地面和大气中的辐射过程
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第五章地面和大气中的辐射过程2
大气上界和海平面的太阳辐射谱
在地球―大气系统对太阳辐射的吸收中, 大气的吸收只占 20%，地球表面吸收了 约50%，这一点在地球―大气系统的能 量平衡及气候的形成和变化中有极重要 的作用。
1. 地面反照率 地球表面能获得多少太阳辐射能，在很大程度上依 赖于地表反射率。
各种地面的平均反照率
2. 云的反照率
第五章地面和大气中的辐射过程51辐射的基本概念52辐射的物理规律53地球大气与辐射的相互作用54太阳辐射在地球大气中的传输55地球大气系统的长波辐射56地面大气及地气系统的辐射平衡地球作为飘浮在宇宙空间的一个物体它只有通过辐射过程才能与其周围环境交换能量并最终达到某种平衡
大气中有各种气体成分以及水滴、尘埃等 气溶胶颗粒，辐射在大气中传输时，要受 到大气的影响，其强度、传输方向以及偏 振状态都会发生变化。 这种作用主要有吸收、散射和折射。由于 折射过程一般与能量收支问题关系较少， 这里主要讲述吸收和散射的作用。
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。
行星反照率分为各地区行星反照率和全球行星反照率。 因为各地云量和冰雪分布情况不同，
各地区行星反照率的差别较大，赤道地区的行星反照率 约为0.2甚至更小，而极地为0.6甚至达到0.95。 至于全年平均的全球行星反照率，数值可取0.30。这是 由地球表面的平均反照率（约为0.15）、云的高反照率 和大气的后向散射作用的综合结果。
所谓吸收，就是指投射到介质上面的辐射能中的一 部分被转变为物质本身的内能或其它形式的能量。 辐射在通过吸收介质向前传输时，能量就会不断被 削弱，介质则由于吸收了辐射能而加热，温度升高。 大气中各种气体成分具有选择吸收的特性，这是由 组成大气的分子和原子结构及其所处运动状态决定 的。
地面和大气的辐射汇总
“太阳暖大地” “大气还大地” “大地暖大气”
大气温室效应和阳伞效应：
温室效应：大气中各种微尘和二氧化碳成分的存
在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐 射，增强大气逆辐射，对地面有保温和增温作用，这 种现象称为大气温室效应。
阳伞效应：大气中微尘和二氧化碳的增加，犹如
在阳光下撑了一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，
第二节
地面和大气的辐射
2019/2/15
1
太阳辐射虽然是地球上的主要能源，但因为大气本 身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆、植被等地球表
面(又称下垫面)却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给
大气，从这个意义来说，下垫面是大气的直接能源。为 此，在研究大气的热状况时，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。
2019/2/15 10
项目 辐射类型
长波辐射 漫射辐射
太阳辐射 平行辐射
大气本身的长波辐射
散射作用
考虑
不考虑
不考虑
考虑
2019/2/15
11
1.4 大气逆辐射和地面有效辐射
1.4.1 大气逆辐射和大气保温效应
大气逆辐射：大气辐射中指向地面的那一部分称大 气逆辐射。
地面辐射是向上的；
大气辐射既有向上的，也有向下的。
2019/2/15
2
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
1.1 地面辐射、大气辐射 地面辐射：地面吸收太阳辐射后(45%反射掉)转变为 热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射， 这就是地面辐射。 宇宙中的任何物质，只要它的温度高于绝对零度时 都能放射能量。
大气辐射：大气对太阳辐射的吸收很少(24%)但能强 烈的吸收地面的辐射，大气主要靠吸收地面辐射后升温， 它也日夜不停的向外放出辐射，叫大气辐射。
地面和大气的辐射
§2.2 地面辐射与大气辐射
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射 二、地面及地气系统辐射差额
1
下垫面——大气的直接热源
大气吸收太阳直接辐射很少，下垫面（水、 陆、植被等地球表面）却能大量吸收太阳 辐射，并供给大气。
在研究大气热状况时，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。
4
长波辐射
当地面温度为15C时，根据维恩定理：
定义：地表面的实际平均温度约为300K,对流层大
气的平均温度约为250K。在这样的温度条件下,地面 和大气的辐射能主要集中在3—120微米的波长范围内 ,均为肉眼所不能看见的红外辐射。
这比太阳辐射的波长(0.15—4微米)要长得多。因 此,气象学上把地面和大气的辐射称为长波辐射。
夜晚： T=-183℃
17
2.地面有效辐射
地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射 （δEa）之差，称为地面有效辐射。以F0表示，则
F0=Eg-δEa 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。
18
有效辐射的时间变化
有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度 日变化相似的特征。
2
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
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。
通过长波辐射，地—气之间，以及大气中气—气之间， 相互交换热量，并也将热量向宇宙空间散发。
3
（一）地面和大气辐射的表示
