1℃/100m
最低气温
日出前后 日出前后
19
2、日较差随高度的升高而减小。
大气热能和温度
二、辐射光谱(radiation spectrum)
辐射能量按波长的分布就是辐射光谱
气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐 射，它们的波长范围大约在0.15～120 μm
三.物体对辐射的吸收、反射和透射
设投射到某一物体上的辐射能为Ｑ，被 该物 体吸收(absorption)Qa，反射(reflection)Qr，透射 (transmission) Qt，根据能量守恒定律 ，应有: Qa＋Qr＋Qt＝Q
2.大气对太阳辐射的散射
散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波 冲击时，引起质点中的电子振动，而向四面 八方放射电磁波。
（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射
当散射质点很小，其半径a远小于波长， 即 a<< 时，散射强度与波长的4次方成反比
～雷利散射定律
即：
el =
3. 地面有效辐射
(1) 地面有效辐射(Re)定义
地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差， 叫做地面有效辐射(terrestrial effective radiation) 。即地面净损失的长 波辐射。
Re=R0-δRA
δ为地面的相对吸收率。
在没有太阳辐射的情况下，地面的温度状况 主要由地面有效辐射决定。地面有效辐射越 大，地面的降温速度也就越快。
绝对黑体的总放射能力与其表面温度的四 次方成正比。即： ETB=σT4 σ为斯蒂芬－波尔兹曼常数，其值为 5.67×10-8 W/m2· 4。 K
如太阳表面温度为6000°K，而地球表面的平均温 度为288°K，因而，太阳表面单位面积上放射的能 量要比地球表面放射的能量大几百万倍。
3.维恩（Wein）定律
绝对黑体辐射能力最大值所对应的波 长λmax与绝对黑体的绝对温度T成反比， 即： λmax＝C/ T
新教材高中地理第三章地球上的大气第二节大气受热过程课件湘教版必修第一册
3．以下四图中昼夜温差最大的是( )
4．对地面起保温作用的是( )
A．太阳辐射
B．地面辐射
C．大气辐射
D．大气逆辐射
解析：第3题，白天晴朗时，大气对太阳辐射的削弱作用微弱，气温较高；夜 晚晴朗时，大气的保温作用弱，地面损失的热量多，气温较低，故昼夜皆晴 时温差最大。第4题，大气逆辐射把热量还给地面，起到保温作用。 答案：3.C 4.D
休息时间到啦
同学们，下课休息十分钟。现在是休息时间，你们休息一下眼睛， 看看远处，要保护好眼睛哦~站起来动一动，久坐对身体不好哦~
[问题探究] 问题1 请在下图中合适的位置标注太阳辐射、吸收(大气对太阳)、反射(大气 对太阳)、地面辐射、大气逆辐射。
提示：
问题2 月球上的气温变化为什么会如此剧烈？ 提示：月球上没有大气层，不能对昼夜温度进行调节。 问题3 地球、月球与太阳的距离相当，为什么地球上的气温比较稳定呢？ 提示：地球上有大气层，白天，大气层削弱太阳辐射，使到达地面的太阳辐射减少， 温度上升缓慢；夜晚，大气逆辐射对地面有保温作用，使地面温度下降缓慢。 问题4 新疆有句俗语叫“早穿棉袄，午穿纱，围着火炉吃西瓜”。运用“大气的受热过 程”原理，分析新疆昼夜温差大的原因。 提示：新疆远离海洋，深居大陆内部，晴天多。白天，大气对太阳辐射的削弱作用 弱，到达地面的太阳辐射多，气温高；夜晚，大气逆辐射弱，保温作用弱，气温低， 故昼夜温差大。
一、大气对太阳辐射的削弱作用
1．主要表现
(1)反射作用 ①反射物质：大气中的 云层 和较大颗粒的 尘埃 。
②反射特点云的 云反 量射 越作 多用 ，最 反为 射显越著强，云层越低、越厚， 对太阳辐射的反射没有选择性
(2)散射作用
①散射物质：空气分子或微小尘埃。
《大气受热过程》地球上的大气PPT课件
臭氧吸收紫外线、二氧化碳和水汽吸收红外线 有选择性
