第3章 气候系统的能量平衡 (2)
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。
第3章 城市热量平衡与水分平衡汇总
第3章 城市热量平衡与水分平衡城市热量平衡与水分平衡在城市气候中具有重要作用。
也是城市热岛、热岛环流、城市大气边界层数值模式、城市气候学、城市污染气象学和城市湍流扩散及城市环境生态学研究的基础。
3.1城市热量平衡城市具有特殊性质的下垫面和十分复杂的城市地面－建筑物－大气系统，及其动力和热力的不均匀性，导致了城市区域热量平衡和水分平衡与一般及郊区下垫面的显著差别。
3.1.1城市的热量平衡方程[1-3]城市地面—建筑物—大气系统的热量平衡方程为()F S P L L us H H H LE H Q Q Q ∆+∆+∆++=-+-↑↓↓α1 (3.1)式中αus 为城市下垫面所接受的太阳短波反射率，城市区一般取0.12—0.15，郊区一般取0.15—0.20；↓Q 为太阳总辐射；↓L Q 为城市大气长波辐射通量密度；↑LQ 为城市下垫面长波辐射通量密度；H 为城市下垫面与大气之间的感热交换通量；LE 为下垫面与大气之间的潜热通量；∆H P 为人为释放的热量（广义的如城市规模、人口数量、机动车、空调等释放的热量）；∆H S 为下垫面（包括建筑物和不同性质的地面）贮存的热量变化；∆H F 为城市热平流量的变化。
城市化后，地面—建筑物—大气系统热量平衡各分量具有明显的变化，并且，辐射和热量平衡各项，在城市与郊区间有明显的差异，这些都是产生城市边界层气候与郊区边界层气候不同的原因。
下面就城市热量平衡方程中各项的计算分别进行讨论。
3.1.2城市热量平衡方程各项的计算方法1. 城市下垫面地—气之间感热（H ）、潜热（LE ）和动量通量（τ）的计算城市地面—建筑物—大气系统的热量平衡、人为热及热贮存特征，制约着城市区域地—气系统中感热、潜热和动量的垂直输送和城市边界层的发展。
大气边界层中的风速和温度的垂直梯度一般比郊区大，容易发展热力湍流。
下垫面的粗糙度亦比郊区大，利于动力湍流的发展。
因此，在一般情况下，地—气间的湍流感热交换和动量交换城市应比郊区大。
第03章自然地理系统的物质与能量结构
3.8
³Á »ý ÑÒ
O¢¡ Si¢¡ Al¢¡ Feȵ
±ä ÖÊ ÑÒ µÈ
1.9Á¡ 1019
93
5
Õû ¸ö ×Ô È» ÎÞ »ú Îï Óë ÓÐ »ú Îï
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100
16
二、物质循环结构
一种是物质循环，一种是能量转化。
二者是辩证统一的。能量转化是物质 循环的动力基础，物质循环是能量转化得 以实现的保证。
大气圈与其它圈层的循环—在太阳能的作用 下，其它圈层的水体可以通过蒸腾和蒸发进 入大气层中。据计算，每年约有52km3的水 量进入大气层。
物质循环结构——大气循环
岩石圈进入大气圈的物质主要是尘埃（通过 风力、火山爆发和燃烧）。据估算全球每年 有50座左右的火山喷发，向大气中排放数百 万吨的尘埃和火山灰等。
④ 更为重要的是生物循环实现了有机界与无机界之 间的转化。
第二节 自然地理系统的要素结构
气候要素及其作用过程 地貌要素及其作用过程 水文要素及其作用过程 生物要素及其作用过程 土壤要素及其作用过程 岩石要素及其作用过程
六大要素及作用过程
一、气候要素及其作用过程
大气是自然地理系统的重要组成部分和 最活跃的要素，在地理环境物质交换与能量 转化中是一个十分重要的环节。大气层中天 气系统的生成与消亡，发展与运动，是全球 气候的基础。
大气层是使生物免受有害辐射的保护层， 其所含气体还满足植物、动物维持生命的需 要。
自然地理系统的要素结构——气候要素
气候过程主要是通过气候模式来体现的。 目前常见的气候模式主要有以下几种：
1. GCM模式——典型的动力学模式 2. 能量平衡模式——出发点是气候系统 趋向能量平衡ห้องสมุดไป่ตู้3. 熵模式——气候状态的定态，最小熵 交换只适用于这种状态，偏离定态，其假定 不能成立。
《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。
高中地理必修一 第3章第1节 水循环(含答案)
3.1 水循环课程标准课标解读1．运用示意图，说明水循环的过程及其地理意义1．能够通过示意图，说明不同类型水循环的过程2．理解影响水循环不同环节的主要因素，并解决一定的实际问题3．理解并说明水循环的地理意义知识点01 水循环的过程及类型（一）海陆间循环1，水循环是指自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈中，通过蒸发（蒸腾）、水汽输送、降水、下渗、径流等环节连续运动的过程。
自然界的水循环时刻都在进行着。
2，海陆间循环是指发生在海洋与陆地之间的水循环。
海洋表面的水经过蒸发变成水汽。
水汽上升到空中，被气流输送到大陆上空，部分在适当条件下凝结，形成降水。
