第三章太阳辐射在大气中的吸收和散射1
大气辐射与遥感-第三章全-rev
恒定成分 变化成分
在中纬度条件下一 些气体成分混合比 的典型垂直廓线
§ 3.2 分子吸收/发射谱的形成
分子的吸收光谱
假设分子有三个能级态
所有允许的跃迁
分子吸收线在光谱中的位置
分子存储能量的各种方式
平动能量(translational energy)：任一运动粒子，由于他在空 间中的运动都应具有动能，这叫平动能量，单个分子在x, y, z 方向上的平均平动动能等于KT/2，K为玻耳兹曼常数，T是绝 对温度。 转动能量(rotational energy) ：一个由原子构成的分子，能够 围绕通过分子中心的轴而旋转或绕转，于是具有转动能量。
§ 3.2.2振动跃迁
对于一个分子中的两个原子之间的共价键，是由静电 引力和斥力相互平衡而形成的。分子中原子的位置取决于引 力和斥力相平衡的点的位置。分子键类似一个弹簧！
振动能量量子化
振动-转动光谱
• 振动跃迁发射和吸收的能量要比转动跃迁大很多。因此， 振动跃迁相应的吸收/发射线的波长较短（红外、近红 外），而纯的转动跃迁的光谱通常在远红外和微波波段。
§ 3.2.1转动跃迁
平动 转动
平动与转动的区别
1. 平动运动不是量子化的，分子 可以以任意一个速度运动。而 对于分子量级的转动运动，可 以用量子理论量子化，不连续 的能量态、角动量态会导致转 动跃迁，从而造成相应的吸收 和发射线。 2. 任何物体都有唯一的一个质量， 而有三个主转动惯量：I1，I2， I3。这三个主转动惯量对应于 转动的三个垂直坐标，总体的 转动方向有物体的质量分布来 决定。
大气中气溶胶对太阳辐射的吸收和散射研究
大气中气溶胶对太阳辐射的吸收和散射研究大气中的气溶胶是指气体和固体微粒混合物，包括尘埃、烟雾、颗粒物等。
这些气溶胶对太阳辐射的吸收和散射起着重要作用。
本文将探讨大气中气溶胶对太阳辐射的影响及其研究现状。
一、气溶胶对太阳辐射的吸收和散射机制大气中的气溶胶微粒可以吸收和散射太阳辐射，影响到地球的能量平衡。
气溶胶吸收太阳辐射的机制主要有两种：一是直接吸收，即气溶胶本身对太阳辐射的能量吸收；二是间接吸收，即附着在气溶胶表面的化合物吸收太阳辐射的能量。
气溶胶散射太阳辐射的机制主要有两种：一是Rayleigh散射，即气溶胶微粒的尺寸远小于入射辐射波长，按照经典光学理论，此种散射会出现蓝天现象；二是Mie散射，即气溶胶微粒的尺寸与入射辐射波长相当，此种散射会引起大气中的光学混浊。
二、气溶胶对太阳辐射的影响1. 光学效应由于气溶胶的吸收和散射作用，它们会改变太阳辐射的传播路径和光学特性。
辐射被散射后，一部分辐射会返回到太阳，降低地面的太阳辐射强度，造成遮挡效应。
另一部分散射辐射则会朝各个方向传播，导致大气中的散射辐射增加，使得太阳直射辐射减弱。
此外，气溶胶的存在也会导致大气的特殊光学效应，如大气散射透明度下降、大气折射率变化等。
2. 大气能量平衡变化气溶胶对太阳辐射的吸收和散射作用改变了地球的能量平衡。
吸收和散射会增加大气中辐射的散失，降低地表的太阳辐射接收量，从而影响气温的分布。
此外，气溶胶吸收太阳辐射的能量也会增加大气中的温度，影响大气环流；而散射辐射的变化则会导致大气辐射传输和能量分配的异常。
三、气溶胶对太阳辐射的研究现状气溶胶对太阳辐射的研究是大气科学中的重要领域，许多科学家和研究机构致力于这方面的研究。
研究方法主要包括遥感、实地观测、数值模拟等。
1. 遥感技术通过卫星、飞机等遥感手段，可以获取大气中气溶胶的空间分布和浓度信息。
遥感技术可以提供全球、全时间尺度的数据，为气溶胶对太阳辐射影响的定量分析提供重要依据。
大气对太阳辐射吸收与散射
光学质量optical mass
• 辐射束沿传输路径在单位截面气柱内所吸收 或散射的气体质量u
• 一般光学厚度可以写成
P k k0, ( P0
T0 )n T
(P P0
T0 )n 订正因子 T
n与气体成分和波长有关，当
P0=1000hPa,T0=300K,可取n=1/2.