云层、尘埃具有反射作用 无选择性，与云量呈正相关
空气分子和微小尘埃的作用 有选择性，波长越短越容易被散射 蓝紫光最容易被散射，红黄光最不易被散射
合作探究：到达地面的太阳辐射受哪些因素影响？
太阳辐射的分布规律：由低纬度向两极递减。 原因：太阳辐射经过大气的路程短，被大气削弱得少， 到达地面的太阳辐射多；两极地区的情况则相反。
学以致用
在晚秋和寒冬，为什么霜冻多出现在晴朗的夜晚？
因为晴朗的夜晚，天空少云或无云，大气逆辐射弱，地面辐射的热量 散失多,所以晚秋或寒冬晴朗的夜晚地面气温很低，容易出现霜冻。
学以致用
地 面 辐 射
• 白天塑料薄膜、玻璃等材料能够透 过太阳光，照射到地面，地面产生 长波辐射，而透明覆盖材料能够阻 挡长波辐射，从而通过土壤、墙体 蓄积更多的热量；
02
大气对地面的保温作用
地面辐射和大气辐射
地面辐射
概念： 地面吸收透过大气的太阳辐射后升温，同时又对外（主要是向大气层）释放辐射能量。地面辐射为 长波辐射，太阳辐射为短波辐射。 作用： 对流层能够直接吸收部分的地面辐射，地面辐射是对流层大气增温的直接能量来源。
大气辐射
概念： 大气吸收地面辐射增温，同时也向外辐射能量，即大气辐射。大气辐射为长波辐射。 影响因素： 大气中含有水汽、二氧化碳越多，吸收的地面辐射越多，大气辐射越强。
大气反射
大气吸收
地面 反射
大地 暖大气
大气层
削弱作用
大气的反射
参与的大气成分：水汽、云 （最显著）和浮尘
特点：无选择性 白天多云，厚厚的云层阻挡了到达地面的太 阳辐射温度不会太高
大气的散射作用
自然地理学-第三章大气
第三章~~~~~~大气圈与气候系统第一节大气的组成和热能一．大气的结构（五层）11km以下对流层越高气温越低；空气垂直运动旺盛；该层的高度：低纬度>高纬度、夏季>冬季11~55km 平流层越高气温微升或不变；由于这里气流稳定，所以飞机在这里飞哦，还飘有探空气球~ 55~85km 中间层越高气温越低，其顶部是大气圈中最冷的部分；80km有个出现在白天的电离层D层85~800km 暖层（电离层）越高气温越高；强的电离层：E层和F层800km以上散逸层越高气温越高，空气很稀薄鲁~附：从80km到暖层顶以上的1000~1200km内，会出现极光哦~课后一思考题：我们主要关注、研究对流层，因为对流层集中了约75%的大气质量和90%以上的水汽，云雾雨雪等主要天气现象都发生在此层。
对于它的研究与我们的生活息息相关。
二．大气的热能地球和大气的热状况是天气变化的基本因素。
（1）地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本上决定地球、大气的热状况；而系统内部也进行着辐射能量交换。
见下图：1.大气获得的辐射有：a.直接吸收太阳辐射；b.对地面逆辐射的吸收2.地面获得的辐射有：a.直接辐射；b.经大气散射后到达地面的部分some要注意的：太阳辐射强度：单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能影响太阳辐射总量的因素有：日地距离、太阳高度角、日照时间大气对辐射的作用有：吸收、散射（使天空蓝蓝的~）、反射反照率：到达地面的辐射被地面反射的部分占辐射量的百分比；随地面性质和状态不同而有很大差别（2）地—气系统的辐射平衡系统与宇宙空间进行能量交换（through太阳），系统内部也不断以辐射和热量输送形式交换能量。
全球处于辐射平衡，但是辐射平衡有明显的日变化和年变化——（详见P.95和96，一定要自己看哦~）三．气温影响气温的因素有：地理位置、海拔、气块运动、季节、时间、地面性质（1）气温的日变化正午太阳高度角最大时太阳辐射最强，但地面储存的热量传给大气需要一个过程，所以气温最高值不是出项在正午而是出现在午后2时前后。
高中自然地理第三章大气和气候名词解释
高中自然地理第三章大气和气候名词解释大气气溶胶：大气中悬浮平均分布的相当数量的固体微粒和液体微粒，如海盐粉粒、灰尘（专门是硅酸盐）、烟尘和有机物等多种物质，所构成的稳固混合物，统称为气溶胶粒子。
半径10-2——10-8cm要紧来源有自然源和人工源两种。
对流层：是大气的最底层。