地面和大气不是绝对黑体 Eg=δσT4 （地面的辐射能力），δ地面相对辐射率 Ea=δ′σT4 (大气的辐射能力)，δ′大气相对辐射率
10
大气窗口主要有：
8～14μm，即远红外波段。 主要来自物体热辐射的能量，适于夜间成像，测量
一、地面、大气的辐射和地面有效辐射 二、地面及地气系统辐射差额
1
下垫面——大气的直接热源
大气吸收太阳直接辐射很少，下垫面（水、 陆、植被等地球表面）却能大量吸收太阳 辐射，并供给大气。
在研究大气热状况时，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。
4
长波辐射
当地面温度为15C时，根据维恩定理：
定义：地表面的实际平均温度约为300K,对流层大
气的平均温度约为250K。在这样的温度条件下,地面 和大气的辐射能主要集中在3—120微米的波长范围内 ,均为肉眼所不能看见的红外辐射。
这比太阳辐射的波长(0.15—4微米)要长得多。因 此,气象学上把地面和大气的辐射称为长波辐射。
夜晚： T=-183℃
17
2.地面有效辐射
地面放射的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射 （δEa）之差，称为地面有效辐射。以F0表示，则
F0=Eg-δEa 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。
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有效辐射的时间变化
有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度 日变化相似的特征。
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一、地面、大气的辐射和地面有效辐射
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。
通过长波辐射，地—气之间，以及大气中气—气之间， 相互交换热量，并也将热量向宇宙空间散发。
3
（一）地面和大气辐射的表示
地面和大气不是绝对黑体 Eg=δσT4 （地面的辐射能力），δ地面相对辐射率 Ea=δ′σT4 (大气的辐射能力)，δ′大气相对辐射率
10
大气窗口主要有：
8～14μm，即远红外波段。 主要来自物体热辐射的能量，适于夜间成像，测量
大气中的辐射过程(ppt文档)
2平衡辐射的基本规律 物体在进行放射辐射时，都伴有能量的消耗，这些消耗 的能量，或是从外界得到补偿，或是引起物体本身能量 的减少。热辐射是靠物体吸收外界传送给它的能量或者 消耗本身的内能。当物体吸收其它物体放射来的辐射并 转为内能时，表现出物体本身温度的升高，若物体因放 射辐射而消耗内能时，面使其本身的温度降低。如果没 有其它方式的能量交换，物体的热量得失及热状态的变 化，就决定于放射与吸收辐射能量间的差值。当物体放 射的辐射能与吸收的辐射能相等时，则称该物体处于辐 射平衡。这时物体处于热平衡态，因而可以用一态函数 温度T来描写它。
辐射能可以使用能量的单位来度量，即以国际单位制
J(焦耳)来度量。单位时间内，通过任一表面的辐射能称 辐 射 通 量 ， 以 W(JS-1) 计 ， 例 如 太 阳 的 辐 射 通 量 约 为
3.90×1026 W。
（2）辐射通量密度
辐射通量除以辐射所通过的面积则称辐射通量密度，单
位是 Wm-2（自放射面射出的辐射通量密度也称之为辐
（1）基尔霍夫定律 基尔霍夫定律是研究热辐射的基础。它说明了在一定 温度下，物体的辐射能力与吸收率之间的关系。该定 律不仅从实验得到，1859年基尔霍夫由热力学定律并 从理论上推导出了如下定律：在辐射平衡的条件下， 任一物体的单色辐射能力与物体对该波长的吸收率之 比值，是一个温度与波长的普适函数，而与物体的性 质无关。 若以F，F，F…… 和A，A，A……分别表 示不同物体在同一温度、对同一波长的单色辐射能力 和对同一波长的吸收率，则
半球
式中
dF
Q (t
s)
若采用球面坐标，则(ຫໍສະໝຸດ .5)dr2
d sind
r2
sindd
F I cos sindd 半球
第三章 地面和大气中的辐射过程(1)
大气窗口：考虑到各种气体吸收的综合影响，有某 些波段大气的吸收作用相对较弱 透射率较高 这 些波段大气的吸收作用相对较弱，透射率较高。这 些能使能量较易透过的波段叫大气窗口。 在可见光-红外区段，大气窗口有：0.3-1.3、1.5-1.8、 2.0-2.6、3.0-4.2、4.3-5.0、8-14 μm。 在微波区段，主要有8mm附近和频率低于20GHz 的波段。
图3.5 太阳光谱的能量分布
大气中有各种气体成分以及水滴、尘埃等 气溶胶颗粒，辐射在大气中传输时，要受到大 气的影响，其强度、传输方向以及偏振状态都 会发生变化。地球大气与辐射的相互作用主要 有吸收、散射和折射。由于折射过程与能量收 支问题关系较小，这里主要讲述吸收和散射的 作用。 作用
图辐射的吸收
大气对辐射的吸收是有选择的。吸收太阳短波 大气对辐射的吸收是有选择的 吸收太阳短波 辐射的主要气体是H2O，其次是O2和O3，CO2吸收 的不多 吸收长波辐射的主要是H2O，其次是 的不多。吸收长波辐射的主要是 其次是CO2和 O3。 水汽 H2O）的吸收带主要在红外区，几乎覆盖了 水汽（ 的吸收带主要在红外区 几乎覆盖了 大气和地面长波辐射的整个波段，吸收了约20%的太 阳能量，并使太阳光谱发生改变。最重要的吸收带在 能 并使太 谱发生 变 最 的 收带在 2.5-3.0、5.5-7.0和>12μm。液态水的吸收带和水汽相 对应 但波段向长波方向移动 对应，但波段向长波方向移动。 氧（ O2）的吸收主要在小于0.25 0 25 μm的紫外区， 的紫外区 太阳辐射在0.25 μm以下的能量不到0.2%，故O2吸 收的能量并不多。 收的能量并不多
M ,T A ,T f（ , T ）
如果有几种物体，在同一温度下，对同一波长的 吸收率分别为A1λ，T、 A2λ，T 、 A3λ，T 、 A4λ，T ，辐 射出射度为M1λ，T 、 M1λ，T 、 M1λ，T 、 M1λ，T ，则 有