降落到地面的水，一部分在地面流动，形成地表径流；一部分渗入地下，形成地下径流。
两者经过江河汇集，最后又回到海洋。
这种海陆间循环又称为大循环。
3，通过这种循环，陆地上的水不断得到补充，水资源得以再生。
（二）陆地内循环1，陆地上的水，一部分或全部通过地面、水面蒸发和植物蒸腾，形成水汽，被气流带到陆地上空，冷却凝结形成降水，仍落在陆地上。
陆地内循环运动对水资源的更新也有一定作用。
（三）海上内循环1，海上内循环就是海洋上的水蒸发形成水汽，进入大气后在海洋上空凝结，形成降水，又降到海面。
【知识拓展】1，水有三种形态，即气态、液态和固态。
气态水数量最少，但分布最广；液态水数量最大，分布次之；目标导航知识精讲固态水仅在高纬、高山和特殊条件下存在。
2，水体就是水存在的形式，主要有海洋水、大气水和陆地水。
其中海洋水是主体。
陆地水还可分为河流水、湖泊水、地下水等，其中冰川水是陆地水体的主体。
3，影响蒸发的主要因素有光照、气温、风速、湿度、水域面积、植被覆盖率等；影响下渗的主要因素有地面性质、坡度、植被、降水强度、降水持续时间等；影响降水的主要因素有水汽、降温条件、凝结核等；影响径流的主要因素有气候、流域面积、植被、地质条件、蒸发、人类活动等。
【知识拓展】河流补给【知识拓展】河流的水文特征【即学即练1】下图为“水循环示意图”，据此完成下面小题。
第三章大气圈与气候系统
有关辐射的基本规律
辐射能力强的物体，其吸收能力也强，黑体 的吸收率最大，故它是最好的放射体； 对于 同一物体，如果在温度为T时，它放射某一 波长的辐射，那么在同一温度下，它也吸收 同样波长的辐射； 任何物体在向四周放射能 量的同时，也吸收能量； 高温物体在单位面 积上放射的能量比低温物体多。斯蒂芬—波 尔斯曼定律：E=δ.T4 .δ=5.67×10-8W （m2.K4） 、大气上界太阳辐射：（可看作 黑体辐射） 太阳表面温度高达6000K左右， 是炽热的气态球体。
地表温度有一定影响；其含量多少，还直接影响到大 气能见度的好坏。
（注意）
1、由于煤、石油等矿物燃料的使用越来越多，人类社 会每年排放的二氧化碳总量在过去三十年里增加了一 倍，再加上大量砍伐森林，减少了绿色植物通过光合 作用吸收二氧化碳的能力，大气中二氧化碳的浓度在 过去三十年里增长了12％。
2、氯氟烃是一种人工合成的化合物，主要用于制冷 剂、火箭推进剂等，到了80年代中期为止，全球氯氟 烃的年消费量已达到100万吨。
臭氧的含量下降。
（2）空气以垂直运动为主。但由于空气稀 薄，所出现的天气现象已不如对流层复杂。
（3）在80km处白天出现一个电离层。
4、暖层的特征
高度：中间层至800km处
特征：
（1） 空气质量小，空气稀薄，空气密度只角空气总 质量的0.5%，在120km高空，空气密度小至声音都 难于传播。
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。
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。
伍光和《自然地理学》第四版-第三章-重点总结
第三章大气圈与气候系统1、通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气。
它是地球大气的主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳。
2、只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。
3、从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积12）垂直空气柱的质量为大气压强，简称气压。
气象学把温度为0℃、维度为45°的海平面气压作为标准大气压，称为1个大气压，相当于1.01。
根据各地同一时刻的海平面气压值，在地图上用等压线绘出高、低气压的分布区域，就是水平气压场。
气压随高度升高而降低。
地面暖区气压常比周围低，而高空气压往往比同高度的临区高。
4、按照温度和运动情况，大气圈可以分为5层。
5、表示太阳辐射强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。
6、在日地平均距离（1.496×108）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射称为太阳常数。
7、大气获得能量的具体结构为？1）对太阳辐射的直接吸收。
大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水，占大气体积99%以上的氮和氧对太阳辐射的吸收微弱。
2）对地面辐射的吸收。
地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50%，变成热能使本身温度升高，而后再以大于3的长波（红外）向外辐射。