平均高度11km。
①以空气垂直运动旺盛为典型特点，空气对流运动显著。
②云、雾、雨、雪等要紧天气现象都显现在此层，天气现象复杂多变。
③气温随温度升高而降低，平均每升高100m下降0.65℃。
太阳常数：在日地平均距离（D=1.496×108km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟同意的太阳辐射，称为太阳常数。
事实上，由于太阳光谱辐照度随波长的变化曲线而有年际变化，太阳常数并非保持恒定。
温室效应（花房效应）：大气成分，专门是某些微量和痕量气体，对太阳短波辐射几乎是透亮的，但关于地面的长波辐射却能强烈吸取并转化为热能，再通过大气逆辐射将热量还给地面，在一定程度上补偿了地面因长波辐射而导致温度降低，对地面起着保温作用，即大气的温室效应，使地球表面温度及近地面大气温度坚持在一定的范畴内，以适合地球生物和人类的生存，这些气体被称为温室气体。
既包括自然大气中固有的CO2、水汽、O3、CH4、N2O等成分，也包括人类活动开释的污染物质，要紧有氟氯烃化合物（CFCs）及CO2、CH4等。
信风：低纬信风带是自副热带高压向赤道低压带吹送的气流，因受地转偏向力作用，在北半球形成东北风，在南半球为东南风，其位置、范畴和强度随副热带高气压作比较规律的季节性变化，这种能够预期在一定季节海上盛行的风系，称为信风。
特点是风向稳固，因其与海上贸易紧密相关，也称贸易风。
信风向纬度更低，气温更高的地带吹送，因此其属性比较干燥，有些沙漠、半沙漠就分布在信风带内。
海陆风：在沿海地区，白天风从海上吹向陆地；晚间风从陆地吹向海洋，以一日为周期，这确实是海陆风环流。
新教材适用高中地理第3章地球上的大气第2节大气受热过程pptx课件湘教版必修第一册
合作探究·释疑解惑
探究一 大气的受热过程
问题引领 材料 《齐民要术》是中国杰出农学家贾思勰所著的一部 综合性农学著作,是中国现存最早的一部完整的农书。全书 系统地总结了六世纪以前黄河中下游地区劳动人民农牧业生 产经验、食品的加工与贮藏、野生植物的利用,以及治荒的 方法,详细介绍了季节、气候和不同土壤与不同农作物的关 系,被誉为“中国古代农业百科全书”。其中有这样一段描 述:“凡五果,花盛时遭霜,则无子。天雨新晴,北风寒彻,是夜必 霜。此时放火作煴,少得烟气,则免于霜矣。”(煴:无烟的微火)
晴天时高
失热量少
现象 秋冬季节霜冻多 出现在晴朗的夜 晚 青藏高原光照强 但气温低
利用烟雾防霜冻
原因 晴朗夜晚,大气逆辐射弱,热量散失多,近地 面气温低,水汽易凝结,易出现霜冻、大雾 等天气 高原上空气稀薄,大气削弱作用弱,但保温 作用也弱 烟雾能增强大气逆辐射,减少地面热量的散 失
探究二 大气的保温作用
结合材料探究: (1)“放火作煴,少得烟气,则免于霜”的原因是什么? (2)利用大气的保温作用原理,解释塑料大棚发展农业、玻 璃温室育苗等农业活动。 提示:(1)“烟气”能增强大气逆辐射,对地面起保温作用。 (2)塑料薄膜、玻璃与二氧化碳具有相同的功能,能让太阳 短波辐射透射进入,而地面长波辐射却不易穿透塑料薄膜或 玻璃散失,从而将热量保留在塑料大棚或玻璃温室里。
问题引领 材料 大气在增温的同时, 也向外辐射热量。大气辐射 的方向既有向上的,也有向下 的。大气辐射中向下的部分, 因为与地面辐射方向相反,称 为大气逆辐射。
结合材料探究: 图中有几种辐射?其辐射方向有何不同? 提示:从图中可看出辐射类型有太阳辐射(短波辐射)、地面 辐射和大气辐射(长波辐射)。太阳辐射是向下的,地面辐射是 向上的,大气辐射的方向既有向上的,也有向下的。其中大气 辐射中射向地面的部分,因和地面辐射方向相反,故称大气逆 辐射。
第三章 大气圈与气候系统 一
▪ 在垂直方向上影响空气密度的因素不仅仅是温度，地球的引力作用对高低空 大气密度分布也有着重要影响，越靠近地面，引力越大，空气密度也就越大， 相反就越小。在对流层里上冷下暖的温度结构，可以减小由于引力作用所造 成高低空大气密度的差异，因而有利于对流运动发展，特别是在上冷下暖差 异特别大时最为有利。
