第3章 气候系统的能量平衡
气候系统的能量平衡
正午太阳高度的纬度变化：
在春分、秋分，赤道最大，极地最小。 在夏半年，北回归线最大，由此向北、向南递减。 在冬半年，南回归线最大，由此向北、向南递减。
正午太阳高度的季节变化：
在赤道,夏至、冬至最小，春、秋分最大。 在赤道-北回归线，两次直射时最大，两次最小。 在北回归线，夏至最大，冬至最小。 在北极圈，夏至最大，但小于90°。
色辐射强度极大值所对应的波长与其绝对温度成反比，即
λmT=C
（2·13）
上式称维恩位移定律。如果波长以微米为单位，则常数
C=2896μm· K。于是（2·13）式为
λmT=2896μm·K
（2·14）
上式表明：物体的温度愈高，其单色辐射极大值所对应的波长
愈短；反之，物体的温度愈低，其辐射的波长则愈长。
I I0 cos( 23.5 ) D2
在赤道地区 （ φ =0），
I I0 cos
D2
太阳辐射强度在春秋分最大，冬、夏最小。
在极地（ φ =90 ），
I
I0 D2
sin
北极，太阳辐射强度夏至最大，冬至太阳辐射强度
为零（永夜）。
南极冬至最大，夏至为永夜。
2006-11-29
32
ds I 0 (sin sin cos cos cos)dt
2006-11-29
5
④静力属性： 包括大气和海水的密度和压强、大气的
组成成分、大洋盐度及气候系统的几何边 界和物理常数等。
这四种属性在一定的外因条件下，通过 气候系统内部的物理过程、化学过程和生 物过程而相互作用，并在不同时间尺度内 变化，形成不同时期的气候特征。
2006-11-29
6
③水分属性：
☆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（对球面坐标系，即单 位立体角）的辐射能，称为辐射强度（I）。 其单位是W/m2 或W/sr。
气候系统的能量平衡100页PPT
35、不要以为自己成功一次就可以了 ，也不 要以为 过去的 光荣可 以被永 远肯定 。
谢谢你的阅读
❖既然我已经踏上这条道路，那么，任何东西都不应妨碍我沿着这条路走下去。——康德 72、家庭成为快乐的种子在外也不致成为障碍物但在旅行之际却是夜间的伴侣。——西塞罗 73、坚持意志伟大的事业需要始终不渝的精神。——伏尔泰 74、路漫漫其修道远，吾将上下而求索。——屈原 75、内外相应，言行相称。——韩非
气候系统的能量平衡
31、别人笑我太疯癫，我笑他人看不 穿。(名 言网) 32、我不想听失意者的哭泣，抱怨者 的牢骚 ，这是 羊群中 的瘟疫 ，我不 能被它 传染。 我要尽 量避免 绝望， 辛勤耕 耘，忍 受苦楚 。我一 试再试 ，争取 每天的 成功， 避免以 失败收 常在别 人停滞 不前时 ，我继 续拼搏 。
地球气候系统能量收支平衡
地球气候系统能量收支平衡地球气候系统能量收支平衡地球气候系统能量收支平衡是指地球上能量的输入和输出之间的平衡。
这个平衡对于地球的气候和生态系统的稳定起着至关重要的作用。
地球气候系统主要接收来自太阳的能量。
太阳辐射的能量以电磁波的形式通过太空传递到地球上。
其中大部分能量以可见光的形式照射到地球表面，被陆地、海洋和大气层吸收。
地球上的植物通过光合作用将太阳能转化为化学能，进而支持整个生态系统的运转。
另外，地球上的陆地和海洋还吸收和储存了大量的太阳能量。
然而，地球也向宇宙传递能量。
这主要通过地球的辐射来实现。
地球吸收太阳辐射后，会以辐射的形式向外界释放热量。
地球表面的辐射主要是以红外线的形式释放，一部分由大气层吸收，一部分则逃逸到太空中。
地球气候系统能量的输入和输出需要保持平衡，否则会对地球的气候产生重大影响。
如果输入的能量多于输出的能量，地球会变热，导致全球气温上升。
这就是我们所说的全球变暖。
全球变暖会引发一系列问题，如冰川融化、海平面上升、极端天气事件增多等。
相反，如果输出的能量多于输入的能量，地球会变冷，导致全球气温下降。
这种情况下，地球可能会进入一个寒冷的气候阶段，也就是我们所说的冰河时期。
为了维持地球气候系统能量的平衡，我们需要注意能源的使用和保护。
通过减少化石燃料的使用，转向可再生能源，如太阳能和风能，可以减少温室气体的排放，降低全球变暖的风险。
此外，保护森林和海洋也能够帮助吸收和储存更多的能量，维持地球气候系统的平衡。
总而言之，地球气候系统能量收支平衡是地球气候稳定的基础。