地面长波辐射几乎全被近地面40-50m厚的大气层所吸收。
3）潜热输送。
海面和陆面的水分蒸发使地面热量输送到大气中。
4）感热输送。
陆面、水面温度与底层大气温度并不相等，因此地表和大气间便由感热交换产生能量输送。
8、大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。
其中一部分外溢到宇宙空间，一部分向下投向地面，后者称为大气逆辐射。
大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量略少于以长波辐射放出的能量，因此地面得以保持一定的温暖程度。
这种保温作用，通常称为“花房效应”或“温室效应”。
9、把地面直到大气上界当做一个整体，其辐射能净收入就是地气-系统的辐射平衡。
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
气象学第三章
（三）饱和差（E-e）
蒸发速度与饱和差成正比。严格 说，此处的E应由蒸发面的温度算出， 但通常以一定气温下的饱和水汽压代 替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。
（四）风速与湍流扩散
大气中的水汽垂直输送和水平扩散 能加快蒸发速度。无风时，蒸发面上的 水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢， 饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍 流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅 速散布到广大的空间，蒸发面上水汽压 减小，饱和差增大，蒸发加快。
1、水相变化的物理过程 从分子运动论看，水相变化是水的各相之间分子交换的过程。例如，在水和 水汽两相共存的系统中，水分子在不停地运动着。在水的表面层，动能超过脱离 液面所需的功的水分子，有可能克服周围水分子对它的吸引而跑出水面，成为水 汽分子，进入液面上方的空间。同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能受水 面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向不断改变，其中有些向水面飞去而重新落 回水中。单位时间内跑出水面的水分子数正比于具有大速度的水分子数，也就是 说该数与温度成正比。温度越高，速度大的水分子就越多，因此，单位时间内跑 出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分子数则与系统中水汽的浓度有关。水 汽浓度越大，单位时间内落回水中的水汽分子也越多。 起初，系统中的水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水中的 水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。 蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大，水汽压也就增大了，这时分子碰撞的 机会增多，落回水面的水汽分子也就增多。如果这样继续下去，就有可能在同一 时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水 汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平 衡（因为这时仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，只不过进出水面的分子 数相等而已）。动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。
现代气候学第三章气候系统的热力过程
(某一天日地距离) (日地平均距离)
日地平均距离：14960万km 近日点日地距离：14710万km 远日点日地距离：15210万km
太阳光线
第 2)太阳高度
一 节
地球水平面
hA
A
hB
B
hB
太阳光
大气上界 地球表面
第 一 节
•太阳高度角: 太阳光线与地球水 平面的夹角
Ｄ１
A1B1C1D1面: 垂直于 太阳光线的平面
0
称为光学路径（只与大气有关？）
第 一 节
•大气质量:太阳光投射到地面所经路程中, 单位截面积空气柱的质量.
•大气质量数(m):实际投射条件下的大气质 量与垂直投射下的大气质量的比值.
m dl dz
引入均质大气高度H0和密度 0
dz0H0 m dl
0H 0
第 一 节
m dl dz
天顶距
dl(h30)sec
dz
h
大 阳 高 90 60 30 10 5 3 1 0 度 （ h ）
大气质 1 量数 （m）
1.1 2.0 5.6 10. 15. 27. 35.