▪ 这里说对流层里上冷下暖有利于空气对流，意思是它并不一定形成大气对流 运动，还需要在水平方向上冷热分布不均，才能产生对流运动。因此，对流 层里大气的对流运动，是由于大气温度在垂直方向上递减和水平方向上冷热 不均所造成的。
2023/4/30
2
气象学的研究内容：
➢研究大气的特性和状态：包括大气的组成、范围、结构、 湿度、温度、压强和密度等等。
➢研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及转化。
➢研究大气现象的本质，解释大气现象发生、变化的规律。
➢讨论如何利用这些规律，通过一定的措施，更好的满足 人类的生活和生产的需要。
➢ 循环：来源于江河湖海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物 蒸腾，特别是海洋蒸发；借助空气对流垂直上升凝结后又 以降水的形式降到陆地和海洋。
➢ 循环周期：32次/年，11D/次。
➢ 水汽的变化：时间变化特征：夏季多于冬季。
空间变化特征：低纬度低空中水汽含量最大；高纬度寒冷 干燥陆面极少。
垂直方向，随高度的增加而减少。
➢ 规律：随纬度增加而减少，离海洋愈远水汽含量减少。
➢ 特性：唯一发生相变的大气成分，相变过程中释放和吸收 热量。
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水汽的循环过程（相位变化）
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1.3 固、液体杂质
大气悬浮固体杂质和液体微粒也可以称之为气溶胶粒子。
▪ 这里说对流层里上冷下暖有利于空气对流，意思是它并不一定形成大气对流 运动，还需要在水平方向上冷热分布不均，才能产生对流运动。因此，对流 层里大气的对流运动，是由于大气温度在垂直方向上递减和水平方向上冷热 不均所造成的。
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气象学的研究内容：
➢研究大气的特性和状态：包括大气的组成、范围、结构、 湿度、温度、压强和密度等等。
➢研究导致大气现象发生、发展的能量来源、性质及转化。
➢研究大气现象的本质，解释大气现象发生、变化的规律。
➢讨论如何利用这些规律，通过一定的措施，更好的满足 人类的生活和生产的需要。
➢ 循环：来源于江河湖海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物 蒸腾，特别是海洋蒸发；借助空气对流垂直上升凝结后又 以降水的形式降到陆地和海洋。
➢ 循环周期：32次/年，11D/次。
➢ 水汽的变化：时间变化特征：夏季多于冬季。
空间变化特征：低纬度低空中水汽含量最大；高纬度寒冷 干燥陆面极少。
垂直方向，随高度的增加而减少。
➢ 规律：随纬度增加而减少，离海洋愈远水汽含量减少。
➢ 特性：唯一发生相变的大气成分，相变过程中释放和吸收 热量。
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水汽的循环过程（相位变化）
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1.3 固、液体杂质
大气悬浮固体杂质和液体微粒也可以称之为气溶胶粒子。
3.2大气受热过程课件高中地理湘教版(2019)必修一
大气 吸收
地面长波辐射是
近地面（低层）
大气的直接热源
大部分被近地面
大气的水汽、CO2 吸收（大量）
“大地暖大气”
二、2大.1 气保温作用（夜晚明显）
太
阳
辐
反射、散射
射
太
大气吸收
阳
（少量）
辐
射
地面吸收
大
气
辐 射
大
气
大增
气 逆
温
辐
射
地面增温
地面增温
“太阳暖大地”
“大气还大地”
射向宇宙空间 大气上界
大气 吸收
B
课堂检测
读“大气受热过程图”，回答1～3题。
B 6.沙漠地区白天气温高的主要原因是( )
A.①增强
B.②较强
C.③减弱
D.④不变
7.节目拍摄过程中，队员感觉当地昼夜温
D 差明显较大，其合理的解释是（ ）
