地面和大气的辐射
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就整个地球表面平均来说是收入大于支出的，也就是说地 球表面通过辐射方式获得能量。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 （二）大气的辐射差额
Ra=qa+F0-F∞<0 qg大气吸收的太阳辐射，F0，F∞分别表示地面及大 气上界的有效辐射.
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（三）地气系统的辐射差额
地面有效辐射的年变化也与气温的年变化相似，夏季最大， 冬季最小。
但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在 盛夏。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二地面及地气系统的辐射差额
物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差 额。
即辐射差额=收入辐射-支出辐射. （一）地面辐射差额 1 某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之 差值，称地面辐射差额。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
2、地面有效辐射 地面放射的长波辐射（E g ）与地面吸收的大气逆
辐射（δE a ）之差，称为地面有效辐射。 以F0表示，则 F0=Eg –δEa (2·20)
通常情况下，地面温度高于大气温度，地面有效 辐射为正值。地表面经常通过长波辐射失去热量。
只有在近地层有很强的逆温和空气湿度很大的情 况下，有效辐射才可能为负值，地面才能通过长波辐 射获得热量。
若以Rg表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，则得 Rg=（Q +q）（1-α）-F0 （2·21）
式中（Q +q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散 射辐射之和； α 为地面对总辐射的反射率；F0 为地面的有效辐 射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 2 地面辐射差额变化规律
(1)日变化: 一般夜间为负，白天为正，由负值转到正值的时刻 一般在日出后1h，由正值转到负值的时刻一般在日落前1—1.5h。
CO2有两个吸收带，中心分别位于4.3μm和14.7μm。 第一个吸收带位于温度为200—300K绝对黑体的放射能 量曲线的末端，其作用不大，第二个吸收带12.9— 17.1μm，比较重要。
臭氧在9.6μm附近有一狭窄的吸收带（大气窗口 中）。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 大气窗口
大气在整个长波段，除8—12μm波段外，其余的透射 率近于零，即吸收率为1。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（三）大气逆辐射和地面有效辐射 1、大气逆辐射和大气保温效应
大气长波辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。大气 逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿， 由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为 大气的保温效应。
据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为23℃，但实际上近地面的平均温度是15℃，也就是说大 气的存在使近地面的温度提高了38℃。
所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面和大气长波辐射的特点
1 大气对长波辐射的吸收具有选择性 水汽、液态水、 CO2、 O3 。水汽对长波辐射的吸收
最为显著，除8—12μm波段的辐射外，其它波段都能 吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最 强。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作 用更强一些。
Rs=(Q+q)(1-∝)+qa-F∞ qa和F∞分别为大气所吸收的太阳辐射和大气上界的有效辐射。 就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以 为负。 但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。 因为观测表明，整个地球和大气的多年平均温度没有什么变化。
自然地理学（ⅡＡ）
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面及地气系统的辐射差额
（一）地面辐射差额 2 地面辐射差额变化规律 (2)年变化
辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。对同一地理 纬度来说，陆地的年振幅大于海洋。全球各纬度绝大部分地区 地面辐射差额的年平均值都是正值，只有在高纬度和某些高山 终年积雪区才是负值。
8—12μm处吸收率最小，透明度最大，称为“大气窗 口”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能最强处， 所以地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。
大气窗口
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 大气吸收光谱与放射光谱
2、大气中长波辐射的特点 （1）地面和大气的长波辐射是漫射辐射； （2）大气中传输的地面长波辐射被大气强烈吸收，并 且在能量传递中要考虑大气本身的辐射。 （3）长波辐射在大气中传播时可以不考虑散射作用。
第二章 大气的热能和温度
第二节 地面和大气的辐射
一 地面、大气的辐射和地面有效辐射 （一）地面和大气辐射的表示 1地面长波辐射
根据斯蒂芬-波耳兹曼定律, 地面放射辐射能力： Eg =δσT4 =0.9×5.67×10-8×（288）4
= 346.7W/m2 比辐射率δ=0.9， 斯蒂芬-波耳兹曼常数σ=5.67×10-8W/(m2·K4)， 地面平均温度t=15℃
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
2、地面有效辐射 （1）影响地面有效辐射的主要因子
地面温度，空气温度，空气湿度和云况。 （2）地面有效辐射具有明显的日变化和年变化
其日变化具有与温度日变化相似的特征。在白天，随低层 大气中垂直温度梯度增大有效辐射值也增大，中午12—14时达 最大；而在夜间由于地面辐射冷却的缘故，有效辐射值也逐渐 减小，在清晨达到最小。
根据维恩位移定律地面最强的辐射能的波长：
自然地理学（ⅡＡ）
பைடு நூலகம் 第二章 大气的热能和温度
2 大气长波辐射
地面平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约 为250K，故地面和大气辐射最强的波段为10~15 μm， 其热辐射中95%以上的能量集中在3~120μm的波长范 围内（属于肉眼不能直接看见的红外辐射）。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 （二）大气的辐射差额
Ra=qa+F0-F∞<0 qg大气吸收的太阳辐射，F0，F∞分别表示地面及大 气上界的有效辐射.