描述地-气系统辐射收支平衡
描述地-气系统辐射收支平衡把地面及大气看成一个整体,称为地气系统。
对此系统所计算出来的辐射平衡,称为地气系统辐射平衡,又称为地气系统辐射差额。
地气系统的辐射收入部分是地面和大气吸收的太阳辐射;支出部分为发射到宇宙空间去的地面和大气的长波辐射。
其表达式为R s ＝(Q+q)(1-a)+Qs-F∞式中(Q+q)为到达地面的总辐射;a为地面反射率;Qs 为大气所吸收的太阳辐射;F∞为地气系统放射到太空去的长波辐射。
如图所示，图中可分为两部分计算：计算地面获得的辐射增量：太阳总辐射为340W/m2，其中被大气吸收79 W/m2，被大气反射76 W/m2，经过这两个过程后只有185 W/m2到达地面，在地面又发生地面反射，有24 W/m2反射到太阳，所以最终地面吸收的太阳辐射总量为161 W/m2（即340-79-76-24=161）；但是由于地面本身的蒸发作用，散失了84W/m2 辐射量，地面感热散失了20 W/m2的辐射，这两部分都作为潜在的热量进入大气；而地面向大气的总辐射为398 W/m2，而在经过大气的过程中，大气中存在温室气体，对地面辐射的热量产生反射（即地面逆辐射），又有342 W/m2反射回地面，所以地面的总辐射增量为161-84-20-398+342=1 W/m2。
计算大气获得的辐射增量：大气直接吸收来自太阳的79 W/m2，又由于地面的蒸发和感热散失了84+20=104 W/m2到大气，另外，地面本身向大气发出398 W/m2d的辐射，所以大气获得辐射为79+104+398=581 W/m2；而大气发出的辐射为239+342=581 W/m2，所以大气自身的辐射净增量为581-581=0。
计算地气系统的辐射增量：系统收入太阳的340 W/m2的辐射，而系统支出的辐射有被云层反射100 W/m2和239 W/m2。
所以地气系统的辐射增量为340-100-239=1 W/m2。
所以，从计算上看地气系统的辐射收支达到平衡。
大气物理学：第四章 地面和大气中的辐射过程 (2)
F ,T A ,T
FB (,T )
FB(λ,T)—绝对黑体的分光辐出度； Fλ,T—物体的辐出度 Aλ,T—物体的吸收率
39
基尔霍夫定律
（2）比辐射率 ,T ：物体的放射能力和黑体的辐射能力之。
F ,T A ,T
FB (,T )
,T
F ,T
FB (,T )
A ,T
（3）基尔霍夫定律的意义：
L( x , y , z , , , ,t )
dQ
d Ad d
（W·m-2·sr-1·μm-1）
1辐射场物理量
•辐射强度L(radiance辐亮度、辐射率)
光度计示意图
1辐射场物理量
CE318自 动跟踪 太阳分 光光度 计
1辐射场物理量
各向同性：L与观测方向（θ，φ）无关（L与方向有关 —各向异性。） 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是时间t的函数—非定常辐 射。 ） 朗伯体：辐亮度不随方向而变化的辐射体，通常我们把 太阳、陆地表面都看作是朗伯体。
7
1 辐射的基本知识
电磁波描述
波长
频率f 波数ν 波速c
f c 1 f
c
8 8
1 辐射的基本知识
例1：波长10mm对应的波数和频率？
f c 1 f
c
9 9
1 辐射的基本知识
10 10
1 辐射的基本知识
不同波长的电磁波有不同的物理特性，因此可以 用波长来区分辐射，并给以不同的名称，称之 为电磁波谱。
分米波
波长范围 100埃～0.4微米 0.4微米～0.76微米 0.76微米～3.0微米 3.0微米～6.0微米 6.0微米～15微米 15微米～1000微米 1～10毫米 1～10厘米 10厘米～1米
地面和大气的辐射
第二章 大气的热能和温度
第二节 地面和大气的辐射
一 地面、大气的辐射和地面有效辐射 （一）地面和大气辐射的表示 1地面长波辐射
根据斯蒂芬-波耳兹曼定律, 地面放射辐射能力： Eg =δσT4 =0.9×5.67×10-8×（288）4
= 346.7W/m2 比辐射率δ=0.9， 斯蒂芬-波耳兹曼常数σ=5.67×10-8W/(m2·K4)， 地面平均温度t=15℃
所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面和大气长波辐射的特点
1 大气对长波辐射的吸收具有选择性 水汽、液态水、 CO2、 O3 。水汽对长波辐射的吸收
最为显著，除8—12μm波段的辐射外，其它波段都能 吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最 强。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作 用更强一些。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面及地气系统的辐射差额
（一）地面辐射差额 2 地面辐射差额变化规律 (2)年变化
辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。对同一地理 纬度来说，陆地的年振幅大于海洋。全球各纬度绝大部分地区 地面辐射差额的年平均值都是正值，只有在高纬度和某些高山 终年积雪区才是负值。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（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
大气长波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。
据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为23℃，但实际上近地面的平均温度是15℃，也就是说大 气的存在使近地面的温度提高了38℃。
第二节 地面和大气的辐射
一 地面、大气的辐射和地面有效辐射 （一）地面和大气辐射的表示 1地面长波辐射
根据斯蒂芬-波耳兹曼定律, 地面放射辐射能力： Eg =δσT4 =0.9×5.67×10-8×（288）4