如果k0,不随L而变，则
L
•实际应用中,做一些合理假定,得出各种 光谱对应的吸收率公式.
a,太阳和地球的黑体辐射,b 整层大气的吸收谱,c,11km以上 大气吸收谱,d,整层大气中不同气体成分的吸收谱
紫外波段的主要吸收气体是：氧气、臭氧。
平流层臭氧能吸收掉30%太阳紫外辐射，全 部太阳辐射能的2%。氧气和臭氧几乎能吸收 掉0.3µm以下的全部太阳紫外辐射,地面基本 观测不到该波段辐射.
电磁波谱
转动光谱，波长较长， Q 较小；电子能级跃迁所对应 的光谱在可见光和紫外区，电子能级跃迁的 Q 大。
原子辐射 (发射紫外和可见光)
• 每个原子可具有许多运动状态，每个运 动态有确定的能量值，每个能量值称为 能级。
• 原子能量从一个状态变到另一个状态， 有能级跃迁。
• 能级间距的大小决定了发射或吸收谱线 的位置.
F,l
F,0e
F ek0,u ,0
当δ=1单位光学厚度时,辐射能削减 为原值的1/e.
指数削弱规律是研究太阳直接辐射 削弱的基础。
2 大气对太阳辐射的散射
• 散射:散射不发生能量交换. 散射是指每一个散射分子 或散射质点将入射辐射重 新向各方辐射出去的一种 现象.
• 大气向上射向太空的散射 就是大气对太阳辐射的反 射.天空任何角度射向地面 观测者的散射就是蓝色的 天空辐射.
大气对太阳辐射的削弱作用体现在哪些方面
大气对太阳辐射的削弱作用体现在以下几方面。
工具/原料
太阳
大气
方法/步骤
1. 1
总体上大气通过吸收反射和散射三种途径削弱太阳辐射。
2. 2
吸收作用：大气平流层中的臭氧（O3）吸收太阳辐射里的紫外线（uv），而对流层里面的大量水气和二氧化碳CO2吸收太阳辐射中红外线。
大气吸收占比约19%。
3. 3
反射作用：通过云层反射削弱，云层越厚则反射越强烈。
此外，在地面也会被地面、水面、叶面等反射损失。
4. 4
散射作用：空中弥散大量微小尘埃和空气分子选择性吸收可见光中的蓝紫光。
较大颗粒的尘埃通过无选择散射削弱太阳辐射。
上述反射和散射贡献占比约34%。
5. 5
地面吸收太阳辐射，占比大概47%。
END
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大气遥感第三章：太阳辐射在大气中的吸收和散射1
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• 它是在大气温度变化范围内唯一可以发生相变 的成分。由于水的三态都善于吸收和放射红外 辐射，因而对地面和空气的温度变化也有一定 的影响。
大气遥感
水汽的吸收系数
(m) kl,w (m-1) (m) kl,w (m-1) (m) kl,w (m-1)
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太阳直接辐射和散射辐射
太阳直接辐射和散射辐射不论是散射辐射还是直射辐射，都按相同的效率转化为电能。
太阳的直接辐射就是通过直线路径从太阳射来的光线，它被物体遮挡时，能在物体背后形成边界清晰的阴影。
而散射辐射则是经过大气分子、水蒸气、灰尘等质点的反射，改变了方向的太阳辐射。
它似乎从整个天空的各个方向来到地球表面，但大部分来自靠近太阳的天空。
太阳的散射光线如同阴天和雾天一样，不能被物体遮蔽形成边界清晰的阴影，也不能用凸透镜或反射镜加以聚焦或反射。
太阳辐射的总辐射强度是直接辐射强度和散射辐射强度的总和。
直接辐射强度与太阳的位置以及接收面的方位和高度角等都有很大的关系。
散射辐射则与大气条件，如灰尘、烟气、水蒸气、空气分子和其他悬浮物的含量，以及阳光通过大气的路径等有关。
一般在晴朗无云的情况下，散射辐射的成分较小；在阴天、多烟尘的情况下，散射辐射的成分较大。
散射辐射的强度通常以和总辐射强度的比来表示，不同的地方和不同的气象条件，其差异很大，散射辐射强度一般占到总辐射强度的百分之十几到百分之三十几。
在大气上界的太阳辐射，由于大气分子及大气中气溶胶、云层等吸收、散射、反射等作用，而呈现出不同程度的削弱。
总的说来，由于大气对不同波长的太阳辐射具有一定的选择性，且吸收带一般位于太阳辐射光谱的两端能量较小的区域，因而大气通过吸收作用对太阳直接辐射所造成的削弱并不太大。
相对说来，大气对太阳辐射的散射作用，则是削弱太阳辐射能的一个主要原因。
由于大气层对电磁波作用的选择性，才产生了所谓的“大气窗口”。
太阳直接辐射到达地面的能量可根据太阳高度角、气象数据由大气辐射传输方程ji计算得到。
测量太阳总辐射和分光辐射的仪器。
它的基本原理是将接收到的太阳辐射能以最小的损失转变成其他形式能量，如热能、电能，以便进行测量。
用于总辐射强度测量的有太阳热量计和日射强度计两类。
太阳热量计测量垂直入射的太阳辐射能。