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（三）地气系统的辐射差额
地面有效辐射的年变化也与气温的年变化相似，夏季最大， 冬季最小。
但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在 盛夏。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二地面及地气系统的辐射差额
物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差 额。
即辐射差额=收入辐射-支出辐射. （一）地面辐射差额 1 某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之 差值，称地面辐射差额。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
2、地面有效辐射 地面放射的长波辐射（E g ）与地面吸收的大气逆
辐射（δE a ）之差，称为地面有效辐射。 以F0表示，则 F0=Eg –δEa (2·20)
通常情况下，地面温度高于大气温度，地面有效 辐射为正值。地表面经常通过长波辐射失去热量。
只有在近地层有很强的逆温和空气湿度很大的情 况下，有效辐射才可能为负值，地面才能通过长波辐 射获得热量。
若以Rg表示单位水平面积、单位时间的辐射差额，则得 Rg=（Q +q）（1-α）-F0 （2·21）
式中（Q +q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散 射辐射之和； α 为地面对总辐射的反射率；F0 为地面的有效辐 射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 2 地面辐射差额变化规律
(1)日变化: 一般夜间为负，白天为正，由负值转到正值的时刻 一般在日出后1h，由正值转到负值的时刻一般在日落前1—1.5h。
CO2有两个吸收带，中心分别位于4.3μm和14.7μm。 第一个吸收带位于温度为200—300K绝对黑体的放射能 量曲线的末端，其作用不大，第二个吸收带12.9— 17.1μm，比较重要。
臭氧在9.6μm附近有一狭窄的吸收带（大气窗口 中）。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 大气窗口
大气在整个长波段，除8—12μm波段外，其余的透射 率近于零，即吸收率为1。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
（三）大气逆辐射和地面有效辐射 1、大气逆辐射和大气保温效应
大气长波辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。大气 逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿， 由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为 大气的保温效应。
据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为23℃，但实际上近地面的平均温度是15℃，也就是说大 气的存在使近地面的温度提高了38℃。
所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面和大气长波辐射的特点
1 大气对长波辐射的吸收具有选择性 水汽、液态水、 CO2、 O3 。水汽对长波辐射的吸收
最为显著，除8—12μm波段的辐射外，其它波段都能 吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最 强。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作 用更强一些。
Rs=(Q+q)(1-∝)+qa-F∞ qa和F∞分别为大气所吸收的太阳辐射和大气上界的有效辐射。 就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以 为负。 但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。 因为观测表明，整个地球和大气的多年平均温度没有什么变化。
自然地理学（ⅡＡ）
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
二 地面及地气系统的辐射差额
（一）地面辐射差额 2 地面辐射差额变化规律 (2)年变化
辐射差额的年振幅随地理纬度的增加而增大。对同一地理 纬度来说，陆地的年振幅大于海洋。全球各纬度绝大部分地区 地面辐射差额的年平均值都是正值，只有在高纬度和某些高山 终年积雪区才是负值。
8—12μm处吸收率最小，透明度最大，称为“大气窗 口”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能最强处， 所以地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。
大气窗口
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度 大气吸收光谱与放射光谱
2、大气中长波辐射的特点 （1）地面和大气的长波辐射是漫射辐射； （2）大气中传输的地面长波辐射被大气强烈吸收，并 且在能量传递中要考虑大气本身的辐射。 （3）长波辐射在大气中传播时可以不考虑散射作用。
第二章 大气的热能和温度
第二节 地面和大气的辐射
一 地面、大气的辐射和地面有效辐射 （一）地面和大气辐射的表示 1地面长波辐射
根据斯蒂芬-波耳兹曼定律, 地面放射辐射能力： Eg =δσT4 =0.9×5.67×10-8×（288）4
= 346.7W/m2 比辐射率δ=0.9， 斯蒂芬-波耳兹曼常数σ=5.67×10-8W/(m2·K4)， 地面平均温度t=15℃
自然地理学（ⅡＡ）
第二章 大气的热能和温度
2、地面有效辐射 （1）影响地面有效辐射的主要因子
地面温度，空气温度，空气湿度和云况。 （2）地面有效辐射具有明显的日变化和年变化
其日变化具有与温度日变化相似的特征。在白天，随低层 大气中垂直温度梯度增大有效辐射值也增大，中午12—14时达 最大；而在夜间由于地面辐射冷却的缘故，有效辐射值也逐渐 减小，在清晨达到最小。
根据维恩位移定律地面最强的辐射能的波长：
自然地理学（ⅡＡ）
பைடு நூலகம் 第二章 大气的热能和温度
2 大气长波辐射
地面平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约 为250K，故地面和大气辐射最强的波段为10~15 μm， 其热辐射中95%以上的能量集中在3~120μm的波长范 围内（属于肉眼不能直接看见的红外辐射）。