只有保持能量的平衡，我们才能够维持一个适宜的气候环境，保护地球的生态系统和人类的生存。
因此，我们每个人都应该意识到能源的重要性，采取行动减少能源消耗，保护我们共同的家园。
现代气候学3气候系统的热力过程
Ｄ１
Ａ１
Ｃ１
Ｂ１
Ｄ Ａh Ｂ
Ｃ
任意日地距离（一天）某个时刻、大气
上界、单位时间、地球水平面单位面积接收
到的全部波长的太阳辐射能为：
I
I0
2
sinh
(J/m2s)
S为太阳在天球的位置 HH’为观测地地平圈， 弧SD太阳高度h AA′为天赤道 弧SB赤纬δ 球面角ZPS为时角ω 地理纬度Φ
主要辐射 3~120µm
第一节 太阳辐射
一、天文辐射
1、天文辐射：大气上界与地球表面同心 球面上接收到的太阳辐射，或者说不考虑大 气圈影响,地表面接收到的太阳辐射称为天 文辐射。
2、太阳常数:日地平均距离时，单位时 间、垂直投射到地球大气上界、单位面积 的太阳辐射能。 I01367W m 2
第一节 太阳辐射
太阳辐射
太阳辐射光谱
太阳表面温 度6000K，中 心约为2万K。 太阳辐射最强 的波长为0.457µm， 称短波辐射。
50%
实线大气上界太阳辐射光谱
虚线6000k黑体辐射光谱
7%
43%
主要辐射 0.15~0.76µm
50% 43%
7%
50%
大气约250K，大气辐射称长波辐射。 地面约300K，地面辐射称长波辐射。
③日照时间： 日出-日没的时间间隔
si n s ih sn i n c o c s o c s o
日出、日落时刻 sin h0
costg tg
日出时角 日落时角
可照时数的季节变化：
北半球（φ＞0，）: 从春ห้องสมุดไป่ตู้~秋分δ ＞0，cosω0＜0，
ω0 ＞90°（＞ 12小时），昼长夜短，夏至时， 昼最长夜最短。
地球能量收支平衡！
地球能量收⽀平衡！ 辐射平衡在某⼀段时间内物体辐射收⼊与⽀出的差值称为辐射平衡或辐射差额。
当物体收⼊的辐射⼤于⽀出时，辐射平衡为正；反之，为负。
在⼀天内，辐射平衡在⽩天为正值，夜间为负值。
由于太阳能在所有影响地球表⾯的能量中占有绝对主导的地位，因此影响地球表⾯热量平衡的主导因素是太阳辐射。
忽略其他因素，关于全球的热量平衡问题可以从以下⼏个⽅⾯来考虑：第⼀：如果把地球表⾯和⼤⽓（地⽓系统）看作⼀个整体的话，其热量收⽀为：输⼊：太阳辐射100⽀出：地⾯和⼤⽓反射34+⼤⽓射向宇宙空间部分60+地⾯辐射直接射向宇宙空间部分6=100整体收⽀平衡。
第⼆：单独研究⼤⽓的收⽀状况：收⼊：吸收太阳辐射19+地⾯潜热输送23+地⾯湍流输送10+吸收地⾯辐射114=166⽀出：⼤⽓辐射向宇宙空间60+⼤⽓射向地球表⾯（⼤⽓逆辐射）106=166⼤⽓系统热量收⽀平衡。
第三：单独研究地⾯系统的收⽀状况：收⼊：吸收太阳辐射47+吸收⼤⽓逆辐射106=153⽀出：潜热输送23+湍流输送10+地⾯辐射120=153地⾯系统热量收⽀平衡。
注：地⾯辐射和⼤⽓辐射之所以都会⼤于100是因为它们之间的热量输送⼤部分是相互的，这种情况下整个地⽓系统真正损失的热量并不多。
美国航空航天局(NASA)⼽达德空间研究所的著名⽓候变化科学家James Hansen等⼈最近在“科学”杂志上发表论⽂,介绍考虑了温室⽓体增加和⽓溶胶的⽓候模式模拟的结果。
计算表明,地球现在每平⽅⽶从太阳吸收的能量⽐反射到太空的能量⾼出0.85±。
这⼀能量不平衡被过去10年对海洋热容量增加的精确测量证实。
⽂章认为,地球的⽓候系统有明显的热惯性特征,由于温室⽓体增加所致的⽓温升⾼会有滞后现象,这⼀点对政策决策者有重要意义,如果现在采取适当措施减少温室⽓体排放,则⽓温上升势头会得到遏⽌,否则热惯性意味着⽓温将会继续上升.。
《现代气候学(Ⅱ)》课程笔记
《现代气候学（Ⅱ）》课程笔记第一章：引论一、气候学的定义和重要性1. 定义：气候学是研究地球气候系统及其变化规律的学科，包括大气圈、水圈、冰冻圈、陆地表面和生物圈等多个组成部分。
2. 重要性：气候对人类活动、生态系统、水资源、农业生产等具有重要影响。
了解气候规律，有助于应对和适应气候变化，减轻气候灾害带来的损失。
二、气候学的研究方法1. 观测：通过地面气象站、卫星、雷达等手段收集气候数据，包括气温、降水、风速、湿度等。
2. 模式模拟：利用气候模式对气候系统进行数值模拟，研究气候形成和变化过程。