= 346.7W/m2 比辐射率δ=0.9， 斯蒂芬-波耳兹曼常数σ=5.67×10-8W/(m2·K4)， 地面平均温度t=15℃
所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面和大气长波辐射的特点
1 大气对长波辐射的吸收具有选择性 水汽、液态水、 CO2、 O3 。水汽对长波辐射的吸收
最为显著，除8—12μm波段的辐射外，其它波段都能 吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最 强。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作 用更强一些。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面及地气系统的辐射差额
（一）地面辐射差额 2 地面辐射差额变化规律 (2)年变化
辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。对同一地理 纬度来说，陆地的年振幅大于海洋。全球各纬度绝大部分地区 地面辐射差额的年平均值都是正值，只有在高纬度和某些高山 终年积雪区才是负值。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（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
大气长波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。
据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为23℃，但实际上近地面的平均温度是15℃，也就是说大 气的存在使近地面的温度提高了38℃。
大气辐射(上)
18
7.1.2 描述辐射场的物理量
对辐射的讨论首先要引进辐射场的概念。 对辐射的讨论首先要引进辐射场的概念。 辐射场的概念 大气中的许多参量都是以场 形式出现的， 大气中的许多参量都是以场的形式出现的， 如温度场、气压场、风场等。 如温度场、气压场、风场等。 其中温度场、气压场是标量场， 其中温度场、气压场是标量场，风场是矢 量场，它们都是空间和时间（ 量场，它们都是空间和时间（x, y, z, t）的 ） 函数。 函数。 辐射场则是比上述参量更复杂的场。 辐射场则是比上述参量更复杂的场。
、地球和大气辐射的波长范围基本 上在0.1~120 µm, 即紫外波段、可见光和 即紫外波段、 上在 红外波段部分。 红外波段部分。 肉眼看得见的是电磁波中很短 的一段:可见光波段( 的一段:可见光波段(0.4-0.76 µm) 集中太阳辐射的主要能量， 集中太阳辐射的主要能量，不但 对地球大气辐射收支有着重要影 而且还提供人眼不同的色彩。 响，而且还提供人眼不同的色彩。 可见光经三棱镜分光后， 可见光经三棱镜分光后，成为一 条由红、 条由红、橙、黄、绿、青、蓝、 紫七种颜色组成的光带， 紫七种颜色组成的光带，这光带 称为光谱 光谱。 称为光谱。
一天文单位处与太阳光束方向垂直的单位面积上单位时间内所接受到的太阳总辐射能单位为wm69太阳辐射通过星际空间到达地球但由于地球以椭圆形轨道绕太阳运行因此太阳与地球之间的距离不是一个常数而且一年里每天的日地距离也不一样
第七章
大气辐射
——地面和大气中的辐射过程
袁 薇 Tel: 010-68409835 Email：yuanwei@ ： 中国气象局培训中心
17
(4)辐射能力强的物体， 吸收辐射的能力也强； (4)辐射能力强的物体，其吸收辐射的能力也强； 辐射能力强的物体 也强 反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。 反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。黑 体吸收能力最强，放射能力也最强。 体吸收能力最强，放射能力也最强。地球和太 阳，对于它们各自的温度而言，都是吸收和放 对于它们各自的温度而言， 射能力很强的物体，可看作是近似黑体。而地 射能力很强的物体，可看作是近似黑体。 近似黑体 球大气则是选择性的吸收和辐射体。 球大气则是选择性的吸收和辐射体。对于某种 确定波长的辐射可让其透过(即不吸收) 确定波长的辐射可让其透过(即不吸收)；对于 另外波长的辐射，则近乎不透明的( 另外波长的辐射，则近乎不透明的(即吸收很 强) 。
7.1.2 描述辐射场的物理量
对辐射的讨论首先要引进辐射场的概念。 对辐射的讨论首先要引进辐射场的概念。 辐射场的概念 大气中的许多参量都是以场 形式出现的， 大气中的许多参量都是以场的形式出现的， 如温度场、气压场、风场等。 如温度场、气压场、风场等。 其中温度场、气压场是标量场， 其中温度场、气压场是标量场，风场是矢 量场，它们都是空间和时间（ 量场，它们都是空间和时间（x, y, z, t）的 ） 函数。 函数。 辐射场则是比上述参量更复杂的场。 辐射场则是比上述参量更复杂的场。
、地球和大气辐射的波长范围基本 上在0.1~120 µm, 即紫外波段、可见光和 即紫外波段、 上在 红外波段部分。 红外波段部分。 肉眼看得见的是电磁波中很短 的一段:可见光波段( 的一段:可见光波段(0.4-0.76 µm) 集中太阳辐射的主要能量， 集中太阳辐射的主要能量，不但 对地球大气辐射收支有着重要影 而且还提供人眼不同的色彩。 响，而且还提供人眼不同的色彩。 可见光经三棱镜分光后， 可见光经三棱镜分光后，成为一 条由红、 条由红、橙、黄、绿、青、蓝、 紫七种颜色组成的光带， 紫七种颜色组成的光带，这光带 称为光谱 光谱。 称为光谱。
一天文单位处与太阳光束方向垂直的单位面积上单位时间内所接受到的太阳总辐射能单位为wm69太阳辐射通过星际空间到达地球但由于地球以椭圆形轨道绕太阳运行因此太阳与地球之间的距离不是一个常数而且一年里每天的日地距离也不一样
第七章
大气辐射
——地面和大气中的辐射过程
袁 薇 Tel: 010-68409835 Email：yuanwei@ ： 中国气象局培训中心
17
