第三章 大气辐射和热力过程——NO1—NO3

程度。
不同波长的削弱也不相同，p
I
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
％。 37
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：
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，。
* f c
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 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。
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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
cos I cos
E
辐射强度I
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
I I0 pmI0为大气常数
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
光筒 自动跟踪装置
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，
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：
mT C 2896m K
辐射中能量最强的波长λm与黑体的温度成反比
19
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：
FB (,T )
物体对辐射的吸收、反射和透射具有选择性
1.黑体
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。
不透明的材 料制成带小孔 的的空腔,可近 似看作黑体。
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
物体处于热平衡状况下发射和吸收辐 射的物理规律：
波段辐射强度不同。
9
辐射光谱曲线
10
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dF
Fλ是波长的函数，是单位波 长间隔内的辐射出射度。
dF F d
2
波长 λ1~ λ2总辐射能： F1,2 F ()d 1
该物体发射的总辐射能： F F()d
0
11
总辐射Q0 吸收Qa
反射率
29 10-15 84-95 46-60
①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。
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）
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。
S S'
I EI E S S
I
E
/
S
S
sinh
I E / S S
I I sinh
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。
夏至日全球的昼长金额正午太阳高度角
34
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。
49
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：ETb T 4
依据基尔霍夫定律：F ,T
A ,T
f (,T ) FB (,T )
地面的辐射能力： Eg T 4 地面相对辐射率
大气的辐射能力：Ea T 4 大气相对辐射率
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％。
1859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
F
1
,T
A1 ,T
F
2
,T
A2 ,T
F
3
,T
A3 ,T
F
4
,T
A4 ,T
F
5
,T
A5 ,T
......
f (,T )
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
散射辐射: 经过散射后自天空
投射到地面的太阳辐射
直接辐射+散射辐射=总辐射
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
（1）太阳高度角:太阳光入射方向和地平面之间夹角
S AC sinh S AB
吸收率
对于
黑体
F
i
,T
Ai ,T
F B,,T Ai
B, ,T
f (,T )
f (,T ) FB,,T
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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:
ETb T 4
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
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。
1881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
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
散射比
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。日出
总辐射
直接辐 射
散射辐 射
日落
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。
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。
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
散射辐射表是由总辐射表和遮光环两部分组成
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（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。
冬至日全球的昼长金额正午太阳高度角
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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p
I0
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 I I0
P 表明辐射通过大气后的削弱
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
全球表面平均温度为15℃， 对流层大气平均
以δ=0.9，则算得