3. 气候重建：通过地质、生物等手段，恢复过去气候状况，了解气候演变历史。
4. 气候情景预测：基于气候模式，预测未来气候发展趋势和变化趋势。
三、气候系统的基本组成1. 大气圈：地球外围的气体层，包括对流层、平流层等，对气候形成和变化具有重要影响。
2. 水圈：地球上的水资源，包括海洋、湖泊、河流、地下水、冰雪等，参与水循环，影响气候。
3. 冰冻圈：地球上的冰雪资源，包括冰川、冰盖、冻土等，对气候形成和变化具有重要影响。
4. 陆地表面：地球表面的陆地，包括山地、平原、沙漠等，对气候形成和变化产生影响。
5. 生物圈：地球上的生物体系，包括植被、动物、微生物等，参与碳循环、水循环等，影响气候。
四、气候系统的能量平衡1. 太阳辐射：地球气候系统的能量主要来源于太阳辐射，包括短波辐射和长波辐射。
2. 地球辐射：地球表面和大气层向外辐射能量，维持地球气候系统的能量平衡。
3. 能量传输：大气圈、水圈等通过热量传递、水汽输送等过程，实现能量的传输和分配。
五、气候变化与人类活动1. 自然因素：太阳辐射、火山爆发、地球轨道参数变化等自然因素导致气候波动。
2. 人类活动：工业发展、土地利用变化、化石燃料燃烧等人类活动对气候产生影响。
3. 气候变化：全球变暖、极端气候事件频发、海平面上升等气候变化现象。
4. 应对策略：低碳发展、节能减排、适应性措施等应对气候变化的策略。
气候系统的物理机制分析
气候系统的物理机制分析气候是地球上的一个复杂而广泛的系统，它包括了大气、海洋、陆地以及冰层等多个领域。
随着人类活动的不断增加，气候系统也面临着许多挑战，其中包括气温上升、极端天气事件增加等问题。
为了更好地应对气候变化的挑战，我们需要深入了解气候系统的物理机制。
气候系统的物理机制主要包括辐射平衡、能量平衡、动力平衡和水平衡等方面。
其中辐射平衡是气候系统中最基本的物理机制之一。
它涉及到太阳辐射和地球辐射之间的平衡关系。
在气候系统中，太阳辐射是最主要的能量来源。
当太阳辐射到达地球时，一部分被大气折射、散射或反射，另一部分则穿透大气层，到达地球表面。
地球表面吸收了太阳辐射后，会重新辐射出远红外线，其中一部分由大气层吸收，另一部分则向外辐射。
如果地球吸收的太阳辐射和地球向外辐射的远红外线之间达到平衡，那么气候系统就成为了辐射平衡的状态。
然而，由于人类活动导致了大气层中温室气体的增加，这些温室气体可以吸收地球向外辐射的远红外线，从而影响辐射平衡。
如果地球吸收太阳辐射的量比地球向外辐射的远红外线的量要多，那么气温就会上升，这就是所谓的温室效应。
除了辐射平衡外，能量平衡也是气候系统中的重要物理机制。
能量平衡涉及到大气层中传输的能量，以及陆地和海洋表面的能量吸收、释放和传输等方面。
当太阳辐射到达地球表面后，陆地和海洋表面会吸收其中的一部分，而另一部分则被反射回大气层。
吸收的能量会转化为热能，并通过大气层向外传输。
在气候系统中，动力平衡也是非常重要的物理机制之一。
动力平衡涉及到大气层中的风力和气压变化等因素。
当太阳辐射到达地球表面后，吸收太阳辐射的区域会变得温暖，这些温暖的区域会导致周围大气层中的气体膨胀，从而产生气压差，这就是所谓的热力作用。
气压差会导致空气向着低气压的方向流动，形成风。
通过这种方式，地球的气候系统能够维持一种相对稳定的气流环境。
最后一个重要的物理机制是水平衡。
水平衡是指大气、海洋和陆地之间的水分平衡。
能量守恒定律自然界中的能量平衡
能量守恒定律自然界中的能量平衡能量守恒定律是自然科学中的基本定律之一，它说明了能量在自然界中的转化和守恒规律。
根据能量守恒定律，能量不会凭空产生或消失，只能从一种形式转化为另一种形式。
在自然界中，能量的转化与平衡是非常重要的。
1. 能量守恒定律的基本原理能量守恒定律表明，在一个封闭系统内，能量总量保持不变。
这意味着能量可以从一种形式转化为另一种形式，但总能量的大小保持恒定。
例如，当一块物体从高处下落时，其势能转化为动能；当把一杯热水放置一段时间后，热能会逐渐散失，并转化为环境中的其他形式的能量。
2. 能量的转化能量在自然界中的转化涉及多个方面。
其中一种常见的转化方式是热能转化为机械能。
例如，蒸汽机运行时，燃烧煤炭释放出的热能被利用来产生蒸汽，然后蒸汽通过运转的轮机将热能转化为机械能。
另一种常见的能量转化是光能转化为电能，这是太阳能电池板的工作原理，利用光能激发电子，形成电能。