(4)辐射能力强的物体， 吸收辐射的能力也强； (4)辐射能力强的物体，其吸收辐射的能力也强； 辐射能力强的物体 也强 反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。 反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。黑 体吸收能力最强，放射能力也最强。 体吸收能力最强，放射能力也最强。地球和太 阳，对于它们各自的温度而言，都是吸收和放 对于它们各自的温度而言， 射能力很强的物体，可看作是近似黑体。而地 射能力很强的物体，可看作是近似黑体。 近似黑体 球大气则是选择性的吸收和辐射体。 球大气则是选择性的吸收和辐射体。对于某种 确定波长的辐射可让其透过(即不吸收) 确定波长的辐射可让其透过(即不吸收)；对于 另外波长的辐射，则近乎不透明的( 另外波长的辐射，则近乎不透明的(即吸收很 强) 。
第二节 地面和大气的辐射
地面有效辐射
） 定义： 地面放射辐射（ ） 同时又吸收大气逆辐射（ 定义： 地面放射辐射（Eg），同时又吸收大气逆辐射（δEa），二 者的差值称为地面的有效辐射（ ）。即 者的差值称为地面的有效辐射（F0 ）。即F0 = Eg - δEa ， 取值： 通常情况下，地面温度高于大气温度，相应的Eg>δEa，即 取值： 通常情况下，地面温度高于大气温度，相应的 F0 >0。这意味着地面通过长波辐射和吸收，经常失去热量。 。这意味着地面通过长波辐射和吸收，经常失去热量。 影响因素： 地面温度、 影响因素：——地面温度、空气湿度、空气温度和云的状况 地面温度 空气湿度、
大气
直 接 辐 射 Q 散 射 辐 射 q 地 面 辐 射 Eg 大 气 逆 辐 射 δEa
地面（反率为 ） 地面（反射率为a）
Rg=(Q+q)(1-a) + δEa- Eg 又：F0 = Eg - δEa 所以： 所以：Rg=(Q+q)(1-a) - F0
日变化
白天Rg>0，太阳辐射起主导作用， Rg的变化与直接辐射变化趋势大体一致。 白天Rg>0，太阳辐射起主导作用，故Rg的变化与直接辐射变化趋势大体一致。 Rg>0 的变化与直接辐射变化趋势大体一致 夜间F0逐渐增大，太阳辐射消失，故Rg<0。 夜间 逐渐增大，太阳辐射消失， Rg<0。 故Rg由正值转为负值和由负值转为正值的时间分别出现在日落后和日出前一个小时。 Rg由正值转为负值和由负值转为正值的时间分别出现在日落后和日出前一个小时。 由正值转为负值和由负值转为正值的时间分别出现在日落后和日出前一个小时 Rg的日变化曲线对正午不对称。 Rg的日变化曲线对正午不对称。 的日变化曲线对正午不对称
第二节 地面和大气的辐射
地面平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约为250K，其热辐射中95%以上的能量集中在3～120微米的波长范围内（属于红外辐射）。其辐射能量最大段波长在10～15微米范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
（二）地面和大气长波辐射的特点
1、大气对长波辐射的吸收
（1）大气对长波辐射的吸收非常强烈。
液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，厚度大的云层表面可当作黑体表面。
二氧化碳：
有两个吸收带，中心分别位于4.3微米和14.7微米。
2、大气中长波辐射的特点
（1）地面和大气辐射是漫射辐射。
（2）考虑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，还要考虑大气本身的长波辐射。
（3）长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。
这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。
在这一窗口中9.6微米附近有一狭窄的臭氧吸收带，对于地面放射的14微米以上的远红外辐射，几乎能全部吸收，此带可以看成近于黑体。
水汽对长波辐射的吸收最显著。
除了8～12微米波段的辐射外，其它波段都能吸收，以6微米附近和24微米以上波段的吸收能力最强。
（2能力，T表示地面和大气的温度，
分别称为地面和大气的相对辐射率，又称比辐射率。
相对辐射率的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。
如果地面温度为15℃，则可算得
当地面温度为15℃时，根据维恩定律，可算得
即该温度下地面最强的辐射能位于波长10微米左右的光谱范围内。
（3）地面反射率
3、地面辐射差额的日变化和年变化
（1）日变化：
夜间为负，白天为正。
（二）地面和大气长波辐射的特点
1、大气对长波辐射的吸收
（1）大气对长波辐射的吸收非常强烈。
液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，厚度大的云层表面可当作黑体表面。
二氧化碳：
有两个吸收带，中心分别位于4.3微米和14.7微米。
2、大气中长波辐射的特点
（1）地面和大气辐射是漫射辐射。
（2）考虑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，还要考虑大气本身的长波辐射。
（3）长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。
这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。
在这一窗口中9.6微米附近有一狭窄的臭氧吸收带，对于地面放射的14微米以上的远红外辐射，几乎能全部吸收，此带可以看成近于黑体。
水汽对长波辐射的吸收最显著。
除了8～12微米波段的辐射外，其它波段都能吸收，以6微米附近和24微米以上波段的吸收能力最强。
（2能力，T表示地面和大气的温度，
分别称为地面和大气的相对辐射率，又称比辐射率。
相对辐射率的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。