使用最广泛的是埃斯特罗姆电补偿热量计。
基本原理它用两块吸收率98%的锰铜窄片作接收器。
2022_2023学年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学案湘教版必修第一册
第二节大气受热过程学习目标1.掌握对流层大气的受热过程。
2.理解大气的削弱作用和大气的保温作用。
知识导引第一步·新课学前预习——学习新知挑战自我一、大气对太阳辐射的削弱作用1.表现：太阳辐射要穿过厚厚的大气，才能到达地表。
由于大气对太阳辐射的、和作用，投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地表。
2.反射作用：大气中的和，能将投射在其上的太阳辐射的一部分，又反射回宇宙空间。
云的反射作用最为显著。
云层越、越，云量越，反射越强。
夏季天空多云时，白天的气温相对来说不会太高，就是因为云的减少了到达地面的太阳辐射。
大气对太阳辐射的反射没有选择性，因而反射光呈。
3.散射作用：当太阳辐射在大气中遇到或时，太阳辐射的一部分便以这些质点为中心，向弥散，这种现象称为大气的散射。
散射改变了太阳辐射的，使一部分太阳辐射不能到达地面。
在太阳辐射的可见光中，蓝光、紫光的波长较短，容易被空气分子散射，因而晴朗的天空呈现色。
4.吸收作用：大气对太阳辐射的吸收具有。
平流层大气中的，主要吸收太阳辐射中波长较短的紫外线。
对流层大气中的和等，主要吸收太阳辐射中波长较长的红外线。
大气对太阳辐射中能量最强的可见光却吸收得很少，大部分可见光能够透过大气射到地面上来。
对于大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。
二、大气对地面的保温作用1.地面长波辐射使大气增温：对流层大气中的水汽和二氧化碳等，可强烈地吸收。
地面辐射释放的能量，除极少一部分透过大气返回宇宙空间外，绝大部分（75%～95%）都被截留在对流层大气中，使大气增温。
所以说，是对流层大气主要的直接热源。
2.大气逆辐射使地面增温：大气吸收地面辐射增温的同时，也向外辐射能量。
大气的温度比地面还低，所以大气辐射也是。
大气辐射的一部分向上射向宇宙空间，大部分向下射到地面。
射向地面的大气辐射，其方向与地面辐射，故称为大气逆辐射。
大气逆辐射又把热量归还给地面，这就在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用。
光的散射和吸收
光的散射和吸收光，作为一种电磁辐射，是人们日常生活中不可或缺的一部分。
当光线在我们周围的物体上遇到时，会发生两个主要的现象：散射和吸收。
这些现象的理解对于解释光的行为以及我们对物体的观察具有重要意义。
光的散射是指光线在与物体碰撞后改变原来的方向的过程。
这种碰撞发生在物体表面的原子或分子与光的电场相互作用时。
相较于其他波长的光，蓝光的散射更明显。
这是由于蓝光具有较短的波长，因此其光子和物体表面的原子或分子之间的相互作用更为强烈。
散射现象的典型例子就是蓝天。
当太阳光穿过大气层时，其光线与大气中的空气分子发生碰撞，导致光的散射。
由于蓝光的散射比其他颜色的光更强，所以我们在白天看到的是蓝天。
这也解释了为什么在日出和日落时，太阳光经过更长的路径穿过大气层，蓝光会减弱，而红光则更容易穿过，给予我们美丽的红色余辉。
除了散射，光还可以被物体吸收。
当光射向物体表面时，部分能量会被物体吸收，并转化为热能。
这就是我们能够感受到物体温暖的原因。
吸收光的程度与物体的颜色有关。
例如，黑色物体吸收光的能力更强，而白色物体则比较容易反射光线。
吸收光的现象巧妙地被应用于许多日常用品中。
智能手机和平板电脑的屏幕，由于其特殊的材料和结构，能够吸收多余的光线，使得屏幕显示更加清晰。
类似地，太阳能电池板的设计也是利用光的吸收来将光能转化为电能。
不仅如此，物体的颜色和光的吸收有着密切的联系。
颜色是由光线反射的结果。
当光射向物体表面时，根据物体表面材料的不同，不同波长的光将以不同的方式反射。
我们所看到的颜色，实际上是所映射的波长被物体表面反射出来的结果。
总之，光的散射和吸收是光与物体碰撞时产生的两种现象。
散射导致我们观察到蓝天和美丽的日落景色，而吸收则使得物体能够转化光能为其他形式的能量。
理解光的散射和吸收不仅能帮助我们解释大自然现象，还应用于各个领域的科技创新。
对于深入探索光与物质的相互作用和光在日常生活中的重要性，我们还有很多需要学习和了解的地方。
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
《卫星气象学》第3章-2
2 S0 rearth S0 Q 2 4 rearth 4