5
4404
• 大气透明度
描述大气对太阳辐射衰减的程度,常用透明 系数表示
如果介质的光学性质是均匀的, k 为常数
I I0 e 0 lk d lI0 e k 0 ld lI0 e k m 0 H 0
在紫外光区的吸收可表示为
Aou (x)(11 1.03 .68 xx 8)02 .80 510 (1 .00 .6 6x3)5 3 8
由低能级跃迁到高能级的过程称为吸收。
两能级的差就是大气吸收的辐射能量
值．
2）主要吸收气体 •氧(O2): 发生在高层大气,波长小于0.26 m
李崇祥主编_节能原理与技术_第3章
y Qdw - (Q3 + Q4 ) η= ×100% y Qdw 4）毛效率与净效率： ①毛效率：扣除设备自用的能量损耗。 ②净效率：将锅炉自用能量作为损失计入得到的效率。 即：
3.3.3 锅炉各项热损失的确定 1、机械不完全燃烧热损失：
η j = η - Δη
(12640CO 10800 H 2 35800CH 4 )
第3章 能量平衡
2）燃气锅炉的化学不完全燃烧热损失： Vgy q3 (12640CO 10800 H 2 35800CH 4 ) Qr
在没有元素分析仪时，用经验公式计算： q 3 3.2 py CO
பைடு நூலகம்
例3：设某燃油锅炉的排烟中CO=0.28%，H2=0.002%，排烟 处空气过剩系数为1.05，干烟气容积Vgy=11.5Nm/kg，求q3。 解：①由例2计算结果q4=1.3%，而CH2=0，代入公式(3.38) ：
0.85
= 33988(kJ/k g）
第3章 能量平衡
2）当量热量：用能过程中所使用的二次能源在工艺过程中实
际完全转换成的能量。
例如：1kW.h的电完全转换为热时产生1×1000×3600 =3600000(J)=3600(kJ) 。
热平衡计算时 等价热量：计算系统二次能源输入热量时。 当量热量：计算实际放出的热量时。
2
T0 E ΔS λ = = 1 - T0 =1 Q Q T 热量和热量的T-s图为 ：
热量Q的能质系数为： 2、冷量 ：仍由和组成。 TT 2 T0 3 6 S2 E 4 A 5 S1 s
A = Q - E = T0 ΔS
冷量是温度低于环境温度时的 热量。 对于可逆卡诺循环有:
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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2
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。
第3章生态系统的相对稳定性
选修2第3章生态系统的相对稳定性（答案）※生态系统稳定性的概念和原因？★概念：生态系统维持或恢复自身结构与功能处于相对平衡状态的能力。
原因：具有自我调节能力。
※生态系统的相对稳定的动态平衡状态包括哪三个方面？★包括结构上的稳定、功能上的完善、能量输入和输出的稳定。
※维持或恢复生态系统相对稳定状态的调节机制是什么？★负反馈调节※什么样的生态系统的自我调节能力强、更容易维持其稳定状态？★物种丰富度高，种群间关系复杂，物种间能量流动和信息传递的通路丰富的生态系统。
※生态系统的稳定性包括哪两个方面？二者的定义分别是？二者的关系是？★抵抗力稳定性和恢复力稳定性；生态系统具有的抵抗影响、保持自身的结构与功能相对稳定的能力，称为抵抗力稳定性；生态系统受到一定程度的破坏后，经过一段时间可以恢复相对稳定状态的能力叫做恢复力稳定性；恢复力随着干扰程度的加剧而降低，恢复到原状所花的时间也就会变得更长；通常呈现负相关。
※两种稳定性的比较类型抵抗力稳定性恢复力稳定性区别实质保持自身结构与功能相对稳定恢复自身结构与功能相对稳定核心抵抗干扰，保持原状遭到破坏，恢复原状影响因素联系一般来说，二者呈负相关。
但对极地苔原（冻原）而言，由于其物种组分单一、结构简单，它的抵抗力稳定性和恢复力稳定性均较低※生物入侵为什么会导致本地物种的数量减少？★生物入侵会导致本地物种的食物减少、栖息地破坏。
※生态系统的相对稳定性主要受哪两种因素影响？各有哪些例子？★人为因素：采矿、过度砍伐、过度放牧自然因素：火烧、地震、台风、干旱、泥石流、全球气候变化※过度放牧导致草原荒漠化，说明了什么？★生态系统的自我调节能力是有限的。
※提高生态系统稳定性的措施★1.控制对生态系统的干扰强度，在不超过生态系统自我调节能力的范围内，合理适度地利用生态系统。
2.对人类利用强度较大的生态系统，应给予相应的物质和能量投人，如在农业生产中，需采取适时适量施肥、浇水等措施，保证生态系统结构与功能的协调。
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I 0T S (0 sin sin cos cos sin 0 ) 2 D I T o 0 极地在夏半年ω =π，在“夏至”收到的日辐射总量最大： S sin 23 . 5 2 =23.5 D I 0T 赤道上 =0，ω =π/2，春秋分时收到的日辐射总量最大： S =0 D 2
e ,T E ,T a ,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。
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:
：
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 ° ）