A.②弱、③强 B.①强、③强
C.②强、④强 D.④强、③弱
8.剧组人员还了解到这里深秋容易出现霜
解析
晴天。因为晴天白天云层少且薄，太阳辐射强，气
温高；晚上云层少，天白天云层多且厚，对太阳辐射削弱作用强， 晚上大气逆辐射强，热量多。
答案解析2
月球表面，白天在太阳直射的地方，温度可达 127℃，夜晚则降到
-183℃。为什么月球表面昼夜温差比地球大得多？请用大气的受热过
11
大气的受热过程
多云的白天气温不高
大气削弱作用(白天明显)
太阳
云层和较大尘埃
大气反射
反射太阳光(无选择性)
大气吸收（具有选择性）
高
大气上界
层
大
第三章 大气和土壤的热能和温度1.
第三章 大气和土壤的热能和温度
第一节 辐射的基本知识
一、辐射的基本概念
辐射是以电磁波的形式传递能量的一种方式。 自然界中的一切物体，只要其温度高于绝对零度， 就会不断地以电磁波的形式向外传递能量，同时 也接受来自周围的电磁波。
外界供给光能 或电能
光致辐射（夜光表） 电致辐射（日光灯） 化学辐射（烧柴）
太阳近似于黑体 洁白的雪对红外线近似于黑体
四、有关辐射的基本定律
（一）基尔荷夫定律
在辐射平衡条件下，任一物体的单色辐射能力与物体对该 波长的吸收率的比值，是一个温度与波长的普适函数，而与物 体的性质无关。
四、有关辐射的基本定律
（一）基尔荷夫定律
FB (, T ) (1 A ,T )FB (, T ) F ,T 0
四、有关辐射的基本定律
（二）普朗克（Planck）定律
2hC e FB ( , T ) 5
2 Ch kT
1
1
hC 令 C1 2hC C 2 k
2
C1 FB ( , T ) 5 e
C2 T
1
1
四、有关辐射的基本定律
（2）下标λ表示在一定的温度（T）下，不同波长的 A ， 及 F 的数值不同。即同一物体在温度T时它放射某一波长的 辐射，那么，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。
四、有关辐射的基本定律
（一）基尔荷夫定律
FT AT FB ( , T )
FT FB ( , T ) A ,T
F F d
1 2
2 1
F F d
0
总辐射能，由对所 有波长积分得到
三、表征辐射性质的基本概念
第一节 辐射的基本知识
一、辐射的基本概念
辐射是以电磁波的形式传递能量的一种方式。 自然界中的一切物体，只要其温度高于绝对零度， 就会不断地以电磁波的形式向外传递能量，同时 也接受来自周围的电磁波。
外界供给光能 或电能
光致辐射（夜光表） 电致辐射（日光灯） 化学辐射（烧柴）
太阳近似于黑体 洁白的雪对红外线近似于黑体
四、有关辐射的基本定律
（一）基尔荷夫定律
在辐射平衡条件下，任一物体的单色辐射能力与物体对该 波长的吸收率的比值，是一个温度与波长的普适函数，而与物 体的性质无关。
四、有关辐射的基本定律
（一）基尔荷夫定律
FB (, T ) (1 A ,T )FB (, T ) F ,T 0
四、有关辐射的基本定律
（二）普朗克（Planck）定律
2hC e FB ( , T ) 5
2 Ch kT
1
1
hC 令 C1 2hC C 2 k
2
C1 FB ( , T ) 5 e
C2 T
1
1
四、有关辐射的基本定律
（2）下标λ表示在一定的温度（T）下，不同波长的 A ， 及 F 的数值不同。即同一物体在温度T时它放射某一波长的 辐射，那么，在同一温度下也吸收这一波长的辐射。
四、有关辐射的基本定律
（一）基尔荷夫定律
FT AT FB ( , T )
FT FB ( , T ) A ,T
F F d
1 2
2 1
F F d
0
总辐射能，由对所 有波长积分得到
三、表征辐射性质的基本概念
第三章 大气何土壤的热能he温度2
散射辐射是一种短波辐射，其能量分布，比直接辐射 更集中于波长较短的光谱区。
（三）总辐射
同时到达地面上的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为总 辐射
E g S L Ed
总辐射 直接辐射 散射辐射
青藏高原南部， 是我国总辐射最 大的地区