3. 能量平衡能量平衡是指自然界中能量的输入与输出保持平衡态。
在一个封闭系统内，能量的输入与输出持续发生，但总能量保持不变。
例如，地球的能量平衡是指来自太阳的入射太阳能与地球辐射出去的太阳能保持平衡。
这种平衡可以维持地球温度和气候的相对稳定。
4. 能量平衡的示例一个重要的能量平衡示例是地球的能量平衡。
太阳能作为地球的主要能量来源，通过辐射进入大气层和地表。
一部分太阳能被地球表面吸收，转化为热能和化学能，用于驱动气候和生态系统的运行。
另一部分太阳能被反射回太空。
在地球能量平衡中，大气层的存在起到重要作用。
它通过吸收和散射太阳能，调节地表的能量输入。
地表净吸收的能量主要用于加热大气和水体，驱动风、云、降水和海洋循环等现象。
总结：能量守恒定律是自然界中能量转化和平衡的基本原理。
能量在自然界中以不同的形式进行转化，但总能量始终保持不变。
能量平衡是指系统中输入与输出能量的平衡态，在地球能量平衡中起到重要作用的是大气层的存在。
了解能量守恒定律和能量平衡对于我们理解自然界的能量传递和物质循环过程具有重要意义。
大气层中的热力学过程与能量平衡分析
大气层中的热力学过程与能量平衡分析大气层是地球表面上方的气体包层，它起着关键的保护作用，并对地球的气候和天气产生重要影响。
了解大气层中的热力学过程和能量平衡是理解地球气候系统的关键。
本文将对大气层中的热力学过程和能量平衡进行分析。
1. 大气层的分层结构大气层通常分为四个主要的层：对流层、平流层、中间层和热层。
对流层位于地球表面上方，其上层为平流层，该层以稳定的温度和气压变化特征而闻名。
中间层位于平流层上方，其上层为热层，该层以高温度和高气压特征而闻名。
2. 大气层的热力学过程热力学过程是指气体在吸热或放热的过程中发生的变化。
在大气层中，热力学过程主要包括辐射、对流和传导。
（1）辐射：辐射是指由太阳向地球传播的电磁波。
太阳辐射通常包括可见光、紫外线和红外线。
地球吸收太阳辐射并将其转化为热能，这是大气层中的一个重要热力学过程。
（2）对流：对流是大气层中的一个重要过程，它是指由于温度差异引起的空气的上升和下沉运动。
太阳辐射使地面升温，暖空气上升形成对流，导致气候变化和天气现象。
（3）传导：传导是指通过物质颗粒的碰撞传递热量。
在大气层中，传导主要通过空气分子之间的碰撞传递热量。
3. 大气能量平衡大气层的能量平衡是指入射到大气层的能量与从大气层散发的能量之间的平衡。
能量平衡对地球的气候和气象有着重要影响。
（1）太阳辐射：太阳辐射是地球上主要的能量来源之一。
太阳辐射在进入大气层时会发生散射、反射和吸收等过程，一部分太阳辐射被地表吸收，一部分被大气层吸收和散射。
（2）地球辐射：地球辐射是指地球表面向大气层释放的能量。
地表吸收太阳辐射后会以辐射的形式释放出去。
大气层中的部分气体和云会吸收地球辐射，并再次向地面散发。
（3）能量平衡：大气能量平衡关系到地球的气候和天气变化。
如果进入大气层的能量大于散发的能量，地球将升温；反之，地球将冷却。
能量平衡可以通过调节大气中的温度、湿度和云量等来实现。
总结：大气层中的热力学过程和能量平衡是地球气候系统的重要组成部分。
《农林气象学》课程笔记
《农林气象学》课程笔记第一章绪论一、农林气象学的定义与任务1. 定义：农林气象学是介于气象学和农学、林学之间的一门边缘科学，它研究气象条件对农林生产、生态环境和生物多样性影响的规律，以及如何利用和改善这些条件以提高农林生产效益和保护生态环境。
2. 任务：（1）研究气象条件对农林作物生长发育、产量和品质的影响，为合理布局农林作物提供科学依据。
（2）分析气象因素对农林生态环境的作用，为生态环境保护、修复和建设提供理论支持。
（3）探讨气象灾害对农林生产的影响，制定防灾减灾措施，减轻灾害损失。
（4）研究气候变化对农林生产的影响，提出适应性对策，保障农林生产可持续发展。
（5）开展农林气象观测、实验和研究，为农林气象业务和服务提供技术支持。
二、农林气象学的研究方法1. 观测研究：（1）气象观测：包括常规气象要素（温度、降水、湿度、风速等）的观测。
（2）生物观测：观测农林作物的生长发育状况、病虫害发生情况等。
（3）生态环境观测：观测土壤、水文、植被等生态环境要素。
2. 实验研究：（1）田间试验：在自然条件下，通过设置不同气象因子处理，研究其对农林作物的影响。