如果地面温度为15℃，则可算得
当地面温度为15℃时，根据维恩定律，可算得
即该温度下地面最强的辐射能位于波长10微米左右的光谱范围内。
（3）地面反射率
3、地面辐射差额的日变化和年变化
（1）日变化：
夜间为负，白天为正。
太阳辐射、地面辐射、大气辐射影响因素和变化规律
太阳辐射、地面辐射、大气辐射影响因素和变化规律1.引言1.1 概述太阳辐射、地面辐射和大气辐射是地球上能量交换的重要组成部分，在地球气候系统中起着至关重要的作用。
太阳辐射是地球接收的主要能量来源，地面辐射是地表向大气传播的能量，而大气辐射是大气中各层之间相互传递能量的过程。
这三种辐射的影响因素和变化规律对于了解气候变化以及预测未来气候变化具有重要意义。
通过研究太阳辐射的影响因素和变化规律，可以揭示太阳活动对地球气候的影响，从而更好地理解和预测气候变化的趋势。
地面辐射的影响因素和变化规律则与地表特性、地形等因素密切相关，对于研究地表能量交换、气候变异和生态系统影响具有重要意义。
大气辐射在大气层间的传递和吸收过程中发挥着重要的作用，影响着大气的能量分布和温度分布，研究其影响因素和变化规律有助于深入理解大气运动和气候系统的相互作用。
本文将重点探讨太阳辐射、地面辐射和大气辐射的影响因素和变化规律。
首先，我们将介绍太阳辐射的影响因素，包括太阳能量的辐射强度、太阳辐射的入射角度和大气层对太阳辐射的吸收和散射等因素。
其次，我们将研究地面辐射的影响因素，包括地表特性、地形、云量和大气成分等因素。
最后，我们将探讨大气辐射的影响因素，包括大气温度、湿度、云量和气体浓度等因素。
通过对这些影响因素的深入研究，我们可以更好地理解太阳辐射、地面辐射和大气辐射之间的相互作用以及它们对气候变化的贡献。
这将为我们提供更准确的气候预测和更有效的气候变化适应措施提供重要参考。
在文章的后续部分，我们将详细讨论这些影响因素的变化规律，并对其对气候变化的潜在影响进行分析。
最后，我们将总结研究结果并展望未来的研究方向，以进一步提升对辐射影响因素和变化规律的认知。
1.2 文章结构文章结构本文将从三个方面介绍太阳辐射、地面辐射和大气辐射的影响因素和变化规律。
首先，在引言部分概述了本文的主题，并给出了文章结构和目的。
接着，正文部分将分为三个小节，分别详细讨论太阳辐射、地面辐射和大气辐射的影响因素和变化规律。
地面辐射和大气辐射
2.读“大气的保温效应模式图”回答：
1)写出图中字母表示的辐射名称： A
D
E
F
2)参与B作用的主要物质是 、 和
。
到达地面的太阳辐射主要是 光。
3)大气的保温效应主要是通过 (字母)实现的，其最强的
时候出现在浓密低天云阴气雨，最弱的时候出现在空气透明度天好气的晴。朗
4)大气吸收地面辐射被称为温室气体的是
5.新疆地区为什么具有“早穿皮袄午穿纱”之说？
再见
回顾
反 射
D
E
太 阳
吸 收
A
辐 射
大气上界
地
B面
辐
大气
射
C 大气逆辐射
(2)下列自然现象是图中什么作用的结果 (填字母)
①白天多云时，气温比晴天低 D 。 ②夜间多云时，气温比晴天高 C 。 ③大气对地面的保温作用是通过 C 实现的。
夜
四种辐射的关系
（反射）、（ 散射 ）
3、A2更小的原因是
大气吸收有选择性，对太阳辐射中能量最强的可见光却吸
收的很少 。
4、C1表示（ 大气吸收地面辐射 ），C1>A2说明了 （ 地面是大气的主要热源 ）。
5、B1称为（大气逆辐射 ），有霜的夜（ 小 ）。
知识回顾
吸收 削弱作用 反射
散射
宇
太 太阳辐射 地 地面辐射 大 大气辐射 宙
A 太阳辐射
H
F
到 达
大气吸收太阳辐射
C
地
面
太 阳
B
辐 射
G
大 气 吸
收E
地 面 辐 射
D
地面辐射
大气逆辐射
短波辐射
长波辐射
大气对地面的保温作用
地面辐射和大气辐射
地面增温
能量射向地面， 能量射向地面，可以被地面 重新吸收。 重新吸收。称为大气逆辐射
问题1：对流层大气在削弱短波辐射（ 问题 ：对流层大气在削弱短波辐射（太阳 辐射）和长波辐射（地面辐射）时的差异。 辐射）和长波辐射（地面辐射）时的差异。 二氧化碳和水汽强烈吸收长波辐射， 二氧化碳和水汽强烈吸收长波辐射，地面的长波 辐射绝大部分被对流层大气（二氧化碳和水汽） 辐射绝大部分被对流层大气（二氧化碳和水汽） 吸收。 吸收。 例题：同一经纬度“高处不胜寒” 例题：同一经纬度“高处不胜寒”的原因是 A、气温低 、 B、空气稀薄 、 C、到达地面的太阳辐射少 、 D、到达的地面辐射少 、
探究3 探究3：大气对地面的保温作用 ——地面辐射和大气辐射 ——地面辐射和大气辐射
太 阳 辐 射 地 面 吸 收
射向宇宙空间 射向宇宙空间 大气削弱
大 气 辐 射
大气上界
大温 气度 吸升 收高 “大地暖大气” 大地暖大气” 大地暖大气
“太阳暖大地” “大气还大地” 太阳暖大地” 大气还大地” 太阳暖大地 地面 大气还大地
问题2：深秋至第二年早春季节， 问题 ：深秋至第二年早春季节，霜冻为什么 多出现在晴朗的夜晚？ 多出现在晴朗的夜晚？ 晴朗的夜晚，大气逆辐射弱， 晴朗的夜晚，大气逆辐射弱，还给地 面的热量少，所以地面气温很低， 面的热量少，所以地面气温很低，易出 现霜冻。 现霜冻。
问题3：每年秋冬季节， 问题 ：每年秋冬季节，我国北方地区的农 民常用人造烟幕的办法， 民常用人造烟幕的办法，使地里蔬菜免遭冻 其原理是什么？ 害，其原理是什么？人造烟幕的主要成分是 CO2 等。
探究4、影响地面辐射的主要因素
1、纬度因素
问题1 为什么人们在正午前后看太阳时总是特别刺眼， 问题1：为什么人们在正午前后看太阳时总是特别刺眼， 而在旭日东升或夕阳西下时看太阳就不怎么刺眼？ 而在旭日东升或夕阳西下时看太阳就不怎么刺眼？
大气受热过程中的三种辐射
大气受热过程中的三种辐射如下：
地面辐射：地球表面吸收太阳辐射增温的同时，也向外辐射能量。
地面辐射属于长波辐射，在经过大气时，几乎全部被大气中的水汽和二氧化碳吸收，从而使大气温度升高，所以，地面是大气主要的直接热源。
大气逆辐射：大气在增温的同时，也向外辐射长波辐射。
大气辐射仅有一小部分射向宇宙，而大部分则射向地面，其方向与地面辐射正好相反，被称为大气逆辐射。