3
地球截获的太阳辐射
大气顶处的太阳辐射
地球轨道偏心率平均为 0.017，变化很小；日地平均距离的平方对其平均值的变化为 3.3%。考虑这些因素，达到大气顶的辐射通量密度可表示为：
F S0
被地表反射的太阳辐射与物体的反照率和太阳高度角有关
20
①
地面反照率（地面及其覆盖物）
物体的反照率随波长、地面颜色、干湿度、粗糙度而变。
21
因子 裸地 土壤粒子
土壤水分
影响 土壤粒子的减小会导致地面反照率的增大
一般来讲，湿度增加，反照率减小；当湿度达到一定 值时，反照率将缓慢减小；当土壤达到吸湿极限时， 反照率几乎不变。 谱段（可见光谱段、近红外谱段及中红外区）不同， 反照率也有明显的不同 积雪的反照率在可见光波段（0.6~0.7μm）接近100%， 大约从0.8μm开始直到红外波段（1.5~2.0μm）降到几乎 0。 新的雪要比陈的雪有更大的反照率。因此在其他条件 相同的情况下，可以由积雪的亮度估算积雪的时间。 对于深度小于20cm的积雪，地表降低雪的反照率，雪 越薄越明显。可利用该点区别积雪区的深度。
加热作用 吸收紫外线转化为热能加热大气
温室气体的作用 对流层上部和平流层底部，臭氧减少会产生地面 气温下降的动力
15
南极臭氧层空洞： 1985年，英国南极考察队在60°S地区观测发现 臭氧层空洞，引起世界各国极大关注 。 1986年，美国宇航局（NASA）观测到南极臭 氧层空洞。 破环机理： 极地平流层云（PSCs）对南极臭氧层空洞的形成是至关重要的。 南极特殊的环境（高山）和气候状况，造成了南极冬季的极地旋涡， 极地旋涡内的持续低温使凝结的水蒸气和 HNO3滞留形成 PSCs，使 得ClONO2和HCl等物质（氟氯烃）不断积聚其中。当春季来临(9月
03.第三章 太阳辐射与温度
第三章光与温度因子太阳辐射是光和热的最终来源，所以我们把这二个生态因子放在同一章里讨论。
我们知道，光和热的变化产生了地球表面的光照强度不同和温度的不同，植物、动物及其它们的群落随之发生着各种变化。
第一节太阳辐射与光一、光的性质与变化与动物相比，植物从无机环境中获得“食物”，光是植物的能量来源，矿质元素是植物的营养来源（Light is their energy source，minerals are their building bricks）。
而光的最终能量来源是太阳，太阳内聚极高温度，在氢原子发生核裂变且放射出能量，其中以1.94卡/cm2.min的能量被地球所吸收，称此为太阳常数，因此，光是地球上一切能量的最终来源。
光具有波粒二相性，它既是太阳辐射出来的电磁波又是一束束的粒子流，像密集的雨点一样辐射或打到植物的叶片上，使植物吸收光能。
到达地球的所有太阳辐射的光波大体上可分成三部分：I--紫外光，波长<400 nm；II--可见光，400 nm<波长<700 nm；III--红外光，波长>700 nm。
顾名思义，可见光是人们能够看得见的光，它对动植物的生理作用最为重要，因此，也称之为生理有效辐射，通常讲光由7种不同颜色（7个不同不波长）的光组成就是指可见光部分，具体光谱组成请见表（3-1）。
表3-1 光谱分布1.光的性质(1)光具有波粒二相性可以说是一种由太阳辐射出来的电磁波。
光波的二个峰值间的距离叫波长，波长越短，频率越高，能量越大：λ（波长）×V（频率）= C（光强）V = C/λ（2）光能一个光子在一定波长条件下具有的能量是：E = hv（h是普朗克常数，为6.6×10-27尔格/秒。
比如波长是680nm的光：E = 6.6×10-27尔格/秒×3×1017nm（光速）×（680）-1nm =2.9 ×10-12尔格1尔格= 10-7焦耳, 1卡= 4.2焦耳E= 2.9 ×10-12尔格/4.2×107尔格/卡= 6.9×10-20卡λ（3）光强进入一片树叶或一个森林群落的光，不仅决定它的质量（波长），而且还与它的振幅有关系（光强）。
大气颗粒物对太阳辐射的吸收和散射研究
大气颗粒物对太阳辐射的吸收和散射研究近年来，随着工业化的快速发展和城市化程度的提高，大气污染问题日益突出。
其中，大气颗粒物作为一种重要的污染物，对环境和人类健康产生了严重的影响。
而大气颗粒物对太阳辐射的吸收和散射特性，则是研究大气颗粒物对气候变化和空气质量的关键问题之一。
首先，大气颗粒物对太阳辐射的吸收作用是导致大气温度上升的重要原因之一。
太阳辐射穿过大气层时，一部分被大气颗粒物吸收，使大气中的能量增加。
这些被吸收的辐射能量进而导致大气温度升高，产生温室效应。
长时间以来，世界各国一直致力于研究大气颗粒物对太阳辐射的吸收特性，并通过监测和预测来评估其对气候变化的影响。
其次，大气颗粒物对太阳辐射的散射作用也是值得关注的。