（2）模拟实验：在实验室或人工气候箱内，模拟不同气象条件，研究其对农林生物的影响。
3. 数值模拟：利用计算机和数学模型，模拟气象条件与农林生态系统的相互作用，预测农林生产变化。
4. 统计分析：运用统计学方法，对观测和实验数据进行处理，建立气象因子与农林生产关系的数学模型。
5. 遥感与GIS技术：（1）遥感技术：通过遥感图像，获取大范围农林气象信息。
（2）GIS技术：利用地理信息系统，分析气象因子空间分布特征及其对农林生产的影响。
三、农林气象学的发展简史1. 创立阶段（20世纪初至40年代）：农林气象学作为一门独立学科逐渐形成，主要研究气象条件对农作物的影响。
2. 发展阶段（20世纪50年代至70年代）：农林气象学在理论研究和应用领域取得显著成果，如作物气象、林业气象、畜牧气象等分支学科的形成。
第3章 气候系统的能量平衡
南极圈
北寒带 北温带
6633N
2327N
热带
南温带 南寒带
0
2327S
6633S
地球的五带
General Circulation
Fig 9.2 Three-Cell Model
Seasons
Fig 3.3 Reason for seasons
第 一
•太阳高度角: 太阳光线与地球水平面的夹角
节
A1B1C1D1面: 垂直于太阳光线
Ａ１
ABCD面: 平行于地球水平面
Ｄ
Ａ
Ｂ
任意时刻,大气上界,单位时间、单位面积接收到的太阳辐射能为：
Ｄ１ Ｃ１
Ｂ１ Ｃ
I
I0
sinh
I0 D2
sinh
(J/M2s)
地平坐标系
基本圈：真地平
基本要素：地平纬圈 地平经圈
坐标：
地平纬度 h（地平高度） 地平经度Ａ（方位角）
零地平 经圈
真地平
时角坐标系
2
极地最大的日辐射总量与赤道最大的日辐射总量的比值：π·sin23.5=1.25倍
书上P23 ③ 极地最大的日辐射总量与同时的赤道日辐射总量的比值：π·tg23.5=1.36倍
取太阳常数为 1366 W/m2， 算出的日平均 日射值Q随纬 度和一年中各 天的分布。 阴影区为零日射 区。春分、夏至 秋分和冬至的位 置以实线给出， 太阳赤纬以虚线 绘出。
sunset
3.2 大气中的辐射传输过程
大气对短波的影响
吸收 散射 反射
吸收 大气对长波的影响
逆辐射
Incoming Solar Energy
Fig 2.15 Light scattering
气候学
2. 气候动力学阶段 认为气候是不断变化的，着重研究 气候的变化及其机理。在研究方法上 采用多种手段，包括定量观测、数据 分析，以及数值模拟和动力学理论研 究，从根本上探讨气候形成和变化的 物理机制和动力学过程。 3. 气候系统阶段 引进了“气候系统”的概念，认为 气候的形成和变化是气候系统各子系 统相互作用和相互影响的结果。往往 将全球作为一个整体进行研究。
dl m dZ
为垂直入射时的 m 倍。 天顶距较大时，须考虑大气曲率和大气折 射的影响。
四. 大气透明度 若介质的光学性质是均匀的，有，
P e
e
K
为介质的透明系数。 对于均质大气高度 H 0 和密度 0 ，
1 m H0
l
0
dl
根据上式有，
I I0 e
气候系统示意图
•
气候系统的组成
1. 大气圈 是气候系统中最活跃和最容易变 化的部分，其中对流层是 气候变化 研究的主要部分。 其余气候子系统基本是通过影响 大气圈间接影响气候。 大气环流的变化是各种气候异常 和气候灾害发生的直接原因。
2. 水圈 • 包括海洋、湖泊、河流和地下水，和 大气中的液态水。 • 其中海洋在气候变化中具有非常重要 的作用。 • 海洋的垂直结构一般分为三层： (1) 混合层 （2）温跃层 （3）下均匀层
为纬度， 为太阳赤纬， 为时角
考虑日地距离、太阳高度角后大气上界 任一水平面上某时刻太阳辐射强度为，
1 I 2 I0 (sin sin cos cos cos ) D
3. 可照时角（白昼长度） 时角：一日中太阳某瞬时的位臵偏离 正午时太阳位臵的角距离。 可照时角：日出（ 0 ）到日没 （ 0 ）的时角差( 20 )，即白昼的长 度。 因
人因工程课件-第3章-微气候.
日本人
10
35
50
36
100
70
难以忍受
100
2.有效温度（感觉温度）