四川盆地多云雾，是 我国年总辐射量最小 的地区
（三）总辐射
（二）大气对太阳辐射的散射作用
光线通过密度或者折射率不均匀分布的介质时，除 在光的传播方向外，在其他方向也可以见到光，这 种现象称为光的散射，在传播方向之外的光称为散 射光。 大气中可以造成散射的物质有空气分子、气溶胶 （除云滴、降水以外的一切固体和液体悬浮微粒）、 云雾（空气中散布着的液态微粒）和雨滴等。
臭氧的吸收：紫外区的吸收带使波长小于0.29微米的紫外辐射不能 达到地面；可见光区的吸收对太阳辐射的削弱较强
臭 氧 的 吸 收 带
哈特来(Hartley)带，
波长范围0.22～0.3微米 之间 ，吸收最强；哈金
臭氧在可见光 区的吸收带：
波长范围在 0.44～0.75微 米
斯（Huggins）吸收 带，波长为0.32～0.36微
热扩散率大的土壤温度变化不大热扩散率小的土壤温度变化很大三地面土壤温度的日年变化规律一土壤温度的日变化土壤温度具有明显的日变化晴天时一日内最高温度出现在13时左右最低温度出现在日出时土壤表面的最高温度之所以出现在午后而不是太阳辐射最强的正午是因为地温的高低不取决于当时地面吸收的太阳辐射的多少而是取决于地面储热量热量差额的多少影响土壤表面温度日较差的因子1太阳高度角正午太阳高度角大的地区和季节一日内太阳高度角的变化就大太阳辐射的日变化也大因而土壤表面温度的日较差正午太阳高度角随纬度的增高是减小的所以土壤表面的温度的日较差也随纬度的增高而减2土壤的热学性质导热率大或容积热容量大的土壤其温度日较差都小3土壤颜色深色土壤表面比浅色土壤表面温度日较差大4地形主要影响湍流交换凸地日较差小凹地日较差大5天气晴天土壤表面温度日较差比阴天大
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S 0 ' S 0 sinh
三、到达大气上界的太阳辐射日总量
d0 Qd S0 d (0 sin sin cos cos sin 0 ), d m d
2 m
T
求算大气上界水平方向上的太阳辐射 能总量，在一天中从日出到日落对任 何时刻的太阳辐射能公式进行积分即 可得到。
水汽和液态 水的吸收带
（一）大气对太阳辐射的吸收作用
（3）二氧化碳
二氧化碳在波长大于2微米的红外区有若干个吸收带，比较强 的中心位于2.7微米、4.3微米和15微米。
二氧化碳 的吸收带
（一）大气对太阳辐射的吸收作用
大气对太阳辐射的吸收，平流层以上主要是氧和臭氧对紫外辐射 的吸收，平流层至地面主要是水汽对红外辐射的吸收。整层大气吸 收削弱掉太阳辐射能的19%。大气直接吸收的太阳辐射并不多，特 别是对对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。
d0 m S L S 0 ( ) p sinh d
从此公式中可以发现，影响太阳直接辐射的因素 很多，主要的是太阳高度角和大气透明度
1、太阳高度角
（1）太阳高度角不同时，等量的太阳辐射在地面上 的散布面积不同。太阳高度角越小，其在水平面上散 布的面积越大，投射到水平面上的太阳辐射与太阳高 度角的正弦成正比。 （2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚， 太阳辐射被减弱越多，到达地面的太阳直接辐射越少。
直接辐射随太阳高度角的增大而增加 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，最小值是日出日落时刻。 直接辐射也有显著的年变化，这种变化主要决定于太阳高度 角的年变化。 直接辐射还随纬度而改变
（二）散射辐射
1、空气分子的散射
2、气溶胶粒子的散射 散射辐射：地平面上每单位时间在单位面积上接收到的来自 天空一切方向的散射辐射及反射的短波辐射量。散射辐射的 强度也和太阳高度角和大气透明度有关。
一、太阳辐射光谱和太阳常数
太阳常数是一个用来衡量地球所获得太阳辐射能多少 的常数，是假定地球位于日地平均距离处时，地球大气上 界、垂直于太阳光线的单位面积上在单位时间内接受到的 太阳辐射的全谱总能量。