当太阳光穿过大气层时，会与大气颗粒物相互作用。
大气颗粒物会将太阳光中的不同波长进行散射，使得散射的光线难以到达地面，并产生遮光效应。
这种散射现象会对地面的光照强度和可见度产生影响，进而影响人们的日常生活和能源利用效率。
因此，研究大气颗粒物对太阳辐射的散射特性对于制定有效的空气质量管理和能源政策具有重要意义。
进一步地，大气颗粒物对太阳辐射的吸收和散射研究还包括了对其物理和化学特性的探索。
大气颗粒物主要由硫酸盐、有机碳、沙尘等组成，其粒径的大小和成分的复杂性决定了其对太阳辐射的相互作用方式。
通过对大气颗粒物的采样和分析，科学家们可以了解其吸收和散射的机理，并能进一步探究其与气候变化、空气污染和健康问题之间的关联。
例如，硫酸盐是一类吸收性较强的颗粒物，其存在会导致气候变暖，影响大气透明度和酸雨的形成。
总之，了解大气颗粒物对太阳辐射的吸收和散射特性对于研究气候变化和改善空气质量具有重要意义。
通过深入研究大气颗粒物的物化特性和相互作用机理，我们能够更好地把握大气颗粒物对太阳辐射的影响，从而制定出更科学和有效的环境保护政策。
只有这样，我们才能更好地保护大气环境、维护人类健康，并为未来的可持续发展奠定坚实的基础。
地球大气层对太阳辐射的吸收与散射
地球大气层对太阳辐射的吸收与散射大气层是地球外层大气与地球大气保持接触的部分，它对太阳辐射的吸收与散射起着重要的作用。
在这篇文章中，我们将探讨地球大气层对太阳辐射的吸收与散射的过程及其影响。
地球大气层主要由气体组成，包括氮气、氧气、水蒸气、二氧化碳等等。
这些气体对太阳辐射的吸收和散射起着关键的作用，决定了地球的气候和气温。
首先，让我们了解大气层对太阳辐射的吸收过程。
在太阳光线穿过大气层的过程中，一部分光线会被吸收，而另一部分则会穿透到地表。
大气层主要吸收太阳的紫外线辐射和一部分可见光辐射。
其中，紫外线辐射被大气中的臭氧层吸收，这一层位于距离地面约20到50公里的地方。
臭氧层的存在对地球非常重要，因为它能够吸收太阳辐射中最有害的紫外线C波段（波长280到320纳米），减少这种辐射对地面的危害。
此外，大气层中的气体分子还会吸收太阳辐射中的一部分紫外线B波段（波长280到315纳米）。
除了紫外线外，大气层还吸收太阳辐射中的一部分可见光辐射。
这是因为大气层中的气体分子会与光线相互作用，将光能转化为热能。
尤其是水蒸气和二氧化碳这两种气体，它们在特定的波长范围内吸收太阳辐射，并导致大气层的温度升高。
然而，大气层不仅仅只是吸收太阳辐射，它还会对部分光线进行散射。
散射是指光线在气体分子与空气微粒之间被打乱并改变方向的过程。
这种散射分为斯托克斯散射和非斯托克斯散射。
斯托克斯散射是指光线散射后波长变长的过程。
这种散射在大气层中经常发生，特别是对于可见光来说。
当太阳光线穿过大气层时，被大气中的气体分子和空气微粒所散射。
这些散射光线会以不同的角度散射回地面，使我们能够看到蓝天。
非斯托克斯散射是指光线散射后波长变短的过程。
这种散射通常发生在高温和高能环境中，比如大气中的雷电活动和太阳上的核聚变反应。
这种散射很少对地球的天气和气候产生影响。
在这些吸收和散射过程中，大气层对太阳辐射的影响是多方面的。
首先，吸收和散射过程会产生热能，这导致大气层的温度升高。
第三章第二节大气受热过程课件-湘教版(2019)高中地理必修第一册
2、深秋至第二年早春季节，霜冻多出现在晴朗的夜晚。
晴朗的夜晚，大气逆辐射弱，热量丧失的多，地面气温低，易出现霜冻。
案例分析1：月球的温度
我国古代神话传说嫦娥奔月，嫦娥到月球之后她能够愉快的生活下去吗？
地表
有选择性
弱
反射
云层、尘埃具有反射作用 地表 无选择性，与云量呈正相关
作
用 散射
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
蓝紫光最易被散射，红黄光最不易被散射
（1）比较不同性质地面的反射率，说一说哪些种类地面的反射率较高，哪 些种类地面的反射率较低。
新雪、冰、城市水泥路面的反射率较高； 海洋，特别是赤道地区的海洋反射率低，其次还有深色土的反射率也低
浓烟吸收地面辐射，增强大 气逆辐射，使降温幅度减小
1、大气对太阳辐射的削弱作用有哪些形式？ 2、每种表现形式是如何削弱太阳辐射的，有何特点？ 3、为何说太阳辐射不是主要的直接热源？
太阳辐射
大气上界
O3
CO2、 H2O
大气散射 大气吸收
大气对太阳辐射的削弱作用
大气反射
地面反射 大气
地面吸收
削
吸收
O3
O3吸收紫外线、CO2和水汽吸收红外线
CO2/H2O
地面辐射
长波辐射
近地面大气平均温度约22 ℃
大气辐射
长波辐射
短波辐射 长波辐射
大气吸收地面辐射而增温 大气逆辐射补偿了部分地面损失的热量
大气上界
射向宇宙