有效温度是指根据人体在微气候环境 下，具有同等主诉温热感觉的最低气 流速度和气温的等效温标。它是根据 人的主诉温度感受所制订的经验性温 度指标。前人（C．P．Yaglou）以 干球温度、湿球温度、气流温度为参 数，进行了大量实验，绘制成有效温 度图。只要测出干球温度、湿球温度 和气流速度，就可以求出有效温度。
1、不舒适指数
注意：据实验研究表明，生活在不同国家、不同地区 的人们感到舒适的气候条件也有所区别，当不舒适指 数在70附近时，人感觉比较舒适。表3-3 所示为美 国人和日本人对不同的不舒适指数的不适主诉率。
表3-3 不同国家对不适指数的不适主诉率
不适指数
70 75 79 86
不适主诉率/ %
美国人
第三章 微气候环境
本 章 学习内容
微气候要素及其相互关系 人体的热交换与平衡 微气候环境对人的影响 改善微气候环境的措施
第一节 微气候要素及其相互关系
微气候是指生产、生活过程中现场所处 的局部环境中的气候状况，重要参数： （1）空气气温 （2）空气湿度 （3）气流速度（风速） （4）热辐射条件状况
1、不舒适指数 2、有效温度（感觉温度） 3、三球温度指数（WBGT） 4、卡他度
1、不舒适指数
以人体对温度和湿度的感觉为例，舒伯特 (S．W．Shepperd) 和希尔(U．Hill)经过大量研究证明，最合适的湿度 (H，%)与气温（t， ℃）的关系为
H = 188－7.2t 12.2℃＜t＜26℃ ）
“＋”表示人体得热，“－”表示人体散热。
一、人体的基本热平衡方程式
自然地理学-第三章 大气圈与气候系统(伍光和)
3·臭氧 主要分布在10～40km的高度处，极大 值在20～25km附近，称为臭氧层。臭氧虽 在大气中的含量很少，但具有强烈吸收紫 外线的能力。研究表明，人们大量使用氮 肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合 物（氟利昂）所造成的污染是平流层的臭 氧遭到破坏。臭氧层的破坏能引起一系列 不利于人类的气候生物效应，因而受到广 泛关注。
不同温度条件下水面上的饱和水汽 压/hPa
2·绝对湿度和相对湿度 单位容积空气所 含的水气质量通常以g/cm3表示，称为绝对 湿度（a）或水汽密度。绝对湿度不能直接 测定，但可间接算出。
a＝289e/T (g /m3) 式中，e为水汽压（mm）；T为绝对温度。大气的 实际水汽压e与同温度饱和水汽压E之比，称为相对湿度 （f），用百分数表示。 f＝e /T×100％ 由于E随温度而变，所以相对湿度取决于e和T，其中T 往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增大； 温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气 转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果
北半球大陆各纬度平均蒸发量
（二）蒸发和凝结的条件
凝结是发生在f≥100%(e≥E)过饱和情况下的与蒸发相 反的过程，在地面和大气中均可以产生。大气中的水汽发 生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过饱 和，还需有凝结核。 大气降温过程主要有四种：绝热冷却、辐射冷却、平流冷 却以及混合冷却 凝结核主要起的作用:一是对水汽的吸附作用；二是使形 成的粒滴比单纯水分子形成的粒滴大，有利于水汽继续凝 结。
二、蒸发和凝结
蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际 水汽压于饱和水汽压的关系。当e>E ，出 现蒸发；e<E，则出现凝结。饱和水汽压和 实际水汽压都是不断变化的通常饱和水汽 压变化更为明显和迅速。
现代气候学第三章气候系统的热力过程
z dz z
地面A
0
k 称为大气对太阳辐射的质量削弱系数(m2g-1)
• 平面平行大气：大气物理量水 平方向均匀，只考虑垂直方向 上变化的大气模型
第
一 从大气顶到Z高度积分,得
节 l I I 0 e 0 k dl
I 0 : 大气上界波长为 的单色光辐射强度
I Z高度上波长为 的单色光辐射强度
不同性质地面的反射率
地表
反射率
地表
反射率
森林 田地(绿色) 田地(已开 垦的干地) 草地 裸地
沙地
3%~10% 3%~15% 20%~25%
10%~18% 7%~20%
25%~35%