S 0 均距离 d 0 时与太阳 光垂直的平面上的 太阳分光辐照度
关于大气光学质量
在地面为标准气压时，太阳光垂直照射到地面所经 路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大 气质量。即把太阳位于天顶时，光线穿过大气经过 的最短路径作为一个单位大气质量。它表示倾斜方 向太阳光的路程为铅直方向的太阳光的路程的倍数。
2、大气透明度
d0 m S L S 0 ( ) p sinh d
（二）大气对太阳辐射的散射作用
光线通过密度或者折射率不均匀分布的介质时，除 在光的传播方向外，在其他方向也可以见到光，这 种现象称为光的散射，在传播方向之外的光称为散 射光。 大气中可以造成散射的物质有空气分子、气溶胶 （除云滴、降水以外的一切固体和液体悬浮微粒）、 云雾（空气中散布着的液态微粒）和雨滴等。
（一）大气对太阳辐射的吸收作用
（1）氧和臭氧
氧对太阳辐射的吸收带主要在0.25微米以下的紫外区， 吸收很强。臭氧在紫外区和可见光区都有吸收带 。
氧 气 的 吸 收 带
波长小于0.12微米处 有一宽吸收带，吸收能 力较强
氧在可见光区的吸收 带：位于0.69微米附
近 和 0.76微米附近， 吸收能力较弱
在相同的大气质量下，到达地 面的太阳辐射也不完全一样
关于大气透明系数P：整层大气在垂直方向上的透过率称为 透明系数
S I p S0 I 0
透过一个大气质量的辐射强度与进 入该大气辐射强度之比，表示辐射 通过大气后的削弱程度
关于大气透明系数
（1）空气透明系数随大气中的湿度的增加而减小。一般冬季 湿度小，夏季湿度大，所以，冬季的大气透明系数较夏季为 大 （2）空气透明系数随大气中含尘量的增加而减小，一般极地 含尘量最小，所以大气透明系数随纬度的增加而增大 （3）空气透明系数随大气质量数的增加而增大
第三章 大气和土壤的热能和温度
第二节 太阳的短波辐射
最大辐射 能所对应 的波长为 0.475微米
一、太阳辐射光谱和太阳常数
太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。
大气上界太阳光谱能量 的分布与6000K的黑体的 光谱能量分布曲线相似， 可把太阳辐射看作黑体 辐射。 可见光区的太阳辐射占 太阳总辐射的50％，红 外区占43％，紫外区占7 ％。
散射辐射是一种短波辐射，其能量分布，比直接辐射 更集中于波长较短的光谱区。
（三）总辐射
同时到达地面上的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为总 辐射
E g S L Ed
总辐射 直接辐射 散射辐射
青藏高原南部， 是我国总辐射最 大的地区
四川盆地多云雾，是 我国年总辐射量最小 的地区
（三）总辐射
就全球平均而言，太阳辐射约有30％被 散射和漫射回宇宙空间，成为行星反射 率（包括云层的反射、空气分子的散射 朝向宇宙空间的那一部分，以及地面对 太阳辐射的反射） 20％被大气和云层直接吸收转换为大气 的热能 50%到达地面被地面吸收
五、到达地面的太阳辐射 （一）直接辐射
太阳以平行光的方式，投射到地面上的那一部分辐射能， 称为直接辐射 ，通常以到达水平面上的太阳直接辐射的辐 照度来表示直接辐射的大小
总辐射估算公式
Qd Qo (aS1 b)
地区 华南 华中 华北 西北
大气上界太阳 辐射日总量
日照百 分率
a b
0.625 0.130
0.475 0.205
0.708 0.105
四、太阳辐射在大气中的减弱
（一）大气对太阳辐射的吸收作用 1、大气的吸收光谱
（一）大气对太阳辐射的吸收作用
大气中吸收太阳辐射的物质主要是氧、臭氧、水 汽和液态水、其次是二氧化碳、甲烷、一氧化二 氮、尘埃等。太阳辐射被大气吸收后变成了热能， 因而使太阳辐射减弱。
（一）大气对太阳辐射的吸收作用
2、大气中各种成分对太阳辐射的吸收
如果大气透明系数一定，大气质量数以等差级数增 加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级 数减少。 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，可用布格公式表示