地 大气吸收 、 面 反射、散射等 吸 削弱作用 收
新湘教版必修一第三章2 第二节 大气受热过程
第二节 大气受热过程一、大气对太阳辐射的削弱作用1．反射作用(1)表现⎩⎨⎧云层：云层越低、越厚，云量越多，反射越强较大颗粒的尘埃：空气中较大颗粒越多，反射越强(2)特点：大气对太阳辐射的反射没有选择性，反射光呈白色。
(3)现象：削弱了到达地面的太阳辐射，使白天的气温相对较低。
2．散射作用(1)表现：当太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小尘埃时，太阳辐射的一部分便以这些质点为中心，向四面八方弥散。
(2)特点：大气的散射作用具有选择性，可见光中波长较短的蓝光、紫光容易被散射。
(3)现象⎩⎨⎧使一部分太阳辐射不能到达地面。
晴朗的天空呈现蔚蓝色。
3．吸收作用(1)特点：大气的吸收作用具有选择性。
①臭氧：主要吸收太阳辐射中波长较短的紫外线。
②水汽和二氧化碳：主要吸收太阳辐射中波长较长的红外线。
③大气对太阳辐射中能量最强的可见光吸收得很少。
(2)表现⎩⎨⎧削弱了到达地面的太阳辐射。
太阳辐射不是对流层大气主要的直接热源。
二、大气对地面的保温作用1．保温过程(1)太阳辐射透过大气射向地面，被地面吸收⇒地面增温，并以长波辐射的形式射向大气，大气能强烈吸收地面长波辐射⇒大气增温，大气增温后，也以长波辐射的形式向外辐射能量⇒大气辐射。
(2)大气辐射中的大气逆辐射把热量还给地面，对地面起到保温作用。
2．表现⎩⎨⎧地面是对流层大气主要的直接热源。
云层越厚、空气湿度越大，大气逆辐射越强。
3．现象⎩⎨⎧阴天时，昼夜温差小。
霜冻多发生在晴朗的夜晚。
1．太阳辐射在传播过程中，小部分被大气吸收或反射，大部分到达地球表面。
到达地面的太阳辐射分布是不均匀的，由低纬向两极递减。
到达地面的太阳辐射并不能完全被地面吸收。
其吸收的多少与地面性质(地面反射率)有关，反射率越大，地面吸收的太阳辐射越少。
2．大气的受热过程(1)两个来源①地球大气受热能量的根本来源：太阳辐射。
②近地面大气主要的、直接的热源：地面长波辐射。
(2)两大过程①地面增温：大部分太阳辐射能够透过大气射到地面，使地面增温。
第三章：太阳辐射在大气中的吸收和散射3
e dz'
z
（3.4.4）
• 方程（3.4.2）可改写为： dI ( ; , ) I ( ; , ) J ( ; , ) （3.4.5） d • 式中源函数为
• 由此可见主导漫射强度传输的基本参数是消光系数（或 光学厚度）、单散射反照率，以及相函数。
21
（3.5.1a）
大气遥感
• 由于吸收作用，净通量密度由高层项低层逐渐 减小。于是，净通量密度的损耗，即微分层净 通量密度的散度为 • ΔF(z) = F(z) F( z + Δz ) （3.5.1b）
因为能量守恒，吸收的辐射能必定用于加热该层。 因此，由于辐射传输而得到的加热，按照温度 变化率来表达： ΔF(z) = Cp Δz
P I • 式中： 0 是入射强度； () 是相函数； eff 是散射发生的
有效立体角；r 是粒子和观测者之间的距离； s 是 散射截面；4 是整个球体空间的立体角。
4
大气遥感
• 散射截面σs可由球体光散射的洛伦茨-米散射理 论导出，可以写成下列展开式： • σs /a2 = Qs = c1 x4 (1 + c2 x2 + c3 x4 + … ) • 式中a是半径； Qs 称为散射效率, x 2a / • 粒子在无吸收情况下的系数
4 2
2
5
大气遥感
几何光学
• sinθi /sinθt = υ1/υ2 = m m是第二种介质相对于第一种介质的折射率。 • 按照遥感平台分：地面遥感（地基雷达） 、航 空、航天（卫星） 、航宇遥感。
– 地基遥感：要考虑地球-大气曲率及大气折射 – 航天遥感：视大气为平面平行大气。从这个理论角 度看，地基探测要复杂一些。
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。
大气吸收太阳辐射
大气吸收太阳辐射
大气层中的气体和颗粒物质能够吸收和散射太阳辐射。
太阳辐射包括可见光、紫外线和红外线等各种波长的电磁辐射。
当太阳辐射进入大气层时，其中的一部分被大气吸收，一部分被散射，只有一部分能够到达地球表面。
其中，大气层中的气体（如氧气、水蒸气、二氧化碳等）能够吸收和散射可见光和紫外线辐射。
大气中的气体分子吸收可见光和紫外线的能量，使得部分辐射能量被转化为热能。
这种过程被称为光吸收。
此外，大气中的颗粒物质（如灰尘、烟雾、水滴等）也能够散射太阳辐射。
这种散射使得太阳光在空气中的方向改变，并且部分辐射能量被散射到各个方向上。
这种散射过程被称为散射吸收。