大气逆辐射又把热量还给地面，在一定程度上补偿了地面辐射散失的热量，对地面起到保温作用。
这种作用类似于玻璃温室，人们通常称之为大气的“温室效应”。
大气吸收的地面辐射：在大气中某些气体的存在，如水汽、臭氧等，能够吸收部分太阳短波辐射，使大气进一步增温。
了解大气受热过程中的这三种辐射有助于理解大气的
热量传递和平衡机制，进而理解气候变化和气象现象。
辐射逆温的形成过程
辐射逆温的形成过程
辐射逆温是指在大气中温度上升的一种现象，与常规逐渐降低的温度垂直递减相反。
它的形成过程涉及到以下因素：
1. 地面辐射：在晴朗的夜晚，地表向大气中辐射出的热量很大。
当地面温度下降，无云遮挡时，地面就会向大气中辐射出大量的热量。
2. 夜晚的辐射冷却：由于地面向空间辐射的热量，地表温度逐渐下降。
这导致了辐射冷却作用，使空气接触到地面的辐射冷却层，也在一定程度上降低了空气温度。
3. 逆温层的形成：随着地表温度下降，地面附近的空气也被冷却。
然而，在空气中，暖空气倾向于上升，冷空气倾向于下沉。
因此，在辐射冷却过程中，地面附近形成了几米到几十几百米厚的逆温层，其上方是温度逐渐上升的逆温层。
总结起来，辐射逆温的形成过程主要包括地面辐射、辐射冷却和逆温层的形成。
这种逆温层对大气环流和气象条件有一定的影响，例如会导致大气稳定，阻碍污染物扩散等。
大气对地面长波辐射的吸收
大气对地面长波辐射的吸收大气对地面长波辐射的吸收是指大气层对地球表面释放的长波辐射的吸收过程。
长波辐射是指波长较长的电磁辐射，通常波长范围在4至100微米之间。
地球表面向大气层释放的长波辐射主要来自地表的热辐射，这一过程对地球的能量平衡和气候变化有着重要的影响。
大气层对地面长波辐射的吸收是由大气中的各种气体和云对辐射的吸收和散射所致。
首先，大气中的水蒸气是主要的吸收剂之一。
水蒸气分子在吸收辐射时会振动和转动，从而转化为热能。
其次，大气中的其他气体如二氧化碳、甲烷和氮氧化物也能吸收部分长波辐射。
这些气体被称为温室气体，它们能够吸收地球表面释放的长波辐射，从而使地球表面的温度升高。
云对地面长波辐射的吸收也是非常重要的。
云由水蒸气凝结而成，其中含有大量的水滴或冰晶。
这些水滴和冰晶能够吸收地球表面释放的长波辐射，并将其转化为热能。
此外，云还能够散射地球表面的长波辐射，使其回到地球表面，从而增加地表的能量输入。
大气对地面长波辐射的吸收会导致地表温度的升高。
当地表释放的长波辐射被大气吸收后，一部分能量被转化为热能，使地表的温度升高。
这种温度升高会进一步影响大气的稳定性和气流的形成，从而影响气候的变化。
另一方面，大气对地面长波辐射的吸收还会导致地球能量平衡的改变。
地球能量平衡是指地球表面接收的太阳辐射和释放的长波辐射之间的平衡关系。
当大气对地面长波辐射的吸收增加时，地球能量平衡会发生变化，从而对气候产生重要影响。
大气对地面长波辐射的吸收是地球能量平衡和气候变化的重要因素之一。
大气中的水蒸气、温室气体和云都能吸收地球表面释放的长波辐射，使地表温度升高。
这种温度升高会对大气的稳定性和气候产生影响，同时也改变了地球能量平衡。
因此，研究大气对地面长波辐射的吸收对于深入理解气候变化和预测未来气候变化具有重要意义。
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Irradiance (E)
• Rate at which radiant energy in a radiation field is transferred across a unit area
Unit Area
Glossary of Meteorology
Units of E energy per unit time per unit area Watts/meter2
4. 辐射源——面辐射源
• 特点
– 可以向2π立体角中发射辐射能。
• 辐出度
– 即通过单位面积在面源的法线方向射出的能量有多少。
F F d
• 郎伯体（面）
– 向所有方向以同一辐亮度发射辐射的物体。 – 常常把太阳、陆地表面看做朗伯体。
第五章 地面和大气中的辐射过程
• 5.1 辐射的基本概念 • 5.2 辐射的物理规律
Energy Transfer
• Radiation
– Transfer of energy by electromagnetic wave 电磁波辐射传输能量
Energy Transfer
• Radiation
– Transverse Wave 横波
• Particle motion is perpendicular to the direction of wave velocity • 质点运动与波速方向垂直
Electromagnetic Waves
• Frequency (f)频率
– Number of cycles that the wave is repeated over a time period – 一段时间内波的重复循环次数
1
2
Electromagnetic Waves
• Frequency (f)频率
Radiant Flux 辐射通量
• Sun’s radiant flux • 太阳辐射通量
– 3.9 x 1026 W
2. 辐亮度(radiance)
• 在辐射传输方向上的单位立体角内，通过垂 直于该方向的单位面积、单位波长间隔的辐 射功率。 • 一般来说，表示辐射场任一点在任一方向上、 任一波长处辐射的强弱程度。
Time
1280
S1
Electromagnetic Waves
• Speed of Light (c)光速
– 3 x 108 m/s (in a vacuum)
C
Electromagnetic Waves
• Wavelength ()波长
– Distance between two successive crests of a wave – 两个相邻波峰之间的距离
E 6.34x107 Wm 2
4. 辐射源——点源
• 假设源向四周发射是均匀的 • 辐照度随距离的变化服从反平方规律。
W E 4r 2
• 平行辐射
– 在不考虑吸收和散射等因素时，平行光在任何 位置上的辐照度应是常数。
Parallel Beam Radiation
平行辐射