雪地(新雪) 雪地(陈雪) 冰
80% 50%~70% 50%~70%
水面(h>40º) 2%~4%
水面
6%~40%
(h=5~30º)
光学厚度12向上通过单位时间单位水平面面积单位波长的长波辐射量向上单色辐射通量密度假设地气系统放射辐射与方位角无关各向同性即大气底部向上辐射仅由地表发射造成将地表大气在红外区近似当作黑体即z高度向下的单色辐射强度z高度向下的单色辐射通量密度第三章气候系统的热力过程第一节太阳辐射第二节地气系统的长波辐射第三节气候系统的辐射收支第四节气候系统的热量平衡第五节全球热量平衡大气圈的平均温度水圈陆圈冰雪圈及生物圈地表圈层的平均温度同一纬度水圈与陆圈的平均温度相比有怎样的差异
1计算北纬20、40度处， 春分、夏至和冬至 的日照时间、中午时刻的太阳高度角和天文辐 射日总量（日地距离近似等于日地平均距离）， 由此分析两纬度处日照时间、中午时刻的太阳 高度角和日射量的季节演变。
2 计算地球在近日点和远日点处，地球上照射 到的太阳辐射占日地平均距离处的比例。
第三章 大气圈与气候系统 一
▪ 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。
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e ,T a ,T
E ,T
Eλ,T只是波长和温度的函数。
推论 对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力 也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体 的吸收能力最强，所以它也是放射能力最强的物体。
对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射， 那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。
基本圈：天赤道
基本要素：赤纬圈、 赤经圈（时圈）
坐标：
Q’
赤经度（时角）t
赤纬
XT= QT = t
Seasons
Fig 3.6 Sun paths
不同坐标之间的转换
Ｚ的赤纬
Ｐ的地平 高度
z= 90 h 90
hp z sinh sin sin cos cos cost
O
T’
T
纬度是一种线面角，即本地法线与赤道平面的交角；
纬度在本地经线上度量，南北纬各分90度。共180度 （-90°，90 ° ）
： 经度
本地子午面的东西方向和角距离
经度是两面角，本初子午面为起始面， 本地子午面为终面；
经度通常在赤道上度量，东西经各分180度。 共360度 （-180 °,180 ° ），或者（0,360 ° ）
I0 1367 7WM 2
日地平均距离： r0=1.496×108km 近日点日地距离：1.471×108km 远日点日地距离：1.521×108km
大气上界、任意日地距离时、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积接 收到的所有波长的太阳辐射能。
r D
r0
日地平均距离： r0=1.496×108km
维恩(Wien)位移定律
从图中还可看出，黑色单体辐射极大值所对应的 波长是随温度升高而逐渐向波长较短的方向移动
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
维恩(Wien)位移定律 定律 绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(λm) 与其本身的绝
对温度(T)成反比。即： λm＝C/T 或 λm T=C
如果波长以nm为单位，则常数C＝2,897×103nm· K,于是
上式为： λmT＝2897×103nm·K
本定律由德国物理学家威廉·维恩（Wilhelm Wien）于 1893年通过对实验数据的经验总结提出
意义 物体的温度愈高， 放射能量最大值 的波长愈短，随 着物体温度不断 增高，最大辐射 波长由长向短位 移。 太阳辐射是短波 辐射，人、地 面和大气辐射 是长波辐射。
不同温度下黑体辐射强度与温度的关系
➢地球上的经线和纬线
• 纬线：垂直于地轴的平面同地球相割而成的圆 • 经线：南北线（子午线）