大气吸收太阳辐射的结果使得地球表面接收到的太阳辐射减少，导致地球表面的平均温度降低。
但是，同时大气层中的吸收和散射也会导致一部分辐射能量被重新辐射回太空，这部分能量在大气中形成温室效应，使得地球表面的温度保持在适宜的范围内。
总之，大气层中的气体和颗粒物质通过吸收和散射的方式吸收太阳辐射，这对地球的能量平衡和气候变化有重要影响。
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(m) 0.485 0.49 0.495 0.5 0.505 0.51 0.515 0.52 0.525 0.53 0.535 0.54 0.545 0.55 0.555 0.56 0.565 0.57 0.575 0.58 0.585 0.59
k , o (m-1 ) 1.7 2.1 2.5 3 3.5 4 4.5 4.8 5.7 6.3 7 7.5 8 8.5 9.5 10.3 11 12 12.2 12 11.8 11.5
• 平流层－高达50km；气层稳定；T最初微升， 30km以上随Z的升高增加很快，达270～290K。 这主要是由于O3 吸收紫外辐射所致；水汽很少， 能见度很高。
• 中层－高达80~85km；T随Z升高而递减得很快； 有强烈的湍流混合和光化学反应。
大气遥感
• 热层－高达500~600km；T随Z上升而迅速增加， 可达1000~2000K，所以称热层；由于波长小于 0.175微米的太阳紫外辐射，被热层气体吸收所 致。温度是分子运动速度的一个度量；温度一日 间有显著变化；热层处于高度电离状态。
大气遥感
标准大气
大气遥感
标准大气
大气遥感
大气遥感
CO2 ，CH4
• CO2 虽然被列为恒定成分，但由于矿物燃烧、 海洋的吸收和放射及光合作用，一直以大约0.4 ％的速度增加。 CO2 能够强烈地吸收和放射红 外辐射，对气温有一定的影响。
• 大气中CH4 的含量也以每年1％～2％的速率在 增加，现在达1.7ppmv • CO, N2O 的含量也在变化
大气遥感
大气遥感
气溶胶
• 气溶胶：气溶胶由固体或液体小质点分散并悬浮在气 体介质中形成的胶体分散体系。目前常将气溶胶分成 三大类：①雾，指液体粒子的凝聚性气溶胶和分散性 气溶胶；②尘，指固态粒子的分散性气溶胶；③烟， 指固态粒子的凝聚性气溶胶。
– 大气电现象，大气辐射和光学，大气化学过程，以及云降 水的形成，都跟气溶胶有关。
大气遥感
Planetary boundary layer
• 行星边界层：大气层的最低1km左右的层次明 显与对流层的其他高度不同，它与地表发生强 烈而重要的相互作用，这一层称为行星边界层。
大气遥感
3.1.2 化学成分
恒定成分 成分
Nitrogen (N2) Oxygen (O2) Argon (Ar) Carbon dioxide (CO2) Neon (Ne) Helium (He) Krypton (Kr) Xenon (Xe) Hydrogen (H2) Methane (CH4) Nitrous oxide (N2O)b Carbon monoxide (CO)b
大气遥感
臭氧吸收系数
(m) 0.29 0.295 0.3 0.305 0.31 0.315 0.32 0.325 0.33 0.335 0.34 0.345 0.35 0.355 0.445 0.45 0.455 0.46 0.465 0.47 0.475 0.48
k ,o (m-1 ) 3800 2000 1000 480 270 135 80 38 16 7.5 4 1.9 0.7 0 0.3 0.3 0.4 0.6 0.8 0.9 1.2 1.4
(m) 0.595 0.6 0.605 0.61 0.62 0.63 0.64 0.65 0.66 0.67 0.68 0.69 0.7 0.71 0.72 0.73 0.74 0.75 0.76 0.77 0.78 0.79
k , o (m-1 ) 12 12.5 13 12 10.5 9 7.9 6.7 5.7 4.8 3.6 2.8 2.3 1.8 1.4 1.1 1 0.9 0.7 0.4 0 0
• 最大浓度出现在城市和沙漠，在对流层，浓度随高度 增加而迅速减小。平流层某些高度上，观测到有气溶 胶薄层长期存在。
大气遥感
• 大气中水汽含量的变化最大，气溶胶浓度的变 化次之，二氧化碳的变化比较小。 • Aerosol 的研究是大气遥感的一个重要方面， 其光学特性及气候效应是目前的一个热点。
• 参看《气溶胶教程》作者：章澄昌，气象出版 社， 1993。
• 外层－热层顶以上是外层，这一层可能一直延伸 到约1600km的高空，并且逐步融合到行星空间 去。由于地球引力场的束缚力很小，一些高速运 动的空气质粒不断向星际空间逃逸，又称外逸层。