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）
Ｄ１ Ａ１ Ｂ１ Ｄ Ｃ１
A1B1C1D1面: 垂直于太阳光线
ABCD面: 平行于地球水平面
Ｃ Ｂ
Ａ
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：
I0 sinh 2 sinh I I0 D
(J/M2s)
地平坐标系
基本圈：真地平 基本要素：地平纬圈
零地平 经圈
地平经圈
坐标：
• • • 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 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
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
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
I 0T 任一天： S (0 sin sin cos cos sin 0 ) 2 D
不同的纬度带：春秋分时：赤纬=0，ω0 =π/2，
赤道上： =0，ω0 =π/2，不同的时间（季节）：
极地上： =±π/2 ，夏半年ω0 =π：
I 0T S cos 2 D I 0T S cos 2 D I 0T S 2 sin D
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
27.2
23.5 22.0 21.2 20.7
变化。
当天空中有较多粗粒或全天有云时，散射辐射光谱中的长 波部分能量增加，其最大辐射能力波长也向长波方向移动。
碧空和阴天时散射光谱能量的分布
当天空中有较多粗粒或全天有云时，散射辐射光谱中的长 波部分能量增加，其最大辐射能力波长也向长波方向移动。
大气中太阳辐射传输过程
地平纬度 h（地平高度） 地平经度Ａ（方位角）
真地平
时角坐标系
基本圈：天赤道 基本要素：赤纬圈、
赤经圈（时圈）
坐标： 赤经度（时角）t 赤纬
Q’
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
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
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
Байду номын сангаас
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：
第 一 节
赤纬
的取值变化于
2327 ~ 2327
冬至:
春分,秋分: 夏至:
23 27 0 23 27
太阳赤纬又称赤纬角， 是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角
第 一 节
时角
的取值:
地方时中午12时:
向下午方向到地方时24时:
向上午方向到地方时24时:
=0 =180 = 180
太阳辐射光谱
太阳辐射能随波长的分布曲线。
图中： 实线是大气上界 的太阳辐射光谱； 虚线是温度在 6,000K时的黑体 辐射光谱。
大气上界的太阳辐射光谱
几个重要波段
名 称 波 段(nm) 占总能量的 比例（%） 效 应 作 用
可见光
红外区 紫外区
400—760
>760 <400
50
43 7
光效应
热效应 化学效应
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。
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
经线的间隔随纬度增大而减小
East China Normal University
第 一 节
太阳辐射
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
(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
北寒带 北温带
hp z
sinh sin sin cos cos cost
O
T’ T
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
0
0
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。
h（度） 3 <400 5.9 400～600 53.3 >600 40.8
干洁空气中，h降低，散 射辐射中波长较短的部分 逐渐减少，波长较长部分逐 渐增多，而波长在400nm600nm的可见光几乎不随h而
15
30 45 60 90
14.6
20.4 23.2 24.6 25.8
58.2
56.1 54.8 54.2 53.5
I 0 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
I0 I0 2 D
日地平均距离： r0=1.496×108km
Seasons
Fig 3.4 Midnight sun in Alaska
Question：
北极夏季辐射量最大，气温最高？
每年总有15天左右可升到零上，极端最高 气温一般不超过5度
Fig 3.5 radiant energy received on June 21