： • 本初子午线 通过英国Greenwich(格林尼治)天文台的0°经线（1884年确定）。
纬线和经线 纬线平面垂直于地轴,经线平面都通过地轴
➢经度和纬度
纬度：
一地相对于赤道平面的南北方向和角度
已知:Z 、 A,求 δ、 t
sinδ = sinφcosz – cosφsinzcosA
cosδ sin t = sinzsinA
cosδ cos t = cos zcosφ+sinzsinφcosA
已知: δ t,求 Z A cosz = sinφ sinδ + cosφcosδcos t sin z sinA = cosδsin t sin z cosA = -sinδcosφ+cosδsinφcost
南极圈
北寒带 北温带
6633N
2327N
热带
南温带 南寒带
0
2327S
6633S
地球的五带
General Circulation
Fig 9.2 Three-Cell Model
Seasons
Fig 3.3 Reason for seasons
第 一
•太阳高度角: 太阳光线与地球水平面的夹角
节
A1B1C1D1面: 垂直于太阳光线
I
0
I0 D2
(JM-2S-1)
太阳高度角是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角 天顶角即入射光线与当地天顶方向（地面法线）的夹角（与太阳高度角互余）
太阳高度角为90°时，地面接收的太阳辐射？
纬度 – 太阳高度角
太阳高度角
高度角越大,能量越集中 高度角越小,能量越分散
第
一
节
北极圈
北回归线 赤道 南回归线
黄道面就是地球的公转轨道所在平面
黄道（ecliptic）地球绕太阳公转的轨道平面与天球相交的大圆 12星座即黄道12宫，是占星学描述太阳在天球上经过黄道的12个区域
第 一 节
太阳常数: 大气上界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位 面积接收到的所有波长的太阳辐射能。 数值及单位：
经度和纬度 纬度是线面角，即本地法线与赤道平面的交角； 经度是两面角，即本地子午面与本初子午面的交角。
地理坐标 一地的经度和纬度相结合，叫做该地的地理坐标 （x，y） （经度，纬度）
纬向（在同一纬度上） 例如“纬向速度”或者 “纬向风” u 经向（在同一经度上） 例如“经向速度”或者 “经向风” v
斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律
斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律 定律 黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四
次方成正比。即：
ET ＝σT 4
式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4为斯蒂芬—波尔兹曼常数。 意义 物体温度愈高，其放射能力愈强。
经线的间隔随纬度增大而减小
East China Normal University
第
一 太阳辐射
节 地球围绕太阳的公转导致了地球出现了， 季节变化、日辐射总量的变化（日出、 日落时间的变化） 太阳常数
1)太阳光谱
2)日地距离
3)太阳辐射强度
太阳光谱
太阳表面温度约6000oC, 其发出的能量基本为短波辐射
第三章 气候系统的能量平衡
3.1 太阳辐射 3.2 大气中的辐射传输过程 3.3 气候系统的辐射平衡 3.4 地—气系统的热量平衡 3.5 全球热量平衡
辐射的基本定律
基尔荷夫(kirchoff)定律(选择吸收定律)
定律
在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(eλ,T) 与物体对该波长的吸收率(aλ,T)的比值，只是温度和波长的 函数，而与物体的其它性质无关。即:
Ａ１
ABCD面: 平行于地球水平面
Ｄ
Ａ
Ｂ
任意时刻,大气上界,单位时间、单位面积接收到的太阳辐射能为：
Ｄ１ Ｃ１
Ｂ１ Ｃ
I
I0
sinh
I0 D2
sinh
(J/M2s)
地平坐标系
基本圈：真地平
基本要素：地平纬圈 地平经圈
坐标：
地平纬度 h（地平高度） 地平经度Ａ（方位角）
零地平 经圈
真地平
时角坐标系