02热能和温度-1

Q ——到达地表的太阳直接辐射 q ——到达地表的太阳散射辐射 a ——地表的反射率 qa ——大气所吸收的太阳辐射能
F ∞ ——大气上界的有效辐射
大气吸收18个单位（水汽、臭氧、微尘、 CO2等选择吸收）， 云滴吸收2个单位 二者共吸收20个单位。 云层反射20个单位 大气散射返回宇宙空间6个单位 地面反射4个单位 地面吸收直接辐射22个单位 散射辐射28个单位
• 大气中长波辐射的特点 1、太阳直接辐射作为定向的平行辐射进入 大气，地面和大气辐射是漫射辐射。 2、太阳辐射在大气中的传播，仅考虑大气 对太阳辐射的削弱，而未考虑大气本身的 辐射影响。 3、长波辐射在大气中的传播，可以不考虑 散射作用。
• 大气逆辐射和地面有效辐射
1、大气逆辐射：大气辐射指向地面的部分，又称 大气下行辐射。补偿了地面因放射辐射而损耗的 能量，称为“大气保温效应”。 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（ Ea ）之差 F0 Eg Ea >0 影响因子：地温、 气温、 湿度、 云况
• 斯蒂芬—玻尔兹曼定律（Stefan-Boltzman） 黑体的总放射能力与它本身的绝对温度的四 次方成正比，即： ETB σT 4
σ 5.67 108 w(m 2 k 4 )
斯蒂芬—玻尔 兹曼常数
• 维恩位移定律（Wein）
λmT C 2896μm k
• 黑体单色辐射强度极大值对应的波长与其 绝对温度成反比。 • 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， 其辐射的波长愈长。
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：
I I0P
m
I : 到达地面的太阳辐射强 度； I 0 : 太阳常数； P : 空气透明系数； m为大气质量数。
• 散射辐射：与太阳高度角和大气透明度有 关。
• 总辐射的日变化： • 日出前 主要为散射辐射； • 日出后 直接和散射逐渐增加，直接增 加较快，散射渐小； • 太阳高度8º 两者相当； • 太阳高度50º 散射占总辐射的10－20％； • 中午 均达最大值； • 中午以后 相反次序变化。
Rg (Q q)(1 ) F0
F0 地面有效辐射 Q 直接辐射；q散射辐射； 反射率；
• 大气辐射差额：
地面和大气上界 的有效辐射
Ra qa F0 F
大气层辐射差额 大气层吸收的太阳辐射
地-气系统的辐射收支差额（R s） Rs = Rg +Ra =(Q＋q)(1－a)＋qa －F∞
太阳辐射在大气中的减弱
• 大气对太阳辐射的吸收： 选择性主要吸收物质：H2O、O2、O3、CO2等 • 大气对太阳辐射的散射：
– 瑞利散射：散射能力与波长的四次方成反比，这种散 射具有选择性。 – 米散射：太阳辐射遇到粗粒，散射没有选择性，辐射 的各种波长都同样地被散射。
• 云层和尘埃对太阳辐射的反射： 反射率：高10－20％；厚云 90％
地面对太阳辐射的反射
• 地表对太阳辐射的反射率决定于地表面性质和状态。 • 陆地表面对太阳辐射的反射率约为10-30％。其中深色 土比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小， 潮湿土比干燥土反射能力小。 • 雪面的反射率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可达 90％。 • 水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而 变。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为10％。 水面比陆面反射率稍小一些。
地-气系统共反射30个单位（又称地球反射率）。
地面吸收总辐射50个单位。
（其中来自云层漫射16，大气散射12）
• 大气吸收20个单位的太阳辐射和109单位的地面长波辐射，共 129个单位（全球地面温度T的长波辐射能 Eg δσT 4 ，相当于 115单位，进入大气圈109单位，6单位逸入宇宙空间）； • 大气和云的长波辐射一部分射向地面的逆辐射，相当于95个单位， 另一部分射向宇宙空间为64个单位（其中大气38，云层26个单 位）。因此通过辐射过程，而大气长波辐射支出95＋64=159个 单位。亏损的能量，由地面向大气输入的潜热23个单位和湍流显 热7个单位来补充，以维持大气的能量平衡。
直接辐射Q
太阳高度角 增大 大气透明度 增大 云量增多 海拔高度增 大 增大 增大 减少 增大
散射辐射q 总辐射Q+q
增大 减少 增大 减少 增大 增大 减少 增大
• 总辐射随纬度分布（w/m2）：
纬度(N) 64 50 40 30 20 0
可能总辐射 139.3 169.9 196.4 216.3 228.2 248.1 有效总辐射 54.4 71.7 98.2 120.8 132.7 108.8
• 太阳辐射光谱穿过大气后： 总辐射明显减弱、辐射能随波长的分布 变得极不规律、波长短的辐射能减弱得更 为明显。
太阳辐射在大气中的减弱
– 主要是大气中的水汽、CO2、氧、 O3、及微 尘、云滴、雾、冰晶、空气分子的吸收、散射、 反射 ？为什么雨后天晴时，天空多呈现青蓝色？ ？当天空中存在较多尘埃或雾粒时，天空为什么 会呈现灰白色？
第二章 大气的热能和温度(1)
华东师范大学 资源与环境科学学院地理系 2008
1、太阳辐射基本概念