• Most natural objects are isotropic radiators • 大部分自然物体是各向同性的辐射体
• 靠电场和磁场密度的同步周期变化传播波
1 0.8 0.6 0.4 0.2 0 -0.2 -0.4 -0.6 -0.8 -1
0 80 160 240 320 400 480 560 640 720
Electric Field
800
880
960
1040
1120
1200
Magnetic Field
1360
1 2
– Frequency (f)
Electromagnetic Waves
c =f
High Frequency Short Wavelength 频率高/波长短 Low Frequency Long Wavelength 频率低/波长长
各种颜色光对应的波长
颜色 波长/μm 范围/μm 紫 420 0.400～0.450 蓝 470 0.450～0.480 绿 510 0.480～0.550 黄 580 0.550～0.600 橙 620 0.600～0.640 红 700 0.640～0.750
Constant radiance in all directions
各方向辐射恒定
Parallel Beam Radiation
平行辐射
• Change of angle with distance is small at great radii
150 x 106 km
Parallel-Beam Radiation
• Convection（对流）
– Transfer of energy through the movement of mass 靠物质运动传输能量
Energy Transfer
• Convection 对流 – Meteorology Terminology 气象学术语 • Convection（对流） • Advection（平流）
• 单位为：W · m-2 ·sr-1 ·μm -1
2. 辐亮度(radiance)
• 图5.2 • 公式5.1.3
3. 辐射通量密度(radiant flux density)
– 指辐射场内任一点处通过单位面积的辐射 功率，也称辐照度(irradiance)。 – 净辐射通量密度：水平面上自上向下和自 下向上的辐射通量密度之差，单位为 W ·m-2 ·μm -1
若定义比发射率
,T
F ,T FB ( , T )
则有 ,T A ,T (5.2.5)
公式（5.2.3）、（5.2.5）都是 Kirchhoff 定律的表达式
– 意义： • 将物体的吸收能力和放射能力联系起来， 只要知道了某种物体的吸收率，也就知 道了它的比辐射率； • 特别是，将各种物体的吸收、放射能力 与黑体的放射能力联系了起来。 有了这种联系以后，我们就可以根据对黑体 辐射的研究结果来了解一般物体的辐射规律， 而对于绝对黑体的研究，无论从实验上或理 论上都是比较简单的。
• Meteorology Terminology气象学术语
Advection平流
• transfer of energy through the horizontal movement of mass • 通过物质的水平运动传输能量
Hot
Cold
Energy Transfer能量传输
• Conduction 传导 • Convection 对流 • Radiation 辐射
• Sunlight reaching earth can be assumed to be parallel-beam radiation • 太阳辐射可假设为平行光辐射
Parallel-Beam Radiation
• This effectively eliminates the need to integrate over solid angle. • 这有效地避免对立体角积分.
1. 基尔霍夫（Kirchhoff）定律
• 在热平衡条件下，任何物体的辐射率（辐出 度）和它的吸收率之比值是一个普适函数。
F ,T A ,T f ( , T )
– 该普适函数只是温度和波长的函数，而与物质的 性质无关。
F ,T A ,T
FB ( , T )
• 表明：任何物体的辐出度和它的吸收率之比都等于 同一温度下黑体的辐出度。
– Measured in
• Cycles/Second 循环数/秒 • Hertz 赫兹
1
2
Electromagnetic Waves
• Relationship Between
• 光速/波长/频率之间的关系
– Speed of Li)
μm (10-6m) nm(10-9m)
吸收率
A Qa Q0
反射率 透射率
Qr R Q0
Qt Q0
A R 1
1. 黑体
• 绝对黑体：
• 对某一波长的黑体： – 如果某一物体仅对某一波长全部吸收，即Aλ=1，则 称该物体对这一波长为黑体。 • 这里所讨论的黑体与一般所谓黑色物体是黑色物体只 表明它对可见光的反射性质。
1
5.1.2 描述辐射场的物理量
• 1. 辐射通量(radiant flux) • 2. 辐亮度(radiance) • 3. 辐射通量密度(radiant flux density) • 4. 辐射源
1. 辐射通量(radiant flux)
– 指单位时间内通过某一平面（或虚拟平面）的辐 射能，也称为辐射功率。 – 也可指单位时间内某个表面发射或接收的辐射能。 Units energy per unit time Joules/sec Watts
– 某一物体对任何波长的辐射都能全部吸收，即A＝1。
2. 灰体
• 如果物体的吸收率A不随波长而变，但 A<1，则称该物体为灰体。
• 如地面对长波辐射的吸收率接近于常数,
故可认为地面为灰体,且吸收率A极近于1.
5.2 平衡辐射的基本规律
• 辐射平衡：当物体放射出的辐射能恰 好等于吸收的辐射能时，该物体处于 辐射平衡。 • 这时物体处于热平衡态，可以用态函 数——温度来描述，所以平衡辐射也 称为温度辐射。
• Sun’s Radius = 7 x 108 m
S 4r
7 X 108 m
2
S 4(7x10 m)
8
2
S 6.15x10 m
18
2
Irradiance (E)