大气遥感
• 电离层－从距离约60km开始向上延伸。在远距 离无线电通讯中起着重要作用。与太阳活动密 切相关。 • 磁层－500km以上的高空。受太阳风的作用， 看起来像彗星状。
大气遥感
可变气体成分：O3
• O3 1840年瑞士科学家首先发现臭氧。浓度主要 出现在约15～30km的高度，这个区域称为臭氧 层（法国）。
– 近地面空气中臭氧的含量极少，在20～25km处达 极大值，具体取决于纬度和季节，再往上又减小， 到50km附近臭氧含量趋于零。如果把它集中起来， 在标准状态下，平均厚度约3mm。 – 它的形成主要是由于太阳紫外辐射的作用。 – 臭氧在大气中的含量虽然很小，但其作用却很大。
体积比 （％）
78.084 20.948 0.934 0.036 18.18 ×104 5.24 × 104 1.14 × 104 0.089 × 104 0.5 × 104 1.7 × 104 0.3 × 112 × 104 0.001 × 104 0.001 × 104 0.004 × 104 0.0005 × 104 0.00005 × 104 微量 Trace
大气遥感
体积比
• 假设在压力P、温度T状态下干空气占有容积Va， 其中某气体成分的分压力为p，当温度T保持不 变，而该气体成分的压力变为P时。它占有容 积V，则定义该气体成分的体积比为q=V/Va
• 其数值以百分数（％）或百万分数（ppm）表 示，当含量非常少时，又可以用千兆分数 （ppb）表示。
大气遥感
可变气体成分： H2O
• 水汽是地球大气中主要的辐射和动力要素，它 的含量随时空变化很大。对流层H2O的空间分 布取决于局地水文循环和大尺度输送过程。
– 最大值出现在南、北半球亚热带700hpa高度以下的 气层中。
• 它是在大气温度变化范围内唯一可以发生相变 的成分。由于水的三态都善于吸收和放射红外 辐射，因而对地面和空气的温度变化也有一定 的影响。
变化成分 成分
Water vapor (H2O) Ozone (O3) Sulfurdioxide (SO2)b Nitrogendioxide (NO2)b Ammonia (NH3)b Nitric oxide (NO)b Hydrogensulfide (H2S)b (HNO3) Chlorofluorocarbons (CFCI3, CF2C12 CH3CCI3, CC14, etc.)
大气遥感
第一节 地球大气的成分和结构
为了描述地球大气与太阳辐射的相互作用，我们 首先来了解一下大气的结构和成分。 3.1.1热力结构 • 为了确定与太阳光吸收和散射有关的大气区域， 我们首先给出标准大气的垂直温度廓线：
大气遥感
大气遥感
大气的分层命名通常由它的热力状态导出
• 对流层－对流层顶的高度随纬度和季节变化(低 纬17~18km，中11~12km，高8~9km)；集中了 整个大气质量的3/4和全部的水汽；天气现象都 发生在这一层。
大气遥感
水汽的吸收系数
(m) kl,w (m-1) (m) kl,w (m-1) (m) kl,w (m-1) 0.69 1.6 0.93 2700 1.85 220000 0.7 2.4 0.94 3800 1.9 140000 0.71 1.25 0.95 4100 1.95 16000 0.72 100 0.96 2600 2 290 0.73 87 0.97 310 2.1 22 0.74 6.1 0.98 148 2.2 33 0.75 0.1 0.99 12.5 2.3 59 0.76 0.001 1 0.25 2.4 2030 0.77 0.001 1.05 0.001 2.5 31000 0.78 0.06 1.1 320 2.6 1500000 0.79 1.75 1.15 2300 2.7 2200000 0.8 3.6 1.2 1.6 2.8 800000 0.81 33 1.25 0.018 2.9 65000 0.82 135 1.3 290 3 24000 0.83 66 1.35 20000 3.1 23000 0.84 15.5 1.4 110000 3.2 10000 0.85 0.3 1.45 15000 3.3 12000 0.86 0.001 1.5 1500 3.4 1950 0.87 0.001 1.55 0.17 3.5 360 0.88 0.26 1.6 0.001 3.6 310 0.89 6.3 1.65 1 3.7 250 0.9 210 1.7 51 3.8 140 0.91 160 1.75 400 3.9 17 0.92 125 1.8 13000 4 0.45