辐射 辐射能
辐射能基本特征量



单位时间内通过单位面积的辐射能量称 辐射通量密度（E），单位是W/m2。 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。 辐射能随波长分布函数F
• 所有的物体不论其温度如何，都在向周围 放射辐射能量，同时也吸收周围的辐射能 量。 • 物体温度愈高，其放射的能量愈强，但其 放射辐射能力最大值所对应的波长愈短。 • 辐射能力强的物体，其吸收辐射的能力也 强，反之亦然。
太阳辐射光谱和太阳常数
• 太阳辐射光谱是如何绘出的？
太阳表面温度6000K，太阳辐射最强的波长为 0.475微米，称短波辐射，太阳中心为2万多度。 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
地面和大气的辐射
一、地面辐射——大气能量的直接来源 • 方向：自地面指向大气 • 性质：长波辐射，波长范围3－120 μm • 特点：地面辐射强度决定于地面温度。 白天地面温度高，辐射能力强； 夜间地面温度高，辐射能量弱。
• 大气辐射——地面热量散失的屏障 1、大气对地面长波辐射的吸收 选择性：水汽、液态水、二氧化碳、臭氧等 物质对地面辐射的吸收较强。 大气窗口：大气在整个长波段，除8-12μm一 段外，其余的透射率为零，即吸收率为1。 8-12μm处吸收率最小，透明度最大，称为“大 气窗口”


物体对辐射的吸收、反射、透射 绝对黑体、灰体 有关辐射的三个基本定律：

基尔荷夫定律 斯蒂芬—玻尔兹曼定律 维恩位移定律（Wein）
有关辐射的三个基本定律
• 基尔荷夫定律（Kirchhoff） 在一定波长、一定温度下，一个物体的 吸收率等于同温度、同波长的放射率。 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。
太阳辐射最强的 波长为0.475um
太阳辐射光谱和太阳常数
• 太阳常数：1370w/m2 定义：在日地平均距离处，大气上界，垂直于 太阳光线的单位面积上，单位时间内接受的太阳 辐射量。用Io表示。 大小： Io =1367 ±7W/m2世界气象组织推荐 多数文献采用Io =1370W/m2 • 注意： 日地平均距离 大气上界
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地面温度 地面温度高时， Eg增强， Fo增大 大气温度 大气温度升高， Ea增强， Fo减小。 空气湿度 湿度大，则Ea增强， Fo减小。 云 云量多且云层厚时， Ea增强， Fo减小。 海拔高度 随海拔高度的增加，水汽含量减少， Fo增大。 • 雾 雾使Fo减小。
二、地面及地气系统辐射差额 辐射差额＝收入辐射－支出辐射 地面辐射差额：
到达地面的太阳辐射
• 一般来讲，全球平均而言： 太阳辐射30%被散射和漫射——称行星反 射率 20%被大气和云层直接吸收 50%到达地面被吸收（称总辐射，它包括 两个部分：直接辐射和散射辐射。）
到达地面的太阳辐射
• 总辐射：直接辐射和散射辐射 • 影响直接辐射：太阳高度角和大气透明度 1、高度角越小，等量太阳辐射散布的面积越大， 地表单位面积上获得的太阳辐射越小。 2、高度角越小，辐射穿过的大气层越厚， 辐射减弱的越多，到达地表的直接辐射越小。 3、大气透明愈差，透明系数愈小，太阳辐射受到 的减弱愈强，到达地表的太阳辐射减少。