I I0P
到达地面的 太阳辐射强 度 太阳常数
大气质量数
m
大气透明系 数
（一）直接辐射
d0 m S L S 0 ( ) p sinh d
太阳辐射经过厚厚的大气层，由于吸收、散射和反射三种 减弱作用仅有43%的太阳辐射能量能到达地面，不仅使太 阳辐射发生明显减弱，而且太阳辐射光谱也发生了变化。
曲线3是同时考虑 到分子散射作用 的光谱，在短波 部分的散射削弱 比长波部分强 曲线4是进一步考 虑到粗粒散射作 用后的光谱，粗 粒散射对波长没 有选择性 曲线1是大气上界太阳辐射光谱 曲线2是臭氧层下的太阳辐射光谱，臭氧主要吸收紫外线 和部分可见光 曲线5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，可以近似地 看成是地面观测到的太阳辐射光谱
臭氧的吸收：紫外区的吸收带使波长小于0.29微米的紫外辐射不能 达到地面；可见光区的吸收对太阳辐射的削弱较强
臭 氧 的 吸 收 带
哈特来(Hartley)带，
波长范围0.22～0.3微米 之间 ，吸收最强；哈金
臭氧在可见光 区的吸收带：
波长范围在 0.44～0.75微 米
斯（Huggins）吸收 带，波长为0.32～0.36微
散射与吸收的区别：吸收将辐射能转变为热能；散射只改变 辐射的传递方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播， 经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。
（二）大气对太阳辐射的散射作用
1、分子散射（瑞利Rayleigh散射）
太阳辐射遇到直径比其波长小的空气分子发生的散射 称为分子散射，辐射的波长愈短，散射得愈强。 对于一定的分子来说，散射能力与波长的四次方成反 比。当太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结 果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴天空呈现 蓝色是因为太阳辐射中青蓝光的波长较短，容易被大 气散射的缘故。正是因为有空气分子对太阳辐射的散 射我们才能看到蓝色的天空，如果没有散射，白昼的 太空看起来也是完全黑暗的。
粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，分别超过 了在射入光线的相反方向和垂直方向上能量的2.37及 2.85倍。
（三）云层对太阳辐射的反射
大气中的云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一 部分反射到宇宙中去。其中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，所以反射光成白色。 云层的反射能力随云状和云的厚度不同，高云（云底 高度大于6000米）的反射率约为25％；中云（云底高 度在2000米～6000米之间）的反射率为50％；低云 （云底高度低于2000米）的反射率为65％
日地距离订 正因素
tg0 cos cos
三、到达大气上界的太阳辐射日总量
三、到达大气上界的太阳辐射日总量
(1)北回归线以北的任一纬度上，一年中太阳辐射能日总量夏 至日最大，冬至日最小。而南回归线以南的南半球各纬度上， 一年中太阳辐射日总量冬至日最大，夏至日最小。 （2）北极地区，夏季有极昼，冬季有极夜，南半球相反。所 以北极地区太阳辐射日总量夏季较大，冬季为零。而南极地区 相反。 （3）南北回归线之间的地区，一年中太阳高度角相差不大， 所以太阳辐射日总量一年中相差不大。但在极地附近，因有极 昼与极夜出现，因此太阳辐射日总量差异较大。 （4）南、北半球接收的太阳辐射日总量的分布是不对称的。
很多情况下太阳 光线和接收面不 垂直，要求水平 面上的太阳辐射 能，需要求水平 面上的太阳辐射 能
sinh sin sin cos cos cos
到达水平面上 的太阳辐照度